2018年6月上合組織青島峰會期間海霧大氣邊界層特征及能見度分析

黃彬，侯淑梅，吳振玲，渠鴻宇

（1.國家氣象中心，北京100081；2.山東省氣象臺，山東濟南250031；3.天津市氣象科學研究所，天津300000）

1 引言

海霧是在海洋影響下出現在低層大氣中大氣水平能見度小于1 km的天氣現象[1]。在一定的環流形勢下，海氣相互作用形成海霧。影響海霧生消的不僅有氣象因素，也有水文因素[2]。氣象因素中氣溫、濕度和穩定度起著關鍵性作用，水文因素中海流和表層海水溫度的作用最為顯著。學者分析認為海洋上大氣邊界層的溫、濕和風的垂直結構對于海霧的形成、發展和消散起著重要的作用[3-7]。張蘇平等[8-10]通過對海霧低空氣象水文條件的分析，認為黃海夏季海霧是西風帶系統與副熱帶系統的相互作用，并指出了逆溫層在海霧形成過程中的重要作用。春季逆溫層是非常明顯的季節性逆溫，屬于強穩定的層結，而夏季溫度層結近于等溫或者較弱逆溫，靜力穩定度較春季下降，利于湍流發展，海霧向上發展，因此夏季海霧的厚度一般大于春季。海霧主要發生在常規觀測資料稀少的海上，許多學者[11-16]基于衛星數據的海霧觀測技術開展研究，例如吳曉京等[15]用衛星遙感資料分析了黃渤海海霧季節變化的特征，得出黃海海霧的多發期和罕見期分別在4—6月和8—11月。

青島位于山東半島東南沿海，緊鄰黃海。國際綜合海氣數據集（International Comprehensive Ocean-Atmosphere DataSet，ICOADS）分析指出[17]，4—7月是黃海以及東海和渤海部分海域海霧頻發的季節。霧季中海霧頻率逐漸增大，6月山東半島以南海域海霧最大頻率達到20%。6月也是青島附近海域海霧發生頻率最高的時期，年平均10 d。統計分析指出[18-23]，傍晚17—19時（北京時，下同）和凌晨23—08時兩個時間段海霧生成頻率最高。2018年6月9—10日上海合作組織青島峰會（以下簡稱“峰會”）在青島召開，9日晚上20—22時有燈光焰火晚會，大氣能見度至少達到2 000 m以上煙火表演才有較好的觀賞性。作為峰會主會場的青島國際會議中心在奧帆基地，近10 a的氣象資料統計表明，6月9日青島奧帆基地出現大霧的概率分別為70%和80%。實況監測表明：6月4日開始青島附近海域出現海霧；6—7日青島海霧逐漸增強，大氣能見度最低值為170 m；8日23時后能見度突然好轉，能見度最低值大于2 000 m；9日白天輕霧，能見度在8 000 m左右，傍晚19時后大氣能見度開始降低，焰火表演期間大氣能見度大于2 000 m，雖然有波動，但在焰火表演期間（9日19—22時），大氣能見度維持在3 900～4 400 m，精準的海霧預報是整個氣象服務的關鍵點。

本文針對此次重大氣象保障服務，分析了海霧生消變化大氣邊界層特征，探討海霧演變的原因，并初步分析能見度閾值的預報。

2 資料

（1）本文依據衛星監測海霧形狀范圍的演變過程，根據Himawari-8可見光云圖（可見光分辨率0.5 km，紅外分辨率1.6 km），采用風云衛星紅外雙通道量溫差技術反演海霧，時間間隔為1 h；（2）歐亞地區高空圖，地面加密自動站資料，分辨率為0.5°×0.5°，美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）提供的FNL再分析資料（Final operational global analysis）水平分辨率為1°×1°，時間間隔為6 h；（3）東北亞區域全球海洋觀測系統（NorthEast Asia Region-Global Ocean Observation System，NEARGOOS）的海表溫度數據，美國國家環境信息中心（National Centers for Environmental Information，NCEI）的高分辨率海溫日值數據（daily Optimum Interpolation Sea Surface Temperature，OISST），日均海溫資料分辨率為0.25°，月均海溫資料分辨率為1°。

3 天氣概況

3.1 形勢場分析

2018年6月4日08時500 hPa（圖略）冷渦中心位于（118°E，51°N）附近，其南部中緯度高空槽位于京津、冀魯交界和河南省中部一帶。700 hPa（圖略）槽比500 hPa略偏東。850 hPa（圖略）在晉冀魯豫一帶是一個16℃的暖中心，925 hPa在同位置也是一個暖中心，有利于形成逆溫層。受500 hPa高空槽影響，4日白天山東半島南部沿海地區及黃海海域出現弱降水，大氣邊界層內濕度增大。地面圖上（圖略），氣旋中心也位于（118°E，51°N）附近，其南部向南伸到河北和山東交界處形成一個低壓槽，黃海以東到日本一帶是海上高壓，山東處于高壓后部，黃海沿岸地區為南到東南風，4日夜間黃海中部開始出現海霧。

6月5日，500 hPa中緯度高空槽東移入海，冷渦緩慢東移，其北側冷空氣旋轉南下在冷渦西側形成橫槽。6日08時，500 hPa冷渦底部小股冷空氣分裂南下，在河北省東北部到山東半島形成一個切變，同時中緯度短波槽移入黃海。850 hPa華北地區暖脊發展旺盛，在冀魯交界處形成一個24℃的暖中心，地面圖上河北省形成低壓中心，山東處于低壓前部，受西南氣流控制。4號臺風“艾云尼”位于海南、廣東和廣西交界處，受其影響，陸上高壓減弱。20時，我國東部地區受東北—西南向的低壓帶控制，中低緯度地區形成東高西低的形勢，黃海沿岸處于高壓西部，盛行東南風，邊界層再次顯著增濕。7日白天，黃淮一帶的倒槽減弱，但東高西低的形勢不變。6日夜間到7日黃海中部持續出現海霧。

6月8日08時500 hPa冷渦中心已東移入海，高空槽位于內蒙古中部、寧夏、甘肅南部到四川一帶，槽前西南氣流增強，中緯度環流經向度增大，山東處于槽前的弱高壓脊控制。850 hPa冀魯一帶的暖中心減弱為弱的暖脊，同時，隨著冷渦東移，朝鮮半島到黃海為低槽區，山東半島的風向由南風轉為北風。此時地面圖上，海上高壓東退到日本以東地區，地面倒槽南撤到湖北，地面高壓從蒙古國中部向東南一直伸到山東半島和黃海海域，山東省內大部地區轉為偏北風。此時黃海中部雖然仍然有海霧，但強度和范圍明顯小于7日。隨著500 hPa高空槽東移，8日20時環流的經向度繼續增大，850 hPa暖脊消失，在山陜交界處部形成一個12℃的冷中心，雖然地面上山東受倒槽影響，黃海沿岸仍然是東南風，但僅在8日前半夜短暫出現能見度低于1 km的大霧，后半夜能見度逐漸上升。9日夜間青島剛好處于切變線和冷渦之間的空檔區，既沒有出現降水，也沒有出現大霧[24]。

3.2 衛星云圖分析

從Himawari-8衛星可見光云圖上可以看出，6月5日09時黃海北部和山東半島東南部海域有成片的海霧，形態類似“公雞型”，從圖1a中可以清晰辨識出青島附近海域有海霧，此時奧帆基地的能見度只有500 m；14時（見圖1b），海霧受日變化影響斷裂成片狀，青島附近海霧明顯減小，幾乎消散，此時奧帆基地能見度接近10 km，到了夜間海霧又開始發展。6日09時可見光上可見（見圖1c），海霧范圍明顯擴展，大片海霧布滿整個黃海，山東半島東南沿海也有大片的海霧，海霧的形態類似“凸型”，但是衛星反演圖上可以看出此時青島附近海域沒有海霧，奧帆基地監測顯示能見度大于2 000 m，接近4 000 m；14時（見圖1d），海霧的形態演變成“品字型”，此時衛星監測仍可以清晰地看出青島附近沒有海霧，奧帆基地的能見度觀測大于6 000 m；傍晚17時（見圖1e），海霧的形態略有變化，青島附近海域開始有海霧影響，此時奧帆基地監測的能見度下降，低于2 000 m，到了夜間海霧再次發展延伸。7日09時（見圖1f），海霧鋪滿黃海，海霧形態與6日相比發生明顯變化，青島附近海域有海霧，能見度降低到1 000 m以下；14時（見圖1g），海上大范圍的海霧消散，只在山東半島東南沿海有海霧，但是青島近岸處衛星反演顯示是低云非海霧，奧帆基地能見度大于6 000 m（見圖1g）；16時（見圖1h），衛星監測山東半島東南沿海的“低云”邊界光滑且色調柔和，海霧特征逐漸明顯，相比14時的低云，16時衛星反演判識為海霧（見圖1h），此時奧帆基地監測能見度低于1 000 m，夜間海霧范圍擴展。8日06時，渤海、黃海和山東半島東南沿海有大范圍的海霧，衛星反演監測青島附近海域有海霧（見圖1i），7日16時—8日10時能見度監測低于1 000 m。從衛星監測可以清晰地看到，8日的霧與6日和7日不同，呈“絲縷狀”，部分透過海霧可見海面。8日11時，海霧范圍縮小，此時海霧變得單薄，部分鏤空可以看到下墊面海洋，青島附近是低云，能見度大于2 000 m；14時海霧變得更加稀?。ㄒ妶D1j），而且有碎片的趨勢，青島附近受海霧和低云共同影響，能見度降低到2 000 m左右；至17時，海上低云增多，且上游山東半島有云影響青島，云層變厚，衛星無法辨識底層是否有海霧。

圖1 2018年6月5—9日海霧衛星監測（上一行）及反演（下一行）（色標代表反演海霧）

從衛星監測和反演可以看出，5—9日海霧有明顯的演變，形態也有不同的變化，海霧基本在夜間發展擴展，白天影響范圍有所減小，5日海霧形成，6—7日是海霧發展階段，7日海霧最為嚴重，8日和9日海霧處于減弱階段。單站點奧帆基地能見度監測分析表明，有海霧時能見度小于2 000 m。

3.3 奧帆基地大氣能見度實況分析

從奧帆基地能見度隨時間的演變可見（見圖2），能見度受海霧影響有明顯的變化。5—9日最低能見度為170 m，出現在8日05時，最高能見度為11 251 m，出現在5日16時。從奧帆基地能見度時間演變可以看出，5日白天受海霧影響，奧帆基地能見度只有500 m，到了15時青島附近海霧幾乎消散，能見度陡升，16時最高能見度達到11 251 m，只是5日夜間出現了短時間能見度小于1 000 m的大霧，其余時間能見度均大于5 000 m。從衛星監測和反演可以看出，6日白天沒有海霧影響青島附近海域，能見度均大于2 000 m，白天最高能見度出現在14時，為6 388 m，16時海霧向青島附近海域靠近，能見度從6 284 m陡降到2 991 m,17時青島附近海域有海霧影響，能見度降至1 955 m，17時—7日05時，能見度平穩維持在2 000 m左右。7日06時衛星監測顯示山東半島東南沿海有大范圍的海霧，青島受其影響，能見度從1 297 m陡降至329 m,至10時能見度一直維持500 m以下，最低能見度為08時的203 m。10時后衛星監測和反演表明青島近海為低云，奧帆基地能見度轉好，能見度迅速上升到3 869 m，14時能見度上升到5 218 m。16時衛星監測分析在山東半島沿海有海霧，海霧甚至深入內陸，能見度快速降到1 000 m以下，海霧引發的低能見度從7日16時一直持續到8日10時，在這期間能見度保持在500 m以下長達8 h，僅僅在06—07時能見度好轉，大于2 000 m，最低能見度出現在8日05時，僅為170 m。11時雖然黃海仍有海霧，但是青島附近以低云為主，能見度升到9 165 m。13時衛星監測和反演顯示青島附近海域是霧和低云的混合，能見度又迅速下降到2 000 m以下，雖然8日下午能見度開始下降，但并沒有像7日那樣一直下降，8日13時—9日早晨能見度一直維持在2 000～3 000 m。9日白天能見度上升，大于5 000 m，9日20—23時焰火晚會表演期間能見度在4 000 m上下波動，沒有再出現低于2 000 m的大霧，符合焰火晚會表演對能見度的需求。

圖2 2018年6月5日01時—9日23時青島奧帆基地能見度、氣溫和海表溫度時間演變圖

由上述分析可知，能見度和海霧有很好的一致性。一般來說衛星監測海面上有清晰明辨的海霧，能見度會降低到1 000 m以下，在海霧密實時，能見度只有幾百米。海溫實況監測表明，海面溫度介于5～20℃之間，同時氣海溫差1～4℃時黃海海霧生成機會最多[2]，其中溫差1～2℃對海霧生成最為有利[5-9]。6月7—9日黃海中部海溫17～19℃，2 m氣溫19～20℃（見圖2），滿足形成海霧的氣海溫差條件。從能見度、氣溫和海溫可以看出，海溫相對恒定，變化較小，氣溫和能見度變化曲率保持一致，5—9日當氣溫升到日最高時，能見度也為當日最好，故能見度有日變化；氣溫和海溫接近時，能見度最低；當氣溫開始升高時，能見度也隨著升高，當氣溫大于海溫2℃時，能見度升高的更快。

下面主要分析海霧發展和減弱發展邊界層特征，探討海霧生消演變以及預報著眼點。

4 海霧生消過程大氣邊界層特征

4.1 水汽輸送特征

黃彬等[2]統計分析影響青島的霧主要為平流霧，海霧發生時多為S—SE風。4日20時（見圖3a），黃海東海維持一致的S—SE風，有利于將低緯地區暖濕空氣輸送到青島沿海地區。東海126°E以東有水汽輻合區域，中心值為-10×10-7g/（cm2·hPa·s），S—SE風將大的濕度區向西北推送到山東沿海附近海域，在青島沿海積聚形成一個弱的水汽輻合區域，中心值為-2×10-7g/（cm2·hPa·s），5日早上在山東沿海形成海霧。5日20時（見圖3b），受臺風北上影響，126°E以東水汽輻合區域被切斷，水汽來源轉變為30°N以南低緯，在浙江沿?！綎|沿海形成大范圍沿著海岸帶水汽輻合“S”帶狀區域，與4日相比，青島沿海形成的水汽輻合區域中心值增大，中心值為-6×10-7g/（cm2·hPa·s）。6日早上黃海形成大范圍海霧。6日20時，在臨近江蘇和山東的35°N附近的黃海海面上，東南風速達12 m/s，而在奧帆基地附近沿岸的東南風只有6 m/s，向岸風在奧帆基地附近形成強烈的風速輻合，水汽不斷在青島沿海地區聚集，1 000 hPa水汽通量散度在奧帆基地是一個中心為-9×10-7g/（cm2·hPa·s）的水汽輻合中心，青島附近海域及其上游黃海中部的相對濕度達90%，甚至95%以上。7日20時，31°N以北雖為S—SE風，但是30°N以南S—SE暖濕氣流被切斷，從流場上看出朝鮮海峽的東北氣流轉為東南氣流，因此不是低緯的東南暖濕氣流，而是日本海的東北冷氣流，與6日相比，黃海的東南風速減小，奧帆基地風速輻合也減小，水汽輻合區域中心值減小為-6×10-7g/（cm2·hPa·s)（見圖3d）。4—7日青島海霧處于發展階段，并呈現增強的趨勢，7日海霧達到最強，白天僅有短暫的4 h能見度在2 000 m以上，其他時間一直維持在2 000 m以下的低能見度狀態。8日20時10 m風場可見（見圖3e），由于5號臺風北上，34°N以南的海域轉為東—東北風，34°N以北—青島僅僅在122°E以西為東南風，122°E以東已轉為偏北風，切斷了來自低緯度地區的水汽輸送。因此，盡管在青島附近海域的相對濕度仍然達到90%以上，但是形成平流霧的水汽輸送這個首要的物質條件不存在了。9日20時（見圖3f），僅青島沿海地區還維持著弱的東南風，其他海域均已轉為東—東北風。從1 000 hPa水汽通量散度可見，8日夜間在青島沿海地區雖然仍有水汽輻合，但輻合強度明顯減弱，9日20時已沒有水汽輻合，9日夜間，既沒有來自低緯度地區的水汽輸送，更沒有在青島沿海地區的水汽輻合，因此沒有出現大霧。

圖3 2018年6月4—9日2 m相對濕度（填色，單位：%）、10 m風場（風向桿，單位：m/s）、1 000 hPa水汽通量散度（等值線，單位：10-7 g（/cm2·hPa·s））合成圖（紅色圓點為奧帆基地）

4.2 逆溫層特征

從探空觀測可以看出（見圖4），5—8日期間有逆溫層，5—7日，850 hPa以下風隨高度順轉為暖平流，有利于逆溫層的維持和增強。除了近地面層濕度較大外，整個對流層均為干層，對流層中層的干冷空氣產生弱下沉運動，下沉增溫也有利于對流層低層逆溫層的維持。從7日20時開始，高空冷空氣入侵，西北風的高度從前幾天的700 hPa向下伸到850 hPa，到8日14時西北風已經基本到達地面，冷空氣入侵導致的下沉運動短暫增強了低層的逆溫，對應8日20時—9日08時青島站t-lnp可見，逆溫雖然一直存在，但強度是減弱的。研究表明，出現平流霧時雖然不一定有逆溫，但霧的消散卻與逆溫層的破壞關系密切[2]，因此，9日白天能見度好轉后晚上沒有出現大霧。

圖4 2018年6月5日20時—7日20時青島站t-lnp實況圖

此次海霧過程出現逆溫且有多層逆溫。為了便于比較逆溫強度與海霧的關系，將850 hPa以下出現逆溫（或等溫）層的次數稱為逆溫次數，多個逆溫層的逆溫差之和稱為逆溫差，逆溫層上下層之間的厚度稱為逆溫層厚度，將多層逆溫層厚度之和稱為總逆溫層厚度，所有逆溫層最低層的高度稱為逆溫層最低高度。由圖5可見，逆溫層主要特征是白天下降，夜里上升，與太陽輻射的日變化一致。5日20時青島近地面層出現較強的逆溫層，最大逆溫差達6.4℃，之后逆溫逐漸增強，逆溫差不斷增強。6日20時逆溫增強到最大，最大逆溫差高達8.8℃，逆溫層高度達到975 hPa。7日08時由于有3層逆溫，逆溫差仍與6日20時持平，達到8.6℃。最低逆溫高度在6日夜間仍然呈下降趨勢，說明逆溫在6日沒有減弱而是增強。7日20時仍然有多層逆溫，逆溫層高度增加，達到900 hPa，逆溫差開始減小。7日08—20時最大逆溫層厚度趨勢上升，但是逆溫差比08時減弱，且最低逆溫層高度升高，說明逆溫層抬升，且逆溫層內溫度梯度減小，強度有所減弱。7日20時—8日08時，總逆溫差下降，說明逆溫強度開始處于下降趨勢。8日08—20時，逆溫差增大，但逆溫層厚度和最低高度也是上升的。8日20時之后，隨著冷空氣的進一步入侵，逆溫差和逆溫層厚度均呈下降趨勢，且逆溫層最低高度上升，逆溫整體呈現明顯減弱趨勢。

圖5 2018年6月4日20時—10日08時青島站逆溫時序圖

綜上所述，通過逆溫的統計來分析逆溫的強度變化趨勢，逆溫差和最低逆溫層高度能更好地體現逆溫的強度變化，最低逆溫層高度越低，逆溫差越大，則逆溫強度越強。逆溫強度增強時，可以理解為海霧內部的湍流運動加強，海霧變厚，海霧處于發展階段，反之，逆溫強度減弱時，逆溫層最低高度變高，海霧減弱消散，海霧抬升或轉變為低云。

4.3 相對濕度與能見度關系

從能見度和相對濕度的對應關系可以看出（見圖6），相對濕度和能見度有一定的對應關系，相對濕度增大時，能見度降低，當相對濕度大于98%時，能見度小于2 000 m，當相對濕度小于94%，能見度大于6 000 m。

圖6 2018年6月5日02時—9日23：40奧帆基地能見度和相對濕度時序圖

5 結論與討論

本文利用衛星監測以及反演、浮標、海島站、常規觀測、地面加密自動站及NCEP再分析資料，針對2018年6月9—10日上合組織青島峰會海霧發展和消散過程進行了分析，并探討了單站點海霧（能見度）預報的著眼點。結果表明：

（1）此次青島峰會期間，4日白天受高空槽影響，山東半島南部沿海地區及黃海海域出現弱降水，邊界層濕度增大，導致4日夜間黃海中部首次出現海霧。5—7日，山東省受500 hPa東北冷渦南部西北氣流控制，850 hPa暖溫度脊發展，一來形成強勁的逆溫層，使得邊界層水汽聚積；二來地面減壓形成低壓，黃海盛行東南風，將中低緯度暖濕空氣源源不斷地輸送到黃海中部，導致黃海中部持續出現海霧。8—9日，500 hPa中緯度環流經向度增大，850 hPa暖脊減弱，地面東高西低的形勢破壞，由東南風轉為偏北風，8日霧的強度和范圍減小，9日沒有出現海霧。

（2）海霧形成的物質基礎是低緯暖濕氣流，海霧發展階段，5日東海東部暖濕水汽在S—SE風的推送下在黃海以及青島沿岸輻合，海霧開始形成；6—7日受臺風北上影響，暖濕水汽來源演變為東海以南低緯的暖濕氣流，在S—SE風的推送下，青島沿海附近風速和水汽輻合，且水汽輻合散度增大，海霧處于發展階段；8—9日江淮切變線東移，黃海東南風轉為東北風，奧帆基地附近雖為東南風，卻是朝鮮海峽的東北氣流在近岸處隨著流場順轉形成的東南風，切斷了來自低緯暖濕的水汽輸送，青島水汽輻合減弱或消失，海霧減弱消散。

（3）綜合應用逆溫差、總逆溫層厚度和逆溫層最低高度的統計分析，能更加細致地刻畫逆溫層的強度演變趨勢。逆溫差和最低逆溫層高度能更好地體現逆溫的強度，最低逆溫層高度越低，總逆溫差越大，則逆溫強度越強，海霧發展。逆溫開始減弱時，海霧達到最強階段；逆溫明顯減弱，海霧處于減弱消散階段。

（4）從能見度和相對濕度的對應關系可以看出，相對濕度增大時，能見度降低，當相對濕度大于98%，能見度小于2 000 m，當相對濕度小于94%，能見度大于6 000 m。