第24章 EXACT-NL模式:西德汉堡麻克斯普朗气象研究所波浪模式

由于波-波间相互作用,风浪谱的发展受非线性能量输送S_(n1)的强烈制约。因为精确地计算这一过程要耗费大量的时间,所以大多数业务波浪模式要靠源函数的一些参量化形式。然而,最近用精确的三维积分表示S_(n1)的更有效的计算方法,使得对带有S_(n1)的精确形式的波 浪输送方程进行积分变得可行。至少是对只有一个积分变量的简单形式。 在SWAMP研究中可以看到三种类型:对一个均匀风场,有限风区和风时内的波浪成长（类型Ⅱ）以及一个不太稳定的、风向突然改变90°的匀均风场（类型Ⅶ）。对这些类型及其它类型模式积分更详细的讨论,由Hasselmann等人1985年给出。     

第15章 MRI模式:日本气象研究所波浪预报模式

15.1 前言 MRI波浪模式是由日本气象研究所研制,作为日本气象厅例行日常预报的波浪模式。该模式是在Uji和Isozaki（1972）、Isozaki和Uji（1983）,Uji（1975）工作的基础上做了一些修改,现在用于西北太平洋波浪预报业务。该模式的网格间距381公里,时间步长6小时。风场由Cardone（1969）的风模式计算。这个模式需要海表面水温、大气压力和气温。在预报开始之前,输入客观分析的气压和气温,未来的气压和气温用日本气象厅的四层北半球模式的预报结果,海表面水温则根据15年资料的月平均海面温度。     

第18章 GONO模式:荷兰皇家气象研究所波浪预报模式

18.1 引言 对北海南部的日常海浪预报是由荷兰皇家气象研究所（KNMI）用数学波浪模式GONO（Golven Noordegee）（Janssen等人1984）来发布的。该模式是由Sanders（1976）在70年初期根据Hang（1968）的思想研究出来的。该模式对北海南部的应用必须结合浅水效应。最近这些附加的部分已由Sanders等人（1980,1981）报道过,该模式已经在几次风暴的后报研究中得到试验和订正过（Sanders等人的研究,1980）,为了业务预报,它与来     

第19章 TOHOKU模式:日本东北大学波浪模式

TOHOKU模式是一种混合型的,因为它把风浪的单一参数增长方程与涌分量相结合,而且包括涌浪与风浪之间的互换。 19.1 单一参数风浪部分的背景 风浪部分最基本的特征是在成长的风浪中应用一个自相似结构,即由TOba（1972）提出的一个关于成长的风浪的无量纲波高与周期之间的简单的指数定律来表示。 H_s~*=BT_s~(*3/2) B=0.062 （19.1）式中H_s~*=gH_s/u_x~ 2 ,T_s~*=gT_s/u_*是有效波高H_s和有效周期T_s通过重力加速度g和大气的摩擦速度u_*标准化后的无量纲形式。这个指数定律是经过多组实验室和海上资料证明的（如Kawai等,1977;Mitsuyasu等,1980）。该定律不仅符合Wilson（1965）和Mut-suyasu等（1971）给出短风区的经验公式,如果除去无量纲风区的话,Wilson等1965年长风区的复杂公式,事实上也符合这个能量定律。图（19.1）给出了一组混合资料的比较情况,3/2次方的能量定律（19.1）可被转换为:     

第16章 VENICE模式:风浪预报模式

16.1模式 Venice模式已经由Cavaleri和Malanotte Rizzoli（1981）介绍过,这是一个基于射线技术,也适用于浅水的物理模式。在此仅简单地介绍该模式有关浅水的处理部分,因为这些处理基于深水的假定,所以它对理论研究并不重要。对本模式感兴趣的读者请见参考文献。 给定一个海底地形和一个参考点A,我们考虑一给定频率f的波峰经过这个点并以一特定方向移动。由折射定律（Collins,1972）建立了波的路径,或者确切地说,波峰垂直的射线:     

第21章 BMO模式:英国气象局的业务波浪模式

英国气象局的业务波浪预报模式是在网格点上给出浪场。这个浪场通常定义在地球表面的极地侧射投影上。该模式可以把任意的网格长度、任意形状或尺寸的海洋区域初始化,但必须受到机器内存的限制。这一模式有总体的联结能力,即允许任何模式从其它模式中获得流入边界条件。实际操作中分两个模式运行。一个覆盖了北半球大部分区域,在60°N处其网格长度为300公里。它为欧州西北大陆架53公里网格长度的模式提供了边界条件。该模式的详细描述由Golding（1983）给出。此模式以离散谱给出每个网格点上的浪场,谱的分辨率是可变的,目前包括12个方位（以30°为间隔）和11个频率段（0.05、0.06、0.072、0.086、0.104、0.124、0.148,0.178、0.214、0.256、0.308Hz）所组成的波。另外,模式还包括了浅水效应,其计算水深间隔为2米,并包括可变群速、折射和底部摩擦影响。这些因素对北海和英吉利海峡的计算结果有显著的影响。     

第17章 NOWAMO模式:挪威气象研究所波浪模式

17.1引言 Odd Haug在1966—1967年,研究了挪威波浪模式。从那时起,该模式被用于进行后报和预报的运算。挪威波浪模式是一个参数化的风浪展开与一个自由传播的涌浪系统相结合的混合模式。 17.2 风浪与涌浪的定义 风浪被定义为受到风连续不断地影响而产生的波浪系统, 涌浪被定义为已脱离了风对它的作用的波浪系统。涌浪是风浪生成后遗留下来的,孤立而自由传播的波浪。但它在特定条件下与局部风浪相互配合。     

第23章 DNS模式:一种为大洋波浪预报而改进的谱模式

23.1 介绍 模拟与频率和方向相关的大洋波谱F（f,θ）的工作是极其困难的。唯一有点统一的理论（Hasselmann,1967）也还没有简化成一种实用形式。这篇研究中所探讨的是结合零散的,现有的理论,以达到这样一种目的:即发展一种与我们目前对风浪成长谱的了解相一致 ·95.的波谱模式。本章中我们将讨论一种离散的谱模式,这种模式采用了一种改进的能量传播的特征方法。数值方法最早是由Barnett等（1969）提出的。     

第22章 SAIL模式:用于相互比较试验的波浪模式

22.1 引言 在这一章中,提出一个新的、称为离散/混合波浪预报模式,它结合了Pierson-Tick-Bear型模式和参量化模式中的某些部分。它不同于混合参量化模式,在这种模式中,整个方向谱分为各个方向传播。它也不同于PTB对源函数的处理,即在频带空间里应用一个参量的成长来模拟非线性波与波间的相互作用。在新的模式中,利用与Abaco观测一致的风-浪不稳定机制,使每一个频带都有较大的增长率,并由ε-ξ定律给出参量的参数增长（ε是无量纲总能量,ξ是无量纲风区）。 与PTB成长模式不同,此模式是以ε_1（顺风频带无量纲能量）的参量成长和平衡区为基     

WAM正在开发第三代波浪数值预报模式

六十年代起,波浪数值预报开始实用化。至1985年止,据统计世界上已有十多个国家和地区的海洋和气象预报部门已正式开展了波浪数值预报工作,并发布其产品,作为日常业务预报内容之一。目前世界各国已采用的模式有DP（Decoupled Propagation）模式,即非耦合传布模式,CH（Coupled Hybrid）模式,即耦合混合模式;CD（Coupled Discrete）模式;即耦合离散模式,一般CD模式称为第一代模式,CH和CD模式称为第二代模式, 欧州共同体拟于1989年正式发射ERS-1地球资源卫星,其中有几个通道是专门用于海洋观测,包括波浪观测,为了充分利用人造卫星的观测资料,1984年批定了波浪模式化计划（WAve Modelling project。简称WAM）,并设立了一个专门小组,由荷兰气象研究所G·Komen任主席。该组织开始限于西欧共同体,1985年以后,成员扩展到美国、日本、加拿大、中国等国,成为一个波浪数值模式化的世界性学术团体。该组织的主要任务是: ──联合开发第三代全球波浪数值预报模式;     

第5章 耦合混合(型)模式

5.1 风浪谱 由经验可知,处于成长状态的风浪谱,在各种风浪生成条件下,往往有着大致一样的谱形。此一事实可促使对风浪谱进行参数描述。谱的分布只是随频率及能量的尺度不同而异,若用g和局部风速U或者摩擦速度u_*进行无因次化处理,还可进一步发现频率及能量两个尺度参数间的近似关系。因此,成长风浪谱在一阶近似下便可由一个无因次变量来表征,如无因次能量E~*=Eg~2u_*~(-4),所有其它无因次变量,诸如无因次峰频f_p~*=u_*f_p/g及Phillips“常数”α,便可随之确定。E~*与充分成长能量E_∞~*之比,则提供了风浪“年令”的唯一量度。     

风暴潮预报知识讲座 第八讲 波浪增水

第八讲波浪增水 国内外现有的风暴潮预报模式均没有包括由风浪活动引起的水位升高(波浪增水-wave set up)的计算,最新的观测与计算结果表明,在一些台风登陆点的右半圆,并仅局限于台风最大风速半径附近有合适海岸坡度的岸段的波浪增水是明显的。波浪增水是     

第2章 模式分类

在第一代波浪模式中,每个谱分量根据线性的输入源函数（式（1.2））相互独立地发展,直到它接近于它的饱和状态,而且,不管其它谱分量的能量如何,它是通过普遍平衡分布来确定这种状态。即使由非线性传输导致的弱耦合,也只能给出一些较小的修正,并且以相当简单的一个或两个积分谱参数的方式把这种弱耦合参数化。因此,在这些模式中直接地将谱描述为二维离散的频率——方向能量“波群”数组,每个能量“波群”沿着它自己的射线以群速传播。并且在此期间,它们对这条特殊路径上的风有反应;所以,数值积分可以沿着单独的射线在自然坐标上积分,也可以在带有全体分量的普遍网格点上以一个离散的平流算子进行积分。我们把上面提到的这种非线性耦合的第一代波浪模式作为非耦合型传播模式 （DP）[虽然Barnett（1968）和Ewing（1971）的模式包括了非线性转换,但也包含了第二代波浪模式中遇到的耦合射线一些数值方面的复杂性。然而,波浪成长和谱形主要是受风输入的影响,而不是受非线性转换所支配,这里仍从物理上考虑,把这些模式分为第一代而不是第二代波浪模式]。     

第6章 耦合离散(型)模式

本书中三个CD型模式——BMO,SAIL,DNS——用的均为线性输入源函数S_(in)=BF,与Snyder（1981）等的观测相一致,Miles因子B的值相对第一代DP型模式为小（BMO模式亦用到Phillips的强制项,S_(in)=A+BF,但A很小,且只对初始海面浪的成长起一触即发的作用）。这三个模式均依风浪的成长阶段需要某一有限的饱和谱形式。各模式的不同之处主要在于风浪谱峰区、谱前坡及风浪─涌浪转换域的参数化形式不同。第二章中曾提到,现有的对非线性传输的参数化处理有着一定的局限性,这就是在描述风浪谱时,限制了CD模式自由度的有效数目。这样,模式以上过程所用的手段,虽说包含了稍多的自由度,确与CH型模式所用方法没有本质的不同。三模式的主要特点列于表6.1。     

积云参数化的台风移动预报模式的试验

一、引 言 日本气象厅使用在业务上的台风移动预报模式是Ookochi于1978年研制的。这个模式有两个缺点,即移动性的多嵌套网格系统和规定的加热场。这样,多嵌套网格系统很难与积云参数化相配置,并且难以一次模拟较多的台风,规定的加热场不能真实地描述对流加热情 况。因此,我们研制了一个含有积云参数化的简单的系统模式。为了检验这个模式的性能,使之作为一个业务预报模式,我们进行了实时资料的试验,由新模式所作出的预报将详细地与以前使用的多嵌套网格系统所作出的预报进行比较。     

海洋模式中垂直混合参数化方案介绍

介绍了海洋垂直混合过程参数化方案的发展,以及不同参数化方案在海洋模式中的应用情况。首先,介绍不同垂直混合参数化方案的物理问题、理论依据、数学表达和特征,并对不同参数化方案进行了比较。其次,针对中尺度涡、亚中尺度涡以及波浪、潮流混合参数化的最新研究进展进行了总结并对垂直混合参数化的未来发展提出了一些建议。     

第4章 非耦合传播(型)模式

在这研究中,两个DP型模式（VENICE,MRI）的主要特征被列入表4.1中。在第Ⅱ部分给出的模式种类中,可以找到更详细的介绍。对于两个模式,波浪成长到饱和状态一直是严格的非耦合。 严格的非耦合模式的一个基本特征〔该特征也首先适用于 Barnett（1968）和 Ewing （1971）的弱耦合第一代波浪模式〕是微分的时间尺度dt和空间尺度ds通过ds=vdt相联系,表示了沿它的路线任何给定的谱分量的演变,式中群速度v对于一个给定的波群是一个常数。因此,其结论是在均匀、稳定风条件下,有限风区波浪成长的规律能够直接地转变为对应的有限风时成长的规律,此变换可通过对每个波分量由vt（类型Ⅱ）替换风区变量x。     

台风波浪数值预报的CHGS法——Ⅳ.计算结果与模式的检验

本文用CHGS模式对南海北部海区3个台风过程进行了台风波浪数值计算,并将计算结果与实测资料进行了比较。通过本文的分析比较,可以认为CHGS模式用于台风波浪数值计算效果是好的。     

第8章 试例Ⅲ:斜角风区

8.1 风场和边界条件 斜角风区试例的几何图形（见图8.1）。最初（t=0）,假定在约为1000 ×1000公里的平静海面上,有一个均匀的20米/秒的风沿对角线（45°）横穿风区。90°和0°分别表示x和y轴的方向（由北顺时针量取的角度）。在上风向边界,即x=0、y=0处浪场为零;而在下风向边界,即x=1000公里、y=1000公里处是敞开的。在图8.1中的A—F选点记录了合成浪场的时、空行为。此外,浪场的某些积分特性也呈现在整个区域之上。在此,我们仅仅集中在模式稳定状态上,因为这个状态说明了最有趣的试验结果。     

第11章 试例Ⅴ:对角线峰面

11.1 风场边界条件 锋面从SW到NE成斜角,穿过边长为1000km正方形海域（图11.1）。初始条件是平静的海况,边界条件是没有波浪能量的流入和在边界上有完全的吸收作用。在锋面的SE部风向北吹,在锋面的NW部风向西吹,在这两个海域内风速均为U_(10)=20m/s。对角线上的网格点风向为北,达到稳定状态之后,对波浪场进行分析。 11.2 试验的目的 该试验的本来目的是确定模式波浪场对转向风的反应。但是做了试验之后,我们还决定包括前章讨论过的简单试例Ⅶ。尽管试例Ⅶ不具有真实性,但它可把方向松驰效应分离出来,而本试例是一些效应更为复杂的迭加。如在SE部分中与有限风区增长有关的效应及NW部分在波浪超过锋面之后斜风区中波浪生长的效应。