“梅花”台风期间江苏辐射沙洲海域风暴潮增水研究

俞亮亮，陆培东，陈可锋

(1.南京水利科学研究院 水文水资源与水利工程科学国家重点实验室，江苏 南京 210024;2.南京水利科学研究院 河流海岸研究所，江苏 南京 210024)

风暴潮系指由于强烈的大气扰动——如强台风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象［1］。这种水面异常急剧升高，往往引发灾害，它不仅破坏海岸工程，吞噬良田，还给沿海人民的生命财产造成巨大损失。我国是世界上风暴潮灾害最为严重的国家之一，近20年来造成的直接经济损失高达2 443.64 亿元，且呈波动上升趋势［2］。

江苏作为沿海经济开发重要省份，特大风暴潮灾害一直是主要自然灾害之一。前人在渤海湾、珠江口及长江口的风暴潮增水研究中已有较多成果［3-7］，而对于江苏辐射沙洲海域的风暴潮研究，由于其复杂的地形和潮汐环境，成果较少。因此，了解和掌握台风作用下，辐射沙洲海域风暴潮增水的特征和规律，对江苏的经济、社会发展具有重要意义和必要性。

江苏风暴潮灾害频繁，根据1949 ～2010年统计结果，60年来影响江苏的台风记录共有194 次，台风类型可分为5 种，如图1 所示。其中对江苏产生严重影响的类型为近海活动型、正面登陆型和登陆北上东［8］，三种类型中又属近海活动型居多，占24%。1109 号“梅花”(Muifa)台风为最近一次影响江苏的台风，于2011年8月6日～8日途经江苏外海后在朝鲜半岛登陆。比较图1 与图2 中“梅花”台风路径，可以看到“梅花”台风属于典型的近海活动型。利用2010年9月布设在辐射沙洲南翼小庙洪水道大唐电厂码头的临时观测点连续一年的观测结果和太阳岛站资料，得到“梅花”台风期间测点潮位、风向风速、海浪、泥沙的变化过程。以“梅花”台风期间实测数据为验证资料，通过建立黄海天文潮与风暴潮耦合数学模型，分析近海活动型台风作用下，辐射沙洲流场变化及风暴潮增水空间分布特征。

图1 影响江苏的台风类型及比例Fig.1 The types and percentage of typhoon affecting Jiangsu

1 风暴潮数值模型

1.1 基本方程与计算方法

本模式是建立在荷兰Delft3D 水动力学计算软件的基础上，方程建立在正交曲线坐标系(ξ，η)中，在垂直方向上采用σ 坐标，数值计算方法采用ADI 法［9］。基本方程如下:

沿水深积分的连续方程:

ξ 和η 方向的动量方程:

式中:f 为柯式力，f=2Ωsinφ，Pξ和Pη是压强梯度，Fξ和Fη是水平雷诺应力不平衡性，νv为垂直涡粘性系数。

在计算域内和深水的开边界处，既要考虑天文潮的作用，又要考虑台风的作用，天文潮的作用是通过在边界上给定主要分潮作为驱动力以实现，而台风作用主要是气压和风，是通过静压假设和自由表面条件来实现的。

根据静压假设:

根据自由表面条件:

式中:θ 是风拖拽力和η 的夹角;VH是水平粘滞系数;τs为风应力，其中，ρ0是空气密度，U10是海平面以上10 m 处的风速，Cd是风拖拽力系数，与U10相关。

1.2 模型范围及边界条件

图2 模型范围及验证结果Fig.2 Computed domain and track calibration of“Muifa”

由于研究范围大，为达到精度要求，建立了两个数学模型——东中国海模型和黄海模型(图2)。东中国海模型范围为117°～131°E，24°～41°N，包括了台湾海峡、东海、黄海和渤海，大洋潮波开边界取在琉球群岛和台湾海峡，模型网格尺度2' ×2'，网格数324 ×480。黄海模型范围为119.2° ～127.1°E，28.2° ～38.2°N，北至山东靖海角，南到钱塘江湾以南，网格尺度200 ～2 000 m，网格数889×786。

陆边界取法向流量为零，开边界东中国海模型采用复合潮波过程线控制，给定八个主要分潮(M2、S2、N2、K2、K1、O1、Q2、P1)的调和常数，根据《英国潮汐表》，选取本区域内91 个验潮站的M2、S2、K1、O14 个分潮的调和常数作为验证资料。验证结果显示四个主要分潮的振幅绝对值误差分别为9.4 cm、2.5 cm、3.6 cm 和4.0 cm，迟角绝对值平均误差分别为7.50°、6.52°、4.86°和9.4°，潮流的相位与验证资料基本一致，验证的详细结果见文献［10］。黄海模型开边界采用潮位控制，由东中国海模型提供。

1.3 风场及气压场的计算

Delft3D 本身并未提供台风的计算模块，风场及气压场的计算采用美国环境预测中心(NECP)和美国国家大气研究中心(NCAR)等诸多科研机构于2000年共同开发的一种中尺度天气预报模式WRF(weather research and forecasting model)。WRF 模式为完全可压缩非静力模式，水平方向采用Arakawa C 网格，垂直方向则采用地形跟随质量坐标，时间积分采用三阶或者四阶的Runge-Kutta 算法。本次对“梅花”台风的模拟中，采用双重嵌套网格(粗网格D1 和细网格D2)，时间积分从2011年8月3日0:00 到8月9日0:00(UTC)共145 h，采用球面坐标系，气象资料为NECP 和NCAR 提供的每隔6 h，分辨率为1° ×1°的FNL 全球分析资料(final operational global analysis)，垂直分层28 个不等间距层，长波辐射采用RRTM(rapid radiative transfer model)方案，短波辐射采用Dudhia 方案，微物理过程选用Purdue Lin 方案，边界层采用YSU(yonsei university)方案，陆面过程参数化采用热量扩散方案，近地面过程采用Monin-Obukhov 方案。粗网格D1 范围为115° ～135°E，22°～42°N，网格中心125°E，32°N，格点数为100 ×100，格距6'，积云对流采用Kain-Fritsch 方案，时间步长为60 s;细网格D2 范围为118° ～128°E，28° ～38°N，网格中心123°E，32°N，格点数为150 ×150，格距2'，不采用积云方案，时间步长为20 s。图2 为模拟台风路径与通过卫星云图定位的逐时台风中心位置的比较，两者走势基本一致，最大误差出现在登陆前，这主要是受陆域地形、建筑等复杂因素的影响，但误差均在90 km 以内，其中江苏段最大误差不超过40 km。图3 为“梅花”台风期间大唐电厂站和太阳岛站实测风速与模拟结果的比较。从以上结果可以看出，大唐电厂站风暴潮区段误差基本在3 m/s 以内，最大为3.43 m/s;太阳岛站最大误差为4.83 m/s;整个过程计算风速与实测风速走势一致，此模式较为准确地模拟了“梅花”台风过程，能为风暴潮模型提供可靠的风场和气压场。

1.4 参数设置

风暴潮数学模型计算时糙率计算式为:n =n0+nk(h)，其中n0=0.012 ～0.016，nk(h)是受水深调节部分，涡动粘性系数取1 ～25，空气密度取1.293 kg/m3，风力拖拽系数采用王秀芹［11］等人推荐的最佳分段公式Cd=(0.61 +0.063 ×U10)×10－3(6 ＜U10＜22)。时间积分与风场一致，时间步长东中国海模型取为60 s，黄海模型取为30 s。

1.5 模型验证

2011年第9 号强台风“梅花”于7月28日14 时在西北太平洋洋面上生成，8月8日18 时30 分前后在朝鲜西海岸北部沿海登陆。“梅花”台风最大风力16 级，最高风速55 m/s，瞬间最大阵风260 km/h，中心最低气压925 hPa。台风于8月6日－8月8日(农历七月初七到初九)经过江苏辐射沙洲，为小潮期。图4 为大唐电厂临时站实测潮位、计算风暴潮位及天文潮位值，图中显示潮位过程与实测值相位基本一致，高潮位误差均在20 cm 以内，低潮位误差较大，在台风到来之前表现为低潮位偏高，离开时则表现为低潮位偏低，导致这一现象的原因是多方面的，本身风场和气压场在近岸受地形影响较大，误差较大，测站布置在浅滩上，台风期间大波浪破碎引起的增水有较大影响［12］。

图3 大唐电厂及太阳岛站风速验证Fig.3 Wind process curves of Datangdianchang and Taiyangdao

图4 大唐电厂风暴潮位验证结果Fig.4 Tidal level process curve of storm surge at Datangdianchang

2 风暴潮对辐射沙洲流场的影响

图5 辐射沙洲地形图及测点分布Fig. 5 Topography of radial sand ridegs and locations of stations

辐射沙洲区是一特殊的潮汐环境，东海前进潮波与南黄海旋转驻波在弶港附近辐合，不仅使得辐射沙洲海域潮流动力强、潮差大，而且形成了以弶港为中心的辐聚-辐散的潮流流场(见图5)。其中南部的小庙洪水道和北部的西洋水道分别主要受太平洋前进波和黄海旋转驻波的控制，动力条件相对单一，而中部的陈家坞槽、苦水洋、黄沙洋和烂沙洋等水道受两个潮波系统辐合的影响程度较大，动力条件比较复杂［13-16］。

“梅花”台风自南向北穿过江苏外海，对辐射沙洲流场的影响分为三个阶段:第一阶段(图6(a))台风中心位于长江口以南洋面，辐射沙洲海域均以偏东风为主，未改变其辐射状流场特征，且涨潮时具有一定的加强作用，长江口流场则向南偏;第二阶段(图6(b))台风中心位于辐射沙洲中部以东海域，风速较大，北部以东北风为主，南部西北风为主，辐射状流场特征发生了变化，涨潮时不再向弶港辐聚，而是以较大的流速向南流;第三阶段(图6(c))台风中心位于废黄河口以北，辐射沙洲以西风为主，流场仍呈辐聚状，但由于北部近海的南向流明显增强，辐聚点由弶港南移至如东遥望港附近。

图6 辐射沙洲海域流场变化(左:天文潮;右:风暴潮)Fig.6 Current fields changes in radial sand ridegs (left:astronomical tide;right:storm surge)

3 辐射沙洲风暴潮增水分布特征

风暴潮常引起海面的变化，即水位发生较大幅度的升降。图7 为计算得到“梅花”台风期间最大增水平面分布图。图中显示，“梅花”台风期间整个辐射沙洲海域有不同幅度的增水，西洋水道及小庙洪水道南岸浅滩增水约为1.0 ～1.5 m，弶港附近增水较大，最大可达2.72 m，这与该海域独特的以弶港为中心的辐聚-辐散的潮流场密切相关。受陆边界和东沙的限制，形成了狭长的西洋水道深槽，正常天气下，水道内潮流动力较强，最大垂线平均流速就可达2 ～3 m/s［17-19］，“梅花”台风第二阶段期间辐射沙洲北部较强的偏北风使得流速愈加增大，条子泥高滩阻断了部分与南侧黄沙洋的水体交换，导致深槽尾部大量壅水，增水幅度达到最大。根据实测潮位，大唐电厂站未出现减水，该站点处于小庙洪水道南岸，L 型内拐角处。流场分析显示，在第一阶段中小庙洪水道东向流明显增强，第二阶段和第三阶段则经腰沙而来的南向流得到增强，两者均造成小庙洪尾部增水。

为进一步了解“梅花”对辐射沙洲不同岸段高潮位的影响，在辐射沙洲海域自北向南0 m 等深线(理论基面)上布置了14 个观测点，见图8。通过统计14 个观测点最高潮位变化可以看到:滨海港(PT1)至川东港(PT6)段位于西洋水道，自北向南潮汐环境由主要受南黄海旋转驻波控制逐渐转变成两大潮波共同影响，潮流动力加强，高潮位增水增大，除PT1 和PT3 点外，其余各点高潮位增加均在0.5 m 以上，增幅最大的川东港(PT6)可达0.95 m;弶港点(PT7)位于条子泥滩脊以南，受高滩屏障作用，高潮位增水骤减降至0.48 m;自弶港(PT7)向南至长江口北角协兴港(PT14)潮汐环境逐渐由两大潮波共同影响转变为主要由东海前进波控制，动力环境趋于单一，高潮位变化幅度略有增大，但均稳定地维持在0.50 ～0.65 m 间。可见，由于潮汐环境、地形等因素的差异，辐射沙洲沿岸高潮位增水幅度同样呈现中间大，南北两端小的局势。

图7 辐射沙洲海域最大增水分布Fig.7 Maximum water level set-up in radial sand ridegs

图8 观测点最高潮位变化分布Fig.8 High tidal level increase of the observations

4 结 语

以“梅花”台风为例，建立了黄海天文潮与风暴潮耦合数学模型，并用实测资料进行验证，总结分析了近海活动型台风对江苏辐射沙洲海域的影响。通过比较分析台风作用前后的流场和潮位变化，认为由于辐射沙洲具有独特的以弶港为中心辐聚-辐散的潮流场，近海活动型台风对该海域的影响有以下两点规律:

1)当台风中心位于辐射沙洲中部以东海域时，辐射沙洲南部外海潮流不再向弶港辐聚，而向南流;当台风中心位于废黄河口以北，南向流明显增强，辐聚中心南移至遥望港附近。

2)近海活动型台风影响下，整个辐射沙洲海域出现不同幅度的增水，最大增水值及高潮位最大增幅均出现在弶港以北附近。以“梅花”台风为例，两者分别为2.72 m 和0.95 m。

［1］冯士筰.风暴潮导论［M］.北京:科学出版社，1982:1-3.

［2］谢 丽，张振克.近20年中国沿海风暴潮强度、时空分布与灾害损失［J］.海洋通报，2010，29(6):690-696.

［3］赵红军，宋志尧，徐敏福，等.南中国海台风浪数值模拟研究——以台风“珍珠”为例［J］.海洋工程，2010，28(3):128-134.

［4］付 翔，董剑希，马经广，等.0814 号强台风“黑格尔”风暴潮分析与数值模拟［J］.海洋预报，2009，26(4):68-75.

［5］王培涛，董剑希，赵联大，等.黄渤海精细化温带风暴潮数值预报模式研究及应用［J］.海洋预报，2010，28(1):8-16.

［6］李 鑫，章卫胜，张金善，等.一次典型寒潮风暴潮过程的数值模拟研究［J］.海洋科学进展，2010，50(5):735-741.

［7］马进荣.长江口风暴潮流场计算研究［D］.南京:南京水利科学研究院，2001.

［8］甘小荣.江苏省防御台风对策研究［J］.中国防汛抗旱，2006，4:5-7.

［9］储 鏖.Delft3D 在天文潮与风暴潮耦合数值模拟中的应用［J］.海洋预报，2004，21(3):29-36.

［10］陈可锋.黄河北归后江苏海岸带陆海相互作用过程研究［D］.南京:南京水利科学研究院，2008.

［11］王秀芹，钱成春，王 信.风应力拖拽系数选取对风暴潮数值模拟的影响［J］.青岛海洋大学学报，2001，31(5):640-646.

［12］黄世昌，李玉成，谢亚力，等.杭州湾湾内天文潮与风暴潮耦合模式建立与应用［J］.大连理工大学学报，2010，50(5):735-741.

［13］贾建军，闾国年，宋志尧，等.中国东部边缘海潮波系统形成机制的模拟研究［J］.海洋与湖沼，2000，31(2):159-167.

［14］诸裕良，严以新，薛鸿超.黄海辐射沙洲形成发育潮流数学模型［J］.水动力学研究与进展:A 辑，1998，13(4):473-480.

［15］诸裕良，严以新，薛鸿超.南黄海辐射沙洲形成发育水动力机制研究——Ⅰ.潮流运动平面特征［J］.中国科学:D 辑，1998，28(5):403-410.

［16］宋志尧，严以新，薛鸿超，等.南黄海辐射沙洲形成发育水动力机制研究——Ⅱ.潮流运动立面特征［J］.中国科学:D 辑，1998，28(5):411-417.

［17］倪志辉，宋志尧.江苏西洋海域潮流流速剖面参数的相位分析［J］.海洋通报，2009，28(3):1-8.

［18］刘爱菊，修日晨，张自历，等.江苏近海的激流［J］.海洋学报，2002，24(6):120-126.

［19］吴德安，崔效松，童朝锋，等.东大港水道流速垂线分布探讨［J］.海洋科学，2008，32(3):49-54.