海洋内波的遥感与数值模拟研究
内孤立波生成的数值实验
内孤立波生成的数值实验文章研究的是利用MITgcm模式，采用数值模拟技术，综合分析南海东北部吕宋海峡东西两侧的海水层结。
设计数值模拟实验，研究正压潮在边界强迫，经过高斯地形海脊后形成内孤立波的动力过程。
探讨了流场、正压能与斜压能相互转化的过程。
一、引言当水下存在陡变的地形（陆坡、海脊等），在边界正压潮流的扰动下，密度跃层附近往往发生大振幅的波动，然后离开产生源地向远处传播。
内孤立波对海底物质输运、声通信、海军潜艇、海洋油气工程平台等载荷具有重要影响。
南海东北部是内孤立波的多发海域，而且受气候变暖影响，在21世纪里该海域的内孤立波活动将会增加。
本文利用理想的潮-地相互作用模型，分析了内孤立波生成过程中，特定层结构对能量传播方向和强度的影响。
二、模式介绍MITgcm由美国麻省理工学院研发，用来研究大气和海洋的现象，它的计算内核可以用于推动大气和海洋测算模型，能够模拟非静力近似的能力，所以其可以被用于内孤立波的模拟。
MITgcm模式的海水运动基本方程可以概括为：方程（1）至（5）分别表示连续方程、动量方程、海水状态方程、热扩散方程、盐量扩散方程，其中V表示三维空间速度（u，v，w），ρ表示海水密度，T 表示海水温度，S表示海水盐度，P表示海水压强。
三、实验设计正压潮流统一规定為0.3m/s，模式采用水平均匀垂向连续分层。
高斯地形表达式H（x）=hoexp[-x-S*L）2/W2]，实验设置Ho=500m是水深，ho=270m是海中海脊部的高度，W为脊的宽度并且长度为3公里，L为中心区域的长度，S=0.3。
四、讨论下图显示在水平均匀层结下的潮汐平均斜压能量密度，从上到下依次为有效位能、斜压动能和总的斜压能量。
可以发现，三者在海脊附近集中，离海脊渐远，能量逐渐减弱。
五、结论采用MITgcm模式数值模拟，分析正压潮流流过水下高斯海脊地形的情况，研究正压潮在边界强迫，经过高斯地形海脊后形成内孤立波的动力过程，结果得出：有效位能、斜压动能和总的斜压能量在海脊附近集中，离海脊渐远，能量逐渐减弱。
沿海工程中的波浪与海浪数值模拟
沿海工程中的波浪与海浪数值模拟近年来，沿海工程的建设如火如荼，随之而来的是对波浪与海浪的数值模拟需求逐渐增加。
波浪与海浪数值模拟是指通过数值方法对海洋中波浪与海浪的变化进行模拟和预测，旨在为沿海工程的规划、设计和施工提供科学依据。
本文将简要介绍沿海工程中的波浪与海浪数值模拟的方法和应用。
波浪与海浪的数值模拟主要通过计算流体力学方法来实现。
其中最常用的方法是雷诺平均Navier-Stokes方程(RANS)和傅里叶波谱方法。
RANS方法基于连续方程和雷诺应力方程，通过求解这些方程来模拟波浪和海浪的行为。
傅里叶波谱方法则是通过将波浪与海浪分解为一系列正弦波来进行模拟。
这些方法在研究波浪传播、波浪反射、波浪干涉以及波浪对结构物的作用等方面具有重要意义。
在沿海工程中的具体应用方面，波浪与海浪的数值模拟可以用于确定海域的波浪条件，为工程设计提供基础数据。
通过模拟不同海况下的波浪变化，可以评估工程结构物的稳定性和安全性。
例如，当设计海上风电场时，需要考虑到不同风况下的波浪变化对风机和输电线路的影响。
此时，数值模拟可以帮助工程师预测海上波浪的变化情况，为风电场的布局和设计提供参考。
另外，波浪与海浪的数值模拟还可以用于预测海洋灾害，提前做好灾害防护准备。
例如，在台风来临前，通过对海浪的数值模拟可以预测台风引起的海浪高度和波浪周期，为沿海地区的防护工程和灾害应对提供重要依据。
这在沿海地区的防患于未然上具有重要意义。
此外，波浪与海浪的数值模拟还可以用于优化沿海工程结构物的设计。
通过对波浪在结构物上的作用进行模拟，可以评估结构物的稳定性、耐波性能以及对波浪的反射和干涉情况。
这为工程师提供了宝贵的信息，可以优化设计方案，提高工程结构物的安全性和可靠性。
同时，在实际的波浪与海浪数值模拟中，还需要考虑一些特殊因素。
例如，海底地形、海流和潮汐等因素都会对波浪的传播和变化产生影响。
因此，在模拟中需要考虑这些因素的综合影响，提高模拟结果的准确性和可靠性。
内波的生成、传播、遥感观测及其与海洋结构物相互作用研究进展
㊀㊀文章编号:１００５￣９８６５(２０２０)０４￣０１４８￣１１内波的生成㊁传播㊁遥感观测及其与海洋结构物相互作用研究进展韩㊀鹏１ꎬ钱洪宝２ꎬ李宇航１ꎬ揭晓蒙１(１.中国２１世纪议程管理中心ꎬ北京㊀１０００３８ꎻ２.中国电子科学研究院ꎬ北京㊀１０００４１)摘㊀要:内波是层结海洋中普遍存在的一种海洋动力学现象ꎬ包含内潮㊁内孤立波㊁近惯性内波等多种形式ꎬ由于其携带能量巨大ꎬ分布范围广ꎬ发生频率高ꎬ对海洋结构物造成严重威胁ꎮ对国内外关于内波生成㊁传播演化㊁海遥感观测及其与海洋结构物相互作用方面的研究进展进行综述ꎮ总结了关于内波的生成机制㊁浅水和深水区域内波传播演化特征㊁实际海洋内波特征的遥感观测以及内波与海洋平台及水下潜器相互作用的研究成果ꎬ讨论了数值模拟㊁模型试验㊁遥感观测等研究手段在海洋内波研究中的应用以及取得的相应研究成果ꎮ最后ꎬ在探讨海洋内波研究趋势的基础上对未来关于内波生成机制及其海洋学特征观测相关研究需考虑和解决的问题进行了展望ꎮ关键词:内波ꎻ孤立水波ꎻ分层流体ꎻ波浪演化ꎻ海洋平台ꎻ水下潜器ꎻ海洋结构物中图分类号:Ｐ７５１㊀㊀㊀文献标志码:Ａ㊀㊀㊀ＤＯＩ:１０.１６４８３/ｊ.ｉｓｓｎ.１００５￣９８６５.２０２０.０４.０１７收稿日期:２０１９￣１１￣１３作者简介:韩㊀鹏(１９７８￣)ꎬ男ꎬ副研究员ꎬ博士ꎬ主要研究方向为海洋监测ꎮＥ￣ｍａｉｌ:ｈａｎｐｅｎｇ０７１５＠１２６.ｃｏｍ通信作者:李宇航(１９８９￣)ꎬ男ꎬ助理研究员ꎬ硕士ꎬ从事海洋科技创新政策方面的研究ꎮＥ￣ｍａｉｌ:ｌｙｒｉｃｓ８９＠ｆｏｘｍａｉｌ.ｃｏｍＧｅｎｅｒａｔｉｏｎꎬｐｒｏｐａｇａｔｉｏｎａｎｄｄｅｔｅｃｔｉｏｎｏｆｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅａｎｄｉｔｓｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎｗｉｔｈｏｃｅａｎｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓＨＡＮＰｅｎｇ１ꎬＱＩＡＮＨｏｎｇｂａｏ２ꎬＬＩＹｕｈａｎｇ１ꎬＪＩＥＸｉａｏｍｅｎｇ１(１.ＡｄｍｉｎｉｓｔｒａｔｉｖｅＣｅｎｔｅｒｆｏｒＣｈｉｎａ ｓＡｇｅｎｄａ２１ꎬＢｅｉｊｉｎｇ１０００３８ꎬＣｈｉｎａꎻ２.ＣｈｉｎａＡｃａｄｅｍｙｏｆＥｌｅｃｔｒｏｎｉｃｓａｎｄＩｎｆｏｒｍａｔｉｏｎＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙꎬＢｅｉｊｉｎｇ１０００４１ꎬＣｈｉｎａ)Ａｂｓｔｒａｃｔ:Ｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｉｓａｃｏｍｍｏｎｏｃｅａｎｄｙｎａｍｉｃｐｈｅｎｏｍｅｎｏｎｉｎｔｈｅｓｔｒａｔｉｆｉｅｄｏｃｅａｎꎬｉｎｃｌｕｄｉｎｇｉｎｔｅｒｎａｌｔｉｄｅꎬｉｎｔｅｒｎａｌｓｏｌｉｔａｒｙｗａｖｅａｎｄｎｅａｒ￣ｉｎｅｒｔｉａｌｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅ.Ｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｃａｎｃａｕｓｅｓｅｒｉｏｕｓｄａｍａｇｅｔｏｔｈｅｏｃｅａｎｓｔｒｕｃｔｕｒｅｄｕｅｔｏｉｔｓｈｕｇｅｅｎｅｒｇｙꎬｗｉｄｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎａｎｄｈｉｇｈｏｃｃｕｒｒｅｎｃｅｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙ.Ｗｅｒｅｖｉｅｗｅｄｒｅｓｅａｒｃｈｅｓａｂｏｕｔｔｈｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎꎬｐｒｏｐａｇａｔｉｏｎꎬｒｅｍｏｔｅｓｅｎｓｉｎｇｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｏｆｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅａｎｄｔｈｅｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅａｎｄｏｃｅａｎｓｔｒｕｃｔｕｒｅ.Ｔｈｅｒｅｓｅａｒｃｈｒｅｓｕｌｔｓａｂｏｕｔｇｅｎｅｒａｔｉｏｎｍｅｃｈａｎｉｓｍꎬｐｒｏｐａｇａｔｉｏｎｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｔｓｈａｌｌｏｗａｎｄｄｅｅｐ￣ｗａｔｅｒｚｏｎｅꎬｒｅｍｏｔｅｓｅｎｓｉｎｇｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｆｏｒｏｃｅａｎｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓａｎｄｔｈｅｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅａｎｄｏｆｆｓｈｏｒｅｐｌａｔｆｏｒｍｓａｎｄｕｎｄｅｒｗａｔｅｒｖｅｈｉｃｌｅｓｗｅｒｅｓｕｍｍａｒｉｚｅｄ.Ｔｈｅａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓａｎｄｒｅｓｕｌｔｓｏｆｎｕｍｅｒｉｃａｌｓｉｍｕｌａｔｉｏｎꎬｍｏｄｅｌｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｎｄｒｅｍｏｔｅｓｅｎｓｉｎｇｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎａｂｏｕｔｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｗｅｒｅｄｉｓｃｕｓｓｅｄ.Ｔｈｅｆｕｔｕｒｅｒｅｓｅａｒｃｈｏｎｔｈｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎｍｅｃｈａｎｉｓｍｏｆｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅａｎｄｔｈｅｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｆｏｒｉｔｓｏｃｅａｎｏｇｒａｐｈｉｃｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｗａｓｐｒｏｓｐｅｃｔｅｄｏｎｔｈｅｂａｓｉｓｏｆａｎａｌｙｚｉｎｇｔｈｅｒｅｓｅａｒｃｈｔｒｅｎｄｏｆｏｃｅａｎｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅ.Ｋｅｙｗｏｒｄｓ:ｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｓꎻｓｏｌｉｔａｒｙｗａｖｅｓꎻｓｔｒａｔｉｆｉｅｄｆｌｕｉｄꎻｗａｖｅｅｖｏｌｕｔｉｏｎꎻｏｆｆｓｈｏｒｅｐｌａｔｆｏｒｍꎻｕｎｄｅｒｗａｔｅｒｖｅｈｉｃｌｅꎻｍａｒｉｎｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓ内波属于重力波ꎬ是发生在密度稳定层化海水内部的一种波动ꎮ内波一般比表面波浪具有更大的波高和波长ꎬ其波长甚至可以达数千米[１]ꎮ第３８卷第４期２０２０年７月海洋工程ＴＨＥＯＣＥＡＮＥＮＧＩＮＥＥＲＩＮＧＶｏｌ.３８Ｎｏ.４Ｊｕｌ.２０２０内波对海洋结构物有重要的影响ꎬ是海洋工程结构设计中必须考虑的环境因素ꎮ它能引起等密度面的大振幅波动ꎬ使潜艇大幅度上升或下沉ꎬ甚至失去控制ꎮ内波蕴含巨大能量ꎬ严重影响海上石油钻井平台的结构安全ꎮ近年来ꎬ海洋内波作为热点研究课题ꎬ随着数值模拟技术的快速发展以及现场观测资料的大量获取ꎬ对内波生成机制㊁深浅水中内波传播㊁内波探测以及内波与海洋结构物相互作用相关研究取得了众多成果ꎮ下文对以上内波研究方向进行了综述ꎬ就浅水区域中内波在斜坡地形上传播研究进行了对比分析ꎬ由此探讨未来内波研究中值得关注的问题ꎮ１㊀内波的生成内波在世界范围的海洋中广泛存在ꎬ其生成机制较为复杂ꎬ主要有潮流与地形作用生成内波和源致内波ꎮ潮成内波就是典型的海洋内潮或海流经过变化地形时生成的内波形式ꎻ水下结构物在密度跃层附近运动促成跃层扰动生成内波的形式为典型的源致内波ꎮ国内外众多学者对潮成内波和源致内波的生成机制进行了大量研究ꎮＣａｉ等[２]首次对南海内孤立波生成㊁传播演变的研究进展进行了系统的综述ꎮ１.１㊀潮地作用生成内波潮地作用生成内波一般也称为潮成内波ꎬ在海洋中广泛存在ꎮ在密度稳定层化的海洋中有潮汐㊁潮流运动时ꎬ变化的地形对层化海水潮流运动的扰动激发或诱发了潮成内波的产生[３]ꎮ潮汐与地形相互作用是产生内波的主要原因之一ꎬ潮地作用在海洋中频繁发生ꎮ我国南海北部地区是内波频发区域ꎬ其主要成因就是由于潮地间相互作用ꎮ对潮成内波的具体研究内容主要有采用数值模拟讨论地形特征㊁来流特点对内波波浪参数和能量分布的影响ꎻ通过模型试验和可视化观测技术分析潮成内波复杂流场信息ꎻ实施现场实测对实际海域潮成内波生成机制进行观测分析ꎮ数值计算由于其高效率和低成本的特点ꎬ在潮成内波的研究中广泛采用ꎮ对潮成内波的生成过程进行时域过程模拟可以分析地形因素对内波特征的影响ꎮＭｕｎｒｏｅ和Ｌａｍｂ[４]模拟了潮汐在三维高斯地形上流动时ꎬ表面潮转换成内波过程中的能量变换ꎮ其研究发现ꎬ能量与地形高度之间存在二次关系ꎬ并满足亚临界地形理论ꎮ对于超临界地形ꎬ能量与地形高度的关系更为复杂ꎮＢｏｒｄｏｉｓ等[５]对超临界潮流通过浅海峡的非线性过程进行了数值模拟ꎬ结果表明海峡地形形状对内孤立波的形成有重要的作用ꎮＤｅｔｔｎｅｒ等[６]将边界流的辐射功率和动能密度作为内波关键参数的函数ꎬ通过数值模拟研究了潮地作用产生内波的边界流与辐射功率之间的关系ꎮ除了上述单向来流工况以外ꎬＫｉｎｇ等[７￣８]用水平振荡圆柱模拟了更为复杂的往复流流经地形的情况ꎬ对超临界地形下的内波产生进行了相关试验ꎮ结果表明圆柱体的振动频率与波的基频相同ꎮ对于某些剧烈变化的地形和复杂工况ꎬ数值模拟难以得到准确可靠的计算结果ꎬ需要采用模型试验的手段获得内波流场特征ꎮ实验室中通过对实际海洋模型的合理简化ꎬ结合可视化技术可以分析较为复杂的潮成内波流场信息ꎬ便于分析潮成内波生成机制ꎮＤｏｓｍａｎｎ等[９]利用大型分层水槽ꎬ研究了两种不同海洋条件下内波的产生ꎬ利用立体观测技术ꎬ对内波传播的三维结构进行了观测ꎬ讨论了振幅和频率对内波生成传播的影响ꎮＧｏｓｔｉａｕｘ等[１０]进行了在陡坡陆架地形下产生内波的试验ꎮ在试验中ꎬ内潮从临界点出发ꎬ以潮流束的形式向外扩展ꎮ试验结果表明ꎬ潮流束的宽度与曲率半径和其黏性有关ꎬ入射潮流束与反射潮流束之间的相互作用会产生高频谐波ꎮＳｔｉｐｅｒｓｋｉ等[１１]利用试验系统研究了双障碍物对稳定分层流动的影响ꎬ结果表明障碍物的高度和间距可以控制背风波的干扰ꎮ随着仿真模拟和观测技术的快速发展ꎬ对典型实际海况下潮成内波生成机制引起了很多学者的关注ꎮＤｕ等[１２]研究了黑潮对南海内波产生的影响ꎬ发现山脊处产生背风波导致了内波的生成ꎮＰｉｓｏｎｉ等[１３]通过对巴塔哥尼亚大陆架内内孤立波的卫星遥感观测ꎬ发现大陆架附近内波产生可以分为亚临界和近临界两种产生机制ꎮＺｈａｎｇ等[１４]采用三维非静态近似网格ＳＵＮＴＡＮＳ模拟了南海东北部区域包括吕宋海峡和北部大陆架的内波ꎬ模拟结果与现场观测及合成孔径雷达(ＳＡＲ)图像吻合度较好ꎮＰｅａｃｏｃｋ等[１５]利用纹影合成技术研究了二维高斯地形和刀口地形诱导产生内波的过程ꎬ其试验结果与理论预测吻合较好ꎮＧｅｒｋｅｍａ[１６]解释了局部生成内孤立波的机制ꎬ表明在中温跃层上会强烈地发散出内潮流束ꎮＡｋｙｌａｓ等[１７]研究了海洋温跃层内孤立波的局域生成机制ꎮ１.２㊀运动物体生成内波当结构物在海洋密度跃变层附近运动时ꎬ对跃层的扰动可导致内波的产生ꎮ通过研究运动物体的机构９４１第４期韩㊀鹏ꎬ等:内波的生成㊁传播㊁遥感观测及其与海洋结构物相互作用研究进展０５１海㊀㊀洋㊀㊀工㊀㊀程第３８卷形式及运动特征对内波波浪特征参数的影响可以分析运动物体生成内波的机制ꎮ部分试验研究了尾流内波的特性ꎮＹａｎｇ等[１８]得到了潜器尾流内波与分层流体梯度之间的关系和尾流内波随时间和空间的衰减规律ꎮＶｏｉｓｉｎ等[１９]对振荡球体引起的内波进行了理论和试验研究ꎬ其在距离球体近㊁远流场均采用线性和三维理论ꎬ同时考虑了黏性和振荡球体初始运动干扰引起的不稳定性ꎮＧｈａｅｍｓａｉｄｉ和Ｐｅａｃｏｃｋ[２０]在试验中设定了一个垂直振荡球体的标准排列ꎬ与已发表的理论研究结果进行了严格比较ꎬ并利用三维立体粒子图像测速法(ｐａｒｔｉｃｌｅｉｍａｇｅｖｅｌｏｃｉｔｙｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔꎬ简称ＰＩＶ)对流场进行了监测ꎮＢｏｕｒｙ等[２１]利用一种能够激励任意径向形式的轴对称内波场的波发生器结构进行了试验研究ꎬ考虑垂直约束诱发共振的影响ꎬ得出了一系列与理论预测吻合良好的试验共振峰ꎮ部分学者对运动物体引起的体效应内波和尾流效应内波进行了试验研究ꎮＷｅｉ等[２２]在垂直密度呈线性分布的分层流体中对半球体运动产生内波进行了试验研究ꎮ试验结果表明在临界弗劳德数Ｆｒ＝１.６ꎬ体效应内波转变为尾流效应内波ꎻ半球体的临界弗劳德数是球体临界弗劳德数的２/３时ꎬ半球体引起的内波转换更为快速ꎻ在试验中ꎬ采用镜像试验法可以加速内波的生成ꎮＷａｎｇ等[２３]对逆流及顺流运动的物体进行了一系列试验研究ꎬ研究发现体效应内波是一种相对于运动体稳定的多模态背风波ꎬ而尾流效应内波是一种相对于运动体不稳定的多模态背风波ꎮＬｉ等[２４]利用多点组合探针阵列测量技术ꎬ对大型分层流水槽中自航模型螺旋桨的扰动特性进行了定量测量和分析ꎮ研究发现与拖曳体模型的尾迹特性相比ꎬ螺旋桨在分层流体中的水动力拖曳效应具有特殊的结构ꎬ其临界弗劳德数约为Ｆｒ＝４.４ꎮ陈科等[２５]对三种展弦比的水平拖曳体在分层流体中所产生内波的时空特性进行了试验研究ꎬ研究发现体效应内波与尾流效应内波的转换和临界弗劳德数有关ꎬ此临界弗劳德数和展弦比呈线性相关ꎮ通过合理的模型简化ꎬ数值方法和理论分析方法也被用于研究运动物体生成内波ꎮＳｕｔｈｅｒｌａｎｄ等[２６]对均匀分层旋转流体中内波的产生进行了数值模拟和试验研究ꎮＧｏｒｇｕｉ和Ｋａｓｓｅｍ[２７]研究了位于界面的圆柱振动产生的短内波ꎬ得到了两层流体远场速度势的渐近展开式ꎮＨｕｒｌｅｙ[２８]在无黏㊁浮力频率恒定的Ｂｏｕｓｓｉｎｅｓｑ流体中ꎬ研究了一个水平椭圆圆柱进行小幅直线震荡产生的内波ꎮＨｕｒｌｅｙ和Ｋｅａｄｙ[２９]给出在黏性Ｂｏｕｓｓｉｎｅｓｑ流体中椭圆圆柱的直线振动产生内波的近似理论ꎬ其对流函数的傅里叶变换进行了修正ꎬ得到了黏性解ꎮＷａｎｇ等[３０]研究了二维两层均匀流中点涡的稳态界面流动ꎮ２㊀内波的传播当非线性频散效应相平衡时ꎬ内孤立波在分层流体介质中以稳定的波型和波速进行传播ꎮ在浅水区域中ꎬ一般用ＫｄＶ㊁ＭＣＣ等方程描述内波的传播ꎬ而在深水区ꎬ可以用中长波方程描述ꎮ在研究内波传播时ꎬ需针对不同流体的深度变化范围ꎬ分别进行研究ꎮ２.１㊀浅水区域内波的传播一般来说ꎬ内波从深水区传播到大陆架浅水区域ꎬ许多研究者将此类问题简化为内波在斜坡上的传播ꎮ当内波传播区域逐渐浅化时ꎬ通常伴随着内波的不稳定和破碎ꎬ因此开展斜坡地形上内波的传播研究对探究内波传播机理㊁海洋混合过程等具有重要的科学意义ꎮ对浅水区域内波的传播演化特征的研究主要涉及内波在近海传播的解析模型建立ꎬ内波在浅水区域波形演变㊁破碎及能量耗散等问题ꎮ针对内波在浅水区域传播的特点ꎬ一些学者建立了多种解析模型分析浅水区域内波的演化特征ꎮＰｒｉｎｇｌｅ和Ｂｒｉｎｋ[３１]通过获得内波振幅的近似解析解ꎬ在连续分层流体中研究了过海底斜坡的内波特征ꎬ在高于斜坡底部的临界反射频率时ꎬ其解析是有效的ꎮＳｈｒｉｒａ等[３２]研究了内波破碎的机理ꎬ采用渐近法推导了过斜坡的水流扰动与内波传播的耦合动力学模型ꎮＫｈａｂａｋｈｐａｓｈｅｖ[３３]建立了密度跃层中三维扰动的二阶微分模型ꎬ求解了从深海向沿海地区传播的线性单色波ꎮＶｉｅｉｒａ和Ａｌｌｓｈｏｕｓｅ[３４]采用谱聚类方法ꎬ利用双曲切线剖面来模拟密度分层ꎬ研究了跃层厚度㊁入射波能量㊁跃层密度变化和地形坡度等因素对内波块的影响ꎮ对于大多数浅水区域内波演化问题难以获得解析解ꎬ因此数值模拟是研究浅水中内波破碎㊁极性转换等传播演化特征的重要方法ꎮ２０１２年ꎬＧｕｏ和Ｃｈｅｎ[３５]研究了二阶内孤波在斜坡地形上的传播和演化ꎬ其边界条件接近南海的地形ꎮＨｓｉｅｈ等[３６]模拟了不同前缘斜坡对下凹型内孤立波的影响ꎬ在设有平台障碍物的工况中ꎬ描述了极性转换对流场相关特性的影响ꎮＡｒｔｈｕｒ和Ｆｒｉｎｇｅｒ[３７]利用粒子跟踪模型进行了数值模拟ꎬ研究了过斜坡内波发生破碎所产生的三维运输ꎮＺｉｋａｎｏｖ和Ｓｌｉｎｎ[３８]模拟了斜入射内波传播到斜坡底的破碎过程ꎬ当波群速度的角度与水平匹配的底坡角相同时ꎬ考虑了临界反射ꎮＶｌａｓｅｎｋｏ等[３９]使用在ＣＯＰＥ中收集的试验数据ꎬ在全非线性非静力方程组的框架中模拟了波的演化ꎮＬｉ等[４０]利用非静力学数值模型模拟了内孤立波与坡架的相互作用ꎬ研究了内孤立波的破碎和极性转换ꎮ基于ＫｄＶ方程ꎬＢｅｌｏｇｏｅｔｓｅｖ等[４１]分析了二阶模态内波在斜坡底部的传播特性ꎮＭａ等[４２]利用试验和数值模拟对内孤立波经过大陆架时速度变化的理论结果进行了验证ꎬ表明ＫｄＶ理论适用于解释小振幅波速度变化ꎬｍＫｄＶ更适合于大振幅波ꎮＺｈｕ等[４３]采用三维大涡模拟方法研究了两层流体中内孤立波在斜坡上的浅滩运动过程ꎬ探讨了尺度效应和三维特征ꎬ系统地分析了浅滩运动特征㊁速度场和能量转换等动力学问题ꎮ针对浅水区域内波的传播㊁破碎及能量耗散问题ꎬ模型试验是最直接的研究手段ꎬ也是对数值模拟的补充和验证ꎮ１９９２年ꎬＨｅｌｆｒｉｃｈ[４４]对内孤立波在斜坡上的爬升和破碎进行了试验研究ꎬ分析了内孤波破碎和爬坡的运动学特征和能量转换ꎬ给出了内孤波破碎的判据ꎮ并表明在一阶波运动爬坡过程中ꎬ垂直混合耗散了约１５％的能量ꎮ２０１３年ꎬＧｒｉｓｏｕａｒｄａ等[４５]在二维分层流体中ꎬ对内波过斜坡地形进行了试验ꎬ试验表明反射波和入射波相互作用产生了相应的波生流ꎮＭｏｏｒｅ等[４６]在双层流体中保持坡角和层深不变ꎬ通过改变入射内波的振幅和频率ꎬ对周期性内波群过斜坡产生内波块进行了试验研究ꎬ并采用高分辨率的ＰＩＶ仪器对流场的速度和密度进行了捕获ꎮＵｍｅｙａｍａ和Ｓｈｉｎｔａｎｉ[４７]研究了二维水槽中内波沿斜坡的爬升和破碎ꎮＣｈｅｎ等[４８]通过试验研究了自由表面边界条件下两层流体中内孤立波沿光滑斜坡的传播和反射ꎮ表１对上述部分内波在斜坡地形上传播研究进行了汇总ꎮ表１㊀内波在斜坡地形上传播的研究汇总Ｔａｂ.１㊀Ｓｔｕｄｉｅｓｏｎｐｒｏｐａｇａｔｉｏｎｏｆｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｓｏｎｓｌｏｐｅｔｏｐｏｇｒａｐｈｙ发表年份研究问题研究方法参考文献１９９９内波爬坡近似分析方法[３０]２０００内波破碎机制渐近方法[３１]２００１从深海向沿海传播的线性单色波分析法方法[３２]２００１沿坡底传播的斜入射内波的破碎数值模拟[３７]２００４内波爬坡与破碎试验[４６]２００５完全非线性条件下内波的演化数值模拟[３８]２００７内孤波在光滑均匀斜坡上传播与反射试验[４７]２００７内孤波与坡架的相互作用数值模拟[３９]２０１９过大陆坡内孤立波的速度变化试验和数值模拟[４１]２０１３过坡底的二阶非线性内波数值模拟[４０]２０１６过斜坡内波发生破碎时的能量转换直接数字仿真(ＤＮＳ)[３６]２０１８内孤立波浅滩运动的动力学问题数值模拟[４２]２０１６周期内波所产生的内波块试验[４５]２０２０不同因素对内波块的影响谱聚类方法[３３]２.２㊀深水区域内波的传播针对内波在深水区域传播ꎬ需考虑深海地形如山脊㊁盆地等ꎬ对内波传播的影响ꎮ内波在深海地形上传播时ꎬ不仅参数会发生变化ꎬ还会产生漩涡㊁流等现象ꎮ２０１３年ꎬＤｏｓｓｍａｎｎ等[４９]用数值方法研究了非线性效应和色散效应对内孤波产生和传播的影响ꎬ详细讨论了地形形状对内孤波产生的影响ꎮ２００７年ꎬＣｈｅｎ[５０]通过试验研究了三角形和半圆形地形对内孤波传播的影响和内孤波在不同地形上传播时的能量损失ꎮ试验结果表明ꎬ上凸型内孤波在传播过程中会在地形的背面产生涡ꎬ并导致表面波的生成ꎮ谷梦梦等[５１]对内孤立波过山脊地形进行了试验研究ꎬ结果显示山脊地形会显著改变下凹型内孤立波结构ꎬ表现为坡前波幅增大ꎬ１５１第４期韩㊀鹏ꎬ等:内波的生成㊁传播㊁遥感观测及其与海洋结构物相互作用研究进展坡顶背风波面抬升ꎬ坡后波长变长ꎮ２０１２年ꎬＭｅｒｃｉｅｒ等[５２]通过试验研究了二维内潮束碰撞所产生的内部孤波ꎬ并讨论了相应的波生流问题ꎮＧａｖｒｉｌｏｖ等[５３]基于试验研究了内波质量和动量传输ꎮＧａｏ等[５４]利用非静水内波动力学模型研究了单脊拓扑对内波生成和传播的影响ꎮＺｈａｎｇ等[５５]建立了准三维非线性非静水斜压数值模型ꎬ模拟了海底地形对高频海洋内波的影响ꎮ蔡树群等[５６]系统介绍了内波的数值模式及其在南海区域的应用ꎮＡｌｆｏｒｄ等[５７]对南海内波进行了数值模拟ꎬ并与ＳＡＲ图像进行了对比ꎬ结果如图１所示ꎮ图１㊀中国南海内波模拟图Ｆｉｇ.１㊀ＯｖｅｒｖｉｅｗｏｆｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｓｉｎｔｈｅＳｏｕｔｈＣｈｉｎａＳｅａ３㊀内波的遥感探测内波是发生在密度层化海洋内部的波动ꎬ内波探测一直是物理海洋学㊁海洋工程和海洋军事领域的研究热点ꎮ目前ꎬ遥感是海洋内波探测的重要方法ꎬ具有探测周期短㊁空间覆盖范围广㊁时空分辨率相对较高等优势ꎬ可实现内波高发区大面积㊁同步㊁直观㊁连续㊁密集的监测ꎮ内波遥感主要包括合成孔径雷达(ＳＡＲ)遥感㊁光学遥感和红外遥感探测等技术手段ꎬ其物理原理均是通过探测海洋内波在海洋表面引起的变化特征ꎬ从而实现对内波的探测ꎮ３.１㊀内波ＳＡＲ遥感探测内波ＳＡＲ遥感探测技术发展相对成熟ꎬ监测应用也较广泛ꎮ由于内波会引起海洋表面微尺度波浪的辐聚和辐散ꎬ改变海面粗糙度ꎬ从而影响雷达的后向散射截面ꎬ因此在ＳＡＲ图像上内波呈现为交替的亮㊁暗条带ꎬ亮和暗分别代表内波的波峰和波谷[５８]ꎬ图２为ＥＮＶＩＳＡＴ卫星ＳＡＲ图像记录到的我国南海内波[５９]ꎮＳＡＲ遥感不仅可用于探测内波的时空分布特征ꎬ还可利用图像的水平二维信息以及其它水文信息ꎬ开展内波深度㊁波速㊁波长和振幅等内波水动力学参数反演ꎮ１９８５年ꎬＡｌｐｅｒｓ[６０]提出ＳＡＲ内波成像机理ꎬ建立了ＳＡＲ图像强度与海表内波诱发流场之间的定量关系ꎬ利用两层密度分层近似下的一维ＫｄＶ方程ꎬ从流场信息中反演出内波波速㊁深度㊁特征宽度以及振幅等多个参数ꎬ为内波参数反演开创了先河ꎮＬｉ等[６１]利用ＳＡＲ图像测量到的群速度与模型模拟所得的群速度进行匹配ꎬ提取了内波上混合层厚度ꎮＣａｉ等[６２]利用两种不同的理论分析了南海内波的波相速度㊁频散系数和非线性系数等ꎮＺｈｅｎｇ等[６３]提出了曲线拟合法和峰间法ꎬ提取确定了内波特征宽度ꎮ孙丽娜等[６４]利用多源卫星遥感数据ꎬ辅以现场观测资料ꎬ通过匹配捕获同一内图２㊀我国南海内波ＳＡＲ图像Ｆｉｇ.２㊀ＳＡＲｉｎｔｅｒｎａｌｗａｖｅｉｍａｇｅｏｆｔｈｅＳｏｕｔｈＣｈｉｎａＳｅａ波的相邻两幅遥感图像ꎬ由内波的空间位移和时间间隔反演传播速度ꎬ并以０.５ʎˑ０.５ʎ网格给出了南海北部内波传播速度的分布图ꎮ孙丽娜等[６５]基于多源遥感数据开展了日本海内波特征研究ꎬ获取了内波的波峰线长度和传播速度ꎬ并利用非线性薛定谔方程反演了内波振幅发现日本海内波波峰线长达１００多千米ꎬ深海区的传播速度大于１ｍ/ｓꎬ浅海区内波振幅约１０ｍ左右ꎬ深海区可达６０ｍ以上ꎮＪｉａ等[６６]提出了一种将两幅连续的ＳＡＲ图像与扩展的ｅＫｄＶ方程相结合ꎬ求出上层流体厚度及其相应的内孤立波幅值的方法ꎮ２５１海㊀㊀洋㊀㊀工㊀㊀程第３８卷３.２㊀内波光学遥感观测光学遥感探测是海洋内波研究的一种重要手段ꎮ１９７５年ꎬＡｐｅｌ等[６７]利用陆地卫星可见光遥感图像观测到了内波ꎬ确定了内波引起的表面光学反射率的准周期变化ꎮＷｅｉｄｅｍａｎｎ等[６８]利用机载光谱成像仪观测到了近岸的内波波包ꎮＪａｃｋｓｏｎ等[６９]利用中分辨率成像光谱仪(ＭＯＤＩＳ)研究了全球内波的分布情况ꎬ并给出了全球七大地区的内波分布特征ꎮ张旭东等[７０]对ＭＯＤＩＳ图像进行筛选与处理ꎬ对中国南海西北部海区的内波特征进行了统计分析ꎬ最终整合获得了最新的内波时空分布特征ꎮＺｈａｎｇ等[７１]利用雷达高程高采样数据和ＭＯＤＩＳ图像的准同步观测ꎬ计算了南海内波的传播速度ꎬ其计算所得内波速度与由ＫｄＶ方程得到的相速度接近ꎮ孙丽娜等[７２]主要利用ＭＯＤＩＳ图像ꎬ结合部分ＳＡＲ图像ꎬ开展了２０１０ ２０１５年南海和苏禄海内孤立波时空分布特征分析ꎬ发现南海北部海域内孤立波主要发生在４ ９月ꎬ占总量的８５％左右ꎬ５月发生频次最高ꎻ纳土纳群岛附近海域ꎬ内孤立波主要发生在３ ４月ꎬ占总量的５６.８％ꎬ４月发生频次最高ꎻ苏禄海一年四季均有内孤立波发生ꎬ４月发生频次最高ꎬ１月探测到的最少ꎮＳｕｎ等[７３]利用２０１０ ２０１６年的ＭＯＤＩＳ图像ꎬ开展了安达曼海内波的时空分布监测研究ꎬ指出安达曼海内波分布范围广泛ꎬ主要在西部的诸多岛屿之间产生ꎬ向东传播进入安达曼海ꎻ安达曼海内波时间分布呈现双峰结构ꎬ冬季和夏季探测的内波数量较少ꎬ春季和秋季探测到的内波较多ꎮ３.３㊀内波红外遥感探测红外遥感探测内波尚处起步ꎮ虽然早在１９６５年ꎬＯｓｂｏｒｎｅ[７４]从理论上就分析了海洋表面流场的散度场对海表温度的影响ꎬ最先推导出内波对海表温度的调制作用ꎮ但直到１９９８年ꎬＷａｌｓｈ等[７５]在分析热带海洋 全球大气耦合海气响应试验(ＴＯＧＡ￣ＣＯＡＲＥ)中的红外遥感数据时ꎬ才获取了海洋内波的红外遥感资料ꎮＺａｐｐａ等[７６]和Ｍａｒｍｏｒｉｎｏ等[７７]在海洋内波的红外遥感图像中ꎬ发现内波可引起海表温度的变化ꎬ在空间形式上表现为明暗相间的条纹ꎮＳｉｌｖａ等[７８]研究表明内孤立波在大陆架浅水区域的传播和破碎ꎬ对近表层的湍流混合起了重要作用ꎬ而热红外成像可以显示内孤立波的表面热特征ꎮ红外遥感探测技术为探测内波提供了一种新方法ꎬ但红外成像受大气和海况影响很大ꎬ作为新兴的探测技术ꎬ仍需系统成熟的理论和试验支撑ꎮ４㊀内波与海洋结构物相互作用内波与海洋结构物相互作用是当前研究热点ꎮ部分学者关注于内波与平台和系泊设施的相互作用ꎮＫａｋｉｎｕｍａ等[７９￣８０]考虑流体运动的非线性和振动结构的柔性ꎬ研究了内波与水下平台的相互作用ꎮＰａｒｋ等[８１]建立了内波与柔性结构相互作用的分块模型ꎮ廖发林等[８２]基于ｍＫｄＶ理论求解内孤立波ꎬ使用改进的Ｍｏｒｉｓｏｎ方程计算作用在海洋立管上内孤立波的荷载ꎬ进而求解出立管的水平位移以及应力响应ꎮ何景异等[８３]研究两层流体中Ｓｐａｒ平台在内波作用下的运动响应问题ꎮ２０１２年ꎬ尤云祥等[８４]基于内孤立波ｍＫｄＶ理论ꎬ研究两层流体中内孤立波与带分段式悬链系泊约束半潜平台的相互作用问题ꎮ研究表明ꎬ内孤立波不仅会对半潜平台产生突发性冲击载荷作用ꎬ使其产生大幅度水平漂移运动ꎬ并导致其系泊张力显著增大ꎬ因此在半潜平台等深海平台的设计与应用中ꎬ内孤立波的影响是不可忽视的ꎮ王旭等[８５]对内孤立波作用于张力腿平台的载荷特性进行了数值研究ꎬ结果表明张力腿平台所受的水平力和垂直力可分为三部分ꎬ即波浪力㊁黏性压差力和可忽略的摩擦力ꎮＣｕｉ等[８６]对内孤立波作用下浮体结构模型的运动响应和系泊张力进行了试验研究ꎬ提出了一种测量系泊张力和运动响应变化的试验系统ꎮ结果表明系泊张力幅值随内孤立波幅值的增大而增大ꎬ模型的垂荡㊁纵摇和纵荡运动随着内孤立波的传播而发生显著变化ꎮ内波引起的海洋密跃层波动会严重影响水下潜器的运动ꎮ徐小辉等[８７]对分层流体中周期内波与潜艇模型的相互作用进行了试验研究ꎬ得到了潜体所受波浪力与内波周期和波高的关系ꎮ三分力传感器测量数据表明ꎬ波浪力随内波周期的增大和波高的减小而减小ꎻ试验模型在跃层中所受的垂直波浪力和力矩均大于其它区域ꎻ试验模型在周期内波作用下会产生非线性动力响应ꎮ２０１４年ꎬ许忠海等[８８]进行了一系列试验来研究内孤立波作用在浮式生产储卸油船(ｆｌｏａｔｉｎｇｐｒｏｄｕｃｔｉｏｎｓｔｏｒａｇｅｏｆｆｌｏａｄｉｎｇꎬ简称ＦＰＳＯ)上的载荷特性ꎮ在试验中ꎬ由两个相向运动的垂直板来控制内孤立波的波幅ꎬ利用ＭＣＣ理论推导各层流体的平均水平速度ꎮ研究结果表明ꎬ内孤立波引起的无量纲水平力和力矩与内孤立波的无量纲振幅成正比ꎬ比率与两层流体的深度之比成正比ꎻ内孤立波引起的无量纲垂直力与内孤立波的无量纲振幅之间存在幂函数关系ꎮＣｕｉ等[８９]利３５１第４期韩㊀鹏ꎬ等:内波的生成㊁传播㊁遥感观测及其与海洋结构物相互作用研究进展。
内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究
第53卷 第10期 2023年10月中国海洋大学学报P E R I O D I C A L O F O C E A N U N I V E R S I T Y O F C H I N A53(10):030~037O c t .,2023内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究❋杨永春,董崇政,郭春龙(中国海洋大学工程学院,山东青岛266100)摘 要: 针对内孤立波模拟中两层流体模型与实际海洋环境存在差异的问题,本文将物理海洋中内孤立波模拟的数值模式延展至海洋结构物载荷分析数值水槽中,提出了一种在密度连续变化数值水槽中对内孤立波的模拟方法㊂利用非静压平衡的麻省理工学院通用环流模式(M I T gc m ),构建密度层化模型及地形模型,在真实海洋环境作用下生成内孤立波,将F l u e n t 软件构建的数值水槽入口置于M I T g c m 计算域内,提取对应位置处M I T gc m 计算结果作为数值水槽的密度分布形式和边界条件,使用用户自定义函数(U D F )将内孤立波引入数值水槽中㊂结果表明:内孤立波在数值水槽传播后与M I T -gc m 在对应位置处的水平流速基本一致,等密度线在密度跃层处偏差小;模拟方法能更好地反映实际海洋环境下内孤立波的特征㊂关键词: 内孤立波;数值水槽;麻省理工学院通用环流模式;F l u e n t 软件;密度连续变化中图法分类号: P 751 文献标志码: A 文章编号: 1672-5174(2023)10-030-08D O I : 10.16441/j.c n k i .h d x b .20230024引用格式: 杨永春,董崇政,郭春龙.内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究[J ].中国海洋大学学报(自然科学版),2023,53(10):30-37.Y a n g Y o n g c h u n ,D o n g C h o n g z h e n g ,G u o C h u n l o n g .S i m u l a t i o n m e t h o d o f i n t e r n a l s o l i t a r y wa v e s i n n u m e r i c a l t a n k o f c o n -t i n u o u s l y s t r a t i f i e d [J ].P e r i o d i c a l o f O c e a n U n i v e r s i t y of C h i n a ,2023,53(10):30-37. ❋ 基金项目:国家自然科学基金联合基金项目(U 1906233)资助S u p p o r t e d b yt h e J o i n t F u n d s o f t h e N a t i o n a l N a t u r a l S c i e n c e F o u n d a t i o n o f C h i n a (U 1906233)收稿日期:2023-01-30;修订日期:2023-04-09作者简介:杨永春(1964 ),男,教授㊂E -m a i l :y y c yw @o u c .e d u .c n 内孤立波是发生在海洋密度跃层中的非线性波动,振幅可达上百米㊁流速最大可达2m /s㊂内孤立波主要形式有单个孤立波㊁多个孤立波组成波包和多个波包组成波群,其产生需要稳定层化的海水㊁地形的扰动和动力源[1]㊂内孤立波经过时可引起强剪切流,对海洋结构物㊁潜体以及密度跃层附近的管道等造成严重威胁㊂内孤立波在世界各海洋分布广泛,尤其在我国南海频发,对南海开发利用有较大影响㊂随着计算机技术的发展,使用数值模拟研究内孤立波的方法得到了越来越广泛的应用㊂目前学者们为分析内孤立波和海洋结构物的相互作用所构建的内孤立波数值水槽,通常忽略实际海洋中密度跃层的厚度,并将上下层流体简化为两层密度不同的均一流体㊂文献[2-4]中使用F l u e n t 软件,采用速度入口法,以两层模型定态内孤立波理论解作为边界条件,在数值水槽入口输入上下层平均速度和波面位置以构造内孤立波数值水槽,黄文昊等[5]通过水槽实验分析了各理论的适用条件;文献[6-7]中使用重力塌陷法,文献[8-9]中使用推板法,通过模拟内波实验室的造波过程构造内孤立波数值水槽;尤云祥等[10]使用质量源法研究内孤立波生成机理㊁传播及流场特性㊂以上构造的内孤立波数值水槽均基于两层模型,李景远等[11]引入密度输运方程,模拟了密度连续分层流体中内孤立波的传播,指出忽略密度跃层的厚度会高估内孤立波的传播速度㊂两层模型上下层最大流速均出现在流体分界面处,与实测数据存在差异,进而可能误估其载荷,因此有必要建立密度连续变化内孤立波数值水槽㊂构建密度连化变化数值水槽的关键在于确定数值水槽的密度分布形式和与之相应的边界条件㊂物理海洋中对于内波问题的研究十分广泛,积累了大量的观测资料和数值模拟方法,建立了大量可用于分析密度连续层化内孤立波的计算模型㊂麻省理工学院通用环流模式(M I T g e n e r a l c i r c u l a t i o n m o d e l,M I T gc m )是大气海洋的通用数值计算模型,采用有限体积法离散N -S 方程,可计算完全非静压项,在内孤立波研究中得到了广泛的应用㊂L e g g 等[12]使用MI T -gc m 对潮流经过高斯地形后产生的内潮现象进行了研究,文献[13-18]中使用M I T gc m 对中国南海的内孤立波生成及传播演化规律进行了研究㊂蔡树群[19]将内孤立波计算模型的结果与莫里森公式结合计算了内孤立波对圆形桩柱的载荷㊂M I T g c m 模拟得到的内孤立波数据能够与观测数据趋势吻合,但M I T gc m 无直接分Copyright ©博看网. All Rights Reserved.10期杨永春,等:内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究析内孤立波与海洋结构物相互作用的功能㊂本文提出将M I T gc m 与F l u e n t 相结合的方法构造密度连续变化内孤立波数值水槽㊂以潮流经过高斯地形产生的内孤立波为例,通过M I T g c m 构建二维数值模型,使用南海北部物理海洋数据,由潮地作用生成内孤立波,将F l u e n t 数值水槽置于M I T g c m 计算域内,提取M I T gc m 对应位置处的结果数据,利用用户自定义函数(U s e rdef i n e d f u n c t i o n ,U D F )对F l u e n t 数值水槽进行初始化并将入口对应位置的结果数据作为边界条件,通过两侧的速度入口边界使内孤立波进入数值水槽中,在数值水槽与M I T gc m 计算域的相同位置处可以形成基本一致的内孤立波㊂本文提供了研究连续层化模型下内孤立波与海洋结构物相互作用的数值造波方法㊂1 模拟方法1.1M I T gc m 设置及计算结果本文首先在M I T g c m 中生成内孤立波,建立二维模型,坐标系x 轴放在海平面上㊂地形设置为高斯型海山模型,海底坐标形式为:z =-H 0+h 0㊃e x p (-x 2/(2L 2))㊂式中:总水深H 0=500m ;海山高h 0=230m ;设置山脊宽度L =15k m ㊂模式水平计算域设置为500k m ,水平长度足够大,使得生成的内孤立波不会到达边界㊂水平方向网格尺寸为250m ,垂向共分为50层,层厚10m ㊂将模式时间步长设为10s 以满足柯朗-弗里德里希斯-列维(C o u r a n t -F r i e d r i c h s -L e w y ,C F L )条件,共模拟4个太阳主要半日分潮(M 2潮)周期㊂模式初始条件为水平均匀,层化数据选自海洋世界地图(W o r l dO c e a n A t l a s 2018,WO A 18)数据集,取南海北部夏季的平均温度和平均盐度(见图1),将其平均值插值到垂向网格点上㊂本文取A H =K H =1ˑ10-4(单位:m 2/s ),A Z =K Z =0(单位:m 2/s ),采用P a c a n o w s k i 和P h i l a n d e r [20](P P 81)混合方案作为参数化方案㊂开边界采用M 2潮流驱动,设置潮流振幅U 0分为0.55㊁0.65㊁0.75㊁0.85和1m /s 的五种工况㊂为了防止在开边界处发生反射,采用海绵边界进行消波,海绵层设置宽度为15k m ㊂模式使用刚盖边界条件,忽略内孤立波与海表面的相互作用,在底部使用自由滑移边界条件㊂图1 模式初始温度(a )㊁盐度(b )及对应浮性频率(c )的垂向结构F i g .1 V e r t i c a l p r o f i l e s o f i n i t i a l t e m p e r a t u r e (a ),s a l i n i t y(b )a n d c o r r e s p o n d i n g b u o y a n c y f r e q u e n c y(c )如图2所示,以U 0=0.65m /s 的工况为例,在2.75个M 2潮周期时,潮流向右,在海山处等密线出现(起始时刻S t a r t t i m e :U 0=0.65m /s ;T M 2:M 2潮周期P e r i o d o f M 2.)图2 M I T gc m 运行至(a )2.75T M 2㊁(b )3.0T M 2㊁(c )3.25T M 2时刻的等密度线变化F i g .2 T h e i s ode n s i t y l i n e c h a n g e of M I Tg c m r u n n i n g u pt o (a )2.75T M 2㊁(b )3.0T M 2㊁(c )3.25T M 213Copyright ©博看网. All Rights Reserved.中 国 海 洋 大 学 学 报2023年大幅凹陷;在3个M 2潮周期时,在50k m 处出现大幅的内孤立波;在3.25个M 2潮周期时,潮流转为向左,内孤立波传播至70k m 处,并进一步演化为内孤立波列㊂同时,可见上一潮周期生成的内孤立波列从100k m 处传播至140k m 处,相速度约为1.73m /s,在传播过程中受到潮流影响,振幅先增大后减小,波包中各内孤立波的间距先增大后减小㊂在不同潮流振幅下,M 2潮均与地形相互作用激起内孤立波,当潮流与内孤立波传播方向一致时内孤立波流速增大,方向相反时流速减小㊂潮流振幅越大,内孤立波振幅越大,背景潮流对内孤立波流速的影响也越大㊂F l u e n t 数值水槽的左侧边界设置在M I T g c m 计算域121k m 处,右侧边界设置在计算域126k m 处,内孤立波数值水槽总长5000m ,如图3红框所示㊂各工况基本设置一致,仅初始化条件不同,以U 0=0.65m /s工况的衔接初始时刻为例(见图3)进行说明㊂在第3个M 2潮周期时,由潮地作用生成的内孤立波波包的头波到达数值水槽左侧边界,以此刻作为F l u e n t 数值水槽计算的起始时刻,以1200s 作为终止时刻,以使得内孤立波可以完全进入数值水槽中㊂起始时刻数值水槽内部水平流速在靠近海表面处为正向,靠近海底处为反向,最大流速约0.2m /s ,等密线水平变化较小㊂各工况数值水槽起始时刻的流速场和密度场均受到背景潮流的影响,与两层模型静止稳定的初始条件明显不同㊂(起始时刻U 0=0.65m /s ;黑线表示等密度线;红色方框表示F l u e n t 数值水槽位置㊂S t a r t t i m e U 0=0.65m /s ;B l a c k l i n e s m e a n d e n s i t y;R e d b o x m e a n s t h e F l u e n t n u m e r i c a l w a t e r t a n k p o s i t i o n .)图3 M I T gc m 与F l u e n t 数值水槽位置示意图F i g .3 M I T g c m a nd F l ue n t n u m e r i c a l t a n k p o s i t i o n d i a gr a m 1.2F l u e n t 设置在F l u e n t 软件中建立水平向5000m ,垂向500m 的数值水槽,坐标系放在海平面上,以左侧边界为X 轴起点㊂水平网格尺寸取为内孤立波特征长度的十五分之一,垂向网格尺寸在浮力频率最大处做加密处理㊂采用流体体积(V o l u m e o f f l u i d ,V O F )法模拟密度连续变化的水体,通过求解每一相流体的体积分数来确定每一控制体的密度大小㊂设置第一相流体密度为1020k g /m 3,第二相流体密度为1030k g/m 3,两者动力黏度均为1.003ˑ10-3k g/(m ㊃s )㊂由于内孤立波的流线曲率较大,本文选取R N G k -ε型湍流模型㊂数值水槽的上㊁下边界条件均取为固壁边界条件,左㊁右两侧取为速度入口边界条件㊂提取M I T gc m 计算结果中对应数值水槽边界处的密度和速度时程数据,编写U D F 文件,将时程数据导入到数值水槽两侧边界㊂以U 0=0.65m /s 工况的数值水槽左侧边界为例,在M I T gc m 计算结果对应位置处的密度和水平速度时程数据如图4所示㊂在衔接620s 左右时,内孤立波波谷到达数值水槽左侧边界,内孤立波上层水平流速方向向右,与内孤立波传播方向一致,最大流速达0.8m /s ,下层流速方向向左,与内孤立波传播方向相反,达-0.25m /s ,等密线达到最大振幅约48.9m ㊂在计算开始前,需将M I T gc m 计算域中的流场信息作为初始条件设置在F l u e n t 中㊂选择基于压力的二阶隐式时间离散的瞬态求解器,压力速度耦合方式使用P I S O ,压力插值选择体积力加权法,对流项及输运方程采用一阶迎风格式进行离散㊂迭代时间步长取23Copyright ©博看网. All Rights Reserved.10期杨永春,等:内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究0.5s ,为保证计算精度,每个时间步内最大迭代次数30次㊂(黑线表示等密度线㊂B l a c k l i n e s m e a n d e n s i t y.U 0=0.65m /s )图4 F l u e n t 左侧入口边界条件随时间变化数据F i g .4 F l u e n t e n t r y b o u n d a r y co n d i t i o n s o n t h e l e f t s i d e c h a n ge w i t h t i m e 2 结果分析2.1等密度线振幅以U 0=0.65m /s 的工况为例,衔接计算结束时等密度线对比如图5所示㊂内孤立波传播至距左侧入口约1000m 处,相速度约1.68m /s ,最大振幅50.21m ㊂等密度线在水深小于200m 时,F l u e n t 计算结果与M I T gc m 计算结果吻合度高,水深大于200m 时,F l u -e n t 计算的振幅略大于而M I T gc m 计算的振幅㊂在各工况中均出现此现象,原因在于两者对密度的处理方法不同,M I T g c m 使用海水状态方程计算密度,考虑到密度受压强影响,而F l u e n t 使用不可压缩假设,在深水中密度随水深变化缓慢,浮力频率小,两者差异明显㊂图5 密度模拟结果对比F i g .5 C o n t r a s t o f d e n s i t y si m ul a t i o n r e s u l t s 提取各工况1025.5k g/m 3等密度线在距入口250和500m 处的时程数据,对比如图6所示㊂各工况中波谷到达时间不同,这是由于不同工况下开始衔接时内孤立波距入口的位置有差异,并且各工况内孤立波传播速度也有差异导致的㊂在各工况中,F l u e n t 计算结果均能同M I T gc m 计算结果吻合,总体偏差较小㊂图6 1025.5k g/m 3等密线时程数据F i g .6 1025.5k g /m 3i s o d e n s i t y l i n e t i m e -h i s t o r y da t a 将等密度线最低深度与初始深度之差作为振幅,统计各工况1025.5k g/m 3等密度线振幅如表1所示㊂可见随着潮流振幅增加,内孤立波振幅基本增大㊂在内孤立波由距入口250m 传播至距入口500m 的过程中,内孤立波振幅也在演变,呈增大趋势㊂在各工况中,数值水槽与M I T g c m 计算域的相同位置处的内孤立波振幅偏差小㊂2.2水平流速统计各工况在距入口250和500m 处,水深70㊁150㊁250m 处水平速度时程计算结果(见图7)㊂当内孤立波到达时各水深水平流速同时到达最值,水深70和150m 处流速相反,可形成较大的水平流速垂向剪切作用㊂在水深150m 附近的水平流速在全时程中始终变化不大㊂33Copyright ©博看网. All Rights Reserved.中 国 海 洋 大 学 学 报2023年以U 0=0.75m /s 工况为例(见图7(c ))㊂在初始时刻,水深70m 处流速接近零,水深150和250m 处流速向右,最大不超过0.18m /s㊂随着内孤立波到来,上层流速方向转为向右,最大达0.76m /s ,下层流速方向转为向左,达-0.18m /s ㊂F l u e n t 计算结果能够较好地反映出M I T gc m 计算结果中水平流速的时程变化,仅水深70m 处在内孤立波经过后水平流速有最大0.05m /s 的偏差㊂图7(a ) (e )对比分析可知,随着潮流振幅U 0的增加,在水深70m 附近的最大水平流速增加,但在水深250m 附近的最大水平流速基本不变㊂在各工况各水深中,F l u e n t 计算结果与M I T gc m 计算结果吻合㊂表1 1025.5k g/m 3等密线振幅数据T a b l e 1 1025.5k g /m 3i s o d e n s i t y l i n e a m pl i t u d e d a t a 潮流振幅A m p l i t u d e o f t i d a l /(m ㊃s -1)x =250mM I T gc m /m F l u n e t /m 偏差D e v i a t i o n /%x =500mM I T g c m /m F l u n e t /m 偏差D e v i a t i o n /%0.5545.2445.270.0846.3146.04-0.570.6549.4549.36-0.1750.6250.25-0.730.7549.2649.981.4753.1552.80-0.650.8557.4557.2-0.4359.7459.14-1.01161.8160.92-1.4465.1363.65-2.28图7 水平速度时程数据F i g .7 H o r i z o n t a l v e l o c i t y t i m e -h i s t o r y da t a 2.3两层模型以U 0=0.65m /s 工况为例对比两层模型理论结果㊂提取F l u e n t 数值水槽的浮频率分布,以最大浮频率和最小浮频率的平均值所在深度为密度跃层的上㊁下位置,取密度跃层下层位置为两层模型的分界面,可得上层水深120m ,平均密度1022.1k g/m 3,下层水深380m ,平均密度1027.6k g/m 3㊂理论解振幅取对应深度处等密度线振幅为-49.8m ㊂在距入口250m 处波面对比结果如图8所示㊂内孤立波波谷在衔接至760s 时到达距入口250m 处,两层模型的各理论波面均与M I T g c m 的计算结果有偏差㊂K o r t e w e g de V r i e s (K d V )理论波长最短,波形最为陡峭,拓展的K d V (E x t e n d e d K d V ,e K d V )理论和M i ya t a -C h o i -C a m a s s a (M C C )理论波长稍宽,波形也较43Copyright ©博看网. All Rights Reserved.10期杨永春,等:内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究(U 0=0.65m /s ,x =250m )图8 1025.5k g/m 3等密线时程数据对比,F i g .8 C o m p a r i s o n o f 1025.5k g /m 3i s o d e n s i t yl i n e t i m e -h i s t o r y da t a 为平缓㊂与两层模型结果对比,M I T gc m 计算结果所得的波形更为平缓,并且在内孤立波经过后出现波面下降的现象,两侧并不对称㊂在各理论中,M C C 理论结果与M I T gc m 计算结果最为接近㊂F l u e n t 计算结果在波谷到达前能够与M I T g c m 结果吻合,在波谷到达后出现偏差,波面下降更大㊂水平流速在垂向分布对比结果如图9所示㊂两层模型理论结果与M I T g c m 计算结果存在较大偏差,其中M C C 理论的偏差最小㊂在衔接至500s 时,由M C C理论得到的上层水平流速为0.33m /s ,在水深80m 以上均小于M I T gc m 结果,在水深350m 以下则同M I T -gc m 结果接近㊂在750s 时,波谷到达距入口250m 附近,由M C C 理论得到的上层水平流速达0.73m /s,与M I T gc m 在表层处的水平流速相当㊂在衔接至1000s 时,内孤立波已经通过距入口250m 处,由M C C 理论得到的上层水平流速回落至0.34m /s,下层水平流速回落至-0.14m /s ,均与M I T gc m 计算结果存在较大差异㊂M C C 理论解在两层流体分界面处存在水平流速迅速变化的跃层,但M I T gc m 中水平流速不会在某个水深处出现强烈的垂向变化,与实际海洋中内孤立波流速分布规律接近㊂由M C C 理论得到的水平流速同M I T g c m 计算得到的水平流速在靠近上㊁下边界处偏差小,在分界层附近偏差较大㊂图9 距入口250m 处不同时刻水平速度垂向分布(U 0=0.65m /s)F i g .9 V e r t i c a l d i s t r i b u t i o n o f h o r i z o n t a l v e l o c i t y at d i f f e r e n t t i m e a t 250m f r o m t h e e n t r a n c e (U 0=0.65m /s ) 数值水槽对水平流速在垂向分布的计算结果可以同各时刻的M I T gc m 计算结果吻合,仅在上㊁下边界处会由于固壁条件差异而出现偏差㊂各工况均发现模拟得到的水平流速分布与两层模型不同,上㊁下层流速极值并未出现在同一水深㊂这是由于两层模型将浮频率较大的密度跃层厚度忽略,密度在跃层附近迅速变化,导致水平流速在密度跃层处的垂向变化过于剧烈,并且M I T g c m 水平流速的计算结果受到了背景流影响㊂53Copyright ©博看网. All Rights Reserved.中国海洋大学学报2023年3结论(1)本文使用M I T g c m生成内孤立波,将F l u e n t 数值水槽置于M I T g c m计算域内,提取M I T g c m的结果数据对F l u e n t数值水槽进行初始化并将入口对应M I T g c m位置处的结果数据作为边界条件,实现了两者的衔接㊂使用这一模拟方法对给定海域不同潮流振幅下的算例进行计算得到的结果表明:数值水槽中的内孤立波同M I T g c m相同位置处的内孤立波水平流速基本一致,且等密度线在密度跃层处偏差小,可以认为在数值水槽中形成了同M I T g c m计算域相同位置处对应的内孤立波㊂本文为内孤立波数值水槽提供了一种确定密度分布形式和边界条件的模拟方法㊂(2)本文中使用M I T g c m模拟结果作为边界条件,而M I T g c m可以使用观测的密度分布形式㊁潮流和地形生成内孤立波,相较于在数值水槽入口直接使用两层模型定态内孤立波理论解作为边界条件,使用范围更加广泛㊂进一步可以借鉴物理海洋中对实际海域的三维数值模拟结果,统计海洋结构物布置地的内孤立波载荷,为分析海洋工程问题提供工具㊂(3)算例结果表明,随着潮流振幅增加,内孤立波振幅和最大水平流速均增大㊂本文模拟方法得到的内孤立波水平流速垂向分布较为连续,没有出现两层模型水平流速在分界面处突变的现象㊂参考文献:[1]方欣华,杜涛.海洋内波基础和中国海内波[M].青岛:中国海洋大学出版社,2004:1-281.F a n g X H,D u T.F u n d a m e n t a l o f O c e a n i c I n t e r n a l W a v e s a n d I n-t e r n a l W a v e s i n t h e C h i n a S e a s[M].Q i n g d a o:C h i n a O c e a n U n i-v e r s i t y P r e s s,2004:1-281.[2]陈钰,朱良生.基于F L U E N T的海洋内孤立波数值水槽模拟[J].海洋技术,2009,28(4):72-75.C h e n Y,Z h u L S.N u m e r i c a l w a v e t a n k s i m u l a t i o n o f o c e a n i c i n-t e r n a l s o l i t a r y w a v e s b a s e d o n F L U E N T[J].O c e a n T e c h n o l o g y, 2009,28(4):72-75.[3]刘碧涛,李巍,尤云祥,等.内孤立波与深海立管相互作用数值模拟[J].海洋工程,2011,29(4):1-7.L i u B T,L i W,Y o u Y X,e t a l.N u m e r i c a l s i m u l a t i o n o f i n t e r a c-t i o n o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s w i t h d e e p-s e a r i s e r s[J].T h e O c e a nE n g i n e e r i n g,2011,29(4):1-7.[4]高原雪,尤云祥,王旭,等.基于M C C理论的内孤立波数值模拟[J].海洋工程,2012,30(4):29-36.G a o Y X,Y o u Y X,W a n g X,e t a l.N u m e r i c a l s i m u l a t i o n f o r t h ei n t e r n a l s o l i t a r y w a v e b a s e d o n M C C t h e o r y[J].T h e O c e a n E n g i-n e e r i n g,2012,30(4):29-36.[5]黄文昊,尤云祥,王旭,等.有限深两层流体中内孤立波造波实验及其理论模型[J].物理学报,2013,62(8):354-367.H u a n g W H,Y o u Y X,W a n g X,e t a l.W a v e-m a k i n g e x p e r i m e n t sa n d t h e o r e t i c a l m o d e l s f o r i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s i n a t w o-l a y e r f l u-i d o f f i n i t e d e p t h[J].A c t a P h y s i c a S i n i c a,2013,62(8):354-367.[6] T e r e z D E,K n i o O M.N u m e r i c a l s i m u l a t i o n s o f l a r g e-a m p l i t u d ei n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s[J].J o u r n a l o f F l u i d M e c h a n i c s,1998, 362:53-82.[7]叶潇潇,游景皓,宋金宝.实验室造波条件对内孤立波发展影响的直接数值模拟[J].海洋与湖沼,2021,52(3):573-583.Y e X X,Y o u J H,S o n g J B.D i r e c t n u m e r i c a l s i m u l a t i o n o f t h e e f f e c t o f l a b o r a t o r y w a v e-m a k i n g c o n d i t i o n s o n t h e d e v e l o p m e n t i n-t e r n a l s o l i t a r y w a v e s[J].O c e a n o l o g i a e t L i m n o l o g i a S i n i c a,2021, 52(3):573-583.[8]付东明,尤云祥,李巍.两层流体中内孤立波与潜体相互作用数值模拟[J].海洋工程,2009,27(3):38-44.F u D M,Y o u Y X,L i W.N u m e r i c a l s i m u l a t i o n o f i n t e r n a l s o l i t a r yw a v e s w i t h a s u b m e r g e d b o d y i n a t w o-l a y e r f l u i d[J].T h e O c e a nE n g i n e e r i n g,2009,27(3):38-44.[9]苗得胜,郭海燕,赵婧,等.内孤立波数值模拟方法研究[J].中国海洋大学学报(自然科学版),2016,46(10):123-128.M i a o D S,G u o H Y,Z h a o J,e t a l.S t u d y o f n u m e r i c a l s i m u l a t i o n m e t h o d o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s[J].P e r i o d i c a l o f O c e a n U n i v e r s i-t y o f C h i n a,2016,46(10):123-128.[10]王旭,林忠义,尤云祥.两层流体中内孤立波质量源数值造波方法[J].上海交通大学学报,2014,48(6):850-855.W a n g X,L i n Z Y,Y o u Y X.A m a s s s o u r c e m e t h o d f o r n u m e r i-c a l l y g e n e r a t i n g i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s i n t w o-l a y e r f l u i d[J].J o u r n a l o f S h a n g h a i J i a o T o n g U n i v e r s i t y,2014,48(6):850-855.[11]李景远,张庆河,陈同庆.密度连续变化水体内孤立波数值模拟研究[J].天津大学学报(自然科学与工程技术版),2021,54(2): 161-170.L i J,Z h a n g Q H,C h e n T Q.N u m e r i c a l s i m u l a t i o n o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e i n c o n t i n u o u s l y s t r a t i f i e d f l u i d[J].J o u r n a l o f T i a n j i nU n i v e r s i t y(S c i e n c e a n d T e c h n o l o g y),2021,54(2):161-170.[12]L e g g S,K l y m a k J.I n t e r n a l h y d r a u l i c j u m p s a n d o v e r t u r n i n g g e n-e r a t e d b y t i d a lf l o w o v e r a t a l l s t e e p r i dg e[J].J o u r n a l o f Ph y si c a lO c e a n o g r a p h y,2008,38(9):1949-1964.[13] V l a s e n k o V,S t a s h c h u k N,G u o C,e t a l.M u l t i m o d a l s t r u c t u r e o fb a r oc l i n i c t ide s i n t h e S o u t h C h i n a S e a[J].N o n l i n e a r P r o c e s s e s i nG e o p h y s i c s,2010,17(5):529-543.[14] G u o C,C h e n X.N u m e r i c a l i n v e s t i g a t i o n o f l a r g e a m p l i t u d e s e c-o n d m o d e i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s o v e r a s l o p e-s h e l f t o p o g r a p h y[J].O c e a n M o d e l l i n g,2012,42:80-91.[15]L i D,C h e n X,L i u A.O n t h e g e n e r a t i o n a n d e v o l u t i o n o f i n t e r n a ls o l i t a r y w a v e s i n t h e n o r t h w e s t e r n S o u t h C h i n a S e a[J].O c e a nM o d e l l i n g,2011,40(2):105-119.[16]李德磊.南海西北部内孤立波的数值模拟研究[D].青岛:中国海洋大学,2012.L i D L.N u m e r c a l S i m u l a t i o n s o f I n t e r n a l S o l i t a r y W a v e s i n t h e N o r t h w e s t e r n S o u t h C h i n a S e a[D].Q i n g d a o:O c e a n U n i v e r s i t y o f C h i n a,2012.[17]龚延昆,陈学恩.南海北部内孤立波绕东沙岛传播特性的数值研究[J].中国海洋大学学报(自然科学版),2016,46(12):1-8.G o n g Y K,C h e n X E.M o d e l l i n g o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s p r o p a-g a t i n g o v e r D o n g s h a A t o l l i n t h e S o u t h C h i n a S e a[J].P e r i o d i c a lo f O c e a n U n i v e r s i t y o f C h i n a,2016,46(12):1-8. [18]张哲恩,陈学恩.南海北部内孤立波非线性陡斜的数值研究[J].63Copyright©博看网. All Rights Reserved.10期杨永春,等:内孤立波在密度连续变化数值水槽中的模拟方法研究中国海洋大学学报(自然科学版),2017,47(11):1-8.Z h a n g Z E,C h e n X E.N u m e r i c a l m o d e l l i n g o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s n o n l i n e a r s t e e p e n i n t h e N o r t h e r n S o u t h C h i n a S e a[J].P e-r i o d i c a l o f O c e a n U n i v e r s i t y o f C h i n a,2017,47(11):1-8. [19]蔡树群.内孤立波对南海石油平台圆形桩柱的载荷研究及其风险防范[M].北京:科学出版社,2021:57-95.C a i S Q.S t u d y o n t h e L o a d E x e r t e d b y I n t e r n a l S o l i t a r y W a v e s o nC y l i n d r i c a l P i l e s o f O i l P l a t f o r m i n t h e S o u t h C h i n a S e a a n d R i s kP r e v e n t i o n[M].B e i j i n g:S c i e n c e P r e s s,2021:57-95. [20] P a c a n o w s k i R C,P h i l a n d e r S G H.P a r a m e t e r i z a t i o n o f v e r t i c a lm i x i n g i n n u m e r i c a l m o d e l s o f t r o p i c a l o c e a n s[J].J o u r n a l o f P h y s i c a l O c e a n o g r a p h y,1981,11(11):1443-1451.S i m u l a t i o n M e t h o d o f I n t e r n a l S o l i t a r y W a v e s i n N u m e r i c a lT a n k o f C o n t i n u o u s l y S t r a t i f i e dY a n g Y o n g c h u n,D o n g C h o n g z h e n g,G u o C h u n l o n g(C o l l e g e o f E n g i n e e r i n g,O c e a n U n i v e r s i t y o f C h i n a,Q i n g d a o266100,C h i n a)A b s t r a c t: A m e t h o d f o r s i m u l a t i n g i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s i n a n u m e r i c a l t a n k w i t h c o n t i n u o u s c h a n g e s i n d e n s i t y i s p r o p o s e d.T h e s i m u l a t i o n m e t h o d e x t e n d s t h e n u m e r i c a l m o d e l o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s i n t h e p h y s i c a l o c e a n t o t h e n u m e r i c a l t a n k f o r l o a d a n a l y s i s o f o c e a n i c s t r u c t u r e s t o r e s t o r e t h e i n t e r n a l i s o-l a t e d w a v e i n t h e a c t u a l o c e a n e n v i r o n m e n t.F l u e n t n u m e r i c a l t a n k i n l e t b o u n d a r y i s p l a c e d i n t h e M I T-g c m c o m p u t i n g d o m a i n.T h e d e n s i t y s t r a t i f i c a t i o n m o d e l a n d t h e t e r r a i n m o d e l a r e c o n s t r u c t e d u s i n g t h e n o n-h y d r o s t a t i c M I T g c m.I n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s a r e g e n e r a t e d u n d e r r e a l m a r i n e e n v i r o n m e n t a l a c t i o n i n M I T g c m,a n d t h e c a l c u l a t i o n r e s u l t s a t c o r r e s p o n d i n g p o s i t i o n s a r e e x t r a c t e d a s t h e d e n s i t y d i s t r i b u-t i o n f o r m a n d b o u n d a r y c o n d i t i o n s o f t h e n u m e r i c a l t a n k b y u s i n g U D F.T h e r e s u l t s s h o w t h a t t h e h o r i-z o n t a l f l o w v e l o c i t y i s c o n s i s t e n t,a n d t h e i s o d e n s i t y l i n e d e v i a t i o n a t t h e p y c n o c l i n e i s s m a l l i n t h e i n t e r-n a l s o l i t a r y w a v e i n t h e c o r r e s p o n d i n g p o s i t i o n o f t h e n u m e r i c a l t a n k a n d M I T g c m.T h e f e a s i b i l i t y o f i n-t e r n a l s o l i t a r y w a v e s n u m e r i c a l w a t e r t a n k i s v e r i f i e d b y c o m p a r i s o n,a n d t h e m e t h o d c a n b e t t e r r e f l e c t t h e c h a r a c t e r i s t i c s o f i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e s i n t h e a c t u a l o c e a n e n v i r o n m e n t.K e y w o r d s:i n t e r n a l s o l i t a r y w a v e;n u m e r i c a l t a n k;M I T g c m;F l u e n t;c o n t i n u o u s l y s t r a t i f i e d责任编辑高蓓73Copyright©博看网. All Rights Reserved.。
海洋环境数值模拟与预报技术研究
海洋环境数值模拟与预报技术研究随着经济的发展和人口的增长，全球的海洋环境受到了越来越大的压力。
污染、气候变化、过度捕捞等问题日益严峻，对海洋生态系统和人类健康造成了严重威胁。
为了更好地理解海洋环境，及时发现和解决问题，海洋环境数值模拟与预报技术被广泛应用。
一、海洋环境数值模拟技术海洋环境数值模拟技术是基于海洋动力学、物理、化学、生物学等基础学科和海洋环境监测数据开展的，旨在模拟和预测海洋环境和生态系统的变化趋势。
这项技术主要包括海洋数值模型建立和参数优化、模拟实验和数据处理等内容。
1.1 海洋数值模型建立和参数优化海洋数值模型建立是海洋环境数值模拟技术的第一步，需要收集并处理监测数据、形成完整的模型框架和数值算法，同时确定各种因素的参数值。
有了模型，就可以模拟各种复杂的现象和预测不同的情形。
参数优化则是指对模型各项参数进行调整，以尽可能符合实际数据和观测结果，以提高模型精确度和可预测性。
1.2 模拟实验和数据处理模拟实验通常是通过计算机对建好的海洋数值模型进行微观的模拟和预测，得出各种参数在不同条件下的变化趋势和范围，预测海洋环境的发展趋势。
而数据处理是将监测、模拟、预报等数据进行处理，提取信息、统计特征以及进行综合分析的过程。
二、海洋环境预报技术海洋环境预报技术是基于海洋环境数值模拟技术，利用实时监测数据进行预测和提醒，以对海洋环境变化做出快速反应。
这项技术主要包括预警系统建立和预测模型优化等内容。
2.1 预警系统建立预警系统是指利用现代技术手段，通过对海洋环境监测数据进行实时分析和处理，及时发布和传播海洋环境变化的信息以及相应的应对措施。
预警系统主要包括预警信息采集、监测数据处理、信息发布和应急响应等环节。
2.2 预测模型优化为了让海洋环境预报技术更加准确和实用，预测模型的优化是至关重要的。
通过对历史数据和实时监测数据的分析，以及对数值模型的优化，优化预测模型的精度和可靠性，进一步提高预测水平。
海洋水文动力学的研究进展
海洋水文动力学的研究进展海洋，占据了地球表面约 71%的面积，是地球上最为广阔和神秘的领域之一。
海洋水文动力学作为研究海洋中各种物理过程和现象的学科，对于我们理解海洋的运行机制、气候变化、生态系统以及人类活动对海洋的影响等方面都具有至关重要的意义。
近年来，随着观测技术的不断进步、数值模拟方法的日益完善以及跨学科研究的深入开展，海洋水文动力学取得了一系列显著的研究进展。
在观测技术方面，各种先进的仪器和设备使得我们能够更加精确和全面地获取海洋中的物理参数。
卫星遥感技术的应用为我们提供了大范围、长时间序列的海洋表面信息，如海面温度、海流速度、海浪高度等。
通过卫星高度计，我们可以测量全球海平面的变化，从而深入了解海洋的热容量和环流模式。
此外，声学多普勒流速剖面仪（ADCP）、温盐深测量仪（CTD）等现场观测仪器的精度和分辨率不断提高，使我们能够获取海洋内部更加详细的三维结构和动态变化。
这些观测数据为海洋水文动力学的研究提供了坚实的基础。
数值模拟是海洋水文动力学研究的重要手段之一。
随着计算机性能的不断提升，数值模式的分辨率和复杂度也在不断增加。
全球海洋环流模式（OGCM）能够模拟海洋中的大尺度环流系统，如赤道流、湾流等，以及它们与气候系统的相互作用。
区域海洋模式则可以针对特定的海域进行更加精细的模拟，例如沿海地区的上升流、河口的盐水入侵等。
同时，耦合模式的发展将海洋、大气、海冰等多个系统综合考虑，为研究气候变化背景下的海洋响应提供了更全面的视角。
在数值模拟中，参数化方案的改进也是一个关键问题。
例如，对于海洋中的混合过程、涡旋的作用等，如何更加准确地进行参数化，以提高模拟结果的可靠性，一直是研究的热点和难点。
海洋中的中尺度涡旋是近年来研究的重点之一。
中尺度涡旋是一种直径在几十到几百千米之间的海洋涡旋，它们在海洋中广泛存在，并且对海洋的物质和能量输送、生态系统等有着重要的影响。
研究发现，中尺度涡旋不仅能够改变海流的路径和速度，还能够影响海洋中的温度、盐度分布以及营养盐的输送。
海洋环境数值模拟在海洋工程专业研究生教育中的应用
海洋环境数值模拟在海洋工程专业研究生教育中的应用一、海洋环境数值模拟概述海洋环境数值模拟是指利用计算机对海洋环境进行数值仿真和模拟，以预测海洋环境的运动、变化和交互过程。
它可以模拟海洋流体的运动、海洋生物的分布、海洋环境的响应等一系列复杂的海洋环境现象。
目前，海洋环境数值模拟已经成为海洋科学与技术领域的重要工具之一，广泛应用于海洋资源开发利用、海洋环境监测预警、海洋灾害防治等多个方面。
二、海洋环境数值模拟在研究生教育中的应用1. 课程教学海洋工程专业研究生的课程设置通常包括海洋动力学、海洋工程力学、海洋环境工程等专业课程，这些课程都离不开对海洋环境的认识和理解。
而海洋环境数值模拟可以通过模拟计算海洋环境中的物理过程、生物过程等，使得研究生们能够更加直观地理解海洋环境的复杂性和不确定性。
通过数值模拟实验，研究生们可以学习海洋工程中常用的计算方法、模拟技术和数据处理技能，为其将来从事海洋工程领域的研究和实践工作奠定基础。
2. 科研实践海洋环境数值模拟在研究生的科研实践中也发挥着重要的作用。
研究生在进行毕业论文或科研项目时，通常需要利用数值模拟来解决一些海洋工程中的实际问题，比如海洋结构物的受力分析、海底管道的冲刷、海洋资源的分布预测等。
通过实际的数值模拟实验，研究生们可以掌握一些先进的海洋工程模拟软件和方法，提高自己的科研能力和实际操作水平。
海洋环境数值模拟也为研究生的科研成果提供了可靠的数据支撑和科学依据，使得他们的研究成果更加可信和实用。
3. 学术交流海洋环境数值模拟也为研究生的学术交流提供了更多的话题和平台。
通过开展一些海洋环境数值模拟的研究成果，研究生们可以参加国内外的学术会议、期刊论文发表等各种学术交流活动，向同行学者展示自己的研究成果和学术见解。
这不仅有利于研究生们扩大学术视野、增强学术自信心，也有利于促进海洋工程领域的学术交流和合作，推动相关领域的学术研究和技术创新。
三、海洋环境数值模拟对研究生培养的意义和作用1. 培养研究生的实践能力海洋环境数值模拟需要研究生们具备一定的编程技能、计算机仿真技术和数据处理能力，因此在教学过程中可以促进研究生们的实践能力的培养。
基于遥感与现场观测数据的南海北部内波传播速度
海 洋 与 湖 沼
０ＣＥＡＮ０ＬＯＧＩＡ ＥＴ ＬＩＭ ＮＯＬＯＧＩＡ ＳＩＮＩＣＡ
Ｖｌ０１．４９．Ｎ ｏ．３ Ｍ ａｙ，２０１８
基 于遥 感 与 现 场 观 测 数 据 的 南 海 北 部 内波传 播 速 度 术
孙 丽娜 张 杰 孟俊 敏④
速度 进行 了精度验 证，结果较 为一 致。
关键词 海洋 内波；遥 感；传 播速 度；南海 北部
中 图分 类号
Ｐ７３１．２４
ｄｏｉ：１０．１１６９３／ｈｙｈｚ２０１７１０００２５９
海 洋 内波 是 发 生在 海 水 密度 稳 定 分层 的海 洋 内 部 的 一种 波 动 ，它可 以实 现 数百 公 里 的长 距 离传 播 而保 持不变 ，伴 随着 巨大 的质量 和动 量输 运，在 海 洋 中起 着重要 的动 力学作 用（Ｔｈｏｒｐｅ ｅｔ ａｌ，１９７５；Ｍｕｎｋ ｅｔ 口，，１９９８；Ｍｆｉｌｌｅｒ ｅｔ ａｌ，２０００）。 内波传 播带 来极 大 的垂 向 流速 和 可观 的 垂 向剪 切 ，可 引发 海 水 湍流 和 混合 ， 对海 洋能量 和生态 环境 具有重 要作用 。
传 播 速度 的研 究 。通 过 匹配捕 获 同一条 内波 的相 邻 两幅遥 感 图像 ，由 内波 的 空间位 移和 时 间间隔反
演传 播速度 ，并 以 ０．５￣ｘ０．５。网格 给 出了南海北部 内波传播 速度 的分布 图。研 究结果表 明，内波传 播
速度 受背景 流场 、水体 层结和 底地 形 变化 等 多 因素 影响，特 别 是水 深。在 南海 北部 由东 至西 、 由南
至 北方 向，内波传 播速度 逐 渐递 减 。深 海 区 内波传 播速度 最 大，可达 ３ｍ／ｓ以上；内波在 向西大 陆架
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
海洋内波的遥感与数值模拟研究
现场与遥感观测都表明,海洋内波广泛分布于世界各个海区,它是潮汐能耗散和海洋内部混合的主要机制之一。
深入开展对内波的研究,了解内波的传播演变及消衰过程对于促进海洋声学、海洋沉积学、军事海洋学等相关学科的发展以及海洋生产、海底开采、海上交通等有具有十分重要的意义。
遥感技术的发展为海洋内波的研究提供了丰富的观测资料,打破了过去研究内波只能依赖于现场调查资料的限制。
但是,海洋内波遥感资料与常规资料不同,无法直接获得内波的波形等动力学参数,因此,研究如何从卫星遥感资料中提取海洋内波信息成为内波遥感需要解决的关键问题。
过去的研究中,内波参数的提取大多是基于内波的水平一维传播模型,在覆盖范围为数万平方公里的卫星遥感图像上,仅能提取非常有限的海洋内波信息,无法实现海洋内波水平二维信息的提取,造成内波遥感资料的极大浪费。
要改善这种状况,需要建立描述内波传播的水平二维传播模型,这也是本文最大的挑战之一。
本文从这一问题入手,开展了对内波传播模型的研究,推导了包含地球旋转和海水粘性效应的内波水平二维传播模型。
讨论了地球旋转、海水粘性、海底摩擦对内波传播的影响。
首次研究了科氏力水平分量对内波传播的影响。
研究发现,科氏力垂直分量的存在使得内波波面发生倾斜,但对内波速度没有明显影响;科氏力水平分量抑制内波的非线性效应,使得内波变缓,振幅减小。
海水粘性与海底摩擦都有抑制内波非线性的作用,使得内波非线性裂变减少,振幅降低,耗散内波的能量;在内波的传播过程中,湍粘性的作用不可忽略。
海底
地形和海洋水深的变化影响内波的传播,地形的变化使得内波的传播方向发生折射;水深越浅,地形效应越明显;内波在传播到陆架海区后,水深的变浅使得波峰线有向平行于等深线方向传播的趋势。
本文建立的内波水平二维传播模型能够成功的模拟海洋内波的水平二维传播特征。
以本文建立的内波动力学传播模型为基础,结合内波遥感成像机理,建立了水平二维内波场的合成孔径雷达成像仿真流程;根据实测卫星遥感图像分析了南海西北部海域内波的空间分布特征,反演了该海域的混合层厚度,并提出了应用。