物理海洋考试

1、河口滞流点和最大浑浊带成因的动力机制在咸淡水密度梯度的作用下，河底某处往往出现涨落潮流相抵以后净流流速接近与零的滞流 点，在滞流点以上泥沙向下游运移，在滞流点以下泥沙向上运移，而在滞流点附近悬沙汇聚， 形成高含沙量区，即最大浑浊带。Ekman大洋漂流理论理想化的无边界、无限深和密度均匀的海洋，因海面受稳定的风长时间吹刮，出现铅直 湍流而产生的水平湍流摩擦力，与地转偏向力平衡时出现的海流。海面风力对海水的搅拌混合，使风的动量通过海面传给表面的海水后，因海水的粘滞性， 依次传给下层的海水，使后者也流动起来。由于地转偏向力的作用，在北（南）半球，埃克 曼漂流的表面流速，偏于风向右（左）方45。表层以

2、下的海水随着深度的增加，流向不断 右（左）偏，流速也不断减小，直至某深度处流向和表面流向完全相反时，流速便约为表面 流速的4%。此深度称为摩擦影响深度。从海面至此深度处的水层称为埃克曼层，摩擦影响 深度又称为埃克曼层深度。埃克曼漂流的流速矢端在空间所构成的曲线称为埃克曼螺旋，其 在水平面上的投影便称为埃克曼螺线。、用平衡潮理论，说明潮汐膨胀，潮汐日滞后和日不等现象平衡潮理论：海面在月球引潮力的作用下离开原来的平衡位置作相应的上升或下降，直到在 重力和引潮力的共同作用下，达到新的平衡位置为止。因此海面便产生形变，也就是说，考 虑引潮力后的海面变成了椭球形，称之为潮汐椭球，并且它的长轴恒指向月球。

3、由于地球的 自转，地球的表面相对于椭球形的海面运动，这就造成了地球表面上的固定点发生周期性的 涨落而形成潮汐。潮汐膨胀：沿着与地球和月球垂直的中线（过地心），作用于每个质点上的引力恰好提供了 所需的惯性离心力。在靠近月球的一边，引力大于离心力，它导致海洋朝月球方向堆积。在 背离月球方向一面，引力不足以提供离心力来保持质点做圆周运动，质点趋向于背离月球运 动。这个过程导致了地球两侧的潮汐膨胀。潮汐日不等：当月球赤纬不为0时，除赤道仍为正规半日潮外，其他一些地区的海面虽然在 一个太阴日内也可出现两次高潮和两次低潮，但两次高潮的高度不相等，两次涨潮时也不等， 形成日不等现象。潮汐日滞后：实际上，由于

4、海水的惯性与粘滞力的作用，加上海底深浅不一和海岸水下地形 的影响，就会有潮汐日滞后现象的出现。波浪的参数，5个典型的参量用来描写海洋波浪，它们是（1）波长L； （2）周期T； （3）水深D； （4） 波高H； （5）波速C（相速）；Kelivn波传播特征在旋转系统，即具有科氏力系统，波动受到地球旋转的影响。在近岸地区，有一类波， 它沿海岸传播，岸界在它传播方向的右侧。科氏力保证波动贴岸有大的振幅，远离海岸振幅 减小。这种类型的波动称为Kelvin波。Kelvin波总是沿岸传播。海面波动在海岸处最大，离岸指数减小。横穿陆架速度为零，沿岸方向速度在沿岸处最大，离岸指数减小。波以相速C=祯传速。波动

5、振幅的横穿陆L =架尺度由罗斯贝变形半径f控制，它是水深和科氏参数函数。Kelvin波只发生于沿岸地区或近赤道地区，那里有波导存在。因科氏力在北半球趋向于 使输运向右，海水必向岸堆积，横穿陆架海表面波动梯度（压强梯度力）因而产生，平衡因 科氏力向岸的海水输运，Kelvin波就这样产生了。如果没有右侧的岸壁，海水就不能在右侧 堆积，因此，Kelvin波也就不能形成。对海洋运动方程组作尺度分析的目的。尺度分析即是根据表征某种特定形式运动的各运动要素的特征尺度来估计方程中各项 的大小，从而使方程得到简化的一种方法。大洋中海流的驱动力海流发生流动原因主要有两种：一是受海面风应力作用，另一种是密度分布不

6、均。大洋中温度在垂直方向分层混合层，温跃层，底层把牛顿第二定律应用于流体的一个基本假设连续介质假设。连续介质假设是真实流体所占有的空间，可近似地看成是由“流体质点”连续地无空隙地充满着。所谓流体质点指的是微观上充分大，宏观上充分小的分子团。描写流体运动的两种方法拉格朗日方法：着眼于流体质点，设法描述出每个流体质点自始至终的运动过程，即它 们的位置随时间变化的过程。r = r (a, b, c, t)欧拉方法：着眼点不是流体质点，而是空间点，设法在空间中的每一点上描述出流体运 动随时间的变化状况。V = V (r,t)流体不可压缩质点的密度在运动过程中不变的流体称之为不可压缩流体。用数学式子表示

7、，就是对于不可压缩流体，密度的实质微商(随体导数)为零。即：d p/dt=0Boussinesq 近似在海水的运动的基本方程中，近似的认为海水不可压，以体积连续方程来描述海水的连 续性，微笑密度的扰动仅在Z方向上运动，方程对阿基米德浮力项是有意义的，而基系方程 中均以p0近似的代替p，都是接近的，这些称之为Boussinesq近似。内潮的定义，驱动力和周期。潮汐的8个主要分潮。主要的4个分潮。内潮的定义：在实际海洋中，海水是层结的，即不是均匀介质。当表面潮汐波向倾斜的 海底传播时，如大陆架坡、水下平台、正压潮流和底形相互作用可导致密度跃层以相同的周 期做垂向振荡，随后向陆架波传播。这样一个在坡

8、度上因潮汐产生的波称为“内潮”。驱动力和周期：内潮的物理驱动机制与内波相似。正压的表面潮汐向坡面传播时，向岸 的潮流运动撞击倾斜的底形，海水获得了一个垂向运动，它可使密度跃层暂时离开它的平衡 位置，随后张驰，振荡就发生了。内潮是内波的一种特殊类型。它不同一般意义上的内波，内潮是具有潮周期的内波。潮汐的8个主要分潮：太阴主要半日分潮，以符号M2表示；太阳主要半日分潮，以符 号S2表示；太阴主要椭率半日分潮，以符号N2表示；太阴一一太阳赤纬半日分潮，以符号 K2表示；时；太阴太阳赤纬全日分潮，以符号K1表示；太阴赤纬全日分潮，以符号01 表示；太阳赤纬全日分潮，以符号P1表示；太阴主要椭率全日分潮

9、，以符号Q1表示。主要的4个分潮：M2分潮，太阴半日潮；S2分潮，太阳半日潮；N2分潮，较大的 太阴椭圆潮，K1分潮（太阴太阳日潮）和O1分潮（主要太阴日潮）。局地坐标系中海洋闭合平均运动方程组。余流和潮流在河口泥沙运输中起的作用潮流为周期性的运动，对物质的长期输运而言，所起的作用并不大。它所起的作用主要 是潮混合及潮致余流所产生的定向输运。作潮周期平均后的海水流动，称之为余流，其量值 尽管一般比潮流小，但在长时间的流动中，可形成环流，对物质的输运起着十分重要的作用。 潮流在和余流联合作用下，可对底部物质悬浮、定向输运起重要作用。如河口、海岸地区泥 沙再悬浮及输运。当深水波浪传至近岸时，波浪发

10、生的变化深水波浪传至近岸发生的变化：海洋中的波浪在向浅海和沿海的传播过程中，由于受到地 形、地物以及水流等的影响，将发生一系列的变化，其中包括波浪的浅水变形，由于地形、 地物和人工建筑物所引起的波浪折射、绕射、反射和破碎，以及由于水流引起的波浪变形、 折射等。波浪破碎原因：当波浪向岸传播时，波高增大，波浪破碎。这个过程叫破波。因为波浪质点 不再在运动轨迹内运动，而是向海岸运动，因此破波与风浪和涌浪不同。这个过程通过向岸 波浪破碎，导致大量能量被释放出来。波浪折射原因：当波浪斜向行近海岸时，在同一波峰线上的波浪，深水处的波速较大，浅水 处的波速较小，因而波峰线将渐趋于平行于岸线的转折，此即波浪的

11、折射现象。在波向转折 的同时，由于相邻二波向线之间的距离也产生变化，将对波高变化也产生影响。赤道Kelvin波向东传播而Rossby波向西传播Kelvin波只发生于沿岸地区或近赤道地区，那里有波导存在。因科氏力在北半球趋向 于使输运向右，海水必向岸堆积，横穿陆架海表面波动梯度（压强梯度力）因而产生，平衡 因科氏力向岸的海水输运，Kelvin波就这样产生了。扰动涡度将产生一个纬向涡度场，它使得流体微团链在涡度最大值西侧朝南传送，在涡 度最小值西侧朝北传送。因此，流体微团在它们的平衡纬度来回振荡，涡度的最大最小模形 向西传播。这个西向传播的涡度系列组成了 Rossby波。波浪辐射应力从力学上讲，通

12、过断面一侧向另一侧迁移的水平动量通量，必使得另一侧水体相应的总 动量增加，其等效作用就好象有一相应的水平应力作用于该水体上一样。正是这种原因，便 把这种由波动引起的水平动量通量在一周期内的平均值理解为某种水平应力的作用，并称之 为“辐射应力”。地转流在忽略湍流摩擦力作用的较深的理想海洋中，由海水密度分布不均匀所产生的水平压强 梯度力与水平地转偏向力平衡时的海流。地转关系指出水平方向为科氏力和压强梯度力间的平衡，垂直方向为重力和垂向压力间 的平衡。地转流满足下列方程：v =g p f a xoU =- aP其中U和V为地转流在x、y方向分量。g P f a yg go海流中有哪些组分，各自的驱动

13、力海流按其组分有风生流、热盐环流（密度流）、倾斜流、潮致余流等风生流：受海面风应力作用密度流：由于各地海水的温度盐度不同，引起海水密度的差异，使水面高度不同，从而 导致海水流动倾斜流：由水位倾斜产生的地转流，称之为倾斜流。它是正压的，不随z变化，且高压 总在右边。潮致余流：在近海，主要由于底部摩擦力与水深变化间的非线性关系，水质点在一个潮 周期运动后，不再回到原来的位置，产生了潮致余流。长江口外出现上升流现象，动力机制南风产生的离岸埃克曼输送和向北流动的台湾暖流沿倾斜地形的强迫抬升是产生该上 升流的主要原因上升流：作为垂向运动的上升流（或下沉流）来自于海水的水平辐散（或辐合）运动，它一 般发生

14、在大陆架上。对风驱动的上升流情况，主要由于沿岸风应力驱动海表面水在上埃克曼层内离岸向海输运， 近岸海平面下降，穿越陆架压强梯度建立，沿岸流产生，相应的底埃克曼层内出现向岸输运， 沿坡爬升而产生上升流（Gill, 1982）。上升流连接了海表面和海底相反方向的流动，形成垂向 环流和保持质量连续。地球表层大气温度维持在合适人类生存的范围内，用热通量的角度分析。海表面热通量为：Q 9 = Q s - Q b - Q e Q h （巧/ m 2），即单位为焦耳每秒每平方米。其中Q 9海水吸收的净热能,Q通过海面进入水体的辐射能,Qb有效回辐射,Qe海水蒸发消耗的热能（潜热），Qh水气之间的显热交换的热能（感热）。海浪与河口海岸研究的关系波浪作用 为塑造海岸地貌最积极、最活跃的动力因素。近岸波浪具有巨大的能量。海浪冲击海岸，压缩岩石裂隙中的水和空气，海浪离开岩壁的瞬间，裂隙中水和空气又急剧 硫胀，导致岩石粉碎，岩壁剥落。蚀落的岩屑在波浪卷带下，又撞击岩壁，磨蚀岸坡。海岸 在海浪作用下不断地被侵蚀，发育着各种海蚀地貌。尤其具有较大波高和