东中国海波高分布特征分析-环境科学专业毕业论文.pdf

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东 中 国海波 高分布特 征研 究
T h e d istrib u tio n a l c h ar a ete r o f th e w a v e h e ig h t in th e E a st C h in a
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a b o u t o e e a n w a v e . N o w a d a y s ，tlie te e h n iq u e o f o e e a n w a v e n u m e rie a l sim u la t io n h a s d e v e lo P e d v e ry w e ll. A s f ew P e o P Ie h a d e a lc u la t e d e x tre m e s re e k o n in g a b o u t th e B o S e a ，the Y e llow Sea and the E ast S e a of C h i na ，these reg i ons
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B a se d o n th e P re v io u s w o r k a b o u t n u m e r ie a l sim u la t io n a n d e x tre m e s re e k o n in g
o f o e ea n w a v e ，th e w av e m o d e l 认俏刃 E 场人丁C H 111 15 aP P lie d to sim u late th e w a v
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b le n d e d w in d d a ta a n d J P L w in d d a ta h a v e h ig h e r P re e is i o n ，a n d a r e su ita b le f o r th e sim u la tio n . S e e o n d ly ，sig n if i e a n t w a v e h e ig
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se a so n a l v a ria tio n a re a n a ly z e d ，a s w e ll a s th e m o n th ly a v e ra g e a n d a n n u a l a v
东 中 国海 波 高 分布 特 征 研 究
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K e y w o rd s : W 气V E 从/A ’T C H 111 n io d e l; sig n ifiea n t w a v e h e ig h t; E a st C h in a S ea ;
n u m e rie a l s i m u la tio n
111
若
东 中 国海 波高 分布特 征 研究
目录
1
引
言 ...............................1. 1 海 浪 的 研 究 意 义 ........................................................................................................…… 】
1.2 海 浪 理 论
.
.............................1.3 海 浪数值
模
型 概 述
....……， .
.
...........1.4
海 浪 数值 模
式 研 究 回顾 与 进 展 .............1.4 .1 国
外海 浪
数 值 模 式 发展进展..1.4 .2 我 国海 浪数 值 模 式 发 展 进 展 ..........1.4 .3 W W 3 模 型 在 中 国近 海 的应 用 ...1.
5 本 论 文 主 要 工 作 介 绍 ............2 W A V E W A 丁C H n l 模 型 简 介 ....2 .
1
控制方程........2 .2模式的源函数 项...2 .2 .1 风 能 量 输 入 和 耗 散 ........2 .2 .2 非 线 性 相 互 作 用 ...........................................................................................…… 13 2 .2 .3 底 摩 擦 ......................................... ................... .............................................…… 巧 2 .3 数 值 方 法 .........
2 4 模 式 结 构 ... ......... .2 .5 小
结
.......... 3 东 中国 海 浪 场 数 值 模 拟 .......................................................................................................……18 3 . 1 模 式 设 置 ..................................................................................................................…… 18 3 .】.! 计 算 海 区简 介 .................................................................................................…… 18 3 .1.2 数 据 资料 说 明 ................................................................................................…… 20 3 .1.3 风 速 的验 证 分 析 ..................................
..........................................................……21 3 .1.4 边界
条件 和 初 始 3 .2 模 式 的计 算 结 果 和 3 .2 .1 计 算 结 果 的 验 证 ............................................................................................…… 28 3 .2 .2 误 差 分 析.3 .2 .3 计 算 有 效3 .3 小 结 ...........................................................................................................................……41 4 多 年 一 遇 有 效4 .1 极值推算方4 .2 耿 贝 尔 极4 .3 东 中 国海4 .4 小 结 ...........................................................................................................................…… 4 9 5 总结
..
5 . 1主要5 .2 讨 论参 考 文 致 谢
东 中 国 海
波 高
分
布特
奸究
日 I 性考
J I F 刁
海 浪 的研 究 意 义
海 洋 中存 在 着 各 种 形 式 的波 动 ，海 浪 是 发 生 在 海 洋 中 的 一 种 海 水 波 动
现 象 ， 是 在 风 的作 用 下 产 生 的 小 尺 度 表 面 重 力 波 ，可 分 为 风 浪 和 涌 浪 。

海 浪 是 物 理 海 洋 学 的 主 要 研 究 内容 之 一 ，也 是 与人 类 海 上 活 动 关 系 密 切 的 自然 现 象 。

同 时一在 海 洋 动 力 环 境 和 海 气 相 互 作 用 等 领 域 具 有 重 要 的研 究 地 位 ，对 海 洋 工 程 、军 事 、和 航 海 等 方 面 都 有 重 要 影 响 。

如 波 高大 到 一 定 程 度 将 构 成 灾 害 性 海 况 (如 巨浪 )，对 海 上 航 行 和 海 上 建 筑 物 构 成 严 重 威 胁 。

海 岸 和 近 海 工 程 建 筑 物 处 于 严 酷 的 海 洋 环 境 下 ，要 保 证 建 筑 物 在 此 环 境 中 生 存 并 能 在 使 用 期 内发 挥 其 应 有 功 能 ，海 浪 常 常 是 最 主 要 和 影 响 最 大 的 环 境 因 素 ，过 低 地 估 计 波 浪 的 严 重 性 将 导 致 海 岸 和 近 海 工 程 的破 坏 ，而 过 高 地 估 计 又 将 导 致 很大 的 浪 费 。

在 着 手 进 行 海 上 建 筑 物 的 规 划 和 设 计 之 前 ，必 须 得 到 相 应 海 区 的可 靠 波 浪 资料 ，掌 握 其 统 计 特 性 。

所 以说 海 浪对 于 近 海 和 海 岸
工 程 的 破 坏 和 威 胁 ， 是 建 设 者 和 设 计 者 特 别 关 心 的 问题 。

在 海 洋 工 程 设 计 中 常 常 需 要 统 计 海 浪 的 极 值 参 数 。

合 理 的提 供 准 确 可 靠 的极 值 参 数 ，可 以保 证 工 程 设 计既 安 全 又 经 济 ，既 可 以避 免 设 计 标 准 过 低 ，使 工 程 遭 到 摧 毁 和 破 坏 的危 险 ，又 可 以避 免 设 计 标 准 过 高 ，增 大 工 程 造 价 ，影 响 经 济 效 益 的不合 理情 况 。

无 论是 波 高大 的风 浪 还是 周期 长 的涌 浪 ，
既对 岸滩 塑造起 着 主 导 作用 ，又 是 近 海 泥 沙 运 动 的 主 要 动 力 因素 。

它 是 海 洋
工 程 规 划 、设 计 的 重 要 依 据 之 一 ， 也 是 海 洋 生 产 运 营 安 全 的 主 要 参 数 。

1.2 海 浪 理 论
、研 究 对 象 : 海 浪 是 指 由风 的 作 用 而 产 生 的海 洋 表 面 重 力 波 。

具 有 如 下 特
1
)
小
2) 运 动 局 限 于 表 面 。

运 动 的 垂 向衰 减 为 : e 气 当 深 度 为 半 个 波 长 时 ，运 动
东中国海波后J分布特征研究
的幅度衰减致表面的‘汀、4 .3% 。

3 ) 重力波一重力作为波动的恢复力。

4 ) 非横纵波。

2 、分类:
按波形可分为: 风浪、涌浪和混合浪; 风浪比较粗糙、不规则、随机性
强;涌浪是离开风作用海域的海浪，光滑、规则、随机性较弱，波陡小，为
长波。

有时也指不能从风获得能量的海浪组分，如风减弱或转向的情形。

混合
浪呈多谱峰性、多向性。

3 、风浪生成机制
风浪的生成是海浪研究中最基本、最困难的问题。

它包括两方面内容:
一是风的能量如何传递到海浪，二是进入风浪的能量如何分配和变化。

前者涉及气 -水间的相互作用，后者主要涉及海浪的波一波相互作用。

通常
所谓风浪生成机制是指前者。

目前已提出的风浪生成理论远不是完善的，力学根据比较充分的生成机制理
论基于两种概念: 一为共振，二为平行流的不稳定性。

P hi l li n s ( 19 57) 提出的共振模型中，认为风中的涡，从而压力，以平
均风速于水面上移行并演化。

但假定涡和压力的结构不受所生波面运动的影
响，是一种非祸合模型。

实际上，波动一旦出现后，必然会改变波面附近的气
流场。

P h ill i Ps共振机制在现今风浪生成理论中是重要的，一方面通过它可较切
合实际地解释风浪的发生和成长的初始阶段，另一方面风浪通过此机制成长
至一定尺寸后，有可能为通过其他机制继续成长提供基础。

另一种重要风浪生成理论所根据的平行流不稳定性的概念为: 当一种流
体(如空气) 的平行流流过另一种流体(如水) 的表面界面上的波动随时间增
长时，我们称平行流连同界面上的波动失去稳定性。

在
可
应用Jeff r e y s ( 192 4) 提出遮拦不稳定机制解释风浪的成长，假定波面附近的气
东中国海波高分布特征研究
流于波峰避风侧自波面分离，然后在下一个波峰的当风侧与波面再接触，波
峰两侧的压力分布不对称，压力变化和波面斜率同位相，空气对波面作功，
波动随时间成长。

为了解释风浪生成，还提出来其他形式的不稳定性机制，但对促进海浪研
究最有影响的为M ll eS ( 19 5 7) 提出的剪切流不稳定机制。

该机制的要点为: 考虑到风的湍流特性，假定水面上方的平均风速依对数形式分布。

在水气
界面引入小振幅波动，原来的平行气流受到扰动，气流中诱导产生波生速度
及相应的波生
R eyn olds 应力。

在理论上可证明，风的平均运动于临界层高度损失能量和
动量，创门通过上述波生R eyn olcl s应力向下传递，最后由和波面斜率同
位相的压力分量将能量传输至界面的波动，使后者随时间指数地成长。

随后的生成机制研究围绕着M il eS 机制的改进。

Jan ssen ( 199 1)
通过考虑大气边界层效应和海面粗糙度显式地说明了风与浪之间的相互
作用，提出了改进的风浪生成机制，被用于最新版本的从叭M 模式。

C ha
l iko v ( 1995 ) 提出了一个在藕合大气一海浪模型中的波边界层的参数化算法，被用于从孕八Z E 认IAT C H 海浪模式中。

3 海浪数值模型概述
由于海浪在海洋动力坏境和海气相互作用等领域具有重要作用，海浪的数值
模拟一直是海浪研究的重要方面。

海浪的数值模拟不仅是现场观测不足的很好补充，被广泛用于认识和分析海浪生成、传播和发展规律，而且也是海浪预报和分
析的主要手段和工具。

海浪数值预报研究一般采用两种方法: 一是动力学方
法，二是统计学方法，往往在研究中将这两种方法结合。

由于海浪具有随机性，
在研究中将其视为随机过程，既可从海浪谱即海浪内部结构加以描述，也可从波
要素统计分布即海浪对外表现特征加以描述。

海浪的成长、消衰与传播可由统计
意义上的谱传输方程或者某种特征波的能量平衡方程加以描述，这个方程是准动
力学方程，其源函数项需通过动力学方法加以确定。

海浪数值预报研究的主要内
容是海浪的生成、成长、消衰及传播规律，建立海浪数值模型，.依据给定的海面
风场计算海浪场中各点的海浪要素.，进行海浪的模拟。

海浪的数值模型按照原理，一般分为三类，一类是基于B ou ssine sq 方程的计
东中国海波高分布特征研究
算模型，它直接描述海浪运动过程中水质点的运动。

第二类是基于缓坡方程的计算模型，它基于海浪要素在海浪周期和波长的时空尺度上缓变的事实，它描述的是海浪波动能量、波高、波长、频率等要素的变化，既着眼于海浪宏观上的整体特征，而不涉及具体水质点运动过程。

第三类是基于能量平衡方程的计算模型，各种物理过程(如风生浪作用、底摩擦耗散、波浪破碎、波一波相互作用等，但不能考虑波浪的绕射作用) 用不同的源函数表示。

B o u ssin esq 方程是一个二维非线性浅水波方程，它反映了色散性和非线性之间的平衡，具有许多高阶的B ou ssi nesq 方程包括波浪的浅水变形、折射、绕射和反射机理，它对一个波长内的网格密度要求较高，只适用于较小区域，同时由于稳定性的原因，一般不适用于长时间尺度的计算。

它最大的缺点就是计算量非常庞大。

缓坡方程不涉及具体的水质点运动方程，B erkl l o f f ( 1972 ) 在缓坡条件假定下，用摄动展开的方法，推导出了二维线性的经典缓坡方程，用于描述波浪的折射、绕射、反射和浅水变形，随后又出现了许多扩展型缓坡方程，例如忽略波浪反射作用后得到的抛物线缓坡方程; 引入非线性效应，提出的非线性缓坡方程等等。

由于是椭圆方程，它只适用于很小的水域;另外，缓坡方程不适用于小尺度较急剧变化地形，而且不易反映底坡反射作用，因此，不适用在地形较复杂的小区域。

能量平衡方程是对海浪谱进行描述，同时它对时间步长和空间步长没有苛刻的要求，可适用于比较大的区域和长时间尺度的计算。

1.4 海浪数值模式研究回顾与进展
4 .1 国外海浪数值模式发展进展
随着对海浪各种物理过程认识的深入，参数化的形式不同，海浪数值预报模式
经
历
了
从
东中国海波高分布特征研究
导了组成波成长的普遍方程， 1962 年详细研究了组成波之间的弱相互作用，，指出了波一波间非线性相互作用在组成波间能量在分配中的重要性，为波
浪数值模拟提供了一个较好的理论基石}_!}。

自1957 年起，法国以G elci 为
首的科研小组完成了D S A 波浪数值模式的丁「发研究工作。

自G elci 等人的
开创性工作以来，人们已经建立了若干个采用二维海浪谱的基本传输方程的
海浪数值预报模式。

1963年美国采用PN J 法作波浪数值预报，并在电子计
算机上开发了计算程序。

B aer后来在美国纽约大学继续做研究工作，1966
年提出了 P ierson ，T iek ，B ae: 模式;1968 年B arnet t 提出了基于H asselm ann 理论的模式。

上世纪六十年代和七十年代初期发展起来的第一代海浪模式避开了
显式地模拟完全的能量平衡这一问题，这些模式通常假定波的各分量达到
饱和状态时，突然停止增长。

现在已公认最初P ll i ll iPs 提出的普适高频平
衡谱形式并不存在。

谱的高频区不仅依赖于白浪破碎的能量消衰过程，还依
赖于局地风的能量输入以及通过非线性能量传输与其祸合的低频区域。

第一
代海浪模式还有一些基本的定量性的缺陷，过高地估计了风的能量输入，
低估了非线性传输的强度，几乎差了
一个数量级。

在七十年代，M it su y asu (196 8)和H aselm ann 等(1973)使用广泛的波浪成长试验以及风输入给波浪能量的直接观测，从根本上改变了作为第一代预报模
式基础的谱能量平衡观点。

从而，导致了第二代海浪模式的发展。

然而，
对于这些模式来说，由于采用简化的参数化形式的非线性传输，其应用受
到一定限制，即需要给定高出峰值频率的那部分高频风浪谱的谱形，给定谱
形的工作或推导传输方程的开头就引进(如参数化或混合型模式)或者在计
算谱值时作为一附带条件引入(离散型模式)。

H aselm an n 等( 19 73 ) 指
出尽管从理论上可证实对于一般天气尺度的风场将波谱调整为准通用一谱形
这一做法是可行的，但是，第二代海浪模式不
能很好地地模拟快速变化风场中产生的风浪，例如，咫风、小尺度强气旋或锋面，这些模式在处理风浪与涌浪传输时也遇到了一些基本的难题。

尽管第一
代和第二代海浪模式加以调整，对某些类型的风场能提供有用的结果，并且对
比研究中的大多数模式在一个业务框架中确己证明了它们的价值，但是对比研
究同时也证实了没有一个海浪模式能适应于各种风场，并且对于最需要海浪
预报的极端情况，没有一个模式是可靠的。

东中国海披高分布特征研究
海浪的数值模拟发展到20 世纪末已达到比较成熟的阶段，第三代海浪模式的特征是考虑了波一波非线性相互作用，通过积分作用力( 能量) 平衡方程，并且不对谱形预加任何约束，其改进归结为各源函数项的计算。

第三代海浪模式的另一优点为能够处理风速、风向的骤然变化，而较早的模式无此能力。

现在由W A M DI 小组开发的海浪模式W A M
己被国际上广泛使用，许多国家将其作为业务化的运行模式发布区域或全球的海浪场预报。

B oo ll 等
( 1999 ) 指出在近岸浅水区，由荷兰科学家开发的S W A N 模式具有较好的海浪模拟精度。

美国N O A A /N C E P 环境模拟中心海洋模拟小组(o C E A N M o D E L IN G B R A N C H )近年在 D elft 技术大学和美国航空航天局G oddard 空间飞行中心分别开发的
W A V E W A T C H 和W A V E W A T C H H 的基础上，新开发了一个全谱空间的第三代海浪数值模式W A V E W A T C H 111简称为W W A T C H 111 ( 以下简称W W 3 ) ，该模型主要用于大尺度空间波浪传播过程，在传播过程中考虑了地形和海流空间变化导致的波浪折射作用和导致的浅水变形作用以及线性的波浪传播运动等; 模型在波浪的成长和消减的能量变化过程中考虑了风成浪作用、白浪的消减作用、海底底摩擦用、波一波的非线性能量转移作用等。

该模式对过去模式的控制方程、程序结构、数值和物理的处理方法等作了改进，使得该模式不仅在考虑波流相互作用和风浪物.理机制方面更加合理，而且利于采用并行计算技术，从而提高模式的性能和效率。

T olm an 等(20 02 ) 于2000 年 3 月 1 日一200 1 年 2 月2 8 日期 l司，利用E R S 一2卫星资料和N D B C 的全球浮标资料对W W 3 模式进行一年的推算，测试了新版本(V 2 .22 ) 模式的性能，w in g eart 等(200 1 ) 于
20 0一年利用W W 3 模式进行全球海域海浪的推算，解决了模式中由于风区外低频成份的能量( 涌浪) 在风速微弱或逆风的情况下导致能量迅速消散的问题。

目前美国海洋大气管理局(N O A A )运用w w 3 模式分别建
立了全球(分辨率为 1.2 5。

经度只1。

纬度)和阿拉斯加、西北大西洋、东北太平洋、北大西洋咫风 (区域模式的分辨率都为。

，25“经度‘0 .25 “纬度 )等海浪预报系统，除北大西洋咫风海浪预报系统对外公开发布126 小时海浪预报外，其它预报系统都是发布180 小时海浪预报，业务化运行状态良好。

S W A N是荷兰 D elf t技术大学的Ri s，R .C .，L .H .H olt hu ijsel l和N .B oo ij在总结历年来波浪能量输入、损耗以及转换的研究成果后，提出并发展的适用于海
东 中 国海波 高 分 布特 征 U }究
地 区 的 浅水 波 浪 数 值 预 报 模 式 ，B oo ij 等 ( 1999 ) 指 出在 近 岸 浅 水 区 ，该 模 式 具
有较好 的海 浪模 拟 精度 。

1.4 .2 我 国海 浪 数 值 模 式 发 展 进 展
我 国海 浪理 论及 预报研 究始于新 中国成立之后 。

海 浪理论研 究 的开创 者 是 中 国科 学 院 院 士文 圣 常 教授 。

他 创 立 了我 国物 理 海 洋 学 的分 支 学 科 。

上 世 纪
60 年 代 文 圣 常 教 授 就 将 当 时 国 际 上 盛 行 的 能 量 平 衡 法 和 谱 方 法 两 种 计 算 海 浪 的 方 法 结合起 来 ，导 出 了随风 时或 风 区成 长 的普 遍 风 浪 谱 ，被 誉 为 “文 氏风 浪 谱 ”，在 当年有关 的 国际科 学进展 评 论 中列 为重要研 究成 果 。

文
圣常等在 我 国 “七 ·五 ” 科 技 攻 关 项 目成 果 中提 出 的一 种 新 型混 合 型
海 浪 数 值 模 式 ，是 我 国具 有 自主 创 新 特 点 的模 式 。

该 模 式 的风 浪 部 分 基 于 有 效 波 的 能量 平 衡 方程 ，将 当 时风 浪 能量 计 算 中所 有 无 法 避 免 的经 验 成 分 集 中于 一项 ，并 通 过 可 靠 的风 浪 成 长 经 验 关 系 予 以 确 定 。

该模 式有 两个 显著特
点 : 一是可靠性 ，由于 以可靠 的风 浪成长 经验 关系 得 到源 函数 ，避免 了复杂 的 、难 以精 确 的计算 手续 ，使模 式 的精度 得到根本 的保 证 ; 二 是 节 约机 时 ， 由于
综
合
性
源
函
数
避
算 量 ，在 相 同条件 下 所 用 机 时仅 约 为 认叭M 模 式 的 1/60 。

此 模 式 已经 经 过大 量 各 种 天 气 形 势 下 海 浪 的预 (后 ) 报 检 验 ，并 已在 国家 和 地 区性 海 洋 预 报 中心 投 入 业
务 化 应 用 。

我 国在 这 方 面 的 另 一 重 要 进 展 是 袁 业 立 院士 等 改进 了国 际盛 行 的 认A M 模 式 ， 发 展 了 在 全 新 提 法 基 础 上 的 第 三 代 海 浪 数 值 模 式 L A G F D ~场叭M ( K ey lab oratory 。

f G eop ohysieal F luid D ynam ies 一认叭M ) 模 式 。

该 模 式 用 理 论 导 出 的 能 量耗 散源 函数 取 代 了 认叭M 模 式 中的经 验 公式 ，这 一 点 使 高海 况 下 的 计 算 结果 有 明显 的 改 进 。

同 时 还 在 控 制 方 程 中 引 入 了浪 一流 相 互 作 用 项 ，考 虑 了非 均 匀 和 非 定 常 流场 的 作 用 。

在 计 算 方 案 上 ， 引入 了嵌 入特 征 线 方 法 ，不 仅 适 于物 理 空 间 ， 而 且 适 于 波 数 空 间 。

迄 今 ，此 模 式 已在 我 国海 洋 工 程 、海 洋 环 境 参 数 计 算 上 得 到 了较 好 的应 用 。

国家 海 洋 局 第 一海 洋 研 究 所 杨
永 增 研 究 员等 在 L A G F D ~场叭M 模 式 基 础 上 ，建 立 了球 坐 标 系 下 M A S N U M
(k ey laborat ory of M ain e s
东 中 国海 波 高分布特 征研 究
模 式 ，该模 式在 浅水考 虑 了深度 限制 引起 的破 碎 能量耗 散 ，使 之 能更 好 地 适 合 浅 水 ; 中 国科 学 院南 海海 洋研 究所 陈 俊 昌等 人 提 出了适 用 于 深 、浅海 的海 浪 数值模 式 ， 还 考 虑 了波 一波 间线 性 能 量 转 移 ，而 且 包 含 了折 射 、底 摩 擦 等 浅 水 效 应 。

4 .3 W W 3 模 型 在 中 国近 海 的应 用
李 明怪 等 (2005 ) 利 用 Q u i k S C A T /N C E P 混合 风 场 和 W W 3 模 式 模 拟 了 2000 年 1 月 东 中 国海 的 一 个 大 风 天 气 过 程 下 的波 浪 场 ，通 过 与 东海 22OQI 号 浮 标 资料 进 行 验 证 ，验 证 结 果 表 明在 大 风 过 程 中模 拟 结果 与 实测 结 果 符 合 较 好 。

徐 艳 清 等 (2 0 05) 分 别 利 用 Q ulk S C A T 加 C E P 混 合 风 场 和 N
C E P 再 分 析 风 场 做 为 W W 3 模 型 的 输 入 风 场 对 东 中 国海 海 域 海 浪 进 行 了数 值 模 拟 ，用 东 海 2200 1 号 浮 标 和 渤 海 6 号 平 台观 测 资 料 的进 行 验 证 ，
验 证 结 果 表 明 由于 N C E P 输 入 风 场 的 空 间分 辨 率 偏 低 以 及 可 能 的 误
差 较 大 ， 导 致 了 模 拟 效 果 不 理 想 ， 而 对 于 输 入 的
Q ulk S C A T 双 C E P 混 合 风 场 ，由于 其 较 高 的分 辨 率 和 精 度 ，模 拟 的 结 果 明显 较 好 。

同时 指 出运 用 Q uiks c A T 加 c E P 混合 风场 建立 东 中 国海波 浪 数值 预 报模 式 是可行 的 。

梅 蝉 娟 等 (200 8) 运 用 W W 3 和 S 认钱N 模 型 分 别 对 中 国黄 海 海
域 波 高 进 行 了模 拟 ，并 对 比 了两 种 模 式 ，对 比发 现 : 两种 模 型 都 能很 好 的模 拟 出 实 际 波 高 的 变 化 情 况 。

齐 义 泉 等 (20 03 ) 利 用 W W 3 模 型模 拟 了 19%
年 的南 海海 域 的风 浪
场 ，通 过 与 T O P E 刀 P oseido n 高度 计 资 料 的对 比得 出 : 模 式 模 拟 的 有 效 波 高基 本 与 卫 星 高 度 计 的有 效 波 高 观 测 结 果 相 一 致 ，但 从 空 间 上 看 ，在 计 算 区域 中心 附近 海 域 的 结 果 较 好 ，靠 近 计 算 边 界 附近 海 域 的 结 果 相 对 较 差 ，但 这 种 因边 界 而
影 响 模 拟 结 果 的 范 围很 有 限 ; 从 时 间上 看 ，冬 季 季 风 期 间 的 结 果 较 好 ，而 夏 季 期 间 的 结 果 偏 小 ， 并 且 这 种 偏 小 主 要 出现 在 夏 季 风 期 间 的较 小 风 速 值 附 近。

周
良
明
将 结 果 进 行 了统 计 、分 析 ，推 算 了南 海 百年 一 遇 的有 效 波 高 。

邓 兆 青 等 (200 7) 利 用 R O M S 大 气 模 式 给 出 的 20 年 风 场 资 料 ，利 用 S 场叭N 近 海 波 浪 模 型 模 拟 了 渤 海 海域 20 年 的波 浪 ，通 过 与一般 过程 和 大风过程 的实测 资料 对 验 证 ，验 证 结 果 表 明 波 浪 模 拟 结 果 与 实 测 值 符 合 较 好 。

以上 实 例 说 明 无 论
对 一 般 过 程 还 是 台风 过 程 W W 3 模 式 都 具 有 较 好 的波 浪 数 值 计 算 能力 。

但 是 利 用 W W 3 模 式 对 东 中 国 海 长 期 的 模 拟 研 究 还 没 有 。

签 于 此 本 文 利 用 W
东中国海波高分布特征研究
场，时间范围为: 199 5年一2009 年，进行统计和推算，根据推算结果描述了东中国海的统计特性。

.5 本论文主要工作介绍
本论文的主要工作:
l、在充分阅读了大量文献的基础上，系统总结了国内外有关海浪数值模型、东中国海波浪场的研究与进展情况。

简单介绍了从第一代海浪模型到第三代
的发展历程。

2 、简单介绍了本论文所使用的海浪模型W W
3 ，包括其基本的物理特性、控制方程、源函数项、风能量的输入与耗散、非线性相互作用以及其数值实现。

3 、介绍了本次计算所选取的海区、模型的验证，以及其结果分析。

4 、结论以及展望。

东中国海波高分布特征研究
2 WAV E WA TCH m 模型简介
w A V E 场人T C H m (简称为W w 3 )是目前比较成熟的几个海浪数值模式
之一，具有稳定性好、计算精度高等特点，目前成为美国海洋环境预报中心
的业务化海洋预报模式。

W W 3 解决了波数一方向谱的谱作用密度平衡方程，
而这些方程的前提假设是水深和流场等的时空变化尺度与波浪场一样要比
孤立波相应的时空尺度大得多，而且在物理学意义上该模式并不包含波浪
受严格的深度限制的条件。

这就意味着W W 3 的空间分辨率可扩大至超
过1一1ol c m ，并能应用于破碎带之外。

2 .1控制方程
对于随机海浪来说，海面的不规则变化可以用谱密度F (k ，。

，。

，x，O描述，
其中 k 为波数矢量 (波数k 和方向句，二，田分别为固有频率和绝对频率; x ，t
分别代表地理空间和时间，参数 k ，二，。

不是相互独立的，它们通过波动的频散关
系和
多普勒方程建立联系。

以前的海浪模式基本都是以频率和方向为参数，建立控制
方程，w w 3 模式选择以波数 k 和方向口为基本的参数组成谱 F (k，0) ，但模式的
输出仍然采用以往模式的频率和方向谱作为基本输出，H endrik 等(20 02)指出这
两种谱的转换可以通过雅可比变换来实现。

L O N G U E T-HI G G IN S 等( 1% 1) 指出在不考虑流的影响时，一个波
包的能量是守恒的，而考虑了流对波浪平均动量传输所做的功时，这种能量就
不再守恒，W H IT H A M ( 19 65) 和B R E T H E RT ’H O N ( 196
8 ) 指出虽然能量不再守恒但是
波作用力A 三E /。

是守恒的，因此，在W W 3模式的控制方程中使用了波作用力密度谱，即N (k ，0) 三F (k ，0) /。

这样，波浪的传播方程就可以表示为
D 刀S
( 2 一1 )
D t J
S 代表与海浪谱有关的源和汇的总和。

在球坐标下方程 (2一l)的欧拉形式的平衡方
程可写为。