第1章 洋底流固耦合模拟应用
洋底流固耦合研究长期以来一直是海洋地质学的一道难题。洋底流固耦合是跨圈层的重要地质过程，包括河口-深海的泥沙输运、沉降沉积过程及其对海底盆地地貌的修饰过程、陆架沉积盆地中的油气输运过程、水合物形成与分解过程、海底滑坡过程、洋底金属成矿与岩浆过程、地震与海啸的耦合过程、俯冲脱水-脱碳过程、俯冲形变导致的深时环流变迁过程、流体参与的洋陆过渡带形变过程、软流圈-岩石圈相互作用中的流固耦合过程、海底热液成矿过程，等等。本章围绕多种多样的洋底流固耦合方式，系统整理集成相关*新应用成果，以启迪未来研究。
1.1 海洋沉积物输运动力学
海洋沉积物输运动力学是地球表层系统的重要动力学过程之一，它不仅塑造了地球表面陆地和海底的地貌，而且还改变着长期或短期的地球环境，并控制了深时和现今全球变化、沉积体系、层序格架、沉积矿产资源分布和相关地质灾害。海洋沉积物主要受控于河口海岸带水体动力过程、浅海陆架到深海大洋动力过程，且与洋底构造格局和岩石圈动力过程有密切联系，一方面板块构造理论解释了洋底古沉积物分布与变迁的原因，另一方面也可以运用沉积物分布、类型、运移特征、沉积相组合等来查明板块构造环境、运动规律、演化历史。海洋沉积物输运动力学，即是从动态的观点来研究沉积物的形成过程以及沉积物与海洋间发生的各种物理、化学和生物作用。尤其是运用现代观测技术和数值模拟手段对沉积过程及其各项参数进行定量描述，可以“将今论古”地解释历史沉积过程和板块演化。由于沉积物的运移很大程度上依赖于海洋动力环境特征，因此海洋沉积物输运动力学具有多学科交叉的特点，并逐步由河口、近海、陆架发展到深海沉积动力学研究。
本节主要从现代观测和数值模拟角度出发，分别介绍海洋沉积动力环境特征、海洋沉积物输运数值模拟以及河口海岸、陆架近海和深水环境的沉积物输运过程。
1.1.1 水动力环境及数值模拟
海水在各种动力作用下发生运动，波浪、潮汐和海流是海洋动力的基本要素。
1.1.1.1 波浪
(1)基本概念
在风和其他外力作用下，海水质点以其原有平衡位置为中心点做周期性的起伏运动，称为波浪。波浪运动的实质是海水表面以波动形式传播，水质点并不随波向前运动，而是作圆周运动。一个完整的波浪由波峰、波谷、波高、波长、周期、波速等要素组成(图1-1)。在实际的海洋中，波动是一种十分复杂的现象，在很多情况下，都不是真正的周期性变化。
图1-1 波浪要素
中国近海冬季盛行偏北向浪，夏季盛行偏南向浪，春秋季为过渡季节。渤海年平均浪高为0.3～0.6m，黄海和东海在0.6～1.2m，南海在0.6～0.8m，西沙以南海区约1.4m。季节上，冬季各个海区平均风应力较大，平均浪高也达到*大；夏季各个海区平均浪高有所降低，但是在台风的影响下，中国南部海区浪高增加，*大可达8～10m。风浪周期冬季*长，大部分海区在4～5s，而在夏季只有3s左右。
(2)控制方程
波浪模型从第一代的波能平衡模型(Gelci et al.，1956)、第二代的频谱模型(Hasselmann，1962)，发展到如今的第三代波浪模型，如适用于近海的SWAN模型、XBEACH模型及适用于大洋的WAM和WAVEWATCH模型。以SWAN波浪模型为例，该模型以动谱密度为未知变量，并考虑了由地形及水流引起的浅水和折射效应，由障碍物引起的波浪绕射、风生浪、白浪、底面摩擦与波浪破碎引起的能量衰减以及非线性波-波相互作用等。模型的控制方程为动谱密度的守恒方程，在笛卡儿坐标下其表达形式为
(1-1)
式中，为动谱密度函数，E(σ，θ)为能量密度函数；σ为波浪的相对频率；Cx、Cy分别为波浪在x-y方向的传播速度；Cσ和Cθ分别为波浪在σ和θ方向的传播(变形)速度。
式（1-1）中左端第一项为动谱密度随时间的变化，第二、第三项为动谱密度在x-y方向的传播，第四、第五项为波浪受地形及水流作用在σ和θ方向的变形。右端S为以动谱密度表示的源项，可以表示为
S=Sin+Sds+Snl(1-2)
式中，Sin为风浪的生成、发展；Sds为底面摩擦、白浪、波浪破碎导致的能量损失；Snl为波-波相互作用。
1.1.1.2 潮汐和海流
(1)基本概念
在天体(主要是月球和太阳)引潮力的作用下，海水在垂直方向上周期性地起伏或涨落运动，称为潮汐，海水在水平方向上的流动称为潮流。
图1-2 潮汐要素
潮汐要素是描述潮汐曲线的参数(图1-2)。在潮汐运动中，海面涨到*高位置时，称为高潮，其高度(一般由基准面起算)为高潮高；海面落到*低位置时，称为低潮，其高度为低潮高。相邻的高潮高和低潮高之差称为潮差。涨潮时潮位不断增高，达到一定的高度以后，潮位短时间内不涨也不退，称为平潮，平潮的中间时刻为高潮时；当潮位退到*低的时候，与平潮情况类似，也发生潮位不退不涨的现象称为停潮，停潮的中间时刻为低潮时。从低潮到高潮海面逐渐升高的过程称为涨潮，从低潮时到高潮时的时间间隔称为涨潮时；从高潮到低潮海面逐渐降低称为落潮，从高潮时到低潮时的时间间隔，称为落潮时。
近岸海域潮差大小可影响水深变化，进而对海洋动力要素产生重要影响并实现对海岸地貌的塑造。中国近海潮差*小仅有几十厘米，*大近10m。渤海、黄海受到海岸线的影响，产生旋转的潮波系统，南黄海潮流沙脊群观测到*大潮差9.39m。在东海，受地形影响，琉球群岛附近潮差约1.5m，靠近中国大陆潮差明显增大，浙江温州附近实际潮差可达8m。南海潮差比东海小，广东沿岸潮差一般在1～3m。
海流是因太阳辐射、蒸发、降水等不均匀而形成的密度不同的水团，在风应力、科氏力、引潮力、压强梯度力等作用下大规模相对稳定地流动。它是海水的主要运动形式之一。海流的空间尺度可从数百米到全球范围。海流的流速大小不一，有的地区可达1m/s，有的仅为0.001～0.01m/s。海流是三维的，其在水平方向和垂直方向上都存在。由于真实海洋的水平尺度远大于垂直尺度，故水平方向上的流动要比垂直方向上的流动强。所以，习惯上把水平方向上的运动狭义地称为海流。
在行星风系作用下，大洋表层海水形成环流系统，一个环流又可由数个海流组成(图1-3)。在南北半球都存在一个与副热带高压对应的大环流，北半球的为顺时针，南半球的为逆时针；它们之间为赤道逆流；太平洋与大西洋在北半球都存在强盛的西边界流，太平洋中称为黑潮，大西洋中称为湾流，南半球的西边界流较弱，主要有巴西暖流与东澳大利亚暖流。此外北太平洋与北大西洋西侧都有从高纬南下的寒流。印度洋南部环流特征总体上与南太平洋、南大西洋类似，但印度洋北部为季风性环流，冬夏两个半年流向相反。南极大陆沿岸是南极绕极流。
中国东部海域海流总体上由北上的暖流流系和南下的沿岸流系组成，形态上构成气旋式环流(图1-4)。暖流流系在陆架海域自南向北运动，包括黑潮、台湾暖流、对马暖流、黄海暖流；沿岸流系分布在近岸水域，包括渤海沿岸流、苏北沿岸流和浙闽沿岸流等。南海环流系统主要受季风影响，表现出季风漂流和西向强化的特点。
(2)控制方程
早在20世纪50年代，美国、苏联以及欧洲国家等的学者就开始研发海洋模式；20世纪60年代末，美国地球物理流体动力学实验室(GFDL)开发了大洋环流模式(Ocean General Circulation Model，OGCM)，推动了基于海洋原始方程组的数值解来模拟三维大洋环流的研究。20世纪80年代中期，POM(Princeton Ocean Model)(Blumberg and Mellor，1987)数值模型产生，后来发展成适用于浅水环境(河流、海湾、河口和近岸以及水库和湖泊)的版本ECOM(Estuarine Coastal Ocean Model)。如今，比较常用的海洋动力数值模型主要包括适用于近海曲折岸线的FVCOM(Finite-Volume Coastal Ocean Model)数值模型、区域海洋ROMS(Regional Ocean Modeling System)模型等。另外，还有模块化海洋模型MOM4、麻省理工学院广义坐标模型MITgcm、美国海军近岸海洋模型NCOM、适用于大洋的混合坐标海洋模型HYCOM等。这些海洋模型采用不同的物理框架，包括能量守恒、体积或质量守恒，引入或不引入Boussinesq近似、湍封闭方程，以及内外模分离等不同方案；模型垂向采用深度Z坐标，或随地形变化及其混合坐标，或层化及其混合坐标等；对海洋模型的参数化研
图1-3 全球大洋表层环流
图1-4 中国东部海域冬季环流
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