英语原文共 6 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料
热带气旋中高风速下拖曳系数的降低
Mark D. Powell, Peter J. Vickerydagger; amp; Timothy A. Reinhold
摘要：根据风速与高度的变化以及随海面粗糙度和风速增加的拖曳系数来描述大气和海洋之间的动量交换。但直接测量只适用于弱风情况；因此，在极端风力情况下的动量交换已经很难从这些现场测量中推断出来。自1997年以来,全球定位系统探空仪一直用于测量热带气旋有关的海洋边界层的强风廓线。在这里，我们分析了这些数据，其中高度从200米至500m区域的平均风速呈指数增长，再逐渐变弱到3公里的高度。通过确定表面应力、粗糙度长度和中性稳定性拖曳系数，我们发现随着风速增加超过飓风风速时，表面动量通量水平下降。这种行为与目前在飓风风险评估和风暴移动、强度、波浪和风暴潮的预测等各种模拟应用中使用的表面通量参数化相反。
去
在强风中，海面上的动量交换是由海况相关的拖曳系数（Cd）来描述的。Cd的行为在热带气旋中从未被观察到，所以它目前是基于弱风情况现场测量的外推。这些外推法得到的拖曳系数描述了Cd随风增加而增加的，目前正在应用于诸如：数值天气预报模型中热带气旋的强度和轨迹的预报1；从侦察飞机飞行高度观测来诊断地面风速2,3;分别确定建筑设计和保险费率制定中的极端风负载和损失概率模型的地理分布;以及对风暴潮5,6和波浪预测7情况下风场驱动特性
在强风中的中性稳定性下，平均风速的垂直变化由海面粗糙度控制。相关表层变量为海面粗糙度长度（Z0），摩擦速度（U *）和中性稳定下10 m风速（U10）和拖曳系数（Cd）。假设中性稳定的表层，平均风速（U）与高度（Z）对数增加。
U=(U*/k)ln（Z/Z0）（1）
其中k约为0.4的常数，U*是与表面动量通量（tau;）相关的摩擦速度
tau;=rho;U2*=rho;CdU210（2）
rho;空气密度。由Charnock9描述的粗糙长度：
Z0=alpha;U2*/g（3）
其中alpha;是范围0.015-0.035的常数。通过使用涡相关和惯性耗散方法测量动量通量或通过使用方程（1）和（2）及平均风速剖面计算U *，Z0和Cd的估计值。
主要基于涡相关和惯性耗散测量的现场研究已经得到Cd，且在飓风风速一下Z0依赖于U10和海况10-15。尽管从角动量和涡度估计飓风16-18情况下间接估计Cd是，但误差很大。拖曳系数Cd取决于Z0，U10，波龄（局部摩擦速度与主要谱分量相位速度的比例）和波陡19-22。Z0会受到包括风浪波陡、表面流速、相对风向，波浪，潮流和涌浪的影响。这些研究建议来自不同方向和风区的涌浪和风浪独立地调制局地Z0 ，与U10无关。单个波浪可能分别通过波峰上下风的分离和风速的增加使风场变形。这种影响的垂直范围的估计范围是从几厘米24到三倍波高25
NOAA研究飞机收集的1998年飓风Bonnie的最近的方向波谱测量26描述了右前（左后）象限中最长和最大（最短和最小）波的经典概念模型27，而一般来说是显示出多模态波传播的复杂图案，有时相互矛盾角度的局部风，以及在右后象限中出现更陡波的倾向。
GPS探空仪测风
高分辨率风廓线测量现在是可能的，因为全球定位系统探测器（GPS探空仪）28的发展。从1997 - 1999年起，在大西洋和东太平洋和中太平洋盆地的飓风附近测量了331个风廓线（表1）。飓风眼墙包含热带气旋的最强风，通常被认为是卫星图像和雷达图像中描绘的相对清晰的“飓风眼”的对流环。
GPS探空仪是从1.5-3公里或更高的侦察机或研究飞机上投放，垂直速度为10-15 m/s，每隔0.5s采样压力，温度，湿度和位置。在飓风眼上发射的探空仪需要几分钟的时间才能到达地面，同时表面飘移（相对于风暴中心）切向10-15公里，径向数百米。从GPS探空仪的运动计算的风速精度为0.5-2.0 m/s，高度通常估计在2 m以内。通过5秒低通滤波器对GPS探头测量进行平滑，以消除由于卫星切换引起的欠采样刻度和噪声所引起的波动。极端的湍流和强烈的降雨会导致信号中断或GPS侦测器的故障，使得报告值不准。GPS卫星与NOAA锚定浮标和海岸自动网络平台观测数据的有限比较29建议在中等风速情况下GPS探空测风精度在3.5 m/ s以内。
用一种综合感知对风廓线进行了检查（作为归一化廓线包含所有高于3公里的测量），也作为平均边界层（MBL）风速的函数。对于MBL分析，根据MBL风速，即定义为500米以下的所有轮廓观测值的平均风速，将各个剖面分为五组。这五组分别是MBL的风速为30-39m/s（72个剖面），40-49m/s（105个剖面），50-59m/s（55个剖面）60-69m/s（61个剖面），和70-85m/s（38个剖面）。GPS信号探空仪采样的近表面（8-14m）风速为21〜67m/s。每组按高度垂直排列，以选择提供最高分辨率，使风切变最大。 通过对给定风速组中的所有剖面进行平均，去除与中尺度，对流和欠采样湍流尺度相关的变异性。
风廓线缩放
考虑了风速和风高来构造一个归一化的风廓线。由于其他可能量的变异性或不确定性（包括流入层的深度，梯度风风级和风高）以及缺乏用于估计边界层高度（因此任意定义MBL）的方法，未选择该梯度风级和最大风速的高度。从势温或比湿混合层深度确定的行星边界层（PBL）缩放高度可能有两个不同因素。
“梯度”风级经常用于工程应用中，以表示“自由大气”流过边界层的高度。理想情况下，梯度风平行于恒定压力线（等压线）流动，并表示可以在阵风中传输到表面的动量源。“梯度高度”难以在热带气旋中得到，因为“梯度平衡”30可能应用于高于表面3公里的风。测量基于零流入的梯度高度（假设流入表示PBL的表面摩擦效应）会比边界层热力学高度高1-3公里。
对MBL进行归一化风速测量，因为它通常包含在轮廓中测量的最大风速，不受最大值和最小值的影响，并且还包含在所有的边界层测量。MBL风在所有组中的最大平均风的10％以内，因此与“梯度”风的概念一致，作为影响表面风的动力来源。
平均风廓线
图1中的归一化复合风廓线包含所有MBL组中331个剖面的全部（超过126,000个）各自0.5s的样本。200米以下的数据显示出了平均风速随高度的对数增加，接近500m处达到最大值。由于飓风温暖的中心31,32的水平压力梯度随高度减弱，风速会下降在500米以上。在600米以上单独风力测量的可变性增加与PBL上方的“自由大气”流量的概念相矛盾。
这种变化可能是由于对流尺度特征改变以及GPS探空相对于飞行高度风量最大值的位置不同引起的。角动量从表面向外倾斜33（飓风眼倾斜）的角动量表面典型发射高度（3公里）的最大风的位置距离径向向外（相对于风暴中心）1-3公里。从最大风向径3公里向外发射的GPS探空仪将落入较弱的MBL风中，而从最大3公里的径向向内发射的GPS探空仪将倾向于落入更强的MBL风中。
表面风和阵风的估计
可以用基于侦察飞机风力测量来估计表面和典型的地面风MLB的关系。U10约为MBL的78％（标准偏差8％）。对于MBL组，1.5公里的飞行高度风与MBL大约相等（13％），60m/s，然后对于60-69和70-85m/sMBL组，分别降低到96%（12％）和93％（10％）。当MBL风速组从30-39连续上升到70-85m/s时，3公里高度风速与MBL风速的比分别从110％（37％）下降到97％（20％），90％（14％），87％（12％）和84％（11％）。
必须强调，这些因素只适用于深水，开放海洋条件。在浅水区进行的各种现场试验，都有沿海地区的海域表现出较高的粗糙度（较小的表面减风因子）。这是特别令人担忧的，因为GPS探测信息正在影响美国主要飓风登陆的重新分析（例如，http：//www.noaanews.noaa。gov/stories/s966.htm）。这样的重新评估为时过早，除非具有足够数量的GPS探空仪廓线可用于区分开阔海洋和沿海地区的海浪和波浪破碎效应。
使用表面风与MBL的比率来创建“替代”阵风尺度因子（单个风速测量与平均表面风速的比率），结果显示在图1中。对于飓风登陆期间沿海风速计观察到的平均风速大于25m/s，阵风因子（3s阵风峰值与10分钟平均值的比值）平均值为1.5，最大阵风因子为1.8。对于超过25m/s的海洋风暴，平均阵风因子35约为1.4。对流阵风36,37被认为代表着通过下降气流到超过2.0对阵风因素的极端风向运输和加速。热带气旋中对流阵风的观察极为罕见，因为停电和风速计故障使得难以保存连续的风速记录。图1中10m的最高风观测值时，建议阵风因子小于1.3，这与NOAA浮标平台在飓风中测量的值一致。热带气旋风速计记录的值通常显示超过平均值的三个标准偏差量级的阵风值。图中最小值和最大值的尺度。然而，由于在后处理过程中的滤波有效地平滑了高频波动，所以图1可能不能与常规风速计测得的漂移和阵风相当。
拖曳系数和表面粗糙度
分析飓风眼热力学38文献探测混合层的势温和比湿与边界层一致。每个MBL组的平均风廓线（图2）在最低的200米处是对数变化的，然后在500米附近的峰值稍微平缓。对数轮廓与中性稳定性表面层一致，其中动量的垂直分布由表面粗糙度控制，如等式（1）所述。轮廓表明随着MBL风速的增加，最大平均风向的海拔降低。这种行为与强风暴中较浅的边界层一致。
图2中每个MBL组的最低100-150m的数据用最小二乘法线拟合，根据方程（1）确定截距（自然对数高度刻度），并将斜率分别作为Z0和k / U *的度量。由方程（2）计算。表面层深度的四个估计的U*，Z0和Cd的值如图3所示。10-150-m层往往具有最小的误差。所有拟合能够解释超过98%的方差。
通过70-85m/s范围内的小组包含的低级样本太少以至于难以确定地可靠估计斜率和截距。表层参数对风速的依赖性（图3）表明，U*随U10增加当U10小于40m/s，Z0和Cd最初随表面风接近飓风力（33m/s）而增加。对于U10lt;40m/s，U*和Z0行为（图3a，b）与Large和Pond13所描述的非常相似，尽管Z0随着U10而下降。40m/s，Z0值变得远低于Charnock9和Large和Pond关系所预测的值。U10lt;40m/s的Cd（图3c）的大小与许多调查一致39，热带气旋进行的几项预算研究，以及最近的水槽和环形实验（MADonelan，个人通信;另见参考文献40），虽然U10gt;33m/s使Cd呈现减少的趋势。最显著的结果是，当U10增加到51m/s时，Z0和Cd的大幅度下降，这没有由图3c所示的任何研究结果所表明。然而，以前没有观察到这种风速的观察结果（以前的研究结果显示的值是外推）
Z10和Cd作为U10的过渡的可能解释是从40到51m/s，在海–气界面发展了一个泡沫层41。超过飓风力（34m/s）的地面风在海面上产生气泡条纹，以及由陡峭的波浪面破裂并被风剪切的20-50米宽的泡沫块（图4a）。随着风速接近50m/s，海面完全被一层泡沫覆盖，难以辨别出各种波浪破碎由于飞沫和降雨降低了能见度（图4b）。气泡环境的实验表明，盐水中的泡沫层阻碍了风中的动量转移。随着风速超过40m/s，推测泡沫覆盖率可能会逐渐在海气界面形成“光滑”面。除了泡沫的可能影响之外，还假设海洋飞沫显着影响热带气旋中的动量，热量和水汽的交换43
来自NOAAWP-3D飞机的遥感测量44提供了支持在GPS探空仪剖面中观察到的Cd和Z0行为的独立证据。散射计测量的表面毛细波引起的布拉格散射的归一化雷达散射截面（sigma;0）出现饱和或者在风速超过40m/s的极限风速下雷达散射界面不再随风速继续增加，。随着U10的增加，sigma;0的平移可能与风波的间隔和陡度相关联，使得风看到表示波浪之间的分离区顶部的有效表面（M.A.Donelan，个人通信）。随着U10增加，飓风Frederic45中角动量预算和隐含的摩擦耗散会导致Cd的减少，但风速远低于这里考虑的风速。对飓风吉尔伯特46的海洋反应的实地调查确定了海洋温跃层顶部近似惯性能量通量的Cd。虽然Cd值超过了本文所述的值，但是显示出了平衡关系。
描述平均轮廓所暗示的Z0和Cd行为的另一种情况涉及对螺旋辊形式的线性相干特征的存在的推测。在低水平位置，GPS探测器可以优先地被吸入螺旋滚动循环的会聚和向下的部分，其中包含最强的风，从而有助于在表面附近具有较小剪切（和较低的Z0和U*）的轮廓。对这些特征的验证将需要同时进行相同取样体积的多普勒雷达测量
lt;
剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料
资料编号：[26224]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word
以上是毕业论文外文翻译，课题毕业论文、任务书、文献综述、开题报告、程序设计、图纸设计等资料可联系客服协助查找。
