亲潮延伸体海区一次海雾过程的观测研究

张苏平，张欣，时晓曚

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100；2.青岛市气象台，山东 青岛 266003)

引言

海雾是指在海洋影响下，海上或沿海地区低层大气中凝结的水滴或冰晶使大气中的水平能见度小于1 km的天气现象[1]。海雾发生时的低水平能见度对海上社会经济活动及沿海地区人民生产生活造成严重影响[2-4]，是需要我们高度关注的一种危险天气。

西北太平洋是全球海雾最多的海区，也是我国通往北极的必经水路。根据ICOADS(International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set(1)ICOADS主要根据船舶、海上平台和浮标等记录的天气现象，按照一定编码规则，将“现在天气”编码，组成数据集。https://rda.ucar.edu/datasets/ ds548.0/index.html#sfol-wl-/data/ds548.0?g=2)1950—2007年数据的统计，夏季西北太平洋海雾发生频率最高可达59.8% ，西北大西洋最高为45.0%，我国近海海雾最多的黄海为22.8%[5]。夏季为西北太平洋海雾发生的高峰期，主要为平流冷却雾的性质[6]，即暖空气平流至冷海面冷凝成雾。亲潮为西北太平洋冷洋流，发源于白令海峡，沿勘察加半岛和千岛群岛南下后向东流去，进入太平洋形成亲潮延伸体，其地理范围为40°N～43°N，150°E～180°E[7]。亲潮延伸体附近冷暖水过渡区往往存在海面温度(sea surface temperature，SST)梯度大值区，即海表面温度锋(海洋锋)。

已有研究[7]表明，海洋锋冷水区海雾/低云发生频率较高。在西北太平洋海雾发生时，来自副热带洋面的气团，在经过黑潮延伸体时仍始终保持高温高湿的状态，向北越过黑潮延伸体海洋锋后在冷海面上迅速降温成雾；海雾频率的年际变化与太平洋-日本(P-J)遥相关波列的正负位相和副热带高压的位置有关[8-10]。这些研究大多建立在利用ICOADS资料和再分析资料基础上。

海雾发生发展的机理研究多集中于近海[1]。如黄海海雾形成的水汽主要来源于热带大气[11]，湍流混合导致热力内边界层降温增湿对海雾形成有重要影响[12]；黄海春季和夏季平流冷却雾在生成、维持、消散的天气条件和物理过程有所不同, 春季海雾形成以降温为主导，夏季海雾形成以增湿降温为主导，且春季海雾的雾顶长波辐射冷却效应较夏季更强[13-15]。对于华南沿海海雾，HUANG et al.[16]提出了海雾形成、发展和消散的大气边界层结构演变特征，黄健等[17]分析了风切变机械湍流和雾顶长波辐射热力湍流对海雾发展和维持的作用。黄彬等[3]研究表明，琼州海峡西南侧的低涡有利于海上南风的形成，为南海持续性大雾的形成提供有利条件。海陆热力差异和大气边界层高度由陆地向海洋的迅速下降对岸滨雾形成有重要影响[18-19]。这些工作帮助我们进一步深入理解海雾形成的机理。

对于开阔洋面上的海雾观测研究较少。李秀镇等[20]对日本以南海域一次锋面雾过程分析表明，正的气海温差和逆温层为海雾发生提供有利条件。TANIMOTO et al.[21]通过观测发现梅雨锋北移越过黑潮延伸体，暖湿气流在黑潮延伸体冷水侧凝结形成海雾。姜昊宇和高山红[22]利用WRF(Weather Research and Forecasting)模式中两种不同的陆面方案SLAB(five-layer thermal diffusion scheme)和Noah(Noah land surface scheme)发现两者对开阔海域雾区模拟的表现基本一致。但迄今为止，对大洋上海雾的系统性观测研究很少，海洋和大气对海雾形成的贡献尚不明晰。

2019年8月10日，“向阳红01号”科考船(以下简称“科考船”)从青岛启程开展我国第十次北极科考。9月12—14日，科考船在亲潮延伸体海区捕捉到了一次海雾事件。本文利用船载多种观测数据，结合再分析和卫星资料，研究此次海雾形成机制，揭示成雾过程中海洋与大气的贡献。

1 资料与方法

1.1 船测数据

XZC6-1型船载自动气象站，可连续自动测量、显示并存储多种气象要素以及船舶定位、船速、船向、观测时间等辅助数据，本文主要使用其提供的气压、气温、相对湿度、风向、风速、能见度等气象要素，输出时间间隔为1 min；美国Campbell公司CS135云高仪，可连续观测云底高度，输出最小时间间隔为10 s；微波辐射计，可提供连续的温度廓线数据，垂直探测范围为0～1 000 m，分辨率为50 m，时间间隔为5 min；荷兰Kipp&Zonen公司CNR4四分量净辐射传感器，可提供海表面向上及向下的长、短波辐射，输出时间间隔为30 min；雨量传感器，可提供降水量，输出时间间隔为1 min。由于不同设备提供数据的时间分辨率不同，本文将时间间隔统一为30 min。

1.2 其他数据

(a)欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)再分析数据资料集ERA5。该数据集同化了卫星、观测等多种数据产品，水平分辨率为0.25°×0.25°，200 hPa以下共分为23层，时间间隔为1 h[23]。本文主要用该资料分析大气环流形势、物理量时空分布等。(b)ICOADS数据集，本文主要使用其“现在天气”(Present Weather)变量，其中编码40—49代表雾，包括雾、观测前雾变薄、观测前雾变厚等[24]。(c)AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)的海面温度(SST)，由NOAA系列气象卫星上搭载的传感器提供，分辨率为0.25°×0.25°[25]。

1.3 方法

本文用常规方法进行计算，主要有以下4种。

(a)绝对梯度法，用于锋面识别，从而确定海洋锋(2)海洋锋指不同性质水团之间的狭窄过渡带，其附近的水温、盐度等气象要素水平梯度很大，这里的海洋锋是指海表面温度锋。的强度及位置，计算公式如下：

(1)

其中，T为分析区域的海面温度，即SST；x和y分别表示纬线方向和经线方向距离。

(b)水汽通量，表示水汽输送量的大小。通过垂直于风向底边单位高度上的水汽通量[26]为：

(2)

其中，V为全风速，单位为m·s-1；q为比湿，单位为g·g-1；g为重力加速度，取9.8 m·s-2；F的单位为g·s-1·hPa-1·cm-1。

(c)根据海雾的定义，能见度是辨别海雾的重要物理量。利用柯西密什公式[27-28]，

(3)

其中，clwc为云中液态水含量，单位为g·kg-1；ρ为大气密度，取值为0.001 g·cm-3。由于雾中能见度不超过1 000 m，利用式(3)反算出能见度等于1 000 m时的云中液态水含量为0.016 g·kg-1，该公式在雾的数值模拟中常被使用[10,12,29-31]。本文利用ERA5资料中1 000 hPa云中液态水含量≥0.016 g·kg-1判断海雾是否存在。

(d)利用Tetens经验公式计算水面饱和水汽压[32]20-21，

(4)

其中，T是温度，单位为K。

2 观测分析

2.1 航线介绍

2019年9月12—14日(世界时UTC，下同)，“向阳红01号”在西北太平洋亲潮延伸体水域沿东北—西南方向航行，图1a中A(179°E，43°N)—B(170°E，39°N)代表12日12 时—14日06 时的航线。可以看出该海区SST等温线比较密集，反映了亲潮延伸体的冷水与其南侧暖水的过渡区特征[33]，表明存在海洋锋。12日22 时，科考船驶到42°N，176°E附近，船载能见度仪记录水平能见度由原来的2 km迅速下降到1 km以下，船载照相机拍摄的照片显示21 时海天分界线比较清楚，但在22 时已经模糊不清(图1d—e)，说明船从无雾区驶入雾区。14 h之后，在41°N，173°E附近能见度开始逐渐转好，船驶离雾区。另外根据ICOADS资料，12日在42°N，173°E附近有雾(图1c中的黄色三角形)。

图1 2019年9月13日海面温度(实线和色阶，单位：℃)和12日12 时—14日06 时的科考船航线(A—B；蓝色五角星代表船载能见度高于1 km的区域，黄色五角星代表船载能见度低于1 km的区域)(a)、沿A—B航线SST的变化(b，单位：℃)、9月13日00 时 Himawari-8号卫星可见光云图(c；A—B含义同图1a，黄色三角形代表ICOADS资料中12日17 时有海雾的位置)以及船载照相机拍摄的海面实况图(d.12日21时，e.12日22 时)Fig.1 SST (solid line and color scale, units: ℃) on 13 and route (A-B; blue/yellow star for area of visibility higher/lower than 1 km) of the research vessel from 12:00 UTC 12 to 06:00 UTC 14 (a), variation of SST along the route (b, units: ℃), visible cloud imagery of Himawari-8 at 00:00 UTC 13 (c; A-B denotes the same as that in Fig.1a and yellow triangle represents the position of sea fog from ICOADS at 17:00 UTC 12 September), and photo taken by shipboard camera (d. 21:00 UTC 12, e. 22:00 UTC 12 September 2019)

2.2 天气形势

2019年9月12日20时，500 hPa等压面上，西北太平洋上存在一个低涡，中心位于47°N，153°E(图略)。850 hPa等压面上，与500 hPa低涡对应的低压中心在45°N，158°E，低压前部为西南气流，后部为西北气流，分别配合有暖脊和冷槽，等温线密集，表明存在锋面(图2a)。海平面气压场上，与高空低压系统配合有温带锋面气旋，暖锋位于42°～43°N，163°～170°E，已达亲潮延伸体上空(图2b)。卫星云图显示出典型的锋面气旋云系特征(图1c)。高空低压前部的上升气流和海面西南暖湿气流，为云雾形成提供了有利的动力条件和水汽条件。

图2 2019年9月12日20时850 hPa位势高度(黑色实线，单位：gpm)、温度(单位：℃，红色实线代表高温，蓝色实线代表低温)和风场(风矢，单位：m·s-1)(a；蓝色实线椭圆代表500 hPa低涡位置，蓝色“D”代表低涡中心)以及海平面气压场(实线，单位：hPa)和风场(风矢量，单位：m·s-1)(b；暖锋/冷锋用红色/蓝色实线表示；紫色“D”代表气旋中心位置，从左往右D1—D3分别为11日12 时、12日03 时、12日20 时) Fig.2 Geopotential height (black solid line, units: gpm), temperature (units: ℃, red/blue solid line for higher/lower temperature), and wind field (wind barb, units: m·s-1) at 850 hPa at 20:00 UTC 12 (a; solid blue ellipse for position of vortex at 500 hPa, blue “D” for vortex center); sea-level pressure (solid line, units: hPa) and wind field (wind barb, units: m·s-1) at 12:00 UTC 11 (D1), 03:00 UTC 12 (D2), and 20:00 UTC 12 (D3) September 2019 (b; red/blue line for warm/cold front, purple “D” for cyclone center)

2.3 船载观测分析

2.3.1 海面气象要素的变化

图3为2019年9月12日12 时—14日06 时(图1a中A—B线)科考船走航观测的能见度、相对湿度、气温、风向风速、气压和降水随时间的变化。可以看出，从9月12日21 时开始，能见度出现断崖式下降，22 时迅速下降到1 km以下(图3a)，相对湿度上升至100%左右(图3b)，该时段船由东北向西南行驶，风向为东南风，船从雾区外侧逆风驶入雾区(海雾形成)。 此后14 h内能见度始终在1 km以下(海雾维持)，直到13日12 时后能见度才开始上升，表明船逐渐驶离雾区(海雾消散)。

图3 2019年 9月12日12 时—14日06 时(虚线之间区域为有海雾时段)科考船自动气象站沿图1a中A—B航线观测的能见度(a，单位：km)，相对湿度(黑实线，单位：%)和气温(红实线，单位：℃)(b)，饱和比湿(红实线)、比湿(黑实线)和饱和比湿与比湿的差(红点划线)(c，单位：g·kg-1)，风速(黑实线，单位：m·s-1)和风向(红实线，单位：°)(d)以及气压(黑实线，单位：hPa)和降水量(红实线，单位：mm)(e)Fig.3 Observation of visibility (a, units: km); relative humidity (black solid line, units: %) and air temperature (red solid line, units: ℃) (b); saturation specific humidity (red solid line), specific humidity (black solid line), and the difference (red dot-dash line) between the two (c, units: g·kg-1); wind speed (black solid line, units: m·s-1) and wind direction (red solid line, units: °) (d); air pressure (black solid line, units: hPa) and precipitation (red solid line, units: mm) (e) from automatic meteorological station onboard the research vessel along line A-B (the same as that in Fig.1a) from 12:00 UTC 12 to 06:00 UTC 14 September 2019 (area between two dotted lines denotes the period when fog is observed)

12日22 时—13日12 时，比湿、气温和风速均有增加，气温从13 ℃上升至20 ℃(图3b)，比湿从5.3 g·kg-1上升至6.5 g·kg-1(图3c)，风速从4 m·s-1上升至15 m·s-1(图3d)。这3个变量的变化说明在海雾维持阶段，暖湿平流呈现加强趋势，与暖锋北上相匹配。前人对中国近海雾日和风力的统计[1]表明，3～5级风出现海雾的频率最大，超过6级风会促使海雾消散。此次海雾观测表明，风力增加到6级以上，大雾仍然维持。根据ZHOU and FERRIER[34]的平衡理论，厚度厚的雾层比薄雾层更抗扰动。此次大洋上的海雾在6级风下维持应该与暖锋从南方暖洋面上带来深厚的暖湿空气有关。

根据船载自动气象站观测，12日20 时—13日12 时，温度和比湿增加。根据公式(4)的计算，饱和水汽压从8.879 hPa上升至10.061 hPa，增长1.164 hPa。而水汽压从8.719 hPa上升至9.961 hPa，增长1.242 hPa，水汽压的增长幅度大于饱和水汽压的相应增长，说明增湿效应大于增温效应，反映暖湿气流携带很充沛的水汽。海雾的形成和维持呈现“增温增湿”特点，与黄海春季平流雾(降温降湿)和夏季平流雾(降温增湿)特点明显不同[13]。增温使饱和水汽压升高，不利于雾形成，但是当增湿效应大于增温效应，可形成蒸发雾[1]。对于此次亲潮延伸体上空的雾，虽然与蒸发雾有类似的物理现象，但海面空气增湿不是来自局地蒸发(潜热通量很小)，而是来自暖湿平流。

船上长短波辐射监测(图4)表明，白天净短波辐射(吸收的短波辐射-放出的短波辐射)为正值，但在海雾/低云区，净短波辐射相比于晴空/少云区有明显减少。而净长波辐射(吸收的长波辐射-放出的长波辐射)，在晴空少云区为负值，海面向上释放长波辐射；但在海雾/低云区，净长波辐射值很小，接近0，间或有正负值出现。这说明海雾和低云的辐射效应类似，能明显减少到达海面的短波辐射，同时雾层向下发射长波辐射，抵消海面向上长波辐射。因此海雾的辐射效应不应忽视，特别是在中纬度大洋上空大范围的多雾区。值得一提的是，雾层向下释放长波辐射为400～420 W·m-2，表明雾层通过雾顶向上放出大约同样量级的长波辐射(忽略雾层中温度、水汽、液态水含量垂向变化的影响)。雾顶向上长波辐射使雾顶降温，雾层湍流混合加强，这是海雾发展和维持的一个主要原因[14-15]。

图4 2019年9月9—16日净短波辐射(吸收的短波辐射-放出的短波辐射，红色柱)和净长波辐射(吸收的长波辐射-放出的长波辐射，蓝色柱)(单位：W·m-2，根据云高仪和自动气象站观测结果将上述时间段划分为：晴空少云、低云/海雾、海雾、降水4部分)Fig.4 Net shortwave radiation (absorbed shortwave radiation minus emitted one, red bar) and net longwave radiation (absorbed longwave radiation minus emitted one, blue bar) from 9 to 16 September 2019 (units: W·m-2; based on the observations of ceilometer and automatic meteorological station, the above period is divided into 4 parts: clear sky/partly cloudy, low cloud/sea fog, sea fog, and precipitation)

随着船向西南航行，接近气旋中心区域，气压下降，出现降水，能见度转好(图3e)，说明低空空气稳定度已有变化，逆温层底高度升高，或者出现较强的上升运动，海雾很难持续下去。云高仪探测显示，云底高度离开海面(图5)。

图5 9月12日12 时—14日06 时航线上云高仪探测的云底高度(绿色圆点，单位：m)和微波辐射计探测的温度垂直廓线(色阶，单位：℃)随时间的变化(黑色方框标记出来的区域为逆温层悬垂结构，左、右两侧虚线分别为海雾开始和结束时间)Fig.5 Cloud base height (green dot, units: m) detected by ceilometer and vertical temperature profile (color scale, units: ℃) by microwave radiometer onboard the research vessel along the route from 12:00 UTC 12 to 06:00 UTC 14 September (the area marked by the black box is the inversion layer overhanging structure and the left/right dashed line is the start/end time of sea fog)

2.3.2 温度垂直廓线和锋面逆温

由图1a可知，海雾出现时段船从冷海面驶向暖海面。该时段正值暖锋向北推进，近海面盛行偏南风(图2b)，原来在暖海面上的暖气团向北移动，在冷海面上空遇到冷气团，则向上爬升，形成锋面逆温。微波辐射计提供的温度垂直廓线连续变化清楚地反映出锋面逆温的结构(图5)，冷暖气团交界处等温线比较密集(图5中42°N，176°E附近)，暖锋在垂直方向上向冷海面一侧倾斜。该天气尺度的锋面逆温为海雾/低云的形成维持提供了有利条件，云高仪确实探测到了低云的存在(图5)。

值得注意的是，12日22 时—13日12 时，锋面逆温中在400 m以下出现逆温层快速向下伸展的现象，形成逆温层悬垂结构(图5中黑色方框标记区域)。该悬垂结构与锋面逆温相比，是局地性的，尺度较小，反映了逆温层底的进一步降低。逆温层底高度下降，利于雾滴形成并聚集于近海面，形成雾层。云高仪观测证实，在该悬垂结构下方，12日22 时左右，云底迅速下降至近海面(图5)，能见度下降到1 km以下(图3a)，形成雾区。

由上述分析可知，海雾形成和维持阶段增湿效应大于增温效应，最终达到饱和。温带气旋的暖锋和锋面逆温是海雾形成的天气背景。同时，锋面逆温中出现的逆温层向下悬垂结构与海雾有更直接的相关，海雾出现在该悬垂结构的下方，而没有明显悬垂结构的地方，云底高度离开海面，形成低云(图5)。这里的问题是，该悬垂结构是如何形成的？

3 海雾形成机理讨论

3.1 海洋锋的影响

由前人研究可知，海洋锋能调节海表面风、大气边界层性质和大气环流[35-37]，可强迫出边界层内的次级环流，海洋锋的暖水侧为上升支，冷水侧为下沉支，进而云底高度在海洋锋两侧有明显不同[38-42]。亲潮延伸体水域存在局地海洋锋，9月的强度一般为0.02±0.004 ℃·km-1[33]。沿着图1a中A—B线，利用绝对梯度法，得到雾区附近海温梯度为0.024 ℃·km-1，表明存在较强的海洋锋(图1b)。沿A—B航线做垂直速度剖面图(图6a)，可以看出海洋锋附近低空存在次级环流，在较冷水面(41°～42°N)为下沉运动，较暖水面(40°～41°N)为上升运动。

图6 9月13日00 时沿图1a中A—B的垂直剖面(a中色阶表示垂直速度，单位：Pa·s-1，绿色风矢量表示v和-ω·100合成，v单位为m·s-1, ω单位为Pa·s-1；b中色阶表示液态水含量，单位：g·kg-1，实线为相当位温，单位：K；代表海洋锋位置，代表海雾区域)Fig.6 Vertical profile along line A-B in Fig.1a at 00:00 UTC 13 September (in Fig.6a, the units of vertical velocity in color scale are Pa·s-1, green wind barb represents the synthesis of v and -ω·100, and the units of v and ω are m·s-1 and Pa·s-1, respectively; in Fig.6b, the units of cloud liquid water content in color scale are g·kg-1 and the units of equivalent potential temperature in solid line are K； represents the position of SST front, and denotes the position of sea fog area)

由前面讨论结果可知，在锋面逆温层中出现向下的悬垂结构，与雾区配合一致(图5)。该悬垂结构在空间上与局地海洋锋强迫产生的次级环流的下沉支对应。在稳定层结条件下，下沉运动往往造成某层大气增温，从而形成下沉逆温[32]，这应该就是锋面逆温层高度下降的根本原因。逆温层底高度的变化对海雾和低云有重要影响，逆温层底由于某种原因抬升，往往导致海雾消散或者转为低云；而下沉运动会导致逆温层底高度和低云云底高度下降，冷季美国加利福尼亚州沿海海雾常由低云下降至海面而形成[21,43-44]。

图6a—b也展现了冷海面上的逆温结构和雾区(近海面云中液态水含量≥0.016 g·kg-1)，与下沉运动相配合。在海洋锋暖水侧和离开海洋锋冷水侧一定距离的冷水面，云中液态水含量≥0.016 g·kg-1的区域离开海面，反映了锋面逆温层下方低云的存在。图6b中，当暖锋(等相当位温线密集区)向北越过海洋锋后，在海洋锋冷水侧下沉运动作用下，出现雾区，雾区位于暖锋后部偏南气流中。可以说，海洋锋强迫的次级环流导致锋面逆温层底高度进一步降低，对该海区海雾的形成有更直接的作用。

此外，由于雾层可以认为贴近海面的层云，而云内部的温度梯度接近于湿绝热减温率[32]161-164；由于雾顶长波辐射冷却，雾层中甚至出现超绝热层结[45-46]，所以雾层中可出现弱的上升运动(图6a)。如黄海夏季有海雾时低空(1 000～975 hPa)常出现弱上升运动，而在弱上升运动之上为明显的下沉运动[47-48]。

3.2 暖锋的作用

由船载自动气象站观测可知，此次海雾形成维持阶段增湿效应大于增温效应，导致相对湿度增加接近饱和，水汽供应充足是重要的先决条件。雾区的纬度已经在40°N以北，其附近洋面潜热通量值很小(图7a)，海雾的水汽来源显然不是局地蒸发。

水汽通量反映出副热带洋面的水汽向北输送(图7b)，在30°N～41°N，160°E～180°E的广袤大洋上，露点温度在20～24 ℃，梯度很小，形成大范围的高湿空气(高露点温度)区；在暖锋前缘，43°～45°N附近，露点温度迅速下降至10 ℃左右，形成明显的露点温度锋，足以说明暖锋对水汽输送的重要作用。中纬度洋面的2 m温度露点差基本在1 ℃左右，说明空气中的饱和度已经比较大，容易发生凝结。同时卫星资料(图略)显示有锋面降水，雨滴蒸发也可增加低空水汽量[49]。如此充足的水汽量，即使在温度升高的条件下，仍然导致相对湿度不断增加，形成海雾。

图7 9月12日20 时海气界面感热通量(等值线，实线为正，虚线为负)和潜热通量(色阶)(a；单位：W·m-2；正值代表海洋向大气输送热量；黄色标注地区为能见度小于1 km区域，下同)，海平面2 m露点温度(实线，单位：℃)、2 m处温度露点差(色阶，单位：℃)和海平面水汽通量 (黑色矢量箭头，单位：g·s-1·hPa-1·cm-1)(b)以及2 m气温(实线)和气-海温差(色阶)(c，单位：℃)Fig.7 Sensible heat flux (isoline, solid/dashed line is positive/negative) and latent heat flux (color scale) at air-sea interface (a; units: W·m-2; positive value represents heat transferring from ocean to atmosphere; the area marked in yellow is the area of visibility less than 1 km, the same hereafter); dew-point temperature (solid line, units: ℃) at 2 m, depression of dew point (color scale, units: ℃) at 2 m, and sea-level water vapor flux (black vector arrow, units: g·s-1·hPa-1·cm-1) (b); air temperature (solid line) at 2 m and air-sea temperature difference (color scale) (c, units: ℃) at 20:00 UTC 12 September

与气旋的冷暖锋相配合，在暖锋影响区有暖舌和正的气-海温差(t2m-tSS)，在其西部冷锋影响区则相反，为冷槽和负的气-海温差(图7b)。雾区基本处于气旋中心外围，气-海界面温差很小，雾区的海-气界面感热交换接近0(图7a)，说明此次海雾过程中，海洋对大气的冷却作用较小，表现出增温增湿特征，与典型的平流冷却雾不同。但暖锋导致的锋面逆温仍然很明显，为海雾/低云的形成和维持提供了大范围的稳定层结，卫星云图证实了存在大范围的暖锋云系(图1c)。

综上所述，海洋和大气在此次海雾形成中都扮演了不可或缺的角色：暖锋将来自副热带暖洋面的大量水汽输送到亲潮延伸体冷海面，暖空气遇冷空气团向上爬升形成锋面逆温，为海雾形成提供了有利的天气尺度的层结条件和水汽条件。局地海洋锋强迫的次级环流的下沉支，导致在海洋锋冷水侧上空的锋面逆温中出现下沉逆温，进一步降低逆温层底的高度，有利于雾滴局限在近海面，最终在海洋锋的冷水侧形成雾。归纳概念模型如图8所示。

图8 西北太平洋上温带气旋暖锋和局地海洋锋共同影响下海雾形成的概念模型(a，黑色箭头代表海洋锋强迫产生的次级环流)和有雾时的温度廓线(b)Fig.8 Conceptual model (a, black arrow for the secondary circulation induced by the forcing of SST front) of sea-fog formation affected both by a synoptic-scale warm front in an extratropical cyclone and a local SST front in the Oyashio Extension area of western North Pacific and temperature profile (b) when sea fog exists

4 小结

本文根据我国第十次北极科考船“向阳红01号”2019年9月12—14日大气-海洋联合观测数据，结合卫星遥感和再分析数据，对温带气旋暖锋影响下在亲潮延伸体海洋锋附近的一次海雾事件进行分析，主要结论如下。

(1)科考船自动气象站走航观测表明，海雾的生成和维持阶段气象要素呈现“增温增湿”特点，与暖锋北上相联系。但水汽压的增量大于因气温升高导致的饱和水汽压增量，增湿效应大于增温效应，相对湿度不断升高，空气接近饱和。暖锋影响下从副热带洋面向北的大量水汽输送，是水汽供应充分、水汽压增长幅度更大的重要原因，也是海雾在6级风下仍然能够维持的重要条件。

(2)船载微波辐射计的走航连续探测，揭示了冷洋面上空1 000 m以下锋面逆温的垂直结构。伴随暖锋的暖空气向北推进，在冷海面上沿冷气团爬升，形成锋面逆温，为海雾/低云的形成提供了大范围的稳定的层结条件。该锋面逆温在海洋锋冷水侧呈现向下悬垂的结构，使逆温层底高度进一步降低。

(3)亲潮延伸体水域的局地海洋锋在大气边界层内强迫出次级环流，次级环流的下沉支位于海洋锋冷水侧，下沉逆温使锋面逆温层底的高度进一步下降，贴近海面，有利于雾滴在海面聚集。与大气环流和锋面逆温相比，海洋锋强迫的次级环流和下沉逆温是局地性的，尺度较小，但对海雾形成有更直接的影响。云高仪观测表明，雾区恰在逆温层向下悬垂的下方，而没有下沉逆温的地方则为低云。在以上分析基础上，归纳了西北太平洋亲潮延伸体海域海雾形成的概念模型，当暖锋锋面向北越过海洋锋后，雾区出现于海洋锋冷水侧。

文中结论主要是根据一次出海观测得出，诸如大洋上空的锋面逆温和悬垂结构(下沉逆温)、逆温层与雾区云区的配合等都是观测揭示的。目前尚没有类似工作发表，这足以说明观测对于认知海雾等海上天气现象有至关重要的作用，全面深入研究还需更多的观测。关于局地海洋锋的强迫次级环流作者已用数值模拟和数值试验初步验证，下沉逆温和锋面逆温相互配合的机理、海雾和低云相互转化的大气边界层过程等还需要利用数值模拟和数值试验进一步研究，这也将是下一步的工作重点。

致谢：本研究的数据及样品采集得到自然资源部第一海洋研究所第十次北极科学考察航次的支持，该航次由“向阳红01号”科考船实施，海雾观测数据由钟文理博士提供，中国海洋大学的刘敬武副教授、衣立副教授、丁赛赛博士对本文提出了宝贵意见，在此一并致谢。