飓风条件下的风浪相互作用：十年的进展外文翻译资料

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飓风条件下的风浪相互作用：十年的进展

James Doyle, Peter Black, Clark Amerault, Sue Chen, Shouping Wang

Naval Research Laboratory, Monterey, CA, USA

SAIC, Monterey, CA, USA

摘要

在过去的十年中，我们在飓风条件下准确模拟风浪相互作用的理解和能力方面取得了重大进展。新的观察，实验室测量，耦合模型和理论方法都促成了这些新进展。在本文中，重点介绍了过去十年中发生的风浪相互作用领域的一些进展。

1.介绍

热带气旋（TC）的能源主要归因于水蒸气凝结引起的潜热释放（例如，Ooyama 1969）。空气和海洋之间的热量，动量和水分交换调节了边界层中水蒸气和热量的分布，并为底层海洋与大气深对流（和潜热释放）之间的TC提供了必要的联系。因此，在大气海洋分界面的热量，动量和水分的交换对热带气旋具有深远的影响。在过去的十年中，由于人们认识到海洋对TC强度有很大的影响，所以人们越来越关注在TC通过过程中更好地了解大气与海洋之间的相互作用。然而，在高风速条件下在海气界面上的观测结果不足以揭示这些海气相互作用过程的复杂性。

Emanuel（1986）推导出TC的潜在强度理论，该理论是局部环境的函数，并且与体积焓和动量交换系数C_K / C_D的比率成比例。Emanuel（1995）考虑使用理想化模拟和理论来进一步支持TC强度与C_K / C_D比率之间的密切关系。在强风暴的强风区，这个比率很可能位于1.2-1.5的有限范围内，热带气旋发展的门槛位于0.75附近。这些发现强调了海气相互作用对热带气旋的总体根本重要性。

在过去十年中，通过与热带气旋相关的新的海气相互作用观测，模型和理论取得了相当大的进展。此外，对模型中空气波相互作用的过程的表示以及完全耦合的空气波 - 海洋模型的耦合接口的改进已经取得了许多新的进展。在本文中，我们将重点介绍一些与飓风条件下的空气相互作用有关的观测和建模进展。为实现这一目标，我们部分借鉴了最近Shay（2011）编制的热带气旋中海气相互作用科学现状的最佳总结。

2.飓风条件下的波浪

海洋表面波的主要能源与表面风的特征和演化有着内在的联系。在热带气旋中，风力分布可以变化很大，从轴对称到高度不对称。此外，最大风的半径（RMW）范围可以从小于20公里的小风暴到超过100公里。

在过去的十年中，NOAA飓风猎人飞机（P3）上的步进频率微波辐射计（SFMR）已经成为一种突破性仪器，可以在TC核心和风暴外部区域进行更准确的地面风观测（例如， Uhlhorn等，2007）。SFMR观测现在通常用于构建热带气旋的风场分布。举一个例子，图1显示了观察的三个H * Wind分析（Powell等人，2010）。其中包括飓风Emily，Katrina和Wilma的SFMR测量。Emily和Wilma表现出明显的不对称性，而Katrina则具有更多的轴对称分布，尽管在外部风场中仍然存在重要的不对称性。TC风场的大小和结构显然对地面波的产生和海气相互作用特征有重要影响。应当注意，当前一代数值天气预报模型在预测TC强度和结构方面相对较差。

(图1. H * Wind分析说明飓风表面风场分布 Emily（左），Katrina（中）和Wilma（右）（由NOAA / AOML飓风研究部门提供）。)

在过去十年中，另一个主要的观测进展是扫描雷达高度计（SRA）（Walsh等人2002; Wright等人2001）的发展，其提供波高和二维波谱观测。机载宽幅雷达高度计还可以产生风暴潮的测量值，为评估数值风暴潮模型的准确性提供验证指标（Wright等，2009）。在飓风 Ivan（2004）（来自Black等人，2007）期间，在图2中SRA测量显示了局地风海中相对膨胀作为方位角函数的特征行为。2004年9月14日飓风Ivan转变到西北时，显示了飓风Ivan的HRD H *风面风分析（主要来自SFMR地面风观测）。显示了距离眼睛约80km的十二个SRA光谱。在右前象限中，波场的特征在于具有约为350mu;m波长和11.4m波长最大值的单峰光谱。直接位于轨道的右侧，波长相当短（约260米），光谱变为双峰和拓宽。在后象限的轨道右侧，波高减小，频谱为三峰。波浪高度和长度在后象限达到最小值5.6米和190米; 它们在右前象限中大约有一半的值。右后象限的波浪是年轻，陡峭和短暂的，与右前方和左前方象限中较旧，较平坦和较长的波浪相反。风和波几乎在左后和左前象限彼此成直角。如Black等人所述（2007），这些波浪特征类似于其他热带气旋，例如Bonnie。

（图2，该图的中心显示了HRD H * WIND地面风分析的风速等值线（m s^-1），主要基于2004年9月14日世界卫生组织2230年飓风Ivan的SFMR地面风速测量，以眼睛为中心的2°纬度和经度。中心的箭头表示Ivan的运动方向（330°）。由SRA测量的12个2D表面波谱的风暴相对位置由黑点表示。光谱具有九个实心轮廓，相对于峰值光谱密度在10％和90％之间线性间隔。虚线轮廓处于5％的水平。外实心圆表示200米波长，内圆表示300米波长。虚线圆圈表示150,250和350米（从内到内）的波长。每个光谱中心的粗线指向顺风方向，其长度与表面速度成比例。每个光谱中心的上部数字是有效波高，下部数字是距眼睛中心的距离。十二个光谱位置的平均径向距离为80 km。（来自Black等人，2007））

3.风浪相互作用

海面上的动量交换取决于海洋状态依赖阻力系数，C_D。在过去十年之前，C_D的特征从未在热带气旋中观察到，并且主要基于在极弱的风力条件下进行的野外活动测量的推断。在飓风状态下，风速的垂直变化由海面粗糙度控制（假设为中性条件）。对于中性条件，平均风速（U）随高度（z）呈对数增加，比如

U = (u_*/k)ln(z/z₀)

其中z₀是海面粗糙度长度，u _*是摩擦速度，k是von Kaacute;rmaacute;n常数0.4。表面动量通量tau;定义为

Tau;=rho;u_*² = rho;C_D U₁₀ ²

其中rho;是空气密度。粗糙度长度通常由Charnock关系描述

Z₀ =alpha; u_* ²/g ,

其中alpha;是常数，通常定义在0.01和0.035之间。在一般情况下，Charnock“常数”取决于表面波谱的特征。表征对海洋状态依赖性的最常见属性是波浪年龄，C_P /u_* , 其中C_p是光谱峰值处的波相速度。

在一项突破性研究中，Powell等人（2003）使用从飞机上部署的GPS降落风扇，发现最低200米的平均风速的对数变化和500米的最大风速。他们估计了表面应力，粗糙度长度和中性稳定性阻力系数，并发现在高于30 m s^-1的高风速下阻力系数显着降低。分析表明，当风速增加到飓风阈值以上时，表面动量通量趋于平稳，甚至随着风速的增加，阻力系数略有下。

Donelan等人（2004）通过一系列风浪罐实验扩展了鲍威尔等人（2003）的研究，如图3所示。他们发现当风速超过33 m s^-1时，阻力系数会出现饱和。超过该风速阈值，表面粗糙度不再增加。Donelan等人发现的C_D饱和度为0.0025，类似于Powell等人发现的饱和度值0.0026。（2003年）。Shay和Jacob（2006）发现饱和度发生在30 m s^-1附近，阻力系数为0.0034。Jaroz等人（2007）使用在Ivan飓风期间记录的当前观测数据来估计从海 - 气界面的海洋侧的动量传递。他们发现对于20-48 m s^-1的风速，阻力系数最初会增加并在减少之前在~32 m s^-1处饱和。

贝尔等人（2012）认识到，在风速大于50 m s^-1时，交换系数行为在很大程度上是未知的，这通常发生在飓风条件下。他们使用绝对角动量和总能量预算来得出动量和焓通量，这是基于2003年CBLAST实地计划中飓风Fabianand Isabel执行的六项任务的分析。结果再次与随着风速增加超过大约30 m s-1的阈值时阻力水平关闭甚至减小的概念一致。

（图3.通过轮廓，雷诺和动量预算方法对中性稳定性阻力系数（x 10^-3）的实验室测量。阻力系数是指在标准风速计高度10米处测量的风速。来自Large和Pond（1981）的阻力系数关系与Ocampo-Torres等人的值一起显示（1994）来自现场测量。（改编自Donelan等人，2004年））

（图4. C_D的风速依赖性（Bell等人，2012年在绿色圆圈中的研究）与高风力系统中阻力系数的其他研究相比较。显示了改编自French等人的黑色符号（2007）和改编自Vickery等人的蓝色符号（2009年）。红线表示测量（粗）和外推（薄）Large和Pond（1981）的阻力系数。（来自Bell等人2012））

在BLUST期间，使用研究飞机在飓风边界层进行直接湍流通量测量，如Black等人所总结（2007年）。这些测量包括动量和焓通量交换系数的估计，这产生了飓风 - 风状态下C_K / C_D的前所未有的直接测量。与以前的研究相比，这些测量结果将C_K / C_D的估计值扩展到高风状态超过50％。张等人（2008）推导了基于BLAST的焓交换系数，没有发现C_K随风速增加的证据。C_K / C_D的平均比率为0.63，如图5所示，有趣地低于Emanuel（1995）假设的飓风发展阈值。由Haus等人进行的实验室测量（2010）在比CBLAST期间测量的风速更高的风速下提供海气热量和焓传输率。他们的测量表明，即使在最高观测风中，传递系数比也接近〜0.5的水平。贝尔等人（2012）在CBLAST期间推导出Fabian和Isabel的绝对角动量和总能量预算的动量和焓通量，发现转移系数比率随着风速的增加不会显着增加，即使是大于50 m s^-1的那些。

（图5. C_K / C_D与10米中性风速的函数关系。 显示了CBLAST（Delta;）和海上湿度交换（HEXOS）（x）测量值。 实线黑线显示组合的HEXOS和CBLAST字段数据的平均值和95％置信区间。黑色虚线表示CBLAST平均值。 基于COARE 3.0算法的比率显示为虚线。 由伊曼纽尔理论化的0.75的比率值显示为实线灰色线。（来自Zhang 2008））

从数值模拟的角度来看，海洋上部的海洋状态，海浪和混合都有助于热带气旋下发生的海气相互作用过程的重要方面都需要正确的表示。基于Charnock（1955）的比例论证，海浪引起的海面表面粗糙度效应的传统表示被许多大气研究和操作模型所使用，并且仅对完全发展的海浪条件严格有效。然而，在高风条件下，风向和速度通常依赖于时间，例如平移热带气旋。在这些限制条件下，地表海浪对大气和海洋边界层的动量通量具有越来越重要的影响（Donelan 1990）。在波浪年龄较小的情况下，波浪引起的应力占总应力的很大一部分。许多先前使用现场测量的研究已经证明了大气动量通量对海浪时代的依赖性（例如，Smith等人，1992）。在高风速下海洋与空气之间的相互作用特别复杂，其中通量交换过程可能受到海浪的影响（Kepert等，1999; Fairall等，2009）。波浪引起的应力可能是海洋上大气边界层中总动量应力的重要组成部分（例如，Donelan 1990; Janssen 1991），并且已被建议用于增强温带系统的衰变（例如，Doyle 1995）和影响 热带气旋结构和强度（例如，Bao等人2000; Doyle 2002; Chen等人2012）。

最成熟的空气波耦合方法遵循Janssen等人的观点（1989）和Janssen（1991）的波浪模型（WAM）（WAMDI Group 1988），包括风浪和边界层应力相互作用所代表的过程。 粗糙度长度由下式表示

(1)

其中tau;_w是波浪引起的应力。选择常数beta;为0.01意味着（1）在饱和波状态（tau;_w= 0）下降低到标准的Charnock关系。波浪引起的应力被定义为大气动量通量到风力波场的所有方向和光谱分量的积分（Janssen 1989）。对于年轻的风海，可以得出有效的Charnock参数可以增强一个数量级。迭代技术用于基于风速，阻力系数和应力计算tau;_w。这种使用WAM和大气模型的耦合方法先前已应用于研究温带气旋中的海气相互作用（例如，Doyle 1995; Lionello等人1998; Desjardins等人2000; Lalbeharry等人2000）和热带气旋。 （Doyle 2002; Janssen 2008）。自1998年以来，使用WAM的Janssen耦合技术已应用于欧洲中期天气预

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