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Journal of Tropical Oceanography >

2018 , Vol. 37 >Issue 5: 25 - 32

DOI: https://doi.org/10.11978/2017124

Orginal Article

Analysis of tidal current and tidal energy on the west coast of Guangdong Province based on High Frequency Ground Wave Radar observation

  • ZHU Huaixin , 1, 2 ,
  • ZU Tingting , 1 ,
  • LI Jian 1 ,
  • SHU Yeqiang 1 ,
  • CHEN Ju 1 ,
  • WANG Dongxiao 1
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
Corresponding author: ZU Tingting. Email:

Received date: 2017-11-15

  Request revised date: 2017-12-19

  Online published: 2018-10-13

Supported by

National Special Scientific Equipment Development Project (2013YQ16079303)

Frontier Science Research Project of Chinese Academy of Sciences (Grant No. QYZDJ-SSW-DQC022)

National Natural Science Foundation of China (41576003, 41506022)

Science and Technology Planning Project of Guangdong Province (2016A020224003)

Copyright

热带海洋学报编辑部
Fold

Abstract

We study the characteristics of tidal current on the west coast of Guangdong Province using the surface current data observed by a High Frequency Ground Wave Radar (HF radar). Tidal harmonic analysis results show that the tide in this area mostly belongs to irregular semidiurnal tide, and the shallow water components are not negligible. The M2 tidal current is mainly counterclockwise reciprocating flow. The direction is along the northwest-southeast. In the near-shore region, tidal energy flux spreads to the shore. The tidal energy flux is from east to west in the east part of the study area. Through tidal energy budget analysis, we found that high dissipation appears in the west part of the study area, which has a lot of islands there is related to the existence of the Qiongzhou Strait and the topography on the west coast of Guangdong Province.

Key words： west coast of Guangdong Province; High Frequency Ground Wave Radar; tidal current; tidal energy; tidal dissipation

Cite this article

ZHU Huaixin , ZU Tingting , LI Jian , SHU Yeqiang , CHEN Ju , WANG Dongxiao . Analysis of tidal current and tidal energy on the west coast of Guangdong Province based on High Frequency Ground Wave Radar observation[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2018 , 37(5) : 25 -32 . DOI: 10.11978/2017124

粤西近海位于南海北部陆架区域, 水深在10~ 60m之间, 主要受东亚季风影响, 夏季盛行西南风, 冬季盛行东北风(李立 等, 2002)。受到地形、季风、珠江冲淡水以及潮汐混合等因素的共同影响, 该区域潮汐和环流结构复杂。近年来有关粤西海域潮汐潮流的特征研究中, 何洪钜(1987)利用华南沿海验潮站数据研究华南沿海潮汐特征时指出广东的惠东县港口附近至雷州半岛博赊港附近为不正规半日潮的分布地段。由于南海海域地形复杂, 观测资料相对缺乏, 余慕耕(1984)、沈育疆 等(1985)、丁文兰(1986)、方国洪(Fang, 1986; 方国洪 等, 1994; Fang et al, 1999)在对南海潮汐的分析中存在分歧; 但对南海北部的潮型分布持相同观点, 即自珠江口以西至雷州半岛南口的粤西海域为不正规半日潮性质。对于粤西环流, 杨士瑛(2003)指出夏季粤西近岸海水为西南运动。严金辉 等(2005)利用粤西水东站(21°17′07″N, 111°24′22″E)一年的多普勒流速剖面仪(Acoustic Doppler Current Profilers, ADCP)和浮标观测给出了该站位附近潮流和低频流的特征, 指出水东站表层流向出现最多的频率为西南偏西向, 低频流出现频率最多方向和潮流一致。伍伯瑜(1990)指出珠江口以西有一支终年向西的沿岸流。这些研究使人们对粤西海域潮汐和环流特征有了初步的认识。由于观测资料缺乏, 时空分辨率的不足, 目前只是在大范围区域(例如南海北部或者整个南海)做研究时提到粤西近海以及周边海区的潮流特征, 现在还没有较多单独对粤西近海区域潮流特征的研究, 仅能利用沿岸验潮站数据(郑有任 等, 2012)对区域内几个验潮站附近的潮流特征进行研究, 或者就是利用数值模拟(丁文兰, 1986; Fang, 1986)的方法覆盖这一海区的大范围区域进行研究。将高频地波雷达观测应用于该海区潮流、环流的研究将有助于我们更全面地认识该海区潮流的空间特征以及环流的变化。本文利用高频地波雷达观测高时空分辨率的优点, 对粤西近海的潮流空间分布特征进行进一步研究。
高频地波雷达(High Frequency Ground Wave Radar, HF Radar)利用短波(3~30 MHz)在导电海洋表面绕射传播衰减小的特点, 采用垂直极化天线辐射电波, 探测超视距探测海平面视线以下出现的运动目标(Crombie, 1955; Barrick et al, 1977), 利用海洋表面对高频电磁波的一阶散射和二阶散射机制, 可以从雷达回波中提取风场、浪场、流场等海况信息, 随着高频地波雷达技术的发展以及在海洋环流观测中的应用, 与传统观测仪器相比, 高频地波雷达具有空间分辨率高、受环境干扰小和可实时监测的优点。本文使用最新的高频地波雷达数据资料, 对粤西观测海域的潮汐潮流特征等方面进行研究和计算, 研究结果可为该海域海洋工程建设、物质输运、水动力环境和风暴潮预报等提供基础数据及参考。

1 数据介绍与处理

粤西高频地波雷达系统使用的是武汉大学电波传播实验室(侯杰昌 等, 1997; 吴雄斌 等, 2003)开发的OSMAR-S100便携式雷达系统。粤西高频地波雷达试验观测海区位于南海西北部, 雷州半岛以东区域, 两台雷达分别置于湛江硇洲岛斗龙站和茂名博贺站(见图1中的五角星标注的斗龙和博贺)。本次试验, 粤西高频地波雷达观测时间段为2014年11月1日至11月30日和2015年6月13日至2015年6月23日。数据的采样间隔为20min, 空间分辨率为0.03°×0.03°。
Fig. 1 Topography and observation stations at Guangzhou Bay

图1 粤西高频地波雷达观测区域水深分布和潜标布放站位
黑色五角星代表雷达所在站位; 黑点代表ADCP所在位置和水东验潮站所在位置; 等值线为水深, 单位为m(以下图同)

在实际采样过程中, 雷达在空间和时间上都会出现观测空缺。因此, 在使用观测数据之前, 需对雷达的采样情况进行评估。整体来看, 整个试验时段, 雷达记录到的有效观测时次约占总观测时间的97.6%, 整体观测情况良好, 能够满足后续的研究需求。
利用武汉大学研发的OSMAR-S CenterSite P2.0软件构造真实海表流观测场。该软件首先将各数据采集站获取的海态结果数据向指定公共网格进行插值, 并进行时间网格插值, 进行融合处理, 得到矢量流场和流向(Lipa et al, 1983)。
在利用高频地波雷达表层海流观测数据进行研究前, 需对其进行简单的质量控制, 步骤如下(朱大勇 等, 2007; 周浩 等, 2002):
1) 利用阈值剔除法, 将海表流速大于 2m·s-1的观测数据剔除。
2) 利用判据$y({{t}_{n}})-\bar{y}>3\delta $剔除奇异值, 其中t为时间, $\delta =\sqrt{\sum{\Delta {{y}^{\text{2}}}/(M-\text{1})}}$ (n=1, 2, …, M, M为样本容量, y(tn)为观测区域内任一点在时间为tn的观测值, $\bar{y}$表示该点在观测时间内的测量平均值, Δy表示观测值与平均值之差。
3) 利用判据$\left| y({{t}_{n}})-y({{t}_{n\pm \text{1}}}) \right|>\text{3}\delta $剔除观测数据中的跳跃值。
Stewart 等(1974)从理论上推导雷达观测海流的探测深度为λ/8π (λ为高频地波雷达的发射波长); 因此, OSMAR-S探测的是距水面大约0.92m处的海流。
为了证明高频地波雷达的数据精度, 本次试验期间, 我们还在雷达观测高精度区域的Q0处(20°50'6.4"N, 111°10'5.1")设置一个潜标ADCP站(图1黑点Q0处), 其中ADCP的观测频率设为和雷达观测频率相同的20min, 层厚设为2m, 第1层在距底4.24m的位置, 从下向上共设50层, 并于2015年6月13号20时开机观测, 至6月19日结束观测, 与雷达观测重合的时间共计6天左右, 可以用重合时间内ADCP的观测数据对雷达获得的海流数据进行比对。

2 结果分析

选取ADCP和雷达共同观测的时间段进行比测分析, 图2为粤西高频地波雷达单站径向流的对比时间序列图, 图中x轴代表时间, y轴分别代表的流速的纬向流速u和经向流速v。由图2可知, Q0处ADCP和雷达观测的u、v分量相关性较高, 相关系数分别为0.79和0.72, 且均方根误差分别为8.62和13.79cm·s-1, 可认为该高频地波雷达观测精度可以达到海流观测标准, 并可用于下一步研究。
Fig. 2 Velocity comparison between HF radar and ADCP data: (a) zonal velocity and (b) meridional velocity

图2 高频地波雷达和ADCP观测流速u分量(a)和v分量(b)对比时间序列图

2.1 潮流类型

根据潮流中全日、半日潮流的相对比例对该海域潮汐类型进行划分。本文采用T_Tide潮汐调和程序(Pawlowicz et al, 2002)对海流数据进行潮流调和分析, 获得各个观测点分潮的调和常数。根据我国《港口工程技术规范》(1987)( 中华人民共和国交通部, 1988)的规定, 采用特征值F作为判别指标, $F=\left( {{W}_{{{\text{O}}_{\text{1}}}}}+{{W}_{{{\text{K}}_{\text{1}}}}} \right)/{{W}_{{{\text{M}}_{\text{2}}}}}$, 其标准如下:
正规半日潮流, $\left( {{W}_{{{\text{O}}_{\text{1}}}}}+{{W}_{{{\text{K}}_{\text{1}}}}} \right)/{{W}_{{{\text{M}}_{\text{2}}}}}$≤0.5;
不正规半日潮流, 0.5<$\left( {{W}_{{{\text{O}}_{\text{1}}}}}+{{W}_{{{\text{K}}_{\text{1}}}}} \right)/{{W}_{{{\text{M}}_{\text{2}}}}}$≤2.0;
不正规全日潮流, 2.0<$\left( {{W}_{{{\text{O}}_{\text{1}}}}}+{{W}_{{{\text{K}}_{\text{1}}}}} \right)/{{W}_{{{\text{M}}_{\text{2}}}}}$≤4.0;
正规全日潮流, 4.0<$\left( {{W}_{{{\text{O}}_{\text{1}}}}}+{{W}_{{{\text{K}}_{\text{1}}}}} \right)/{{W}_{{{\text{M}}_{\text{2}}}}}$。
式中: WO1、WK1、WM2分别为O1, K1, M2分潮流的椭圆长轴。
如图3a所示, 可以看出粤西海域大部分区域F值在0.5~2.0之间, 只有雷达观测的边缘的少部分海域F值大于2, 平均F值为1.3。总的来看粤西海域属于不正规半日潮性质, 越往水深较深的外海, F值越大, 甚至在外海边缘出现不正规全日潮的潮流。何洪钜(1987)、方国洪(方国洪 等, 1994; Fang, 1999)、余慕耕(1984)、丁文兰(1986)、章卫胜(2005)等人对南海北部潮流性质分析中也指出粤西海域的潮流性质主要为不正规半日潮流。而在雷达的观测过程中(图3a)会在该海域外围区域, 出现F值大于2的点, 即出现不规则全日潮流, 这是雷达观测精度在边缘区域相对于中心区域较低造成的, 在出现F大于2的区域, 一般位于距离雷达较远的点或者较为边缘的区域, 这些地区雷达观测精度较低, 会产生一定的误差。由于粤西海域水深较浅, 在划分潮流性质时还要考虑浅水分潮的影响, 用特征值G=(WM4+WMS4)/WM2 来衡量浅水分潮的影响, 从图3b可以看出, 绝大部分海区G值均分布正常, 在0.1~0.3之间, 在边缘海域出现G值较大的区域, 这可能是由于雷达在边缘海域观测精度下降所致。
Fig. 3 Distribution of tidal characteristic values (F-G) on the west coast of Guangdong Province

图3 表层特征值F(a)和G(b)的空间分布以及表层F-G散点分布图(c)

粤西近海的F-G散点分布如图3c所示, 该海域G值均在0.1以上, 一般来说, 水深越浅, G值越大, 说明粤西海域的浅水分潮的作用不可忽略, 通过比较各浅水分潮的长轴大小, 进一步得出MS4和M4分潮的影响较为显著。
高频地波雷达与ADCP测量的结果在Q0处特征值F也在0.5~2.0之间, 因此Q0处是不规则半日潮型, 从雷达测量计算出八大分潮和不同浅水分潮(由于篇幅原因, 表1中只列出四大分潮和该区域主要的两个浅水分潮)的迟角、长轴和ADCP的对比, 可以看出, 在Q0处M2和S2分潮的比较结果较好, 而O1和K1的差一些, 这是由于该研究海域全日潮比较弱, 以半日潮为主。虽然计算得到雷达观测和ADCP观测的G值接近, 但是M4和MS4分潮的迟角和长轴大小均差异较大, 误差主要是由于雷达观测精度造成的, OSMAR型雷达在测量低流速时精度较低, 虽然浅水分潮在该海域的影响不能忽略, 但是浅水分潮的潮流长轴大小只有M2分潮的十分之一左右, 浅水分潮的流速较小, 本文暂不对浅水分潮的空间分布特征进行讨论。
Tab. 1 Harmonic constants at Station Q0 by ADCP and HF radar

表1 Q0站的调和常数对比

观测仪器 O1 K1 M2 S2 M4 MS4 特征值
F		 特征值G
长轴/(m·s-1) 迟角/(°) 长轴/(m·s-1) 迟角/(°) 长轴/(m·s-1) 迟角/(°) 长轴/(m·s-1) 迟角/(°) 长轴/(m·s-1) 迟角/(°) 长轴/(m·s-1) 迟角/(°)
ADCP 0.129 232 0.104 252 0.219 232 0.077 282 0.024 216 0.013 269 1.06 0.17
雷达(6月) 0.116 207 0.061 224 0.191 234 0.063 280 0.012 193 0.016 209 0.93 0.15
雷达(11月) 0.102 220 0.094 250 0.129 229 0.065 64 0.015 150 0.014 119 1.52 0.22

2.2 M2和O1分潮潮流椭圆

调和分析的结果表明(表1), 我们发现整个海域是以M2分潮为主, 这与郑有任 等(2012)在阳江、湛江测得的主要分潮结果相同, 在Q0处M2长轴长度达到了0.2m·s-1左右, 而在全日分潮中, O1分潮的长轴值最大, 且比较Q0处ADCP和雷达观测表层潮流调和分析常数, M2分潮和O1分潮的结果差异较小, 因此本文选取M2和O1分潮作为代表, 分析粤西近海海域的潮流椭圆分布。由图4a可知, 潮流的椭圆长轴指示了最大流速和最大流速方向, 根据雷达观测调和分析的结果, 在6月份, 该海域M2分潮潮流椭圆长轴的方向一般与两个雷达的连线基本垂直, 即东南-西北走向, 中心海域最大流速大于边缘海域, 流速在0.15~0.25m·s-1之间, 利用椭圆旋转率K值(潮流椭圆短轴与长轴之比)来描述该区域潮流运动形式, 同样可以得出相同的结果。该区域M2分潮整体K值都在±0.25之间(正号表示潮流为逆时针旋转, 负号表示潮流为顺时针旋转), 且平均K值仅为0.11, 平均K值的绝对值|K|为0.12, 表现出明显往复性潮流特征。随着水深的增加, K值逐渐增大, 且在雷达连线中垂线的附近海域, M2分潮的椭圆率始终很小, 接近于零, 表现出明显的往复性潮流的运动形式。从中心到两侧边缘, M2分潮的椭圆率逐渐增加, 流速也逐渐变小, 从往复性潮流向旋转潮流转变, 这与地形相关, 当靠近周边岛屿时地形变浅, 同时流速也相应变小。
Fig. 4 Tidal current ellipses of the M2 tide (a) and O1 tide (b)

图4 M2分潮(a)和O1分潮(b)潮汐椭圆分布图
红色表示逆时针转动的潮流椭圆; 蓝色表示顺时针转动的潮流椭圆

虽然整个区域的O1分潮的平均K值为0.16, 但是从图中可以看出不同区域的潮流运动形式是不同的, 靠近海南岛和雷州半岛的区域O1分潮呈顺时针旋转, 而远离岛屿的东部海域则主要由逆时针潮流占据。与M2分潮椭圆类似, O1分潮椭圆同样表现出从中心到边缘椭圆率增加流速减小的趋势, 不同的是, 该海域O1分潮平均|K|值为0.29, O1分潮在该海域主要为旋转型潮流。由此可见, 高频地波雷达可以更加细致地对主要分潮分布进行分析。

2.3 潮能分析

单位时间内通过自海底至海面单位密度宽度断面的潮能(方国洪 等, 1994), 我们称之为潮能通量, 其计算公式为:
$P=\frac{\rho gh}{T}\int_{0}^{T}{\xi V\text{d}t}$
式中P为潮能能量(单位为W·m-1), V为速度矢量, g为地球的重力加速度, T为时间, h为水深, ρ为海水的密度, 本文取ρ值为1020kg∙m-3, ξ表示该观测点的水位变化。由于我们无法获取整个区域的水位数据, 因此, 我们选用水东验潮站(21°28′42″N, 111°4′24″E, 具体位置见图1)的水位数据来代表整个海区的水位变化。由于6月份的数据较短(仅有1周), 而11月则有一整月的雷达数据, 从表1可以看出11月的雷达数据调和分析结果来看与6月的雷达分析结果相似; 因此, 在计算潮能时我们选取时间段更长的11月的雷达数据进行分析(图5a)。
Fig. 5 Vectors of tidal energy flux P. (a) June 14th-19th, 2015 and (b) November 1st-30th, 2014

图5 粤西海域潮能通量P
a. 2015年6月14日—6月19日; b. 2014年11月1日—11月30日
填色图代表潮能通量的大小(单位: 104 W·m-1)

由图5a可见, 使用地波雷达可以得到不同潮期的潮能通量的变化, 在2015年6月, 粤西海域的潮能主要是由东部陆架和东南外海输送进来的, 主要是从东南向西北方向输入, 进入量值可达3.5×104W·m-1。而11月的数据表示, 粤西海域的超能主要从东部陆架向西传播至粤西海域, 这一部分的计算结果与前人相似, 即南海北部陆架区域的潮能的输送方向是自东向西(丁文兰, 1986; Fang et al, 1999); 较大的潮能通量出现在最南的观测边界, 量值也可以达到3.5×104W·m-1。6月和11月平均潮能传播方向有所不同, 主要受二者的观测时长和观测所在大小潮周期影响。6月的雷达观测只有短短6天的时间, 该时段正处在粤西海域的大潮时期, 潮能主要在近岸堆积, 潮能通量的传播方向与图4的分潮长轴走向相同。在11月, 雷达的观测达到一个月之久, 包含了大、小潮周期过程, 时间平均后可以认为潮能处于定常状态, 不随时间变化, 潮能通量分布与量值与前人的观测结果(丁文兰, 1986; Fang et al, 1999)相符。在30m以浅的区域, 原本向西的潮能通量传播方向发生向岸偏转, 这在前人的研究中是没有发现过的, 高频地波雷达在揭示区域潮能分布时可以更细致地刻画小范围区域内的潮能变化。
根据Fang 等(1999), Zu 等(2008)文中的潮能收支公式:
$\begin{align} & \frac{\partial E}{\partial t}+\nabla \cdot (gU\xi )=gU\cdot \nabla ({{\xi }_{\text{SAL}}}+{{\xi }_{\text{E}}})-F\cdot V- \\ & (U\cdot \nabla V)\cdot V+h{{A}_{\text{h}}}V\cdot {{\nabla }^{2}}V \\ \end{align}$
在一个潮周期内, 我们假定潮能E随时间的变化项$\frac{\partial E}{\partial t}=\text{0}$, U表示观测点自海底到海面的单位宽度体积输运矢量, ξ表示海表水位, ξSAL表示海水自身吸引产生的水位变化, ξE表示地球潮汐产生的水位变化, F表示底摩擦力, V表示海区表面流速矢量, h表示水深, Ah表示水平向扩散系数, 将式(2)×ρ, 并在一个潮周期内做时间平均。本文对一个月的观测所得潮能进行平均, 也可以忽略潮能随时间变化项$\frac{\partial E}{\partial t}$; 因此, 可得到下面计算潮能耗散率D的公式:
D=C+N+W+L (3)
其中潮能耗散率D= -ρ〈F · V〉, 单位为W·m-2, 〈〉表示一个月的时间平均; C=·P 表示该区域潮能通量的辐合辐散, 其中P=ρg〈U · ξ〉为潮能通量; N=ρ(U·V)·V, 表示非线性项产生的潮能变化; U表示观测点自海底到海面的单位宽度体积输运矢量, 单位为m2·s-1。由于观测水域水深较浅, 假定观测海区表面流速能够代表整个水体的垂向平均流速, 因此, U=hV; W表示引潮势的做功项, 在文中(Zu et al, 2008)已经分析了该项W的值在陆架海域接近为0, 浅海陆架区域可以不用考虑引潮势做功项。L表示水体的侧向摩擦产生的耗散项, 它的量级要远小于其他几项, 因此可以忽略不计, 经过分析, 式(3)可以转变为:
D=C+N (4)
对11月的地波雷达数据进行计算可以得到该区域的C, N, D的值(如图6b所示), 由于非线性项C占潮能耗散D的1%左右, 因此潮能耗散主要由潮能通量辐散组成。可以近似地认为D≈C, 我们从图6c中可以发现, 在粤西海域的潮能耗散主要发生在琼州海峡东北的浅水区域, 西面岛屿密集区D值较高, 最大可以达到-20W·m-2, 在30m和40m等深线的西部出现潮能耗散的高值区域。观查海图水深变化, 潮能耗散率D在水深梯度值大的区域较高, 同一水深下, 西部区域的D值要高于东部和北部海域, 在东部和北部空旷海区水深梯度小, D值也小, 这显示出潮能耗散率与潮能通量和地形存在一定的相关性。
Fig. 6 Divergence of tidal energy flux C (a), the work rate by the nonlinear interaction N (b) and tidal dissipation D (c)

图6 粤西海域潮能通量散度C(a)、非线性项N(b)和潮能耗散D(c)(单位均为(W·m-2)

3 结论

通过6月份和11月份粤西海域高频地波雷达观测海流进行潮流调和分析, 得到各观测点的平均F值为1.3; 因此, 该海域潮汐性质以不规则半日潮为主, 只有外海一部分海域表现为不正规全日潮, 这也与前人的看法一致, 高频地波雷达在分析分潮分布时能更细致地刻画小范围区域内的分潮的变化, 由雷达数据计算所得各分潮潮流椭圆的长轴长度可知, 该地区主要以M2和O1分潮为主。其中M2分潮的平均K值仅为0.11, 主要以逆时针的往复流的形式出现在这一海域。O1分潮椭圆表现出从中心到边缘随椭圆率增加而流速减小的趋势, 外圈的O1分潮表现为旋转性潮流。用于衡量浅水分潮影响的G值集中在0.1~0.3之间, 说明该地区存在明显的浅水分潮。在粤西近海的潮能的传播方向是由东向西传播的, 这些结果与前人的观测相类似; 而在局部区域, 高频地波雷达观测到以往数值模拟未发现的现象: 在近岸区域潮能通量传播的方向会发生一个向岸的偏转, 从外界传进来的潮能在琼州海峡东北处的近海地区耗散。这与海峡的存在并且与局地地形变化有关, 地形复杂的岛屿和地形陡峭的区域潮能耗散较大。表明利用高频地波雷达观测可以较好地获得粤西近海的潮流更细致的空间分布特征。

The authors have declared that no competing interests exist.

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