2 山东省东营市河口区气象局, 山东东营 257200
2 Hekou Meteorological Bureau of Shandong Province, Dongying, Shandong 257200
海表面温度锋 (sea surface temperature front, 以下简称海洋锋) 通过对其上空海洋大气边界层 (marine atmospheric boundary layer, MABL) 垂直结构的影响,进而调节海表面气压场、风场,以及云、降水、海雾等天气现象的发生 (Xie et al., 2002; Chelton et al., 2004; Song et al., 2004; Tokinaga et al., 2009; Zhang et al., 2010, 2011; Booth et al., 2012; Liu et al., 2013)。前人大量研究集中于海洋锋 (如湾流锋、东海黑潮锋和黑潮延伸体锋) 的气候效应。比如,冬季偏北风控制下,海洋锋暖水侧海气界面不稳定性增强,出现海洋性低云 (marine stratus,主要指层云和层积云,以下简称低云) 频率较高、云顶高度较高 (Norris and Iacobellis, 2005),海洋锋的影响甚至可以穿过MABL,达到对流层中、上层 (Minobe et al., 2008, 2010; Xu et al., 2011)。最近的研究表明,受海洋锋强迫,在MABL内产生的上升运动是湾流锋和东海黑潮锋附近低云云顶高度突变的主要原因 (Liu et al., 2014;杨爽等, 2015)。这些研究主要使用卫星遥感和再分析资料进行统计分析,凸显海洋锋的局地气候学效应。
由于缺乏海上现场观测,天气尺度下海洋锋对MABL垂直结构和低云的影响研究较少。Tanimoto et al. (2009)利用2005年7月11~14日船测资料发现,当梅雨锋在黑潮延伸体锋以北时,来自副热带的偏南风导致暖湿气团移动到冷的洋面,在MABL内产生逆温和海雾;梅雨锋在黑潮延伸体锋以南时,低空为偏北风,海气界面不稳定,混合层厚度加深,产生低云。Tokinaga et al.(2009) 利用多航次合成分析表明,冬季在黑潮延伸体锋的暖水侧,云底高度明显升高。Tomita et al.(2013) 利用2010年4月8~9日的卫星和现场观测资料,发现在高压控制下,黑潮延伸体冷舌上空,海气界面热通量减小,稳定性增加,风速减小,产生风速的辐散,形成“云洞”;在暖舌上空,海气界面热通量增加导致垂直混合增强,海面风速增大,层积云发展。这些研究表明海洋锋可以通过调节天气尺度扰动,影响MABL垂直结构和低云、海雾等天气现象的发生,而且局地海气界面的不稳定性增强是低云发展的重要因素。
2014年4月12日00:00(协调世界时,下同) 到13日00:00中国海洋大学东方红2号科学考察船,在黑潮延伸体海区,自南向北由暖水区穿过一个局地海洋锋时,在环流形势没有明显变化的情况下,捕捉到一次层积云在海洋锋上空迅速发展的过程。本文将利用海洋—大气联合观测数据,结合卫星和再分析资料,讨论层积云发展过程中海洋与天气尺度扰动的贡献。本研究有助于理解天气尺度下,海洋锋对大气影响的机理,为海洋锋的气候效应研究提供直接的观测资料支持,为海洋锋面尺度的海洋—大气相互作用研究提供新的参考。
2 资料和方法 2.1 船测数据本文所用船测资料有:船载自动气象站连续观测数据,包括气温、气压、风向、风速、相对湿度等,输出时间间隔为10 s;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、边界层高度等,输出时间间隔为16 s;GPS (全球定位系统) 探空数据,可以得到温度、气压、风向、风速、湿度的垂直分布,分辨率为10 m,4月12日沿145°E,自35.4°N到37°N进行了9次GPS探测,放球纬度间隔在0.16°~0.25°之间;SBE56型海水温度 (SST) 测量仪连续观测数据,测量深度在2 m左右,输出时间间隔为30 s。另外,白天每隔1 h进行一次人工观测,记录天气现象、云量云状等。由于连续观测数据的时间分辨率不同,本文将观测数据的时间间隔统一为4 min。
2.2 其他数据本文所用其他数据包括:欧洲中心 (ECMWF, European Center for Medium-range Weather Forecasts) 提供的全球大气再分析资料,水平分辨率0.125°,时间间隔为6 h,200 hPa以下共23层 (Dee et al., 2011);美国国家海洋与大气管理局 (NOAA, National Oceanic and Atmospheric Administration) 提供的逐日海表面温度数据 (OISST, Daily Optimum Interpolation Sea Surface Temperature),水平分辨率0.25°;美国伍兹霍尔海洋研究所 (Woods Hole Oceanographic Institution) 提供的逐日潜热感热通量数据 (OAFlux, Objectively Analyzed air-sea Flux),水平分辨率为1°;日本MTSAT静止气象卫星数据。
2.3 方法利用走航测量的风速、气温、气压、相对湿度及海温资料和COARE3.0(the Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment, Brunke et al., 2003) 模式计算走航的感热潜热通量,将感热潜热之和记为热通量Q(单位:W m-2)。利用MTSAT卫星数据和双通道方法 (Hunt, 1973; Gultepe and Milbrandt, 2007) 结合Zhang et al.(2013)和Gao et al.(2009)给出的反演方法和阈值识别夜间低云区 (以下简称ZG反演结果)。
3 天气形势2014年4月12日06:00~12:00日本以东西北太平洋受海上低压后部的影响,处于西北气流控制下 (图 1a-b)。500 hPa图上,观测区位于东亚大槽后部 (图 1c-d),天气形势变化不大。在这种天气形势下,西北风将中高纬度的冷空气向相对较暖的海面输送,造成海气温差较大,海气界面不稳定,在MABL内易产生层积云 (Young and Sikora, 2003; Tokinaga et al., 2009)。另一方面,低压后部多伴随天气尺度下沉气流,易在MABL顶形成逆温层,利于低云特别是层积云的形成 (Norris and Iacobellis, 2005)。注意到在日本本州岛以东洋面上,等压线呈气旋式弯曲,形成一局地弱低压槽,4月12日12:00科学考察船位于槽线附近 (图 1b)。本文后面的讨论指出,该局地低压槽与海气界面热通量和来自日本陆地的暖平流有关,对层积云的发展有重要贡献。
2014年4月12日00:00到13日00:00,东方红2号科学考察船由南向北沿145°E航行,斜穿位于黑潮延伸体海区的一个局地海洋锋区 (图 2c)。航线上SST在不到1个纬距内,由接近20℃迅速下降到不足15℃(图 2b),与OISST分布基本一致,进一步证明海洋锋的存在。船载GPS探空资料表明的3个高相对湿度区与云高仪探测的3个云区基本一致 (图 2a)。3个云区均出现于MABL内,最大相对湿度区在MABL顶下方,结合船上人工观测记录,可知航线上所观测到的云为层积云。4月12日09:00~12:00时段,船进入海洋锋区,该时刻观测到的云底高度高于暖水区云底高度约1000 m。
由ZG卫星反演结果可以看出,4月12日08:00该海区有零散的云 (图 2c1),在槽后西北气流的控制下,云区向东偏南移动,09:00~10:00在海洋锋上空,云迅速发展 (定义为A云),云顶亮温由260 K左右迅速减小到250 K左右 (图 2c2-c3),如果按照干绝热温度垂直递减率计算,云顶高度大约升高1000 m。与航线上观测结果进行对比可以知道,4月12日09:00~12:00船上观测到的云即为A云。综合卫星和船上的观测可知,在海洋锋附近A云的云底和云顶高度明显升高,云区范围迅速扩大。
5 层积云迅速发展的可能原因 5.1 混合层厚度加深由图 2a看出,在暖水上空,云底高度在1500 m左右,其下方为混合层。在海洋锋上空,混合层厚度增加到2000~2500 m,对应云底高度明显升高。这种混合层厚度与云底高度的对应关系与Tokinaga et al.(2009)的结果一致。前人的研究还指出,当海气界面不稳定度增大时,混合层厚度加深,云底高度升高 (Norris and Iacobellis, 2005; Wood and Bretherton, 2006; Liu et al., 2014)。此次观测表明,由南向北SST下降的同时,海表面气温 (SAT, surface air temperature) 持续上升,在海洋锋上空,气温达到最高值,海气界面的稳定度由暖水面的不稳定 (SST-SAT>5℃),逐渐趋于中性 (SST-SAT≈0℃),不稳定性减小 (图 2b)。因此该混合层的加深可能不是局地海气界面不稳定性起主要作用。
用再分析资料计算云底高度明显升高时观测点 (36.35°N,145°E) 的稳定度 (∂θ/∂z) 及该点动能随时间的变化可以看出,4月12日09:00~12:00左右,在海洋锋附近,不稳定层 (∂θ/∂z<0) 最厚,可以达到850 hPa。同时,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 (图 3)。动量下传可导致海面风速加大,海面热通量增加。
由航线观测看出,气温的上升与热通量的增加基本一致 (图 2b)。由于海气温差逐渐缩小,该热通量的增加应该是由风速加大造成的。确实,在层积云迅速发展的时段 (09:00~12:00),从海面到4000 m的高空,风速的垂直切变明显减弱,海面风速迅速增强 (图 2a)。热通量和气温的增加,进一步使得MABL中不稳定性增加,混合层厚度增加。这种“风速—热通量—静力不稳定度”的正反馈效应是混合层厚度增加,云底高度升高的重要原因。
5.2 海洋锋的影响仔细分析图 2b可以发现,热通量的最大值出现在海洋锋的暖水侧 (下风方,下同)。OAFlux逐日热通量表明,2014年4月12日,在海洋锋暖水侧形成热通量大值中心 (图 4),与船测资料基本吻合。非地转的偏西风和海面西北风风速在热通量大值中心明显增大,进一步证明了海表面热通量影响MABL中稳定度,导致西风动量下传,反过来又增加热通量的正反馈关系。
由图 4还可以看出,热通量中心与本文前面提到的局地弱低压槽对应,反映了海洋对气压的调整作用 (Lindzen and Nigam, 1987;Minobe et al., 2008),与Tanimoto et al.(2011) 给出的1~3月平均结果基本一致。低压槽线偏于热通量中心的下风方应该是平流效应。在低压槽的影响下,在海洋锋暖水侧产生上升运动 (图 5中大黑箭头)。图 5还表明,该局地上升运动仅仅出现于800 hPa以下,从而影响MABL内混合层厚度。MABL之上为下沉气流控制。Wai and Stage (1989)、Small et al.(2008)、Liu et al.(2014)和杨爽等 (2015)提出海洋锋在MABL内强迫产生次级环流的上升支导致云顶高度升高,本研究进一步表明,西北风条件下,次级环流上升支位于海洋锋暖水侧的热通量中心和低压槽附近,与气压调整和平流效应有关。由图 2可以清楚看出,12日09:00云底高度升高恰在海洋锋暖水侧的热通量大值区,与上述分析一致。注意到在147°~150°E云区也迅速发展 (图 2c),该区域位于海洋锋暖水侧,热通量大值区 (图 4)。我们的数值模拟结果表明,此处也存在弱低压槽 (图略),反映了海洋锋强迫的气压调整机制对云发展的影响,与对A云的分析基本一致。
仔细观察图 2b可以发现,气温的升高与热通量的变化并非完全对应。SAT最高值滞后热通量最大值时间1~2个小时,而且SAT变化呈单峰型,似乎有日变化特征。SAT高值中心与静力不稳定层在09:00~12:00左右突然的加厚 (图 3) 和云的发展可能有直接的关系。
图 6为高通滤波后1000 hPa高度和气温异常场。4月12日06:00在日本本州岛陆地出现暖异常中心 (图 6a、图 1a),在西北气流控制下,来自陆地的暖空气向东南方向平流输运,可以看到暖异常中心向东偏南移动 (图 6b-c),在12:00(图 1b) 也可以看到暖脊的存在 (285 K等温线)。12日12:00,暖异常中心位于日本以东洋面,并向热通量中心伸展,说明该时刻来自日本陆地的暖空气与热通量中心叠加,导致近海面暖中心强度加强。东方红2号正好位于该暖中心,观测到最高气温滞后热通量最大值时间1~2个小时,应该是受暖平流的影响。数值计算表明该区域暖平流最大时刻对应温度增量的贡献大约为0.5℃ h-1(对于数值模拟和暖平流的贡献,作者将另文讨论)。
12日12:00,上升运动中心 (图 5a中大红色箭头) 与瞬时低压槽对应,偏离日平均上升运动位置 (图 5a-b中黑色箭头,与日平均低压槽对应);在12日18:00,由于陆地暖平流的影响向下游移动,所以瞬时上升运动中心 (图 5b中大红色箭头) 与日平均垂直上升位置 (图 5a-b中黑色箭头) 基本重合。同时容易看出,12日12:00,暖中心强度、低压槽强度和上升运动较18:00明显增强 (图 5a-b、图 6b-c),说明天气尺度扰动叠加在海洋锋效应上,会使得扰动信号明显放大,这种作用对09:00~12:00云的迅速发展可能有直接影响。
6 结论与讨论本文根据东方红2号科学考察船2014年4月12日海上观测资料,结合卫星遥感和再分析数据,分析黑潮延伸体附近一次层积云发展过程中,发现4月12日09:00~12:00层积云的迅速发展是海洋锋与来自陆地的暖平流共同作用的结果。以下是主要结论,同时对相关问题进行讨论。
(1) 在天气尺度的槽后西北风控制下,在海洋锋暖水侧出现局地热通量大值中心和低压槽。在“风速—热通量—静力不稳定度”正反馈效应作用下,高空西风动量下传,海面风速增大,MABL中静力稳定度下降,混合层厚度增加;与热通量中心和低压槽配合,在MABL内出现上升运动;同时天气尺度的环流提供了大范围下沉运动;这些条件为MABL内层积云的发展提供有利的背景条件。由于平流效应,低压槽线偏于热通量中心的下风方。
(2) 来自日本本州岛陆地的低空暖平流与海洋锋下风方热通量中心叠加,导致近海面暖中心强度异常增加,低压槽发展,上升运动明显增强,说明天气尺度扰动叠加在海洋锋效应上,会使的扰动信号明显放大,这种作用对09:00~12:00云的迅速发展可能有直接影响。同时反映出海洋锋上空MABL对来自陆地扰动气流的快速响应。
(3) 需要指出的是,在日尺度上,海气温差最大值与热通量最大值对应,两者均出现在海洋锋的暖水侧 (图 4),反应了大气对海洋强迫响应的滞后和海气温差对热通量的重要贡献。航线上观测表明,热通量最大值与海气温差最大值不对应 (图 2b),说明在更小尺度上,风速对热通量的贡献可能更大,也就是“风速—热通量—静力不稳定度”正反馈效应更明显。
(4)4月份在西北风控制下,冷空气平流到暖洋面,SST一般大于SAT。但陆地白天加热形成暖平流对下游SAT和MABL的垂直结构有所调节,其影响可以达到距离陆地500 km以外的海区。同样,陆地夜间冷却造成的冷平流可能也对MABL有影响。因此,在研究局地海洋—大气相互作用时,特别是在离陆地比较近的洋区,有必要考虑陆地的影响和日变化。
(5) 在天气尺度的西北风控制之下,海洋锋强迫在MABL内形成次级环流的一个机制是:由于大气对海洋强迫响应的滞后,在海洋锋的暖水侧形成SST-SAT大值中心,对应热通量大值中心。通过气压调整机制在热通量中心上空形成低压槽和上升运动,即为次级环流的上升支。白天来自陆地较强暖空气平流通过对MABL的调节,导致次级环流上升支的位置与热通量中心有一定差距,夜间上升运动位置与热通量中心比较一致。
(6) 此次航线观测表明,由南向北SST下降的同时,SAT持续上升。我们认为这种现象是特定时间 (4月上中旬,下午—傍晚)、特定地点 (调查船由南向北逐渐进入热通量中心,航段中SST下降比较缓慢,同时有来自陆地暖平流的影响)、特定天气条件 (高压后部下沉气流和西北风控制下,天气比较晴朗,陆地加热明显) 造成的。但是,这种现象是否具有普遍性及相同条件下的可重复性还有待用更多的观测事实进行分析和讨论。
本文的结论仅仅是通过一次海上观测得出,其中很多物理过程还需要通过数值模拟和数值试验加以进一步证实。
致谢: 感谢东方红2号和全体出海人员的大力支持,感谢谢尚平教授、刘敬武博士在论文思路上给予的指导和建议。[] | Booth J F, Thompson L, Patoux J, et al. 2012. Sensitivity of midlatitude storm intensification to perturbations in the sea surface temperature near the Gulf Stream[J]. Mon. Wea. Rev., 140(4): 1241–1256, DOI:10.1175/MWR-D-11-00195.1. |
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