海洋与湖沼  2022, Vol. 53 Issue (3): 557-568   PDF    
http://dx.doi.org/10.11693/hyhz20211100303
中国海洋湖沼学会主办。
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高畅, 张苏平, 衣立, 张银意. 2022.
GAO Chang, ZHANG Su-Ping, YI Li, ZHANG Yin-Yi. 2022.
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
RESPONSE OF BOUNDARY LAYER CLOUDS TO THE EAST CHINA SEA KUROSHIO FRONT UNDER DIFFERENT BACKGROUND WINDS IN WINTER
海洋与湖沼, 53(3): 557-568
Oceanologia et Limnologia Sinica, 53(3): 557-568.
http://dx.doi.org/10.11693/hyhz20211100303

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收稿日期:2021-11-29
收修改稿日期:2022-01-01
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1, 张苏平1,2, 衣立1,2, 张银意3     
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
摘要:为探究冬季不同背景风场下黑潮锋影响边界层云的机理, 采用高分辨率卫星数据和再分析数据, 研究了冬季海面背景风为垂直(西北风)和平行(东北风)东海黑潮海表面温度锋(黑潮锋)条件下, 边界层云对黑潮锋的响应。结果表明: 背景风垂直黑潮锋情况下, 黑潮锋强迫的边界层内次级环流明显, 黑潮锋暖水侧海面冷平流强, 海气温差增大, 海气界面潜热感热通量增大, 海气界面不稳定性增大, 产生上升运动, 云底高度抬升。上升运动在边界层底向南北两侧辐散, 在冷水侧产生下沉运动与500 hPa高压下沉叠加, 使局地云量明显减少, 形成晴空少云区(云洞)。在暖水侧以南的下沉支叠加云顶上的下沉运动和边界层退耦效应共同作用, 产生另一个云洞。气压调整机制为次级环流产生的主要原因。背景风平行黑潮锋情况下, 海面空气温度平流作用小, 暖水侧海气温差较小, 虽然海洋仍然加热大气, 但海气界面不稳定较弱, 湍流增强使云底高度抬升, 垂直混合机制为该湍流增强的主要原因。
关键词层积云    海气边界层    黑潮海洋锋    响应机制    
RESPONSE OF BOUNDARY LAYER CLOUDS TO THE EAST CHINA SEA KUROSHIO FRONT UNDER DIFFERENT BACKGROUND WINDS IN WINTER
GAO Chang1, ZHANG Su-Ping1,2, YI Li1,2, ZHANG Yin-Yi3     
1. College of Oceanography and Atmospheric Sciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
2. Key Laboratory of Physical Oceanography, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
3. Lianyungang Meteorological Observatory, Lianyungang 222006, China
Abstract: High-resolution satellite data and reanalysis data were used to study the response of boundary layer clouds to the Kuroshio front when the winter sea surface background wind is perpendicular (northwest) or parallel (northeast) to the Kuroshio front. The results show that when the background wind is perpendicular to the black tide front, the secondary circulation in the boundary layer forced by the black tide front is obvious, the cold advection on the warm water side of the black tide front is strong, the sea-air temperature difference increases, the latent and sensible heat flux at the sea-air interface increases, the instability at the sea-air interface increases, and the cloud base height rises. The upward movement diverges from the bottom of the boundary layer to the north and south sides, resulting in the subsidence movement on the cold water side and the superposition of 500hPa high pressure subsidence, which significantly reduces the local cloud cover and forms a clear sky with few clouds (cloud hole). In the south of the warm water side, another cloud hole is generated by the combination of the descending support and the descending motion of the cloud top and the decoupling effect of the boundary layer. The barometric adjustment mechanism is the main cause of secondary circulation. When the background wind is parallel to the Kuroshio front, the advection effect of sea surface air temperature is small, and the temperature difference between sea and air on the warm water side is small. Although the ocean still heats the atmosphere, the instability of the sea-air interface is weak, and the enhanced turbulence increases the height of cloud base. The vertical mixing mechanism is the main reason for the enhanced turbulence.
Key words: stratocumulus    marine atmospheric boundary layer    Kuroshio front    responding mechanism    

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(Zhang et al, 2020)。海洋锋的影响甚至可以到对流层中、上层(Minobe et al, 2008, 2010; Xu et 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(Xie et al, 2002; Xu et al, 2011; Chow et al, 2015; Long et 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(Medeiros et al, 2005), 逆温层下易出现低云(Norris et 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(Hersbach et 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):

    (1)

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

(2) 梯度Richardson数R:

    (2)

其中, θ为位温; uv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(Liu et 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。

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 注: a: 等值线表示海表面温度SST(单位: ℃)分布, FN为北侧海洋锋, FS为黑潮锋; b: 红圈为云洞A和云洞B的位置, 云洞A跨过30°N纬线; 蓝线为CALIPSO卫星轨道

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)。

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 注: a: 云类型; b: 云底云顶高度; c: 云光学厚度, 无量纲; d: Himawari卫星沿125°E剖面云有效粒子半径; 红色三角为黑潮锋的位置

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)。

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?

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(Myers et 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 注: a: 色等值线表示500 hPa的位势高度(单位: ×10-2位势米), 红色虚线表示温度场(单位: ℃), 箭头矢量表示风场, 填色蓝色表示辐合, 蓝色粗实线为副热带高压的位置; b: 黑色等值线表示海平面气压(单位: hPa), 红色实线表示2 m气温(单位: ℃), 箭头矢量表示10 m水平风场(单位: m/s), 蓝色粗实线为冷锋的动态位置
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

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)。

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 注: a: 等值线表示位温(单位: K), 青点表示云底高度, 箭头表示风场(由经向速度和垂直速度乘以50合成); b: 蓝色等值线表示600 hPa以下动能(单位: m2/s2); 红色三角为黑潮锋的位置

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。

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 ℃ (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 ℃, 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(Long et 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 注: 蓝点为CALIPSO卫星云底高度
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(Liu et al, 2016; Zhang et 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 注: a: 风散度正值为辐散, 等值线表示海表面温度(单位: ℃); b: 图a黑色方框中散度(×10-5/s)和顺风方向海温梯度的散点图, 相关系数r通过99%的显著性检验, 红色直线表示两者回归线; d: 异常气压为18日04 UTC海平面气压减日平均海平面气压

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(Lindzen et 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 注: a: CCMP 10 m风辐合; b: ERA5 10 m风辐合; c, f分别是a中红色方框内风辐合、海平面气压SLP的拉普拉斯变换和SST的拉普拉斯变换的散点图, 相关系数r均通过99%的显著性检验

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 ℃/km。

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 注: a: 等值线表示SST分布, FN为北侧海洋锋, FS为黑潮锋; 蓝线为CALIPSO卫星轨道

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 注: a: 云类型; b: 云底云顶高度; c: 云光学厚度, 无量纲; d: Himawari卫星沿125°E剖面云有效粒子半径; 红色三角为黑潮锋的位置

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?

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 注: a: 黑色等值线表示500 hPa的位势高度(单位: ×10-2位势米), 红色虚线表示温度场(单位: ℃), 箭头矢量表示风场(单位: m/s), 散度小于0表示辐合, 蓝色粗实线为副热带高压的位置; b: 黑色等值线表示海平面气压(单位: hPa), 红色实线表示2 m气温(单位: ℃), 箭头矢量表示10 m水平风场(单位: m/s), 红色H为移动性高压动态路径
3.3 海洋锋附近大气边界层分析 3.3.1 边界层垂直结构

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)。

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 注: a: 等值线表示位温(单位: K), 青点表示云底高度, 风场由经向速度和垂直速度乘以50合成; b: 蓝色等值线表示600 hPa以下动能(单位: m2/s2); 红色三角为黑潮锋的位置

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。

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; Jiang et al, 2019; Wang et 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 注: 蓝点为CALIPSO卫星云底高度
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(Hayes et al, 1989; Wallace et 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 注: a: 风散度大于0为辐散, 等值线表示海表面温度(单位: ℃); b: 图a黑色方框中散度和顺风方向海温梯度的散点图, 相关系数r通过99%的显著性检验, 红色直线表示两者回归线

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 注: a: CCMP 10 m风辐合; b: ERA5 10 m风辐合; d: SST的拉普拉斯变换; e: SLP的拉普拉斯变换; c, f: 分别是图a中红色方框内风辐合、SLP的拉普拉斯变换和SST的拉普拉斯变换的散点图, SLP的拉普拉斯变换和SST的拉普拉斯变换未通过99%的显著性检验

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 注: 红色等值线表示海气温差(单位: ℃)

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
对比内容 背景风垂直黑潮锋个例 背景风平行黑潮锋个例
海表风场 西北风 东北风
环流形势 高压脊前西北风下沉气流 平直的西风气流
海面天气系统 大尺度冷高压 移动性海上高压
温度平流 暖水侧海面冷平流强 暖水侧海面冷平流弱
云的响应 暖水侧云层抬升, 冷水侧和暖水侧以南出现云洞 海洋锋暖水侧云层抬升
云顶高度方差 0.127 km 0.053 km
云底高度方差 0.086 km 0.063 km
次级环流 暖水侧风场辐合强, 次级环流明显 暖水侧风场辐合弱, 次级环流不明显
海气相互作用机制 气压调整机制主导 垂直混合机制主导
注: 云顶(底)高度方差范围为黑潮锋区内(24°~28°N), 可以反应云顶(底)高度的平滑程度

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。
参考文献
王媛, 张苏平, 衣立, 等, 2017. 一次层积云发展过程对黑潮延伸体海洋锋强迫的响应研究——数值模拟和试验. 中国海洋大学学报, 47(7): 10-20
冯士筰, 李凤岐, 李少菁, 1999. 海洋科学导论. 北京: 高等教育出版社
刘秦玉, 张苏平, 贾英来, 2020. 冬季黑潮延伸体海域海洋涡旋影响局地大气强对流的研究. 地球科学进展, 35(5): 441-451
杨爽, 刘敬武, 张苏平, 2015. 低云在不同季节对东海黑潮海洋锋响应的个例研究. 中国海洋大学学报, 45(10): 7-17
张苏平, 王媛, 衣立, 等, 2017. 一次层积云发展过程对黑潮延伸体海洋锋强迫的响应研究——观测与机制分析. 大气科学, 41(2): 227-235
鲍献文, 万修全, 高郭平, 等, 2002. 渤海、黄海、东海AVHRR海表温度场的季节变化特征. 海洋学报, 24(5): 125-133 DOI:10.3321/j.issn:0253-4193.2002.05.015
CHELTON D B, SCHLAX M G, FREILICH M H, et al, 2004. Satellite measurements reveal persistent small-scale features in ocean winds. Science, 303(5660): 978-983 DOI:10.1126/science.1091901
CHOW C H, LIU Q Y, XIE S P, 2015. Effects of Kuroshio intrusions on the atmosphere northeast of Taiwan Island. Geophysical Research Letters, 42(5): 1465-1470 DOI:10.1002/2014GL062796
HAYES S P, MCPHADEN M J, WALLACE J M, 1989. The influence of sea -surface temperature on surface wind in the eastern equatorial pacific: weekly to monthly variability. Journal of Climate, 2(12): 1500-1506 DOI:10.1175/1520-0442(1989)002<1500:TIOSST>2.0.CO;2
HERSBACH H, BELL B, BERRISFORD P, et al, 2020. The ERA5 global reanalysis. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 146(730): 1999-2049 DOI:10.1002/qj.3803
JIANG Y X, ZHANG S P, XIE S P, et al, 2019. Effects of a cold ocean eddy on local atmospheric boundary layer near the Kuroshio extension: in situ observations and model experiments. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 124(11): 5779-5790 DOI:10.1029/2018JD029382
KILPATRICK T, SCHNEIDER N, QIU B, 2014. Boundary layer convergence induced by strong winds across a midlatitude SST front. Journal of Climate, 27(4): 1698-1718 DOI:10.1175/JCLI-D-13-00101.1
KLEIN S A, HARTMANN D L, 1993. The seasonal cycle of low stratiform clouds. Journal of Climate, 6(8): 1587-1606 DOI:10.1175/1520-0442(1993)006<1587:TSCOLS>2.0.CO;2
LINDZEN R S, NIGAM S, 1987. On the role of sea surface temperature gradients in forcing low-level winds and convergence in the tropics. Journal of the Atmospheric Sciences, 44(17): 2418-2436 DOI:10.1175/1520-0469(1987)044<2418:OTROSS>2.0.CO;2
LIU J W, XIE S P, YANG S, et al, 2016. Low-cloud transitions across the Kuroshio front in the East China Sea. Journal of Climate, 29(12): 4429-4443 DOI:10.1175/JCLI-D-15-0589.1
LONG J C, WANG Y Q, ZHANG S P, 2018. Intercomparison of cloud amount datasets in the Kuroshio region over the East China Sea. Journal of the Meteorological Society of Japan, 96(2): 127-145 DOI:10.2151/jmsj.2018-018
LONG J C, WANG Y Q, ZHANG S P, et al, 2020. Transition of low clouds in the East China sea and Kuroshio region in winter: a regional atmospheric model study. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 125(17): e2020JD032509 DOI:10.1029/2020JD032509
MEDEIROS B, HALL A, STEVENS B, 2005. What controls the mean depth of the PBL?. Journal of Climate, 18(16): 3157-3172 DOI:10.1175/JCLI3417.1
MINOBE S, KUWANO-YOSHIDA A, KOMORI N, et al, 2008. Influence of the Gulf Stream on the troposphere. Nature, 452(7184): 206-209 DOI:10.1038/nature06690
MINOBE S, MIYASHITA M, KUWANO-YOSHIDA A, et al, 2010. Atmospheric response to the Gulf Stream: seasonal variations. Journal of Climate, 23(13): 3699-3719 DOI:10.1175/2010JCLI3359.1
MYERS T A, NORRIS J R, 2013. Observational evidence that enhanced subsidence reduces subtropical marine boundary layer cloudiness. Journal of Climate, 26(19): 7507-7524 DOI:10.1175/JCLI-D-12-00736.1
NORRIS J, IACOBELLIS S, 2005. North Pacific Cloud Feedbacks Inferred from Synoptic-Scale Dynamic and Thermodynamic Relationships. Journal of Climate, 18: 4862-4878 DOI:10.1175/JCLI3558.1
STULL R B, 1998. An introduction to boundary layer meteorology. Dordretch: Klumer Academic Publishers
TOMITA H, XIE S P, TOKINAGA H, et al, 2013. Cloud response to the meandering Kuroshio extension front. Journal of Climate, 26(23): 9393-9398 DOI:10.1175/JCLI-D-13-00133.1
WALLACE J M, MITCHELL T P, DESER C, 1989. The influence of sea-surface temperature on surface wind in the eastern equatorial pacific: seasonal and interannual variability. Journal of Climate, 2(12): 1492-1499 DOI:10.1175/1520-0442(1989)002<1492:TIOSST>2.0.CO;2
WANG Q, ZHANG S P, XIE S P, et al, 2019. Observed variations of the atmospheric boundary layer and stratocumulus over a warm eddy in the Kuroshio extension. Journal of Climate, 147(5): 1581-1591
WOOD R, 2012. Stratocumulus clouds. Monthly Weather Review, 140(8): 2373-2423 DOI:10.1175/MWR-D-11-00121.1
XIE S P, HAFNER J, TANIMOTO Y, et al, 2002. Bathymetric effect on the winter sea surface temperature and climate of the yellow and East China Seas. Geophysical Research Letters, 29(24): 2228
XU H M, XU M M, XIE S P, et al, 2011. Deep atmospheric response to the spring Kuroshio over the East China Sea. Journal of Climate, 24(18): 4959-4972 DOI:10.1175/JCLI-D-10-05034.1
ZHANG S P, LEWIS J M, 2017. Synoptic processes [M] //KORAČIN D, DORMAN C E. Marine Fog: Challenges and Advancements in Observations, Modeling, and Forecasting. Cham: Springer Press: 291-343.
ZHANG Z W, LI Y Y, SONG W T, 2020. Stratocumulus in the cold and warm sides of the spring Kuroshio sea surface temperature front in the East China Sea. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 125(10): e2019JD032176