長江口及其鄰近海區(qū)無結(jié)構(gòu)網(wǎng)格風(fēng)暴潮預(yù)報系統(tǒng)的研制與分析

趙長進，葛建忠，丁平興

(華東師范大學(xué) 河口海岸學(xué)國家重點實驗室，上海 200062)

長江口及其鄰近海區(qū)無結(jié)構(gòu)網(wǎng)格風(fēng)暴潮預(yù)報系統(tǒng)的研制與分析

趙長進，葛建忠，丁平興*

(華東師范大學(xué) 河口海岸學(xué)國家重點實驗室，上海 200062)

利用基于有限元方法的ADCIRC模式，并耦合SWAN波浪模式，建立了一個適用于長江口及其鄰近海區(qū)風(fēng)暴潮的數(shù)值預(yù)報模式。該模式采用對岸線有較好擬合能力的無結(jié)構(gòu)網(wǎng)格，綜合考慮了波浪、天文潮、風(fēng)暴潮、徑流相互作用。利用該模型對長江口及其鄰近海區(qū)一系列臺風(fēng)風(fēng)暴潮進行后報檢驗，計算結(jié)果與實測資料有較好的一致性。最后，利用建立的模式，針對影響長江口地區(qū)的兩類典型路徑臺風(fēng)——近轉(zhuǎn)向型臺風(fēng)和登陸型臺風(fēng)，討論了氣壓、風(fēng)應(yīng)力、臺風(fēng)路徑等因素對增水的貢獻；并對臺風(fēng)移動路徑與外高橋?qū)崪y增水強度進行統(tǒng)計分析，給出了臺風(fēng)移動路徑、氣壓梯度和增水強度的定量關(guān)系。

ADCIRC; 風(fēng)暴潮; 臺風(fēng)路徑

風(fēng)暴潮是導(dǎo)致全球生命財產(chǎn)損失最嚴重的自然災(zāi)害之一。在我國，風(fēng)暴潮災(zāi)害居海洋災(zāi)害之首[1]。風(fēng)暴潮的準確預(yù)報對沿海地區(qū)減災(zāi)防災(zāi)有著重要意義。

風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報模式的研究始于20世紀50年代。隨著計算機技術(shù)的進步，用數(shù)值模式對風(fēng)暴潮進行模擬和預(yù)報的方法得到了快速發(fā)展。上世紀70年代，美國建立了第一代風(fēng)暴潮預(yù)報模式“SPLASH”[2]；同時期，英國建立了溫帶氣旋風(fēng)暴潮預(yù)報模式“SEA MODEL”[3]；80年代，美國發(fā)展了第二代模式“SLOSH”[4]。近10余a，風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報模式得到迅猛發(fā)展，國際上有很多較為成熟的海洋數(shù)值模型如POM，ECOM，F(xiàn)VCOM，ELCIRC，ADCIRC等，都可用于海洋風(fēng)暴潮數(shù)值模擬和預(yù)報[5]。

在我國，馮士筰[6]、劉鳳樹[7]從20世紀70年代起較全面地開展了風(fēng)暴潮機制和預(yù)報的研究工作。馮士筰在分析了淺海風(fēng)暴潮動力學(xué)特征的基礎(chǔ)上，建立了超淺海風(fēng)暴潮理論[8]，依據(jù)此理論導(dǎo)出了相應(yīng)的風(fēng)暴潮位和潮流的預(yù)報方程，并用數(shù)值方法對此進行了驗證和應(yīng)用[9]。王喜年等建立了以5個子區(qū)域部分重疊覆蓋整個中國海沿岸的臺風(fēng)風(fēng)暴潮模式，簡稱五區(qū)塊(FBM)模型，為實現(xiàn)風(fēng)暴潮預(yù)報業(yè)務(wù)化運行，做出了重要貢獻[10]。近年來，國家海洋預(yù)報中心采用卡曼濾波數(shù)據(jù)同化[11]、集合預(yù)報[12]、融入中尺度氣象模式[13]等方法，建立和改進了風(fēng)暴潮預(yù)報模式，并投入業(yè)務(wù)化運行。長江口及其鄰近區(qū)域幾乎每年都受風(fēng)暴潮影響，因而人們較早地開展了長江口地區(qū)風(fēng)暴潮預(yù)報的研究。在20世紀80年代，劉科成[14]利用模式臺風(fēng)，應(yīng)仁方和羊天柱[15]應(yīng)用簡單的數(shù)值模型計算上海市可能的最大增水和水位，為上海市防洪工程提供了設(shè)計依據(jù)。從20世紀90年代以來，張君倫等[16]、周旭波和孫文心等[17]、張金善等[18]、陳華偉等[19]分別從網(wǎng)格范圍、潮汐與風(fēng)暴潮非線性作用、河口動力、波浪與風(fēng)暴潮相互作用等方面論證了適用于長江口地區(qū)的數(shù)值模式所應(yīng)當考慮的因素。華東師范大學(xué)河口海岸學(xué)國家重點實驗室建立了波浪、天文潮、風(fēng)暴潮、徑流相互作用的二維預(yù)報模式，并進行了可視化集成[20]，該模式已在太湖流域管理局、東海海洋環(huán)境預(yù)報中心等單位投入業(yè)務(wù)化運行[21]。

ADCIRC(An Advanced Circulation Model for Oceanic, Coastal and Estuarine Waters)[22]是美國北卡羅來納州大學(xué)開發(fā)的有限元海洋模式，是可應(yīng)用于海洋、海岸、河口跨尺度區(qū)域的水動力計算數(shù)學(xué)模型。該模式采用無結(jié)構(gòu)網(wǎng)格，易于擬合復(fù)雜岸線和島嶼的邊界，并可以對所關(guān)心區(qū)域?qū)崿F(xiàn)加密，因此適用于近岸地區(qū)高分辨率的數(shù)值模擬。長江口地區(qū)岸線曲折，水深變化復(fù)雜，以往的風(fēng)暴潮數(shù)值模擬多使用正交曲線網(wǎng)格，在擬合該地區(qū)的水深和岸界方面有一定的局限性。本文擬利用有限元模式ADCIRC，建立一套適合于長江口杭州灣地區(qū)的無結(jié)構(gòu)高分辨率風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報模式，并應(yīng)用該模式探討不同路徑的臺風(fēng)在長江口地區(qū)的增水特點。

1 高分辨率數(shù)值預(yù)報模式簡介

本文采用ADCIRC二維模型中沿水深積分的時均連續(xù)方程和運動方程[23]，潮汐通過邊界調(diào)和常數(shù)引入，不考慮引潮勢，不考慮斜壓效應(yīng)。具體表達式為：

(1)

(2)

(3)

式中，ζ為從海平面起算的水位高度；U，V分別為x方向和y方向的平均流速；H為總水深；f為科氏參量；PS為水面大氣壓力；ρ0為水的密度；g為重力加速度；τbx和τby代表底部切應(yīng)力；τsx和τsy代表風(fēng)應(yīng)力；Tx與Ty為波浪輻射應(yīng)力項；Dx與Dy為擴散項。

在數(shù)學(xué)處理上，該數(shù)值模型空間上使用有限元伽遼金方法離散，時間上采用有限差分。為克服伽遼金方法出現(xiàn)的數(shù)值問題，在求解連續(xù)方程時，采用Kinnmark的 GWCE(Generalized Wave Continuity Equation)方程，并與動量守恒方程一起作為控制方程進行求解，較好地消除了數(shù)值問題導(dǎo)致的震蕩、不守恒性等問題，從而能準確求解有限元差分下的水位和流速[24]。

2 模式設(shè)置與計算方法

2.1 模式設(shè)置

風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報模式由3部分構(gòu)成，即復(fù)合流場模型、波浪模型和表征臺風(fēng)特征的風(fēng)、氣壓模型。各個模型的選取如下：1)計算水位和流場的模型采用ADCIRC模型，模型開邊界的調(diào)和常數(shù)由全球潮波模型TPXO7.2[25]推算求得，其中包含8個主要分潮(M2，S2，N2，K2，K1，O1，P1,Q1)；徑流的邊界條件由大通站逐日流量數(shù)據(jù)插值給出。2)波浪計算采用SWAN模型，在近岸地區(qū)的計算采用ADCIRC與SWAN雙向耦合的方法。3)風(fēng)場計算采用臺風(fēng)模型風(fēng)場和背景風(fēng)場相結(jié)合的辦法，臺風(fēng)模型風(fēng)場采用對稱氣壓場模型，氣壓場由經(jīng)典藤田公式給出；背景風(fēng)場采用QSCAT/NCEP Blended Ocean Winds from Colorado Research Associates氣象數(shù)值產(chǎn)品(http:∥rda.ucar.edu/datasets/ds744.4/)，本文所用風(fēng)場的具體設(shè)置參見文獻26。

2.2 計算區(qū)域及計算方法

由于考慮波流相互作用的雙向耦合要消耗大量計算時間，以及波-流共同作用在近岸淺水地帶較為顯著，本文風(fēng)暴潮計算模式采用嵌套方法，僅在小區(qū)應(yīng)用浪流耦合模式。模式計算區(qū)域及重要站位的位置見圖1。大區(qū)包含渤、黃、東海、對馬海峽、菲律賓以東部分洋面，以及臺灣島以西部分南海，如圖1a。大區(qū)范圍足夠模擬大多數(shù)對長江口產(chǎn)生較大影響的臺風(fēng)暴潮的整個發(fā)生發(fā)展及消亡過程[27]。大區(qū)開邊界及其附近陸域分辨率約為25 km，隨著向長江口地區(qū)的靠近，網(wǎng)格逐漸加密。小區(qū)網(wǎng)格實際為大區(qū)網(wǎng)格的一部分，大區(qū)與小區(qū)嵌套邊界的網(wǎng)格點完全重合。小區(qū)范圍為長江口，杭州灣區(qū)域，河流上界延伸至大通。為較好地擬合復(fù)雜的岸界和地形，到上海市及其附近區(qū)域分辨率達到100 m。

小區(qū)的邊界條件包括徑流、余水位、潮汐調(diào)和常數(shù)和邊界的波浪譜。余水位由大區(qū)域加氣象條件計算給出；覆蓋渤、黃、東海的SWAN模式在臺風(fēng)條件驅(qū)動下計算給出小區(qū)邊界的波浪譜。風(fēng)速輸入ADCIRC 模型后，通過計算得出風(fēng)應(yīng)力，并將風(fēng)應(yīng)力傳遞給SWAN。ADCIRC 得出的水位和流速信息傳遞給SWAN，用于水深及相關(guān)波浪過程(波浪傳播，地形導(dǎo)致的破碎等)的計算；ADCIRC 的驅(qū)動因素中包含由SWAN 計算得出的輻射應(yīng)力梯度[28]。

圖1 計算網(wǎng)格及站位Fig.1 Computational grids and sites

3 模式驗證

3.1 潮汐驗證

利用長江口、杭州灣測站的實測分潮調(diào)和常數(shù)及天文潮水位過程對模型進行率定，調(diào)整潮汐邊界條件和底摩擦參數(shù)，使模型系統(tǒng)適用于長江口和杭州灣區(qū)域。然后利用實測臺站資料進行系統(tǒng)驗證，證實長江口及其鄰近區(qū)域的潮汐模擬具有較高的精度。限于篇幅，本文僅給出影響長江口區(qū)域的主要分潮M2，S2，K1, O1調(diào)和常數(shù)的對比驗證(表1)和長江口附近主要站位的潮汐驗證均方根誤差統(tǒng)計(表2)，表1和表2的編號標示相應(yīng)站位的位置見圖1b。

站位號站位名RMSE/m5長興0．206吳淞0．457高橋0．218橫沙0．209中浚0．2110南槽東0．1612蘆潮港0．1913大戢0．1514綠華山0．0915灘滸0．3016唐腦山0．28

3.2 風(fēng)速與波浪的驗證

利用位于29°17′24″N，123°35′24″E的外海浮標站的波高和風(fēng)速數(shù)據(jù)驗證風(fēng)場模式和ADCIRC+SWAN模式。圖2是0215號(鹿沙)和0216號(森拉克)臺風(fēng)期間計算風(fēng)速、波高與實測資料的比較，據(jù)圖可知風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報系統(tǒng)中的風(fēng)場模式和波浪模式具有較高的精度。

圖2 0215和0216號臺風(fēng)期間風(fēng)速及波高驗證圖Fig.2 Validation of significant wave height and wind speed at buoy site during TC0215 and TC0216

3.3 風(fēng)暴潮后報檢驗

選取1989-2008年間，顯著影響長江口杭州灣地區(qū)的14個不同路徑的臺風(fēng)進行風(fēng)暴潮后報檢驗，后報檢驗計算的起始時間是在臺風(fēng)登陸或影響長江口最大時期前96 h。表3是灘滸島、大戢山、外高橋站位的模型計算結(jié)果與觀測水位對比結(jié)果。2005年起，外高橋沒有數(shù)據(jù)。

相對誤差的計算式為：

(4)

式中，n為實測水位個數(shù)；Loi為實測水位；Lmi為模擬水位；L0max為實測水位的最高波峰與最低波谷的差值。就統(tǒng)計結(jié)果而言，后報水位過程時間序列的相對誤差控制在10%左右。極值誤差采用臺風(fēng)顯著增水期間模擬水位序列的極值與實測水位序列極值的差值，極值水位誤差控制在0.5 m以內(nèi)。

表3 各臺風(fēng)過程后報增水與水位誤差統(tǒng)計表

注：空白處無數(shù)據(jù)

由于篇幅所限，本文僅給出0012號臺風(fēng)期間大戢山測站的水位和增水時間序列驗證圖。從圖3中可知，模擬的增水過程與實際一致，包括扱值水位的峰值和發(fā)生的時間。

圖3 0012號臺風(fēng)期間大戢山站水位與增水比較圖Fig.3 Validation of total water level and surge at the Dajishan station during TC0012

綜上所述，所建立的無結(jié)構(gòu)風(fēng)暴潮模型系統(tǒng)能較為準確地模擬影響長江口杭州灣地區(qū)的風(fēng)暴潮增水過程、最高水位和最大增水的時間。

4 增水過程分析

影響長江口及其鄰近海域的臺風(fēng)按照路徑主要可分為兩類，即近轉(zhuǎn)向型(123°E以東轉(zhuǎn)向)和登陸型(臺風(fēng)在上海本地及以南沿海登陸，登陸后向西北方向移動，部分臺風(fēng)最后會北上轉(zhuǎn)出)[21]。利用本文所建立的長江口及其鄰近海區(qū)無結(jié)構(gòu)網(wǎng)格風(fēng)暴潮模式，通過針對氣壓、風(fēng)應(yīng)力的數(shù)值實驗，分析不同臺風(fēng)路徑條件下，風(fēng)力、氣壓作用對風(fēng)暴增水的貢獻。

4.1 氣壓、風(fēng)應(yīng)力增水貢獻比較

9417號和0012號臺風(fēng)可分別代表登陸型和近轉(zhuǎn)向型臺風(fēng)，它們的路經(jīng)如下圖4所示。

圖4 9417號和0012號臺風(fēng)路徑Fig.4 Typhoon tracks of TC9417 and TC0012

0012號臺風(fēng)“派比安”(Prapiroon)是造成上海高橋驗潮站出現(xiàn)歷史上第二高潮位的臺風(fēng)，是影響長江口的近轉(zhuǎn)向型臺風(fēng)的典型。2000-08-27，“派比安”臺風(fēng)在太平洋西北洋面生成后，于08-30T17:00到達離長江口最近的29°18′N，123°12′E，中心氣壓達到965 hPa，中心最大風(fēng)速達到60 m/s，此時強度最大。31日凌晨，外高橋站達到了5.97 m的極值水位。在此之后，臺風(fēng)向東北方向移動，長江口、杭州灣區(qū)域出現(xiàn)了一定程度的減水現(xiàn)象。在08-31T11：00，外高橋出現(xiàn)了將近1 m的減水極值。9417號臺風(fēng)“弗雷德”(Fred)于1994-08-15在關(guān)島西北洋面上生成，一直向西北方向移動，并逐漸增強。近中心最大風(fēng)速55 m/s。該臺風(fēng)在21日晚從溫州瑞安登陸，登陸后向西北方向移動，于23 T14：00轉(zhuǎn)向東北，減弱為溫帶氣旋后，在25日進入渤海。受臺風(fēng)外緣西南風(fēng)影響，在21-22日，上海附近一些潮位站也出現(xiàn)了50～100 cm左右的增水，杭州灣附近的增水值大于100 cm。

圖5給出的是0012號臺風(fēng)期間大戢山站位的增水過程、風(fēng)矢量和氣壓序列,增水過程曲線中，黑色方塊表示在模式中考慮風(fēng)速和氣壓的綜合作用輸出的增水值，十字叉表示風(fēng)應(yīng)力作用得到的增水值，圓圈代表臺風(fēng)低壓導(dǎo)致的增水值，黑色曲線代表實測數(shù)據(jù)；風(fēng)矢量圖中，淺色箭頭代表觀測值，深色箭頭代表模擬值。

圖5 0012號臺風(fēng)期間大戢山站增水、風(fēng)矢量，氣壓時間序列圖Fig.5 Time series of surge, wind vectors, and air pressure at the Dajishan station during TC0012

0012號臺風(fēng)的增水過程從08-30中午開始，臺風(fēng)接近長江口區(qū)域時，受臺風(fēng)北緣的向岸東風(fēng)影響，開始出現(xiàn)較顯著增水。由風(fēng)應(yīng)力導(dǎo)致的增水和綜合考慮氣壓和風(fēng)應(yīng)力的增水分別于30日18:00，19:00達到最大，量值達到61和77 cm。實測數(shù)據(jù)的最大值88 cm出現(xiàn)在08-30T21:00，時間上晚于模式計算結(jié)果，模擬量值也偏小。從風(fēng)矢量比較圖分析，這主要是由于風(fēng)力模擬較小所致。隨著臺風(fēng)進一步北上，08-31T00:00低壓效應(yīng)引起的增水達到最大，達31 cm；而此時臺風(fēng)中心離長江口最近，風(fēng)向主要以北風(fēng)為主，風(fēng)力作用的增水效應(yīng)開始減弱。在此之后，臺風(fēng)中心向東北方向移動，長江口地區(qū)遠離臺風(fēng)中心，氣壓效應(yīng)增水減弱，風(fēng)向以西北離岸風(fēng)為主，出現(xiàn)了減水。觀測數(shù)據(jù)顯示的最大減水時間為08-31T08:00，考慮風(fēng)應(yīng)力和氣壓與只考慮風(fēng)應(yīng)力的數(shù)值實驗時間結(jié)果一致，量值分別為-43，-18，-25 cm。模擬的減水量值與實測相比偏小，主要是由于風(fēng)力偏小所致。此時，考慮氣壓的模擬值比不考慮氣壓的減水量值小，因為低壓效應(yīng)仍然影響長江口，引起增水；氣壓與風(fēng)力效應(yīng)對增水的貢獻相反。

上述分析可以看出，對于0012號臺風(fēng)，最大增水并非出現(xiàn)于臺風(fēng)離長江口最近的時刻，而取決于向岸風(fēng)向(東南—東北風(fēng))的作用強度與持續(xù)時間。相對于風(fēng)應(yīng)力作用，氣壓的貢獻較小。

圖6是9417號臺風(fēng)期間大戢山站位的增水過程、風(fēng)矢量和氣壓序列。模擬的增水過程可以較準確地刻畫出從21日上午到22日，臺風(fēng)中心在浙江溫州登陸期間，臺風(fēng)外緣影響上海引起的增水過程。不同于近轉(zhuǎn)向型0012號臺風(fēng)，南登陸型9417號臺風(fēng)在登陸前后(21日12:00登陸)臺風(fēng)北緣作用于長江口，東風(fēng)和東北風(fēng)對增水起主要作用。在08-21，東風(fēng)和東北風(fēng)的風(fēng)向和風(fēng)速模擬較好，增水誤差也比較小。到22日凌晨，臺風(fēng)中心移動到上海市西北方向的28°N，119°30′E位置。在臺風(fēng)登陸后，模擬的風(fēng)速小于實際風(fēng)速是造成增水值偏小的主要原因。這主要是由于臺風(fēng)登陸后，受到下墊面影響而發(fā)生變性和結(jié)構(gòu)上的不對稱；圓對稱的臺風(fēng)模型風(fēng)場不能很好刻畫近岸風(fēng)場的不對稱性是造成這種誤差的主要原因[29]。

圖6 9417號臺風(fēng)期間大戢山站增水、風(fēng)矢量、氣壓時間序列圖Fig.6 Time series of surge, wind vectors, and air pressure at the Dajishan station during TC9417

4.2 臺風(fēng)移動路徑與外高橋增水關(guān)系統(tǒng)計分析

為了印證上述個例分析中，不同臺風(fēng)路徑引起增水的特點，本文選擇了1979年以來11次近轉(zhuǎn)向型臺風(fēng)(0012，0014，7909，7910，0205，8019，8114，8211，8310，8519，8615)和9次登陸型臺風(fēng)(8913，8923，9015，9417，9711，0216，0414，0509，0515)進行了統(tǒng)計分析，表達了路徑，氣壓梯度和增水強度的定量關(guān)系，結(jié)果如圖7和圖8。臺風(fēng)路徑信息來自《CMA-STI西北太平洋熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集》*CMA-STI西北太平洋熱帶氣旋最佳路徑數(shù)據(jù)集,中國氣象局上海臺風(fēng)研究所,2012,中國臺風(fēng)網(wǎng)：http:∥www.typhoon.gov.cn/index.php?controller=spage&pid=169。增水信息來自于國家海洋局東海預(yù)報中心。氣壓資料來自NOAA的網(wǎng)站*http:∥www7.ncdc.noaa.gov/CDO/cdo，本文選取上海虹橋站逐時氣壓資料，時間跨度為1947-2012年。

在近轉(zhuǎn)向型臺風(fēng)的分析中，以上海高橋站為圓心，建立極坐標，分別求出臺風(fēng)中心與高橋站之間的相對方向，距離，平均氣壓梯度。臺風(fēng)中心與高橋站的相對位置，以南取為負值，以北取為正值，正東方為0°，在圖7中用角度表示；圖中半徑表示平均氣壓梯度，從圓心到圓周，由 20 hPa/hkm到0 hPa/hkm遞減。圖7中展現(xiàn)了在高橋站以南15°和以北15°的資料。為了使得圖示更清楚，圖中的角度較標準極坐標有所放大。由臺風(fēng)中心氣壓和同時刻的虹橋站氣壓資料與臺風(fēng)中心與高橋站的距離相除得到平均氣壓梯度(體現(xiàn)臺風(fēng)強度，距離等綜合因素，也是臺風(fēng)風(fēng)場模型中計算速度的重要參量)[30]。

從圖7可以看出，高橋站增水達到100 cm以上，方位角在高橋以南5°以內(nèi)，平均氣壓梯度在10～20 hPa/hkm，此時由于氣壓梯度大，風(fēng)速強，且以向岸風(fēng)為主，所以出現(xiàn)了較顯著的增水(藍紫色到紫紅色點)。當方位角在-15°～-5°時，由于臺風(fēng)往往距離外高橋站較遠，臺風(fēng)邊緣區(qū)域氣壓梯度較小，風(fēng)速較小，增水多在30 cm以下。當臺風(fēng)轉(zhuǎn)向，移動到外高橋以北5°以內(nèi)的時候，相對于長江口地區(qū)的位置從東南轉(zhuǎn)為東北，主要風(fēng)向往往從SE—NE向岸風(fēng)急劇變化到西北離岸風(fēng)，出現(xiàn)減水(黃色點)，此時的平均氣壓梯度，一般在10 hPa/hkm以下。當臺風(fēng)繼續(xù)向北移行，遠離長江口，氣壓梯度一般在5 Pa/hkm以內(nèi)，此時長江口區(qū)域已不在臺風(fēng)主要影響的范圍之內(nèi)，幾乎沒有增減水出現(xiàn)。0012臺風(fēng)過程中，08-30T21：00-31T01：00，高橋站增水在111～163 cm，臺風(fēng)中心與高橋的相對方位和平均氣壓梯度分別是-5°～0°，14～16 hPa/hkm，正好落在圖7的強烈增水區(qū)域內(nèi)。

圖7 臺風(fēng)路徑、平均氣壓梯度與高橋站增水關(guān)系圖(近轉(zhuǎn)向型)Fig.7 Relation graph of typhoon tracks,surge and averaged air pressure gradient(for direction-changing typhoon at near shore region)

圖8 臺風(fēng)路徑、平均氣壓梯度與高橋站增水關(guān)系圖(登陸型)Fig.8 Ralation graph of typhoon tracks,surge and averaged air pressure gradient(for landing typhoon)

圖8中，在長江口以東的相對角度坐標和近轉(zhuǎn)向臺風(fēng)一樣。高橋站正西方定為180°，正北定為15°，正南定為-15°。位于高橋站西南方向的臺風(fēng)在175°～185°的范圍內(nèi)，位于高橋站東南方向的臺風(fēng)在-15°～0°范圍內(nèi)，位于高橋站東北方向的臺風(fēng)在0°～15°范圍內(nèi)。在所有影響長江口的臺風(fēng)當中，直接登陸長江口的非常少；大部分登陸型臺風(fēng)都在浙江一帶登錄，在登陸前后的時間內(nèi)，臺風(fēng)中心位于長江口以南，臺風(fēng)右緣的東南向岸風(fēng)持續(xù)影響長江口，會引起較強烈的增水。在圖8中，角度在-10°～0°的點和部分在180°～185°的點代表了這種情形。當臺風(fēng)中心離上海較遠，氣壓梯度不是非常大，以5～10 hPa/hkm居多，增水大都在60～120 cm。臺風(fēng)登陸后，大部分此類臺風(fēng)向西北方向移動。此時，長江口杭州灣區(qū)域位于臺風(fēng)東北部，受臺風(fēng)邊緣東風(fēng)影響，也會引起增水，增水程度受臺風(fēng)半徑及強度影響，圖8中方位角在180°～185°的部分點代表此類情形。在此之后，部分臺風(fēng)減弱消失，部分臺風(fēng)向北轉(zhuǎn)向，在距離上再次接近長江口。圖8中相對角度在長江口以北0～10°的幾個點代表這一情況。此時，臺風(fēng)大都減弱為熱帶氣旋或者溫帶氣旋，強度較弱，平均氣壓梯度較小，均在5 hPa/hkm以下，增水值在正負30 cm以內(nèi)。在9417號臺風(fēng)過程中，長江口杭州灣區(qū)域出現(xiàn)50 cm左右增水的時間在21日21：00-22日凌晨。臺風(fēng)相對于高橋站的方位為183°左右(西南方向)，正好在位于長江口西南的溫州登陸時，平均氣壓梯度為10～12 hPa/hkm，也在圖8的增水區(qū)范圍內(nèi)。

5 結(jié) 論

本研究利用二維ADCIRC模式，耦合SWAN模式，建立了一個適用于長江口區(qū)域風(fēng)暴潮的數(shù)值預(yù)報模式。模式采用對復(fù)雜岸線和地形有較好的擬合能力的三角網(wǎng)格,考慮了長江口徑流量、天文潮和風(fēng)暴潮非線性相互作用以及波浪對于風(fēng)暴增水的影響；風(fēng)暴潮模式的大氣強迫場采用臺風(fēng)模型風(fēng)場與背景風(fēng)場相結(jié)合。利用所建立的模式對長江口區(qū)域一系列臺風(fēng)暴潮進行了后報檢驗, 水位過程平均相對誤差控制在10%，說明模式精度較好。

利用本研究建立的模式，對分屬兩種典型路徑的兩類臺風(fēng)案例進行了分析，討論了氣壓、風(fēng)應(yīng)力、臺風(fēng)路徑等因素對增水的貢獻，說明向岸風(fēng)力的大小及持續(xù)時間對增水過程有著重要作用，東南向岸風(fēng)的大小及持續(xù)時間的模擬精度對風(fēng)暴潮模擬精度有重要影響。相對于氣壓，在近岸地區(qū)，風(fēng)應(yīng)力對增水的作用更顯著。統(tǒng)計結(jié)果部分揭示了臺風(fēng)路徑、強度與增水幅度的關(guān)系：當臺風(fēng)中心在外高橋以南，增水值基本與平均氣壓梯度呈正相關(guān)，平均氣壓梯度大于5 hPa/km時，增水較為顯著；當臺風(fēng)移動到外高橋東北方向，則可能伴有減水過程。

氣壓與風(fēng)力對于增水作用并非線性疊加，波浪、潮汐與風(fēng)暴潮的非線性相互作用對增水也有一定的貢獻，與之相關(guān)的研究將在后續(xù)工作中補充。另外，風(fēng)場精度也限制了風(fēng)暴潮后報精度的提高。本文所總結(jié)的增水規(guī)律分析，仍需要更多的實測資料分析和更精確模型結(jié)果加以佐證和補充。

[1] 國家海洋局.2008年中國海洋災(zāi)害公報[R].北京：國家海洋局,2009.State oceanic administration People's Republic of china. communique of marine disasters in china seas of 2008[R]. Beijing: State Oceanic Administration People's Republic，2009.

[2] JELENIANSKI C P. Splash(Special Program to List Amplitudes of Surges from Hurricanes): 1. landfall storms[M].Silver Spring,MD: US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Weather Service.1972.

[3] HEAPS N S. Storm surges, 1967-1982[J].Geophysical Journal International, 1983, 74(1): 331-376.

[4] JELESNIANSKI C P, CHEN J, SHAFFER W A, et al. Sea, lake, and overland surges from hurricanes[M].Silver Spring, MD: US Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Weather Service, 1992.

[5] GUO H L. A numerical prediction study of storm surge and floodplain on the delta of Oujiang[D].Beijing: National Marine Environmental Forecasting Center,2011.郭洪琳.甌江口風(fēng)暴潮漫灘數(shù)值預(yù)報研究[D].北京：國家海洋環(huán)境預(yù)報中心,2011.

[6] FENG S Z. Introduction to storm surge. Beijing: Science Press,1982:148-187.馮士筰. 風(fēng)暴潮導(dǎo)論[M].北京: 科學(xué)出版社, 1982: 148-187.

[7] LIU F S. An analysis of the Characteristics of Storm surge by typhoon[J].Acta Oceanologica Sinica,1982,2(3):12-33.劉鳳樹. 臺風(fēng)暴潮某些特性的分析[J].海洋學(xué)報, 1980, 2(3): 12-23.

[8] QIN Z H, FENG S Z. Preliminary study on dynamic mechanism of storm surge at shallow water[J].Scientific Sinica,1975,1:64-79.秦曾灝, 馮士筰. 淺海風(fēng)暴潮動力學(xué)機制的初步研究[J].中國科學(xué),1975,1:64-79.

[9] SUN W X, FENG S Z, QIN Z H. Numerical modeling of an ultra-shallow water storm surge(1)[J]. Acta Oceanologica Sinica,1979,1(2):1-11. 孫文心, 馮士笮, 秦曾灝. 超淺海風(fēng)暴潮的數(shù)值模擬(一)[J].海洋學(xué)報, 1979,1(2): 1-11.

[10] WANG X N, YIN Q J, ZHANG B M. Research and applications of a forecasting model of typhoon surges in China Seas[J]. Advances in Water Science, 1991,2(1):1-10.王喜年,尹慶江,張保明.中國海臺風(fēng)風(fēng)暴潮預(yù)報模式的研究與應(yīng)用[J].水科學(xué)進展,1991,2(1):1-10.

[11] YU F J, ZHANG Z H, LIN Y H. A numerical storm surge forecast model with Kalman filter[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2002,24(5):26-35.于福江,張占海,林一驊.一個穩(wěn)態(tài)Kalman濾波風(fēng)暴潮數(shù)值預(yù)報模式[J].海洋學(xué)報,2002,24(5):26-35.

[12] WANG P T, YU F J, LIU Q X,et al. Research on the ensemble forecast and its application at the fujian Coast[J]. Marine Forecasts, 2010,27(5)：7-15. 王培濤,于福江,劉秋興，等.福建沿海精細化臺風(fēng)風(fēng)暴潮集合數(shù)值預(yù)報技術(shù)研究及應(yīng)用[J].海洋預(yù)報,2010,27(5)：7-15.

[13] XING J Y, SONG X J, YANG X L, et al. Numerical simulation experiments on typhoon kuanum[J]. Marine Forecasts, 2006,23(2):1-9.邢建勇,宋學(xué)家,楊學(xué)聯(lián),等.臺風(fēng)“卡努”的數(shù)值模擬實驗[J]. 海洋預(yù)報, 2006, 23(2):1-9.

[14] LIU K C. An Estimation for the probable maximum typhoon surges in shanghai harbour[J]. Coastal Engineering, 1984,3(1):21-29.劉科成.上海港可能最大風(fēng)暴潮的估算[J].海岸工程,1984,3(1):21-29.

[15] YING R F, YANG T Z. Numerical simulation and analysis for maximum value of water levels at the wusong station[J]. Acta Oceanologica Sinica, 1986,8(4):423-428.應(yīng)仁方,羊天柱.上海防洪水位研究中吳淞臺風(fēng)暴潮數(shù)值計算與可能最高潮位分析[J]. 海洋學(xué)報,1986,8(4):423-428.

[16] ZHANG J L, CAO G P, SHENG G M. Numerical tests on typhoon set-up of yangtze estuary[J]. Journal of Hohai University, 1992,20(6):17-25.張君倫,曹國平,盛根明.長江口臺風(fēng)增水的數(shù)值實驗[J].河海大學(xué)學(xué)報, 1992,20(6):17-25.

[17] ZHOU X B, SUN W X. The non-linear interaction between storm surges and astronomical tides in the sea area off river changjing's mouth[J]. Journal of Ocean University of Qingdao, 2000,30(2): 201-206.周旭波,孫文心.長江口以外海域風(fēng)暴潮與天文潮的非線性相互作用[J]. 青島海洋大學(xué)學(xué)報, 2000,30(2): 201-206.

[18] ZHANG J S, KONG J, ZHANG W S,et al. Study of interaction between estuary dynamic and storm surge in the Yangtze River[J]. Hydro-Science and Engineering, 2008,4:1-7.張金善,孔俊,章衛(wèi)勝,等.長江河口動力與風(fēng)暴潮相互作用研究[J].水利水運工程學(xué)報,2008,(4):1-7.

[19] CHEN H W, GE J Z, DING P X. Analysis of storm surge’s process under the influence of waves[J]. Journal of East China Normal University:Natural Science,2010,4:16-25.陳華偉,葛建忠,丁平興.波浪對臺風(fēng)風(fēng)暴潮過程的影響分析[J].華東師范大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版，2010,(4):16-25.

[20] GE J Z, HU K L, DING P X. Design and application of integrated visualized storm surge forecasting system[J]. Journal of East China Normal University:Natural Science,2007,4:20-25. 葛建忠,胡克林,丁平興. 風(fēng)暴潮集成預(yù)報可視化系統(tǒng)設(shè)計及應(yīng)用[J].華東師范大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2007,(4):20-25.

[21] DING P X. Research report for the surge-Tide analysis and prediction model in the taihu lake[R].Shanghai:East China Normal University,2006. 丁平興.太湖流域風(fēng)暴潮與潮汐特性分析與預(yù)報模型研究報告[R].上海:華東師范大學(xué),2005.

[22] LUETTICH R, WESTERINK J. Formulation and numerical Implementation of the 2D/3D ADCIRC finite element model version 44.XX.Chapel Hill[R]:University of North Carolina,2004.

[23] WESTERINK J J, LUETTICH JR R A, KOLAR R L. Advances in finite element modeling of coastal ocean hydrodynamics[M]. Southampton: Computational Mechanics Publications, 1996.

[24] KOLAR R L, WESTERINK J J, CANTEKIN M E, et al. Aspects of nonlinear simulations using shallow-water models based on the wave continuity equation[J]. Computers & Fluids, 1994, 23 (3):523-538.

[25] EGBERT G D, EROFEEVA S Y. Efficient inverse modeling of barotropic ocean tides[J]. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 2002, 19(2): 183-204.

[26] ZHU S X, SHA W Y, DING P X, et al. An asymmetry wind field model of typhoon near shore[J]. Journal of East China Normal University:Natural Science, 2002,(3):66-71.朱首賢,沙文鈺,丁平興，等.近岸非對稱臺風(fēng)風(fēng)場模型[J].華東師范大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2002,(3):66-71.

[27] HUANG H Q, ZHANG H Y, WEI L X, et al. Statistical analysis of source region for the typhoons forming at the western pacific[J]. Marine Forecasts, 2009,26(3):59-61.黃煥卿,張海影,魏立新,等.西北太平洋臺風(fēng)發(fā)生個數(shù)及源地的統(tǒng)計分析[J].海洋預(yù)報,2009,26(3):59-61.

[28] DIETRICH J C, ZIJLEMA M, WESTERINK J J, et al. Modeling hurricane waves and storm surge using integrally-coupled, scalable computations[J]. Coastal Engineering, 2011, 58(1): 45-65.

[29] GAO Q Q, ZHU J R, DUAN Y H, et al. Impacts of the symmetrical and unsymmetrical typhoons on the storm surge simulation in the east china and the south china sea[J]. Journal of East China Normal University:Natural Science, 2012,11(6):57-72.高欽欽,朱建榮,端義宏，等.對稱與非對稱臺風(fēng)對東海南海影響比較[J]. 華東師范大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2012,11(6):57-72.

[30] LIN X L, XU Y W, WANG C H, et al. Analysis of the storm surge caused by the typhoon No.8114[J]. Acta Oceanologica Sinica, 1985,7(4):526-532.林勛勵,徐岳穩(wěn),王長海,等. 8114長江口風(fēng)暴潮特性的初步分析[J]. 海洋學(xué)報, 1985,7(4):526-532.

Received: December 6, 2013

An Unstructured Numerical Model for Storm Surge in the Changjiang Estuary and Its Application

ZHAO Chang-jin, GE Jian-zhong, DING Ping-xing

(StateKeyLaboratoryofEstuarineandCoastalResearch,EastChinaNormalUniversity, Shanghai 200062,China)

A numerical model with unstructured grid and high resolution, which is based on ADCIRC and coupled with SWAN is developed to simulate the storm surges in the Changjiang Estuary and its adjacent areas. The effects of tide, wave and river discharge are considered in the numerical model. Hindcasts of the water surges induced by tropical cyclones are performed and the results are in good agreement with observations. The model is then utilized to study and analyze the patterns of surge caused classes of typhoons-landing and direction-changing typhoons. Influences on surge caused by air pressure, wind stress and typhoon tracks are investigated with numerical experiments. Quantitative relationships among surge range, pressure gradient and typhoon tracks are revealed by statistical analysis of typhoon tracks and observed surge records at the Waigaoqiao station.

ADCIRC; storm surge; typhoon tracks

2014-12-06 資助項目：國家海洋局，海洋預(yù)報業(yè)務(wù)化系統(tǒng)模塊化與應(yīng)用示范——長江口咸潮，泥沙數(shù)值預(yù)報系統(tǒng)研制(20120517-2) 作者簡介：趙長進(1989-)，女，重慶永川人，碩士研究生，主要從事潮灘動力學(xué)與陸海相互作用方面研究.E-mail:wanghaishanren@aliyun.com

(杜素蘭 編輯)

P732.4

A

1671-6647(2015)02-0182-13

*通訊作者：丁平興(1954-)，男，江蘇無錫人，教授，博士生導(dǎo)師，主要從事潮灘動力學(xué)與陸海相互作用方面研究.E-mail: pxding@sklec.ecnu.edu.cn