大连初冬一次辐射平流雾天气过程分析

2011-01-30王爽张宏升吕环宇潘江勇蔡丽娜董蔷薇

大气科学学报 2011年5期

王爽，张宏升，吕环宇，潘江勇，3，蔡丽娜，董蔷薇

(1.北京大学物理学院大气科学系，北京100871;2.民航大连空管站，辽宁大连116033;3.民航青岛空管站，山东青岛266108;4.民航东北空管局运行中心，辽宁沈阳110043)

0 引言

雾是悬浮于近地面气层中的水滴、冰晶或两者的混合物，使水平能见度小于1 km的一种天气现象。由雾原因产生的低能见度是影响航空飞行的危险气象条件之一。低能见度使飞行员在飞机着陆时看不清跑道，使飞机偏离跑道或过早、过迟接地;还能使飞行员看不清地标，只凭感觉和仪表飞行，同时由于心理上的压力产生操纵错误，甚至发生事故。

雾作为一种灾害性天气，引起了国内外许多专家的关注。很多研究对不同大雾天气做了分析。例如:华北平原一次持续性大雾过程的成因(何立富等，2006);冀中滨海平原大雾的形成特征变化(郭立平和张素云，2007);天津南部地区平流雾过程塔层气象要素特征的分析(吴彬贵等，2008)。多年来，国内外专家利用各种方法对辐射雾和平流雾进行了观测，对边界层温度场和风场的结构特征以及微物理结构作了研究(Pilie et al.，1975;Roach et al.，1976;Jiusto and Lala Grieser，1983;郭恩铭等，1989;Fuzzi and Facchini，1992;宋润田，2000;宋润田和金永利，2001;陆春松等，2008;梁军等，2009;徐杰等，2009)。此外，国内外专家还用数值模拟的方法对雾作了研究(Ballard et al.，1991;Li and Shi，1997;董剑希，2005;石红艳等，2005;史月琴和邓雪娇，2005)。雾天气对航班安全正常运行会造成直接的影响，飞机的起飞和降落对能见度有非常严格的要求，而大雾预报一直是航空气象中一个难以攻破的难点。2009年初冬的一次大雾过程，影响了华北、东北的大范围地区，给航空运输带来了很大的影响。其中沈阳桃仙机场11月30日至12月2日低能见度天气共持续47.5 h，11月30日20架次航班被降，12月1日248架次航班全部取消;哈尔滨太平国际机场30日夜出现了能见度持续12 h低于800 m的天气，造成9个航班返航备降。2009年11月30日09时—12月1日18时30分(世界时，下同)，大连机场也受到此次大雾天气过程的影响。大雾期间，有22 h的能见度在100 m以下，甚至只有50 m。大雾天气使大连机场12月1日上午和下午被迫全部停航，32个航班被取消，有150个航班受影响，滞留旅客3 000多人。本文以确保飞行安全为目的，着眼于分析大连机场跑道及附近能见度变化，对此次雾天气过程的环流背景、单站探空以及影响大雾的因子诊断等方面做了分析，总结出本次大雾的特征以及形成原因，为今后出现类似天气做好航空气象服务提供依据。

1 资料获取及处理

所用资料有大连机场逐时地面观测资料、Micaps系统下常规资料、探空资料和NCEP/NCAR全球再分析资料等。客观分析中采用了Gressman逐步订正法，分析范围以121°E、39°N为中心，地面和高空X、Y方向格点数均取40×40，格距取50 km。诊断分析中物理量的纬向垂直剖面均沿38.965 3°N(大连机场跑道中心点所在纬度)。为了便于理解，在此说明一下，大连机场跑道中心坐标为121°32'16″E、38°57'55″N。

2 雾过程的天气要素情况以及大尺度环流背景

2.1 雾过程气象要素特征

此次大雾过程影响范围广，先后影响华北、东北等地。大连机场大雾天气维持时间长，能见度小于等于1 km的时间共持续36 h(图1)，能见度小于等于100 m的共22 h，能见度小于等于50 m的共9 h。雾的浓度大、持续时间长是这次大雾过程的重要特征。大雾发生期间，地面风向维持在260°～330°之间，风速在0～5 m·s－1之间，以偏西风为主，说明大雾产生所需要的水汽来自于下垫面与上游渤海湾地区，这与大连机场夏季平流雾盛行东南风是不同的。地面温度值在－3～5℃之间，平均温度为1.1℃;露点在－3～4℃之间，平均露点为0.3℃;温度露点差在0～3℃之间，平均温度露点差是0.8℃;相对湿度在80%～99%之间，平均相对湿度为94.3%，说明大雾发生时具备一定的水汽条件。

在大雾发生期间(图1)，从温湿条件来看，大雾发生前，11月27、28日气温为－8.8～－10.8℃，温度露点差为6.6～7.0℃;29、30日气温明显回升，温露差下降为4℃以下，说明有暖湿气流输入;在12月1日大雾最浓时，气温有所下降，为1.3℃，温度露点差只有0.6℃，说明地面长波辐射冷却存在，使气温下降，湿度增加;大雾消散后，气温下降，3日气温为－6.6℃，温度露点差又开始加大，表明有干冷空气侵入。

2.2 天气形势和环流背景

大雾发生期间，12月1日00时500 hPa上(图略)，我国北方河套地区西部到辽东半岛以东地区为高压脊控制，大连地区位于脊前位置，盛行西北偏西气流，与高压脊相配合的温度场是几乎与之重合的温度脊。由此可见，此次大雾是在稳定的大尺度天气背景下形成的。大雾期间，在山东半岛至台湾岛以北之间的我国中东部地区，盛行偏西的干暖气流，阻挡了从贝加尔湖不断向东南下冷空气的进一步南侵。在台湾岛以南的热带地区，西太平洋副高西伸北抬。在138.2°E、20.3°N存在0922号强台风妮坦，台风的生成和西行北上阻止了副热带高压的南撤，使得大连地区上空的高压脊得以长时间维持，有利于大雾的生成、维持和发展。当台风减弱，使副高东退南撤，冷空气可以南下，进入大连地区，有利于大雾的消散。在850 hPa上(图略)，大连机场为高压外缘控制，盛行西北气流，并有暖脊与之配合。低层暖平流的存在不但有利于地面弱冷气团变性减弱，使系统内风速减小，而且也有利于低层逆温层的形成(何立富等，2006)。在地面上(图略)，大连上游地区的河套西北部存在一蒙古气旋，大连地区为弱高压所控制。在地面高压系统控制下，大气层结稳定，容易在近地面层出现下沉逆温，夜间由于地表辐射冷却作用，近地表逆温强度往往加强(宋润田，2000)，地面形势十分有利于大雾的形成。

图1 2009年11月27日—12月5日大连机场平均温度、露点及温度露点差(a)和11月30日—12月1日大雾期间能见度变化情况(b)Fig.1 (a)Temperature，dew point and the difference in between from November 27 to December 5，2009 and(b)the changes of visibility curing the fog process from November 30 to December 1

3 大连站探空资料分析

大连站探空风的资料显示:11月30日00时—12月1日12时，在大雾发生的前期和大雾维持时期，850 hPa以上各层的风向为一致的西到西北风，表明大连位于高压脊前槽后，大雾是在高压脊前稳定的天气条件下产生的;12月2日00时，在大雾发生的消散期，850 hPa以上各层的风向为一致的西到西南风，表明大连位于高压脊后，受槽前脊后偏南气流影响。

从动力稳定度指数来看，K指数均为负值，沙氏指数均大于0，θse850－θse500的量值为负值，表明在大雾期间大气层结为对流稳定，大气层结不利于对流的发生。

探空资料的温度廓线表明:在大雾发生的前期和维持时期，近地面为等温结构的中性层结或具有逆温结构的稳定层结，温度场为具有多层逆温结构;在大雾发生的后期，逆温层消失。大雾发生初期和维持期，边界层内温度场结构为多层逆温结构。逆温层出现高度随着雾的出现以及雾浓度的增加而降低。在大雾发生的后期，逆温层消失。通过逆温层结构可以判定，此次大雾过程既有辐射雾的特征，又有平流雾的特征，为一次辐射平流雾。

探空资料的温湿廓线表明:边界层内近地层的逆温和充沛的水汽条件对雾的形成和长时间的维持起着重要的作用。

4 产生大雾的主要因子

4.1 热力因子

4.1.1 辐射热力强迫作用

大连机场大雾前的最高气温和大雾期间的最低气温差达12℃，夜间地面辐射冷却导致近地面空气层中的水汽凝结达到饱和，从而产生大雾，具有明显的辐射雾特征。为了分析本次大雾过程的辐射冷却作用，需要分析地面气温的日较差(即前一日最高气温减去当日最低气温)，30日为9.4℃，1日大雾最浓时，气温日较差达到11.4℃，显示这两天夜间至清晨地面辐射冷却作用十分强烈。可见，温度日较差表明地面辐射冷却对本次大雾过程具有明显的作用。

4.1.2 温度平流的作用

图2 2009年11月30日—12月2日大雾过程的温度平流垂直剖面(单位:10－5℃·s－1)a.30日06时;b.30日12时;c.1日00时;d.2日12时Fig.2 The cross-sections of temperature advection in the fog process from November 30 to December 2，2009(unit:10－5℃·s－1)a.0600 UTC on November 30;b.1200 UTC on November 30;c.0000 UTC on December 1;d.1200 UTC on December 2

在大雾发生的前期和大雾发生维持期，大连地区及其上游地区中低空一直有弱暖平流的输入(图2)，在大雾消散期，温度平流值接近于零，大连上空逐渐由冷平流所取代。沿大连机场跑道中心点所在纬度做剖面，可见，大雾发生前(图2a)，在116～124°E所在纬度上空700 hPa以下均有弱暖平流存在，最大正温度平流为4×10－5℃·s－1，大连地区在该暖平流区域内;大雾发生的初期(图2b)，暖平流继续维持，高度有所降低;在大雾发生的维持阶段(图2c)，继续有弱暖平流输入，但弱暖平流的强度接近于零;在大雾消散阶段，温度平流为0，在大连的上游地区从地面到500 hPa出现了较强的冷平流，1 h后，机场地面能见度达到1 km，天气现象由雾转变成轻雾。大雾消散期(图2d)，一股较强的冷空气已经控制大连地区，冷平流的中心值已经达到－30×10－5℃·s－1，6 h后，机场地面能见度变成6 000 m，能见度彻底转好。可见，低层持续的弱暖平流输入，使暖湿空气移到温度较低的下垫面(陆地和海面)，冷却凝结达到饱和，有利于近地层逆温的建立和维持，形成平流冷却雾，本次大雾过程具有平流雾的特征;而在大雾最浓阶段，温度平流值虽在暖区里但接近于0，说明此时地面长波辐射热力强迫起了主要作用，此时大雾又具有了辐射雾的特征。因此，本次持续性雾过程属于辐射平流雾。强冷平流的到来，破坏了逆温层的结构，使大雾消散。

4.2 动力场结构诊断

由2.2分析可知，大雾是在脊前稳定的天气背景下形成的，中高空以下沉运动为主。而中低层以925 hPa为例，以此分析低层925 hPa动力场结构(图3)。在大雾发生的初期以及维持期间，大连地区中低层存在弱的辐合。11月30日12时，大连在正涡度区内(图3a)，中心值为1.6×10－5s－1;在负散度区内(图3b)，中心值为－12×10－6s－1，垂直速度值(图略)为－2×10－3hPa·s－1。表明由于低层暖平流的输入，边界层内有弱的辐合上升运动;在大雾过程后期，与前期结果正好相反，12月1日12时，大连在负涡度区内(图3c)，中心值为－1.6×10－5s－1;在正散度区内(图3d)，中心值为12×10－6s－1。表明低空以辐散下沉运动为主，6 h后大雾明显减弱，能见度迅速上升。

4.3 水汽条件

图3 2009年11月30日—12月2日大雾过程925 hPa的涡度(单位:10－5s－1)和散度(单位:10－6s－1)a.30日12时的涡度场;b.30日12时的散度场;c.1日12时的涡度场;d.1日12时的散度场Fig.3 The fields of vortex(10－5s－1)and divergence(10－6s－1)in the fog process from November 30 to December 2，2009a.vortex at 1200 UTC on November 30;b.divergence at 1200 UTC on November 30;c.vortex at 1200 UTC on December 1;d.divergence at 1200 UTC on December 1

图4 水汽通量散度的垂直剖面(单位:10－7g·cm－2·hPa－1·s－1)a.11月30日12时;b.12月1日00时Fig.4 The cross-sections of vapor flux divergence in the fog process(unit:10－7g·cm－2·hPa－1·s－1)a.1200 UTC on November 30;b.0000 UTC on December 1

雾的形成过程与层云形成过程是一样的，要求水汽达到饱和状态产生凝结。达到饱和状态有两种基本过程，一种是增湿，一种是冷却(李江波等，2007)。分析低层水汽通量散度可以发现，在大雾发生初期，雾区基本上为弱的水汽辐合;在雾发生最浓阶段，雾区水汽辐合减弱。在11月30日12时(图4a)，大连地区处于大片弱水汽辐合区内，在近地面1 000 hPa的水汽通量散度为－0.2×10－7g·cm－2·hPa－1·s－1，低空水汽的积聚为雾的生成提供了充分的水汽条件，此时水汽通过增湿过程达到饱和状态产生凝结。在12月1日00时(图4b)，大连地区水汽通量散度在近地面1 000 hPa上为0.04×10－7g·cm－2·hPa－1·s－1;由4.1节分析可知，此时是辐射强迫最强的时期，水汽通过辐射冷却过程达到饱和状态产生凝结。因此，增湿和冷却的共同作用，使水汽达到饱和，从而大雾得以维持和发展;在大雾的消散期(图略)，水汽通量散度为正值，水汽明显辐散。

5 雾过程的数值模拟

采用MM5数值模式对本次雾过程进行数值模拟。模式区域中心为(121°E，39°N)，采用双向嵌套。大、小区域的格点距离分别为45 km和15 km，格点数分别为80×90和70×91，垂直34层。模拟中显式云方案采用暖云方案，积云参数化是Grell方案，边界层采用Blackadar高分辨率边界层方案，考虑到辐射对于雾的形成起着很重要的作用，采用了云辐射方案。以2009年11月30日00时为初始时刻，第一插值场采用NCEP/NCAR再分析资料。模式积分时间为48 h。用液态水含量(云水含量)来描述模拟雾区。一般认为，雾中液态水含量的范围为0.05～0.5 g·kg－1(邹进上等，1982;Cotton and Anthes，1993)。本次雾过程的模拟结果(图5)表明:近地层900 hPa以下37.5～39°N之间的液态水含量大于0.05 g·kg－1，中心值在38.3°N附近，为0.21 g·kg－1，大连机场上空液态水含量在0.06～0.12 g·kg－1之间;120.5～125°E之间的液态水含量大于0.05 g·kg－1，中心值在123.5°E附近，为0.55 g·kg－1，大连机场上空液态水含量在0.05～0.1 g·kg－1之间;由此可见，大连机场及其东部和南部存在着大片雾区，MM5数值模式对本次大雾过程有很好的模拟效果。

6 结论

利用大连机场地面观测资料、Micaps系统下常规资料、探空资料和NCEP/NCAR全球再分析资料，对2009年11月30日—12月2日发生在大连地区的持续性大雾过程做了分析，结果如下:

1)本次大雾天气维持时间长，能见度小于等于1 km的时间共持续36 h，大雾发生期间，地面风向风速、地面温度、露点、温度露点差、相对湿度都在一定的范围内。

2)本次持续性雾过程是在稳定的大尺度天气背景下形成的。中纬度地区盛行偏西的干暖气流以及0922号台风的生成和西行北上，有利于大雾的生成、维持和发展。

3)探空资料的温湿廓线表明:本次大雾为辐射平流雾;边界层内近地层的逆温和充沛的水汽条件对雾的形成和长时间的维持起着重要的作用。

4)热力结构分析表明:地面辐射冷却对本次大雾过程具有明显的作用，本次大雾具有辐射雾的特征;低层持续的弱暖平流输入，有利于近地层逆温的建立和维持，本次大雾过程也具有平流雾的特征。

5)动力结构分析表明:在中低层，大雾发生前期和维持时期，存在弱的辐合上升运动，在大雾消散期，存在明显的辐散下沉运动。

图5 2009年11月30日—12月2日模拟的液态水含量沿120.5～125°E的经向平均(a)和37.5～39°N的纬向平均(b)的垂直剖面(单位:g·kg－1)Fig.5 The cross-sections of simulated liquid water content during the fog process(unit:g·kg－1)a.along longitude 120.5—125°E;b.along latitude 37.5—39°N

6)水汽条件分析表明:增湿和冷却使此次大雾过程中水汽达到饱和状态产生凝结。在大雾过程的前期，存在弱的水汽辐合，在大雾消散期，存在水汽辐散。

7)MM5数值模式对本次大雾过程有很好的模拟效果。

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