廈門春季大霧演變過程的邊界層特征分析*

黃惠镕 荀愛萍 鄭澤華 孫瓊博 韓 美

(1.海峽氣象開放實驗室，福建 廈門 361012；2.廈門市氣象局，福建 廈門 361012；3.福建省氣象臺，福建 福州 350001)

1 概述

大霧指的是在一定大氣環流形勢下，低層大氣中出現水汽凝結，大氣能見度小于1000 m的天氣現象，使陸地、海上及沿海地區能見度降低，嚴重影響海、陸、空交通的安全。

大霧是發生在大氣邊界層中的天氣現象[1-3]，分析發現大氣層結穩定、低層水汽充沛、持續逆溫層、水平風速小對大霧的發展和維持有重要作用，且逆溫層厚度和強度變化與霧濃度的轉換關系密切[4-5]。大霧發展過程中還涉及到風切變、湍流交換、熱通量等復雜的邊界層過程。研究表明，湍流交換是大霧中的關鍵物理過程，湍流熱量交換機制與霧層的非充分混合結構有密切關系[6]，湍流混合作用可以將中上層濕區水汽和霧滴帶到低層，有利于空氣的降溫，易達到飽和凝結而形成大霧[7-9]。低層風速增大、風切變加大引起機械湍流增大，會導致大霧消散[10]。熱通量包括感熱通量和潛熱通量，不同類型大霧的熱量通量存在明顯差異，分析發現，冷平流霧的感熱通量和潛熱通量是向上的，而暖平流霧中兩者為向下的[11]。

福建沿海及臺灣海峽是大霧多發的交通要道[12]，關于福建沿海大霧的邊界層特征研究目前以個例分析為主[13-14]，長時間較多個例大霧的邊界層特征統計還有待進一步研究。本文利用常規氣象觀測資料、ERA-Interim再分析資料和L波段雷達探測資料來分析2007—2016年廈門大霧演變過程的邊界層氣象要素特征，探討大霧的成因和生消機理，為大霧預報、預警提供一些參考依據。

2 大霧分類

本文采用資料包括：①2007—2016年廈門站地面氣象要素觀測資料，包括能見度、氣溫、風向、風速、現在天氣現象等要素，時間間隔為3 h；②2007—2016年廈門L波段雷達探測資料，觀測時間為每日07∶00和19∶00，垂直分辨率為30 m，探測溫度、氣壓、風向、風速和濕度等氣象要素；③2007—2016年ERA-Interim再分析資料，水平空間分辨率為0.25°×0.25°，時間分辨率為6 h，垂直方向850～1000 hPa共7個層次。利用2007—2016年廈門站逐3h能見度觀測、雨量、天空狀況數據，并結合衛星觀測資料進行分析，發現廈門大霧霧日主要集中在2～5月，共有160個春季大霧個例。大霧是在一定條件的大、中尺度環流場中生成的，通過分析大霧演變過程的高低空形勢場、物理量場等，將廈門大霧分為4類：鋒前霧、平流霧、雨霧和輻射霧。其中雨霧發生次數最多，達91次，占比56.9%，其次是平流霧，有38次，占23.8%，鋒前霧23次，占14.4%，輻射霧發生次數較少，僅有8次，占5.0%。可見廈門大霧類型以雨霧、平流霧、鋒前霧為主，輻射霧占比小，本文主要針對這三類大霧進行統計特征分析。

3 日變化特征

根據霧的起止時間粗略計算廈門大霧持續時間，發現雨霧的持續時間最長，平均可持續11.13h，持續接近4個觀測時次，鋒前霧為5.88h，持續2個觀測時次，平流霧為5.22h，持續接近2個觀測時次。

通過分析2007—2016年廈門春季大霧日變化(圖1)，發現大霧發生時刻多集中在凌晨及夜晚，呈現“雙峰型”。鋒前霧在凌晨05∶00～08∶00出現頻率最高；平流霧最多出現在05∶00，此時氣溫最低，氣海溫差加大，有利于平流霧的形成；雨霧多形成于02∶00～08∶00及20∶00～23∶00。廈門大霧的日變化與氣溫日變化有關，隨著氣溫升高而消散或減弱，氣溫在夜晨較低，午后氣溫最高，因此午后大霧出現頻率較少，而雨霧同時受到水汽條件影響，日分布特征較不明顯。

圖1 2007—2016年廈門春季(2～5月)不同類型大霧日分布

4 邊界層特征分析

利用L波段雷達探測資料及ERA-interim再分析資料，分析850～1000 hPa廈門鋒前霧、平流霧及雨霧的熱力、水汽、湍流及熱量通量特征。其中邊界層熱力條件采用L波段雷達探空資料進行分析，水汽條件、湍流特征及熱量通量分析采用ERA-interim再分析資料。

將廈門大霧演變過程劃分為3階段：能見度逐漸下降至接近1 km，稱為大霧形成階段(簡稱霧前階段，下同)；能見度快速下降至1 km以下，大霧發展維持階段(霧中階段)；能見度迅速增大到1 km 以上，作為霧的消散階段(霧后階段)。通過分析大霧不同階段的邊界層演變特征，來揭示廈門大霧發展生消的物理機制。

4.1 邊界層熱力條件

鋒前霧的霧前階段冷空氣未南下，氣溫較高，950～1000 hPa溫度維持在18.1 ℃以上，逆溫層厚度淺薄，逆溫層內溫差小；霧中階段冷空氣從地面滲透，近地面層溫度下降明顯，925～1000 hPa氣溫降低至16.5～17 ℃，下降1.5 ℃左右，925～975 hPa形成逆溫層，逆溫層高度抬升且厚度加大，溫差增大；霧后冷空氣進一步影響，900～950 hPa溫度下降明顯，1000 hPa氣溫下降至14.4℃，975～990 hPa有逆溫層，逆溫層高度降低，厚度變小，大霧減弱消散(圖2a)。平流霧的霧前階段整體溫度較高，1000 hPa氣溫為22.3 ℃，950～975 hPa為等溫層；霧中階段暖濕空氣與下墊面的溫度差異較大，低層空氣迅速降溫，1000 hPa氣溫下降至17.6 ℃，上層空氣因遠離地表、降溫少，925～1000 hPa呈逆溫、等溫分布，逆溫層及等溫層增厚；霧后階段氣溫明顯升高，1000 hPa上升至21.9 ℃，逆溫層厚度減小，霧減弱消散(圖2b)。雨霧演變過程溫度差異較小，霧前階段氣溫略低一些，1000 hPa為16.2 ℃；霧中階段由于水汽飽和，1000 hPa氣溫升高至16.6 ℃，925～975 hPa有逆溫-等溫層，逆溫層及等溫層的厚度增加；霧后階段水汽凝結潛熱釋放減少，氣溫小幅度上升，大霧逐漸消散(圖2c)。

圖2 廈門鋒前霧、平流霧、雨霧850～1000 hPa邊界層溫度垂直分布(單位：℃)

三種類型廈門大霧的霧中階段大氣邊界層內均有逆溫或等溫結構，逆溫層及等溫層厚度明顯加大，逆溫層高度抬升，大氣穩定度增加，使得大量低層水汽及凝結核粒子在低層聚集，有利于大霧的形成。

4.2 邊界層水汽條件

相對濕度直接反映的是大氣的飽和程度，分析邊界層相對濕度的演變來探討大霧演變過程中水汽條件變化。鋒前霧的霧中階段低層850～1000 hPa相對濕度增加，鋒前暖濕空氣使空氣中水汽增加，飽和空氣層厚度變大，形成大霧；霧后階段鋒面過境，冷空氣作用下，950～1000 hPa相對濕度明顯減少至90 %以下，1000 hPa相對濕度下降至84.5%，大霧層變薄(圖3a)。平流霧的霧中階段近地面空氣接觸到冷地表，空氣冷卻達到飽和，925～1000 hPa相對濕度增大，1000 hPa濕度為93.9 %，850～925 hPa遠離地面無空氣冷卻未達到飽和；霧后階段950～1000 hPa濕度減小，850～925 hPa濕度加大(圖3b)。雨霧演變過程中相對濕度變化較小，霧中階段邊界層950～1000 hPa相對濕度增大至89%以上，達到水汽飽和；霧后階段，950～1000 hPa相對濕度增大至90%以上，近地面層相對濕度減小(圖3c)。

圖3 廈門鋒前霧、平流霧、雨霧850～1000 hPa邊界層相對濕度垂直分布(單位：%)

從廈門三種類型大霧對比來看，霧前階段濕層淺薄，霧中階段925～975 hPa相對濕度增大，空氣濕度近于飽和，飽和空氣層厚度變大是導致大霧持續發展的重要因子，霧后階段近地面層相對濕度減小，大霧減弱消散。

4.3 邊界層湍流特征

鋒前霧的霧前階段875～1000 hPa風向為東南風-偏南風，風速為0.9～4.9 m/s；霧中階段925～1000 hPa風向偏南分量加大，風速減小至0.8～2.2 m/s，875 hPa以上轉偏西風；霧后階段高層轉為偏北氣流，925 hPa以下偏南風角度分量減小，轉為西南氣流，風速增大至1.4～2.4 m/s(圖4a)。平流霧的霧前階段975～1000 hPa為東南風，950 hPa以上轉西南風，風速為0.8～5.2 m/s；霧中階段整層轉為一致偏南風，風速減小至0.3～5 m/s；霧后階段975 hPa以上風速加大至1.2～5.2 m/s，西南風角度分量增大(圖4b)。雨霧的霧前階段950～1000 hPa為東南風，925 hPa以上轉偏南風，風速減小為0.2～4.2 m/s，霧中階段925 hPa以下為偏南風-東南風，風速減小為0.2～3.2 m/s，霧后階段875～1000 hPa風速加大至1.9～5.3 m/s(圖4c)。

廈門三類大霧的霧前階段風向隨高度順轉，順時針暖平流，暖平流對低層增溫、增濕極為有利；霧中階段900～1000 hPa偏南風角度分量加大，風速減小，不利于水汽向四周擴散，有利于大霧發展維持；霧后階段875～975 hPa風速增大，低層風速增大會引起水汽向四周擴散，導致大霧消散。探討廈門三類大霧生消過程中925～1000 hPa垂直風切變的變化，鋒前霧、平流霧及雨霧的霧中階段垂直風切變為3、5.2、 4.3 m/s，相比霧前階段減小0.8～1.6 m/s，垂直風切變的減小使得低層的暖濕空氣聚集在低層，有利于大霧在逆溫層內的維持和發展，霧后階段鋒前霧和平流霧垂直風切變增大，霧抬升為低云或減弱消散。

大霧霧層內部適度的湍流混合作用，有助于大霧的維持和發展。利用理查森數(Ri)來揭示大氣的湍流發展狀況，其計算公式為：

其中，g為重力加速度，θ表示位溫，T0是地面絕對溫度，u為風速，z為高度。Ri=0.25為臨界理查森數，01，為層流狀態，霧開始消散(圖4f)。

圖4 廈門鋒前霧、平流霧、雨霧850～1000 hPa邊界層風垂直分布(風矢，單位：m/s)及理查森數Ri分布

4.4 邊界層熱量通量特征

由于廈門地處福建沿海，因此通過計算海氣界面處的熱通量來分析感熱通量和潛熱通量的變化，其中感熱通量主要是由于海氣溫差引起的海洋大氣之間的熱輸送，潛熱通量則是主要由于海水蒸發引起的熱輸送。

計算分析廈門大霧不同階段的熱量通量變化，鋒前霧的霧前階段感熱通量和潛熱通量平均值為17.2、41.22 W/m2，霧中階段為-2.88、-9.86 W/m2，向上通量變為向下通量，霧后階段向下通量加大為-64.64、-81.55 W/m2。平流霧的霧前階段熱量通量平均值為78.23、139.76 W/m2，霧中階段為11.03、28.03 W/m2，向上通量減小，霧后階段為-50.5、-65.91 W/m2。雨霧的霧前階段為18.58、26.11 W/m2，霧中階段為6.55、9.72 W/m2，向上通量減小，霧后階段為-39.12、-54.3 W/m2。

廈門三類大霧的霧中階段熱量通量絕對值均為由大到小變化，平流霧、雨霧的感熱通量、潛熱通量平均值為向上，鋒前霧的平均值是向下的，霧后階段的熱量通量絕對值呈現由小到大變化。熱量通量絕對值變小，與垂直風切變變化一致，說明廈門上空通過湍流交換輸送的熱量由多變少，使得氣溫逐漸下降，水汽凝結。

圖5 廈門大霧霧前、霧中、霧后階段感熱通量、潛熱通量演變(單位：W/m2)

5 結論

(1)廈門大霧類型以雨霧、平流霧、鋒前霧為主，大霧發生時刻多集中在凌晨及夜晚，而雨霧日分布特征不明顯。

(2)大霧的霧中階段伴有明顯逆溫層或等溫層結構，逆溫層及等溫層厚度加大，逆溫層高度抬升，飽和空氣層厚度變大，是導致大霧持續發展的重要因子。

(3)霧中階段偏南風角度分量加大，風速減小，垂直風切變減弱，不利于水汽向四周擴散，加上低層合適湍流混合作用，有利于大霧發展維持；霧后階段低層風速加大，垂直風切變增大，湍流作用轉層流作用，導致大霧消散。

(4)大霧的霧中階段熱量通量絕對值均為由大到小變化，平流霧、雨霧的感熱通量、潛熱通量平均值為向上，鋒前霧的平均值是向下的，霧后階段的熱量通量絕對值呈現由小到大變化。