京津冀夏季霧的特征與預報*

許 敏 李江波 田曉飛 黃浩杰

1 河北省氣象與生態環境重點實驗室，石家莊 050021 2 河北省廊坊市氣象局，廊坊 065000 3 河北省氣象臺，石家莊 050021

提 要：綜合運用氣象地面和高空觀測資料、自動站資料、衛星云圖及ERA5資料，分析了2000—2019年京津冀地區夏季霧的時空分布、邊界層，以及高空地面氣象要素特征，建立了夏季霧天氣概念模型，并進行了典型個例分析。結果表明：京津冀大部分地區平均每年出現夏季霧1～4 d，西北部、東北部和東南部出霧時最小能見度相對偏低，張家口中部至保定西北部、保定東南部至滄州中部和衡水一帶平均最小能見度可低至300 m以下；平原地區夏季霧持續日數空間差異小，普遍為1～1.4 d，山區持續時間相對較長；霧的生消有明顯日變化，夜間至日出前后高發，日出后3 h內消散。夏季霧出現時通常逆溫層底高、厚度薄、溫差小、強度弱，地面氣溫日較差在7℃以上，風速為1～2.4 m·s-1是有利于霧形成的重要條件，霧發生時風向以偏南風或偏北風為主。京津冀夏季霧的三種典型概念模型為高空槽后或高壓脊控制下的輻射霧、高空槽前西南氣流控制下的平流霧或平流輻射霧、副熱帶高壓控制下的雨霧。

引 言

霧是大量氣溶膠粒子、微小水滴或冰晶懸浮于空中,使近地面水平能見度降到1 km以內的天氣現象。霧中的水滴或冰晶，直徑一般在5～50 μm，典型的霧滴直徑多為10～20 μm。從氣象角度看，云和霧實質是一樣的，如果云底降到地面就是霧,因此也可以說，霧是接地的層云(Roach,1994)。濃霧會對航空、海洋和陸地運輸產生重大影響，造成嚴重的經濟損失，直接或間接地影響著人們的日常生活，一直被氣象學、環保學和醫學等領域研究人員所關注。多年來，國內外氣象學者對霧過程所涉及到的霧滴微物理學(Pruppacher and Klett, 1997)、氣溶膠化學(Bott，1991)、輻射(Brown and Roach,1976)、湍流(Roach,1976)、大/中小尺度動力學(Byers,1959；Petterssen,1969)和地表條件(Duynkerke，1991)等方面進行了研究。通過觀測試驗(Gultepe et al,2006；2007)、氣候統計(Tardif and Rasmussen,2007)、數值模擬(Müller,2006；郭麗君，2019)等手段來研究霧的形成、發展和消散機制。

近些年，城市群規模在不斷擴大，大霧作為一種災害性天氣，引起了各界的普遍關注。京津冀作為中國經濟最發達的三大城市群之一，是我國秋、冬季大霧的高發區，而京津冀的平原地區尤其突出。統計表明，華北平原是我國北方秋、冬季大霧發生頻次較高地區，且多連續性大霧天氣，最長可連續14 d(吳兌等，2009；李江波等，2010)。其主要原因為：一是高空緯向環流長時間維持導致的冷空氣活動偏弱，加上太行山、燕山對冷空氣的阻擋和消弱造成的華北平原長期靜穩天氣形勢；二是緯向環流背景下多個“干性短波槽”活動、大尺度下沉運動、太行山地形造成的地形輻合線及偏西氣流越過太行山下沉增溫導致的層結更加穩定(趙玉廣等，2015)。霧作為邊界層內一種特殊的天氣現象，與邊界層結構有著密切聯系。蔡子穎等(2012)利用天津邊界層梯度觀測平臺，分析了2010年11月28日至12月2日一次霧過程的邊界層結構特征，結果表明：此次過程霧階段水汽最先在離地面80～100 m的高度凝結，平流霧階段水汽由上往下傳輸，霧發生前大氣屬于不穩定層結，隨著霧的發生，霧內部呈中性大氣層結，直至霧消散，中性層結瓦解，霧層變薄，觀測到霧頂上部出現逆溫層，當霧消散以后，大氣重新處于不穩定狀態。另有許多學者分別從統計特征和大霧發生氣象條件(田華和王亞偉，2008；毛冬艷和楊貴名，2006)、動力熱力及水汽特征(康志明等，2005；何立富等，2006)、大霧類型(許愛華等，2016)等方面進行了分析和研究。

雖然針對霧的研究成果較多，但基本上是針對秋、冬季大霧的，對夏季霧的研究甚少。宗晨等(2019)對江蘇省夏季濃霧的時空分布特征及影響因子進行分析研究，認為夏季濃霧易在氣溫小于29℃、風速低于3 m·s-1，且盛行偏東風的條件下形成；成霧前6～24 h出現的弱降水為近地層提供水汽，此后天氣轉晴，靜穩的大氣層結下有利于夏季濃霧的出現；低溫高濕的梅雨期是夏季濃霧在6月高發的可能原因。廖曉農等(2014)通過對比分析揭示了冬、夏季持續6 d的2個霧-霾過程形成和維持機制的異同，認為氣溶膠區域輸送、環境大氣保持對流性穩定、空氣的高飽和度是夏季持續性霧-霾天氣發生的重要條件；夏季霧-霾過程低層沒有逆溫,但是北京上空一直維持超過200 J·kg-1的對流抑制能量,它同樣限制了污染物的垂直擴散。

在夏季，由于晝長夜短，夜間有效長波輻射降溫較秋、冬季明顯減弱，同時大氣層結多為不穩定層結，使得夏季霧的發生概率相對較小，連續性大霧更少，因此預報難度較大，容易出現漏報。而大霧一旦出現，會對交通造成重大影響，危害生命安全。可見，加強夏季霧的研究工作，掌握其特征、規律及發生機制，對提高夏季霧的預報水平有重要意義。本文將應用2000—2019年高時空分辨率的地面、高空觀測資料及ERA5再分析資料，分析京津冀地區夏季霧的主要特征并建立預報概念模型。

1 資料和方法

本文資料的統計時段為2000—2019年逐年6—8月，地面要素分析使用京津冀國家氣象站觀測資料，其中因2016年起河北全省實現了能見度自動觀測，晚于北京和天津，故能見度統一使用2016—2019年京津冀國家地面氣象站逐小時能見度觀測資料。形勢分析選取中國氣象局下發的MICAPS資料，以及歐洲中期天氣預報中心第五代大氣再分析資料(ERA5)，垂直物理量來源于邢臺L波段探空雷達資料。

霧日的統計標準為：日最小能見度低于1 000 m記為1個霧日；霧持續日數的計算方法為從霧出現第一天算起到最后出現霧的日期截止，期間日數即為一次連續霧的持續日數，其與霧過程數的比值為霧的平均持續日數；霧的持續時數為1日內最小能見度低于1 000 m的小時數合計，平均持續時間為持續時數與霧過程數的比值。

2 夏季霧的時空分布特征

2.1 空間分布特征

2.1.1 年平均日數空間分布

京津冀夏季霧年平均出現日數為3.3 d，空間分布存在一定差異，具體特征為(圖1a)：大部分地區夏季霧的年發生日數為1～4 d，北京北部和東部、承德南部、唐山中南部、保定東部、滄州西部，以及邢臺和邯鄲的中東部地區為霧的相對高發區，普遍可達5～8 d，其中北京懷柔湯河口、密云上甸子，以及通州區霧日可增至12～18 d，最為特殊的是北京西北部延慶的佛爺頂，該氣象站位于海拔1 224 m的兩山之間坡面上，低能見度現象發生頻率異常高，常年有霧(趙習方等，2002)，統計結果顯示，該站夏季霧的年均發生日數高達50.7 d。

從京津冀夏季霧出現時的平均最小能見度分布來看(圖1b)，能見度較低的區域集中在張家口中部至保定西北部地區，以及保定東南部至滄州中部和衡水一帶，上述地區最小能見度可低至300 m以下，北京、天津、承德南部至唐山西北部和石家莊及以南地區相對較高，多在400～600 m，其余地區普遍為300～400 m。對比圖1a和1b，可以發現除西北部的張家口地區外，霧的高發區所對應的區域能見度較低。那么為什么霧發生頻次較低的張家口，霧的能見度較低呢？圖1c給出了霧日前一天出現降水的百分比空間分布，其中張家口中部，以及西南部與保定接壤的山區，在霧的前一天降雨概率普遍高達90%～100%，說明該區域夏季所出現的霧基本是雨后霧，降雨過后大氣具有較高的相對濕度，同時山區有較大的氣溫日較差，夜間天空轉晴后氣溫下降，大氣中的水汽快速凝結直至過飽和狀態，有較多的霧滴生成，這可能是造成該地能見度較低的原因。

圖1 2000—2019年京津冀夏季霧(a)年平均日數,(b)年平均最小能見度和(c)霧日前一天出現降雨概率的空間分布

2.1.2 持續時間空間分布

夏季，京津冀大多地區均有持續2 d及以上的霧出現，但連續霧出現次數相對較少，北京佛爺頂因其特殊的地理位置最長持續出霧日數達到10 d。從霧過程年平均持續日數的分布可以看出(圖2a)，除佛爺頂年均持續日數可達到2.5 d，其余地區日數均為1～1.4 d。從持續的平均時長來看(圖2b)，北京西北部、北京西南部至廊坊南部、唐山北部，以及邢臺和邯鄲西部出霧時普遍可持續4～6 h，其余地區多在3 h及以下，其中佛爺頂平均可持續9.8 h。可見，夏季霧持續時間受一定地形因素影響，平原地區差異較小，山區持續時間相對較長。

圖2 2000—2019年京津冀夏季霧平均持續(a)日數和(b)時數

2.2 夏季霧的生消時間特征

河北省霧通常具有明顯的季節變化和日變化(宋善允等，2017)，就夏季而言(圖3)，霧的生成時間集中于23時至次日05時，發生頻率占所有夏季霧的88.2%；其中23時生成的霧最多，占16.6%，07—15時較少有霧生成，尤其是中午至傍晚前，發生頻率共計僅0.2%。相比生成，霧的消散時間更加集中，05—07時的三個時次占到了68.3%，總體特點為20時后消散開始逐漸增多，06時達到峰值(28.5%)，08時迅速降至4.3%。可見，京津冀夏季霧的生成和消散均有明顯的日變化，生成高發時段在夜間至日出前后，消散集中于日出后3 h內。

圖3 2000—2019年京津冀夏季霧生成和消散時間

3 夏季霧的邊界層氣象要素特征

大霧發生在近地層，其高度為幾十至幾百米，輻射霧高度通常為70～300 m，少數強輻射霧可達400 m；平流霧的高度略高,有時霧頂可達943～1 050 m(陸春松等，2008；濮梅娟等，2008；嚴文蓮等，2009)。成熟期霧頂一般位于逆溫層以下；夏季與冬半年大霧日低空逆溫層及濕層特征值相比較,夏季霧日逆溫層具有底高、厚度薄、溫差小、強度弱的特點，濕層具有頂高低、厚度薄、濕度大、比濕大的特點。這樣的特點使得夏季大霧維持時間較短。

邢臺地處河北南部，是夏季霧的高發區之一，并且邢臺作為河北三個高空站之一，有著更高時間分辨率的垂直觀測資料，因此將其作為代表站分析邊界層氣象要素特征。需要注意的是，由于夏季日出時間早、升溫快，08時霧大多已減弱或消散，因此08時的探空數據不能完全表征當日的霧特征。表1給出了16次邢臺夏季大霧逆溫及濕層厚度等統計特征值。京津冀夏季大霧逆溫層層底和層頂在1 011～768 hPa，逆溫值在0～6℃，逆溫強度(用高度每增加10 hPa溫度所升高的值表示，下同)絕大部分在0.5℃以下。溫度露點差≤3℃的濕層厚度在1 011 hPa 至地面，但絕大多數在975 hPa至地面，濕層相對濕度的變化范圍為79%～100%，比濕的變化范圍為2.3～21.3 g·kg-1。

表1 2003—2009年邢臺夏季大霧過程邊界層逆溫及濕度等統計特征值

2017年7月30日早晨，河北省中南部地區出現了區域性大霧天氣，最低能見度降至50 m左右，為了深入了解出霧前后溫濕風的情況，利用邢臺站的L波段秒級探空資料分析了垂直方向氣象要素的分布特征(圖4),結果發現：29日20時，在1 000～1 200 m高度出現了逆溫現象，逆溫值為1.7℃，此時相對濕度超過90%的濕層高度由500 m伸至1 000 m，而逆溫的維持及夜間近地面氣溫的逐漸下降，使得能見度持續降低，到30日06時多地能見度降至200 m以下，08時后明顯好轉(圖略)，此時逆溫層高度降至250～330 m的淺薄一層，280 m以上濕度均降至90%以下。

圖4 2017年7月典型夏季霧(a)出現前(29日20時)和(b)結束時(30日08時)邢臺站L波段溫濕廓線

4 夏季霧的地面氣象要素特征

4.1 氣溫與氣溫日較差

霧是近地面層水汽凝結現象，使未飽和空氣達到飽和狀態，可通過兩種方式實現：增加水汽(增濕)，使空氣冷卻(降溫)。氣溫日較差代表了某地在一天之內氣溫降幅(或升幅)的大小，而露點溫度通常不像溫度那樣日變化明顯，對平原地區而言，在同一氣團控制下，白天最高氣溫相差不大，露點溫度也比較接近，因此氣溫日較差越大的站點，越容易降至露點溫度達到飽和，越有利于大霧生成。圖5a反映了京津冀夏季霧發生時，氣溫日較差的分布，從整個夏季來看，氣溫日較差的中位數為8.0℃，其中上下四分位間50%的樣本氣溫日較差為6.2～9.8℃，最大可達19.5℃；從6—8月逐月分布可以看出，7月的氣溫日較差相對較小，范圍多在5.7～9.1℃，6月，上下四分位間的個例分布范圍更廣，為7.0～10.9℃，夏季三個月霧日的氣溫日較差中位數分別為8.9、7.3和8.2℃，即6月的日較差最大，7月最小。可見，京津冀夏季出現大霧時，氣溫日較差一般在8℃上下。從京津冀夏季平均日較差空間分布(圖5b)可以看出，在平原地區，廊坊、保定東部、滄州、邢臺北部日較差為8～11℃，明顯高于其他地區，對比霧區分布圖2，這幾個區域恰好是夏季霧高發區。圖5c給出了霧發生時氣溫的分布情況，進一步分析可知，在出霧時段，6月氣溫相比最低，中位數為17.2℃，氣溫在15.2～18.7℃時是夏季霧形成的氣溫條件之一，到了7月和8月，出現霧時氣溫需達到18.6～23.9℃，中位數在22℃左右。

圖5 2000—2019年京津冀夏季霧日(a)氣溫日較差分布箱形圖,(b)平均氣溫日較差空間分布,(c)氣溫分布箱形圖

霧日前期露點溫度越高，相對濕度越高，氣溫降至露點溫度的幅度就越小。圖6給出了夏季霧日氣溫日較差與霧發生前一天14時相對濕度的關系，從中可見，氣溫日較差與相對濕度呈明顯的反相關關系，即霧日的前一天14時相對濕度越大，達到飽和需要降溫的幅度就越小，14時相對濕度越小，需要降至露點溫度的幅度就越大，才能形成霧。霧日的前一天的相對濕度多為50%～80%，相應的氣溫日較差需5～10℃。通過擬合曲線，可以預估在一定的濕度條件下，形成霧所需下降的溫度。例如，如果14時相對濕度為70%，則降溫幅度至少為7℃，可使得空氣達到飽和。

圖6 2000—2019年京津冀夏季霧日氣溫日較差與前一天14時相對濕度的相關關系

4.2 地面風

為了了解京津冀復雜地形下夏季霧的風向特征，對不同區域風向頻率進行了統計分析，結果顯示(圖7)：東北、中東部和南部地區的主導風向以北風為主，尤以北京南部至廊坊的平原地區和東南位置的衡水北風占比達到30%～50%，其中秦皇島、唐山和石家莊西北風的出現頻次僅此于北風，即風向偏西的分量明顯高于其他地區。西北部壩上高原的張家口和太行山東麓的保定地區南至西南方向的風更加突出，張家口南至西西南方向的風向頻率共占到了59%，而東臨渤海的滄州則偏東風為北風以外的次高風向。由此可見，夏季京津冀在出現霧的時段內，除張家口和保定以南風或西南風為主外，其余地區主要風向均為北風，風向的多樣性與地形的復雜程度有著密切關系。

圖7 2000—2019年京津冀夏季霧出現時段地面風向頻率的空間分布

圖8為夏季霧出現時各風向對應的平均風速。由圖可見雖然京津冀出現霧時以偏北風為主，但偏北風的風速較其他方向風明顯偏小，平均風速最大的為東南偏南風，風速可以達到1.5 m·s-1，以其為中心，沿順時針和逆時針方向向北，風速基本呈現遞減的趨勢，結合圖7可以看出，雖然夏季霧多數出現在偏北風的地面環境中，但其風速卻明顯小于其他方向的風，僅為0.3～0.7 m·s-1。

圖8 2000—2019年京津冀夏季霧出現時段內不同風向的平均風速

5 京津冀夏季區域性大霧的概念模型及預報著眼點

定義京津冀范圍，日霧站數≥30站次(共178個站)為一次區域性大霧過程，2000—2019年夏季一共出現39次區域性大霧過程，而同時段冬季區域性大霧共有230次，可見夏季區域性大霧的出現概率比冬季要低很多。在夏季39次區域性大霧中，6月有2次，7月有12次，8月有25次，可見夏季區域性大霧主要出現在7月和8月，其中8月最多，占64%，6月最少，僅占5%。39次大霧過程輻射霧有26次，占67%；平流霧或以平流性質為主的平流輻射霧有9次，占23%；雨霧4次，占10%。和冬季霧主要出現在緯向環流背景下、多連續性大霧不同，夏季霧主要發生在經向環流背景下，很少出現區域性連續2 d以上的大霧。和冬季大霧具有較強的逆溫相比，夏季霧的逆溫較弱，不少大霧過程發生在近地層等溫或弱逆溫的條件下，因此能見度低于200 m的情況不多。通過分析39次過程，歸納出以下三種類型的夏季區域性大霧：高空槽后或高壓脊控制下的輻射霧、高空槽前西南氣流控制下的平流霧或平流輻射霧、副熱帶高壓(以下簡稱副高)控制下的雨霧。

5.1 高空槽后或高壓脊控制下的輻射霧

5.1.1 概念模型

這是夏季區域性大霧最常見的一種，以雨后輻射霧最多，即降水過后天氣迅速轉晴，強烈的地表長波輻射冷卻,使地面溫度迅速降低，近地層空氣中水汽達到飽和。即降水增濕后輻射降溫，從而形成雨后輻射霧。主要特征如下：

(1)產生降水的高空槽移速較快，一般在白天或前半夜過境，后半夜轉受槽后西北氣流的控制，天氣迅速轉晴，紅外云圖表現為高空槽云系后邊界清晰(圖9a)。

(2)與高空槽配合的冷空氣勢力較弱，地面形勢場表現為京津冀處于低壓帶或均壓場中(圖9a)。

(3)探空曲線為典型的“上干下濕”結構，霧層(飽和層)基本在1 000 hPa(約130 m)以下(圖9b)。

圖9 高空槽后或高壓脊控制下的輻射霧概念模型(a)環流形勢，(b)典型探空曲線(圖9a中自上而下分別為500 hPa、850 hPa高度場和溫度場及地面形勢，綠色陰影為霧區，下同)

(4)值得注意的是，白天或前半夜快速過境的高空槽有時盡管沒有產生降水，如果前期地面有一定的濕度條件，次日早晨仍有輻射霧發生，因為這種高空槽往往具有“上干下濕”特征，槽前的西南氣流會導致近地層濕度增加，從而有利于大霧的出現。這點在實際預報業務中容易被忽視。

5.1.2 典型個例

2019年7月20日白天，受高空槽過境影響，京津冀中南部地區出現小雨天氣，累計降水量普遍不足5 mm，當日夜間天氣轉晴，雨區逐漸演變為霧區，有66個站出現大霧天氣，最小能見度降至43 m(圖略)。選取衡水饒陽作為此次輻射霧過程的代表站點進行分析，從氣溫、露點溫度、能見度、風向風速和相對濕度等地面和高空氣象要素變化特征上可以看出(圖10)，20日中午出現弱降水，850 hPa到地面維持1～4 m·s-1的偏南風(圖10a)，氣溫從31℃下降到26℃，露點溫度從23℃升高到25℃，地面溫度露點差基本維持在1℃以內，20時后在持續増濕、天氣轉晴后地面輻射降溫，以及下沉氣流中低空增溫的共同作用下，960～900 hPa形成明顯逆溫(圖10b)，21時空氣迅速達到飽和，能見度持續降低，20日21時能見度已降至1 000 m以下，21日05—07時能見度降至50 m以下；在霧形成的整個過程中，90%的相對濕度僅存在于1 000 hPa以下，85%的相對濕度也僅伸展到980 hPa，即呈現濕層淺薄，濕度“上干下濕”的垂直分布特點。

圖10 2019年7月20—21日饒陽逐時(a)地面和(b)沿38.23°N、115.73°E的高度-時間剖面(紅實線：氣溫，單位：℃；紫虛線：垂直速度，單位：Pa·s-1；陰影：相對濕度;風羽)氣象要素變化特征

5.2 高空槽前西南氣流下的平流霧或平流輻射霧

5.2.1 概念模型

暖空氣移動到冷的下墊面所形成的霧叫平流霧。平流霧可在一天的任何時間出現，可以和低云相伴，陸地上出現平流霧時常伴有層云、碎雨云和毛毛雨等天氣現象。京津冀夏季也會出現平流霧或以平流性質為主的平流輻射霧，但出現的頻次并不大。其特點如下：

(1)京津冀處于500 hPa槽前的西南氣流里，或者處于500 hPa西北偏西氣流里(圖11a)。

(2)低層700 hPa和850 hPa吹西南或偏南風，有弱的暖平流，但近地層950 hPa以下有時是偏東風(圖11a)。

(3)本地溫濕廓線呈“上干下濕”結構，飽和層高度較高，有的有逆溫，有的沒逆溫(圖11b、11c)。

(4)地面圖上，京津冀地區一般處于入海高壓后部的均壓場或地面倒槽中，大霧發生前一般為弱的偏南風，有時沿京珠高速公路及其右側常有地形輻合線生成維持，有利于水汽輸送及輻合(圖11a)。

圖11 高空槽前西南氣流下的平流霧或平流輻射霧概念模型(a)環流形勢，(b)2009年8月27日08時大港有逆溫探空曲線，(c)2019年8月5日08時邢臺無逆溫探空曲線

5.2.2 典型個例

2019年8月4日后半夜至5日清晨，受高空槽前西南氣流影響，保定、廊坊及以南地區出現了一次38個站的平流霧天氣過程，最小能見度為106 m(圖略)。大霧前期，受高空槽和副高的共同影響，京津冀大部分地區陸續出現降水雨區自西南向東北移動，上午雨區在河北南部，午后到夜間移至東部東北部。由于受東側穩定的副高阻擋，高空槽東移緩慢，京津冀地區925 hPa以上一直處于高空槽前的暖濕西南氣流控制(圖略)。4日午后，盡管南部降水停止，但低層濕度仍較大，河北南部地面露點溫度并沒有隨溫度升高而下降，而是緩慢上升。以新河站為例，露點溫度從11時的24℃升高到20時的26℃(圖12a)。與此同時，午后到前夜移動至河北中部到東北部的強降水形成的冷池，向河北南部擴散，地面表現為東北風(圖12b)，從新河的風場高度剖面也可以看出950 hPa以下為東到東北風，950 hPa以上為4～10 m·s-1的南到西南風(圖12c)，于是暖濕的南到西南風在淺薄的近地層東風冷池上平流，平流霧逐漸形成。在此過程中，可以發現半夜前后在960 hPa以下形成弱逆溫，同時上升運動有所加強，在5日03時前后上升速度加大為-0.5～-0.4 Pa·s-1，飽和層向上擴展到950 hPa(圖12d)。從地面要素時序圖也可以看出(圖12a),在冷池向南擴散過程中，地面溫度從16時的28℃下降到21時的26℃，達到飽和，此后氣溫和露點溫度同步下降，冷卻持續，水汽處于飽和到過飽和狀態，能見度在5日04—09時減小至100 m。從上面的分析可以看出，本次平流霧是高空槽前西南氣流沿著中部到東北部降水形成向南擴散的冷池(冷的下墊面)平流進而形成。

圖12 2019年8月4—5日新河地面和高空氣象要素變化特征(a)地面要素逐小時變化,(b)4日14—20時累計降水量(陰影)和20時地面風場(風羽)，(c,d)沿37.52°N、115.23°E(c)各要素的高度-時間剖面(紅實線：氣溫，單位：℃；陰影：垂直速度；風羽)，(d)相對濕度高度-時間剖面

5.3 副高控制下的雨霧

5.3.1 概念模型

一般認為，雨霧是由于降水在地表附近較冷的空氣中蒸發冷卻凝結而形成，常發生在對流層低層以大規模抬升運動為特征的地區(Tardif and Rasmussen，2008；2010)。雨霧通常發生在暖鋒前，冷鋒后或靜止鋒附近(George，1940;Byers，1959;Pet-terssen,1938)，或以降水相態轉變為特征的溫帶氣旋區域(Stewart,1992;Stewart and Yiu,1993)。Tardif and Rasmussen(2008)在研究紐約雨霧時這樣確定：在霧開始時或前一小時有任何類型的降水，就定義為雨霧事件。王博妮等(2020)研究了江蘇的雨霧，認為低氣壓、高濕度、低風速、風向由偏東風或東南風轉為偏北風等是雨霧形成重要氣象條件，而925 hPa上負變溫的出現為霧的形成提供了降溫條件。

當副高588 dagpm線控制河北中南部時，在高溫高濕氣團控制下也會出現伴隨弱降水的區域性雨霧，但發生概率比較少，霧區常位于河北東南部，可發生在一天的任意時間，但能見度不會很低，一般在400 m以上。如圖13所示其特點:(1)霧形成前期及大霧期間，在500 hPa高空圖上，副高588 dagpm線北緣到達京津地區，京津南部受副高內部弱的西南到偏南氣流控制；在地面圖上，京津冀地區處于入海高壓后部的弱氣壓場。(2)溫濕廓線的典型特征是沒有逆溫層，飽和層高度較高，可達850 hPa甚至700 hPa，1 000 hPa溫度和地面溫度近似等溫，有弱降水相伴。這和嚴文蓮等(2010)對南京冬季雨霧溫度廓線有明顯逆溫的統計結果不同。

5.3.2 典型個例

2018年7月14日副高中心穩定維持在朝鮮半島與日本南部海域一帶，其脊線584 dagpm西伸至冀北至河套地區，在暖濕氣團控制下，15日凌晨開始冀東南出現大霧天氣(圖略)。圖14給出了唐山豐南站氣象要素的變化特征，由圖可見，在14日入夜后，垂直方向上≥90%的濕層延伸至700 hPa以上，且低層的増濕更為顯著，飽和層在900 hPa以下，邊界層內伴隨大范圍的上升運動，上升速度為-0.2～-0.1 Pa·s-1(圖14b)，降雨開始前后能見度下降，霧持續了3 h，最小能見度為500～700 m(圖14a)，明顯高于其他類型的夏季霧，霧出現前后地面以偏東風為主，700 hPa以下偏南風風速<4 m·s-1，未出現逆溫現象，綜上可見，這是在弱天氣系統下，伴隨降水出現的雨霧。

圖14 2018年7月14—15日豐南逐時(a)地面和(b)沿39.58°N、118.1°E的高度-時間剖面(紅實線：氣溫，單位：℃；紫虛線：垂直速度，單位：Pa·s-1；陰影：相對濕度;風羽)氣象要素變化特征

5.4 京津冀夏季霧預報著眼點

以上分析了京津冀夏季主要的大霧類型和概念模型，在預報夏季霧時，可從以下幾方面考慮：

(1)從天氣形勢入手，分析大尺度環流背景，與冬季霧大多發生在緯向環流背景下有所不同，夏季霧絕大部分發生在經向環流背景下，地面形勢表現為弱氣壓場。

(2)分析大氣層結是否穩定。分析河北省探空站的探空曲線，看看是否有逆溫層存在。有時探空曲線上不存在逆溫，還應注意1 000 hPa和地面氣溫，如果1 000 hPa的溫度大于地面溫度，說明逆溫存在于1 000 hPa以下。如果850 hPa或925 hPa有暖中心、溫度脊存在，則更有利于近地層逆溫的生成與維持。需要指出的是，夏季有相當一部分霧在沒有逆溫的情況下也可出現，比如高溫高濕的副高控制下的霧。

(3)在未來不發生降水的情況下，如果地面露點溫度在14時之前穩定少變，甚至緩慢升高，說明近地層在增濕，有利于次日出現大霧。因為大部分情況下，白天隨著溫度升高，露點溫度是下降的。

(4)關注大霧發生前一天地面氣象要素閾值。由于探空資料的時間和空間分辨率較低，而數值預報對邊界層諸要素的預報準確率較低，所以地面氣象要素具有更好的指示作用，比如當前的相對濕度和露點溫度，這兩個要素的值越高，次日就越容易出霧。

(5)京津冀夏季霧有一半以上是雨后霧，即形成于白天或前半夜高空槽快速過境，降雨增濕，后半夜轉西北氣流控制后天氣轉晴輻射降溫的形勢下，因此當有降水過程出現在白天至前半夜，且有快速轉晴的可能時，要特別關注后半夜至次日清晨可能出現的大霧。

(6)夏季霧消散的主要原因是日出后的快速升溫，溫度露點差增大，相對濕度下降，即所謂的“霧怕曬”，因此夏季霧通常消散于日出后3 h內。

6 結論與討論

應用高時空分辨率的地面和高空觀測資料，分析京津冀地區夏季霧的主要特征并建立預報概念模型，主要結論如下：

(1)京津冀地區夏季霧的年發生次數普遍為1～4站次，局地為5～8站次，西北部、東北部和東南部出霧時最小能見度相對偏低，可降至300 m以下，北京、天津、承德南部至唐山西北部和石家莊及其以南地區相對較高，多在400～600 m。

(2)持續2 d以上的霧較少出現，持續時長多在3 h以下，受地形因素影響，北京西北部、北京西南至廊坊南部、唐山北部，以及邢臺和邯鄲西部可達4～6 h，且霧的生成和消散均有明顯的日變化，高發時段在夜間至日出前后，消散集中于日出后3 h內。

(3)京津冀夏季輻射霧，一般要求氣溫日較差在8℃上下。霧日的前一天14時相對濕度越大，形成霧需要降溫的幅度(日較差)就越小；反之，要求日較差就越大。夏季霧發生時氣溫在15.2～23.9℃。

(4)夏季霧多發生在偏北風的地面風場環境中，但出現偏北風時平均風速最小，僅為0.3～0.7 m·s-1，吹偏南風時風速較大，最大的東南偏南風平均風速可達到1.5 m·s-1。

(5)京津冀夏季區域性大霧的出現概率比冬季要低很多，多發生在經向環流背景下，歸納總結了三種形式的夏季區域性大霧天氣概念模型：高空槽后或高壓脊控制下的輻射霧、高空槽前西南氣流控制下的平流霧或平流輻射霧、副高控制下的雨霧。同時也給出了夏季霧預報著眼點。

本文主要研究了京津冀夏季霧的時空分布特征、大霧發生的地面氣象要素特征、邊界層特征，建立了區域性大霧概念模型，并給出了預報著眼點。上述分析雖得出了一些結論，但受到觀測資料時空密度和分析方法的限制，對夏季霧某些方面的了解仍存在著一定局限性，比如副高控制下的大霧，其生消及發展機制還不是十分明確，尚需進一步研究，此外，夏季霧和冬季霧的對比分析也是今后的探索方向之一。