引言

海雾是指发生在海洋上及岸滨地区或岛屿上空低层大气的一种凝结现象，悬浮于大气边界层中的大量水滴或冰晶，使大气水平能见度小于1 km^[1]。海雾是在特定的气象条件下形成的，存在显著的局地性特征^[2-3]。在近海海域海雾发生后往往会使沿海交通、港口作业等受到影响。近年来，随着我国海上活动的增多，海上的海雾预报越来越受到重视。

环流形势对海雾的发生有明显影响。前人研究表明，海雾多是发生在反气旋(高压)的西侧，湿空气在冷海面上做极向运动而生成的^[4-6]。例如，美国加利福尼亚沿岸的海雾主要受到太平洋高压东伸的影响^[7]。天气尺度的下沉运动与反气旋相结合，对海雾天气过程有着重要的影响。Lewis et al.^[8]通过对加州沿岸海雾的分析，认为下沉运动使得海洋上空大气边界层高度降低，逆温层增强是海雾维持发展的主要原因。

中国近海是海雾多发区，其中黄海是发生海雾最为频繁的海区^[9-10]。曹祥村等^[11]分析黄海持续性大雾的形成、维持和消散特征及其物理机制指出，低层存在高压控制下的下沉逆温和水汽平流输送对海雾发展和维持有重要作用。王鑫等^[12]探讨黄海春季海雾形成的气候特征指出，大气环流提供了暖湿空气的输送条件。王静菊等^[13]提出高压的下沉增温形成一个顶部较高的稳定层，从而生成较厚的雾区。

江敦双等^[14]认为影响黄海平流海雾发生的主要天气类型有3种，分别为入海高压后部型，低压槽或倒槽前部型以及均压场型。杨悦和高山红^[15]则将黄海海雾天气系统分为了入海变性高压、中国大陆东移低压或低槽、北太平洋高压脊与入西太平洋高压4类。Zhang and Lewis^[16]详细分析了春季和夏季高压控制下海雾形成的机理。

通过统计发现，黄海夏季低空低压控制下海雾发生的频率明显高于春季。但诸如为什么低压控制下发生海雾而不是降水，低压控制下海雾发生时气象条件有何特征，低压控制下海雾与高压控制下海雾在气象物理场条件有何异同等问题尚不清楚。本文利用多种资料对低压控制下海雾的环流特征进行统计合成分析，并与高压控制下海雾的气象条件特征进行对比，希望为预报提供参考。

1 资料来源 1.1 观测资料

青岛伏龙山自动气象站以及周围两个海岛站(董家口港119.953 1°E，35.415 3°N和长门岩121.218 9°E，36.186 4°N)所提供的2008—2015年每小时一次的观测数据，包括能见度、气温、海表面温度、瞬时风速、风向等基本气象要素。本研究使用夏季(6—8月)的数据。

1.2 再分析数据

1) 欧洲中期天气预报中心(Europe Center for Medium Weather Forecasts，ECMWF)提供的ERA-Interim再分析资料，空间分辨率0.125°×0.125°(由0.75°×0.75°精度插值而得)，垂直37层，时间间隔6 h。

2) 由中国海洋大学区域大气与海洋短期实时预报系统网站(http://222.195.136.24/)保存的韩国气象局(Korea Meteorological Administration，KMA)2008—2015年的天气分析图。

1.3 探空资料

2008—2015年青岛国家基本气象站(区站号：54857)每天两次的探空资料。施放点的海拔高度为75 m，天线高度为5 m，所使用的雷达型号为GFE(L)1型二次测风雷达，探空仪型号为GTS1型数字式探空仪，可以获取气温、气压、相对湿度、露点温度、风速、风向等随高度的变化。

2 研究方法 2.1 分类方法

文中用两种方法对挑选的雾日进行分类，一种是主观分类，即根据地面气压场，通过主观分析进行分类。第二种方法是利用扰动分析的方法，根据一定的标准进行客观定量化分类。根据海雾发生时所处的地面环流形势，将所有雾日分为三类，第一类是1 000 hPa黄海西北部海域受低压影响形成的海雾，本文将其简称为“L型海雾”；第二类是在1 000 hPa黄海西北部海域受高压影响形成的海雾，简称其为“H型海雾’；第三类是非以上两类环流形势下出现的海雾。

为了更加清楚地反映出海雾发生时环流形势的特征，本文用扰动分析法将大气环流分解，1)定常时间平均的纬向对称部分，2)纬向平均的非对称部分，3)纬向对称部分的瞬时扰动，4)瞬变且纬向不对称部分^[17-18]，如公式(1)所示：

$ \begin{matrix} H{{(\lambda , \varphi , H)}_{Y}}=\left[ {{{\bar{H}}}_{t}}(\varphi ) \right]+ \\ H(\lambda , \varphi )+[H(\varphi , t)]_{Y}^{\prime }+H(\lambda , \varphi , H)_{Y}^{*'} \\ \end{matrix} $

(1)

其中，等号左边的变量H(λ, φ, H)_Y是第Y天从00 UTC起算第t个时刻随经度λ和纬度φ变化的当前位势高度场。分解式等号右端第一项是对应第t时刻天气尺度平均及沿纬圈平均后只随纬度φ变化的位势高度，等号右边第二项是时间平均的位势高度减去相对第t时刻的$\left[\overline{H}_{t}(\varphi)\right]$后的空间变量场，第三项为天气尺度纬圈平均扰动分量，第四项是第Y天第t时刻的天气尺度位势高度瞬变扰动分量。

由于海雾的局地性强，使用以上扰动分析法，得到第四项瞬变且纬向不对称的部分，判断天气尺度下海雾发生时气压场形势。

对每个雾日进行前后共10 d(40个时次)的时间平均，将每次个例减去时间平均后的结果，得到去除定常时间平均的纬向对称部分。对每个雾日(每天4个时次)进行105~135°E的纬向平均。之所以选择这个范围是因为在典型的天气过程中一般来说其空间尺度在2 000 km。

2.2 雾日的确定

利用青岛气象台伏龙山自动气象站以及青岛附近两个海岛站所得的观测资料进行是否为雾日的判断。2008—2015年夏季(6—8月)，如果青岛站出现能见度低于1 km且其余两海岛站中其中一站同时出现能见度低于1 km且持续时间超过3 h，则判定其为一个雾日，共得到84个雾日。

3 分类结果讨论 3.1 主观分类

分类结果如图 1a。可以看到夏季海雾发生时的环流形势L型海雾占比38.1%，H型海雾占27.3%，其他类型海雾，如均压场鞍形场等占34.5%。从L型海雾个例来看，典型环流类型大致有两种，一种为局部弱低压(图 2a)，另一种为较大闭合低压系统外围的影响(图 2b)。可以看出，黄海西北部低压强度都是较弱的。为了进行对比研究，给出了典型的H型海雾的个例(图 2c、d)。

3.2 瞬变扰动法分类

由于L型海雾发生时一般并非处于某一低压系统中心，多数是受低压系统外围影响或者受局部弱低压环流影响，因此严格按照天气学定义^[19]来区分高低压是比较困难的，并且不易操作，难以实现客观定量。采用瞬变扰动方法，得到天气系统瞬变且纬向不对称的部分，可以克服上述不足。利用第2节所述方法，得到瞬变且纬向不对称部分(异常场)。

由于需要找到一个划定海雾不同类型的客观标准，以主观方法分类的结果为基础，通过多次调试，得到L型海雾和H型海雾及其他类型海雾的划分标准，具体方法为：所选范围内(119~123.5°E，34~38°N，如图 3a中所画矩形)共有693个格点，若区域内异常值小于0的个数达到三分之二以上则判定为L型海雾。同理，绝大多数为正异常(三分之二以上)，则判定为H型海雾。介于两者之间的为其他环流类型的海雾。

84个雾日进行客观分类的结果如图 1b。可以看到L型海雾占比约35.7%，H型海雾占25%，其他的环流形势场占39.3%，与主观分类基本一致。图 3a-d为与图 2a-d一一对应的4个时刻的异常场分布，图中红色表示正位势高度异常，蓝色表示负位势高度异常，可以看出，低压和高压形势更加明确。下文中对海雾发生时各个变量的分析都是依据客观标准分类后的结果进行的。

4 合成分析 4.1 位势高度场合成分析

对分类后个例的位势高度异常场(图 4a1-f1)做合成分析，从1 000 hPa异常场来看，低压异常场的中心在山东半岛北部地区，山东半岛沿海地区一直处于低压异常场中，在1 000 hPa的区域平均后的位势高度异常值在-65.66 gpm左右，在500 hPa高度上的异常值变为15 gpm，说明低压扰动主要出现于低空，低压异常中心随高度不断向西北偏移，反映出大气的斜压特性。

对于H型海雾，1 000 hPa位势高度正异常中心在黄海西北部，随着高度向西北移动不明显(图 4a2-f2)。强度变化不大，可能反映了夏季比较深厚的高压环流形势特征，与Zhang and Lewis^[16] 2017年对7月海雾的气候态环流形势分析一致。合成的结果能够进一步验证扰动分析法对于L和H型海雾的分类是比较合理的。

图 5更直观地反映出低空L型海雾和H型海雾的环流形势。合成后的1 000 hPa低压中心位于山东半岛的西北部(图 5a)，黄海西北部海域处于此低压前部。对于H型海雾，合成后的环流形势表明，黄海西北部海面为高压控制(图 5b)，从1 000 hPa到500 hPa均受海上高压西伸的影响(图略)，呈现深厚的海上副热带高压特征。

4.2 散度场合成分析

水平风散度场合成如图 6，图中暖色调表示辐散，冷色调表示辐合。L型海雾合成分析中，1 000 hPa黄海西北部海域整体看以辐合为主(图 6a)，这种辐合越往上发展，其强度越小，到950 hPa左右黄海西北部海域变为辐散(图 6b)，950 hPa向上散度场辐散辐合特征不再明显(图 6c)。

H型海雾合成结果在低空与L型海雾正好相反，在1 000 hPa以辐散为主(图 6d)，而到了950 hPa为弱辐合(图 6e)，950 hPa向上，散度场辐散辐合特征不再明显(图 6f)。

4.3 垂直速度合成分析

对于L型海雾，在1 000 hPa沿海地区有弱上升运动，有可能是受陆地的影响。在开阔的海面上为更弱的下沉运动(图 7a1，图中冷色调表示下沉运动，暖色调表示上升运动)，随着高度升高，上升运动逐渐移向内陆，海上为下沉运动控制，强度有所加强，但上升到700 hPa至500 hPa转为比较明显的上升运动(图 7a1-f1)。

对于H型海雾，除了在近海面沿海地区有较弱上升运动之外，从950 hPa到500 hPa为明显的下沉运动，并且强度从低到高强度不断增强(图 7a2-f2)。下沉运动对形成逆温层有重要贡献，水汽在逆温层内部聚集，有利于凝结成雾。而低空较弱的上升和较弱的下沉运动反映出雾层稳定性较弱。前人研究结果^[20-21]表明，雾层为充分湍流混合的，在雾顶长波辐射冷却作用下，雾层中甚至出现不稳定。

4.4 探空资料合成分析

如图 8a、b，对于L型海雾，其逆温层底出现在100 m左右，逆温强度为0.001 4 ℃/m，逆温厚度(逆温层顶高度减逆温层底的高度)为300 m。H型海雾的逆温层底同样出现在100 m，其逆温厚度为200 m，从100 m到300 m其温度上升了0.46 ℃，逆温强度为0.002 3 ℃/m(探空站海拔高度为70 m，加上雷达天线5 m，探空数据从75 m高度开始获取，因此图中纵坐标底层从75 m开始)。由以上分析可知，相对于H型海雾，L型海雾的逆温厚度较厚、强度较弱。

在相对湿度的垂直分布上，L型海雾和H型海雾的差异较大，L型海雾相对湿度大值区(大于80%)的高度可达600 m以上，而H型海雾相对湿度大值区只能达到200~300 m。反映出L型海雾雾层可能较厚，其上方水汽仍然比较多。H型海雾雾顶上方的干层比较明显，干层的存在使得雾顶的长波辐射降温加强，该冷却效应导致雾层的温度降低^[18-19]，相比于L型海雾，H型海雾的温度要低3 ℃左右。

从地面到高空的风垂直分布来看，L型海雾自下而上风向有顺时针转动，有暖平流，而H型海雾为上下基本一致的南风风向，再次表明了深厚高压系统的特征。L型海雾相比于H型海雾其稳定性较弱，但另一方面较弱的稳定性有利于低层湿空气的垂直混合，使得L型海雾的雾层比H型海雾要厚100 m左右。

5 概率密度分析 5.1 相对湿度

由于合成分析往往掩盖部分信息，下面对每个不同类型进行概率密度分析(PDF)。按图 3a中的矩形范围计算相关物理量的区域平均值，统计其出现的概率(图 9，图中红色柱状表示L型海雾，蓝色柱状表示H型海雾)。

图 9为用上述方法所做的相对湿度的各层概率密度分布。在1 000 hPa L型海雾和H型海雾绝大多数海雾相对湿度都在90%以上，H型海雾占比更大一些(图 9a)。

H型海雾在950 hPa时相对湿度开始变小(图 9b)，高于85%占比不足10%，近一半的H型海雾发生时相对湿度小于60%，而L型海雾在950 hPa上依然有60%以上的个例相对湿度在85%以上。在900 hPa(图 9c)，相对湿度大于85%的L型海雾个例仍占40%到50%，而H型海雾占比仅有5%左右，70%以上个例的相对湿度都在60%以下。

L型海雾在850 hPa仍有20%以上的个例相对湿度在85%左右(图 9d)，表明L型海雾在850 hPa仍有部分个例有海雾或低云的发展，而H型海雾在这一层70%左右的个例相对湿度在50%以下，说明在850 hPa已经基本是干层。

5.2 垂直速度

在1 000 hPa的垂直速度的概率密度(图 9e)分布上，L型海雾垂直速度小于等于0所占比例为80%左右，而H型海雾为60%左右，说明在1 000 hPa，L型海雾中往往伴随着一定的上升运动。对两种海雾进行比较发现，1 000 hPa的上升运动的速度多数分布在-1~0 Pa·s^-1，上升运动的强度较弱。在弱上升运动的环境下，即使有地面辐合，也难以形成云或者降水。

对于L型海雾，到950 hPa有50%处于上升运动中(图 9f)，速度高于-4 Pa·s^-1的占比为30%，说明在950 hPa上，部分低压个例的上升运动依然非常明显。同时L型海雾中有下沉运动的也占到了近50%。而H型海雾上升运动的所占比例为10%，基本为下沉运动。900 hPa上L型海雾垂直速度强于-6 Pa·s^-1的海雾个例开始增多，占到20%以上(图 9g)，在850 hPa(图 9h)，L型海雾处于上升运动的为50%，垂直速度在-6 Pa·s^-1时占到30%以上，说明在这一层上升运动有所增强。而H型海雾基本都是下沉运动。与合成分析基本一致。

6 概念模型

根据以上分析绘制了一个简易的概念模型，能够简单直观地反映L和H型海雾发生时垂直方向所具有的特征。图 10中的箭头表示辐合辐散，箭头的粗细表示辐合(辐散)的强弱。

通过对比发现，L型海雾在垂直的散度场和垂直速度场的分布上具有三层的特征：分别为第一层1 000~950 hPa为陆地到海面上较为明显的辐合，垂直运动在陆地沿岸为弱上升运动，南侧海域为弱下沉，速度在0~±1 Pa·s^-1。第二层950~850 hPa，在广阔的海面上，为速度较小的下沉运动，下沉运动的速率在1~2 Pa·s^-1，950 hPa以上其辐散辐合场不明显。第三层850~500 hPa为逐渐增大且范围较广的上升运动，到500 hPa其速度达到-4 Pa·s^-1以上。

H型海雾则具有两层结构。第一层1 000~950 hPa，H型海雾为明显的辐散，且有弱的上升和下沉运动，其平均速度只在±0.1 Pa·s^-1左右。第二层则为950~500 hPa，上下为一致的下沉运动，这种下沉运动随高度增强，在500 hPa可以达到6 Pa·s^-1的速率。

7 结论与讨论

1) 利用瞬变扰动分析的原理，提出了一种客观定量区分形成海雾的不同环流形势的方法。该方法分类的结果与主观分类基本一致，能够基本反映出低压控制下海雾(L型海雾)和高压控制下海雾(H型海雾)不同的环流特征。

2) L型海雾发生时，位势高度的异常值从低空到高空减小，1 000 hPa时的异常值可以达到-65.66 gpm。在1 000 hPa，有比较明显的辐合，伴有弱的上升和下沉运动。而对于H型海雾，1 000 hPa主要是辐散，上升运动更弱。低空弱的上升运动可能与雾层中强烈的垂直混合相关联。对于L型海雾，垂直速度场700~500 hPa为比较明显的上升运动，而H型海雾则基本为一致的下沉运动。无论是L型海雾还是H型海雾，散度场在950 hPa以上没有明显特征。概率密度统计分析给出了进一步细化的上述特征。

3) L型海雾在发生时其逆温强度弱于H型海雾，湿层比H型海雾厚，湿层上方没有明显的干层，反映出L型海雾上方可能会有云存在。H型海雾湿层厚度较薄，湿层上方有比较明显的干层。该干层使长波辐射冷却加强，可能是导致H型海雾低空气温较低的原因。

4) L型海雾具有三层结构，第一层1 000~950 hPa为辐合伴有弱上升和下沉运动，第二层950~850 hPa为辐散伴有弱下沉运动，第三层850~500 hPa为逐渐加强的上升运动。H型海雾为两层结构，1 000 hPa为辐散，从950~500 hPa为一致的下沉运动。与H型海雾的“两层”结构相比，L型海雾在低层的湍流混合更强，而稳定度相对较弱，高层没有明显的下沉运动发生。

5) 根据上述分析可以发现，对于L型海雾而言，虽然低空天气形势是低压，但往往是局地弱小低压或者是天气尺度低压的外围，扰动强度较弱，上升运动也弱(~10⁰ Pa·s^-1量级)。辐合上升运动主要局限于低空，在950~850 hPa已经转为下沉运动，该下沉运动有利于加强层结稳定性。这些特征与降水天气条件有明显不同。相对于H型海雾而言，L型海雾的天气条件更复杂一些，预报时需要给予更多更仔细的分析。

致谢：感谢中国海洋大学高山红教授等建立区域大气与海洋短期实时预报系统保存天气图资料，感谢青岛市气象台提供观测数据。同时也感谢刘敬武副教授和衣立博士在论文写作过程中提出了宝贵的建议。