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1、波浪定义：江河湖海上起伏不平的水面波浪运动波浪就是海水质点在它的平衡位置附近产生一种周期性的震动运动和能量的传播。波浪运动知识波形的向前传播，水指点并没有随波前进，这就是波浪运动的实质。1。波浪要素波浪的大小和形状是用波浪要素来说明的。波浪的进本要素有：波峰，波顶，波谷，波底，波高，波长，周期，波速，波向线和波峰线等。2。波浪的分类波浪的划分标准很多，其中最常见的是下面按成因的分类。（1）风浪和涌浪。在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风停止，过当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。（2）内波。发生在海水的内部，由两种密度不同的海水相对作用运动而引起的波浪现象。（3）潮波。海水在潮引力
2、作用下产生的波浪。（4）海啸。由火山，地震或风暴等引起的巨浪。开阔大洋中的波浪是由水质点的振动形成，当波浪经过时，水质点便画出一个圆圈；在波峰上，每个质点都稍稍向前移动，然后返回波谷中差不多它们原来的位置。一块浮木或软木，除非是风或海流事实上使其漂移，否则它几乎不改变其位置。质点的振动是风对水面的摩擦引起的。强风的结果形成巨浪，巨浪可能以峰谷间垂直高达1215米（4050英尺）的圆形涌浪形态在开阔大洋上传播数千公里。迄今观测到的最长的涌浪的波长（相邻波峰之间的水平距离）为1130米（3700英尺），波高21米（70英尺），这是1961年“贝齐”号在飓风期间一架自动波浪记录仪于西大西洋中观测到的
3、。但是，当波浪传播到浅水时，其波峰便变陡，卷曲然后破碎（这时称为碎波），结果大量的碎波成为上爬浪（即send）整体地冲上海滩。然后，水又作为回流沿海滩斜坡流回。一方面，水对着海岸聚积起来，另一方面又有称为底流的下层流予以抵销，下层流在海底附近从滨岸流回，或者在这里局部成为裂流。波浪由风推向滨岸，其高度以及由此获得的能量取决于风的强度和风在开阔水域吹过的距离，这称为吹程。因此，在海岸线的演变中，最重要的是相对于风向、开阔海面的海岸线的位置和方位，特别是相对于最大吹程的方向和最大的波浪即优势波浪（能起最大作用的波浪）方向的海岸线位置和方位。海上的波浪是怎样形成的海水受海风的作用和气压变化等影响，促
4、使它离开原来的平衡位置，而发生向上、向下、向前和向后方向运动。这就形成了海上的波浪。波浪是一种有规律的周期性的起伏运动。当波浪涌上岸边时，由于海水深度愈来愈浅，下层水的上下运动受到了阻碍，受物体惯性的作用，海水的波浪一浪叠一浪，越涌越多，一浪高过一浪。与此同时，随着水深的变浅，下层水的运动，所受阻力越来越大，以至于到最后，它的运动速度慢于上层的运动速度，受惯性作用，波浪最高处向前倾倒，摔到海滩上，成为飞溅的浪花。暴风浪具有特别的重要性。暴凤浪是吹程相当大的特殊大风的产物；它们在一天里对海岸线的作用可能比普通盛行波浪在数周相对平静的天气里作用明显。这些暴风浪大多数都造成破坏性的后果。由于它们频繁
5、出现，一浪很快地紧接着一浪，频率约为1分钟1214次，由于当波浪破碎时，水几乎垂直地冲击下来（因此有“冲击碎浪”一语），因而回流比上爬强有力得多。因此，这些破坏性波浪倾向于“梳”下海滩，并将物质向海移动。每分钟起伏约68次的较和缓的波浪，其上爬浪的前冲力较强，由于摩擦阻碍作用，回流力量较弱；因此，它们倾向于将粗砾搬上海滩。这些波浪是建设性波浪，即“崩顶”或“激散”碎波。冬季的大西洋波浪对爱尔兰西岸的平均压力，差不多为每平方米11 000千克，而在大风暴期间，压力可3 倍于此。暴风浪对海岸线的作用在高潮时极为显著，因为它们的力量作用于较高的海滩或悬崖面上。当波浪接近滨岸并且水变浅时，其速度便减小
6、。如果海岸由交替的岬湾构成，那么，水在岬角前变浅要比在海湾深水处快。因此，波浪从海湾处向岬角侧部弯曲或折射，并在这里加强侵蚀过程。如果波浪以斜交的方向推进，那么折射也可能在平直海岸上发生，结果它们最终将在几乎与海岸平行的方向上破碎。海风 海上刮的风。 气象学上指沿海地带白天从海上吹向陆地的风，与陆风相对。海风和陆风都是比较平和的风，因此被称为海陆清风。海陆清风的形成，也是由于海、陆性质的不同造成的。白天在太阳照射下，陆地增温很快，陆上气温比海洋高，空气受热膨胀变轻而上升，使低层气压降低，高空气压升高；海洋上则正好相反，低空气压升高，高空气压降低。这样在海陆交界的小范围内，大气底层海面气压高于陆
7、地，在不考虑其他因素的情况下，空气总是从气压高处流向气压低处，也就是风从海面吹向陆地，这就是海风。 一般海风的风力不大，仅45级左右。海风的范围并不大，水平方向至多不过几十公里，高度也只有几十米，所以即使海风很强，深入内陆不过5060公里。海陆风虽然出现在海滨地区，但也不是所有海滨地区都有海陆风现象。在地区上，中、低纬度出现的机会多；在季节上，夏季要比其他季节显著些。周期性的海陆风，对海滨地区的气候有一定的影响。白天吹海风，使海上充沛的水分输入大陆沿岸，往往形成雾，直至产生降水，这便降低了沿岸的气温，使夏季不致十分炎热。 海风形成原因以及海风的风向规律（）日间，陆地温度高，海面温度低；陆地上方
8、空气压强小，海面上方压强大；风从海面吹响陆地。 夜间反之。海流目录隐藏基本概念 海流的成因 海流的分类 海流的作用 世界海流列表 世界各地的海流 基本概念海流又称洋流，是海水因热辐射、蒸发、降水、冷缩等而形成密度不同的水团，再加上风应力、地转偏向力、引潮力等作用而大规模相对稳定的流动，它是海水的普遍运动形式之一。海洋里有着许多海流，每条海流终年沿着比较固定的路线流动。它象人体的血液循环一样，把整个世界大洋联系在一起，使整个世界大洋得以保持其各种水文、化学要素的长期相对稳定。海洋里那些比较大的海流，多是由强劲而稳定的风吹刮起来的。这种由风直接产生的海流叫作“风海流”，也有人叫作“漂流”.由于海水
9、密度分布不均匀而产生的海水流动，称为“密度流”.也叫“梯度流”或“地转流”.海洋中最著名的海流是黑潮和湾流。由于海水的连续性和不可压缩性，一个地方的海水流走了，相临海区的海水也就流来补充，这样就产生了补偿流。补偿流既有水平方向的，也有垂直方向的。在海洋的大陆架范围或浅海处，由于海岸和海底摩擦显著，加上海流特别强等因素，便形成颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。在研究海流的过程中，科学家们还常常按温度特性，将海流分为暖流和寒流。还有一种是海水受月球、太阳引潮力而产生的水平流动现象，是同潮汐一起产生的潮流。在科学技术发达的今天，已经可以利用海流选择航线、发电和捕鱼等。 海流的成因
10、海流形成的原因很多，但归纳起来不外乎两种。第一是海面上的风力驱动，形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而言是一薄层。海流形成的第二种原因是海水的温盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的分布又决定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与等势面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形成。另外海面上的增密效应又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。海流形成之后，由于海水的连续性，在海水产生辐散或辐聚的地方，将导致升、
11、降流的形成。为了讨论方便起见，也可根据海水受力情况及其成因等，从不同角度对海流分类和命名。例如，由风引起的海流称为风海流或漂流，由温盐变化引起的称为热盐环流；从受力情况分又有地转流、惯性流等称谓；考虑发生的区域不同又有海流、陆架流、赤道流、东西边界流等。描述海水运动的方法有两种：一是拉格朗日方法，一是欧拉方法。前者是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，但近代用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。通常多用欧拉方法来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依测量结果，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。如果流场不随
12、时间而变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。海流流速的单位，按SI单位制是米每秒，记为m/s；流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。例如，海水以0.10m/s的速度向北流去，则流向记为0(北)，向东流动则为90，向南流动为180，向西流动为270，流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。绘制海流图时常用箭矢符号，矢长度表示流速大小，箭头方向表示流向。海洋中除了由引潮力引起的潮汐运动外，海水沿一定途径的大规模流动。引起海流运动的因素可以是风，也可以是热盐效应造成的海水密度分布的不均匀性。海水沿着一定的方向有规律的水平流动。海流可以分为暖流和寒流。若海流的水温比到达海区的水温高，则称为
13、暖流；若海流的水温比到达海区的水温低，则称为寒流。一般由低纬度流向高纬度的海流为暖流，由高纬度流向低纬度的海流为寒流。海流还可以按成因分为风海流、密度流和补偿流。盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的海流，叫做风海流。世界大洋表层的海洋系统，按其成因来说，大多属于风海流。不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异，从而引起海水水位的差异，在海水密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜，造成海水的流动，这样形成的海流称为密度流。当某一海区的海水减少时，相邻海区的海水便来补充，这样形成的海流称为补偿流。补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流
14、又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。综上所述，产生海流的主要原因是风力和海水密度差异。实际发生的海流总是多种因素综合作用的结果。大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，行星风系作用在海面的风应力和水平湍流应力的合力，与地转偏向力平衡后，便生成风漂流。行星风系风力的大小和方向，都随纬度变化，导致海面海水的辐合和辐散。一方面，它使海水密度重新分布而出现水平压强梯度力，当它和地转偏向力平衡时，在相当厚的水平层中形成水平方向的地转流；另一方面，在赤道地区的风漂流层底部，海水从次表层水中向上流动，或下降而流入次表层水中，形成了赤道地区的升降流。大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，造
15、成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，作水平方向的流动，并可通过中层水底部向上再流到表层，这就是大洋的热盐环流。大洋表层生成的风漂流，构成大洋表层的风生环流。其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(-效应)和水平湍流摩擦力的作用，形成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中，有一半是大洋西边界西向强化流传输的。进入大洋上层的热盐环流，在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同，使流速增大；但在南半球则因方向相反，流速减缓，故大洋环流西向强化现象不太显著。大洋表层风生环流在南半球的中纬度和高纬度地带，由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环绕南极大陆连续流动的南极绕极流。在大洋的东部和近岸海域，当风力长期地、几乎沿海岸平行地均匀吹刮时，一方面生成风漂流，发生海水的水平辐合和辐散，而出现上升流和下降流；另一方面因海水在近岸处积聚和流失而造成海面倾斜，发生水平压强梯度力而产生沿岸流，就形成沿岸的升降流。大洋西向强化流在北半球向北(南半球向南)流动，而后折向东流，至某特定地区时，流动开始不稳定，流
