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第八讲 海洋中的波动

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6海洋学——海洋中的波动2014

6海洋学——海洋中的波动2014
iii 海啸（数分钟）； iv潮波（12或24h）。
8
海 洋 学(Oceanography)
⑤ 动力机制 i 开尔文波（Kelvin wave）——长周期重力波(gravitywave) ，同时受重力(gravity)和科氏力(coriolisforce)作用。是右界 波振幅为a的自由长波，通过一无限长，具有侧向铅直边界 ，水深为h的水道时波动。波动振幅是y的函数，波峰处波 面右高左低，波谷处左高右低。即右岸波高大于左岸。 ii 罗斯贝波（Rossby wave）——亦称行星波，是一种远小 于惯性频率f的低频波，恢复力(restoringforce)是科氏力随 纬度的变化率。
§6.2 小振幅重力波 (gravity wave of small amplitude)
1. 波形传播与水质点的运动（wave form propagation and the motion of water particles）
波剖面方程（equation of wave profile）
asin(kx t)
9
海 洋 学(Oceanography)
⑥ 波浪分级——1~12
10
海 洋 学(Oceanography)
11
海 洋 学(Oceanography)
根据国际波级表规定，海浪级别按照有效波高进行划分。
引自：2013中国海洋灾害公报
将某一时段连续测得的所有波高按大小排列，取总个数中的前 1/3个大波波高的平均值，称为有效波高。有效波高大于等于4米 的海浪称为灾害性海浪。 海洋灾害包括风暴潮、海浪、海冰、海啸、赤潮、绿潮、海平 面变化、海岸侵蚀、海水入侵与土壤盐渍化以及咸潮入侵灾害。
5
海 洋 学(Oceanography)

六章节海洋中波动现象

六章节海洋中波动现象

如今，海洋学家终于解开了挪威海岸的“死水”之迷。原来是 “密度跃层”和“内波”在作怪。
挪威海岸的峡湾大都与河流甚至冰川连接，有大量的淡水汇 入海水。这就在海面上形成了一个密度较小的淡水层。淡水层的 下面则是密度较大的咸水层，两层之间便有了一个密度跃变，这 就是“密度跃层”。前文提到的异状，究其根源，就出在两层海 水之间的界面上。
常状态的时间。当实际风时大于最小风时时，风浪为定常状态， 反之为过渡状态。 最小风区：当实际风时一定，对应于某一风区内的波浪达到定 常状态，此风区的长度为最小风区。当实际风区小于最小风区 时，风浪为定常状态，反之为过渡状态。
5.4 浅海和近岸海浪
（1）波速、波长逐渐变小（图6-15） （2）波峰线有水深h1跨过等深线进入水深h2的过程
与实际海浪的形状更接近
2.2斯托克斯理论：
（1）波剖面对于横轴上下不是对称的，水质点的振 动中心高于平均水面
（2）波速与波长、波高有关，波陡越大，波速越大 （3）水质点的运动轨迹接近为圆，但是一个周期内
不封闭，有位移。 （4）动能大于势能；铅直方向上动能大于水平方向
上动能 （5）当振幅/波长超过一定限度时，波面将破碎
角散：由于各个分波的传播方向也不尽一致，在传播过程中向不同 方向分散开来的一种现象。
——产生了涌浪不同于风浪的特点
预报风暴：波动有涌浪（先行涌）向波浪转变
传播距离惊人：北太平洋加利福尼亚夏季缓慢而有力的拍岸浪，是 由南极大陆附近的大洋风暴产生的风浪传播而来的涌浪所致
（2）风浪——取决于对能量的摄取与消耗之间的平衡关系
5.2 特点：
风浪：波峰尖削，分布不规律，波峰线短，周期小， 风大师出现破碎，形成浪花
涌浪：波面较平坦、光滑，波峰线长，周期、波长 都较大，传播较规则。

第八讲 海洋中的波动

第八讲 海洋中的波动

辐聚
高压 中心
辐散
高压中心向辐聚区运动 使Rossby波向西传
北半球罗斯贝的传播
罗斯贝波的生成
• 大洋中的扰动、开尔文波激发等
厄尔尼诺的一种机制
• 罗斯贝波从赤道附近的异常 暖的海面向西传播（厄尔尼 诺期间）。
• 当它达到海洋的西边界时会 被反射，形成开尔文波，这 种波向东传，它起着抵消或 改变海面暖信号的作用，引 发降温事件（拉尼娜期间）
• 1983年，中国加入ITWS • 目的：在海底设置压力传感器与海
面浮标相连，尽早发现海啸
海啸的预报和预警
• 2011年，中国开始一项“巨大的工程”— —“东海海底观测网”，将在未来五年内建 成
同济大学汪品先院士
海洋内波
• 海洋内部不是均匀的，任何密度、温度、盐度剧 烈变化产生分层效应
• 海洋内部任何两层界面处均可能存在波动，称之 为内波
• 波浪破碎后形成沿着海岸线流动的沿岸流 • 沿岸流最终以离岸流回流到海中
离岸流对游泳者造成极大威胁！
James B Lushine
Courtesy Miami Herald
离岸流的间隔与破碎带宽度成正比
波浪浮标
海浪的观测
声学波浪浮标
卫星高度计测波高
风暴潮
风暴潮
气象潮与风暴潮
• 由气象原因引起的局部海洋水面非周期性的升降 现象，称为气象潮。
• 整个厄尔尼诺事件循环所需 时间是由这些波传播的速度 决定的，它大约需要2年。
第八章 海洋中的波动
• 周期性或准周期性运动随时间 在空间中传播的现象称为波动。
按照成因划分： • 海浪：由风引起的水重力波 • 潮波：引潮力引起 • 海啸：海底地震引起 • 风暴潮：气压骤降引起 • 开尔文波和罗斯贝波

《海洋中波动现象》课件

《海洋中波动现象》课件

观测案例分析
案例一： 2004年印 度洋海啸
案例二： 2011年日 本地震海 啸
案例三： 2013年菲 律宾台风 海啸
案例四： 2015年智 利地震海 啸
案例五： 2017年墨 西哥地震 海啸
案例六： 2018年印 尼地震海 啸
Part Five
海洋波动现象对环 境的影响
对海洋生态系统的影响
影响海洋生物的生存和繁衍
海浪侵蚀：海 浪对海岸的侵 蚀作用，导致 海岸线后退和
海平面上升
海底滑坡：海 底地震、火山 爆发等引起的 海底滑坡，导 致海底地形变
化
海啸：海啸对 海岸的破坏作 用，导致海岸 线后退和海平
面上升
海底火山：海 底火山喷发形 成的新岛屿和 海底地形变化
对人类活动的影响
渔业：影响渔业资源分布和捕捞活动 航运：影响船舶航行安全和效率 海岸工程：影响海岸防护和工程建设 海洋生态：影响海洋生物多样性和生态系统平衡
浮标观测：通过浮标测量海面高度、 温度、盐度等参数
海底观测：通过海底观测设备测量海 底地形、海流等参数
岸基观测：通过岸基观测设备测量海 浪、潮汐等参数
航空观测：通过飞机观测海面高度、 温度、盐度等参数
数值模拟：通过数值模拟方法预测海 洋波动现象
测量仪器
浮标：用于测量 海面高度和波浪 高度
声纳：用于测量 海流速度和方向
Part One
单击添加章节标题
Part Two
海洋波动现象概述
定义与分类
海洋波动现象：指海洋中由于各种因素 引起的水面起伏和波动
定义：海洋波动现象是指海洋中由于各 种因素引起的水面起伏和波动，包括海 浪、潮汐、海啸等
分类：根据波动的性质和成因，可以分 为海浪、潮汐、海啸等

海洋中的波动现象课件

海洋中的波动现象课件
的生理和行为。
底层水体通风
内波能导致底层水体的上升和通 风，影响底层水体的生物化学过
程。
海洋波动现象的应用与研究
05
前沿
海洋波动现象在海洋工程中的应用
船舶设计
了解海洋波动现象的ຫໍສະໝຸດ 性，有助于优化船舶的设计，提高其稳定性和安全性。例如，通过分析 波动现象的频率和幅度，可以预测船舶在特定海况下的运动响应，从而指导船舶的结构设计和 性能优化。
海洋波动现象的研究方法
01 现场观测
通过布置浮标、测波仪等设备进行现场观测，获 取波浪的实时数据。
02 遥感技术
利用卫星遥感技术，对大面积海域的波浪进行观 测和监测。
03 数值模拟
基于物理模型，利用计算机进行数值模拟，揭示 波浪生成、传播和演变的规律。
02
海洋中的重力波
重力波的形成与传播
形成原因
波动在海洋中的重要性
01 能量传输
波动在海洋中是实现能量传输的重要机制，通过 波动能够传递并分散大量的能量。
02 混合过程
波动能够导致海洋水体的混合，对于海洋中的生 物地球化学过程具有重要的影响。
03 岸线侵蚀与保护
大浪能够对岸线进行侵蚀，同时，波浪也是海岸 线动态平衡的重要因素，对于海岸线的保护具有 双重作用。
海洋中的水体由于温度、盐度等 因素形成密度分层，这是内波形
成的重要条件。
扰动源
如风、地震、潮汐等，它们可以打 破密度分层的平衡，激发内波的产 生。
地形效应
海底地形如海底山脉、海沟等，也 能对内波的形成起到重要作用。
内波的传播特性
传播方向与等深线平 行 内波的传播方向通常与等
深线平行，这是内波的一 个重要特征。
重力波是由重力与流体惯性力相互作用而形成的 波动现象。在海洋中，重力波主要由风、潮汐、 地震等驱动力引发。

第八章 海洋中的波动

第八章 海洋中的波动
2 t⎥ ⎦
• 群速度
cg = dσ k − k ' dk 1 ⎛ 2kh ⎞ = c ⋅ ⎜1 + ⎟ 2 ⎝ sinh 2kh ⎠ =
σ −σ '
群速度的概念
• 群速度的定义
∂ω cg = ∂k
• 群速度与相速度的关系
g 1 = c, cg = 2ω 2 cg = gd = c,
Deep water; Shallow water
开尔文波
• 开尔文波是一种长重 力波，它同时受重力 和科氏力的作用 • 波面变化与水质点的 水平运动同步 • 由于科氏力的作用， 波峰处右高左低，波 谷处左高右低（北半 球）
开尔文波的性质
• 开尔文波是右边界长重力波（北半球）， 科氏力为零的赤道构成了开尔文波的边 界，因此，开尔文波只能沿赤道向东传播
海浪的随机性与海浪谱
• 海-气界面最重要的物理现 象—波浪，是控制海气交换 的关键因素 • 由于海浪的随机性，通常用 海浪谱来描述，我国海洋学 家文圣常院士提出文氏谱 • 海浪谱用来描述海浪能量依 不同频率的分布。 • 海浪预报模式在海洋模式中 最为成熟。国际上有WAM、 SWAN、 WAVEWATCH模式，我 国发展了具有自主知识产权 的海大模式（OUM)
kxβ K ky
2
• 当波长很长时，罗斯贝波的频散关系为 • 罗斯贝波变形半径R= gh fFra bibliotekσ =−
βk x
K +
2
1 R2
罗斯贝波的生成机制
• 大洋中的扰动、开尔文波激发等
Rossby波的作用
罗斯贝波的传播机制
• 位涡守恒原理：若海底平坦，则有绝对位涡（相对 涡度与行星涡度之和）守恒 d (ς + f )

海洋中的波动现象分解共32页文档


海洋中的波动现象分解
1、纪律是管理关系的形式。——阿法 纳西耶 夫 2ห้องสมุดไป่ตู้改革如果不讲纪律，就难以成功。
3、道德行为训练，不是通过语言影响 ，而是 让儿童 练习良 好道德 行为， 克服懒 惰、轻 率、不 守纪律 、颓废 等不良 行为。 4、学校没有纪律便如磨房里没有水。 ——夸 美纽斯
5、教导儿童服从真理、服从集体，养 成儿童 自觉的 纪律性 ，这是 儿童道 德教育 最重要 的部分 。—— 陈鹤琴
31、只有永远躺在泥坑里的人，才不会再掉进坑里。——黑格尔 32、希望的灯一旦熄灭，生活刹那间变成了一片黑暗。——普列姆昌德 33、希望是人生的乳母。——科策布 34、形成天才的决定因素应该是勤奋。——郭沫若 35、学到很多东西的诀窍，就是一下子不要学很多。——洛克

海洋中的波动现象分解32页PPT

海洋中的波动现象分解
11、用道德的示范来造就一个人，显然比用法律来约束他更有价值。—— 希腊
12、法律是无私的，对谁都一视同仁。在每件事上，她都不徇私情。—— 托马斯
13、公正的法律限制不了好的自由，因为好人不会去做法律不允许的事 情。——弗劳德
14、法律是为了保护无辜而制定的。——爱略特 15、像房子一样，法律和法律都是相互依存的。——伯克
Hale Waihona Puke 谢谢11、越是没有本领的就越加自命不凡。——邓拓 12、越是无能的人，越喜欢挑剔别人的错儿。——爱尔兰 13、知人者智，自知者明。胜人者有力，自胜者强。——老子 14、意志坚强的人能把世界放在手中像泥块一样任意揉捏。——歌德 15、最具挑战性的挑战莫过于提升自我。——迈克尔·F·斯特利

物理海洋学 海浪与海洋波动PPT精品文档15页

➢ 将H1/3称为有效波高；具备这种波高的波称为有效波。
海浪的数学物理模型
水波动力学理论
➢ 线性波 ➢ 非线性波
随机海浪理论
两种理论均有重 要意义，且不可代替。 后面将进行详细讲解。
谢谢！
xiexie!
谢谢！
xiexie!
观测的物理事实
观测的物理事实
波的描述
波峰：波面的最高点 波谷：波面的最低点。 波高(H)：相邻的波峰和波谷间的垂直距离。 振幅(d)：波高(H)的一半。 波长（ ）：两相邻的波峰或波谷间的水平距离。 周期(T) ：两相邻的波峰或波谷通过某一固定点所需
的时间。 波速(c)：波峰(或波形)的传播速度。 波陡（ ）：波高与波长之比。 波峰线垂直于波向线。 波数（K）：单位距离中波形的个数。
C1,C2,C3等为波面的极大值，D1,D2,D3等为极小值。在一 组上跨零点与下跨零点之间可能出现一个以上的极大值 (如C3,C4)，其中最大的一个称显著波峰。
这样,海浪波高的定义修改为：在下跨零点前后相邻的显著 波谷与显著波峰间的高度差(如H1)。
周期定义为相邻两个显著波峰出现的时间间隔，或相邻两 上跨零点或下跨零点)出现的时间间隔。
波的描述
CT
海浪的统计特性
实际海洋中的海浪波形十分复杂。 复杂中表现出明显的周期性。 数学上，将浪视为若干个不同频率(或周
期)正弦波叠加的结果。
海浪的统计特性
海浪的统计特性
O-O为零线，记录曲线于O1,O3,O5等点由下方向上跨过零 线、这些(或显著波谷）间的水平距离，
海浪的统计特性
在一段时间所观测的波高系列中，所有波高的平 均值称为平均波高，反映波高的平均状态，可以 作为各种波高换算的媒介。

海洋中的波动现象


•判断深水波、浅水波 深水波 h≥0.5 λ
c g 2
浅水波 h≤0.05 λ c gh
• 大洋视为深水波 4m视为浅水波
２. 波动的能量（wave energy)
动能(kinetic energy) 势能(potential energy)：相对静止海面
假设：二维前进波动沿正x方向传播，取相距一个波长的两 个铅直平面AA和BB，两平面间的流体上界为自由表面，下 界为海底。假设水深无限深，沿y方向的宽度为1
(1) 深水波 P 1 ec 2
1)深水波中，能量的一半以波速传播
2)能量的传播速度
c*
1c 2
(2) 浅水波
1)浅水波中，能量的全部以波速传播 2)
P ec
c* c gh
(3) 波动所具有的能量相当可观
例：波高为3m，周期为7s的一个波动，跨过10km宽的 海面。求它的功率（波动功率指单位时间内跨过单位 截面的能量）
x0、z0为水质点运动的 平衡位置 z为水质点所处的深度
深水波的几点规律： (1) 水质点的运动轨迹为圆，半径为aekz (2) 轨迹的半径随深度的增大而指数减小
r aekz 当z 0时，r a
当z 时，r ae2 1 a
535
所以又称为表面波
look at surface “rotary” motion (Deep Water Wave)
c g tanh(2h )
2
说明：1)无论是深水波或浅水波，T、λ、c均不随深度 变化
2)只要深度为z的某一层有波浪，那么它们的T、 λ、c与海表面的情况一样
3)浅水波的波速c与水深h有关
Wave Speed
深水波
c c
2 g 2
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风暴潮预报
• 经验统计预报 用回归分析和统计相关来建立指标站的风和气压 与特定港口风暴潮位之间的经验预报或相关图表
• 动力数值预报 用数值天气预报给出海上风场和气压场，之后
用风暴潮数值模式给出风暴潮位和潮流的时空分 布
2004印度洋海啸
• 2004年12月26日，印度 洋发生里氏9.0级强烈地 震并引发海啸。吞噬了22 万3千多人的生命，让人 类再次感到海啸的恐怖
• 在海洋中的各种波动中，以海浪所占据的 能量最大，相当于28680颗广岛原子弹
海洋的节拍---海浪
海浪是很多文学作品的讴歌对象
会相一一 教搅重泊 相 山 相 浪 沙 海淘灭来 无 一 无 一 一 时 歇重泊 平日生去 。，。，
白居易 《浪淘沙》
海浪是如何生成的？
• “无风不起浪”-----风浪 • “无风三尺浪”-----涌浪 • 海浪是由风引起的表面重力波 • 风浪：一直处在风作用下的海浪 • 涌浪：风停止、减弱、转向时的海浪
2011年3月11日，日本东北部海域发生9.0级地震,
引发了强大的海啸
• 截止4月29日，死亡14616人，失踪11111人
防波堤
震源
日本仙台机场
海啸
• 因海底地震或火山爆发而引起海水剧烈的起伏， 形成强大的波浪，称之为海啸。
• 是一种长重力波，英语中称为Tsunami，由日语 “律波”而来
产生海啸的原因
近岸的海浪
• 涌浪传播的速度很快，常在风暴系统到来 之前先行到达
• 波浪传播到近岸时，周期变化不大，波高 增大，波长减小，最后到达海岸发生破碎
为何波峰线大致平行于海岸线？
• 海浪的折射
浅水中的波速 h为水深
c
=
gh
• 海岬处，海浪辐聚，出现大浪
• 海湾处，海浪辐散，波浪较小
近岸流
从波浪开始破碎到岸边沿海岸线的狭长范围，称为破碎带
• 可将深层营养盐输送到表层，有利于海 洋生物
• 内波引起等密面的波动对声波产生影响
• 海上工程：如海上石油平台，海底管道 • 海军部门：潜艇，声纳 • 近海打捞：潜水 • 海洋混合
开尔文波
• 开尔文波是发生在海洋或大气中，被地形边界俘获 的平衡科氏力的波动现象，是一种低频长重力波。
• 开尔文波的一个特征是非弥散性，即相速度与波能 群速度在所有频率均相等。
• 当海啸波进入陆棚后，由于深度变浅，波高突然 增大，它的这种波浪运动所卷起的海涛，波高可 达数十米，并形成“水墙”。
海啸的预报和预警
• 地震和海啸是不可抗拒的 自然灾害，海啸预报几乎 是不可能的
• 国际海啸预警系统
• 1948年，美国在夏威夷组建了地震 海啸预警系统
• 1965年，国际海啸预警系统（ITWS） 成立
波浪传播与水质点运动
• 波浪周期（波高）越大，波速越大
c
=
gT
2π
• 水质点的运动轨迹基本闭合
g 为重力加速度 T 为周期
深水 中等水深 浅水
海浪预报
海浪预报
• 如何描述海浪？ • 海浪谱描述海浪能量在不
同频率和方向上的分布
物理海洋学家、 我国海浪理论 的奠基人文圣常院士
海浪预报模式
破碎 耗散项
• 地震、板块移动、火山爆发 • 海啸的特征之一是速度快，地震发生的地
方海水越深，海啸速度越快。
海啸的特点
• 海啸通常由震源在海底50km以内，震级6.5以上的 海底地震引起
• 海啸波长比海洋的最大深度还要大，在海底附近 传播也没受多大阻滞，不管海洋深度如何，波都 可以传播过去，
• 海啸在海洋的传播速度大约500~1000km/小时，而 相邻两个浪头的距离也可能远达500到650公里，
风暴潮的种类
风暴潮的特点
• 风暴潮是一种重力长波，周期约为1～100小时， 介于地震海啸和海洋潮汐之间，水位振动幅度可 达数米；如果风暴潮与天文大潮叠加在一起时， 水位变化幅度将更大。
• 风暴到达之前，由于风暴潮的移动速度小于当地 自由长波的速度，因此，会有先兆波到达岸边， 引起沿岸海面缓慢升降，属初振阶段；
• 特大的气象潮通常称为“风暴潮” 形成原因 • 海上风使表层海水被迫发生运移和堆积。 • 高气压控制海域时，“高压”迫使海面降低；低
气压控制海域时，海面随之升高。
• 海水蒸发使海面降低；较大的降水量引起海面相 应升高。
• 气象潮的振动周期通常在几分钟到几天不等。
风暴潮
• 风暴潮分类： 台风风暴潮 温带（气旋）风暴潮
• 一般而言，离岸风比向岸风的风区 海岸 要短。
• 风时（duration） 稳定的风持续吹送在海域的时间
风区 离岸风
向岸风 风区
• 波龄：波速与风速之比
β = c / U ≤ 1.2
• 波龄用来描述风浪的成长状态
幼年
波龄小 波高小
• 充分成长的风浪
Hs = 0.025U 2
中青年
波龄增大 波高增大
开尔文波与暖池
• 赤道开尔文波是太平洋中的暖流冲击， 在印度尼西 亚周围形成，然后向东朝美洲国家推进。典型的开尔 文波为5或10厘米高，几百公里宽，比周围海水温度 略高。
罗斯贝波（Rossby wave）
• 罗斯贝波又称为行星波，是一种远远小于 惯性频率f 的低频波，其恢复力是科氏力随 纬度的变化
第八章 海洋中的波动
• 周期性或准周期性运动随时间 在空间中传播的现象称为波动。
按照成因划分： • 海浪：由风引起的水重力波 • 潮波：引潮力引起 • 海啸：海底地震引起 • 风暴潮：气压骤降引起 • 开尔文波和罗斯贝波
• 按相对水深划分：深水波、浅 水波
• 按波形传播：前进波、驻波
• 按发生位置：表面波、内波、 边缘波
• 海浪能量平衡方程
∂E ∂t
+
∇i(Cg E)
=
Sin
+
Snl
+
Sds
海浪谱随 海浪谱随 风输入项 时间变化 空间变化
波-波相 互作用项
• 如何考虑波-波相互作用项成为模式划分标准 第一代预报模式（60-70年代初）：完全忽略 第二代预报模式（70-80年代初）：间接计算 第三代预报模式（1988年之后）：直接计算
海洋内波的形成和研究
• 对内波形成机制尚不清楚 • 可能原因：海面风、海面气压场、上混合层中密度不均匀、
潮流或海流流经不平的海底（地形）等。 研究方法： • 资料分析：通过海水温、盐、流的资料分析 • 理论推导 • 卫星SAR图片反演
研究海洋内波的意义
• 内波可将大、中尺度运动能量传递给小 尺度过程，引起海洋内部混合、形成温、 盐细结构
• 1983年，中国加入ITWS • 目的：在海底设置压力传感器与海
面浮标相连，尽早发现海啸
海啸的预报和预警
• 2011年，中国开始一项“巨大的工程”— —“东海海底观测网”，将在未来五年内建 成
同济大学汪品先院士
海洋内波
• 海洋内部不是均匀的，任何密度、温度、盐度剧 烈变化产生分层效应
• 海洋内部任何两层界面处均可能存在波动，称之 为内波
海浪要素
• 波高 H • 周期 T • 波长 L • 波陡：H/L<1/7
• 波陡越大，非线性越强， 海浪越易破碎
有效波高和周期
• 将得到的波高从大到小排列，前1/3部分的大波的 平均波高，称为有效波高，对应的平均周期为有效 周期
• 通常所说的海浪波高，即为有效波高
风区和风时
• 风区（fetch） 稳定的风持续吹送的海域距离
辐聚
高压 中心
辐散
高压中心向辐聚区运动 使Rossby波向西传
ห้องสมุดไป่ตู้
北半球罗斯贝的传播
罗斯贝波的生成
• 大洋中的扰动、开尔文波激发等
厄尔尼诺的一种机制
• 罗斯贝波从赤道附近的异常 暖的海面向西传播（厄尔尼 诺期间）。
• 当它达到海洋的西边界时会 被反射，形成开尔文波，这 种波向东传，它起着抵消或 改变海面暖信号的作用，引 发降温事件（拉尼娜期间）
赤道传播，东边界向极地传播 • 赤道的作用类似南、北半球的地形边界，使开尔文
波可以沿赤道传播 • 赤道开尔文波只能向东传播
对于赤道上向东传播的运动，北半球的科氏力 使任何向北的偏离都会被带回赤道；而南半球 的科氏力使任何向南的偏离也都会被带回赤道。 而对于沿赤道向西的运动，科氏力将不会恢复 向南或向北的偏离
赤道开尔文波
• 典型的相速度约为2.8 m/s，赤道开尔文波从新几内 亚跨越太平洋传至南美洲约需2个月
• 向东传播的赤道开尔文波“撞击”海盆东边界，部分 能量以行星波及重力波的形式反射回去，剩余的部分 能量则以海岸开尔文波的形式向两极传递
赤道太平洋的Kelvin波
赤道Kelvin波为在温跃层内部东传的波动，将西太平洋 的暖水向西传递
• 大部分情形下，海洋内波由潮流和海底相互作用 而激发
• 在所有季节和海域，观测到的温度和盐度的短时 间变化都大致可以用内波来解释
海洋内波
• 海洋内波的恢复力为约化重力，即重力与 浮力之差
• 因其恢复力很弱，其运动比表面波慢得多
• 内波的频率介于惯性频率和浮力频率之间
f = 2ω sin ϕ
N
=
⎡ ⎢− ⎣
• 开尔文波可分为赤道开尔文波和海岸开尔文波两大 类
海岸开尔文波
• 海岸开尔文波是波速为(gd)1/2,随水深增大 • 波面变化与水质点的水平运动同步，水体随波动输送
• 顺着传播方向看，右岸的振幅远大于左岸，波峰处右 高左低，波谷处左高右低（北半球）（？）
海岸和赤道开尔文波
• 在北半球，海岸开尔文波是一种右边界波（？） • 在南半球，海岸开尔文波是一种左边界波 • 不管北半球还是南半球，开尔文波在海盆西边界向