风暴潮由于伊势湾台风波模拟（5915）外文翻译资料

英语原文共 16 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

风暴潮由于伊势湾台风波模拟（5915）

摘要

整体耦合波潮潮模型，然后应用到对伊势湾波的台风风暴潮模拟（typhoon Vera（5915）），这是袭击日本的最强台风，造成了不可估量的损失。在非结构化网格系统中，采用均匀网格和均匀网格耦合的潮汐耦合波模型，正确求解了两种模型中波浪-环流相互作用的物理性质。所有模型组件进行了独立验证。风暴潮和波的性质，如浪涌高度、有效波高、波周期和方向进行了合理地再现气象强迫下，这是再亲近的观察。由此产生的模型系统可广泛用于风暴潮和海浪预报和通常的正压预测。

关键词：伊势湾台风；风暴潮；波浪；潮流；耦合波潮潮模式

1。简介

薇拉台风（5915）是具有侵袭日本最强的台风，给国家造成不可估量的损失。薇拉袭击了日本中部，包括中部最大的城市--“城市”，由于洪水和洪水导致该地区遭受了创纪录的破坏。台风导致的伤亡和失踪人数总计约为5000，另外有39000人受伤（JWF，2005）。JMA（日本气象厅）提供了一个新的名字，在台风显著损害极具破坏性和结果。因此，伊势湾台风的名字是薇拉台风（5915），其中，“湾”的意思是“海湾”在日本。

由于以上原因，进行了大量的研究，为了再现基于伊势湾台风波，风暴潮模式，以防止未来海岸灾害的终极目标。柴成等人（1998）开发沿海灾害防治综合估计的数值研究系统并将其应用于伊势湾台风的仿真。该系统估计波浪，潮汐和风暴潮，但需要八个子域的模型进行计算的潮涌的大模型域，其中包括太半洋。这八个子域也需要正确计算潮汐浅水湾对海洋潮汐计算的基础上粗网格。在不同的研究中，（2004）是用十二个子域相同的潮汐风暴潮模拟从上面。川崎等人（2010）开发的风暴潮和高波引起的洪水淹没模型，基于梅尔斯的台风模型，深度平均流量模型与单向嵌套方法的波浪模型，使用CIP淹没流模型的方法。小林等人（2002）估计波形数据利用伊势湾台风的风浪模型，讨论了模型的应用对沿海灾害防治和保护海洋环境。该TTRI（运输技术研究所，1959）也估计波特性使用图形计算方法和报道，该方法可以在移动占波特征提取在浅水。山口等人（2012）进行浅水波后报各选取14个台风从1921到1972，包括在伊势湾在内的伊势湾台风。他们还使用了嵌套网格的模拟与西北太平洋5公里和0.1公里的伊势湾网格尺寸。山口等人为了创建正确的气象强迫在海湾风暴潮模拟的空间分布图，（2010，2013a，2013b）显示的最低海平面气压引起的从1921到1972在伊势湾和风力分布包括伊势湾台风等的强台风。

同时，一些研究使用波浪和潮汐浪涌模型分离或松散耦合，他们通过使用一个非结构化循环网格和几个结构化的波网格通过外部文件传递信息（迪特里希等人，2011）。此外，使用的几个模型需要子域或嵌套计算台风风暴潮或波的属性。然而，这些方法是不够的，因此，一个基础上相同的完整的（完全）耦合潮波模型和均匀的非结构化网格已开发。

根据Dietrich等人。（2011年），波和环流应耦合，因为他们应该可以相交。水的水平传播波和电流的影响和破波区的位置。波变换产生的辐射应力梯度力设置和电流。风力驱动波动量的影响垂直混合和底部摩擦的影响，这在转向循环。波浪设置的百分比对宽阔的大陆架应在5到20，在斜陡坡应高于百分之35（Dietrich等人，2011）。崔等人（13）显示浪涌电流是显着改变仰角和由辐射应力波在浅水区。此外，整体耦合模式再现浪涌海拔，这与本模式相同，虽然非耦合结果往往被贬低。

一般来说，结构化网格采用嵌套的或重叠的模式，可能会导致插补程序错误（zijlema，2010）。因此，本研究是基于非结构化网格，它不需要嵌套或重叠的结构化波网格和插值。由于母域反馈不完全，嵌套边界的波反射问题不需要考虑。波浪和风暴潮允许沿大陆架发展，并与复杂的近岸环境相互作用。耦合系统由非结构化网格的伊势湾台风波和同样基于非结构化网格的水动力模型。这种相同的和均匀的网格允许的波环流相互作用的物理被正确地解决在这两种模式。水动力模型（ADCIRC）部分是通过使用从波浪模型信息计算辐射应力梯度驱动（伊势湾台风波），它使用的水位和水流的水动力模型计算。

如上所述，许多研究都集中在伊势湾台风，有明显的破坏力，为了研究海岸带灾害防治。我们也选择了同样的原因，尽管这是一个古老的自然灾害台风。我们也选择了这个台风的海浪和风暴潮的模拟，因为即使伊势湾台风发生在半个世纪前，有几个观察和证明文件有助于研究。此外，发达的伊势湾台风仿真模型的几篇论文中，在这项研究中所采取的方法，不仅基于完全耦合模型的波潮潮也在非结构网格上，这在以前从未有过。在本研究中介绍的建模系统和它的长处在下一节中详细描述，并解释了以前。在本研究中引入的整体耦合波潮模型也被用于模拟其他台风，可以重现风暴潮和波的属性合理（Choi et al.，2013；基姆等，2013a，2013b）。因此，在以前的研究中证明了这种耦合模型的再现。在这项研究中，我们专注于一个显着的台风和分析其波和风暴潮从各个领域，使用一些观察和研究。这是一个重大的成就，能够重现一个关键问题，使用适当的预测工具，因为它是在这项研究中完成。该建模方法和结果在建模系统的回报和浪潮预测中的应用讨论。

2．数值方法

2.1波模型

SWAN（模拟近岸波）预测的波浪谱密度的地理空间和时间的演变，相对频率（ ）和波方向（ ），如动作平衡方程（Booij 等人.，1999）：

左边的术语来表示，分别在时间t波的作用变化，波浪作用在空间中的传播和波浪作用由于在平均电流和深度的变化转移。源项，Stot，代表风的作用使得波的增长，由于白浪失去作用，冲浪破碎、底摩擦、和行动的深层和浅层由于非线性效应的光谱成分之间的水交换。Booij等人给出了伊势湾台风相关的参数化。（1999），虽然目前没有启用衍射模拟，但是40.72版本后续都有展现，包括相脱钩的折射minus;衍射（holthuijsen 等人.，2003）。近岸波模拟的非结构化网格的版本，名为UnSWAN（非结构化网格的近岸波模拟），实现了一个模拟四向高斯minus;Seidel迭代法在结构化的版本，并保持模拟近岸波的无条件稳定（zijlema，2010）。近岸波模拟计算的波浪作用密度谱的顶点的非结构化三角形网格，它命令网格顶点以便它可以通过它们扫描和更新的动作密度使用从相邻顶点的信息。

2.2潮汐浪涌模型

ADCIRC(先进的循环模式)是一个能够解决水和电流水平的尺度范围连续的伽辽金有限的浅水模式，（westerink等人，2008；luettich和westerink，2004；Westerink等人，2004；Dawson等人，2006）。本解决方案的细节已经广泛发表（http：/ / / / www.nd.edu ~ ADCIRC manual.htm见用户手册和报告和理论），并且将不只是在这里驻留。

2.3仿真程序

近岸波模拟是用于波计算而ADCIRC用于潮汐浪涌的模拟，和两个模型之间的通信原理图如图1所示。这种耦合系统的基本结构是由Dietrich等人开发的。（2010）。

近岸波模拟是由风力驱动，水位和电流顶点由ADCIRC计算。ADCIRC可以接受各种格式的海洋风，这是调整方向考虑表面粗糙度（Bunya et al.，2010）。风是通过ADCIRC通过插值计算空间和时间上的顶点，然后将结果传递给近岸波模拟。同样，水位水流在送到近岸波模拟前要经过ADCIRC的计算，它们用来重新计算水的深度和所有相关的波（波的传播过程，深度破碎，等）。

ADCIRC模型部分的辐射应力梯度利用信息从计算机驱动的近岸波模拟，这个梯度 _s 按照以下公式计算：

ADCIRC和近岸波模拟中运行在同一本地网和核心。这两个模型通过时间“蛙跳”，每个模型是受其他模型（Dietrich等人，2011）的信息强制。近岸波模拟采用扫地的方法来更新波信息的计算顶点。因此，近岸波模拟可以采取比ADCIRC更大的时间步长，由于它的半显式的润湿和干燥方法，它具有扩散性和时间的局限性。因此，耦合时间间隔被设计为近岸波模拟的时间步长相同。

至于ADCIRC和近岸波模拟之间的耦合，它是假定的波的性质，受近岸的环流和沿海平原的影响；因此，ADCIRC在单耦合区首先运行。

两个模型之间的耦合过程如下。重点放在单耦合的时间间隔，这和上述的近岸波模拟具有相同的时间步长。在一个耦合的间隔开始，ADCIRC获得与近岸波模拟先前间隔的开始和结束相对应的时间的辐射应力梯度。ADCIRC通过外推上偶联间期的梯度在电流耦合间隔时间的步骤使用信息。当ADCIRC程序运行完毕，近岸波模拟向前推进一步。在这个时候，近岸波模拟需要同时从ADCIRC获得的信息。正如上面提到的，这些信息包括ADCIRC对应于电流耦合间隔的开始和结束计算的风速、水位、电流。这些变量平均为当前的一个耦合的时间间隔，即一个单一的近岸波模拟时间步长，并用于每个时间步长作为近岸波模拟的驱动力。

总结两个模型分享和耦合的上述信息，ADCIRC采用近岸波模拟中的辐射应力梯度，这始终是外推时间向前，而近岸波模拟使用得ADCIRC中的风的速度，水位和水流，它总是均同意一个近岸波模拟的时间同步。

3.伊势湾台风仿真模型的建立

3.1气象要素强迫输入

模拟网格点的值在东北亚海域海平面气压在50公里的间隔的气温和海表面温度是由日本气象协会数字化（JWA）。网格分辨率为（1 / 12）ordm;，每隔一小时从六小时的数据集的耦合模型进行密集插值。整体的海洋风场采用行星海洋边界层模型计算（Cardone，1969），然后通过Rankin涡流台风模型将其（Fujita，1952）插入。沿台风轨迹的时间插值也同样进行。通过上述两种方法获得的气象数据是不适合的风暴潮模拟，使用两个数据集的混合方法提高了数据质量（崔等人，2013）。

图2显示伊势湾台风6小时的压力和风场的计算结果，从06:00 UTC 9月26日。选择模拟伊势湾台风的轨迹如图3所示。伊势湾台风在9月21日成立于塞班岛海岸向西北，中心压力894帕在06:00 UTC 9月23日和中心气压900 hPa在06:00 UTC 9月24日。然后向北和东北方向移动，以气力约940 hPa左右穿过日本名古屋市附近。伊势湾台风以258公里/小时的最高阵风登陆，而最强的持续风速在名古屋市被记录，超过161公里/小时。持续风速沿日本路从九州岛北海道超过81公里/小时沿（JWF，2005）。

3.2模型参数

模型域和复杂的网格分辨率如图4所示。模型域扩展到黄海、东海和太半洋西部，包括数百个岛屿。这个网格系统局部分辨率下降到50米。这是附近的海岸波变换区，表示复杂的各种自然和人为的地理特征，风暴潮收集和集中的有效分辨率。网格系统包含173507个顶点和320193个三角形元素。模型域测深数据是由大洋地势图显示（Jones，2003）并且还有水深和地形数据与50米分辨率的日本政府（中央灾害管理委员会，2003）。一个开放的边界驱动力应用于基于国家天文台的潮汐预测模型的开放水域边界形式规格。（Matsumoto 等人.，2000）

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[25602]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word