华北地区一次平流雾过程的特征分析及预报

许长义，王建华，卜清军

(1. 天津市滨海气象局 天津 300457；2. 山西省朔州市朔城气象局 山西朔州 036002)

0 引 言

近年来，随着交通迅速发展，大雾天气对交通经济的影响引起了人们越来越多的关注。它作为一种高影响的灾害性天气，与雾雨暴雨、台风等强天气一起并列为16种需要重点关注并及时发布预警信号的灾害性天气之一。[1]由于空气中悬浮的大量水滴或冰晶微粒使水平能见度降至 1,000,m以下的近地面天气现象称为“雾”。[2]雾通常是在稳定的天气背景下形成的，并具有较强的地域性特征，大量学者[3-5]对我国各地大雾的气候特征和环流背景进行了研究，发现不同地区大雾过程的气候规律及大尺度背景条件有明显的差异。大雾比其他常见的灾害性天气更具有局地性，主要发生在近地面层，对人类活动有很大影响。孙旭东等[6]模拟了大气边界层内海陆交界处的平流辐射雾的形成和演变规律，表明夜间盛行风将暖湿空气带入陆地，水汽经辐射冷却形成雾，地面陆风环流起了一定作用。宋润田等[7]利用多普勒声雷达的实时资料对平流雾时温度场和相应水平风场的分布特征进行了分析。

华北西到黄土高原，北靠燕山，东临渤海、黄海，特定的地理位置使该地区雾的发生频率较高。普查1970—1994年共16年的历史资料表明，峰值出现在11月至次年 1月份，谷值一般在 4～6月份，3月最低，大雾持续时间以 12月和 1月最长。[8]2012年1月8～10日，华北平原出现了入冬以来最强的一次大雾天气过程。这场大雾范围广、强度大，持续时间较长。大雾天气过程成因复杂，其形成往往受到特定的地理条件、特殊的天气背景以及大气边界层多种热力和动力因子的综合影响，加之受探空资料不足及时空分辨率较低的限制，人们对大雾过程的形成机理认识和研究乃至在预报业务工作中的认识不够深入。本文采用较高时空分辨率的实测站点资料、NCEP再分析资料，通过对2012年1月8～10日华北地区一次持续性大雾过程的大尺度背景条件、热动力要素的空间结构及其时间演变特征进行分析和计算，揭示本次过程长时间维持的原因，提高平流雾天气的预报预警能力，为人工影响雾天气提供基础。

1 大雾发展过程及大尺度天气背景

1.1 大雾天气过程

2012年 1月 8～10日，华北平原出现了一次大范围持续性大雾过程。图 1是天津市气象卫星遥感中心根据连续3天的NOAA卫星遥感监测经过图像处理获得的华北地区大雾覆盖范围的状况。由图 1可以看出，8～10日雾区主要分布在山东南部、河北中南部、北京东部以及天津大部，并且可以清楚地看出天津地区由轻雾转为大雾的过程。

根据地面加密观测资料显示(见图 2)，这次大雾过程于 8日凌晨首先在河北南部及山东中北部的部分地区产生，之后迅速扩展到整个华北平原。9日08时天津大部分地区为晴空区，地面为弱风条件，风速一般介于 2～4,m/s之间，能见度在 1.5～2,km 左右。9日夜间(见图 2b)天津大部分地区以偏东或偏南风为主，表明近地层有来自东部海洋或南方地区的暖湿气流输送。10日清晨为大雾发展的最强时段，京津地区、河北、山东等地大雾弥漫。10日 05时，天津东部沿海地区大雾继续加浓，塘沽站能见度记为 0，其他大部分地区能见度均在 1,km 以下，有的甚至不到十几米。10日凌晨，天津部分地区还出现了雾雨(即雾与毛毛雨共生的天气)。10日下午，受西伯利亚一股较强冷空气东移南下和地面西北大风的影响，这场持续了 3天的大雾过程才趋于结束，由图 2(e)的10日 14时实况图可见，地面均转为西北风，能见度逐渐转好。

图1 2012年1月8日～10日遥感监测图像Fig.1 Remote sensing images from,Jan. 8～10，2012

图2 2012年1月9～10日地面实况图Fig.2 Surface maps from Jan. 9～10，2012

1.2 雾过程的大尺度环流背景

图3采用NCEP 1,°×1,°再分析资料分析雾生消过程的大尺度天气系统更替。对流层中层500,hPa位势面上，中纬地区处在极涡底部，呈纬向型分布，8日白天到 10日白天，华北地区始终处于浅槽前部受西南暖湿气流影响。10日 20时，中纬地区转为横槽控制，随着横槽转竖，冷空气快速南下进入华北地区，导致大雾天气的消亡。低层 850,hPa上，西风槽处于河套地区以东，华北地区受一弱暖脊控制。低层西南暖湿气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，并且给华北地区带来了源源不断的水汽。到10日20时，西风槽东移至黄渤海上空，华北受槽后西北气流控制。结合大尺度天气形势综合分析得到，尽管雾前期兼有蒸发雾的特征，但总体来看，暖湿平流作用显著，归为一次平流雾天气过程更为恰当。

图3 500,hPa(a，b)和850,hPa(c，d)位势高度场(实线，单位：10,gpm)和温度场(虚线，单位：℃)，海平面气压(单位：hPa)和1,000,hPa风场(单位：m/s)(e，f)Fig.3 Geopotential height(solid，10 gpm)and temperature(dotted，℃)at 500,hPa(a，b)and 850,hPa(c，d)，sea level pressure(hPa)and wind field at 1,000,hPa(m/s)(e，f)

2 大雾基本特征及其维持原因

图 4是大雾发生前后经过天津塘沽方向的大气动力和热力特征随高度的分布，从涡度的垂直分布来看，大雾发生时的 10日 08时(图 4a)，850,hPa以下的边界层均为负涡度区，仅在 117.5～119,°E的天津及以东地区为正涡度区，该正涡度区为雾区西部的对流层中高层强盛正涡度区向下伸展的结果；而大雾消散时的20时(图4b)，整个华北地区近地层均为负涡度控制，负涡度中心较低，都位于边界层内，天津地区上空950,hPa均为正涡度区。散度的垂直分布显示大雾发生时的10日08时(图4c)，在850,hPa以下的边界层，华北地区正负散度区相间分布，表明大气边界层存在一定的湍流扩散效应，从而有利于雾向上发展；注意到雾区上空的 950～700,hPa有一大于 1.5×10-5,s-1的正散度区，表明对流层中低层存在一支下沉气流至边界层，水汽不易向上输送，从而有利于低层逆温层结的建立。相对湿度的垂直剖面显示(图4e)，天津地区边界层内950,hPa存在一大湿区，湿层厚度较浅薄，相对湿度超过60%的高度在925,hPa左右，850,hPa以上则为相对湿度低于 50%的干层；大雾结束的 20时(图 4f)，包括天津在内的整个华北地区湿度迅速减小，东部渤海区域湿度迅速增大，且湿层厚度较高。

图4 沿 39,°N的涡度(单位：10-5,s-1；a，b)散度(单位：10-5,s-1；c，d)相对湿度(单位：%；e，f)和垂直环流(u的单位：m/s；w的单位：10-1,m/s；g，h)的纬向-高度剖面图Fig.4 The cross sections of vorticity(10-5,s-1；a，b)，divergence(10-5,s-1；c，d)and relative humidity(%；e，f)，vertical circulation(u：m/s；w：10-1,m/s；g，h)along 39,°N

3 结果与讨论

天津及华北地区此次持续性大雾的形成是发生在人口集中、城市高速发展的大都市环境下复杂热动力因素的综合过程。本文采用较高分辨率的台站实测资料、FY-2E云图和NCEP再分析资料对2012年1月 8～10日华北地区持续性大雾天气过程进行了观测研究，结果表明：①高空浅槽及地面弱气压场的稳定维持为本次大雾过程提供了良好的背景条件。后期横槽转竖，冷空气南下，偏北风的爆发是驱散大雾消散的动力因子。②近地面相对湿度大、逆温层的存在和大气稳定性层结等气象因素是大雾形成的基本特征。③850,hPa以下气层的暖平流区，地面弱降水蒸发以及地面弱风的维持，都是造成大雾天气的重要原因之一。④大雾的生成与特定的天气形势和多种气象要素有关，其中低层高湿、弱风以及逆温是形成大雾天气的必要条件。

雾的发展、维持和消散，与下垫面热状况、低层的湍流条件等有着密切的关系。因此充分利用边界层高时空分辨率资料和数值模拟研究，以便更加深入研究华北地区大雾的触发机制是可以继续开展的工作。■

［1］ 吴彬贵，张宏升，张长春，等. 天津地区大雾过程近地面层特征研究[J]. 气候与环境研究，2010，15(2)：179-190.

［2］ 吴彬贵，张宏升，张长春，等. 华北地区平流雾过程湍流输送及演变特征[J]. 大气科学，2010，34(2)：440-448.

［3］ 王继志，徐祥德，杨元琴. 北京城市能见度及雾特征分析[J]. 应用气象学报，2002，13(特刊)：160-169.

［4］ 石林平，迟秀兰. 华北平原大雾分析和预报[J]. 气象，1995，21(5)：45-47.

［5］ 黄培强，王伟民，魏阳春. 芜湖地区持续性大雾的特征研究[J]. 气象科学，2000，20(4)：494-502.

［6］ 孙旭东，徐华英，李桂忱，等. 海陆交界处平流辐射雾的二维数值模拟[J]. 热带气旋学报，1990，6(1)：52-56.

［7］ 宋润田，金永利. 一次平流雾边界层风场和温度场特征及其逆温控制因子的分析[J]. 热带气象学报，2001，17(4)：443-451.

［8］ 黄建平，梅清银，靳永才，等. 沪宁地区辐射雾的微物理结构及其演变[J]. 气象，1998，24(5)：3-8.