冬季不同背景風場下邊界層云對東海黑潮鋒的響應個例研究*

高 暢 張?zhí)K平,2① 衣 立,2 張銀意

(1. 中國海洋大學海洋與大氣學院 山東青島 266100; 2. 中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室 山東青島 266100;3. 連云港市氣象局 江蘇連云港 222006)

東海是我國社會、經濟活動最繁忙的海區(qū)之一。強大的西邊界流在臺灣島東側進入東海, 沿陸坡向東北方向流動, 形成東海黑潮。冷暖水團之間的過渡區(qū)海表面水溫(sea surface temperature, SST)梯度大,會形成海表面溫度鋒(簡稱海洋鋒)。東海黑潮與陸架冷水過渡區(qū)形成的海表面溫度鋒簡稱黑潮鋒(馮士筰等, 1999; 鮑獻文等, 2002)。由于海表溫度變化大, 兩側的感熱、潛熱交換發(fā)生明顯的變化, 在其兩側強迫出不同垂直結構的海洋大氣邊界層(marine atmospheric boundary layer, MABL), 從而影響海洋上空層積云的云量以及形成過程(Zhanget al, 2020)。海洋鋒的影響甚至可以到對流層中、上層(Minobeet al, 2008, 2010;Xuet al, 2011), 從而對大氣環(huán)流產生影響。

前人利用衛(wèi)星和再分析資料開展了海洋鋒對大氣影響的研究。Chelton 等(2004)利用星載散射儀資料,發(fā)現了在全球的海洋鋒附近普遍存在著海表面風場的中小尺度結構。Minobe 等(2008)發(fā)現, 灣流鋒導致的小尺度海表面風輻合, 使其上空降水顯著增強, 進而影響雨帶和氣候。東海黑潮區(qū)也存在著海洋鋒“錨定”云雨帶位置的現象(Xieet al, 2002; Xuet al, 2011;Chowet al, 2015; Longet al, 2020)。楊爽等(2015)對比了不同季節(jié)低云對東海黑潮鋒的響應, 發(fā)現了邊界層結構的季節(jié)差異。

冬季, 干冷的偏北風控制下, 海洋向大氣釋放的感熱和潛熱通量增加, 由于較暖的海洋表面容易產生更強的垂直混合, 從而促進更深的MABL 和更強的逆溫(Medeiroset al, 2005), 逆溫層下易出現低云(Norriset al, 2005)。Liu 等(2016)發(fā)現冬季黑潮鋒區(qū)云的響應通常被強的下沉運動限制在4 km 以下, 其特征是從冷水面到暖水面的云頂逐漸升高。在東海黑潮區(qū), 冬季風往往有西北風(垂直黑潮鋒)和東北風(平行黑潮鋒), 前人的工作對不同風向下黑潮鋒影響MABL 結構和云的機理研究較少, 我們尚不清楚背景風垂直和平行黑潮鋒條件下, 云和海洋大氣邊界層的相應機理有何不同。

本文利用高分辨率的CALIPSO (cloud-aerosols lidar and infrared pathfinder statellite observations)衛(wèi)星數據、葵花8 靜止衛(wèi)星數據和再分析數據等, 通過兩個個例, 揭示背景風向垂直和平行黑潮鋒條件下,邊界層云的響應機理有所不同。本研究有助于理解天氣尺度下層積云對海洋鋒響應的機理, 為局地海洋-大氣相互作用提供新的參考。

1 資料與方法

1.1 數據

(1) CALIPSO 衛(wèi)星資料, 水平分辨率為333 m,垂直分辨率為30 m, 本文主要利用其進行云類型、云頂云底的高度分析。(2) MODIS (moderate-resolution imaging spectroradiometer)可見光衛(wèi)星云圖, 與CALIPSO 經過黃東海區(qū)域時間大致匹配, 可直觀反映云的形態(tài)及變化。(3) Himawari-8 衛(wèi)星資料, 主要用來分析云粒子半徑。(4) ERA-5 再分析資料, 該數據集同化了衛(wèi)星、觀測等多種數據產品, 水平分辨率為 0.25°×0.25°, 垂直方向共 37 層(Hersbachet al,2020), 本文主要用該資料分析大氣環(huán)流形勢, 物理量垂直結構等。

1.2 方法

(1) 低層大氣穩(wěn)定性(lower tropospheric stability,LTS):

其中,θ700為700 hPa 處位溫;θ0為海表面位溫(Kleinet al, 1993)。LTS 值越大, 表示低層大氣越穩(wěn)定。

(2) 梯度Richardson 數R:

其中,θ為位溫;u、v分別為緯向和經向風;g為重力加速度。R代表了機械剪切項和浮力項對湍流作用的相對貢獻大小。一般認為, 當R＞1.0 時, 大氣運動以層流為主; 當R＜0.25 時表示機械剪切項有足夠的能量產生湍流; 當0.25＜R＜1.0 時, 如果原來已經存在湍流, 湍流就能繼續(xù)下去, 當R＜0 表示流體處于不穩(wěn)定狀態(tài), 湍流發(fā)展(Stull, 1988)。

2 背景風垂直黑潮鋒個例

2.1 觀測分析

海洋性層積云是一種典型的海洋大氣邊界層云,中緯度海洋和東亞熱帶地區(qū), 是層積云覆蓋的大值區(qū)(Wood, 2012)。冬季在高壓下沉運動和偏北風控制下, 海洋上空容易出現低云(Liuet al,2016)。2015 年12 月18 日在西北風控制下, 04 UTC (世界時, 下同)MODIS 云圖顯示黃海南部和東海上空為云層所覆蓋,30°N 以北云層緊密, 蔽光性較強。30°N 以南云層分散, 透光性較強。24°～26°N 和28°～30°N 存在兩個明顯少云區(qū)(云洞)(圖1b)。SST 分布表明在黑潮和黃海南部-東海北部存在兩個海表面溫度梯度大值區(qū)(圖1a), 其中黑潮鋒強度較強, 呈西南-東北走向。CALIPSO 衛(wèi)星恰好經過了這兩個海洋鋒, 并且觀測到了云空間結構的變化。

CALIPSO 衛(wèi)星觀測顯示黃東海上空為層積云,云層的高度位于1～3 km, 31°～35°N 和黑潮鋒上空為蔽光性較好的層積云(圖2a)。云底高度在黑潮鋒暖水側抬升, 冷水側云量明顯減少(圖 2b), 對應MODIS 云圖上的云洞A。黑潮鋒暖水側向南24°～26°N 云量減少更明顯, 對應云圖上的范圍更大的云洞B (圖1b)。

光學厚度和云粒子半徑方面, 28°N 以南云光學厚度在10 以下, 30°N 以北可以達到20～40 (圖2a, 2c),這與云的疏密程度分布相一致。對于云粒子半徑, 層狀云的云滴只有 5～6 μm, 積狀云發(fā)展強盛時可達10～20 μm, 由此判斷, 30°N 以北為層狀云, 28°N 以南為積狀云(圖2d)。

圖2 2015 年12 月18 日04 UTC CALIPSO 衛(wèi)星觀測結果Fig.2 Satellite observations on 04 UTC December 18, 2015

綜合圖1～2 可以看出, 在黑潮鋒兩側云有突變,暖水側云底高度突然抬升, 云粒子半徑突然增大, 冷水側和暖水側以南都出現云洞。Tomita 等(2013)發(fā)現在黑潮延伸體區(qū)海洋鋒的冷水側也有云洞現象, 主要原因是海洋鋒的冷水側產生海表風輻散所致。但是在此次個例中, 黑潮鋒暖水側再向南也出現了范圍更大的云洞。這兩個云洞的形成機理分別是什么？兩者有何不同？

圖1 2015 年12 月18 日04 UTC (世界時, 余同)海溫分布及MODIS 可見光云圖Fig.1 SST distribution and MODIS cloud chart on 04 UTC December 18, 2015

2.2 天氣形勢分析

2015 年12 月18 日500 hPa 位勢高度以及海平面氣壓如圖3。18 日04 UTC, 東海海域受冷空氣后部的冷高壓影響, 冷高壓尺度大, 影響時間長。高空脊前西北風和西北太平洋的副熱帶高壓西北側西南氣流在黑潮鋒附近產生輻合和下沉運動, 有利于形成下沉逆溫(Myerset al, 2013)。海面水汽在逆溫層下方凝結, 形成低云。但從天氣形勢尚不能解釋云在黑潮鋒兩側出現的突變現象。

圖3 2015 年12 月18 日04 UTC 天氣形勢Fig.3 Weather situation on 04 UTC December 18, 2015

2.3 海洋鋒附近大氣邊界層分析

2.3.1 邊界層垂直結構和次級環(huán)流 從圖4a, 4b可知, MABL 垂直混合充分, 混合層頂的高度發(fā)展到800～850 hPa, 邊界層頂被強的逆溫層覆蓋, 逆溫層下方相對濕度可達90%以上, 說明云層位于邊界層內, 與衛(wèi)星觀測相一致(圖2a)。黑潮鋒暖水側混合層頂抬升至800 hPa, 暖水側以南(25°N 附近) 900 hPa以下和825～850 hPa 出現兩個混合層, 出現邊界層退耦(圖4a 粗紅線)。冷水側混合層頂較低, 為825 hPa。逆溫層上方有較強的下沉運動, 為500 hPa 高空風輻合產生(圖3a)。逆溫層底高度的變化和混合層厚度的變化與云頂高度的變化相一致(圖2b)。

從經向速度和垂直速度合成的風場看, 黑潮鋒強迫的次級環(huán)流明顯。暖水側(26°N 附近)存在上升運動, 導致逆溫層底抬升, 混合層加深。上升運動在邊界層底向南北兩側輻散, 分別在冷水側(28°～30°N)和暖水側以南(24°～26°N)產生下沉運動, 冷水側下沉運動與500 hPa 高壓控制下的下沉運動疊加, 強度更強(圖4a), 這與楊爽等(2015)在東海黑潮區(qū)得出的結論相一致, 說明黑潮鋒強迫出的次級環(huán)流對邊界層結構和云層的變化起到了關鍵作用。

圖4 2015 年12 月18 日04 UTC 沿CALIPSO 衛(wèi)星軌道剖面的海-氣界面與大氣穩(wěn)定度條件Fig.4 Ocean and atmospheric conditions along CALIPSO satellite orbital profile on 04UTC December 18, 2015

2.3.2 海氣界面熱通量 冬季氣溫一般低于SST,海氣溫差為正。黑潮鋒上空由于海溫的突然增大導致海氣溫差突然增大, 出現極大值9 °C (圖4c)。暖水側風應力增大(風應力圖均未給出), 感熱和潛熱通量極大值與海氣溫差極大值相對應(圖4d)。低層大氣層結穩(wěn)定性快速下降, LTS 極小值(14 K)與感熱極大值配合。上升運動出現于上述極值區(qū)域的下風方(圖4a),即黑潮鋒的暖水側。該上升運動即為次級環(huán)流的上升支, 與云頂高度抬升相配合。

冷水側風應力減小, 感熱潛熱通量降低至極小值, 與海氣溫差極小值相對應。LTS 值增大, 下沉運動出現在感熱潛熱通量極小值區(qū), 該下沉運動為次級環(huán)流的下沉支, 與云洞A 相對應。

暖水側以南由于氣溫的升高使海氣溫差降低至4 °C, 風應力減小, 感熱潛熱通量較黑潮鋒暖水側明顯降低(圖4c, 4d)。LTS 值增大至極大值, 理查森數大于1, 邊界層內湍流混合減弱(圖5)。同時邊界層退耦進一步阻礙水汽垂直輸送(Longet al, 2018)。LTS 極大值區(qū)的云頂上方下沉運動明顯(圖4a, 4c), 此下沉運動和次級環(huán)流下沉支疊加, 加速云滴的蒸發(fā)。邊界層退耦和下沉運動的共同作用使云量迅速減少, 與云洞B 相對應。

圖5 2015 年12 月18 日04UTC 沿CALIPSO 衛(wèi)星軌道剖面理查森數Fig.5 The Richardson number along CALIPSO satellite orbital profile on 04UTC December 18, 2015

2.4 海面風散度場變化

次級環(huán)流的上升支出現于暖水側而不是穩(wěn)定度最小的黑潮鋒上空, 仔細觀測圖4 與圖6 發(fā)現, 在黑潮鋒的暖水側, 感熱和潛熱通量大, 特別是潛熱通量達到極值, 接近400 W/m2, 遠大于感熱110 W/m2(圖4d), 海洋對大氣增濕增溫效應明顯, 導致氣壓降低(圖6d), 產生輻合(圖6a), 而在800 hPa 為輻散(圖6c),在垂直方向上產生上升運動, 與圖4a 中相對應。冷水側相反, 海表產生輻散, 800 hPa 輻合, 產生下沉運動, 形成垂直方向上次級環(huán)流, 與前人結果基本一致(Liuet al, 2016; Zhanget al, 2017; 張?zhí)K平等, 2017)。

圖6 2015 年12 月18 日04 UTC 海表散度場和異常氣壓場Fig.6 Sea surface divergence field on 04 UTC December 18, 2015

由以上的分析可知, 海表散度的變化對次級環(huán)流的產生至關重要。海表散度的變化是什么機制引起的？

2.5 海面風散度變化機理

圖6 表明黑潮鋒的兩側出現異常氣壓場(圖6d),冷水側為高壓異常, 暖水側為低壓異常, 說明氣壓調整機制的作用(Lindzenet al, 1987)。根據Minobe 等(2008)的方法, 分析 SST、海平面氣壓(sea level pressure, SLP)的拉普拉斯變換和地面風輻合之間的空間一致性, 結果表明三者具有較高的相關性, 分別為-0.47 和0.3 (圖7c, 7f), 進一步驗證了氣壓調整機制。

圖7 2015 年12 月18 日平均海表氣象要素的拉普拉斯算子Fig.7 The Laplacian of daily average of surface meteorological elements on 04UTC December 18, 2015

Kilpatrick 等(2014)通過計算表明, 垂直混合機制下, 表面風散度與鋒面尺度上SST 梯度的下風分量成線性比例。圖6b 表明二者的相關性為0.3, 說明和垂直混合機制相比, 氣壓調整的作用較大。

綜上所述, 黑潮鋒的暖(冷)水側為低(高)壓異常,促使其上空風場輻合(輻散), 產生上升(下沉)運動(圖4a), 形成次級環(huán)流, 在暖水側上升支使云底高度抬升。冷水側下沉支疊加500 hPa 下沉運動使云量減少,形成云洞A。云洞B 則與邊界層退耦阻礙水汽垂直輸送和暖水側以南下沉支有關。

3 背景風平行黑潮鋒個例

3.1 觀測分析

MODIS 可見光衛(wèi)星云圖顯示, 2016 年12 月30 日18UTC 黃海東南部云層緊密, 而東海上空云層分布分散(圖8b)。在黑潮鋒區(qū)域(26°～28°N)和黃海南部的冷舌(30°～34°N)區(qū)域海表面溫度梯度較大(圖8a)。黑潮鋒呈西南-東北走向, 強度可以達到2.4 ×10-2°C/km。

CALIPSO 衛(wèi)星的觀測顯示, 黃東海上空主要是層積云。云層位于3 km 以下, 自北向南云頂云底逐漸抬升, 在黑潮鋒暖水側抬升至最高(圖9a, 9b)。黑潮鋒兩側, 冷洋面云有效粒子半徑為10 μm 以下, 主要是層狀云, 暖洋面云有效粒子半徑為0～20 μm 之間,為層狀云和積狀云交替出現(圖9d)。

圖9 2016 年12 月30 日18UTC CALIPSO 衛(wèi)星觀測結果Fig.9 Satellite observations on 18 UTC on December 30, 2016

綜合圖8～9 可以看出, 黑潮鋒暖水側云底高度抬升。那么在此個例中, 云底高度抬升的機理與風場垂直黑潮鋒個例是否相同？

圖8 2016 年12 月30 日18 UTC 海溫分布( a)及MODIS 可見光云圖( b)Fig.8 SST distribution (a) and MODIS cloud chart (b) on 18 UTC December 30, 2016

3.2 天氣形勢分析

2016 年12 月30 日500 hPa 位勢高度以及海平面氣壓如圖10。東海黑潮區(qū)500 hPa 受平直的西風氣流控制, 高空的散度接近于0 (圖10a)。海面天氣系統(tǒng)上表明, 東海黑潮海域位于不斷向東移動的高壓南側,一直為偏東風(圖10b)。從天氣形勢也不能解釋云底在黑潮鋒暖水側的突變抬升現象。

圖10 2016 年12 月30 日18 UTC 天氣形勢Fig.10 Weather situation on 18UTC December 30, 2016

3.3 海洋鋒附近大氣邊界層分析

3.3.1 邊界層垂直結構 從圖11a 可知, MABL 中垂直混合均勻, 混合層頂的高度由北向南逐漸升高,在黑潮鋒暖水側(24°～26°N)達到極值, 可發(fā)展至825 hPa。冷水側混合層頂較低, 為850 hPa。與前面?zhèn)€例相比明顯偏低。由于逆溫層的存在, 水汽不易向上輸送, 導致相對濕度大值區(qū)集中在邊界層內。逆溫層的高度變化和云層高度變化一致(圖9b)。

從經向速度和垂直速度合成的風場看, 黑潮鋒暖水側下沉運動大幅度減弱, 垂直速度幾乎為0 (圖11a)。冷水側(30°N 附近)為高壓中心區(qū)域, 存在較強的下沉運動。垂直方向上沒有明顯的次級環(huán)流。

圖11 2016 年12 月30 日18UTC 沿CALIPSO 衛(wèi)星軌道剖面的海-氣界面與大氣穩(wěn)定度條件Fig.11 Ocean and atmospheric conditions along CALIPSO satellite orbital profile on 18UTC December 30, 2016

3.3.2 海氣界面熱通量和湍流 在黑潮鋒暖水側,風應力較前面?zhèn)€例較小, 潛熱和感熱通量較前面?zhèn)€例明顯偏弱(圖11d), 但湍流垂直發(fā)展至875 hPa (圖12), 有利于MABL 的均勻混合和混合層厚度增加,促進邊界層頂抬升至825 hPa (王媛, 2017; 張?zhí)K平等,2017; Jianget al, 2019; Wanget al, 2019)。而在冷水側,風應力較小, 潛熱和感熱通量較弱, 湍流發(fā)展較低(圖12), 邊界層頂的高度降低至850 hPa, 故云層高度比西北風個例低。湍流對混合層頂和云底高度的抬升起到重要作用。

圖12 2016 年12 月30 日18UTC 沿CALIPSO 衛(wèi)星軌道剖面理查森數Fig.12 The Richardson number along CALIPSO satellite orbital profile on 18UTC December 30, 2016

3.4 層積云抬升機理分析

圖13 計算了黑色方框內海溫梯度的下風分量與10 米風散度的關系以驗證垂直混合機制的作用,結果顯示二者具有0.52 的相關性(圖13b), 說明垂直混合機制的作用較大(Hayeset al, 1989; Wallaceet al, 1989)。

圖13 2016 年12 月30 日18UTC 海表面散度場Fig.13 Sea surface divergence field on 18 UTC December 30, 2016

對于氣壓調整機制的驗證結果如圖14 所示。10 m 風輻合和SST 的拉普拉斯變換、SLP 的拉普拉斯變換的空間一致性較弱, SST 的拉普拉斯變換和SLP 的拉普拉斯變換的相關系數未通過顯著性檢驗,說明氣壓調整的作用較小。

圖14 2016 年12 月30 日日平均海表氣象要素的拉普拉斯算子Fig.14 The Laplacian of daily average of surface meteorological elements on December 30, 2016

綜上所述, 湍流混合在海洋鋒暖水側云底云頂高度的抬升中發(fā)揮了重要的作用。海洋鋒暖水側海氣溫差為正, 海洋加熱大氣, 使感熱潛熱通量增大(圖11c), 海氣界面不穩(wěn)定, 促進湍流向上發(fā)展, 混合層加深, 使邊界層頂和云底高度抬升。而湍流的垂直發(fā)展進一步促使高空動量下傳(圖11b), 使海表風速增大, 使熱通量進一步增大, 如此構成的正反饋最終使暖水側云底高度升高。

3.5 兩次低云個例對比分析

兩次個例均發(fā)生在冬季偏北風控制下, 且背景風已經持續(xù)1 天以上, 大氣層結穩(wěn)定, 邊界層頂存在明顯的蓋頂逆溫, 但其海表風場、海表溫度平流(圖15)、云的響應以及黑潮鋒影響機制不同。表1 是一個簡要的總結, 雖然是個例, 但都分別反映了冬季不同背景風下的大氣環(huán)流和海洋表面熱力狀況的主要特征, 因而具有代表性。

圖15 背景風垂直(a)和平行(b)黑潮鋒海面溫度平流對比Fig.15 Comparison in sea surface temperature advection of background wind between cross and along the Kuroshio front

表1 背景風垂直黑潮鋒和背景風平行黑潮鋒的對比Tab.1 Comparison of background wind between cross and along the Kuroshio front

對云頂和云底高度計算方差后發(fā)現: 背景風垂直于黑潮個例中, 云底云頂高度方差較大, 尤其云頂高度方差達到0.127 km, 說明云頂高度突變較大, 積狀云特征較明顯, 這也與衛(wèi)星觀測中云頂高度突然抬升相一致(圖2b)。背景風平行黑潮鋒個例中, 云底云頂高度方差較小, 分別為0.063 和0.053 km, 相比之下云頂變化更加平緩, 層狀云特征較明顯, 與圖10b 中云層向南逐漸抬升相一致。

4 結論

基于高分辨衛(wèi)星觀測資料和再分析資料, 本文選取了冬季背景風為垂直和平行于黑潮條件下典型個例, 對比分析兩次個例邊界層結構和邊界層云對黑潮鋒的響應機制。主要結論如下:

(1) 背景風垂直黑潮鋒個例中, 黑潮區(qū)位于500 hPa高空脊前, 海表風場主要為西北風。暖水側風速較大,冷平流作用強, 導致海氣溫差增大, 海氣界面穩(wěn)定性下降。潛熱感熱通量大, 海洋加熱大氣, 使海表面氣壓降低, 形成輻合, 產生上升運動, 使混合層加深,云底高度抬升。上升運動在邊界層底向南北兩側輻散,產生下沉運動。黑潮鋒強迫的次級環(huán)流明顯, 氣壓調整機制為次級環(huán)流產生的主要原因。

(2) 觀測發(fā)現黑潮鋒冷水側和暖水側以南分別出現云洞A 和B, 且云洞B 范圍大于云洞A, 海洋鋒相對大氣的情況是穩(wěn)定少變, 云洞的產生是西北風經過海洋鋒時海氣相互作用的結果, 維持5 h 以上。研究表明兩者形成機制不同: 500 hPa 下沉運動和次級環(huán)流下沉支疊加促進了云洞A 的形成。而黑潮鋒暖水側以南海面湍流減弱和邊界層的退耦, 減少了海面水汽的垂直輸送, 云層上方的下沉運動疊加次級環(huán)流下沉支, 促進形成范圍更大的云洞B。雖然暖水側以南次級環(huán)流下沉支弱于冷水側, 但云洞B 的范圍更大, 這證明了邊界層退耦阻礙水汽垂直輸送在云洞B 的形成中的重要作用。

(3) 背景風平行黑潮鋒個例中, 黑潮區(qū)在500 hPa受平直的西風氣流控制, 海表風場為東北風。暖水側冷平流較弱, 海氣溫差較小, 但仍為正值。海氣界面不穩(wěn)定性較弱, 垂直運動趨于0。LTS 值小, 低層大氣穩(wěn)定性下降, 湍流垂直發(fā)展到875 hPa, 使云底高度抬升, 垂直混合機制為湍流增強的主要原因。

(4) 背景風垂直黑潮鋒個例中, 黑潮區(qū)受空間尺度較大, 移動較慢的冷高壓控制, 大氣對黑潮鋒的響應表現以氣壓調整機制為主; 背景風平行黑潮鋒個例中, 黑潮區(qū)受空間尺度較小的移動性海上高壓控制, 高壓移動較快, 大氣對黑潮鋒的響應以垂直混合機制為主, 驗證了劉秦玉等(2020)的推論。

本文依據再分析數據和衛(wèi)星數據做的個例分析,反映了不同背景風下邊界層和邊界層云對黑潮鋒的響應, 還需要更多的船載觀測分析和數值模擬和數值試驗加以證實, 這也將是我們下一步工作重點。

致謝 感謝中國海洋大學高山紅教授等建立區(qū)域大氣與海洋短期實時預報系統(tǒng)保存的MODIS 云圖資料, 美國國家宇航局提供的CALIPSO 衛(wèi)星資料, 日本氣象廳提供的葵花衛(wèi)星資料。中國海洋大學的劉敬武老師、丁賽賽老師對本文提出了寶貴意見, 在此一并致謝。