第四章
名词解释：
压强梯度力单位质量水体所受的静压力合力
Coriolis力由于选取旋转坐标系以缓慢地球作为参考系而产生虚假的力。雷诺应力
Rossby数
Ekman数
纵横比
静力近似
Boussinesq
尺度分析
：
第一二三个方程表示xyz轴运动方程
第四个是连续方程第五个是盐度方程第六个是温度方程第七个是密度方程
第五章
大洋表层环流有2个最显著的特点：
第一，在北半球，环流沿顺时针方向流动；在南半球，环流沿逆时针方向流动。第二，第二，海洋环流在东、西边界附近是很不对称的。
一、西向强化现象：海洋上层的大洋环流是由一些流环所组成的，在副热带处的流环，其流速东西不对称，在狭窄的西海岸边界层中，海流速度特别强，这就是西向强化现象，是大洋环流的最突出的特征。
二、海流成因：风应力， 1000m 以浅； 热盐效应， 1000m 以深
三、地转流：当不考虑海面风的作用时，远离沿岸的大洋中部的大尺度海水流动，基本上是接近水平的，并近似认为流动是定常的，科氏力与压强梯度力相平衡的产物。
四、倾斜流：均匀密度场中的地转流称为倾斜流，流速不随深度变化
梯度流：非均匀密度场中的地转流称为梯度流，流速随深度增加而减小
六、涡度：是指流体的旋转。
行星涡度：地球上的任何物体，包括海洋、大气、碗中的水，都跟随地球一起旋转。这种旋转是行星涡度。
相对涡度：海洋、大气由于风、流而产生相对地球的旋转。
绝对涡度：＝行星涡度＋相对涡度
位势涡度(potential vorticity)：绝对涡度/水柱长度
七、稳定的风作用于海面，会在海洋上层产生一个薄薄的边界层--- Ekman 层；同样在海底、大气的底部也会产生Ekman 边界层。
海面的Ekman 层有以下重要特点：
方向：在北半球，沿风向右偏45度；
大小：表层最大；
深度：大约30－400m ，依赖风速、纬度；
八、Ekman 抽吸，是由风空间分布不均匀所驱动的垂直流动，也驱动海洋内部地转流。
九、Ekman 螺旋: 漂流的大小和方向随深度而变化，连接各层流矢量的端点所构成的曲线为Ekman 螺旋，而它在水平面上的投影为Ekman 螺线。
九、Ekman 漂流的空间结构：
表层流速最大，流向偏向风的右方45度；
随深度增加，流速大小逐渐减小，呈指数衰减，流向逐渐右偏；
至摩擦深度D ，流速衰减为表层流的4.3%，流向与表层流向相反，此深度以下的运动可忽略。
十、升降流：是由不均匀风场或风场与地形配合产生的“较强烈”的铅直向流动。
引起升降流(水平流动散度不为0)原因：(1)风力不均匀 (2)风场与地形配合。
惯性流：当风力维持的漂流一旦流出风力强制作用的海区后，便由强制的漂流转为自由的流动。在广阔大洋里，其运动的铅直尺度远小于水平尺度，因此是科氏力、铅直湍流摩擦力与质点加速度三者的平衡。惯性周期=2π/f
十一、地转流方程（速度方程把f 除过去）：-fv=ρ1x p ??，fu=ρ
1y p ?? 十二、倾斜流：v=x f g ??ξ，u=—y
f g ??ξ Ekman 深度：D=πf
Az 2，为Ekman 深度 十三、风生大洋环流（打钩为考虑因素）
静压近似：是指在大尺度运动的条件下，即R。<<1，垂直动量守恒方程可以简化为静压关系。
第六章
名词解释：
波动的折射：实际海洋中的水深是复杂的，特别是浅水区域，水深的变化会导致波速的变化，因此，同一波峰线上不同地点的波速可能不同，引起波峰线的弯曲，从而引起波向的变化。这种深度变化所引起的波向变化，叫做波动的折射。波动的折射能够引起波向线的集中或分散，从而导致波动能量的集中或分散。
波群：沿同一方向成群向外传播的波列所产生的波动叠加后，在某一固定点观测点，波动振幅由小到大，又由大到小的现象
波动的绕射(衍射)：波动在传播过程中遇到障碍物，阻碍波动的传播；但是波动依然能够传播到障碍物的掩护区域；不过波动在掩护区域的强度比起在非掩护区域小得多；这种绕过障碍物传播到掩护区的现象叫做波动绕射
驻波：两列波长，周期，振幅相同，传播方向相反的前进波叠加形成的波动
平均波高：是一种最基本的特征量，在自俩统计中代表各种波高的平均值，大致反映海面报告的平均状态。平均波高H还构成各种特征波高换算的媒介
Neumann谱：描述风浪充分成长状态，谱的显著部分集中在一窄频带内，风速越大，谱线下的面积越大，谱值极大值越大，风速越大，谱峰对应的频率越小，谱的显著部分向低频方向移动
Jonswap谱:可描述不同成长阶段的海浪，风区一定时，谱峰频率随风速增大减小，风速一定时，谱峰频率随风区增大减小
大波平均波高：设有一系列观测波高，将其按大小排列，其中最高的一部分求平均，称之为部分大波平均波高。其中1/3大波平均波高最常用，称为有效波高
问答题：
1.随机波浪过程可视为平稳，各态经历，正态的随机过程：平稳性，保证了观测海浪的记录时间起点不影响计算结果；各态经历性，保证了一次显示可以代替总体。具有各态经历性的平稳过程的均值和自协方差可以
用某一次时间充分的现实关于时间的平均来确定；正态性，保证了海浪可以作为简答波动线性叠加来研究，且平稳正态过程全部统计性质可由其均值和方差来确定
第七章
平衡潮理论的基本假设
?假定地球表面为等深海水所包围，不考虑陆地的存在。
?海水没有惯性，没有粘性，随时能达到平衡(引潮力水平分量和重力作用相平衡，引起海面倾斜)。
?不受地转偏向力和摩擦的作用。
第八章
?内波：是发生在密度稳定层结的海洋水体内部的波动。内波和表面波不同，最大的振幅发生在海面以下。它是一种重力波，或称为内惯性重力波。它是引起海水混合、形成细微结构的重要原因。
?表面波：是发生在密度很小的空气和密度很大海水之间界面上的波动。
