（物理海洋学专业论文）海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究.pdf

海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 摘要 我国是一个遭受风暴潮灾害频繁的国家。渤海、黄海区域经常遭受由热带气 旋和温带气旋两种天气引起的风暴潮的袭击。目前，对风暴潮的预报主要借助于 经验预报和数值模拟预报。在近岸，许多情况下海浪和风暴潮这两个过程并存并 且相互影响，掌握好它们的变化规律及其相互作用对做好风暴潮的数值模拟、预 测、预警、采取有效防治措施非常重要。基于海浪与风暴潮间相互作用研究的重 要性，本文重点讨论了渤、黄海区域海浪对由热带气旋和温带气旋两种天气诱发 的风暴潮的影响。 在前人对与波浪有关的海面风应力、底应力及波致辐射应力计算方法研究的 理论基础上，本文从波流相互作用的几个主要方面入手，针对渤、黄海区域的风 暴潮类型，选择有代表性的天气个例，结合三维海流模式p o m ( p r i n c e t o no c e a n m o d e l ) 和适用于海岸的第三代浅水海浪模式s w a n ( s i m u l a t i n gw a v e sn e a r s h o r e ) 对风暴潮进行模拟，全面讨论研究了海浪对风暴潮的影响。 只考虑与浪有关的海面风应力的影响对风暴潮进行模拟，将模拟结果与纯风 暴潮模拟结果进行对比。结果显示无论是热带气旋引起的风暴潮，还是由温带气 旋引起的风暴潮，与海浪成长状态有关的海面风应力对其影响都非常显著。在风 暴增水时，引起水位升高，在风暴减水时，引起水位下降。对于台风引起的风暴 潮，其影响主要是在水位极值处，考虑与海浪有关的海面风应力后，沿海8 个水 文测站中，水位极值相对变化率最大为2 5 9 5 。对于温带气旋引起的风暴潮来 说，其影响体现在整个水位变化过程中，水位极值相对变化率最大为4 1 5 。 只考虑波致辐射应力的影响对风暴潮进行模拟，与不考虑海浪影响的模拟结 果的对比，发现对于热带气旋引起的风暴潮来说，波致辐射应力对风暴潮水位的 调制作用不是很大，一般不超过6 。对于由温带气旋引起的风暴潮来说，波致 辐射应力的影响更小。 只考虑与浪有关的底应力的影响对风暴潮进行模拟，结果显示无论是热带 气旋引起的风暴潮，还是由温带气旋引起的风暴潮，海浪通过底应力能使风暴潮 水位升降振幅有所增大：海浪通过底应力对台风和温带气旋引起的风暴潮水位极 值的最大调制幅度分别为1 2 和9 ；水位值越大，水深越浅时，与浪有关的底应 力对风暴潮的影响也越为显著。 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 综合以上分析结果，海浪影响在风暴潮的数值模拟中是不可忽略的，海浪通 过海面风应力、辐射应力及底应力对风暴潮产生影响，其中，与海浪有关的海面 风应力对其影响最为显著，与海浪有关的底应力影响次之，而波致辐射应力的影 响最弱。通过与实测结果对比发现，考虑海浪影响的模拟结果精度有明显的改善， 特别是在水位极值处，模拟结果与实测值更加接近。 关键词：波流相互作用；风暴潮；海浪；数值模拟 2 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 t h en u m e r i c a ls t u d yo ft h ei n f l u e n c eo fw a v e c u r r e n t i n t e r a c t i o no ns t o r ms u r g e a b s t r a c t c h i n ai sac o u n t r yt h a ts u f f e r sf r e q u e n t l yf r o ms t o r ms u r g e s i nt h ec o a s t a la r e a o ft h eb o h a is e aa n dt h en o r t h e r ny e l l o ws e a , t h es t o r ms u r g ec a nb ei n d u c e db y t r o p i c a lc y c l o n e so re x t r a t r o p i c a lc y c l o n e s i nt h en e a r - s h o r ea r e a ，w a v ea n ds t o r m s u r g ec a l lc o e x i s ta n di n t e r a c tw i t he a c ho t h e r , ag o o du n d e r s t a n d i n go ft h e s et w o p r o c e s s e sa n dt h e i ri n t e r a c t i o n i sv e r yi m p o r t a n tf o rt h en u m e r i c a ls i m u l a t i o n ， p r e d i c t i o na n dw a r n i n go fs t o r n ls u r g e b a s e do nt h er e s e a r c ho ft h ei n t e r a c t i o no f w a v ea n ds t o r ms u r g e ，t h ei n f l u e n c eo fw a v eo nt h es t o r ms u r g e si n d u c e db o t hb y t r o p i c a lc y c l o n ea n de x t r o t r o p i c a lc y c l o n ei nt h eb o h a is e aa n dt h ey e l l o ws e aw a s s t u d i e di nt h i sp a p e r b a s e do nt h ef o r m e ra l g o r i t h mo ft h ew a v e d e p e n d e n ts u r f a c ew i n ds t r e s s w a v e i n d u c e dr a d i a t i o ns w e s sa n d w a v e - d e p e n d e n tb o r o ms t r e s s ，t h e t h r e e d i m e n s i o n a lc u r r e n tm o d e lp o ma n dt h et 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 l s w a nw e r eu s e dt os i m u l a t et h es t o r ms u r g e so c c u r r e di nt h eb o h a is e aa n dt h e y e l l o ws e au n d e rt w ok i n d so ft y p i c a lw e a t h e rc o n d i t i o n s t h ew a v ei n f l u e n c eo n s t o r ms u r g e sw a sd i s c u s s e di nd e t a i l e x p e r i m e n t sw e r em a d ew i t ho n l yo n ea s p e c to ft h ew a v ei n f l u e n c et a k e ni n t o c o n s i d e r a t i o ni nt h es i m u l a t i o no fs t o r ms u r g e ，a n dt h er e s u l t sw e r ec o m p a r e dw i t h t h a to f t h ep u r es t o r ms u r g e c o m p a r e dw i t ht h ep u r es t o r ms u r g e s ，w h e no n l yt h ew a v e d e p e n d e n ts u r f a c e w i n ds t r e s sw a gc o n s i d e r e d ，t h es i m u t a t i o nr e s u l t ss h o w e dt h a ti th a sar e m a r k a b l e i n f l u e n c eo ns t o r ms u r g eb o t hi n d u c e db yt r o p i c a lc y c l o n ea n dt h ee x t r a t r o p i c a l c y c l o n e w h e nt h es t o r ms u r g ec a u s e da w a t e rl e v e lr i s i n g ，t h ew a v e d e p e n d e n ts t r e s s c o u l di n c r e a s et h er i s i n ga n dw h e naw a t e rl e v e ld r o ph a p p e n e d ，t h ew a v e 。d e p e n d e n t w i n ds t r e s sw o u l de n l a r g et h ed r o p f o rt h es t o r ms u r g ei n d u c e db yt r o p i c a lc y c l o n e ， t h em a i ne f f e c t so ft h ew a v e d e p e n d e n tw i n ds t r e s sf o c u s e do nt h ep e a kv a l u e s ，t h e m a x i m u mr e l a t i v ev a r i e t yw a s2 5 9 5 w h i l ef o rt h eo n ei n d u c e db ye x t r a t r o p i c a i 3 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 c y c l o n e t h ew a v e d e p e n d e n tw i n ds t r e s sc o u l di n f l u e n c et h ew a t e rl e v e li nt h ew h o l e p r o c e s s a tt h ep e a kv a l u e s ，t h em a x i m u mr e l a t i v ev a r i e t yw a s4 1 c o m p a r e dw i t l lt h er e s u k so f p u r es t o r ms u r g e w h e nt h ew a v e - i n d u c e dr a d i a t i o n s t r e s sw a sc o n s i d e r e d ，t h es i m u l a t i o nr e s u l t ss h o w e dt h a tw a v em o d u l a t i o nw a sn o t s i g n i f i c a n t ，a n dt h em a x i m u mm o d u l a t i o nw a sn om o r et h a n6 f o rt h es t o r ms u r g e i n d u c e db yt r o p i c s lc y c l o n e f o rt h es t o r ms u r g e si n d u c e db ye x t r a t r o p i c a lc y c l o n e ， t h ei n f l u e n c eo f w a v e i n d u c e dr a d i a t i o ns t r e s si sb a s i c a l l yn e g l i g i b l e t h er e s u l t sj u s tc o n s i d e r i n gt h ew a v e d e p e n d e n tb o t t o ms t r e s ss h o w e dt h a tw h e n t h ew a t e rl e v e lw a sr i s i n g ，t h ew a v e - d e p e n d e n ts t r e s sm a d et h es u r f a c eh i 曲e r , w h i l e w h e nt h ew a t e rl e v e lw a sd e s c e n d i n g ，t h ew a v e d e p e n d e n tb o t t o ms t r e s sr e s u l t e di na l a r g e rd r o p f o rt h es t o r ms u r g ei n d u c e db yt r o p i c s lc y c l o n ea n de x t r a t r o p i c a lc y c l o n e ， t h em a x i m u mm o d u l a t i o nc a u s e db yt h ew a v e d e p e n d e n tb o u o ms t r e s sa tt h ep e a k l e v e lw a s1 2 a n d9 r e s p e c t i v e l y t h ee f f e c t sb e c o m em o r eo b v i o u sa st h ew a t e r g o ts h a l l o w e rw h e r et h es u r g el e v e lw a sh i g h e r a saw h o l e ，t h ew a v ei n f l u e n c e st h es t o r ms u r g et h r o u g ht h es u r f a c ew i n ds t r e s s ， r a d i a t i o ns t r e s sa n db o a o ms f f e s sa m o n gw h i c ht h ew a v e d e p e n d e n tw i n ds t r e s s p l a y e dt h em o s ts i g n i f i c a n tr o l e ，t h eb o t t o ms t r e s st a k e st h es e c o n dp l a c e ，t h er a d i a t i o n s t r e s si n f l u e n c ei sl e a s ts i g n i f i c a n t c o m p a r e dw i t ht h eo b s e r v a t i o n ，t h er e s u l tt a k i n g t h ew a v ei n f l u e n c ei n t oc o n s i d e r a t i o ni nt h es i m u l a t i o n g a v e as i g n i f i c a n t i m p r o v e m e n t ，e s p e c i a l l ya tt h ep e a kp o i n t s ，w h e r et h es i m u l a t i o nc o n s i d e r i n gt h e i n f l u e n c eo fw a v ew a sc l o s e rt oo b s e r v a t i o n ，s u g g e s t i n gt h en e c e s s i t yo fc o n s i d e r i n g t h ei n f l u e n c eo fw a v ei nt h es t o r ms u r g es i m u l a t i o n t h ew a v ei n f l u e n c em u s tb e t a k e ni n t oc o n s i d e r a t i o ni nt h es t o r ms u r g en u m e r i c a ls i m u l a t i o n k e yw o r d s ：w a v e c u r r e n ti n t e r a c t i o n ；s t o r ms u r g e ；w a v e ；w a t e rl e v e l 4 独创声明 本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的研究成果。 掘我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其他人已经发表或撰写 过的研究成果，也不包含未获得 l 逵；麴丛直基丝益噩挂型虚必 幽：奎拦盟窒2 或其他教育机构的学位或证书使用过的材料。与我一同工作的同j 畚对本研 究所傲的任何贡献均已在论文中作了明确的说明并表示谢意。， 学位论文作者签名： 签字只期：夕_ 弦月h 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解学校有关保留、使用学位论文的规定，有权保留并向幽家有 关鄢门或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和借阅。本人授权学校可以将学 位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索，可以采用影印、缩印或扫描等复制手 段保存、汇编学位论文。( 保密的学位论文在解密后适用本授权书) ， 学位论文作者签名：复 签字同期：) 岬年月占r 学位论文作者毕业后去向 1 ：作单位： 通讯地址： 翩稼五研 签字r 期：? 叼年f 月同 电话 邮编 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 0 前言 0 1 课题研究背景及意义 o 1 1 风暴潮的基本概念 风暴潮是来自海上的一种巨大的自然界的灾害现象，系指由于强烈的大气扰动一 如强风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象。在相反地气象条件下，产生海面的 异常下降，有人称为“负风暴潮”。风暴潮，也有人之称为“风暴增水”或“风暴海 啸”，乃至“气象海啸”；“负风暴潮”也可称为“风暴减水”( 冯士箨，1 9 8 2 ) 。 按照诱发风暴潮的大气扰动特征，通常把风暴潮分为由热带气旋( 如台风、飓风等) 所引起的和由温带气旋所引起的两大类。另外，在我国北方的渤、黄海还存在另一种 类型的风暴潮，它是由寒潮或冷空气引起的，可称为风潮。当然，风暴潮分类的方法 并不是唯一的，还有依据产生风暴潮的水域特征来进行分类的这一分类，其一为封闭 海或大湖和半封闭海或海湾中的风暴潮，其主要特征是：海域中的水体或多或少地是 以整湾在对大气扰动力进行反应。中国的渤海和北黄海中的风暴潮大多属于此例。其 二为当大气扰动移行于广阔的海域上空时所产生的具有前进波形式的风暴潮，这种情 形中大气扰动系统的幅员小于水域的水平尺度，美国东海岸和中国东南沿海大陆架上 的风暴潮皆属于这一种类型( 冯士榨等，1 9 8 2 ) 。 风暴潮的空间范围一般由几十公里至上千公里，时间尺度或周期约为卜1 0 0 小时， 介于地震海啸和低频天文潮波之间。但有时风暴潮影响区域随大气扰动因子的移动而 移动，因而有时一次风暴潮过程可影响一两千公里的海岸区域，影响时间多达数天之 久。如果风暴潮恰好与天文高潮相叠( 尤其是与天文大潮期间的高潮相叠) ，加之风 暴潮往往夹狂风恶浪而至，溯江河洪水而上，则常常使其影响所及的滨海区域潮水暴 涨，甚者海潮冲毁海堤海塘，吞噬码头、工厂、城镇和村庄，使物资不得转移，人畜 不得逃生，从而酿成巨大灾难。 从验潮曲线中分离出风暴潮是困难的，这是由于流体运动方程中的非线性项能使 潮波和风暴潮相互作用，两者并非严格的线性叠加。因此在分离出的风暴潮曲线中， 有时会明显的表现出潮周期振动。依据h a r r i s l 9 6 3 年的看法，这可归结为两种可能： 其一可能是潮汐和风暴潮的相互作用( 已被近年来的数值实验所证实，特别是在大潮 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 差的浅海中这种相互作用特别严重) ；其二可能是潮汐观测和预报技术的不足。不过 目前国内外为了实际预报和工程计算中的方便，仍然采用实测潮位和推算潮位的代数 差的方法来计算风暴潮的值，其差值为正称为风暴增水，反之，称为风暴减水( 王喜 年，1 9 8 6 ) 。 0 1 2 我国风暴潮的特点 中国拥有漫长的海岸线和辽阔的海域，每年夏、秋两季，中国沿海都会遭受台风 袭击，而冬、春两季又常受到气旋后部强冷空气造成的大风袭击，因而是多风暴潮的 区域。据4 0 年( 1 9 4 9 1 9 8 8 ) 的统计，登陆的热带气旋 包括台风、强热带风暴和热 带风暴) 中，有3 4 袭击中国，而且我国沿岸也常遭受大风的袭击，是一个风暴潮危 害严重的国家。 中国风暴潮一般具有以下特点：( 1 ) 一年四季均有发生。夏季和秋季，台风常袭 击沿海而引起台风引起的风暴潮( t y p h o o ns u r g e ) ，但其多发区和严重区集中在东南沿 海和华南沿海。冬季寒潮大风、春秋季的冷空气与气旋配合的大风及气旋影响，也常 在北部海区，尤其是渤海湾和莱州湾产生强大的风暴潮。( 2 ) 发生的次数较多。( 3 ) 风暴潮增减水位极值较大。( 4 ) 风暴潮的规律比较复杂，特别是在潮差大的浅水区， 天文潮与风暴潮具有较明显的非线性耦合效应，致使风暴潮的规律更为复杂 冯士徉 等2 0 0 1 ) 。 在西北太平洋沿岸国家中，我国是受台风袭击最严重的国家之一。由热带气旋引 起的风暴潮的致灾区域几乎遍及整个中国沿海，多发生在夏秋季节，而由温带气旋诱 发的风暴潮的致灾区域主要集中在我国的渤、黄海沿岸，9 月至翌年6 月均有发生，但 多发生在冬半年( 1 1 月至翌年4 月) ( 王喜年，2 0 0 1 ) 。风暴潮是影响中国经济发展的严 重自然灾害之一，根据多年的统计资料，每年平均有1 4 次增水超过1 米的渤海风潮， 而能造成灾害的增水在2 米以上的渤海风潮平均每年发生两次，造成严重灾害的渤海 风潮平均每六年发生一次；能造成灾害的台风引起的风暴潮平均每年发生两次，造成 严重灾害的台风引起的风暴潮平均每两年发生一次，有时年也发生多次台风引起的 风暴潮，例如1 9 8 7 年发生六次风暴潮灾。特别值得指出的是，近年来台风灾害有日趋 严重的趋势，如1 9 9 6 年7 9 月我国沿海先后发生了6 次台风风暴潮，其中3 次造成 了严重的风暴潮灾害( 冯士律，1 9 9 8 ) 。 风暴潮淹没农田，冲垮盐场，摧毁码头，破坏沿岸的国防和工程设施，也是开发 2 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 浅海油田时难防的大患。给国防、工农业生产和国民经济都会带来巨大损失。在解放 前，沿海受灾地区的人民更是家破人亡，颠沛流离，惨不忍睹。无疑，如能及时准确 的预报风暴潮，将会把伤亡和损失减少到最低程度。因此，风暴潮的发生、发展、衰 亡等物理机制的研究，特别是风暴潮预报方法的探讨，确实具有迫切的现实意义。 o 1 3 风暴潮的预报 风暴潮预报，一般可分为两大类，即经验预报方法和数值预报方法。 经验统计预报主要用回归分析和统计相关来建立指标站的风和气压与特定港口风 暴潮位之间的经验预报方程或相关图表。其优点是简单、便利、易于学习和掌握，且 对于某些单站预报能有较高精度。但它的预报方程的建立必须依赖于这个特定港口的 充分长时间的验潮资料和有关气象站的风和气压的历史资料，另外，经验方法制订的 预报公式或相关图表只能用于特定港口，再者，巨大的、危险性的风暴潮相对来说， 总是稀少的：因而，用历史上风暴潮的资料作样本，回归出的预报方程，一般具有这样 一种统计特性：它预报中型风暴潮精度较高，而用以预报最具有实际意义的、最危险的 大型风暴潮，预报的极值通常比实际产生的风暴潮极值要偏低。这些缺点在风暴潮数 值模拟中都能够避免。 风暴潮的数值模拟始于1 9 5 4 年，所谓“风暴潮数值预报”，系指“数值天气预报” 和“风暴潮数值计算”二者组成的统一整体。数值天气预报给出风暴潮数值计算时所 需要的海上风场和气压场一所谓大气强迫力的预报：风暴潮数值计算是在给定的海上 风场和气压场强迫力的作用下、在适定的边界条件和初始条件下去数值求解风暴潮的 基本方程组，从而给出风暴潮位和风暴潮流的时空分布、其中包括了特别具有实际预 报意义的岸边风暴潮位的分布和随时间变化的风暴潮位过程曲线。无疑，这种更科学 更客观的理论预报方法是风暴潮预报当前发展的主要方向( 冯士榨，1 9 9 9 ) 。 随着计算机技术的进步，对风暴潮的数值模拟研究几乎遍及世界上一切受风暴潮 灾害严重的国家和地区。在当前中国的业务预报中主要借助于数值预报模式，将数值 预报结果加以经验分析，结合得出预报结果。 海浪通常指风浪和涌浪，是发生在海洋表面的一种波动现象，而海面上的风是海 浪的形成及发展成为海浪灾害的主要因子。风暴潮常常伴有巨浪( 沙文钰等2 0 0 4 ) ， 这两个过程之间是相互影响的，掌握好它们的变化规律及其相互作用对做好风暴潮的 预测、预警、采取有效防止措施是非常必要的。因此，近年来浪一流( 包括浪与潮、 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 浪与风暴潮) 相互作用引起了人们的广泛重视。 o 2 波流相互作用对风暴潮影响的研究现状 波流( 包括浪与潮、浪与风暴湖) 相互作用理论最初是由l o n g u e n t h i g g i n s 和 s t e w a r t ( 1 9 6 2 ) 提出的，同时他们还提出了辐射应力的概念。之后，s i g n e l l 等( 1 9 9 0 ) 依据g r a n t 和m a d s e n ( 1 9 7 9 ) 的机制研究了依赖波流相互作用的底应力的计算方法， 而j a n s s e n ( 1 9 9 1 ) 、d o n e l a n 等( 1 9 9 3 ) 又分别给出了与波浪有关的风应力公式，这就 更加丰富了l o n g u e n t h i g g i n s 和s t e w a r t 的波流相互作用理论。w o l f 等( 1 9 9 9 ) 在前 人研究的基础上，对浪流相互作用的理论机制进行了详细的概括。一般来说，流对浪 的影响主要通过1 ) 水深的变化，2 ) 随时空变化的流场。而浪对流的影响主要通过1 ) 海面风应力：2 ) 波致辐射应力3 ) 底应力。近十几年来，随着人们对浪一流( 包括浪 与潮、浪与风暴潮) 相互作用的广泛重视，考虑波流相互作用的数值模型也相应出现。 目前，有关这种关于浪流相互作用的数值模式研究大都基于已有的海浪和海流模式， 考虑其相互作用中的一个或几个方面，然后进行联合或耦合数值模拟研究。 海浪与风暴潮相互作用的数值研究最早由w o l f 等( 1 9 8 8 ) 在报告中第一次提出。 之后，许多学者针对它们之间相互作用的不同方面也进行了研究，如m a s t e n b r o e k 等 ( 1 9 9 3 ) 最早运用波浪和风暴潮联合数值模式对北海三个风暴过程进行了研究，文章 中重点研究了依赖波浪成长状态的风应力对风暴潮得影响，此外也考虑了辐射应力的 影响，并且采用了三种计算风应力方法( s m i t ha n db a n k e ，1 9 7 5 ；j a n s s e n ，1 9 9 1 ： h a r n o c k ，9 5 5 ) 进行了比较研究。其结论是无论是考虑波浪成长状态的风应力还是波致 辐射应力，对风暴增水的影响都与所模拟的风暴类型有关。但总的来说，波浪通过风 应力对风暴潮产生的影响是非常显著的，与海浪有关的风应力能使水位明显升高。而 辐射应力的影响程度与波浪的成长状态有关；z h a n ga n dl i ( 1 9 9 6 ) 运用波浪与风暴 潮的同步耦合模式，对南海北部的两个台风过程中波流相互作用对风暴潮的影响进行 了研究。与m a s t e n b r o e k 等( 1 9 9 3 ) 一样，在他们的研究中更主要体现的是依赖波浪状态 的表面风应力的影响，并且都是采用的j a n s s e n ( 1 9 9 1 ) 提出的理论，而并没有考虑依 赖波流相互作用的底应力的影响，研究结果也是得到了与m a s t e n b r o e k 等( 1 9 9 3 ) 类似的 结论；d a v i e sa n dl a w r e n c e ( 1 9 9 5 ) 研究了海浪通过底应力对风暴潮的影响，但是没 有考虑依赖波浪成长状态的风应力的影响：x i e 等( 2 0 0 1 ) 在d a v i e sa n dl a w r e n c e 研 4 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 究的基础上，又在模式中考虑了依赖波浪成长状态的的表面风应力，相对比较全面的 考虑浪流相互作用的两个方面对海流和风暴潮预报的影响。随后x i e 等( 2 0 0 3 ) 在其2 0 0 1 年研究的基础上将均匀风场，改做研究飓风情况下，即非均匀风场情况下，波浪对海 流及风暴潮的影响，提高了研究的现实意义，研究表明均匀风场和非均匀风场情况下， 海浪对风暴潮的影响有显著的区别，在均匀风场下，考虑波浪成长状态的风应力能使 海流及水位增大，而依赖波流相互作用的底应力又能同时使海流及水位减少，因此综 合效果应该考虑二者的相对重要性，在台风风场下，二者影响要相对复杂一些，海面 风应力在增水处，使水位升高，在减水处使水位降低，而底应力的影响与风暴路径有 关。以上的研究取得了许多非常有意义的成果，并为海浪与风暴潮相互作用的研究提 供了非常重要的理论参考，但是，影响风暴潮的因素错综复杂，诱发风暴潮的天气特 征类型、风向及研究海域的特点对风暴潮受海浪影响的情况都可能产生不同程度的有 影响，这些具体问题还有待于进一步的探讨。 在我国，关于海浪与风暴潮相互作用方面的研究相对比较少，特别需要提到的是， 金正华等( 1 9 9 8 ) 研究了渤海波浪和风暴潮相互作用下的底应力效应，文中通过对渤海 的两次强寒潮过程的数值模拟，结果认为，在浅水区，在波流相互作用下，底应力明 显增大，增大的底应力对波浪场影响甚微，但将明显改变水位和流速的大小。y i n 等 ( 2 0 0 1 ) 研究了在渤海波浪和风暴潮相互作用对风暴潮的影响，研究结果表明，模式 中采用与海浪成长状态有关的风应力计算，能够使水位明显提高，使模拟结果与实测 结果更加吻合。林祥、尹宝树等( 2 0 0 2 ) 研究了辐射应力在近岸高分辨率的波浪和风暴 潮耦合数值模式中的效应，对辐射应力在黄河三角洲近岸对水位的影响进行了研究， 研究认为辐射应力在波浪和风暴潮相互作用中引起的增水效应是不可忽略的。他们的 研究都得出了具有一定意义的成果，有利于对提高风暴潮预报方法的探讨，同时也为 在我国海域对海浪与风暴潮相互作用的研究提供了借鉴和参考，但是他们的研究都仅 仅是针对波浪与风暴潮相互作用的一个方面进行的研究，而关于海浪与风暴潮相互作 用的几个方面在影响中的相对重要性，及其对风暴潮的综合影响效果并没有进行深入 的探讨。 尽管在过去的几十年里，国内外学者针对波流相互作用的几个主要过程有大量的 研究，但是这些过程之间是怎样相互影响的，在具体海域这些影响因素的相对重要性， 仍然存在很多值得探讨的问题，仍然是近岸动力学研究的一个重要课题，而且我国在 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 这一领域的研究也只是刚刚起步，应该说这一课题对改进风暴潮的数值模拟方法及对 风暴潮的动力机制的深入研究等方面都具有理论价值。鉴于以上分析，在浪一流( 包 括浪与潮、浪与风暴潮) 相互作用越来越多的引起了人们重视的背景下，本文将从波 流相互作用的几个主要方面入手，借鉴国内外学者在这一领域研究的先进之处，查找 我国在这一研究领域的不足，针对本研究区域，即渤黄海区域的风暴潮类型，选择有 代表性的天气个例，相对全面的考虑海浪对风暴潮的几个主要方面影响，建立三维风 暴潮数值计算模式，通过数值计算研究海浪对风暴潮的影响，从而探讨提高风暴潮预 报精度的有效方法。 o 3 本文主要工作介绍 海浪与风暴潮总是相伴丽生，考虑到海浪与风暴潮间相互作用的各个方面研究的 重要性。在前人对与波浪有关的海面风应力、底应力及波致辐射应力计算方法研究的 理论基础上，本文结合三维海流模式p o m ( p r i n c e t o no c e a nm o d e l ) 和适用于海岸的第 三代浅水海浪模式s w a n ( s i m u l a t i n gw a v e sn e a r s h o r e ) ，对海浪通过波流相互作用 的几个主要方面对风暴潮数值计算的影响进行了分析。 按照诱发风暴潮的大气扰动特征来分类，风暴潮可以分为由热带风暴和温带气旋 所引起的两大类。台风风暴潮的致灾区域几乎遍及整个中国沿海，温带气旋引起的风 暴潮的致灾区域主要集中在我国的渤、黄海沿岸。因此，本文选择在黄渤海区域，对 由热带气旋和温带气旋两种天气特征诱发的风暴潮进行了对比研究。 在同一个风暴过程中，海浪通过海面风应力、辐射应力和底应力对风暴潮的影响 程度是有差别的。因此本文工作主要集中在对与浪有关的海面风应力、辐射应力及底 应力对风暴潮影响的定性、定量分析研究上。这有利于对提高风暴潮数值预报方法的 探讨。 目前，关于海浪与风暴潮之间相互作用、相互影响的研究在我国非常少，虽然有 学者也从波流相互作用的个别方面对海浪或风暴潮的影响进行了研究，并取得了有意 义得成果，但是缺乏对波流相互作用多个方面综合考虑。因此本文最后对海浪通过波 流相互作用的几个主要方面对风暴潮的综合影响结果进行了分析。 根据上述分析，本文各章主要内容安排如下： 6 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 第一章：对本文中所采用的数据资料、数值模式p o m 、s w a n 及与浪有关的海面 风应力、底应力、辐射应力的计算方法进行介绍。 第二章：进行海浪对风暴潮影响的数值模拟实验。结合海流模式p o m 和第三代 浅水海浪模式s w a n ，对由热带气旋和温带气旋两种天气情况诱发的风暴潮进行数值 模拟。根据模拟结果，对海浪通过海面风应力、辐射应力、底应力三个方面对风暴潮 的影响进行详细讨论。 第三章：对本文的研究成果进行总结，提出今后努力的方向。 7 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 1 数据、模式及计算方法介绍 1 1 数据资料 1 ) 水深资料：计算域水深资料是从海图中读取的。 2 ) 风场资料：从热带气旋年鉴中读取台风参数，然后将其输入到风场 模型中计算得到台风风场。从天气图中读取气压资料，根据数值诊断模式计算得 到温带气旋风场。 3 ) 增减水资料：台风增减水资料部分来自于国家海洋局出版的台风海浪 与增水年鉴，而温带气旋的增减水资料及部分台风增减水资料是根据当年的潮 位资料，计算出各站每年的调和常数，回报当年的逐时天文潮值，将其与实测潮 位资料相减得到的。 1 ，2 数值模式介绍 目前，关于波流相互作用的数值模式大都是建立在现有的海浪模式和海流模 式基础之上的，本文所采用的模式是第三代浅水海浪模式s w a n ( s i m u l a t i n g w a v e sn e a r s h o r e ) 和三维海流模式p o m ( p r i n c e t o no c e a nm o d e l ) 。其中s w a n 模式主要用于计算数值模拟过程中所需要的海浪要素，而p o l l 模式主要用于风暴 潮的数值计算。下面将对这两个模式进行简单介绍。 1 2 1p o m 模式 p o m 模型由b l u m b e r g 和m e l l o r 于1 9 7 8 年提出，之后美国国家海洋局和大气局 ( n o a a ) 地球物理流体动力学实验室、n o a a 海洋服务中心以及美国海军海洋研究 所、国防部海军研究署等权威机构直接参与了该模式的开发和应用研究，经过多 年的改进，已成为比较广泛使用的海洋模式。该模式物理过程完善，包括双方程 湍流闭合模型，比较合理地考虑了斜压海洋的湍流作用。模式计算方法可靠、省 时。模式具有以下特点： 1 ) 垂向混合系数e h m e l l o r - - y a m a d a ( 1 9 8 2 ) 二阶湍流闭合模型确定。在一 定程度上摆脱了人为因素的干 2 ) 垂直方向采用盯坐标，加之其湍封闭模型共同形成对底边界层的模拟能 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 力，能够使本模式比较理想地模拟出底边界层和上边界层，这对沿海以及感潮河 口的水动力模拟尤其重要。 3 ) 水平网格采用的是曲线正交坐标系统，差分采用a r a k a w a c 一网格，差分 格式为中差格式，水平时间差分是显式的，而垂向时间差分是隐式的，后者允许 模式在海洋表层和底层可以有很高的垂向分辨率。 4 ) 采用模式分离技术，外模式( 二维，垂向积分方程) 计算二维变量u ，v 和 。水位直接供给内模式计算使用，u ，v 用来校正三维流速。外模式的计 算需要内模式提供底应力及斜压项和对流项的积分。内模式( 三维，垂直结构方 程) 计算三维变量( u ，v ，w , t ，s ，后，盯) 。根据c f l 条件，内、外模式可以分别采 用不同的时间步长，比完全三维计算节省很大计算量。 5 ) 包含热、盐效应，能够计算表面浮力强迫( 净向下热通量和谈水通量) 和侧向浮力强迫( 河口淡水通量) ，属完全的斜压模式。 6 ) 此模式具有自由表面，采用时间分裂算法。模式的外部模( 正压模) 方程 是二维的，基于c f l 条件和重力外波波速，时间积分步长较短；内部模( 斜压模) 方程是三维的，基于c f l 条件和内波波速，时间步长较长( b l e l l o r ，1 9 9 6 ) 。 p o m 模式的基本控制方程： 1 ) 内模式：p o m 模式是原始方程模式，它采用的是口坐标系统，其示意图如下： 图1 1 仃坐标变换 o r 坐标系统z 坐标系统的转换关系如下： x + ：x ，v ：y ，t ：t ，盯：! 二翌 ( 1 1 ) 。h+，7 9 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 这里，x 、y 和z 分别是笛卡尔坐标系的空间自变量，f 是时间自变量：而x 、 y 和z + 则分别是盯坐标系的空间自变量，t 是仃坐标系的时间自变量。 d = h + 玎 ( 1 2 ) 其中，h g ，y ) 是底地形，即g ，y ，f ) 为海平面起伏。这样，从海底o ：一日) 到 海面0 = ，7 ) ，相应地盯从仃= 一1 变化到仃= 0 。口坐标系下，控制方程为方程( 详 细的推导过程见：p h i l l i p s ，1 9 5 7 或者b l u m b e r g 和m e l l o r ，1 9 8 0 ，1 9 8 7 ) ： 连续方程：，警- a d _ 却z + 筹+ 鲁= 。 ( 1 3 ) +ox c 砷o oo t 运动学方程： 一ovd+iouvd+掣+掣+juda+gd挈t一十1 + 可+ i + + g d 茜 + 量芝f l 等一詈型a a i b al k u 驯o v p o d0 0 - d + 巴 占l 砂 砂 la 盯j 一 温、盐输运方程 a t _ d + 掣+ 掣+ 孚：三l 监塑l + b 一一o r 西缸 砂 a 盯 a 盯ida 巧l 。7 a 盯 塑+警+等+a矿s竺_oat岳f 鲁卦b一+ 1 f + 厂+ a 仃2 磊 曾石 ； 湍封闭方程 业+ 塑塑+ 翌也+ 盟：旦阵望 o t缸 砂 a 盯 a 仃ida c tl + 警 ( 筹) 2 + ( 芸) 2 + i 2 9 芸一等+ 1 0 ( 1 5 ) ( 1 6 ) ( 1 7 ) ( 1 8 ) 妒堕d瑟塑欲降 簟i 叻业风 海浪与风彝潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 其中扶k 。分别是。坐标系下的水平速度和垂向速度，方程( 1 4 ) 和( 1 5 ) 中的岛为平均密度，= p 一风，在模式计算斜压之前，先从p 中减去p 一生 成，这样做可以减少斜压梯度力的截断误差，特别是在地形变化比较剧烈的 地方( m e l l o r 等，1 9 9 4 ) 。7 是位势温度，1 5 是盐度，q 2 为湍动能，f 为湍动的长 度尺度，腋示穿透海洋表面的短波辐射，垂向湍粘性系数由m e l l o r 和y a m a d a 的 湍流闭合模型确定。 在盯坐标系中，垂向速度m 定义为速度矢量在海面法线方向的分量，这里 所说的海面是指在盯坐标系中的海面。仃坐标系中的垂向速度珊与z 坐标系中的 垂向速度w 转换关系如下： w ；国+ u f 盯望+ 塑1 + 矿f 盯望+ 塑1 + 仃望+ 塑 l 舐o x l 砂勿j o to t 运动方程中的湍黏性项和扩散项为： e = 去( 2 如日警) + 砂a _ _ ( m a ( o 钞u + 剀 e ；昙( 如日( 詈+ 尝 + 导( z 如日芳) 同样，在温、盐输运方程及湍流方程e p ： ；昙( 如日罢) + 导c 如日爹 这里妒代表r 、s 、9 2 和9 2 ， 边界条件： 海底和自由表面运动学边界条件为： 珊( o ) = ( 一1 ) = 0 方程( 1 4 ) 和( 1 5 ) 的沩界条件为： ( 1 1 0 ) ( 1 1 l a ) ( 1 1 i b ) ( 1 1 2 ) 9q f ，斗 堕日 巧lq勒 陋一筇石 旦鼢 b 警嵯 q | 叭引字 学悯 。卜 堕d 警叫 海浪与风暴潮相互作用对风暴潮影响的数值研究 自由表面： 堕h