寧波機場一次大霧過程診斷分析

陶俞鋒 吳福浪

(中國民用航空寧波空中交通管理站，浙江 寧波 315000)

寧波機場一次大霧過程診斷分析

陶俞鋒 吳福浪

(中國民用航空寧波空中交通管理站，浙江 寧波 315000)

利用常規探測資料、NCEP/NCAR再分析資料和FNL1°×1°格點資料，對2015年12月26日凌晨寧波機場發生的一次大霧過程進行綜合分析。結果表明：前期的雨霧和高空西南急流的輸送為此次大霧過程提供了充沛的水汽，而中低層槽后西北氣流和地面的弱高壓控制則提供了有利的天氣背景條件；溫度露點差(T-Td)對濕度的衡量有一定的指示意義；中高層冷平流的控制，致使寧波機場天況轉好，地面輻射冷卻作用有利于大霧的形成；近地面層的負渦度和中高層的正渦度，這種垂直配置能確保大氣低層的濕空氣不外流。

大霧；溫度露點差；溫度平流場；渦度和散度場

0 引 言

大霧是指發生在一定天氣條件下，由于近地面大氣層中懸浮的水滴或冰晶大量堆積所造成的水平能見度小于1 km的一種天氣現象。隨著社會經濟和民航運輸業的發展，大霧作為一種災害性天氣受到越來越多的關注[1-2]。

近年來，國內不少學者從不同角度對大霧做了深入的研究和分析，已取得了一定的成果。樊琦等[3]采用MM5模式對廣州地區冬季的一次大霧天氣進行了數值模擬研究，結果表明，MM5模式已具有進行霧的數值預報能力。王麗榮等[4]在2005年對河北省中南部一次大霧天氣過程從環流形勢、天氣要素及物流量場等方面進行全面分析總結。熊秋芬等[5]對北京一次濃霧的邊界層要素特征及其成因進行了探討。李元平等[6]利用WRF模式對2006年1月北京地區平流霧進行了數值模擬研究，分析了平流霧發生、發展和消散機制。

寧波處于東海之濱，長江三角洲南側，其東北部為平原，西南和東南為四明山脈，呈“V”字型。雖為沿海之城，但其特殊的地理環境，使得寧波櫟社機場出現平流霧和海霧的概率較小，主要以輻射霧為主，尤其秋冬季節大霧時有發生。本文利用相關資料對2015年12月26日寧波機場冬季一次大霧過程進行了分析研究，便于進一步了解寧波機場大霧的發生、發展和消亡規律，提高對大霧的預報準確率和氣象服務，減輕大霧對飛行的影響。

1 天氣概況及環流背景

2015年12月26日凌晨大霧發生前，寧波機場從早晨至前半夜受霧霾影響，基礎能見度較差，基本上維持在2～3 km，且前期22—24日本場一直受雨霧影響，相對濕度較大，夜間短時出現過能見度低于1公里的大霧。本次大霧從12月25日16:37時(UTC，下同)開始，一直持續到26日02:15，共計9 h 38 min。此次大霧過程造成寧波機場多個航班備降或取消，給航班正常運行帶來了很大影響。

從圖1主導能見度隨時間的演變中可以看出，25日14:00寧波機場主導能見度為2500 m，而到16:00能見度快速下降到1200 m，其中RVR(跑道視程)已降到550 m；17:00主導能見度為400 m，比上一時次驟降800 m，RVR降為200 m。本場能見度最差出現在18:00，其值為200 m，且持續了7 h。到26日上午，隨著氣溫上升，風速變大，主導能見度開始有所好轉。02:00上升為700 m，到02:15已達到1200 m，突破1 km，天氣現象由大霧變為輕霧。

圖1 2015年12月25日12:00—26日03:00時主導能見度演變圖

從25日12時的大尺度環流背景圖來看，寧波櫟社機場處于：高空500 hPa(圖2a)環流偏平，西南地區存在一支較強的暖濕急流，為此次大霧過程提供了豐富的水汽；中低層850 hPa(圖2b)為槽后西北氣流，冷空氣的擴散為本場出現碧空和輻射降溫做了前期準備；地面則處在高壓中心附近，氣壓場較弱，風速維持在1 m/s左右。高濕、碧空和微風是寧波機場后半夜出現大霧的充要條件。

(a)500 hPa (b)850 hPa圖2 2015年12月25日12時高度場和風矢量場 (實線為等高線，單位：dagpm；矢量單位： m/s)

2 氣象要素分析

2.1 溫度和露點演變

從圖3溫度和露點的演變圖中可以看出，兩者隨時間變化是一致的，呈淺“U”型。16:00之前，溫度和露點在5℃(含)以上。16:00—01:00，兩者基本維持在3～4 ℃，而這時間段也正是寧波機場大霧發生的階段，與大霧發生前相比，溫度和露點均下降2～3 ℃，輻射降溫較為明顯。01:00之后，下墊面增溫，本場溫度和露點開始直線上升，每小時升溫近2 ℃。由于前期能見度較差，當T=6℃時，本場測得主

導能見度仍為700 m，而到T=8 ℃時，能見度已躍到2500 m。氣象上，溫度露點差(T-Td)的意義是用來衡量濕度的參量，溫度露點差越大，表示濕度越小；反之，則濕度越大。通常以(T-Td)≤2 ℃的區域作為飽和區，并取(T-Td)≤4～5 ℃作為濕區。從圖中可知，溫度露點差在整個時間段內均為0 ℃，本場一直處于飽和區；另一方面，寧波機場自觀系統(AWOS)測得的相對濕度也達到100%飽和。主要原因可能由于前期的不斷降水和高空西南氣流對水汽的輸送。

圖3 2015年12月25日12:00—26日03:00溫度和露點演變圖

2.2 風向風速演變

表1是風向和風速隨時間的演變實況。由表可知，大霧發生(16:37UTC)前，風速較小，普遍只有0～1 m/s，風向變化較大。大霧發展過程中，風速也一直比較小，維持在0～1 m/s，而風向基本上在VRB和靜風之間變動，符合此時的寧波機場正處于高壓環流控制之下。在大霧消亡(02:15UTC)后的2～3 h，本場的風速不大，為1～2 m/s，風向為東南風(120°)和VRB，但其高空3層已均為西北氣流，動量下傳，冷空氣逐漸滲透下來，大霧開始緩慢消散。這表明此次大霧過程的消亡機制，究其原因是由高層冷空氣的滲透和地面風速緩慢加大造成的。

表1 風向和風速的演變

3 物理量診斷

3.1 溫度平流場

25日06時是大霧發展的前期，寧波機場高空500 hPa以下呈現暖平流的輸送(圖4a)，這是高空3層均為一致的西南暖濕氣流，且風速隨高度逐步增大的結果，暖平流最大值位于600 hPa附近，其值為20×10-5K·s-1。12時系統過境，本場轉為槽后西北氣流，從圖4b中看出，450 hPa到近地面層為冷平流控制，中心值分別為500 hPa的-30×10-5K·s-1和700 hPa的-20×10-5K·s-1。冷空氣的擴散使得寧波機場的天況轉為碧空，從而促使本場的輻射降溫。在大霧的發生期間，從25日18時(圖4c)和26日00時(圖4d)可知，700 hPa以上為負溫度平流控制，而700 hPa以下的溫度平流很弱，其值接近于0，這與大霧期間中低空存在逆溫層，大氣層結穩定是相符的。

圖4 2015年12月25—26日沿121.5°E經向溫度平流(單位：10-5K·s-1)垂直剖面圖

3.2 渦度和散度場

2015年12月25日18時的渦度場上可以看出，在29.5°N附近從近地面一直延伸到850 hPa上為0～6×10-5s-1的弱負渦度區，其大值中心位于950 hPa附近，負渦度對應的地面氣流為輻散下沉氣流，這說明弱下沉氣流能保持近地層高水汽含量的大氣不會向上空抬升擴散，較小的渦度值又說明氣流不是在快速下沉，保證近地層氣流的相對穩定，有利于霧的形成。另外在700～500 hPa本場上空對應的是正渦度區，這與t-lgp圖上(圖略)在850 hPa和700 hPa之間存在一逆溫層相匹配的，其下是輻散下沉區，其上是輻合上升區。從同期的散度場看，在29.5°N附近上空正負散度場間隔相存，其強度比渦度場較弱，近地層也表現為弱輻散下沉區。

(a)渦度場(單位：10-5s-1);(b)散度場(單位：10-5s-1)圖6 2015年12月25日18時沿121.5°E渦度場和散度場

4 結 論

通過對2015年12月26日凌晨寧波機場發生的一次大霧過程進行綜合分析，得出以下幾點：

1)前期的雨霧和高空西南急流的輸送為此次大霧過程提供了充沛的水汽，而中低層槽后西北氣流和地面的弱高壓控制則提供了有利的天氣背景條件。

2)大霧發生期間，溫度露點差(t-td)一直小于2 ℃，本場處于濕度飽和區；另AWOS儀器顯示相對濕度已達到100%極值。

3)大霧發生前和大霧過程中，風速較小，風向不穩定；大霧消亡時，高空3層均為西北氣流，表明此過程的消亡機制，主因是由冷空氣的滲透造成的。

4)中高層的冷平流入侵控制，使得寧波機場上空云系逐漸消散，天況轉為碧空，致使本場地面輻射降溫較為明顯。

5)近地面層的負渦度表現為輻散下沉氣流，能保持高水汽含量的大氣不會向上空抬升擴散；而相對應的中高層是正渦度區，表明本場上空大氣層結比較穩定。

[1] 何群.杭州蕭山機場大霧初探[J].空中交通管理，2007(2):26-28.

[2] 劉開宇，王世權，劉貴萍，等.貴陽機場霧的氣候統計分析[J].四川氣象，2007(S1)：73-79.

[3] 樊琦，吳兌，范紹佳，等.廣州地區冬季一次大霧的三維數值模擬研究[J].中山大學學報(自然科學版)，2003，42(1):84-86.

[4] 王麗榮，連志鸞.河北省中南部一次大霧天氣過程分析[J].氣象，2005，31(4):65-68.

[5] 熊秋平，江元軍，王強.北京一次濃霧過程的邊界層結構及成因探討[J].氣象科技，2007，35(6):781-786.

[6] 李元平，梁愛民，張中鋒，等.北京地區一次冬季平流霧過程數值模擬分析[J].云南大學學報，2007，29(2):167-172.

2016-04-21