台风翻译速度对浙江省沿海以涌浪为主的波浪能量再分配的影响

《Frontiers in Marine Science》：Impact of typhoon translation speed on swell-dominated wave energy redistribution along Zhejiang Coast

　　摘要
本研究探讨了台风移动速度对中国浙江省沿海水域波浪谱演化和由涌浪主导的波浪能量再分配的影响。选取了三个具有低、中、高移动速度的历史台风作为代表性案例。研究结果表明，移动速度会影响波浪成分之间的相位对齐；移动速度较慢的台风会将涌浪谱峰值推向风浪或混合波。速度降低会延长波浪作用时间，但会缩小显著波高（SWH）的空间覆盖范围，而速度加快则会放大峰值SWH并扩大影响区域。在活跃过程中，会出现明显的左右不对称性，台风右前方象限的SWH是左前方象限的2-3倍。这种不对称性驱动涌浪向东南方向传播，使得近岸波浪能量的大部分集中在舟山的东南沿海地区。本研究揭示了波浪动力机制，并为复杂群岛地区的台风波浪灾害预报提供了理论参考。

1 引言
台风是西太平洋沿岸地区最具破坏性的气象系统之一，它引发了两种主要的海洋动力灾害：风暴潮和波浪（包括风浪和涌浪）（Yin等人，2009年）。在全球气候变暖的背景下，海表温度的升高加剧了西太平洋地区台风事件的强度和发生频率。台风登陆和影响浙江省的频率有所增加（Guan等人，2018年），从而增加了该地区海上工程基础设施和脆弱沿海生态系统的灾害风险。传统的台风风险评估主要关注风暴潮灾害，而海洋表面波浪的独立灾害机制在评估中往往被忽视（Dai等人，2023a）。然而，波浪灾害是仅次于风暴潮的第二大海洋灾害，其影响往往更为致命（You，2019年）。从根本上说，风暴潮是由台风引起的低压系统和持续的风向岸风应力驱动的长期浅水重力波，其水位变化高度依赖于沿海地形（Yin等人，2009年；Feng等人，2015年）。相比之下，海洋表面波浪是由风水动量交换激发的短周期海面振荡运动，可分为两类：直接受当地台风风场作用的风浪，以及离开形成风场后长距离传播的涌浪（Wang等人，2020年；Zhou等人，2020年）。风暴潮主要通过抬高水位引发沿海淹没，而海洋波浪则通过直接冲击载荷和结构共振效应对海上结构造成破坏（Thuy等人，2020年；Liu和Huang，2023年）。台风移动速度较慢会延迟涌浪和风浪之间的解耦过程，导致这两种波浪成分的峰值出现不同步（Liu和Huang，2023年）。对于移动速度较快的台风，共振波跟踪效应会放大显著波高（SWH）（Tamizi等人，2021年）。此外，东海大陆架上由台风引起的波浪场表现出明显的空间不对称性，台风环流右前方象限的SWH值始终高于左前方象限。这种空间不对称性主要由涌浪主导的波浪能量贡献所主导，因为在典型的台风事件中，涌浪占总波浪能量的60%以上（Hwang，2020年；Zhou等人，2020年）。尽管现有文献已经全面研究了风暴潮的物理机制，但海洋表面波浪的独立灾害效应仍研究不足，特别是由于涌浪峰值相对于风浪峰值的滞后而导致的沿海灾害序列的时间不匹配问题。还需要进一步澄清三个关键方面：（1）台风移动速度与波浪能量再分配之间的关系；（2）在浙江群岛地形下波浪场不对称性的放大机制，这些机制受到岛屿遮挡效应和沿海波浪折射的影响（Wu等人，2020年；Wu等人，2021年；Yang等人，2022年；Qian等人，2024年）；（3）在台风作用下风浪和涌浪之间的动态差异。浙江省东南沿海水域以密集的岛屿群和高度复杂的地形为特征，这种地形效应加剧了波浪能量的汇聚，加剧了近岸波浪灾害（Dai等人，2023b；Jiang等人，2025年）。此外，先前的研究（Yamaguchi和Maeda，2020年；Feng，2024年）表明，1980年至2023年间西北太平洋台风的移动速度减少了13%，相当于每十年减少约3%，这将改变风场、风浪和涌浪之间的能量传递效率。阐明上述机制，量化台风移动速度作为波浪灾害强度的影响因素，并开发针对性的预报方法，对于浙江省的海上灾害减缓和沿海空间规划具有科学和实践价值。

2 数值模型的建立与验证
2.1 台风介绍
图1展示了1949年至2020年间影响浙江省沿海地区的台风路径数据，数据来源于中国气象台风网络。这些数据来自中国气象局公共气象服务中心提供的西北太平洋热带气旋（台风）路径和强度的最佳跟踪数据集。分析显示，台风移动速度的波动范围可达15-30公里/小时；当台风中心附近的最大持续风速增加到45-50米/秒时，移动速度分布显示出明显的收敛趋势，统计中位数稳定在19.8公里/小时。这种现象与台风内核结构成熟阶段的动态平衡机制有关。从空间分布来看，向西北方向移动的路径占比超过70%。基于上述统计分析，选取了三个具有典型移动速度梯度的历史台风案例进行研究：1974年的玛丽台风（编号7413）以低于气候平均水平的移动速度（4.93-18.01公里/小时）在三门县沿海地区登陆，其缓慢的移动特性显著延长了波浪能量的积累时间；2015年的陈汉台风（编号1509）以平均气候移动速度21.31公里/小时直接登陆舟山的珠家尖海域，其对称的环流结构引发了极端的近岸波浪事件（Zhang等人，2020年）；2000年的凯涛台风（编号0004）以异常高的移动速度29.74-44.82公里/小时依次经过台湾地区和浙江省沿海地区，其快速移动导致了台湾海峡和浙江省沿海水域波浪场空间结构的显著变化。这三个案例涵盖了影响浙江省沿海地区的台风移动速度的典型范围，它们的路径方向都属于主导的向西北方向类型，为控制研究提供了理想条件。

2.2 风场
台风压力-风场是使用Holland经验模型（Holland，1980年）构建的，该模型通过动态形状参数B调节梯度风场结构。本研究中采用的“改进型Holland”模型是在我们之前的工作中提出的（Chen等人，2023年）。考虑到浙江省海域的地理和地形特征，该模型应用了一种动态优化的参数B算法，取代了传统模型中的全局固定值，从而有效提高了研究区域内台风压力-风场的模拟精度。

2.3 模型配置
MIKE21 SW模型主要用于模拟河口和沿海地区风浪、涌浪和风暴潮的生长、衰减和变形，可以与二维和三维潮汐模型（DHI，2011年）耦合。然而，本研究没有将MIKE21 SW模型与水动力（HD）模块耦合，以研究台风移动速度对波浪场演变的独立影响，避免多因素耦合的干扰。尽管这种非耦合配置可能会影响复杂地形区域的局部微尺度波浪特性，但本研究关注的是由涌浪主导的波浪能量再分配。由于研究区域的涌浪主要在远离海岸的深水区生成，并向近岸传播，受局部地形的影响有限，非耦合模型不会显著改变大尺度显著波高的再分配。为了补偿非耦合模型可能导致的精度损失，将动态潮位数据更新到模型中，并进行了现场波高验证，以确保模拟结果的可靠性。

2.4 计算网格和参数设置
为了研究风暴潮对浙江省沿海地区的影响，本研究采用了两级嵌套建模方法，使用非结构化三角形网格（图2）。设置包括一个大规模的东海模型，范围从北纬16.55°到41.15°，东经105.41°到134.11°（网格间距：1,355-95,467米），以及一个高分辨率的浙江省沿海模型，范围从北纬26.62°到32.93°，东经118.81°到124.20°，包含44,048个节点和82,272个元素（网格间距：60-37,178米）。风输入是风浪生长的主要驱动力，风浪生长率取决于波浪年龄，考虑了线性和非线性生长，风输入项可以表示为以下公式（方程1）：

图1 影响浙江省（1949-2020年）的台风最佳路径。

2.3 风场
台风压力-风场是使用Holland经验模型（Holland，1980年）构建的，该模型通过动态形状参数B调节梯度风场结构。本研究采用的“改进型Holland”模型是在我们之前的工作中提出的（Chen等人，2023年）。通过考虑浙江省海域的地理和地形特征，该模型应用了一种动态优化的参数B算法，替代了传统模型中的全局固定值，从而有效提高了研究区域内台风压力-风场的模拟精度。

2.4 模型配置
MIKE21 SW模型主要用于模拟河口和沿海地区风浪、涌浪和风暴潮的生长、衰减和变形，可以与二维和三维潮汐模型（DHI，2011年）耦合。然而，本研究没有将MIKE21 SW模型与水动力（HD）模块耦合，以研究台风移动速度对波浪场演变的独立影响，避免多因素耦合的干扰。尽管这种非耦合配置可能会影响复杂地形区域的局部微尺度波浪特性，但本研究关注的是由涌浪主导的波浪能量再分配。由于研究区域的涌浪主要在远离海岸的深水区生成，并向近岸传播，受局部地形的影响有限，非耦合模型不会显著改变大尺度显著波高的再分配。为了补偿非耦合模型可能导致的精度损失，将动态潮位数据更新到模型中，并进行了现场波高验证，以确保模拟结果的可靠性。

2.4 计算网格和参数设置
为了研究风暴潮对浙江省沿海地区的影响，本研究采用了两级嵌套建模方法，使用非结构化三角形网格（图2）。设置包括一个大规模的东海模型，范围从北纬16.55°到41.15°，东经105.41°到134.11°（网格间距：1,355-95,467米），以及一个高分辨率的浙江省沿海模型，范围从北纬26.62°到32.93°，东经118.81°到124.20°，包含44,048个节点和82,272个元素（网格间距：60-37,178米）。风输入是风浪生长的主要驱动力，风浪生长率取决于波浪年龄，考虑了线性和非线性生长，风输入项可以表示为以下公式（方程1）：

图2 研究域和网格。

（1）Sin(f,θ)=max(α,γE(f,θ))
（1）非线性生长率：γ = ?βσx^2，其中?、β、σ是无量纲经验系数。模型的风场采用经过Vickery公式优化的参数B的改进型Holland台风风场。风场输入到MIKE21 SW波模型中，以驱动风浪和涌浪的生成和演变。台风移动速度通过影响风场的持续时间和强度分布间接调节波浪能量的积累。除了风驱动的生长外，白帽效应是波浪能量消散的主要途径之一，能量损失主要由波浪陡度调节，并通过消散系数量化（方程2）：

（2）Sds=?Cds(a^a^PM)mkkˉσ
（2）其中Cds、m是无量纲参数，σˉ是平均相对角频率，kkˉ是平均波数，a^是波浪陡度，aPM是Pierson-Moskowitz谱的特征陡度，E是波浪能量谱密度。在传播过程中，由底部摩擦引起的波浪能量消散由Sbot项表示，其方程为（方程3）：

（3）Sbot(f,θ)=?[Cf+fc(u→·k→|k→|)]ksin(2kd)
（3）其中Cf是底部摩擦系数；fc是当前摩擦系数；u→是当前速度向量；k→是波数向量；d是水深；E(f, θ)是波浪能量谱密度。波浪破碎过程使用Battjes和Janssen破碎模型模拟，破碎参数设置为0.8。破碎谱消散的公式如下（方程4）：

（4）Ssurf(f,θ)=2αBJQbˉfXE(f,θ)
（4）其中αBJ是Battjes-Janssen模型的经验常数；Qb是破碎波分数；ffˉ是平均频率；X是特征波高，对应于随机波列中总能量与最大能量的比率。

MIKE21 SW模型基于波浪作用守恒方程开发。波浪作用密度谱N(σ, θ)用于描述波浪的生长和传播过程。波浪作用密度谱与波浪能量谱密度E(σ, θ)之间的关系如下（方程5）：

（5）N(σ,θ)=E(σ,θ)σ
（5）σ是相对波频率，θ是波方向。相对角频率σ与绝对角频率ω之间的关系如下（方程6）：

（6）σ=√ktanh(kd)=ω?k→·U
（6）其中k是波数，d是水深，ω是绝对角频率，→UU→是当前速度。

在笛卡尔坐标系中，波浪作用守恒方程的表达式为：

（7）Sσ=?N?t+?(→VN)
（7）在（方程7）中，波浪传播速度向量→V=(Cx,Cy,Cσ,Cθ)，其中Cx和Cy分别是x和y方向的空间传播速度；Cσ是频率变化率；Cθ是由折射引起的波方向变化率。源项S表示波浪能量平衡的总项，包括风能输入（Sin）、非线性波浪相互作用（Snl）、白帽消散（Sds）、底部摩擦消散（Sbot）和水的破碎消散（Ssurf）。因此（方程8），(8)S=Sin+Snl+Sds+Sbot+Ssurf。在本研究中，波浪破碎方程基于Battjes和Janssen模型，破碎参数选为0.8；白帽消散主要受波浪陡度控制（消散系数Cdis = 6.0）；计算时间步长统一设置为30秒。在大模型的陆地边界实现了完全吸收条件，而外海边界条件则使用一维计算方法来求解基本方程。对于嵌套边界采用了动态驱动策略，其中小模型的边界条件由大模型的实时输出动态提供。风场采用了改进的Holland风场。通过考虑波浪年龄关系的动态临界频率，确定风和涌浪分量需要以下公式（Holthuijsen，2010）（方程9）：(9)U10ccos(θ?θw)<0.83。其中，U10表示10米高度的风速，c表示波浪相速度，θ和θw分别表示波浪和风的传播方向。本研究采用嵌套网格和动态边界方法来模拟风场和波浪。嵌套网格的大模型是东海大模型（16.55°N-41.15°N，105.41°E-134.11°E），小模型是浙江沿海小模型（26.62°N-32.93°N，118.81°E-124.20°E）。大模型提供离岸边界条件，小模型专注于近岸精细模拟。

2.5 模型验证
波浪高度的验证使用了来自舟山李亚山站和温州近海站的观测数据（Qian等人，2024年），时间范围是从2015年7月10日0:00到2015年7月13日0:00。站点位置如图2所示。除了使用改进的Holland风场模拟结果与现场观测数据进行验证外，还引入了经典的Vickery台风风场模型作为对比验证模型。对改进的Holland风场的模拟结果、Vickery模型的结果以及现场观测数据进行了三重比较分析，相关比较结果展示在图3中。为了评估模型质量，使用Willmott（1981年）的统计方法对模拟结果进行了评估（方程10）。

图3 显著波浪高度的验证。

(10)Skill=1?N∑i=1|M?D|2/N∑i=1(∣∣M?ˉˉˉD∣∣+∣∣D?ˉˉˉD∣∣)2
其中M和D分别代表模拟值和观测值，ˉˉˉD是平均观测值。Skill评分分为：>0.65（优秀），0.65–0.5（非常好），0.5–0.2（良好）和<0.2（较差）。
结果表明，Vickery模型在三个站点的显著波浪高度模拟的Skill评分分别为0.847、0.882和0.975，而本研究中的改进Holland风场的Skill评分分别为0.919、0.940和0.981。所有站点的模拟精度都有显著提高。三重比较结果充分证实，与经典的Vickery台风风场模型相比，本研究提出的改进Holland风场在浙江海域的波浪模拟中表现出更高的准确性和适用性。比较显示，该模型能够准确模拟台风事件期间浙江沿海的波浪动态。

验证结果显示，模拟波浪高度与观测波浪高度之间有极好的一致性（如图3所示），所有站点的Skill评分均超过0.84。采用校正后的风场（第2.2节）相比未校正版本提高了模型精度，特别是在波浪峰值条件期间。这证实了该模型在台风事件期间模拟浙江沿海波浪动态的能力。

2.6 数值案例设置
为了量化台风移动速度对浙江沿海显著波浪高度（SWH）的影响，本研究采用了两种互补的方法：具体来说，历史台风分析和控制速度实验，并建立了一个额外的评估框架来系统地评估SWH动态。对于历史台风分析，模拟了三个具有不同移动速度的代表性台风——Mary（低速：4.93–18.01公里/小时）、Chan-hom（中速：21.31公里/小时）和Kai-tak（高速：29.74–44.82公里/小时），以建立基线SWH响应模式，它们的路径参数来源于中国气象局（CMA）的最佳路径数据集（如图4，表1所示）。同时，由于Chan-hom具有代表性的平均速度、对称的环流以及与其他两个台风一致的西北方向路径，因此被选为控制实验的基准（0.5×、1×和2.0×实际速度）（相应结果见图5–7，表2）。所有其他参数（例如，路径、中心压力）在各种情景中保持一致。选择Chan-hom作为控制移动速度实验的基准案例（而不是Mary和Kai-tak）的原因如下：（1）其移动速度具有很高的代表性。Chan-hom的移动速度为21.31公里/小时，接近浙江沿海台风的气候平均移动速度（19.8公里/小时）。它可以作为三个台风的中速基准，从而在0.5×和2.0×速度情景中建立合理的速度梯度。相比之下，Mary移动缓慢，Kai-tak移动速度异常快，两者都偏离了平均水平，不适合作为基准。（2）它具有对称的环流，并在研究区域登陆。Chan-hom表现出对称的环流结构，并直接在朱家尖登陆，正好位于研究区域。这消除了非对称环流和不一致登陆位置带来的干扰，确保波浪能量重新分布的变化主要由移动速度驱动。（3）其路径与其他两个台风一致。Chan-hom遵循西北方向路径，这是浙江沿海的主要台风路径，与Mary和Kai-tak的路径完全一致。这确保了舟山群岛对波浪场的影响在所有速度情景中都是均匀的，进一步证实了移动速度是唯一变量。此外，评估框架分析了台风路径三个战略位置的SWH动态（图2），这些位置涵盖了不同受台风影响的象限——朱家尖（靠近登陆中心）、舟山近海（路径右侧象限）和甘普（路径左侧象限），并重点关注了两个核心方面的比较分析：耦合风速和SWH分量的时间序列（混合波、风浪、涌浪）以及关键阶段（登陆前、登陆时、登陆后）的空间SWH分布。

图4 典型台风移动速度下的SWH和风速过程：(a) Mary台风；(b) Kai-tak台风；(c) Chan-hom台风。

表1 台风
最大风速时间（米/秒） 最大SWH时间（米）
Mary 1974/8/19 12:00 24.33 1974/8/19 10:00（混合波）4.85 1974/8/19 10:00（风浪）4.78 1974/8/18 21:00（涌浪）2.36
Kai-tak 2000/7/10 1:00 23.65 2000/7/9 23:00（混合波）4.47 2000/7/9 23:00（风浪）4.23 2000/7/10 3:00（涌浪）3.16
Chan-hom 2015/7/11 14:00（登陆前） 2015/7/11 19:00（登陆后）29.56 2015/7/11 15:00（混合波）5.70 2015/7/11 15:00（风浪）5.60 2015/7/11 17:00（涌浪）5.10

图5 不同台风移动速度下的风速比较。

图6 不同台风移动速度下的SWH比较。

图7 混合波、风浪和涌浪的SWH比较。

表2 站点
移动速度 混合波的最大SWH时间（米） 风浪的最大SWH时间（米） 涌浪的最大SWH时间（米）
朱家尖 半速 7/11 4:00 5.00 7/11 15:00 5.08 7/11 17:00 4.20
实际 7/11 15:00 5.50 7/11 15:00 5.60 7/11 17:00 5.10
双速 7/11 16:00 6.10 7/11 16:00 6.55 7/11 17:00 6.68
舟山近海 半速 7/10 22:00 8.38 7/11 9:00 7.22 7/10 21:00 4.62
实际 7/11 9:00 9.28 7/11 9:00 8.39 7/11 0:00 5.04
双速 7/11 13:00 11.25 7/11 13:00 11.07 7/11 11:00 4.64

历史台风分析案例的结果（Mary、Chan-hom和Kai-tak的低速、中速和高速情景）对应于图4（风速和显著波浪高度的时间序列）和表1（关键台风参数的比较）。控制移动速度实验的结果（基于Chan-hom的0.5×、1×和2×速度情景）对应于图5–7（风速和波浪高度的时空演变），表2（不同波浪分量的波浪高度参数）以及图8–12（波浪高度的空间分布和风浪及涌浪的时空特性）。

图8 不同台风移动速度和登陆期间的混合波SWH和风速：(a) 双速下登陆前6小时；(b) 双速下登陆时刻；(c) 双速下登陆后6小时；(d) 实际速度下登陆前6小时；(e) 实际速度下登陆时刻；(f) 实际速度下登陆后6小时；(g) 半速下登陆前6小时；(h) 半速下登陆时刻；(i) 半速下登陆后6小时。

图9 不同台风移动速度和登陆期间的风浪SWH和风速场：(a) 双速下登陆前6小时；(b) 双速下登陆时刻；(c) 双速下登陆后6小时；(d) 实际速度下登陆前6小时；(e) 实际速度下登陆时刻；(f) 实际速度下登陆后6小时；(g) 半速下登陆前6小时；(h) 半速下登陆时刻；(i) 半速下登陆后6小时。

图10 不同台风移动速度和登陆期间的舟山海域风浪SWH和风速场：(a) 双速下登陆前6小时；(b) 双速下登陆时刻；(c) 双速下登陆后6小时；(d) 实际速度下登陆前6小时；(e) 实际速度下登陆时刻；(f) 实际速度下登陆后6小时；(g) 半速下登陆前6小时；(h) 半速下登陆时刻；(i) 半速下登陆后6小时。

图11 不同台风移动速度和登陆期间的涌浪SWH和风速场：(a) 双速下登陆前6小时；(b) 双速下登陆时刻；(c) 双速下登陆后6小时；(d) 实际速度下登陆前6小时；(e) 实际速度下登陆时刻；(f) 实际速度下登陆后6小时；(g) 半速下登陆前6小时；(h) 半速下登陆时刻；(i) 半速下登陆后6小时。

图12 不同台风移动速度和登陆期间的舟山海域涌浪SWH和风速场：(a) 双速下登陆前6小时；(b) 双速下登陆时刻；(c) 双速下登陆后6小时；(d) 实际速度下登陆前6小时；(e) 实际速度下登陆时刻；(f) 实际速度下登陆后6小时；(g) 半速下登陆前6小时；(h) 半速下登陆时刻；(i) 半速下登陆后6小时。

3 结果与分析
3.1 典型台风移动速度下的SWH动态
图4显示了朱家尖站（靠近台风登陆点，图2）的SWH演变，展示了三种代表性台风情景的特征。峰值SWH幅度与台风强度呈正相关，Chan-hom在峰值风速29.56米/秒时产生了最大SWH为5.70米，超过了Mary（峰值风速24.33米/秒时为4.85米）和Kai-tak（峰值风速23.65米/秒时为4.47米）。对于所有台风案例，混合波的峰值SWH始终在最大风速发生后不超过2小时内出现。由于测量点位于台风登陆点附近，因此在台风登陆前后有两个风速峰值，混合波的最大SWH出现在这两个峰值之间。此外，Mary沿东西方向移动，而朱家尖测量点位于其路径的右侧，使得东部岛屿测量站在整个事件期间持续受到风的作用、风浪和涌浪的影响。Kai-tak沿南北方向移动，朱家尖测量点也位于其路径的右侧。Kai-tak穿越浙江省后，舟山的逆时针台风风场以西风为主。岛屿东侧的测量点受到岛屿地形的遮挡，导致该位置的风和波浪条件相对较弱。Chan-hom沿东南至西北方向移动，其在朱家尖登陆后轨迹转向东北。台风登陆时，测量点位于台风中心，导致风和波浪突然降至接近零的值。台风过后，风向从西转东，风海SWH保持在极低的幅度。在图4c中，风海显著波浪高度在Chan-hom过境后突然降至接近零。原因在于朱家尖观测站是台风的登陆点，台风眼部的经过导致当地风场暂时消失，从而立即中断了产生风浪的空气-水动力交换。由于风浪是由当地风场直接驱动的短周期波浪，具有快速生成和衰减的特点，其显著波高迅速下降。台风登陆后转向东北方向。观测站处风向的变化，加上群岛的地形遮挡，使得风速未能达到产生有效风浪的阈值。因此，风浪的显著波高几乎降为零。表1展示了在朱家尖测量点具有代表性移动速度的三个台风的波浪特征。在所有三个台风事件中，混合波和风浪的最大波高（SWH）同时出现，而峰值涌浪SWH的时间则随台风移动速度而变化。对于移动缓慢的“玛丽”台风，峰值涌浪SWH比混合波和风浪的峰值SWH提前13小时出现。对于移动速度中等的“陈洪”台风，峰值涌浪SWH与混合波和风浪的峰值SWH几乎同时发生，仅相差2小时。对于移动速度快速的“凯塔克”台风，峰值涌浪SWH比混合波和风浪的峰值SWH延迟了4小时。

3.2 不同台风移动速度下的风速变化特征
为了探讨台风移动速度与风力作用之间的联系，分析了三个代表性站点——朱家尖站、舟山海上站和甘普站（位置见图2）从7月9日0:00到7月13日0:00的风速数据。这些站点的选择基于它们相对于台风路径的位置，以便捕捉不同移动速度下的非对称风场响应。如图5所示，位于台风登陆区附近的朱家尖站出现了两个风速峰值，分别对应台风接近和离开站点的阶段。随着台风移动速度的增加，两个峰值之间的时间间隔缩短。尽管三种移动速度下的最大风速差异不大，但达到热带风暴强度（≥17.20 m/s）的风速持续时间显著减少。具体来说，缓慢移动、中等移动和快速移动的台风在登陆前的持续时间分别为41小时、20小时和10小时，登陆后的持续时间分别为24小时、14小时和7小时。对于舟山海上站，风速与台风移动速度呈正相关。缓慢、中等和快速移动的台风的最大风速分别为26.59 m/s、27.70 m/s和31.48 m/s。与朱家尖站的情况一致，随着移动速度的增加，热带风暴级风力的持续时间缩短。这一趋势归因于台风风场的逆时针旋转：更快的移动速度通过台风前进运动和旋转风的叠加效应增强了路径右侧的风速（Hwang, 2020; Zhou et al., 2020; Tamizi et al., 2021）。相比之下，位于台风路径左侧的甘普站显示移动速度与风速呈负相关。缓慢、中等和快速移动的台风的最大风速分别为21.82 m/s、21.22 m/s和19.11 m/s。热带风暴级风力的持续时间也随着移动速度的增加而减少（分别为43小时、14小时和1小时），反映了风场的非对称性。移动速度较慢的台风允许左侧旋转风与海洋有更长的相互作用时间，而快速移动则减少了这种重叠。

结果表明，台风移动速度通过两种主要机制影响风场特征。首先，较慢的移动速度延长了沿海和近海区域的风力作用时间，长时间暴露在强风中对于涌浪生成和持续波能输入至关重要。其次，风速的横向不对称性（由台风旋转和移动的共同作用引起）导致涌浪生成的区域差异，从而直接影响浙江沿海后续波能的重新分布。这些风场变化为理解后续章节中以涌浪为主的波能的时空模式提供了基本依据。

3.3 不同台风移动速度下SWH变化的特征
由于SWH是波能强度的直接指标，了解其在不同台风移动速度下的时空变化对于揭示浙江沿海以涌浪为主的波能重新分布至关重要。因此，分析了三个代表性站点的SWH数据，以明确台风移动速度、SWH特征和波能分布之间的关系。

3.3.1 最大SWH的空间差异
图6展示了在不同台风移动速度下三个站点的SWH动态对比。观察到最大SWH的空间分布模式。位于台风路径右侧的舟山海上站显示出最高的最大SWH，其次是位于路径上的朱家尖站，而位于路径左侧的甘普站显示出最低的值。对于甘普站，在所有三种移动速度情况下，最大SWH始终低于2米，表明台风路径左侧的波能积累有限。对于朱家尖站，最大SWH随着台风移动速度的增加而增加，具体数值分别为5.00米（慢速）、5.50米（中速）和6.10米（快速）。对于舟山海上站，最大SWH随移动速度的增加而显著增加，具体数值分别为8.38米（慢速）、9.28米（中速）和11.25米（快速）。
这种空间差异归因于台风的非对称风场：路径右侧由于台风旋转风和前进运动的叠加效应而经历了更高的风速，这促进了更强的风浪生成和随后的涌浪发展。相比之下，路径左侧的风力较弱，导致SWH较低，波能输入有限。

3.3.2 高SWH持续时间的时间特征
SWH ≥ 4米（有效波能利用的关键阈值）的持续时间进一步反映了台风移动速度对波能持续性的影响。图6显示，朱家尖站的SWH ≥ 4米的持续时间随着移动速度的增加而减少，具体数值分别为19小时（慢速）、15小时（中速）和7小时（快速）。在舟山海上站，这一持续时间对移动速度更为敏感，从104小时（慢速）减少到56小时（中速）和26小时（快速）。值得注意的是，移动速度较慢的台风延长了高SWH的持续时间，为波能积累和传播提供了更长的时间窗口。这是因为较慢的移动速度延长了台风风场与海洋表面的相互作用时间，使涌浪能够充分发展并传播到沿海和近海区域，从而增强了波能供应的可持续性。

3.3.3 台风登陆期间和涌浪传播期间的SWH动态
图7展示了台风登陆期间和登陆后朱家尖站和舟山海上站的SWH变化过程，突出了风浪和涌浪的耦合效应。这里的分析还结合了前述的受控数值模拟结果，这些模拟涵盖了三个地点（台风路径上的朱家尖、路径右侧的舟山海上和路径左侧的甘普）。对于朱家尖站，SWH在登陆前后经历了剧烈波动。在登陆期间，台风眼（弱风区）导致SWH急剧下降至接近零。台风离开后，风向从西向东转变，站点避开了风浪的影响，导致SWH持续较低。在移动速度较慢的情况下，远处近海生成的涌浪有足够的时间传播到站点，因此在台风到达站点之前就观察到了明显的SWH。相比之下，在中速和快速移动的情况下，最大SWH与台风登陆同时发生，因为涌浪传播受到台风快速移动的压缩。对于舟山海上站，最大涌浪引起的SWH出现的时间随着移动速度的减少而提前。在参考速度的两倍时，最大涌浪SWH比最大风浪SWH提前2小时出现。在实际速度下，这种提前延长到了9小时；在参考速度的一半时，提前时间达到了12小时，此时涌浪SWH不再表现出明显的峰值，但保持了较高的水平。这种在慢速移动下的涌浪SWH提前现象归因于延长的风力作用时间。移动速度较慢的台风允许涌浪更早形成并持续传播，导致风浪和涌浪的重叠，从而维持了较高的波能。正如受控模拟所展示的，这些观察结果在不同相对于台风路径的方位角上是一致的，证实了台风移动速度是调节涌浪引起的SWH峰值时间的主要因素。

3.3.4 风浪和混合波的同步性
表2比较了两个站点在不同移动速度下的风浪和混合波的发生时间。结果显示，在双倍和实际速度下，风浪和混合波几乎同时发生，表明快速移动的台风导致风浪和涌浪的同步发展。在参考速度的一半时，涌浪的提前到达和更长的持续时间（相对于风浪）使得混合波的SWH比风浪的SWH更早达到峰值。这种不同步性进一步增强了波能的持续性，因为即使在风浪强度下降后，涌浪仍继续提供能量。
与三个不同方位角站点的受控模拟结果一致，两个站点的观测结果证实了台风移动速度是调节风浪和混合波同步性以及波能持续性的主要因素。

3.4 显著波高（SWH）的空间分布及其对以涌浪为主的波能重新分布的影响
SWH的空间分布直接反映了波能的空间模式。为了揭示台风移动速度如何调节浙江沿海以涌浪为主的波能的重新分布，分析了三个代表性站点的SWH数据，以明确台风移动速度、SWH特征和波能分布之间的关系。

3.4.1 最大SWH的空间差异
图6展示了在不同台风移动速度下三个站点的SWH动态对比。观察到最大SWH的空间模式。位于台风路径右侧的舟山海上站显示出最高的最大SWH，其次是位于路径上的朱家尖站，而位于路径左侧的甘普站显示出最低的值。对于甘普站，在所有三种移动速度情况下，最大SWH始终低于2米，表明台风路径左侧的波能积累有限。对于朱家尖站，最大SWH随着台风移动速度的增加而增加，具体数值分别为5.00米（慢速）、5.50米（中速）和6.10米（快速）。对于舟山海上站，最大SWH随移动速度的增加而显著增加，具体数值分别为8.38米（慢速）、9.28米（中速）和11.25米（快速）。
这种空间差异归因于台风的非对称风场：路径右侧由于台风旋转风和前进运动的叠加效应而经历了更高的风速，这促进了更强的风浪生成和随后的涌浪发展。相比之下，路径左侧的风力较弱，导致SWH较低，波能输入有限。

3.4.2 高SWH持续时间的时间特征
SWH ≥ 4米（有效波能利用的关键阈值）的持续时间进一步反映了台风移动速度对波能持续性的影响。图6显示，朱家尖站的SWH ≥ 4米的持续时间随着移动速度的增加而减少，具体数值分别为19小时（慢速）、15小时（中速）和7小时（快速）。在舟山海上站，这一持续时间对移动速度更为敏感，从104小时（慢速）减少到56小时（中速）和26小时（快速）。值得注意的是，移动速度较慢的台风延长了高SWH的持续时间，为波能积累和传播提供了更长的时间窗口。这是因为较慢的移动速度延长了台风风场与海洋表面的相互作用时间，使涌浪能够充分发展并传播到沿海和近海区域，从而增强了波能供应的可持续性。

3.3.3 台风登陆期间和涌浪传播期间的SWH动态
图7展示了台风登陆期间和登陆后朱家尖站和舟山海上站的SWH变化过程，突出了风浪和涌浪的耦合效应。这里的分析还结合了前述的受控数值模拟结果，这些模拟涵盖了三个地点（台风路径上的朱家尖、路径右侧的舟山海上和路径左侧的甘普）。对于朱家尖站，SWH在登陆前后经历了剧烈波动。在登陆期间，台风眼（弱风区）导致SWH急剧下降至接近零。台风离开后，风向从西向东转变，站点避开了风浪的影响，导致SWH持续较低。在移动速度较慢的情况下，远处近海生成的涌浪有足够的时间传播到站点，因此在台风到达站点之前就观察到了明显的SWH。相比之下，在中速和快速移动的情况下，最大SWH与台风登陆同时发生，因为涌浪传播受到台风快速移动的压缩。对于舟山海上站，最大涌浪引起的SWH出现的时间随着移动速度的减少而提前。在参考速度的两倍时，最大涌浪SWH比最大风浪SWH提前2小时出现。在实际速度下，这种提前时间延长到了9小时；在参考速度的一半时，提前时间达到了12小时，此时涌浪SWH不再表现出明显的峰值，但保持了较高的水平。这种在慢速移动下的涌浪SWH提前现象归因于延长的风力作用时间。移动速度较慢的台风允许涌浪更早形成并持续传播，导致风浪和涌浪的重叠，从而维持了较高的波能。正如受控模拟所展示的，这些观察结果在不同相对于台风路径的方位角上是一致的，证实了台风移动速度是调节涌浪引起的SWH峰值时间的主要因素。

3.3.4 风浪和混合波的同步性
表2比较了两个站点在不同移动速度下的风浪和混合波的发生时间。结果显示，在双倍和实际速度下，风浪和混合波几乎同时发生，表明快速移动的台风导致风浪和涌浪的同步发展。在参考速度的一半时，涌浪的提前到达和更长的持续时间（相对于风浪）使得混合波的SWH比风浪的SWH更早达到峰值。这种不同步性进一步增强了波能的持续性，因为即使在风浪强度下降后，涌浪仍继续提供能量。
与三个不同方位角站点的受控模拟结果一致，两个站点的观测结果证实了台风移动速度是调节风浪和混合波同步性以及波能持续性的主要因素。

3.4 显著波高（SWH）的空间分布及其对以涌浪为主的波能重新分布的影响
SWH的空间分布直接反映了波能的空间模式。为了揭示台风移动速度如何调节浙江沿海以涌浪为主的波能的重新分布，分析了三个关键时间节点（登陆前6小时、登陆时和登陆后6小时）的SWH场和相应的风场（图8）。同时展示了风浪生成波和涌浪的空间特征（图9-12）。

3.4.1 SWH的整体空间模式
如图8所示，在所有台风移动速度情况下都可以观察到SWH的非对称空间模式。台风路径右侧的最大SWH明显高于左侧。这种不对称性直接导致了波能分布的不均匀，路径右侧是波能的核心富集区，而左侧的波能密度相对较低。值得注意的是，台风移动速度显著影响了高SWH的强度和覆盖范围。随着移动速度的增加，登陆时的最大SWH呈现出上升趋势，具体数值分别为9.53米（参考速度的一半）、9.81米（实际速度）和11.54米（参考速度的两倍）。这表明移动速度较快的台风在核心富集区驱动了更强的波能积累。
随着移动速度的增加，高SWH的影响范围也扩大。更快的移动速度增强了风浪生成波和涌浪在更广泛区域的传播，导致波能覆盖范围更广。相比之下，移动速度较慢的台风将高SWH限制在相对有限的区域内。

3.4.2 风浪生成波SWH的空间特征
图9、10展示了风浪SWH和风场的时间演变和空间分布。台风中心（眼区）附近的风浪SWH接近零，这与眼区的弱风区一致，导致波能生成可以忽略不计。风浪生成波的最大显著波高（SWH）集中在台风路径的右前象限。这种现象是由于台风的逆时针旋转风场及其前进运动的叠加效应，提高了右前象限的风速（见第3.2节），从而增强了强烈的风浪相互作用。
在高移动速度条件下，台风中心右侧的风浪SWH显著更高，影响范围也更广。这导致了一个更强烈和广泛的风驱动波能富集区。风向在近岸波浪能量的分布中起着关键作用。朝向岛屿海岸线的风会在沿岸引发更高的波浪能量，而离岸风则导致较低的波浪能量和稀疏的波能分布。这反映了海岸地形和风向对近岸风生波能量重新分布的影响。3.4.3 波浪能量的空间特征与风生波相比，波浪能量表现出更显著的空间特征（见图11、图12）。波浪主要影响台风路径的左侧，补充右侧风生波的能量，从而在整个沿海区域形成全面的波能空间分布模式。波浪的传播速度影响其影响范围的空间位置。当传播速度是参考速度的两倍时，影响范围集中在台风中心的左后方；在实际速度和参考速度的一半时，影响范围向台风中心附近移动，波能分布更加局部化。与风生波类似，更快的传播速度会导致更高的波浪能量和更大的影响范围；相反，较慢的传播速度会将波浪能量限制在较小的空间范围内。当波浪接近舟山群岛时，主要集中在该群岛的东南沿海地区，而舟山群岛西侧的海域受波浪影响较小。这种区域差异表明了舟山群岛复杂地形与波浪传播之间的相互作用。从物理机制的角度来看，波浪在近岸传播过程中会受到深度和岛屿轮廓的影响而发生折射，波浪的法线方向会向东南侧的开阔海域汇聚，从而导致能量高度集中（Willmott, 1981）。同时，根据椭圆缓坡方程理论，当波浪遇到像舟山主岛这样的大型岛屿障碍物时，会发生波浪衍射，波能会绕过岛屿的两端向西侧海域传播。在此过程中，由于传播路径延长、底部摩擦耗散和波能扩散，西侧海域的波浪能量会显著减弱（Wu等人，2020年）。台风的移动速度是影响风生波和波浪能量空间分布的关键因素，从而决定了整体波能的重新分布。更快的移动速度会增强风生波的强度（右侧前方）和波浪能量的强度（左侧），扩大总波能覆盖范围，并加剧波能的不对称性（右侧>左侧）。较慢的移动速度则会减少风生波和波浪能量的空间覆盖范围，导致波能局部积累。风生波能量集中在右侧前方，而波浪能量则主要分布在台风中心和舟山群岛的东南沿海地区。

**结论与讨论**
本研究探讨了台风移动速度与浙江沿海波浪能量重新分布之间的关系。通过对1949年至2020年间影响该地区的台风路径进行统计分析，以及对三个具有典型移动速度的历史台风进行数值模拟，并基于Chan-hom台风进行了控制实验，得出了以下主要结论：
台风的移动速度对波成分（混合波、风生波、波浪）的时间同步性有显著影响。在朱家尖站，所有三个台风的混合波和风生波的峰值波浪能量都同时出现（反映了台风风场对风生波的直接影响），而波浪能量的峰值则显示出与移动速度相关的明显不同步性。这种差异可能与移动速度调节波浪生成效率、传播延迟以及近岸波与波之间的相互作用有关，这些过程受波谱演化机制的控制（Hwang, 2020；Zhou等人，2020）：较快的移动速度倾向于加速风生波与波浪之间的能量传递，缩短波浪传播延迟，并减弱近岸波与波之间的相互作用；而较慢的移动速度则导致能量转换缓慢、传播延迟较长以及波与波之间的相互作用增强，这些都与台风的移动速度有关（Holthuijsen, 2010；Tamizi等人，2021）。
台风的移动速度是影响风作用持续时间和波能供应效率的重要因素（Holthuijsen, 2010），从而影响近岸波能的积累过程。最大风速与波能峰值之间的同步性受到台风中心距离和风速变化率的影响，这与台风风场的时空分布特征相对应（Tamizi等人，2021；Chen等人，2023）。在浙江复杂的群岛地形中获得的这些结果与以往的研究结果一致（Zhou等人，2020；Tamizi等人，2021）。
移动速度与波浪能量的空间分布模式和波浪能量重新分布有关。从波场结构的角度来看，台风中心（眼区）附近的风海波浪能量接近于零，这是台风眼区弱风区的典型特征（Zhou等人，2020；Tamizi等人，2021）。由于台风旋转风和前进运动的共同作用，风生波主导的高波浪能量集中在台风路径的右侧前方（Tamizi等人，2021）。波浪能量主要分布在路径的左侧，反映了台风风场的左右不对称性（Hwang, 2020；Zhou等人，2020）。当台风接近舟山群岛时，波浪能量主要集中在东南沿海地区，而西侧海域由于地形遮挡和波与波之间的相互作用而几乎不受影响，这显示了研究区域内近岸波能的显著空间差异特征（Wu等人，2020；Yang等人，2022）。
此外，本研究也存在一些固有的局限性。首先，结论仅基于三个历史台风案例和基于Chan-hom台风的控制实验得出，因此仅反映了特定台风条件下的模式。其次，分析中将风生波和波浪分开是一种方法上的简化，未能完全考虑它们在实际海洋环境中的非线性相互作用。第三，研究仅限于浙江沿海和舟山群岛，因此结论受到当地复杂地形和水动力特征的限制，不能直接推广到其他海域。