基于長期觀測資料的黃海天文潮-風暴潮非線性相互作用研究?

尤曉昳， 武國相,2， 梁丙臣,2??， 劉仕潮

(1. 中國海洋大學工程學院， 山東 青島 266100; 2. 山東省海洋工程重點實驗室, 山東 青島 266100； 3. 國家海洋環(huán)境預(yù)報中心， 北京 100081)

風暴潮是由強風和氣壓驟變等劇烈的大氣擾動引起的海面異常升降現(xiàn)象[1]，在中國一般由熱帶氣旋(臺風)、溫帶氣旋或寒潮引起。極端風暴潮疊加天文高潮位可造成水位遠遠超過防潮海堤頂高程，導(dǎo)致沿海地區(qū)淹沒。風暴潮是中國最嚴重的一種海洋災(zāi)害，平均每年造成經(jīng)濟損失達百億量級[2]，且諸多研究認為，在全球氣候變化的背景下，沿海風暴潮淹沒風險有增強的趨勢[3]。為防范風暴潮災(zāi)害、保障沿海地區(qū)經(jīng)濟發(fā)展，有必要持續(xù)加深對風暴潮致災(zāi)機制的研究。

黃海地處遼東半島、山東半島、江蘇沿岸和朝鮮半島之間，平均水深44 m，為半封閉淺海。黃海風暴潮發(fā)生頻率較高，除常見夏季臺風引發(fā)風暴潮外，冬半年還易受溫帶氣旋、寒潮等天氣影響，引發(fā)溫帶風暴潮。黃海天文潮汐主要以半日潮為主，靠近中國大陸沿岸一側(cè)平均潮差在2～4 m，靠近朝鮮半島西岸一側(cè)潮差較大，在4～6 m，其中漢江河口地區(qū)大潮期間最大潮差可超過10 m[4]。

天文潮和風暴潮之間存在著強烈的非線性相互作用，導(dǎo)致實際觀測的水位并非天文潮位與風暴增水的線性疊加。通過對實測水位時間序列進行調(diào)和分析，可將實測水位分解為天文潮位和非潮余水位，其中非潮余水位包括氣象因素導(dǎo)致的風暴增水和天文潮-風暴潮非線性相互作用導(dǎo)致的水位變動。天文潮-風暴潮非線性相互作用在潮汐動力強、水淺的河口及海灣地區(qū)極顯著，有研究表明，該作用導(dǎo)致的水位變化可達風暴潮增水峰值的70%[5]。

風暴潮-天文潮非線性相互作用始于二十世紀五十年代。Proudma[6]通過理論解析分析了長波在均勻斷面河口的傳播，發(fā)現(xiàn)水深和底部摩阻影響了高水位峰值大小和發(fā)生時刻；Prandle和Wolf[7]對1969—1973年英國東部海岸的實測資料分析發(fā)現(xiàn)，風暴潮峰值多發(fā)生于漲潮階段，而Mawdsley等[8]對美國西海岸西雅圖沿海地區(qū)風暴潮研究發(fā)現(xiàn)，大部分風暴潮峰值出現(xiàn)在落潮階段，此時風暴潮-天文潮非線性相互作用會提升風暴潮峰值水位，但當風暴潮發(fā)生在高潮位時，則會降低風暴潮峰值水位。諸多研究表明，風暴潮-天文潮的非線性效應(yīng)產(chǎn)生原因較為復(fù)雜，地形、潮汐和風暴潮特征的影響均不可忽略，主要影響因素包括非線性底摩阻作用[9-11]、平流作用以及淺水作用[12-13]等。風暴增水主要由氣象因素產(chǎn)生，而天文潮主要由月球、太陽等天文因素產(chǎn)生，故可認為二者是相互獨立的。如果風暴潮-天文潮之間的非線性相互作用可以忽略，則一次風暴潮事件中非潮余水位的峰值所處的潮汐相位(高潮位、低潮位、漲潮期和落潮期)是隨機的，因而在足夠長的時期內(nèi)(足夠多的風暴潮事件)，非潮余水位所處的潮汐相位分布服從均勻分布；相反，如果風暴潮-天文潮非線性相互作用不可忽略，則該非線性相互作用在漲潮、落潮期間更為顯著，因而非潮余水位峰值發(fā)生在該潮汐相位內(nèi)的概率更高，其長期分布是不均勻的。因此，可通過對長期水位的統(tǒng)計分析，判斷天文潮-風暴潮相互作用的強弱[14]。

除了非潮余水位這一指標以外，一些研究還用到了“偏斜增水”(Skew surge)[15-16]這一指標。偏斜增水是指一次風暴潮事件中，風暴潮峰值所處的潮汐周期內(nèi)，最大實測水位與最大預(yù)測潮位的差值(見圖1)。與非潮余水位不同的是，偏斜增水的最大實測水位和最大預(yù)測潮位兩者發(fā)生時刻通常并不相同，因此偏斜增水與潮汐相位無關(guān)，一個潮周期內(nèi)只存在一個偏斜增水值。與非潮余水位相比，偏斜增水可以更加真實、清晰的代表氣象因素對水位變動的貢獻，因此近年來被廣泛應(yīng)用于風暴潮災(zāi)害評估中[17]。如天文潮-風暴潮相互作用可以忽略不計的話，一次風暴潮事件中，每個潮周期的偏斜增水值應(yīng)等于該潮周期中非潮余水位的最大值；因此，也可以通過對比偏斜增水與非潮余水位的差異來顯示風暴潮-天文潮非線性相互作用的強弱程度[16]。本文采用文獻[18]中的方法來計算偏斜增水值，即在預(yù)測潮汐高潮位時刻前后3 h內(nèi)，找出該區(qū)間內(nèi)的最大觀測水位，二者之差即為偏斜增水值(見圖1)。由于黃海大部分沿岸區(qū)域為半日潮主導(dǎo)，大多數(shù)觀測水位峰值出現(xiàn)在此時間窗口內(nèi)，少數(shù)情況下如在此窗口內(nèi)沒有出現(xiàn)觀測水位極值，則可將時間窗口前后延長6 h。

圖1 偏斜增水與非潮余水位示意圖

基于歷史觀測資料進行統(tǒng)計分析是研究風暴潮特征的有效手段。現(xiàn)有研究多關(guān)注中國沿海地區(qū)風暴潮的時空分布特征、災(zāi)害影響等[19-20]，對天文潮-風暴潮相互作用這種重要的致災(zāi)機制的研究多基于數(shù)值模擬，而基于歷史數(shù)據(jù)的統(tǒng)計分析較少。本文在受夏季臺風、冬半年寒潮和溫帶氣旋共同影響的黃海地區(qū)，利用在中國沿岸和韓國西海岸的多個長期潮位站的原始觀測資料，通過統(tǒng)計分析與數(shù)據(jù)挖掘，探究黃海沿岸地區(qū)天文潮、風暴潮的時空分布特征，并從不同角度揭示天文潮與風暴潮之間強烈的非線性相互作用。

1 資料及分析方法

1.1 數(shù)據(jù)

選取黃海沿岸共計9個長期潮位觀測站的數(shù)據(jù)并對觀測站進行編號，包括黃海西側(cè)中國大連港(L1)、石臼所(L2)、連云港(L3)與呂四港(L4)4個觀測站潮汐觀測站，以及黃海東側(cè)韓國沿岸5個觀測站(分別編號為R1～R5)。水位數(shù)據(jù)的時間間隔為1 h，L1～L3觀測資料時間范圍為1975—1997年，L4的為1975—1996年，R1、R4的觀測資料時間范圍為2005—2018年，R2、R3的為2005—2016年，R5的為2005—2017年，資料的詳細信息見表1，研究區(qū)域以及各觀測站的位置見圖2。

圖2 潮汐觀測站位置分布

表1 潮汐觀測站位置及資料情況

1.2 分析方法

實際觀測水位ηobs包含天文潮水位成分和非潮汐余水位成分，即：ηobs=ηtide+ηresi，其中非潮余水位中又包含氣象因素導(dǎo)致的增水(風暴增水)ηobs和天文潮-風暴潮非線性相互作用造成的水位變化ηnli，即ηresi=ηsurge+ηnli。利用潮汐調(diào)和分析軟件T_Tide[21]，可將原始觀測水位ηobs時間序列分解為天文潮水位(即預(yù)測潮位)ηtide和非潮余水位ηresi。

Rsurge=ηresi/Atide。

(1)

式中：強度閾值取Rsurge≥0.05(即非潮余水位大于等于潮汐年最大振幅的5%)，且該段時間內(nèi)的非潮余水位峰值不小于0.25 m；取非潮余水位連續(xù)超過強度閾值的持續(xù)時間為風暴潮歷時Tsurge，歷時閾值為Tsurge≥5 h。同時滿足強度和歷時閾值的余水位片段，判斷為一次風暴潮過程，具體閾值指標和判斷方法見表2和圖3。為保證2次風暴潮事件的獨立性，每個余水位片段之間的間隔大于72 h。利用該方法從水位長期歷史資料中提取所有的風暴潮事件，供本文后續(xù)統(tǒng)計分析。

圖3 風暴潮事件定義

表2 以余水位為基準的風暴潮事件標準

2 結(jié)果與分析

2.1 天文潮統(tǒng)計特征

利用T_Tide進行調(diào)和分析，基于振幅和振幅誤差比的平方計算得到的信噪比SNR作為顯著性評價指標[21]，調(diào)和分析獲得了全日、半日、淺水等11個主要分潮的振幅，結(jié)果如表3所示。結(jié)果顯示：各觀測站潮汐均屬于半日潮類型，除朝鮮半島南端附近部分海域為不規(guī)則半日潮外，其他地區(qū)均為規(guī)則半日潮。其中L2、L3、R3、R5觀測站高頻的淺水分潮更為顯著。

表3 觀測站主要分潮的振幅

2.2 非潮余水位強度與歷時統(tǒng)計特征

非潮余水位的強度與歷時在很大程度上可以代表風暴潮的特征。圖4、5分別為非潮汐余水位的事件發(fā)生次數(shù)、歷時的月分布。整體來看，L1大連觀測站風暴潮事件主要發(fā)生在3—5和10—12月，對應(yīng)寒潮頻發(fā)的春季和秋季，但超過1 m的強風暴潮事件多發(fā)生在7—9月，對應(yīng)夏季可偶爾影響到大連海域的臺風風暴潮事件。L2～L4站和R1～R4站，風暴潮事件最多發(fā)生在7—10月，這與這些站位的緯度相對較低、臺風影響頻次較高而寒潮影響頻次較低有關(guān)。

圖4 風暴潮事件發(fā)生次數(shù)的月分布

表4列出不同強度的風暴潮事件頻率，其中L4、R1觀測站年平均事件數(shù)最多，峰值高于1 m的事件占比最高，L4、R3測站最大風暴增水值在兩岸最大。需要注意的是，本次統(tǒng)計中黃海西岸的4個站年平均次數(shù)自北向南增加，而東岸5個站年平均次數(shù)則相反，考慮這一結(jié)果主要受三方面因素導(dǎo)致：①東岸南端觀測站面向開闊外海，地形岸線較為突出，故水體難以聚集增水；②受北半球柯氏力影響，氣旋呈逆時針旋轉(zhuǎn)，結(jié)合東岸南部岸線的走向，大風風向常不能向岸形成增水；③東岸韓國的原始數(shù)據(jù)，采樣間隔雖為1 h，但常常伴隨缺失，南部站點既存在連續(xù)整段缺失，也存在零散缺失。對于零散的間隔不超過5 h的缺失，本文采用插值補充，而超過5 h連續(xù)性缺失，為不影響非線性相互作用的評估結(jié)果，本文未做處理。

表4 各觀測站對應(yīng)不同統(tǒng)計參數(shù)的發(fā)生概率及事件統(tǒng)計

北黃海大連港的L1觀測站夏季(7、8月份)風暴事件頻率低，峰值高且歷時長，秋季(9、10月份)頻率最高，春季(4、5月份)次之。統(tǒng)計期間共有276起事件，其中峰值超過0.5 m的事件有42起，平均每年約2起，高峰值事件的頻率較低，但歷時超過24 h的事件超過總事件數(shù)的70%。其中大于48 h的長歷時事件夏季較春、冬季更多，考慮原因為：①中國春、冬季多北風，受其離岸向的影響，大連站常發(fā)減水風暴潮，而本文統(tǒng)計只關(guān)注正風暴增水事件；②為探究非線性相互作用與潮差的相關(guān)性，風暴潮事件標準為5%的年最大潮汐振幅且大連站潮差較小(平均約2 m)，事件強度閾值偏小，夏季事件的歷時統(tǒng)計值相對傳統(tǒng)標準的風暴潮事件更長。

而中部地區(qū)受更多緯度較低的熱帶氣旋的影響，在夏季產(chǎn)生了更多的風暴潮事件，在L2、L3統(tǒng)計到更多事件。L3觀測站峰值大于0.5 m的事件占比達到總事件數(shù)量的50%，較L1、L2站點有明顯增加。并且超過48 h長歷時事件更傾向于6—10月出現(xiàn)。西岸南部L4呂四港觀測站地理緯度較低，受夏、秋季高風力的臺風影響更為顯著，統(tǒng)計到332起事件，平均每年約15起，大于0.5 m的高峰值事件占比進一步增大，傾向于8—12月出現(xiàn)。

圖5 風暴潮歷時的月分布

南黃海東側(cè)R1～R4觀測站風暴潮事件頻率主要表現(xiàn)為7—9月事件頻率集中，高峰值與長歷時事件呈現(xiàn)同樣的分布規(guī)律，黃海中東部地區(qū)(中國威海成山頭至朝鮮半島西側(cè))夏季受臺風與熱帶氣旋影響多發(fā)8級以上大風，且極端大風持續(xù)時間較長[24]，因此在強風驅(qū)動下風暴增水值較高。R2～R4 3個站緯度位置相差不大，且均處于韓國西海岸，地理位置較為接近，因此風暴潮統(tǒng)計特征也較為相似；R5站風暴潮的頻次較低，主要是因為該站位于朝鮮半島西南端，雖然緯度低、臺風頻次高，但由于該地區(qū)面向開闊外海，地形岸線較為突出，水體不易聚集，難以形成較強的風暴增水。

據(jù)以上統(tǒng)計資料，非潮汐余水位代表風暴潮事件的發(fā)生次數(shù)、歷時特征主要受觀測站的緯度和地形影響。緯度低且處于灣內(nèi)的站位，總體上風暴潮頻次和強度均較高。

2.3 天文潮-風暴潮相互作用分析

本文采用3種方法來評估天文潮-風暴潮相互作用的顯著程度。

方法一：非潮余水位功率譜方法。天文潮和風暴潮本身相互獨立，故如非線性相互作用可以忽略，則非潮余水位的功率曲線較為平緩；如非線性相互作用顯著，則非潮余水位功率譜會在特定的潮汐頻率區(qū)間內(nèi)較為集中。

圖6給出了各個站位的非潮余水位的功率頻譜結(jié)構(gòu)，分析各站余水位的單位頻率內(nèi)信號能量。

圖6 余水位功率譜結(jié)構(gòu)

功率譜的計算公式為：

(2)

式中：P(f)為功率譜密度；XT(f)為非潮余水位時域序列X(t)傅里葉變換后的頻域函數(shù)；f為余水位頻率；T為數(shù)據(jù)區(qū)間長度。

各個站位的非潮余水位在半日周期(12 h)、全日周期(24 h)和高頻分潮(6、4、3 h)等頻率區(qū)間功率均較為集中，表明天文潮-風暴潮非線性相互作用較為顯著。其中L4呂四港尤為突出，說明該站的非線性作用較為強烈。

方法二：對比偏斜增水和潮周期內(nèi)最大余水位。如非線性相互作用可以忽略，則偏斜增水應(yīng)與該潮周期內(nèi)最大余水位的值相等；如不等，則說明非線性相互作用較為顯著。

由于余水位相對于預(yù)測潮汐高潮位之間存在時間間隔，每個觀測站中偏斜增水值和余水位之間的差異在單個潮汐周期之間可能有很大不同。如圖7所示，散點圖顯示了300個最大余水位和偏斜增水值的關(guān)系每張圖上以高亮顯示最大余水位值，其中：黃色為前15大余水位；綠色為前50大余水位；藍色為前300大余水位。如相互作用可以忽略，散點應(yīng)該都位于散點圖1∶1的比率線上。

圖7 余水位-偏斜增水值對比

結(jié)果顯示，每個站點的最大偏斜增水值與最大余水位都不是同時出現(xiàn)的。黃海西岸潮差最小的是大連港，即L1觀測站，同一事件內(nèi)的偏斜增水值與余水位趨勢呈現(xiàn)較好的相似性，均方根誤差(RMSE)最小，連云港附近的L3觀測站偏斜增水與余水位的趨勢一致性差，均方根誤差最大，石臼所附近的L2觀測站均方根誤差也較大。

黃海東岸潮差最大的是R1觀測站，位于韓國北部海灣內(nèi)，偏斜增水值與余水位之間均方根誤差也最大，韓國中部海灣附近的R3觀測站兩者趨勢性同樣較差，R3相對R1潮差小但水深更淺。R2與R5觀測站兩者總體趨勢差異不大，但R5觀測站前50大的余水位的散點趨勢較差。

通過偏斜增水-余水位的趨勢性對比，黃海西岸L3觀測站、東岸R1、R3觀測站相互作用強烈。這3個觀測站均位于海灣內(nèi)部，且潮差值較同岸線其他觀測站更高。

方法三：余水位相對高潮位時間間隔分布法。純氣象驅(qū)動的風暴潮增水峰值隨機出現(xiàn)在潮汐的各個狀態(tài)階段，即均勻分布。若余水位的出現(xiàn)時刻具有明顯規(guī)律，則說明非線性相互作用較為顯著。

圖8顯示前300大余水位相對預(yù)測潮汐高潮位的時間間隔分布，L1余水位峰值在高潮前后呈現(xiàn)較高的隨機性，但高潮位時刻頻率最低；L2、L3觀測站余水位峰值集中于高潮前2～4 h出現(xiàn)，頻率占比超過0.4。L4余水位峰值在預(yù)測高潮位前3 h至高潮位后1 h趨于均勻分布，且前50大余水位全部落在這個區(qū)間。

圖8 最大非潮余水位出現(xiàn)的相位

黃海東岸的R1觀測站余水位峰值在預(yù)測高潮位后2～3 h最為集中，高潮前3 h也有少量分布。韓國中部海灣附近的R3觀測站也具有相似特征，R2觀測站余水位在預(yù)測高潮前后成雙峰分布，與L1分布特征類似，且在高潮位處頻率最低。R4觀測站余水位在預(yù)測高潮位后3 h內(nèi)分布均勻，R5觀測站非潮余水位更加集中于預(yù)測高潮位后3～4 h出現(xiàn)。

西岸的余水位在漲潮階段集中，東岸的余水位在落潮階段集中，考慮原因為黃海東西兩側(cè)影響潮汐相位變化的驅(qū)動因素不同：水深較淺的西岸潮汐傳播速度受風暴增水影響更明顯，從而導(dǎo)致水深增加，且潮汐實際傳播速度較預(yù)測潮汐更快，而東岸受沿岸自北向南的朝鮮沿岸流的阻滯作用而發(fā)生了潮汐相位延遲，余水位出現(xiàn)在預(yù)測潮汐落潮階段[25]。

總的來說，方法一利用功率譜可清晰看出各潮汐分潮對風暴潮增水的貢獻程度，突顯天文潮-風暴潮相互作用的地區(qū)性差異；方法二側(cè)重于量化純氣象驅(qū)動增水與包含非線性相互作用的實際風暴增水的差異程度來評估相互作用大小；方法三在量化非線性相互作用的基礎(chǔ)上，進一步體現(xiàn)非線性相互作用對風暴潮最大增水時刻的影響。

3 結(jié)論

本文通過對黃海沿岸9個長期驗潮站的水位觀測資料，揭示了黃海天文潮和風暴潮的特征；采用不同分析方法，從不同角度展示了黃海沿岸風暴潮-天文潮之間存在著顯著的非線性相互作用，具體包括：

(1)以非潮余水位代表風暴潮，統(tǒng)計了風暴潮的強度、歷時的月際分布，結(jié)果表明風暴潮強度和歷時的分布規(guī)律受地理位置和岸線地形影響顯著，不同季節(jié)的風暴潮事件峰值、歷時特征有明顯差異。

(2)采用3種方法檢驗了各個站位天文潮-風暴潮非線性相互作用的顯著程度。結(jié)果表明，非線性相互作用最顯著的站點包括L3、L4、R1和R3，而北部L1站與R2站非線性相互作用程度較弱。非線性相互作用的強度主要受水深、潮差和地形影響。本文研究中所采用的數(shù)據(jù)分析方法在天文潮-風暴潮相互作用研究中具有一定應(yīng)用價值。