青島地區海霧分布及大氣邊界層條件分析

任兆鵬 , 李昊倩, 鞠 霞, 王國清

(1. 青島市氣象局, 山東 青島 266003; 2. 青島市氣象災害防御工程技術研究中心, 山東 青島 266003; 3. 自然資源部 北海預報中心, 山東 青島 266061; 4. 自然資源部 第一海洋研究所, 山東 青島 266061; 5. 平度市氣象局, 山東 平度 266700)

海霧是指在海洋影響下發生在海上、岸濱和島嶼上空的低層大氣中, 由于水汽凝結而產生的大量水滴或冰晶使得水平能見度小于1 km的災害性天氣[1]。海霧造成的低能見度對海上人類活動具有嚴重影響;海霧登陸沿海地區, 會影響沿海的高速公路和機場等交通設施運行, 造成嚴重交通事故, 影響人民生產生活[2]。

青島位于黃海之濱, 是我國沿海海霧發生頻率最高的地區, 每年4—7月發生最多且絕大部分均為平流冷卻霧[3]。海霧的發生發展與環流形勢和大氣邊界層結構有密切的關系[4], 海霧水平分布和垂向發展也與大氣邊界層內溫度和濕度層結密切相關[5-6]。在海霧個例中, 霧頂常位于逆溫層底部, 霧頂長波輻射和逆溫層強度之間存在較強的相互作用[7]。較淺薄海霧的頂部往往存在強逆溫層, 此時霧頂長波輻射對邊界層底部的冷卻作用明顯[8]。Leipper分析美國加州沿岸海霧過程指出海霧形成后在偏西風的控制下進入沿岸地區, 此時大氣邊界層內逆溫層底的高度影響著海霧的抬升與消散[9]。黃海西部海霧垂直結構還具有明顯的季節變化, 春季霧層較薄, 夏季較厚, 海霧入侵多集中于這兩個季節[10-11]。

前人對海霧過程的研究多集中在近海及沿海地區, 在日常的業務預報當中, 對于海霧能夠影響沿岸的范圍程度, 也缺乏統計研究。隨著沿岸能見度觀測網的建立與完善, 使得研究海霧對內陸影響程度變得可行。本文通過分析觀測資料統計青島海霧分布特征, 并通過典型海霧個例的數值模擬結果分析大氣邊界層條件對海霧分布范圍的影響。

1 資料、方法與模式設置

1.1 資料與方法

本文使用的資料主要有: (1)地面觀測數據采用青島市氣象局提供的青島地區 7個人工氣象觀測站以及 33個具有能見度觀測的自動氣象觀測站數據,要素包括氣溫、露點、風向風速、能見度等。(2)探空數據使用青島市氣象局L波段探空雷達觀測數據,每日07時、19時兩次觀測, 要素包括溫度、濕度、氣壓、風向風速等。(3)天氣形勢背景場采用美國國家環境預報中心(NCEP)的2.5°×2.5°全球再分析資料。

本文通過公式(1)來反演大氣水平能見度[12-13],能見度低于1 000 m表示霧區。

其中q為液態水含量(單位: g/kg), 海霧模擬中多用云水含量,ρ為大氣密度(單位: g/cm3)。該公式在霧數值模擬研究中經常被使用[5]。

1.2 模式設置

本文使用中尺度數值模式WRF(Weather Research and Forecasting)v3.9對海霧個例進行數值模擬。模式采用兩重網格嵌套, 中心位置位于(36°N, 123°E)。模式初始場采用美國國家環境預報中心(NCEP)的1°×1°全球再分析資料 (NCEP FNL Operational Global Analysis data)。模式其他參數設定見表1。由于本文將著重分析大氣邊界層內的層結狀況, 因此模式邊界層方案選擇對于黃海海霧過程模擬更有優勢的YSU scheme 方案[14-16]。

表1 WRF-ARW參數設定Tab. 1 WRF-ARW parameter settings

2 海霧影響范圍特征分析

通過分析青島市 7個人工氣象觀測站(分別位于青島、嶗山、黃島、膠州、即墨、平度和萊西)1981—2010年共 30年地面觀測資料, 其中將人工觀測記錄出現霧的天氣現象記為一個霧日, 得到青島地區4月—7月年平均霧日分布(圖1a)。位于沿海的青島站和黃島站的海霧出現頻率最高, 分別超過 30天和 20天。隨著站點位置向內陸推進, 嶗山站和膠州站的海霧出現頻率逐漸下降。其中膠州站雖然位于膠州灣沿岸, 但相比于位于黃海沿岸的青島站, 海霧出現頻率有明顯的減少, 說明膠州灣的獨特地形對于海霧的入侵有阻擋作用。最后是位于深入內陸的即墨、平度和萊西站, 霧日數明顯減少, 都在10天以下。

自2010年以來, 青島地區能見度觀測網逐步建立, 目前全市具有能見度觀測的自動站 35個, 其中還包括5個海島站和2個浮標站。由于自動氣象站的布設逐年增加, 為了保持觀測資料的可對比性,本文挑選了 30個能見度自動站 2014—2017年相對完整的 4年觀測資料進行對比分析, 其中將能見度觀測值小于1 km且持續時間超過2小時記為一個霧日。從2014—2017年4—7月平均霧日分布來看, 與常年平均有大致相同的分布規律, 海霧日數自沿海向內陸呈明顯的遞減趨勢。青島近海大公島附近有霧日數的大值區, 超過40天。膠州灣沿岸雖然同樣沿海, 但霧日數均在 20天以下, 比黃海沿岸站點明顯的減少。膠州灣西北部的霧日數在8～20天, 明顯要高于膠州灣東北部的 2～10天。考慮在 4—7月海霧生成時, 青島沿海的盛行風向多為東南風, 因此更容易在膠州灣的西北部形成海霧并深入內陸。而在膠州灣東北部及更偏東的即墨地區霧日最少。此區域位于嶗山山脈的西北側, 處在東南氣流的背風坡, 使得海霧不容易在東南風的影響下到達這一地區。

3 典型海霧過程個例

本文選取青島站(36.1°N, 120.3°E)和平度站(36.7°N,119.9°E)作為海霧能夠影響沿海和內陸的代表站點,兩站點到海岸線距離約為1 km和60 km。根據自動站能見度的觀測資料選取兩類典型的海霧過程, 一類只影響包括青島站在內的黃海沿岸站點及海島站,另一類影響區域除沿岸站點外還深入內陸并能夠影響到平度站。同時為了反映霧季的整體特征, 個例選取的時間在4—7月也都有涉及。根據以上原則選取2014—2017年4—7月共12次海霧個例進行試驗研究, 海霧個例持續時間見表 2。L1—L6個例為能夠影響沿海及內陸的個例, H1—H6個例為只影響沿海的個例。從海霧發生的時段上來看, 所有個例都主要發生在夜間。青島站的影響時段大致從 17時開始,持續到次日的上午, 最長可持續到中午前后。平度站的影響時段最早從 0時前后開始, 在日出時段結束,影響時段的特點更接近于輻射霧。在這些個例的白天時段, 可從可見光衛星云圖上清晰分辨海霧的特征, 特別是在海區上的分布, 表面紋理均勻, 邊界清晰。只影響近海沿岸的海霧個例海岸線邊界清晰, 而影響內陸的海霧個例海岸線邊界更為模糊, 表明海霧已向內陸地區延伸(圖略)。

圖1 青島地區4月—7月平均霧日數及站點分布Fig. 1 Annual mean fog days from April to July in Qingdao and distribution of observation stations—(a) 1981-2010 (b) 2014-2017

表2 海霧過程個例及持續時間Tab. 2 Dates and durations of sea-fog events

4 天氣形勢背景

利用NCEP再分析資料對海霧個例的天氣形勢進行簡要的分析, 由于海霧過程皆發生于夜間, 因此選取當日20時天氣形勢進行分析, 如圖2所示。L1個例中850 hPa處于平直的西風氣流, 1 000 hPa處在黃海高壓環流的西部, 青島沿海及內陸地區均為偏南氣流。L2個例中850 hPa處于淺槽控制, 1 000 hPa大范圍的高壓環流中心位于西北太平洋及日本,黃海和東海都已南到東南氣流為主。L3和L4個例850 hPa位于北部西風槽的底部, 1 000 hPa高壓環流中心位于成山頭一帶, 青島沿海在 20時時還以偏東氣流為主。考慮高壓在夜間逐漸東移, 青島沿海會逐漸位于高壓后部的偏東南氣流之中。L5和L6個例1 000 hPa流場上看不到明顯的高壓環流中心, 但在黃海和東海海域都以南風或東南風為主。利于海霧的形成。

H1個例中850 hPa位于西風槽底部, 1 000 hPa高壓環流中心位于成山頭附近, 流場較弱, 青島沿海以弱的東南風為主。H2個例中黃海小高壓位置偏東偏南, 大致位于朝鮮半島南部, 青島沿海位于高壓的西北側, 弱東南氣流中。H3個例中850 hPa呈東高西低的位勢場分布, 1 000 hPa黃海和東海有比較強的偏南氣流存在。H4個例850 hPa山東為高壓脊控制, 1 000 hPa高壓環流中心位于山東半島東部,未來東移之后, 青島沿海也將在高壓后部偏南氣流中。H5和 H6為連續兩天的個例, 環流形勢基本相同, 1 000 hPa高壓環流中心都位于黃海北部, H6個例的東南風流場比H5有所增大。

通過典型個例的天氣形勢分析, 我們發現對于850 hPa高空形勢雖然各有不同, 但相同的是都沒有明顯的西風槽系統發展, 850 hPa流場都處在一個相對穩定的環流條件中。而在1 000 hPa大部分個例都位于黃海小高壓后部的東南氣流當中, 其他個例地面流場則為東高西低的氣壓分布下, 形成了比較明顯的偏南氣流。因此偏南風對于的海霧天氣的形成具有重要的作用。而對于影響內陸和只影響沿海這兩種海霧天氣的天氣形勢差異, 在以上的分析當中并不明顯。因此下文將對大氣邊界層內的層結結構進行分析模擬, 找出兩類不同影響范圍海霧過程大氣邊界層結構的差異。

5 數值試驗

5.1 海霧個例模擬及檢驗

利用中尺度數值模式WRF對12次海霧過程個例進行數值模擬。云水混合比可作為能見度反演的主要參數之一[12], 從公式反演得到模式最底層大氣的云水混合比高于 0.1 g/kg的分布可較好表示地面及海面的霧區(能見度小于 1 km)范圍。從模擬結果可以看出(圖3), L1—L6個例較好地模擬出了海霧在夜間時段影響青島內陸的情況, 霧區的范圍可延伸至平度地區。而 H1—H6個例則較好地反映出了只影響青島沿海地區的情況。將青島站 L波段探空雷達數據與模式結果相對比(圖 4), 可以看出在海霧發生當日的19時, 1 000 m高度以下大氣邊界層內的溫度場和濕度場模式結果與實況探空的垂直廓線較符合, 特別是在逆溫層的高度和濕層的高度與實況觀測基本一致。因此WRF模式對于選取的海霧個例模擬能力較好。因此接下來可以利用模式輸出的時空高分辨率結果, 對于海霧發生時的大氣邊界層結構進行詳細分析, 研究造成海霧影響范圍差異的有價值信息。

5.2 大氣邊界層結構分析

青島站和平度站的分別位于(36.1°N, 120.3°E)和(36.7°N, 119.9°E)。本文在分析大氣邊界層內垂直結構時, 在青島站與平度站之間作垂直剖面, 經度選取119.9°E—120.3°E的平均值, 緯度沿35°N—37°N。

溫度層結方面, 前人的研究已經表明, 大氣邊界層內的逆溫層對于海霧的形成有著至關重要的作用[22]。在海霧影響內陸的個例中, L1—L6個例從平度至青島再向南一直到青島近海均存在明顯的逆溫層(圖5)。逆溫層頂的高度在300～400 m。逆溫層強度在3 ℃ ～ 8 ℃ , 且有隨季節的變化的特點, L1—L4個例發生在4月份, 逆溫強度普遍在6～8℃℃。而L5—L6個例發生在 5月和7月, 逆溫強度逐漸變小, 在3～5℃℃。前人研究表明, 4月的強逆溫層和7月的較弱逆溫層與大氣環流條件有關[23]; 本研究認為主要原因為春季到夏季演變過程中, 地面溫度升高幅度較快, 而高層溫度變化幅度相對地面較小, 因此使逆溫層的逆溫強度有所減弱。

在只影響沿海的個例中, 逆溫層呈現不同的特點。在H1個例中, 近海到青島站附近, 逆溫層明顯,逆溫強度在10, ℃而在北部的平度逆溫層強度明顯的減弱, 只有2℃。H2個例, 青島及近海逆溫層并沒有貼地, 而在約100～200 m的高度, 相應的云水混合比高值區也有抬升, 地面云水混合比仍在0.2 g/kg以上。平度附近逆溫層幾乎消失, 地面附近云水混合比也較低。H3個例整個剖面都沒有明顯的逆溫層存在,但平度附近地面氣溫更高, 溫度垂直遞減率更大,地面附近對應云水混合比的低值區。H4個例與 H1個例相似, 整個剖面都有逆溫層存在, 但青島附近的逆溫強度比平度附近要強。H5和H6個例在青島及近海有顯著逆溫層存在, 而向北至平度附近時逆溫層逐漸減弱消失。總結來看當內陸地區逆溫層消失時, 海霧將不會向內陸發展, 且霧區有明顯的分界線。當內陸地區逆溫層強度明顯減弱時, 海霧強度也會明顯減弱, 甚至消失。雖然有如H3個例沒有逆溫層存在情況, 但我們通過對比圖 3云水混合比分布圖上, H3個例霧區呈SE-NW向分布, 當沿SE-NW作剖面時, 也得到了如前的結論(圖略)。H型個例中,云水混合比高值區在離開地面一定高度, 說明有低云存在。反映了海上有霧, 到陸地上, 霧層抬升為低云。前人曾討論水汽輸送等對海霧入侵內陸程度的影響[24], 本文的研究進一步指出, 這種現象與大氣邊界層垂直結構, 如逆溫層強度等, 有密切關系。

圖4 青島站探空(紅色)和模式(黑色)廓線Fig. 4 Profiles of sounding data in Qingdao (red) and simulation results (black) (temperature, unit: ℃; relative humidity, unit: %)

由于4月—7月青島沿海出現的海霧幾乎都屬于平流霧, 因此大氣邊界層內的風場的分布特征也是非常重要的影響因素。從上文對所有個例的天氣形勢分析得到, 在1 000 hPa風場上, 風向幾乎都為偏南風, 偏南到東南風最多。按上文方法選取同樣的剖面分析得到青島到平度大氣邊界層內的風場垂直分布圖(圖6), 可以看到, H1個例中青島及近海海域近地面以西南風為主, 風速在 4～8 m/s, 內陸延伸至平度轉為偏北風, 200 m高度以上均轉為偏北風。H2個例近地面為偏南風, 風速5～7 m/s, 隨高度逐漸增加。H3個例近地面南到東南風, 風速青島到沿海6～8 m/s,內陸4～6 m/s, 隨高度逐漸增加。H4個例近地面南到西南風為主, 風速3.5～5 m/s, 200 m高度附近有6.5 m/s的風速中心。H5個例近地面東南風, 風速4.5～5.5 m/s,400 m高度有9.5 m/s的風速中心。H6個例青島到海上近地面為東南風, 風速4～7 m/s, 300 m高度處有8.5 m/s風速中心, 內陸各層均轉為偏北風。分析以上個例發現, 在只影響沿海的個例中, 青島及近海底層均為偏南風, 風速普遍在3～8 m/s。內陸地區風力稍弱在 3～6 m/s, 或直接轉為偏北風, 不利海霧推進。在200～400 m的高度多存在一支極值在6～10 m/s的風速中心, 自沿海向內陸高度逐漸升高。在500 m高度以下的大氣邊界層內的垂直風速切變可以達到3～7 m/s, 較大的垂直風切變使邊界層的湍流增強,加之風速中心的高度向內陸升高, 使海霧在向內陸推進過程中逐漸抬升為低云。

而影響內陸的個例中, L1個例近地面南到西南風, 風速沿海在 4～7 m/s, 內陸 2～4 m/s。L2 個例近地面風向南風, 風速1～4 m/s。L3和L4個例近地面風速在 0.5～2 m/s, 由于風力較弱, 地面風向比較雜亂,南北風并存。L5個例近地面南風為主, 風速 1.5～2 m/s。L6個例近地面為偏東風, 風速在1～3.5 m/s。通過對比發現在影響內陸的海霧個例中, 近地面的風速相比沿海海霧個例明顯的偏小, 大部分在 1～3 m/s之間。也就是說當海霧影響內陸地區時, 并不是我們通常所預想由于較大的偏南風使沿海的海霧平流到內陸, 而是大氣邊界層底層南風風力整體要偏弱。在200～400 m 高度同樣有風速中心存在, 但最大風速只有3～6 m/s, 同時500 m以下大氣邊界層內垂直風速切變只有 1～4 m/s, 明顯的小于只影響沿海的個例。大氣邊界層更加穩定, 使海霧始終能維持在近地面層并緩慢向內陸推進。

通過以上分析得出, 海霧的影響范圍, 與大氣邊界層中的層結結構密切相關。大氣邊界層的溫度層結即逆溫層的存在最為重要, 直接決定海霧影響的范圍。當內陸逆溫層減弱甚至消失時, 海霧不再向內陸繼續發展。逆溫層頂高度大多在300～400 m,逆溫層強度有季節差異, 春季逆溫強度較強, 夏季較弱。

青島近海海霧多為平流冷卻霧, 在偏南風的控制下, 來自南方的暖濕空氣, 平流到黃海西北部的冷海面上冷卻形成海霧。在統計的海霧個例中, 只影響沿海地區的個例, 地面風場偏南風為主, 風速在3～8 m/s之間。內陸地區風場有兩種情況, 一是轉為偏北風, 導致逆溫層消失, 海霧消散。二是同樣是偏南風, 風力在 3～6 m/s, 這種情況下海霧向內陸延伸過程中, 由于風速較大, 近地面湍流逐漸增強, 逆溫層強度減弱或是抬升, 使霧層相應抬升。從垂直剖面來看霧區向內陸延伸過程中發生傾斜抬升。使地面附近水汽減少, 霧逐漸消散。而能影響內陸的海霧個例, 地面風場一般都以南風為主, 沿海地區風力在3～7 m/s, 內陸風力在1～4 m/s。內陸風力較弱, 大氣邊界層內湍流強度不強, 使逆溫層能夠始終維持,沿海海霧延伸影響內陸地區。

6 結論

本文利用青島地面觀測資料、L波段雷達探空資料、WRF模式模擬結果等, 分析了青島4月—7月海霧的分布特征及不同影響范圍海霧的形成原因。主要結論如下:

(1) 4月—7月海霧發生日數自沿海向內陸呈明顯的遞減趨勢。近海大公島附近霧日數最多。膠州灣沿岸霧日數比黃海沿岸明顯減少, 受嶗山山脈的阻擋作用, 膠州灣東北部的霧日數要少于膠州灣西北部。

(2) 在只影響沿海和能夠影響內陸的兩類海霧過程中, 850 hPa高空形勢雖然各有不同, 但相同的是都沒有明顯的西風帶槽脊系統發展, 均處在一個相對穩定的環流條件中。而在1 000 hPa都有比較明顯的偏南風。

(3) 大氣邊界層內逆溫層的的范圍影響著海霧的分布。當內陸地區逆溫層消失時, 海霧將不會向內陸發展。當內陸地區逆溫層強度明顯減弱時, 海霧強度也會明顯減弱, 甚至消失。對于只影響沿海的海霧,青島及近海近地面為偏南風, 風速在 3～8 m/s之間,內陸風力減弱不明顯。在200～400 m高度存在風速中心, 500 m以下大氣邊界層內風速切變大, 湍流作用使內陸逆溫層減弱或破壞, 海霧向內陸推進過程中傾斜抬升成為低云, 地面霧區減弱消散。此外, 當內陸風向轉為偏北風時霧區整層消散。當海霧能夠影響內陸地區時, 多出現在地面風力較弱的情況之下, 大部分在1～3 m/s之間。500 m以下大氣邊界層內風速切變小, 大氣邊界層內湍流作用不強, 使沿海到內陸的逆溫層能夠始終維持, 沿海海霧在弱南風影響下延伸影響內陸地區。