海南島鶯歌海近岸的潮汐不對稱與潮致余流研究

林國堯, 龔文平

(1.海南省海洋與漁業(yè)科學(xué)院，海南 海口570125；2.中山大學(xué) 海洋學(xué)院，廣東 廣州 510275)

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海南島鶯歌海近岸的潮汐不對稱與潮致余流研究

林國堯1, 龔文平2*

(1.海南省海洋與漁業(yè)科學(xué)院，海南 ?？?70125；2.中山大學(xué) 海洋學(xué)院，廣東 廣州 510275)

潮汐不對稱與潮致余流在河口海岸區(qū)的物質(zhì)輸運(yùn)中扮演著重要角色。已往的研究表明，在駐波占主導(dǎo)的河口海灣中，漲落潮的歷時(shí)不對稱與流速不對稱有較為良好的對應(yīng)關(guān)系。而潮致余流主要由地形與潮波的非線性作用所致。本研究以海南島鶯歌海附近為代表，結(jié)合實(shí)際觀測與數(shù)值模型，研究復(fù)雜地形的開闊近岸區(qū)的潮汐不對稱與潮致余流。結(jié)果表明，在鶯歌海近岸區(qū)，漲落潮歷時(shí)不對稱皆表現(xiàn)為漲潮歷時(shí)短于落潮歷時(shí)，而流速不對稱則出現(xiàn)復(fù)雜的空間變化。對流速不對稱的機(jī)制分解表明，研究區(qū)的流速不對稱主要由K1、O1與M2的相互作用，以及潮余流與各潮汐分潮的相互作用所控制。其中前者產(chǎn)生漲潮流速大于落潮流速的漲潮優(yōu)勢，而后者則與余流的方向相對應(yīng)，出現(xiàn)多個(gè)漲潮優(yōu)勢與落潮優(yōu)勢的區(qū)域?？傮w而言，研究區(qū)的流速不對稱由余流與各潮汐分潮的相互作用所決定。這表明，采用漲落潮歷時(shí)的不對稱來確定潮汐不對稱的方法在開闊近海區(qū)可能并不適用。對潮致余流的研究表明，研究區(qū)的歐拉余流遠(yuǎn)大于斯托克斯余流。歐拉余流表現(xiàn)為多個(gè)順時(shí)針與逆時(shí)針的渦流。渦流分布與地形具有較好的對應(yīng)關(guān)系，潮流沙脊區(qū)多發(fā)育順時(shí)針渦流，而深槽區(qū)則以發(fā)育逆時(shí)針渦流為主。摩擦力在渦流的發(fā)育中起著重要作用。

潮汐不對稱；潮致余流；開闊近岸；海南島

1 引言

潮汐與潮流是河口海岸中非常重要的動(dòng)力因素。潮汐不對稱是指在一個(gè)潮周期內(nèi)漲落潮的歷時(shí)與流速大小的不對稱。如果漲潮歷時(shí)短，漲潮流速大，則為典型的漲潮優(yōu)勢，反之則為落潮優(yōu)勢。在河口海岸地區(qū)，由于徑流、風(fēng)、地形等的復(fù)雜相互作用，還會(huì)出現(xiàn)漲潮歷時(shí)長、漲潮流速也大的漲潮優(yōu)勢型，及落潮歷時(shí)長與落潮流速大的落潮優(yōu)勢型[1]。潮汐不對稱在河口海岸的環(huán)流、物質(zhì)輸運(yùn)(如泥沙)等方面起著重要作用[2—3]。漲潮優(yōu)勢的河口基本以泥沙的凈輸入為主，而落潮優(yōu)勢的河口則更傾向于將泥沙向外海搬運(yùn)。對于半日潮為主的海岸(如歐洲、北美東岸等)、日潮為主的海岸(如澳大利亞)及混合潮海岸，關(guān)于潮汐不對稱的現(xiàn)象與機(jī)理已有大量的研究[4—8]。

潮致余流是不同分潮之間、以及潮汐與地形相互作用造成的一個(gè)潮周期平均后的流。潮致余流對懸浮物的凈輸運(yùn)起著決定性作用。對于其描述，又分為歐拉余流與拉格朗日余流。歐拉余流指的是對一個(gè)固定點(diǎn)的潮流流速進(jìn)行潮周期平均得到的剩余流動(dòng)，而拉格朗日余流則是跟蹤水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)，采用潮周期內(nèi)的位移除以時(shí)間得到的余流。歐拉余流的獲取較為簡易，而拉格朗日余流更能表達(dá)物質(zhì)輸運(yùn)的概念。這里我們采用相對簡單的方法計(jì)算這兩種余流[9]。

總體而言，潮致余流控制著物質(zhì)輸運(yùn)中的平流項(xiàng)(advective)，而潮汐不對稱則決定著物質(zhì)輸運(yùn)中的潮泵項(xiàng)(tidal pumping)，而上述項(xiàng)經(jīng)常是物質(zhì)輸運(yùn)中的主要成分，因而潮汐不對稱與潮致余流的研究在物質(zhì)輸運(yùn)、水質(zhì)、生態(tài)系統(tǒng)的健康等方面都具有重要意義。

鶯歌海位于海南島西部，北部灣的東南部，潮汐作用較強(qiáng)，大潮潮差在2.5 m左右。潮汐中全日分潮K1、O1的振幅較大，而半日分潮(M2與S2)的振幅相對較小，其潮性系數(shù)F=HO1+HK1HM2+HS2=2.33，表明其為不正規(guī)日潮。對于不正規(guī)日潮的海區(qū)，其潮汐不對稱的形成因素相對較為復(fù)雜，既有全日潮與半日潮之間的相互作用[8]，也有主潮波與淺水潮波之間的相互作用的因素，如M2與M4之間，M2、S2與MS4之間，M2、K1與MK3之間等[7，10—11]。

受到強(qiáng)潮與波浪的共同作用，鶯歌海的近岸地形表現(xiàn)出相當(dāng)?shù)膹?fù)雜性。其近岸區(qū)在30 m等深線以內(nèi)發(fā)育多條水下潮流沙脊，造成海底地形的劇烈起伏。而靠近岸線附近，由于波浪作用，近年來海灘的上部侵蝕較為劇烈，而侵蝕泥沙向岸外輸運(yùn)，在海灘的下部堆積，形成近岸較大面積水深小于2 m的淺水區(qū)[12]。這些復(fù)雜的動(dòng)力與地形條件為研究開闊近岸的潮汐不對稱與潮致余流提供了天然的實(shí)驗(yàn)場所。同時(shí)，本研究也將適合于類似的強(qiáng)潮海岸中流速不對稱與余流的分析。

2 研究方法

為研究鶯歌海附近的水動(dòng)力狀況，海南省海洋開發(fā)規(guī)劃設(shè)計(jì)研究院于2012年12月12-13日大潮期在研究區(qū)布設(shè)6個(gè)定點(diǎn)連續(xù)觀測站(圖1，其中站位3因超出本研究區(qū)范圍而未在圖中標(biāo)示)，進(jìn)行周日的潮流觀測。測流采用日本ALEC公司的AEM-USB海流計(jì)，其測量精度流速在1.0 cm/s，流向在±2°。

圖1 研究區(qū)地理位置、實(shí)測站位與地形Fig.1 The geographic location, in-situ observation stations and bathymetry of the study site

由于現(xiàn)場測量的空間與時(shí)間覆蓋有限，本研究采用數(shù)值模擬方法，獲取更長時(shí)間與更大范圍的流場數(shù)據(jù)。采用的數(shù)值模型為國際上廣泛使用的Delft3D模型中的flow模塊[13]。模型的研究范圍如圖1，網(wǎng)格尺寸為152×121，空間分辨為150 m左右。開邊界采用潮汐調(diào)和常數(shù)以確定水位，分潮包括K1、O1、P1、Q1、M2、S2、N2、K2，這些分潮的調(diào)和常數(shù)來自于OPTS數(shù)據(jù)庫。模型計(jì)算自2012年12月1日0：00開始，共計(jì)算31 d，其中前2天的數(shù)據(jù)作為模型起動(dòng)(spin-up)時(shí)間，后29天的逐時(shí)數(shù)據(jù)用于以下的分析中。

在獲取研究區(qū)的逐時(shí)水位與流速數(shù)據(jù)后，采用文獻(xiàn)[6]的偏度方法來描述及水位與流速的不對稱。其計(jì)算公式如下：

γ=μ3μ3/22，

(1)

μm=1N-1∑Ni=1(xi)m，

(2)

當(dāng)x為流速時(shí)，γ表示流速不對稱；當(dāng)x為水位的時(shí)間導(dǎo)數(shù)時(shí)，γ表示為漲落潮歷時(shí)的不對稱。γ>0表示漲潮歷時(shí)短于落潮歷時(shí)。

此外，采用Tee[9]的方法計(jì)算潮致余流。

UE=〈u〉，

(3)

US=〈ζu〉h，

(4)

UL=UE+US，

(5)

式中，u為流速；ζ為瞬時(shí)水位；h為水深；UE為歐拉余流；US為斯托克斯余流；UL為拉格朗日余流。

3 模型驗(yàn)證

將模型計(jì)算值與實(shí)測的流速、流向資料進(jìn)行對比。結(jié)果如圖2所示。

計(jì)算結(jié)果顯示，模型較好地復(fù)演了實(shí)測的流速變化，流速的最大均方根誤差為3 cm/s，流向的最大均方根誤差為11°，表明模型結(jié)果可用于研究區(qū)潮流場的進(jìn)一步分析。

圖2 模型驗(yàn)證(其中實(shí)線為模擬值，點(diǎn)劃線為實(shí)測值)
Fig.2 Model calibration (solid line depicts model results, while dotted line shows the observations)

4 模型結(jié)果分析

4.1 流速不對稱

對模型輸出的29 d逐時(shí)水位與流速進(jìn)行分析。對于水位，我們先求出水位變化的加速度，采用式(1)求出漲落潮歷時(shí)的不對稱。對于流速，先將研究區(qū)內(nèi)各點(diǎn)的主流向求出[14]，將逐時(shí)流速投影到主流向上，對主流向的流速采用式(1)求解其流速不對稱狀況。

計(jì)算得出的漲落潮歷時(shí)與流速不對稱的結(jié)果如圖3所示。

圖3 研究區(qū)漲落潮歷時(shí)(a)與流速不對稱(b)Fig.3 The flood-ebb duration asymmetry (a) and the velocity asymmetry (b)

研究區(qū)的漲落潮歷時(shí)不對稱系數(shù)γ>0，表現(xiàn)為漲潮歷時(shí)短于落潮歷時(shí)，這種情況在西北角處尤其突出。而流速不對稱系數(shù)γ則發(fā)生較為復(fù)雜的變化，這里γ>0表示漲潮流速大于落潮流速的漲潮優(yōu)勢型，反之為落潮優(yōu)勢型?？梢钥闯觯芯繀^(qū)的西部以落潮優(yōu)勢為主，而研究區(qū)的東半部以漲潮優(yōu)勢為主，但局部也存在多個(gè)落潮優(yōu)勢型的分布區(qū)。

一般認(rèn)為，在河口海岸區(qū)，不考慮徑流與風(fēng)的影響下，對于潟湖或海灣的口門，由于要滿足一個(gè)潮周期內(nèi)潮落潮流量基本相等的要求，漲潮歷時(shí)短對應(yīng)著漲潮流速大(漲潮優(yōu)勢)，漲潮歷時(shí)長對應(yīng)著漲潮流速小(落潮優(yōu)勢)。Nidzieko和Ralston[15]，Gong等[11]研究表明，這種情況只在潮波為駐波的潮汐汊道和海灣中才成立。本研究區(qū)為開闊近海，其潮波系統(tǒng)表現(xiàn)為以駐波為主，兼有前進(jìn)波的性質(zhì)[12]，故漲落潮歷時(shí)的不對稱與流速大小的不對稱并不對應(yīng)。下面我們將更進(jìn)一步分析流速不對稱的控制因素。

4.2 潮致余流

我們對29 d的逐時(shí)流速數(shù)據(jù)進(jìn)行調(diào)和分析，得出其歐拉余流如圖4。研究區(qū)的歐拉余流量值最大可達(dá)0.3 m/s，但多數(shù)區(qū)域小于0.1 m/s。其空間分布呈現(xiàn)出較為復(fù)雜的格局，發(fā)育有多個(gè)渦流。下面我們將進(jìn)一步分析歐拉余流的特征與形成機(jī)制。

圖5 斯托克斯余流Fig.5 The Stokes residual current

圖6 K1、O1與M2相互作用形成的流速不對稱Fig.6 The contribution of the interactions among K1，O1，and M2 to the velocity asymmetry

圖7 余流項(xiàng)形成的流速不對稱Fig.7 The contribution of the interactions among residual cur-rent and other tidal constituents to the velocity asymmetry

圖8 潮流作用下的平均渦度(a為地形圖，b為渦度)Fig.8 The mean tide-induced vorticity (a shows the bathymetry, b presents the vorticity)

此外，我們也計(jì)算了斯托克斯余流，其結(jié)果如圖5。斯托克斯余流的量值很小，在0.01 m/s以下。這主要是因?yàn)檠芯繀^(qū)的潮波雖然兼有前進(jìn)波的性質(zhì)，但更接近駐波，實(shí)時(shí)水位與流速的相位差比較接近于90°[12]，水位與流速相乘后潮周期的平均值很小。

因此，本研究區(qū)的拉格朗日余流主要由歐拉余流決定，其分布格局與歐拉余流類似(未用圖顯示)。

5 討論

5.1 流速不對稱的機(jī)理分析

對于不正規(guī)日潮的混合潮海區(qū)，控制流速不對稱的因子可進(jìn)一步分解為以下分量[10—11]：由K1、O1與M2的相互作用造成的γ0，由M2、S2與MS4的相互作用造成的γ1，由M2與M4的相互作用造成的γ2以及由余流與其他各分潮的相互作用造成的γ3。另外，K1、M2與KM3，O1、M2與MO3的相互作用也對潮汐不對稱有一定貢獻(xiàn)[10]。為此，我們對研究區(qū)各點(diǎn)的主流向流速進(jìn)行潮汐調(diào)和分析，得出上述分潮的振幅與相位，求出相應(yīng)的流速不對稱分量。

從圖6和圖7計(jì)算結(jié)果來看，形成流速不對稱的主要貢獻(xiàn)項(xiàng)為K1、O1與M2的相互作用，以及由余流與其他各分潮的相互作用，其他各分潮的相互作用貢獻(xiàn)很小(未用圖表示)?？傮w而言，研究區(qū)的流速不對稱由余流與各分潮的相互作用控制，其量值大小與分布格局決定了研究區(qū)的流速不對稱。而K1、O1與M2的相互作用則總是產(chǎn)生正的流速不對稱，即該項(xiàng)總是形成漲潮優(yōu)勢的不對稱，這種格局與漲落潮歷時(shí)的不對稱相對應(yīng)。由于總的流速不對稱更多地由余流與各分潮的相互作用所決定，故總的流速不對稱格局與余流的方向較為類似，如余流指向漲潮流方向，則流速不對稱為正，反之則為負(fù)。結(jié)果表明，在徑流量較小的潟湖、海灣等區(qū)域中大量存在的漲落潮歷時(shí)不對稱與漲落潮流速不對稱的對應(yīng)關(guān)系，在本研究區(qū)被徹底打破。從此延伸，采用水位觀測數(shù)據(jù)來分析流速不對稱的方法基本上不太可行，特別是近海開敞海岸。

5.2 潮致余流的形成機(jī)制

從歐拉余流與地形的對比來看，研究區(qū)水下沙脊與槽谷相間分布，形成多個(gè)余環(huán)流?？傮w來看，沿著沙脊基本發(fā)育順時(shí)針的渦流，而沿著深槽則發(fā)育逆時(shí)針的渦流。這與世界上廣泛存在的沿水下淺灘發(fā)育順時(shí)針渦流的情況相一致[16]。

為進(jìn)一步分析潮余流的形成機(jī)制，我們計(jì)算了平均渦度。從圖8可以看出，地形與渦度有較好的相關(guān)，總體的格局為水深淺的區(qū)域以發(fā)育負(fù)渦度為主，水深較深的區(qū)域發(fā)育正渦度。另外，在岸線岬角附近，在岬角的上游側(cè)(相對于開爾文潮波的傳播方向)發(fā)育正渦(逆時(shí)針環(huán)流)，在下游側(cè)發(fā)育負(fù)渦(順時(shí)針環(huán)流)。

對于渦度的正壓輸運(yùn)方程為[17]：

(6)

式中，ω為相對渦度；Cd為摩擦系數(shù)；f為科氏力參數(shù)；t為時(shí)間；υ為水平黏性系數(shù)。項(xiàng)a表示水柱伸縮變化導(dǎo)致的渦度變化，項(xiàng)b表示流速剪切所造成的渦度變化，項(xiàng)c為水深梯度造成的渦度變化，項(xiàng)d為摩擦造成的渦度衰減，項(xiàng)e為由于水平混合造成的渦度變化。可見，渦度的變化主要由兩部分控制：(1)根據(jù)位渦守恒定律，水深增大，其相對渦度增大，反之則減小；這可以很好地說明在水下沙脊發(fā)育順時(shí)針環(huán)流，而在深槽處發(fā)育逆時(shí)針渦流的現(xiàn)象；(2)底摩擦作用導(dǎo)致的渦度變化。一般而言，水深淺的區(qū)域，摩擦力大，圍繞其周圍發(fā)育負(fù)渦度，而水深大的區(qū)域則易產(chǎn)生正渦度。Loder[18]的研究表明，順著余流方向，其右手側(cè)為水深淺的區(qū)域。這與本研究區(qū)的余環(huán)流分布相一致。

為進(jìn)一步分析摩擦力對潮致余流的影響，我們設(shè)置了兩個(gè)控制試驗(yàn)，分別將摩擦系數(shù)增大為原來的2倍和減小為原來的80%，計(jì)算其平均渦度(圖9)。

結(jié)果表明，摩擦系數(shù)增大，平均渦度減少，余環(huán)流減弱；摩擦系數(shù)減小，平均渦度增大，余環(huán)流增強(qiáng)。說明摩擦力增大(減小)導(dǎo)致流速與其剪切減小(增大)，從而使b項(xiàng)減小(增大)，這一效應(yīng)要大于流速減小(增大)從而使c和d項(xiàng)增大(減小)的效應(yīng)。

圖9 摩擦力大小對平均渦度的影響(a為摩擦力增大的情況，b為摩擦力減小的情況)Fig.9 The impact of friction on the mean vorticity (a shows the situation with increased friction,b represents that with decreased friction)

6 結(jié)論

以海南島鶯歌海近岸為例，研究了開闊近海的潮汐不對稱、潮致余流的特點(diǎn)及形成機(jī)制，對近岸的物質(zhì)輸運(yùn)研究具有重要意義。主要結(jié)論如下：

(1)與潮波為駐波類型的潟湖、海灣不同，在近岸開闊水域根據(jù)水位序列計(jì)算的漲落潮歷時(shí)不對稱不能真實(shí)反映流速不對稱的狀況，而對物質(zhì)輸運(yùn)起主要作用的是流速不對稱。研究區(qū)的潮汐為不正規(guī)日潮，其流速不對稱主要由兩部分構(gòu)成：K1、O1與M2的相互作用以及余流與各分潮的相互作用，其中后者占主導(dǎo)地位，決定了流速不對稱的大小與空間分布。

(2)本研究區(qū)的潮致余流深受復(fù)雜地形的影響。潮流沙脊區(qū)以發(fā)育順時(shí)針的渦流為主，而深槽區(qū)則主要發(fā)育逆時(shí)針渦流。在渦旋的發(fā)育中，水深變化所造成的水柱拉伸是造成渦流分布格局的一大因素，而非線性的摩擦項(xiàng)在渦旋的發(fā)育中起著重要作用。

[1] Jia Jianjun, Gao Shu, Xue Yunchuan. Sediment dynamic processes of the Yuehu Inlet system, Shandong Peninsula, China[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2003, 57(5): 783-801.

[2] de Swart H E, Zimmerman J T F. Morphodynamics of tidal inlet systems[J]. Annual Review of Fluid Mechanics, 2009, 41: 203-229.

[3] Friedrichs C T. Tidal Flat Morphodynamics: A Synthesis[M]//Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences. Waltham: Elsevier， 2012．

[4] Aubrey D G, Speer P E. A study of non-linear tidal propagation in shallow inlet estuarine systems. Part 2: Observations[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 1985, 21(2): 185-205.

[5] Jewell S A, Walker D J, Fortunato A B. Tidal asymmetry in a coastal lagoon subject to a mixed tidal regime[J]. Geomorphology, 2012, 138: 171-180.

[6] Nidzieko N J. Tidal asymmetry in estuaries with mixed semidiurnal/diurnal tides[J]. Journal of Geophysical Research, 2010,115, C08006, doi: 10.1029/2009JC005864.

[7] Song Dehai, Wang Xiaohua, Kiss A E, et al. The contribution to tidal asymmetry by different combinations of tidal constituents [J]. Journal of Geophysical Research, 2011,116: C12007.

[8] Hoitink A J F, Hoekstra P, van Maren D S. Flow asymmetry associated with astronomical tides: Implications for the residual transport of sediment[J]. Journal of Geophysical Research, 2003, 108(C10):3315.

[9] Tee K T. Tide-induced residual current, a 2-D nonlinear numerical tidal model[J]. Journal of Marine Research, 1976, 34(4): 603-628.

[10] 李誼純. 一個(gè)潮流不對稱計(jì)算方法及其在北侖河口的應(yīng)用[J]. 海洋工程, 2014, 32(4): 110-116.

Li Yichun. A method of quantifying tidal current asymmetry and its application in the Beilun River estuary[J]. The Ocean Engineering, 2014, 32(4): 110-116.

[11] Gong Wenping, Schuttelaars H, Zhang Heng. Tidal asymmetry in a funnel shaped estuary with mixed semi-diurnal tides[J]. Ocean Dynamics, 2016, 66(5): 637-658.

[12] 龔文平, 張恒, 陳兆云, 等. 海南省樂東縣鶯歌海漁業(yè)加工區(qū)及配套碼頭建設(shè)項(xiàng)目岸灘演變分析[R]. 廣州: 中山大學(xué), 2016:129.

Gong Wenping, Zhang Heng, Chen Zhaoyun, et al. Analysis of coastal evolution of the Yinggehai fishery processing and companion dock project in Luodong, Hainan[R]. Guangzhou: Sun Yat-sen University, 2016:129.

[13] Lesser G R, Roelvink J A, van Kester J A T M, et al. Development and validation of a three-dimensional morphological model[J]. Coastal Engineering, 2004, 51(8/9): 883-915.

[14] Emery W J, Thomason R E. Data Analysis Methods in Physical Oceanography[M]. 2nd edition. Amsterdam: Elsevier, 2001.

[15] Nidzieko N J, Ralston D K. Tidal asymmetry and velocity skew over tidal flats and shallow channels within a macrotidal river delta[J]. Journal of Geophysical Research , 2012, 117：C03001.

[16] Yuan Jiliang, Yang Zhaoqing, Huang Daji, et al. Tidal residual current and its role in the mean flow on the Changjiang Bank[J]. Journal of Marine Systems, 2014, 154: 66-81.

[17] Robinson I S. Tidal vorticity and residual circulation[J]. Deep-Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers, 1981, 28(3): 195-212.

[18] Loder J W. Topographic rectification of tidal currents on the sides of Georges Bank[J]. Journal of Physical Oceanography, 1980, 10(9): 1399-1416.

Tidal asymmetry and tide-induced residual currents in the Yinggehai Coast, Hainan Island

Lin Guoyao1, Gong Wenping2

(1.HainanProvincialMarineandFisheryResearchInstitute,Haikou570125,China; 2.SchoolofMarineScience,SunYat-senUniversity,Guangzhou510275,China)

Tidal asymmetry and tide-induced residual circulation play important roles in mass transport in estuarine and coastal seas. Previous studies have shown that the flood and ebb duration asymmetry corresponds well to the tidal velocity asymmetry in estuaries and embayments where standing tidal waves dominate. The tide-induced residual circulation is mainly from the nonlinear interaction between tides and bathymetry. This study takes the Yinggehai Coast as an example to study the tidal asymmetry and residual circulation in open coast with complex bathymetry, through combination of field observation and numerical simulation. Our results show that the flood duration is shorter than the ebb duration, while the velocity asymmetry manifests a complex spatial variability. The underlying mechanisms are that the velocity asymmetry is mainly induced by the interactions among K1, O1, and M2and the interactions among the residual flow and tidal constituents. The former contribution results in a flood dominance, while the latter contribution results in a spatial distribution similar to the residual current. Overall, the interactions among the residual current and tidal constituents determine the pattern of the velocity asymmetry. For the tide-induced residual current, the Euler residual is greatly stronger than the Stokes one. There exist many clockwise and anti-clockwise eddies in the study site, and the clockwise eddies are generally associated with the tidal sand ridges well, while the anti-clockwise eddies are located in the deep troughs. The conservation of potential vorticity largely determines the residual circulation pattern, along with the bottom friction playing a critical role as well.

tidal asymmetry; tide-induced residual circulation; open coast; Hainan Island

2016-07-07；

2016-10-29。

廣東省重點(diǎn)基金(2014A030311046)。

林國堯(1963—)，男，海南省?？谑腥耍瑥氖潞Ｑ蠊こ萄芯?。E-mail:linguoyao63@qq.com

*通信作者：龔文平。E-mail:gongwp@mail.sysu.edu.cn

10.3969/j.issn.0253-4193.2017.07.004

P731.23

A

0253-4193(2017)07-0036-07

林國堯, 龔文平. 海南島鶯歌海近岸的潮汐不對稱與潮致余流研究[J]. 海洋學(xué)報(bào), 2017, 39(7): 36-42,

Lin Guoyao, Gong Wenping. Tidal asymmetry and tide-induced residual currents in the Yinggehai Coast, Hainan Island[J]. Haiyang Xuebao, 2017, 39(7): 36-42, doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2017.07.004