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陆架拦获波

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  陆架拦获波指的是能量显著集中在大陆架上的一类沿岸传播的长波。其中频率低于惯性频率者,称为陆架波;频率高于惯性频率者,称为边缘波。

  当海面上一个气压系统的移动速度比当地海洋中长波的传播速度小得多的时候,海面对于气压变化的反应近似于“静压反应”,即海面大气的压力降低(升高)1毫巴时,海面上升(降低)约1厘米。但是,1962年B.V.哈蒙分析澳大利亚东岸的验潮资料时发现:在扣除了静压反应后的水位谱的分析结果中,显示有周期约5天和9天的两种波动。两年后,A.鲁宾孙以一个简单的动力学模型对上述波动作了解释。由于这种波动的能量的显著部分集中于大陆架上,鲁宾孙便称它为“陆架波”。陆架波的周期在数天以上,属于低频波;因其波长超过数百公里,比陆架区域水深(数百米)大得多,故属于长波。陆架波呈单向传播。在北半球的一个背海面陆的观察者会发现,陆架波总是向左传播的;而在南半球则相反。应指出,鲁宾孙所研究的陆架波的波型,为陆架波在低频段的极限情况,其相速正比于陆架宽度和惯性频率之积且和波长无关,故为非弥散波。其实,陆架波在一般情况下是弥散波。再者,鲁宾孙研究的陆架波是无水平辐散的。当陆架宽度和罗斯比变形半径相比不再是小量时,海面的水平辐散效应是应该考虑的。并且,波在这种情况下的传播速度,将由于重力效应的修正而减小。对于无辐射陆架波来说,气压效应和静压效应相比是微不足道的;但如果考虑辐散陆架波,则这两种效应可能具有相同的量级。一般说来,风效应对陆架波的贡献大于气压的效应。

  1846年,G.G.斯托克斯在关于流体动力学理论研究的一个报告中,把岸界当作平直的,而把水下地形假定为一个半无限宽的均匀斜坡,从而导出了一种在陆架上沿岸传播的前进波。它的振幅随着离“岸”距离的增加而依指数规律衰减。在距离“岸边”约一个波长处,振幅几乎衰减殆尽。故H.兰姆于1945年在其所著的《海体动力学》一书中,将这种波命名为“边缘波”。虽然边缘波的能量显著地集中于“岸”的附近区域的这一特征,类似于陆架波,但它们的性质不同:边缘波是一种惯性重力波,其频率高于惯性频率,而陆架波则否。斯托克斯边缘波的传播速度,正比于重力加速度和底坡的正弦之积的平方根,反比于波数的平方根。因此,边缘波为弥散波,其群速大小为传播速度的一半;并且,对于确定的波长而言,两列反向传播的斯托克斯边缘波的频率相等,从而相速和群速皆分别相等,具有“对称”性。

  1956年,W.H.蒙克及其合作者在一项研究中指出,曾在美国东海岸陆架上由4次飓风所诱发的水位余振(见风暴潮)就是边缘波。其实,海洋中的许多动力学现象,例如海啸、风暴潮等等,都能在陆架上诱发边缘波。1951年,C.H.埃卡特推广了斯托克斯的边缘波解。1958年,R.里德和梶浦钦二郎首先探讨了地球自转对边缘波的影响,并指出在这种影响作用下的边缘波,不再具有上述斯托克斯边缘波的对称性,即反向传播的两列波的相速各异:在北半球,对于一个背海面陆的观察者而言,向右传播的边缘波的相速大于向左传播者;在南半球则相反。应指出,在边缘波的动力学理论研究中,仅当边缘波的波长不太大时,才能不考虑陆架外缘的影响,而采用半无限宽的陆架模型。1968年,L.A.米沙克对于有限宽陆架上的边缘波的研究结果表明:边缘波的波长和陆架宽度的比值不超过某一极限值。

  陆架拦获波的研究结果,广泛应用在陆架环流动力学及诸如上升流、沿岸流、风暴潮、海底沉积物推移等一系列近岸海区的动力学现象的研究中。特别是有关各种尺度的拦获波的相互作用及其和平均流动的相互作用、不规则的海底地形和岸界、海水层化、湍流混合过程等因素对各种拦获波的影响等,已成为浅海动力学研究中的重要课题。

  H. Lamb, Hydrodynamics, 6th, ed.,Cambridge University Press,Cambridge.1945.

  B.P.H.Le Blond,L.A.Mysak,Waves in the Ocean,ESPC,Amsterdam,1978.

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