熱帶氣旋風場對海浪分布特征的影響

洪新，趙瑋，高志波，鄭東，侯查偉

（1.國家海洋局煙臺海洋環境監測中心站，山東 煙臺 264006；2.中國海洋大學，山東 青島 266100）

熱帶氣旋最大風速一般都超過30 m/s，強風半徑一般都達到百公里，其帶來的狂風、巨浪、暴雨和風暴潮等惡劣天氣現象出現在距氣旋中心約幾百公里到幾千公里的環形范圍內，所經之處可造成巨大的損失，是沿海地區最嚴重的自然災害。因此，對熱帶氣旋引起的海浪的準確模擬和預報對防災減災有很重要的意義。Elachi 等（1977） 用合成孔徑雷達（SAR） 觀測數據首次研究了距熱帶氣旋Gloria（1976） 中心150 km 范圍內的波向和波長空間分布特征，發現熱帶氣旋的移動速度會造成海浪空間非對稱分布。且熱帶氣旋下的海浪分布特征也會受到先行涌的影響（Gonzalez et al， 1982；McLeish et al， 1983； Holt et al， 1986）。Young（1996） 分析了100 多個熱帶氣旋下衛星觀測波高資料，證實了熱帶氣旋的最大風速，最大風速半徑以及移動速度是影響熱帶氣旋下海浪波高分布的3個重要因素。Wright 等（2001） 發現局地風浪會受到10 小時前熱帶氣旋的移動的影響。Walsh 等（2002） 將大洋和登陸兩種情況下的海浪分布特征進行對比，結果顯示熱帶氣旋最大風速、最大風速半徑、移動速度和陣風等因素會影響海浪平均要素分布特征，但是由于觀測條件的時空限制，這些研究并沒有定量地分析最大風速，移動速度和最大風速半徑對熱帶氣旋下海浪平均要素的影響，關于不同狀態下海浪分布特征也沒有詳細地研究。

近年來，WAVEWATCH Ⅲ （簡稱WW3），SWAN 和WAM 等第三代海浪模式已經被廣泛應用到國內外熱帶氣旋下的海浪的研究和預報中（于衛東 等，1997；陳希 等，2003a；陳希等，2003b；Tolman et al， 2005；蔣小平等，2007；Xu et al，2007；Zhou et al，2008；聞斌 等，2008；閆濤等，2009）。這些研究結果表明目前的第三代海浪模式可以較好的模擬熱帶氣旋下的海浪平均要素場。Moon 等（2003） 用WW3 海浪模式模擬了熱帶氣旋Bonnie 作用下的海浪要素和海浪方向譜，通過模式模擬的結果與機載掃描雷達高度計（SRA） 和浮標觀測結果的對比可以看出，海浪平均要素和海浪方向譜在開闊大洋上的模擬結果與浮標觀測結果和SRA 觀測結果吻合的非常好。而用海浪模式的模擬結果由于輸入的熱帶氣旋風場不同，與實際觀測結果仍會有所區別。實際上，熱帶氣旋風場并不是由熱帶氣旋最大風速、最大風速半徑和移動速度3 個特征決定的簡單渦旋結構，而是存在其他許多復雜結構特征，比如，入流角度、熱帶氣旋表面風場的非對稱性和熱帶氣旋移動時的加速、減速和轉向等。已有研究表明熱帶氣旋入流角度、風場非對稱性等風場特征對浪平均要素和海浪譜有非常重要的影響（Zhao et al，2011；洪新等，2014）。Zhao 等（2011） 用WW3 海浪模式通過理想實驗和熱帶氣旋Bonnie（1998） 的模擬實驗，發現高風速下拖曳系數更可能是隨著風速增大而逐漸減小，并且會使有效波高和平均波長量值減小，但不改變有效波高、平均波長和海浪方向譜的空間分布特征，對平均波向影響甚微，可忽略，對有效波高等量值大小和空間分布特征的對比研究影響不大。因此，WW3 海浪模式可以較好的應用到不同狀態熱帶氣旋下的海浪分布特征的對比研究中。本文設計了一系列理想實驗，用WW3 海浪模式的模擬結果來定量的分析熱帶氣旋移動速度、最大風速半徑、強度、熱帶氣旋移動過程中轉向對表面海浪場分布特征的影響。

1 實驗設計方案

為了研究熱帶氣旋移動速度、最大風速半徑、強度以及移動過程中的轉向對熱帶氣旋風應力下表面海浪場的影響，設計了4 組理想實驗進行研究，分別記為EXP.A、EXP.B、EXP.C、EXP.D（表1），熱帶氣旋風場是通過一個熱帶氣旋風場統計參數模型計算獲得的風向為切線方向的軸對稱風場（Willoughby et al，2004），稱為Willoughby 理想風剖面，該模型是通過對美國大氣宇航局的熱帶氣旋研究中心和美國空軍研究中心航天器觀測得到的熱帶氣旋風場數據集進行統計得出的一個統計模型，且通過對熱帶氣旋Mitch（1998），Hugo（1989），Edouard（1996），Erika（1997） 等風剖面的模擬結果與實際風場的對比顯示該熱帶氣旋統計模型能夠較好的模擬熱帶氣旋的風場剖面（Willoughby et al，2005）。在此風場基礎上加上由美國NOAA 的SLOSH 技術報告建立的入流角度統計模型計算獲得（Jelesnianski et al，1992）。根據各組實驗的研究目的，分別選取不同的熱帶氣旋強度，移動速度，最大風速半徑和轉向角速度。在實驗EXP.A中，用4 個移動速度分別為0 m/s、2.5 m/s、5 m/s、7.5 m/s 的三級理想熱帶氣旋（薩菲爾-辛普森分級法，下同） 驗證熱帶氣旋移動速度對海浪空間分布特征的影響，這四個熱帶氣旋風場是對稱的，最大風速半徑是50 km。實驗EXP.B 用3 個具有不同最大風速半徑的三級理想熱帶氣旋檢驗最大風速半徑對熱帶氣旋下表面海浪場的影響。在這組實驗中，熱帶氣旋風場是對稱的，最大風速均定為56 m/s，移動速度為5 m/s，最大風速半徑分別為20 km、50 km、80 km。實驗EXP.C 用5 個強度分別為一到五級的熱帶氣旋研究熱帶氣旋強度對海浪的影響，這些熱帶氣旋的風場是對稱的，最大風速半徑為50 km，移動速度為5 m/s。在實驗EXP.D中，用4 個以不同轉向角速度的三級熱帶氣旋來研究熱帶氣旋的轉向對表面海浪場的影響。這組實驗中，最大風速半徑為50 km，最大風速為56 m/s，移動速度為5 m/s。

本實驗中選取東西方向3 500 km 和南北方向2 000 km 的矩形等深大洋作為研究區域，為方便起見，我們把水深定為常數5 000 m，并認為熱帶氣旋自東向西移動。風場的時間分辨率為600 s，空間分辨率為9 km×9 km。WW3 模式的空間分辨率為9 km×9 km，譜分辨率為48 個方向（7.5°），25個頻段（從0.041 8～0.41），風能輸入時間間隔為600 s，海浪要素平均參數輸出時間步長為3 600 s。模式共運行72 h，在下面的討論中只對第72 h 熱帶氣旋達到成熟階段的數據進行分析。

表 1 實驗設計

2 結果與討論

2.1 熱帶氣旋移動速度的影響

2.1.1 對有效波高的影響

圖1 對比了實驗EXP.A 中不同移動速度下有效波高的分布特征。實驗結果顯示熱帶氣旋移動速度會導致有效波高場呈現空間非對稱分布。隨著移動速度增大，有效波高在熱帶氣旋中心右側象限內增高而在左側象限內降低。模擬結果與觀測結果相同。當移動速度增大到7.5 m/s 時，距氣旋中心1 000 km 范圍內的有效波高在右前象限增大了72 %，在左后象限降低了6.5%。最大有效波高也會隨著熱帶氣旋移動速度增大而增高，最大有效波高的位置會向前移動。這可以由King 等（1978）提出的并經過其他科學家詳細論述的共振理論來解釋（Young，1988；Bowyer et al，2000；Moon et al，2003）。熱帶氣旋移動方向右側的風速大于左側風速，并且氣旋移動方向右側波傳播方向與氣旋移動方向相同，受到延長的風應力作用，當熱帶氣旋移動速度增大到與主導波的群速度相當時，熱帶氣旋在先前位置生成的涌浪與局地風生成的涌浪就會發生共振。相反地，熱帶氣旋左側象限的波主要為局地生成的風浪，由于波的傳播方向與熱帶氣旋移動方向相反而受到的風應力減小，因此有效波高隨移動速度增加而減小。

值得注意的是，隨著熱帶氣旋移動速度增大，有效波高在左側象限內剛開始是降低的，但當移動速度增大到5 m/s 時左前象限內有效波高開始增高，當移動速度增大到7.5 m/s 時左后象限內有效波高開始增高，左前象限內有效波高比靜止熱帶氣旋的有效波高要高了4.3%。在剛開始移動速度比較小時，局地風生成的風浪的有效波高降低是由于波的傳播方向與風暴移動方向相反受到風應力作用時間減短。但是，當移動速度增大時，風暴移動方向右側在“近似共振”條件下生成的波會隨著氣旋的移動傳到左側象限，進而先前位置生成的涌浪與局地風生成的風浪發生共振使有效波高增高。

2.1.2 對平均波向的影響

熱帶氣旋下海浪平均波向也會隨著移動速度的增加而發生較大的變化，尤其在左側象限（圖1）。右前象限的平均波向會有輕微的逆時針旋轉，當移動速度增大到7.5 m/s 時，平均波向旋轉10°，主導波沿著熱帶氣旋移動方向傳播。左前象限內波的平均波向順時針旋轉，當移動速度增大到7.5 m/s 時，平均波向旋轉60°～100°。在右后象限，平均波向隨移動速度增大而逆時針旋轉，當移動速度增大到7.5 m/s 時，平均波向逆時針旋轉30°～120°。在左后象限，平均波向在距氣旋中心300 km 范圍內逆時針旋轉，其他范圍順時針旋轉，旋轉角度甚至達到180°在右后象限，當移動速度達到7.5 m/s 時，平均波向在距氣旋中心300 km 范圍內逆時針旋轉90°～180°，在距氣旋中心300 km 范圍外順時針旋轉120°～180°。

靜止的熱帶氣旋下波的傳播方向主要由局地風浪決定。移動的熱帶氣旋下波的傳播方向由局地風生成的風浪和先前位置生成的沿著風暴移動方向傳播的涌浪共同決定。熱帶氣旋右側的局地風浪傳播方向與涌浪傳播方向同向，因此海浪場大部分范圍平均波向發生逆時針旋轉。風暴左側的局地風浪傳播方向與涌浪傳播方向反向，所以海浪場大部分范圍平均波向發生順時針旋轉，甚至在左后象限旋轉180°。

圖1 熱帶氣旋移動速度分別為（a） 0 m/s，（b） 2.5 m/s，（c） 5 m/s，（d） 7.5 m/s 時的有效波高（等值線，單位為m）和平均波向（矢量） 的分布特征

2.1.3 對平均波長的影響

平均波長隨熱帶氣旋移動速度增大會呈現空間不對稱分布（圖2）。靜止的熱帶氣旋平均波長的空間分布是對稱的，隨著熱帶氣旋移動速度增大，氣旋移動方向前兩個象限的主導波以波長較長的涌浪為主，平均波長變長。當移動速度增大到7.5 m/s時，平均波長在右前象限增長了200 m，在左前象限增長了230～250 m。熱帶氣旋移動方向后兩個象限的平均波長變化比較復雜。右后象限，平均波長除了在距氣旋中心100 km 半徑內和氣旋正右側附近區域內隨移動速度增大而增長，在其他范圍內隨移動速度增大而減小。左后象限，平均波長隨移動速度增大而減小。當移動速度增大到7.5 m/s 時，左后象限和右后象限的平均波長開始增長，但是仍然比靜止熱帶氣旋下的平均波長要短。右后象限平均波長減小了20～100 m，在距氣旋中心100 km 半徑范圍內平均波長增大了200 m，在氣旋正右方附近平均波長增大了100 m。在左后象限，平均波長減小了20～150 m。

2.1.4 對波峰向的影響

熱帶氣旋移動速度也會影響峰向的空間分布（圖2）。隨著移動速度增大，右前象限的峰向沒有明顯變化。在右后象限峰向逆時針方向旋轉。峰向在左前象限發生順時針旋轉。左后象限，峰向在距氣旋中心300 km 半徑范圍內逆時針旋轉，在其他區域順時針旋轉。當移動速度增大到7.5 m/s 時，右后象限峰向逆時針旋轉60°～120°，左前象限峰向順時針旋轉。在左后象限，峰向在300 km 半徑范圍內逆時針轉60°～120°，在其他范圍順時針旋轉80°～180°。熱帶氣旋移動速度對峰向的影響原因與平均波向是相同的。

圖2 熱帶氣旋移動速度分別為（a） 0 m/s，（b） 2.5 m/s，（c） 5 m/s，（d） 7.5 m/s 時的的平均波長（等值線，單位是m）和峰向（矢量） 的空間分布特征

2.1.5 對平均周期的影響

熱帶氣旋的移動速度也會影響平均周期的空間非對稱分布（圖3）。隨著移動速度的增加，左前和右前象限的平均周期增大，左后和右后象限的平均周期減小，非對稱性增強。當移動速度繼續增大后，后兩個象限的平均周期逐漸增大。當移動速度增大到7.5 m/s 時，平均周期在右前象限增加了4～5 s，左前象限增加了5～6 s。當移動速度增大到5.0 m/s 時，平均周期在后兩個象限均減小了2～4 s。當移動速度增大到7.5 m/s 時，平均周期相比于移動速度為5.0 m/s 時在右后和右后象限均增大了1～2 s。

2.2 最大風速半徑的影響

熱帶氣旋最大風速半徑是影響熱帶氣旋下海浪場分布特征的一個重要因素。最大風速半徑增大不僅會增加風時，也會增大風區，風能量輸入增加，海浪的有效波高、平均波長平均周期都會增大。

2.2.1 對有效波高的影響

EXP.B 的實驗結果表明有效波高隨著最大風速半徑增大而增高，最大有效波高的位置由右前象限向右后象限移動，有效波高場的空間非對稱軸順時針旋轉（圖4）。最大風速半徑為20 km 時，最大有效波高位于右前象限，當最大風速半徑增大到80 km 時，最大有效波高移動到右后象限，并且增大了13.6%。對4 個象限內1 000 km 半徑內有效波高分別求平均，得到有效波高在右前象限增高了31.14%，在右后象限增高了32.62%，在左前象限增高了21.8%，在左后象限增高了44.89%。

2.2.2 對平均波向的影響

圖3 熱帶氣旋移動速度分別為（a） 0 m/s，（b） 2.5 m/s，（c） 5 m/s，（d） 7.5 m/s 時的的平均周期（單位是s） 的空間分布特征（十字線中心代表熱帶氣旋中心，箭頭代表熱帶氣旋移動方向）

隨著最大風速半徑增大，右前象限的平均波向沒有變化；在左前象限，平均波向在氣旋中心前100 km，左300 km 的矩形區域內逆時針旋轉，其他范圍波傳播方向沒有明顯變化；右后象限平均波向在距氣旋中心400 km 半徑范圍內不變，在400 km半徑外輕微的順時針旋轉；在左后象限，平均波向向著局地風向發生順時針或逆時針旋轉（圖4）。當最大風速半徑增大到80 km 時，平均波向在右后象限順時針旋轉5°～15°，在左前象限逆時針旋轉10°～60°，在左后象限順時針或逆時針旋轉角度大于10°，甚至達到180°。平均波向的變化主要是因為最大風速半徑增大，風應力增加，局地風浪成長，平均波向向著風浪的傳播方向發生順時針或者逆時針旋轉。

2.2.3 對平均波長的影響

平均波長除了在左前象限距氣旋中心前100 km矩形區域內隨最大風速半徑增大而減小之外，在其他區域均隨著最大風速半徑增大逐漸增長（圖5）。當最大風速半徑為80 km 時，平均波長在右前象限增大50～90 m，在右后象限增大30～90 m，在左后象限增大了10～70 m，在左前象限距風暴中心前100 km 的矩形區域內平均波長減小0～80 m，在其他區域增大0～90 m。在左前象限內平均波長之所以會減小，是因為在這一區域內由于風應力的增加，波長較短的局地風浪成長為主導波，而主導波中涌浪部分減弱，使波長減小。

圖4 最大風速半徑分別為（a） 20 km，（b） 50 km，（c） 80 km 時的有效波高（等值線，單位為m） 和平均波向（矢量） 的分布特征（圖中信息代表的意義與圖1 相同）

2.2.4 對峰向的影響

最大風速半徑對峰向的影響與平均波向類似（圖5）。隨著最大風速半徑增大，峰向在氣旋右前象限沒有變化；在左前象限距氣旋中心前100 km左300 km 的范圍內逆時針旋轉，其他區域峰向不變；在右后象限峰向發生順時針旋轉；在左后象限峰向發生順時針或逆時針旋轉，甚至反向。當最大風速半徑為80 km 時，左前象限峰向逆時針旋轉0°～120°，右后象限順時針旋轉0°～100°，在左后象限向著局地風的方向順時針或逆時針旋轉0°～180°。

圖5 最大風速半徑分別為（a） 20 km，（b） 50 km，（c） 80 km 時的平均波長（等值線，單位為m） 和峰向（矢量） 的分布特征（圖中信息代表的意義與圖2 相同）

2.2.5 對平均周期的影響

隨著最大風速半徑增大，各個象限的平均周期均有所增大（圖6）。當最大風速半徑增大到80 km時，右前象限的平均周期增大了2 s，左前象限的平均周期增大了1 s，右后象限的平均周期增大了2 s，左后象限平均周期增大了3 s。

2.3 熱帶氣旋強度的影響

2.3.1 對有效波高的影響

在實驗EXP.C 中，當熱帶氣旋強度增強時，最大風速增大，波成長的時間和傳播的速度都會增大，有效波高增高，最大有效波高增大，但是對有效波高場的非對稱性沒有顯著地影響（圖7）。當強度增強到五級時，最大有效波高是一級熱帶氣旋下最大有效波高的2.3 倍。通過求1 000 km 半徑內有效波高的平均得到有效波高在右前象限增高70.82%，在左前象限增高51.68%，在右后象限增大63.61%，在左后象限增大91%。

2.3.2 對平均波向的影響

圖6 最大風速半徑分別為（a） 20 km，（b） 50 km，（c） 80 km 時的平均周期（單位為s） 的分布特征（圖中信息代表的意義與圖3 相同）

熱帶氣旋的強度越強，平均波向的變化越顯著（圖7）。在右前象限，當強度增強到五級時，平均波向才開始有輕微的順時針旋轉，旋轉角度為0°～10°。在左前象限，平均波向在距氣旋中心前100 km左300 km 范圍內隨著強度增強逆時針旋轉，當強度增強到五級時逆時針旋轉0°～60°，在其他區域沒有明顯變化。在右后象限，平均波向在強度增強到三級開始順時針旋轉，當強度增強到五級時，平均波向順時針旋轉10°～90°。在左后象限，由于風浪逐漸成長為主導波，平均波向發生順時針或逆時針的旋轉。當強度增強到五級時，平均波向旋轉角度均大于10°，某些區域甚至反向。平均波向隨熱帶氣旋強度的變化表明，當熱帶氣旋強度比較弱時波的傳播方向主要由移動速度決定，隨著強度逐漸增強，波的傳播方向由移動速度和與氣旋中心的距離共同決定，當熱帶氣旋很強時，移動速度對波的傳播方向影響減弱，而距氣旋中心的距離起決定作用。

圖7 熱帶氣旋強度分別為（a） 一級，（b） 二級，（c） 三級，（d） 四級，（e） 五級時有效波高（等值線，單位為m） 和平均波向（矢量） 的分布特征對比（圖中各項所代表的意義與圖1 相同）

2.3.3 對平均波長的影響

隨著熱帶氣旋強度增強，最大風速增大，波成長的時間和傳播速度增大，局地風浪和涌浪的波長均變長。因此，平均波長隨著熱帶氣旋強度增強而增大（圖8），除了在左前象限距氣旋中心前100 km左300 km 的范圍內主導波由波長較長的涌浪變為波長相對較短的風浪，從而使平均波長減小。當熱帶氣旋強度為五級時，平均波長在右前象限增長130～240 m；在左前象限距離氣旋中心前100 km 左300 km 的范圍內平均波長減小0～10 m，其他區域增長0～250 m；平均波長在右后象限增長50～180 m；在左后象限平均波長增長50～160 m。

2.3.4 對峰向的影響

熱帶氣旋強度對峰向的影響與平均波向類似（圖8）。在右前象限，當強度增強到四級時峰向開始在氣旋右側很小的范圍內輕微地順時針旋轉，強度增強到五級時峰向順時針旋轉0°～10°。在左前象限，強度增強到三級時氣旋左側很小范圍內峰向發生逆時針旋轉。當強度增強到五級時，在氣旋中心前100 km 以左范圍內峰向逆時針旋轉0°～30°。在右后象限，峰向隨強度增強順時針旋轉，當強度為五級時，峰向旋轉10°～100°。在左后象限，峰向隨強度增強發生順時針或逆時針旋轉，強度越強旋轉角度越大，當強度增強到三級以后會在某些區域出現反向的情況。

2.3.5 對平均周期的影響

隨著熱帶氣旋強度增強，平均周期在各個象限內均有所增大（圖9）。當熱帶氣旋強度增大到五級時，平均周期在右前象限增大了4 s，在左前象限增大了2～3 s，在右后象限增大了3～4 s，在左后象限增大了4～5 s。

圖8 熱帶氣旋強度分別為（a） 一級，（b） 二級，（c） 三級，（d） 四級，（e） 五級的平均周長（等值線，單位是m） 和峰向（矢量） 的分布特征對比（其他均與圖2 相同）

2.4 熱帶氣旋轉向的影響

2.4.1 對有效波高的影響

由于地轉偏向力的作用，真實的熱帶氣旋并不是沿著直線運動的，而是在移動過程中向右偏轉（北半球）。實驗EXP.D 中，有效波高在不同轉向角速度下的空間分布特征的對比顯示熱帶氣旋的轉向會影響有效波高場的非對稱性，有效波高除了在右后象限隨著轉向角速度增大而減小外，在其他象限內均增加，但是最大有效波高并沒有明顯的變化（圖10）。當轉向角速度增大到1.2°/h 時，距氣旋中心1 000 km 半徑內的平均有效波高在右前象限增高2.09%，在左前象限增高20.57%，在左后象限增大2.13%，在右后象限減小8.05%。隨著轉向角速度增大，有效波高場的非對稱性增強，非對稱軸逆時針方向旋轉，最大有效波高位置向前移動，但是仍然在右后象限。當轉向角速度增大到1.2°/h 時，有效波高場的非對稱軸逆時針旋轉大約35°。

2.4.2 對平均波向的影響

熱帶氣旋移動過程中轉向對右前象限和左前象限的平均波向沒有大的影響，但是會使右后象限和左后象限的平均波向輕微的順時針方向旋轉（圖10）。這是因為在前兩個象限內作為主導波的涌浪傳播方向不隨熱帶氣旋的轉向而改變。在右前象限仍是沿著熱帶氣旋的移動方向傳播，在左前象限沿著熱帶氣旋移動方向左偏20°～50°方向傳播。在右后象限和左后象限，隨著熱帶氣旋右偏角速度增大，局地風向順時針旋轉，風浪的傳播方向順時針旋轉，而涌浪傳播方向不變，因此，平均波向輕微的順時針旋轉。當轉向角速度為1.2°/h 時，平均波向在右后象限順時針旋轉10°左右，在左后象限順時針旋轉10°～20°。

2.4.3 對平均波長的影響

平均波長隨著熱帶氣旋轉向角速度增大而減短，除了在左后象限（圖11）。這是因為當熱帶氣旋轉向時，風時減短，風浪成長時間變短。在右后象限內當轉向角速度增到1.2°/h 時，平均波長在右前象限減短了30 m，在左前象限減短20～40 m，右后象限減短了20～40 m，左后象限增長了0～100 m。

2.4.4 對峰向的影響

熱帶氣旋的轉向對右前象限和左前象限的峰向沒有顯著的影響，右后象限和左后象限的風向順時針旋轉（圖11），原因與平均波向的變化相同。當轉向角速度增大到1.2°/h 時，風向在右后象限順時針旋轉10°左右，在左后象限順時針旋轉10°～20°。

圖9 熱帶氣旋強度分別為（a） 一級，（b） 二級，（c） 三級，（d） 四級，（e） 五級的平均周期（單位s） 的分布特征對比（其他均與圖3 相同）

圖10 熱帶氣旋轉向角速度分別為 （a） 0°/h，（b） 0.4°/h，（c） 0.8°/h，（d） 1.2°/h 時有效波高（等值線，單位為m） 和平均波長（矢量） 的分布特征（其他均與圖1 相同）

圖11 熱帶氣旋轉向角速度分別為（a） 0°/h，（b） 0.4°/h，（c） 0.8°/h，（d） 1.2°/h 時平均波長（等值線，單位為m） 和波峰方向（矢量） 的分布特征（其他均與圖2 相同）

2.4.5 對平均周期的影響

熱帶氣旋的轉向對平均周期也有影響，隨著熱帶氣旋轉向角速度的增加，平均周期在各個象限內均有所減小，但減小不是十分明顯（圖12）。當轉向角速度增大到1.2°/h 時，平均周期在右前象限和右后象限減小了1 s，在左前象限和左后象限內減小了1～2 s。

3 結論

設計了4 組理想數值實驗，用WW3 海浪模式模擬了不同移動速度、最大風速、不同強度和轉向角速度下的海浪場，實驗結果為理想條件下的理論值，實際熱帶氣旋風場復雜多變，移動過程中強度、移動速度、最大風速半徑、移動方向均處于變化中，因此實驗結果與實際熱帶氣旋海浪場是有差別的，文中從理論角度定量地分析驗證了熱帶氣旋移動速度、最大風速半徑、熱帶氣旋強度以及熱帶氣旋的轉向對海浪分布特征的影響。

理想實驗結果表明熱帶氣旋的移動速度對海浪的空間非對稱分布有很重要的作用。熱帶氣旋的移動速度使有效波高、平均波長、平均周期在右前象限增大而在左后象限減小。隨著移動速度增加，平均波向和波峰方向會向著熱帶氣旋的移動方向旋轉，在左后象限波浪甚至反向傳播。當移動速度很大時，主導波為低頻的長波涌浪，傳播方向由熱帶氣旋的移動方向決定。

熱帶氣旋的最大風速半徑和強度會使各個象限的有效波高、平均波長、平均周期增大，最大有效波高增大，且最大風速半徑會改變有效波高場的空間非對稱性。隨著最大風速半徑增大和強度的增強，風應力增強，風浪逐漸成長，涌浪逐漸減弱，左后象限和右后象限的平均波向和波峰方向會有顯著地變化。隨著最大風速半徑增大，最大有效波高的位置向著右后方向移動。

圖12 熱帶氣旋轉向角速度分別為（a） 0°/h，（b） 0.4°/h，（c） 0.8°/h，（d） 1.2°/h 時平均周期（單位為s） 的分布特征（其他均與圖3 相同）

實驗結果表明熱帶氣旋的轉向會影響有效波高場的非對稱性，有效波高除了在右后象限隨著轉向角度增大而減小外，在其他象限內均增加，最大有效波高并沒有明顯的變化，但是最大有效波高的位置向右前象限移動，有效波高場的非對稱軸逆時針旋轉。隨著熱帶氣旋轉向角速度增大，除了左后象限以外各象限內平均波長均減短，平均周期在各個象限內均有輕微減小。平均波向和波峰方向在右后象限和左后象限發生輕微的順時針旋轉。

Bowyer P J,MacAfee A W,2000.The theory of trapped-fetch waves with tropical cyclone-an operational perspective. Weather Forecast, 20:229-244.

Elachi C, Thompson T W, King D B, 1977. Ocean wave pattern under Hurricane Gloria: Observation with an airborne synthetic-aperture radar.Science,198 (4317) :609-610.

Gonzalez F I,Thompson T W,Brown W E,et al,1978.SEASAT wind and wave observations of northeast Pacific hurricane Iva, August 13.Journal of Geophysical Research,1982,87 (C5) :3 431-3 438.

Holt B, Gonzalez F I, 1986. SIR-B Observations of Dominant Ocean Waves Near Hurricane Josephine.Journal of Geophysical Research,91 (C7) :8 595-8 598.

Jelesnianski C P, Chen J, Shaffer W A, 1992. SLOSH: Sea, Lake, and Overland Surges from Hurricanes. NOAA Technical Report NWS 48.

King D B, Shemdin O H, 1978. Radar observation of hurricane wave directions. Paper presented at 16th International Coastal Engineering Conference,Hamburg,Germany,ASCE,p.209-226.

McLeish W, Ross D B, 1983. Imaging radar observations of directional properties of ocean waves. Journal of Geophysical Research, 88(C7) :4 407-4 420.

Moon I J,Ginis I,Hara T,et al,2003.Numerical Simulation of Sea Surface Directional Wave Spectra under Hurricane Wind Forcing.Journal of Physical Oceanogrophy,33(8):1 680-1 706.

Tolman H L 1990.The influence of unsteady depths and currents of tides on wind wave propagation in shelf seas. Journal of Physical Oceanogrophy,20:1 166-1 174.

Tolman H L,Alives J H G M,Chao Y Y,2005.Operational Forecasting of Wind-Generated Waves by Hurricane Isabel at NCEP.Weather and Forecasting,20(4):544-557.

Walsh E J,Wright C W,Vandemark D,et al,2002.Hurricane Directional Wave Spectrum Spatial Variation at Landfall.Journal of Physical Oceanogrography,32(6):1 667-1 684.

Willoughby H E,Rahn M E,2004.Parametric Representation of the Primary Hurricane Vortex. Part I: Observations and Evaluation of the Holland(1980)Model.Monthly Weather Review,132(12):3 033-3 048.

Willoughby H E,Darling R W R,Rahn M E,2005.Parametric Representation of the Primary Hurricane Vortex. Part II: A New Family of Sectionally Continuous Profiles. Model. Monthly Weather Review,134(4):1 102-1 120.

Wright C W,Walsh E J,Vandemark D,et al,2001.Hurricane Directional Wave Spectrum Spatial Variation in the Open Ocean. Journal of Physical Oceanogrophy,31(8):2 472-2 488.

Xu F M,Perrie W,Toulany B,et al,2007.Wind-generation waves in hurricane Juan.Ocean Modeling,16(3-4):188-205.

Young I R,1988.A prametric hurricane wave prediction model.Journal of Waterw.Port Coastal Ocean Engineering,114(5):637-652.

Young I R, Burchell G P, 1996. Hurricane generated waves as observed by satellite.Ocean Engineering,23(8):761-776.

Zhao W, Guan S D, Hong X , et al, 2011. Examination of wind-wave interaction source term in WAVEWATCH III with tropical cyclone wind forcing.Acta Oceanologica Sinica,30(4):1-13.

Zhao W,Hong X,2011.Impacts of tropical cyclone inflow angle on ocean surface waves. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 29(2):460-469.

Zhou L M, Wang, A F, Guo P F, 2008. Numerical simulation of sea surface directional wave spectra under Typhoon wind forcing. Journal of Hydrodynamics,20(6):776-783.

陳希，閔錦忠，李妍，等，2003a.臺灣島臨近海域臺風浪模擬分析.氣象科學，23（1）：46-54.

陳希，閔錦忠，2003b.近岸海浪模式在中國東海臺風浪模擬中的應用——數值模擬及物理過程研究.海洋通報，22（2）：9-16.

洪新，趙瑋，侯查偉，2014.熱帶氣旋風場非對稱性對表面海浪場的影響.海洋預報，31（2）：1-7.

蔣小平，鐘中，張金善，等，2007.臺風浪模擬預報中的風場比較研究.海洋通報，236（2）：11-19.

聞斌，汪鵬，萬雷，等，2008.中國近海海域臺風浪模擬實驗.海洋通報，27（3）：1-6.

閆濤，張宇銘，胡保全，2009.WAVEWATCH 和SWAN 嵌套模擬臺風浪場的結果分析.海洋湖沼通報，4：doi： CNKI：SUN：HYFB.0.2009-04-001

于衛東，喬方利，袁業立，等，1997.Betty（8710） 臺風過程風、浪數值模擬.海洋學報，19（6）：27－37.