风浪[风浪]

海洋名词

基本特征

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。1983年《袁家山简介》：“袁家山，又名吕祖庙、小蓬莱。……据传，明天启日本侵占琉球群岛，明皇帝派兵部尚书袁可立出征，船行至大海中间，风浪大作。”

生长机制

风在水面吹起波浪，波浪出现后又改变波面附近气流的流场，因此风浪是风和水面相互作用的产物。这是一个极度复杂的过程，要严格加以定量分析是十分困难的。早在19世纪中期和后期，物理学家开尔文和H.von亥姆霍兹，利用平行气流和气-水界面的不稳定性解释风浪发生的原因。20世纪初，物理学家H.杰弗里斯指出，在风作用下波峰两侧的压力不对称，并依此计算了风浪的成长。直到40年代初，海洋学家H.U.斯韦尔德鲁普和W.H.蒙克将经典液体波动理论和观测资料结合起来，通过能量平衡计算出风浪的成长。1957年，O.M.菲利普斯和J.W.迈尔斯分别提出各自的模型,以较严格的力学方法处理风浪的生成和成长的问题。

与风的关系

风浪是风引起的波浪，风吹到海面，与海水摩擦，海水受到风的作用，随风飘荡，海面开始起伏，形成波浪。随着风速加大和吹风时间增加，海面起伏越来越大，就形成了波浪。

风浪大小和风力大小和风的作用时间有密切关系。南纬40-55度洋面上，是世界著名的大浪区，海员称这一纬度为“咆哮的40度”、“疯狂的40度”，就是因为那里海面辽阔，常年吹猛烈的西风，猛烈的风暴形成巨大的海浪，是典型的风浪。

风浪

菲利普斯假定

当风吹行于水面时，气流中的涡以平均风速移动,这时水面因所受压力不均匀而产生起伏，形成了波动。气流中的压力和产生的波动，均由频率（或波长）不同的波动成分所构成，当压力和波动中同一频率的成分之间发生共振时，该频率的波动能量就随时间线性地增大，风浪即通过此过程生成和成长。他认为生成的波对气流中的涡和压力的结构不产生影响，气流和波动是非耦合的。对于初生的小波，这个假定尚可接受，故上述的共振机制，理论上适用于风浪的生成和成长的初始阶段。但测量出的共振理论所需的风中的压力起伏，难以产生实际的风浪。有的实验还表明，初生风浪的能量随时间按指数律成长，且有可能采用其他机制取代菲利普斯的共振机制。

在利用两种流体的界面不稳定性来探讨风浪的生成和成长机制的种种尝试中，最重要的为迈尔斯的切流不稳定性理论。他根据风的湍流性质，假定水面上的平均风速随高度依对数律分布，然后引入水面的小振幅波动（见海浪），它使原来的平行气流受到干扰，而产生和波动相联系的运动及相应的应力。因此，在理论上可证明风在临界层（位于平均风速等于波速的高度）损失的能量和动量，是通过这种应力向下传递，最后由压力传输给波浪的。风传给波浪的能量，随时间按指数律成长。这种理论适用于解释较大的风浪的成长。20多年来，菲利普斯的共振机制和迈尔斯的切流不稳定机制，被用来描述风浪生成和成长的两个阶段，迈尔斯还将它们纳入一个联合的模型中。

计算方法

在50年代各国提出的许多风浪要素计算方法中，除早期的特征波方法和谱方法仍被采用外，主要的趋势是发展数值方法。数值模型虽然很多，但其共同的困难是，方程中包含的能量摄取和消耗的源函数难以准确计算。因此，一部分学者转而使谱参量化，并就谱中参量建立方程以求其数值解。但是，这些理论方法都存在困难。由于观测技术的改进，已累积了丰富的资料，使经验的风浪计算公式和谱方法仍然受到重视。

理论发展

多数观测表明，迈尔斯的不稳定性机制提供的能量，远小于风浪成长的实际需要。为了改进这个理论，曾进行大量的观测工作和理论工作，主要内容为：①引入波动和气流湍流间的相互作用。这是在迈尔斯模型中所未考虑的。②在使用的方程中保留非线性项，用数值方法求解。

70年代的风浪理论研究还包括：气流流线自波面分离所致的遮栏作用，波面破碎的影响，波和波间的非线性相互作用，气流对波面的切向作用力在能量传递中的作用，切流不稳定性机制于风浪生成阶段的应用等。进入80年代后，出现了斯托克斯波取代小振幅波作为研究风浪的基础的理论，它虽然使用了严密的力学方法和现代化的测量手段，然而对复杂的风浪的生成和成长问题，仍然处于探索阶段。