劉桂艷，連喜虎，高山紅，高松，白濤，董琳，陳莉

（1.國(guó)家海洋局北海預(yù)報(bào)中心，山東青島 266033；2.中國(guó)海洋大學(xué)，山東青島 266100；3.國(guó)家海洋環(huán)境預(yù)報(bào)中心，北京 100081）

1 引言

海陸風(fēng)是由海陸下墊面的熱力差異導(dǎo)致的大氣次級(jí)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?zé)崃Νh(huán)流，不僅會(huì)改變近岸風(fēng)場(chǎng)與溫度場(chǎng)，而且由于海陸濕度差異還會(huì)顯著影響近岸水汽分布[1]。海風(fēng)環(huán)流主導(dǎo)時(shí)，海風(fēng)從相對(duì)較冷且濕潤(rùn)的海洋吹向相對(duì)較暖且干燥的陸地，冷濕氣團(tuán)與干暖氣團(tuán)在海岸附近相匯，會(huì)造成較大的溫度和濕度垂直梯度。海風(fēng)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(dǎo)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(shí)，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(huì)形成大氣的異常折射結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致電磁波的傳播軌跡彎向地面，當(dāng)曲率超過地球表面曲率時(shí)，電磁波會(huì)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(dǎo)管中傳播一樣，這種現(xiàn)象稱為電磁波的大氣波導(dǎo)傳播，形成波導(dǎo)傳播的大氣薄層稱為大氣波導(dǎo)層[3]。大氣波導(dǎo)的出現(xiàn)強(qiáng)烈依賴于氣象條件。海陸風(fēng)環(huán)流造成的溫度與濕度梯度會(huì)影響電磁波的傳播[4]。國(guó)外研究者對(duì)此已經(jīng)開展了研究。Atkinson等[5-7]針對(duì)波斯灣地區(qū)的大氣波導(dǎo)現(xiàn)象，利用美國(guó)大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research，NCAR）和美國(guó)濱州大學(xué)（Pennsylvania State University，PSU）聯(lián)合研發(fā)的第五代中尺度數(shù)值預(yù)報(bào)模式（Fifth-generation Mesoscale Model，MM5）的模擬結(jié)果，分析了該地區(qū)海陸風(fēng)環(huán)流中大氣波導(dǎo)的發(fā)生發(fā)展過程，并對(duì)該地區(qū)的大氣波導(dǎo)時(shí)空變化特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析。我國(guó)沿海近岸地區(qū)多盛行海陸風(fēng)，特別是青島地區(qū)，三面環(huán)海，海陸風(fēng)環(huán)流受地形影響顯著[8]，很多研究者對(duì)該地區(qū)的海陸風(fēng)開展了較詳細(xì)的分析[9-13]，但將海陸風(fēng)與大氣波導(dǎo)聯(lián)系在一起的研究工作較少。藺發(fā)軍等[14]利用船測(cè)資料分析統(tǒng)計(jì)了我國(guó)東海和南海海陸風(fēng)對(duì)蒸發(fā)波導(dǎo)特性的影響。本文將聚焦青島近岸海陸風(fēng)與大氣波導(dǎo)之間的動(dòng)力與物理關(guān)系，揭示大氣波導(dǎo)的形成機(jī)制。

近幾年，相關(guān)學(xué)者針對(duì)大氣波導(dǎo)開展的研究越來(lái)越多，隨著天氣預(yù)報(bào)技術(shù)和計(jì)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(dǎo)形成機(jī)理方面展現(xiàn)出較強(qiáng)的優(yōu)勢(shì)。Burk等[15]利用NORAPS（the Navy Operational Regional Atmospheric Prediction System）對(duì)出現(xiàn)大氣波導(dǎo)的海洋大氣邊界層進(jìn)行了模擬分析，結(jié)果表明大氣波導(dǎo)的高度受海風(fēng)環(huán)流和陸風(fēng)環(huán)流的影響。韓杰等[16]基于MM5建立了低空大氣波導(dǎo)模擬平臺(tái)，對(duì)大氣波導(dǎo)的產(chǎn)生和變化，尤其是模擬范圍廣和強(qiáng)度大的波導(dǎo)模擬效果較好。陳莉[2]基于MM5模擬結(jié)果對(duì)我國(guó)近海大氣波導(dǎo)形成的天氣學(xué)特征進(jìn)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(qiáng)盛的海陸風(fēng)現(xiàn)象，很多學(xué)者針對(duì)它展開研究，盛春巖等[12-13]利用觀測(cè)資料分析了此次海陸風(fēng)環(huán)流特征及其三維結(jié)構(gòu)；孫貞等[17]利用氣象研究與預(yù)報(bào)（Weather Research and Forecasting，WRF）模式也對(duì)此次海陸風(fēng)發(fā)展的完整過程進(jìn)行了數(shù)值模擬，但他們都沒有提及此次海陸風(fēng)過程中的大氣波導(dǎo)現(xiàn)象。本文以此次海陸風(fēng)過程為研究對(duì)象，利用WRF模式對(duì)其展開高時(shí)空分辨率的數(shù)值模擬和分析，揭示與其緊密關(guān)聯(lián)的大氣波導(dǎo)成因。

2 海陸風(fēng)與大氣波導(dǎo)觀測(cè)事實(shí)

2.1 海陸風(fēng)

利用美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)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(shí)（北京時(shí)，下同）850 hPa的天氣形勢(shì)。我國(guó)華北地區(qū)被一個(gè)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(shí)間向東南方向移動(dòng)，23日高壓對(duì)山東半島的影響基本結(jié)束。從青島站地面觀測(cè)數(shù)據(jù)來(lái)看（見圖1），21日和22日均發(fā)生了海陸風(fēng)現(xiàn)象。例如21日08—14時(shí)，青島站的地面風(fēng)風(fēng)向?yàn)槠憋L(fēng)（陸風(fēng)），溫度露點(diǎn)差隨陸風(fēng)的發(fā)展逐漸增大，這表明由于受從陸地而來(lái)的較干燥的偏北風(fēng)影響，青島地區(qū)底層的水汽含量減少；14時(shí)風(fēng)向發(fā)生轉(zhuǎn)變，偏南風(fēng)（海風(fēng)）取代偏北風(fēng)控制青島地區(qū)，與此同時(shí)，海風(fēng)攜帶大量的水汽影響青島底層大氣，導(dǎo)致溫度露點(diǎn)差逐漸減??；至夜間23時(shí)左右，陸風(fēng)再次取代海風(fēng)影響青島地區(qū)。以上分析表明，21日青島站地面風(fēng)場(chǎng)和溫度露點(diǎn)差都有明顯的日變化特征，是一次明顯的海陸風(fēng)過程。

圖1 青島站地面觀測(cè)數(shù)據(jù)時(shí)間序列圖（全風(fēng)速桿為4 m/s）

2.2 大氣波導(dǎo)

對(duì)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(dāng)電磁波傳播距離很短時(shí)，可近似認(rèn)為地球表面為平面，但若電磁波傳播距離較長(zhǎng)時(shí)，就必須考慮地球曲率的影響，此時(shí)，通常使用進(jìn)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(duì)高度Z求導(dǎo)，可得如下關(guān)系式：

大氣折射指數(shù)垂直梯度不同時(shí)，電磁波的傳播軌跡可有負(fù)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(biāo)準(zhǔn)折射）、超折射、臨界折射和陷獲折射。當(dāng)出現(xiàn)在陷獲折射時(shí)（<0或<-0.157），電磁波就會(huì)出現(xiàn)大氣波導(dǎo)傳播現(xiàn)象。

因此，根據(jù)青島站21日20時(shí)、22日08時(shí)和20時(shí)的探空觀測(cè)數(shù)據(jù)觀測(cè)到的溫度、相對(duì)濕度和氣壓等要素，計(jì)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(gè)時(shí)間中青島站均出現(xiàn)大氣波導(dǎo)現(xiàn)象，高度在100 m以下。

3 數(shù)值試驗(yàn)與結(jié)果檢驗(yàn)

3.1 模擬設(shè)置

本文采用大氣中尺度模式WRFv3.6.1來(lái)模擬此次海陸風(fēng)和波導(dǎo)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(shè)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(shè)置了16層，其中300 m以下設(shè)置了10層。

表1 WRF模式區(qū)域設(shè)置和物理參數(shù)設(shè)置

WRF模式的初始場(chǎng)運(yùn)用了FNL再分析數(shù)據(jù)①https://dss.ucar.edu/datazone/dsszone/ds083.2。（1°×1°，時(shí)間分辨率6 h），同時(shí)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(shí)間分辨率為3 h，文中采用小區(qū)的模擬結(jié)果進(jìn)行分析。

較高的初始場(chǎng)質(zhì)量是提高模擬精度的關(guān)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(chǎng)質(zhì)量，同化了模擬時(shí)段前12 h內(nèi)獲得的常規(guī)觀測(cè)數(shù)據(jù)和非常規(guī)觀測(cè)數(shù)據(jù)。前者包括每日定時(shí)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(jìn)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(yù)報(bào)場(chǎng)作為模式背景場(chǎng)；CV5是根據(jù)模擬結(jié)果為所研究的個(gè)例生成獨(dú)自的特征值空間背景誤差協(xié)方差；CV6是在CV5基礎(chǔ)上加入了濕度控制變量，具體見WRF手冊(cè)。。WRF模式的同化模塊提供了氣候態(tài)的背景場(chǎng)誤差協(xié)方差（CV3），但研究表明該背景誤差用在個(gè)例模擬時(shí)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(yùn)用模擬所用的背景場(chǎng)作為WRF模式的背景場(chǎng)，進(jìn)行14 d的后報(bào)模擬（以模擬時(shí)段為中心，每日08時(shí)和20時(shí)分別進(jìn)行兩次24 h模擬），根據(jù)模擬結(jié)果生成本次大氣波導(dǎo)研究所適用的背景誤差協(xié)方差（CV5）。

3.2 數(shù)值試驗(yàn)

本文設(shè)計(jì)控制試驗(yàn)Exp-A和敏感試驗(yàn)Exp-B兩組試驗(yàn)。Exp-A模擬時(shí)段為2006年8月21日08時(shí)—24日08時(shí)，共72 h，同化時(shí)段 為8月20日20時(shí)—21日08時(shí)，對(duì)大區(qū)進(jìn)行間隔3 h的循環(huán)三維變分同化。由于青島地形復(fù)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(duì)波導(dǎo)的影響，敏感試驗(yàn)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(yàn)

將WRF控制試驗(yàn)Exp-A高時(shí)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(jì)算出的波導(dǎo)信息與探空站實(shí)際觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)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(shì)較為一致（圖略）。圖2給出了模式輸出的青島站地面風(fēng)場(chǎng)和溫度的時(shí)間序列圖，對(duì)比圖1，可以看到模式很好地模擬出了海陸風(fēng)過程，并與實(shí)際觀測(cè)較為一致。同時(shí)，將其他站點(diǎn)（射陽(yáng)站和上海站等）的溫度和濕度等進(jìn)行比較（圖略），結(jié)果顯示W(wǎng)RF模擬氣象要素場(chǎng)與實(shí)際觀測(cè)較吻合，模式很好地模擬出了大氣實(shí)際狀態(tài)。

圖2 模擬的青島站地面氣溫（實(shí)線）與觀測(cè)數(shù)據(jù)（虛線）時(shí)間序列的對(duì)比及模擬的10 m風(fēng)場(chǎng)的時(shí)間序列

4 波導(dǎo)成因與分析

4.1 海陸風(fēng)過程

根據(jù)WRF控制試驗(yàn)Exp-A的高時(shí)空分辨率的模擬結(jié)果，青島沿岸21日11時(shí)為陸風(fēng)，14時(shí)海風(fēng)在近岸形成，在其影響下青島近岸水汽增多；海風(fēng)隨時(shí)間增強(qiáng)并逐漸向內(nèi)陸推進(jìn)，海風(fēng)影響到整個(gè)青島近岸以及膠州灣地區(qū)，水汽平流隨海風(fēng)的增強(qiáng)而增大；至20時(shí)陸風(fēng)再次發(fā)展，海風(fēng)減弱并后退到海上，青島近岸由海風(fēng)轉(zhuǎn)變?yōu)殛戯L(fēng)，受陸風(fēng)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(fēng)場(chǎng)的垂直分布同樣可以看出，11時(shí)陸海溫差約為1℃，青島近岸為陸風(fēng)控制（見圖3a）；隨著太陽(yáng)輻射的增強(qiáng)，陸海溫度差異逐漸增大，在海陸熱力差異驅(qū)動(dòng)下，14時(shí)海風(fēng)形成（見圖3b），海風(fēng)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(fēng)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(zhǎng)波輻射冷卻作用，導(dǎo)致陸地溫度逐漸小于海洋溫度，在海陸熱力差異的驅(qū)動(dòng)下，陸風(fēng)發(fā)展，海風(fēng)開始減弱并向海洋一側(cè)后退，陸風(fēng)最終取代海風(fēng)影響青島地區(qū)（見圖3d和3f），此時(shí)，近岸受海風(fēng)上升支與陸風(fēng)上升支共同影響，上升運(yùn)動(dòng)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(fēng)過程。

圖3 溫度和大氣波導(dǎo)沿AB線的垂直分布（填充色為溫度；藍(lán)色實(shí)線為波導(dǎo)陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風(fēng)場(chǎng)；H為水平方向速度分量，V為垂直方向速度分量）

4.2 波導(dǎo)過程分析

4.2.1 波導(dǎo)類型與分布

從控制試驗(yàn)Exp-A模擬的大氣波導(dǎo)類型和分布來(lái)看，21日14時(shí)在海陸熱力差異驅(qū)動(dòng)下青島近岸海域海風(fēng)出現(xiàn)，大氣波導(dǎo)形成；海風(fēng)隨時(shí)間發(fā)展加強(qiáng)，波導(dǎo)范圍也隨之變大；20時(shí)陸風(fēng)形成，海風(fēng)逐漸減弱至消失，青島近岸海域的大氣波導(dǎo)也隨之消失。從較平坦地區(qū)的海風(fēng)和波導(dǎo)的垂直分布上來(lái)看（見圖3），海風(fēng)出現(xiàn)后，波導(dǎo)形成于近岸海域的海風(fēng)環(huán)流中，波導(dǎo)頂高度約為200 m，波導(dǎo)陷獲層厚度約為150 m左右（見圖3b和3c）。

4.2.2 波導(dǎo)成因

從前面的分析可知，此次海陸風(fēng)過程中不存在逆溫層，由此可見此次大氣波導(dǎo)產(chǎn)生的關(guān)鍵因素是水汽垂直梯度。根據(jù)WRF控制試驗(yàn)Exp-A高時(shí)空分辨率輸出結(jié)果分析剖面AB（較平坦地區(qū)）上濕度、風(fēng)場(chǎng)、垂直運(yùn)動(dòng)以及大氣波導(dǎo)信息，我們可以看到，21日11時(shí)青島近岸邊界層為陸風(fēng)控制，由于近岸海域上空水汽分布沒有達(dá)到波導(dǎo)形成所需的梯度，此時(shí)沒有波導(dǎo)形成（見圖4a）；14時(shí)在海陸熱力差異驅(qū)動(dòng)下海風(fēng)形成并發(fā)展，厚度約為500 m，海風(fēng)攜帶的水汽使近岸底層的水汽混合比增大，同時(shí)陸上暖干空氣在海風(fēng)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(dǎo)的形成提供了先決條件；濕度突變層導(dǎo)致大氣修正指數(shù)隨高度減小，形成波導(dǎo)，其高度在100～200 m（見圖4b）；海風(fēng)隨時(shí)間加強(qiáng)，17時(shí)海風(fēng)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(dǎo)處于穩(wěn)定狀態(tài)（見圖4c）；20時(shí)海風(fēng)開始減弱，陸風(fēng)加強(qiáng)并向海洋一側(cè)推進(jìn)，同時(shí)海風(fēng)環(huán)流與陸風(fēng)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(dǎo)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(dǎo)沿AB線的垂直分布（填充色為水汽混合比，單位：g/kg；藍(lán)色實(shí)線為波導(dǎo)陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風(fēng)場(chǎng)；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(fù)雜，東南部較陡峭的嶗山山脈（主峰海拔1 132.3 m）對(duì)青島近岸風(fēng)場(chǎng)和大氣波導(dǎo)影響顯著。圖5給出了控制試驗(yàn)和地形敏感試驗(yàn)?zāi)M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(fēng)場(chǎng)和大氣波導(dǎo)陷獲層的位置分布。圖中可以看出，海風(fēng)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(dǎo)的形成；波導(dǎo)形成后有隨地形抬升的趨勢(shì)（見圖5a）；將嶗山地形降至10 m后，波導(dǎo)隨之消失；這主要是由于失去了陡峭地形的阻擋作用，海風(fēng)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(dǎo)的形成（圖4a—e）。

圖5 控制試驗(yàn)與地形敏感試驗(yàn)?zāi)M的水汽混合比和大氣波導(dǎo)沿CD線的垂直剖面（填充色為水汽混合比，單位：g/kg；藍(lán)色實(shí)線為波導(dǎo)陷獲層，△M/△N<0；箭頭為風(fēng)場(chǎng)）

為了更清楚地闡釋地形對(duì)海陸風(fēng)、水汽以及溫度的影響，圖6給出了控制試驗(yàn)與敏感試驗(yàn)?zāi)M的水汽和溫度的差異值。圖中可以看出，當(dāng)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(shí)，近岸海風(fēng)減弱，底層水汽變化值為負(fù)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(dǎo)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(dǎo)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(fēng)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(dǎo)致波導(dǎo)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(dǎo)形成過程中的關(guān)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(fēng)過程引起的大氣波導(dǎo)過程。WRF模式很好地再現(xiàn)了海風(fēng)、陸風(fēng)環(huán)流以及大氣波導(dǎo)的發(fā)生發(fā)展過程，克服了海上常規(guī)觀測(cè)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(dǎo)的形成機(jī)制成為可能。

通過對(duì)此次大氣波導(dǎo)發(fā)生時(shí)的天氣形勢(shì)和數(shù)值模擬結(jié)果分析，可以看出此次大氣波導(dǎo)主要是在海陸風(fēng)的影響下發(fā)生的。晴朗天氣條件下，海風(fēng)在海陸熱力性質(zhì)差異的驅(qū)動(dòng)形成，大氣波導(dǎo)隨海風(fēng)的出現(xiàn)而形成；對(duì)于較平坦的海岸區(qū)域，海風(fēng)攜帶大量水汽使近岸底層大氣濕度增加，海風(fēng)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(dǎo)致大氣波導(dǎo)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(dǎo)形成于地形向海一側(cè)。