冬季持續性大霧診斷分析

盧緒蘭，盧培玉

(1.成都信息工程大學 大氣科學學院，四川 成都 610225； 2.山東省人工影響天氣辦公室，山東 濟南 250031)

霧是指空氣中懸浮著大量的微小水滴，使大氣水平能見度小于1 000 m的天氣現象[1]。霧不僅會對能見度有嚴重影響，還會給人們的日常生活及農作物生長帶來諸多不利的影響。山東的大霧天氣在秋冬季出現最多，主要類型是由地面長波輻射降溫使近地層空氣飽和而形成輻射霧[2]。冬季是反季農事活動最活躍的時期，冬季大霧對設施農業活動影響很大。大霧使溫室接受的日照減少，影響了農作物葉片的光合作用。另外發生大霧天氣時濕度增加，影響植物蒸騰作用，不利于根系水分吸收，影響農作物發育。對霧的形成與發展機制進行研究、合理應用氣象資源、趨利避害，是設施農業活動穩產的重要前提與關鍵[3]。提高對霧生成、消散機制和發展規律的認識水平，不僅能保障農業活動的順利進行，還可盡量減輕霧對人們的生活影響。

近年來，許多學者對霧的生消過程、物理特征、時空分布、形成機制等研究已取得大量成果[4-5]。趙衍斌等[6]從大氣環流背景、大氣層結條件、近地面水汽條件等方面進行分析，揭示霧的產生和消散所需要的條件。徐義國等[7]利用國家觀測站數據分析了2018年河北一次持續大霧天氣的成因。葛良玉等[8]分析了產生霧的天氣形勢，研究了霧區重要物理量分布特征，討論了霧的形成和長時間維持的原因。李子華等[9]的研究表明，輻射霧形成后釋放的大量潛熱是霧爆發性增厚的特征，逆溫層隨高度分層，常有水汽積累。本研究使用天氣學診斷分析的方法對大氣環流形勢和物理量變化進行分析，剖析此次冬季持續性大霧的演變特征，討論了影響本次大霧生消物理過程中的逆溫結構和湍流混合問題，總結連續性大霧天氣的成因，旨在為今后的預報提供參考。

1 資料與方法

選取2019年12月8—10日山東發生的持續3 d的一場冬季大霧，采用NECP/NCAR 1°×1°再分析資料、濟南站(36.36°N，117°E)的探空資料、常規氣象觀測資料、自動站觀測資料進行相關分析。

2 結果與分析

2.1 大霧形成環流背景及其形成條件

在500 hPa上，大霧發生前，烏拉爾山以東為一槽一脊型，從烏拉爾山到東亞整個地區被烏拉爾高壓脊前的西北氣流控制，高空環流形勢穩定，沒有大的天氣系統過境。大霧發生前期，高空西北氣流中有中支槽產生，南支槽發展加深，華北和華東偏南氣流增強，有利于帶來南方暖濕氣流，為霧的形成提供了準備條件。后期有弱冷空氣影響，9—10日東亞地區高空鋒區有所加強，冷空氣入侵山東。

在850 hPa，7日山東位于輻高邊緣的北側，并且沿著輻高邊緣不斷有西風短波槽經過，受副高的影響，有利于使地面的氣團變暖；8—9日副高減弱南退，南支槽開始發展。山東位于副高西側南支槽前的西南氣流中，并且在山東境內有弱的溫度脊配合。豐富的暖濕氣流和冷的下墊面相遇，為大范圍霧的形成提供了有利條件[10]。

從地面形勢來看，霧主要發生在地面至200～400 m高的近地面層內，其形成與地面天氣形勢有密切關系。5日20：00在山東和河北的南部產生倒槽，至6日2：00，倒槽在原地形成地面氣旋，控制了整個山東的西部地區。隨著蒙古高壓加強東移，鋒區也逐漸東移，從6日夜間到7日中午以前，2次弱冷鋒依次影響山東并迅速移出；8—9日山東被大陸冷高壓控制，由于高壓不強，等壓線稀疏，有利于均壓區的形成，且風速不強，平均風速基本約3 m·s-1。如果風速太大，湍流太強，則霧易抬升成為低云或消散；如果靜風，空氣流動緩慢，湍流太弱，則水汽不易向上擴散。因此小風、弱風能使輻射冷卻作用和水汽擴展到一定高度，是形成一定厚度霧的先決條件，也是大霧形成和維持的一個基本條件[8]。9日夜間天氣晴朗，使地面長波輻射冷卻作用達到最強，且近地層中的水汽接近飽和達到凝結成霧的條件。在這種情況下，霧維持并且加強[11]。從10日8：00地面圖(圖1中b)上可知，山東又被低壓系統控制，水汽條件變好，同時湍流交換有所加強，有利于霧的增厚、發展和維持。此后不斷有弱冷鋒過境，11日凌晨山東被冷高壓控制，大霧過程結束。

a—2019年12月10日8：00高空500 hPa形勢圖(細實線為等高線；虛線為等溫線；粗實線為槽線)；b—2019年12月10日8：00地面形勢圖。圖1 大霧形成的環流背景形勢

2.2 霧區物理量分布特征

2.2.1 溫度對數壓力圖

8日夜間近地層的湍流運動在垂直、水平方向上都很微弱，上下層動量交換受到抑制，有利于輻射逆溫的形成、維持，水汽的凝結在低空積聚凝聚結成霧。強長波輻射使地表冷卻迅速降溫，地面失去熱量后使近地面層的空氣也隨之冷卻，湍流作用不強。熱量上下交換較弱，在近地層處形成穩定的逆溫層[12]。逆溫層使得大氣上下層的湍流和動量交換減弱，不利于上升運動發展，使近地層氣溶膠微粒和水汽不斷積聚，促使大霧天氣的發生。

輻射霧常發生在夜間無云或少云、無風或風速很小而相對濕度又較大時。隨著逆溫層的加厚，空氣相對濕度增加近乎飽和，氣溫穩定下降至一定程度時，就會有大量的水汽凝結成霧滴積聚在逆溫層下而形成輻射霧。此后輻射逆溫在低層一直維持，至10日，925～800 hPa形成明顯的逆溫層(圖2)。逆溫層增強，夜間地表和大氣的溫差絕對值減小，加上高空環流形勢穩定少動，近地層飽和濕層長時間維持，使霧得以維持。11日冷空氣東移使逆溫層消失，地面風速增大，能見度轉好，大霧過程結束。

圖2 2019年12月10日8：00濟南站的溫度對數壓力圖

2.2.2 霧區散度場

圖3是2019年12月10日濟南14：00地面散度圖。圖中最大輻合中心由8日8：00河套西部東移到河南的東北部。0線東移到120 °E的西部，霧的大值區分布在輻合中心。地面弱的輻合，低層氣流的輻合促進霧區內湍流混合運動加強，霧向上、向下發展。霧頂增高，同時地面霧迅速向上增長，空中霧迅速向下發展。霧形成后，潛熱釋放會使局地溫度升高，湍流交換加強，霧層爆發性增厚。湍流交換一方面使逆溫層的熱量下傳，另一方面使低層水汽上傳。當上傳水汽過程占優勢時，凝結增加，液態水含量增加，霧層變濃[13]。輻射冷卻是輻射霧形成的前提，而湍流則對霧形成的后發展有非常重要的影響。

圖3 2019年12月10日濟南14：00地面散度圖

2.3 霧與溫濕度關系

8—10日山東大部分地區地面氣壓偏低，溫度接近露點溫度，空氣濕度接近飽和或已經飽和。由圖4可知，從9日8：00至10日14：00溫度曲線和露點曲線幾乎重合，空氣濕度達到或幾乎接近飽和，這段時間濟南大霧最為嚴重。同時這段時間濟南氣壓值較低，被低值系統控制，提供了較好的水汽條件。

圖4 濟南8—12日的地面三線圖

3 小結

大霧過程的背景條件為高空有弱冷空氣，低層有逆溫，地面上有變性冷高壓配合，或處于冷高壓的底部或后部，是大霧發生的有利天氣條件。溫度、露點溫度、氣壓、風場對大霧的形成均有不同程度的影響。弱輻合場和較高的溫濕度條件是這次大霧天氣持續時間長的原因。地面風速微弱，大氣層結穩定，有逆溫層存在，特別是降雪、降雨后地面增濕更有利于霧的形成。