地理學中海霧形成的原因_海霧的形成條件

地理學中海霧形成的原因_海霧的形成條件

　　海霧，在沿海每到春暖花開，由冷轉暖的時候，經常會出現迷迷蒙蒙毛毛細雨的天氣，能見度顯著降低，海霧的形成條件和原因讓人好奇。下面由學習啦小編為你詳細介紹海霧的相關知識。

　　海霧形成的原因與條件

　　海霧是指在海洋影響下生成在海洋上的霧，它是在特定的海洋水文和氣象條件下產生的，換句話說，海霧在那些經常可以滿足成霧條件的海區出現的機會多，反之亦然，因而海洋上海霧的分布具有很強的區域性和季節性。

　　海洋上霧的絕大多數是平流霧，因此這里將著重介紹平流霧的形成條件。

　　冷的海面

　　大量觀測結果證實，平流霧大都出現在冷海面水域上空。尤其在沿著氣流方向海水表面溫度迅速降低的水域，即寒暖流交匯區的冷水面上或水平溫度梯度較大的海陸交界地區，移經其上的暖濕氣流更容易變性冷卻使水汽凝結，霧在這些水域就更加頻繁多見。

　　例如，發源于白令海和鄂霍茨克海的親潮寒流在北海道東岸與黑潮相遇，形成強大的冷暖流鋒區，它是日本以東洋面成為“海上霧都”的主要原因。冷的海面是形成海霧的重要條件，但是海水表面溫度“冷”有一臨界值，觀測表明，海霧發生地區域大致限于表向水溫低于20°的冷海面。我國沿海水域的海霧發生區域大多與這個水溫界限相符合。

　　例如，2月華南沿海正是海霧最多的水域，而此時從北部灣經瓊州海峽直到合灣海峽，表面水溫均低于20°，與多霧區域十分吻合。5月份，表面水溫等20°線推移到浙江沿海和東海中部，而此時正是這個海區海霧最為頻繁的時期。對于20°表面水溫這個界限，也并非各海區都是一樣的，像黃海北部8月份的霧就發生在表面水溫低于24°的海面上。

　　正因為如此，有人認為我國近海有利于霧生成的表面水溫的界限值應詼確定為24°。必須指出，海霧發生與否并不完全取決于單一的海面水溫條件，只有當水溫條件和氣象條件都合適，才可能有利于霧的發生。例如，2月黃海和東海的表面水溫雖然不到20°，但時處隆冬，風大，空氣中水汽含量少，不能提供合適的成霧氣象條件，所以海霧很少。4，5月之后，黃、東海表面水溫仍低于20°，但此時氣象或霧條件優越，多有海霧發生。

　　一定的海氣溫差

　　如上所述，平流霧的生成，除了表面水溫低于某界限值的條件之外，還取決于海面水溫和氣象條件的配合，其中就有水溫與氣溫之間的配合。但是，海水表面溫度與其上的空氣溫度之間差值(即氣溫與海面水溫之差)究竟達到多大時，才最有利于霧的生成呢?對于這個問題，過去曾經有人認為，海氣溫差愈大，愈有利于霧的形成。其實不然，大量的觀測事實表明，當氣溫高于海面水溫左右時，霧出現最多。

　　在氣溫高于水溫的情況下，霧次數隨著氣溫與水溫差值的增大而逐漸減少，當差值大于以后，霧就很少發生。這是因為海水有著巨大的熱容，海面水溫不會很低，若氣溫比水溫高得多時，空氣的飽和水汽壓就變大，難以達到飽和，從而不利于海霧的生成。

　　另外，當在氣溫稍低于水溫吋，也可以見到有相當數量的霧出現，并且霧次數隨著水溫高于氣溫的差值的增大而不斷減少。在氣溫高出海溫2-3°時霧最常見，霧大多集中在氣溫高出海溫0-6°范圍內，當溫差達到以上時霧極少出現。

　　適宜的風場

　　暖濕氣流的長時期存在，對海霧的生成與發展相當重要，它可以不斷向霧區補充成霧必需的大量水汽和熱量。所以有霧生成時，一般盛行偏南或偏東氣流。在我國，有利于霧形成的風向隨海區而異。一般說來，東中國海水域，以偏南風時霧最多，南海則以偏東風時霧最為常見。

　　海上風速的大小與海霧的形成也有著密切的關系。風速過大，會使空氣層中產生較強的湍流交換，促使上層空氣的熱量往下傳送，妨礙低層冷卻，不利于霧的形成;風速太弱，一方面空氣中的湍流交換相當弱，只能使海面上很淺薄的一層空氣冷卻，同時風速太弱也不能大量輸送暖濕空氣到達海面，即使有霧生成，也不能長久維持。

　　例如，西北太平洋和北大西洋，海霧發生時的風力事為2-3級或3-4級，風力2-4級時出現的霧頻率可達全部霧的70%以上;風力在1級以下和6級以上時，霧較少出現。

　　充足的水汽含量

　　過去不少人認為，霧形成時的相對濕度應達100%，即處于飽和狀態。近年來的許多觀測結果表明，海霧形成時的相對濕度并不一定達到100%，有時相對濕度在80%以上便有霧發生，這可能與海上有豐富的吸濕性極強的凝結核(鹽粒)有關。相對濕度的大小和霧的關系還有某種日變化的特征。

　　一般凌晨和夜晚時刻發生的霧大多數出現在空氣處于或接近飽和狀態之下，并且隨著相對濕度值的稍稍減小，霧次數會迅速減少;當相對濕度低于95%，就不再有霧生成，在中午時間，霧次數隨相對濕度的減小變化不大，當相對濕度低到88%時，還能有霧發生。較強的逆溫層結霧是大氣處在穩定層結狀態下的一種凝結現象。

　　在海霧的形成過程中，低層大氣通常總有逆溫層存在，它像一個無形的蓋子，阻擋著水汽向上空擴散，抑制低層大氣的對流發展，使水汽和凝結核聚積在低空，對霧的形成極為有利。

　　在穩定性的霧中，最典型的溫度垂直廓線是霧層中表現為微弱的降溫和等溫，而在其上則是逆溫。平流霧霧層上的逆溫的出現率約為90%左右。通常逆溫強度越強時，逆溫層的厚度越大，常見的逆溫層厚度在400—500m左右。

　　特定的大氣環流形勢

　　海霧的形成往往與一定的天氣系統活動相關聯，特別是在髙氣壓醫域內，對霧的生成和維持最為有利。雖然霧多見于高壓區內，但其他天氣系統伴隨的霧也有一定的比重。

　　例如，日本海的霧主要出現在北太平洋高壓和鄂霍次克海高壓區內，約占36%;冷暖鋒產生的鋒面霧也不少，約占30%，由于霧是穩定層結下出現的天氣現象，所以鋒面霧多出現在鋒面降水不活躍的地方，像低壓后部、暖鋒前的降水區域等。其余霧產生在低壓區，低壓邊緣和靜止鋒等天氣系統內。

　　海霧的種類

　　依成因不同，可把海霧分成 平流霧、 混合霧、 輻射霧和 地形霧4種。

　　平流霧

　　因空氣 平流作用在海面上生成的霧。它包括兩種：

　　①　平流冷卻霧。又稱 暖平流霧，有時簡稱 平流霧，為暖氣流受海面冷卻，其中的水汽凝結而成的霧。這種霧比較濃，霧區范圍大，持續時間長， 能見度小，春季多見于北 太平洋西部的 千島群島和北大西洋西部的紐芬蘭附近海域。

　　②　平流 蒸發霧。海水蒸發，使空氣中的水汽達到飽和狀態而成的霧，又稱 冷平流霧或冰洋煙霧。 冷空氣流到暖海面上，由于低層空氣下暖上冷，層結不穩定,故霧區雖大，霧層卻不厚，霧也不濃。從兩極區域流出的冷空氣到達其鄰近暖海面上或在巨大冰山附近的水域上時，均可生成平流蒸發霧。

　　混合霧

　　冷(暖)季 混合霧。海上風暴產生的空中降水的水滴蒸發，使空氣中的水汽接近或達到飽和狀態。這種空氣與從高(低)緯度來的冷(暖)空氣混合，就冷卻而成霧。這種霧多出現在冷(暖)季。

　　輻射霧

　　①　浮膜 輻射霧。漂浮在港灣或岸濱的海面上的油污或懸浮物結成薄膜，晴天黎明前后，因 輻射冷卻而在浮膜上產生了霧。

　　②　鹽層輻射霧。風浪激起的浪花飛沫經蒸發后留下鹽粒，借湍流作用在低空構成含鹽的氣層，夜間因輻射冷卻，就在鹽層上面生成了霧。

　　③　冰面輻射霧。高緯度冷季時的海面覆冰或巨大冰山面上，因輻射冷卻而生成霧。

　　地形霧

　　①　島嶼霧。空氣爬越島嶼過程中冷卻而成的霧。

　　②　岸濱霧。產生于海岸附近，夜間隨陸風漂移蔓延于海上。白天借海風推動，可漂入海岸陸區。

　　空氣層結的改變，可使海霧升高變為層云，也可以使層云降低變成海霧。中國東海岸和 美國西海岸都有這種現象。

　　海霧的分布情況

　　世界海域的海霧　全球各海區的海霧，類型雖然很多，但其中范圍大、影響嚴重的，首推平流冷卻霧，而以中 高緯度大西洋的 紐芬蘭島為中心和以北 太平洋 千島群島為中心的兩個帶狀霧區最為顯著，以南印度洋 愛德華王子群島為中心的帶狀霧區也很突出。其次便是大洋東岸低緯度 信風帶上游的霧，如太平洋東岸的加利福尼亞外海和秘魯外海，大西洋東岸的加拿利群島以南的海域和 納米比亞外海，都是這類霧區。這些海域的海霧多在春夏盛行，尤以夏季為最。其特點是霧濃，持續時間長，嚴重的大霧可持續1～2個月。 平流 蒸發霧多見于冷季的副極地或冰山和流冰的外緣水域，霧層薄，形似炊煙。但當它在春秋季節與平流冷卻霧在中、高緯度海域交替出現時，也常構成大片 濃霧區。至于散布在世界各海域(或湖泊)的零星霧區，大多有地區性，難成體系，且不一定屬于同一霧型。

　　渤海、黃海、東海和南海的海霧分布不均勻，出現的季節也不完全一樣。渤海的海霧只出現在 遼東半島和 山東半島沿海水域;黃海全海區基本上都有霧;東海的霧多出現于中國沿岸，日本西南海域和琉球群島幾乎不出現海霧;南海的霧只局限于中國沿岸水域。山東半島東岸、朝鮮半島 西岸和 舟山群島為 3個多霧中心。海霧的時間變化，南海始于1月中旬，終于4月中旬，霧期為3個月; 臺灣海峽始于2月中旬，終于6月中旬，霧期為 4個月;東海始于3月，終于7月中旬，霧期為4～5個月;黃海始于3月中旬，終于8月中旬，霧期為5個月。可見在空間分布上，霧區隨緯度的增高而擴大;在時間變化上，霧期也隨緯度的增高而延長。至于在近海水域，則島嶼霧恒多于岸濱霧。

　　通過對海霧的觀測和調查，了解它的屬性和分布變化的規律，進一步應用天氣學和數理統計等方法，可以進行海霧的預報。此外已提出一些 動力學模式，試作海霧的數值預報;通過模擬實驗，可研究海霧的生消過程和作用機制。

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