2019, Vol. 49
2. 台州市气象局, 浙江 台州 318000
海洋上空的海洋大气边界层(Marine Atmospheric Boundary Layer, MABL)是直接受海洋影响的气层, 对海表面强迫有明显的响应。动量、热量和水汽等在自由大气和海洋下垫面之间的MABL中进行快速的输送交换, 是海洋向大气传输能量的重要通道。MBAL垂直结构的变化不仅影响海洋上空的云雾、风、降水等天气现象, 同时也对海洋水文气象环境有重要影响。随着人类海上活动越来越多, 对MABL的研究得到更多的关注。
东海是中国重要经济活动区, 探究该海区海上大气边界层(MABL)变化的物理机制有着非常重要的意义。东海位于东亚季风区, 由冬至初夏, 东海黑潮与其北面的陆架冷水之间形成明显的海表面温度梯度, 我们称之为东海黑潮锋[1]。东海黑潮锋对气旋活动路径、云/雨带位置等有一定的作用[2-4]。对比夏季与春季黄东海MABL特征时发现, 在春季, MABL中的近海面气块来自海洋, 气温低, 较高层(大约925 hPa)气块来自陆地, 属性干暖, 两层气块在黄海西南部叠加产生强的逆温层, 而夏季MABL中的气块都来自海洋, 逆温层强度减弱[5-6]。黄东海大气边界层存在着明显的季节与空间变化特征, 即春夏低于秋冬、西北低于东南[7]。但这些研究多集中于东海黑潮锋的气候学效应。
海洋锋区域是指海表面温度(SST)急剧变化的海区。海洋锋对大气的影响在海-气相互作用领域一直受到高度关注[8-11]。海洋锋通过改变MABL的内部结构影响海洋锋两侧的云高、云状[12-14]。当梅雨锋位于黑潮延伸体海洋锋的不同位置(南北两侧)时, MABL的结构会发生改变, 当锋面位于海洋锋南侧时, 海面受北风影响, 低云在逆温层下生成; 当锋面位于海洋锋北侧时, 海面受西南风影响, 有利于海雾的生成[15]。
但是由于观测手段的局限, 对该海域MABL的海上实际观测非常少。孔杨等[16]通过使用船载GPS探空数据的研究表明, 负的海气温差(海温与气温的差即SST-SAT)一般会伴随稳定大气边界层, 并且大气边界层的日变化较陆地小, 暖区一侧的大气边界层顶高度与海气温差大小有较强的相关性。研究表明, 下垫面是大气边界层的垂直结构发生变化的重要因素。张苏平等[17]通过对黑潮延伸体海洋锋上一次层积云的观测指出, 在海上低压槽后部西北风控制下, 在海洋锋的暖水侧(下风方)形成热通量大值中心和低压槽, 有助于高空西风动量下传, 进而又使得海气界面热通量增加, 这种正反馈效应为MABL内混合层厚度加大和云底/顶高度在海洋锋的下风方升高提供有利背景条件, 为天气尺度下海洋锋对大气影响的机理提供了参考。此次东方红2号科考船在穿过东海黑潮锋时, 观测到了一次云的发展与云量减少的过程, 同时也伴随着MABL顶高度的变化, 那么是什么原因造成了云和MABL的变化呢？云与MABL之间又存在什么样的关系呢？本文通过观测分析结合再分析资料, 讨论导致此次云与MABL变化的原因及两者之间的可能关系。
1 资料来源及方法介绍 1.1 船测资料“东方红2号”科学考察船上的各气象及海洋探测的仪器。包括XZC6-1型船用自动气象仪、北京长峰微电科技有限公司所研发的, 型号为AF-06-A型GPS探空仪等, 数据说明如下：
(1) GPS探空仪可以用来探测船面至高空的温度、风速、风向、气压、湿度等要素的垂直分布, 分辨率为10 m, 经过对数据的处理以此分析大气的垂直结构。
(2) 将时间分辨率为10 s的自动气象站固定于顶层甲板, 随船走航进行连续观测。主要运用观测的气温(SAT)、气压(P)、风、湿度等对走航过程中不同经纬度的近海表面气象要素的连续变化进行分析。
(3) 用芬兰维萨拉公司CL31云高仪连续观测数据可以得到云底高度、大气边界层顶高度等, 输出时间间隔16 s; 同时, 进行的实际走航观测, 每隔1小时人工记录天气实况, 如能见度、天气现象、云状云量等, 结合云高仪确定云状、云量。
(4) SBE56型海水温度测量仪, 深度为2 m左右, 时间间隔为30 s。海水温度(SST)与用自动气象站测得的气温(SAT)数据进行海气温差的计算。
1.2 再分析数据和卫星资料(1) 欧洲中心ECMWF(Europe Center for Medium Weather Forecasts)提供的ERA-Interim再分析资料, 空间网格点为0.125°×0.125°, 用于天气背景形势和气象要素场的分析。将文中所用6个时刻探空资料与对应时刻对应区域的再分析资料进行对比发现, 两者基本相符, 因此再分析资料可以使用(图略)。
(2) 美国国家海洋和大气管理局NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的OISST(Optimum Interpolation Sea Surface Temperature)日平均资料数据, 空间网格点为0.25°×0.25°, 用于分析海气界面热通量的空间分布。
(3) MTSAT(The Multi-functional Transport Satellite)可见光云图, 分辨率为1 km, 对云区的范围进行判别。
1.3 计算方法(1) 本文中将位温梯度最大的高度定义为MABL的高度[18]。
(2) 感热通量和潜热通量应用航线上实测数据通过COARE Bulk Flux Algorithm 3.0a[19]的计算方法得到热通量。
(3) 抬升凝结高度估算公式为：zc≈123(T0-Td0)。T0和Td0分别为地面的气温和露点。
2 天气形势 2.1 天气背景和航线2015年春季, “东方红二号”考察船对东海黑潮海洋锋海区进行了科学考察。本文选取了2015年4月2日12BJT至2015年4月3日12BJT为研究时段。在研究时段内航线区域受海上高压后部西南气流控制(见图 1(a)(b)), 西南风将暖湿空气向北输送(见图 1(c))。高空500 hPa为高压脊, 天气天气形势比较稳定(见图 1(d))。此航段内, 船为西北-东南走向(图 1中蓝色点为释放探空气球A1到A8的位置), 穿越了海洋锋(见图 1中黑框), 顺船行驶方向, 由低海温驶向高海温(海温由18 ℃左右变为23 ℃左右), 海温在航线内升高了将近5 ℃。
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(绿色点为航线位置, 黑框为本文关注的东海黑潮区域。The greendots denote the location of the line. The black box denote the Kuroshio Front in the East China Sea in this paper. ) 图 1 (a) 2015年4月2日14BJT地面天气图; (b)2015年4月3日11BJT地面天气图; (c)2015年4月2日到3日OISST(℃, 填色)、海平面气压场(hPa, 等值线)及10 m风场(风矢量, m/s); (d)2015年4月2日到3日平均的500 hPa位势高度场(gpm, 等值线), 风场(m/s, 矢量箭头) Fig. 1 (a)Surface circulation pattern in 14BJT 2nd April, 2015; (b)Surface circulation pattern in 11BJT 3nd April, 2015; (c)Sea surface temperature (℃, shaded), sea level pressure(hPa, contours) and 10 m wind(vector, m/s) above sea level in 2nd to 3rdApril, 2015;(d)500 hPa geopotential height(gpm, contours) and wind (vector, m/s) in 2nd to 3rdApril, 2015 |
根据可见光云图, 自4月2日12BJT开始(见图 2(a)), 在航段内晴朗少云, 人工观测为晴, 随着时间的推移, 云系逐渐增加, 4月3日08BJT(见图 2(c)), 处于东海黑潮锋暖水测的航线上空一直有云层的覆盖, 对应人工观测为层积云, 云量为8/10, 云系一直维持, 直到4月3日12BJT(见图 2(d))。之后船驶出海洋锋区。
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((a)2015年4月2日15 BJT; (b)3日08BJT; (c)3日10BJT; (d)3日12BJT。红色线段船所在位置。(a) 15BJT2ndApril, 2015; (b) 08 BJT 3rdApril, 2015; (c)10 BJT 3rdApril, 2015; (d)12 BJT 3rdApril, 2015.The red lines denote the location of the line.) 图 2 MTSAT可见光云图 Fig. 2 Visible images from MTSAT satellite |
在此段航线内, 船穿越东海黑潮海洋锋面(见图 3(a)中A2-A6)。2日15BJT至3日00BJT之间, SST持续上升, 在177 km内从18 ℃上升至23 ℃, 变化了5 ℃左右(见图 3(f)(g)), 表明是东海黑潮锋的位置。3日00BJT以后, 进入海洋锋的暖水一侧, SST维持在24 ℃左右。在穿越海洋锋过程中, SST-SAT由明显负值逐渐接近0 ℃, 海气界面稳定度变弱。湿度变化表明, 湿层(相对湿度>85%)在冷水侧出现在30 m的高度, 甚至贴近了海面, 湿层的厚度为300 m。在暖水侧, 湿层出现在600 m, 湿层的厚度为500 m。结合卫星和云高仪的观测可知, 暖水区的高湿层与低云相对应, 低云顶高度在1 000 m左右, 为MABL顶的高度。暖水一侧云的发展可能与稳定度的减弱, MABL中湍流混合的加强有关[13-14, 20]。
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图 3 (a) 沿航段动能(蓝色等值线, J/m3))、位温(黑色等值线, K)、相对湿度(填色图, %)、风(矢量, m/s)GPS探空垂直剖面图; (b)感热通量(W/m2); (c)潜热通量(W/m2); (d)气压(hPa); (e)风(矢量, m/s); (f)实测气温(黑色线, ℃)、海温(蓝色线, ℃); (g)海气温差(红色线, ℃) Fig. 3 (a)Longitude-height section of kinetic energy (blue contours, J/m3), potential temperature(black contours at 1-K intervals), wind (vectors, m/s) and relative humidity (%, shaeded) observed by GPS shipboard marine meteorological observations for A1 to A8;(b) Sensible heat flux(W/m2); (c)Latent heat flux(W/m2); (d)Pressure(hPa); (e)Wind (vectors, m/s); (f)SAT(black line, ℃), SST(blue line, ℃); (g) SST-SAT(red line, ℃) |
根据云高仪的观测显示(见图 4), 4月3日00BJT之后开始有云的生成, 云底高度在500 m左右, 而后云底高度继续抬升到1 000 m左右, 3日9BJT之后云底高度抬升到1 200 m左右, 与探空和人工观测的结果一致。
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图 4 Vasalai激光云高仪的后向散射系数填图(填色)、云底高度(蓝色散点, m)以及MABL顶高度(蓝绿色散点, m) Fig. 4 Time-height section of vasalai backscattering coefficient(shaded), cloud-baseheight (blue dots, m) and boundary layer height(peacock blue dots, m) |
在海洋锋的冷水侧, 气温明显高于海温(见图 3(f)), 导致大气向海洋输送感热通量, 感热通量为负值, 为-43 W·m-2(见图 3(c))。潜热通量是海洋加热大气, 潜热保持在40 W·m-2(见图 3(b)), 说明海面有蒸发, 海洋向大气输送水汽。A2与A3站为海洋锋的冷水侧, 在200 m以下存在一个贴近海面逆温(见图 5(a)(b)), 这是与冷海面有关。随着垂直高度增加, 在较暖的西南气流控制下, 气温上升, 形成逆温层。由A2~A3站探空看出, 200 m以上, 气温随高度下降, 垂直减温率为9.3 K·km-1, 接近于干绝热温度递减率, 表现干绝热混合层特征(见图 5(a))。在1 000 m左右又存在着一个逆温, 该高度逆温更加明显, 在6个探空中均存在(图 4(a)~(f)), 说明其可能与背景环流的高压下沉运动有关(见图 1(a)(b)), 是主逆温层, 该逆温层以下为混合比较充分的大气边界层。
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(温度(黑色实线, ℃), 露点温度(蓝色实线, ℃), 相对湿度(红色实线, %), 位温(黑色虚线, K), 抬升凝结高度(黄色虚线, m)。Temperature(black solid line, ℃); Dew point(blue solid line, ℃); Relative humidity (red solid line, %); Potential temperature(black dashed line, K); Lifting condensation level (orange dashed line, m).) 图 5 航段内GPS探空廓线 Fig. 5 Vertical profiles of observed by GPS sondes at line |
进入海洋锋后, 随着SST的迅速升高, 感热通量绝对值接近0, 但是潜热通量明显增加, 为95 W·m-2, 海洋向大气输送水汽明显加强。由于大气向海洋的感热通量变小, 使得整个湍流热通量值(感热与潜热之和)增加, 海洋对大气放热增加。同时的西南风风速逐渐增大(见图 2(e)), 对热通量的增加有贡献。由500 hPa高空图(见图 1(d))和探空风向垂直变化(见图 5)可知, 海面至自由大气是一致的西南风, 一个高动能舌从MABL之上向下伸展到MABL中, 表示有高空西风动量下传(见图 2(a))。动量下传可导致海面风速加大, 海面热通量增加。即：热通量增加, MABL稳定度减弱, MABL内湍流加强, 自由大气动量下沉加强, 导致热通量进一步加强的正反馈效应, 这与张苏平等[17]的提出的“热通量—SAT—MABL稳定性—混合层—风速”正反馈效应(HAMMS机制)一致。
航段上海洋对大气的放热基本是潜热释放, 也就是海面蒸发的效应。在海洋锋的暖水侧, 海洋蒸发加强, 下垫面稳定度减弱(见图 3(f)), 导致湍流混合加强, 海面的水汽向上输运, 在MABL底形成湿层, 这可能是海洋锋暖水侧低云发展的主要原因。
探空图上也表明, A5站以后(见图 5(d)~(f)), 贴海面逆温消失, 海气温差为-0.7 ℃。在贴近主逆温层下方, 露点温度逐渐升高, 温度露点差逐渐减小(见图 5(e)(f)), A6~A8站, 相对湿度接近甚至超过了90%, 形成了典型的层积云温湿度廓线(见图 5(e)(f)), 与卫星云图和云高仪观察到的结果吻合。
由于主逆温层的存在, 使得云在逆温层以下发展。暖水区从A6到A7(见图 5(a)(b)), 抬升凝结高度由590 m下降到470 m, 说明低空水汽输送的增多, 1 000 m以下相对湿度达到85%以上且混合较好, 风切变在1 000 m也明显增强。计算大气稳定度发现在1 000 m左右大气呈现小于0, 为条件不稳定(图略)。在SST锋区暖水侧, SST明显升高, 对应潜热通量明显增加, 大气稳定度降低, 有助于MABL内的水汽含量增加, 相对于未饱和气块而言, 大气层结由条件性不稳定转为不稳定, MABL内出现上升运动, 同时天气尺度的环流提供了下沉运动, 这些条件为MABL内云的发展提供有利的背景条件, 导致云的发展。
4.2 MABL顶高度与云底高度升高的可能原因由海洋锋的暖水侧再向东南(A7~A8), SST有所下降(见图 3(f))。由于大气对海洋响应的滞后性, 导致气温继续略有升高, 海气温差加大, 为-1.7℃, 下垫面稳定度增强, 海面蒸发减小, 但环流形势稳定, MABL顶高度升高至1 200 m, 云底高度也随之升高(见图 4), MABL升高的原因有可能是动力因子造成的, 后文会结合再分析资料进行进一步证明。
暖水区A7到A8抬升凝结高度分别为470与710 m(见图 5(e)(f)), 低空水汽输送减少, 抬升凝结高度与云底高度之差由90 m增加到590 m, 说明在A8时MABL中由于产生强度较小的逆温, MABL由整层充分混合充分混合变为多层, 退耦加强。根据前人的研究结果, MABL退耦的一个主要原因是云内净辐射冷却[21-22]。后续的研究表明MABL退耦在东海黑潮锋海区也存在[14, 23]。此时, 底层相对湿度减小, 可能是由于SST略有下降, 潜热通量减少, 海表面蒸发减少(见图 3(b)(f)), 使得水汽输送减少, 而云中的夹卷作用维持使得云有所消耗, 导致云量减少。
结合再分析资料, 3日09BJT暖水侧受到天气尺度扰动的影响, 海表面水平风散度由A7的较弱的辐散下沉变为A8的辐合上升(见图 6(b)(c)), 使得MABL中上升运动加强。对应垂直方向上(见图 7(a)(b)), A7垂直运动自1 000 hPa到在890 hPa为上升运动, 而A8在自1 000~850 hPa为上升运动, 上升运动的加强与水汽供应的减少, 几个原因共同作用有利于层积云云底高度升高且云量减少[24]。
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((a)4月3日08BJT; (b)4月3日14BJT。其中蓝色短线为航线位置。(a)3 April 08BJT; (b) 3 April 14BJT; The blue lines denote the location of the line.) 图 6 海平面气压(等值线, hPa)、风场(风矢量, m/s)及风散度场(填色, 10-5×1/s)场 Fig. 6 Sea surface pressure (contour, hPa), sea surface 10 m wind(vectors, m/s) and wind divergence(shaded, 10-5×1/s) |
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((a)4月3日08BJT; (b)4月3日14BJT。(a)3rd April 08BJT; (b)3rd April 14BJT.) 图 7 以127E为剖面相对湿度(填色, %)和垂直速度(×10-2Pa/s, 风矢量) Fig. 7 Relative humidity (shaeded, %)and vertical velocity(vectors, 10-2hPa/s) in 127°E |
垂直混合可导致混合层上部气温下降, 逆温层加强, 同时云顶长波辐射也可导致降温。可以看到, 由于云的存在, 云顶附近逆温层强度逐渐加强, 逆温层的强度在A7为-25.8 K·km-1, A8为-39.2 K·km-1。同时, 也改变了MABL内水汽和热通量的垂直分布, 这些变化也表明云和MABL垂直结构之间可能存在的反馈效应。
5 结论与讨论本文结合东方红2号科学考察船2015年4月2—3日的海上观测资料, 与卫星遥感和再分析资料, 观测到了一次穿越东海黑潮海洋锋层积云的发展与云量减少的过程, 分析了此次的云与MABL顶高度变化的原因。在研究时段受海上高压后部较稳定天气形势的影响, 处于西南气流的控制下。顺船行驶方向, 海温逐渐升高, 在2日18BJT开始穿越了海洋锋, 直到2日21BJT船处海洋锋暖水测, 海气界面由稳定变为弱不稳定。观测到2日23BJT东海黑潮海洋锋暖水侧上空开始有云的生成发展, 直到4月3日08BJT, 航线上空一直有云层的覆盖, 云系一直维持到4月3日12BJT, 但云底高度升高云量减少。分析此次过程, 得出以下结论：
(1) 在海洋锋的暖水侧, 海洋蒸发加强, MABL稳定度减弱, 导致湍流混合加强, 海面的水汽向上输运, 在MABL底形成湿层, 大气层结由条件性不稳定转为不稳定, 这可能是海洋锋暖水侧低云发展的主要原因。
(2) 继续向东南方向(A8)由于受到天气尺度扰动的影响, 海表面水平风散度辐合上升, MABL中上升运动加强, 层积云底高度抬升, 对应垂直方向上, 上升运动的范围由1 000~890 hPa增加到1 000~850 hPa。此时, SST略有下降, 潜热通量减少, 海表面蒸发减少, 使得水汽输送减少, 而云中的夹卷作用维持使得云有所消耗, MABL中退耦加强, 导致云量减少。
(3) 垂直混合可导致混合层上部气温下降, 逆温层加强, 同时云顶长波辐射也可导致降温。由于云的存在, 云顶附近逆温层强度逐渐加强, 改变了MABL内水汽和热通量的垂直分布, 这些变化也表明云和MABL垂直结构之间可能存在的反馈效应。
本文中的结论仅仅通过一次出海的观测得出的, 其中层积云云底高度升高、层积云破碎、云内净辐射冷却等物理过程还需要结合数值模拟和数值实验来进一步验证。
致谢: 感谢东方红2号和全体出海人员的大力支持, 感谢高山红教授的网站提供的天气图(http://222.195.136.24/)。
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