引言

海气通量反映了海气界面的能量和物质交换过程，是海气相互作用的关键环节。海洋和大气间相互影响、相互作用的过程最初都是由海气界面交换来实现的。海气界面的感热和潜热传输是影响海洋上混合层乃至季节温跃层变化的重要因子，而动量传输则是引起海流、海浪的动力因素^[1-4]。

中国东海(The East China Sea，ECS)位于太平洋西北部，ECS黑潮沿着大陆坡流动，所在区域海洋向大气传输了大量热量。Kueh and Lin^[5]通过海气耦合模型研究了不同天气条件下春季ECS黑潮的海气相互作用，结果表明冷空气爆发使上层海洋显著降温、海面温度(t_s)昼夜循环消失，海洋表面存在大量的热量损失，并出现了中国东海海域黑潮退缩现象。冬季至春季期间，冷空气爆发使空气极度寒冷干燥，遇到ECS暖水引发不稳定条件。在ECS黑潮海域，伴随着冷空气输送海表面热通量和动量通量剧烈增加^[6]。

随着气候数值模式的发展，作为关键参数海气通量的观测研究越来越受到重视，国际上许多大气科学试验，如ATEX(大西洋季风试验)、TOGA(热带海洋和全球大气试验)都把海气通量观测作为其主要内容。闫俊岳等^[7]在南海海域开展了较为全面的海气通量观测，研究了南海季风爆发期间海气通量与输送特征。钱粉兰等^[8]针对黄海、东海海域气旋发展过程的热通量进行过走航观测，用来研究气旋发展过程中的海气相互作用。Hirose et al.^[9]用块体法和数值模拟计算了东海、黄海海域全年的热通量和净热通量。

观测数据中，走航观测数据精度高，一直以来是计算海气通量气候态的主要方法^[10]。目前，利用观测资料分析ECS海域内的冷空气爆发过程中海气通量以及海气界面热交换特征方面的研究较少。本文利用船测资料分析了2017年5月5—8日冷空气过境期间“东方红2号”科考船在东海近黑潮区海域的海气通量与海气界面热交换特征，提高对该区域海气交换特征的认识。

1 数据采集与处理方法 1.1 资料介绍

数据观测平台为“东方红2”海洋科学综合研究船(吨位：3 235 t)，仪器架设在船右侧弦向外伸出3 m的船栏上，距海面高度10 m。观测时间为2017年4月19日—5月27日，观测区位置如图 1所示。所使用的资料是涡动相关系统——IRGASON开路系统(包括超声风速仪和红外气体分析仪)观测的三维风速、气温、二氧化碳及水汽密度，采样时间间隔为0.1s，INS惯导系统(GPS和姿态仪)和自动气象站(温湿度传感器、表面温度传感器、风向风速传感器和四分量净辐射传感器等)观测的风速风向、气温、气压、湿度和辐射收支四分量(短波向下辐射、短波向上辐射、长波向下辐射和长波向上辐射分量)，采样时间间隔为1 min。

使用欧洲中期天气预报中心(European Center for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)提供的ERA-Interim再分析数据集。选取2017年5月5—8日(图 1所示走航区域内)，时间分辨率为6 h，空间分辨率为0.125°×0.125°的海表温度、2 m气温、海平面气压、10 m风场数据、500 hPa位势高度和850 hPa位势高度。

1.2 高频脉动数据预处理 1.2.1 数据的预处理

基于涡动相关方法计算湍流通量，首先需要对原始数据进行野点剔除。当某点的距平值大于30 min内连续记录数据点之间的距平值的3倍标准差，则剔除该点的数据并进行线性内插。如果剔除数量大于30 min内总数据量的10%，则剔除该段数据^[11]。

物理量阈值标准见表 1，超过物理量阈值或不符合仪器诊断值要求的值直接剔除。

另外，当仪器受船体扰流影响较大时，视风向范围在180°~360°内，风向的改变较为频繁，将1 min中内风向变化大于或等于90°的数据剔除，得到不受船体绕流影响的观测数据。

1.2.2 滤波校正

为了消除船体晃动的影响，本文使用改进滤波法^[12]对海面风速脉动资料进行校正。改进滤波法是根据船体运动准周期性的特征，从观测资料中去除船体运动周期内的脉动信号，在双对数坐标系下对功率谱与频率进行线性拟合，并以拟合谱值替代原始风速，从而得到真实风速的方法。

图 2是2017年5月6日10:30—11:00时间段内实测风速数据的能量谱图，惯性副区内的风速能谱值与频率在双对数坐标系下满足-5/3的线性关系。其中船体晃动对垂直风速的影响最大，水平方向风速所受影响较小，影响范围为0.06~0.3 Hz，与王洁等^[13]的0.07~0.27 Hz大体相当。因此将频率范围属于0.06~0.3 Hz的风速功率谱值线性拟合后，如图 2所示，再通过逆傅里叶变换，得到不受船体晃动影响的真实风速。

另外，风速进行二次坐标旋转，获得计算湍流通量所需的脉动量^[14]。

1.3 通量计算及修正

湍流通量计算中使用最常用的30 min时间平均。利用涡动相关法直接计算动量通量(τ)、感热通量(H_s0)和潜热通量(H_l0)的公式为：

$ |\tau|=\rho u_{*}^{2}=\rho \cdot\left(\left(\overline{u^{\prime} w^{\prime}}\right)^{2}+\left(\overline{v^{\prime} w^{\prime}}\right)^{2}\right)^{\frac{1}{2}} $

(1)

$ H_{s 0}=\rho c_{p} \overline{w^{\prime} T^{\prime}} $

(2)

$ H_{l 0}=\lambda \overline{w^{\prime} \rho_{v}^{\prime}} $

(3)

其中，ρ是空气密度，取ρ=p/28706×T+ρ_v，p是气压，T是气温；u_*是摩擦速度，c_p是干空气定压比热，取c_p为1 004.67 J·kg^-1·K^-1；λ是蒸发潜热，取λ=[2.051-0.002 37×(T_s-273.15)]×10⁶，ρ_v是水汽密度。一般地，动量、感热和潜热通量方向以海洋向大气传输为正值。

另外，文中所用大气比湿(单位：g·kg^-1)通过水汽密度计算水汽压进而得到，

$ q_{a}=0.622 \times e /(p-0.378 e) $

(4)

其中，水汽压e(单位：kPa)：

$ \begin{aligned} e &=\rho \times(8.3143 / 18.015) \\ & \times\left(T_{s}+273.15\right) / 1000 \end{aligned} $

(5)

饱和比湿q_s(单位：g·kg^-1)：

$ q_{s}=0.622 \times e_{s} /\left(P-0.378 e_{s}\right) $

(6)

其中，e_s是饱和水汽压。

超声虚温转换成气温值公式为：

$ T_{s}=T(1+0.317 e / p)=T(1+0.51 q) $

(7)

本次观测使用开路式气体分析仪，导致湍流脉动引起不同密度的气体成分垂直交换(w≠0)，故要对水汽密度进行Webb密度修正^[15]：

$ \overline{w}=\mu \overline{w^{\prime} \rho_{v}^{\prime}} / \overline{\rho_{a}}+(1+\mu \sigma) \overline{w^{\prime} T^{\prime}} / \overline{T} $

(8)

其中μ =m_a/m_v=29/18，σ=ρ_v/ρ_a，等于水汽密度比干空气密度，w是Webb修正量。

修正之后的潜热通量为：

$ H_{l}=H_{l 0}+\lambda \cdot \overline{\rho_{v}} \cdot \overline{w} $

(9)

此外，大气稳定度表征湍流场中热力因子和动力因子的相对重要性，是非中性层结大气中表征湍流发展的一个重要参数。在近地层气象研究中常引用基于M-O相似理论得到的无量纲高度z/L作为稳定度参数，其中z是观测高度，L是M-O长度：

$ L=-\frac{u_{*}^{3} \overline{T_{0}}}{g k \overline{w^{\prime} T_{v}^{\prime}}} $

(10)

其中，g为重力加速度，k是卡曼常数，$\overline{T_{0}}$为z高度上的平均气温，$\overline{w^{\prime} T_{v}^{\prime}}$是虚温通量。

2 冷空气过程初步分析 2.1 天气背景

分析2017年5月5—8日春季冷空气锋面过境过程中500 hPa位势高度场、850 hPa风场和850 hPa温度平流场(图 3)。北京时间5日20时500 hPa位势高度场(图 3a)显示，位于我国东北北部的深厚低涡迅速发展向东南移动，东亚大槽南移，850 hPa冷平流聚集在我国东北至渤海一带，850 hPa风场以北风为主，控制东海大部分海域，850 hPa温度平流范围在-0.5×10^-3~0 K·s^-1之间，2016年11月7日东海海域上空冷空气爆发时^[16]温度平流值为-0.3×10^-3 K·s^-1，在本次冷空气爆发温度平流范围内。6日14时在渤海及日本海一带500 hPa位势高度场上出现深厚的低压系统，系统南部850 hPa冷平流最低可达-1.0×10^-3 K·s^-1。我国渤海绝大部分海域和日本海海域被冷平流控制，冷平流主要聚集在35°N以北的大片区域内。调查船位于风切变即西南风与西北风交汇之处(27.5°N，125.5°E)(图 3b)，冷平流强度在-0.5×10^-3~0 K·s^-1之间。图 3c与图 3d表明6日14时以后，850 hPa冷平流强度逐渐降低，500 hPa位势高度场上的低涡向东北移动，停滞在鄂霍次克海上空，观测点风速不超过5 m·s^-1。

图 4是2017年5月6—8日冷空气过程的地面天气形势图，北京时间5日08时(图 4a)观测点位于接近风向的相交界处，盛行偏东北风(图 5)，平均风速值2.3 m·s^-1，实测风速值为1.8 m·s^-1。5日20时(图 4b)显示，大量的西北风从高纬度地区注入东海海域，经过观测点的平均风速为5.9 m·s^-1，而实测风速值达到了6.8 m·s^-1，观测点北部出现了跨越5个纬度的冷舌区(30~35°N，120~127°E)，气温值在15.0 ℃左右。6日14时(图 4c)该冷舌区水平辐散，对应850 hPa高空系统发展的成熟期，此后观测点经过的冷空气团开始趋于减弱，风速为7.0 m·s^-1，相比实测风速(8.0 m·s^-1)偏小。7日14时(图 4d)风速减小到了6.9 m·s^-1，风向由西北风转东北风，实测风速为4.0 m·s^-1，原冷舌区形成高压，观测点位于高压东南部。从整体而言，观测风速与再分析风速大小结果近似，在冷气团的影响下，观测值相比于再分析数值偏大，这可能是由于再分析产品存在同化和差分的技术性偏差所造成。

结合高空与地面的气象条件，冷空气在5月5日20时—6日14时过境，因此将5月5日20时之前定为冷空气过境前，5月6日14时之后定为冷空气过境后，为了体现冷空气过境后典型晴天天气条件下气象要素与海气界面通量的日变化以及热交换特征，取5月6日14时—9日00时为冷锋过境后的时间段。表 3给出了冷空气爆发期间不同时间段对应的气象要素值和通量值。

2.2 气象要素变化特征

观测期间，晴天日数占总日数的48.7%，风速范围在2.0~13.7 m·s^-1之间，风向主要为偏北风，平均风速为4.2 m·s^-1，气温变化范围在12.5~29.4℃之间，平均气温为22.2 ℃(表 2)，海平面气压日变化幅度达5.0hPa，且有4~5d的趋势变化。结合表 3和图 5，冷锋过境初期(5日22时)观测海域风向由东风突变为西北风，5日23时风速达极大值6.9 m·s^-1，5日20时—6日14时的平均风速为4.9 m·s^-1。气温从5日23时开始在15 h内骤降5.6 ℃，6日18时以后逐渐回温，海表温度下降速率低于气温下降速率，在6日19时达到极小值18.7 ℃，之后在夜间升温，海气温差(Δt=t_s- t)平均值达1.0 ℃。冷空气过境期间比湿下降6.0g·kg^-1，由Hyland and Wexler^[17]公式计算饱和水汽压进而计算海表面饱和比湿，其计算出比湿差(Δq=q_s-q_a)的平均值为4.4 g·kg^-1，在6日02:30达到极大值8.1 g·kg^-1，冷空气过境后比湿差的平均值为6.0 g·kg^-1。

3 冷空气影响下的海气通量与海气界面热交换特征 3.1 动量通量、感热通量和潜热通量

图 6给出了5月6日冷空气爆发期间和爆发前后动量通量、热通量以及稳定度的变化情况，其中5日20时—6日14时冷空气过境期间动量通量平均值为0.22 N·m^-2，在6日10时达到极大值0.46 N·m^-2，结合表 2可知，6日冷空气过境期间的动量通量和观测期间平均值(表 2)数值相当。动量通量在冷空气过境前后变化不大(表 3)。

5日20时—6日14时冷空气爆发期间感热通量的平均值为27.17 W·m^-2，6日00时左右达到了极大值100.08 W·m^-2，方向由海洋指向大气，是4—5月整个观测期间平均值(9.65 W·m^-2)的2.8倍。感热通量在该次冷空气过境期间的值分别是过境前后的11.4倍和1.7倍，感热通量在冷空气过境期间与Δt的线性拟合回归系数(通过95%显著性检验)为0.67(图 7a)，表明该次冷空气爆发，海气温差增大促使感热通量突增。

5日20时—6日14时冷空气爆发期间潜热通量的平均值为90.25 W·m^-2，在6日06时左右达到极大值223.27 W·m^-2，方向由海洋指向大气，是整个观测期间平均值(82.24 W·m^-2)的1.1倍。与南海西沙海气通量观测实验^[1]中冷空气期间的潜热通量相比数值相近。在该次冷空气过境期间，风向由偏东风转为北风，干冷的空气使得比湿差增大，Δq平均值为4.4 g·kg^-1，潜热通量的数值是过境前的3.3倍。过境后潜热通量由于受到比湿差增大的影响(冷空气过境后Δq平均值为6.0 g·kg^-1)，潜热通量值增大，在冷空气过境期间与Δq的线性拟合回归系数(通过95%显著性检验)为0.64，冷空气过境后回归系数为0.65(图 7c、d)。这可能一是因为冷锋过境后风向的突变(图 5k)增加了海表面的比湿差，二是由于晴天条件下大气强迫的日变化对东中国海的海气热通量造成显著影响^[18]。

综上所述，本次冷空气爆发使海气温差增大，海气界面的感热通量值显著增加。冷空气爆发是潜热通量突增的充分条件。

3.2 冷空气过境期间海气界面热交换特征

净辐射通量：

$ R_{n}=R_{\mathrm{DSR}}-R_{\mathrm{USR}}+R_{\mathrm{DIR}}-R_{\mathrm{UIR}} $

(11)

其中，R_DSR为向下短波辐射，代表观测到的太阳总辐射，R_USR向上短波辐射，也叫海面反射辐射，R_DLR为向下长波辐射(大气逆辐射)以及R_ULR向上长波辐射，也称为海面长波辐射。

图 8显示本次研究期间(5月5—8日)辐射通量(除长波辐射通量以外)的日变化。结合表 4，冷空气过境当天(5月6日)太阳总辐射(R_DSR)日平均值为83.32 W·m^-2，净辐射(R_n)变化趋势与太阳短波辐射相似，日平均值为88.38 W·m^-2，白天太阳总辐射与净辐射在6日07时(日出约2 h后)开始为正，午间11时达到极大值401.51 W·m^-2和345.55 W·m^-2，而在6日18时(日落时)之后净辐射开始为负，太阳总辐射近似为零。大气逆辐射(R_DLR)在整个冷空气过境过程中由442.97 W·m^-2逐渐减小为407.15 W·m^-2，在夜间6日21时—7日00时时间段内突然加剧减小，直到6日23时达到极小值346.28 W·m^-2，之后才逐渐缓慢上升。海面长波辐射(R_ULR)减小趋势与t_s趋势相似，先逐渐减小，6日18:30达到极小值410.04 W·m^-2后，再逐渐增加。R_ULR在冷空气过境期间的日平均值424.38 W·m^-2比R_DLR的日平均值404.68 W·m^-2小19.7 W·m^-2。

海表净热通量收支方程：

$ Q_{\mathrm{net}}=R_{n}-\left(H_{s}+H_{l}\right) $

(12)

其中，Q_net是净热通量(the net heat flux)，H_s是感热通量，H_l是潜热通量。当Q_net为负时，表示海洋损失热量，而当Q_net为正时，表示海洋得热^[19-21]。净热通量在冷空气爆发当天(5月6日)其日均总值为-12.73 W·m^-2，海洋处于失热状态。

白天净热通量为58.36 W·m^-2，结合图 8可以发现，5月6日受冷空气影响，海面热收支变化依赖各辐射分量以及热通量变化，因此其变化特征(白天与夜晚)与上述分量的变化均不一致。为便于定量地分析比较，将5月6日冷空气爆发当天分为白天(06:00—18:00)和夜间(00:00—06:00、18:00—23:59)，并给出了不同时间段海面热收支及其分量的平均结果与波文比(表 4)。由表 4可知，白天海表面热收入为58.36 W·m^-2，波文比(β=H_s/H_l)为0.22。海洋开始得热为6日09时，比晴天无云天气条件下的延迟了近三个小时(图 6i、n)，在6日11时达极大值303.09 W·m^-2，海洋表面得热的来源为净辐射通量。与此同时，一部分海洋向大气释放潜热86.70 W·m^-2，少部分释放感热19.33 W·m^-2。6日下午16时以后海洋处于失热状态，夜间净热通量的平均值-133.15 W·m^-2，是海洋释放能量的过程。其中H_s/Q_net=17.28 %，H_l/Q_net=63.61%，R_n/Q_net=19.12%，说明冷空气爆发当天夜间一部分能量释放通过潜热交换的形式由海洋传入大气(占海洋释放能量的63.61%)，一小部分能量通过感热交换的形式由海洋传入大气(占17.28%)，还有一部分以海面长波辐射、海面反射的方式向大气中释放能量(占19.12%)。

4 结论与讨论

1) 该次冷空气过境期间动量通量平均值为0.22 N·m^-2，与整个观测期间平均值数值相当。感热和潜热通量的平均值分别是27.17 W·m^-2和90.25 W·m^-2，是观测期间平均值的2.8倍和1.1倍。

2) 本次冷空气爆发促使海气界面的感热通量值显著增加，冷锋过境是潜热通量的突增的充分条件，动量通量值变化不大。

3) 冷空气爆发带来的干冷空气增加了海气温差和海表面比湿差，使海洋向大气释放潜热和感热，其中海洋向大气的能量传输以潜热交换为主。其中在本次冷空气过境期间，净热通量的日平均值为-12.73 W·m^-2，海表面失热。波文比为0.22，影响海表面热收支的主要分量是潜热通量。

4) 5月6日冷空气过境当日白天，海表面热收入58.36 W·m^-2，海洋表面得热的来源为净辐射通量，与此同时，一方面海洋向大气释放潜热86.70 W·m^-2，另一方面释放感热19.33 W·m^-2。夜间海表面热支出156.89 W·m^-2，一部分能量通过潜热释放由海洋传入大气(占海洋释放能量的63.61%)，一小部分能量由感热释放传入大气(占17.28%)，还有一部分以海面长波辐射、海面反射的方式向大气中释放能量(占19.12%)。