沈燦燊　甘雨鳴

　　國内臺風暴潮預報，絶大多數仍處於經驗預報階段，只報一個極值。隨着科學技術的不斷發展，已漸進爲臺潮機制研究，開始對過程預報進行探討，以求在理論上闡明臺潮生成的運動過程，並改進預報精度和增長預見期。本文通過海水滯留現象，用水動力學的方法，推導出一套臺風暴潮過程預報方程，並考慮到淺海地形和漲落潮的影響，提出應用本方程應注意的問題。由於臺風暴潮形成的自然條件十分復雜，加上目前臺站的觀測資料比較簡單，方程的實際使用仍要經過一段時間的實踐和不斷的修正。

　　1　理論模式的推導

　　海洋中臺風暴潮所引起的水面增高，主要是風和氣壓的急劇擾動所致。在大海中，氣壓影響海面增高比較顯著，但在近岸一帶，由於風切應力推動海水涌向海岸，使海水在海岸堆積，風力作用明顯。臺風暴潮增水預報的地區是沿岸海區，故主要是風的作用力。此外，增水的大小還和風向、風區範圍、風時長短有關。

　　臺風中心氣壓變化對海平面昇降有一定作用，中心氣壓大小和氣壓梯度反映臺風風力的大小。根據藤田的研究（1），臺潮增水公式

　　中的ΔP0=(P∞-P0)關系來看，實際上把氣壓梯度生成的風力作爲主要增水動力。美國montgmerg等人（2，3），得出臺風增水公式

　　H=BC2b

　　其中V就是風速。在我國臺風暴潮預報方法上，也有相類似的經驗（4，5）。這表明，近岸的增水動力主要是風力，遠比氣壓大得多。

　　侵襲華南沿海的臺風，以正面登陸和自東向西掠過海面兩種路徑引起的增水影響較大，出現也較多，下面以正面登陸的臺風爲例子進行講述。

　　假定，圖1中C點爲測站位置，B點爲開始增水點（即風力開始將海水推向海岸的起點），BC是臺風移動中心軌迹（假定六級大風半徑是增水區的範圍）。當風場作用於 面積海域上時，便將A1上的部分海水吹入A2，再吹至A3，連續地直到An。假定每一海域被移動的水體互不干擾，當風場經過海面時，每一海域上受不同時段風力推至海岸的水量如到達的時間相同，便以綫性迭加組合的形式，形成C點附近海岸某一時段的增水。如果時段風力爲V1，V2，V3……，則C點附近t1，t1，t3……時段的增水組合爲：

　　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)，代表風力在某一塊海域上推動的增水量，其下標表示時段風力及海域序號。

　　由於時段風力不同，每時段出現的增水量也不相同，現分别研究每一時段風力在每一海域上將海水推向C點的水量。

　　現研究A1海域，A1海域本來是静止的，當風力作用在A1時，被帶動的水量爲Q1，在風場切應力作用下全部向前流入A2

　　式中dt～時段，t～海水在海域内的傳播時間，Q1～流入A2區的水量。

　　積分上式，得

　　式中Δt～某種風力作用下的時段長，t～時刻，

　　q～風力推動海水的入流强度。

　　當海水由A2流入A3時，由於水流是前一海域風力作用所産生，在A2海域内時，海水的粘滯性和摩擦力使海水産生滯留現象，不能全部進入A3。設滯留在A2的水量爲dw2。

　　物理意義爲，當時段風力帶動A1海域上的海水，如果没有其他海水在中途加入，且海底地形不變，風向不變，並受到海水粘滯及摩擦作用而有部分滯留時，經過n個海域後，最後到達測站時水量的變化是按“普亞鬆分佈”規律遞减，只要求出m及n，便可求出Qn。

　　在實際計算時，當風場正面向測站移動時，可用臺風中心走向軌迹爲準，劃出若干個不同的風力時區的平行綫（即時段風區），並假設臺風在移動過程中風力不變，或按遞增或遞减的規律變化。這樣，當V風力帶動A1海水經過n個海域到達測站時的增水量如⑷式。

　　當臺風沿着海岸移動時，同樣，只要將風力時區的風力轉變爲對測站的有效風力，也一樣可以得到q，以之代入⑼或⑽方程組中，便得到過程增水值。

　　2　對模式的某些假定條件

　　上述的臺風暴潮增水過程模式，是在一種理想狀况下導出的。由於自然現象十分復雜，除受風力影響外，還受許多條件限制。例如，海水的深度、海底地形、潮汐海面的變化、臺風移動速度、臺風路徑的轉向及臺風中心軌迹綫和海岸綫所成的入射角度等等。爲了使計算方便和合理，假定下面幾個條件：

　　（1）臺風暴潮增水符合綫性原則，不考慮非綫性耦合現象。因此，每塊海域由風力所作用産生的增水量到達C點時，服從於迭加法則；

　　（2）海區的漲潮落潮海面的傾斜方向相反，使風力帶動海水量發生一定的差异。現假定海面坡度是恒定的，海面處於平潮狀態；

　　（3）增水區的始點和終點，都用臺風暴潮資料的開始增水及出現最大增水值時的臺風位置，並結合六級大風半徑範圍來確定。以本站最大風速與最大增水值兩者出現的時間差值作爲海水傳播期間τ（圖3）。然後，用τ爲標準，將增水海區劃分爲若干塊海域，這就是n值；

　　（4）如果臺風在登陸前轉向，風區長度改變，風向也改變時，則可將增水風分量作爲計算增水風力。如果這時風分量和最大增水風向相反的話，則可作爲負值處理。

　　3　臺風暴潮預報過程綫的推求

　　推求預報過程綫，先要求出q值。

　　假定海水是不可壓縮的，而且海面坡度不變，那麽x、y方向的全流爲

　　Fx=∫(h-s")μdE　　　　Fy=∫(h+s")nVdE

　　再根據海區斷面面積便可以求出q值。但應用上述公式時，在計算μ、V（海流的東分量和北分量）過程中，必然涉及到摩擦深度D值，而且函數具有一種雙曲型式，這樣比較復雜，爲了簡化起見，我們引入式中  A～海域截面面積   α～系數  C～海水流動速度

　　我們認爲，在風增水過程中，特别在臺風暴潮激振階段，風引起的海水漂流的速度，是導致沿海岸水位壅高的主要原因。

　　q計出後，第二是確定τ。τ爲最大風速出現到發生最大增水值的時間間隔，可在資料中找出。第三是確定n，n爲開始增水到最大增水的時間間隔T與τ之比值。

　　當q、τ、n值都確定後，以之代入(6)至(8)式，求出Q(1-n)，Q(2-n)，Q(3-n)…Q(n)等值，從(9)式，就可以很快地算出整個臺風過程中每個時段的增水值，並用水位～海水流量關系曲綫轉化爲水位，然後按時間迭加在正常潮位曲綫上，便得出這次臺風暴潮過程預報過程曲綫。

　　爲了簡便，預報時可以引用納希（Nash）瞬時單位綫的概念，作爲計算臺風暴潮的模式。我們稱爲“單位模式”。它是假定在一個單位時間内、一個單位風力作用於某固定的海區上得出的過程綫。假定臺風增水現象是綫性的，服從於叠加法則，那麽，我們便可以實際增水風力和風時，以叠加方法計算出實際增水曲綫。爲了消除選取不同時間單位時段引起“單位模式”的差异，可使單位時間趨向於0，即風力啓動是脈冲形式，

　　式中，δ（0）～風力帶動海區海水入流强度 ，μ（t）～輸出海水量。

　　這個公式叫做“瞬時單位模式”。只要用距法求解，求出n、τ兩值，便可解出方程，得出時段極短（Δt→0）的“單位模式”，然後用克拉克S曲綫方法换爲各種預報時段的“單位模式”，作爲計算增水過程綫之用。

　　4　計算舉例

　　現以侵襲珠江河口黄冲站（北緯22°18＇東經113°24＇）6415號臺風爲例，計算出預報增水量過程綫，與實測分離後的水位增水過程綫對比。

　　由於該站臺潮實測資料仍未足作出水位～海水流量相關圖，故只能將增水量過程綫和增水位過程綫對比，但趨勢是一致的。

　　在計算的過程中，我們考慮了：（1）n值的選取問題；（2）初始入流强度q值的確定；（3）時段風力的選擇；（4）海底地形對增水影響等問題（6）。

　　5　討論

　　（1）從整個運算結果看來，本模式對穩定風場增水比較合適，在天氣圖上擇取風向、風力也比較容易。如果臺風轉向或迂逥時，計算的成果誤差增大。

　　（2）從理論分析，臺風風場結構，如六級大風半徑的範圍、臺風等壓綫的陡度等與n、τ有關，n、τ值則直接影響了增水曲綫的大小和形狀。這和我們以往研究的結果（7）和本文研究的結論是符合的。故只有加强以環流爲背景的臺風發生機制的研究，才能使臺風暴潮預報精度不斷提高。

　　（3）本模式所需要的臺風路徑、風力等氣象資料，要依賴氣象部門的預報，氣象預報的準確程度，關系到臺潮預報的精度。我們曾提出用長浪理論輔助臺潮預報的論文（8），目的就是想應用輔助水文方法，預報臺風對本海區的影響程度，以增進臺潮預報的精度和預見期。

　　（4）正常潮位方法的準確與否，直接影響了臺風暴潮增水值的分離以及預報曲綫的迭加，是關鍵的環節。但目前常用的天文潮方法，對河口、海灣地區預報誤差較大。作者曾提出過自己的看法（9），除用調和分析法外，還應當展開特徵綫法等新方法的研究，不斷提高正常潮位預報的精度，是臺風暴潮過程預報也得以提高。

　　（5）本模式雖然是單站過程模式，只研究臺風暴潮對某一站侵襲時的增水過程，但實際上，也是大面積剖面增水預報的一種基礎模式，只要用幾個不同增水起始點的方程組合，便可得出整個大面積海區剖面的過程預報。

　　（6）本模式相信也可以使臺風暴潮增水時空機制研究的一種理論模式。


　　（原載：中山大學學報，自然科學版，1990。）