物理海洋实验讲义

物理海洋实验讲义

海洋环境学院

2008年3月

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目 录

物理海洋实验的基本设备...............................................................1 物理海洋实验的概述.......................................................................5 实验1 风浪水槽平均风速测量..................................................7 实验2 实验3 实验4 实验5 实验6 实验7 ROSSBY 53

水槽风浪波面位移的测量和分析................................12 海-气边界层的测量和分析...........................................17 水下压力波动的测量与分析........................................21 科氏力实验....................................................................24 泰勒柱实验....................................................................29 波的实验模拟................................................34

物理海洋实验的基本设备

物理海洋实验的设备种类繁多。根据不同的研究对象需要不同的实验设备。

若以研究对象的尺度分类可分为小尺度现象模拟实验设备和大尺度现象模拟设备。其中有代表性的是风-浪-流水槽和地球流体旋转平台等。下面简要介绍我校海洋环境学院物理海洋和海洋学实验室的这几种基本设备。

一．风-浪-流实验水槽

风-浪-流实验水槽通过风机、造波机、流机，在封闭的管道中形成人工的风、浪、流，构建一个模拟海面实际情况的背景环境，能够局部再现海上风、浪、流以及相互作用的一些基本动力过程和各种小尺度物理海洋现象，可以运用各种技术手段，近距离的观测许多海洋现象，观察海洋的内部各种运动规律，还可以进行多种模拟实验。是物理海洋模拟实验特别是小尺度海洋实验常用的基本设备。

图1 风-浪-流水槽示意图

我校海洋系物理海洋与海洋学实验室的风-浪-流水槽工作段高1.2m, 宽

0.8m, 长25m，水槽底面离地面0.6m。整体采用全不锈钢框架结构。水槽的侧面和底面均为跨度为3m的双层玻璃板。水槽管路采用闭合回风和回流结构，回风和回流部分采用玻璃钢材料的管道。由于水槽的闭合性，槽内空气和水都可以加温，加二氧化碳。水槽顶盖两侧有双道轻轨，水槽上方的屋顶架设有负重导轨，

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为实验设备的架设和移动提供了方便。

水槽配设的风机可以产生从2m/s到15m/s的风速。流机可产生0.05m/s到

1.0m/s的流速。造波机可制造最大波面位移达30cm的规则波和随即波。这些基本功能可以满足许多物理海洋实验的要求。水槽的回风管道部分，有一个用于流体力学实验的标准风洞，可用于边界层实验，环境模拟实验，气象仪器检测，工程实验等等。

图2 风浪流水槽结构图

在使用水槽之前，首先要了解实验水槽的基本情况，比如，水槽的风速变化范围，风浪基本参数，水流的参数等，这些参数对于合理选择实验区段，估计试验误差，减少实验的重复性和盲目性以及对于分析和判断实验室结果和海上现场调查结果之间的差别都是不可缺少的。

二．地球流体旋转平台

地球流体动力学实验研究的对象是地球上的大气和海洋等大中尺度运动过程和现象。 在大中尺度过程中，地球旋转效应起着重要作用。为了模拟旋转坐标系中的地球流体运动，实验需在一个旋转条件下进行。旋转平台提供了一个模拟地球自转的实验条件。

根据地球旋转流体实验的要求，转台需要具备如下基本条件：

1. 转速均匀，转速范围为0.5～30rpm，无级调速； 2．转台具有一定的承载能力； 3. 转台平面水平，无明显起伏和振动； 4. 转台上下有集流环提供强电通道；

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5. 转台上配有照明光源和相应的测量仪器； 6. 转台上架设随转台同步旋转的电子摄像机 7. 转台上下之间有遥控通道；

8．转台配有自驱动流动装置或外循环流通道；.

地转实验平台结构示意图

根据不同的实验需要，转台上可安放各种水槽。水槽的样式可以是圆形、矩形、长形、扇形或者不规则形。以适应不同的实验需要。

扇形水槽实验个例 圆柱形水槽实验个例

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三. 分层循环水槽

为了模拟海洋中的层化流动或剪切流场中的各种现象和过程，需要一种能形成密度分层流的循环水槽。该水槽中形成密度分层后，利用特殊设计的动力装置（Kovasznay泵）分别对每层流体以不同速般加以驱动，形成具有一定密度剖面和速度剖面的流动。这种装置对模拟大气扩散、海洋湍流、江河湖海中的异重流的运动规律具有特殊意义。

该水槽一般用于研究连续层化流体方面的实验研究。因此该水槽还配有特殊的连续层化流体生成和保持的配套装置。

除此之外，该水槽还可以做许多非层化的流体实验，如剪切流实验，湍流实验等。

循环水槽示意图1

循环水槽示意图

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物理海洋实验的概述

一． 引言

众所周知，物理海洋学是流体力学的一个重要分支，是研究海洋流体和地球流体动力过程的一门学科。物理海洋学本身又是以应用和实践为主的学科，其研究方法可分为理论研究、数值模拟、实验研究和海洋调查。各者互为补充，又不可代替。其中实验研究是物理海洋学的不可忽略的重要组成部分。它的研究范围遍及物理海洋学的各个领域，对物理海洋学地发展起着关键性的作用。

二．物理海洋实验和海洋调查

从广义上讲，现场海洋调查也属于实验研究的范畴，所不同是，海洋调查直接探测的对象是真实的海洋，而实验研究大多在实验室模拟环境下进行。

海洋现场调查是研究海洋的重要方法，是直接获取海洋资料的主要途径。但是海洋调查有局限性：

1）属于被动观测，无法控制环境条件，无法重复现象和过程。

2）对于有些非静态的变化过程或者大尺度现象，仅靠有限的海上单点时间序列的现场观测是无法全面了解的。

3） 近代海洋卫星遥感技术虽然可以大范围观测海洋，但是对于海洋内部的过程仍然无法直接观测到。

4） 海上条件复杂和恶劣，且观测费用昂贵，不易采用系统的和精密的、重复的观测手段。

相比之下，实验室物理模拟研究的优点是：

1）可以控制实验条件，如背景风和背景流。 2）可以重复再现海洋现象和过程；

3）可以运用各种先进技术手段，精细的、全面的观测；

4）可以观察到现象的内部规律，比如 内波、毛细波、Rossby波、海洋湍流、贴水面边界层、水下水质点运动等等。

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三．物理海洋实验研究的主要任务

1．研究海洋运动中的新现象和相应的基本规律，探索相应的基本规律

在物理海洋学研究的许多分支中心的发现和重大研究成果不断涌现。大量的研究领域和课题仍属于未知。许多问题还未能很好的解决，远非单纯的理论分析和数值计算能够胜任。因此，实验研究的任务是不断的研究海洋运动中的新现象和相应的基本规律，探索相应的基本规律。即便是某些运动规律或现象已经可以从理论上得到预测的情况下，在没有充分的实验验证之前通常是不会得到人们的正式承认的。

2．研究海洋各种尺度过程之间的关系

在海洋中，存在着各种尺度的过程。大到行星尺度的地转运动，小到海面毛细结构的微尺度过程。他们之间并不是简单独立的，而是存在着相互作用及能量交换。实验研究的的对象是经比尺变换的模型，模拟范围遍及各种尺度，最有条件研究各种尺度过程之间的相互关系。 3．利用模拟技术解决应用中的实际问题

实验研究的诀窍在于利用模拟技术，以最小的代价和有限的实验条件来发现、证实或重现某种具有研究价值的物理规律或实际应用问题，解决一些理论方法和数值方法无法解决的实际问题，这对海洋工程尤其具有重要意义。 4．发展实验仪器和测量方法

实验仪器是开展实验研究的必要手段。在多数情况下，实验工作者可以利用和购置现有的产品，更多的侧重于熟练地和正确地掌握使用仪器。但是，在有些情况下，实验研究需要研究人员自行研制设计开发新仪器和新方法。实验研究的进展，往往取决于新技术和手段的突破。

一般来说，一个国家的科学水平常常反映在实验室中。因而，实验研究在一定意义上反映着整个学科的水平。近年来，随着科学技术的发展，大量的高科技术和尖端仪器应用于实验研究。但是，总体来说，仍与实验研究的工作需要不相适应。因此，正确的设计和组织实验研究工作，有预见性地选择和安排实验课题，合理地使用仪器和测量技术，发挥现有条件的作用，研究实验技术并有效的方法来实现预期的研究目标，这是实验研究的重要任务。要求实验研究者为完成研究目标具有最大的灵活性并在实践中锻炼学识、提高驾驭学科某个领域的能力。

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实验1 风浪水槽平均风速测量

一． 本实验有关知识

1.1 流动和流速分类

流体运动的测量是物理海洋实验最基本和最常见的内容（如平均风速，风速梯度，表面漂流，边界层剪切流，水中流速，以及湍流等的测量），同时往往又是其他实验的重要的背景条件。根据实验的具体需要和要求，流动参数可为不同的种类，如根据流体介质的不同可分为：气流、水流;根据速度的不同可分为：平均流速、变化量; 根据测量点不同可分为：单点或数点、整个区域流速分布。流动是一种矢量，具有模量和方向，在有些实验中，需要测量三维流向。

无论是大尺度运动实验还是小尺度现象观测都离不开流动参数或流场的测量。学习物理海洋实验必须从流动测量开始。只有扎实掌握流动的测量原理和基本方法，才能为深入学习和掌握物理海洋实验打好基础。

1.2 流动的常用测量方法

1) 示踪测流法 (适用于低速、平均流速)

在流体中混合有与流动同时运动的气泡或固体粒子示踪物，根据这些物质的运动轨迹获得流速或流线分布。 示踪物可用空气泡、氢气泡、聚苯乙烯粒子、铝粉、烟雾粒子等。数据获取方法一般采用照相或录像，然后通过人工判读或图像处理获得流场或流速的分布情况。这种方法简单方便，一般用于定性分析。

2) 压差测流法 (适用于中等流速、平均流速)

利用绕流物体表面的压力差测量流速——皮托管。其精度高，稳定。常作为标准测量。其缺点主要有：容易堵塞、方向不易控制、影响流场（使雷诺数降低）。

3) 旋浆测流法 (适用于中等流速、平均流速)

利用旋浆转速与流速成正比的原理。接触气流的部分的形状为螺旋桨型或杯性。适合较大流路和野外使用。优点：耐用。缺点：精度一般。 4）热线热膜测流法 (HWA）

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热线采用直径为2—10微米的铂丝或钨丝，焊接在两根系金属架上，构成探针。利用细电阻丝的热传导与风速的函数关系制作。丝越细，响应越快。因此特别适用于变化的流速测量。热线探针分为一维探针、二维探针、三维探针；测量水流速时采用热膜探针。

热线测速的优点主要有：

1）体积小，对流场干扰小；

2）适用范围广。不仅可用于气体也可用于液体，在气体的亚声速、跨声速和超声速流动中均可使用；除了测量平均速度外，还可测量脉动值和湍流量；除了测量单方向运动外还可同时测量多个方向的速度分量。

3）频率响应高，可高达1 MHz。

4）测量精度高，重复性好。热线测速的缺点是探头对流场有一定干扰，热线容易断裂。

5）超声多普勒测流法(ADV) (适用于低速、平均流速)

根据多普勒原理，利用发射超声波（20kHz）脉冲在流动中的频率变化测量流速。有两种方法：

A) 在上下游各安置发一对发声器和接收器，根据两边的信号计算出流速。B) 利用流动中的微粒子的反射声波的频率变化测量流速。 6）激光多普勒测流法（LDV） (适用于全域风速、平均流速，变化流速)

激光多普勒测速仪是测量通过激光探头的示踪粒子的多普勒信号，再根据速度与多普勒频率的关系得到速度。由于是激光测量，对于流场没有干扰，测速范围宽，而且由于多普勒频率与速度是线性关系，和该点的温度，压力没有关系，是目前世界上速度测量精度最高的仪器。其优点：不产生湍流、测量范围宽、空间分辨率高。缺点为信号处理复杂、调整麻烦、价格昂贵。 7）粒子图像测流法（PIV)

PIV是粒子图像测速仪的简称，它是九十年代后期成熟起来的流动显示技术的发展。它能够同时测量一个面上几万个点的速度，是激光技术、数字信号处理技术、芯片技术、计算机技术、图像处理技术等高新技术发展的综合结果。

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其原理如下：由脉冲激光器发出的激光通过由球面镜和柱面镜形成的片光源 镜头组，照亮流场中一个很薄的（1－2mm）面；在于激光面垂直方向的PIV专用跨帧CCD相机摄下流场层片中的流动粒子的图像，然后把图像数字化送入计算机，利用自相关或互相关原理处理，可以得到流场中的速度场分布。

二．实验目的

1）通过实验，掌握风浪水槽平均风速的测量的原理和方法。 2）掌握补偿式微压计和皮托管风速传感器的原理和操作步骤； 3）了解风浪流水槽的工作设备；

三、实验中所用的测风仪器

1． 皮托管风速传感器

图 各种皮托管传感器

皮托管是一种常用的测量平均风速的传感器。它在柱头部驻点位置开有一

个小孔测量来流的全压强或滞止压力，侧壁开有一圈小孔或窄缝测量当地的静压强。低风速时，由全压强和静压强之差可以计算局部气流速度。 U=

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ρ(p0−p)

其中，ρ为空气的密度，p0和p分别为局地全压强和静压强。皮托管一般与微压计或压差传感器配合使用。

2． YJB－1500补偿微压计

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图 YJB－1500补偿微压计

YJB－1500补偿微压计用于测量气体的微小压力,负压力及压力差,也可用来校准其它压力计,可供实验室和计量单位使用。 YJB型补偿微压计由微调部分、水准部分、反光镜部分及外壳部分组成。

1、微调部分：由刻有200等分的微调盘,固定在长螺杆上,长螺杆动,水匣作上升或下降运动,在水匣静压可、接嘴上装有示度准块,示度准块在度板及字板中间移动来指示出水匣的位移高度。

2、水准观测部分:在观测筒内装有水准头,以观测由动压管受压力后观测筒内液面的变化。

3、反光镜部分:由一个反光镜固定在镜壳上,反光镜面反射观测筒内的水准头的接触情况,使水准头尖与其倒影的影尖相接微压计读数调整“基点”。

4、外壳部分:由壳体及横担支持长螺杆,在壳杆上载有水准泡及调节螺订,以调节微压计的螺杆及动压管垂直。

由皮托管将风速转化为压差，从补偿式微压计读出压差，再由风速查算表得出风速。

四、实验步骤

1）正确架设和调整皮托管和微压计； 2）调节微压计可读盘，正确读数； 3）记录微压计数据；

4）通过压差-风速换算表查算平均风速； 5）分别测量四种不同风速；

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6）观察风速引起的水面变化；

五．思考题

1. 如果在海上用皮托管+微压计测量平均风速，会出现什么问题？如何解决？ 2. 为什么皮托管+微压计测量风速水准面变化十分缓慢？对测量有什么益处？ 3. 用皮托管+微压计测量水中流速，如何计算流速？ 4. 能否用其他测风方法测量风浪水槽中的平均风 速？ 5. 你能否设计一套方案，用皮托管测量风速的变化？ 6. 请设计一种最简单的测量平均风速的方案。

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实验2 水槽风浪波面位移的测量和分析

一． 实验相关知识

1．1 风浪的基本概念

海浪是人们十分熟悉和关注的海洋现象。产生和维持海浪的能量主要来自大

气动能，当海面有风时，海面水质点就会在风场的作用下，产生一种不规则的起伏，即风浪。在无风的天气里，外地的风浪由远方传来，称之为涌浪。海浪发生在海洋和大气的交接面，它既是小尺度现象，又是大尺度海气交换的重要因子，海浪是十分复杂的海洋现象，特别是近年发展起来的海洋遥感技术，往往是通过海浪的微波散射特征来测定海洋内部的其他现象。

由于海浪本身的随机性和不规则性，以及在传播过程中及时间延续过程中的多重性，用统计学的方法和谱分析方法研究海浪仍是当前研究海浪的有效途径。

1．2 波浪的基本参数

波高H----两个上跨零点之间的最大波面位移与最小波面位移之差。 周期T----两个上跨零点之间的时间。 波长L----两个上跨零点之间的长度。 波陡B----波高与波长之比。 波速C----波浪的相速度。

波浪基本参数示意图

1.3 波浪的频散关系

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相对水深频散关系 波速 C 波长L d/L 深水波 >0.5 ω2=gk gT 2πgT2 2π过渡 0.05—0.5 tanhkdgT2πgT2tanhkd2π浅水波 <0.05 ω2=gktanhkdgd gdT 1.4 波浪的统计性质

波面位移的分布为正态分布

f(ς)=

12πσe

−

ς22σ2

波高的概率分布

H−8σ2f(H)=e 2

4σ周期的概率分布

H2

⎡π⎛T⎞4⎤

f(T)=exp⎢−⎜⎟⎥ 4

1.2T⎢⎦⎣4.8⎝T⎠⎥

πT3

波长的概率分布

⎛πλ2⎞πλf(λ)=exp⎜⎜−2λ2⎟⎟ 2λ2⎝⎠

1.5 海浪谱的基本特征

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P-M谱

Pierson和Moscowitz(1964)对北大西洋5年的观测数据进行460次谱分析，挑出其中54个充分成长谱，又依风速分为5组，拟合的有因次谱（简称P-M谱）

⎡⎛g⎞εg2

S(ω)=5exp⎢β⎜⎟

Uωω⎠⎢⎣⎝

−3

4

⎤

⎥ ⎥⎦

其中α=8.1×10 ；β=0.74 ；U为海面19.5m高度上的风速

JONSWAP谱

英、美、德等国海洋研究部门的“联合北海波浪计划”（Joint North Sea Wave Project,简称JONSWAP）,于1968-1969年沿大西洋海岸，向海延伸160公里，布设13个站，分别采用5种测波方法，共得到2500谱，提出的海浪谱形式：

⎡5⎛ω0⎞⎤

A(ω)=αgexp⎢−⎜⎟⎥γω⎢⎦⎣4⎝ω⎠⎥

2

2

1

4

⎡(ω−ω0)2⎤

exp⎢−⎥22⎢⎣2σω0⎥⎦

⎛gx⎞

其中ω0为峰值频率，γ为谱峰升高因子，α=0.07⎜2⎟

⎝U⎠

的风速。

−0.22

，x为分区，U为10米高度

二． 实验目的

1）掌握风浪水槽波浪测量的基本方法 2）掌握钽丝测波仪的测波基本原理 3）掌握波浪数据的基本处理方法

三．本实验的基本实验设备

3.1 风浪水槽

风-浪-流实验水槽通过风机、造波机、流机，在封闭的管道中形成人工的风、浪、流，构建一个模拟海面实际情况的背景环境，能够局部再现海上风、浪、流以及相互作用的一些基本动力过程和各种小尺度物理海洋现象，可以运用各种技

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术手段，近距离的观测许多海洋现象，观察海洋的内部各种运动规律，还可以进行多种模拟实验。

我校海洋系物理海洋与海洋学实验室的风-浪-流水槽工作段高1.2m, 宽

0.8m, 长25m，水槽底面离地面0.6m。水槽配设的风机可以产生从2m/s到15m/s的风速。流机可产生0.05m/s到1.0m/s的流速。造波机可制造最大波面位移达

30cm的规则波和随即波。这些基本功能可以满足许多物理海洋实验的要求。

3．2 钽丝测波仪

为了更为精细准确的测量波面的起伏变化，本实验采用0.3 mm钽丝作为测波传感器。测量及数据采集采用多通道测波仪进行，利用软件触发和脉冲计数的方法将钽丝电容值变换为脉冲个数，经高速光电耦合器送至插在微机总线槽内的数据采集板。这样做的好处既减少了由于电容变换的滞后误差，又提高了仪器精度和响应。同步脉冲信号由微机软件产生和改变，计数信号来自晶振频率发生器电路，工作频率为1MHz，电容测量分辨率为12000，以700mm的水位观测范围而计，考虑沾水滞后等因素，水位分辨率取1mm。

测量及处理软件 微型计算机 数据存盘 打印输出 数据采集板 多通道精密测波仪 钽丝测波传感器阵列

图3. 测量系统示意图 钽丝具有较高的分辨率和时间响应，利用钽丝表面极薄的绝缘层与海水之间电容量的大小来反映水面的高度。一根极细的涂上一层绝缘涂料的钽丝，竖立放置在水面附近，由于海水也是导体，这样钽丝和海水就形成了一个电容器。海水

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浸没钽丝的深度决定了这个电容的大小。 四． 实验步骤

1）先在选定的风区上放置好实验仪器，对实验仪器进行调试，标定仪器的初始值。记录试验的条件，风区，水深，风速。对连接的计算机设备进行调试，看数据采集-转换电路是否正常工作。

2）分别取+100mm、0、-100mm三个高度进行水位标定。 3）前期的准备工作完成后，开风机，调出所需的风速。

4）当浪与风基本稳定后，开始采集数据。由于数据量相当大，所以要在旁边耐心看试验的进行，并记录必要的实验数据。

5）对得到的实验数据进行初步的分析，看结果是否符合我们实验要求。如果不符合，那就找问题，解决问题，再进行下一步测量。如果符合，就测量下一个风区或者风速下的情况。

6） 分别在小、中、大、三种风速下、不同的风区下多组测量。通过皮托管和微压计测量平均风速。

7）将采集的数据存盘 8）编写数据处理程序 9）数据处理 10）写实验报告 数据处理内容：

1. 计算平均波高，平均周期；

2. 计算波面位移的概率分布，并与正态分布比较； 3. 计算波高的概率分布，并与理论分布比较； 4. 计算周期的概率分布，并与理论分布比较；

5． 计算不同风速下的谱分布。

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实验3 海-气边界层的测量和分析

一． 本实验的相关知识

1．1 海-气边界层的概念

海洋和大气虽然都遵从地球流体运动方程，但是由于两者密度相差极大，且热力学状况和边界条件也不同，因此，海洋和大气在运动学方面各自构成的自己的物理系统。但是，海洋和大气又存在着联系，因为地球的一切运动能量来自太阳，太阳的能量首先产生大气运动，然后由大气把能量传输到海洋，引起海洋运动，如海浪、海流、内波等。另一方面，海洋也向大气进行热量交换。大气和海洋之间的能量交换的必经之路就是海气边界层。

海气边界层指的是海气界面两侧的一定厚度的流体层。在海-气边界层中，具有与自由大气不同的结构和运动规律，属于小尺度的湍流过程。边界影响和观测困难使它成为一层特殊的物理场。海-气边界层的结构十分复杂，常根据其内部的物理特征可以分为若干层次。

海面上高度在20米以内的空气层为近水面边界层，该层是大气与海洋发生直接相互作用的主要层次，是大气与海洋之间能量，质量的交换界面。在该层中的动量载体，大气一侧

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主要为平均风速和湍流运动，海面一侧主要为海浪。海浪是十分复杂的，因为不论是风浪或涌浪，一旦生成后有改变波面附近的空气流场结构，此改变后得流场自然又影响海浪得状态，故海浪是气-水相互作用的产物。海气边界层的研究起步较完，许多研究方法是借用陆地边界层的方法，其基本理论，大多来自流体力学的经典理论。

二. 实验室水-气边界层的测量方法

在海气边界层中，具有与自由大气不同的结构和运动规律，属于小尺度的湍流过程。在边界层中，湍流和界面摩擦为主要动力特征。测量表明，海气界层的风速廓线近似为对数分布。

由于风浪水槽尺寸较小，一般采用热线风速仪和梯度仪，但风速稳定时，也可采用逐点扫描方式测量。本实验采用逐点扫描方式。

实际风浪水槽由于水槽边壁的限制，与实际海上边界层相似的区间只限于水槽内空气部分的高度的三分之一左右。如图所示。在这个区间，风速廓线呈对数分布。因此，实验室的有关边界层实验研究均在此区间进行。

当水面为波浪时，一般的测量仪器无法进入最大波面位移的最高水位以下的高度，又称测量禁区。因此实际测量范围的最低高度应高于最大波面位移的最高水位。

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在风浪槽中观测风浪上方风速廓线。由风速廓线计算摩擦风速和粗糙度。风速廓线的测量使用精密压力传感器和皮托管测风探头，输出信号经适当变换后送到

14位精度的A/ D数据采集卡，对应风速测值误差小于0. 1m/ s。利用电脑控制的测量坐标支架及控制驱动设备，带动传感器精确定位和移动。本实验采用逐点垂向的扫描方式测量不同高度处的风速，获得波浪上方风速垂向分布。在垂直方向取20个测点左右，测点间距为10mm。

三． 本实验的测量仪器配置

1）数控升降坐标架 2）补偿式微压计 3）皮托管风速传感器 4）压力传感器 5）A/D采集仪 6）工业控制计算机 7）专用测量和控制软件

四． 实验步骤

1. 正确架设和连接传感器； 2. 进行基测；

3. 开启风机，本实验取大、中、小三种风速； 4. 用皮托管+微压计监测平均风速；

； 5. 由上到下逐点采集平均风速值（起点取水槽风洞中点）

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6. 记录各测点的高度和平均风速值； 7. 绘出不同风速时的风速廓线；

8.

计算不同风速时的摩擦速度和水面粗糙度；

五． 摩擦速度和粗糙度的计算

边界层的内部结构特征之一是风速廓线。在中性层结时，可以导出近海面层为等通量层，且平均水平风速水高度的变化遵循对数分布律。

通过有关理论假设和量纲分析，水面风速廓线为对数分布律，其关系式：

uuduz

=f(u,z)=* ,则 u=*ln() dzz0κzκ式中κ——卡门常数，一般取0.4，z为高度。z0平均风速等于零时的高度，叫做粗糙长度，简称粗糙度，海气边界面为海面，粗糙度与海浪等海面微结构有关。而海浪又与风速有关。因此，粗糙度是一个受复杂因子控制的量。 u* 为摩擦速度其反映海面风应力的大小，并具有速度量纲，便于与速度量构成无量纲参数。

从上式可见，在中性层结的边界层内，风速廓线分布由摩擦风速和粗糙度唯一确定。反之，通过风速廓线也可以求出这两个海气边界层的重要参数。 由上可知，水面风速廓线分布于边界层的粗糙程度有关，即与海浪等海面微结构有关。在本实验中，我们使用廓线法测定水面风速方程的两个参量u*和z0。在实验室风洞的中性层结条件下，我们认为平均风速的垂向分布遵从以下形式：

u(z)=Alnz+B，其中 A=

u*

κ，B=−Alnz0。

从原则上讲，只要测定水面上两个高度处的平均风速，就可以确定系数A、B，进而得到u*和z0。但是，实际平均风速的测量存在一定误差，因此，我们需要测得若干个高度上的平均风速，然后采用最小二乘法求得u*和z0。

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实验4 水下压力波动的测量与分析

一．本实验的相关知识

1.1 水面波浪产生的水下压力波动

波动是水质点在外力作用下离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。由于流体的连续性，必然带动其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播。由于波动的产生，使得水下某深度上的水柱的高度随波动而不断的变化，从而引起该点上压力的不断变化。

根据静力学基本原理，流体中的某一面积上的压力P等于其上的流体柱重量的总和。这就意味着，可以通过水中的压力间接反映水面高度，流体压力由静压力和动压力组成，动压力比静压力要复杂。但是，波浪运动的运动速度相对较慢，静力平衡过程十分迅速，因此，水下压力与水面高度之间仍是以静力关系为主。波面与水下压力的关系是复杂的，海面的波动是三维随机变量，存在各种频率分量，不同的频率分量在水中的压力传递函数不同，水下的压力传感器的传递函数必然是十分复杂的，研究这种关系，找出其内在的联系，在理论上和应用上都具有重要意义。

1．2 理想波浪和水下压力之间的理论关系

用伯努利方程及其有关条件可以导出进行波的水下压力分布场。水下某深

度z1处的压力测波仪测得的动压pd与波面ς的关系：

p

d

(t)=ρg

cosh

k(d+z1)ς(t) coshkh

若波面为简单波动ς(x,t)=

H

cos(kx−ωt)，则压力变化2

Δp与波高H的关系为：

H

=N

2ΔPcoshkhρgcoshk(d+z1

) （1--10）

其中h为水深，N为修正系数，这是一个经验或实验确定的系数。

上述理论公式，它是一个简单的行进波的情况。实际海面的波动是十分复杂的。根据线性海浪理论，随机海浪是由许多简单分量合成的。对于短波浪，

21

浅水波，和其他不规则波，各分量之间的非线性影响明显变大以至不可忽略，在这种情况下，响应函数的表达式更为复杂，以至使式中的修订系数N成为一个不确定的量。

二． 实验目的

1．通过实验和分析，了解水面波动对水下压力的影响及其随水深的变化； 2．了解水下压力波动的参数变化规律； 3．学会对时间序列的压力数据进行频谱估计； 4．分析水下压力波动谱参数随水深的变化。 5．了解压力传感器的原理和使用 6．学会压力传感器的标定方法。

三．实验设备

1．风浪水槽-----利用风机产生不同的风速，形成风浪。 2．数控升降坐标架-----将压力传感器移动到水下不同的深度。

3．压差传感器-----水下压力测量，我们采用压差式传感器，该传感器的压差分

辨率可达0.2mm水柱高度，通过的金属杆深入水下，在水下某深度处，测量水中压强的波动。 4．A/D采集板、电脑和软件。

四．实验步骤

1．记录水深，风区等实验数据

2．在无风的情况下，将压力传感器移至水面下一厘米左右； 3．测量压力数码，作为基点值。

4．在两种风速（小风和大风）下实验。用皮托管监测平均风速；

5．分别测量从基点，以每10厘米，测量水下各深度的压力数码（记录平均值，

存盘时间序列压力值），

6．直到看不出波动影响的深度为止。 7．数据分析

1）对数据进行单位换算（将压力数码换算为压力单位mm） 2） 计算各深度压力波动的平均周期和平均幅度；

22

3）求出平均幅度随深度的变化关系，并与理论关系比较。

Δp=nρwga

D水深，波数k=

ch[k(d+z)] ch(kd)2πgT

， n=1.1 ， g=9.8m/s2 ， 波长 L=

L2π Ch()为双曲余弦

，并比较不同的风速情况。 4) 找出临界深度（以水面幅度的1/20）

求各深度的压力谱；

5) 分析各深度的压力谱参数随水深的变化。

6) 根据以前的实验数据，利用简单的内插，定性分析上述参数与风区，

风速，波浪参数的关系。

对水下压力波动的特征和压力测量水面波动的优7) 根据所学过的知识，缺点作简单讨论。

23

实验5 科氏力实验

一． 科氏力基本概念

科氏力是地球旋转流体的基本现象。在旋转动力学系统中，x轴向东，y轴向北，z轴向天顶的坐标中的科氏力项为

rr

科氏力=−fk×V

rr

其中 f = 2 Ω sin φ 称为科氏参数；V为流速矢量， k为铅直坐标单位矢量；φ为

纬度。科氏参数随纬度的变化率为

∂f2Ωcosφβ==

∂ya

科氏力有如下基本特征：

1. 与运动方向成90度夹角； 2. 北半球在左，南半球在右； 3. 只改变运动方向，不改变运动速度； 4. 与运动速度成正比； 5. 与地球自转速度成正比；

5. 纬度越大科氏力越大，极地最大，赤道为零；

二． 科氏力对惯性运动的影响

地球旋转坐标系上不考虑离心力的惯性运动方程

解上述方程得：

du

−2Ωv=0dtdv

+2Ωu=0dtu=Csin(ft+φ)v=Ccos(ft+φ) 24

积分得：

x=x0−

V

cos(ft+φ)fV

y=y0+sin(ft+φ)f

rC=u+v=V2

2

f=2Ω

(x−x0)2+(y−y0)2

⎛V=⎜⎜f⎝⎞⎟⎟⎠

2

可见其轨迹为一个圆，称为惯性圆。 1. 运动速度V越快，惯性圆越大; 2. 科氏参数f=2Ω 越大, 惯性圆越小;

3. 惯性圆的周期Ta=2π/Ω是地球自转周期Tp=2π/f 的一倍; 4. 惯性圆的旋转方向与背景旋转方向相反

三． 科氏力演示实验之一 小球转向实验

科氏力跟速度和转台角速度成正比，因此将不同速度钢球的运动进行比较时

就会发现科氏效应的差别。 在转台静止与旋转两种条件下，分别在转台的边缘释放小球，小球初始运动方向沿转台直径，观察小球的运动轨迹。

在转台实验中，科氏力与物体运动速度和转台角速度成正比。因此将小球的

运动轨迹进行比较，就会发现科氏力效应的差别。

（1）转台尚未旋转时，小球的运动轨迹为一条直线，如下图所示：

25

图1 不受科氏力作用时的小球运动

此时，小球不受科氏力作用，其运动近似于所受合外力为零的匀速直线运动

（忽略转台倾角）。

（2）转台旋转一段时间，达到稳定后，释放小球，小球的运动轨迹如下（视

觉参考系为与转台同步旋转的惯性参考系）：

图2 受到科氏力作用的小球运动

此时 ，小球的运动受到科氏力影响，科氏力迫使其转向，其运动轨迹为一条曲线。

四、科氏力演示实验之二 钟锤摆实验

在转台上方中心悬挂一钟摆，令其自由摆动，在不同的转台转速条件下观察其运动轨迹。实验设备：转台 ；随转台旋转的摄像机；钢球 玻璃丝线等。 实验中摆锤的受力情况的三种参数:

g:重力加速度Ω:转台角速度l:摆锤的臂长

单位质量重力的分量为：

26

Fg=gsinα=g

xl

钟锤摆动周期Tp=

2π2π，转台转动周期Tr=。此实验的罗斯贝数

Ωg/LRo=

Tr

。 Tp

罗斯贝数Ro反映了惯性力与科氏力的相对大小。因此，在钟锤摆动周期不

变的情况下，增大转台转速，即减小转台转动周期，便能够减小转台模拟场的罗斯贝数，使得科氏力发挥更大的效用。

a. Ro>>1条件下，此时惯性力占据主导地位。重物的轨迹更像是只收到

惯性力驱使的往复运动，

90 1120 0.860 0.6150 0.430 0.21800210330240270300 图3 Ro>>1条件下钟锤摆动轨迹

b. Ro=2条件下：科氏力开始起到一定作用，重物摆动的轨迹椭圆圆环趋于圆滑。

27

90 1120 0.860 0.6150 0.430 0.21800210330240270300 图4 Ro=2条件下钟锤摆动轨迹

c. Ro=1条件下：科氏力已经与惯性力同一量级，重物受到科氏力的支配，

在转台一侧做圆周运动。

90 1120 0.860 0.6150 0.430 0.21800210330240270300 图5 Ro=1条件下钟锤摆动轨

28

实验6 泰勒柱实验

一．基本概念

设想一个物体缓慢地在稳定流体中移动，直觉告诉我们物体移动会干扰所有方向上的流动，流动在物体四周形成绕流，在物体之后形成尾体，甚至形成涡列。但是，在旋转流体中，同样的物体移动，却完全出人预料不同：物体不但不会干扰四周流动，反而包持四周流动在旋转（垂直）方向一致。形成一个垂向“刚化”的流体柱。

在旋转流体中作缓慢移动的柱体上方，存在一个与此柱体一起移动的流体柱，其行为颇像固体，这一现象由英国科学家G．I．Taylor于1923年首先证实发现这一奇特的现象，被人们称之为泰勒柱。实验还证实在垂直于旋转轴所有平面上的流动状态都相同。此重要结论首先由普劳德曼从理论上预见，继而由泰勒用实验证实，所以旋转流体平面二维性原理又称泰勒-普劳德曼定理。在大气、海洋和其他行星(如木星)大气中，均可观察到泰勒柱现象。

1．1 泰勒柱理论

泰勒基于Joseph Proudman（1915）的理论，预测旋转流体被扰动时，会出现垂向柱体现象，这个理论称为“泰勒柱理论”。

这个理论规定条件：

1.不可压缩流体

2.在垂直于转轴的流速中不存在任何速度梯度。

下面讨论Tayloy-Proudman理论所考虑的力平衡关系

在外重力场(0,0,g)，旋转角速度 Ω(0,0,ω)，密度为 ρ，分子粘性系数ν ，的续方程运动方程和连续方程

r∂ρ+∇⋅(ρu)=0 ∂trrrrrrrr∂u12r+(u⋅∇)u+Ω×Ω×r=−∇P+υ∇u−2Ω×u−g ∂tρ()rr

其中 u为速度矢量， r是位置矢量。

从左到右分别是（1）惯性力当时变项，（2）惯性力分布项，（3）离心力，

29

（4）压力梯度力，（5）粘性力，（6）科氏力，（7）重力 通过如下条件：

1）由于重力和离心力是虚构的力，是一种有势场力； 2）由于流体的雷诺数Re=

UL

υ较大，这意味着分子粘性可忽略不计，故可不考

虑粘性力。

3）由于罗斯贝数Ro=

U

必须远小于1，意味着惯性力远小于科氏力，故惯性2ΩL

项可以忽视。

4）垂向为静力平衡，水平为地转平衡；∇×5）密度ρ为常数；

由上述方程组可导出如下结果

rr∂u

Ω⋅∇u=0 即 ω=0

∂z

−1

ρrr

∇P=∇×2Ω×u−∇Φ

()

由于ω≠0则，

∂u

=0 ∂z

即水平速度在垂直方向不变。三维旋转流体趋于二维化或旋转流体的“垂向

刚化”现象。 泰勒柱强烈抑制湍流的发展。表面流场即反映内部流场。

1．2 泰勒柱形成的条件：

1）密度ρ=常数 或∇ρ=0

一旦有密度梯度，即破坏泰勒柱。 2）罗斯贝数Ro=

U

<<1 2ΩL

旋转速度越大，泰勒柱越明显。流速越小，泰勒柱越明显。 3）雷诺数Re较大，粘性力可忽略。边界附近不易形成泰勒柱。Re

也不可太大，否则以激发湍流不稳定。

1．3 自然界中的泰勒柱

大气运动一般处于地转平衡，空气为不可压缩流体，除边界层外，粘性力

30

也可忽略，地球自转角速度为Ω=7.27×10−5/s，若取地球半径作为长度尺度特征速度取典型风速U=10m/s。则罗斯贝数Ro=L=6.371×106m/s，

U

<<1，2ΩL

惯性项可忽略。但是为什么大气中始终无法观测到泰勒柱现象呢？这是因为大气存在着十分明显的密度垂向分布。即密度ρ不等于常数，不满足泰勒柱形成的基本条件。 海洋的情况也是如此。尽管如此，无论是大气还是海洋或者是其它星球，无论是气体还是液体运动都存在趋向泰勒柱的特征。例如，西北大西洋中的海流的精细观测发现，在没有明显的幅值和方向变化的情况，可在垂直方向延伸超过4000米。

二． 实验目的

了解泰勒柱实验的基本情况，通过泰勒柱演示实验，加深对泰勒柱概念和原理的理解。

三． 实验要点

（1）流体密度定常。一旦此条件被破坏，则泰勒柱理论不能成立。

（2）Ro<<1。由于Ro=U/2ΩL，故要求实验转台转速要大，转台内流体流

速要小，即流动尺度够大、流动周期够长。

（3）雷诺数Re要适中。Re太大则流体出现粘性，Re太小则流体内部产能

湍流。

（4）泰勒柱现象对流体流动有抑制作用，是一种相对稳定的机制。

四． 实验之一 泰勒柱和泰勒帘现象

1．直径为40cm,高为60cm的圆形水槽，灌满水。

2．首先，在非旋转状态下，在静止的圆柱形容器中滴入红墨水，观察流体扩散

情况。可以发现，红墨水迅速扩散，与水混合为一体，这符合扩散现象的一般规律。

3．将盛满水的圆柱形容器放在一个转台上，开始旋转，转速>10转/分。整个容

器随转台一起绕其中心旋转，直至流体与转台同步，形成旋转“静止”或“刚化”。为了识别“刚化”程度，可在转台匀速转动一段时间后，将一小纸片抛

31

入容器中，若观察小纸片与转台旋转同步，此时容器内的水已被基本刚化。 4． 在转台不停止转动的情况下，在容器上方接近中心的位置连续滴入红墨水，

观察流体中的泰勒柱现象。可以发现，红墨水进入水中后在水平方向并不扩散，而是在容器内形成稳定的彩色断带，此断带层次分明，界面稳定，形如红色的窗帘，我们称其为泰勒帘，此泰勒帘能够在不受其他扰动的环境下保持较长时间。

5． 向容器内倒入少量无色的浓盐水，以形成密度梯度，观察泰勒柱的崩解过程。

此时，可以发现红墨水迅速向四周扩散，泰勒帘立刻崩解。

实验解释：实验中刚化的匀速旋转圆柱形水体已经符合产生泰勒柱的条件，即流体密度定常、Ro<<1等，所以滴入的红墨水必须满足泰勒—普劳德曼定理，即其运动应该是二维的，垂直方向上不存在速度梯度。由于容器底部的水体相对容器水平方向上速度为零，滴入的红墨水的水平速度只能与容器底部水体保持一致，因此滴入的红墨水在水平方向上不能扩散，仅在垂向上因有初速度而扩散，这样便形成了红色的带状泰勒帘。

倾倒浓盐水后，容器内流体密度不再定常，这便破坏了产生泰勒柱的条件，因此红墨水水平方向扩散不再受到限制，便迅速扩散，导致了泰勒帘的崩解。 6．思考题：

1）为什么在非旋转的情况下，滴入红墨水，颜色均匀扩散，不久就与水混

为一体？

2）为什么需要旋转“刚化”下进行旋转流体实验？

3）流体旋转“刚化”的原理是什么，“刚化”过程中的流场是怎样分布的？ 4）在旋转流体中滴入红墨水后，观测到的泰勒柱为什么会逐渐变为片状的

泰勒帘？并且呈辐射状分布？

5）为什么向容器内倒入少量无色的浓盐水后，泰勒柱（帘）迅速崩解。 6）泰勒柱现象与那些因素有关？

7）为什么在自然界很难观测到泰勒柱现象？ 8）泰勒柱实验现象有何科学意义？

32

五． 实验之二 观察旋转流体中物体的水面泰勒柱现象

1．在转台水槽中放置一个小块圆柱物，高为水深的1/2。

2．在水面上均匀撒上纸屑，作为流场示踪物。在转台上固定一台摄像机，可以

随转台同步旋转；

3．开启转台，缓慢加速，产生相对流动，通过地面显示器观察随转台同步旋转

的摄像机拍摄下来的圆柱体附近水面上的纸屑的运动轨迹。此时的纸屑的运动轨迹是非旋转参考下的运动情况。

4．转台以转速10转/分左右转动，一段时间后，流体被“刚化”。

5．微小改变转速，形成相对流动，通过显示器观察摄像机拍摄下来的圆柱体附

近水面上的纸屑的运动轨迹。此时显示屏上纸屑的运动轨迹就是旋转参考下 可以发现在圆柱物上的水面产生绕流，而且泰勒柱有倾斜现象。 的运动情况。

思考题：

1）为什么非旋转流体中，相对流动的水面上没有观测到绕流现象？ 2）为什么旋转流体时，水面流线可以反映水下运动情况？ 3）为什么在旋转流体时相对流动的水面上观测到绕流现象？ 4）旋转流体与流体相对旋转有何不同？

5）为什么绕流现象会出现在圆柱体的偏后？偏后程度与哪些因素有关？ 6）实验中，微小改变流速的作用是什么？能否在不改变流速的情况下观察泰勒

柱现象？

7）为什么相对流速不宜过大？

8）试设计一种方案，能观察到水下不同层次的流动，立体的表现出泰勒柱现

象？

33

实验7 Rossby波的实验模拟

一． Rossby波的基本概念

从天气分析图上可以知道，在大气的中上层，流场经常呈现波状，北半球有

3到5个波，波长达约为1000公里左右，它的移动速度接近风速，Rossby（1939）

首先从理论上证明，这种波动是由于气流存在南北扰动时在β的作用下形成的，因此被称为Rossby波 。

1．1 Rossby波的基本条件

大尺度、准地转运动，满足静力平衡、准水平无辐散、流体不可压缩条件等。 上述条件排除了惯性波、重力波、声波等。 Rossby波是一种低频、水平横向波。

1．2 β效应和β平面

科氏参数 f=2Ωsinφ，它反映了地转效应随纬度的变化，但它的方向与地球转轴平行，当运动尺度L<β=

∂f2Ωcosφ=

a∂y

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表示。其中 a可近似用地球半径R0表示。因此β 值反映了局地垂直方向的旋转效应。它比科氏参数f更接近人们的视觉情况。

1．3 地形与β作用在动力学上的等价性

若把地球表面近似看成平面，即假定f不随为度变化（f=常数），这种近似称为f-平面近似。此时β随f平面的高度比变化。

如果考虑地球的球面形，即把地球表面仍然当作平面，又考虑f水纬度变化，β=

∂f

≠0，这种近似称作β-平面近似，对以浅水假设， ∂y

hB⎧

;(f−平面)=f0⎪D⎪

β=⎨

∂f⎪=;(β−平面)⎪∂y⎩

式中hB为底面地形高度，D为静止浅水厚度。因此，f-平面上的地形Rossby波，相当于β-平面上的等深流体的Rossby波。这就使得利用旋转平台模拟地球流体运动的实验成为可能。只要旋转水槽的底面是倾斜的，在动力学上就相当于引进了β作用。在浅水理论中，只要从位涡方程导出的结果，都具有这种动力学的等价性。

1．4 位势涡度其守恒

在旋转流体中，流体运动存在着一个保守性或守恒性较强的物理量，称

作位势涡度Π，且定义为：

(ς+2Ω)

→

→

Π≡

→

→

→

ρ⋅∇λ

式中ω=∇×V为相对涡度，2Ω为牵连涡度，λ为守恒量。 在β平面近似下，有Π=

ς+f

H

，其中H为流体柱高度。

35

由旋转地球流体的控制方程组，即绝对涡度方程、质量连续方程和热流量方程等，在一定条件下可导得位势涡度守恒方程为

d

Π=0 dt

此即是Ertel定理。在一定意义上讲，地球流体动力学可简单的认为是位势涡度守恒动力学，这是旋转效应的最根本的表现。

1．5 Rossby波的形成

无粘性相对静止的小振幅的正压涡度方程

dζa∂ζar =+V⋅∇ζa=0dt∂t

代入扰动量

(u,v)=(u′,v′)∂ζ′

+βv′=0∂t

ζa=f+ζ′

得

根据涡度和速度与流函数的关系，不难得到如下流函数方程

∂⎛∂2ψ′∂2ψ′⎞∂ψ′

⎟⎜+β+=022⎟⎜∂t⎝∂x∂x∂y⎠

当β>0时 解为波动

ψ′=Re[ψexpi(kx+ly−ωt)]可见，该波动由β效应引起的，即Rossby波。

形象地说，假设流动处于稳定状态，初始小扰动使得流体柱y方向上的速度得到改变，

根据等深流体柱涡度守恒原理 ς+f=const，流体向北运动时，由于β效应，绝对涡度ς增大，为了保持涡度守恒，使相对涡度f减小，流动向右偏转，形成一种向南弯转运动的趋势。同理，流体向南运动时，相对涡度增大，形成一种向北弯转的趋势。这种往复运动即为一个简谐波动所共有的特征。这种波动就是Rossby波。

36

1．6 Rossby波的传播

~=−因为Rossby波的相速度为 c

，其中 ∂f2Ω

β=≈cosφ0k2+l2

∂y a~+U ， U为背景流速。Rossby波的视在波速为c=c

~+U)k 据 ω=ck=(c

β则

可见 1) 相速度c=

ω=Uk−ωβk

k2+l2

<0，因此，静止状态的Rossby波相位总是向西传播；

kk2+l2

2）由于ω是k的非线性函数，因此Rossby波是弥散的；

∂ω3）当k/l>1 时，>0，短波的群速度向东传播；

∂k∂ω当k/l<0时，<0，长波的群速度向西传播；

∂k

4）向西传播的长波的群速度大于向东传播的群速度。

=−

β二． Rossby波实验的相关参数 2.1 Rossby数

Rossby波是典型的旋转效应主导的地球旋转流体的运动，必须满足：

Ro=

U

<1 2RL

Rossby数可以比较各种运动力学特征量与其相应的旋转作用。根据实验模拟

的相似性准则，实际地球流体运动与实验流体的Ro数必须相同。

2.2 雷诺数Re

Re=

UL

ν

一般的，当Re>3000时，湍流占据主导地位。为了与原型相似和直观显示流场，我们希望示踪流线不扩散，即实验流体为层流状态，因此为了保证层流为主我们取Re<3000。由于旋转流体的垂向刚化效应，对湍流有抑制作用，Rossby波在实验中的临界Re可大于非旋转流体的临界Re。

37

2.3 β数

β=

∂f2Ωcosφ==β1+β2 ∂ya

其中β1为科氏力项，β2为离心力项。a对于地球取地球半径R的平均值。 实验中，β-效应的产生依赖于地形的变化以及旋转造成的流体自由面倾斜。

β1=β2=

2Ωf∂hT

=tan15o

D0∂RD0

f∂hB2ΩR

=

D0∂RgD0

3

hT，hB分别为水面坡度和地面坡度，D0为水深。

由于β是有量纲量，为了进行相似性设计，取无量纲数β∗

β=

∗

βL2

U

，其中L为水平特征长度，U为运动特征尺度。

三． Rossby波的实验

实验之一 利用流线示踪法观察Rossby波

在转台上的圆柱形水槽底部放置一圆锥形斜坡，模拟β效应。从转台上方观测，转台逆时针旋转来模拟地球的由西向东旋转，在水槽的上方向水中插入一个导流板。同时，将导管固定在导流板的右侧，上通红色染料，作为流线示踪。逐步加大转台转速至每分钟十转，使得水槽内的水体达到旋转刚化。突然增大转台转速，则水槽内的流体相对水槽产生了向西的相对速度。与此同时，打开导管开关，沿导流板向水内注入红墨水。这时，导流板右侧的水体虽然产生了向西的相对速度，但由于导流板的阻挡作用，产生了北向速度分量，进而向西北方运动。通过红墨水的运动轨迹我们可以看到，流体在挡板的左侧，即西北方向产生了一个个涡旋，并不断向西北方向传播。这种传播的涡动即Rossby波。

实验之二 利用水面漂浮粒子观察Rossby波

38

在实验1的基础上在水槽底部添加黑色背景。此外，在水槽内的水体表面均匀撒上碎纸屑作为示踪物。在水槽的底部添加一山脊底地形。

逐步加大转台转速至每分钟十转，使得水槽内的水体达到旋转刚化。 突然略增大转台转速，则水槽内的流体相对水槽产生了向西的相对速度。这时，底地形右侧的水体虽然产生了向西的相对速度，但由于底地形的阻挡作用，产生了较大的速度扰动。并继续向西运动。通过纸屑的示踪的运动轨迹我们可以看到，流体在底地形的左侧，即西北方向产生了几个涡旋向西北方向传播，这种涡旋的传播便是Rossby波的传播，以上便是用漂浮粒子示踪法观测到的底地形激发的Rossby波。 思考题

1．为什么Rossby波模拟中需要改变转台转速？ 2．地形对Rossby波的影响是如何？ 3．要产生五个波需要多大的转速？ 4．地形斜坡的角度如何确定？

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