吞吐流量对湖泊流场结构影响的数值试验

本文利用EcoTaihu三维生态模型中的三维水动力学模型,开展了典型背景风场、多个吞吐流量条件下的湖流数值试验,分析比较流场达到稳定状态时。沿垂直方向平均流场随吞吐流量大小的变化特征。结果表明:随着吞吐流量的增加,湖泊垂向平均流场逐渐由受风生流控制转变成受吞吐流场控制,在此转变过程中存在临界吞吐流量值。当吞吐流量大小超过该值时,流场结构发生明显的改变,湖泊内小尺度的环流先消失,规模最大的环流最后消失;环流中流向和吞吐流流向一致的区域流速得到加强.而与吞吐流流向相反或差异较大的区域.流速先减小,后增加。风向和风速是影响临界吞吐流量值大小的主要因素。本文的研究结果对认识湖泊流场特征和了解物质在湖泊内的输移扩散具有重要意义,为合理规划引调水、准确预测水质、重建健康生态湖泊提供基础科学依据。     

东太湖风生流套网格模式模拟

根据１９８４年８月水位、１９９３年９月湖流资料，通过建立太湖风生流模式，并在此基础上采用数值嵌套技术，设计太湖风生流套风格模式，对不同风情下的东太湖风生流进行模拟研究，结果表明：湖区风场了东太湖风生流的流型及流向，对峙方位风场形成的风生流流向几乎相反，稳定风生流流态表现为湖中若干环流区和沿岸流的有机结合风场作用初期，风生流流各与湖区风向近乎一致。偏ＮＷ风向作用，西太湖湖水流水流入东太湖，并在东太湖     

非线性作用对大洋内区跨赤道输运的影响

风生跨赤道输运是联系南北半球物质和能量交换的重要物理过程。本文通过理想模式实验,分析了定常风强迫下理想海盆风生环流的跨赤道输运结构,发现在传统热带流胞之外,存在连接南北半球的非对称环流,影响赤道两侧上升流,使得在风应力较弱的北半球存在比风应力较强的南半球更强的上升流,同时赤道存在表层向南深层向北的经向流,赤道区域表层与下层经向流速辐散位置偏离赤道位于1°N左右的北半球。进一步分析其成因,发现在赤道区域纬向动量方程中非线性项在赤道区域与科氏力项量级相当,非线性作用的经向输运是造成赤道非对称结构形成的主要原因。     

渤海湾风浪场的数值模拟

采用SWAN模型对渤海湾在定常风和非定常风作用下的波浪场进行了模拟,并利用黄骅港附近波浪统计资料对模拟结果进行了验证。结果表明：SWAN模型较好地模拟了渤海湾在定常风和非定常风作用下风浪成长和传播过程。此外,还应用ADCIRC潮流模型,初步探讨了潮流对波浪要素的影响：(1)无流存在时,波高的成长和波周期的变化是一条光滑的曲线,但当有流加入时,由于其流速和水位在一个潮周期内随时间的变化足不均匀的,其对波浪成长产生影响,使波高和周期呈不规则变化;(2)波浪成长初期,流对波高增长的影响并不明显,但当波高增大到一定程度时,流的存在对波高的影响是很明显的。     

长江口、杭州湾及其邻近海区Lagrange环流的数值模拟研究Ⅰ——正压环流

将长江口、杭州湾及其邻近海域作为研究整体,建立该海区的三维Lagrange正压环流的分阶数值模式,综合考虑径流、东中国海背景环流、风应力和M2,S2,O1,K1 4大天文分潮的综合作用,运用"流速分解法"将环流分为正压梯度流、风生流、潮致余流及零阶环流的非线性耦合流等4个分量,模拟了冬夏两季长江口、杭州湾及其邻近海区的Lagrange正压环流结构.结果表明,零阶环流受东中国海背景环流控制;潮致余流是该海区一个重要分量;杭州湾内正压环流主要由风生流和潮致余流控制.     

东北季风与南海海洋环流的相互作用

针对冬、春季南海区风场，表层海流、海温场的季节变化，选用了２＾１／３层海洋模式和简单一层大气边界层模式，研究了冬、春季我作用下南海上层海洋环流的基本形态及其对ＳＳＴ的影响，估算了这种影响对海南风场的反馈效应。研究结果表明，冬、春季东北 与南海五流的相互作用对吕宋岛西部海域的气旋式冷涡的形成和维持有利。冬季（１月）强东北风作用使南海上层为一气旋式环流，上层环流对季风的反馈作用可使南海西北部东北风减弱     

南海风生正压环流动力机制的数值研究

利用ECOM si模式 ,1 0′× 1 0′水平分辨率 ,垂向 2 0个σ层 ,由H/R( 1 983)气候学月平均风应力场和开边界流量驱动 ,模拟了南海风生环流的季节变化 ,并针对南海冬夏季风生正压环流的动力机制进行了数值实验。实验中考虑以下动力因子对南海冬夏季环流的影响 :1 )开边界入流和出流 ;2 )风应力旋度 ;3)地形 ;4)惯性效应 ;5 ) β效应。数值实验表明 ,通过开边界进入南海的流量与风应力在南海内部引起的流量量值相当 ,特别是冬季两者对北部陆坡边界流和南海西边界流均有重要贡献 ;冬季南海海盆尺度气旋式流圈主要是由风应力旋度引起的 ,但平均风应力可以加强卡里马塔海峡的出流 ,而北部反气旋风应力旋度可引起南海暖流 ;陆坡地形使得海盆尺度冬季气旋式流圈中心限制在深海区 ,南海北部陆架的存在大大削弱了南海暖流的强度 ;惯性效应对南海环流的整体结构无明显影响 ,但使得黑潮入侵和台湾西南的流套变弱 ;深海海盆环流中 β项是与风应力旋度平衡的基本项 ,且 β效应对环流的西向强化和吕宋海峡入侵作用至关重要     

单点系泊油轮随机纵荡的工程计算方法

近年来,在风、流和浪联合作用下的单点系泊油轮的运动受到人们很大的关注。本文提出了一种顶浪状态下单点系泊油轮纵荡运动的工程计算方法,它包括由于风、流和二阶定常力引起的定常运动部分、高频部分(相应波浪周期的振动)及二阶波浪力引起的低频运动。在初步设计阶段,利用本文提供的方法,可以方便地估计出顶浪系泊油轮的纵荡运动。     

南海环流的一个约化模式

利用约化数值模式研究了黑潮在巴士海峡的流况及受其影响的南海海盆区的环流,结果为:定常的黑潮入流在巴士海峡不易出现显著的环状流动结构,但在海峡西侧诱生一气旋涡,该涡旋达到一定强度时,β因子和侧边界作用使其向西南移动,因此,模式给出的南海环流呈准半年周期的气旋涡现象。动力分析表明,气旋涡因非线性平流作用将黑潮西侧的气旋性切变涡度向南海北部输送所致。模式同时计算了入流方向和流轴位置呈周期性变化时,巴士海峡和南海的流动结构。     

高频表面波对定常Ekman流解的影响

基于Jenkins(1989)建立的包含Stokes漂流、风输入和波耗散影响的修正Ekman模型,采用Paskyabi等(2012)使用的推广的Donelan等(1987)中的谱和波耗散函数,并利用Paskyabi等(2012)中修正方法给出的包含高频波的风输入函数,在粘性不依赖于水深及粘性随深度线性变化的条件下,研究了包含高频毛细重力波的随机表面波对Stokes漂流和Song(2009)导出的波浪修正定常Ekman流解的影响。结果表明高频表面波使Stokes漂流在海表面剪切加强,对定常Ekamn流解的影响通常不能忽略,但对Ekman流场的角度偏转影响很小。最后,将考虑高频表面波尾谱影响所估算的定常Ekman流解与已有观测结果以及经典Ekman解进行了比对分析。     

白洋淀水循环特点及其对生态环境的影响

在理想假设下,利用MITgcm模式研究了风对白洋淀内水体循环流动的影响。研究指出:(1)风应力可看作是水体循环的主要驱动力;(2)在风应力的作用下,水体表层的流动主方向与风的方向一致,下层水体的流动方向与表层方向相逆或近似相逆;(3)表层以下水体流动复杂,次表层水平流动有明显的双漩涡结构;(4)淀底地形对水体垂向流动影响很大,垂向速度变化复杂,垂向上有双涡流动现象,靠近岸边多有上升流和下降流;(5)淀内水体流动沿着水平和垂向两个方向流动,在冬季和夏季流向相反。在分析以上流动特点的基础上,讨论了流动对各个不同子区域的生态环境可能造成的影响:I区域是一个相对独立的水体区域,该区域内的水体污染物自成系统,与外界交换较少。而对A、B、C、D四个区域内的污染物分布等要统一考虑,四个区域内的水体交换,可看作是一个统一的整体。E、F区域内的水体流动受到上述A、B、C、D四区内双涡流动的影响,但在这两个区域靠近岸边有强烈的上升流和下降流,有可能使得污染物的分布更加复杂。G、H水深很浅,水流速度缓慢,受到污染后污染物不易扩散。     

基于水电比拟方法的山东南四湖上级湖流场研究

利用水电比拟方法模拟了南四湖流场结构。同时,基于HAMSOM模式,对其流场进行了数值模拟,所得结果与水电比拟结果一致,两者平均相关系数在0.94以上,表明水电比拟实验技术路线可行,流场基本结构准确。该方法适用于低流速大流场的模拟。流场结构分析表明,湖区流速在汛期为cm/s量级,非汛期仅为mm/s量级。其中,在南阳湖北部...     

风速变化对竹湖流场结构影响的数值试验

利用EcoTaihu生态模型中的压缩坐标系下三维水动力学子模型,对4种吞吐流量（换水周期分别为36d、7．2d、3．6d、35h）,东、西、南、北风向,不同风速的风场作用下的浅水湖泊进行了数值模拟,分析比较了不同风速作用下湖泊分层流场及垂向平均流场结构的差异。结果表明,随着风速的增大,湖泊垂向平均流场逐渐由受吞吐流控制转变成受风生流场控制;在此转变过程中存在着临界风速值,当风速大小超过该值时,流场结构发生明显的改变;风向和吞吐流量是影响临界风速值大小的主要因素。风速变化对稳定状态的湖泊表层、次表层流场有较大影响,而对底层和次底层影响不大。在水深水平变化较大的区域,垂直平均流场结构对风速变化的响应较为敏感,易形成环流,浅水区垂向平均流向和风向一致,深水区则和风向相反;水深变化较小的水域,流场结构对风速变化的响应则较为迟钝。     

昆承湖水流水质计算分析

在模拟昆承湖水流流场的基础上,模拟化学需氧量(CODMn)在湖水中的扩散情况;同时,利用昆承湖实测资料和水质的浓度场计算结果,得到其枯季环境容量.可以看出,昆承湖的流速较小,且方向由西北流向东南,可能是受长江径流和湖底西北高东南低的地形特征影响;从昆承湖的CODMn浓度实测值和计算值中,可以看出小于其水环境质量标准限值.这将进一步为实现常熟市湖泊水环境质量的不断提高、生态状况的持续改善与科学管理提供依据.     

日本琵琶湖的水动力三维数值模拟

在笛卡尔坐标下，运用流体水动力学的方法，并在前人观测资料的基础上建立了一个三维水动力数值模式，并对日本琵琶湖风生流进行了数值模拟。结果表明，在５ｍ／ｓ的东南风、西南风、东北风作用下，湖的北端均有气旋式环流出现，在５ｍ／ｓ西北风作用下，湖的北端有反气旋式环流出现。在各种方向风速驱动下，中、低层场或形成与表层一致的环流型，或呈现明显的垂直切变。     

东海沿岸海区垂直环流及其温盐结构动力过程研究I．环流的基本特征

利用三维斜压流体动力学模型 ,通过对东海沿岸海区冬、夏季的斜压环流及其温盐结构的数值研究 ,揭示研究海区垂直环流及其温盐结构的动力过程及其成因。垂直环流的模拟结果表明 :冬季 ,沿岸海区的垂直环流以逆时针流动 ,近表层为向岸流 ,沿岸为下降流 ,近表层以下为离岸流 ,其在外海有明显的上升趋势 ,沿岸下降流自表层至底层逐渐由强变弱 ;夏季 ,沿岸海区的垂直环流以顺时针流动 ,近表层以下为向岸流 ,沿岸为上升流 ,近表层为离岸流 ,其在外海有明显的下降趋势 ,沿岸上升流自底层至表层逐渐由弱变强。就整个沿岸海区而论 ,冬季沿岸下降流和夏季沿岸上升流的强度都随着岸界地形坡度、风速及风向与岸线偏角的变化而变化。沿岸下降流形成的主要原因是由于冬季东北风与岸界地形的耦合效应及海区温盐分布不均匀所致 ,而沿岸上升流形成的主要原因则是由于夏季西南风与岸界地形的耦合效应及海区温盐分布不均匀所致。     

盐沼水-沉积物-植物界面流速研究综述

近二十多年,盐沼水-沉积物-植物界面流速的研究取得了很大的进展。本文拟对盐沼水-沉积物-植物界面的流速分布、变化和研究状况进行一定的归纳,并提出可能的研究方向和途径。本文内容包括通过野外观测和室内模拟定量分析研究盐沼和不同植被状况下(不同植株高度、密度、不同种类植株等)流速变化规律,及其流速变化原因。     

舟山群岛海域冬季流场特征研究

中街山列岛国家级海洋牧场位于中国浙江省舟山市舟山群岛海域,其建设有利于促进当地渔业发展,保护该海域生态环境。基于中街山列岛国家级海洋牧场附近两个站点2020年10月21日至2021年2月28日期间的海流观测资料,利用调和分析、合成分析等方法,研究了舟山群岛海域冬季流场的时空变化特征及其影响机制。研究结果表明,两站点处潮流均为正规半日潮,以M2和S2占主,各主要分潮潮流均为往复流;潮流、余流流向均为西北-东南流向,与站点所处的狭窄水道主轴方向一致,说明地形因素影响明显;同时,观测站点处水体的垂向平均动量平衡分析表明,在沿水道主轴方向上,余流受盛行风场控制,风场转向会导致余流转向,而在垂直于水道主轴方向上,由于受水道两侧岸线的支撑作用,水体在近岸堆积,故在该方向上主要为正压梯度力与科氏力的平衡,反应了地形对流场特征的影响。研究成果揭示了舟山群岛海域冬季的流场特征及其主要影响机制,对实现此海域内海洋牧场的精细化管理具有指导意义。     

THE DIAGNOSTIC CALCULATION OF EQUATORIAL FLOWS IN THE EASTERN PART OF THE WESTERN PACIFIC OCEAN

On the basis of observational data of the eastern part of the West Pacific Ocean, a diagnostic calculation of equatorial flow for this region is performed by using the authors' model equations and computing scheme and methods. For the first cruise (January 3-March 4, 1979), the results show: (i) The primary driving force of the equatorial surface flows comes from the prevailing northeasterly wind field, with an average uniform wind speed Vw = 6.3 m/s. The steady westward wind produces divergent westward flows in the surface layers, causing an upwelling near the equator. The importance of the steady wind stress in the upper layer (120 m) decreases with depth and becomes insignificant at the level of z = 75 m or z = 100 m, (ii) The equatorial undercurrent is a strong eastward and equator-ward flow, with its eastward component of undercurrent larger than its meridional component. The core of the undercurrent is at the thermocline, and its maximum velocity is 88-90 cm/s at the level of z=200 m. The deeper f