卫星测量显示海洋风具有持续性的小尺度特征外文翻译资料

 2022-11-11 11:11

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卫星测量显示海洋风具有持续性的小尺度特征

摘 要：QuikSCAT卫星雷达散射计对全球海洋上空近海表风速和风向进行了长达四年的平均25公里分辨率的测量，结果显示，在动力学和热力学意义都很重要的风应力旋度和散度中，存在着令人惊讶的持续性小尺度特征。全球海洋表面温度锋上的海气相互作用在旋度场和散度场中都很明显，岛屿和沿海山脉的影响也很明显。像墨西哥湾流这样的洋流在旋度场中产生独特的模式。这些以前未解决的特征在海洋学和海气相互作用研究中具有重要的应用价值。

海面上的风应力强迫上层洋流以一种非直觉的模式运动。除了在赤道附近，地球自转产生的科氏加速度消失了以外，洋流受气压梯度力和科氏加速度之间的平衡支配。这种准地转平衡的结果是，海洋速度在水平方向上是无辐散的。海洋适应风的强迫的非地转运动是由角动量守恒所决定的，角动量守恒意味着海洋环流主要是由风应力的旋度而不是风应力本身所强迫的。

在海洋大气边界层(MABL)上方，风场一般局限在距海表约1000米的范围内，也几乎是地转无辐散的。然而，在海洋大气边界层内，水平散度(正负，负值对应辐合)却能使底层大气产生和发展大气垂直运动。虽然风应力对洋流影响不大，但在海表温度梯度大(2-4)的区域，它是个明确的海气相互作用指示器。引起海洋大气边界层中散度增大的海气热通量往往会降低海表温度梯度。

由于缺少对全球范围内广大海域的直接观测，海气相互作用和海洋模拟环流研究主要依赖于粗分辨率的数值天气预报模式(NWP)下的风估计。尽管目前全球NWP模式的数值计算网格大约是50km，这些模型却只能分析海表风场上空间尺度大于500km的特征。从1999年7月开始，QuikSACT卫星散射仪提供了广阔空间上的风测量值，较之NWP模式 现在能得到的数据增加了一个量级的精度，并且比以往所有能得到的观测都有更大的时间和空间覆盖。解决了以其他任何方式都不能解决的我们这里总结的小尺度风场特征。

雷达散射计。QuikSACT卫星上的海风测量仪是由美国国家航空航天局(NASA)发射并运营的微波雷达。以25km的测量范围扫过1600km的宽度，QuikSACT卫星每天为全球范围内超过90%的海洋采样。尽管QuikSACT卫星有着如此惊人的覆盖，在全球绝大部分海域飞速发展的天气系统，会快速的污染QuikSCAT卫星利用不充足的短时平均构建起的风场数据。这种数据污染在4年平均的模型下是可以忽略的。

在除了雨天的所有情况下，散射仪通过海洋表面粗糙度的雷达回波的测量，推断出指定海域的海表风速和风向，其中粗糙度是根据卫星沿轨道运行时，从不同方位测量得到的。散射仪对风的检索风速精度达到2m/s以内，风向的精度达到20°以内，这基本与浮标的原位测量的水平相当。风应力能很容易地从QuikSCAT矢量风中检索到。

为了最大化空间分辨率，风应力旋度和散度通过1999.8 – 2003.7年4年间宽度平均到全球1frasl;4°网格的卫星数据计算而来。这种许多长条拼起来的最高分辨率旋度散度平均卫星数据对于揭示(12中讨论的)小尺度特征至关重要。揭示了先前未知的时间平均风应力场结构。

大尺度特征。在四年平均的风应力散度场中(图1和图S1顶部的图)，著名的赤道辐合带(5°N - 10°N)显著的横跨了太平洋，在这里东北风和西南风产生了风速的辐合。更弱的赤道辐合带位于大西洋和印度洋。除了这些区域，风应力场在大范围上基本是准非辐散的。

图1.全球范围内4年平均(1999年8月至2003年7月)海表面风应力的散度(顶部)和旋度(底部)，由25km分辨率的QuikSCAT散射仪测量结果计算而来

与小尺度涡旋相比，世界上大部分海洋上都存在显著的大尺度风应力涡旋(图1和图S1底部的图)。东风信风、中纬度西风和极地东风之间的纬向剪切导致了大规模的旋度模式，通常在NWP模型中表现良好(图2和图S4)。这些波浪推动着大尺度的海洋环流及其相关的强烈西部边界流。

图2.北大西洋范围内4年平均(1999年8月至2003年7月)海洋表面风应力旋度，左图由25km分辨率的QuikSCAT散射仪测量结果计算而来，右图由美国国家环境预报中心(NCEP)运营的NWP模式提供的1°by 1°每6小时10米风场数据计算得到。右图中许多大陆边界附近的正负交变带是球面调和NCEP模型中山地地形光谱截断产生的伪影(16)。(图S4可见4年平均QuikSCAT版和NCEP版风应力旋度场，其范围较广，包括北大西洋、南大西洋、东太平洋和西印度洋)

与大陆西海岸相邻的沿海岸尺度较大的气旋旋度(北半球和南半球分别为正旋度和负旋度)窄带在沿这些边界向极地逆流和潜流的动力学中发挥着重要作用(14)。这些近岸旋度特征的详细结构和进化很难通过历史船舶观测得到(15)，在全球NWP模型中也不能得到准确的描述(16)。

旋度场中的小尺度结构在许多区域被大尺度模式所掩盖，这是本文的主要研究内容。空间高通滤波去除特性与波长超过30°的经度和纬度10°公开大量的持续的小规模的特性(图3和图S2)。由于大尺度风场几乎不发散(除了ITCZ)，这种滤波对风应力发散影响不大(图S2)。

从图3和图S2可以明显看出，旋度中的许多小尺度特征在地理上与散度中具有小尺度变异性的区域重合。这些特征在NWP模型计算的风的散度场和旋度场中较弱或不存在(图S3)，其原因将在下面的章节中讨论。

图3. 经过空间高通滤波后，QuikSCAT风应力旋度的全球4年平均值(1999年8月至2003年7月)，消除了纬向波长大于30°和经向波长大于10°的波。(图2.2可见空间高通滤波的QuikSCAT风应力散度，图3可见由NCEP模型计算的空间高通滤波散度和旋度场)

海表温度的影响。风应力场的小尺度变化在很大程度上是由于海表温度通过海气热通量对MABL的影响而改变了低空风(图S5)。冷水使MABL稳定，并使海表风与高空风脱节。温水加热会加深MABL并使其失稳，降低风的垂直切变(5,17-23)。海表温度前缘相对两侧的MABL的差分的加热也倾向于在海表温度梯度方向上产生压力梯度力(24,25)。SST对MABL的净效应是降低冷水表面风速，增加温水表面风速。当风吹过海温锋时的减速和加速(图S6)分别导致与海温梯度顺风分量线性相关的地面风汇合和发散(图4，顶部)(3,4)。

图4. SST对风应力散度和旋度的影响。所示为风应力散度的空间高通滤波场的分箱散点图，分为四个地理区域，南大洋(60°S - 30°S, 0°- 360°E)，东热带太平洋(5°S - 3°N, 150°W - 100°W)，黑潮延伸(32°N - 47°N, 142°E - 170°W)和墨西哥湾流(35°N - 55°N, 60°W - 30°W)。上层四图，风应力散度为顺风海温梯度的函数，下层四图，风应力散度为逆风海温梯度的函数。上述比较是基于高级微波扫描辐射计(44)在2002年8月至2003年7月的12个月间进行卫星SST测量的第一年。每个图上的点是每个箱子中12个重叠的6周平均值的平均值，误差条是每个箱中12个样本的plusmn;1标准差。由于散度和旋度扰动的大小随季节变化，黑潮和湾流区域的标准差较大。SST和海面风之间的耦合由直线的斜率s表示，通过最小二乘拟合到每个图上的平均值因地域不同而有所差别(并且这里未示出季节性)，推测这可能是因为MABL的详细结构不同，但不变的是散度始终大于旋度(3,4)。

虽然这是海表温度对低空风影响的一个清晰指标，但风应力散度无法从现场观测轻易量化，因为它需要在大范围内同时进行测量。先前的散射计研究已经在区域上识别了这种现象(2-4,21,22)。图1和图1顶部面板的全局散度场。S1和S2揭示了在海温梯度强而持久的区域，海洋-大气耦合在整个世界海洋中的普遍性、强度和惊人的持久性。太平洋和大西洋赤道以北的散度带发生在东南信风吹过赤道冷舌北侧的海温锋的地方(2,3,21)。阿拉伯海西部分叉的条纹与季风吹过索马里海岸著名的大旋风的海温模式和东部两个持续的海洋涡流有关(26)。

除热带地区以外，海表温度对四年平均风应力的影响主要限制在纬度40°至极地地区，那里海温锋持续流行。最引人注目的是南纬40°以南的南大洋，那里辐散和辐合交错出现，通过深测术可以感应到，这个地区的特有的稳定的蜿蜒的南极绕极流(ACC)。这些辐散和辐合模式是平均西风在吹过海温锋时加速和减速的结果(4)。

在北大西洋西部，平均西北风吹过哈特拉斯角以东的墨西哥湾流(图5，右下角)。加速流向墨西哥湾暖流，随后在马尾藻海冷水上方减速，导致墨西哥湾暖流在近岸水域上空辐散，并向海汇合(图1和图1顶部面板)。S1和S2)。强烈的分歧发生在纽芬兰东部，那里的西风吹过温暖的墨西哥湾流后，它转向北部大浅滩。在西北太平洋可以看到与黑潮相关的类似结构(27)。

图5.上层二图来自图3，为东热带北太平洋(左)和西北大西洋(右)的风应力空间高通滤波旋度的四年平均值(1999年8月至2003年7月)，风应力旋度的色标与图1-3相同。四年平均海温场是由微波成像仪(TMI)(45)卫星(用于热带降雨测量任务)测量得到的。为清晰起见，25km的风应力矢量在1°times;1°的网格上以较低的分辨率显示。沿着大陆边缘的白色边缘是由于微波信号被陆地污染造成的卫星覆盖范围的空白(QuikSCAT大约25公里，TMI大约75公里)

海温梯度也影响风应力旋度。南海大部分海域旋度场中的丝状结构(图3和图S2)是海气相互作用横向梯度的表现，这种横向梯度发生在西风平行于等温线(图S6)吹向稳定时海温梯度强而持续的地方，如赤道东太平洋(3)和大西洋，以及西北大西洋的索姆平原和纽芬兰盆地，都有类似的特征。在整个世界海洋中，旋度中的这些小尺度特征与侧风海温梯度线性相关(图4，底部)(3,4)。

地形的影响。在图1和图S1、图S2的顶部图片中可以看到许多与地形影响相关的辐散和辐合的例子。风影区在许多岛屿的背风处形成。风通过山口、岛间间隙和许多岛屿的尖端附近的收缩导致了急流的形成。这些特征在旋度场中也很明显(图3和图S2)。最明显的例子是在中美洲的太平洋沿岸，那里的强风从墨西哥湾和加勒比海断断续续地吹过低海拔的山脉，并进入东太平洋。从风的方向看，旋度在急流的左边为正，右边为负(图5，左上角)。风引起的混合和上涌结合急流，对局地的上层海洋环流和生物产生了深远的影响，并产生了延伸到离岸500多公里的冷水舌(图5，左下角)。

在海参崴附近的日本海、地中海的狮湾(西北风)(32)、新西兰南北岛屿之间的库克海峡的背风面，以及其他许多靠近山口的沿海地区，可以明显看到较小的风急流。急流也与岛屿风影和角加速度有关。在格陵兰岛南端永别角背风处的正旋度可以看到一个壮观的角加速度(33)。与此旋度相关的上升流，在NWP模型中可被低估超过2倍，是冬季冷空气爆发时上层海洋形成深水的先决条件(34)。虽然造成这种四年平均强旋度的强烈风暴是间歇性和季节性的，但它们是海洋对流的重要驱动因素，将气候变化传递给深海。

另一个强烈的角加速度是夏威夷东南背风处的一段带状负旋度。在夏季东北风稳定的情况下，这个岛屿的影响可以延伸到夏威夷以西3000多公里(22)。在马达加斯加岛南端(35)、菲律宾岛链的北端、塔斯马尼亚岛的南端和许多热带岛屿，角加速度也很明显。

夏威夷群岛背风面的一小块一小块交替的正旋和负旋是每个岛屿后面的风影和通过岛屿间隙的急流的证据。类似的特性可以在图3和图S2中的其他岛屿，包括佛得角，金丝雀，和热带大西洋东部的马德拉群岛(参见图2(左)，加拉帕戈斯群岛(图5,左上角)，斯里兰卡、马达加斯加岛的北端，和整个热带地区的众多小岛身上看到。

角加速和风影区在温带岛屿的背风面也很明显，但在四年平均值中不那么明显，因为风向在信风范围之外更为多变。当只取用盛行风向期间的平均QuikSCAT数据，这些特征的存在就变得很明显。图S7和S8中所示为南乔治亚岛和克尔格伦岛背后盛行的风影。

洋流的影响。横跨北美东海岸墨西哥湾流的正旋度和负旋度平行带对列(图5，右侧)的产生，是由于散射计测量风对海面施加的实际应力。这种应力取决于风速和海速之间的差异，从而导致在强海流区域应力的显著改变(36-38)。从流动方向看，窄洋流的风旋度场左边为正，右边为负。而在风应力旋度场上表现正好相反；负平行带和正平行带分别横跨海流的左右两侧，与风急流的旋度带的结构相反。

虽然海流对风应力的影响在旋度上很明显，由于海流速度具有准地转性并且非常接近非发散性，因此海流特征在风应力散度上不明显。与墨西哥湾流相关的较弱的辐散和辐合带(图S1、S2和图1的顶部面板)是由于之前讨论的海温对低层风的影响。

海温还会影响墨西哥湾流上空的风应力旋度，但与海流的影响相比是次要的。通过计算墨西哥湾流对风应力旋度的贡献，这一点变得很明显。在墨西哥湾流从佛罗里达海岸出发向北流动的地方，通过假设所测到的北风分量的所有东西向变化都是由海面速度对海面应力的影响造成的，海面速度可以根据QuikSCAT数据估计出来。用这种方法计算的表面流截面(图6)与观测值(39)比较良好，证实了观测到的风应力旋度对联带主要归因于墨西哥湾流的表面速度。

图6. 在29.2°N(细线)和31.6°N(粗线) 墨西哥湾流向北的表面流速，取4年平均(1999年8月至2003年7月)，由QuikSCAT测量的4年平均向北跨流变化估计得来。这两个沿海岸相

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