臺風(fēng)“Megi”（2010）過程中海浪的特征及其對大氣海洋的影響研究

徐海波，杜華棟，項杰，操俊偉

（1.國防科技大學(xué)氣象海洋學(xué)院，江蘇南京211101；2.中國人民解放軍66199部隊，北京100043；3.太原衛(wèi)星發(fā)射中心，山西太原 030000）

1 引言

臺風(fēng)過程通常會伴隨著強烈的海氣相互作用過程，在海面產(chǎn)生高達(dá)數(shù)十米的海浪，對沿海地區(qū)海洋工程和人民的生產(chǎn)生活造成巨大影響。許富祥等[1]通過統(tǒng)計資料表明，僅南海海域，平均每年出現(xiàn)有效波高高于6 m海浪的平均次數(shù)就達(dá)7.6次。此外，許多研究表明，海浪對臺風(fēng)和海洋環(huán)流的發(fā)展演變均有重要的動力和熱力影響，因此，臺風(fēng)過程中對于海浪的準(zhǔn)確預(yù)報，顯得尤為重要。

關(guān)于海浪的數(shù)值模擬，近20 a內(nèi)有了巨大的進展，至今已經(jīng)發(fā)展到第三代海浪譜模式，例如：WAM（Wave Model）模 式[2]、WAVEWATCH III 模 式[3]、TOMAWAC[4]和近岸海浪數(shù)值模型（SimulatingWAves Nearshore，SWAN）模式[5]等。第三代海浪模式是一個直接表示和海浪發(fā)展相關(guān)物理過程的全海浪譜模式，可以給出海浪狀態(tài)完整的二維特征。得益于此，近年來，許多學(xué)者做了大量有意義的研究。例如，Chu等[6]使用WAVEWATCH III模式，分析了臺風(fēng)“Muifa”（2004）過程中海浪的分布特征，并研究了不同的臺風(fēng)移動速度、臺風(fēng)強度和海底地形對臺風(fēng)海浪譜的影響。陳希等[7]和Ou等[8]使用SWAN模式，在充分考慮海浪相關(guān)物理過程的基礎(chǔ)上，研究了臺灣島附近海域臺風(fēng)浪的特征，模擬的海浪結(jié)果與實況吻合較好。以上研究均表明，SWAN模式能夠較好模擬臺風(fēng)過程中海浪的發(fā)展變化情況。

臺風(fēng)過程中產(chǎn)生的巨浪同時會對大氣和海洋產(chǎn)生影響。正如Zhang等[9]指出，一方面，臺風(fēng)中巨大的海浪會加大海氣的動量通量輸送，削弱海表面風(fēng)速。另一方面，由于海表面粗糙度的增加，海氣熱力學(xué)相互作用也會加強，產(chǎn)生更大的熱量和濕度通量輸送，因此海浪模式會改善風(fēng)速、通量和海洋混合的預(yù)報[10-14]。Olabarrieta等[15]通過模擬一次颶風(fēng)過程指出，海浪改變了海面的粗糙度，改善了風(fēng)速、海流的模擬效果，耦合海浪之后，海表面平均潛熱通量較未耦合模式有了明顯的增加，同時也明確了海浪與大氣邊界層的相互作用在臺風(fēng)風(fēng)速預(yù)報和描述海面狀態(tài)中的重要性。此外，Zambon等[14]也發(fā)現(xiàn)，耦合模式提高了海表面溫度（Sea Surface Temper-ature，SST）的模擬效果。類似的，Wada等[12]也通過一組耦合對比試驗指出，破碎的表面波的引入，能更好地模擬臺風(fēng)“海棠”（2005）的SST。臺風(fēng)過程中，海浪還會與海流產(chǎn)生強烈的相互作用。劉娜等[16]的研究指出，海流模式與海浪模式的耦合提高了有效波高的模擬效果，這表明，對于臺風(fēng)中海氣相互作用的研究，一個全物理過程耦合的耦合系統(tǒng)是有必要的。

盡管對于臺風(fēng)浪的研究已經(jīng)有了很大的進展，但存在一些不足：比如，前人的研究多是基于單個個例模擬，對于全新的個例，不確定是否能夠得到類似的結(jié)論；此外，海浪在影響海氣熱量輸送方面，鮮有定量研究。本文意在彌補這些不足，并通過一個未被研究的個例臺風(fēng)“Megi”（2010）來探究海浪在臺風(fēng)過程中的作用。本文將首先驗證耦合模式對海浪的模擬效果，其次分析海浪的參數(shù)以及分布特征，最后討論海浪對臺風(fēng)以及海洋的影響。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)介紹

本文中天氣預(yù)報模式（Weather Research and Forecasting，WRF）模式初始場和邊界條件資料為美國國家環(huán)境預(yù)報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）發(fā)布的 1°×1°再分析資料。海洋環(huán)流初始場由垂直混合坐標(biāo)模式（Hybrid Coordinate Ocean Model，HYCOM）再分析場（ftp://ftp.hycom.org）插值得到。海浪模式的初始場采用美國國家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）提供的海浪歷史數(shù)據(jù)（ftp://polar.ncep.noaa.gov/pub/history/waves/）。臺風(fēng)最佳路徑和最大風(fēng)速數(shù)據(jù)使用的是美國海軍聯(lián)合臺風(fēng)預(yù)警中心（U.S.Navy Joint Typhoon Warning Center，JTWC）發(fā)布的數(shù)據(jù)。SST衛(wèi)星觀測資料來自NOAA提供的海表面溫度衛(wèi)星觀測資料（http://oceanwatch.pfeg.noaa.gov/thredds/dodsC/satellite）。本文驗證海浪模擬效果時用的Janson-1/Jason-2衛(wèi)星高度計產(chǎn)品由Aviso+（https://www.aviso.altimetry.fr/）制作和發(fā)布，作為Ssalto地面處理模塊的一部分。

2.2 模式簡介

本文使用的模式由Warner等[17]開發(fā)，并被許多學(xué)者廣泛應(yīng)用[14-15,18]。關(guān)于海洋-大氣-海浪耦合（Coupled Ocean-Atmosphere-Wave-Sediment Transport，COAWST）模式的系統(tǒng)介紹可以參考文獻[19]，此處，本文重點介紹海浪與大氣和海洋環(huán)流的耦合過程。

如圖1所示，COAWST系統(tǒng)由3個子模式組成，分別是區(qū)域大氣模式WRF、海洋環(huán)流模式（Regional Ocean Modeling System，ROMS）和海浪模式SWAN，各子模式之間通過耦合器（Model Coupling Toolkit，MCT）交換數(shù)據(jù)。WRF模式為非靜力、準(zhǔn)可壓的大氣模式，采用Arakawa C網(wǎng)格計算，耦合過程中給ROMS模式輸出海面風(fēng)場、熱量以及輻射通量，給SWAN模式輸出海面風(fēng)場；ROMS模式為自由表面、跟隨地形的海洋數(shù)值模式，其在水平方向上采用Arakawa C網(wǎng)格進行有限差分近似，耦合過程中，給大氣模式輸出SST作為大氣模式的底部邊界條件，同時給海浪模式輸入流速、海面高度和地形；SWAN模式為海浪譜模式，可以模擬海面風(fēng)驅(qū)動波的產(chǎn)生和傳播，模擬折射、衍射、波-波相互作用等各個物理過程，在耦合過程中，其可以給ROMS和WRF模式輸出海面波高、波長等波浪參數(shù)，此外還可以給ROMS模式輸出波向、表面和底部周期、波浪破碎百分比、波浪能量耗散等等。海浪模式求解波作用譜平衡方程：

圖1 COAWST系統(tǒng)示意圖

式中：N(σ,θ,x,y,t)為波作用譜，σ 為相對角頻率（對海流移動觀測的參考系內(nèi)觀測的角度），θ是與波峰垂直的方向，x和y坐標(biāo)空間（可以在球坐標(biāo)系和笛卡爾坐標(biāo)系中表達(dá)），t為時間。cx和cy為x和y方向的群速，意義為在地理空間，上式左端第四項表示由于深度的變化和在頻率空間中以cσ群速流動的流的變化導(dǎo)致的相對頻率的變化。第五項表示可以使在方向空間以cθ為群速的深度和流誘導(dǎo)折射存在。Sw表示動密度的源和匯項。

2.2.1 海洋環(huán)流-海浪耦合

浪流耦合過程中，一方面，海洋環(huán)流會對波浪的演變和發(fā)展產(chǎn)生影響，流模式根據(jù)浪模式提供的參數(shù)，計算得出流速、水位等海洋要素，并傳遞給浪模式，浪模式進而進行下一階段的計算，如此循環(huán)直至模擬結(jié)束。在SWAN模式波作用譜平衡方程中，表示由于水深和背景流場引起的頻率遷移，N表示水深和背景流導(dǎo)致的波浪折射，其中：

式中：Cσ和Cθ分別為在頻率空間以及在方向空間波的群速度，d為水深，U?為流速矢量。

另一方面，海浪也對海洋環(huán)流有著不可忽略的影響，一般可以用輻射應(yīng)力梯度或者梯度力描述這一作用[20-21]。輻射應(yīng)力表示波浪運動過程中對周圍流體產(chǎn)生的作用力，ROMS中使用的三維輻射應(yīng)力表達(dá)式為：

式中：u、v、Ω為3個方向的平均速度分量，Hz是格點厚度，f是科氏力參數(shù)，ρ和ρ0分別為海水總密度和相對密度，ν是分子粘性。這樣，海浪的作用得以通過輻射應(yīng)力的形式在海洋環(huán)流求解中體現(xiàn)出來。

2.2.2 海浪-大氣耦合

臺風(fēng)過程中，海表面強大的風(fēng)場會在海面驅(qū)動強盛的波浪場，耦合模式中WRF將10 m風(fēng)速U10實時傳輸至海浪譜模式，進行海浪的計算。海浪譜模式的源匯項表達(dá)式為：

式中：風(fēng)能輸入項Sin=A+BE(σ,θ)，兩個部分分別為線性增長項和指數(shù)增長項。在耦合模式中，風(fēng)能項使用的是大氣模式輸入的10 m風(fēng)速U10，然后轉(zhuǎn)換為摩擦速度分別計算線性增長項和指數(shù)增長項，摩擦速度U*的計算公式為：

CD表示拖曳系數(shù)：

式中：Uref為參考風(fēng)速。以上表明，WRF模式將模擬的海面10 m風(fēng)速傳遞給海浪模式，海浪模式計算風(fēng)能輸入項，求解海浪波作用譜平衡方程。

表面強盛的波浪場也顯著改變了海表狀態(tài)，影響海氣界面通量的計算與交換，這種影響通過海面粗糙度來體現(xiàn)。WRF中表面動量Fm、熱量Fh和濕度Fq的計算表達(dá)式如下：

式中：Cm為動量交換系數(shù)、Chq為熱通量和水汽通量交換系數(shù)，表達(dá)式如下：

式中：zr為觀測高度，z0T為溫度粗糙度長度，LMO是Monin-Obukhov長度。

式中：z0m為動力粗糙度長度。

海面的波浪改變海面動力粗糙度長度，影響摩擦速度u*，進而影響海氣界面的通量輸送。在耦合模式中，浪模式根據(jù)大氣模式輸入的風(fēng)場，計算波浪的增長，浪模式進而將計算所得的浪參數(shù)傳遞給大氣模式，大氣模式據(jù)此計算海表面的粗糙度。在COAWST系統(tǒng)中，Warner等[17]對WRF模式進行了一些修訂，為了更好的體現(xiàn)海浪的影響，使其在計算海洋上方大氣底部應(yīng)力的時候增強底部動力粗糙度，將WRF中使用的Charnock[22]方案替換為Taylor等[23]方案：

式中：Hwave為有效波高，Lwave為平均波長，υ為粘性應(yīng)力。

2.3 模式配置

本文共進行了3組數(shù)值試驗，分別是單獨大氣模式進行的UNCOUP、海洋-大氣-海浪耦合全物理過程耦合的COUP1試驗和海洋-大氣耦合的COUP2試驗。各組試驗的模擬時間均為2010年10月17日06時—2010年10月22日18時（世界時，下同），各子模式采用相同的15 km網(wǎng)格，SWAN模式角度分辨率Δθ=10°，頻率為0.04～1.0 Hz，f（n+1）/f（n）=1.1。由于模擬初始時刻臺風(fēng)強度很大，NCEP初始場數(shù)據(jù)分辨率較低，氣旋強度小，因此本試驗采用添加bogus渦旋的方案，在模擬初始時刻12 h前的初始場添加與實況一致的熱帶氣旋，由WRF模式單獨運行12 h，所得結(jié)果作為3組試驗大氣模式的初始場。ROMS模式中的水平對流方案采用三階迎風(fēng)方案，垂直對流方案采用四階中心方案，底部邊界層閉合方案采用Sherwood方案，壓力梯度計算采用Shchpetkin方案，垂直湍流混合方案采用一般長度尺度混合方案，模式邊界條件采用閉合邊界條件。

在SWAN模式中，使用第三代海浪模擬方案，風(fēng)場輸入、白冠破碎采用Komen等[24]的方案，淺水中深度誘導(dǎo)破碎系數(shù)取為α=1.01，β=0.73，底部摩擦采取Madsen等[25]的方案，海浪傳播方案采用BSBT方案。

圖2 海面有效波高值（單位：m，底色為模擬結(jié)果、黑色實線內(nèi)部為Jason-1/Jason-2衛(wèi)星高度計資料求出的有效波高）

3 模擬結(jié)果驗證

此次臺風(fēng)過程中，COAWST系統(tǒng)較好模擬出了大氣、海洋和海浪的動力和熱力狀態(tài)，對于大氣和海洋模擬的結(jié)果的驗證，已經(jīng)在其他文章中發(fā)表[19]，因此本文僅做簡要介紹，此處將重點對比海浪模擬結(jié)果。

在臺風(fēng)過程中，由于深海處海浪浮標(biāo)等觀測裝置的缺乏，通常只能用衛(wèi)星高度計資料作為實況參考[26-27]，圖2為Jason-1/Jason-2衛(wèi)星高度計資料反演出的海浪有效波高產(chǎn)品與模擬結(jié)果的對比圖。圖中清楚地表現(xiàn)出了COAWST系統(tǒng)對海浪的模擬效果。在圖2中的4個時次中，衛(wèi)星軌跡剛好經(jīng)過臺風(fēng)上方，如圖所示，在臺風(fēng)邊緣和臺風(fēng)中心附近，SWAN模式都較準(zhǔn)確模擬出了海浪的有效波高大小和分布特征，因此保證了本文對海浪模擬結(jié)果分析的可靠性。

4 結(jié)果分析

4.1 海浪特征分析

4.1.1 有效波高

有效波高為統(tǒng)計海浪特征的最常用的指標(biāo)。根據(jù)海浪譜，有效波高可以通過下式計算：

式中：E(σ,θ)為二維海浪方差譜，σ 為頻率，θ為方向。

圖3 a和圖4 a分別表示了18日21時和20日09時西北太平洋部分海域的有效波高分布情況。由此兩張圖可以看出，臺風(fēng)過程中，產(chǎn)生了高達(dá)12 m以上的海浪。海浪的空間分布也呈現(xiàn)較大的不對稱性。在臺風(fēng)移動方向右前方，有效波高大于其他位置的波高，在臺風(fēng)中心附近，呈現(xiàn)低水位。18日21時，除了臺風(fēng)中心附近較大海域的海浪高值區(qū)域，在呂宋島以東至臺灣島以東一帶，也有4 m左右的海浪，這是由于臺風(fēng)在東菲律賓海移動時產(chǎn)生的涌浪傳播至北方。

4.1.2 波長

波長指一個周期內(nèi)，海浪傳播的距離。根據(jù)海浪譜，平均波長可以通過下式計算：

式中：p為能量參數(shù)，取為1。

圖3 b和圖4 b為18日21時和20日09時海浪的平均波長分布情況。在臺風(fēng)中心附近，波浪的平均波長呈現(xiàn)為大值區(qū)，最大平均波長在140 m以上。18日21時，由于涌浪的傳播，呂宋島東至臺灣島以東一帶呈現(xiàn)出較大的平均波長特征，特別在臺灣島以東，最大波長也達(dá)到了140 m以上。在20日09時，呂宋島東部向北傳播的涌浪的耗散，臺風(fēng)在南海上產(chǎn)生的涌浪沿東北方向傳播至臺灣島東部海域，也產(chǎn)生了140 m左右的平均波長。

4.1.3 周期

周期定義為兩個相鄰的波峰之間跨零點的時間差。平均周期可以通過下式計算：

式中：ω為絕對頻率。

圖 3 c、3d和圖 4 c、4d分別為18日21時和20日09時海浪的平均周期和譜峰周期。臺風(fēng)的存在使海面產(chǎn)生了較大周期的海浪，最大平均周期在12 s左右，譜峰周期略大于平均周期。在18日21時和20日09時兩個時次，臺灣島東部至呂宋島東部海域周期分布差異較大，前一個時次主要是臺風(fēng)在呂宋島東時產(chǎn)生的涌浪占主導(dǎo)，而后一個時次主要是臺風(fēng)在南海時產(chǎn)生的涌浪占主導(dǎo)，且最大譜峰周期達(dá)到了16 s以上。

4.1.4 波向

計算波平均方向時，本文使用的是如下的表達(dá)式：

譜峰方向則直接將海浪方差譜沿頻率積分，取峰值時的角度即可：

圖 3 e、3f和圖 4 e、4f分別為18日21時和20日09時海浪的平均波向和譜峰波向。18日21時，臺風(fēng)中心附近的波向呈逆時針旋轉(zhuǎn)，在南海其他區(qū)域，波浪總體向西南方向傳播，而在東菲律賓海域，海浪主要向北傳播。譜峰波向與平均波向接近，但是相對于平均波向，向右偏轉(zhuǎn)了15°～30°。20日09時，隨著臺風(fēng)中心的北上，南海區(qū)域的海浪傳播方向有了較大的變化，總體呈現(xiàn)逆時針旋轉(zhuǎn)，此外，臺風(fēng)在南海產(chǎn)生的東北向的風(fēng)浪穿過臺灣島與呂宋島之間，向西北太平洋海域傳播，并與臺風(fēng)在東菲律賓海產(chǎn)生的涌浪相遇。這一特征在譜峰波向上表現(xiàn)得更明顯，這也與上文分析的波高、周期、波長分布的特征相吻合。

圖3 18日21時SWAN模式模擬結(jié)果（圖中黑色圓點為當(dāng)前時刻臺風(fēng)中心的位置）

圖4 20日09時SWAN模式模擬結(jié)果（圖中黑色圓點為當(dāng)前時刻臺風(fēng)中心的位置）

4.2 海浪對臺風(fēng)的影響

海浪作為臺風(fēng)與海洋相互作用的交界面，對海洋與大氣之間的動量熱量輸送有著重要的影響。通過對比海-氣-浪耦合結(jié)果與海-氣耦合結(jié)果，發(fā)現(xiàn)對比單獨運行大氣模式，COUP1和COUP2試驗都顯著提高了預(yù)報效果；但是從最低海面氣壓和最大風(fēng)速角度看，COUP1和COUP2體現(xiàn)出的海浪對臺風(fēng)強度影響較?。ㄒ妶D5）。

圖5 最佳路徑資料、UNCOUP、COUP1、COUP2試驗的最低海平面氣壓和臺風(fēng)最大風(fēng)速隨時間變化圖

圖6 為COUP1試驗與COUP2試驗海面風(fēng)場的差值和海面潛熱通量的差值。海浪的加入使得模擬臺風(fēng)中心和后部的風(fēng)速減小了3～5 m/s，同時，分析兩者模擬的潛熱通量可得，海浪的加入使得臺風(fēng)內(nèi)核區(qū)域的潛熱通量增大了100 W/m2，在外圍區(qū)域則有增大有減小。增大的潛熱通量輸送盡管沒有改變臺風(fēng)強度，但是調(diào)節(jié)了臺風(fēng)中心周圍的風(fēng)速分布，對臺風(fēng)外圍的風(fēng)場結(jié)構(gòu)也產(chǎn)生了一定的影響。圖6c為耦合海浪后臺風(fēng)內(nèi)核區(qū)域潛熱通量變化趨勢圖。由圖中可知，考慮海浪后，內(nèi)核區(qū)域潛熱通量總體呈上升趨勢，最大增大率達(dá)到了15%，表明海浪過程的耦合對于臺風(fēng)的潛熱通量的準(zhǔn)確計算很重要。

4.3 海浪對海洋的影響

在臺風(fēng)過程中，臺風(fēng)產(chǎn)生的劇烈的海浪會與海流產(chǎn)生相互作用，也會對海洋的混合產(chǎn)生影響。圖7為COUP1和COUP2試驗對SST模擬的對比圖。在20日12時，兩者模擬的SST產(chǎn)生了明顯的差異，未耦合海浪的COUP2試驗?zāi)M的SST降溫幅度小于COUP1試驗。對比同樣時刻的觀測資料表明，COUP1試驗?zāi)M的SST較好地重現(xiàn)了臺風(fēng)過后的海面降溫過程，而COUP1試驗降溫響應(yīng)之所以較為滯后，可能是由于海浪產(chǎn)生了更強的混合，如Wada等[12]所指出，海浪破碎影響的引入加強了海洋混合層的混合，產(chǎn)生了更接近實況的SST分布特征。此外，對比COUP1和COUP2模擬的海洋環(huán)流場，COUP1試驗?zāi)M海流較COUP2有較大的偏移，特別是在19日15時，海浪的加入使臺風(fēng)北部的流場明顯北偏，加強的向北對流一方面加強了冷海水的向北輸送，另一方面改變了三維的環(huán)流場，可能對海洋的垂直對流、垂直混合產(chǎn)生影響。

圖6 20日09時COUP1試驗與COUP2試驗海面風(fēng)場與海面潛熱通量差值

圖8 COUP1與COUP2試驗的海水流速矢量差（箭頭）和SST之差（填色）

5 結(jié)論

本文利用COAWST海洋-大氣-和海浪耦合系統(tǒng)，模擬了2010年10月17日06時—22日18時臺風(fēng)“Megi”（2010）的發(fā)展演變過程，并通過與最佳路徑資料、衛(wèi)星資料反演產(chǎn)品對比，驗證了模擬結(jié)果的可靠性。在此基礎(chǔ)上，本文分析了臺風(fēng)過程中海浪的分布特征，以及海浪對臺風(fēng)和海流的影響，主要結(jié)論如下：

（1）對于臺風(fēng)過程中海浪的有效波高和海浪的波長、周期與波向，分析結(jié)果表明，臺風(fēng)過程中，產(chǎn)生了巨大的海浪，有效波高高達(dá)12 m以上，在移動方向的右前方，有效波高大于其他位置，臺風(fēng)中心呈現(xiàn)低水位特征，這與前人做的一些關(guān)于海浪的觀測和模擬試驗[11,28]相符合；臺風(fēng)中心周圍的海浪有著最大的波長，在前進方向右前側(cè)更明顯；涌浪的傳播也導(dǎo)致在臺灣島東岸產(chǎn)生了較長波長的海浪。通過分析臺風(fēng)的平均周期、譜峰周期、平均波向和譜峰波向，發(fā)現(xiàn)譜峰周期和平均周期的分布很相似，但周期大小略高于平均周期；譜峰波向相比平均波向向右偏了約15°～30°，這一特征與Chen等[26]通過分析海浪譜特征得出的結(jié)論相一致，另外模式較好模擬出了涌浪的傳播方向，在臺風(fēng)西移和北上兩個階段，涌浪方向發(fā)生了改變。

（2）關(guān)于海浪對臺風(fēng)的影響，對比試驗結(jié)果分析表明，海浪模式的加入沒有明顯改變臺風(fēng)的最低海平面氣壓和臺風(fēng)最大風(fēng)速，但是對水平風(fēng)場卻起到了調(diào)節(jié)作用，使得模擬臺風(fēng)中心和后部的風(fēng)速有了略微的減小，正如Chen等[11]通過雷達(dá)資料分析指出的那樣，可能是由于海面對表面風(fēng)場的拖曳作用。此外，本文還對比了兩組試驗的潛熱通量的大小，發(fā)現(xiàn)考慮海浪后，由于海面粗糙度的增加，內(nèi)核區(qū)域潛熱通量總體呈增大趨勢，最大增大率達(dá)到了15%，這也體現(xiàn)出了耦合模式在臺風(fēng)準(zhǔn)確預(yù)報中的重要性。

（3）對臺風(fēng)過程中臺風(fēng)浪與海流產(chǎn)生強烈的相互作用的對比試驗結(jié)果分析表明，海浪的加入加劇了海洋混合，產(chǎn)生了更大的海面降溫，更接近于實況值，與Wada等[12]的研究結(jié)論類似。此外，海浪的加入還改變了海流的方向，這也可能是影響SST分布變化的原因之一。