舟山海域风暴潮特征及数值模拟研究

杨 昀，王惠群，管卫兵*,3，曹振轶，陈 琪

(1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室,浙江 杭州 310012; 2.国家海洋局 第二海洋研究所，

舟山海域风暴潮特征及数值模拟研究

杨 昀1,2，王惠群1,2，管卫兵*1,2,3，曹振轶1,2，陈 琪1,2

(1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室,浙江 杭州 310012; 2.国家海洋局 第二海洋研究所，

浙江 杭州 310012; 3 浙江大学 海洋科学与工程学系，浙江 杭州 310058)

选择20个对舟山海域有较大影响的历史台风案例，开展定海站实测潮位数据的分析与归纳，总结得出20个台风中风暴潮过程增水最大值为5612号台风的207.1 cm，风暴潮高潮位最大值为9711号台风的283.7 cm。同时，在三维斜压水动力模型SELFE的基础上加入台风气压场和风场模块，建立了一个采用非结构三角形网格的天文潮-风暴潮耦合模型，模拟表明定海站的斜压效应较为明显，非线性耦合作用相对较弱，但两潮耦合风暴潮增水结果仍优于风暴潮单因子增水结果，与实际增水更为接近。在此基础上，以一定间隔在5612号台风原路径南北两侧各设计了2条平行路径，分别模拟两潮耦合风暴潮增水，结果表明5612号台风参数沿其原路径偏南1个最大风速半径距离的S1路径运动时可模拟得到定海站可能最大风暴潮增水为243.9 cm。最后，在S1路径下模拟可能最大风暴潮增水分别遭遇天文高、中、低潮位时的风暴潮高潮位，结果表明天文潮高潮时可得到可能最大风暴潮高潮位约为400 cm，天文中潮时次之，而天文低潮时风暴潮高潮位最低。

风暴潮；斜压；非线性耦合；可能最大风暴潮增水；数值模型；舟山

0 引言

浙江省舟山市由群岛组成，地处长江口南侧，杭州湾外缘的东海洋面上，海岸线曲折多变，港湾众多且多数湾口朝向与热带气旋移动方向相向，有利于风暴潮能量的集中，加之全市由群岛组成，并面临宽阔的东海陆架，有利于天文潮波幅的增大，两者叠加往往构成严重风暴潮灾害，破坏力极大。项素清 等[1]对舟山港台风风暴潮的气候特征已有分析，但选用的台风案例年代较早，使用的数据分析方法也不甚明确。

目前，国内外已对沿海地区风暴潮增水的数值模拟有了广泛研究[2-4]，如国内，胡仁飞 等[5]采用无结构三角形网格有限体积海洋数值模型，模拟了宁波近海台风暴潮可能最大增水，为宁波近海重点工程海域的风险评估与区划提供了重要的参考；国外， BERTIN et al[6]结合无结构化网格水动力模型SELFE和波浪模型WaveWatch Ⅲ对比斯开湾的一次温带风暴潮进行了后报，结果表明这种新模型能较好地预报该地区的风暴增水。本文选择了20个对舟山海域影响较大的历史台风，开展实测潮位数据的分析与归纳，总结舟山海域的风暴潮类型特征；并基于三维斜压无结构化网格水动力模型，建立适用于舟山海域的天文潮-风暴潮耦合模型；在模拟验证的基础上，以历史影响最大的台风为模板，通过平行路径试验模拟分析了定海站可能最大风暴增水和可能最大风暴潮高潮位。

1 资料分析和风暴潮特征

1.1 资料及分析方法

本文按杭州湾以北沿海、浙北沿海、浙中沿海、浙闽沿海登陆(包括经台湾海峡二次登陆)及近海转向5种台风路径挑选了20个对舟山海域影响较大的台风(表1和图1)，并收集了舟山定海站的逐时实测潮位资料。定海站附近主要是非正规半日潮，一个太阴日内有2次涨潮和2次落潮，潮汐过程曲线表现为低高潮在先，高高潮在后。

风暴潮过程增水通过实测潮位减去天文潮预报潮位的分析方法得到。因为现有实测资料连续时长有限，所以本文取定海站2013年1月至2014年1月13个月潮汐表数据计算了1次包含63个分潮的调和常数，并以此调和常数推算这20个风暴潮过程期间的天文潮值。

无台风期间，实测潮位值与调和常数分析得到的天文潮位值理论上应相同[7]。因此我们分别利用2000年9月和2013年10月无台风影响的天文大潮期间实测潮位与天文潮预报值进行比较，得到的天文潮预报误差均较小，表明此分析方法得到的风暴潮过程增水数据可信。

表1 20个历史台风信息表(根据时间排序)Tab. 1 Information of 20 historical typhoons(sorting by time)

续表

图1 20个台风路径及最大增水时刻台风中心位置Fig.1 The paths of 20 typhoons and the positions of typhoon center at maximum storm surge moments

1.2 风暴潮特征

1.2.1 风暴潮过程增水特征

利用定海站的历史逐时实测潮位资料和天文潮预报资料绘制了定海站风暴潮过程增水曲线图(图2)，发现20个历史台风中大部分引起的定海站风暴潮过程增水形态主要可分为标准型、波动型和混合型3种[8]，其中波动型增水占一半左右。

标准型增水形态具有明显的阶段性，分为前兆增水、暴潮主体(激振)和余振三部分。前兆增水时期台风远离测站，水位呈缓慢、逐渐升高状；此后水位急剧上涨，形成单峰状的主体增水；峰值过后水位很快下降，并有振幅较小的余振产生。图2a中，定海站5612号台风的增水曲线呈单峰状，过程中无明显波动，增水峰值为20个案例中最大(207.1 cm)。

波动型增水形态有明显的波动过程，周期在12 h左右，具有多个相似峰值，影响时间较长。图2b中，7413号台风增水形态即为多峰值的波动型增水。

混合型增水形态介于标准型和波动型之间，与标准型增水的区别在于增水曲线上叠加了较明显的小幅波动，其形成主要由台风登陆前移速变慢、停滞时间较长所致。图2c中，0014号台风的增水曲线前兆增水较为平缓，增水主体具有明显的小幅波动性且无突出峰值。

在这20个历史台风期间，定海站风暴潮过程增水形态与台风路径、台风强度、天文潮汛及潮汐时段密切相关(表1和表2)。总体上看，台风中心登陆或转向的位置越靠近定海站，则其产生的风暴最大增水越大，但最大增水时刻台风中心的位置并不一定出现在台风登陆或转向的位置上(图1)。增水形态为标准型的台风一般具有以下3个特征：(1)台风登陆点或转向点距离定海站较近(200 km以内)，且增水值较大；(2)台风强度较强(最大增水出现时刻台风中心气压基本低于960 hPa)；(3)最大增水出现在涨潮至天文高潮过程中。增水形态为波动型的台风一般具有以下3个特征：(1)增水值大小与台风登陆点或转向点到定海站的距离有关，距离越近增水值越大；(2)台风中心最低气压较标准型的台风弱；(3)最大增水出现月令为天文潮大潮期，且最大增水出现在天文低潮时至涨潮过程中。而混合型的风暴增水通常具有较长的增水峰值历时，一般约为1～2 d，此时期内风暴过程增水值在峰值略低水平处小幅波动。

1.2.2 风暴潮高潮位特征

由于天文潮和风暴潮的非线性耦合效应，当风暴潮过程增水达到最大时，其高潮位不一定达到最大值，而风暴潮高潮位对于预防风暴潮灾害具有实际意义。

图2 定海站3种风暴潮增水形态Fig.2 3 types of storm surge morphology at Dinghai station

从图2和表2中可以看到：(1)具有显著过程增水(90 cm以上)的风暴潮，其风暴潮高潮位值也基本较大，其中9711号台风风暴潮高潮位值最大为283.7 cm，但个别最大增水值较大的风暴潮，其高潮位值并不十分突出(如5612号和7910号台风)；(2)同时存在最大增水值较小的风暴潮可能有较高的风暴潮高潮位的现象(如0012号台风)；(3)风暴潮高潮位出现时刻一般在天文高潮时或天文高潮前夕(涨潮后4 h左右)；(4)所有标准型和大部分波动型增水形态的风暴潮，其高潮位发生时刻在最大增水时刻前后2～4 h左右，小部分波动型和混合型增水形态的风暴潮，其高潮位出现时刻比最大增水时刻早，提前时间约为6～24 h。

表2 定海站风暴潮最大增水和高潮位统计表(根据时间排序，基面采用85高程)Tab. 2 Statistics of the maximum storm surge and storm high tidal level at Dinghai station (sorting by time, using 85 height system as the basal plane)

2 模型的建立和验证

本研究是在ZHANG et al[9]2008年发展的SELFE(Semi-implicit Eulerian-Lagrangian Finite Element)水动力模型的基础上，通过添加台风气压场和风场模块来建立舟山海域天文潮-风暴潮耦合数值模型。

SELFE水动力模型基于半隐式方法的有限元和有限体积格式求解微分方程，用欧拉-拉格朗日法(ELM)、有限体积迎风方法(FVUM)或TVD(Total Variation Diminishing)格式处理输运方程中的平流项，数值计算稳定高效[10]。开源的SELFE模型系统不含台风气压场和风场模块。

2.1 水动力模型控制方程

在静力近似和Boussinesq近似下，三维斜压原始控制方程组可表达如下：

连续方程为

(1)

动量方程为

(2)

盐量输运方程为

(3)

状态方程为

ρ=ρ(S,T,p)

(4)

在自由表面和海底的动力边界条件为

(5)

(6)

Cd使用Wujin公式计算[11]

(7)

2.2 台风气压场的选取及风场的计算

台风区域中心气压场选用FUJITA和TAKAHASHI嵌套公式[11]来计算同一台风域中的气压场分布：

FUJITA(1952)：

(8)

TAKAHASHI(1939)：

(9)

式中：P(r)为距台风中心r距离处的气压；P∞为台风外围气压，取1 013.25hPa；P0为台风中心气压；R为最大风速半径。

台风区域中的风场由2个矢量场叠加而成，分别是相对台风中心对称的圆形风场和基本风场。

相对于台风中心对称的圆形风场梯度风公式为[12]：

(10)

式中：Vg为梯度风。

基本风场采用UENO(1964)的公式[13]为：

综上得到模型风场公式[11]，如下：

0≤r<2R

(12)

0≤r<2R

(13)

2R≤r<∞

(14)

2R≤r<∞

(15)

式中：Wx和Wy为模型风在经向和纬向的分量；x、y为格点位置；x0、y0为台风中心位置；ΔP为台风外围气压与中心气压差；θ为流入角；C1、C2为修正系数，一般经过大量实测验证分析后确定。

2.3 模型设置

考虑到提高风暴潮数值模拟的计算精度及为了尽量减小水边界对计算域内的影响，研究区域选定在25.5°～33.8°N，119.5°～125.7°E之间。水平方向使用SMS(Surface-waterModelingSystem)建立高精度非结构三角形网格，共计21 118个节点，39 406个单元。并对舟山海域附近进行网格加密，网距基本在1 000m左右，外海网距均匀变化至2.5×104m左右(图3)。外海水位开边界考虑Q1、O1、P1、K1、M2、N2、K2和S2等8个分潮，各个分潮的振幅和迟角由大范围数值模拟结果(OTPS)[10,14]插值得到。台风资料数据使用1951—2013年日本气象厅(东京区域专业气象中心)的最佳路径数据(http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/besttrack.html)。模式时间步长设置为45s。

长江径流量由2001年至2007年泥沙公报中大通站的月平均资料插值而得，钱塘江径流量取为925m3/s。河流上游盐度取0，其他开边界盐度值及温、盐初始值由分辨率为(1/24)°的东中国海模型的月平均计算结果提供[14]。

模型零水位、零流速启动。外海水位开边界在8个分潮预报水位的基础上，附加静压边界增量[15]：

(16)

式中：Δζ为以海平面起算的潮位高度(m)。

图3 模式网格Fig. 3 Model grid

2.4 模型验证及分析

定海站的位置接近长江和钱塘江入海口，两江径流及其造成的流体斜压效应可能对定海站潮位有一定的影响；另一方面，采用风暴潮单因子作用模拟得到的风暴增水不能体现天文潮和风暴潮的非线性耦合效应。本文在验证了天文潮模拟值的基础上，将正压、斜压两种条件下获得的风暴潮单因子增水数据和两潮耦合增水数据，与实际风暴潮过程增水数据进行对比(图4)。

以5612号台风为例，从图4中可以看到风暴潮单因子增水值在斜压条件下比正压条件下平均高出近6cm，在峰值处更为明显，约为10cm；而同为斜压条件下时，因定海站为潮差较小的海岛站，天文潮和风暴潮的非线性耦合作用并不十分明显[8,15]，但两潮耦合增水数据在峰值处和后期余振部分比风暴潮单因子增水数据更接近实际增水值。因此，本文采用斜压条件下的两潮耦合增水数据作为风暴潮过程增水的模拟结果。

图4 定海站5612号台风风暴潮增水模式验证Fig. 4 Model validation of the storm surge of the Typhoon 5612 at Dinghai station

3 定海站可能最大风暴潮增水模拟

从上文表1和表2中看到，5612号台风路径为浙北沿海登陆型，增水形态为标准型，具有明显的增水阶段性，且风暴潮过程增水值为207.1cm，大于其他台风风暴潮的最大增水值。

因此，选取5612号台风的参数为样本，以最大风速半径的经验取值25km[16]为每条路径间隔，在原路径的基础上设计了南、北各2条平行路径[17-18](图5)，模拟每条路径的两潮耦合增水情况，得到定海站可能最大风暴潮增水。

3.1 平均海平面条件下的可能最大风暴潮增水

从图6中可以看到，4条模拟路径得到的两潮耦合增水峰值从大到小依次为S1、S2、N2和N1，其值分别为243.9、192.0、187.7和176.0cm；并且，S1路径的两潮耦合增水模拟峰值比5612号台风实际增水峰值高出36.8cm。因此在台风参数相同时，可推断沿S1平行路径运动的5612号台风参数将引起定海站的可能最大风暴潮增水。同时也表明，对于同一台风参数而言，并非登陆或转向位置越靠近站位，风暴潮增水值就越大。

图5 5612号台风原路径及4条模拟路径Fig. 5 The original and 4 simulative paths of the Typhoon 5612

3.2 各天文潮位时的可能最大风暴潮高潮位

在实际工作中，天文潮和风暴潮耦合得到的风暴

潮高潮位值较风暴潮增水值更具工程意义。在上述模拟实验的基础上，进一步在S1路径下模拟可能最大风暴潮增水分别遭遇天文高潮位、天文中潮位和天文低潮位时的风暴潮高潮位值。

赵鑫的研究中提到研究海域历史最高天文潮发生在2002年8月[16]，故本文将天文潮周期选择在2002年8月6日至2002年8月12日之间，其中天文高潮时为2002年8月11日00时30分，低潮时为8月10日18时42分，中潮期取两者中间时为8月10日21时36分。

模拟结果表明(图7)：当可能最大风暴潮增水遭遇天文高潮位时，模拟得到的风暴潮高潮位最大约为400cm，遭遇中潮位时次之为280cm；天文潮和风暴潮的非线性耦合作用使风暴潮高潮位模拟值在天文高潮时比天文潮和风暴潮增水二者的模拟值(即图7中绿实线值与蓝实线值)之和偏低20cm左右，天文中潮位时耦合效应使风暴潮高潮位模拟值较天文潮和风暴潮增水模拟之和偏高近20cm，而在天文低潮时两者几乎相同。另外，非线性耦合作用使得风暴潮高潮位的发生时刻稍慢于最大增水发生时刻，滞后约8～50min。

图6 5612号台风4条模拟路径的可能最大风暴潮增水以及实测风暴潮增水Fig. 6 Probable maximum storm surge of the 4 simulative paths and measured storm surge of the Typhoon 5612

图7 S1平行路径下5612号台风在各天文潮时的风暴潮高潮位Fig. 7 Storm high tidal level of the Typhoon 5612 at each astronomical tide under the S1 parallel path

4 结语

本研究选择了20个对舟山海域影响较大的历史台风案例，开展了风暴潮时期定海站实测潮位的分析与归纳；在SELFE模型的基础上通过添加台风气压场和风场模块建立了适用于舟山海域的三维斜压天文潮-风暴潮耦合模型，并模拟了定海站可能最大风暴潮增水和可能最大风暴潮高潮位，得到以下结论：

(1)从历史台风资料分析来看，定海站的风暴潮过程增水形态可分为标准型、波动型和混合型3种，其中标准型增水形态的台风登陆或转向位置一般距离定海站较近(200km以内)，台风强度较强，并且风暴最大增水值较大。有8个案例的最大增水超过90cm，其中5612号风暴潮过程增水最大为207.1cm。总体上看，台风中心位置越靠近潮位站，则最大增水值越大，但最大增水时刻台风中心的位置并不一定出现在台风登陆或转向的位置上。

(2)具有显著最大增水的风暴潮其高潮位值一般也较大，其中9711号风暴潮高潮位值最大为283.7cm；大部分风暴潮高潮位出现在天文高潮时；部分波动型和混合型增水形态的风暴潮其高潮位发生可能早于最大增水发生时刻，提前时间约为6～24h，需加强关注。

(3)虽然定海站是潮差较小的海岛站，天文潮和风暴潮的非线性耦合作用较弱，但斜压条件和耦合效应对于模拟验证定海站风暴潮增水仍具有一定的作用，斜压下两潮耦合增水模拟结果优于正压和斜压下的风暴潮单因子增水模拟结果，与实际增水符合程度更好。

(4)平行路径数值试验表明，对于同一台风参数而言，并非登陆或转向位置越靠近站位，风暴增水值就越大。5612号台风参数沿其原路径偏南1个最大风速半径距离(25km)的S1路径运动可模拟得到定海站可能最大风暴潮增水为243.9cm，比原路径的峰值高出36.8cm。

(5)5612号台风参数在S1路径下，模拟可能最大风暴潮增水分别遭遇天文高、中、低潮位，可得到天文高潮时有可能最大风暴潮高潮位约为400cm，天文中潮时次之，而天文低潮时风暴潮高潮位最低。

综上，本文建立的天文潮-风暴潮耦合模型，对于模拟舟山海域风暴潮耦合增水和风暴潮高潮位具有较好的效果。考虑到一般台风登陆前的风场可能已为非对称圆形风场，所以今后的研究可尝试采用大气模式直接模拟风场，同时应不断增加台风样本个数，进一步提高舟山海域风暴潮的特征统计和潮位模拟精度。

[1]XIANGSu-qing，CAOMei-lan.ClimaticcharacteristicsofstormsurgeatZhoushanPort[J].MarineForecasts，2003，20(2): 67-73. 项素清，曹美兰. 舟山港台风风暴潮的气侯特征[J]. 海洋预报，2003，20(2): 67-73.

[2]YINQing-jiang，WUShao-hua，WANGXi-nian.ApplicationofUSSLOSHmodelinChina，thesimulationofstormsurgeintheHangzhouBay[J].MarineForecasts，1997，14(1): 71-75. 尹庆江，吴少华，王喜年. 美国SLOSH模式在我国的应用——杭州湾台风风暴潮的数值模拟[J]. 海洋预报，1997，14(1): 71-75.

[3]ZAMPATOL，UMGIESSERG，ZECCHETTOS.StormsurgeintheAdriaticSea:observationalandnumericaldiagnosisofanextremeevent[J].AdvancesinGeosciences，2006，7:371-378.

[4]HANShu-zong，PANSong.NumericalsimulationandanalysisofstormsurgeintheHangzhouBay[J].PeriodicalofOceanUniversityofChina，2013，43(7): 1-6. 韩树宗，潘嵩. 杭州湾台风风暴潮增水过程的数值分析[J]. 中国海洋大学学报：自然科学版，2013，43(7): 1-6.

[5]HURen-fei，WANGYi-hang，ZHANGHui，etal.SimulationofthepossiblemaximumstormsurgeoftheNingbooffshore[J].JournalofAppliedOceanography，2013，32(3): 340-348. 胡仁飞，汪一航，张慧，等. 宁波近海台风暴潮可能最大增水的数值模拟[J]. 应用海洋学学报，2013，32(3): 340-348.

[6]BERTINX，BRUNEAUN，BREILHJF，etal.Importanceofwaveageandresonanceinstormsurge:ThecaseXynthia,BayofBiscay[J].OceanModelling，2012，42:16-30.

[7]LUMei，WANGJing，ZHUYe.CharacteristicanalysisandforecastingofstormsurgeatZhejiangHaimenstation[J].MarineForecasts，2011，28(5): 14-20. 卢美，王晶，朱业. 浙江海门站风暴潮增水特征及其预报[J]. 海洋预报，2011，28(5): 14-20.

[8]DINGJun，CHEZhu-mei.PreliminarystudyonthetypesandcausesofstormsurgealongtheZhejiangcoastalareas[J].MarineForecasts，2003，20(2): 5-14. 丁骏，车助美. 浙江沿海台风风暴潮类型与成因初探 [J]. 海洋预报，2003，20(2): 5-14.

[9]ZHANGYL，BAPTISTAAM.SELFE:Asemi-implicitEulerian-Lagrangianfinite-elementmodelforcross-scaleoceancirculation[J].OceanModelling，2008，21:71-96.

[10]ZHUZe-nan，WANGHui-qun，GUANWei-bing，etal. 3DnumericalstudyoncohesivesedimentdynamicsofthePearlRiverEstuaryinthewetseason[J].JournalofMarineSciences，2013，31(3):25-35. 朱泽南，王惠群，管卫兵，等. 丰水期珠江口黏性泥沙输运的三维数值模拟[J]. 海洋学研究，2013，31(3):25-35.

[11]HUANGHua. 3-DnumericalsimulationofstormsurgesintheChangjiangEstuaryandtheHangzhouBay[D].Shanghai:EastChinaNormalUniversity，2006. 黄华. 长江口及杭州湾风暴潮三维数值模拟[D]. 上海: 华东师范大学，2006.

[12]HONGWen-yuan，ZHANGHuo-ming，GUANWei-bing.InvestigationonstormsurgenumericalforecastingaroundHangzhouBayandthecoastalareasofZhejiangProvince[J].JournalofChinaUniversityofMetrology，2013，24(1): 97-104. 洪文渊，张火明，管卫兵. 杭州湾、浙江沿海一带风暴潮数值预报研究[J]. 中国计量学院学报，2013，24(1): 97-104.

[13]UENOT.Non-LinearnumericalstudiesontidesandsurgesinthecentralpartofSetoInlandSea[J].OceanographicalMag，1964，16(1-2): 53-124.

[14]PANChong，WANGHui-qun，GUANWei-bing，etal.Studyonreal-timepredictionofoilspillinChangjiangRiverEstuaryanditsadjacentseaareas[J].JournalofMarineSciences，2011，29(3): 176-186. 潘冲，王惠群，管卫兵，等. 长江口及邻近海域溢油实时预测研究[J]. 海洋学研究，2011，29(3): 176-186.

[15]LIXi-xi，LINLi-ru，ZHAOXue，etal.ForecastandstudyoftyphoonstormsurgeovertheSouthChinaSeabyahighresolutionnonlinearcouplingmodel[J].MarineForecasts，2008，25(4): 53-62. 李希茜，林丽茹，赵雪，等. 南海区高分辨率非线性耦合作用台风风暴潮数值预报试验与研究[J]. 海洋预报，2008，25(4): 53-62.

[16]ZHAOXin.Studyonthestorm-hightidelevelraisedbyprobablemaximumtropicalcycloneinthenorthshoreofQiantangRiver[D].Hangzhou:ZhejiangUniversity，2009. 赵鑫. 钱塘江北岸可能最大热带气旋引起的风暴高潮位研究[D]. 杭州: 浙江大学，2009.

[17]ZHUJun-zheng，XUYou-cheng.Studyonthecalamityandcounter-measureofthesupertyphoonstormsurgealongtheZhejiangcoastalarea[J].JournalofMarineSciences，2009，27(2): 104-110. 朱军政，徐有成. 浙江沿海超强台风风暴潮灾害的影响及其对策 [J]. 海洋学研究，2009，27(2): 104-110.

[18]LITao，WUShao-hua，HOUJing-ming，etal.NumericalsimulationandriskcalculationonstormsurgeofNingbo[J].ActaOceanologicaSinica，2013，34(2): 9-14. 李涛，吴少华，侯京明，等. 宁波台风风暴潮数值模拟与风险计算[J]. 海洋学报:中文版，2013，34(2): 9-14.

Study on characteristics and numerical simulation of storm surge around the Zhoushan Island

YANG Yun1,2, WANG Hui-qun1,2, GUAN Wei-bing*1,2,3, CAO Zhen-yi1,2, CHEN Qi1,2

(1.StateKeyLaboratoryofSatelliteOceanEnvironmentDynamics,Hangzhou310012,China; 2.TheSecondInstituteofOceanography,SOA,Hangzhou310012,China；3.DepartmentofOceanScienceandEngineering,ZhejiangUniversity,Hangzhou310058,China)

Twenty historical typhoons which had a great impact on the Zhoushan sea area, were selected to perform analyses and inductions of the measured tidal level data at Dinghai station. It was found that in these twenty typhoons, the maximum storm surge was 207.1 cm under the Typhoon 5612, and the maximum storm high tidal level was 283.7 cm under the Typhoon 9711. Further, a 3D baroclinic hydrodynamics model, SELFE, was used to establish an unstructured triangular grid astronomical tide-storm surge coupled model, through adding the typhoon pressure field and wind field modules. The numerical results show that the baroclinic effect is more obvious while the nonlinear coupling is relatively weaker. But the two-tides-coupled storm surge data are still better than the single-factor data and closer to the measured data. On this basis, in the north and south of the original path of the Typhoon 5612, two parallel paths at certain intervals were designed respectively. The corresponding results show that the supposed typhoon which adopts the parameters of the Typhoon 5612 and moves along the S1 parallel path in the south of the original typhoon path at a distance interval of a maximum wind radius, can induce the probable maximum storm surge of approximately 243.9 cm. Finally, supposing that the probable maximum storm surge separately encounters the astronomical high, middle or low tidal level, it is found that there appears a probable maximum storm high tidal level of about 400 cm when encountering the astronomical high tide.

storm surge；baroclinic；nonlinear coupling；probable maximum storm surge；numerical model；Zhoushan Island

10.3969/j.issn.1001-909X.2015.03.002.

2015-04-10

2015-05-04

中国科学院战略性先导科技专项专题资助(XDA1102030404);国家自然科学基金项目资助(41276083);国家海洋公益性行业科研专项经费项目资助(2013418009);“全球变化与海气相互作用”专项资助(GASI-IPOVAI-04)

杨昀(1989-)，女，浙江湖州市人，主要从事海洋环境数值模拟方面的研究。E-mail:yuriyy@126.com

*通讯作者:管卫兵(1968-)，男，研究员，主要从事海洋动力学方面的研究。E-mail:gwb@sio.org.cn

P731.23

A

1001-909X(2015)03-0007-10

10.3969/j.issn.1001-909X.2015.03.002

杨昀，王惠群，管卫兵，等. 舟山海域风暴潮特征及数值模拟研究[J]. 海洋学研究,2015,33(3):7-16,

YANG Yun, WANG Hui-qun, GUAN Wei-bing, et al. Study on characteristics and numerical simulation of storm surge around the Zhoushan Island[J]. Journal of Marine Sciences, 2015, 33(3):7-16, doi:10.3969/j.issn.1001-909X.2015.03.002.