冬季不同背景风场下边界层云对东海黑潮锋的响应个例研究*

高 畅 张苏平,2① 衣 立,2 张银意

(1. 中国海洋大学海洋与大气学院 山东青岛 266100; 2. 中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室 山东青岛 266100;3. 连云港市气象局 江苏连云港 222006)

东海是我国社会、经济活动最繁忙的海区之一。强大的西边界流在台湾岛东侧进入东海, 沿陆坡向东北方向流动, 形成东海黑潮。冷暖水团之间的过渡区海表面水温(sea surface temperature, SST)梯度大,会形成海表面温度锋(简称海洋锋)。东海黑潮与陆架冷水过渡区形成的海表面温度锋简称黑潮锋(冯士筰等, 1999; 鲍献文等, 2002)。由于海表温度变化大, 两侧的感热、潜热交换发生明显的变化, 在其两侧强迫出不同垂直结构的海洋大气边界层(marine atmospheric boundary layer, MABL), 从而影响海洋上空层积云的云量以及形成过程(Zhanget al, 2020)。海洋锋的影响甚至可以到对流层中、上层(Minobeet al, 2008, 2010;Xuet al, 2011), 从而对大气环流产生影响。

前人利用卫星和再分析资料开展了海洋锋对大气影响的研究。Chelton 等(2004)利用星载散射仪资料,发现了在全球的海洋锋附近普遍存在着海表面风场的中小尺度结构。Minobe 等(2008)发现, 湾流锋导致的小尺度海表面风辐合, 使其上空降水显著增强, 进而影响雨带和气候。东海黑潮区也存在着海洋锋“锚定”云雨带位置的现象(Xieet al, 2002; Xuet al, 2011;Chowet al, 2015; Longet al, 2020)。杨爽等(2015)对比了不同季节低云对东海黑潮锋的响应, 发现了边界层结构的季节差异。

冬季, 干冷的偏北风控制下, 海洋向大气释放的感热和潜热通量增加, 由于较暖的海洋表面容易产生更强的垂直混合, 从而促进更深的MABL 和更强的逆温(Medeiroset al, 2005), 逆温层下易出现低云(Norriset al, 2005)。Liu 等(2016)发现冬季黑潮锋区云的响应通常被强的下沉运动限制在4 km 以下, 其特征是从冷水面到暖水面的云顶逐渐升高。在东海黑潮区, 冬季风往往有西北风(垂直黑潮锋)和东北风(平行黑潮锋), 前人的工作对不同风向下黑潮锋影响MABL 结构和云的机理研究较少, 我们尚不清楚背景风垂直和平行黑潮锋条件下, 云和海洋大气边界层的相应机理有何不同。

本文利用高分辨率的CALIPSO (cloud-aerosols lidar and infrared pathfinder statellite observations)卫星数据、葵花8 静止卫星数据和再分析数据等, 通过两个个例, 揭示背景风向垂直和平行黑潮锋条件下,边界层云的响应机理有所不同。本研究有助于理解天气尺度下层积云对海洋锋响应的机理, 为局地海洋-大气相互作用提供新的参考。

1 资料与方法

1.1 数据

(1) CALIPSO 卫星资料, 水平分辨率为333 m,垂直分辨率为30 m, 本文主要利用其进行云类型、云顶云底的高度分析。(2) MODIS (moderate-resolution imaging spectroradiometer)可见光卫星云图, 与CALIPSO 经过黄东海区域时间大致匹配, 可直观反映云的形态及变化。(3) Himawari-8 卫星资料, 主要用来分析云粒子半径。(4) ERA-5 再分析资料, 该数据集同化了卫星、观测等多种数据产品, 水平分辨率为 0.25°×0.25°, 垂直方向共 37 层(Hersbachet al,2020), 本文主要用该资料分析大气环流形势, 物理量垂直结构等。

1.2 方法

(1) 低层大气稳定性(lower tropospheric stability,LTS):

其中,θ700为700 hPa 处位温;θ0为海表面位温(Kleinet al, 1993)。LTS 值越大, 表示低层大气越稳定。

(2) 梯度Richardson 数R:

其中,θ为位温;u、v分别为纬向和经向风;g为重力加速度。R代表了机械剪切项和浮力项对湍流作用的相对贡献大小。一般认为, 当R＞1.0 时, 大气运动以层流为主; 当R＜0.25 时表示机械剪切项有足够的能量产生湍流; 当0.25＜R＜1.0 时, 如果原来已经存在湍流, 湍流就能继续下去, 当R＜0 表示流体处于不稳定状态, 湍流发展(Stull, 1988)。

2 背景风垂直黑潮锋个例

2.1 观测分析

海洋性层积云是一种典型的海洋大气边界层云,中纬度海洋和东亚热带地区, 是层积云覆盖的大值区(Wood, 2012)。冬季在高压下沉运动和偏北风控制下, 海洋上空容易出现低云(Liuet al,2016)。2015 年12 月18 日在西北风控制下, 04 UTC (世界时, 下同)MODIS 云图显示黄海南部和东海上空为云层所覆盖,30°N 以北云层紧密, 蔽光性较强。30°N 以南云层分散, 透光性较强。24°～26°N 和28°～30°N 存在两个明显少云区(云洞)(图1b)。SST 分布表明在黑潮和黄海南部-东海北部存在两个海表面温度梯度大值区(图1a), 其中黑潮锋强度较强, 呈西南-东北走向。CALIPSO 卫星恰好经过了这两个海洋锋, 并且观测到了云空间结构的变化。

CALIPSO 卫星观测显示黄东海上空为层积云,云层的高度位于1～3 km, 31°～35°N 和黑潮锋上空为蔽光性较好的层积云(图2a)。云底高度在黑潮锋暖水侧抬升, 冷水侧云量明显减少(图 2b), 对应MODIS 云图上的云洞A。黑潮锋暖水侧向南24°～26°N 云量减少更明显, 对应云图上的范围更大的云洞B (图1b)。

光学厚度和云粒子半径方面, 28°N 以南云光学厚度在10 以下, 30°N 以北可以达到20～40 (图2a, 2c),这与云的疏密程度分布相一致。对于云粒子半径, 层状云的云滴只有 5～6 μm, 积状云发展强盛时可达10～20 μm, 由此判断, 30°N 以北为层状云, 28°N 以南为积状云(图2d)。

图2 2015 年12 月18 日04 UTC CALIPSO 卫星观测结果Fig.2 Satellite observations on 04 UTC December 18, 2015

综合图1～2 可以看出, 在黑潮锋两侧云有突变,暖水侧云底高度突然抬升, 云粒子半径突然增大, 冷水侧和暖水侧以南都出现云洞。Tomita 等(2013)发现在黑潮延伸体区海洋锋的冷水侧也有云洞现象, 主要原因是海洋锋的冷水侧产生海表风辐散所致。但是在此次个例中, 黑潮锋暖水侧再向南也出现了范围更大的云洞。这两个云洞的形成机理分别是什么？两者有何不同？

图1 2015 年12 月18 日04 UTC (世界时, 余同)海温分布及MODIS 可见光云图Fig.1 SST distribution and MODIS cloud chart on 04 UTC December 18, 2015

2.2 天气形势分析

2015 年12 月18 日500 hPa 位势高度以及海平面气压如图3。18 日04 UTC, 东海海域受冷空气后部的冷高压影响, 冷高压尺度大, 影响时间长。高空脊前西北风和西北太平洋的副热带高压西北侧西南气流在黑潮锋附近产生辐合和下沉运动, 有利于形成下沉逆温(Myerset al, 2013)。海面水汽在逆温层下方凝结, 形成低云。但从天气形势尚不能解释云在黑潮锋两侧出现的突变现象。

图3 2015 年12 月18 日04 UTC 天气形势Fig.3 Weather situation on 04 UTC December 18, 2015

2.3 海洋锋附近大气边界层分析

2.3.1 边界层垂直结构和次级环流 从图4a, 4b可知, MABL 垂直混合充分, 混合层顶的高度发展到800～850 hPa, 边界层顶被强的逆温层覆盖, 逆温层下方相对湿度可达90%以上, 说明云层位于边界层内, 与卫星观测相一致(图2a)。黑潮锋暖水侧混合层顶抬升至800 hPa, 暖水侧以南(25°N 附近) 900 hPa以下和825～850 hPa 出现两个混合层, 出现边界层退耦(图4a 粗红线)。冷水侧混合层顶较低, 为825 hPa。逆温层上方有较强的下沉运动, 为500 hPa 高空风辐合产生(图3a)。逆温层底高度的变化和混合层厚度的变化与云顶高度的变化相一致(图2b)。

从经向速度和垂直速度合成的风场看, 黑潮锋强迫的次级环流明显。暖水侧(26°N 附近)存在上升运动, 导致逆温层底抬升, 混合层加深。上升运动在边界层底向南北两侧辐散, 分别在冷水侧(28°～30°N)和暖水侧以南(24°～26°N)产生下沉运动, 冷水侧下沉运动与500 hPa 高压控制下的下沉运动叠加, 强度更强(图4a), 这与杨爽等(2015)在东海黑潮区得出的结论相一致, 说明黑潮锋强迫出的次级环流对边界层结构和云层的变化起到了关键作用。

图4 2015 年12 月18 日04 UTC 沿CALIPSO 卫星轨道剖面的海-气界面与大气稳定度条件Fig.4 Ocean and atmospheric conditions along CALIPSO satellite orbital profile on 04UTC December 18, 2015

2.3.2 海气界面热通量 冬季气温一般低于SST,海气温差为正。黑潮锋上空由于海温的突然增大导致海气温差突然增大, 出现极大值9 °C (图4c)。暖水侧风应力增大(风应力图均未给出), 感热和潜热通量极大值与海气温差极大值相对应(图4d)。低层大气层结稳定性快速下降, LTS 极小值(14 K)与感热极大值配合。上升运动出现于上述极值区域的下风方(图4a),即黑潮锋的暖水侧。该上升运动即为次级环流的上升支, 与云顶高度抬升相配合。

冷水侧风应力减小, 感热潜热通量降低至极小值, 与海气温差极小值相对应。LTS 值增大, 下沉运动出现在感热潜热通量极小值区, 该下沉运动为次级环流的下沉支, 与云洞A 相对应。

暖水侧以南由于气温的升高使海气温差降低至4 °C, 风应力减小, 感热潜热通量较黑潮锋暖水侧明显降低(图4c, 4d)。LTS 值增大至极大值, 理查森数大于1, 边界层内湍流混合减弱(图5)。同时边界层退耦进一步阻碍水汽垂直输送(Longet al, 2018)。LTS 极大值区的云顶上方下沉运动明显(图4a, 4c), 此下沉运动和次级环流下沉支叠加, 加速云滴的蒸发。边界层退耦和下沉运动的共同作用使云量迅速减少, 与云洞B 相对应。

图5 2015 年12 月18 日04UTC 沿CALIPSO 卫星轨道剖面理查森数Fig.5 The Richardson number along CALIPSO satellite orbital profile on 04UTC December 18, 2015

2.4 海面风散度场变化

次级环流的上升支出现于暖水侧而不是稳定度最小的黑潮锋上空, 仔细观测图4 与图6 发现, 在黑潮锋的暖水侧, 感热和潜热通量大, 特别是潜热通量达到极值, 接近400 W/m2, 远大于感热110 W/m2(图4d), 海洋对大气增湿增温效应明显, 导致气压降低(图6d), 产生辐合(图6a), 而在800 hPa 为辐散(图6c),在垂直方向上产生上升运动, 与图4a 中相对应。冷水侧相反, 海表产生辐散, 800 hPa 辐合, 产生下沉运动, 形成垂直方向上次级环流, 与前人结果基本一致(Liuet al, 2016; Zhanget al, 2017; 张苏平等, 2017)。

图6 2015 年12 月18 日04 UTC 海表散度场和异常气压场Fig.6 Sea surface divergence field on 04 UTC December 18, 2015

由以上的分析可知, 海表散度的变化对次级环流的产生至关重要。海表散度的变化是什么机制引起的？

2.5 海面风散度变化机理

图6 表明黑潮锋的两侧出现异常气压场(图6d),冷水侧为高压异常, 暖水侧为低压异常, 说明气压调整机制的作用(Lindzenet al, 1987)。根据Minobe 等(2008)的方法, 分析 SST、海平面气压(sea level pressure, SLP)的拉普拉斯变换和地面风辐合之间的空间一致性, 结果表明三者具有较高的相关性, 分别为-0.47 和0.3 (图7c, 7f), 进一步验证了气压调整机制。

图7 2015 年12 月18 日平均海表气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)通过计算表明, 垂直混合机制下, 表面风散度与锋面尺度上SST 梯度的下风分量成线性比例。图6b 表明二者的相关性为0.3, 说明和垂直混合机制相比, 气压调整的作用较大。

综上所述, 黑潮锋的暖(冷)水侧为低(高)压异常,促使其上空风场辐合(辐散), 产生上升(下沉)运动(图4a), 形成次级环流, 在暖水侧上升支使云底高度抬升。冷水侧下沉支叠加500 hPa 下沉运动使云量减少,形成云洞A。云洞B 则与边界层退耦阻碍水汽垂直输送和暖水侧以南下沉支有关。

3 背景风平行黑潮锋个例

3.1 观测分析

MODIS 可见光卫星云图显示, 2016 年12 月30 日18UTC 黄海东南部云层紧密, 而东海上空云层分布分散(图8b)。在黑潮锋区域(26°～28°N)和黄海南部的冷舌(30°～34°N)区域海表面温度梯度较大(图8a)。黑潮锋呈西南-东北走向, 强度可以达到2.4 ×10-2°C/km。

CALIPSO 卫星的观测显示, 黄东海上空主要是层积云。云层位于3 km 以下, 自北向南云顶云底逐渐抬升, 在黑潮锋暖水侧抬升至最高(图9a, 9b)。黑潮锋两侧, 冷洋面云有效粒子半径为10 μm 以下, 主要是层状云, 暖洋面云有效粒子半径为0～20 μm 之间,为层状云和积状云交替出现(图9d)。

图9 2016 年12 月30 日18UTC CALIPSO 卫星观测结果Fig.9 Satellite observations on 18 UTC on December 30, 2016

综合图8～9 可以看出, 黑潮锋暖水侧云底高度抬升。那么在此个例中, 云底高度抬升的机理与风场垂直黑潮锋个例是否相同？

图8 2016 年12 月30 日18 UTC 海温分布( a)及MODIS 可见光云图( b)Fig.8 SST distribution (a) and MODIS cloud chart (b) on 18 UTC December 30, 2016

3.2 天气形势分析

2016 年12 月30 日500 hPa 位势高度以及海平面气压如图10。东海黑潮区500 hPa 受平直的西风气流控制, 高空的散度接近于0 (图10a)。海面天气系统上表明, 东海黑潮海域位于不断向东移动的高压南侧,一直为偏东风(图10b)。从天气形势也不能解释云底在黑潮锋暖水侧的突变抬升现象。

图10 2016 年12 月30 日18 UTC 天气形势Fig.10 Weather situation on 18UTC December 30, 2016

3.3 海洋锋附近大气边界层分析

3.3.1 边界层垂直结构 从图11a 可知, MABL 中垂直混合均匀, 混合层顶的高度由北向南逐渐升高,在黑潮锋暖水侧(24°～26°N)达到极值, 可发展至825 hPa。冷水侧混合层顶较低, 为850 hPa。与前面个例相比明显偏低。由于逆温层的存在, 水汽不易向上输送, 导致相对湿度大值区集中在边界层内。逆温层的高度变化和云层高度变化一致(图9b)。

从经向速度和垂直速度合成的风场看, 黑潮锋暖水侧下沉运动大幅度减弱, 垂直速度几乎为0 (图11a)。冷水侧(30°N 附近)为高压中心区域, 存在较强的下沉运动。垂直方向上没有明显的次级环流。

图11 2016 年12 月30 日18UTC 沿CALIPSO 卫星轨道剖面的海-气界面与大气稳定度条件Fig.11 Ocean and atmospheric conditions along CALIPSO satellite orbital profile on 18UTC December 30, 2016

3.3.2 海气界面热通量和湍流 在黑潮锋暖水侧,风应力较前面个例较小, 潜热和感热通量较前面个例明显偏弱(图11d), 但湍流垂直发展至875 hPa (图12), 有利于MABL 的均匀混合和混合层厚度增加,促进边界层顶抬升至825 hPa (王媛, 2017; 张苏平等,2017; Jianget al, 2019; Wanget al, 2019)。而在冷水侧,风应力较小, 潜热和感热通量较弱, 湍流发展较低(图12), 边界层顶的高度降低至850 hPa, 故云层高度比西北风个例低。湍流对混合层顶和云底高度的抬升起到重要作用。

图12 2016 年12 月30 日18UTC 沿CALIPSO 卫星轨道剖面理查森数Fig.12 The Richardson number along CALIPSO satellite orbital profile on 18UTC December 30, 2016

3.4 层积云抬升机理分析

图13 计算了黑色方框内海温梯度的下风分量与10 米风散度的关系以验证垂直混合机制的作用,结果显示二者具有0.52 的相关性(图13b), 说明垂直混合机制的作用较大(Hayeset al, 1989; Wallaceet al, 1989)。

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

对于气压调整机制的验证结果如图14 所示。10 m 风辐合和SST 的拉普拉斯变换、SLP 的拉普拉斯变换的空间一致性较弱, SST 的拉普拉斯变换和SLP 的拉普拉斯变换的相关系数未通过显著性检验,说明气压调整的作用较小。

图14 2016 年12 月30 日日平均海表气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

综上所述, 湍流混合在海洋锋暖水侧云底云顶高度的抬升中发挥了重要的作用。海洋锋暖水侧海气温差为正, 海洋加热大气, 使感热潜热通量增大(图11c), 海气界面不稳定, 促进湍流向上发展, 混合层加深, 使边界层顶和云底高度抬升。而湍流的垂直发展进一步促使高空动量下传(图11b), 使海表风速增大, 使热通量进一步增大, 如此构成的正反馈最终使暖水侧云底高度升高。

3.5 两次低云个例对比分析

两次个例均发生在冬季偏北风控制下, 且背景风已经持续1 天以上, 大气层结稳定, 边界层顶存在明显的盖顶逆温, 但其海表风场、海表温度平流(图15)、云的响应以及黑潮锋影响机制不同。表1 是一个简要的总结, 虽然是个例, 但都分别反映了冬季不同背景风下的大气环流和海洋表面热力状况的主要特征, 因而具有代表性。

图15 背景风垂直(a)和平行(b)黑潮锋海面温度平流对比Fig.15 Comparison in sea surface temperature advection of background wind between cross and along the Kuroshio front

表1 背景风垂直黑潮锋和背景风平行黑潮锋的对比Tab.1 Comparison of background wind between cross and along the Kuroshio front

对云顶和云底高度计算方差后发现: 背景风垂直于黑潮个例中, 云底云顶高度方差较大, 尤其云顶高度方差达到0.127 km, 说明云顶高度突变较大, 积状云特征较明显, 这也与卫星观测中云顶高度突然抬升相一致(图2b)。背景风平行黑潮锋个例中, 云底云顶高度方差较小, 分别为0.063 和0.053 km, 相比之下云顶变化更加平缓, 层状云特征较明显, 与图10b 中云层向南逐渐抬升相一致。

4 结论

基于高分辨卫星观测资料和再分析资料, 本文选取了冬季背景风为垂直和平行于黑潮条件下典型个例, 对比分析两次个例边界层结构和边界层云对黑潮锋的响应机制。主要结论如下:

(1) 背景风垂直黑潮锋个例中, 黑潮区位于500 hPa高空脊前, 海表风场主要为西北风。暖水侧风速较大,冷平流作用强, 导致海气温差增大, 海气界面稳定性下降。潜热感热通量大, 海洋加热大气, 使海表面气压降低, 形成辐合, 产生上升运动, 使混合层加深,云底高度抬升。上升运动在边界层底向南北两侧辐散,产生下沉运动。黑潮锋强迫的次级环流明显, 气压调整机制为次级环流产生的主要原因。

(2) 观测发现黑潮锋冷水侧和暖水侧以南分别出现云洞A 和B, 且云洞B 范围大于云洞A, 海洋锋相对大气的情况是稳定少变, 云洞的产生是西北风经过海洋锋时海气相互作用的结果, 维持5 h 以上。研究表明两者形成机制不同: 500 hPa 下沉运动和次级环流下沉支叠加促进了云洞A 的形成。而黑潮锋暖水侧以南海面湍流减弱和边界层的退耦, 减少了海面水汽的垂直输送, 云层上方的下沉运动叠加次级环流下沉支, 促进形成范围更大的云洞B。虽然暖水侧以南次级环流下沉支弱于冷水侧, 但云洞B 的范围更大, 这证明了边界层退耦阻碍水汽垂直输送在云洞B 的形成中的重要作用。

(3) 背景风平行黑潮锋个例中, 黑潮区在500 hPa受平直的西风气流控制, 海表风场为东北风。暖水侧冷平流较弱, 海气温差较小, 但仍为正值。海气界面不稳定性较弱, 垂直运动趋于0。LTS 值小, 低层大气稳定性下降, 湍流垂直发展到875 hPa, 使云底高度抬升, 垂直混合机制为湍流增强的主要原因。

(4) 背景风垂直黑潮锋个例中, 黑潮区受空间尺度较大, 移动较慢的冷高压控制, 大气对黑潮锋的响应表现以气压调整机制为主; 背景风平行黑潮锋个例中, 黑潮区受空间尺度较小的移动性海上高压控制, 高压移动较快, 大气对黑潮锋的响应以垂直混合机制为主, 验证了刘秦玉等(2020)的推论。

本文依据再分析数据和卫星数据做的个例分析,反映了不同背景风下边界层和边界层云对黑潮锋的响应, 还需要更多的船载观测分析和数值模拟和数值试验加以证实, 这也将是我们下一步工作重点。

致谢 感谢中国海洋大学高山红教授等建立区域大气与海洋短期实时预报系统保存的MODIS 云图资料, 美国国家宇航局提供的CALIPSO 卫星资料, 日本气象厅提供的葵花卫星资料。中国海洋大学的刘敬武老师、丁赛赛老师对本文提出了宝贵意见, 在此一并致谢。