水波是横波还是纵波

1、(1)水波是横波还是纵波 转 将一石子投入平静的湖面 , 很快在湖面上形成了以石子 落水处为中心的圆圈状波浪 , 水面上的质点看上去好象上下 振动 , 波向外传播 , 如同横波 .大家知道气体、液体、固体都能传播纵波 , 液体和 气体不能传播横波 , 那么水波是纵波吗 ?实际上 , 这种因扰动在水面引起的波动是常见的 ,水质点的振动不只 限于在水的表面 , 而且以越来越小的振幅一直延伸到水底 . 此外 , 振动既有纵向分量 , 又有横向分量 , 还必须遵从流体动力学定律 , 因此全面分 析水波所要求的数学方法是比较复杂的 , 但从基本的物理方 法进行定性分析并不困难 .取一个有矩形截面的长沟槽

2、 , 并且槽壁没有摩擦 ,其中装有 不可压缩的理想液体 . 当一列波沿沟槽传播时 , 每个液体元 都离开平衡位置 , 既有纵向位移 , 又有横向位移 . 作用在液体元上的回复力 , 一部分是由于在液体中深度逐点变化而产生的压力差 , 另一部分是由于液体自由表面的弯曲所引起的表面张力效 应.上表面所受的压力恒定 , 并且等于大气压力 , 在沟槽底面的 竖直位移总是零.一般来说 , 液体的质点在与沟槽长度相平行的竖直平面内,沿椭圆形轨道运动 , 椭圆的长轴是水平的.这种运动可以看作两个简谐振动的叠加 , 这两个简谐振动频率相同 , 但振幅 不同,一个在水平方向振动 , 另一个在竖直方向振动 , 相

3、位之差为 90 度。因此这种波可看成相位差 90 度且振幅不同的纵波与 横波的叠加 .如果波长与水的深度一样 , 或者比水的深度还小 , 则在表面 处, 两个振幅几乎相等 , 质点作圆周运动 . 水平分量和竖直分量的振幅随深度增加而减小,但是竖直分量的振幅比水平分量减小得快 . 在沟槽底部 , 竖直分量变为J | A 零,振动全部是纵向的 .如图是沟槽中质点运动路径和波形 .上方的水平点线 , 表示处于静止状态液体的自由表面，圆圈 表示质点的路径 , 质点的平衡位置在圆心 .一列波从左向右 通过液体时 ,质点在这些路径上沿顺时针方向绕转 . 实线表示某一瞬间液体表面的形状 .下方的点线表示液面

4、下 某一深度处质点的平衡位置 .这些质点的路径都是椭圆 , 虚线就是当液体的自由表面具有图中实线所示形状时这些 质点的轨迹 .综上所述 , 可知水波既不是横波 , 也不是纵波。海水的波浪组成比较复杂，根据水深的不同，及风力，洋流 的影响变化很大。但它确实既有横波又有纵波，至于当作横 波还是纵波来处理则要看研究的目的，必要时都需要予以考 虑。波浪是怎样形成的呢？这是一个比较复杂的问题，一般地说 海水受到外力作用，水（这时可以看成无数个有质量的点） 在其平衡位置附近作周期性振动，就是说一个水质点从最高 点（波峰）经平衡点再往下到达最低点（波谷） ，然后再经 平衡点回到最高点，就完成一个振动周期这是

5、因为，当水 质点离开平衡位置后，有一种力叫恢复力（表面张力、重力 等）就力图使它回到原来的平衡位置，但因有一个惯性作用 振动仍保持着，并通过其四周的水质点向外传播，这种过程 就形成了波浪，看到波浪由这边传到那边其实一个水质点 并没有移动，只是其中能量转移到其它质点上去，让人觉得 好像波浪自己会传到很远的地方去一样波浪的成因比较多，因此类型也就比较多；有毛细波、重力 波、惯性波和行星波四种基本类型毛细波顾名思义是比较 细小的波，它的波不会很高，但其频率最高，一个波浪完成 的时间周期很短，不到 1 秒钟，因为它的恢复力为海水中的 表面张力随着频率的减小，重力逐渐成为主要的恢复力， 这时的被称为重力

6、波重力波是由于海水本身具有的重力而 引起的波浪，它具有很宽的频率范围频率较高的，也是最 常见的重力波，是风浪和涌浪， 周期通常为 1-10 秒，风力是 波浪的主要成因，由风力直接作用产生的波浪称为风浪，风 浪离开风区向远处转播便形成涌浪风浪到浅水区，受海水 深度变化的影响比较大，出现折射，波面不再是完整的而是 出现破碎和卷倒，此时称为近岸波，习惯上把风浪和涌浪以 及近岸波，合称为海浪近岸浪指的是由外海的风浪或涌浪传到海岸附近，受地形作 用而改变波动性质的海浪在风直接作用下产生的水面波动。探索风浪的生成和成长的 机制是海浪研究中最基本的问题。风向海面输送能量能够引 起海流，同时也会引起波动，关于

7、波动如何从风中摄取能量 而成长的机制，目前尚无统一而确定的论断。一般认为，由 于风对海面的扰动，首先引起毛细波 （波纹 ），这就为风进 步向海面输送能量提供了必要的粗糙度。然后通过风对波面 的压力，继续向波动提供能量，使其不断成长。与此同时， 由于海水的内摩擦等使能量损耗。当波浪传至浅水或岸边 时，由于海底摩擦或者发生破碎时，使能量损失殆尽，波浪 消失。风浪中同时出现许多高低长短不等的波，波面较陡，波 峰附近通常有浪花或大片泡沫，此起彼伏，瞬息万变，初看 时似无规律可循，但如果将波高、波长和周期等量视为随机 量，就能用统计学的观点，研究风浪的运动规律，并根据风 来计算一些特征量，如部分大波或各

8、种波的平均波高和平均 周期等。这些代表风浪强度的特征量，决定于风速，风作用 区域（风区）的长短或风作用时间（风时）的久暂。在一定风速下，风浪随风区的扩展和风时的延长而成 长。在离风区上侧边界很远的地方，风浪只随时间成长，处 于过渡状态；在风区上侧边界附近，风浪只随至此边界的距 离的增大而成长，处于定常状态。如果风速一定，则风浪成 长至一定的大小时，内部消耗的能量和从风摄取的能量达到 平衡。此时，即使风区和风时不受限制，风浪便不再成长， 而处于充分成长的状态。涌浪是风停止后或风已削弱，改变了原来风向，在海面上留 下的波浪。涌浪是远处的风，或已经过去的风所引起的波浪。“无风三尺浪”指的就是涌浪。涌

9、浪与风浪相比，具有较规则的外形，排列比较整齐， 波峰线较长，波面较平滑，比较接近于正弦波的形状。涌浪 在传播过程中，由于空气阻力和海水的内摩擦作用，加上涌 浪传播时波动能量被散布在越来越大的区域内，所以随着传 播距离的增加，在单位表面积的水柱内，涌浪的能量和波高 都不断减小。涌浪可以看作是由许多振幅不等、频率不等、 传播方向不同并具有随机初相位的正弦波的分量叠加而成。 在涌浪的传播过程中，这些波分量的波动能量，都要随着传 播距离的增加而减小。但是，这些波分量的衰减是有选择性 的，频率大的组成波衰减得快，频率小的衰减得慢，随着传 播距离的增加，高频分量所占有能量的比例越来越小，而低 频的波分量则

10、相对地越来越起着支配作用，因而在传播过程 中，涌浪的外观周期将不断增大。随着周期的增大，波长和 波速也相应地增大，而波面的陡度则变得越来越小。另外， 因为高频分量具有使波面变得粗糙的作用，所以在涌浪传播 的过程中，高频分量的能量比例的降低，也导致波面更加规 则和光滑。涌浪在传播过程中的显著特点是波高逐渐降低，波长、周期 逐渐变大，从而波速变快。这一方面由于内摩擦作用使其能 量不断消耗所致，另一方面是由于在传播过程中发生弥散和 角散所致。前已提及，实际的海浪可视为是由许多不同波长、不同周期 和振幅的分波组成，这些组成部分在传播过程中，波长大的 速度快，波长短的速度慢，于是使原来叠加在一起的波动分

11、 散开来，这种现象称为弥散。又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，这种现象称为角散。正是由于上述种种原 因使其波高不断降低。由于弥散，波速快、波长大的跑在前面，因此，传播距离越 远，波长大、周期长的涌浪越占优势地位。但波高却变得更 小，以致在海上难以看到它， 然而当它传播到浅水或近岸时， 波高又继而增大，波长减小，常常以波群的形式出现，形成 猛烈的拍岸浪，表现出惊人的能量，它是冲蚀岸滩的活跃因子之一，对岸边建筑物破坏性很大，但到此也就结束了它的 生命。由于涌浪传播的速度很快，常在风暴系统到来之前先行到 达。如果某地开始观测到周期很大而波高极小甚至极难察觉 的涌浪

12、到来，继而周期逐渐变小，浪高继续增大，则意味着 风暴可能向本地袭来。因此人们把这种涌称为先行涌。有时 甚至可在风暴到来之前几天内出现。涌浪的传播距离十分惊人，据调查，北太平洋加利福尼亚西 南沿岸，夏季缓缓而有力的拍岸浪， 竟是由1 X 10A4km以外 的南极大陆附近的大洋风暴产生的波动传播而来的涌浪所 致。涌浪在传播过程中比较准确地遵守cA2=g入12 n的关系，但传至近岸浅水时，更接近于长波的性质。除了风力以外，地震也能引起地震波，这种波传到岸时，波 高迅速增大，会形成灾害性的海啸，这种海浪呼啸而来，给 沿海地区带来可怕的灾难其实潮波也是一种长周期的重力 波，不过它是在引潮力作用下引起的一

13、种波另外海洋中还 有惯性波，是由地转偏向力作为恢复力而引起的波还有一 种周期更长的波是由于地转偏向力随纬度的变化作用力引 起的行星波所以说，海洋中“无风也三尺浪” 风只是波 浪的主要成因之一，还存在着那么多作用力可以使海水振荡 起来形成波浪波浪对海水并不起输送作用， 这不同于潮汐， 也不同于海流， 波浪由远及近或是由近及远运动只是波的形状与能量在那 里传播，而水团本身却并未移动，只是在上下移动而已，给 人造成了一种错觉在海洋中风大时，波陡达到一定值，波 浪开始破碎。而当海浪传到浅水后，由于波长变短，波高增 大，波陡迅速增大，波浪也可发生破碎。由于海底摩擦作用 以及于波峰处，水深大，从而相速也大，而在波谷处，由于 水深小， 相速也小， 导致波面变形。 当波峰前的坡度很大时， 便发生卷倒现象，在岸边形成拍岸浪，导致破碎。有时海洋 中的浅滩，沙洲，暗礁区之上，波浪也常常出现破碎现象， 此称为溢浪。有经验的航海者对这种现象十分了解。当波浪在近岸破碎时，能把相当多的水量带入破碎区，这些 海水最终会经过破碎带重新返回到海洋中，从而形成了所谓 的离岸流。尽管所维持的时间往往只有几分钟，所