海霧對(duì)沿海地區(qū)的影響程度初探
——2008年春季兩次黃海海霧過(guò)程分析*

孫健翔 黃輝軍 張?zhí)K平① 劉敬武 王 倩

(1. 中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué)海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室 青島266100; 3. 中國(guó)氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所中國(guó)氣象局/廣東省區(qū)域數(shù)值天氣預(yù)報(bào)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 廣州 510080;4. 中國(guó)氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所海洋氣象聯(lián)合開(kāi)放實(shí)驗(yàn)室 廣州 510080)

海霧(Sea fog)是指在海洋的影響下, 在海上或海岸、島嶼區(qū)由于水汽凝結(jié)而產(chǎn)生的大量水滴使得水平能見(jiàn)度小于1km的天氣現(xiàn)象(王彬華, 1983)。海霧一方面會(huì)直接影響海上作業(yè); 另一方面, 如果海霧影響沿海地區(qū)(是指在海上已經(jīng)形成的海霧, 在海風(fēng)的作用下, 平流到陸地上的現(xiàn)象), 則會(huì)使沿岸能見(jiàn)度明顯下降, 影響沿海地區(qū)高速公路和機(jī)場(chǎng)以及居民的生產(chǎn)生活。

由于海霧形成和發(fā)展的物理機(jī)制不同, 不同類(lèi)型海霧影響沿海地區(qū)的程度可能有所差異。王彬華(1983)中將海霧分為平流霧、混合霧、輻射霧和地形霧四類(lèi), 其中, 中國(guó)沿海的海霧以平流霧中的平流冷卻霧為主, 一般是暖濕空氣流經(jīng)冷海面條件下形成的。Lewis等(2004)總結(jié)前人的研究后指出, 海霧主要分為平流霧[對(duì)應(yīng)于王彬華(1983)的平流冷卻霧, 以下統(tǒng)一稱(chēng)為平流冷卻霧]、熱力浮力霧、輻射冷卻霧和蒸發(fā)霧。Taylor(1917)在分析紐芬蘭島附近海霧的觀測(cè)資料后認(rèn)為, 平流冷卻霧會(huì)演變出兩類(lèi)不同的海-氣邊界層結(jié)構(gòu), 一種是氣溫高于海溫, 一種是氣溫低于海溫。中國(guó)沿海的海霧也發(fā)現(xiàn)了這一特征(王彬華, 1983; Zhanget al, 2012; Huanget al, 2015)。Kora?in等(2014)在世界范圍內(nèi)對(duì)這兩種不同海氣溫差結(jié)構(gòu)的海霧進(jìn)行了詳細(xì)的討論, 指出霧頂?shù)拈L(zhǎng)波輻射冷卻是海霧過(guò)程中維持氣溫低于海溫的主要因子。Huang等分析(2015)表明, 平流冷卻霧中氣溫普遍高于海溫的霧, 其發(fā)生發(fā)展和維持的主導(dǎo)因子是暖濕平流的輸送(Taylor, 1917; Lamb, 1943; 黃健,2010; Huanget al, 2011); 而氣溫低于海溫的霧, 其發(fā)生發(fā)展和維持的主導(dǎo)因子是霧頂長(zhǎng)波輻射的冷卻(Petterssen, 1938; Emmonset al, 1947; Leipper, 1948;Findlateret al, 1989)。

海霧影響沿海地區(qū)的方式, 受到當(dāng)?shù)貧夂驐l件、天氣形勢(shì)、邊界層結(jié)構(gòu), 以及海氣和陸氣界面氣象要素的約束, 同時(shí)水汽輸送也非常重要。Lamb(1943)指出蘇格蘭沿海的海霧經(jīng)常在夜間影響沿海地區(qū), 之后與陸地的輻射霧的特性相似, 很難區(qū)分。Findlater等(1989)指出, 蘇格蘭沿海的海霧形成后, 會(huì)受到海陸風(fēng)的影響, 并隨海風(fēng)進(jìn)入沿岸地區(qū)。Leipper(1994)分析了美國(guó)加州沿岸海霧的發(fā)生發(fā)展過(guò)程, 指出逆溫層底的高度越低, 越有利于海霧的形成。海霧形成后, 在微風(fēng)的吹送下進(jìn)入沿岸地區(qū), 此時(shí)沿海地區(qū)逆溫層底的高度同樣影響著海霧的消散與抬升。之后,Kora?in等(2001)用數(shù)值模式的模擬研究證實(shí)了這些演變規(guī)律。

黃海是中國(guó)沿海海霧發(fā)生頻率最高的區(qū)域, 海霧的高發(fā)時(shí)段為 4—7月(王彬華, 1983; 周發(fā)琇等,1986; Zhanget al, 2009)。前期研究表明, 黃海海域海霧的發(fā)生發(fā)展與有利的天氣形勢(shì)、來(lái)自南方的暖濕空氣輸送(王彬華, 1983; 周發(fā)琇等, 2004;王鑫等, 2006;張?zhí)K平等, 2008; 白慧等, 2010), 以及海氣邊界層結(jié)構(gòu)演變(傅剛等, 2004; 胡瑞金等, 2006; Gaoet al,2007; 黃彬等, 2009; 張?zhí)K平等, 2014a)等因素密切相關(guān)。黃彬等(2014)通過(guò)觀測(cè)闡述了水汽輸送和邊界層特征對(duì)海霧的影響。張?zhí)K平等(2014b)分析了一次海霧抬升為層云的過(guò)程, 認(rèn)為海洋大氣邊界層中風(fēng)切變加強(qiáng), 湍流混合層向上發(fā)展, 是導(dǎo)致海霧抬升轉(zhuǎn)化為低云的主要原因; 同時(shí)指出近海面氣溫的升高對(duì)海霧消散也有作用。而對(duì)黃海海霧邊界層結(jié)構(gòu)和水汽來(lái)源等特征的分析表明, 春季和夏季的海霧過(guò)程有所差異(Huanget al, 2010; 任兆鵬等, 2011;Zhanget al, 2012)。目前針對(duì)海霧影響沿海地區(qū)的研究較少, 海霧影響沿海地區(qū)的程度究竟與哪些因素相關(guān)還不夠清楚。

本文選取了觀測(cè)資料較為齊全的2008年4月29日—30日和5月2日—3日兩次黃海春季的海霧過(guò)程,利用L波段雷達(dá)探空、衛(wèi)星云圖、地面觀測(cè)等資料以及 WRF模式模擬結(jié)果進(jìn)行對(duì)比, 從宏觀和微觀角度上初步分析了兩次海霧過(guò)程影響沿海地區(qū)程度(范圍和持續(xù)時(shí)間)的差異及其原因。

1 資料、方法與模式

1.1 資料與方法

本文使用的資料主要有: (1)中國(guó)氣象局氣象信息綜合分析系統(tǒng)(MICAPS)提供的地面站觀測(cè)資料,該資料1天8次, 包括能見(jiàn)度、氣溫、露點(diǎn)氣溫、風(fēng)速風(fēng)向、天氣現(xiàn)象等(李月安等, 2010)。(2)青島氣象臺(tái)L波段二次測(cè)風(fēng)雷達(dá)和GTS1型數(shù)字式探空儀探空資料(以下簡(jiǎn)稱(chēng)探空資料)。雷達(dá)站位于黃海沿岸(120°20′E, 36°04′N(xiāo)), 海拔高度 75m, 資料的垂直分辨率為50m, 每日北京時(shí)7時(shí)和19時(shí)兩個(gè)時(shí)次探測(cè), 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(位于青島站東南方向約 15km 的海上)觀測(cè)資料, 要素有海表面以上2m氣溫(SAT)、海表面以下1m的水溫(SST)、氣壓、風(fēng)向風(fēng)速、能見(jiàn)度等, 時(shí)間間隔為 1小時(shí)。(4)MTSAT(Multi-Functional Transport Satellite)靜止氣象衛(wèi)星可見(jiàn)光云圖, 該資料由日本氣象廳(JMA)提供, 時(shí)間分辨率為1小時(shí)。(5)歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心(ECMWF)提供的ERA-Interim再分析資料,空間分辨率為(0.75°×0.75°), 垂直共 37層, 時(shí)間間隔為6h(Berrisfordet al, 2009)。(6)青島氣象臺(tái)提供的青島自動(dòng)氣象站(120°33′E, 36°07′N(xiāo))資料, 要素有氣溫、露點(diǎn)氣溫、相對(duì)濕度和風(fēng)速風(fēng)向等, 時(shí)間間隔為1小時(shí)。

本文利用可見(jiàn)光衛(wèi)星云圖資料, 結(jié)合MICAPS地面觀測(cè)資料確定海霧影響沿海地區(qū)能見(jiàn)度的時(shí)段。利用青島站探空資料分析大氣邊界層的結(jié)構(gòu), 計(jì)算靜力穩(wěn) 定 度 ?θse/?z:?θse/?z＜ 0 為 條 件 性 不 穩(wěn) 定 ,為絕對(duì)穩(wěn)定。同時(shí)計(jì)算溫度和風(fēng)速的梯度Richardson數(shù):

公式(1)中vθ為虛位溫,u、v分別為緯向和經(jīng)向風(fēng), g為重力加速度。Ri代表了機(jī)械剪切項(xiàng)和浮力項(xiàng)對(duì)湍流作用的相對(duì)貢獻(xiàn)大小。一般認(rèn)為, 當(dāng)Ri＞1時(shí)表示機(jī)械剪切項(xiàng)不能突破浮力項(xiàng)的限制產(chǎn)生湍流, 大氣運(yùn)動(dòng)以層流為主; 當(dāng)Ri<0.25時(shí)表示機(jī)械剪切項(xiàng)有足夠的能量產(chǎn)生湍流; 當(dāng)Ri介于0.25和1.0之間時(shí), 如果原來(lái)已經(jīng)存在湍流, 湍流就能繼續(xù)下去, 當(dāng)Ri<0表示流體是靜力和動(dòng)力不穩(wěn)定的, 始終處于湍流狀態(tài)(Stull, 1988)。

1.2 模式介紹

本文中用 Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory-4(HYSPLIT-4)模式進(jìn)行氣塊的后向追蹤軌跡計(jì)算。HYSPLIT-4 模式是NOAA和澳大利亞氣象局聯(lián)合研發(fā)的一種用于計(jì)算和分析大氣污染物輸送、擴(kuò)散軌跡的模式,它能較好的后向追蹤空氣質(zhì)點(diǎn)來(lái)源(Draxleret al, 1998)。使用HYSPLIT時(shí)在網(wǎng)頁(yè)(http://ready.arl.noaa.gov/HYSPLIT.php)輸入氣象資料, 可以在線完成計(jì)算, 本研究輸入的氣象資料是CDC1(Climate Diagnostics Center) Meteorological Data再分析數(shù)據(jù)。

本文對(duì)海霧過(guò)程的模擬采用的是中尺度大氣數(shù)值模式WRF(Weather Research and Forecasting)v3.8。模式采用三重網(wǎng)格嵌套, 中心位置是(123°E, 35°N)。模式積分的初始場(chǎng)采用美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心(NCEP)的 1°×1°全 球 再 分 析 資 料 (NCEP FNL Operational Global Analysis data), 海溫場(chǎng)采用NCEP的全球?qū)崟r(shí)(Real Time Global, RTG)海溫?cái)?shù)據(jù), 分辨率為 0.5°×0.5°(Thiébauxet al, 2003)。第一次海霧過(guò)程的模擬時(shí)段為2008年4月28日0時(shí)—5月1日0時(shí),第二次海霧過(guò)程的模擬時(shí)段為2008年5月1日12時(shí)—4日0時(shí)。模式其它參數(shù)設(shè)定見(jiàn)表1。

表1 WRF-ARW參數(shù)設(shè)定Tab.1 Options of WRF-ARW

2 天氣過(guò)程

2.1 海霧影響沿海地區(qū)過(guò)程

本文選擇的兩次海霧影響沿海地區(qū)過(guò)程是連續(xù)發(fā)生的。這里以青島站的能見(jiàn)度和天氣現(xiàn)象觀測(cè)為標(biāo)準(zhǔn), 并參考衛(wèi)星云圖, 確定第一次海霧過(guò)程(下文簡(jiǎn)稱(chēng)過(guò)程1)為4月29日6時(shí)到30日6時(shí)(UTC, 下同);而第二次海霧過(guò)程(下文簡(jiǎn)稱(chēng)過(guò)程2)為5月2日8時(shí)到3日6時(shí)。從MTSAT可見(jiàn)光云圖上看, 在4月29日9時(shí)和5月2日9時(shí)黃海海域出現(xiàn)大片乳白色高反照率區(qū)(圖1a、d), 表面紋理均勻光滑, 邊界清晰, 符合海霧在可見(jiàn)光云圖上的形態(tài)特征(張紀(jì)偉等, 2009)。從海霧發(fā)生的范圍看, 過(guò)程1發(fā)生時(shí)分布的范圍更廣,朝鮮半島西岸和東海北部也有大片海霧分布。在過(guò)程1影響時(shí), 4月30日0時(shí)山東半島南部沿海有大片區(qū)域被霧覆蓋, 這些沿海地區(qū)受到了海霧的影響(圖1b)。在4月30日6時(shí), 山東半島南部及其以南黃海海域上空出現(xiàn)柱狀較明亮的白色反照區(qū), 符合云在可見(jiàn)光云圖上的形態(tài)特征(黃彬等, 2009), 云下方的霧區(qū)有待判斷(圖1c)。5月3日0時(shí)可以看出過(guò)程2影響沿海地區(qū); 5月3日6時(shí)海霧基本沿山東半島南海岸線分布, 此時(shí)無(wú)海霧影響沿海地區(qū)(圖1e、f)。

為了進(jìn)一步對(duì)比兩次海霧過(guò)程影響沿海地區(qū)的情況, 本文選取了山東半島南部8個(gè)地面觀測(cè)站能見(jiàn)度、氣溫、露點(diǎn)氣溫、風(fēng)速風(fēng)向的觀測(cè)資料。圖2為4月28日0時(shí)至5月4日12時(shí)山東半島南部8個(gè)站點(diǎn)的地面觀測(cè)?；疑钌珵檩p霧(能見(jiàn)度≤10km), 黃色填色為海霧(本文設(shè)定能見(jiàn)度≤2km為有海霧影響)。圖中也可以看出兩次海霧影響沿海地區(qū)的過(guò)程。兩次海霧過(guò)程中, 青島站(120.33°E, 36.07°N, 海拔高度77m, 距海岸線約1km)受南偏東風(fēng)控制, 風(fēng)向變化不大。在過(guò)程 1 中, 嶗山站(120.41°E, 36.16°N, 海拔高度45m, 距海岸線約6km)在4月29日12時(shí)—4月30日 6時(shí)出現(xiàn)海霧, 下風(fēng)方向的即墨站(120.46°E,36.38°N, 海拔高度26m, 距海岸線約18km)和膠州站(120.00°E, 36.30°N, 海拔高度 27m, 距海岸線約10km)在4月30日0時(shí)受到海霧影響; 過(guò)程2中, 只有嶗山站在5月3日0時(shí)受到海霧影響(圖2)。在兩次海霧過(guò)程中, 天氣背景風(fēng)向均為西南風(fēng); 8個(gè)站點(diǎn)的平均風(fēng)速, 過(guò)程 1為 4.4m/s, 過(guò)程 2為 4.0m/s, 相差不大。因此, 結(jié)合前面的衛(wèi)星云圖可以確定, 4月29日—30日的過(guò)程1影響沿海地區(qū)的深度和范圍要明顯大于過(guò)程2。

圖1 2008年4月29日—5月3日的MTSAT-1R可見(jiàn)光衛(wèi)星云圖Fig.1 MTSAT-1R satellite images of visible cloud from April 29 to May 3, 2008

WRF模式對(duì)兩次海霧過(guò)程影響范圍的模擬與觀測(cè)事實(shí)基本相符。在過(guò)程1的4月29日18時(shí), 霧已經(jīng)覆蓋了萊陽(yáng)站和萊西站周邊區(qū)域(圖 3a), 而過(guò)程 2的5月2日18時(shí), 萊西站尚未被霧覆蓋, 萊陽(yáng)站周?chē)F濃度較低, 云水混合比小于0.3g/kg(圖3d)。在4月29日21時(shí)到30日0時(shí), 過(guò)程1的海霧已影響到招遠(yuǎn)站與棲霞站, 且濃度較大(云水混合比大于 0.6g/kg),山東半島大部分地區(qū)被霧覆蓋(圖3b、c); 而在5月2日21時(shí)到3日0時(shí), 過(guò)程2的海霧尚未覆蓋招遠(yuǎn)站與棲霞站(圖3e、f), 且濃度較小, 這些細(xì)節(jié)與圖2地面觀測(cè)中4月30日0時(shí)和5月3日0時(shí)的霧區(qū)分布基本相符。

從青島和嶗山兩個(gè)臺(tái)站的溫度和露點(diǎn)溫度上也可以看出兩次過(guò)程影響的差異。過(guò)程1中, 4月29日6時(shí)以后青島站氣溫開(kāi)始迅速下降, 氣溫露點(diǎn)差縮小到1oC以?xún)?nèi)(圖4a)。氣溫在4月29日12時(shí)達(dá)到最低(9.5oC), 降幅達(dá) 5.4oC。之后氣溫開(kāi)始快速回升, 露點(diǎn)也在上升; 至4月30日6時(shí), 氣溫露點(diǎn)差一直保持在1oC以?xún)?nèi)。嶗山站的溫度和露點(diǎn)變化趨勢(shì)與青島一致,29日12時(shí)和30日0時(shí)兩個(gè)時(shí)次觀測(cè)到的氣溫露點(diǎn)差在1oC以?xún)?nèi), 30日6時(shí)氣溫露點(diǎn)差為1.8oC, 此時(shí)嶗山站有霧。過(guò)程2中, 5月2日0時(shí)青島站氣溫迅速下降至11.1oC, 降幅為 5oC, 下降速度較過(guò)程1略慢,之后緩慢上升, 露點(diǎn)也隨之緩慢上升。5月3日6時(shí)以后氣溫快速升高, 露點(diǎn)基本保持不變, 海霧消散。過(guò)程2中嶗山站只有一個(gè)時(shí)次氣溫露點(diǎn)差在1oC以?xún)?nèi)(圖4b), 對(duì)應(yīng)地面觀測(cè)到嶗山站有霧(圖2)。因此, 對(duì)于離岸較遠(yuǎn)的嶗山站, 過(guò)程1影響的持續(xù)時(shí)間明顯比過(guò)程2更久。

圖2 我國(guó)山東半島8個(gè)地面站觀測(cè)圖Fig.2 Ground-based observation at 8 stations in Shandong Peninsula

圖3 模式最底層大氣中水平云水混合比(g/kg)Fig.3 Simulated horizontal cloud water mixing ratio (g/kg) at the first level

需要指出的是, 兩次海霧過(guò)程都是下午開(kāi)始持續(xù)到第二天凌晨; 而且海霧出現(xiàn)之前都有明顯的降溫(圖 4)。說(shuō)明兩次海霧過(guò)程都受到了局地日變化的影響, 這與前人的研究一致(Lamb, 1943; Findlateret al, 1989; Huanget al, 2015)。但是過(guò)程1與過(guò)程2相比, 對(duì)離岸較遠(yuǎn)的站點(diǎn)的影響持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)、范圍更大, 對(duì)此本文將進(jìn)一步研究其原因。

2.2 環(huán)流背景和天氣形勢(shì)

首先分析過(guò)程1。30日0時(shí), 500hPa黃海海域處于槽前區(qū)域, 為西南氣流控制(圖5a)。925hPa上, 黃海海域已受到海上高壓外圍環(huán)流的影響, 為偏南氣流(圖5c)。近地面的1000hPa上可以看出, 黃海海域處于自我國(guó)東北地區(qū)向西南伸的低壓槽和自日本西伸的高壓脊之間。低壓槽中心位勢(shì)高度在–60gpm以下, 高壓脊中心達(dá)到 160gpm, 等壓線密集, 黃海海域風(fēng)速較大(圖5e)。48小時(shí)后向追蹤表明, 偏南氣流可以追溯到30°N以南副熱帶西太平洋地區(qū)(圖6a)。

圖4 青島(子圖a, 靠近海岸)和嶗山(子圖b, 遠(yuǎn)離海岸)臺(tái)站的溫度和露點(diǎn)溫度Fig.4 Temperature and dew-point temperature at Qingdao Station near coast (a), and Laoshan Station away from coast (b)

圖5 兩次海霧影響沿海地區(qū)過(guò)程的位勢(shì)高度場(chǎng)(等值線)、風(fēng)場(chǎng)和溫度(填色)分布Fig.5 The geopotential height, wind field, and temperature distributions affected by two sea-fog events in the coastal area

對(duì)于過(guò)程2, 在500hPa上, 5月2日12時(shí)—5月3日0時(shí)我國(guó)北部上空為較平直的西風(fēng), 黃海海域處于弱脊區(qū)(圖 5b)。在 925hPa和1000hPa上可以看出我國(guó)東北上空為弱的氣旋式環(huán)流, 沒(méi)有明顯的低壓槽向西南伸展, 黃海為一局地反氣旋環(huán)流(圖 5d、f),等壓線稀疏; 青島以南海面吹偏南風(fēng), 風(fēng)速較小, 48小時(shí)后向追蹤表明, 偏南氣流來(lái)自黃海南部-東海北部(圖6b)。因此, 海霧是偏南-東南暖濕空氣向北到達(dá)黃海冷海面引起, 是黃海常見(jiàn)的平流冷卻霧(王彬華,1983)。

Zhang等(2012)曾對(duì)比分析了黃海夏季和春季海霧的天氣形勢(shì), 指出黃海夏季海霧在夏季風(fēng)和副熱帶高壓影響下, 水汽可以來(lái)自熱帶和副熱帶海區(qū), 水汽供應(yīng)充沛; 而春季受黃海局地反氣旋環(huán)流影響, 水汽主要來(lái)自黃海南部-東海北部。通過(guò)前面分析可以看出, 過(guò)程1雖然發(fā)生于春季, 但天氣形勢(shì)與黃海夏季海霧形勢(shì)類(lèi)似, 水汽來(lái)自副熱帶海區(qū), 而過(guò)程2則為春季比較典型的氣壓場(chǎng), 局地黃海反氣旋將黃海南部-東海北部的水汽向北輸送。另有觀測(cè)表明, 夏季海霧影響沿海地區(qū)的次數(shù)遠(yuǎn)多于春季(王彬華, 1983)。因此, 環(huán)流背景和天氣形勢(shì)決定海霧的水汽來(lái)源是否充沛, 對(duì)沿海地區(qū)的影響程度有重要影響。

3 邊界層垂直結(jié)構(gòu)特征

3.1 海氣界面與低空邊界層特征

利用 HYSPLIT-4模式, 以嶗山站為跟蹤起點(diǎn)進(jìn)行后向追蹤。選取4月30日0時(shí)和5月3日0時(shí)兩個(gè)時(shí)次, 對(duì)100m、400m、800m三個(gè)高度的氣塊進(jìn)行48h的后向追蹤(圖6)。兩次海霧過(guò)程100m的氣塊都來(lái)自長(zhǎng)江口以東洋面, 與白慧等(2010)的研究一致;過(guò)程 1氣塊的源地是30°N以南海區(qū), 緯度低于過(guò)程2, 與前面天氣形勢(shì)分析一致。從兩個(gè)海霧過(guò)程 48h的后向軌跡來(lái)看, 近海面100m的氣塊都是從南部的暖海面吹向北方的冷海面, 再次證明了平流冷卻霧的性質(zhì)。兩次過(guò)程的 800m氣塊路徑有較大的差異:過(guò)程1的氣塊路徑比過(guò)程2的更偏向內(nèi)陸一側(cè)。由于此時(shí)南海夏季風(fēng)還沒(méi)有爆發(fā), 來(lái)自?xún)?nèi)陸地區(qū)的氣流更干燥(圖 6a、b)。這些特征也可以從青島探空站一天兩次的探空觀測(cè)里發(fā)現(xiàn)。過(guò)程1海霧上空的相對(duì)濕度迅速下降, 形成干層; 而過(guò)程2海霧上空的大氣相對(duì)濕度較高(圖 8)。霧頂上空的干層加強(qiáng)了霧頂?shù)拈L(zhǎng)波輻射效應(yīng), 而該效應(yīng)是海霧發(fā)展和維持過(guò)程中氣溫低于海溫的重要原因(Petterssen, 1938; Emmonset al, 1947; Leipper, 1948; Findlateret al, 1989; 黃健,2010; Huanget al, 2015); 相關(guān)的數(shù)值模擬研究也證實(shí)了這一觀點(diǎn)(Kora?inet al, 2001; 胡瑞金等, 2006)。因此, 過(guò)程1中霧頂上空干層的存在, 是海霧影響沿海地區(qū)時(shí)間較長(zhǎng)、范圍較大的一個(gè)重要原因。

圖6 嶗山站氣塊100、400和800m的48 h后向軌跡分析及海表溫度(oC)Fig.6 The 48h backward trajectory of airflow from Laoshan station at 100, 400, and 800m heights, and sea surface temperatures (oC)

青島海上浮標(biāo)站的觀測(cè)表明, 兩次過(guò)程都出現(xiàn)了近海面氣溫(SAT)低于海表面溫度(SST)的現(xiàn)象。過(guò)程1較明顯: 過(guò)程1中, SAT下降了約2.6oC, SAT低于SST的持續(xù)時(shí)間為4月29日8時(shí)—18時(shí); 而海霧過(guò)程2中,只是在短時(shí)間內(nèi)出現(xiàn)這種現(xiàn)象(圖 7)。平流冷卻霧的霧頂上方如果存在干層(相對(duì)濕度下降明顯), 將產(chǎn)生強(qiáng)烈的長(zhǎng)波輻射冷卻, 在海霧盛期會(huì)導(dǎo)致SAT低于SST的現(xiàn)象(Zhanget al, 2012; Huanget al, 2015), 與英國(guó)北海的哈霧(haar)類(lèi)似(Lamb, 1943; Findlateret al, 1989)。Zhang等(2012)的數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果表明, 對(duì)于黃海春季海霧, 霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻效應(yīng)可以導(dǎo)致霧層中高達(dá)9oC的降溫; 而對(duì)于夏季海霧, 相應(yīng)的降溫最大為3oC。

圖7 青島近海浮標(biāo)觀測(cè)的SST、SAT和青島自動(dòng)站風(fēng)速Fig.7 SAT and SST recorded in a buoy station off Qingdao coast and wind speed recorded in Qingdao Station

3.2 過(guò)程1的邊界層特征

過(guò)程1發(fā)生前, 4月28日12時(shí), 受海上高壓控制,500 hPa以下是下沉氣流占優(yōu), 導(dǎo)致氣塊下沉增溫;在 800m以上西南風(fēng)帶來(lái)的干燥氣流的共同作用下,在海面到800m之間形成了逆溫(圖8、圖9a、圖10a),此時(shí)水汽主要在800m以下層次累積(圖8, 圖9a)。4月29日 0時(shí), 水汽繼續(xù)積累, 逆溫層下方濕度增大,100m以下溫度與露點(diǎn)溫度基本相等(圖9b、圖10b),此時(shí)青島氣象臺(tái)觀測(cè)能見(jiàn)度不足2000m(圖2)。

4月29日12 時(shí), 下沉氣流(圖9c)、近海面水汽輸送持續(xù)維持, 霧頂干層明顯, 在 200m垂直范圍內(nèi)相對(duì)濕度接近飽和(圖 10c), 在霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用主導(dǎo)下, 海霧向上發(fā)展、厚度增大。衛(wèi)星云圖顯示,29日9時(shí)幾乎整個(gè)南黃海被海霧覆蓋(圖1a), 此時(shí)海霧為盛期, 出現(xiàn) SAT低于 SST的現(xiàn)象。在 29日11時(shí)SAT達(dá)到最低溫 10oC, 低于 SST(11oC), 此時(shí) SAT與 SST 差達(dá)到最小(約–1oC)(圖 7)。4 月 30 日 0 時(shí), 海霧仍繼續(xù)發(fā)展, 霧頂高度達(dá)到 400m(圖 10d), 如此深厚的海霧在青島春季比較少見(jiàn)(Zhanget al, 2017)?？梢哉J(rèn)為此次明顯的影響過(guò)程, 與天氣系統(tǒng)導(dǎo)致的下沉運(yùn)動(dòng)、水汽供應(yīng)充足(來(lái)自副熱帶海區(qū))、霧層厚度較厚和霧頂以上存在干層等因素存在明顯的因果關(guān)系。

4月30日0 時(shí), 雖然海霧仍然處于盛期, 但低空南風(fēng)厚度加深至500m高度(圖8), 霧層以上的濕度增加(圖 10d), 說(shuō)明此時(shí)天氣形勢(shì)已經(jīng)有所變化。圖 9d表明此時(shí)黃海上空850hPa以下已經(jīng)基本沒(méi)有下沉運(yùn)動(dòng), 取而代之的是平直略有上升的偏南氣流。4月30日0時(shí)以后, 由于霧頂上空的濕度增大, 導(dǎo)致霧頂長(zhǎng)波輻射這一主導(dǎo)因子減弱, 不利于海區(qū)低氣溫的維持; 同時(shí)地面氣溫上升(圖4、圖9e), 30日12時(shí)地面能見(jiàn)度明顯升高(圖2)。

圖8 兩次海霧過(guò)程青島站探空觀測(cè)Fig.8 The sounding at Qingdao Station

3.3 過(guò)程2的邊界層特征

圖9 兩次海霧過(guò)程沿120.4°E剖面的流線和相對(duì)濕度(%)Fig.9 Vertical profiles of streamline and relative humidity (%) along 120.4°E section in two fog events

過(guò)程1影響沿海地區(qū)過(guò)程結(jié)束后, 邊界層中的逆溫層、偏南風(fēng)持續(xù)(圖 8), 同時(shí)黃海上空邊界層內(nèi)再度出現(xiàn)下沉氣流并維持(圖 9f—j), 貼海面層的相對(duì)濕度維持在90%以上(圖10f—j)。能見(jiàn)度大于1000m,仍然有輕霧。5月2日12時(shí), 隨著邊界層上層水汽的減少, 干層再次出現(xiàn)(圖8)。因此, 霧頂長(zhǎng)波輻射再次起到了主導(dǎo)作用, 海霧再次發(fā)展, 5月2日9時(shí), 海霧覆蓋了黃海南部一半以上(圖1d)。5月2日18時(shí)左右, 浮標(biāo)站觀測(cè)顯示氣溫再次略低于海溫(約0.1oC)(圖7)。

5月3日0 時(shí), 海霧持續(xù), 霧頂高度在300m以下(圖 10j), 離海岸較遠(yuǎn)的嶗山站能見(jiàn)度雖不足 1000m,但持續(xù)時(shí)間很短。隨著白天太陽(yáng)輻射增加, 嶗山站氣溫迅速上升, 相對(duì)濕度明顯下降(圖 3b), 而靠近沿海的青島站海霧持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)(圖2, 圖3a)。3日12時(shí),隨著冷空氣向黃海推進(jìn), 對(duì)流層低層出現(xiàn)了明顯的上升氣流(圖略); 同時(shí)近海面風(fēng)速明顯增大, 邊界層內(nèi)風(fēng)切變明顯增大, 機(jī)械湍流增強(qiáng), 導(dǎo)致海霧消散(圖 8); 這與張?zhí)K平(2014b)分析的結(jié)論相似。5月 4日0時(shí), 黃海海域上空為西北風(fēng), 冷空氣完全破壞了海上邊界層內(nèi)的逆溫層結(jié)構(gòu)(圖8)。

圖10 青島站探空的溫度(oC)、露點(diǎn)(oC)、相對(duì)濕度(%)垂直廓線和水平風(fēng)矢量(m/s)Fig.10 Vertical profiles of temperature (oC), dew point (oC), relative humidity (%) and horizontal wind vector (m/s) of the sounding at Qingdao station

3.4 模式對(duì)海霧垂直結(jié)構(gòu)與長(zhǎng)波輻射冷卻作用的模擬

對(duì)于兩次海霧過(guò)程中海霧的垂直結(jié)構(gòu)的演變特征, WRF模式的模擬結(jié)果與探空觀測(cè)基本相符。模擬結(jié)果顯示, 在過(guò)程1的4月29日18時(shí), 青島以南近岸海上的霧頂高度達(dá)到了 300m(圖 11a); 而在過(guò)程 2的5月2日18時(shí), 海上的霧頂高度為200m, 比過(guò)程1低, 與觀測(cè)相符。在過(guò)程1的4月29日21時(shí)和30日0時(shí), 海霧已深入影響招遠(yuǎn)站與棲霞站, 陸上的霧頂高度達(dá)到 400m以上(圖 11b、c); 而在過(guò)程 2的 5月2日21時(shí)和3日0時(shí), 海霧尚未影響到招遠(yuǎn)站與棲霞站, 陸上霧頂高度在350m以下(圖11e、f), 與觀測(cè)相符。

WRF模式對(duì)正確模擬出兩次海霧過(guò)程中海霧垂直結(jié)構(gòu)的演變特征是準(zhǔn)確的?；诖? 我們參考Kora?in 等(2001)的方法, 對(duì)長(zhǎng)波輻射量值的模擬結(jié)果進(jìn)行分析。前面觀測(cè)數(shù)據(jù)的分析表明, 過(guò)程1的霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用應(yīng)該大于過(guò)程2。用模式輸出的長(zhǎng)波輻射量值計(jì)算了青島站附近海上大氣邊界層中兩次海霧霧層中的長(zhǎng)波輻射加熱率(圖12)?？梢钥吹?首先, 兩次海霧影響沿岸內(nèi)陸過(guò)程中, 霧層中的長(zhǎng)波輻射加熱率負(fù)值所處的高度與對(duì)應(yīng)的霧頂高度, 以及二者的變化趨勢(shì)基本一致; 其次, 在海霧不同的發(fā)生發(fā)展階段, 過(guò)程1在對(duì)應(yīng)時(shí)次(4月29日18時(shí)、21時(shí)和30日0時(shí))的長(zhǎng)波輻射冷卻作用要明顯強(qiáng)于過(guò)程2的對(duì)應(yīng)時(shí)次(5月2日18時(shí)、21時(shí)和3日0時(shí))(圖12)。

圖11 沿120.4°E云水混合比(g/kg)垂直分布的模擬結(jié)果Fig.11 Simulated vertical cloud water mixing ratio (g/kg) along 120.4°E

圖12 120.4°E, 36°N處?kù)F層中長(zhǎng)波輻射加熱率(K/day)的模擬結(jié)果Fig.12 Simulated longwave radiation heating rate (K/day) in fog at 120.4°E, 36°N

從上述海霧的邊界層和海氣界面特征中可以看出, 霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻的強(qiáng)弱是這兩次海霧影響程度不同的主導(dǎo)因子。從邊界層結(jié)構(gòu)上看, 過(guò)程1的邊界層內(nèi)上干下濕的結(jié)構(gòu)十分明顯, 有助于海霧的發(fā)展和維持。從海氣溫差上看, 過(guò)程1的氣溫低于海溫較多。從數(shù)值模擬結(jié)果上看, 過(guò)程1的霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用也大于過(guò)程 2。霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用強(qiáng),有利于霧層的增厚。青島L波段探空資料顯示, 過(guò)程1的霧層厚度從29日12時(shí)240m發(fā)展到30日0時(shí)400m左右(圖 9c、d), 過(guò)程 2的霧層厚度從 2日 12時(shí)180m發(fā)展到3日0時(shí)300m左右(圖9i、j), 過(guò)程1的霧層厚度大于過(guò)程2。因?yàn)檫^(guò)程1持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、霧層較厚, 在風(fēng)速相近的情況下, 有利于隨著盛行風(fēng)向影響到遠(yuǎn)離海岸的地區(qū)。

3.5 垂直穩(wěn)定度

利用青島站探空資料分析的邊界層穩(wěn)定度特征(圖13)?？傮w上看, 兩次海霧過(guò)程中200m以下的低層存在條件性不穩(wěn)定層結(jié)(?θse/?z<0), 而其上為穩(wěn)定層結(jié)(圖 13a)。這樣, 局部形成“上穩(wěn)下湍”的結(jié)構(gòu), 是典型的霧季海上大氣邊界層的結(jié)構(gòu)特征, 與前人的研究一致(張?zhí)K平等, 2008; Zhanget al, 2009)。4月29日12時(shí)近地面出現(xiàn)較強(qiáng)的風(fēng)切變, 局部適度的機(jī)械剪切有利于湍流的混合, 有利于海霧的發(fā)展(張?zhí)K平等, 2014)。

兩次海霧過(guò)程梯度理查森數(shù)Ri存在不同。在過(guò)程1海霧維持階段,Ri<1和Ri<0.25的湍流混合區(qū)厚度在200m左右, 此時(shí)在霧頂長(zhǎng)波輻射的主導(dǎo)作用下,霧中冷濕氣塊下沉、暖濕氣塊上升, 內(nèi)部的混合有助于霧層的發(fā)展和維持(張?zhí)K平等, 2008; Huanget al,2015)(圖13b)。過(guò)程2海霧維持階段, 初期的湍流發(fā)展高度較低, 后期由于低層風(fēng)速增大, 湍流混合層迅速變厚, 且湍流增強(qiáng)(Ri<0.25)。這一變化使逆溫層頂抬高較快, 在水汽供應(yīng)量不足的條件下可促使海霧消散(圖 9i、j; 圖 13b)。另外, 過(guò)程 2 的中后期, ?θse/?z<0的垂向范圍明顯大于過(guò)程1。

由上可見(jiàn), 過(guò)程1比過(guò)程2維持的時(shí)間更長(zhǎng)、近地面湍流層的特征更穩(wěn)定, 有利于海霧影響離海岸較遠(yuǎn)的地區(qū)。

圖13 青島站探空資料的邊界層穩(wěn)定度分析Fig.13 Stability analysis on the sounding profile at Qingdao station

4 溫度平流與水汽輸送

前面的分析表明, 過(guò)程 1的暖濕平流比過(guò)程 2強(qiáng)。進(jìn)一步分析1000hPa的溫度平流和水汽通量, 以及邊界層內(nèi)的水汽輸送。

4.1 暖平流輸送

本文利用 ECMWF的再分析資料計(jì)算黃海海域上空1000hPa的溫度平流。溫度平流的計(jì)算公式如下:

其中,?是水平風(fēng)矢量, ▽T是溫度水平梯度,u、v分別為緯向和經(jīng)向風(fēng)分量, Δ代表的經(jīng)緯度差為0.75°。青島站位于36.07°N, 由圖14可見(jiàn), 兩次過(guò)程黃海海域的暖平流都與東南氣流相聯(lián)系, 過(guò)程1黃海上空的暖平流的范圍和強(qiáng)度要明顯強(qiáng)于過(guò)程2。過(guò)程1發(fā)生時(shí), 黃海海域處于我國(guó)東北地區(qū)的低壓和日本的高壓之間, 等壓線密集, 風(fēng)速較大, 暖平流輸送也較強(qiáng)(圖5e, 圖14a)。過(guò)程2黃海海域處于弱脊區(qū), 受弱高壓控制, 風(fēng)速較小, 對(duì)應(yīng)的暖平流也較弱。從暖平流的來(lái)源看, 過(guò)程1的東南氣流來(lái)自30°N以南的西太平洋上空, 氣流源地海溫較高; 而過(guò)程 2的氣流來(lái)自黃海和東海南部, 來(lái)源地的海溫相對(duì)較低(圖6、圖14)。暖平流輸送與浮標(biāo)站氣溫的變化是一致的。過(guò)程1期間4月29日12時(shí)—4月30日6時(shí)的氣溫升幅, 明顯高于過(guò)程2期間5月02日12時(shí)—5月3日6時(shí)(圖7)。

圖14 1000hPa平均溫度平流(填色, 10-4K/s)和風(fēng)場(chǎng)Fig.14 Averaged horizontal advection of temperature (10-4K/s) and wind vector at 1000hPa

4.2 水汽通量輸送

兩次海霧過(guò)程水汽通量的水平輸送也有明顯差異(圖15)。過(guò)程1中黃海上空的水汽通量要明顯大于過(guò)程2。同時(shí)可以看出過(guò)程1中水汽在黃海區(qū)域的輻合更明顯, 范圍更大。在來(lái)源方面和溫度平流一致,即過(guò)程 1水汽來(lái)源于 30°N以南副熱帶西北太平洋,過(guò)程2主要來(lái)源于黃海南部和東海北部(圖15a、b)。這個(gè)結(jié)論與白慧等(2010)一致。沿 120.4°E剖面邊界層內(nèi), 過(guò)程1相比過(guò)程2, 黃海上空的水汽通量更大,水汽通量大值區(qū)更深厚, 水汽輸送到了較高的位置,這與前面邊界層結(jié)構(gòu)的分析結(jié)論一致(圖 8c—f; 圖15c—d)。由此可見(jiàn)過(guò)程1中充足的水汽輸送, 確保了在氣溫上升的背景下, 海霧仍可以在距離海邊較遠(yuǎn)的嶗山站維持較長(zhǎng)的一段時(shí)間(圖3)。

圖15 1000 hPa的平均水平水汽通量[填色, kg/(hPa…m…s)]和沿120.4°E剖面邊界層內(nèi)的平均垂直水汽通量(填色)Fig.15 Pattern of averaged horizontal vapor flux [kg/(hPa…m…s)] at 1000 hPa and vertical vapor flux in boundary layer along 120.4°E

5 結(jié)論與討論

本文利用可見(jiàn)光衛(wèi)星云圖、再分析資料、地面觀測(cè)資料、青島L波段雷達(dá)探空資料、近海浮標(biāo)資料和WRF模式模擬結(jié)果等, 從天氣形勢(shì)、邊界層與近地層結(jié)構(gòu), 暖濕平流與水汽輸送以及長(zhǎng)波輻射冷卻作用等方面, 分析了黃海海域兩次海霧過(guò)程的差異, 發(fā)現(xiàn)天氣形勢(shì)導(dǎo)致的水汽來(lái)源、霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用、邊界層內(nèi)穩(wěn)定度等過(guò)程的差異, 導(dǎo)致海霧影響沿海地區(qū)程度不同。主要結(jié)論如下:

(1) 天氣形勢(shì)是海霧影響沿海地區(qū)程度的決定性因素。在對(duì)流層低層水平方向上, 合理的高、低壓配置使近海面氣流持續(xù)地從副熱帶暖濕海面輸送到冷海面上, 在充足水汽供應(yīng)下, 有利于形成深厚的海霧。在垂直方向上, 邊界層內(nèi)來(lái)自?xún)?nèi)陸干暖氣流在霧層上方形成明顯的干層和逆溫層, 在一定的湍流混合條件下, 形成深厚海霧, 影響沿海地區(qū)的程度較大。

(2) 邊界層的垂直結(jié)構(gòu)影響海霧過(guò)程的發(fā)展與維持, 進(jìn)而波及海霧的影響程度。穩(wěn)定持續(xù)的逆溫層結(jié)構(gòu)有利于水汽在逆溫層內(nèi)累積, 當(dāng)霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用占主導(dǎo)地位時(shí), 有利于海霧的發(fā)展與維持。海霧霧層內(nèi)部適度的湍流混合作用, 有助于海霧的維持和發(fā)展; 而低層風(fēng)速增大會(huì)引起機(jī)械湍流迅速增長(zhǎng), 進(jìn)而導(dǎo)致海霧消散。

(3) 暖濕平流和水汽輸送也關(guān)系到海霧的影響程度。當(dāng)近海面偏南氣流來(lái)自副熱帶海區(qū)時(shí), 黃海海域上空的暖平流強(qiáng)、水汽通量大, 暖濕平流來(lái)源于溫度高的海面, 海霧影響明顯。當(dāng)近海面偏南氣流來(lái)自黃海南部、東海北部時(shí), 黃海海域上空的暖平流弱、水汽通量小, 暖濕平流來(lái)源于溫度低的海面, 海霧影響不明顯。從垂直結(jié)構(gòu)看, 較強(qiáng)的水汽輸送導(dǎo)致邊界層內(nèi)相對(duì)濕度的增幅較大。

綜上所述, 海霧的影響需要多種因素的配合: 一是合適的天氣形勢(shì)形成海風(fēng), 持續(xù)引導(dǎo)海霧侵入陸地; 二是強(qiáng)的霧頂長(zhǎng)波輻射冷卻作用使霧層發(fā)展和維持, 以抵消太陽(yáng)短波輻射造成的升溫; 三是有利于海霧發(fā)展的下墊面與邊界層垂直結(jié)構(gòu); 四是充足的水汽輸送。

海霧的影響是一個(gè)復(fù)雜的問(wèn)題, 既要考慮海霧在海上的發(fā)生發(fā)展條件, 也要考慮陸上的邊界層及下墊面狀況。本文只是利用觀測(cè)和再分析資料等進(jìn)行初步分析, 對(duì)這一問(wèn)題的理解還需要持續(xù)開(kāi)展針對(duì)性的觀測(cè), 獲取更多的觀測(cè)資料。另外, 利用數(shù)值模式進(jìn)行敏感性試驗(yàn)研究, 也有助于加深對(duì)該問(wèn)題的認(rèn)識(shí)。此外, 本文只選用了黃海春季兩個(gè)海霧個(gè)例,未來(lái)還需要分析更多有代表性的海霧過(guò)程, 開(kāi)展綜合性的研究。

王 鑫, 黃 菲, 周發(fā)琇, 2006. 黃海沿海夏季海霧形成的氣候特征. 海洋學(xué)報(bào), 28(1): 26—34

王彬華, 1983. 海霧. 北京: 海洋出版社, 352

白 慧, 張?zhí)K平, 丁做尉, 2010. 青島近海夏季海霧年際變化的低空氣象水文條件分析—關(guān)于水汽來(lái)源的討論. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 40(12): 17—26

任兆鵬, 張?zhí)K平, 2011. 黃海夏季海霧的邊界層結(jié)構(gòu)特征及其與春季海霧的對(duì)比. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 41(5): 23—30, 109

李月安, 曹 莉, 高 嵩等, 2010. MICAPS預(yù)報(bào)業(yè)務(wù)平臺(tái)現(xiàn)狀與發(fā)展. 氣象, 36(7): 50—55

張紀(jì)偉, 張?zhí)K平, 吳曉京等, 2009. 基于MODIS的黃海海霧研究——海霧特征量反演. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 39(S): 311—318

張?zhí)K平, 龍景超, 尹躍進(jìn)等, 2014b. 我國(guó)東部沿海一次局地海霧抬升成云過(guò)程分析. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 44(2): 1—10

張?zhí)K平, 劉 飛, 孔 揚(yáng), 2014a. 一次春季黃海海霧和東海層云關(guān)系的研究. 海洋與湖沼, 45(2): 341—352

張?zhí)K平, 楊育強(qiáng), 王新功等, 2008. 低層大氣季節(jié)變化及與黃海霧季的關(guān)系. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 38(5): 689—698

胡瑞金, 董克慧, 周發(fā)琇, 2006. 海霧生成過(guò)程中平流、湍流和輻射效應(yīng)的數(shù)值試驗(yàn). 海洋科學(xué)進(jìn)展, 24(2): 156—165

黃 健, 王 斌, 周發(fā)琇等, 2010. 華南沿海暖海霧過(guò)程中的湍流熱量交換特征. 大氣科學(xué), 34(4): 715—725

黃 彬, 王 皘, 陸 雪等, 2014. 黃渤海一次持續(xù)性大霧過(guò)程的邊界層特征及生消機(jī)理分析. 氣象, 40(11): 1324—1337

黃 彬, 高山紅, 宋 煜等, 2009. 黃海平流海霧的觀測(cè)分析.海洋科學(xué)進(jìn)展, 27(1): 16—23

傅 剛, 王菁茜, 張美根等, 2004. 一次黃海海霧事件的觀測(cè)與數(shù)值模擬研究——以2004年4月11日為例. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào), 34(5): 720—726

Berrisford P, Dee D, Fielding Ket al, 2009. The ERA-interim archive. ERA Report Series, 1(1):1—16

Coniglio M C, Correia J C Jr, Marsh P Tet al, 2013. Verification of convection-allowing WRF model forecasts of the planetary boundary layer using sounding observations. Wea Forecasting, 28(3): 842—862

Draxler R R, Hess G D, 1998. An overview of the HYSPLIT-4 modelling system for trajectories, dispersion and deposition.Aust Meteor Mag, 47(4): 295—308

Dudhia J, 1989. Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model. J Atmos Sci, 46(20): 3077—3107

Emmons G, Montgomery R B, 1947. Note on the physics of fog formation. J Meteor, 4(6): 206

Findlater J, Roach W T, McHugh B C, 1989. The haar of northeast Scotland. Quart J Roy Meteor Soc, 115(487): 581—608

Gao S H, Lin H, Shen Bet al, 2007. A heavy sea fog event over the Yellow Sea in march 2005: analysis and numerical modeling. Adv Atmos Sci, 24(1): 65—81

Huang H J, Liu H N, Huang Jet al, 2015. Atmospheric boundary layer structure and turbulence during sea fog on the southern China coast. Mon Wea Rev, 143(5): 1907—1923

Huang H J, Liu H N, Jiang W Met al, 2011. Characteristics of the boundary layer structure of sea fog on the coast of southern China. Adv Atmos Sci, 28(6): 1377—1389

Huang J, Wang X, Zhou Wet al, 2010. The characteristics of sea fog with different airflow over the Huanghai Sea in boreal spring. Acta Oceanol Sin, 29(4): 3—12

Janji? Z I, 1994. The step-mountain Eta coordinate model:further developments of the convection, viscous sublayer,and turbulence closure schemes. Mon Wea Rev, 122(5): 927—945

Janji? Z I, 2000. Comments on “development and evaluation of a convection scheme for use in climate models”. Journal of the Atmospheric Sciences, 57(21): 3686

Kora?in D, Dorman C E, Lewis J Met al, 2014. Marine fog: a review. Atmos Res, 143: 142—175

Kora?in D, Lewis J, Thompson W T,et al, 2001. Transition of stratus into fog along the California coast: observations and modeling. Atmos Sci, 58(13): 1714—1731

Lamb H, 1943. Haars or North Sea fogs on the coasts of Great Britain. Meteorology Office Publication, 24

Leipper D F, 1948. Fog development at San Diego, California. J Mar Res, 7: 337—346

Leipper D F, 1994. Fog on the United-States west-coast-a review.Bull Amer Meteor Soc, 75(2): 229—240

Lewis J M, Kora?in D, Redmond K T, 2004. Sea fog research in the United Kingdom and United States: a historical essay including outlook. Bull Amer Meteor Soc, 85(3): 395—408

Lin Y L, Farley R D, Orville H D, 1983. Bulk parameterization of the snow field in a cloud model. J Appl Meteor, 22(6): 1065—1092

Mlawer E J, Taubman S J, Brown P Det al, 1997. Radiative transfer for inhomogeneous atmosphere: RRTM, a validated correlated-k model for the longwave. J Geophys Res,102(D14): 16663—16682

Petterssen S, 1938. On the causes and the forecasting of the California fog. Bull Amer Meteor Soc, 19: 49—55

Stull R B, 1988. An introduction to boundary layer meteorology.Dordretch: Klumer Academic Publishers, 665

Taylor G I, 1917. The formation of fog and mist. Quart J Roy Meteor Soc, 43: 241—268

Thiébaux J, Rogers E, Wang W Qet al, 2003. A new high-resolution blended real-time global sea surface temperature analysis. Bull Amer Met Soc, 84(5): 645—656

Zhang D L, Anthes R A, 1982. A high-resolution model of the planetary boundary layer–sensitivity tests and comparisons with SESAME–79 data. J Appl Meteor, 21(11): 1594—1609

Zhang S P, Lewis J M. 2017. Synoptic processes. In: Kora?in D,Dorman C E eds. Marine Fog: Challenges and Advancements in Observations, Modeling, and Forecasting.New York: Springer, 291—343

Zhang S P, Li M, Meng X Get al, 2012. A comparison study between spring and summer fogs in the Yellow Sea-observations and mechanisms. Pure Appl Geophys,169(5-6): 1001—1017

Zhang S P, Xie S P, Liu Q Yet al, 2009. Seasonal variations of yellow sea fog: observations and mechanisms. J Climate,22(24): 6758—6772