物理海洋学 复习提纲-海洋仪器网资料库

物理海洋学复习提纲
1、海洋学的学科体系是怎样的？什么是物理海洋学，它的研究对象与方法是什么？
* A: X! A% W& F●海洋学：是研究海洋的自然现象、性质及其变化规律，以及开发利用海洋的知识体系。是地球科学和
4 M9 ?# H# e$ L: F  f地理学中的自然地理学的组成部分。
【基础学科】物理海洋学、海洋化学、海洋地质学、海洋生物学
% P) r- T0 _: n- k+ `: \$ {& r【边缘学科】海洋环境学、海洋气象学、航海海洋学、渔场海洋学、军事海洋学、区域海洋学、海洋
2 x* `3 w" W) H  F8 o9 K7 [工程、海岸工程、海港工程、围海工程、深海采矿工程、海水养殖、海水淡化工程、海水综合利用工
/ A& q& r+ l7 w- w* M; t* s程、海洋能开发工程、海洋水下工程、海洋空间开发工程、海洋石油和天然气开采工程
: w0 Y' W# G6 [$ ~5 c3 r●物理海洋学：运用物理学的观点和方法，研究海洋中的力场、热盐结构、以及相关的各种机械运动的
- s2 U/ M$ o6 W/ B时空变化，并研究海洋中的物质、动量和能量的交换和转换的学科。
3 w: u( W4 W2 q. j●物理海洋学所研究的对象，是人类和其他生物赖以生存和生活的海洋中的物理环境。这种环境中的物
理过程，与地球上的气候和天气的形成和变化、海洋生物的生存和生活、海洋中物质和热量的输送、
海岸和海底的侵蚀和变化，以及海洋的交通运输和军事活动等，都有密切的关系。
●研究方法：
观测与调查（现场和室内试验）: 卫星遥感、航拍，海洋调查船, 锚系、浮标，采样，样品分析，水槽试验，数值实验
, Z4 ]( Y2 a' R. m理论化知识体系的建立: 从铅笔/纸张到超级计算机；从数据分析到理论; 从理论到模型
2、海里相当于多少公里？纬度中1分相当于多少海里？表示航行速度经常有单位“节”，一节相当于多少m/s？
地球的自转角速度是多少？
●1海里=1.852km；纬度中1分相当于1海里、纬度中1度相当于60海里，约111km；
●1节（kt）=1海里/小时=1.852km/h（约等于0.5m/s）；
●地球自转的角速度ω=2π/(24x3600s)=7.27x10^-5 rad/s
3、世界海洋中根据其空间尺寸如何分类？什么是边缘海？什么是陆架浅海？
●洋(Ocean)、海(Sea):边缘海，陆架浅海、海湾(Bay，Gulf，Embayment)、海峡(Strait, Gullet)、峡
* d3 }' x/ Y( g2 v, ]湾(Fjord)、潮汐汊道(Tidal inlet)、河口(Estury)、潮滩(Tidal flat)、沙滩(Sand beach)
* p) ?# z5 I( @2 T  m% S●位于大陆边缘，以岛屿、群岛或半岛与大洋分隔，仅以海峡或水道与大洋相连的海域。
●大陆架：它的范围自海岸线（一般取低潮线）起，向海洋方面延伸，直到海底坡度显著增加的大陆坡
折处为止。大陆架是大陆的自然延伸，原为海岸平原，后因海面上升之后，才沉溺于水下，成为浅海。
4、海洋中声音传播的速度与什么因素有关？何为海洋声道，其成因与特征分别是什么？
4 J& i/ V# g# |●海水的盐度、水深（压强）、海面和海底状况、海水的运动、海洋中包含的各种不均匀体如气泡和生物
等
●从声速最低的地方发射的声波，由于上下层的声速不同而发生折射，造成声波传播途径总是弯向声速
最低的地方。大部分声波在海水中经过这样的往复弯曲折射，而不与海面和海底接触，故能量损失很
小，这种现象称为声道现象。声速最低的地方称为声道轴。
3 k( F/ T# s, ~/ s; z! ?$ w9 `: }( }4 Y5、海洋中光的传播与什么因素有关？光在水层中的衰减满足什么定律？光的传播对海洋生态系统有何影响？
& `% p+ r: J  R6 ^$ c6 b什么是真光层？
●（1）海水中光的吸收：光能量在水中损失的过程就是吸收。吸收也存在不同的物理过程：有些光子是
. Y# ]3 M' |4 h  [; n0 Y  P  `7 S在它的能量变为热能时损失了，有些光子被吸收后由一种波长变为了另一种波长的光。
（2）海水中光的散射：散射时，光子没有消失，只是光子的前进方向发生了变化。也导致水中准直光
: x$ u' E3 }* O束能量的衰减。海水中引起光散射的因素很多，主要有水分子和各种粒子，包括悬移质粒子、浮游植
8 w) B- e: z8 z7 l/ V9 e0 z物及可溶有机物粒子等。
                              

& _; \) _& c1 y/ u+ {8 T6 C) v$ I9 a                               
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●
7 h, h& }8 R! I. H2 T" b●植物是海洋中生命的关键一环。植物需要光，光能够到达的海洋深度在一定程度了决定了大多数海洋
. Z; u1 j  R$ J生物的生存深度。
●真光层，又名透光带，英文photic zone，指水层中有光线透过的部分。为海洋生物生态作用最活跃的
. i) x( o0 c5 U# w水层。
) A: m: h# E1 i# P5 R4 @/ E* E$ _6、风速的垂向分布如何？风应力如何计算？风的大小是如何分级的？
●垂向风速剖面：
5 y1 O& {$ m. j2 n" Z0 d8 [

                               
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●风应力计算：
7、海洋的热平衡是怎样的？什么是位温？世界大洋的水温分布如何？受什么因素控制？
●热平衡：太阳短波辐射、海面有效回辐射、潜热（蒸发和凝结）、显热（对流）
●位温：某一深度海水绝热上升到海面时温度，比现场温度低
●空间：垂向（混合层、温跃层、深层海洋）；
表面（纬向带状分布，北半球大洋西部温度大于东部、南半球相反）
时间：日变化（变化小，正弦曲线）；年变化（热带变化小周期半年、温带变化大周期一年，近岸海域
温差大，）
) _* H0 ~6 x- }) o% k" q●因素：太阳辐射、大洋流动、风
8、什么是上混合层？其季节性变化特征是什么，由何种因素控制？
3 c8 a6 R! e+ Q* {; i●上混合层：海洋要素（特别是位温）随深度分布趋于均匀的海洋边界层。
●夏季：太阳辐射强、表面风弱，所以混合层最浅；冬季：海洋失去热量、表面风强，所以混合层最深。
, l' q6 Z" M. S, ?' J( d1 K9 f, |9、世界大洋的盐度分布规律如何？为什么会形成这样的分布？
●空间：就大洋表层盐度的多年平均而言，其经线方向分布与蒸发、降水之差(E—P)有极为相似的变化
规律基本上也具有纬线方向的带状分布特征，但从赤道向两极却呈马鞍形的双峰分布。即赤道海域，
. U( ^2 l3 @1 j; Q. h$ a盐度较低；至副热带海域，盐度达最高值；从副热带向两极，盐度逐渐降低，这与极地海区结冰、融
冰的影响有密切关系。

                               
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; N3 H1 ]% N' v3 }●时间：由于蒸发、降水、结冰和融冰都有年周期变化，所以海洋表层盐度的年变化也有周期性。
& K: _, W# Y2 t* i3 H3 I4 p极地海域：春季（大约4月）融冰，表层盐度最低，冬季季风强烈并且结冰排出盐分，近表层盐度最
; l& S- O# q& M6 d$ d( w" P9 F高。
                               中纬度海域：夏季（7—9月）降水和径流最大，盐度值最低，冬季蒸发强降水少，盐度值最高。
热带海域：季节变化不明显。
( m6 T- ~: V% M2 [: E10、什么是海水的状态方程？为什么在河口地区海水的密度主要由盐度变化决定？
●海水状态方程是描述海水状态参数（温盐密）之间关系的方程式，也称为P-V-T性质。
, X! Y8 H# [: H3 y9 B●河口区域海水盐度变化大，相比较于温度而言对密度的影响更大。
- r$ a5 r. |8 L. \11、什么是连续方程？Boussinesq假定是什么？要什么条件才能满足？什么是静压假定，需要什么条件才能满
足？
●连续方程：
/ K0 V; l9 ~+ d0 z" ?$ s, n

% R: s; ~0 _# I1 E                               
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●Boussinesq假定：流体的密度跟压强和温度有关,在低速流动中,流体压强变化不大,主要是由于温度的
变化引起密度变化,因此忽略压强变化引起的密度变化,只考虑温度变化引起的密度变化叫做
Boussinesq假设。
海洋中的速度要小于声速；
% q7 r# r( ~6 U( @波浪或者扰动的相速度必须小于声速；
8 l, c5 W+ V" U: a$ |+ M* U) D; t运动的垂直尺度必须小于C**2/g（g是常量）
●静压假定：静压近似是指对水平尺度远大于铅直尺度的大尺度运动，垂向动量守恒方程可以简化为静
压关系。（看书！）
12、海洋中的力有哪些？动量平衡方程（欧拉方程，Navier-Stokes）是怎样的？
% }  {# i0 P# K, R+ w# J* w●重力：引潮力、浮力、水平压强梯度力
, `% U7 j9 ?4 c/ |( e2 Z3 b9 t摩擦力：风应力、底部切应力
惯性力（表观力、伪力）
●欧拉方程：

4 i1 f2 D. u7 E0 M" @( ^+ m                               
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13、什么是雷诺数？它表示怎样的物理意义？雷诺应力与湍流摩擦是什么关系？
. K+ ]3 }* G9 |& {●水体紊动是由于流体运动的非线性作用产生的。这种非线性作用可以用动量方程中的非线性项来表达，
4 O( v2 N8 O  O. _' Z* m5 y, D组合成一个无量纲数
# K5 |8 B( ^7 P2 g, ~4 JRe=ρvL/μ，ρ、μ为流体密度和运动粘性系数，v、L为流场的特征速度和特征长度
●湍流摩擦与雷诺应力的关系：
/ j: f4 z1 W2 E$ K* o/ e

                               
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14、在混和中，静力稳定与动力稳定是如何定义的？什么是双扩散，“盐指”是怎样形成的？
# m/ l- l7 ~! J: d静力稳定度：如果密度较大的水体浮于较小水体的上面，上层水体就会下沉，反之则不会下沉。
) D$ n( `! u* t4 z                               动力稳定度：本来处于静态稳定的海表，在风应力等动力作用下发生不稳定现象叫做动力不稳定，其量度叫动力稳定度。 在海洋中的某些区域，较轻的水位于较重的水之上，但是即使在没有洋流的情况下，水体仍然会发生不稳定。其中存在四种情况：热高在上、热低在上、冷高在上、冷低在上。 暖的高盐水位于冷的低盐水之上：变化过程称为盐指（salt fingering ），最终使得密度随深度的增加呈阶梯状分布。 15、 Ekman 的基本假设是什么，其解析解如何？具有哪些特征？Ekman 输运如何确定？底Ekman 层的特征又是怎
+ L3 G6 ]! x# u5 j; M样的？
6 S# X9 Z! E. ~# t! M- X6 G- \" s基本假设：1、没有边界 远离海岸成立
) V/ Q3 X* }4 n. S+ c7 c# Z* h$ \2、无限深海 d>>200m 成立
3、f 平面近似 成立
1 J8 s% v) E! t# T4、定常态 如果风的作用>1天时成立
5、Az 只是U （10）**2的函数。
这个假设认为Az 与深度无关。实际上在混合层底，Az 会有很大的变化，所以更准确的做法
' q, l9 l6 c: L2 h* W! L( z/ c% Q是将湍流粘度系数看成是z 的函数。
. c1 p' O6 u) L3 X9 b6、密度分布均匀
) Y. a& ^$ T2 y( U9 L基本满足，除了考虑稳定度的影响。
解析解：
. i8 q" P1 m; K' v

                               
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)4sin()exp(
4cos(
)exp(00az az V v az az V u
+=+=π
+ @5 I, O2 A8 v+ n# Xπ 特征：背风而立，表层流的流动方向总是在风向右侧
45度角处。（埃克曼螺旋结构）
Ekman 运输：Ekman 流的质量输送方向与风向垂直，在北半球指向风的右方。

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16、 何为Ekman 抽吸？其对上升流与下降流的形成起着怎样的作用？
海洋表面风场是不均匀的，从而导致的Ekman 质量输送也是空间分布不均匀的，会引起表层海水的辐
合辐散，根据质量守恒定律，Ekman 层中就出现了海水的上升和下降运动，这个过程称为Ekman 抽吸。

                               
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+ b- T9 \) N" S% M
                               17、什么是地转流？什么是Margule方程？密度流中如何根据温盐分布计算地转流的流速？
地转流：水平尺度超过几十公里，时间尺度超过几天的海流运动，海面风应力和其他摩擦力很小，可以忽略不计，这时海水受到的压力梯度力与柯氏力平衡，形成的海流就是地转流
2 A1 x8 W& J( M( @- RMargule方程：
111
( p. H9 ~- r4 d0 V  M1
% V) K/ k+ ]' z$ a3 Y11
() n n n n n
6 s% h/ n* g/ J) {n n n
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% d9 r- y+ o4 H0 B+ `1 A7 ]& ?5 q( Z已知两层流体的密度、上层流体的速度和交接面的倾角(i)，就可以计算下层流体的速度。
3 M& C  U3 z6 m/ F7 \! w计算：温盐分布——密度——比容——动力高度（位势）——相对速度——绝对速度
18、简述Sverdrup, Stommel和Munk的风生环流理论
Sverdrup：设海面有定常的风应力作用，产生定常的恒速运动。通常情况下，风应力分布不均匀，存在压力梯度力。于是，大洋中的流动是压力梯度力、柯氏力和垂直湍流摩擦力三力平衡的产物。水平
边界条件：在海表面，摩擦力等于风应力；在-D深处，摩擦力为0。
1、Sverdrup假设：1）海洋内部流为地转流；2）海洋内部的静止层具有统一深度；3）Ekman输送是
正确的。第一和第三个假设我们前面证明过，但是对于热带海洋的静止层深度，我们还知之甚少。
' Y' H2 F" p* C3 p: s2、Sverdrup解满足东边界的边界条件，但是流线在西边界不封闭。与Ekman漂流理论的解比较，Sverdrup
解不能给出不同深度层的流速，但考虑了大洋东边界。
3、Sverdrup解只能应用于邻近大洋东岸的中部海区。
2 F1 O/ {- |& d7 ?0 A; e3 ?3 u4 `Stommel：为了考虑西边界区域，需要提出比较复杂的模式。Stommel考虑海底摩擦效应，建立了封闭大洋中的漂流模式。（忽略非线性平流项和水平摩擦项）边界条件：假设风应力是纬向的，具有余弦函
数形式；底摩擦与速度成比例。
  a; X3 A- K& e6 s3 t  s1 m: w9 ~

) Y" T. _' P0 x$ _2 C- N  G                               
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Munk：考虑了水平湍流摩擦和垂直湍流摩擦，仍忽略非线性惯性项，提出了所谓粘性理论。边界条件：边界上流体速度与边界平行，且满足无滑脱边界条件
, x) E, C3 V% G3 w5 g1、Munk大洋风生环流理论考虑了水平湍流摩擦项，引进湍流粘性边界区域，成功地获得了大洋环流模
式，阐明了西边界流动的强化现象。
2、计算得到的西部流动宽度过大，流量过小。
Stommal和Munk边界层宽度大约200公里，计算流速大约1m/s；实际观测发现边界层宽度大约100公
里，流速可以达到2m/s。
0 _& S; K9 D# W; d5 N【总结】
  D5 ^( }1 h5 SSverdrup理论表明，风应力旋度驱动了向北的质量数送，适用于西边界以外的大洋区域。
/ |8 W7 `2 e! Q' S) n, G8 O" WStommel发现，只有考虑柯里奥里参数随纬度的变化时，才可以得到大洋西边界强化流。
Munk结合前两种解计算了海盆尺度内的风生地转流结构。在以上几种理论中，洋流都是由风应力旋度驱动的。
19、什么是位涡守恒？是如何推导的？如何用位涡守恒原理解释西边界流的强化现象？海流在向东传播过程中
遇到海底山脉会产生怎样的现象？
! V; I) p! @+ d6 d' y* S/ b

                               
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                               位涡守恒：如果流场是正压的，流体是理想的，则流体沿迹线运动时保持 推导过程略
如何解释西边界强化（如下图）：

                               
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遇到山脉：
. @0 T" r- P9 M5 r$ I

                               
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20、根据下图描述深层大洋环流的特征。

                               
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                               23、详述赤道流体系，并分析El Nino与La Nina的成因及对中国气候的影响。赤道开尔文波与罗斯贝波分别指什么？
; A$ _* o. r. y& o% |赤道表层流包括：
1、3N到10N之间的北赤道逆流流向自西向东，典型速度为50cm/s。位于赤道无风带中心，赤道辐
合带附近。
1 q. C- G) @* W4 h* u( ~: ?2、南、北支赤道流：流向自东向西，位于赤道逆流两侧。这两支流比较浅，深度不到200m，北支赤道
& _. W6 ^' |, ?* V; F. e0 g2 V流较弱，流速不到20cm/s，南支赤道流在赤道和3N之间最大流速接近100cm/s。
3、赤道下方的温跃层内，有一支与赤道流方向相反自西向东的流动，称为赤道潜流或克伦威尔流。有
的认为它是由于南赤道流使表层海水在大洋西岸堆积，使海面自西向东下倾，从而产生向东的压强梯
度力所致。由于赤道两侧科氏力的方向相反，故使向东流动的潜流集中在赤道两侧。
成因：它们是热带海气相互作用正反馈不稳定发展的结果。

                               
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- G3 f  o1 D6 _' o# g) `影响:
厄尔尼诺现象对我国影响是：从东南海洋上吹向我国的夏季风强度大大减弱，造成了我国夏季降雨带的位置偏南。结果南方因此暴雨成灾，高温季节温度比往年低了不少；北方却出现持续高温无雨
# c( Y! m% j: A" a9 M2 x9 h7 y( @- }天气，造成了罕见的旱灾。
1 [5 V! L$ s9 G6 |厄尔尼诺现象使得我国出现南方洪涝成灾，北方干旱成灾。这次厄尔尼诺现象是促成1998年长江全流域洪灾的罪魁祸首。
拉尼娜现象对我国的影响不会十分明显。一般是冬天变得更冷，夏季变得更热。
开尔文波：
' X& b( a8 Z! V3 f- c开尔文波是发生在大气或海洋中的，迎向地形边界（例如海岸线）平衡科氏力的波动现象。开尔文波
" P. {  W% y7 }6 i. _的一个特征是非弥散性，也就是说，波峰的相速度与波能的群速度在所有频率时均相等。这一特性意
- T9 E  `/ _4 G- F# I; f% H味着它在沿岸方向始终保持它的形状。
赤道开尔文波是开尔文波的一个特例。在赤道上似乎没有边界存在，但南北半球的开尔文波互为镜像。
所以赤道实际上就是一条边界。这种波动永远由西往东传播，并且只存在于赤道附近。
罗斯贝波：
由于地球的转动和地球曲率而使位涡在深度和纬度上产生改变，这一改变导致一种非常慢的大尺度振
荡，即罗斯贝波。罗斯贝波是一种行星波。不考虑海水的非均匀性和可压缩性的罗斯贝波称为正压的，
其波长可达几百千米。考虑了海水分层的罗斯贝波称为斜压的。斜压的罗斯贝波只能从东向西传播。
/ ~. s/ E6 e' \24、什么是罗斯贝数，什么是艾克曼数，什么是弗罗德数，什么是理查森数，它们分别表示怎样的物理意义？
罗斯贝数：表示水平加速度与科里奥利加速度比值的无量纲数R=U/(fL)。其中U为风速特征尺度，L为水
) R, U0 D$ i. H/ w* \! j' \# u                               平距离特征尺度， f为科里奥利参数。
& a( v( m0 @% u8 e! `7 _埃克曼数：埃克曼数（Ek）是表征耗散力（粘性力）与科里奥利力量级之比的流体力学相似准数。其定义为Ek＝k／fD**2，其中k为耗散系数；f为科里奥利参数；D为运动在铅直方向的特征长度。
& T) ^% s) E! ^4 X- W0 U弗洛德数：流体力学中表征流体惯性力和重力相对大小的一个无量纲参敦，记为Fr。它表示惯性力和重力量级的比，即：Fr=U2/gL,式中U为物体运动速度，g为重力加速度；L为物体的特征长度。
$ C+ q: u& A$ i) C( z8 s: I理查森数：表示势能和动能的比值，在物理海洋学中，理查森数被用来研究海洋湍流、海洋混合。Ri = N*N/((du/dz)*(du/dz))其中N为浮力频率，du/dz 表示速度u对垂直方向的坐标z求导。
9 b3 Q, J& s+ M/ a25、海洋数值模型是什么？在物理海洋的研究中，有哪些海洋数值模型？
$ L$ Z% U; H) R( U/ P/ Q数值模型：
' c7 d! ]5 [% u5 O7 _海洋模型：机制模式（为突出重点问题进行简化，目的是研究物理本质）；模拟模式（目的是计算海洋中的真实环流复杂、包含过程完全、结果比较难分析）
, e: U) |3 Z4 B7 P2 l5 w. P0 \第一个模拟模式——Bryan&Cox(1969)，GFDL模块化海洋模型MOM；Semtner and Chervin’s Global model；
  s( a% s+ n7 Q: \# P$ r9 KPOCM；HYCOM；POM；ECOM模式；Dartmouth Gulf of Marine Model；ROMS；FVCOM；EFDC；Storm-surge model
8 v' r$ s* T. q) X3 N/ z, O26、简要说明波浪是如何由风作用产生的？小振幅波（艾利波）的特征。简述波浪的浅水效应、折射、绕射、破碎过程。在一个岬湾海岸中，波能在何处辐聚，何处辐散？
. N' w/ r3 ~: w8 V  L波浪的产生：
. L  B) c. q: N" y" [+ l& ?1、海面受风应力作用，水面发生位移，因水面的表面张力 (surface tension) 使其复原时发生振动，海
面发生的皱纹，为波浪的强褓时期。
2、波浪继续受风作用，并与阵风 (gust) 产生共振 (resonance) 作用，风的能量进一步转移到水面，波
高逐渐加高，波长逐渐加长，形成波澜壮阔的情况，为波浪的青春期及壮年期。
' x$ |- L) g$ `  Q' W3、风平息后或波浪的前进速度大于风速时，波浪不再成长，或脱离扬波区域向静水域前进，即成为涌浪。
此时已不能由风取得能量，加之海水的黏滞性产生内摩擦作用及波浪前进时产生相对风速的阻力作用，波高减低，为波浪的中年期。
4、波浪传播到近岸较浅处发生触底后，波浪受海底摩擦而变形，衰减现象加剧，可谓波浪的晚年期。
5、波浪传播到海滩附近，在不能维持其波形的物理条件下破碎，消失其能量的主要部份，并产生巨大的
# v" D7 E% t& w3 S9 H. W轰鸣声。波浪破碎意味着波浪的消亡，为消亡期。
艾利波的特征：
: u+ B/ d2 p2 y  M* b4 l深水波：波浪水质点速度随深度递减；水粒子运动轨迹为圆，且其半径随深度增加而减小；波速与波长的平方根成正比，所以波长大的波速快；周期的平方与波长成正比；波浪不触底，仅限于表层。

                               
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- i' i' q' F2 z# k6 ~  }+ I+ D2 x

                               
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3 a: g; p7 b: d% t5 O1 p  G浅水波：波浪水质点运动轨迹为椭圆，其半径随深度增加未明显减小，在海底 z=-d 处，水质点作往复运动，可能导致海底侵蚀／淤积；波浪参数与水深无关，水压力亦可按静水压公式计算；波速与波长、周期无关，但与水深的平方根成正比；大部份长周期波皆可视为浅水波。
8 |8 |4 U3 U* p6 \5 M" y

3 t7 z  c0 G8 w# w- J5 b7 B' F                               
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( F5 K. ?) w) C) S$ p! W

8 U2 s; A3 R( n! t( H4 n7 G                               
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; ^5 ~/ T' w2 b* M& x3 v浅水效应：波浪传播到近岸较浅处发生触底后，波浪受海底摩擦而变形，衰减现象加剧，传播到海滩附近，在不能维持其波形的物理条件下破碎，消失其能量的主要部份，并产生巨大的轰鸣声。
" D2 X$ ?4 M; _波的反射：波遇到障碍物会返回来继续传播的现象，叫做波的反射。
反射定律：（1）入射波线、法线、反射波线在同一平面内，且入射角等于反射角。
（2）反射波的波长、频率、波速都跟入射波相同。
+ z3 c3 H2 j1 g: x% E7 P8 p4 Z波的折射：波从一种介质射入另一种介质时，传播方向发生改变的现象。
折射定律（1）内容：入射角的正弦与反射角的正弦之比等于波在第一种介质中的速度与波在第二种介质中的速度之比；（2）公式：V1sinθ1=V2sinθ2，式中θ1和θ2分别为波在介质1和介质2中的入射角和折射角，v1和v2分别为波在介质1和介质2中的波速，而sinθ1/sinθ2=N12折射率。
7 x! c+ M4 d5 F/ a- e" Z* r6 U                               波的绕射现象：波绕过障碍物继续传播的现象，叫做波的衍射。
3 \6 c/ i% K1 Q$ Z1 |发生明显的波的绕射的条件：障碍物或孔的大小比波长小，或者与波长相差不多。
波的绕射现象是波所特有的现象。
' K! h  S, \! e2 P波浪的破碎过程：波浪传播到近岸较浅处发生触底后，波浪受海底摩擦而变形，衰减现象加剧；波浪传播到海滩附近，在不能维持其波形的物理条件下破碎，消失其能量的主要部份，并产生巨大的轰鸣声。波浪破碎意味着波浪的消亡。
+ B: @6 E$ {( L, ]在一个岬湾海岸中，波能在海岬辐聚，在海湾辐散。
27、为什么地球上大多数区域为半日潮？以全日潮占主导的海区中，全日潮加强的机制是什么？无潮点是什么？旋转潮波系统是什么？它们是如何产生的？
一日之内，地球上除南北两极及个别地区外，会经历月球在背面和月球在正面的情况，所以会有两次高潮；
全日潮加强机制：
2 V  ~) @# Z6 I0 I& D& i3 \无潮点：指水域因入射潮波与反射潮波相互抵消，潮差极小，习称“无潮点”。
# t3 x1 {0 h: K6 P' J旋转潮波系统：潮波波面绕无潮点旋转传播的潮波系统。
旋转潮波系统的产生：
3 b+ ^4 b4 K' r, B) j1 q, ^. f28、根据南海潮波的分布，分析南海潮波的特点及物理机制。
29、潮汐调和分析是怎么回事？为什么在杭州湾会产生如此强的涌潮？在河口地区，潮差的沿程变化主要是由什么因素决定的？
数学家Laplace最早提出使用正弦或余弦函数来拟合水位曲线进行分析的方法，称为调和分析法。
& `) n/ Y+ Z# q8 B+ E调和分析：利用具有固定周期或频率的多个余弦函数，来拟合真实的潮汐，从而计算出各函数的振幅和相位（称为调和常数）。每个余弦函数称为一个分潮，对应于一个“假想天体”引起的潮汐。
杭州湾：喇叭形河口，口大肚小，钱塘江河道字澉浦以西，急剧变窄抬高，致使河床的容量突然缩小，大量的潮水拥挤入狭窄的河道，潮头受到阻碍，后面的潮水又急速推进，迫使潮头陡立，发生破碎，发出轰鸣，出现涌潮。
在河口地区，潮差的沿程变化主要是由河口形状、河床摩擦、河道容量等因素有关。
30、上升流与下降流的产生机制是什么？
0 y, g- B8 u% J* M' h6 [上升流：表层流场产生水平辐散所造成的。下降流：表层流场产生水平辐聚所造成的。
' l1 |& a  N" C4 W升降流的发生与风有着密切的关系。在北半球，当风沿着与海岸（位于风向的左侧）平行的方向较长时间地吹刮时，在地转偏向力的作用下，风所形成的风飘流使表层海水离开海岸，便引起近岸的下层海水上升,形成了上升流；在远离海岸处则形成了下降流，它从下层流向近岸，以弥补近岸海水的流失。在南半球，也有相应的情况发生。在台风的作用下,台风中心的表层海水产生辐散,使其下层海水上升，形成了上升流；
在台风边缘则形成下降流。