2018波浪分析和预报指南

WMO-No.引言...................................................................本指南的结构..........................................................第1章.海表波浪.......................................................1.1引言...............................................................1.2简单的线性波....................................................... 基本定义........................................................ 基本关系........................................................ 水粒子的轨道运动................................................ 波浪中的能量.................................................... 1.3海洋上的波场....................................................... 简单波的分解.................................................... 波群和群速...................................................... 波记录的统计描述................................................ 波记录的持续时间................................................ 使用统计参数.................................................... 波谱............................................................ 根据波谱导出的波浪参数.......................................... 波谱的模式形式..................................................1.3.10关于定向波谱的评论..............................................第2章.海面 船舶天气报 卫星资 恒定通量 稳定性影 影响海洋表面风的大尺度气象因 梯度 表面摩擦效 热 ..........................................................等变压 风场的分 数值天气预 谱模 资料同 集合预 章.波浪生成和衰减..................................................引言...............................................................风浪增长...........................................................经验公式和风浪增长曲线..........................................波传播............................................................. 角度扩展........................................................ 分 ..........................................................波浪消散........................................................... 深水波消散...................................................... 浅水波消散...................................................... 涌浪消散........................................................关于源项的一般说明.................................................章.人工波预报.....................................................引言...............................................................实证工作程序....................................................... 不定风.......................................................... 估算风浪区...................................................... 波浪的增长...................................................... 涌浪衰减........................................................ 波群的速度和运动................................................ 风波的计算......................................................... 针对给定风速和风浪区确定海况特征............................... 针对风速增加确定海况............................................ 利用恒定风的进一步发展推断现有波场............................. 测定不同移动速度的热带气旋的动态或俘获风浪区的影响............. 远程风暴........................................................ 长风浪区的远程风暴.............................................. 从附近风暴到达观测点的涌浪..................................... 更多示例........................................................浅水效应的计算..................................................... 海岸带涌浪的变浅和折射.......................................... 变浅所致的浪高变化..................................... 折射所致的浪高变化..................................... Dorrestein的折射系数确定方法........................... 浅水风浪........................................................ 可能的模式问题.................................................. 模式的业务验证.................................................. ..................................................... 波浪................................................... 离岸流预报......................................................... 基本预报方法.................................................... 预报的考虑因素.................................................. 制定预报计划的提示..............................................第章.数值波浪模拟....................................................引言...............................................................基本概念...........................................................海浪-能量平衡方程.................................................波浪模拟的要素..................................................... 初始条件........................................................ 风.............................................................. 输入和耗散...................................................... 非线性相互作用.................................................. 传播............................................................ 射线跟踪法............................................. 深度............................................................ 模式分类........................................................... 解耦传播模式.................................................... 耦合混合模式.................................................... 耦合离散模式.................................................... 第三代模式......................................................新进展.............................................................第章.业务海浪模式....................................................引言...............................................................二维谱海浪模式.....................................................海浪图.............................................................编码海浪模式产品................................................... ........................................................... NetCDF.........................................................海浪模式的验证.....................................................集合预报系统.......................................................章.海浪资料：实观的、测量的和模拟的.................................引言...............................................................实地海浪资料....................................................... 根据目测海浪和涌浪估算有效浪高......................... 测量的海浪资料.................................................. 浮标的海浪测量......................................... 从接近海面的上方测量...................................遥感资料........................................................... 海面电磁波主动遥感.............................................. 空基遥感........................................................ 散射计.................................................微波辐射计.....................................................................................................地波和天浪高频雷达.....................................模拟资 追 国家海洋和大气管理局/ 附录1.海浪列线 附录2.海浪预报：基础和技 参考文 《波浪分析和预报指南》的主题是海浪，特别是那些由风产生的海浪。这种波浪可影响海岸以及海岸附近和外海上的活动。在任何特定时间，海浪都是广阔大海上由近期风造成的结果。对风的了解可以对波浪状况进行诊断。多年来数值天气预报的进展已经可对波浪和风进行很好的预测。本指南的目的是提供有关海浪分析和预报的基本信息和技术。它无意，1994区和为他们提供专业服务的人员。海洋天气预报员是一个关键群体，但该指南同样适用于第三版《波浪分析和预报指南》取代了19881998年的同名版本（WMO，1988，1998，（WM1976和产品的释用需要很好地了解衍生这些产品的过程。因此，因此，本指南对基本理论进行波浪建模首次在19881998年版和现在版本中-波相互作用的参数波浪分析和预报1998年版指南出版几年后，人们认识到国家和国际机构开展了大量研究，为波浪预报和气（WM1994，1998年版的指南包括描述业务波浪模式的目录。对于本版本，由于业务模式配置的频繁变化，将这些描述外包给基于网络的动态部分（业务波浪模式信息也可从波浪建模可广泛用于合成用于气候目的的波浪资料。在7.4节中简要描述了其用法“波浪分析（可能还有风向的波高。但是，在许多情况下，需要采用更复杂的方；“预报增长“后报“波浪“临近预报 无论波浪分析或预报的主要目标如何，对波浪气候学的认识至关重要。然而，对于所有计（例如，高度和周期的范围和可能性。此外，可根据经验给出在给定风力条件下感觉20着特征波或有效波的高度通常不会超过10米。特征波周期通常在4到1520或来自大气模式的存档气压数据来追算较长时间段的波浪情况。然而，目前全球有超过10预报技术的章节。后面的章节则重点介绍波浪建模以及由在有限深度或浅水域中进入或生场描述的基本构成要素，尤其是频率方向波谱。介绍的其他主题包括：波浪能量和群速的第2章主要讨论驱动生成波浪的风的规范。由于波浪的发展对风速非常敏感，只有在风资料足够精确的情况下才可能进行可靠的波浪预报。其中介绍了根据气象分析得到的表面风第3章介绍了可控制波浪条件演变的过程的物理背景。主要是由风产生的波浪，可在海洋波浪分析和预报虽然数值波浪建模已经成为许多中心的常态，但人工方法的使用仍然较为广泛。这些方法已经运用了4045最后，第7章包含了广泛的视觉观测、测量和模拟的波浪数据来源。本章按照观测方法的“短暂性成为一个独立的培训课程。建议海洋预报员如需制作波浪预报还应学习专业培训课程。例第1（特别是通过风、地震、地球浪的特征取决于控制力。潮汐波是由对月球和太阳重力的响应产生的，是大规模的波浪。作用于产生波浪的力的类型和规模。图1.1说明了这种对波浪的分类。需要一个模式来分析和预测这种波。也就是说，需要有一个关于它们如何响应相关强迫的 0.1 1.1第1章.海表波浪第1章.海表波浪水的不可压缩性：密度是恒定的，因此可以导出流体的连续性方程，表示在较小的 流体流动是不旋转的：单个颗粒不旋转。他们可能会互相围绕移动，但没有扭转作使用这些假设，可以编写等式来描述流体的运动。本指南不会提供在大多数波浪或流体教科书中给出的推导（例如，Kinsman，1965；Neumann和Pierson，1966；Crapper，198Masse2011.2波长T（以秒为单位频率f是指在1（赫兹来测量，与1/T传播速率c是波形传播的速度，即波峰和波谷前进的速度。它通常被称为波速或相H=1.2 第二个波峰将到达同一点。与此同时，第一个波峰覆盖了c乘以T的距离。(x,t)asin(kx

1.2k=2π/λ是波数，ω=2π/T是角频率。波数是每单位距离上波峰数的循环测度，角频率是每秒的弧度数。一个波周期是一个完整的循环，即2π弧度。方程式1.2包1.1中，波速cλ/T，或者，现在已经定义了kω/k。波速随波长的变化称为分散，其函数关系称为分散关系。该关系遵循运动方程。对于深水，它可以用频率和波长表示，或者如通常书写为ω和k之间的关系：2 c

g (x)a

然而，当使用放置在x=0位置的波记录器测量波动时，会获得相同的波形。然后记录到的(t)a

（例如海上设施的测量时，重要的参数是波高、波（或波频率1.2实际上，上面描述的简单正弦波从未在海上发现过；只有涌浪在通过无风区域时可能会接近。从简单波的描述开始的原因是它们代表了控制海表波浪的物理方程的基本解。它们是“基本构成要素这将在后面介绍。实际上，简单正弦波的概念水也向前和向后移动。它在波峰上向前移动，在波谷中向后移动。如果水相对于波长不太πHT的时间内，该圆周被粒子覆盖。因此水的速度为πH/T。这也是在波峰中达到的最大前进速度。不应将单个水粒而波长λ通常远大于πH。资料Gröen1.4图1.3以略微简化的形式显示水粒子运动导致的波峰和波谷的级数。实际上，根据波浪的陡度，水粒子不能准确地返回到其路径的起点；它最终会在波浪行进方向略微靠前的位置ρwga2/2ρwgH2/8ρw1.54%。结果是，只要水少是波长的一半时，相对于给定的表面波的水被称为深水。在实践中，通常在hλ/4深水过渡到过渡水深。在深水中，该深度的位移约为表面位移的20％。然而，只要水深于 “接触到底部T根据波浪运动的线性化理论，可以推导出波速c与波数k=2π/λ和水深hc2gtanh 其中g是重力加速度，tanhxtanhxexexexe

1.71.3的广义形2gktanh >λ/4tanhc2gg

TT

cgTgg 2 以米和秒为单位表示，g/2π=1.56ms−2。在这种情况下，λ=1.56T2m，而c=1.56Tms1。λ以英尺为单位，cλ=5.12T2英尺，c=3.03T节。cc（长波都很浅。c

1.101.12，其中c0和λ0分别是深水波速和波长，k0是深水波数2π/λ0c2gtanh 改变深度的另一个特征是改变波高。随着波浪接近岸边，它的高度会增加。这是群速度变化的结果。必须保持向海岸传播的能量，至少直到摩擦变得明显为止，因此如果群速度减1.2.4得更快，这导致波峰返回时平行于海底形状。图1.6、1.7和1.8显示了一些折射模式的例1998年第7（CERC，1984年对折射和衍射分析方法进行了更全面还应提到波的衍射现象。它最常发生在诸如防波堤等障碍物的背风处。阻碍可导致能量沿波峰传递。这种能量转移意味着波浪可以影响该结构背风处的水，尽管它们的高度大大降低。图1.9中的照片是一个例子。1.81.9（加利福尼亚州1.2.3πH/（Stokes1841880λ=1/7λ/T。水的前进速度不会更快，因为1.10波浪的前后斜坡在120（图1.11。图图1.2.5期保持不变，但速度会随波长而减小。当水深小于波长的一半时，波高会初步略有下降。1当比率h/λ=0.06hb 其中hbHb1.2一个混乱且不断变化的水面，因为波浪不断地被其他波浪超越并穿过。因此，海上波浪的1.2（参见图1.12的底部曲线中的波1和。在水平轴的相应点处添加波1和波1.1212和1.13波，依此类推-所有方向和波长都不同。每组都是简单正弦波的典型例子。1跟踪波浪到浅水中，波长减小，波浪减慢，但在初期，它的能量不会减少。然后能量在更多的波浪上传播并111.13资料来源：Piersoncc cc1 . sinh2khcd Kinsma196Crappe198以一半相速移动的总能量相同。通过动能和势能之间的连续平衡来维持波的完整性。当一（（1.3.7节图1.13中的混淆模式也可以用方程式1.6型波记录如图1.14H1H110而波高H是波浪记录上出现的从波谷到下一个波峰的垂直距离。另一种更常用的波高是零相交波高Hz（或上相交之间的最高波记录值和最低波记录值之间的垂况下，波峰到波谷高度和Hz（Drape1961966HmaxTzis（或上相交数可得到时H1/n1/n（如果记录中测量的所有波高按降序排列，则应采用包含最高波的nH1/n；TH1/n是1/nnH1/3（其值近似于目视观测到的波高TH1/3（大约等于与光谱最大值相关的波期，见1.3.8节2关于使用零上相交或零下相交来确定波高和零相交波期没有明确的约定。通常，如果记录足够长，则在平均“条形图00的4z04800H和平均过零相交时段Tz使用平均零相交时段Tz有其缺点。记录的各个零下相交时段的分布通常很宽泛，并且对噪（1.3.8。实践证明，当n>31/n最高波的平均波期与TH1/n有本质不同，但是它们表现出更大的散射。2H 其中H（例如，H1/3、Hm0、Hrms或√m0，T（例如，TzTH1/3TpTm02。1.3.8（x（LonguetHiggins，得到证实并已经经验验证。如果F(H1)表示在H1/3已知值的海况下，高度不超过给定波高H1的概率，那么F(H1)1exp2(H1/

1/3高度超过H1的概率Q(H1)是Q(H1)1 由于F(H1)=1exp2(6/5)2]=0.94，高于6米波浪的概率是Q(H1)=10.94=0.06如果根据有限长度的波记录计算得出H1/3，则应考虑用于计算的记录长度或波数。在包含个波浪的记录中，如果n波超过给定高度H1，则高度超过H1Q(H)n将方程式4

N0.5H1/3H10.5lnn

方程式1.25提供了一种确定波记录中H1/3的快速方法。但是，如果已知H1/3，则可以使用H1H1/30.5lnN 为了预测已知H1/3NHmaxHmaxH1/30.5lnN 1.27HmaxH1/30.5ln1.45lnN Hmax（例如6小时H1/3预报的通常置信限度除外。这意味Hmax2.0H1/31.9Hm0

3Hm0的定义及其与H1/31.3.8虽然在给定海况下波高概率的估计通常是基于瑞利分布，但已经证明在某些情况下，根据瑞利分布的上尾所估算的高波概率是过高的。因此，为了设计目的，已经设计了一些替代（例如，Forristall，1978，2000；Tayfun，1981，1983（Liu，2010，其总高度或波峰高度相对于背景有效波高异常高。1.3.1（或傅里叶分析将波记录分解成大量不同频率、方向、振幅(t)0ajsin(j0tjj

η(t)是在时间t记录的水表海拔，η0（1.14，ω0长波的波浪角频率，j是波动分量的数量，aj是第j个分量的振幅，Φj是第j个分量的相位角，n是分量的总数。变得不那么有效，因此对n有合理的限制。（1.10所示。因此，幅度aj（η）（方差是E[jaj2]。得到的函数称为波方差谱S(f)。41.15数据样本。5（0.1Hz对应于10秒的周期。CooleyTukey（1965）开发（FFT定理的自相关方法，该方法由BlackmanTukey（1959）（BendatPierso19714ηη01.3.8m05这个例子展示了一个纯风海的情况。然而，光谱通常可能具有更复杂的外观，由于涌浪而具有一个或多个峰 곸桧5325'N，413'E254.06.538（19.6ms由于波能EρwgH2/8ρwga2/2H=2a)，早期文献中的波谱用E表示，称为波能谱。ρwg并沿垂直轴插入a2/2或简单地插入a2。因此波能谱通常6“清洁.3.21Ef)“能量2z−1“波谱곸1.16ρwgS(f)单位可得出波能E(f)光（或频率方向域0.16Hz上的a2的值被以m2Hz−1（再次省略因子ρwg。事实上，波谱通常被称为能量密度谱。因此，这种分析波测量的方法可得出各种波分量E(f,Θ)的能量分布。1.3.2节中指出，波能可以群速度cg1.19（或波数矢量以及可能是水（1.3.4。与所有的统计估算一样，有必要调JenkinsWatt（1968。波谱估计的有效χ2“自由度”（谱的矩6表示。下式定义了波谱的n阶的矩mnmfnE(f)df

（ω=2πf优于f在该公式中，E(f)表示频率f1.16所示，因此E(f)df表示f和f+df之间的第i个区间中包含的方差ai2/21.31mni

ni n从mn的定义可以得出，零阶矩m0m0

i i0 这是通过各个波谱分量的方差之和获得的波记录的总方差。因此，波谱曲线下的区域具有（每单位面积）E与波高有关E1gH 6NX1X2,…,XnX0的偏差x1x2,…,xn的平均值。第二个矩是关于X0的偏差平方的平均值；第三个时矩是偏差的立方平均值；等等。当X0是所有观测值的平均值Hrms8E w理想的情况是具有从波谱导出的参数并且尽可能接近对应于有效波高H1/3（直接从波记录2wHm0 42w平均为Hm0=1,05H1/3。有效波高通常也用Hs表示。在这种情况下，必须指出正在使用的数（4√m0或H1/3波期参数的推导是一个更复杂的问题，因为与各种海和涌浪组合有关的波谱形状的种类繁（1.3.5。常用的波谱频率Tp，这是对应于fpTp=fp1Tm01

m0 Tm02，这是在理论上等于平均零下相交期Tz的波期：Tm02

Tm–10，这是能量波期，因此在波能研究中计算波浪功率J

m1 其中JkWm−1J波期Tm02（方程式1.31）中的高频阻隔较为敏感。因此，当展示Tm02特0.87Tp0.98Tpmmmm0 Ry（1977）表明，峰值参数Qp（Goda，1970）是一个很好的选择，Q2fS(f)2df 20波谱的概念通常用于对海洋状态进行建模。波谱模式能用某种函数形式来表示波谱，通常是频率E(f)、频率和方向，E(f,Θ)或波数E(k1.4，eel-rsen-AroeEPhillips波谱描述了波谱峰值以上波谱的高频部分的形状。其中指出光谱的对数通常接近直线，斜率约为-5。因此，一般形式是E(f)0.005f

if

g

Pierson-Moskowitz（Pierson和Moskowitz，1964）经常被用作充分发展海洋的模式谱，当持续时间和波距不受限制时可达到理想化的平衡状态。该波谱基于420个选定的波浪测量的子集，该测量使用由Tucker（1956）19551960

0.74g E(f)

45

(2)其中E(f（m2s1，f（Hzu是海面以上19.5m（ms1，g是由重力引起的加速度（ms2）以及α是无量纲量，α=0.0081。可以看出Pierson-Moskowitz谱的峰值频率是f0.877g

方程式1.43、1.31和1.32可以将m0（有效波高Hm0是Hm00.0246u 其中Hm0的单位是m，u为ms110米高度有关。7这与第4章中波增长曲线的极限值非常吻合。方程式1.441.45

0.04f

（JONSWAP）JONSWAP（Hasselmann等，1973）描述了在波距受限条件下发展的波谱，即在稳定的海上风条件下波增长受到与海岸的距离的限制。波谱的基本形式是峰值频率而不是风速，f

fpE(f)

45

(f

(2)f0.877g

函数γ是峰值增强因子，它修改了光谱峰值周围的间隔，使其比Pierson-Moskowitz光谱更加强烈得多。否则，形状类似。图1.17说明了JONSWAP谱的一般形式。 使用JONSWAPHasselmann（1976）提出了波方差和峰值频率之间的关系，适用于广泛的发展阶段。将结果转换为Hm0和f

0.0414f2(f

1.17.作为f/fp函数的JONSWAP710米。通过应用修正系数，将19.5米的风速降低到10米高；在这种情况下，风速已除以1.075（参见第2.4.1节。10米处，Hm0m，fpHz而u为ms−1。这个方程与发展波有关，因此对于充分发展的波，它与方程式1.45程式1.48fp0.148H

当波高和风速已知时，方程式1.49可用于估计近似频谱和特征波期。当使用将波高与风速E(f)EJONSWAP(f)(f,Φ是频率f和深度h（Bouws，1985E(f)E(f,

即使从一个基本思想出发，例如图1.13所示，也可以认为是简单波分量就像它们在某个传（x,y）（t的函数。(x,y)ai,jcos(kx,ixky,jyi,j Jdk/d1/ 在更全面的背景下，在波的存在下移动的三维海面η(x,y,t（作为波数矢量和频率的函数表示。除非要执行到特定域的转换，否则这种一般表示不需要使用分散关系。此外，如果波确实表现为线性波，那么三维谱E(kx、ky,、ω)会折叠到谱kx、ky、ω海流或海面的任何非线性行为。在一些情况下，因此可以从E(kx、ky,、ω)的观察推断出表通常是根据波特性的测量结果来估计原位波方向信息，例如在一个点的表面高度和斜率矢量，或在三个或更多点的一些特性，可生成时间序列集。通常，采用表面波过程的平稳性（LonguetHiggins1963Capo1979（Donelan等，1996。在一些其他情况下，关于海面海拔的信息可以作为快照η(xy)提供，而直接FFT得出作为波数矢量函数的二维谱的直接估计。这种海面海拔的序列将包括完整信息，从而（SAR）已被证明可用于反演（Chapron2001；LehnerOcampoorres，2004。当然，有必要了解SAR图像谱和海浪波谱之间传递函数的完整版本的详细内容。2编辑：WGemmill，由TBrunsNKohno3415ms−2912445.5ms−34.96.36%将导致预报波高的误差2%30%。50常见的做法是使用合适的边界层参数化将风调整到海面上10米的预定高度。对于波浪预报，这在实践中具有优势，因为1010米可能会失败。如果考虑锋区通道或强烈温暖平流的情10米的风。一些预报中心甚至使用改进的边界层公式运行大气和海浪的耦早期的波浪预报，可通过人工分析海洋气象观测资料来确定风场。这种复杂且耗时的过程如果可用模式在分辨率和模式物理方面存在局限性，例如飑线、雷暴和热带气旋等中尺度2.32.4影响海面风的大尺度因素，第2.5节重点介绍了NWP的一些方面和实例。第2第22015年第三部分第1节列出了不同类型观测站的详细清单。风遥测由卫星上的有源和无（SSM/I通过全球电信系统在全球分发，用于NWP的资料同化。对于不同平台和参数，观测频率和质量差异很大。海上风报告和压力测量结果在压力和风和对风的感觉进行间接估算，如果船舶配备齐全则可直接通过风速计进行估算。图2.1显示了一年内收集的VOS报告的覆盖范围。荈䡦錜崵菺䲿⣘n굥崵ꆀ餴俱n䎃⟧2018来源：Source

緸呔}鳹桧1deg风观测受到各种误差的影响。通常，制作报告时首先是根据众所周知的蒲福风级表来确定风速。每个等级都是基于海况的情况，因此代表了可能的风速范围。即使有经验的观观测WMO代码FM1319482.1（WMO，2012aylo19972.1ms−1和节ms−1ms−110（Verploeg1967风力计的船舶好得多。Pierson（1990）发现无论是否有风速计，船舶报告都不如浮标测量40这是当比较许多平台的风力资料时的另一个误差来源。有关海上风测量问题的详细综述，1967Meindl传感器在浮标上的位置都经过仔细考量，以避免暴露问题；例如，由于桅杆的倾斜气压；SST=海面温度；ST=盐度和温度）资料浮标合作专家组（DBCP）近乎实时监测全球浮标，以便检测仪器错误（见图2.2（沿海（沿海报告站可提供多种质量和适用性的资料。使用这些报告需要了解暴露、当地地（沿海浮标、灯塔或海岸警卫站。还应考虑一天中要执行风和压力分析，须将资料调整到标准高度。然而，系泊浮标的风速计高度在3米至1415米到40200了将风力调整到标准高度的方法，并且由ShearmanZelenko（1989）WMO定为10米。卫星遥感测量海上风速和风向始于1973年Skylab空间站上的第一颗卫星微波散射仪，它卫星。必须同时开发经验算法以根据海洋表面反向散射或亮度温度导出近表面风参数。如散射仪是主动辐射计，其基于海面上毛细波的布拉格散射。毛细波可直接反映海表风速的（2.32.4。卫星测高仪是向下指向的雷达仪器，通过测量雷达脉冲从卫星到地面往返时间来确定从卫作用，可以根据反射脉冲的特性导出波高和风速的准确估算值。已经在并置的浮标观测的Challeno199“亮度。亮度到近地面风速的转换是准确的。然而，如果有阳光，有雨的情况下，以及在冰或陆地附近转换就会错误。SSM/I和SSMIS资料由遥感系统产生，并由美国国家航空航天局的地球科学MEASURE计划赞助。遥感系统可提供资料。处理和组合来自多个天线位置的记录可形成具有高分辨率的陆地和海洋表面的图像。已经（例如，Lehner2000）（图像SAR（Lehner20122.5。2.32014727MetOpMETEOSAT（kn）资料来源：红外METEOSAT（kn=节）资料来源：所有传感器都响应水面的变化，并且由于大气层结的变化而不代表10于原位测量的高度调节是不可行的。因此，传感器通常要经过校准，以匹配10（2.3.3。表2.2资料APleskachevsky2.25–1510m500–180010m15002510mSAR100–1000km5–50010m注：“天底足迹是传感器光束所覆盖的地面区域“条带标称条带宽。大气边界层从表面延伸到大约1公里高度的自由大气。摩擦力在表面占主导地位。在自由（相关的摩擦力是由紊流脉动引起的-雷诺应力。湍流理论的一个基本难点是将这些湍流应CwcKC

z

Cz KC描述了平均变量C的湍流扩散系数，而c'和w'C2.6：到约50米（Ekman1905（从约501。Oerte，200度力的影响以及湍流通量的水平梯度可以忽略不计。在该解答中，风向随高度变化保持不（2.2。u=~1Kc=~50u*=角度。较小的角度导致理论与埃克曼和Prandtl层相匹配。温度保持平衡，因此近中性稳定性占主导地位。在这些条件下，摩擦决定恒定通量层中的（第2.3.1。（2.3.3。uu*lnz

z0 κvonKármánz是观测到流动的平均海平面以上的高度，z0（称为粗糙度长度u*是垂直恒定的摩擦速度：u*

其中τ是表面应力的大小，ρau*可以被认为是表面应力的代理。通常通过τ 其中CdCd和u都是高度的函数。多年来，确定Cd和uu*

zz

lnz

L

0z

zCd(z)/

z0

Ψ是针对稳定和不稳定条件导出的。L是Monin-Obukhov程式2.5和2.6中的稳定性函数Ψ(z/L)。z0的公式及其与u*z0是某（波浪。开展了很多工作，通过现场观察波浪陡度等的广泛依赖。结论性意见尚未被接受，JonesToba（2001）讨论了该主题的（Högström2009；Smedman等，2009；Kahma等，2016。 g* g是由重力引起的加速度，α是Charnock参数。α的常见范围是从涌浪的0.01到陡2.710度增加或波龄较低，发现从空气到水的动量交换有相当大的增强。使用这种参数化可以实（见第2.5.5节。在上述d，Roll103C10(0.8 其中C10是10米高度的阻力系数，U10是10（ms1对于中等风力状态，Schwab（1978）的结果表明阻力系数随风速稳定增加。但是，这似乎33140ms−1时，阻力系数、摩Schwab需要解决的一个关键问题是稳定性和风应力变化对波浪增长预测的影响。从图2.8中可以10（或表面应力----5ms-1--10ms-1--15ms-1--20ms-1--25ms-1--30ms- 2.7，海面上10米风调整的非维度风廓线Cdx10米风速10米风速–20 2.8（黑色等高线（海气温差10和边界层稳定性长度L，从而可以确定包括稳定性在内的恒定通量层的风廓线。Kara（2008年Bourassa（1999）（图2.9对于波浪预测模式，用u*表示输入风似乎是合适的。这是在考虑稳定性的情况下计算的。（2.2，给定u*，其中已经考虑了稳定性效应并且Ψ=0）来表示某个标称高度的风。这种风在那个高度被称为等效中性风（Liu和Tang，1996；Verschell等，199910米等效中性风。早些年，GeernaertKatsaros（1986）将等效中性风定义为如果存在中性大气层结时将会观测到的平均风速。该定义已用于计算海气相互作用模式中的中性阻力系数和粗糙度长（高于50米的高度处观测到的风是给定的，即完全进入埃克曼螺已经使用两种体系边界层模式开发了几种方法，其中使用自由大气参数确定表面应力及其方向。然而，分析模式（例如，Cardone，1969,1978；Krishna，1981；Brown和Liu，1982，Rossby（ClarkeHess19；Stul1988，并没有提出对这今天的NWP（2.510气流过海洋时，其温度和稳定性将被下面的海面改变。例如，随着空气和水之间的温差减小，稳定性的缓慢增加将减少冷空气爆发对暖水区的影响。图2.10说明了通过线性回归评（Phillips，1972；Phillips和Irbe，1978。TaTa-Tw=-4°CTa-Tw=-2°CTa-Tw=0°CTa-Tw=2°CTa-Tw=4°Czz嵳䎂꬗⟄♳涸넞嵳䎂꬗⟄♳涸넞 䎂㖲굥U[ms-图2.9.对于高度z=6m时给定风速U=6ms1，以及表面和该高度之间给定的特定🗎度，2008异。廓线是基于Monin-Obukhov（参见第2.3.1-27-24-21-18-27-24-21-18-15-12-9-6-3 91215182124空气温度修正后的空气温度本节讨论预报员可能必须使用表面天气分析图表进行工作的情况，因为生成海洋表面风场度特征的分辨率或物理特性，包括热带气旋中的飑线和眼墙特征。此外，预测员可能在生在这种情况下，预报员可以基于对大规模大气运动的一些原理和边界层理论的了解，主（图2.112.13Pendlebur2004（对于中性稳定性）7515°（北半球的逆（UTC（切出920hPa（L）资料来源：2.12Polarstern20083110000UTC资料来源：Polarstern上分析的2008年3110000UTC南大西洋的表面分析）资料来源：

1p,p

g fayxΘ，ρa方程式2.9（f>（f<0。对于给定的气压梯度，地转风将会随着纬度的减小而增加，并且实际上在赤道处会变为无穷大。假设地转风关系在低纬度无效，大约20°N和20°S间。此外，在海洋上，冷高压系统和暖低压系统之间的空气密度范围可以从1.3kgm−30.9kgm−3。1可以使用图2.14海里海里1015.0hPa285K1.241kgm3（另见表2.3）1r2Grfr2

frfr其中f是科里奥利力，G（用作气压梯度的代理，如方程式2.9所示r是关>0；<01prf2 a 2.10（大小梯度风Gr

fr 利用方程式2.11的地转关系并结合方程式2.12，反气旋流的梯度风速上限是地转风速的两Gr2G 相对于气压梯度，气旋梯度风速没有这样的相应下限。图2.15굥굥 [Gr/ 刼桧⼱䖈152.42.5。 入角度趋于达到最大值。表面摩擦的影响在大气边界层顶部衰减为零。气压梯度与科里奥（2.17）可通过众所周知的埃克曼螺旋来描述这种效应，该螺旋预测该表面存在45°转角。事实上，该角度太大，而表面附近的预测速度太低。的方法。这些通常使用两个体系边界层的概念；表面上的恒定通量层和上面的埃克曼层。10°-15°，以获得水平温度梯度，则可以通过热风方程显示气压梯度将随高度变化。这是由众所周知的事实ug,vggT,T

z yx，“热风ene196（流入28纬40°N（节）ΦfΦ/f40°比率缩放，其中f40°N（节）ΦfΦ/f40°比率缩放，其中f 图2.17（北半球C=科里奥利力、F=摩擦力、G=地转风、GrHL∇pup0p1）（压力变化的时间速率。等变压风的强度与等变压梯度成正比，其方向垂直于梯度-远离压力上升的中心并朝向压力下降的中心。通常，该分量小于5（2.510（5BC（表面BC（表面GAG（资料来源：Pierson(II -2.19G=(ugvg)=导致低气压区北部/南部的风减弱/增强。风向在系统的前部和后部受到影响。

p

p1

t

ti (u,v)i f

2.19（汇流（等压线分科里奥利力而变得不平衡。这导致流动朝向高压偏转，以通过增加气压梯度力来恢复力的转性分量的发展幅度为Un=(G/fdG/ds（HaltinerMartin1957，G是地转速度，f是科里奥利参数，s是地转流方向的矢量。分流将减小流入角度，结果是将很少存在朝向高压的流动。图2.20说明了由于分流和汇流（2.112.12）代表不同温度的气团之间的边界。锋面的动态与温（Bjerknes和Solberg1922。锋面实际上由狭窄的过渡区域锋面的垂直倾斜α、水平温度差T'–TV'g–Vg之间的tanfTVgVg

Tf表示科里奥利参数，T是平均温度，g是由重力引起的加速度。很明显，在温差较大的气团之间，在较陡的锋面上会发现较大的风切变。这是冷锋的典型现象。图2.21示意性锋面的传播和相关的垂直循环过程将改变表面气压的不连续性以及锋线附近的风力分布。（图2.11。UnUn2.20（p0和p1UnG和U是地转风和表面风，HL）不可能直接根据热带地区的气压分析确定风场。这是因为地转关系在低纬度地区较弱，而的图表中对其进行定位和跟踪。应该从形成、到成熟和衰退的过程跟踪每个系统，并追踪（航空气象局，1995年是热带地区分析的有用参考。，TC27TC（CISK，的存在。这种较弱热带低压的特征是科里奥利参数较小，但在较低水平的收敛较强，这保和，Smit1997的TC气候学可查询国家热带气旋中心。2.6（10TCSaffir–Simpson的热带气旋TC3334–63“旋风≥64节（Saffir-Simpson风级表中的类别1和≥96节（Saffir-Simpson风级表中的类别3-由于TCDvorak（1975，1984）开发了一种根据地球静止卫星图像分析Dvorak通过详细的云模式分析及其与运动学和热力学性质的关系对TC2.6示。Velden（2006）对该技术进行了审查。Koba（1990）（JMA）1981年至1986年间的最佳路径资料和飞机侦察部分原因是因为Koba等人将MWS10（WMO标准DvorakMWS定义为1（在美国常见。Dvorak的技术是对TC强度的主观分析，它取决于分析人员的经验。还开发了客观Dvorak（Velden2006；Kishimoto，2013。此外，轨道卫星的微波传感器可以直接观测地面风和TC结构的细节，例如暖芯。这些资料已成为近期，2016TC涡旋的风场基本上受方程式2.10的梯度风关系控制。已经进行了多次尝试以从Dvorak的TC强度导出涡旋内的海平面气压场：p(r)p

p

(Fujita, 1(r/p(r)ppp1(r/

(Schloemer,

(Holland,其中rTCpc和p∞分别代表中心气压和环境气压。最大风力的半径r0义了TC飓风。Holland（1980）B1（Schloemer2.5考虑了区域特征。然而，这些简单公式不能表示由TC（Yoshizumi，196Konish199Dvora（198（MW1CIKobaDvorakDvorakMWSMSLPMWSMSLPMWSMSLP111111可确定海面风场的物理过程由基本的非线性运动方程和热力学方程表示，可以在高性能计William（1980第一批业务NWP20601d同时，计算机技术的爆炸式进步使得新的物理参数化和水平和垂直分辨率的提高可以应用全球范围内使用各种全球和有限区域的NWP模式。这些模型在处理多种物理过程的方式量。预报系统之间的区别还包括同化过程中涉及的数据量和类型。新一代模型的开发仍在迅速进行中。因此，以下部分简要介绍了当今NWP的一些基础知识和主要发展。Richardson解偏微分方程时，网格点之间的距离决定了针对从一个点到另一个点的任何物理逼真平流Courant-Friedrichs-Lewy（Courant，1928。这意味着对于全球模式，由于经线朝向极点的聚合，在常规纬2.22扩展动力学方程的球谐函数是避免上述类型的数值不稳定性的经典方法。谱模式可计算波迫。随着前向和后向变换的计算成本随着分辨率的增加而迅速增加，频谱方法不如等效网2.22（德国气象局与NWP2.23HIRLAM、ALADINCOSMO，这些都是基于欧洲气象研究当有限区域模式应用于天气预报时，边界值必须由更大规模的模式提供。许多天气预报中心结合全球模式运行有限区域模式。具有区域甚至可移动网格精细化的全球模式是目前最现今NWP（1040）🗎度的湍流转移是基于Monin-Obukhov似理论进行参数化，如2.3.1（见方程式2来描述次网格尺度湍流通量。2.23201931在参数化中，混合系数KC通常表示为风切变和Richardson（Louis1979。因此，StulRama（1988Garra199r9波浪模式通常由大气模式输出的0“感受波浪模式中的波浪，因02.3节中讨论的（.2。大气模式和波（ECMWF）1998双向互动已显著改善了大气预报分数（Janssen，2004；Chen，2013。通过大气、波（例如，Liu等，2011；Janssen，2013用精密的数学方法在三维模型网格上插入观测资料。作为初估值，前面的模式预报被用于避免前向整合中的数值不稳定性。常见的变分方法涉及最小化成本函数，该成本函数总结了分析与通过经验估计的观测精度加权的观测值之间的平方偏差。这使得能够组合来自不析。这可能会导致错过突然发展的风险-尽管可能是由单个艘船观测到的。e0612一些NWPTC强TCTC强度。因此，若干业务模式TC（2.4.10（CASECMFERA（NCECFSRJRA（1996（2005随着ECMWF（ENSEPS）的引入，1994确定性的新时代。ENSN+1中的空间分辨率有所降低。结果，获得了N+2的降低分辨率的预报。由于误差增长，根据初始状态的动态稳定性，预报开始迅速发散。如图2.24性风预报与超过特定阈值的预测概率相结合。如图2.25所示，是高风速概率预测图的一个MOGREPENSgramENSgram°ENS高分辨率预报和ENS分布UTC时间2019年1月9 2.24ENS（蓝色曲线50资料来源：/en/forecasts/charts/web/classical_meteogram（仅限注册用户）资料来源：在欧洲中期天气预报中心的网站上互动创建，/en/forecasts/charts/web/classical_meteogram（仅限注册用户）第3编辑：MReistad与A.KMagnussonAChawla波浪预报是估计波浪如何随着风场变化作用于海洋表面而演变的过程。要理解这一点，需章（5.1）所示，然后求解。波能（增益和损耗被确定为三个主要过程：外部增（Si在考虑的时间尺度上，海面上唯一的能量输入是风产生的。通过风施加的表面应力可实现2.1出的那样，风规范中的误差可能导致较大的波能量误差，并且随后导致诸如有效波高等参且可支持由于小波随气压波动的共振移动而造成的随后线性增长。这种机制称为Phillips（Phillip1957Barnet（196大部分发展在随后的指数增长中开始，此时小波已经发展到一定的规模，开始影响其上方的空气流动。风现在可推动并拖动波浪，其力量取决于波浪的大小。这种增长通常可以通（见1.3.7节。E(f,)

P(k,f)(e2ft

S(f,)E(f,)2fE(f,

第3第3定义的耦合系数，gρwSin应该指出的是，Miles预测的增长率远小于实验室和实地研究中观测到的增长率。Snyderaucos()1

w 其中c和θ分别是正在产生的分量的相速度和方向，Ψ和u分别是风向和风速，ρa是空气1974Snyder（1981）)maxS(f,)E(f K2)max

aU5cos()

w 11u*u* uC

将u*与u相关联的阻力系数随u而变化。Komen（1984）使用近似形式将风输入项表)maxS(f,)E(f K2)max

aKu*cos()

w2 11Jansse（1991Jenkins使用准线性理论发现阻力系数取决于定义为cp/u*的波龄参数，其中cp是波谱峰值频率的波年龄Donelan（1982）Maat（1991的实验数据非常一致。Cavaler20023.6Cavaleri管效应摩擦速度与风速具有非线性关系。基于波动风场的平均摩擦速度大于平均风速的摩擦速KahmaCalkoen（1992）Cavaleri（olma200Bidlo212峰值频率f*=uf例如，根据联合北海波浪项目（JONSWAP）1973（Hasselmann1973，f*3.5X*0.33andE*1.6107X 2040年代中期以来，已经存在业务上对这种经验关系的有用图形表示，而SverdrupMunk（1947）以及Pierson（1955）（。这种öen和Dresn131“特征HTH1/Tz不同。（Hc和Tc分别略高于H1/3和Tz。然而，与个体观测中的随机误差相比，系统误的水面上吹向长而直的海岸的理想情况下（Pierson-Moskowitz和JONSWAP1.3.9。在深水中假设波数谱中有k−3（Phillips，1958）可对应Pierson-Moskowitz和JONSWAP谱中的f−5图资料来源：Gröen浅水，结果是f−3频率尾部。这个假设使得Bouws（1985）提出了浅水中波谱的通用形状，类似于深水中的JONSWAP（f−5尾被变换后的k−3尾取代。它被称为Texel-Marsen-Arsloe在所描述的理想情况下，有效波高和有效波期的演变是根据深水和浅水中的观测资料进行H*A

1X

T*2B

2X *m4 其中有效波高H*、有效波期T*、波距X*和深度h*的无量纲参数分别为：H*=gHs/u成区域的点，来自生成区域更远一些但速度更快的波浪可以赶上靠近前方附近但速度较慢

h*= 无量纲有效波期无量纲有效波期 无量纲波距3.2（上（下的浅水增k2gktanh

c1 2k sinh2kh对于较大的h，可减为ω/2k，而对于较小的h，则可减至/k 在波浪建模中，能量的局部平均值如何运动化是值得注意的。这并不像在穿过海洋的一条cos2(θψψ是波的主要方向，θ是所涉及取决于波的长度。基于观测资料，有几种针对定向分布的方程式。使用cos2(θ–ψ)/2的形式，Mitsuyasu（1975）Hasselmann（1980）给出了方向分布谱s(f,θ其取决于频率与峰值频率的比率。这些表明在谱峰值处的扩展最窄，而在较低和较高频率，1989减少。数值模式会通过将谱分成多个分量并独立地传播每个分量来自动处理这个问题。手如图3.3所示，P3.4AB处存在的每单位面积的能量25%左右。由角度扩展引起的波高减小是该百分比的平方3.3ABP21.5 0.50.5

9590

70601.52 2 3 4 5为了解释分散，需要进一步应用还原。已经解释了长波及其能量如何比短波及其能量传播如果生成风浪区前沿处的频谱是如图3.53.5。频 频3.5（An00（34orss19665对于业务建模的目的，水流经常被忽略。水流对波的影响取决于水流场的局部特征和相对1990（Chawla和Kirb，2002。对该主题的一般介绍可参见Komen（1994。（例如，Battjes和Janssen，1978。这种机制与陆架海无关。由于波底相互作用，波能的消散可能涉及一些机制。Shemdin（1978）（沙子和海底中的水流和底部深海和开阔海洋中波浪能耗散的主要机制是浪沫。随着波浪的增长，在达到分解的临界点（1.2.7。这个过程是高度非线性的。这就限制了波浪的增长，而能谱能量E线性变化到E的不同倍数。最常见的方法是sse1“随机脉冲浪沫模式。这种消散取决于波浪中的

(f,)(E)f2E(f,

Ψ(E)是综合频谱E的属性。Ψ可表示为波陡度参数的函数（ξ=Ef4/g2，其中f是平均频率。Hasselmann（1974）Komen（1984）Ψ形式的建议。虽然这种表达式（VanVledder，2010等，1989；YoungBabanin，2006。已经基于对消散过程的新理解开发了消散表达式，2010另外存在微尺度分解和寄生毛细管作用的过程，通过该过程而损失波能量。然而，还需要很多地了解消散；通常，不会尝试区分消散过程。因此，需要进一步研究深水中Sds落下（se198。（例如，Battjes和Janssen，1978）已经成功 (,)QbH

1Qb8Etotal Hm（确定为局部深度的固定分数，或作为波浪陡度的极限Etotal是总α（这并不奇怪，因为它们是不同的物理过程。最近，Filipot（2010）使用标度消散，（至少对于单调海滩在整个碎波区域中都消散能量。此外，由于折射，定向扩散显著减少，这解释了像Battjes和Janssen（1978）那样的简单能量消除模式的成功。浅水中的能量消散不限于深度有限的波浪破碎。由于波和水深相互作用而发生另外两个过程：摩擦阻尼和波散射。从技术上，波散射不是波浪消散过程，而是波能量重新分配的机沙质底部更普遍的波浪消散。底部摩擦通常是在碎波区域外的中间深度水域中最相关的波浪消散形式，其中波浪仍然可以接触到底部。这主要是波浪在底部上方保持湍流边界层的（1973：

(,)

g2sinh

动床的摩擦方程，其摩擦系数由于底层涟漪的形成和破坏而改变。TolmanΓJONSWAP擦方程对于描述大陆架上的涌浪衰减是必不可少的，并且是涌浪穿越海架而转变中的主要（不是由于底部消散才成为科学界重点争论的主题。适用于现场的膨胀涌浪传播。Tolman（2002）减少误差的调整项。观测现场涌浪消散的问题在于该过程很弱，并且要进行任何重要的观测必须长距离跟踪涌浪。Ardhuin（2009使用合成孔径雷达数据集，能够追踪太平洋上的涌浪，结果表明涌浪消散是一个真实的物理过程。涌浪消散的根本原因仍然是相当值得科学争论的主题。尽管如此，Ardhuin（2010）已经表明，使用半经验公式来解释涌非线性波‑本指南的引言中指出，简单的正弦波或波分量是线性波。这是近似值。控制方程有更详细共振能够在各种波之间进行这种转移，可通过施加相互作用波的频率必须总和为0的条件（如Hasselmann，1962所示Snl(f,)fdk1dk2dk3k1k2k3k)(f1f2f3f

δ可强制执行共振条件，i=12,3（fi,ki）是相互作用的波分量的频率和波数对，ni=E(fi,θi)/fi是波动密度，并且核函数K（f,θ36性传递函数SnlfSAP谱得出的能量分布Efi,i（.3.9。刚好“四元交互平均JONSWAP平均JONSWAPSx106 - “过冲现象。在峰值附近，非线性波-波相互作用（或沿着风浪区移动，峰值频率会降低。给定频率fe将首先远低于峰值频率，导致来自风强迫的少量增长、一些非线性相互作用和一点（称为饱和状态。图3.8说明了在这样给定频率f3.7Snl、Sin和Sds，下部曲线是频