厦门春季大雾演变过程的边界层特征分析*

黄惠镕 荀爱萍 郑泽华 孙琼博 韩 美

(1.海峡气象开放实验室，福建 厦门 361012；2.厦门市气象局，福建 厦门 361012；3.福建省气象台，福建 福州 350001)

1 概述

大雾指的是在一定大气环流形势下，低层大气中出现水汽凝结，大气能见度小于1000 m的天气现象，使陆地、海上及沿海地区能见度降低，严重影响海、陆、空交通的安全。

大雾是发生在大气边界层中的天气现象[1-3]，分析发现大气层结稳定、低层水汽充沛、持续逆温层、水平风速小对大雾的发展和维持有重要作用，且逆温层厚度和强度变化与雾浓度的转换关系密切[4-5]。大雾发展过程中还涉及到风切变、湍流交换、热通量等复杂的边界层过程。研究表明，湍流交换是大雾中的关键物理过程，湍流热量交换机制与雾层的非充分混合结构有密切关系[6]，湍流混合作用可以将中上层湿区水汽和雾滴带到低层，有利于空气的降温，易达到饱和凝结而形成大雾[7-9]。低层风速增大、风切变加大引起机械湍流增大，会导致大雾消散[10]。热通量包括感热通量和潜热通量，不同类型大雾的热量通量存在明显差异，分析发现，冷平流雾的感热通量和潜热通量是向上的，而暖平流雾中两者为向下的[11]。

福建沿海及台湾海峡是大雾多发的交通要道[12]，关于福建沿海大雾的边界层特征研究目前以个例分析为主[13-14]，长时间较多个例大雾的边界层特征统计还有待进一步研究。本文利用常规气象观测资料、ERA-Interim再分析资料和L波段雷达探测资料来分析2007—2016年厦门大雾演变过程的边界层气象要素特征，探讨大雾的成因和生消机理，为大雾预报、预警提供一些参考依据。

2 大雾分类

本文采用资料包括：①2007—2016年厦门站地面气象要素观测资料，包括能见度、气温、风向、风速、现在天气现象等要素，时间间隔为3 h；②2007—2016年厦门L波段雷达探测资料，观测时间为每日07∶00和19∶00，垂直分辨率为30 m，探测温度、气压、风向、风速和湿度等气象要素；③2007—2016年ERA-Interim再分析资料，水平空间分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为6 h，垂直方向850～1000 hPa共7个层次。利用2007—2016年厦门站逐3h能见度观测、雨量、天空状况数据，并结合卫星观测资料进行分析，发现厦门大雾雾日主要集中在2～5月，共有160个春季大雾个例。大雾是在一定条件的大、中尺度环流场中生成的，通过分析大雾演变过程的高低空形势场、物理量场等，将厦门大雾分为4类：锋前雾、平流雾、雨雾和辐射雾。其中雨雾发生次数最多，达91次，占比56.9%，其次是平流雾，有38次，占23.8%，锋前雾23次，占14.4%，辐射雾发生次数较少，仅有8次，占5.0%。可见厦门大雾类型以雨雾、平流雾、锋前雾为主，辐射雾占比小，本文主要针对这三类大雾进行统计特征分析。

3 日变化特征

根据雾的起止时间粗略计算厦门大雾持续时间，发现雨雾的持续时间最长，平均可持续11.13h，持续接近4个观测时次，锋前雾为5.88h，持续2个观测时次，平流雾为5.22h，持续接近2个观测时次。

通过分析2007—2016年厦门春季大雾日变化(图1)，发现大雾发生时刻多集中在凌晨及夜晚，呈现“双峰型”。锋前雾在凌晨05∶00～08∶00出现频率最高；平流雾最多出现在05∶00，此时气温最低，气海温差加大，有利于平流雾的形成；雨雾多形成于02∶00～08∶00及20∶00～23∶00。厦门大雾的日变化与气温日变化有关，随着气温升高而消散或减弱，气温在夜晨较低，午后气温最高，因此午后大雾出现频率较少，而雨雾同时受到水汽条件影响，日分布特征较不明显。

图1 2007—2016年厦门春季(2～5月)不同类型大雾日分布

4 边界层特征分析

利用L波段雷达探测资料及ERA-interim再分析资料，分析850～1000 hPa厦门锋前雾、平流雾及雨雾的热力、水汽、湍流及热量通量特征。其中边界层热力条件采用L波段雷达探空资料进行分析，水汽条件、湍流特征及热量通量分析采用ERA-interim再分析资料。

将厦门大雾演变过程划分为3阶段：能见度逐渐下降至接近1 km，称为大雾形成阶段(简称雾前阶段，下同)；能见度快速下降至1 km以下，大雾发展维持阶段(雾中阶段)；能见度迅速增大到1 km 以上，作为雾的消散阶段(雾后阶段)。通过分析大雾不同阶段的边界层演变特征，来揭示厦门大雾发展生消的物理机制。

4.1 边界层热力条件

锋前雾的雾前阶段冷空气未南下，气温较高，950～1000 hPa温度维持在18.1 ℃以上，逆温层厚度浅薄，逆温层内温差小；雾中阶段冷空气从地面渗透，近地面层温度下降明显，925～1000 hPa气温降低至16.5～17 ℃，下降1.5 ℃左右，925～975 hPa形成逆温层，逆温层高度抬升且厚度加大，温差增大；雾后冷空气进一步影响，900～950 hPa温度下降明显，1000 hPa气温下降至14.4℃，975～990 hPa有逆温层，逆温层高度降低，厚度变小，大雾减弱消散(图2a)。平流雾的雾前阶段整体温度较高，1000 hPa气温为22.3 ℃，950～975 hPa为等温层；雾中阶段暖湿空气与下垫面的温度差异较大，低层空气迅速降温，1000 hPa气温下降至17.6 ℃，上层空气因远离地表、降温少，925～1000 hPa呈逆温、等温分布，逆温层及等温层增厚；雾后阶段气温明显升高，1000 hPa上升至21.9 ℃，逆温层厚度减小，雾减弱消散(图2b)。雨雾演变过程温度差异较小，雾前阶段气温略低一些，1000 hPa为16.2 ℃；雾中阶段由于水汽饱和，1000 hPa气温升高至16.6 ℃，925～975 hPa有逆温-等温层，逆温层及等温层的厚度增加；雾后阶段水汽凝结潜热释放减少，气温小幅度上升，大雾逐渐消散(图2c)。

图2 厦门锋前雾、平流雾、雨雾850～1000 hPa边界层温度垂直分布(单位：℃)

三种类型厦门大雾的雾中阶段大气边界层内均有逆温或等温结构，逆温层及等温层厚度明显加大，逆温层高度抬升，大气稳定度增加，使得大量低层水汽及凝结核粒子在低层聚集，有利于大雾的形成。

4.2 边界层水汽条件

相对湿度直接反映的是大气的饱和程度，分析边界层相对湿度的演变来探讨大雾演变过程中水汽条件变化。锋前雾的雾中阶段低层850～1000 hPa相对湿度增加，锋前暖湿空气使空气中水汽增加，饱和空气层厚度变大，形成大雾；雾后阶段锋面过境，冷空气作用下，950～1000 hPa相对湿度明显减少至90 %以下，1000 hPa相对湿度下降至84.5%，大雾层变薄(图3a)。平流雾的雾中阶段近地面空气接触到冷地表，空气冷却达到饱和，925～1000 hPa相对湿度增大，1000 hPa湿度为93.9 %，850～925 hPa远离地面无空气冷却未达到饱和；雾后阶段950～1000 hPa湿度减小，850～925 hPa湿度加大(图3b)。雨雾演变过程中相对湿度变化较小，雾中阶段边界层950～1000 hPa相对湿度增大至89%以上，达到水汽饱和；雾后阶段，950～1000 hPa相对湿度增大至90%以上，近地面层相对湿度减小(图3c)。

图3 厦门锋前雾、平流雾、雨雾850～1000 hPa边界层相对湿度垂直分布(单位：%)

从厦门三种类型大雾对比来看，雾前阶段湿层浅薄，雾中阶段925～975 hPa相对湿度增大，空气湿度近于饱和，饱和空气层厚度变大是导致大雾持续发展的重要因子，雾后阶段近地面层相对湿度减小，大雾减弱消散。

4.3 边界层湍流特征

锋前雾的雾前阶段875～1000 hPa风向为东南风-偏南风，风速为0.9～4.9 m/s；雾中阶段925～1000 hPa风向偏南分量加大，风速减小至0.8～2.2 m/s，875 hPa以上转偏西风；雾后阶段高层转为偏北气流，925 hPa以下偏南风角度分量减小，转为西南气流，风速增大至1.4～2.4 m/s(图4a)。平流雾的雾前阶段975～1000 hPa为东南风，950 hPa以上转西南风，风速为0.8～5.2 m/s；雾中阶段整层转为一致偏南风，风速减小至0.3～5 m/s；雾后阶段975 hPa以上风速加大至1.2～5.2 m/s，西南风角度分量增大(图4b)。雨雾的雾前阶段950～1000 hPa为东南风，925 hPa以上转偏南风，风速减小为0.2～4.2 m/s，雾中阶段925 hPa以下为偏南风-东南风，风速减小为0.2～3.2 m/s，雾后阶段875～1000 hPa风速加大至1.9～5.3 m/s(图4c)。

厦门三类大雾的雾前阶段风向随高度顺转，顺时针暖平流，暖平流对低层增温、增湿极为有利；雾中阶段900～1000 hPa偏南风角度分量加大，风速减小，不利于水汽向四周扩散，有利于大雾发展维持；雾后阶段875～975 hPa风速增大，低层风速增大会引起水汽向四周扩散，导致大雾消散。探讨厦门三类大雾生消过程中925～1000 hPa垂直风切变的变化，锋前雾、平流雾及雨雾的雾中阶段垂直风切变为3、5.2、 4.3 m/s，相比雾前阶段减小0.8～1.6 m/s，垂直风切变的减小使得低层的暖湿空气聚集在低层，有利于大雾在逆温层内的维持和发展，雾后阶段锋前雾和平流雾垂直风切变增大，雾抬升为低云或减弱消散。

大雾雾层内部适度的湍流混合作用，有助于大雾的维持和发展。利用理查森数(Ri)来揭示大气的湍流发展状况，其计算公式为：

其中，g为重力加速度，θ表示位温，T0是地面绝对温度，u为风速，z为高度。Ri=0.25为临界理查森数，01，为层流状态，雾开始消散(图4f)。

图4 厦门锋前雾、平流雾、雨雾850～1000 hPa边界层风垂直分布(风矢，单位：m/s)及理查森数Ri分布

4.4 边界层热量通量特征

由于厦门地处福建沿海，因此通过计算海气界面处的热通量来分析感热通量和潜热通量的变化，其中感热通量主要是由于海气温差引起的海洋大气之间的热输送，潜热通量则是主要由于海水蒸发引起的热输送。

计算分析厦门大雾不同阶段的热量通量变化，锋前雾的雾前阶段感热通量和潜热通量平均值为17.2、41.22 W/m2，雾中阶段为-2.88、-9.86 W/m2，向上通量变为向下通量，雾后阶段向下通量加大为-64.64、-81.55 W/m2。平流雾的雾前阶段热量通量平均值为78.23、139.76 W/m2，雾中阶段为11.03、28.03 W/m2，向上通量减小，雾后阶段为-50.5、-65.91 W/m2。雨雾的雾前阶段为18.58、26.11 W/m2，雾中阶段为6.55、9.72 W/m2，向上通量减小，雾后阶段为-39.12、-54.3 W/m2。

厦门三类大雾的雾中阶段热量通量绝对值均为由大到小变化，平流雾、雨雾的感热通量、潜热通量平均值为向上，锋前雾的平均值是向下的，雾后阶段的热量通量绝对值呈现由小到大变化。热量通量绝对值变小，与垂直风切变变化一致，说明厦门上空通过湍流交换输送的热量由多变少，使得气温逐渐下降，水汽凝结。

图5 厦门大雾雾前、雾中、雾后阶段感热通量、潜热通量演变(单位：W/m2)

5 结论

(1)厦门大雾类型以雨雾、平流雾、锋前雾为主，大雾发生时刻多集中在凌晨及夜晚，而雨雾日分布特征不明显。

(2)大雾的雾中阶段伴有明显逆温层或等温层结构，逆温层及等温层厚度加大，逆温层高度抬升，饱和空气层厚度变大，是导致大雾持续发展的重要因子。

(3)雾中阶段偏南风角度分量加大，风速减小，垂直风切变减弱，不利于水汽向四周扩散，加上低层合适湍流混合作用，有利于大雾发展维持；雾后阶段低层风速加大，垂直风切变增大，湍流作用转层流作用，导致大雾消散。

(4)大雾的雾中阶段热量通量绝对值均为由大到小变化，平流雾、雨雾的感热通量、潜热通量平均值为向上，锋前雾的平均值是向下的，雾后阶段的热量通量绝对值呈现由小到大变化。