沈灿燊　甘雨鸣

　　国内台风暴潮预报，絶大多数仍处于经验预报阶段，只报一个极值。随着科学技术的不断发展，已渐进为台潮机制研究，开始对过程预报进行探讨，以求在理论上阐明台潮生成的运动过程，并改进预报精度和增长预见期。本文通过海水滞留现象，用水动力学的方法，推导出一套台风暴潮过程预报方程，并考虑到浅海地形和涨落潮的影响，提出应用本方程应注意的问题。由于台风暴潮形成的自然条件十分复杂，加上目前台站的观测资料比较简单，方程的实际使用仍要经过一段时间的实践和不断的修正。

　　1　理论模式的推导

　　海洋中台风暴潮所引起的水面增高，主要是风和气压的急剧扰动所致。在大海中，气压影响海面增高比较显着，但在近岸一带，由于风切应力推动海水涌向海岸，使海水在海岸堆积，风力作用明显。台风暴潮增水预报的地区是沿岸海区，故主要是风的作用力。此外，增水的大小还和风向、风区范围、风时长短有关。

　　台风中心气压变化对海平面升降有一定作用，中心气压大小和气压梯度反映台风风力的大小。根据藤田的研究（1），台潮增水公式

　　中的ΔP0=(P∞-P0)关系来看，实际上把气压梯度生成的风力作为主要增水动力。美国montgmerg等人（2，3），得出台风增水公式

　　H=BC2b

　　其中V就是风速。在我国台风暴潮预报方法上，也有相类似的经验（4，5）。这表明，近岸的增水动力主要是风力，远比气压大得多。

　　侵袭华南沿海的台风，以正面登陆和自东向西掠过海面两种路径引起的增水影响较大，出现也较多，下面以正面登陆的台风为例子进行讲述。

　　假定，图1中C点为测站位置，B点为开始增水点（即风力开始将海水推向海岸的起点），BC是台风移动中心轨迹（假定六级大风半径是增水区的范围）。当风场作用于 面积海域上时，便将A1上的部分海水吹入A2，再吹至A3，连续地直到An。假定每一海域被移动的水体互不干扰，当风场经过海面时，每一海域上受不同时段风力推至海岸的水量如到达的时间相同，便以线性迭加组合的形式，形成C点附近海岸某一时段的增水。如果时段风力为V1，V2，V3……，则C点附近t1，t1，t3……时段的增水组合为：

　　Qt1=Q1-1(V1A1)+Q1-2(V1A2)+Q1-3)(V1V3)+……Q1-n(V1An)
　　Qt2=Q1-1(V2A1)+Q2-2(V2A2)+Q2-3)(V2V3)+……Q2-n(V2An)
　　Qtm=Qm-1(VmA1)+Qm-2(VmA2)+Qm-3)(VmA3)+……Qm-n(VmAn)(1)

　　式中Q(VA)，代表风力在某一块海域上推动的增水量，其下标表示时段风力及海域序号。

　　由于时段风力不同，每时段出现的增水量也不相同，现分别研究每一时段风力在每一海域上将海水推向C点的水量。

　　现研究A1海域，A1海域本来是静止的，当风力作用在A1时，被带动的水量为Q1，在风场切应力作用下全部向前流入A2

　　式中dt～时段，t～海水在海域内的传播时间，Q1～流入A2区的水量。

　　积分上式，得

　　式中Δt～某种风力作用下的时段长，t～时刻，

　　q～风力推动海水的入流强度。

　　当海水由A2流入A3时，由于水流是前一海域风力作用所产生，在A2海域内时，海水的粘滞性和摩擦力使海水产生滞留现象，不能全部进入A3。设滞留在A2的水量为dw2。

　　物理意义为，当时段风力带动A1海域上的海水，如果没有其他海水在中途加入，且海底地形不变，风向不变，并受到海水粘滞及摩擦作用而有部分滞留时，经过n个海域后，最后到达测站时水量的变化是按“普亚松分布”规律递减，只要求出m及n，便可求出Qn。

　　在实际计算时，当风场正面向测站移动时，可用台风中心走向轨迹为准，划出若干个不同的风力时区的平行线（即时段风区），并假设台风在移动过程中风力不变，或按递增或递减的规律变化。这样，当V风力带动A1海水经过n个海域到达测站时的增水量如⑷式。

　　当台风沿着海岸移动时，同样，只要将风力时区的风力转变为对测站的有效风力，也一样可以得到q，以之代入⑼或⑽方程组中，便得到过程增水值。

　　2　对模式的某些假定条件

　　上述的台风暴潮增水过程模式，是在一种理想状况下导出的。由于自然现象十分复杂，除受风力影响外，还受许多条件限制。例如，海水的深度、海底地形、潮汐海面的变化、台风移动速度、台风路径的转向及台风中心轨迹线和海岸线所成的入射角度等等。为了使计算方便和合理，假定下面几个条件：

　　（1）台风暴潮增水符合线性原则，不考虑非线性耦合现象。因此，每块海域由风力所作用产生的增水量到达C点时，服从于迭加法则；

　　（2）海区的涨潮落潮海面的倾斜方向相反，使风力带动海水量发生一定的差异。现假定海面坡度是恒定的，海面处于平潮状态；

　　（3）增水区的始点和终点，都用台风暴潮资料的开始增水及出现最大增水值时的台风位置，并结合六级大风半径范围来确定。以本站最大风速与最大增水值两者出现的时间差值作为海水传播期间τ（图3）。然后，用τ为标准，将增水海区划分为若干块海域，这就是n值；

　　（4）如果台风在登陆前转向，风区长度改变，风向也改变时，则可将增水风分量作为计算增水风力。如果这时风分量和最大增水风向相反的话，则可作为负值处理。

　　3　台风暴潮预报过程线的推求

　　推求预报过程线，先要求出q值。

　　假定海水是不可压缩的，而且海面坡度不变，那么x、y方向的全流为

　　Fx=∫(h-s")μdE　　　　Fy=∫(h+s")nVdE

　　再根据海区断面面积便可以求出q值。但应用上述公式时，在计算μ、V（海流的东分量和北分量）过程中，必然涉及到摩擦深度D值，而且函数具有一种双曲型式，这样比较复杂，为了简化起见，我们引入式中  A～海域截面面积   α～系数  C～海水流动速度

　　我们认为，在风增水过程中，特别在台风暴潮激振阶段，风引起的海水漂流的速度，是导致沿海岸水位壅高的主要原因。

　　q计出后，第二是确定τ。τ为最大风速出现到发生最大增水值的时间间隔，可在资料中找出。第三是确定n，n为开始增水到最大增水的时间间隔T与τ之比值。

　　当q、τ、n值都确定后，以之代入(6)至(8)式，求出Q(1-n)，Q(2-n)，Q(3-n)…Q(n)等值，从(9)式，就可以很快地算出整个台风过程中每个时段的增水值，并用水位～海水流量关系曲线转化为水位，然后按时间迭加在正常潮位曲线上，便得出这次台风暴潮过程预报过程曲线。

　　为了简便，预报时可以引用纳希（Nash）瞬时单位线的概念，作为计算台风暴潮的模式。我们称为“单位模式”。它是假定在一个单位时间内、一个单位风力作用于某固定的海区上得出的过程线。假定台风增水现象是线性的，服从于叠加法则，那么，我们便可以实际增水风力和风时，以叠加方法计算出实际增水曲线。为了消除选取不同时间单位时段引起“单位模式”的差异，可使单位时间趋向于0，即风力启动是脉冲形式，

　　式中，δ（0）～风力带动海区海水入流强度 ，μ（t）～输出海水量。

　　这个公式叫做“瞬时单位模式”。只要用距法求解，求出n、τ两值，便可解出方程，得出时段极短（Δt→0）的“单位模式”，然后用克拉克S曲线方法换为各种预报时段的“单位模式”，作为计算增水过程线之用。

　　4　计算举例

　　现以侵袭珠江河口黄冲站（北纬22°18＇东经113°24＇）6415号台风为例，计算出预报增水量过程线，与实测分离后的水位增水过程线对比。

　　由于该站台潮实测资料仍未足作出水位～海水流量相关图，故只能将增水量过程线和增水位过程线对比，但趋势是一致的。

　　在计算的过程中，我们考虑了：（1）n值的选取问题；（2）初始入流强度q值的确定；（3）时段风力的选择；（4）海底地形对增水影响等问题（6）。

　　5　讨论

　　（1）从整个运算结果看来，本模式对稳定风场增水比较合适，在天气图上择取风向、风力也比较容易。如果台风转向或迂逥时，计算的成果误差增大。

　　（2）从理论分析，台风风场结构，如六级大风半径的范围、台风等压线的陡度等与n、τ有关，n、τ值则直接影响了增水曲线的大小和形状。这和我们以往研究的结果（7）和本文研究的结论是符合的。故只有加强以环流为背景的台风发生机制的研究，才能使台风暴潮预报精度不断提高。

　　（3）本模式所需要的台风路径、风力等气象资料，要依赖气象部门的预报，气象预报的准确程度，关系到台潮预报的精度。我们曾提出用长浪理论辅助台潮预报的论文（8），目的就是想应用辅助水文方法，预报台风对本海区的影响程度，以增进台潮预报的精度和预见期。

　　（4）正常潮位方法的准确与否，直接影响了台风暴潮增水值的分离以及预报曲线的迭加，是关键的环节。但目前常用的天文潮方法，对河口、海湾地区预报误差较大。作者曾提出过自己的看法（9），除用调和分析法外，还应当展开特征线法等新方法的研究，不断提高正常潮位预报的精度，是台风暴潮过程预报也得以提高。

　　（5）本模式虽然是单站过程模式，只研究台风暴潮对某一站侵袭时的增水过程，但实际上，也是大面积剖面增水预报的一种基础模式，只要用几个不同增水起始点的方程组合，便可得出整个大面积海区剖面的过程预报。

　　（6）本模式相信也可以使台风暴潮增水时空机制研究的一种理论模式。


　　（原载：中山大学学报，自然科学版，1990。）