基于风浪相互作用的全球气候学外文翻译资料

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基于风浪相互作用的全球气候学

KIRSTY E. HANLEY AND STEPHEN E. BELCHER

Department of Meteorology, University of Reading, Reading, United Kingdom

PETER P. SULLIVAN

National Center for Atmospheric Research, Boulder, Colorado

(Manuscript received 1 October 2009, in final form 6 January 2010)

摘要

一般来说，海浪被认为是表面风的阻力，因此动量从大气中向下传递到海浪中。最近的观测表明，当长波长的波—这是在远处产生的涌浪的特征—传播得比表面风快时，动量也可以向上传递。这种向上的动量传递作用于加速近地表的风，导致低水平的波驱动风急流。以往的研究表明，动量通量的正负号的变化可以很好地用逆波龄来预测，逆波龄是指在频谱峰值时，表面风速与波的速度之比。本文利用40年ECMWF再分析(ERA-40)的数据计算逆波龄的全球分布，确定海洋中是否存在经常处于风驱动浪状态的区域，以及经常处于浪驱动风状态的区域。在中纬度风暴路径中，风速普遍较高的地方，风暴潮发生的频率最高。浪驱动风状态在热带地区很普遍，那里的风速一般较低，而且在高纬度地区，风暴会引起涌浪。逆波龄也是局部风场与波场耦合程度的一个有用指标。所提出的气候学强调了局部风场和波场之间的非平衡，并强调了全球海洋中涌浪的重要性。

1. 引言

海洋表面波是在海气界面传递动量的介质。目前，所有的海洋-大气模型只允许动量通量tau;_tot为正，从大气到海洋。最近在波传播速度快于风的条件下的观测报告了从波到大气的向上动量通量(例如，Drennan et al. 1999;Grachev and Fairall 2001)和低水平波驱动急流的出现(例如Smedman et al. 1999)。波驱动的风状态最早由Harris(1966)报道，他在实验室的波浪水槽中展示了一个渐进式的水波导致气流沿着波传播的方向流动。

风浪平衡，或者一个发展完全的海洋，是一种风和波的调整状态，其中波谱的形状和频率峰值都是固定的。这种海况通常用积分谱参数的渐近值来描述，如有效波高H_s和谱峰频率f_p。Pierson和Moskowitz(1964)使用了一个精心挑选的代表完全发展海洋的数据集，提出了基于相似性分析的完全发展渐近极限的普遍关系。Alves等(2003)已经证明Pierson and Moskowitz(1964)充分研究了峰值频率的渐近极限，可以用波龄来表示，c_p/(U₁₀ costheta;)，如

其中c_p为波的相速度的最大值，U₁₀为10 m风速，u为风与波的相对夹角。当c_p/(U₁₀ costheta;)＜1.2时，波动通过吸收风的动量来生长。

实际上，海水经常被风作用，持续时间有限，所以完全发展的海洋是不常见的。海浪的波长范围很广，从几厘米到几百米不等，其中既有风浪的作用，也有涌浪的作用。风浪是局部产生的短波，传播速度比表面风慢。它们需要来自风的动量来增长，因此与当地风场强烈耦合(Janssen 1989)。相比之下，长波长的涌浪通常在远处由风暴产生，可以在没有风的动量输入的情况下，跨越海洋传播数千公里。Drennan et al.(2003)利用五个野外运动的数据研究了纯风海况下波龄对海气动量通量的影响。他们发现，在沿海地区、封闭海域和极端风事件期间，纯风浪频繁发生；然而，在开阔海域，通常会出现涌浪。耦合边界层和气海传输(CBLAST)场运动,发生在北大西洋(Edson et al . 2007),其结果表明在微风的条件下(＜4 ms^-1)风和海浪通常在c_p超过U₁₀的非平衡状态,表明远处产生涌浪。

直到最近，人们还认为，与当地风弱耦合的涌浪不会与气流相互作用。实验表明，涌浪确实通过给风提供动量和诱导波驱动的风来与气流相互作用。Drennan et al.(1999)在安大略湖对tau;_tot的测量表明，对于风和涌浪，tau;_tot有时可能是负的。Smedman等人(1999,2003)在波罗的海的观测表明，在以涌浪为主的条件下，风廓线不再是对数型的。他们观察到风速最大值接近或低于10米风速测量值的最低值。Grachev和Fairall(2001)通过几次海洋考察的结果发现，在赤道西太平洋，动量向上传输发生的时间约为10%。Hanley和Belcher(2008)的计算结果与Grachev和Fairall(2001)的海洋观测结果一致，证明了当逆波龄降至0.15以下时，海气动量通量从正(即，入波)到负(即，出波）。因此，这里选择逆波龄作为表征风浪场的简单而有效的参数:风驱动浪的状态发生在(U₁₀ costheta;)/c_p＞1/1.2=0.83时，浪驱动风状态发生在0＜(U₁₀ costheta;)/c_p＜15时。

在逆波龄的中段，0.15＜(U₁₀ costheta;)/c_p＜0.83，海态混合;也就是说，它由风浪两部分组成。在这个范围内，既有从风中获取动量的增长波，也有向风传递动量的快速波。这可能是一个从一个状态到另一个状态的平稳过渡。当(U₁₀ costheta;)/c_p＞0.83，频谱中有波的移动速度比风快，风把少量的动量带回大气中。同理，当(U₁₀ costheta;)/c_p＜0.15时，仍有不断增长的波在获取动量。因此，这里选择用来描述每种状态的极限并不是硬性的。

涌浪的全球重要性已经被陈等人(2002)指出,他们从海洋地形实验/美国国家航空航天局(NASA)散射计(TOPEX/NSCAT)和TOPEX/快速散射计(TOPEX/ QuikSCAT)任务中同步测量Hs和U10的全球数据集，以观察风海和涌浪的空间模式。他们利用Hasselmann et al.(1988)给出的发展完全的海域的风浪关系确定了风浪和涌浪的全球分布，假设H_s小于完全开发极限的测量值来自一个不断发展的海域，而H_s大于这个极限的测量值就是涌浪。Chen et al.(2002)发现，在世界大部分海洋中，80%以上的时间都发生了涌浪。他们在热带地区发现了三个“涌浪池”，那里发生涌浪的概率超过95%。相反，Chen等(2002)发现，中纬度地区的风浪发生频率最高，赤道地区的风浪最少。

本文的目的是利用欧洲40年中期天气预报中心(ECMWF)的再分析(ERA-40)波数据集，开发一种新的基于风浪相互作用的气候学，即逆波龄诊断气候学。波浪资料的可得性使建立波浪过程和基于风浪相互作用的全球气候学成为可能，而风-波相互作用又解释了风浪和风暴潮。McWilliams和Restrepo(1999)利用风数据将波浪参数化，构建了全球波浪气候学。这种方法假定风浪平衡，因此忽略了远处产生的涌浪。当使用波浪数据时，可以考虑全谱。这里讨论的第一个问题是，局部波场与局部风场耦合到什么程度？在第3节中，ERA-40数据用于研究风暴通过南大洋的影响，计算10 m风速和波相速度峰值的气候。这些气候表明，在许多地区，当地的波浪状态与当地的风力条件无关，并突出了全球海洋中涌浪的重要性。

第二个问题是，海洋状态是否可以大致分为两种状态，风驱动浪型还是浪驱动风型？这个问题在第四节中讨论，其中使用ERA-40数据来产生逆波龄的全球气候学。这将决定海洋中通常处于风驱动浪状态的区域和主要处于浪驱动风状态的区域。(U₁₀ costheta;)/c_p的气候学提供了每一种气候的空间分布，但没有提供关于每一种气候发生的频率的信息。因此，在第4b节中使用了一种不同的技术来确定这两种状态发生的全局频率。

2、ERA-40波数据

ECMWF对大气和波浪数据进行了45年的全球再分析，称为ERA-40 (Uppala et al.2005)，涵盖1957年9月至2002年8月的数据。利用ECMWF综合预报系统进行了再分析，该系统是一个大气模型与波模型耦合的模型。从船载和浮标测量获得的10米风速的全球观测数据，以及自1993年8月以来，欧洲遥感卫星(ERS)散射计使用变分同化方案被同化到ERA-40 (de las Heras et al. 1994)。此外，自1993年8月以来，从ERS高度计获得的重要波高已被同化。虽然在ERA-40期间，观测的质量和覆盖范围有所改善，但再分析确保了数据的连续性。

ERA-40波再分析是使用波模型WAM (Hasselmann et al. 1988)制作的。WAM通过Janssen(1991)设计的依赖于海洋状态的Charnock参数与大气模型耦合。为了生成再分析资料，从最新的每6小时存储数据的1.5°* 1.5°全球分辨率网格的6小时预测来看，WAM受到十米风的强迫。WAM通过计算完整的二维波频谱来获得一系列综合参数：例如,有效波高,平均波周期,平均波向。ERA-40再分析为整个光谱以及风浪和涌浪成分提供了诊断。风浪定义为波浪传播方向的摩擦速度大于0.05*c的频谱部分，其中c为频率相关的相位速度。其余频谱被定义为涌浪(Hasselmann et al. 1988)。Janssen et al.(1997)将所分析的波浪数据与独立浮标测量数据进行了比较，发现两者之间存在较好的一致性。

Caires et al.(2004)推荐使用ERA-40数据进行全球波浪研究，因为与其他可用的再分析资料相比，这些数据与观测结果的比较更好(例如，国家环境预测中心-国家大气研究中心(NCEP-NCAR)]。由于它们与观测结果的一致性较好，ERA-40波资料被认为是目前能够提供的最好的资料，可以制作一份关于海浪过程和风波相互作用的全球气候学。然而，Caires et al.(2004)发现ERA-40数据集往往低估了14ms^-1以上的风速。部分原因是ERA-40数据集低估了有效波高的高峰。

图1。1989年7月14日0000国际协调时间南大洋的情况，使用ERA-40数据(a)平均海平面压力(mb)， (b) 10米风速(ms^-1)和(c)峰值相速度(ms^-1)计算。等高线表示大小，矢量表示方向和大小。

3、表面波特征

为了了解当地的波场是如何耦合当地风场的,ERA-40数据首先被用于研究U₁₀，H_s和c_p的全球模式。ERA-40数据提供十米风速、u₁₀和v₁₀的成分,用来定义U₁₀的大小和方向。有效波高是ERA-40波资料中给出的诊断之一。ERA-40波数据还提供了一维频谱的峰值周期T_p。各谱分量的相速度由线性色散关系c=g /omega;决定，其中角频率omega;=2pi;f。群波以群速度c_g(群长度与群周期之比)传播（即， c_g=domega;/dk）。利用线性色散关系，从T_p中可以计算出c_p为

平均波向lt;theta;_wgt;也是ERA-40波数据中给出的诊断之一；因此，c_p有分量(c_psinlt;theta;_wgt; ，c_pcoslt;theta;_wgt;)。谱峰一般表示长波长；因此，c_p是测量涌浪速度的一种很好的方法。

a、南大洋风暴

为了了解风浪与涌浪之间的关系，ERA-40海浪资料首次被用于研究1989年7月14日至16日在南大洋邻近地区的风暴过境后印度洋的U₁₀和c_p。

图1显示7月14日0000国际协调时间ERA-40资料的平均海平面气压、U₁₀及c_p。在南大洋45°E处正在生成一个强低压系统，最低平均海平面压力为940mb。25 ms^-1的最高风速位于低压中心西北方向，有可能产生c_p=1.2U₁₀=30 ms^-1的波。在风暴中心，风速降至4ms^-1以下。与低压系统相关联的强风会产生最大相速度等于24 ms^-1的最大风速的波。风和波都在低空气旋性地移动，这表明这里的波受到风的强力推动。在45°E处的低压系统和90°E处的低压系统之间，70°E存在一道高压脊。这个地区的风速降低了；然而，c_p大于22 ms^-1，说明早期风暴产生了涌浪。印度洋的平均海平面气压高于南大洋，亚热带30°S的最高气压为1040mb。较高的气压意味着印度洋的U₁₀小于南大洋，很少超过12ms^-1。印度洋的最大波速通常大于风速，且波速一般不与风向一致，说明

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