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❋

王 媛， 张苏平， 衣 立，刘敬斌，郭九华

(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室 海洋-大气相互作用和气候实验室，山东 青岛 266100；2.山东省营口市河口区气象局，山东 东营 257200)

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❋

王 媛1，2， 张苏平1， 衣 立1，刘敬斌1，郭九华1

(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室 海洋-大气相互作用和气候实验室，山东 青岛 266100；2.山东省营口市河口区气象局，山东 东营 257200)

2014年4月12日，中国海洋大学东方红2号调查船在黑潮延伸体海区由暖水侧向北穿越海洋锋时，捕捉到了一次层积云云底和云顶高度升高的过程。本文利用船测数据结合WRF模式进行数值模拟和试验，对此次层积云迅速发展的机理进行了综合分析。结果显示，在黑潮延伸体区域，西北风控制下，海洋锋和来自日本本州岛陆地的低空暖平流共同作用使得层积云发展。通过数值试验发现，海洋锋作为背景场，为该区域提供了200 W·m-2的潜热通量并导致气压下降，从而在暖水侧产生了0.05 m·s-1的上升运动。同时，来自日本本州岛陆地的暖平流作为日尺度扰动，在09-12 UTC到达潜热通量中心，导致该时段该区域2～3 ℃的增温和0.5 hPa的降压。但两者并非单纯线性叠加，而是在海洋锋提供背景条件的前提下，暖平流产生触发作用，通过局地海气相互作用，使得该时段该区域垂直运动异常增强，进而造成云的异常发展。本研究有助于理解在复杂大气背景扰动扰动下MABL对海洋强迫的响应机理，同时对于理解海洋对边界层的影响又反馈到海洋的过程有一定帮助。

海洋锋；海洋大气边界层；层积云；机理；数值模拟

海表面温度锋(Sea Surface Temperature front, 以下简称海洋锋)与其上空海洋大气边界层(Marine Atmospheric Boundary Layer，MABL)的垂直结构、海表面风速、降水、海雾、中低云甚至高云等天气现象的发生存在密切关系[1-7]。对于海洋锋的气候效应前人已有大量的研究。冬季偏北风控制下，当空气从冷水侧平流到暖水侧时，MABL 稳定度减弱，层积云和积云频发[8-9]。海洋锋的影响在特定季节可以穿过MABL，达到对流层中、上层[10-12]。在海洋锋暖(冷)水侧气压降低(升高)，可以在海洋锋区MABL内产生次级环流[13-15]，该次级环流对于边界层内的低云有很大影响，上升区云量增加，下沉区云量减少[16]。Liu等、杨爽等研究表明，湾流锋和东海黑潮锋附近低云云顶高度突变与该次级环流关系密切[17-18]。

海上现场观测较少为研究海洋锋在天气尺度下对MABL垂直结构和低云的影响带来一定困难。海上观测的合成分析表明，海洋锋两侧MABL 的结构存在突变。当空气由暖水侧平流至冷水侧时，MABL 稳定度增强，在春季和夏季常有海雾发生[4]；当空气从冷水侧平流到暖水侧时，MABL 稳定度减弱，在冬季层积云和积云频发[8-9]且在暖水侧，云底高度明显升高[4]。2009年Tanimoto利用2005年7月11—14日船测资料发现，梅雨锋与黑潮延伸体的相对位置对于边界层内的天气现象也有很大影响，当梅雨锋在黑潮延伸体锋以北时，MABL内产生逆温和海雾；梅雨锋在黑潮延伸体锋以南时，海气界面不稳定，混合层厚度加深，产生低云[19]。通过分析2010年4月8—9日的卫星和现场观测资料，Tomita等发现在高压控制下，冷舌上空边界层稳定度增加形成“云洞”，在暖舌上空垂直混合增强，层积云较易发展[20]。在这些研究表明了海洋锋可以通过调节天气尺度扰动，影响MABL垂直结构进而影响低云、海雾等天气现象的发生。

2014年4月12日00UTC—13日00UTC，中国海洋大学东方红2号调查船在环流形势没有明显变化的情况下，自南向北穿过黑潮延伸体区一局地海洋锋，捕捉到了一次层积云云底高度升高的过程。IPCC第5次报告中指出，对海气边界层的结构和低云形成的物理机制的不了解使全球气候模式中低云具有很大的不确定性，但本文的WRF模式对于观测区域低云的模拟效果非常好，因此本文将利用WRF模拟讨论层积云发展过程中海洋与天气尺度扰动的贡献。本研究对于理解天气尺度下，海洋锋对大气影响的机理有重要参考价值，同时对于理解海洋对边界层的影响又反馈到海洋的过程有一定帮助。

1 资料和方法

1.1 实测数据

本文所用实测资料：(1)GPS探空数据，可以得到0～4 km，10 m分辨率的温度、气压、风向、风速、湿度的垂直分布，4月12日沿145°E，35.4°N～37°N进行了9次GPS探测，放球纬度间隔在0.16°～0.25°之间；(2)Vaisala CL31云高仪连续观测数据，可以得到云底高度、边界层高度等，输出时间间隔为16 s。

(图中黑色点为释放探空的位置，填色和红色等值线为海温(℃，等值线间隔为1℃)。(a)为WRF模拟的外层，黑色框内为图(b)，WRF模拟的内层；(b)中绿色线为剖面位置。The black point is the radiosonde sounding sites. Shaded and red contours for sea surface temperature (℃, contours at 1℃ intervals). (a) the outer scope of WRF model (b) the lining of the WRF model. The green line in (b)for the section location.)

图1 2014年4月12日航线

Fig.1 Lanes on April 12, 2014

1.2 其他数据

本文用到逐日海表面温度数据由美国国家海洋和大气管理局NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的OISST(Daily Optimum Interpolation Sea Surface Temperature)数据，水平分辨率0.25°；美国国家环境预报中心NCEP(National Centers For Environmental Prediction)提供的FNL(Functional Neuroimaging Lab)数据，水平分辨率1°，时间间隔为6 h，10 hPa以下共26层。

1.3 方法

文中WRF模式采用的是Lambert投影，双层嵌套，选取的中心区域是37°N，145°E，格点数分别为100×130和154×154(具体区域见图1)，外层和内层水平分辨率分别为30 km×30 km和10 km×10 km，垂直分辨率采用28层*1.000 0, 0.997 5, 0.992 5, 0.985 0, 0.977 5, 0.970 0, 0.954 0, 0.934 0, 0.909 0, 0.880 0, 0.850 6, 0.821 2, 0.791 8, 0.762 5, 0.708 4, 0.657 3, 0.609 0, 0.563 4, 0.520 4, 0.479 8, 0.441 5, 0.405 5, 0.371 6, 0.309 7, 0.207 1, 0.111 8, 0.056 6, 0.000 0。积分时间为2014年4月11日00时—13日00时，积分步长为180 s，输出时间间隔外层和内层分别为60和30 min。

本文中选取的参数化方案：微物理方案采用Lin方案[20]，长波辐射方案采用RRTMG长波方案[22],短波辐射方案采用RRTMG短波方案[23]，陆面过程方案采用Noah陆面模式[23-24]，边界层方案采用YSU方案[25],积云参数化方案采用Betts-Miller-Janjic 方案[26-27]。

2 模拟结果检验

2014年4月12日00 UTC—13日00 UTC，东方红2号科考船沿145°E由35.4°N向北到达37.0°N，共释放9个探空气球。对比WRF模拟结果与GPS探空实测数据(见图2)，可以看到WRF的模拟结果很好的模拟出了09-12 UTC在2 000～3 000 m之间的相对湿度的大值区(关注云区)、01-03 UTC在1 500～2 500 m之间的相对湿度大值区及19-21 UTC在700～1 500 m的相对湿度大值区(与船上云高仪测得云区一致)。WRF模拟结果对于风速的模拟也与观测相近，从图2中可以看到在航线上模拟出了09-12 UTC边界层内风速混合均匀的现象及在其他时刻上下层之间的风速切变，同时对于整个航线的西北风背景的模拟效果也较好。模拟了位温变化的基本趋势，09-12 UTC(也就是风速混合均匀和相对湿度大值区升高的时刻)位温在低层变化不大，在混合层顶层有较强的位温梯度；在其他时刻，位温垂直变化较小的高度较09-12 UTC有所降低。天气形势的模拟与韩国天气图和再分析资料一致(图略)。由观测和云图[27]可以看到相对湿度与云底高度和云区有很好的对应关系，但云水混合比只在中间的云区内模拟出了云，所以本文中用相对湿度表示云。另，通过计算得到WRF模拟结果和实测数据相关系数在0.99以上。综上，本文的数值试验结果对于黑潮延伸体区域的气象要素给出了很好的模拟。

((a)WRF模式对应放球时刻的气象要素，白色等值线为实测中相对湿度大于50%的等值线，间隔为10%；黑色等值线为模拟的云水混合比(g/kg，间隔为0.05 g/kg)；(b)GPS探空气球测得的要素,中点线为云底高度。(a) WRF model data in the moment of the release soundings.White contours were relative humidity by actual measured greater than 50% and at 10% intervals and black contours were cloud water mixing ratio at 0.05 g/kg intervals; (b) Measuring of GPS radiosonde.Cloud base height (dot contours).)

图2 航线上的位温(K，间隔为1K，红色实线)、风矢量(黑色矢量箭头)、相对湿度(%，填色)

Fig.2 Potential temperature (K, red contours at 1K intervals), the wind vector(black vector arrow) and relative humidity (%, shaded) on lanes

3 数值模拟结果分析

3.1 天气形势

2014年4月12日日本以东西北太平洋高空位于东亚大槽后部(见图3)，低层受东北侧海上低压后部的影响，处于西北气流控制下(见图3),天气形势变化不大。在西北风控制下，中高纬度的冷空气吹向相对较暖的海面(SST>SAT，图略)，造成海气温差增大，海气界面不稳定，在槽后下沉气流控制下，MABL内层积云较易生成和发展[4，19]。低压后部的下沉气流也易在MABL 顶产生逆温，逆温层对于低云特别是层积云的形成特别有利[9]。特别注意，在日本本州岛以东的洋面上有一局地弱低压槽(见图3)。本文后面的讨论指出，该低压槽与海气界面潜热通量和来自日本陆地的暖平流有关。

3.2 云的发展

在观测中看到有云高的变化。图4显示数值模拟结果相对湿度沿背景风向的变化。分析相对湿度最大值区可以看到，06 UTC云还未生成，但在37°N 1 800 m左右存在湿区，湿区随背景风运动；08 UTC云已经生成；10 UTC时36°N左右相对湿度大值区高度有明显的升高，可以达到3 km，高于两侧时刻，也高于同时刻两侧湿区，范围较08 UTC扩大，12 UTC时云区虽然仍然扩大，但云高较10 UTC有所下降。海洋锋区的位置大约在37°N～38.5°N，10 UTC云高的突变位置位于海洋锋的下风方(即暖水侧)。等位温线表明，混合层的加深与云底升高对应。

((a)(b)海平面气压(hPa，黑色等值线，间隔3 hPa)，10 m风场(矢量箭头)，2 m气温(K，红色等值线，间隔3 K)；(c)(d)500 hPa等高线(10 gpm，黑色等值线，间隔80 gpm)，500 hPa风场(矢量箭头)，温度(K，红色等值线，间隔3 K)；棕色线代表地面低压槽线的位置。Sea level pressure (hPa, black contours at 3 hPa intervals ), wind vectors and air temperature (K, red contours at 3 K intervals ) in (a) and (b). Geopotential height (10 gpm, contours at 80 gpm intervals) and wind vectors and temperature (K, red contours at 3 K intervals ) at 500 hPa in (c) and (d). The location of the brown for the trough lines.)

图3 WRF模拟结果

Fig.3 Simulation result of WRF

(沿37.625°N,143°E～34.25°N,146°E(参照图1(b)中绿色斜线)做剖面的相对湿度(%，填色)，位温(K，等值线，间隔为2K)。Relative humidity (%, shaded) and potential temperature (K, contours) along 37.625°N,143°E to 34.25°N,146°E (consult the black diagonal lines in figure 1(b)).)

图4 WRF模拟结果

Fig.4 The Simulation result of WRF

3.3 静力不稳定层厚度的变化

从WRF模拟的稳定度(见图5(a))来看，在09-12 UTC 时不稳定层厚度可达到近700 hPa。由图5(b)可以看出海表面气温开始时持续上升，10 UTC附近气温达到最高值，然后开始逐渐降低。这与不稳定层厚度的变化趋势一致。不稳定层厚度增加伴随一个高动能舌从MABL之上向下伸展到MABL中，表明有高空西风动量下传(见图5(a))。动量下传可导致海面风速加大，海面潜热通量增加(见图5(b))。潜热通量的增加又造成气温的增加，进而造成低层大气不稳定度的增加，垂直混合的增强，这样就行形成一个“热通量(heat flux)大值区—海表面气温(SAT)增加—MABL稳定性降低—混合层(mixing layer)增厚—风速(wind speed)增加”的正反馈效应(HAMMS效应)，直至边界层内混合均匀，使得云底高度升高。

3.4 海洋锋的影响

2014年4月12日，在海洋锋暖水侧存在潜热通量大值中心(见图6)，说明西北风将北方干冷空气带到暖洋面上，使得潜热通量增加，同时感热也会增加,与Tanimoto等[4]给出的热通量1～3月平均结果基本一致。由图6 可以看到，非地转风和实际风风速在潜热通量大值中心明显增大，证明了前面讲的海表面潜热通量，静力不稳定度和西风动量下传之间的正反馈关系。

((a) 2014年4月12日145°E, 36.35°N 700 hPa以下稳定度(K/100 m，填色)、动能(m2·s-2，黑色等值线)、温度(K，红色等值线)；(b) 表面气温(SAT，℃，红色实线，右侧标尺)，10 m风速(m·s-1，黑色实线，右侧标尺),潜热通量(Q, W·m-2，绿色实线，左侧标尺)随时间的变化。Variations (a) in kinetic energy (m2·s-2, black contours), temperature (K, red contours) and stability (K/100 m, shaded) under 550 hPa; (b) Wind speed(black in m·s-1), surface air temperature (SAT, red in ℃) and surface latent heat flux (Q;green in W·m-2) from 00UTC 12 April to 00UTC 13 April,2014 at 145°E,36.35°N.)

图5 WRF模拟结果

Fig.5 Simulation result of WRF

(日平均海表面气压(hPa，黑色实线)、实际风(m·s-1，黑色矢量箭头)、非地转风(风速>4 m·s-1，红色矢量箭头)、低压槽线(棕色实线)。红色实线为2014年4月12日海表面日平均海气温差5 ℃等温线。绿色实线为海洋锋的位置。填色为2014年4月12日日平均潜热通量(W·m-2)。Daily mean height (black contours), actual wind (m·s-1, black arrow), non geostrophic wind (wind speed >4 m·s-1, red arrow), trough lines (brown solid line), the location of SST fronts (green solid line), the difference of SST and mean surface air temperature (value =5, red solid line) and surface heat flux ( W·m-2, shaded) at 12 April, 2014. )

图6 WRF模拟结果

Fig.6 Simulation result of WRF

Tanimoto等用ICODAS数据做合成分析在冬季的日本东南部也发现了弱低压槽，并证明了潜热通量中心与低压槽的对应关系[19]。由图6可以看出，在日平均尺度上也存在与其相似的结果。在低压槽的影响下，海洋锋暖水侧产生上升运动，并在冷侧强迫产生下沉运动(图略)。前人提出海洋锋暖侧的云顶高度升高是由于海洋锋在MABL内强迫产生上升运动导致的[17-18，29-30]。本文进一步表明，西北风条件下，位于海洋锋暖水侧的潜热通量中心和弱低压槽附近的上升运动与气压调整有关。由图2和4可以看出，12日10 UTC云底高度升高的位置恰好位于海洋锋暖水侧的潜热通量大值区，与上述分析一致。

3.5 陆地暖平流的影响

由图5(b)可以看到，在00-10 UTC气温的升高与潜热通量的增加并非完全对应。SAT最高值出现在10 UTC左右，潜热通量最大值出现在08 UTC左右，而且SAT变化呈单峰型，有明显日变化特征。由图5(a)可以看到800 hPa以下在09-12 UTC存在一个高温区。

白天在日本陆地形成暖中心(见图3(a))，高空受陆地影响较小(见图3(c)，(d))，暖气团在背景风的作用下向下游移动，形成暖平流。图7显示暖平流沿背景风向下游移动使得背景风向上温度升高。在暖平流移动的过程中由于受周围较冷气团的影响暖气团逐渐变性，使得暖平流逐渐减弱，但大约在36°N左右，暖平流有个突然的增强阶段，对应海洋锋造成的暖中心的下风方，也与图4中10 UTC云高增加的时刻和位置相对应，说明海洋锋造成的暖中心对于暖平流有增强作用。10 UTC左右，低空暖平流与海洋锋造成的潜热通量中心叠加，导致海面气温升高(见图3(b))，MABL内部不稳定性增加，混合层增厚，云底高度升高。

(沿图1(b)中绿色斜线做剖面，将900 hPa以下的暖平流进行平均，温度平流(10-4℃·m-1，填色，等值线为温度平流大于3.5×10-4℃·m-1)。黑色圆圈内暖平流增强，三角形为热通量中心位置。The warm advection (×10-4℃·m-1, shaded, contours for the temperature flow greater than 3.5×10-4℃·m-1) average below 900 hPa along the black line in figure 1(b).In the black circle the warm advection is enhanced and the triangle is the center of the heat flux.)

图7 WRF模拟结果

Fig.7 Simulation result of WRF

3.6 RIP4后向追踪结果分析

图8为WRF模拟结果的后向追踪，用拉格朗日法研究气团变性，结果表明所关注的2 000 m以下气团均是沿背景风场由陆地吹向海洋，且在运动过程中高度变化不大，气团经海洋锋潜热通量大值区(见图6)后10和1 000 m位温都升高明显，但是在2 000 m不存在明显升温，体现了来自海面的非绝热加热作用，这种加热作用导致MABL内部低层稳定度下降(∂θ/(∂z·∂t)< 0)。而高层的湿度在不断升高，反映云的生成。进一步证明的前面的分析结果。

((a)2014年4月12日12UTC36°N、145°E10m(黑色点)、1 000m(红色点)、2 000m(绿色点)的后向追踪轨迹，间隔为30min，追踪6h；(b)为高度变化曲线(km)；(c)为位温变化曲线(K)；(d)为相对湿度变化曲线(%)。(a):Thetrajectorytrackingof36°N, 145°Eat12:00 12April2014on10m(black), 1 000m(red), 2 000m(green),interval30minutes,tracking6hours. (b):Heightcurve(km), (c):Temperaturecurve(K), (d):Relativehumiditycurve(%).)

图8WRF模拟结果

Fig.8SimulationresultofWRF

4 敏感性试验

为了更好的了解来自陆地暖平流和海洋锋对云高的影响，本文进行了两组试验：将日本陆地改为海洋的试验(以下称试验-A)[31]，平滑关键区(141°E～145°E，36°N～39°N区域)海温的试验(以下称试验-B)[32]。

4.1 试验-A(Exp_Noland)

(1)云的分析

图9与图2(a)对比可以看出，去掉日本陆地后，在航线上09-12UTC的水汽大值区高度有所降低，由2 500m降至2 000m左右，混合层厚度也由将近3 000m降低到了2 500m，3 000与1 000m风速的垂直切变1.6m·s-1·km-1变为2.0m·s-1·km-1。通过计算发现，在航线上09-12UTC相对湿度最大值所在的高度控制试验与试验-A相差约400m。而且相对湿度的大值区在10UTC时的突然升高消失。说明如果不存在来自陆地的暖平流，在海洋锋区域的云高就不存在突变，暖平流对海洋锋上空云的发展可能有触发作用，使得云高异常升高。

(图中白色等值线为控制试验中相对湿度大于50%的等值线，间隔为10%。Thewhitecontourswererelativehumiditybycontrolexperimentgreaterthan50%andat10%intervals.)

图9 试验-A结果，同图2(a)

Fig.9Experiment-AresultsofWRF,theotherssameasFig.2a

(2)稳定度分析

与控制试验对比，没有来自日本陆地暖平流的影响， 10-12UTC时候的不稳定层升高现象消失，不稳定层的变化更加趋于平缓，日变化不明显，应该主要反映了海洋锋效应。伴随高能动量舌的高度也有所降低(见图10)。

图10 试验-A结果，同图5(a)Fig.10 Experiment-A results of WRF, the others same as Fig.5(a)

(3)温度及暖平流分析

图11(a)为控制试验与试验-A的差，可以看出在09-12UTC陆地导致SAT的升高在在海洋锋下风方的潜热通量大值区最明显，达到2～3℃，这可能与HAMMS正反馈效应有关，同时也体现了陆地暖平流的触发作用。异常暖中心产生了0.5hPa的降压。

图11(b)与图6对比清楚的显示了去掉日本陆地，整个区域变为冷平流(背景风为西北风，从高纬度吹向低纬度，由低温区吹向高温区)，但是在海洋锋潜热通量大值区的下风方冷平流减弱。

图11(a) WRF控制试验与试验-A模拟结果之差，09-12UTC平均表层气压差(hPa，黑色等值线)及1 000 hPa温度差(℃ ，填色)Fig.11(a) The difference between control experiment and experiment-A. The difference of average SLP (hPa, black contours) and1 000 hPa temperature (℃, shaeded) at 09-12UTC.)图11(b) 同图7试验-A结果Fig.11(b) The result of experiment-A same as Fig.7

4.2 试验-B(Exp_SmthSSTF)

从图12可以看到，本文将141°E～145°E，36°N～39°N区域的海洋锋整体平滑掉。平滑后海洋锋不存在，可以研究海洋锋对于其下风方的云的影响。

图12 海温(K，红色等值线，间隔1K)和平滑后海温 (K，黑色等值线，间隔1K)Fig.12 SST ( K, red contours at 1K intervals) and SSTafter smoothing (K, black contours at 1K intervals)

(1)云的变化

图13与图2(a)对比表明，在航线上水汽大值区高

度有所降低，整个航线上相对湿度都偏小。09-12UTC云区较前后时刻均有所升高，可能是由于陆地暖平流的作用。说明，如果不存在海洋锋，该区域相对湿度普遍变低，这种情况下，纵然有暖平流效应，云的发展有限(09-12UTC，与控制试验相比云底/顶高度下降800m)。说明海洋锋为云的发展提供了有利的背景条件，在此前提下陆地暖平流才可以触发云异常发展。

(2)稳定度分析

与控制试验对比，试验-B不稳定层总体有所降低(降低了约500m)，说明黑潮延伸体海洋锋造成的暖中心对于该区域低层的稳定度的影响在一天中都存在，且影响显著。在09-12UTC较其他时刻有所升高,可能是暖平流的影响。

(3)潜热通量和低压槽分析

将控制试验与试验-B做差，分析潜热通量与海表面气压的变化。图15(a)表明，海洋锋导致在其暖水侧的日平均潜热通量最大增加200W·m-2以上，日平均海平面气压降低最强可达0.5hPa，从而产生风矢量辐合。图15(b)为控制试验减去平滑试验的垂直运动剖面，可以清楚的看到海洋锋在暖水侧的上升运动和冷水侧的下沉运动，海洋锋造成的日平均上升运动可达0.05m·s-1，下沉运动明显偏弱，呈不对称结构。这个日平均上升运动占控制试验中09-12UTC总上升运动的31%，但在09-12UTC时海洋锋造成的上运动占控制试验中09-12UTC总上升运动的75%。说明在海洋锋的强迫下，已经有了较强的上升运动(背景)。暖平流移动到海洋锋区可以触发上升运动异常增强，通过云物理过程，使得云区迅速发展。

图13 试验-B结果，同图9Fig.13 Experiment-B results of WRF, the others same as Fig.9

图14 试验-B结果，同图5(a)Fig.14 Experiment-B results of WRF, the others same as Fig.5(a)

((a)日平均表层气压差(hPa，黑色等值线)、1 000hPa实际风差(m·s-1，黑色矢量箭头)；填色为2014年4月12日日平均潜热通量差(W·m-2)。(b)沿145°E作剖面的垂直速度之差(×10-2m·s-1)，填色为日平均结果，等值线为09-12UTC平均结果。(a)Thedailyheatflux(W·m-2,shaded),surfacepressure(blackinhPa)andvectorwind(ms-1)at1 000hPa; (b)Theprofileofverticalvelocity(×10-2m·s-1)alongthe145°Efordailyaverage(shaded)andtheaverageofof09-12TUCat12April, 2014.)

图15WRF控制试验与试验-B模拟结果之差

Fig.15Thedifferencebetweencontrolexperimentandexperiment-B

5 结论与讨论

本文根据2014年4月12日东方红2号科考船在海上的观测资料，主要利用数值模拟结果分析了一次层积云发展过程。通过分析发现该层积云能迅速发展与海洋锋和来自日本陆地的暖平流关系密切。得到以下结论：

(1)在西北风背景下，海洋锋暖水侧出现局地潜热通量大值中心。气团在经过潜热通量大值中心后被加热，低层温度升高，造成海洋大气边界层中静力稳定度下降，混合层厚度增加，进而使得高空西风动量下传，海面风速增加，形成HAMMS正反馈。

(2)海洋锋为局地云的发展提供了背景条件，在其下风方产生200W·m-2的潜热通量和0.5hPa的降压，并强迫产生0.05m·s-1的上升运动。陆地日尺度扰动作为触发条件，在09-12UTC时造成海洋锋热通量中心2～3 ℃的增温效应，进而使得不稳定层升高约500m。

(3)海洋锋在下风方产生的潜热通量中心与陆地暖平流的作用并非单纯的线性叠加，而是在海洋锋提供背景条件的前提下，陆地暖平流产生触发作用，使得HAMMS正反馈效应增强，使得叠加信号增强，导致该时段该区域气温异常升高、气压异常降低、垂直运动异常增强，进而造成云的异常发展，云底高度升高。

(4)前人在研究海洋锋的作用时多将陆地造成的天气尺度扰动视为噪音，不做考虑，但本文中的数值试验结果表明，陆地暖平流与海洋锋造成的潜热通量中心对于海洋锋区域的云高的影响都非常显著，这使得在该时刻该区域的天气尺度扰动不能忽略。

虽然对于海洋锋区海温进行了平滑，但是其温度梯度仍然较大，因此在讨论海洋锋对于云高的影响时可能存在一定误差，本文未予以考虑，后期将再做一些试验如关闭海面热交换来进行更进一步的讨论。

致谢：感谢东方红2号和全体出海人员的大力支持，感谢谢尚平教授在论文思路上给予的指导和建议，感谢高山红教授及王琪、王倩同学在模式方面给予的帮助。

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责任编辑 庞 旻

A Study of Stratocumulus Response to the KuroshioExtension front: Numerical Simulation and Experiments

WANG Yuan1,2, ZHANG Su-Ping, YI Li1, LIU Jing-Wu1, GUO Jiu-hua1

(1.The Key Laboratory of Physical Oceanography, Ministry of Education, The Laboratory of Ocean-Atmosphere Interaction and Climate, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2.Hekou Mepeorological Burpau of Shandong Province,Dongying 257200,China)

A research vessel (R/V) Dongfanghong 2 of Ocean University of China captured a rapid development of stratocumulus when it across the oceanic fronts from warm to the cold flank near the Kuroshio Extension (KE) front on 12 April, 2014. To understand the reason of the stratocumulus development, the article uses the numerical simulation and experiment based on the observation data to analysis the mechanism.The results show that oceanic fronts and warm advection from Honshu island make the stratocumulus in the Kuroshio Extension development when it is controlled by the northwest wind. It is found that the oceanic front is the background field, which provides the latent heat flux about 200 W·m-2and causes the pressure drop about 0.5 hPa. The trough produces rising motion in the warm water side. At the same time, the warm advection from Honshu arrives the center of the latent heat flux at 09-12UTC as a daily scale disturbance, which leads to the air temperature increase about 2 K and the pressure in the region decline about 0.5 hPa during the period.They are not the simple linear superposition. The oceanic front provide a background and the warm advection generate an effect of trigger. The local air-sea interaction makes the vertical motion enhanced abnormal and the cloud developed abnormal in the region of this period. The average daily upward movement causes by oceanic fronts account for 31% of the total upward movement at 09-12UTC in the control experiment. But the upward movement at 09-12UTC of experiment-A account for 75% of the total upward movement.This study is helpful to understand the mechanism of the response of MABL to oceanic fronts under the background of complex atmospheric background. And it is helpful to understand the process of the influence of the ocean on the boundary layer and then feedback to the ocean.

SST front； marine atmospheric boundary layer (MABL)； stratocumulus； mechanism； numerical simulation

国家重大科学研究项目(2012CB955600);自然科学基金项目(41175006);国家自然科学基金委员会-山东省人民政府联合资助海洋科学研究中心项目(U1406401); 青岛市气象局课题项目(2015qdqxh01);中央高校基本科研业务费专项(201564012)资助 Supported by the National Basic Research Program of China (2012CB955600); Natural Science Foundation of China (41175006); NSFC-Shandong Joint Fund for Marine Science Research Centers (U1406401); Project of Qingdao Meteorological Bureau (2015qdqxh01); Fundamental Research Funds for the Central Universities(201564012)

2016-04-26；

2016-06-30

王 媛(1988-)，女，硕士生。E-mail：sdwfwangyuan@163.com

P426.5

A

1672-5174(2017)07-010-11

10.16441/j.cnki.hdxb.20160147

王媛， 张苏平， 衣立,等. 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[J].中国海洋大学学报(自然科学版),2017,47(7)： 10-20.

WANG Yuan, ZHANG Su-Ping, YI Li，et al. A study of stratocumulus response to the Kuroshio extension front: Numerical simulation and experiments [J].Periodical of Ocean University of China, 2017,47(7)： 10-20.