（自然地理学专业论文）长江河口枯季三维流场悬沙数值模拟.pdf

论文摘要 通过建立一个长江口杭州湾附近海域计算范围南达坎门，北至连云港，西到 东经1 2 5 1 5 。e 的大区域计算网格，利用最新的验潮站资料，更加精细的模拟8 个主要分潮地、s 。、n 2 、如、k 、0 、p ，和q 。，为长江河口模型提供开边界上的更 加准确的潮位边界条件；在成功模拟大区域8 个主要分潮的基础上，对比2 0 0 3 年2 月份的多船同步观测资料，建立个仅包括长江河口的区域网格，进行长江 河口的水动力的数值模拟验证和流场分析；在此基础上，分别模拟了各个动力因 子单独作用下的余流和总的余流，分析了各个余流组分的特征及其对总余流的贡 献；为了进行长江河口悬沙的数值模拟，建立了一个波流共同作用下的三维悬沙 数学模型，模型中使用国际上著名的第三代浅水波浪模型s w a n 计算波浪参数， 悬沙模型用物理意义上最为清晰的剪切应力方法来确定对流扩散中的泥沙源函 数，并且利用一个表面边界层模型考虑了风浪对海表面切应力的影响，利用一个 底边界层模型考虑了波流共同作用下的底部切应力变化，在控制方程的右端加入 幅射应力项以考虑波浪产生的动量通量，修改湍流闭合模型的表面边界条件以考 虑表面波湍流通量，考虑了盐度和含沙浓度对悬沙沉降速度的影响：通过建立一 个理想河口。利用建立的三维悬沙模型研究了风浪对河口最大混浊带的影响，结 果表明风浪对河口混浊带的影响不可忽略；并将悬沙模型应用到长江河1 ：3 ，结合 实际的观测资料对长江河口枯季的风浪、盐度、悬沙进行了模拟，将大、小潮和 表、底层的计算结果与实测资料的对比，以及对长江河口悬沙计算结果进行分析， 表明模型可以对长江河口的悬沙进行较好的模拟。 关键词：长江河1 3 余流悬沙波流共同作用三维数值模拟 a b s t r a c t b yc r e a t i n gal a r g es c a l ec o m p u t i n gg r i d ( s o u t ht ok a n r a a n ，n o r t ht ol i a n y u nh a r b o r ，w e s tt o 1 2 5 1 5 0 e 、o f c h a n g t a n ge s t u a r ya n dh a n g z h o ub a ya n dt h e i rn e t g h b o r i n gs e aa r e a sa n du s i n gu p t od a t ed a t ao f t i d a ls t a t i o n s ，8m a j o rt i d a lc o n s t i t u e n t s ，m 2 ，s 2 ，n 2 ，k 2 ，k l ，o l ，p 1a n d q 1 ，& r e s i m u l a t e dm o r e a c c u r a t e l y , a n dt h u sm o r ea c c u r a t et i d a ll e v e lb o u n d a r yc o n d i t i o nc a nb eg i v e na t t h eo p e nb o u n d a r i e so fm o d e l so f c h a n g i a n ge s t u a r y b a s e do nw e l ls i m u l a t i o no f8m a j o rt i d a l c o n s t i t u e n t si nl a r g es c a l e ，t h ed a t ao f s y n c h r o n o u so b s e r v a t i o no f f e b r u a r y , 2 0 0 3i sc o m p a r e da n d ag r i d i n c l u d i n go n l yc h a n g t a n ge s t u a r yi s c r e a t e df o rv a l i d a t i o no fh y d r o d y n a m i cn u m e r i c a l s i m u l a t i o ni nc h a n g i i a n ge s t u a r ya n da n a l y s i so ff l o wf i e l d r e s i d u a lc u r r e n ta n do v e r a l lr e s i d u a l a r es i m u l a t e du n d e ri n d i v i d u a ie f f e c to fe a c hd y n a m i cf a c t o r t h ec h a r a c t e ro fe a c hr e s i d u a l c o n s t i t u e n ta n dt h ec o n t r i b u t i o no fe a c ht oo v e r a l lr e s i d u a ia r e a n a l y z e d t o s i m u l a t et h e s u s p e n d e ds e d i m e n t so fc h a n g i j i a n ge s t u a r y ，a3 - dm a t h e m a t i c a lm o d e lo fs u s p e n d e ds e d i m e n t s w i t ht h ec o m b i n ee f f e c to fw a v ea n dc u r r e n ti ss e tu p i nt h em o d e l ，t h ew a v ep a r a m e t e ri s c o m p u t e db yu s eo f t h ef a m o l l st h i r dg e n e r a t i o ns h a l l o ww a t e rw a v em o d e ls w a n t h es o u r c e f u n c t i o no ft h es e d i m e n ti nt h ec o n v e c t i v ed i f i l l s i o nt e r mi sd e t e r m i n e db yt h es h e a rs t r e s s w h i c h i sm o s tc l e a ri np h y s i c s i na d d i t i o n ，as u r f a c eb o u n d a r yl a y e rm o d e li su s e dh e r et oc o n c e r nt h e i n f l u e n c eo ft h ew i n dw a v et ot h es h e a rs t r e s s 砒s u r f a c e ab o u o mb o u n d a r yl a y e rm o d e lt o c o n c e r nt h ev a r i a t i o no fb o t t o ms h e a rs t r e s su n d e rt h ec o m b i n ee f f e c to fw a v ea n dc u r r e n t t h e r a d i a t i o ns t r e s si sa d d e dt ot h er i g h ts i d eo f t h eg o v e r n i n g e q u a t i o nt oc o n c e r nt h em o m e n t u m f l u x g e n e r a t e db yw a v e 。t h es u r f a c eb o u n d a r yc o i l d i t i o no f t h et u r b u l e n c ec l o s u r em e d e l i sr e v i s e dt o c o n c e r nt h ew a v et u r b u l e n tf l u xa n dt h ei n f l u e n c eo fs a l t n i t ya n ds e d i m e n tc o n c e n t r a t i o nt o w a r d s t h es e d i m e n t a t i o nv e l o c ：i t yo fs u s p e n d e ds e d i m e n t t h ei n f l u e n c eo fw i n dw a v et oe s t u a r i n e m a x i m u mt u r b i d i t yz o n ei ss t u d i e db yc o n s t r u c t i n ga ni d e a le s t u a r ya n du s i n g3 - ds u s p e n d e d s e d i m e n tm o d e l m o r e o v e lt h es u s p e n d e ds e d i m e n tm o d e li s a p p l i e dt oc h a n g j t a n ge s t u a r y , a n d t h ew i n dw a v e ，s a l i n i t ya n ds u s p e n d e ds e d i m e n ti nd r ys e a s o no f c h a n g t a n ge s t u a r ya r cs i m u l a t e d t h ec o m p u t i n gr e s u l t sa ts u r f a c ea n db o t t o ml a y e r sd u r i n gn e a pt i d ea n ds p r i n gt i d ea r ec o m p a r e d w i t h 也eo b s e r v e dd a t a t h ea n a l y s i so f t h e c o m p u t i n g r e s u l to f s u s p e n d e ds e d i m e n ti sa l s oc a r r i e d o u ti nt h i sp a p e r i ts h o w st h a tt h em o d e lc a np e r f o r mg o o ds i m u l a t i o no fs u s p e n d e ds e d i m e n to f c h a n g j i a n ge s t u a r y k e y w o r d s ：c h a n g j i a n ge s t u a r y , r e s i d u a l ，s u s p e n d e ds e d i m e n t ，w a v e - c u r r e n ti n t e r a c t i o n ，3 - d n u m e r i c a ls i m u l a t i o n 菌萱塑亟学位论文答辩委员会成员名单 姓名职称单位备注 沈焕庭教授华东师范大学主席 丁平兴教授华东师范大学 端义宏研究员上海市气象局 上海市环境科 林卫青研究员 学研究院 交通部科学研 戚定满研究员究员河口海岸 研究中心 学位论文独创性声明 本人所呈交的学位论文是我在导师的指导下进行的研究工作及 取得的研究成果。据我所知，除文中已经注明引用的内容外，本论文 不包含其他个人已经发表或撰写过的研究成果。对本文的研究做出重 要贡献的个人和集体，均已在文中作了明确说明并表示谢意。 作者签名：鲎鬈立三日期： 学位论文授权使用声明 本人完全了解华东师范大学有关保留、使用学位论文的规定，学 校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论文的电 子版和纸质版。有权将学位论文用于非赢利目的的少量复制并允许论 文进入学校图书馆被查阅。有权将学位论文的内容编入有关数据库进 行检索。有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密的学位论文在 解密后适用本规定。 学位论文作者签名：嗜蒜江 日期： 导师签名：弹毒封窿 日期：k o v 9 、6 璺 绪论 l 。研究霉的彝意义 长江作为我国的第一大河，航运条件非常优越，号称“黄金水邋”，上海殷南京以f 建 有1lo 多个万吨级以上海海轮泊位，遮嫩优势和褥天独蓐豹条件，为长江流域，特割是沿 江地区的经济发展奠定了雄厚的慕础，长渡口握长江之咽嗽，是万里长江黄螽求道能终端， 地处貔国黄金海岸的中部，是我豳国内航线与远洋航线的祀粲之处，处于黄金“丁”字的交 结点上，是我溅对外交避秘贸易贻重要遭邋，睫藿经漆的发鼹，许多蘸大的! 稷矮露撼继在 该地嶷施。如长江口深水航道工程、崇明越江隧道、北支整治工程等。研究长江口的水沙输 运过糕慰这些燕大静王摇喜茬重簧貔意义，对诸热靛运、爨器、薯浚、袁环境、洼韭弩这些 生产贸跋中的问题有着极其重要的价值。 河口地区，处于陆海交汇地带，动力条件非常复杂，地形变化迅速，沉积过程复杂，生 态环境脆弱，加之全球变化和频繁的人类活动，使得该地区的各种显象更加复杂，长江河1 3 自徐六泾以下，河槽形成三级分汉四1 3 入海的形势，深槽浅滩、明沙暗沙，地形复杂多变。 长江口潮差中等，除潮流和径流外，口外流系有台湾暖流、东海沿岸流同时受风、波浪以 及盐淡水混合等的影响，在这样复杂的地形和影响因子下，对艮江口的水动力泥沙输移进行 研究在科学理论上很有意义，具有极高的学术价值。 长江河口的水动力泥沙输运研究是科学合理的开发利用长江口水沙资源所必须面临的 问题之，虽然长江优越的水沙资源使得长江成为世界上少有的具有优越通航条件的江河之 一。使得长江口两岸具有丰富的滩涂资源可以逐步开发促淤围垦。但是长江河1 3 的水沙条件 也为生产建设事业带来了种种不便，长江河口有拦门沙存在，航槽水深不足，河槽多变，暗 沙迁移使航槽稳定性受到威胁。河口水流变异和强浪拍岸侵蚀作用给岸滩防护带来不利的影 响，为着涠攫的稳定，增深航道，护岸保滩，围晷 地就需对长江河口的水动力泥沙的输远 进行深入的研究。随着大容量、高速度的计算机的发展数值方法正成为研究河口地区水动 力泥沙输运问题的重要手段。在自然界中，水流、泥沙输运( 如对流、扩散、再悬浮、沉降 等) 过程都是三维的，且河口的水动力泥沙输运受多种因子( 如径流、潮流、风浪、底部地 形、底部摩擦、盐淡水混合、絮凝等) 影响，因此研究长江口的水沙输运过程就需要建立一 个考虑多种因子的三维水动力泥沙输运模型【- 2 0 。 1 2 研究现状 1 2 1 三维水动力数学模型研究 在上个世纪河口海岸数学模型的发展非常的迅速，在短短几十年的时间中，数学模型随 着计算机计算容量的飞速发展和数学方法上的不断改进，运用数值模拟的手段研究河口地区 的的水动力问题已经相当成熟，从运用一维、二维简单的数学模型研究探讨河口地区垂向混 合、水平平流、正压和斜压效应等对河口的动力作用。发展到了如今利用三维数学模型解决 实际的生产生活中的实际问题。随着计算机技术和数值方法上的不断进步，三维的数学模型 逐渐发展成为成熟的研究方法f 1 4 引。 河口的径流、潮流等流动实际上都有三维特征，因此在预测潮汐河口的盐水入侵和泥沙 运动规律之前，首先必须弄清楚三维的水流结构【8 。近几十年来，诸多的学者对我国的河口 及近岸水域的三维水流运动提出了基本的数值模式和计算方法。如1 9 8 3 年易家豪等对长江 口南港提出了一个比较成功的数值计算模型，但是时间步艮不能太大，涡粘滞系数也有很大 的经验性1 4 。1 9 8 5 年赵士清也提出了一个三维数学模型，将一个三维问题简化为一系列的 二维问题来计算，各层之间通过内摩擦阻力来连接，并用来计算长江河口口外海滨潮流l “。 1 9 9 0 年宋元平、胡方西等根据长江河口口外盐度分层明显的特征。建立了个三维数学模 型，进行了数值计算。1 9 9 3 年李身铎等利用方国洪和朱耀华等发展的一种盯坐标三维非线 性模式模拟了杭州湾的潮波运动【6 j 。朱建荣利用三维数值模型计算了台湾暖流及苏北沿岸流 影响下的长江口外海滨的盐度分布，分析了长江冲淡水的转向机制。2 0 0 4 年朱建荣等成功 的运用改进后的e c o m 模型计算了长江河口的盐水入侵现象，并分析了海平面上升、流域 调水、河口整治t 程等各种情况对氏江口水源地的影响“j 。 目前国际上先进的和使用较厂泛的河口海岸水动力数学模型有许多，如美国的普林斯顿 大学研制的p o m 模型和e c o m 模型：德国汉堡大学海洋研究所开发的三维斜压陆架海洋 模式h a m s o m 模型1 8 踟；由荷兰的d e l f t 理工大学研制的d e l f t - 3 d 模型等，已经被广泛 的应用于科学研究和工程实践当中。本文中使用的是由z h u 和c h e n 等在美国麻州大学发展 的非正交曲线坐标系下的e c o m 模型u j 。 1 2 1 悬沙数学模型研究 随着数值计算方法的发展和泥沙运动机理研究的不断深入，使人们对粘性泥沙输运的 数值模拟成为可能。河口海岸地区的悬沙输运属于菲恒定输沙的范畴，由于河口地区的泥沙 输运受到径流、潮流、波浪、盐淡水混合等多种因子的影响，使得模拟过程非常的复杂。 2 与承动力模型笛发袋一样，泥渗模型毽经过了从一维、二维发曩到三维的遘程。t 9 7 2 年o d da n do w e n 应用一个一维双层的数学模型研究了细颗粒泥沙的冲刷和淤积，t e s s i o n 建立了一个考虑粘性混沙絮凝、沉降、侵蚀和圈缩过程的平面二维数学模型，在模型中考虑 了浮拢的流动，较好静与物理模型的结豢犍吻合，并对l o i r e 运盛韵靛周期淤积涧题遴露了 模拟。l o ua n dr i d d 建立了模型中包括二维和三维流场、液流传播模型、波流底边界层模型 和深度平均的二维悬沙模型基础上的准三维数学模型，该模型较好的模拟了c e v e l a n d 湾 1 9 9 3 年一月和三月的爽测值，对自然淤积率的估计与地学结论相近【7 引。o e y 等幢腰三维环 流和物质输运的数值模型计算了h u s o n 河口物质输移： 在国内，窦国仁等( 1 9 9 5 ) 采用波浪和潮流共同作用下的悬沙输移和挟沙力公式建立了河 口海岸平面二维泥沙模型；叶锦培等以涨落潮使用不同的挟沙力公式，建立了二维泥沙模型 对珠江口磨刀门潮流输沙进行了计算；曹文洪利用二维非恒定水流泥沙模型较好地模拟了黄 河河口海岸泥沙输运和冲淤变化。陈虹和李大鸣采用g 坐标变换，三角网格有限差分格式， 建立了一个三维潮流泥沙模型，对渤海湾疆典型潮潮流和泥沙运动进行了模拟；江文胜和孙 文心研究并改造了德国汉堡大学的粒子追踪悬浮物输运的三维模式，利用粒子追踪法模拟了 由黄河河口排放的细颗粒物质的分布和输运的情况【5 0 5 1 】。在河口海岸地区研究泥沙的输运 波浪的作用不可忽视，曹祖德和乇接芬较早地在数学模型中引入了波浪的作_ 辟；| ，波浪的辐射 应力以及波流共同作用下的底部切应力，建立了波浪掀沙、潮流输沙海床演变的数学模型； 辛文杰将辐射应力、波流摩阻力和波流挟沙力归结到控制方程中去，构成了构成了河口二维 悬沙数学模型的计算系统模拟了珠江河口黄茅海悬沙冲淤过程，丁平兴等建立了一个波流 共同作用下的二维全沙数学模型模拟北槽的风暴天气下的冲淤过程 83 1 。 但是到目前为止，由于桔性泥沙的非恒定输运问题的复杂性，目前尚没有世界公认的 模式，而波流共同作用l f 的情况则更为复杂，而成为现在研究的热点问题。 1 3 拟解决的关键问题 通过对以往的研究现状的总结和分析，尽管国内外的学者们已经围绕河口海岸地区的 水动力和悬沙的数学模型作了大量而卓有成效的工作，近几年来的对长江河口的水动力盐水 入侵悬沙输移的模拟研究也取得了长足的进步，但是由于长江河口水动力悬沙运动的复杂 3 性，还有一些问题拟待解决 首先，在长江河口的流场模拟中，外海开边界的选取存在着一些问题，由于许多模型在 外海开边界上缺乏大面积的边界数据而导致模型计算结果失真，或者由丁只有同定站位的 实测数据，而导致在网格生成的时候受到诸多限制，而以往的潮流计算由于重点在黄东海、 网格区域取的比较大，潮波从外海传至长江口，由于传播距离太远，加上水深地形的影响， 累积的误差比较大。为了减少误差，本文中首先通过建立一个长江口杭州湾附近海域计算范 围南达坎门，北至连云港，西到东经1 2 5 1 5 。e 的大区域计算网格，利用最新的验潮资料， 更加精细的模拟8 个主要分潮也、s ：、n t 、k 2 、k ，、0 ，、p ，和q ，为长江河口模型提供开边界 上的更加准确的潮位边界条件。同时由于长江河1 3 滩地众多。对水流运动的影响极大，在本 文的模拟过程中利用干湿网格判断法考虑了长江河口的滩地的淹露过程。在以往睦江河1 3 的 余流计算中，由于考虑的区域较大，相对而言长江河1 3 的网格比较粗糙，本文中利用高分辨 率的网格，能够分辨涨落潮槽等细致的地形，以便能够更加精细的模拟长江河口的余流结构 及各个余流组分对长江河口总余流的贡献。 其次，在长江河口的悬沙模拟过程中，大多数学者或者不考虑风浪的影响，或者以概化参 数的方式考虑，并且大多数都是二维模型。本文利用改进后的e c o m 模型耦合进三维悬沙输 运方程，并且利用一个表面边界层模型考虑了风浪对海表面切应力的影响，利用一个底边界 层模型考虑了波流共同作用下的底部切应力变化，以在控制方程的右端加入幅射应力项考虑 波浪产生的动量通量，以修改湍流闭合模型的表面边界条件考虑了表面波湍流通量。本文使 用国际上著名的第三代浅海波浪模型s w a n 计算合理地给出长江河口的波浪分布，为悬沙模 型的计算提供所需要的波浪参数。 最后，物质输运计算项中，由于数值计算方法上的原因，可能造成诸多的失真现象，即伪 物理效应，如频敖或耗散，在本文的悬沙计算过程中采用欧拉拉格朗日返回z 坐标f 插值的 方法减少了悬沙模型计算中的伪物理效应，长江河口滩地众多，滩槽泥沙之间的变换，是长 江河口泥沙运动的主要特征，如果不考虑水流漫潍现象时的泥沙输运，显然与实际不符，本 文中采用干湿网格判断法考虑了悬沙计算过程中的滩地淹露现象，另外在本文中考虑了盐度 和悬沙浓度对悬沙沉降速度的影响。 1 4 本文的主要研究内容 4 本文分为两个大部分，第一部分主要是进行长江河口的水动力的模拟和验证，以及分别 模拟各个余流组分来探讨他们对长江河口总余流的贡献，包括前四章： 在第一章中首先详细的介绍了本文中使用的高分辨率的三维长江河口水动力数值模型以 及网格的配疑等。 在第二章中通过建立一个长江口杭州湾附近海域计算范围南达坎门，北至连云港，西到东 经1 2 5 1 5 。e 的大区域计算网格，利用最新的验潮站资料，更加精细的模拟8 个主要分潮m 。、 s z 、n 2 、k z 、k 、0 。、p t 和岛，为长江河口模型提供开边界上的更加准确的潮位边界条什。 在第三章中，在第二章成功模拟大区域8 个主要分潮的基础上对比2 0 0 3 年2 月份的多船 同步观测资料，进行长江河口的水动力的数值模拟验证和流场分析。 在第四章中，本文分别模拟了各个动力因子单独作用下的余流和总的余流，分析了各个余 流组分的特征及其对总余流的贡献。 在第二部分包括后三章，主要进行长江河口枯季的悬沙数值模拟： 在第五章中，首先建立了一个波流共同作用下的三维悬沙数学模型，模型中使用国际上著 名的第三代浅水波浪模型s w a n 计算波浪参数，悬沙模型利用物理意义上最为清晰的剪切应 力方法来确定对流扩散中的泥沙源函数，在起动切应力的计算中考虑了不同底质粒径分布的 影响，并且考虑了盐度和含沙浓度对悬沙沉降速度的影响。 在第六章中，通过建立一个理想河口，利用第五章中建立的三维悬沙模型研究了风浪对河 口最大混浊带的影响。 在第七章中，将悬沙模型应用到长江河口，结合实际的观测资料对长江河口枯季的风浪、 盐度、悬沙进行了模拟，将大、小潮和表、底层的计算结果与实测资料的对比，以及对长江 河口悬沙计算结果进行分析，表明模型可以对长江河口的悬沙进行较好的模拟。 5 第一章一个高分辨率三维长江河口数值模式的介绍 1 1 模式概述 e c o m _ s i 是在p o i j ( p r i n c e t o no c e a nm o d e l ) 的基础上发展起来的( b l u m b e r ga n d m e l l o r ，1 9 8 7 ) a p o m 采用蛙跳有限差分格式和分裂算子技术，对慢过程( 平流项等) 和快 过程( 产生外重力波项) 分开，分别用不同的时间步长积分，快过程的时间步长受严格的 c f l ( c o u r a n t f r i e d r i e c h s l e v y ) 判据的限制。为消除蛙跳格式产生的计算解，p o m 在每 一时间积分层次上采用了时间滤波。另外分裂算子方法可能会造成微分方程和差分方程解 的不一致性( c a s u l l ia n dc h e n g ，1 9 9 2 ) 。e c o ) s i 放弃了分裂算子和时间滤波方法，时间 上采用欧拉前差格式，并用半隐格式计算水位方程，消除了c f l 判据的限制。e c o ) a s i 和 p o m 在其它方面是一致的，均采用基于静力和b o u s s i n e s q 近似下的海洋原始方程，水平正 交曲线网格，垂向0 坐标，变量空间配置a r a k a w ac 格式，自由海表面，2 5 阶湍流闭合模 型求解垂向湍流牯滞和扩散系数( m e l l o ra n dy a m a d a ，1 9 7 4 ，1 9 8 2 ：g a l p h i ne ta 1 ，1 9 8 8 ) ， 水平湍流粘滞和扩散系数基于s m a g o r i n s k y 参数化方法( 1 9 6 3 ) ，耦舍了完整的熟力学方 程。e c o m _ s i 已得到了广泛的应用，但在研究河口海岸时，为提高计算精度和局部空间分辨 率，网格线需要拟合岸线，曲线网格的正交性就较难充分满足。本文利用的是c h e na n d z h u 等发展的一个非正交坐标系下e c o m s i ，其在北美五大潮之s u p e r i o r 湖环流的研究中得 到了很好的应用( c h e na n dz h u ，1 9 9 9 ：z h ua n dc h e n ，1 9 9 9 ) 。总结起来，该模式具有如卜 特点【1 】： 1 ) 模式嵌套了一个2 5 阶湍流封闭模型，提供垂向湍流粘滞和扩散系数。 2 ) 垂向采用0 坐标系统。 3 ) 水平方向采用非正交曲线网格，采用“a r a k a 、v ac ”网格差分格式。 4 ) 动量方程中的正压梯度力采用隐式方法，连续方程的求解采用c a s u l l i ( 1 9 9 0 ) 半隐方 法。使得模式允许的时问步长可比c f l 条许所限制的时间步长大几十倍。 5 ) 产生慢过程的项采用水平显式时间差分，垂直隐式差分，因此模式能具有很高的垂向分 辩能力。 6 ) 耦合了完整的热力学方程。 1 1 i 控制方程组 在流体不可压缩、b o u s s i n e s q 和静力近似f ，给出非正交坐标系下河口海岸海洋控制 6 勰纨引腻嗣沲姗黼种谧躲，州仇办叩吲砒口= 焉 河口海岸海洋控带0 方程组( 包括动量、连续、温度、盐度和密度方程) 为： 等+ 警+ 百a d j t v , + 等+ 叽，毒c 和q 砉c 毒，+ ，一明”。着c 丽h 3 ， 一啊驴善+ 警署，争a 一哗 苦i 一+ 吉砉c 量。警，+ d j f ， c 地， - d + 了1 裂d 脚 + 南( d j 嘲+ 鲁= 。 警+ 警+ 警十i c t i c o o ：一1 磊dc警+djfod了+ 了+ 百十i 2 一磊( k i ) + n 。) ( 1 4 ) o d d s8 j d u s g l l d v 3g & o sl 庐 6 7 1 s 了+ 百+ f 十百2 面石( k h 丽) + d j f ( 15 ) 所一“- - p , 。僻 ( 1 6 ) 其中： 脚= w 一口c d 专+ 矿暑卜陬+ 口，等+ d 差+ 矿善 ， 在上述方程中，( 1 1 ) ，( 1 2 ) 分别是方向和1 1 方向的动量方程，( 1 3 ) 是连续方程。垂 向坐标g 从海底一1 如= - h ) 变至海表面0 ( z = f ) ，其中暑_ y 和z 为向东，向北和向上 的卡笛尔坐标轴：f 为海表面波动；j 5 r 为总水深。f 和r l 方向速度分量( 定义为砘，1 ，) 可 表示为q = 等。 “+ 蟾v ) ，v 。= 等 。“十j ，。v ) ，其中珥。为y 方向速度分量： 点= 争，与- 5 n ，破= 一等，仇专，其中i ，为雅可比函数，表示为 j 2 x c y q x ，下标符号# 和裱示微分运算。坐标变换后的因子h i 和h 2 定义为 = 厢 = 厢。d = 如r 和，矿= 号( ”和她 岛= y f + j 一。；0 为位温；j 为盐度：，为科氏参数；g 为重力加速度；k 。为垂向 7 涡动粘滞系数：k * 为热力垂向涡动扩散系数。e ，f ，乃和只分别代表水平动量、 热量和盐度扩散项。p 和成为扰动和参考密度，它们满足a “= p + p o 关系。e 只，和只由s m a g o r i n s k y s 公式( s m a g o r i n s k yj ：，璺，计算，其中水平扩散系数和水 平网格元大小成正比a k 。和k 使用改进后m e l l o r 和y a m a d a ( m e t l o rg 上e t e ，1 9 7 4 m e t l o rgle t c ，1 9 8 2 ) 2 5 阶湍流闭合模型计算。 1 1 2 初始条件 为了方便。流速和水位的初值一般取为零 u ( x ，y ，盯，0 ) = 0 v ( x ，y ，盯，o ) = 0 c o ( x ，y ，盯，o ) = 0 f ( x ，y ，o ) = 0 初始温度、盐度取自实测资料， s ( x ，y ，盯，o ) = s ( x ，弘盯) o ( x ，儿盯，o ) = o ( x ，y ，盯) ( 1 8 ) ( 1 9 ) ( 1 1 0 ) ( 1 _ 1 1 ) 1 1 3 边界条件 海表面边界条件： c o ( x ，y ，0 ，f ) = 0 ( 1 1 3 ) 动力学边界条件： 丛堕1 。 ( 11 4 ) 了石l ”峙 “ 鱼坠到：l ( 11 5 ) 百石l “铆 7 蜡、7 呻分别为风应力矢量r o 在坐标轴f 和口方向上的分鼍。风应力通过l a r g e 和p o n d ( l a r g e , 形e t c ，1 9 8 u 改进的稳定状态拖曳系数计算。 m 热力学边界条件 p o k _ d 岛吒 d a 臼l a 盯i 。：0 曲i o c t i d ：o = q 。 p q 。和只。分别是表面净热通量和盐通量。 海底边界条件： o j ( x ，y ，一l ，f ) = 0 动力学边界条件： p o k 。 d p 0 j 己 d o u l l a 盯i 一 加。f o o - i 。：一 = r 聒 = f 6 n 7 m 、。分别为底摩擦应力矢量毛在坐标轴e 和t 1 方向上的分量。 r 旷c 。厮i ， b r i = c d 而i 底应力拖曳系数c d 由近海底z 处的流速呈对数分布计算 q = m a x k 2 ( i nz o o ) z , 0 0 0 2 5 z o ( 1 1 6 ) ( 1 1 8 ) ( 1 1 9 ) ( 1 2 0 ) ( 1 2 1 ) 其中r 为卡门常数，气海底粗糙度。对河口浅海，海底粗糙度对水动力是一个较敏感的参 数，在本文中根据长江河口底质的中值粒径d 5 0 取海底粗糙度为z o = d 5 0 3 0 。徐人泾上游 和浅滩处粒径较粗。 热力学边界条件： 丛d 乳0 0 - 。一o i ， 丛d 鱼a o l = 。 i 一 ( 1 2 2 ) ( 1 2 3 ) 岸边界条件： v = 0 v 。= 0 旦：0 o n 丝：o 咖 f 表岸边界的切向，”为法向。 1 1 4 数值方法 模式中的动量方程分三步做时间积分： ( 1 2 4 ) ( 12 5 ) ( 1 2 6 ) ( 1 2 7 ) 旦坠a t 丛一璺一鱼篙 一型d 盟o + 缈h “毒( 扣”茜( 扣砚咖 诺却2 一硭、h 7 1 却、且“ 1。 + d h 2 u 1 l “毒嚎，+ 量等等p 警打一- g h 2 ：d 2 虿d ! o p 。- 一+ d j f , n 坐堡i 主盥= 一a 2 v j 虿o 一v , “一望兰茅一墨笔一d h 矿【v l “0 芦j 叫“茜唼h ) 】- m 驴 址 礴却衍。一诺、 。却、，“ 。 + d h l u t v l 茜c 丧卜警考弘! 争一星等南j 打+ d j f , “ 些釜二些芝： a t 塑釜! 二坠芝： f 第三步： 型等型一也g d 笔 华叫。驴筹 在第一步中，仅考虑非线性项、科氏力项、密度梯度力项、水平涡动粘滞项和由坐标变换产 生的曲率项，所有这些项均作显式处理。在第二步中，仅考虑垂向涡动粘滞项，并做隐式处 理，这样在垂直方向可及大地提高分辨率。在第三步中，仅考虑外重力波产生的水位梯度力 这个快过程作隐式处理，把它代入连续方程，用半隐格式求解水位分布，消除了c f l 判据的 严格限制，提高了计算效率。求出水位分布后，由第三步可直接得出三维速度场的分布( 朱 建荣等，2 0 0 2 ) 。 1 0 ，lj 等等 i 卜 一一衍护一衍，d，d 1 1 _ 5 模式的改进 鞑滩已得到了广泛麴应雳，但在磅究淫e t 海岸瓣，为提赛诗算糖寝和弱薅空间分辨搴， 网格线需要拟合岸线，曲线网格的正交性就较难充分满足。为此，c h e n 和z h u 等发展丁一 个菲嚣交坐标系下e c 溅，势丧 凳五大灏芝一s u p e r i o r 漱礤涟弱疆究中褥弱了缀姆翁褒 用。为更好地满足河口海岸数值模拟的需鞭，e c 。6 l 榛式还在下面三个方面进行了改进。】： 因c 咖差分格式的基本框架为欧拉格式( 对痣羲蓑，空闯中央差) ，凌漏动粘滞系数较小豹 情况下，尤其在无潮汐混合和层结存在的情况下，阢0 m 存在着弱不稳定性。我们采用预估 修正法对模式中科氏力矮作警隐戏处理+ 提裹了e c o m 的稳定性。2 ：e c 罐搂式垂淘袋翔。 坐标系，当水深变化剧烈、垂向层结强时，斜压梯度力容易出现较大的计算谈差。原e c 0 模式聚用扣除整令海域平均密度屡结的方法来减少这耱误差，健在泌弱、浅海和陆架隧壤， 局部海域和整个海域的层结有很丈区别，用这种方法计算斜压梯度力误差仍比较大。为此我 们；l 滋厨域的概念，提擞了扫除局域平均密度层结的恩想，并且采用返回z 坐标系计冀簇压 梯度力的方法，有效地搬离了斜压梯度力的计算精度。3 ：原b c o h i 模式中物质输运方程的平 流项藏分格式采用中央燕，具有把下游售爨媾到上游的伪镑理现象。在河日潮流强大、方向 不断改变的情况下，物质输运计算将遇至q 较大的谈差。若改用迎风格式，贝f j 困一阶精度丽有 太大的耗教。为此我们采用e u l e r l a g r a n g e 方法来改进物质输运方稳的平流矮。首先采用 多步逆向跟踪法确定水质点的历史位置，再用l a g r s n g e 插值的方法确定该点盐度值，该方 法有效她克服了原中央麓带来的计算误差。 1 2 模式的设置 长江河口的主要动力是径流和潮流，径流的作用比较单一，而潮流的作用比较复杂，以 往的潮流计算由于重点在黄东海、网格区域取的比较大，潮波从外海传至长江口，由于传播 距离太远，加上水深地形的影响，累积的误差比较大。 b t 减少误差，本文中首先通过建立 一个长江口杭卅f 湾附近海域计算范围南达坎门，北至连云港，西到东经1 2 5 1 5 。e 的大区域 计算网格( 图1 1 ) ，分辨率为，利用最新的验潮资料，更加精细的模拟8 个主要分潮m 。、 s z 、n 2 、k ：、配、0 、p 一和q n 为长江河口模型提供开边界上的更加准确的潮位边界条件。 然后建立了一个包括整仑长江口及其口外海区的蘸分辨率的三维数值模式( 圈1 2 ) 。 口门内具有高分辨率，最高分辨率达6 0 m 左右，以体现长江河口涨潮槽、落潮椭、潮滩等地 形的复杂变化。用干湿判断法技术确定移动潮滩边界以体现长江河口广。阔潮滩随潮汐涨没 落出的现象，提高模式的计算精度。垂向分1 1 层。 动力因子考虑径流、潮流、口外陆架环流、风应力和斜压梯度力。模式上游的开边界条 件我们采用流量的形式。潮流、口外陆架环流由9 7 3 海洋环流项目0 3 课题“黄东海总环流 形成变异和与长江冲淡水相互作用”计算的结果提供。模式外海开边界由余水位和潮位合成 给出，余流体现陆架环流，潮位由8 个主要分潮地、s z 、n ：、l ( 2 、k ，、0 。、p ，和q 。提供。风的 资料由当月上海审气象恩实测瓷辩给出。她澎资料亩数值佬长江酒口最新的高分辨率邋形睡 得到。 图1 1 潮汐潮流计算网格 2 图1 2 长江口区域计算网格 第二章长江口外海区最主要的八个天文分潮的数值计算 潮汐现象与人类有着密切的关系，它对人类从事海上生产和军事活动都有着很大的影 响，第一个给出这个现象的科学解释并奠定这个学科坚实的科学基础的是英国科学家牛顿， 他用万有引力定律解释了地球表面的潮汐现象，建立了平衡潮理论，解释了实际潮汐中一些 最基本的现象，但是实际的海洋的情况并非如此简单，牛顿指出海水的惯性必然会引起平衡 潮的改变。一个世纪之后法国的著名科学家拉普拉斯府刚流体力学的观点研究海洋中的潮 汐，它所建立的描述潮汐运动的方程，把海洋潮汐看作足在外动力引潮力作用下的强迫振动， 创立了潮波动力学理论，且在潮波动力学方程中引入了地转偏向力，他创立的方程至虽经过 多次的修改和补充，但至今仍旧是潮汐动力学的基本方程。 在拉普拉斯之后潮汐动力学基本上分为两个方向，一个是求解大洋潮汐从而从根本上解 决潮汐的形成问题，在上世纪6 0 年代以前，几乎所有研究者都把实际海洋的形状深度等加 以理想化而求其分析解，1 9 世纪的g b a i r y ( 1 8 4 5 ) ，s h o u g h ( 1 9 8 7 1 9 8 9 ) ，l o n g u e t - h i g g i n s 等都在求解筒单形状的大洋潮汐或特征频率等方面做出了贡献，虽然所研究韵海域是理想化 的，但是所得结果对于深入了解和解释实际的大洋潮汐起到了重要的作用。男一个方面的t 作则是对中小尺度海洋中的潮波传播进行了研究，在这些研究中科斯力被看作是常数。并允 许采用直角坐标系。早在1 8 7 9 年，汤姆逊研究了地转作用下无限恒深沟渠中的长波，得出 了著名的凯尔文波，稍后泰勒得出了海湾和矩形海域中的潮波的解。陈宗镛( 1 9 6 5 ) 、方国 洪等人以不同方式考虑了摩擦的影响对进步了解边缘海的潮汐分布起着重要的作用。 计算机和计算科学的发展，使数值方法求解潮波动力学方程成为主要手段。德国科学 家h a n s e n 于1 9 5 2 年提出了边值方法，后又于1 9 5 6 年提出了一种流体动力学数值方法( h - n 方法) 。这种方法根据潮波动力学方程结合海区的具体形状，深度分布和已知的潮位资料进 行计算，可以得到潮波的空间分布，使人们认识到了地转、海区形状、深度分布三者对潮波 的传播和变化都是重要的因子。全球海洋潮波的实验特性计算结果出现在2 0 世纪6 0 年代， 之后又多个结果但是不同模型之间差异很大，与实测资料有较大的差别。第二代潮波图出现 t1 9 7 8 1 9 8 3 年，不同的模型之间出现了较好的一致性。特别是s c h w i d e r s k i 模型。它在流 体动力学方程的基础上纳入了约1 7 0 0 个验潮站的分析结果，空间分辨率为1 。1 。，各分 潮的预报精度约为1 0 c m ，在2 0 世纪整个8 0 年代被认为是标准的海洋潮汐模型，广泛的应 用于卫星轨道计算与订正、大地测量结果的海洋负荷潮订正和地球物理的研究中，我国海洋 1 4 科学家翻8 0 年代以来也利用数值模拟来研究中国海域，推出了一些浅海潮波模型，取得了 众多的磺究成蒙。 海洋中的潮汐现象实质上是种长波运动。大洋中的潮汐可以是肖日、爿引潮力的强迫 潮渡，蔼天洋辩壤海一般可看箨燕彦盔满渡，因为瑶者的麓燮来源主要建靠娥邻酌大洋雏持 的，而不是引潮力直接佟用在该海区的结果。故东海，黄海海区内的潮波计算可以当作自由 潮渡来处理。潮流对环流的作用在深海区不大，而在浅海区刘较明显，这主要憝由于涌的混 合和潮致余流产生的，长注口的水动力医豢牵最主要螅是径浚和潮流，长江1 3 的纳潮量枢当 可观。在上游流黛接近年平均流量，1 3 外潮型接近年平均潮麓的情况下，通过北支庙港断面 靼毒兹港凝垂麴遴潮量逸2 6 6 3 0 0 立方米# 骖，为年平均流量酌9 0 倍。遴潮总囊烈这3 2 ，5 钇 立方米。在大潮时进潮总基更大选4 5 亿立方米。潮汐潮流在海洋界最早具有予厦报能力，所 良对潲汐潮流静数蓬模叛并不匿滩，毽它怒数篷摸羧长江淹强动力过程登不可步的一参，是 进行其他研究的基础。 在长江1 3 9 1 存在着两个性质不