海浪破碎對北太平洋海表面溫度模擬的影響

劉子龍, 史 劍, 蔣國榮

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海浪破碎對北太平洋海表面溫度模擬的影響

劉子龍, 史 劍, 蔣國榮

(解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院, 江蘇南京211101)

基于海浪模式WAVEWATCH III模擬北太平洋海浪要素, 結(jié)合NDBC浮標(biāo)資料進(jìn)行驗(yàn)證, 發(fā)現(xiàn)模擬出的有效波高與浮標(biāo)測量值具有很好的一致性?；诟倪M(jìn)型白冠覆蓋率耗散模型, 利用海浪模式模擬出的有效波高、有效波周期和摩擦速度等海浪要素計(jì)算出單位面積水柱內(nèi)因海浪破碎產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量。通過改變環(huán)流模式sbPOM湍動(dòng)能方程的上邊界條件, 引入海浪破碎產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量, 并探究海浪破碎對北太平洋海表面溫度模擬的影響。研究表明, 由于海浪破碎的引入, 環(huán)流模式sbPOM對北太平洋海表面溫度模擬的準(zhǔn)確程度得到提升, 這為大氣模式提供一個(gè)準(zhǔn)確的北太平洋下邊界條件具有重要意義。

海浪破碎; 海表面溫度; WAVEWATCH III; sbPOM

近年來, 隨著對上層海洋和低層大氣物理過程耦合研究的不斷深入, 對海浪運(yùn)動(dòng)的研究也得到了前所未有的關(guān)注, 所關(guān)注的焦點(diǎn)并非海浪現(xiàn)象本身, 而是海浪對其他海洋動(dòng)力過程的影響[1]。海浪運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致海洋上層混合的機(jī)制主要有: 波致雷諾應(yīng)力引發(fā)的湍流混合、波浪破碎誘導(dǎo)的湍流混合、Stocks漂與風(fēng)驅(qū)動(dòng)的剪切流相互作用形成的Langmuir環(huán)流混合等[2]。本文在前人研究的基礎(chǔ)上, 僅從海浪破碎誘導(dǎo)的湍流混合對海洋表面溫度模擬產(chǎn)生的影響方面展開研究。

海浪是存在于海-氣界面上的一種重要的運(yùn)動(dòng)形式, 海浪破碎對海洋上混合層中的湍流生成及其混合有著直接的影響。大量實(shí)驗(yàn)觀測結(jié)果表明[3-5], 海浪破碎將促進(jìn)海洋上混合層中湍流生成, 加強(qiáng)湍流垂向混合, 其影響深度與海浪成長狀態(tài)有關(guān)。Toba等[6]根據(jù)觀測指出海浪破碎的影響深度可達(dá)5倍有效波高。Thomson等[27]在數(shù)值模式中引入波浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量, 發(fā)現(xiàn)波浪破碎的影響深度與垂直參考系相關(guān)。Alari等[20]基于耦合環(huán)流模式NEMO和海浪模式WAM引入海浪破碎作用, 發(fā)現(xiàn)海浪破碎對海表面溫度、溫度的垂直分布和上升流都產(chǎn)生較大影響。Breivik等[28]基于NEMO環(huán)流模式, 討論了海表應(yīng)力、波浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量和Stokes Coriolis應(yīng)力對混合層的影響, 發(fā)現(xiàn)3個(gè)物理過程對減小海表面溫度偏差起到了巨大作用。管長龍等[1]總結(jié)前人所得, 認(rèn)為波浪破碎為海表附近的湍流生成源, 在混合層上部形成一個(gè)影響磁層, 該層中的湍流耗散率分布不再遵從固壁定律所規(guī)定的結(jié)果, 波浪破碎的影響深度可達(dá)5~10倍有效波高。孫群等[8-10]為了研究海浪破碎對混合層中湍能量收支的影響, 采用垂向一維湍封閉混合模型, 通過改變湍動(dòng)能方程的上邊界條件, 引入海浪破碎產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量, 發(fā)現(xiàn)海浪破碎在海表產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量影響了海洋上混合層中的各項(xiàng)湍能量收支間的局部平衡關(guān)系。Sun等[11]利用M-Y一維湍封閉模型, 通過將波浪破碎作為海表湍流源引入, 發(fā)現(xiàn)考慮波浪破碎效應(yīng)后, 模式模擬的海表面溫度比未考慮波浪破碎效應(yīng)時(shí)降低, 同時(shí), 混合層深度增加, 模擬效果更顯著。

為了探究海浪破碎效應(yīng)在較大范圍內(nèi)對海表面溫度的影響, 本文在采用先進(jìn)的并行版本sbPOM環(huán)流模式[12]的基礎(chǔ)上, 區(qū)別于孫群等[8]利用海浪模式WAM計(jì)算海浪破碎導(dǎo)致能量耗散率的方式, 利用Guan等[7]總結(jié)計(jì)算出的基于白冠破碎的能量耗散率表達(dá)式, 通過改變環(huán)流模式sbPOM湍動(dòng)能方程的上邊界條件, 引入海浪破碎產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量, 探究海浪破碎對北太平洋海域不同季節(jié)的海表面溫度(Sea Surface Temperature, SST)的影響。

1 研究方法

1.1 WAVEWATCH III海浪模式簡介及設(shè)置

WAVEWATCH III海浪模式(以下簡稱 WW3)是基于第三代海浪模式WAM發(fā)展起來的當(dāng)前國際上最為成熟的幾個(gè)海浪模式之一[13], 具有穩(wěn)定性好、計(jì)算精度高等特點(diǎn), 目前已成為美國海洋環(huán)境預(yù)報(bào)中心的業(yè)務(wù)化海浪預(yù)報(bào)模式。大量海浪數(shù)值模擬研究表明[14-16], WW3能夠模擬出精度較高的海浪要素。

本文采用NCEP(National Centers for Environmental Prediction)再分析風(fēng)場數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)WW3海浪模式(該數(shù)據(jù)空間分辨率為1.875°×1.9°, 時(shí)間間隔為6 h),模式地形數(shù)據(jù)由全球分辨率5′×5′的ETOPO5地形插值得到。模擬了2014年全年的北太平洋海域海浪過程。設(shè)置WW3模式考慮風(fēng)攝入波動(dòng)、非線性的波波相互作用、白帽耗散和底摩擦等物理過程, 相應(yīng)的檢驗(yàn)參數(shù)采用默認(rèn)值。WW3模擬的區(qū)域范圍為: 10°S~ 66°N, 100°~280°E, 空間分辨率為5°×5°。海浪譜頻率分布范圍為 0.041 8~0.41 Hz, 共分25個(gè)頻段, 譜空間上離散為24個(gè)波向, 方向角分辨率為15°。模式最大全局時(shí)間積分步長取為2 400 s,方向和-theta方向最大CFL時(shí)間積分步長設(shè)為1 200 s, 最小源函數(shù)項(xiàng)時(shí)間積分步長本文中設(shè)為300 s。

1.2 sbPOM環(huán)流模式簡介及設(shè)置

sbPOM(stony brook parallel ocean model)模式[12]是基于POM(princeton ocean model)模式[25]進(jìn)行改進(jìn)得到的一種可并行運(yùn)算的環(huán)流模式, 劉欣等[17]曾采用區(qū)域海-氣耦合模式WRF-sbPOM, 對理想熱帶氣旋和海洋暖渦間的海氣相互作用進(jìn)行模擬, 獲得較好的模擬效果。劉子龍等[26]曾在環(huán)流模式sbPOM中引入海浪攪拌混合作用, 并探究其對北太平洋海表面溫度模擬的影響, 發(fā)現(xiàn)海浪攪拌混合作用的引入能夠較大的改善原模式對北太平洋海表面溫度的模擬。sbPOM除將POM改為并行外, 物理模型較原來無較大變化, 垂向坐標(biāo)仍然采用坐標(biāo)。本文關(guān)注的湍動(dòng)能方程,

(2)

其中q為湍流垂向擴(kuò)散系數(shù);s、b和分別表示湍動(dòng)能的剪切生成項(xiàng)、浮力生成項(xiàng)和耗散率;為湍流速度尺度;1為常數(shù);為海水中的摩擦速度。

在對北太平洋海表面溫度進(jìn)行模擬的過程中, sbPOM模式空間分辨率與上文WW3模式設(shè)置保持一致, 垂向采用40個(gè)層, 在海洋上層采用較高的分辨率, 而在中、深層分辨率較低。模式初始溫、鹽場取自SODA資料月平均溫度和鹽度, 全場運(yùn)動(dòng)速度取零, 地形同樣由全球分辨率為5′×5′的ETOPO5地形插值得到。風(fēng)場和熱通量取自空間分辨率為1.875°×1.9°的NCEP再分析資料中心, sbPOM模式外模時(shí)間步長為20 s, 內(nèi)模時(shí)間步長600 s, 積分2 a, 取第二年積分結(jié)果進(jìn)行分析。

1.3 海浪破碎的引入

海浪破碎能夠在海表面產(chǎn)生湍動(dòng)能通量, 進(jìn)而影響海洋上混合層湍能量收支的平衡關(guān)系。近年來, 大量實(shí)驗(yàn)觀測[18-19]也都證明海浪破碎對上混合層中湍能量收支有著重要的影響。因此海洋混合層模式中需要考慮海浪破碎的影響。

根據(jù)文獻(xiàn)[21-22], 當(dāng)考慮波浪破碎對海表面溫度的影響時(shí), 將在海表形成一向下輸入的湍動(dòng)能通量, 此時(shí), 可將(2)式給定的海表邊界條件改為(3)式:

結(jié)合Guan等[7]提出的改進(jìn)型白冠覆蓋率耗散模型,

2 結(jié)果分析

2.1 海浪模式數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果分析

選取模式模擬有效波高作為探究WW3海浪數(shù)值試驗(yàn)?zāi)M結(jié)果準(zhǔn)確性的驗(yàn)證要素?；诿绹鴩腋?biāo)資料中心NDBC(National Data Buoy Center), 選取如圖1所示的8個(gè)浮標(biāo)站數(shù)據(jù)進(jìn)行驗(yàn)證, 驗(yàn)證的月份分別為2014年2月、5月、8月、11月。

限于篇幅, 圖2僅給出了46075號浮標(biāo)站點(diǎn)的4個(gè)月份的有效波高模擬結(jié)果和浮標(biāo)測量結(jié)果的對比圖。從圖中可以看出, WW3海浪模式模擬有效波高值和浮標(biāo)測量值具有很好的一致性, 但是在一些風(fēng)速較大、變化較劇烈的時(shí)間段, 模擬結(jié)果稍不理想, 如, 2月8日到2月15日期間, 模式模擬結(jié)果和浮標(biāo)測量結(jié)果存在一定偏差, 出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因可能是NCEP再分析風(fēng)場資料時(shí)空分辨率不夠高。

對圖1所示8個(gè)浮標(biāo)站點(diǎn)的模式模擬有效波高和浮標(biāo)測量有效波高進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析, 分別計(jì)算出均方根相對誤差與相關(guān)系數(shù), 其表達(dá)式分別如(6)、(7)所示。對于浮標(biāo)因某些異常原因而未能進(jìn)行測量或測量數(shù)據(jù)較少的月份, 在表1中用“NaN”表示。

(6)

式中,o和f分別代表有效波高的浮標(biāo)測量值和模式模擬值,為樣本點(diǎn)的個(gè)數(shù)。

表1 模擬有效波高值的誤差分析

Tab.1 Error analysis of the simulation significant wave heights

根據(jù)表1中8個(gè)浮標(biāo)4個(gè)月份的模式模擬有效波高和浮標(biāo)測量有效波高的均方根相對誤差和相關(guān)系數(shù)的統(tǒng)計(jì)結(jié)果, 4個(gè)月份的平均均方根相對誤差和平均相關(guān)系數(shù)差別不大, 其中2月份平均均方根相對誤差較其他月份稍大, 為22%, 平均相關(guān)系數(shù)相對稍小, 為0.83。整體上, 模式模擬有效波高和浮標(biāo)測量有效波高的均方根相對誤差基本控制在20%左右, 最小僅為16%; 關(guān)系數(shù)基本控制在0.80以上, 最大相關(guān)系數(shù)為0.92, 且相關(guān)系數(shù)在0.80以下的僅有兩個(gè)。

基于對圖2和表1的分析結(jié)果, 可以得出, NCEP再分析風(fēng)場資料可以作為WW3海浪模式的驅(qū)動(dòng)風(fēng)場, 其模擬出來的北太平洋有效波高等海浪要素準(zhǔn)確度較高。

2.2 環(huán)流模式數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果分析

圖3分別給出了4個(gè)月份的未考慮海浪破碎模擬月平均SST和ECMWF(european center for medium range weather forecasts)再分析月平均SST之差在北太平洋的空間分布圖。從圖中可以得出, 在未引入海浪破碎的情況下, 環(huán)流模式sbPOM已經(jīng)能夠較為準(zhǔn)確的模擬出北太平洋的海表面溫度。在空間尺度上, 環(huán)流模式sbPOM對北太平洋中心海區(qū)模擬效果較好, 誤差范圍基本控制在±1℃左右, 而對近大陸海區(qū)模擬效果較差, 誤差范圍在±3℃左右。赤道地區(qū)多呈現(xiàn)模擬SST較ECMWF再分析SST偏低的趨勢。在時(shí)間尺度上, 2月份和11月份北太平洋西部海區(qū), 亞洲東岸鄰近海區(qū)呈現(xiàn)模擬SST較ECMWF再分析SST偏高的趨勢, 5月份和8月份北太平洋東部海區(qū), 美洲西岸鄰近海區(qū)呈現(xiàn)模擬SST較ECMWF再分析SST偏低的趨勢, 且赤道地區(qū)西部海區(qū)常年呈現(xiàn)出模擬SST較ECMWF再分析SST偏高的趨勢, 赤道地區(qū)東部海區(qū)常年呈現(xiàn)出模擬SST較ECMWF再分析SST偏低的趨勢。

為初步了解海浪破碎不同月份對北太平洋海表面的作用情況, 圖4給出了海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量在北太平洋不同月份的月平均空間分布圖。從圖中可以看出, 在時(shí)間尺度上, 2月份和11月份海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量較大, 而5月份和8月份海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量較小; 在空間尺度上, 中高緯度地區(qū)海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量較大, 而在低緯度地區(qū)導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量較小。

選取美國全球海洋數(shù)據(jù)同化實(shí)驗(yàn)室(USA Global Ocean Data Assimilation Experiment, USGODAE) 2014年2月27日如圖5所示的9個(gè)浮標(biāo)站點(diǎn)作為驗(yàn)證點(diǎn), 將Argo浮標(biāo)資料測量SST、未考慮海浪破碎模擬SST與考慮海浪破碎模擬SST的對比結(jié)果進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析, 主要比較表中給出的絕對誤差和相對誤差, 其定義分別為:

(8)

自沉浮式剖面探測浮標(biāo)又稱Argo浮標(biāo), 因首先應(yīng)用于國際Argo計(jì)劃而被稱為Argo浮標(biāo), 專門應(yīng)用于海洋次表層溫、鹽、深剖面測量。Argo浮標(biāo)每7 d或10 d浮出一次海面, 向衛(wèi)星傳輸經(jīng)度、緯度、深度、溫度和鹽度等資料, 然后再次潛入預(yù)定深度, 一般為2 000 m左右, 其經(jīng)度、緯度、鹽度和溫度資料的精確度都為0.001。本文浮標(biāo)測量SST數(shù)據(jù)取為Argo浮標(biāo)測量首層海溫?cái)?shù)據(jù), 其測量首層水深基本在5 m左右, 具體數(shù)據(jù)見表2。

根據(jù)表2的統(tǒng)計(jì)結(jié)果, 在sbPOM模式未引入海浪破碎時(shí), 模式本身能夠較為準(zhǔn)確的模擬出北太平洋SST, 平均絕對誤差僅為0.855。在模式引入海浪破碎后, 其模擬SST的平均值相比未引入海浪破碎時(shí)得到一定提升, 同時(shí), 平均絕對誤差由原來的0.855降為0.753, 平均相對誤差由4.26%降到3.52%。綜上所述, sbPOM模式在引入海浪破碎后, 北太平洋海域模擬SST的準(zhǔn)確性將進(jìn)一步提升。

3 討論

為了能從整體上更加直觀地了解波浪破碎對北太平洋海域不同季節(jié)海表面溫度模擬的影響, 圖6給出了4個(gè)月份北太平洋未考慮海浪破碎模擬SST和考慮海浪破碎后模擬SST之差分布圖。

表2 SST北太平洋模擬與浮標(biāo)實(shí)測的比較

Tab.2 Comparisons of the simulation SST with the results obtained from buoy data in the northern Pacific

注: “未考慮”表示未考慮海浪破碎; “考慮”表示考慮海浪破碎

對圖6進(jìn)行分析可以得出, 空間尺度上, 海浪破碎的引入, 對中高緯度SST模擬改善效果較為顯著, 對低緯度海區(qū)SST模擬改善效果不明顯; 對沿海地區(qū)改善效果比大洋內(nèi)部及赤道地區(qū)效果明顯。時(shí)間尺度上, 2月份和11月份海浪破碎的引入使得北太平洋大部分海區(qū)模擬SST比未引入波浪破碎時(shí)模擬SST減小, 以北太平洋西北海域最為明顯; 而5月份和8月份北太平洋北部地區(qū)模擬SST主要呈現(xiàn)比未引入波浪破碎時(shí)模擬SST增大的趨勢, 這也正好與圖3得出的結(jié)論相對應(yīng): 未考慮海浪破碎時(shí)模擬SST比ECMWF再分析SST偏高地區(qū), 如2月和11月份亞洲東部海區(qū), 海浪破碎的引入, 使得模擬SST比未考慮海浪破碎時(shí)降低; 反之, 未考慮海浪破碎時(shí)模擬SST比ECMWF再分析SST偏低地區(qū), 如5月和8月份北太平洋北部海區(qū), 海浪破碎的引入, 使得模擬SST比未考慮海浪破碎時(shí)升高。結(jié)合圖4可以發(fā)現(xiàn), 海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量愈強(qiáng)的地區(qū), 海浪破碎對北太平洋SST模擬的改善效果愈明顯, 主要表現(xiàn)為使得海區(qū)模擬SST較未引入波浪破碎時(shí)減小, 而對于某些模擬SST較未引入波浪破碎時(shí)增大的海區(qū), 如5月和8月份北太平洋北部海區(qū), 從圖4可以看出其海浪破碎導(dǎo)致的湍動(dòng)能通量并不強(qiáng), 其模擬SST的增大可能與海洋環(huán)流和海氣熱通量有關(guān)。一般情況下, 海洋環(huán)流模式在考慮海浪破碎后, 會(huì)增強(qiáng)海洋表層的混合, 通常使得SST降低, 但是海表面溫度的升高或者降低同時(shí)還受到了海洋環(huán)流和海氣熱通量的影響[23 24], 這兩個(gè)過程的作用都可能使得環(huán)流模式在加入海浪破碎后模擬的SST較原來偏大。通過對比可以發(fā)現(xiàn), 在sbPOM模式對北太平洋SST進(jìn)行模擬的過程中, 海浪破碎的引入使得海洋表面混合更加均勻, 模式模擬出來的SST更加準(zhǔn)確。

4 結(jié)論

本文在WW3-sbPOM聯(lián)合模型的基礎(chǔ)上, 利用NCEP再分析風(fēng)場驅(qū)動(dòng)WW3海浪模式模擬出的有效波高、有效波周期和摩擦速度等海浪要素, 結(jié)合Guan等[7]提出的改進(jìn)型白冠覆蓋率耗散模型, 計(jì)算出海浪破碎導(dǎo)致湍動(dòng)能通量。通過改變環(huán)流模式sbPOM湍動(dòng)能方程的上邊界條件, 引入海浪破碎產(chǎn)生的湍動(dòng)能通量, 探究海浪破碎對北太平洋SST模擬的影響。研究表明: (1)在未考慮海浪破碎的情況下, sbPOM模式已經(jīng)能夠較為準(zhǔn)確的模擬出北太平洋SST, 且對大洋中部模擬效果較好, 誤差在±1℃左右, 對沿岸地區(qū)以及赤道地區(qū)模擬效果較差, 最大絕對誤差可達(dá)±3℃左右。(2)從空間尺度上來說, 海浪破碎的引入, 對中高緯度SST模擬效果改善較大, 對低緯度SST模擬效果改善較小。從時(shí)間尺度上來說, 海浪破碎的引入, 使得2月份和11月份北太平洋大部分海區(qū)SST比未引入海浪破碎時(shí)模擬的SST減小, 而5月份和8月份北太平洋北部地區(qū)主要呈現(xiàn)出比未引入海浪破碎時(shí)模擬SST升高的趨勢。(3)sbPOM環(huán)流模式中海浪破碎的引入, 使得海表面混合更加均勻, 對北太平洋SST的模擬相對于未引入海浪破碎之前有較大幅度提高, 模擬效果更好。

[1] 管長龍, 張文清, 朱冬琳, 等. 上層海洋中浪致混合研究評述——研究進(jìn)展及存在問題[J]. 中國海洋大學(xué)學(xué)報(bào)自然科學(xué)版, 2014, 44(10): 20-24. Guan Changlong, Zhang Wenqing, Zhu Donglin, et al. Review of research on surface wave induced mixing in upper ocean layer: progress and existing problems[J]. Periodical of Ocean University of China, 2014, 44(10): 20-24.

[2] 張書文, 曹瑞雪, 朱風(fēng)芹. 波浪破碎湍流混合研究綜述[J]. 物理學(xué)報(bào), 2011, 60(11): 786-791. Zhang Shuwen, Cao Ruixue, Zhu Fengqin. A review of the turbulent mixing by wind wave breaking[J]. Acta Physica Sinica, 2011, 60(11): 786-791.

[3] Kitaigorodskii S A, Lumley J L. Wave-turbulence interactions in the upper ocean. Part I: the energy balance of the interacting fields of surface wind waves and wind-induced three-dimensional turbulence[J]. Journal of Physical Oceanography, 1983, 13(11): 1977-1987.

[4] Terray E A, Donelan M A, Agrawal Y C, et al. Estimates of kinetic energy dissipation under breaking waves[J]. Journal of Physical Oceanography, 1996, 26(5): 792-807.

[5] Agrawal Y C, Terray E A, Donelan M A, et al. Enhanced dissipation of kinetic energy beneath surface waves[J]. Nature, 1992, 359(6392): 219-220.

[6] Toba Y, Kawamura H. Wind-wave coupled downward-bursting boundary layer (DBBL) beneath the sea surface[J]. Journal of Oceanography, 1996, 52(4): 409- 419.

[7] Guan Changlong, Hu Wei, Sun Jian, et al. The whitecap coverage model from breaking dissipation parametrizations of wind waves[J]. Journal of Geophysical Research, 2007, 112(112): 395-412.

[8] 孫群. 海浪破碎對海洋上混合層影響的數(shù)值研究[D]. 青島: 中國海洋大學(xué), 2003. Sun Qun. Numerical investigation of the effect of wave breaking on ocean surface mixed layer[D]. Qingdao: Ocean University of China, 2003.

[9] 孫群, 管長龍, 宋金寶. 海浪破碎對海洋上混合層中湍能量收支的影響[J]. 海洋與湖沼, 2006, 37(1): 69- 74. Sun Qun, Guan Changlong, Song Jinbao. Effect of wave breaking on turbulent energy budgets in ocean surface mixed layer[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2006, 37(1): 69-74.

[10] Sun Qun, Guan Changlong, Song Jinbao. Wave breaking on turbulent energy budget in the ocean surface mixed layer[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2008, 26(1): 9-13.

[11] Sun Qun, Song Jinbao, Guan Changlong. Simulation of the ocean surface mixed layer under the wave breaking[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2005, 24(3): 9-15.

[12] Jordi A, Wang D P. sbPOM: A parallel implementation of Princenton Ocean Model[J]. Environmental Modelling & Software, 2012, 38(6): 59-61.

[13] Tolman H L. A thrid-generation model for wind waves on slowly varying, unsteady, and inhomogeneous depths and currents[J]. Journal of Physical Oceanography, 1991, 21(6): 782-797.

[14] 張洪生, 辜俊波, 王海龍, 等. 利用WAVEWATCH和SWAN嵌套計(jì)算珠江口附近海域的風(fēng)浪場[J]. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 2013, 32(1): 8-17. Zhang Hongsheng, Gu Junbo, Wang Hailong, et al. Simulating wind wave field near the Pearl River Estuary with SWAN nested in WAVEWATCH[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2013, 32(1): 8-17.

[15] Wang Jizhao, Zhang Jie, Yang Jungang. Numerical simulation and preliminary analysis on ocean waves during Typhoon Nesat in South China Sea and adjacent areas[J]. Chinese Journal of Oceanology & Limnology, 2014, 32(3): 665-680.

[16] Cui Hong, He Hailun, Liu Xiaohui, et al. Effect of oceanic current on typhoon-wave modeling in the East China Sea[J]. Chinese Physics B, 2012, 21(10): 592-599.

[17] 劉欣, 韋駿. 熱帶氣旋與海洋暖渦間的海-氣相互作用[J]. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2014, 50(3): 456- 466. Liu Xin, Wei Jun. Air-Sea interaction between Tropical Cyclone and Ocean Warm Core Ring[J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 2014, 50(3): 456-466.

[18] Agrawal Y C, Terray E A, Donelan M A, et al. Enhanced dissipation of kinetic energy beneath surface waves[J]. Nature, 1992, 359(6392): 219-220.

[19] Terray E A, Donelan M A, Agrawal Y C, et al. Estimates of kinetic energy dissipation under breaking waves[J]. Journal of Physical Oceanography, 1996, 26(5): 792-807.

[20] Alari V, Staneva J, ?yvind Breivik, et al. Surface wave effects on water temperature in the Baltic Sea: simulations with the coupled NEMO-WAM model[J]. Ocean Dynamics, 2016, 66(8): 917-930.

[21] Mellor G L, Yamada T. A hierarchy of turbulence closure models for planetary boundary layers.[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 1974, 31(7): 1791-1806.

[22] Mellor G L, Yamada T. Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems[J]. Reviews of Geophysics and Space Physics, 1982, 20(4): 851-875.

[23] 宋振亞, 喬方利, 楊永增, 等. 波致混合對熱帶太平洋海氣耦合模式中冷舌模擬的改進(jìn)[J]. 自然科學(xué)進(jìn)展, 2006, 16(9): 1138-1145. Song Zhenya, Qiao Fangli, Yang Yongzeng, et al. The improvement of wave-induced mixing on the simulation of cold tongue in the tropical Pacific Ocean with sea-air coupled model[J]. Progress in Natural Science, 2006, 16(9): 1138-1145.

[24] 宋振亞, 喬方利, 雷曉燕, 等. 大氣-海浪-海洋環(huán)流耦合數(shù)值模式的建立及北太平洋SST模擬[J]. 水動(dòng)力學(xué)研究與進(jìn)展, 2007, 22(5): 543-548. Song Zhenya, Qiao Fangli, Lei Xiaoyan, et al. The establishment of an atmosphere-wave-ocean circulation coupled numerical model and its application in the North Pacific SST simulation[J]. Journal of Hydrodynamics, 2007, 22(5): 543-548.

[25] Blumberg A F, Mellor G L. A description of a three dimensional coastal ocean circulation model[C]// Heaps N S. Three-Dimensional Coastal Ocean Models, vol 4. Washington DC: American Geophysical Union, 1987: 1-16.

[26] 劉子龍, 史劍, 蔣國榮, 等. 海浪攪拌混合對北太平洋海表面溫度模擬的影響[J]. 海洋科學(xué), 2016, 40(12): 131-137. Liu Zilong, Shi Jian, Jiang Guorong, et al.Influence of wave-induced mixing on a sea surface temperature simulation of the North Pacific[J]. Marine Sciences, 2016, 40(12)131-137.

[27] Thomson J, Schwendeman M S, Zippel S F, et al. Wave breaking turbulence in the ocean surface layer[J]. Journal of Physical Oceanography, 2016, 46(6): 1866- 1882.

[28] Breivik ?, Mogensen K, Bidlot J, et al. Surface wave effects in the NEMO ocean model: Forced and coupled experiments[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2015, 120(4): 135-143.

(本文編輯: 劉珊珊)

Effect of wave breaking on the sea surface temperature simulation in the North Pacific

LIU Zi-long, SHI Jian, JIANG Guo-rong

(College of Meteorology and Oceanography, PLA University of Science and Technology, Nanjing 211101, China)

In this paper, wave parameters in the North Pacific were simulated by the WAVEWATCH III and were combined with NDBC buoy data verification. We found that the simulated significant wave height is highly precise. Based on the modified model of whitecap coverage dissipation, turbulence kinetic energy (TKE) fluxes due to wave breaking were calculated using the simulated significant wave height, wave period, and friction velocity. The influence of surface wave breaking could be introduced into ocean model sbPOM by modifying the existing surface boundary condition of the TKE equation and specifying its input. The effects of wave breaking on the SST simulation in the North Pacific were also investigated. The results indicated that wave breaking can improve the accuracy of the ocean model sbPOM on the North Pacific sea surface temperature simulation and it plays an important role in providing accurate lower boundary conditions in atmospheric models.

wave breaking; sea surface temperature; WAVEWATCH III; sbPOM

Sep.4, 2016

[National Natural Science Foundation of China, No.41676014]

P732.7

A

1000-3096(2017)03-0122-08

10.11759/hykx20160904001

2016-09-04;

2017-01-18

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41676014)

劉子龍(1991-), 男, 湖南常德人, 碩士研究生, 研究方向: 海洋動(dòng)力學(xué)與數(shù)值模擬, 手機(jī): 18761683583, E-mail: 941117242@qq.com; 史劍(1981-), 通信作者, 男, 江蘇揚(yáng)州人, 副教授, 研究方向: 海洋動(dòng)力學(xué)與數(shù)值模擬, 手機(jī): 13813388338