东中国海潮能通量与耗散的数值模拟分析
发布时间：2021-03-22 18:09
基于区域海洋模式系统,通过对东中国海的三维数值模拟计算潮能通量和耗散.结果显示:传入东海、黄海、渤海的净潮能分别约为88.333,96.082和2.152GW,其潮能耗散分别约为79.168,95.254和1.790GW;底摩擦耗散和垂向扩散耗散分别占总耗散的67.1%和32.9%,水平扩散耗散量级较小,可忽略不计;东中国海高潮能耗散区主要分布于朝鲜半岛沿岸、江苏北部浅滩、长江口水下三角洲、杭州湾和浙闽沿岸;渤海中部、北黄海西南部、南黄海中部为低潮能耗散区.
【文章来源】：厦门大学学报(自然科学版). 2020,59(01)北大核心CSCD
【文章页数】：12 页
【部分图文】：
数值模型的计算区域（黑线）、地形（等深线）和验潮站（红点）
图2是本研究模拟得到的4个主要分潮（M2、S2、K1、O1）的等振幅线和等迟角线分布，与前人实测结果[17]和模拟结果[11,17-18]相比，无潮点位置、等振幅线和等迟角线分布结果均基本一致，表明该结果能较好地反映出潮波在东中国海的分布特征．因湾顶反射与地转效应，半日分潮在渤海的秦皇岛和黄河口附近海域、黄海的威海附近海域和青岛附近海域形成无潮点，同时在台湾岛北部附近存在一个退化的半日分潮无潮点；全日分潮在渤海海峡西部和黄海中部海域形成无潮点．渤海潮差（这里和下文所述的潮差均指总潮差）大多为2～3m，其中辽东湾顶和渤海湾顶的潮差相对较大．黄海潮差一般为海区中部小而近岸大，东岸普遍大于西岸；最大潮差海区出现在朝鲜半岛西侧，潮差一般为4～8m，而中国大陆沿岸潮差一般为2～4m；东海潮差则具有西岸大而东岸小的特征．琉球群岛的潮差小，约为1m；杭州湾和闽浙沿岸的潮差普遍较大，最大潮差可达8m以上[16].1.3 潮能平衡计算方法
根据模型输出结果计算所得4个主要分潮的潮能通量分布如图4所示．东中国海的能量主要来自于西太平洋，以M2和S2为代表的半日潮的潮能通量自太平洋穿越第一岛链沿西北向传入东海后，主体一直传播至浙江沿岸，并有东北向分支传入黄海、渤海，西南向分支流入台湾海峡；能量较大的西侧半日潮则由吐噶喇海峡传入东海，并沿日本西海岸北上到达济州岛海域，这时绝大部分能量自济州岛西海岸传入济州岛海峡，与自东海传入黄海的分支汇合后最终流入黄海、渤海，而小部分能量向西经过朝鲜海峡传入日本海；同时，在台湾岛西侧存在一支逆时针绕台湾岛流入台湾海峡的半日潮的潮能通量．以K1和O1为代表的全日潮的潮能通量则受到第一岛链的阻挡，只有极少部分能量传入东海；绝大部分全日潮的潮能通量都主要沿西南方向传播，直接或者经台湾海峡向南海方向汇去．半日潮和全日潮的潮能通量主体传播方向不同，使得M2和S2分潮的潮能通量在东海、黄海区域明显大于K1和O1分潮，M2分潮的最大可达3.5×105 W/m,S2分潮的最大可达1.2×105 W/m；而在第一岛链以南水深较大的海域，M2和S2分潮的潮能通量与K1和O1分潮的相当，并且全日潮的潮能通量第一岛链以南海区明显大于其以北海区，与朱学明等[11]的研究结论一致．
【参考文献】：
期刊论文
[1]辐射沙脊群研究综述[J]. 刘博. 中国水运(下半月). 2017(07)
[2]长江口水下三角洲北部近百年沉积物粒度组成及其对水动力环境的响应[J]. 陈静,赵宝成,战庆. 沉积学报. 2014(04)
[3]杭州湾沉积物宏观输运的数值模拟[J]. 谢东风,高抒,潘存鸿,唐子文. 泥沙研究. 2012(03)
[4]渤海、黄海、东海潮流、潮能通量与耗散的数值模拟研究[J]. 朱学明,刘桂梅. 海洋与湖沼. 2012(03)
[5]珠江河口潮能通量与耗散[J]. 倪培桐,韦惺,吴超羽,刘欢. 海洋工程. 2011(03)
[6]不考虑局地引潮势的南海正压潮能通量与潮能耗散[J]. 佟景全,雷方辉,毛庆文,齐义泉. 热带海洋学报. 2010(03)
[7]渤黄东海潮能通量与潮能耗散[J]. 李培良,李磊,左军成,陈美香,赵玮. 中国海洋大学学报(自然科学版). 2005(05)
[8]东海黄海渤海8个主要分潮的数值模拟[J]. 张衡,朱建荣,吴辉. 华东师范大学学报(自然科学版). 2005(03)
[9]长江水下三角洲的动力沉积[J]. 庄克琳,毕世普,刘振夏,苏大鹏. 海洋地质与第四纪地质. 2005(02)
[10]渤、黄、东海潮汐潮流的数值模拟[J]. 赵保仁,方国洪,曹德明. 海洋学报(中文版). 1994(05)
本文编号：3094246
【文章来源】：厦门大学学报(自然科学版). 2020,59(01)北大核心CSCD
【文章页数】：12 页
【部分图文】：
数值模型的计算区域（黑线）、地形（等深线）和验潮站（红点）
图2是本研究模拟得到的4个主要分潮（M2、S2、K1、O1）的等振幅线和等迟角线分布，与前人实测结果[17]和模拟结果[11,17-18]相比，无潮点位置、等振幅线和等迟角线分布结果均基本一致，表明该结果能较好地反映出潮波在东中国海的分布特征．因湾顶反射与地转效应，半日分潮在渤海的秦皇岛和黄河口附近海域、黄海的威海附近海域和青岛附近海域形成无潮点，同时在台湾岛北部附近存在一个退化的半日分潮无潮点；全日分潮在渤海海峡西部和黄海中部海域形成无潮点．渤海潮差（这里和下文所述的潮差均指总潮差）大多为2～3m，其中辽东湾顶和渤海湾顶的潮差相对较大．黄海潮差一般为海区中部小而近岸大，东岸普遍大于西岸；最大潮差海区出现在朝鲜半岛西侧，潮差一般为4～8m，而中国大陆沿岸潮差一般为2～4m；东海潮差则具有西岸大而东岸小的特征．琉球群岛的潮差小，约为1m；杭州湾和闽浙沿岸的潮差普遍较大，最大潮差可达8m以上[16].1.3 潮能平衡计算方法
根据模型输出结果计算所得4个主要分潮的潮能通量分布如图4所示．东中国海的能量主要来自于西太平洋，以M2和S2为代表的半日潮的潮能通量自太平洋穿越第一岛链沿西北向传入东海后，主体一直传播至浙江沿岸，并有东北向分支传入黄海、渤海，西南向分支流入台湾海峡；能量较大的西侧半日潮则由吐噶喇海峡传入东海，并沿日本西海岸北上到达济州岛海域，这时绝大部分能量自济州岛西海岸传入济州岛海峡，与自东海传入黄海的分支汇合后最终流入黄海、渤海，而小部分能量向西经过朝鲜海峡传入日本海；同时，在台湾岛西侧存在一支逆时针绕台湾岛流入台湾海峡的半日潮的潮能通量．以K1和O1为代表的全日潮的潮能通量则受到第一岛链的阻挡，只有极少部分能量传入东海；绝大部分全日潮的潮能通量都主要沿西南方向传播，直接或者经台湾海峡向南海方向汇去．半日潮和全日潮的潮能通量主体传播方向不同，使得M2和S2分潮的潮能通量在东海、黄海区域明显大于K1和O1分潮，M2分潮的最大可达3.5×105 W/m,S2分潮的最大可达1.2×105 W/m；而在第一岛链以南水深较大的海域，M2和S2分潮的潮能通量与K1和O1分潮的相当，并且全日潮的潮能通量第一岛链以南海区明显大于其以北海区，与朱学明等[11]的研究结论一致．
【参考文献】：
期刊论文
[1]辐射沙脊群研究综述[J]. 刘博. 中国水运(下半月). 2017(07)
[2]长江口水下三角洲北部近百年沉积物粒度组成及其对水动力环境的响应[J]. 陈静,赵宝成,战庆. 沉积学报. 2014(04)
[3]杭州湾沉积物宏观输运的数值模拟[J]. 谢东风,高抒,潘存鸿,唐子文. 泥沙研究. 2012(03)
[4]渤海、黄海、东海潮流、潮能通量与耗散的数值模拟研究[J]. 朱学明,刘桂梅. 海洋与湖沼. 2012(03)
[5]珠江河口潮能通量与耗散[J]. 倪培桐,韦惺,吴超羽,刘欢. 海洋工程. 2011(03)
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[9]长江水下三角洲的动力沉积[J]. 庄克琳,毕世普,刘振夏,苏大鹏. 海洋地质与第四纪地质. 2005(02)
[10]渤、黄、东海潮汐潮流的数值模拟[J]. 赵保仁,方国洪,曹德明. 海洋学报(中文版). 1994(05)
本文编号：3094246
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