基于高分辨率風場的海洋近慣性能通量計算
——時空特征及其影響因素*

楊 兵 侯一筠 ①

(1. 中國科學院海洋研究所 青島 266071； 2. 中國科學院海洋環(huán)流與波動重點實驗室 青島 266071； 3. 中國科學院海洋大科學研究中心 青島 266071； 4. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室海洋動力過程與氣候功能實驗室 青島 266237； 5. 中國科學院大學 北京 100049)

近慣性運動是指頻率接近局地慣性頻率(f0)的海洋運動， 它是地球自轉導致的海洋本征頻率運動。近慣性運動的頻率通常為1.0f0—1.2f0， 其水平和垂向尺度的量級分別為102km 和102m， 其持續(xù)時間通常為5—10 個局地慣性周期。近慣性運動的能量是海洋能量譜的重要組成部分， 它不僅是上層海洋混合的推動因素， 還是海洋內部混合的重要能量源(Jinget al， 2010)， 因此是目前海洋內波和混合研究的核心內容之一。近慣性運動的生成機制包括大氣風場、非線性波波相互作用、海底地形處的山后波和大尺度環(huán)流失去穩(wěn)定后的地轉適應過程(Yanget al， 2014； Alfordet al， 2016)。目前的研究認為， 大氣風場是近慣性運動最主要的能量源， 尤其是風場中快速變化的部分(Pollard， 1970； Alfordet al， 2016； Yanget al， 2019)。準確估計風場向海洋的近慣性能通量有助于評估海洋內部混合的能量源， 對海洋能量收支和海洋混合研究有重要的科學意義。

維持全球海洋層化需要外界機械能帶來的海洋內部混合， 海洋內部混合需要的機械能輸入功率約為2.1TW(1TW=1012W)， 其中天文潮向內潮的轉化可以為海洋內部混合提供約1TW 的能量(Egbertet al， 2000)， 而風場被認為是該機械能的另一個重要來源(Munket al， 1998； Carteret al， 2012)。風場向海浪和Ekman 流輸入的能量主要激發(fā)上層海洋的混合， 因此不能為海洋內部混合提供大量的能量(Wanget al， 2004a， b)。而風場向海洋輸入的近慣性能量則可以通過近慣性內波的形式向海洋內部傳播(Yanget al， 2015； 張騫等， 2019)， 因此近慣性能量被認為是海洋內部混合的潛在能量源(Alfordet al， 2016)。已有研究指出， 風場向全球海洋輸入近慣性能量的功率在0.29—0.70TW 之間(Alford， 2001， 2003； Watanabeet al， 2002； Furuichiet al， 2008； Simmonet al， 2012)。

中尺度渦旋是影響近慣性運動的重要因子， 其相對渦度場對近慣性運動存在顯著影響。當中尺度渦旋存在時， 海洋的局地慣性頻率(f0)被有效科氏頻率(fe)取代， 即

其中，eζ為中尺度渦旋的渦度。在氣旋渦中， 近慣性運動會發(fā)生頻率“藍移”， 即其頻率偏移至略大于局地慣性頻率， 此時近慣性能量會被氣旋渦輻散出去。在反氣旋渦中， 近慣性運動會發(fā)生頻率“紅移”， 即其頻率會偏移至略小于局地慣性頻率， 此時近慣性運動會被捕獲在反氣旋渦中從而持續(xù)較長時間(Kunze， 1985； D’Asaro， 1995； Kleinet al， 2004； 梁輝， 2016)。

已有研究對近慣性能通量估計所用的風場資料時間分辨率為6h(Alford， 2001， 2003； Watanabeet al， 2002； Furuichiet al， 2008)， 該時間分辨率對風場的近慣性頻段刻畫不足， 這導致估計的近慣性能通量不準確。而風場時間分辨率是影響海洋近慣性能通量的重要因子(Jianget al， 2005； Rimacet al， 2013)， 另外混合層厚度、模型參數(shù)的選取和海洋表面渦度等也是可能的影響因素。本文利用高時間分辨率風場資料、氣候態(tài)月平均混合層厚度和高度計海面高度異常資料來更準確地估計風場向海洋的近慣性能通量， 并探討混合層厚度、風場時間分辨率、經驗衰減系數(shù)和中尺度渦旋渦度的作用。本文的結構如下： 第一部分介紹所用的研究方法， 第二部分給出本文的計算結， 第三部分為討論， 第四部分為結論。

1 研究方法

風場向海洋近慣性能通量的估計需要風應力和混合層近慣性流數(shù)據(jù)。在實際觀測中， 風應力和混合層流速的同步大范圍觀測很少， 這使得基于實測數(shù)據(jù)的近慣性能通量估計難以實現(xiàn)。本文利用CFSR 再分析風場驅動混合層阻尼平板模型得到混合層近慣性流， 然后估計近慣性能通量。

1.1 風場的驗證和風應力計算

本文選用的風場資料為美國國家環(huán)境預報中心(National Centers for Environmental Prediction， NCEP)發(fā)布的高分辨率CFSR(Climate Forecast System Reanalysis)再分析風場資料。該風場資料的時間分辨率為1h， 空間分辨率約為38 km。為驗證CFSR 風場資料的有效性， 選取美國國家浮標中心(NBDC)的浮標實測風場數(shù)據(jù)和CFSR 風場資料作對比(圖1)。風場資料對比選用的浮標觀測位于太平洋東部(34°15'53"N， 120°28'37"W)， 浮標觀測風場的時間范圍為2000 年。CFSR 風場和實測風場的變化趨勢基本一致， 但是CFSR 風場對極值風速的刻畫偏小。浮標實測風場和CFSR 風場的散點圖證實了這一點， CFSR 風場是實測風場的84%左右。功率譜表明， CFSR 資料對風場的近慣性頻段變化也偏小， 對高頻段的風場變化則偏小的更多。風場向海洋的近慣性能通量同風場的慣性頻段變化密切相關， 鑒于CFSR 風場比實測風場的譜密度小， 本文根據(jù)風場驗證結果將CFSR 風場放大1.19 倍(1/0.84)后再用于估計近慣性能通量。

風應力()的計算采用參數(shù)化公式

其中，ρa為大氣密度，Cd為拖曳系數(shù)，U10和分別為海面10m 處的風速大小和風速矢量。大氣密度通常取為1.25kg/m3。拖曳系數(shù)的計算使用經驗公式

該拖曳系數(shù)經驗公式同時適用于低、中、高風速的情形(Oeyet al， 2006)。

1.2 阻尼平板模型

阻尼平板模型被廣泛應用于混合層近慣性流的計算， 本文也采用該模型。該模型假設風應力均勻作用于整個海洋上混合層， 上混合層的運動滿足

圖1 浮標實測和CFSR 經向風速的時間序列(a)、散點圖(b)和功率譜(c) Fig.1 Time series (a)， scatter plot (b) and power spectra (c) of buoy observed and CFSR wind

其中，u、v為混合層流速，f為科氏頻率，τ x，τy為風應力，ρ=1024kg m3為海水密度，H為混合層厚度，r為 經驗衰減系數(shù)， 用于參數(shù)化混合層底部混合和近慣性能量下傳等過程引起的混合層近慣性能量損失。因為赤道附近海域的科氏頻率較小， 阻尼平板模型在赤道附近并不適用， 本文將阻尼平板模型應用于赤道以南和以北5°以外的海域。海洋混合層厚度選用氣候態(tài)月平均資料(Levituset al， 1994)。阻尼平板模型的解包括近慣性流和Ekman 流， 本文利用帶通濾波得到提取模型輸入結果中的近慣性流。由于f隨緯度變化， 將r取為局地科氏頻率f0的倍數(shù)是符合近慣性運動衰減規(guī)律的(Alford， 2001， 2003)。

1.3 近慣性能通量的計算

風場向海洋混合層的近慣性能通量(∏)通過式(5)計算：

圖2 給出了實測近慣性流速和模擬近慣性流速的對比， 以及實測和基于模擬得到的近慣性能通量和累積近慣性能量密度的對比。實測風場來自上文介紹的浮標觀測風場數(shù)據(jù)， 該浮標觀測位于太平洋東部， 浮標觀測的時間范圍為2000 年。模擬的近慣性流和實測近慣性流在位相上契合很好， 但是在振幅上存在略微的偏差。模擬和實測的近慣性能通量和累積近慣性能量密度則十分接近， 這表明利用阻尼平板模型估計近慣性能通量是可行的。此處選取的經驗衰減系數(shù)為r=0.25f0， 鑒于模擬和實測比較相符， 因此本文選取r=0.25f0來估計近慣性能通量。

圖2 實測和模擬的緯向(a)和經向(b)近慣性流、近慣性能通量(c)和累積近慣性能量密度(d) Fig.2 Time series of observed and modeled zonal (a) and meridional (b) near-inertial currents， near-inertial energy flux (c)， and cumulative near-inertial energy density (d)

表1 各個實驗的具體配置信息 Tab.1 Configuration of the experiments

2 近慣性能通量的時空特征

渦度的影響。鑒于2000 年的CFSR 風場得到較好的驗證， 本文選用該年度的CFSR 風場資料、AVISO 海

全球年平均近慣性能通量的空間分布見圖 3。南、北半球的中緯度海洋是近慣性能通量最強的海域， 這說明中緯度西風帶大氣風場能夠有效驅動混合層近慣性運動。在北半球， 太平洋和大西洋中緯度海盆西部是近慣性能通量最大的海域， 而且海盆西部的能通量顯著大于海盆東部。在北大西洋的中緯度， 近慣性能通量的高值區(qū)主要集中在北美東部海域， 該海域混合層厚度偏小是其原因之一。北太平洋中緯度海盆西部的年平均近慣性能通量最大超過10mW/m2(1mW/m2=10-3W/m2)， 而北大西洋中緯度海盆西部的能通量可以達到22mW/m2。在南半球， 整個南大洋的近慣性能通量都比較強， 而且在非洲東南部、澳洲南部和南美洲東南部海域存在能通量的極值。本研究得到的近慣性能通量空間分布特征和已有的研究結果(Jianget al， 2005； Simmonet al， 2012； Rimacet al， 2013)基本一致， 但是本研究得到的年平均近慣性能通量中仍然可以看到熱帶氣旋激發(fā)的近慣性能通量， 尤其是在北大西洋和印度洋。所以本文所用的1h 時間分辨率風場資料可以分辨出熱帶氣旋的風場， 這也使得本文的估計更加合理。

圖3 年平均近慣性能通量 (單位： mW/m2； 1mW/m2=10-3W/m2) Fig.3 Annual mean near-inertial energy flux (unit： mW/m2； 1mW/m2=10-3W/m2)

近慣性能通量呈現(xiàn)顯著的季節(jié)變化(圖4)， 而且該季節(jié)變化在北半球和南半球的表現(xiàn)并不相同。在北半球， 近慣性能通量在北半球的冬季最強， 秋季次之， 春季和夏季則較弱。在南半球， 近慣性能通量在南半球的冬季和春季較強， 而在夏季和秋季較弱。該季節(jié)變化特征和前人的研究結果一致(Alford， 2001， 2003； Watanabeet al， 2002； Furuichiet al， 2008)， 即近慣性能通量在各個半球的冬季較強， 而在夏季較弱。風場時間分辨率提高帶來的提升是在各個半球的夏季， 熱帶氣旋活動頻繁， 其對近慣性能通量的貢獻明顯且被很好估計出來。雖然熱帶氣旋引起的近慣性能通量持續(xù)時間較短(通常不超過1 個月)、且覆蓋范圍較小(集中在熱帶氣旋路徑兩側)， 但是季節(jié)平均的近慣性能通量表明， 其對全球近慣性能通量的貢獻不容忽視(錢奇峰等， 2012)。季節(jié)平均近慣性能通量的空間分布表明， 北太平洋和北大西洋中緯度海盆西部、非洲東南部的南大洋是全球近慣性能通量最強的三個海域。

緯向平均近慣性能通量的季節(jié)平均和年平均見圖5。年平均的近慣性能通量表明， 北半球中緯度是全球近慣性能通量最強的海域， 該海域從30°N 一直持續(xù)到60°N， 該海域近慣性能通量超過3mW/m2。在南半球， 年平均近慣性能通量同樣在中緯度最強， 其大致緯度范圍為35°—60°S， 該海域近慣性能通量接近3mW/m2。年平均的近慣性能通量在42°N 最強， 約為5mW/m2， 在南半球中緯度約為3mW/m2， 而在低緯度海域僅為1mW/m2左右。緯向平均的近慣性能通量在北半球存在顯著的季節(jié)變化， 表現(xiàn)為秋季和冬季較強、春季和夏季較弱。在北半球中緯度， 春季和夏季的近慣性能通量不超過3mW/m2， 而在秋季和冬季最大值接近8mW/m2。北半球緯向平均近慣性能通量的極大值冬季出現(xiàn)在42°N， 秋季出現(xiàn)在45°N。而在南半球， 緯向平均近慣性能通量的季節(jié)變化則不顯著， 僅在南半球冬季出現(xiàn)能通量的略微加強， 這說明南半球不同季節(jié)的近慣性能通量存在空間變化， 導致緯向平均后近慣性能通量的季節(jié)變化不顯著。

圖6 實驗1 得到的北半球、南半球和全球積分的近慣性能量輸入功率 Fig.6 The North Hemisphere， South Hemisphere， and global mean near-inertial power input obtained from the experiment 1

南、北半球和全球積分的近慣性能量輸入功率見圖6。全球近慣性能量輸入功率隨月份變化， 且在4月份最小為0.47TW， 而在12 月份最大為0.70TW。北半球近慣性能量輸入功率在冬季和秋季超過0.2TW， 而在春季和夏季則小于0.2TW， 在12 月達到 最大值0.41TW。南半球近慣性能量輸入功率則在大部分月份都超過0.3TW， 僅在10—12 月不足0.3TW。在1—9 月份， 南半球的能量輸入功率大于北半球， 在10—12 月份則反之。全球年平均近慣性能量輸入功率約為0.56TW， 其中北半球和南半球貢獻分別為0.22TW 和0.34TW。北半球和南半球的平均近慣性能通量分別為2.02 和1.90mW/m2， 全球平均的能通量為1.94mW/m2。南半球的平均能通量小于北半球， 而能量輸入功率則大于北半球， 這是因為南半球海洋面積比北半球大。表2 總結了實驗1 得到的全球平均近慣性能量輸入功率和近慣性能通量。

表2 實驗1 得到的北半球、南半球和全球平均近慣性能量輸入功率和近慣性能通量 Tab.2 The North Hemisphere， South Hemisphere， global mean near-inertial energy flux， and integrated near-inertial power input obtained from experiment 1

3 近慣性能通量的影響因素

3.1 混合層厚度

在風速一定時， 混合層越深， 風場在混合層驅動的近慣性流就越弱， 近慣性能通量就越?。?反之亦然。在實際海洋中， 較強的風場通常激發(fā)較強的海洋混合， 因此強風和較厚的混合層往往伴隨發(fā)生。為探究混合層厚度對近慣性能通量的影響， 此處將混合層厚度取為常數(shù)50m， 此時近慣性能通量的時空變化主要由風場的變化引起。

混合層厚度為常數(shù)時， 近慣性能通量的緯向變化減弱， 此時近慣性能通量在緯向大致呈帶狀分布， 尤其是在南大洋(圖7)。這說明混合層厚度的空間變化是中緯度近慣性能通量東西不對稱的原因之一。在北半球中緯度， 海盆西部的近慣性能通量依舊強于海盆東部， 這意味著風場的緯向變化是北半球中緯度海盆近慣性能通量東西不對稱的另一個原因?；旌蠈訛槌?shù)時， 北大西洋的近慣性能通量變得明顯小于北太平洋， 這表明北太平洋的風場強于北大西洋。在實際海洋中(圖3 和圖4)， 北太平洋和北大西洋的近慣性能通量接近， 這意味著北大西洋的混合層厚度小于北太平洋。所以， 北太平洋和北大西洋中緯度海域近慣性能通量都很強是風場和混合層厚度共同作用的結果。混合層為常數(shù)時， 在南大洋， 風場在60°—110°E 激發(fā)的近慣性能通量最強， 而在南太平洋激發(fā)的能通量最弱。由于南大洋風場的緯向變化較小， 因此混合層厚度對南大洋近慣性能通量的空間變化起主導作用。

3.2 風場的時間分辨率

風場時間分辨率對近慣性能通量的影響主要取決于該時間分辨率能否有效地刻畫風場在局地慣性頻率附近的變化。近慣性運動的頻率自赤道向兩極逐漸變大， 即運動的周期逐漸減小。近慣性運動的周期T和緯度φ的關系為

圖7 混合層厚度為50m 時的年平均近慣性能通量 Fig.7 Annual mean near-inertial energy flux with uniform mixed layer thickness of 50 m

式(6)計算得到的近慣性運動周期的單位為h。在低緯度海域， 局地慣性周期較大， 因此該海域近慣性能通量的計算對風場時間分辨率的要求相對較低。然而， 在高緯度海域， 局地慣性周期較小(例如南北緯60°處慣性周期約為13.86h)， 此時近慣性能通量的計算對風場的時間分辨率要求相對較高。

將風場再取樣為3h 和6h分辨率時計算得到的年平均近慣性能通量和1h 風場計算結果的絕對和相對變化分別見圖8 和圖9?？梢钥闯觯?風場時間分辨率的降低導致近慣性能通量估計的降低， 尤其是在近慣性能通量較強的中緯度海洋。在中緯度海域， 3h 風場計算的能通量比1h 風場的結果偏小0.5—2.0mW/m2； 而6h 風場計算的能通量比1h 風場的結果偏小達1.0—4.0mW/m2。在北半球中緯度， 3h 風場計算的近慣性能通量比1h 風場的計算結果偏低5%—15%， 6h 風場計算的近慣性能通量比小時風場的計算結果偏低20%—40%。在南大洋， 3h 風場計算的近慣性能通量比1h 風場的計算結果偏低15%—30%， 而6h 風場計算的近慣性能通量比1h 風場的計算結果偏低達到40%—60%。3h 風場計算得到的全球近慣性能量輸入功率為0.49TW， 比1h 風場的結果偏低約13%； 而6h風場計算的能量輸入功率為0.39TW， 比1h 風場的結果偏低達到30%。3h 和6h 風場計算得到的全球和南北半球近慣性能量輸入功率以及平均能通量的具體信息見表3。

3.3 經驗衰減系數(shù)

圖8 時間分辨率3h(a)和6h(b)風場同時間分辨率1h 風場計算得到的年平均近慣性能通量的差值 Fig.8 Difference of annual mean near-inertial energy flux in 3-hour (a)， 6-hour (b) and 1-hour temporal resolution wind

圖9 時間分辨率3h(a)和6h(b)風場相對時間分辨率1h 風場計算得到的年平均近慣性能通量改變的百分比 Fig.9 Relative difference of annual mean near-inertial energy flux in 3-hour (a)， 6-hour (b) and 1-hour temporal resolution wind

表3 3h 和6h 分辨率風場計算的全球近慣性能量輸入功率和平均近慣性能通量 Tab.3 Global mean near-inertial energy flux and integrated power input calculated using 3-hour and 6-hour temporal resolution wind

經驗衰減系數(shù)r是決定混合層近慣性運動衰減的重要參數(shù)。圖10 展示了r為0.2f0和0.3f0時的近慣性能通量同r為0.25f0時近慣性能通量的差值。可以看出， 較小的r會引起近慣性能通量的增強， 而較大的r會導致近慣性能通量的減弱。當經驗衰減系數(shù)r為0.2f0時， 中緯度近慣性能通量增加約0.1—0.4mW/m2； 當經驗衰減系數(shù)r為0.3f0時， 中緯度近 慣性能通量降低約0.2—0.4mW/m2。當經驗衰減系數(shù)r為0.2f0時， 全球近慣性能量輸入功率為0.59TW， 比r為0.25f0時增大約5%； 而當經驗衰減系數(shù)r為0.3f0時， 全球近慣性能量輸入功率為0.53TW， 比r為0.25f0時減小約5%?？紤]到經驗衰減系數(shù)的取值范圍通常為0.2f0—0.3f0， 所以經驗衰減系數(shù)對近慣性能量輸入功率計算的影響較小。r為0.2f0和0.3f0時的近慣性能量輸入功率和全球平均近慣性能通量見表4。

圖10 經驗衰減系數(shù)r=0.2f0(a)和r=0.3f0(b)時的近慣性能通量同r=0.25f0 時的近慣性能通量的差值 Fig.10 Difference of near-inertial energy flux between experiments with r=0.2f0 (a)， r=0.3f0 (b)， and experiment with r=0.25f0

表4 不同經驗衰減系數(shù)下的南北半球和全球近慣性能量輸入功率和平均近慣性能通量 Tab， 4 Near-inertial power input and energy flux of the North Hemisphere， South Hemisphere， and the global ocean with empirical damping coefficients of 0.2f0 and 0.3f0

3.4 中尺度渦旋

中尺度渦旋渦度的存在能夠改變局地有效科氏頻率， 而有效科氏頻率決定風場和大氣之間共振響應的頻率， 進而影響近慣性能通量。值得注意的是， 中尺度渦旋的多發(fā)海域和近慣性能通量較強的海域都出現(xiàn)在中緯度地區(qū)， 這也是本文考慮中尺度渦旋渦度對近慣性能通量影響的原因。在中尺度渦旋頻發(fā)的中緯度海域， 考慮中尺度渦旋渦度時， 計算得到的近慣性能通量同時存在增強與減弱(圖11)。在熱帶海域， 由于科氏頻率非常小， 因此更容易受到中尺度渦旋渦度的影響， 進而改變近慣性能通量。中尺度渦旋的渦度能夠改變近慣性能通量， 但其引起的近慣性能通量變化較小， 在中緯度海域僅為0.4—0.8mW/m2， 這比全球平均能通量小一個數(shù)量級。這和海洋中的相對渦度比行星渦度小1—2 個數(shù)量級有關。考慮中尺度渦旋渦度時， 南半球近慣性能量輸入功率減小0.01TW， 而北半球的近慣性能量輸入功率則無變化， 因此中尺度渦旋渦度對近慣性能通量的影響可以忽略。考慮中尺度渦旋渦度時計算得到的全球近慣性能量輸入功率和平均近慣性能通量見表5。

4 討論

本文的結果表明， 在影響近慣性能通量估計的因素中風場資料的時間分辨率是最重要的。本文所用風場的時間分辨率為1h， 因此該風場資料可以在高緯度海域也能較好的再現(xiàn)風場在局地慣性頻段的變化。得益于風場資料的高時間分辨率， 本文計算的近慣性能通量覆蓋70°N—70°S 的海域， 該范圍比之前研究者的覆蓋范圍要廣(Alford， 2001)。

混合層厚度和風場的季節(jié)變化是決定近慣性能通量季節(jié)變化的主導因素。北半球冬季風場最強， 但冬季的近慣性能量輸入和秋季接近， 其原因就是北半球中緯度冬季的混合層厚度較厚。北半球中緯度海盆混合層厚度和風場的緯向變化是海盆西部近慣性能通量高于海盆東部的原因。北大西洋海盆西部的近 慣性能通量高值海域主要是混合層較淺導致的。由于南大洋風場的緯向變化較弱， 混合層厚度的緯向變化是近慣性能通量緯向變化的主要原因。

圖11 考慮與未考慮中尺度渦旋渦度計算得到的年平均近慣性能通量之差 Fig.11 Difference of annual mean near-inertial energy flux with and without consideration of mesoscale eddy

表5 考慮中尺度渦旋渦度時得到的全球近慣性能量輸入功率和平均近慣性能通量 Tab.5 Global integrated near-inertial energy input power and global mean near-inertial energy flux with consideration of the vorticity of mesoscale eddy

混合層近慣性流速的激發(fā)是海洋和風場之間共振響應的結果， 因此近慣性能通量的計算和風場資料中近慣性頻段風速密切相關。當利用再取樣為3h分辨率的風場時， 計算得到的全球近慣性能量輸入功率降低13%； 而采用6h 分辨率風場時， 計算得到的全球近慣性能量輸入功率的降低達到30%。該結果表明， 3h 和6h 分辨率的風場同1h 分辨率風場相比對風場近慣性頻段變化的刻畫偏弱， 而且該現(xiàn)象在中高緯度尤為嚴重。因此， 風場時間分辨率是影響算近慣性能通量計算的重要因素。

經驗衰減系數(shù)r的改變對近慣性能通量的影響表現(xiàn)為，r增大時近慣性能通量減小， 而r減小時近慣性能通量增加。但是當r從0.25f0變化到0.2f0和0.3f0時， 全球近慣性能量輸入功率的變化僅為5%。考慮到r的取值范圍通常為0.2f0—0.3f0， 因此經驗衰減系數(shù)對全球近慣性能量輸入功率估計的影響較小。另外， 中尺度渦旋的渦度僅僅能夠改變局部海域近慣性能通量的空間變化， 但是對全球海洋的近慣性能量輸入功率幾乎沒有影響。各個實驗中得到的全球平均近慣性能通量和近慣性能量輸入功率的匯總見表6。

表6 各個實驗中計算的全球平均近慣性能通量和近慣性能量輸入功率 Tab.6 Global mean near-inertial energy flux and integrated near-inertial energy input power

5 結論

本文基于高時間分辨率CFSR 再分析風場、氣候態(tài)海洋上混合層厚度和衛(wèi)星高度計海面高度異常(Sea Level Anomaly， SLA)資料， 利用阻尼平板模型估計了全球風場向海洋輸入近慣性能量的能通量和功率。本文所用風場的時間分辨率是目前可獲取的再分析風場中最高的， 高時間分辨率有助于更準確的估計風場向海洋的近慣性能通量。本文給出了近慣性能通量的空間分布和時間變化特征， 并討論了海洋上混合層厚度、風場時間分辨率、阻尼平板模型中的經驗衰減系數(shù)和海洋中尺度渦旋渦度對近慣性能通量和能量輸入功率估計的影響。

再分析風場和實測風場的時間序列和功率譜表明， CFSR 風場資料對極值風速和風場高頻段的刻畫較實測風場偏小。本文根據(jù)CFSR 風場和實測風場的統(tǒng)計特征， 將CFSR 風場進行了加強。模型驗證表明， 阻尼平板模型能夠較好地模擬出風場驅動的混合層近慣性流， 且基于該模擬流速計算的風場近慣性能通量和實測結果基本一致。

風場向海洋的近慣性能通量在南、北半球的西風帶海域最強， 尤其是南大洋。這說明西風帶的風場能夠有效的驅動海洋近慣性運動。近慣性能通量在各個半球的冬季最強， 夏季最弱， 這和西風帶風場的季節(jié)變化是一致的。全球風場向海洋輸入近慣性能量的功率為 0.56TW， 其中北半球為 0.22TW， 南半球為0.34TW。全球平均的近慣性能通量為1.94mW/m2， 其中北半球為2.02W/m2， 南半球為1.90mW/m2。

混合層厚度和風場的季節(jié)變化是決定近慣性能通量季節(jié)變化的主導因素， 而混合層厚度和風場的空間變化導致中緯度海域近慣性能通量的東西不對稱。風場的時間分辨率對近慣性能通量的估計特別重要。當風場時間分辨率從1h 變?yōu)?h 時， 估計的近慣性能量輸入功率降低13%； 而當風場時間分辨率從1h 變?yōu)?h 時， 估計的近慣性能通量降低達到30%。阻尼平板模型中的經驗衰減系數(shù)對近慣性能通量的影響較小。由于經驗衰減系數(shù)的取值范圍較小， 該參數(shù)變化引起的近慣性能通量改變不超過5%。中尺度渦旋的渦度能夠一定程度上改變風場近慣性能通量在局部的空間結構， 但是對全球海洋近慣性能量輸入功率幾乎沒有影響。