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第一章绪论 (1)
1.1研究目的和意义 (1)
1.2国内外研究进展 (1)
1.2.1大气—海洋—海浪相互作用 (1)
1.2.2大气—海洋—海浪耦合模式 (4)
1.2.3耦合模式的实现 (4)
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1.3本文研究工作 (6)
第二章大气、海洋、波浪模型 (7)
2.1大气模型 (7)
2.1.1模式概述 (7)
2.1.2控制方程及数值离散 (7)
斯皮尔伯格经典电影2.1.3波浪对大气影响的反映 (10)
2.2三维海洋模型 (12)
儿童节快乐的英文2.2.1模型概述 (12)
2.2.2三维控制方程 (12)
2.2.3三维辐射应力 (13)
hang out2.3波浪模型 (14)
2.3.1模式概述 (14)
2.3.2动谱平衡方程及离散方法 (15)
第三章实时耦合模型的实现 (16)
3.1耦合机制 (16)
3.2 MCT耦合器 (17)
3.3网格的区域分解 (18)
3.3.1结构化网格的区域分解 (18)
3.3.2非结构化网格的区域分解 (20)
3.4不同网格间变量的插值 (21)
3.5耦合模型计算流程 (22)
3.5.1耦合模式主程序 (23)
3.5.2子模型修改 (24)
3.5.3耦合模式初始化 (25)
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3.5.4耦合模式运行 (27)
3.5.5耦合模式终止 (29)
3.6本章小结 (30)
第四章耦合模式在理想算例中的应用 (31)
4.1理想算例设置 (31)考研数学三大纲
4.2不同耦合方式的结果比较 (32)
4.2.1热带气旋模拟结果 (33)
4.2.1.1海表面风场分析 (33)
4.2.1.2海表面气压分析 (43)
4.2.1.3摩阻速度分析 (47)
4.2.2潮流和波浪模拟结果 (52)
4.2.2.1波浪场分析 (52)
4.2.2.2潮流场分析 (55)
4.3小结 (60)
第五章结论和建议 (61)
5.1本文主要结论 (61)
5.2建议 (61)
参考文献 (62)
发表论文和参加科研情况说明 (68)
致谢 (69)
第一章绪论
1.1研究目的和意义搭档英语怎么说
热带气旋（Tropical Cyclone，TC）是在亚热带的温暖海洋中形成的强烈大
以上广阔海面上形成的热气涡旋，台风是指北太平洋西部海水表面温度达26C
带气旋，其中心持续风速在12级至13级。我国是世界上受热带气旋影响严重的国家之一，尤其是东南沿海地区在夏秋季节频遭热带气旋侵袭。热带气旋带来的强风、暴雨可能给人民生活和国家经济带来难以预见的损失，热带气旋中的强台风还可能引发各种海洋灾害，例如，风暴潮、海岸侵蚀等。开发数值模型，准确预报或后报热带气旋过程，对于海洋防灾减灾及港口海岸工程设计都有重要意义。
已有研究表明，热带气旋过程中，大气与海洋间存在较强的相互作用，风场、海温场、波浪场、流场相互影响，为准确描述热带气旋过程中风场的变化，需要在数值模型中充分考虑台大气、海洋（温度、水流等）及海面波浪的相互作用。建立大气—海洋—海浪耦合模型对热带气旋及其海洋灾害的准确预报、海洋资源的开发利用具有重要的科学与现实意义。
1.2国内外研究进展
大气-海洋-海浪耦合模式的建立涉及两方面的研究，其一是大气、海洋与海浪之间的相互作用，其二大气、海洋与海浪之间相互作用在耦合模型中的实现。下面主要从这两个方面对国内外研究进展进行简要的总结。
泛读教程21.2.1大气—海洋—海浪相互作用
1.2.1.1海洋—大气作用研究
热带气旋过程中，海洋与大气间存在较复杂的相互作用。大气对海洋产生强迫作用，主要包括海表面风应力、长波辐射、短波辐射、海表面压力等，同时上层海洋对热带气旋的作用产生响应，并对大气运动产生反馈作用。海洋对大气的作用主要包括两方面：一是海洋表面温度（Sea Surface Temperature，SST）通过
海表面热通量对大气产生影响；二是海表面流场（Sea Surface Current ）通过相对风速影响大气底部风应力[4]。
海表面温度(SST)对于热带气旋的影响机制包括正反馈和负反馈作用[11]。正反馈机制是指当热带气旋增强时，增大的风速导致蒸发率增加，从而增加驱动热带气旋环流的潜热能量的供给，使得热带气旋进一步增强。负反馈机制是指当热带气旋增强时，由于风应力增加使得海洋上层发生强大的湍流混合，温跃层的冷水上翻到混合层导致海表温度降低，从而减少供给热带气旋的热量通量和水汽通量，并进一步使热带气旋减弱。总结起来，SST 的正反馈作用会增强热带气旋强度[7][8]，SST 负反馈作用会降低热带气旋的强度[9][10]。
九月 英文早期对于定点观测资料的分析发现 ，热带气旋可引起SST 下降，一般在
16C ︒-之间[1]。
较强的SST 降低和混合层深度的增加常发生在气旋的右侧（右偏性），在气旋右侧的影响范围可达到两倍最大风速半径。影响SST 变化的主要因素由强至弱依次为：飓风强度、飓风的移动速度、混合层的原始深度以及温跃层的温度梯度等，飓风大小的影响一般不大[6]。气旋的移动速度越慢，强度越大，混合层原始深度越浅，造成的降温越明显，甚至在飓风过后的近一周时间内，气旋对上层海洋的影响仍然存在。
热带气旋除可引起SST 降低外，还可直接在海面产生近惯性流，流速可达约1m/s 。该流在上层海洋的水平运动中占据主要地位，并与飓风的作用区域一致。近惯性流一般主要在两倍最大风速半径范围内，并可能影响到四倍最大风速半径内的海域。在飓风经过之后，近惯性流对上层海洋产生持续影响，可以达到飓风过后的几天到几十天的时间，这期间由于近惯性流的影响，混合层也会持续降温[12][13]。
1.2.1.2 海浪—大气作用研究
在强风状况下热带气旋会引起较大的风成浪，海浪一方面可通过海浪状态对海气之间的动量通量、热通量以及湿度通量产生重要影响[15]，另一方面波浪的破碎及海面风切削波峰等生成的海洋飞沫在海面形成水滴蒸发层，直接或间接地影响着海气界面的动量、热量及水汽通量[16]，此外，由于海浪破碎和海洋飞沫产生表面摩擦导致的波能耗散会对热带气旋强度产生正反馈作用，增加气旋强度
[4]。
Jonson [19]认为海气间的动量交换很大程度上依赖于海表面粗糙度，而海表面波况的变化会改变海表面粗糙度（0z ），从而进一步影响与其相关的海气动量通量、热通量以及湿度通量。经典的海—气水平相互作用服从Charnock 关系[17]，假定0z 与摩阻速度*u 正相关，该关系隐性表现了海面波况对于海气动量交换量
的影响。Powell[22]、Donelan[23]、Makin[24]等人研究发现经典的Charnock关系不适用于高风速状况。Liu[25]等建立了一套适用于低风速到高风速的海面空气动力粗糙度参数化方法，该方法整合了SCOR（Scientific Committee on Oceanic Rearch）关系[26]和Makin的阻力定律[24]，对Charnock关系进行修正。Xie[25]等对海气水平通量中Charnock关系的优化进行了详细讨论，认为应直接考虑波浪状态对于海面粗糙度的作用，并认为大气—波浪的耦合还应考虑浪沫和能量耗散的升温作用。
当风速增大的时候，波浪破碎（白浪）的频率增加，在接近海表面的大气
中开始充满飞沫。在极大风速时，海气界面开始乳化，在充满气泡的海水和充满飞沫的空气间平稳过渡。Makin[24]等认为海表面波浪破碎产生的溅沫和波峰处的白浪对于海气动量交换有重要贡献。Zhao[27]等研究认为海浪飞沫和浪沫引起的
热量输移和波况间存在依赖关系。Doyle [28]等研究了考虑波况影响的海气通量对热带气旋强度的作用，发现在大风速状况下波况对于热带气旋影响显著。近期的研究总结认为海洋飞沫会改变海气边界层的结构，对于海气动量的影响较为复杂[29][30]。
此外，Bister和Emanuel[31]、Businger[32等提出了高风速状况下热带气旋产生大幅热量耗散，并得出了在海表面最大风速区域热带气旋的热量耗散接近10%至20%。热量耗散的机理同样依赖于海表面粗糙度和海洋飞沫。Xie[33]等对海表面粗糙度、海洋浪沫以及能量耗散等三部分对于台风强度的贡献进行了定量分析和比较，发现在中低风速时，海表面粗糙度对台风强度其主要反馈作用，减小风速，而高风速时，浪沫和耗散能量起主要作用，正反馈于台风，台风强度增大。
1.2.1.3波浪—潮流作用研究
波浪和潮流间的相互作用虽然不会对热带气旋强度产生直接影响，但是波流相互作用促使波浪要素以及海水温度场、流场、湍流结构发生变化，影响大气和海洋通量，间接影响热带气旋的强度。
波浪会对水流的运动过程、分布形式产生复杂影响，主要表现为三个方面[34]：波浪辐射应力对潮流的驱动、海面粗糙度增大引起表面风应力的增加[35]，以及底部剪切应力改变导致底部摩阻的增加[36]。水流也会对波浪的演变过程和形态
产生复杂影响，波浪传播方向和潮流流向的异同也会引起波要素（例如波速、波长、波斗等）的变化[37]。
