袁夏玉 高山紅

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué) 山東省高校海洋-大氣相互作用與氣候重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青島 266100; 3. 中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所 北京 100029)

海霧是懸浮在濱海、島嶼上空或海上低層大氣的水汽凝結(jié)物, 并使大氣水平能見(jiàn)度小于lkm, 是沿海和海上的災(zāi)害性天氣之一。根據(jù)海霧的性質(zhì)、出現(xiàn)海區(qū)和季節(jié)的不同, 可以將其分為平流霧、混合霧、輻射霧和地形霧等(王彬華, 1983)。在對(duì)海霧的形成機(jī)制的研究中發(fā)現(xiàn), 海霧多為平流霧, 平流霧又分為暖平流霧和冷平流霧(王彬華, 1983; 孫安健等, 1985)。

王彬華(1983)把中國(guó)近海海霧的天氣類(lèi)型歸納為入海變性高壓﹑北太平洋高壓脊和中國(guó)大陸東移的低壓或低槽3種。其中高壓系統(tǒng)影響下的海霧是黃海海霧的一種重要類(lèi)型, 關(guān)于受其影響的海上大氣波導(dǎo)的研究較少。大氣波導(dǎo)在逆溫與濕度梯度較大時(shí)極易產(chǎn)生。按照大氣修正折射指數(shù)垂直分布廓線的不同, 將大氣波導(dǎo)分為蒸發(fā)波導(dǎo)、表面波導(dǎo)、懸空波導(dǎo)3種基本類(lèi)型, 以及基于它們組合而成的復(fù)合波導(dǎo)類(lèi)型(Menteset al, 2007)。對(duì)于海霧過(guò)程中的大氣波導(dǎo),Atkinson等(2001)曾在利用數(shù)值模擬研究波斯灣海霧與大氣波導(dǎo)關(guān)系時(shí)指出, 當(dāng)暖濕空氣經(jīng)過(guò)冷海面導(dǎo)致海霧生成時(shí), 可以在海霧頂部附近觀測(cè)到平流波導(dǎo)。

我國(guó)近海為海霧多發(fā)區(qū), 已有研究者開(kāi)始關(guān)注波導(dǎo)與海霧的關(guān)系。郭鐵寶(2004)認(rèn)為暖氣流流經(jīng)冷海面, 在海面上形成逆溫層, 逆溫層阻止了海面蒸發(fā)的水汽向上輸送, 此時(shí)濕度梯度與溫度梯度的值較大, 從而形成波導(dǎo)現(xiàn)象, 也為平流海霧的生成創(chuàng)造有利條件, 因此可以用海面蒸發(fā)波導(dǎo)來(lái)預(yù)報(bào)平流海霧。胡曉華等(2007)在研究氣象條件對(duì)大氣波導(dǎo)的影響過(guò)程中指出, 霧中一般為負(fù)折射層, 但霧頂為波導(dǎo)層,霧頂?shù)母叨缺闶遣▽?dǎo)層的底高, 因此輻射霧或平流霧是懸空波導(dǎo)層存在的重要標(biāo)志。張玉生等(2007)通過(guò)分析海霧的成因、輻射特性等說(shuō)明了海霧的可監(jiān)測(cè)性,認(rèn)為當(dāng)有海霧出現(xiàn)和存在時(shí), 存在著大氣逆溫和大氣濕度驟減層, 同時(shí)滿足風(fēng)速較小、大氣層結(jié)穩(wěn)定等條件,容易產(chǎn)生海上大氣波導(dǎo)現(xiàn)象; 因此可利用海霧遙感, 再配以一定的天氣形勢(shì)來(lái)預(yù)報(bào)海上大氣波導(dǎo)。陳莉(2010)通過(guò)WRF模式(Weather Research and Forecasting Model)模擬分析了大氣的三維結(jié)構(gòu), 發(fā)現(xiàn)海霧與大氣波導(dǎo)存在十分密切的聯(lián)系, 霧頂往往會(huì)發(fā)生大氣波導(dǎo), 并且霧體的輻射冷卻作用使波導(dǎo)強(qiáng)度增大。

雖然上述研究者意識(shí)到海霧與波導(dǎo)的聯(lián)系, 并做了一系列的研究, 但并沒(méi)有深入研究海霧生消過(guò)程中水汽及溫度條件的變化對(duì)霧頂波導(dǎo)的影響。在黃海海霧生成階段, 一般情況下暖濕空氣平流到冷海面上, 通常形成逆溫層結(jié)(王彬華, 1983; Gaoet al,2007)。海霧發(fā)展階段, 霧頂長(zhǎng)波輻射使溫度降低; 霧體內(nèi)存在的風(fēng)切變引起的湍流作用導(dǎo)致霧體內(nèi)水汽混合(張守寶, 2010); 研究表明海霧之上的干層, 也利于海霧的維持(王彬華, 1980)。在霧的消退階段, 較強(qiáng)湍流作用使霧消散, 同時(shí)近海面水汽狀況發(fā)生變化, 從而引起濕度層結(jié)的變化。

大氣波導(dǎo)的發(fā)生需要大氣層結(jié)中溫度與濕度等氣象要素場(chǎng)在垂直方向存在合理配置(Beanet al,1968)。已有研究成果發(fā)現(xiàn): 波導(dǎo)與濕度、溫度的梯度存在密切聯(lián)系——濕度梯度越大, 逆溫層結(jié)越強(qiáng),越有利于波導(dǎo)的發(fā)生(張玉生等, 2009; 陳莉, 2010)。由此推斷, 在海霧發(fā)展的各個(gè)階段, 霧頂附近溫度與濕度層結(jié)的變化, 可能導(dǎo)致大氣波導(dǎo)隨之變化。譬如2009年4月9—12日在黃海海域及其沿岸發(fā)生了一次受高壓系統(tǒng)影響的大范圍海霧過(guò)程, 同時(shí)有大氣波導(dǎo)出現(xiàn)。本文將對(duì)此次伴隨海霧的大氣波導(dǎo)過(guò)程進(jìn)行WRF數(shù)值模擬, 主要針對(duì)以下2個(gè)問(wèn)題進(jìn)行詳細(xì)回答: (1)受海霧影響的波導(dǎo)特征(包括空間分布類(lèi)型、波導(dǎo)層底高、陷獲層底高、波導(dǎo)層厚度、陷獲層厚度及波導(dǎo)強(qiáng)度)與沒(méi)有受海霧影響的大氣波導(dǎo)有何不同？(2) 海霧是如何影響大氣波導(dǎo)的？

1 WRF數(shù)值模擬

1.1 模擬設(shè)置

WRF(V3.2.1)采用兩重嵌套網(wǎng)格, 水平分辨率分別為30km×10km, 垂直為49η層。區(qū)域設(shè)置和模式物理方案選取見(jiàn)表1。其中, 我們采用了MYNN 2.5階邊界層方案(Nakanishi and Niino, 2009), 而沒(méi)有采用運(yùn)行穩(wěn)定度較差的MYNN 3階方案; WRF模式輸出結(jié)果為每3h/次。

表1 WRF模式設(shè)置Tab.1 WRF modeling design

1.2 初始和邊界條件

WRF模式所用背景場(chǎng)為美國(guó)環(huán)境預(yù)報(bào)中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)大氣再分析數(shù)據(jù)FNL(final analysis of NCEP, 水平分辨率1°×1°, 垂直26層, 6h/次); 海溫采用NEAR-GOOS(North-East Asian Regional Global Ocean Observing System)日平均數(shù)據(jù), 分辨率為0.25°×0.25°。利用循環(huán)三維變分(高山紅等, 2010), 同時(shí)利用衛(wèi)星遙感反演的海面風(fēng)QSCAT(Quick Scatter meter)、AIRS (Atmospheric Infrared Sounder)大氣溫度廓線、SSMI(Special Sensor Microwave Imager)大氣可降水量等非常規(guī)觀測(cè)數(shù)據(jù), 盡可能為WRF模擬提供高質(zhì)量的初始場(chǎng)。為了進(jìn)一步提高3DVAR同化效果, 利用FNL數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)WRF模式, 以模擬時(shí)段為中心進(jìn)行8d的后報(bào)模擬(每天進(jìn)行2次24h后報(bào)), 然后根據(jù)模擬結(jié)果,采用NMC方法(National Meteorological Center;Parrishet al, 1992)為此次模擬生成獨(dú)自的特征值空間背景誤差協(xié)方差CV5(WRF-3DVAR的背景誤差協(xié)方差有CV3、CV5與CV6等3種, 具體見(jiàn)WRF主頁(yè)http: //www.wrf–model.org)。同化時(shí)段為2009年4月9日20時(shí)—10日08時(shí)(北京時(shí)間, 下同), 模擬時(shí)間起止點(diǎn)從4月10日08時(shí)—11日20時(shí)。

1.3 模擬結(jié)果檢驗(yàn)

2009年4月9—12日的海霧主要生成于黃海及其沿岸, 采用雙通道差值方法(Hunt, 1973; Ellrod,1995), 利用MTSAT (Multi–functional Transport Satellite)長(zhǎng)短波紅外數(shù)據(jù)得到夜間海霧觀測(cè)事實(shí)(夜間短波與長(zhǎng)波亮溫差為–5.5—–2.5°C的區(qū)域?yàn)楹ｌF;Gaoet al, 2009), 白天海霧的觀測(cè)事實(shí)直接由MTSAT可見(jiàn)光云圖得到。圖1a、圖1b, 圖1c、圖1d分別給出了此次海霧典型時(shí)刻的夜間與白天海霧觀測(cè)事實(shí)。綜合分析其他時(shí)刻的海霧觀測(cè)事實(shí)(圖略)與上海、青島、成山頭等站的地面溫度、露點(diǎn)溫度和能見(jiàn)度觀測(cè)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn): 上海站在4月10日05時(shí), 青島站在4月11日08時(shí)與14時(shí), 濟(jì)州島站在4月9日20時(shí)—10日02時(shí)的地面溫度與露點(diǎn)溫度相差很小, 同時(shí)大氣水平能見(jiàn)度都低于1km, 可以判斷海霧區(qū)域與了解其演變過(guò)程。

依據(jù)WRF模擬結(jié)果中的云中液態(tài)水含量(CLW),采用高山紅等(2010)的方法(為了將模擬結(jié)果與衛(wèi)星云圖進(jìn)行有效地直接比較, 模仿衛(wèi)星的“鳥(niǎo)瞰”方式,依據(jù)模擬CLW計(jì)算出霧/低層云頂部高度, 將其水平空間分布認(rèn)為是霧/低層云區(qū)域: 判據(jù)是CLW＞0.016g/kg且高度＜600m), 計(jì)算得到了模擬霧區(qū)(圖2)。通過(guò)與海霧觀測(cè)事實(shí)比較, 發(fā)現(xiàn)模擬結(jié)果與實(shí)際觀測(cè)基本一致。海霧在4月10日08時(shí)已在黃海南部海域生成, 主體部分已連成一片, 由黃海南部的一直延伸到東海北部。隨后, 霧區(qū)不斷向北擴(kuò)展; 到11日08時(shí), 霧向北擴(kuò)展至山東半島沿岸(對(duì)比圖1c與圖2e), 此后占據(jù)黃海大部分的霧開(kāi)始消散。11月14時(shí),霧已明顯消散并消散成2部分, 分別存在于黃海與東海附近(圖1d與圖2f)。由此可見(jiàn), WRF模式很好地模擬出了此次黃海海霧霧區(qū)及其向北擴(kuò)展與消散的過(guò)程。進(jìn)一步對(duì)比觀測(cè)與模擬的天氣形勢(shì)(圖略)也獲得了較為一致的結(jié)果: 黃海處于高壓控制下, 占據(jù)黃海的霧區(qū)受高壓西部南風(fēng)影響, 霧區(qū)風(fēng)速較小, 為2—4m/s; 此外,模擬結(jié)果中的溫度、濕度的垂直廓線與實(shí)測(cè)探空基本一致(圖略), 由模擬的溫度、濕度依據(jù)上述所得到的大氣修正折射指數(shù)垂直廓線也趨于一致(圖3), 基本上能夠表現(xiàn)出大氣波導(dǎo)的發(fā)生與類(lèi)型。因此, 模擬結(jié)果較好地反映了海上大氣邊界層溫濕結(jié)構(gòu)的變化, 可以使用此模擬結(jié)果進(jìn)行大氣波導(dǎo)的演變及其成因分析。

圖1 海霧觀測(cè)事實(shí)(a—d)與相對(duì)應(yīng)的FNL 1000hPa天氣形勢(shì)(e—h)Fig.1 Observed facts of the sea fog (a—d)and their corresponding situation at FNL 1000hPa (e—h)

圖2 模擬霧區(qū)演變圖與無(wú)霧區(qū)上空不同高度氣塊前向軌跡追蹤Fig.2 Simulated variation of fog area and forward trajectory of air mass at different heights from non-fog area

圖3 2009年4月10日08時(shí)波導(dǎo)個(gè)例的模擬與站點(diǎn)觀測(cè)的大氣修正折射指數(shù)對(duì)比圖Fig.3 Comparison of modified refractive index between simulated and observed data

2 海霧的生成與發(fā)展

2.1 高壓移動(dòng)與海霧的關(guān)系

此次海霧過(guò)程中, 整個(gè)黃海受不斷東移減弱的高壓系統(tǒng)的控制。觀測(cè)發(fā)現(xiàn): 4月9日白天濟(jì)州島附近與靠近東海北部的中央海域上空附近存在2塊較小的海霧, 它們均處于高壓南部并在夜間相連(圖略);隨著高壓中心向東移動(dòng)并減弱(圖1e—圖1g), 黃海西部逐漸轉(zhuǎn)為南風(fēng), 海霧隨之不斷生成并向黃海北部擴(kuò)展(圖1a—圖1c); 一直到4日11日08時(shí), 海霧擴(kuò)展至山東半島南岸, 占據(jù)黃海大部(圖1c), 此時(shí)霧發(fā)展最為強(qiáng)盛; 此后隨著高壓強(qiáng)度的減弱(圖1g, 圖1h),海霧趨于消散(圖1c, 圖1d); 至4月11日14時(shí), 海霧僅存在于黃海北部(圖1d)。

受高壓系統(tǒng)控制, 海面低層空氣應(yīng)該在此高壓形成的穩(wěn)定流場(chǎng)中運(yùn)動(dòng)。通過(guò)從模擬起始時(shí)刻2009年4月10日08時(shí)向前30h追蹤高壓南部50—700m無(wú)霧區(qū)的氣團(tuán), 氣團(tuán)軌跡(圖2, 圖4)也說(shuō)明了這種情況:50—700m氣團(tuán)在高壓形成的穩(wěn)定流場(chǎng)中作順時(shí)針運(yùn)動(dòng); 在低空50—250m的氣團(tuán)軌跡隨高度呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn), 1000hPa的等高線與等溫線的夾角大致呈45°(圖略),表明霧區(qū)內(nèi)存在暖平流, 同時(shí)結(jié)合海表溫度(圖略)得知, 此次海霧是由暖氣團(tuán)移動(dòng)到冷海面上而形成的暖平流霧; 相對(duì)高空250—700m的氣團(tuán)軌跡較為一致, 下沉運(yùn)動(dòng)過(guò)程中增溫, 并受海霧影響有上升運(yùn)動(dòng)降溫, 最后到達(dá)黃海中部上空。

圖4 前向追蹤30h內(nèi)氣團(tuán)高度和溫度隨時(shí)間的變化Fig.4 Temporal changes in air mass height (a) and temperatures(b) of forward trajectories

2.2 溫度、濕度廓線變化

為了詳細(xì)分析近海面大氣層中溫度、濕度廓線的變化, 一是運(yùn)用拉格朗日方法, 選取與上述軌跡較為一致的250—700m范圍的暖濕氣團(tuán), 每隔3h給出氣團(tuán)的溫度、濕度和水汽混合比的垂直廓線(圖5); 二是沿圖2a中所示的線段AB(122°—129°E, 31.5°N)與CD(121°—125°E, 34°—31°N), 分析垂直剖面內(nèi)溫度與濕度層結(jié)狀況, 如圖6與圖7所示。

氣團(tuán)追蹤始于4月10日08時(shí), 此時(shí)暖濕氣團(tuán)位于高壓南部晴空區(qū)(圖2a與圖6a), 不存在逆溫(圖5b中線條1, 圖6a), 濕度隨高度遞減(圖5c線條1, 圖6d)。4月10日11時(shí), 暖濕氣團(tuán)移動(dòng)到霧體所在區(qū)域和其對(duì)應(yīng)上空(圖2b, 圖4b和圖6b), 低層輸送的水汽與黃海局部提供的水汽在湍流混合作用下冷卻成霧(圖4a, 圖5a中線條2), 水汽在霧體之上逐漸降低(圖5c中線條2),同時(shí)霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻使逆溫增強(qiáng)(圖5b中線條2)。

此后受高壓影響, 霧區(qū)向北擴(kuò)展并不斷向上發(fā)展,所追蹤200—250m氣團(tuán)被迫抬升(圖5a中線條3—6,圖6c, 圖7a, 圖7b), 且逆溫層也不斷抬升(圖5b中線條3—6), 同時(shí)水汽在霧體內(nèi)逐漸混合均勻(圖5c中線條3—6), 到4月11日08時(shí)水汽已完全混合均勻(圖5c中線條6)。 此后, 高空的干空氣不斷下沉(圖4a與圖5c中線條7), 霧體內(nèi)云水含量降低(圖5a中線條7),海霧消散(圖2f)。由于霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用, 雖然海霧消散, 但霧頂附近逆溫仍繼續(xù)保持(圖5b中線條7)。

3 波導(dǎo)的形成原因

3.1 波導(dǎo)事件

由于我國(guó)海上缺乏探空資料, 僅利用1天2次的黃渤海沿岸站點(diǎn)資料給出的溫度、水汽壓等氣象觀測(cè)要素, 根據(jù)大氣波導(dǎo)公式(Beanet al, 1968)計(jì)算得到大氣修正折射指數(shù)。通過(guò)分析發(fā)現(xiàn), 濟(jì)州島站在4月9日20時(shí)、10日08時(shí)、20時(shí)與11日08時(shí)均出現(xiàn)波導(dǎo), 波導(dǎo)陷獲層大約在100—350m之間; 同樣上海站在4月10日08時(shí)出現(xiàn)波導(dǎo), 陷獲層較低, 大約在250—350m, 4月11日08時(shí)、20時(shí)也出現(xiàn)波導(dǎo), 但陷獲層較高, 在500—700m左右(圖略)。南京站、青島站和射陽(yáng)站探空資料由于垂直分辨率較低并沒(méi)有顯示出波導(dǎo)(圖略), 而這些站點(diǎn)實(shí)際在某些時(shí)刻有可能也會(huì)發(fā)生波導(dǎo)。

圖5 前向追蹤氣塊中不同變量云水含量(a)、溫度(b)、水汽混合比(c)、大氣修正折射指數(shù)(d)的垂直廓線Fig.5 Forward trajectories of clouds in different heights in terms of water mixing ratio (a), temperature (b), water mixing ratio (c) and atmospheric modified refractive index (d)

圖6 沿圖2線段AB的溫度(a—c, 單位: °C)與水汽混合比(d—f, 單位: g/kg)垂直剖面Fig.6 Vertical profiles of temperature (a—c, unit: °C) and vapor mixing-ratio (d—f, unit: g/kg) along the AB line

圖7 沿圖2線段CD的溫度(a—c, 單位: °C)與水汽混合比(d—f, 單位: g/kg)垂直剖面Fig.7 Vertical profiles of temperature (a—c, unit: °C) and vapor mixing-ratio (d—f, unit: g/kg) along the CD line

通過(guò)對(duì)比海霧分布與計(jì)算得到的大氣修正折射指數(shù)廓線(圖略), 不難發(fā)現(xiàn): 濟(jì)州島站在4月9日20時(shí)、10日08時(shí)、20時(shí)與11日08時(shí)均出現(xiàn)波導(dǎo), 波導(dǎo)陷獲層是逐漸降低的, 且僅在陷獲層較高的時(shí)刻4月9日20時(shí)濟(jì)州島存在海霧, 由此推測(cè)這可能是由于海霧的存在增大了陷獲層的高度; 同樣, 上海站在4月10日08時(shí)、11日08時(shí)(圖1c)上空均有海霧存在, 在兩個(gè)時(shí)刻也同樣有波導(dǎo)發(fā)生。由此推測(cè)此次高壓海霧過(guò)程中黃海上空存在波導(dǎo), 進(jìn)一步的模擬結(jié)果表明黃海的確發(fā)生了大面積的大氣波導(dǎo)現(xiàn)象。

3.2 此次海霧對(duì)大氣波導(dǎo)的影響

海霧的發(fā)生會(huì)使大氣溫度與濕度層結(jié)發(fā)生變化,從而對(duì)大氣波導(dǎo)的生消、類(lèi)型、強(qiáng)度等產(chǎn)生影響。譬如在此次波導(dǎo)過(guò)程中, 霧區(qū)上空對(duì)應(yīng)懸空波導(dǎo), 而沒(méi)有霧的區(qū)域上空對(duì)應(yīng)非貼海表面波導(dǎo)(圖8 )。為了探討海霧對(duì)大氣波導(dǎo)的影響, 一是對(duì)比霧區(qū)與霧區(qū)外大氣波導(dǎo)的空間分布, 二是觀察海霧不同演變階段內(nèi)溫度與濕度層結(jié)的變化(沿圖2中線段EF(120°—127°E, 35.5°N)作垂直剖面分析)。

3.2.1 此次大氣波導(dǎo)的空間分布特征 將接近高壓中心無(wú)霧區(qū)域內(nèi)非貼海表面波導(dǎo)記為“波導(dǎo)1”, 而遠(yuǎn)離高壓中心海霧霧區(qū)內(nèi)的懸空波導(dǎo)記為“波導(dǎo)2”(分別見(jiàn)圖2中方框所示)。通過(guò)對(duì)比兩者的波導(dǎo)底部、陷獲層底部、波導(dǎo)厚度、 陷獲層厚度、波導(dǎo)強(qiáng)度等特征屬性的空間分布, 發(fā)現(xiàn)受霧影響的“波導(dǎo)2”的波導(dǎo)底部、陷獲層底部較高, 而波導(dǎo)厚度、陷獲層厚度、波導(dǎo)強(qiáng)度較小(圖9)。在沿33°—36°N每隔1°的東西方向(120°—127°E)垂直剖面內(nèi), 進(jìn)一步分析這2類(lèi)波導(dǎo)的溫度和濕度梯度的差別。 結(jié)果發(fā)現(xiàn): 在同一緯度上“波導(dǎo)1”的陷獲層逆溫較弱, 約在每千米0.05—0.4°C, 同時(shí)逆溫強(qiáng)度較弱; 波導(dǎo)陷獲層的濕度差較大, 大約在3—6g/kg之間, 而濕度梯度也較大?！安▽?dǎo)2”的情況相反, 陷獲層逆溫較大, 大致在每千米0.2—0.9°C, 同時(shí)逆溫強(qiáng)度較強(qiáng); 而波導(dǎo)陷獲層的濕度差較小, 大致在0—4g/kg間, 濕度梯度也較小。特別指出的是, 海霧上方?jīng)]有波導(dǎo)的區(qū)域濕度梯度明顯較小。

3.2.2 海霧演變過(guò)程中溫度與濕度層結(jié)的變化

海霧生成前, 冷高壓系統(tǒng)周?chē)嬖趶?qiáng)烈的下沉運(yùn)動(dòng), 致使干空氣下沉到冷濕海面上, 緊貼海面形成上干下濕的濕度梯度(圖10f), 同時(shí)下沉氣團(tuán)增溫形成弱逆溫層(圖10a), 貼海表面波導(dǎo)形成(圖8a、圖10a)。冷海面與海面大氣之間進(jìn)行湍流熱量輸運(yùn), 緊貼海面的下層大氣開(kāi)始降溫與增濕(圖10b、圖10g),逐漸形成混合層并提供波導(dǎo)基礎(chǔ)層; 同時(shí)逆溫層與濕度突降層抬升(圖10b、圖10g), 貼海波導(dǎo)變?yōu)榉琴N海表面波導(dǎo)(分別對(duì)比圖8b、圖8c與圖10a、圖10b)。

圖8 模擬的波導(dǎo)區(qū)域與類(lèi)型分布Fig.8 Simulated variation of the atmospheric duct areas and the duct type. The contour lines are 1000hPa geopotential heights

圖9 模擬波導(dǎo)的陷獲層底高度Fig.9 Height of trapping layer bottom of the simulated ducts

圖10 沿圖2線段EF的溫度(a—e, 單位: °C)與水汽混合比(f—j, 單位: g/kg)垂直剖面Fig.10 Vertical profiles of temperature (a—e, unit: °C) and vapor mixing-ratio (f—j, unit: g/kg)along the EF line

隨著湍流混合發(fā)展, 濕度突降層與逆溫層繼續(xù)抬升(分別對(duì)比圖10b、圖10g與圖10c、圖10h), 海霧逐漸生成(圖2d、圖10c), 由于此時(shí)海霧較薄, 波導(dǎo)類(lèi)型仍為非貼海表面波導(dǎo)(圖8d)。隨著海霧的不斷生成向北推移并增厚(圖2e與圖10d), 水汽梯度減弱(圖10i), 逆溫層結(jié)也減弱(圖10d), 較強(qiáng)的非貼海表面波導(dǎo)被較弱的懸空波導(dǎo)所替代(圖8d, 圖8e), 并隨海霧逐漸占據(jù)黃海大部(圖2e、圖8e)。值得指出的是, 此過(guò)程中隨著海霧發(fā)展, 當(dāng)霧發(fā)展得較厚時(shí)(圖2c、圖2d), 在霧頂附近會(huì)出現(xiàn)下干上濕的較小濕度梯度, 這時(shí)雖然存在逆溫(圖略), 但霧頂也會(huì)波導(dǎo)消失(圖8c、圖8d)。

由于高壓的影響, 高空干空氣下沉(圖10j), 逆溫層結(jié)下降(圖10e), 霧逐漸消散(圖2f、圖10j)。這時(shí)水汽梯度增強(qiáng)(圖10j), 溫度梯度較大(圖10e), 波導(dǎo)增強(qiáng), 霧區(qū)上空逐漸變?yōu)榉琴N海表面波導(dǎo)(圖8f)。

3.3 大氣修正折射指數(shù)的廓線變化

可以通過(guò)圖5來(lái)分析大氣修正折射指數(shù)垂直廓線的變化。4月10日08時(shí), 不存在逆溫(圖5b線條1), 同時(shí)濕度梯度較小(圖5c中線條1), 不足以形成波導(dǎo)(圖5d中線條1)。隨著暖濕氣團(tuán)的移動(dòng), 逆溫出現(xiàn)(圖5b中線條2), 霧頂濕度梯度遞減(圖5c中線條2), 霧體提供波導(dǎo)基礎(chǔ)層, 霧頂附近形成懸空波導(dǎo)(圖5a、圖5d中線條2)。此后逆溫層不斷抬升(圖5b中線條3—6), 海霧的厚度增加導(dǎo)致基礎(chǔ)層隨之加厚(圖5a中線條3—6), 水汽遞減層也相應(yīng)升高(圖5c中線條3—6), 雖然此過(guò)程中逆溫加強(qiáng), 但海霧內(nèi)部的湍流混合作用使水汽梯度變小, 故波導(dǎo)底部增高, 陷獲層厚度減小(圖5d中線條3—6)。一直到4月11日08時(shí), 海霧內(nèi)部水汽混合均勻, 水汽梯度較小(圖5c線條6), 雖然霧頂輻射冷卻作用導(dǎo)致逆溫變強(qiáng)(圖5b中線條6), 但波導(dǎo)還是消失(圖5d中線條6)。這說(shuō)明,濕度梯度起決定作用; 也可以解釋在波導(dǎo)的發(fā)展過(guò)程中, 海霧的上方有時(shí)不存在波導(dǎo)(對(duì)比圖8)。4月11日14時(shí), 干空氣下沉導(dǎo)致濕度梯度增大(圖5c中線條7), 這時(shí)逆溫仍較大(圖5b中線條7), 促使形成了比較強(qiáng)的非貼海表面波導(dǎo)(圖5d中線條7)。

4 結(jié)論

2009年4月9—12日的大氣波導(dǎo)過(guò)程中的海霧受不斷東移的高壓系統(tǒng)控制, 高壓系統(tǒng)的移動(dòng)造成海霧的發(fā)生、發(fā)展與消退。在海霧演變過(guò)程中, 水汽輸送、霧體內(nèi)降溫等作用導(dǎo)致近地面的大氣溫度與濕度層結(jié)發(fā)生變化, 從而引起大氣波導(dǎo)分布、類(lèi)型、強(qiáng)度發(fā)生變化。大氣波導(dǎo)與海霧之間存在密切聯(lián)系, 圖11給出的概念示意圖可以概括它們的演變過(guò)程。

圖11 2009年海霧與波導(dǎo)關(guān)系的概念示意圖Fig.11 Schematic illustration of the atmospheric ducts associated with sea fog in 2009

1) 海霧生成前, 受高壓下沉影響, 近海面存在較強(qiáng)的濕度梯度與相對(duì)較弱的溫度梯度(圖11a1、圖11b1), 黃海上空對(duì)應(yīng)較強(qiáng)的貼海波導(dǎo)(圖11c1)。隨著近海面加濕、降溫, 水汽混合, 濕度與溫度突降層抬升(圖11a2、圖11b2), 貼海波導(dǎo)變?yōu)榉琴N海表面波導(dǎo)(圖11c2)。

2) 高壓不斷向東移動(dòng)減弱, 海霧不斷向北生成,這時(shí)雖然霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻導(dǎo)致逆溫增強(qiáng)(圖11a3—圖11a5), 但海霧發(fā)展的過(guò)程中, 水汽不斷向西輸送的同時(shí)垂向混合, 導(dǎo)致霧頂水汽梯度減小(圖11b3—圖11b5), 形成較弱的懸空波導(dǎo)或?qū)е虏▽?dǎo)消失(圖11c3—圖11c5)。

3) 高壓外圍干空氣下沉, 海霧消退, 雖然濕度梯度與溫度梯度突降層下降(圖11a6、圖11b6), 但仍保持較大的梯度, 懸空波導(dǎo)變?yōu)檩^強(qiáng)的非貼海表面波導(dǎo)(圖11c6)。

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