任兆鵬,張?zhí)K平

(1.中國海洋大學(xué)物理海洋教育部重點實驗室海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒炇?山東青島266100;2.青島市氣象局,山東青島266003)

海霧(Sea fog)直接影響人類海上的各類活動,并對沿海地區(qū)空氣質(zhì)量、人類健康等有重要影響。黃海是我國沿海霧日最多的區(qū)域,青島年霧日數(shù)為50 d以上,山東半島東部的成山頭年霧日數(shù)可達(dá)80 d以上,其中60%～80%以上的霧出現(xiàn)在4～7月,形成黃海的霧季[1-2]。

雖然黃海霧季期間主要是平流冷卻霧,即暖濕空氣流經(jīng)冷海面,近海面空氣冷卻達(dá)到其露點溫度形成霧[1],但是近幾年研究表明,黃海春季(4～5月)和夏季(6～7月)海霧形成的大氣環(huán)流條件有所不同。比如黃海春季和夏季成霧的背景環(huán)流分別是冬季風(fēng)系統(tǒng)中的大陸高壓和夏季風(fēng)系統(tǒng)中的太平洋副熱帶高壓[3];冬季風(fēng)強(qiáng)弱影響春季海霧多寡,夏季風(fēng)強(qiáng)弱影響夏季海霧多寡[4-5]。最近,利用青島市氣象臺L波段二次測風(fēng)雷達(dá)提供的高分辨率探空資料發(fā)現(xiàn)青島近海海洋大氣邊界層(MABL)靜力穩(wěn)定度、湍流發(fā)展條件春、夏季具有明顯的不同,4月月平均逆溫層最強(qiáng),出現(xiàn)逆溫的日數(shù)可達(dá)24 d以上,7月月平均逆溫層基本消失,穩(wěn)定性明顯減弱,出現(xiàn)逆溫的日數(shù)不足12 d[6];對春季和夏季海霧的統(tǒng)計分析表明,春季海霧較薄,夏季海霧較厚[7]。以上研究從氣候?qū)W角度探討了黃海春季和夏季海霧形成的背景環(huán)流異同,并給出了春季和夏季海霧垂直結(jié)構(gòu)的若干統(tǒng)計學(xué)特征。但是,對春季海霧和夏季海霧的具體個例對比分析尚不多見,諸如為什么夏季霧較厚、春季海霧和夏季海霧在MABL中的溫濕結(jié)構(gòu)特征差異的成因等科學(xué)問題尚沒有回答。

本文利用最新的海上浮標(biāo)站資料、L波段二次測風(fēng)雷達(dá)和數(shù)字探空儀資料和WRF(Weather Research Fo recast Model)中尺度天氣模式,從M ABL層結(jié)結(jié)構(gòu)等方面,對夏季(2008年7月7日～11日)1次黃海海霧過程進(jìn)行分析,在此基礎(chǔ)上,與春季海霧個例(2008年5月2日～4日)進(jìn)行對比分析,加深對海霧形成物理過程的理解,為不同季節(jié)海霧的預(yù)報提供參考,同時也可以為海霧模式的邊界層參數(shù)化方案的修正提供參考。

1 資料和方法

1.1 資料

本文使用的資料和模式與張?zhí)K平等[8]所用的基本一致。為了使本文保持相對完整,簡要介紹如下。使用的主要資料有:(1)GOES-9可見光衛(wèi)星云圖資料;(2)青島氣象臺L波段二次測風(fēng)雷達(dá)和GTS1型數(shù)字式探空儀數(shù)據(jù)(以下簡稱探空資料),雷達(dá)站位置在黃海沿岸(120°20′E、36°04′N),海拔高度75 m,資料的垂直分辨率為30 m,一般每日北京時間07∶00和19∶00時2次探測(其中7月7、9、10、11和12在01∶00時加密1次),要素有溫度、濕度、氣壓、風(fēng)向、風(fēng)速等;(3)青島近海浮標(biāo)站觀測資料,包括海表面以上2 m的氣溫(SA T)、氣壓、濕度、能見度、風(fēng)向風(fēng)速和海表面以下1m的水溫(SST),時間間隔為1 h;(4)NCEP的FNL(Final Analysis)客觀分析資料(http://dss.ucar.edu/datasets/ds083.2/),全球范圍,水平分辨率為1(°)×1(°),垂直分層為26層,時間間隔為6 h。

1.2 模式簡介及模式試驗設(shè)計

本文使用中尺度模式WRF(v3.0),積分區(qū)域中心點為122°E、27°N,采用雙向反饋兩重嵌套網(wǎng)格。粗、細(xì)網(wǎng)格水平分辨率分別為30和10 km,格點數(shù)分別為60×81、85×115,垂直方向取35層σ坐標(biāo)①35層σ坐標(biāo)分別為:1.000,0.993,0.983,0.970,0.954,0.934,0.909,0.880,0.845,0.807,0.765,0.719,0.672,0.622,0.571,0.520,0.468,0.420,0.376,0.335,0.298,0.263,0.231,0.202,0.175,0.150,0.127,0.106,0.088,0.070,0.055,0.040,0.026,0.013,0.000。選擇了適合海霧過程的參數(shù)化方案[9],其中微物理過程采用Lin et al.方案[10];積云對流參數(shù)化方案采用具有淺對流并包含水汽、云和水相態(tài)的Kain.Fritsch方案[11-12];邊界層方案采用了Yonsei University(YSU)PBL方案;長波輻射和短波輻射方案采用RRTM方案[13]和Dudhia方案[14]。

模式積分的初始場采用NCEP提供的FNL客觀分析資料,積分時間為2008年7月6日12∶00U TC～11日12∶00U TC,每6 h提供FNL數(shù)據(jù)側(cè)邊界信息。粗細(xì)網(wǎng)格的時間積分步長分別為180和60 s,每3 h輸出1次模擬結(jié)果。

2 觀測分析

2.1 天氣形勢

2008年7日00∶00U TC,受海上高壓的影響,黃海海區(qū)850 hPa到500 hPa盛行偏南風(fēng),低層1 000 hPa為南-東南風(fēng),7日06∶00U TC低空從1 000～850 hPa均轉(zhuǎn)為東南風(fēng)(見圖1a～b),將黃-東海海區(qū)的水汽向北輸運(yùn),7月7日在黃海東部朝鮮半島西岸的冷水區(qū)首先形成了海霧。7～11日,副熱帶高壓一直穩(wěn)定在黃-東海海區(qū),中緯度沒有明顯冷空氣活動,低層1 000 hPa為東南-南風(fēng),利于海霧維持。同時高壓控制下的下沉氣流也有利于黃海穩(wěn)定海洋大氣邊界層層結(jié)的形成,為海霧的形成和維持提供了有利的層結(jié)條件。霧區(qū)從黃海東部擴(kuò)展并向西移動,于7日06∶00U TC前后開始影響青島地區(qū)。7月11日受西風(fēng)帶短波槽影響,使黃海西部產(chǎn)生了對流降水,11日之后海霧逐漸消散,此次海霧過程結(jié)束。

圖1 天氣形勢圖2008年7月7日06時U TCFig.1 Weather chart at 06U TC,July 7,2008

2008年7月7日00∶00U TC(北京時間7月7日08∶00)可見光衛(wèi)星云圖上,從黃海中部往東直到朝鮮半島西岸的黃海東部海區(qū)有乳白色的反照率較高區(qū),為海霧最初形成的標(biāo)志(見圖2a)。至7月7日05∶00U TC(見圖2b),霧區(qū)漸漸向黃海西北部擴(kuò)展,與山東半島東部的成山頭、遼東半島的東部接壤。7月8日00∶00U TC(見圖2c),霧區(qū)擴(kuò)散至整個黃海海區(qū)并與黃海周邊的朝鮮半島西岸、遼東半島東岸,山東半島東部、南部以及江蘇沿岸接壤。此時霧區(qū)面積達(dá)到最大值。8日09∶00U TC(見圖2d),霧區(qū)范圍有所減小,僅在遼東半島東部和山東半島東南部與陸地接壤。到7月9日09∶00U TC(見圖2e),霧區(qū)南部的海霧消散。從7月10日00∶00U TC(見圖2f)整個黃海東部和北部被濃密的白色云區(qū)所覆蓋,這是層云甚至是積云的明顯特征。從可見光云圖上難以分辨海霧的影響是否結(jié)束。通過青島站的人工觀測記錄可知,此次海霧過程在11日00∶00U TC結(jié)束。

圖2 GOES-9衛(wèi)星可見光云圖Fig.2 GOES-9 visible cloud images

2.2 浮標(biāo)站觀測

圖3為2008年7月7～12日海霧過程中青島近海浮標(biāo)站觀測的SA T、SST和能見度的時間變化曲線?？梢钥闯?海霧出現(xiàn)之前和消散之后,氣溫明顯高于海溫,氣海溫差(SAT-SST)在2.5℃左右。海霧出現(xiàn)時,氣溫下降,海溫變化不大,氣海溫差(SAT-SST)有所減小,但一直維持在1.5℃左右。在10日06∶00U TC以后的大霧時段,氣溫有上升的趨勢,氣海溫差增大。在7～12日海霧期間,能見度在7月8日12∶00UTC出現(xiàn)短時的轉(zhuǎn)好現(xiàn)象,在7月9日12∶00UTC～10日06∶00UTC則由于降水原因(圖略),能見度出現(xiàn)了波動現(xiàn)象,但形成海霧的天氣形勢一直維持,一直到7月11日12∶00之后,轉(zhuǎn)為偏北氣流控制,海霧消散,因此將7～11日看成1個海霧過程。

圖3 青島近海浮標(biāo)站觀測資料Fig.3 The observations of buoy station

圖4a為春季(2008年5月2～3日)和夏季(2008年7月7～11日)2個海霧過程的氣海溫差。可以看出在夏季個例中,氣溫始終高于海溫,海霧期間氣海溫差維持在1～2℃左右。在春季個例中,海霧出現(xiàn)時氣溫明顯下降,海霧期間氣海溫差不足0.5℃,特別是在濃霧時段(5月2日17～18U TC[15]),出現(xiàn)了SA T

圖4a 青島近海浮標(biāo)站2 m氣溫與SST差值觀測資料Fig.4a The observations of buoy station of the difference between air temperature at 2 m and SST

圖4b 2008年4次海霧過程2 m氣溫與SST差值Fig.4b The difference between air temperature at 2 m and SST of four seafog cases in 2008

根據(jù)潛熱公式:

其中ρ為空氣密度,L為蒸發(fā)潛熱,Ce為與穩(wěn)定度和高度有關(guān)的潛熱系數(shù),u為風(fēng)速,Ts為海面溫度,qs為Ts下的飽和比濕,qa為空氣的比濕。夏季霧中的SA T明顯高于SST,雖然霧中空氣已經(jīng)飽和,在氣溫高于海溫條件下,海面蒸發(fā)停止,說明夏季海霧的維持基本依靠水汽的平流輸送,為典型的平流冷卻霧。春季海霧過程中出現(xiàn)氣溫低于海溫的情況,雖然空氣已經(jīng)飽和,但在SST高于氣溫的條件下,海面蒸發(fā)仍然能夠繼續(xù)。因此春季的平流冷卻霧過程中,也有局地海面蒸發(fā)的貢獻(xiàn),但是平流冷卻效應(yīng)是主要的。

2.3 MABL層結(jié)和湍流條件

在夏季個例中,濃霧主要出現(xiàn)在7月7日18U TC～7月11日00U TC之間(見圖3)。由探空資料可以看出(見圖5a),在海霧過程中(濃霧階段相對濕度RH≥95%),MABL低層層結(jié)近于等溫,間或出現(xiàn)逆溫,逆溫強(qiáng)度與春季(見圖5b)相比明顯較弱,與統(tǒng)計結(jié)果一致[6]。說明夏季MABL層結(jié)的穩(wěn)定性比春季弱。受夏季風(fēng)的控制,MABL中夏季的水汽量大于春季,而且霧區(qū)上方?jīng)]有明顯的干層(RH<80%)。夏季黃海MABL中靜力穩(wěn)定度較春季減弱,靜力穩(wěn)定度下降有利于湍流的發(fā)展。加之水汽量較大,容易形成比較厚的霧,霧層高度可達(dá)500 m。而春季水汽供應(yīng)量較少,更加穩(wěn)定的層結(jié)可以使水汽局限于比較低的空中,形成比較薄的霧層,霧層高度在200 m左右。這在一定程度上解釋了為什么夏季海霧的厚度一般比春季厚的觀測事實[17]。

圖5 青島站探空廓線Fig.5 The sounding p rofile in Qingdao

由Richardson數(shù)(Ri)可以看出,夏季和春季低層均存在湍流較強(qiáng)區(qū)(Ri<0.25),但夏季在霧頂附近(400～500 m)存在另1個湍流較強(qiáng)區(qū),與Zhang等[17]給出的統(tǒng)計結(jié)果一致。夏季的高低2個湍流較強(qiáng)區(qū)并沒有連通,表明對于較深厚的霧,霧頂?shù)耐牧骼鋮s不一定能影響到低層。而春季霧層很薄,只存在1個湍流較強(qiáng)區(qū)。需要指出的是由于探空站高度距離海平面75 m,水平方向距離海邊約1 000 m,而浮標(biāo)站非常接近海面,兩者對霧的確認(rèn)可能有差異,這種情況以浮標(biāo)站觀測為標(biāo)準(zhǔn)。

3 數(shù)值模擬

前面的分析表明,夏季海霧期間,MABL中近于等溫,靜力穩(wěn)定度較春季減弱;而春季海霧期間,MABL中逆溫層非常明顯,這種溫度層結(jié)可以對霧的厚度有影響。以下用數(shù)值模擬的結(jié)果進(jìn)一步探討不同季節(jié)MABL層結(jié)的形成過程以及內(nèi)部結(jié)構(gòu)。

3.1 控制試驗

根據(jù)海霧的定義,能見度是辨別海霧區(qū)的重要物理量。在大氣為水平均一的情況下,氣象能見度可以根據(jù)大氣消光系數(shù)計算得出,即柯喜密什(Koschmieder)公式[18]。結(jié)合模式給出的物理量,建立了能見度計算公式[19-20]:

其中XVIS是水平能見度,單位:km,β是消光系數(shù),由云水消光系數(shù)、雨水消光系數(shù)、云冰晶消光系數(shù)和雪消光系數(shù)4部分組成。由于春季和夏季黃海海霧過程中沒有冰晶和降雪,一般也沒有降水,能見度主要受云水消光系數(shù)的影響,有

其中q為液態(tài)水含量(g/kg)ρ為大氣密度(g/m3)。傅等[21]、Gao等[22]、張和任[8]用(1)式較好地模擬了春季黃海海霧中的能見度。本文即采用該公式計算能見度。

圖6a～f是由模式第一層云水混合比所計算出大氣水平能見度的分布圖。可以看到與之前的衛(wèi)星云圖相比(見圖2),模式較好的模擬出了此次海霧過程霧區(qū)隨時間變化的過程?？梢钥闯鯳RF模擬的結(jié)果與實況還是比較一致的。對于春季(2008年5月2～3日)的個例已經(jīng)進(jìn)行了控制試驗分析,模擬結(jié)果與實況基本一致[8]。

圖6 模式第一層大氣水平能見度(m)Fig.6 The simulated horizontal visibility(m)at firstmodel level

3.2 MABL層結(jié)的形成過程

Zhang等[6]的研究表明,春季4月份黃海海面存在一明顯淺薄反氣旋環(huán)流,反氣旋西部的偏南氣流(暖平流較弱)流經(jīng)黃海冷海面和低空(約925hPa)來自大陸的暖偏西氣流(暖平流較強(qiáng))在黃海西部上空疊加,形成逆溫層。用WRF模式的輸出結(jié)果和拉格朗日方法對MABL中氣塊后向追蹤,可以更加清楚的表明逆溫層的形成過程。在青島近海霧區(qū)MABL中10、100、500和1 000 m 4個不同的高度上確定4個追蹤點。春季個例從5月2日21U TC后向追蹤27 h至5月1日18U TC(見圖7a)。10和100 m 2個較低高度上的氣塊始終在海洋上空經(jīng)過,而500和1 000 m 2個較高高度上的氣塊則先是經(jīng)過了浙江、江蘇地區(qū)的陸地,之后才進(jìn)入黃海。從沿軌跡路線的溫度和濕度變化上來看,在起始時刻,4個點的溫度差別不大,都在16℃附近。隨著氣塊的移動,下層近海面的氣塊溫度逐漸降低到12℃,上層經(jīng)過陸地的氣塊溫度逐漸升高到20℃(春季陸地溫度明顯高于SST),最終在青島近海形成了8℃的強(qiáng)逆溫結(jié)構(gòu)。從相對濕度的變化圖上,底層的相對濕度一直保持在90%以上,隨高度升高逐漸減小。低層氣塊進(jìn)入黃海后氣溫明顯下降,相對濕度上升達(dá)100%,反映了暖濕空氣平流到冷海面冷卻成霧的過程。

同樣利用模式模擬結(jié)果進(jìn)行夏季海霧個例的邊界層內(nèi)氣塊追蹤。從青島近海7月8日12U TC后向追蹤48 h至7月6日12U TC(見圖7b)。與春季不同的是4個高度上的氣塊均始終在海洋上空經(jīng)過,500和1 000 m 2個較高高度上的氣塊比低層氣塊的路徑偏西,但基本處于海洋上空,反應(yīng)了深厚的夏季風(fēng)特征。沿著軌跡路線,低層氣塊在向北移動的過程中,通過與黃海冷海面的感熱交換,溫度逐漸降低,但由于夏季海水層化明顯,SST的徑向梯度小于春季,氣塊降溫速率明顯小于春季。而高層氣塊是從更高的空中下沉北移,絕熱增溫的效應(yīng)比較明顯。最終在青島近海形成了3℃的逆溫結(jié)構(gòu),比春季個例的逆溫強(qiáng)度弱的多。從相對濕度的變化圖上,低層的相對濕度一直保持在90%以上,500 m以上氣塊絕熱下沉增溫的同時,相對濕度明顯下降。

總體來說夏季MABL中由于高低層氣塊均來自海洋上空,性質(zhì)差異不大,高層下沉增溫和低層感熱降溫的綜合效應(yīng)使得青島近海MABL也是靜力穩(wěn)定的,但逆溫的強(qiáng)度較弱(3℃/500 m),因此與春季(8℃/500 m)相比,夏季MABL層結(jié)穩(wěn)定性較弱(見圖7a、b)。而春季MABL中高低層氣塊分別來自海洋和陸地,下墊面感熱作用導(dǎo)致強(qiáng)逆溫層。黃健[3]認(rèn)為夏季黃海海霧產(chǎn)生的背景環(huán)流是副熱帶高壓,本夏季個例中的下沉可能與副熱帶高壓相聯(lián)系,但尚需更多的資料加以證實。

圖7 邊界層內(nèi)氣塊追蹤路徑圖[6]Fig.7 Trajecto ry of the boundary layer air

圖8 模式的云水混合比(g/kg,陰影)和海氣溫差(℃,曲線)Fig.8 Simulated cloud water mixing ratio(g/kg,shaded)and temperature differences between sea surface and air(℃,contour)

3.3 海霧內(nèi)部溫濕結(jié)構(gòu)

圖8為模擬的5月2日12U TC和7月2日12U TC時刻海氣溫差(海表面水溫減50 m高度處的氣溫)和云水混合比沿34°N和123°E的剖面圖。春季個例中(見圖8a),霧區(qū)內(nèi)海氣溫差(SST-SA T)較小(-0.5～0.5℃),霧區(qū)外的海氣溫差明顯增大(<-1℃),濃海霧區(qū)霧頂高度在250 m左右,薄海霧區(qū)霧頂高度在50 m左右。在夏季個例中,霧區(qū)內(nèi)海氣溫差(0～-2℃)大于霧區(qū)外海氣溫差(0～-1℃),濃霧區(qū)中心的海氣溫差更大(<-2℃)(見圖8b),這一點與春季海霧個例正相反。夏季濃海霧區(qū)霧頂高度在400 m左右,薄海霧區(qū)霧頂高度在200 m左右,霧層的高度比春季海霧厚很多,濃霧區(qū)(云水混合比>0.7 g/kg)比春季海霧大的多,說明夏季海霧的含水量要高于春季,水汽在凝結(jié)成霧的過程中放出更多的凝結(jié)潛熱,使霧區(qū)內(nèi)的溫度升高,這很可能是夏季霧區(qū)內(nèi)的海氣溫差比霧區(qū)外大的原因之一。在本次夏季海霧的觀測中雖然沒有表明霧區(qū)內(nèi)海氣溫差比霧區(qū)外大,但夏季海霧中的海氣溫差明顯大于春季,而且在濃霧階段海氣溫差有增大的趨勢(見圖4a)。在海霧發(fā)展旺盛時期,霧頂?shù)膴A卷作用,也能夠?qū)㈧F區(qū)上部的干暖空氣卷入霧區(qū)內(nèi)部,造成霧體溫度的升高[23]。

圖9 (a)模擬的云水混合比(g/kg,陰影)和9θv/9z(K/m,等值線)沿123°E的垂直剖面;(b)模擬的云水混合比(g/kg,陰影)和Richardson數(shù)(等值線)沿123°E的垂直剖面;(c)模擬的云水混合比(g/kg,陰影)和氣溫(℃,等值線)時間:2008年7月7日12U TCFig.9 (a)Vertical section of cloud water mixing ratio(g/kg,shaded)and 9θv/9z(K/m,contour)along 123°E;(b)Vertical section of cloud water mixing ratio(g/kg,shaded)and Richardson Number(contour);(c)Vertical section of cloud water mixing ratio(g/kg,shaded)and air temperature(℃,contour)along 123°E at 07/07 12U TC

圖9a為夏季個例沿123°E經(jīng)線作的9θv/9z高度-經(jīng)度剖面圖,可以看出,9θv/9z的值在0～0.03 K/m之間,均為正值,即氣層為靜力穩(wěn)定。與春季情況相比,雖然9θv/9z的值都為正值,而春季9θv/9z值可達(dá)0.08 K/m[8],因此夏季的氣層相比春季穩(wěn)定性差,特別是在近海面水汽含量較高(q>0.6 g/kg)的濃霧區(qū)里9θv/9z的值小于0.01 K/m,表明較弱的穩(wěn)定性可能有利于濃海霧的發(fā)展和維持,支持了觀測所得結(jié)論。在Ri高度-經(jīng)度剖面圖上(見圖9b),湍流較強(qiáng)的區(qū)域(Ri<0.25)集中在100～250 m的霧層中上部,沒有到達(dá)底層,這一點與探空觀測基本一致。因此底層的溫度較少受到霧頂長波輻射降溫的影響。從氣溫剖面(見圖9c)上能看到,相比于霧區(qū)外氣溫在霧層頂部較低,霧區(qū)中部的溫度較低,而在霧層底部海氣界面附近,溫度又有微弱的上升。通過之前的分析,作者認(rèn)為霧區(qū)頂部的降溫是霧頂長波輻射冷卻作用的結(jié)果,而底部的微弱升溫則可能是由于水汽的潛熱釋放和霧頂長波輻射和湍流混合冷卻效應(yīng)影響較小的結(jié)果。而春季的霧層高度本身較低,霧頂之上有干層,使霧頂?shù)膹?qiáng)烈長波輻射冷卻作用可以達(dá)到較低的高度,因此春季霧中氣溫明顯下降甚至低于SST。

4 結(jié)論

本文對2008年7月7日黃海夏季海霧個例的邊界層結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行了觀測分析與數(shù)值模擬,并將結(jié)果與春季的黃海海霧個例進(jìn)行對比研究。主要結(jié)論如下:

(1)觀測表明,夏季霧中的SA T多高于SST,局地蒸發(fā)基本停止,春季霧中常出現(xiàn)SST高于SA T的情況,可有局地蒸發(fā),但均是典型的平流冷卻霧。夏季MABL中溫度層結(jié)近于等溫或者較弱逆溫,靜力穩(wěn)定度較春季下降,有利于湍流的發(fā)展。加之水汽量較大,容易形成比較厚的霧(500 m)。春季逆溫層非常明顯,水汽供應(yīng)量較少,強(qiáng)穩(wěn)定層結(jié)可以使水汽局限于比較低的空中,易形成比較薄的霧層(200 m)。模式結(jié)果表明,夏季海霧個例霧區(qū)內(nèi)部的穩(wěn)定度比春季個例弱。春季霧區(qū)內(nèi)部9θv/9z可以達(dá)到0.05 K/m以上,而夏季霧區(qū)內(nèi)部只有0.01 K/m。

(2)利用模式對邊界層氣塊軌跡在拉格朗日框架下進(jìn)行后向追蹤,發(fā)現(xiàn)夏季MABL中高低層氣塊均來自海洋上空,溫濕性質(zhì)差異不大,低層感熱降溫較小,高層有下沉絕熱增溫,綜合效應(yīng)使得青島近海溫度垂直差異較小,MABL層結(jié)穩(wěn)定性較春季弱,海霧發(fā)展高度較高。而春季MABL中高低層氣塊分別來自陸地和海洋,近海面感熱降溫和來自陸地的暖干平流共同作用,導(dǎo)致強(qiáng)逆溫層和霧區(qū)上方的干層,霧頂長波輻射強(qiáng)烈,霧層高度較低。

(3)利用模式結(jié)果研究霧區(qū)內(nèi)部溫濕結(jié)構(gòu)表明,夏季海霧的含水量要高于春季,水汽在凝結(jié)成霧的過程中放出更多的凝結(jié)潛熱。根據(jù)Ri,夏季霧區(qū)內(nèi)部湍流層分別在貼近海面層和100～300 m的霧層中上部,表明霧頂長波輻射冷卻作用可能不易到達(dá)霧區(qū)底部。潛熱增加和冷卻效應(yīng)減小的共同作用,使夏季海霧的氣溫明顯高于海溫。因此夏季霧區(qū)內(nèi)的氣海溫差比春季霧區(qū)內(nèi)大。由于春季海霧厚度本身較薄,霧頂之上存在明顯干層,導(dǎo)致霧頂強(qiáng)烈的長波輻射冷卻,湍流混合將霧頂?shù)睦鋮s作用帶到霧區(qū)底部,從而形成霧中氣溫明顯下降,氣-海溫差較小,甚至氣溫低于海溫。

(4)春季海霧和夏季海霧在MABL中溫濕結(jié)構(gòu)和穩(wěn)定度的不同主要是受不同環(huán)流形勢的影響。春季主要是黃海局地反氣旋西部的偏南氣流從東海北部/黃海南部向黃海西北部輸送水汽,925 hPa為偏西氣流來自陸地。而夏季海霧是受深厚的夏季風(fēng)影響,M ABL中的氣塊均來自海洋,水汽量大且深厚。因此,夏季不僅海霧厚度較厚,而且持續(xù)時間長、范圍大。

[1] 王彬華.海霧[M].北京:海洋出版社,1983.

[2] 張?zhí)K平,鮑獻(xiàn)文.近十年中國海霧研究進(jìn)展[J].中國海洋大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2008,38(3):359-366.

[3] 黃健.海霧的天氣氣候特征與邊界層觀測研究[D].青島:中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院,2008.

[4] 周發(fā)琇,王鑫,鮑獻(xiàn)文.黃海春季海霧形成的氣候特征[J].海洋學(xué)報,2004,26(3):28-37.

[5] 王鑫,黃菲,周發(fā)琇.黃海沿海夏季海霧形成的氣候特征[J].海洋學(xué)報,2006,28(1):26-34.

[6] Zhang Suping,Xie Shangping,Liu Qinyu,et al.Seasonal variations of Yellow Sea fog:observations and mechanisms[J].J Climate,2009,22,6758-6772.DO I:10.1175/2009JCL I2806.1.

[7] 張?zhí)K平,楊育強(qiáng),王新功,等.低層大氣季節(jié)變化及與黃海霧季的關(guān)系[J].中國海洋大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2008,38(5):689-698.

[8] 張?zhí)K平,任兆鵬.下墊面熱力作用對黃海春季海霧的影響——觀測與數(shù)值試驗[J].氣象學(xué)報,2010,68(1):116-125.

[9] 任兆鵬.黃海春季和夏季海霧過程的觀測分析與數(shù)值試驗[D].青島:中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院,2009.

[10] Chen S H,Sun W Y.A one-dimensional time dependent cloud model[J].J M eteo r Soc Japan,2002,80:99-118.

[11] Kain J S,Fritsch J M.A one-dimensional entraing/detraining plume model and its application in convective parameterization[J].J A tmos Sci,1990,47:2784-2802.

[12] Kain J S,Fritsch JM.Convective parameterization formesoscale models:The Kain-Fritcsh scheme,The rep resentation of cumulus convection in numericalmodels[C].∥Emanuel K A,Raymond D J,Eds.Convective Parameterization for Mesoscale Models:The Kain-Fritcsh Scheme,The Rep resentation of Cummulus Convection in Numerical Models.[s.l.]:Am Metero Soc,1993:246.

[13] Mlawer E J,Taubman SJ,Brown PD,et al.Radiative transfer for inhomogeneous atmosphere:RRTM,a validated correlated-k model for the longwave[J].J Geophys Res,1997,102,D14:16663-16682.

[14] Dudhia Jimy.Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model[J].J A tmos Sci,1989,46:3077-3107.

[15] Zhang Suping,Ren Zhaopeng.The influence of thermal effects of underlaying surface on the spring sea fog over the Yellow Sea—observations and numerical simulation[J].Acta Meteorologica Sinica,2010,68(1):116-125.

[16] Lamb H.Haars or North Sea fogs on the coastsof Great Britain[M].[s.l.]:Meteorology Office Publication M M,1943.

[17] Zhang Suping,Ren Zhaopeng,Liu Jingw u,et al.Variations in the lower level of the PBL associated with the Yellow Sea Fog-New Observations by L-band Radar[J].J Ocean Uni China,2008,7(4):353-361.

[18] Koschmieder H.Theories der horizontalen Sichtweite[J].Beilr Phys A tmos,1924,12:33-53.

[19] Kunkel B A.Parameterization of drop let terminal velocity and extinction coefficient in fog models[J].J Climate Appl Meteor,1984,23:34-41.

[20] Stoelinga MT,Warner T T.Nonhydrostatic mesobeta-scale model simulations of cloud ceiling and visibility for an east coast winter precipitation event[J].J Appl Meteor,1999,38:385-404.

[21] 傅剛,王菁茜,張美根,等.一次黃海海霧事件的觀測與數(shù)值模擬研究[J].中國海洋大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2004,34(5):720-726.

[22] Gao Shanhong,Lin Hang,Shen Biao.A heavy sea fog eventover the Yellow Sea in March 2005:analysis and numerical modeling[J].Advances in A tmospheric Sciences,2007,24(1):65-81.

[23] 黃健,王斌,周發(fā)琇,等.華南沿海暖海霧過程中的湍流熱量交換特征[J].大氣科學(xué),2010,34(4):715-725.