榆林市輻射型濃霧天氣成因及維持機制個例分析

蔣伊蓉

(1.榆林市氣象局，陜西榆林 719000；2.陜西省氣象局秦嶺和黃土高原生態環境氣象重點實驗室，西安 710016)

霧是指懸浮在近地層空氣中的大量小水滴或冰晶使水平能見度降到1 km以下的天氣現象。春、冬季是陜北大霧高發季節，大霧對交通運輸等造成不利影響，對人民生命財產安全也有嚴重危險。目前專家學者對我國很多地方大霧的生消機制、邊界層特征以及微物理過程等進行了大量的研究[1-8]。劉熙明等[4]指出北京地區大霧是在較大濕度、較小風速和風速垂直切變、穩定層結以及較低氣溫的邊界層特征下形成的。李美琪等[5]研究冀中南一次持續性大霧過程發現，穩定緯向環流背景下，弱短波槽快速東移是促使大霧形成、霧區范圍擴大及強度增強的主要原因之一。高宇等[6]指出暖濕空氣輸送和逆溫層穩定是內蒙古興安盟大霧維持的有利條件，而冷渦前部強上升區使近地面濕度條件減弱是大霧消散的主要原因。王慶等[7]對濟南一次平流輻射霧的微物理結構及演變特征進行了研究討論。對陜西大霧也有不少研究[8-15]，且近幾年氣象工作者更關注霧霾天氣的研究[16-18]，如賀皓等[9]、潘留杰等[10]和王雯燕等[11]對陜西大霧的氣候特征及可能的成因進行了分析研究，段桂蘭等[12]、林楊等[13]和劉瑞芳等[14]分別對陜西一次大霧天氣的生消機制和天氣特征進行分析。這些工作都側重于全省或是關中、陜南地區的大霧天氣；而陜北由于它特有的地理位置和地形，大霧天氣多半并不與其他地區同時出現，其形成、發展和維持機制或也不同于其他地區，故需要進一步的研究以解決此類困惑。

本文利用逐5 min地面觀測資料、探空資料、風云四號衛星云圖以及NCEP 1°×1°再分析資料，對2020年2月1—2日出現在陜北榆林市的一次濃霧天氣過程的天氣尺度環流背景，地面溫、壓、濕、風等特征以及邊界層熱力、動力和水汽條件等方面進行了分析，探討了本次濃霧形成原因及維持機制，以期為陜北地區的大霧預報提供一些思路和方法。

1 大霧實況

2020年2月1日夜間至2日上午，位于陜北的榆林市除西部3站未出現大霧天氣外，其余地區均出現了能見度小于500 m的大霧(圖1)，其中有6站出現能見度小于200 m的濃霧，子洲能見度最小僅有55 m，濃霧持續了12 h。

圖1 2020-02-01T08—02T20 榆林市最小能見度(單位為m)分布

2 環流背景

2月1日08:00(圖略)，500 hPa亞洲中高緯度呈一脊一槽型，烏拉爾山以東為一高脊，貝加爾湖至東北為一低槽，我國中低緯度處于緯向氣流中，河套西部有一淺槽，700 hPa和850 hPa與之配合有切變線，地面圖上西南地區至陜北有倒槽發展，受系統東移影響，1日14:00—20:00陜北地區出現降雪天氣。1日20:00，500 hPa低槽移出陜北，新疆東部至河套地區轉為西西北氣流控制(圖2a)，850 hPa轉為弱偏北風(圖2b)，并有暖溫度脊配合。海平面氣壓場上陜北轉為均壓場控制(圖2a)，地面風速較小。在這樣的環流背景下，沒有強冷空氣活動，加之降雪過后近地層空氣濕度近于飽和，夜間輻射降溫水汽凝結，故而出現濃霧天氣。2日08:00(圖略)，500 hPa上貝加爾湖冷渦東移南壓，陜北上空環流經向度加大，引導地面冷高壓東移南下，陜北位于冷高壓前部梯度大值區內，地面風速加大，濃霧隨之消散。

圖2 2020-02-01T20 500 hPa位勢高度(實線，單位為dagpm)和海平面氣壓(虛線，單位為hPa；a)、850 hPa風場(風向桿，單位為m/s)和溫度場(實線，單位為℃；b)空間分布

3 地面氣象要素特征

以子洲為例，分析此次大霧過程地面氣象要素逐5 min變化特征(圖3)。根據此次大霧過程的演變，將其分為4個階段來討論。第1階段為降雪前(1日08:00—14:00)。此時陜北地面受低壓控制，盛行偏東偏南氣流，輸送暖濕空氣，氣溫逐步上升，能見度在10 000 m以上。第2階段為降雪時段(1日14:00—22:00)。隨著低槽東移陜北降雪，地面氣象要素也隨之變化，氣溫下降，濕度近于飽和，風向由偏東偏南轉為偏西偏北，風速維持較小，能見度下降至1 000 m左右。第3階段為大霧發展階段(1日22:00—2日10:00)。1日22:00，降雪結束，地面空氣濕度達到飽和，地面盛行偏西偏北風，風速小于3 m/s。從衛星云圖上看(圖略)，此時天氣基本放晴，非常有利于地面輻射降溫。氣溫降低至-2 ℃以下，達到露點溫度， 能見度由1 000 m左右迅速降至200 m以下，隨后氣溫仍在不斷下降，能見度維持在200 m以下直至次日10:00，長達12 h。由此可見，飽和濕空氣、較小的風速是濃霧形成的必要條件，而氣溫下降至凝結點是濃霧發展的觸發條件。第4階段為大霧消散階段(2日10:00—14:00)。日出后(09:00)，氣溫迅速回升，而能見度對氣溫的響應時間有所滯后，10:00能見度才明顯上升，11:00上升至3 000多米；11:00后，氣溫上升速度變緩，但能見度卻急劇上升至20 000 m以上。對照此時的地面風速發現，風速從1 m/s迅速增加至6 m/s，說明此時地面冷高壓前部到達陜北，冷空氣入侵，地面氣壓升高，風速增大，濕度降低是能見度迅速升高的主要原因。

圖3 2020-02-01T12—02T14子洲站逐5 min氣象要素演變(a 能見度和氣溫，b 相對濕度和氣壓，c風速和風向)

4 邊界層特征

4.1 溫度層結

圖4為1日08:00至3日02:00過子洲站(110.05°N，37.6°E)的風、濕度、溫度和溫度平流的時間-高度剖面圖。從圖4a可以看出大霧出現前(第1和第2階段)，大氣整層接近飽和，中高層(850～500 hPa)為西南風，低層(850 hPa以下)為偏東風，整層為暖平流，陜北出現降雪。進入第3階段，隨著低槽東移，降雪結束，中高層轉為偏西偏北風，風速有所增加，濕度明顯降低，冷平流明顯，配合衛星云圖(圖略)看高空云量顯著減少；低層也轉為偏北風，但風速較小(2～4 m/s)，濕度維持在60%以上。分析溫度平流(圖4b)，850 hPa的強度(-2 ×10-5℃/s)較其上下層(分別為-10 ×10-5、-6 ×10-5℃/s)要弱得多，說明850 hPa的降溫沒有其上下層的強，這樣就在850 hPa上形成了逆溫層“暖蓋”，抑制了動量、熱量的垂直交換，從而保證近地面水汽的集聚和弱風速的維持。從圖4c可以看出，2日02:00前后，850 hPa上有逆溫層形成，分析2日08:00位于榆林市以南的延安站探空圖也發現(圖略)，850 hPa以下仍有淺薄逆溫層存在。第4階段，2日08:00后，高層風速再次增大(圖4a)，因動量下傳，850 hPa風速增至14 m/s。圖4b中冷平流中心隨時間也向低層移動，850 hPa冷平流增強至-16×10-5℃/s，冷平流降低了逆溫層層頂的溫度；而日出后地面升溫快，暖蓋逐漸被破壞，850 hPa以下風速隨動量下傳增加至8 m/s，熱量通過湍流向大氣輸送，霧滴開始蒸發，近地層濕度下降。結合圖3地面氣象要素變化可知，11:00動量下傳至地面，地面風速增加，濃霧減弱并趨于消散。綜上可以看出，逆溫層的穩定存在是濃霧維持的主要機制。

圖4 2020-02-01T08—03T02過子洲站的風(風向桿，單位為m/s)和濕度(%，陰影；a)、溫度平流(單位為10-5 ℃/s，b)、氣溫(單位為℃，c)的時間-高度剖面

4.2 動力條件

圖5為1日08:00至3日02:00過子洲站(110.05°N，37.6°E)的垂直速度、散度和渦度的時間-高度剖面圖。可以看出，第1和第2階段，整層基本為輻合上升運動，將低層暖濕氣流輸送至高空，濕層增厚。第3階段開始時(1日20:00),700 hPa上下各有一垂直速度正負大值中心，其值分別為-0.4 Pa/s和0.3 Pa/s(圖5a)，而負值中心位置對應散度圖上的弱輻散(圖5b)和渦度圖上的正渦度中心 (中心值為9×10-5s-1， 圖5c)， 說明700 hPa以上空氣上升冷卻，以下下沉增溫，加之日落后地面輻射降溫，有利于近地層逆溫的形成。2日08:00，700 hPa以上均為弱上升運動，以下為弱下沉運動，垂直速度為-0.1～0.1 Pa/s，散度上700 hPa以下基本為弱輻合區，值為(-2～0)×10-5s-1，渦度上整層基本為負渦度小值區，值為(-3～0)×10-5s-1。說明此時大氣穩定度增加，有效阻止了中低層大氣的垂直交換，使得逆溫層得以穩定維持，有利于低層水汽累積至飽和狀態，也有利于濃霧的長時間維持，這與實況能見度在此期間維持在200 m以下有很好的對應。第4階段(2日08:00后)，受中高層冷平流影響，600 hPa下沉運動增加至0.6 Pa/s,800 hPa以上轉為輻合上升運動，以下轉為輻散下沉運動，穩定層結被破壞，加之日出后太陽短波輻射使地面增溫等共同作用，使得逆溫層減弱直至消失，不利于濃霧的維持。

圖5 2020-02-01T08—03T02 過子洲站的垂直速度(單位為Pa/s，a)、散度(單位為10-5 s-1，b)和渦度(單位為10-5 s-1，c)時間-高度剖面

4.3 水汽條件

由圖3b氣壓演變可知，濃霧過程期間地面氣壓為902～912 hPa，說明900 hPa氣壓層可代表近地面，其水汽變化代表近地面水汽變化。圖6為濃霧過程中900 hPa水汽通量散度分布。從圖6a可看出，大霧出現前陜北地區處于水汽輻合區，且輻合區隨時間自西向東伸展(圖略)，中心值達(-0.15～-0.12)×10-7g/(cm2·hPa·s)，為大霧天氣的形成提供了良好的水汽條件。濃霧發展和維持階段，霧區無明顯的水汽輻合和輻散，水汽聚集停滯，夜間氣溫降至露點溫度時，水汽凝結，出現濃霧。濃霧減弱和消散階段，霧區逐漸轉為水汽輻散區，近地層水汽減少使得濃霧無法維持。由此可見，近地層水汽輻合是大霧形成的必要條件，而水汽輻散是大霧消散的主要原因之一。

圖6 2020-02-01—02水汽通量散度場(單位為10-7 g/( cm2·hPa·s)；a 1日14時，b 2日02時，c 2日08時)

5 結論

(1)陜北2020年2月1—2日的濃霧為輻射霧。此次大霧發生在500 hPa為較平直緯向氣流，700 hPa和850 hPa盛行弱偏北風，地面位于均壓場中的大尺度環流背景下。

(2)大霧出現前霧區有降雪，降雪后空氣濕度達到飽和，地面維持3 m/s以下的弱偏北風，夜間輻射降溫，氣溫下降至露點溫度，飽和水汽凝結成小水珠，濃霧得以發展并維持；日出后氣溫回升，熱量通過湍流向大氣輸送，致使霧滴蒸發，加上冷空氣入侵，地面風速增大，垂直擴散增強，有利于濃霧快速消散。

(3)霧區上空850 hPa上逆溫層穩定存在，影響了動量的垂直交換，使得水汽在近地面層長時間集聚，近地面為微風，濃霧持續12 h。逆溫層破壞后，濃霧也隨之消散。

(4)濃霧出現前，水汽在霧區上空輻合，為大霧的形成提供了水汽條件；大霧維持階段，霧區上空層結穩定，近地面有逆溫層存在；大霧消散階段，主要受動量下傳和冷平流共同影響，致使逆溫層被破壞，低層轉為輻散氣流，大霧很快被吹散。