青島近岸一次海陸風過程中大氣波導成因的數(shù)值研究

劉桂艷，連喜虎，高山紅，高松，白濤，董琳，陳莉

（1.國家海洋局北海預報中心，山東青島 266033；2.中國海洋大學，山東青島 266100；3.國家海洋環(huán)境預報中心，北京 100081）

1 引言

海陸風是由海陸下墊面的熱力差異導致的大氣次級環(huán)流，是一種易發(fā)生在沿海近岸的中尺度環(huán)流系統(tǒng)。這種環(huán)流是典型的局地熱力環(huán)流，不僅會改變近岸風場與溫度場，而且由于海陸濕度差異還會顯著影響近岸水汽分布[1]。海風環(huán)流主導時，海風從相對較冷且濕潤的海洋吹向相對較暖且干燥的陸地，冷濕氣團與干暖氣團在海岸附近相匯，會造成較大的溫度和濕度垂直梯度。海風的高空回流支將陸地干暖空氣帶到海洋上空并下沉，形成海洋上熱內(nèi)邊界層，阻礙水汽的垂直輸送，從而在熱內(nèi)邊界層的頂部形成較大的濕度垂直梯度[2]。

大氣波導是經(jīng)常發(fā)生在海洋大氣環(huán)境中的一種異常電波折射現(xiàn)象。一定頻率的電磁波在大氣邊界層尤其是近地層中傳播時，若大氣層結(jié)（溫度與濕度隨高度的分布狀況）滿足一定條件，就會形成大氣的異常折射結(jié)構，導致電磁波的傳播軌跡彎向地面，當曲率超過地球表面曲率時，電磁波會部分被陷獲在一定厚度的大氣薄層內(nèi)，就像電磁波在金屬波導管中傳播一樣，這種現(xiàn)象稱為電磁波的大氣波導傳播，形成波導傳播的大氣薄層稱為大氣波導層[3]。大氣波導的出現(xiàn)強烈依賴于氣象條件。海陸風環(huán)流造成的溫度與濕度梯度會影響電磁波的傳播[4]。國外研究者對此已經(jīng)開展了研究。Atkinson等[5-7]針對波斯灣地區(qū)的大氣波導現(xiàn)象，利用美國大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research，NCAR）和美國濱州大學（Pennsylvania State University，PSU）聯(lián)合研發(fā)的第五代中尺度數(shù)值預報模式（Fifth-generation Mesoscale Model，MM5）的模擬結(jié)果，分析了該地區(qū)海陸風環(huán)流中大氣波導的發(fā)生發(fā)展過程，并對該地區(qū)的大氣波導時空變化特征進行了統(tǒng)計分析。我國沿海近岸地區(qū)多盛行海陸風，特別是青島地區(qū)，三面環(huán)海，海陸風環(huán)流受地形影響顯著[8]，很多研究者對該地區(qū)的海陸風開展了較詳細的分析[9-13]，但將海陸風與大氣波導聯(lián)系在一起的研究工作較少。藺發(fā)軍等[14]利用船測資料分析統(tǒng)計了我國東海和南海海陸風對蒸發(fā)波導特性的影響。本文將聚焦青島近岸海陸風與大氣波導之間的動力與物理關系，揭示大氣波導的形成機制。

近幾年，相關學者針對大氣波導開展的研究越來越多，隨著天氣預報技術和計算能力的飛速發(fā)展，高精度的數(shù)值模式在研究大氣波導形成機理方面展現(xiàn)出較強的優(yōu)勢。Burk等[15]利用NORAPS（the Navy Operational Regional Atmospheric Prediction System）對出現(xiàn)大氣波導的海洋大氣邊界層進行了模擬分析，結(jié)果表明大氣波導的高度受海風環(huán)流和陸風環(huán)流的影響。韓杰等[16]基于MM5建立了低空大氣波導模擬平臺，對大氣波導的產(chǎn)生和變化，尤其是模擬范圍廣和強度大的波導模擬效果較好。陳莉[2]基于MM5模擬結(jié)果對我國近海大氣波導形成的天氣學特征進行了詳盡的研究。2006年8月21日青島近岸地區(qū)出現(xiàn)了一次強盛的海陸風現(xiàn)象，很多學者針對它展開研究，盛春巖等[12-13]利用觀測資料分析了此次海陸風環(huán)流特征及其三維結(jié)構；孫貞等[17]利用氣象研究與預報（Weather Research and Forecasting，WRF）模式也對此次海陸風發(fā)展的完整過程進行了數(shù)值模擬，但他們都沒有提及此次海陸風過程中的大氣波導現(xiàn)象。本文以此次海陸風過程為研究對象，利用WRF模式對其展開高時空分辨率的數(shù)值模擬和分析，揭示與其緊密關聯(lián)的大氣波導成因。

2 海陸風與大氣波導觀測事實

2.1 海陸風

利用美國國家環(huán)境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）的FNL大氣再分析數(shù)據(jù)給出了8月21日14時（北京時，下同）850 hPa的天氣形勢。我國華北地區(qū)被一個大陸高壓控制，山東半島及其沿海地區(qū)天氣晴朗，云量稀少。青島地區(qū)受高壓前部偏北氣流影響；高壓隨時間向東南方向移動，23日高壓對山東半島的影響基本結(jié)束。從青島站地面觀測數(shù)據(jù)來看（見圖1），21日和22日均發(fā)生了海陸風現(xiàn)象。例如21日08—14時，青島站的地面風風向為偏北風（陸風），溫度露點差隨陸風的發(fā)展逐漸增大，這表明由于受從陸地而來的較干燥的偏北風影響，青島地區(qū)底層的水汽含量減少；14時風向發(fā)生轉(zhuǎn)變，偏南風（海風）取代偏北風控制青島地區(qū)，與此同時，海風攜帶大量的水汽影響青島底層大氣，導致溫度露點差逐漸減?。恢烈归g23時左右，陸風再次取代海風影響青島地區(qū)。以上分析表明，21日青島站地面風場和溫度露點差都有明顯的日變化特征，是一次明顯的海陸風過程。

圖1 青島站地面觀測數(shù)據(jù)時間序列圖（全風速桿為4 m/s）

2.2 大氣波導

對頻率在1～100 GHz范圍內(nèi)的電磁波，大氣折射指數(shù)[18]為：

式中，N為大氣折射指數(shù)；T為大氣溫度（單位：K）；P為氣壓（單位：hPa）；e為水汽壓（單位：hPa）。

當電磁波傳播距離很短時，可近似認為地球表面為平面，但若電磁波傳播距離較長時，就必須考慮地球曲率的影響，此時，通常使用進行了地球曲率訂正的大氣修正折射指數(shù):

式中，M為大氣修正折射指數(shù)；Z為海拔高度（單位：m）；R0為平均地球半徑，取值6.371×106m。

將式（1）和式（2）分別對高度Z求導，可得如下關系式：

大氣折射指數(shù)垂直梯度不同時，電磁波的傳播軌跡可有負折射、零折射和正折射等多種類型，通常正折射又分為正常折射（標準折射）、超折射、臨界折射和陷獲折射。當出現(xiàn)在陷獲折射時（<0或<-0.157），電磁波就會出現(xiàn)大氣波導傳播現(xiàn)象。

因此，根據(jù)青島站21日20時、22日08時和20時的探空觀測數(shù)據(jù)觀測到的溫度、相對濕度和氣壓等要素，計算了青島站大氣修正折射指數(shù)的垂直廓線（圖略），結(jié)果顯示，3個時間中青島站均出現(xiàn)大氣波導現(xiàn)象，高度在100 m以下。

3 數(shù)值試驗與結(jié)果檢驗

3.1 模擬設置

本文采用大氣中尺度模式WRFv3.6.1來模擬此次海陸風和波導過程。本次模擬的區(qū)域范圍為大區(qū)（24.8°～50°N，106°～135°E），小區(qū)（33°～42°N，115°～127°E），大區(qū)和小區(qū)采用雙向嵌套。表1為模擬區(qū)域范圍設置以及物理參數(shù)的選取。為了在大氣底層有更高的垂直分辨率，本文在邊界層內(nèi)（1 500 m）設置了16層，其中300 m以下設置了10層。

表1 WRF模式區(qū)域設置和物理參數(shù)設置

WRF模式的初始場運用了FNL再分析數(shù)據(jù)①https://dss.ucar.edu/datazone/dsszone/ds083.2。（1°×1°，時間分辨率6 h），同時加入了NEARGOOS（North-East Asian Regional-Global Ocean Observing System）日 平 均 數(shù) 據(jù) 海 溫②ftp://eclipse.ncdc.noaa.gov/pub/OI-daily-v2/IEEE/。（0.25°×0.25°）。模式結(jié)果輸出時間分辨率為3 h，文中采用小區(qū)的模擬結(jié)果進行分析。

較高的初始場質(zhì)量是提高模擬精度的關鍵因素之一。本文采用循環(huán)三維變分[19]手段提高模擬初始場質(zhì)量，同化了模擬時段前12 h內(nèi)獲得的常規(guī)觀測數(shù)據(jù)和非常規(guī)觀測數(shù)據(jù)。前者包括每日定時的探空和地面數(shù)據(jù)①http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html。，后者主要包括AIRS②ftp://airsparlu.ecs.nasa.gov。大氣溫度廓線和SSMI③ftp://ftp.ssmi.com/ssmi。大氣可降水量等。進行循環(huán)三維變分前必須事先給定背景誤差協(xié)方差④WRF同化過程需要給定的背景誤差協(xié)方差的方法有CV3、CV5和CV6 3種。CV3是基于CFS預報場作為模式背景場；CV5是根據(jù)模擬結(jié)果為所研究的個例生成獨自的特征值空間背景誤差協(xié)方差；CV6是在CV5基礎上加入了濕度控制變量，具體見WRF手冊。。WRF模式的同化模塊提供了氣候態(tài)的背景場誤差協(xié)方差（CV3），但研究表明該背景誤差用在個例模擬時效果并不理想，因此本文采用NMC（The National Meteorological Center's Spectral Statistical-Interpolation Analysis System）方法，直接運用模擬所用的背景場作為WRF模式的背景場，進行14 d的后報模擬（以模擬時段為中心，每日08時和20時分別進行兩次24 h模擬），根據(jù)模擬結(jié)果生成本次大氣波導研究所適用的背景誤差協(xié)方差（CV5）。

3.2 數(shù)值試驗

本文設計控制試驗Exp-A和敏感試驗Exp-B兩組試驗。Exp-A模擬時段為2006年8月21日08時—24日08時，共72 h，同化時段 為8月20日20時—21日08時，對大區(qū)進行間隔3 h的循環(huán)三維變分同化。由于青島地形復雜，既有陡峭的嶗山山脈，也有較平坦的海岸線。為了考察陡峭地形對波導的影響，敏感試驗Exp-B在其他條件不變的情況下，將嶗山海拔高度降至10 m。

3.3 結(jié)果檢驗

將WRF控制試驗Exp-A高時空分辨率輸出的溫度和濕度結(jié)果以及根據(jù)式（1）和式（2）計算出的波導信息與探空站實際觀測數(shù)據(jù)進行比較。結(jié)果顯示，盡管兩者數(shù)值大小在底層存在一定的差異，但發(fā)展趨勢較為一致（圖略）。圖2給出了模式輸出的青島站地面風場和溫度的時間序列圖，對比圖1，可以看到模式很好地模擬出了海陸風過程，并與實際觀測較為一致。同時，將其他站點（射陽站和上海站等）的溫度和濕度等進行比較（圖略），結(jié)果顯示W(wǎng)RF模擬氣象要素場與實際觀測較吻合，模式很好地模擬出了大氣實際狀態(tài)。

圖2 模擬的青島站地面氣溫（實線）與觀測數(shù)據(jù)（虛線）時間序列的對比及模擬的10 m風場的時間序列

4 波導成因與分析

4.1 海陸風過程

根據(jù)WRF控制試驗Exp-A的高時空分辨率的模擬結(jié)果，青島沿岸21日11時為陸風，14時海風在近岸形成，在其影響下青島近岸水汽增多；海風隨時間增強并逐漸向內(nèi)陸推進，海風影響到整個青島近岸以及膠州灣地區(qū)，水汽平流隨海風的增強而增大；至20時陸風再次發(fā)展，海風減弱并后退到海上，青島近岸由海風轉(zhuǎn)變?yōu)殛戯L，受陸風影響，水汽平流減弱。

將垂直海岸線做剖面AB（A 36.2°N，119.0°E，B 35.8°N，120.3°E），從風場的垂直分布同樣可以看出，11時陸海溫差約為1℃，青島近岸為陸風控制（見圖3a）；隨著太陽輻射的增強，陸海溫度差異逐漸增大，在海陸熱力差異驅(qū)動下，14時海風形成（見圖3b），海風厚度約為500 m，陸上存在明顯上升氣流，陸上較暖空氣在海風環(huán)流影響下向海洋一側(cè)平流，并在海洋上空下沉，受其影響，海洋上空氣溫略有增高，形成海洋熱內(nèi)邊界層（見圖3b和3c）；傍晚由于地面長波輻射冷卻作用，導致陸地溫度逐漸小于海洋溫度，在海陸熱力差異的驅(qū)動下，陸風發(fā)展，海風開始減弱并向海洋一側(cè)后退，陸風最終取代海風影響青島地區(qū)（見圖3d和3f），此時，近岸受海風上升支與陸風上升支共同影響，上升運動顯著（見圖3d）。從上述分析可以看出，青島近岸發(fā)生了一次顯著的海陸風過程。

圖3 溫度和大氣波導沿AB線的垂直分布（填充色為溫度；藍色實線為波導陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風場；H為水平方向速度分量，V為垂直方向速度分量）

4.2 波導過程分析

4.2.1 波導類型與分布

從控制試驗Exp-A模擬的大氣波導類型和分布來看，21日14時在海陸熱力差異驅(qū)動下青島近岸海域海風出現(xiàn)，大氣波導形成；海風隨時間發(fā)展加強，波導范圍也隨之變大；20時陸風形成，海風逐漸減弱至消失，青島近岸海域的大氣波導也隨之消失。從較平坦地區(qū)的海風和波導的垂直分布上來看（見圖3），海風出現(xiàn)后，波導形成于近岸海域的海風環(huán)流中，波導頂高度約為200 m，波導陷獲層厚度約為150 m左右（見圖3b和3c）。

4.2.2 波導成因

從前面的分析可知，此次海陸風過程中不存在逆溫層，由此可見此次大氣波導產(chǎn)生的關鍵因素是水汽垂直梯度。根據(jù)WRF控制試驗Exp-A高時空分辨率輸出結(jié)果分析剖面AB（較平坦地區(qū)）上濕度、風場、垂直運動以及大氣波導信息，我們可以看到，21日11時青島近岸邊界層為陸風控制，由于近岸海域上空水汽分布沒有達到波導形成所需的梯度，此時沒有波導形成（見圖4a）；14時在海陸熱力差異驅(qū)動下海風形成并發(fā)展，厚度約為500 m，海風攜帶的水汽使近岸底層的水汽混合比增大，同時陸上暖干空氣在海風環(huán)流作用下上升并向海洋一側(cè)平流，最終在海洋上空下沉，與低層濕空氣產(chǎn)生較大的水汽垂直梯度，形成濕度突變層，為波導的形成提供了先決條件；濕度突變層導致大氣修正指數(shù)隨高度減小，形成波導，其高度在100～200 m（見圖4b）；海風隨時間加強，17時海風垂直厚度發(fā)展到700 m左右，并深入到內(nèi)陸地區(qū)，大氣波導處于穩(wěn)定狀態(tài)（見圖4c）；20時海風開始減弱，陸風加強并向海洋一側(cè)推進，同時海風環(huán)流與陸風環(huán)流的上升支使近岸水汽混合均勻，水汽垂直梯度減小，大氣波導隨之消失（見圖4d和4e）。

圖4 水汽混合比（單位：g/kg）和大氣波導沿AB線的垂直分布（填充色為水汽混合比，單位：g/kg；藍色實線為波導陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風場；H為水平方向速度分量，V為垂直方向速度分量）

4.2.3 近岸地形的影響

青島近岸地形復雜，東南部較陡峭的嶗山山脈（主峰海拔1 132.3 m）對青島近岸風場和大氣波導影響顯著。圖5給出了控制試驗和地形敏感試驗模擬結(jié)果沿剖面CD（C 36.3°N，120.5°E，D 36.0°N，120.8°E）的水汽、風場和大氣波導陷獲層的位置分布。圖中可以看出，海風發(fā)生后，陡峭地形的阻擋作用使水汽在向海一側(cè)底層積聚，形成較大的濕度突變層，利于波導的形成；波導形成后有隨地形抬升的趨勢（見圖5a）；將嶗山地形降至10 m后，波導隨之消失；這主要是由于失去了陡峭地形的阻擋作用，海風攜帶的水汽在近岸一定水平距離內(nèi)分布較均勻，沒有產(chǎn)生明顯的濕度突變層，不利于波導的形成（圖4a—e）。

圖5 控制試驗與地形敏感試驗模擬的水汽混合比和大氣波導沿CD線的垂直剖面（填充色為水汽混合比，單位：g/kg；藍色實線為波導陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風場）

為了更清楚地闡釋地形對海陸風、水汽以及溫度的影響，圖6給出了控制試驗與敏感試驗模擬的水汽和溫度的差異值。圖中可以看出，當嶗山海拔高度降至10 m后，溫度變化范圍在1～2℃之間，且底層增溫，高層降溫，這種變化有利于大氣的垂直混合；同時，近岸海風減弱，底層水汽變化值為負值，高層為正值，即水汽混合比底層減小，高層增大，從而使水汽在垂直方向上梯度減小，不利于大氣波導的形成。此外，嶗山地形降至10 m后，其他較平坦地區(qū)的波導也隨之消失或減弱，這主要是由于地形降低后，附近其他地區(qū)的海風也隨之減弱，不易形成較大的濕度突變層或?qū)е聺穸韧蛔儗訙p弱，最終導致波導減弱或消失。通過以上分析可以明顯地看出，嶗山高地形的阻擋作用是此次波導形成過程中的關鍵因素之一。

5 結(jié)論

本文利用大氣中尺度區(qū)域模式WRF模擬了2006年8月21日發(fā)生在青島近岸的一次由典型海陸風過程引起的大氣波導過程。WRF模式很好地再現(xiàn)了海風、陸風環(huán)流以及大氣波導的發(fā)生發(fā)展過程，克服了海上常規(guī)觀測數(shù)據(jù)分辨率較低的困難，使得詳盡分析研究此次大氣波導的形成機制成為可能。

通過對此次大氣波導發(fā)生時的天氣形勢和數(shù)值模擬結(jié)果分析，可以看出此次大氣波導主要是在海陸風的影響下發(fā)生的。晴朗天氣條件下，海風在海陸熱力性質(zhì)差異的驅(qū)動形成，大氣波導隨海風的出現(xiàn)而形成；對于較平坦的海岸區(qū)域，海風攜帶大量水汽使近岸底層大氣濕度增加，海風下沉支攜帶陸上暖干空氣在海洋上空下沉，與底層濕空氣形成較大的水汽梯度，導致大氣波導形成；在陡峭地形地區(qū)，地形的阻擋作用使水汽在向海一側(cè)積聚，波導形成于地形向海一側(cè)。