青島近岸一次海陸風過程中大氣波導成因的數值研究

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流，是一種易發生在沿海近岸的中尺度環流系統。這種環流是典型的局地熱力環流，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，形成海洋上熱內邊界層，阻礙水汽的垂直輸送，從而在熱內邊界層的頂部形成較大的濕度垂直梯度[2]。

大氣波導是經常發生在海洋大氣環境中的一種異常電波折射現象。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（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，就像電磁波在金屬波導管中傳播一樣，這種現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]。大氣波導的出現強烈依賴于氣象條件。海陸風環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開展了研究。Atkinson等[5-7]針對波斯灣地區的大氣波導現象，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）聯合研發的第五代中尺度數值預報模式（Fifth-generation Mesoscale Model，MM5）的模擬結果，分析了該地區海陸風環流中大氣波導的發生發展過程，并對該地區的大氣波導時空變化特征進行了統計分析。我國沿海近岸地區多盛行海陸風，特別是青島地區，三面環海，海陸風環流受地形影響顯著[8]，很多研究者對該地區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系在一起的研究工作較少。藺發軍等[14]利用船測資料分析統計了我國東海和南海海陸風對蒸發波導特性的影響。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展，高精度的數值模式在研究大氣波導形成機理方面展現出較強的優勢。Burk等[15]利用NORAPS（the Navy Operational Regional Atmospheric Prediction System）對出現大氣波導的海洋大氣邊界層進行了模擬分析，結果表明大氣波導的高度受海風環流和陸風環流的影響。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日青島近岸地區出現了一次強盛的海陸風現象，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流特征及其三維結構；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展的完整過程進行了數值模擬，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值模擬和分析，揭示與其緊密關聯的大氣波導成因。

2 海陸風與大氣波導觀測事實

2.1 海陸風

利用美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）的FNL大氣再分析數據給出了8月21日14時（北京時，下同）850 hPa的天氣形勢。我國華北地區被一個大陸高壓控制，山東半島及其沿海地區天氣晴朗，云量稀少。青島地區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束。從青島站地面觀測數據來看（見圖1），21日和22日均發生了海陸風現象。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，青島地區底層的水汽含量減少；14時風向發生轉變，偏南風（海風）取代偏北風控制青島地區，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??；至夜間23時左右，陸風再次取代海風影響青島地區。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 青島站地面觀測數據時間序列圖（全風速桿為4 m/s）

2.2 大氣波導

對頻率在1～100 GHz范圍內的電磁波，大氣折射指數[18]為：

式中，N為大氣折射指數；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:

式中，M為大氣修正折射指數；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。當出現在陷獲折射時（<0或<-0.157），電磁波就會出現大氣波導傳播現象。

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

3 數值試驗與結果檢驗

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。本次模擬的區域范圍為大區（24.8°～50°N，106°～135°E），小區（33°～42°N，115°～127°E），大區和小區采用雙向嵌套。表1為模擬區域范圍設置以及物理參數的選取。為了在大氣底層有更高的垂直分辨率，本文在邊界層內（1 500 m）設置了16層，其中300 m以下設置了10層。

表1 WRF模式區域設置和物理參數設置

WRF模式的初始場運用了FNL再分析數據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 據 海 溫②ftp://eclipse.ncdc.noaa.gov/pub/OI-daily-v2/IEEE/。（0.25°×0.25°）。模式結果輸出時間分辨率為3 h，文中采用小區的模擬結果進行分析。

較高的初始場質量是提高模擬精度的關鍵因素之一。本文采用循環三維變分[19]手段提高模擬初始場質量，同化了模擬時段前12 h內獲得的常規觀測數據和非常規觀測數據。前者包括每日定時的探空和地面數據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。進行循環三維變分前必須事先給定背景誤差協方差④WRF同化過程需要給定的背景誤差協方差的方法有CV3、CV5和CV6 3種。CV3是基于CFS預報場作為模式背景場；CV5是根據模擬結果為所研究的個例生成獨自的特征值空間背景誤差協方差；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的背景場誤差協方差（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），根據模擬結果生成本次大氣波導研究所適用的背景誤差協方差（CV5）。

3.2 數值試驗

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，對大區進行間隔3 h的循環三維變分同化。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果以及根據式（1）和式（2）計算出的波導信息與探空站實際觀測數據進行比較。結果顯示，盡管兩者數值大小在底層存在一定的差異，但發展趨勢較為一致（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），結果顯示WRF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。

圖2 模擬的青島站地面氣溫（實線）與觀測數據（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WRF控制試驗Exp-A的高時空分辨率的模擬結果，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陸推進，海風影響到整個青島近岸以及膠州灣地區，水汽平流隨海風的增強而增大；至20時陸風再次發展，海風減弱并后退到海上，青島近岸由海風轉變為陸風，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流影響下向海洋一側平流，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動下，陸風發展，海風開始減弱并向海洋一側后退，陸風最終取代海風影響青島地區（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動下青島近岸海域海風出現，大氣波導形成；海風隨時間發展加強，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。從較平坦地區的海風和波導的垂直分布上來看（見圖3），海風出現后，波導形成于近岸海域的海風環流中，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生的關鍵因素是水汽垂直梯度。根據WRF控制試驗Exp-A高時空分辨率輸出結果分析剖面AB（較平坦地區）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動下海風形成并發展，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流作用下上升并向海洋一側平流，最終在海洋上空下沉，與低層濕空氣產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時海風垂直厚度發展到700 m左右，并深入到內陸地區，大氣波導處于穩定狀態（見圖4c）；20時海風開始減弱，陸風加強并向海洋一側推進，同時海風環流與陸風環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，海風發生后，陡峭地形的阻擋作用使水汽在向海一側底層積聚，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分布較均勻，沒有產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，附近其他地區的海風也隨之減弱，不易形成較大的濕度突變層或導致濕度突變層減弱，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 結論

本文利用大氣中尺度區域模式WRF模擬了2006年8月21日發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模式很好地再現了海風、陸風環流以及大氣波導的發生發展過程，克服了海上常規觀測數據分辨率較低的困難，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生時的天氣形勢和數值模擬結果分析，可以看出此次大氣波導主要是在海陸風的影響下發生的。晴朗天氣條件下，海風在海陸熱力性質差異的驅動形成，大氣波導隨海風的出現而形成；對于較平坦的海岸區域，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，地形的阻擋作用使水汽在向海一側積聚，波導形成于地形向海一側。