李美琪，郭 蕊，贾小卫，吴 丹 ，时青格 ，刘 浩

(河北省气象服务中心，河北 石家庄 050021)

引 言

雾是指近地层空气中悬浮的大量水滴或冰晶微粒使水平能见度降到1 km以内的天气现象。河北省是大雾高发地区，随着城市化进程的加快，交通运输业发展迅猛，大雾尤其是持续性大雾易导致交通管制，对交通安全也有重大威胁[1-3]。因此研究大雾的形成与维持机制对国民经济和人民生命财产安全有重要意义。

近年来，针对华北平原持续性大雾特征和成因的研究发现大雾多发生在纬向环流背景下[4]，太行山、燕山对冷空气的阻挡和削弱使华北平原长期维持静稳天气形势[5]，边界层内逆温层存在是大雾长时间维持的重要条件，低空暖湿水汽输送和水汽辐合为大雾的持续提供了水汽条件[6]。另外，中低空下沉气流、低层暖平流的输送也是大雾维持的原因[7-8]。近地层辐射降温和上升冷却使暖空气降温形成贴地逆温层[9]，逆温层的多层结构和逆温层内的湍流混合是大雾爆发性发展的重要原因[10-11]。边界层弱水汽辐合与弱冷空气的共同影响可导致局地浓雾爆发[12]。

目前，对持续性大雾过程中不同类型大雾的演变已有较多研究，但针对单一种类持续性大雾尤其是持续性辐射雾研究相对较少，而辐射雾形成时易出现爆发性浓雾，对交通危害极大。因此，本文选取一次持续性辐射雾过程，利用NCEP(1°×1°)逐6 h再分析资料、地面观测资料和微波辐射计资料，从大尺度背景场、温湿特征、动力条件、热力条件、层结特征等方面进行分析，探讨本次大雾形成原因与维持机制。

1 大雾实况

2019年1月11—15日，华北平原出现连续4 d的大雾天气，大雾主要分布在河北中南部、河南中东部、山东中北部，其中位于太行山东麓的冀中南平原大雾维持时间最长，雾情最为严重，因此主要研究冀中南持续性大雾过程。根据此次大雾强度和范围变化，将其分为4个阶段。第1阶段为大雾发展阶段[11日20:00(北京时，下同)至12日14:00]，大雾形成前即11日06:00冀中南已出现零散浓雾站。11日23:00，雾区范围扩大到冀中南平原地区，12日02:00雾情加重，出现30个能见度低于50 m的强浓雾站，呈东北西南走向，主要出现在沧州、衡水、邢台。第2阶段为大雾维持阶段(12日14:00至13日14:00)，也是本次大雾过程范围最广，雾情最重阶段，12日22:00至13日08:00，大雾范围扩大到唐山、秦皇岛，浓雾站增加为109个，强浓雾站为29个，且强浓雾站分散在整个雾区并维持10 h。第3阶段为大雾衰减阶段(13日14:00至14日14:00)，受槽前西南气流影响，高空云量增多，大雾范围南退至保定、沧州以南，能见度有所好转，强浓雾站降至10个以内(表1)。第4阶段为大雾消散阶段(14日14:00至15日08:00)，随着冷空气南下，华北上空迅速转为西北气流，大气稳定层结被破坏，地面风速增大，大雾自北向南逐渐消散。

表1 2019年1月11—15日不同阶段大雾站数Tab.1 Number of stations affected by the fog at different stages during 11-15 January 2019

2 环流形势与大雾特征

2.1 大尺度环流形势

此次大雾过程中，500 hPa亚洲中高纬环流较平直，华北平原位于弱脊前，盛行纬向偏西气流。而蒙古国西部有一明显的地面冷高压中心，河北中南部位于冷高压东南部的均压场中，等压线稀疏[图1(a)]，弱偏南风有利于近地面湿度增大(图略)，使垂直方向出现上干下湿特征，为大雾的生成和维持提供了稳定的背景条件。850 hPa和925 hPa河北中南部均有明显暖脊，从河南的西南部向东北延伸至河北东部，1000 hPa受冷温槽控制[图1(b)]，说明近地面层有弱冷空气自北向南扩散，使得近地层大气降温，这种上暖下冷的配置有利于逆温层的形成，使空气的垂直扩散条件变弱，地面风速较小，大气较稳定，形成静稳天气，对大雾的形成有至关重要的作用。

图1 2019年1月12—14日500 hPa平均位势高度(实线，单位：dagpm)、海平面平均气压(虚线，单位：hPa)(a)，12日08:00 850 hPa(实线)和1000 hPa(虚线)温度(单位： ℃)(b)空间分布Fig.1 The spatial distributions of mean geopotential height on 500 hPa (solid line, Unit: dagpm) and sea level mean pressure (dashed line, Unit: hPa) during 12-14 (a) and 850 hPa (solid line) and 1000 hPa (dashed line) temperature (Unit: ℃) at 08:00 BST on 12 (b) January 2019

华北平原连续大雾经常发生在纬向环流背景下，多短波槽活动，且为“干性”短波槽，即850 hPa以上湿度较小，约为10%～40%，这种“干性”短波槽对华北平原大雾的发生、加强和维持均有重要作用[13-14]。此次大雾过程无强冷空气活动，共有3个高空槽东移，图2为11日08:00至15日08:00过点(118°E、39.5°N)的风、湿度、温度和温度平流的时间-高度剖面。可以看出，促使大雾爆发性增强的是第1个短波槽，属于“干性”短波槽，于11日20:00过境，850 hPa以上的湿度由50%～80%迅速减小为20%～40%，天空云量减少有利于近地面夜间辐射降温；短波槽过境后900～700 hPa温度明显升高，900～700 hPa增温与近地面层降温的双重作用更有利于逆温层的形成与维持。第2个“干性”短波槽于12日20:00过境，1000～850 hPa有弱的暖平流，900 hPa以下逆温加强，高空槽过后整层风速从偏西风转为西北风，大雾范围扩大、强度加强，维持时间也变长，浓雾站从85个增加到109个。由于前两次“干性短波槽”移速较快，且槽前1000～700 hPa湿度较小，不满足辐射雾向平流雾转化的条件，因此本次大雾过程以辐射雾为主。第3个高空槽较强，于14日14:00过境，该高空槽破坏了大气的静稳结构，此时冷锋已到达河北中部，但冷锋前部近地面水汽仍饱和，大雾转为锋面雾，但范围和强度减小，15日，强冷空气过境后大雾消散。因此，在本次大雾过程中，两次干性短波槽快速过境分别促成了大雾的形成和雾区范围扩大及大雾强度加强，最后一次高空槽造成了大雾的减弱与消散。

图2 11日08:00至15日08:00过点(118°E、39.5°N)的风(风向杆，单位：m·s-1)、湿度(阴影，单位：%)(a)、温度(等值线，单位： ℃)和温度平流(阴影，单位： ℃·s-1)(b)的时间-高度剖面Fig.2 The time-height cross sections of wind (wind stem, Unit: m·s-1), humidity (shaded, Unit: %) (a) , temperature (isoline, Unit: ℃)and temperature advection (shaded, Unit: ℃·s-1) (b) along the point (118°E, 39.5°N) from 08:00 BST on 11 to 08:00 BST on 15 January 2019

2.2 地面特征

以衡水站为代表，图3为2019年1月11日20:00至15日02:00衡水站AQI和PM2.5、PM10质量浓度以及气象要素小时变化。空气质量指数(air quality index，AQI)表示空气污染程度，主要监测6项污染物：细颗粒物(PM2.5)、可吸入颗粒物(PM10)、二氧化硫(SO2)、二氧化氮(NO2)、臭氧(O3)和一氧化碳(CO)。本次大雾过程中，首要污染物为PM2.5和PM10。第1阶段，相对湿度一直维持在95%以上，风向以偏南风为主，有利于污染物堆积和水汽聚积，由于夜间地面长波辐射作用，气温明显下降，12日01:00转为北风，弱冷空气的降温作用叠加辐射降温作用，配合接近饱和的水汽，使得能见度迅速从1090 m降至164 m，之后的13 h一直维持低能见度，因此本次强浓雾形成的触发条件为偏北风带来的弱冷空气降温与夜间辐射降温的叠加效应。第2阶段，随着日出增温，12日14:00能见度逐渐升至1000 m，污染物堆积明显，AQI也随之增加，由中度污染转为重度污染，气溶胶粒子向外发射长波辐射，加快辐射冷却作用，因此污染物的增加有利于大雾的形成与加强[15-16]。12日18:00—19:00，风向再次转为偏北风，配合气温下降，使得饱和水汽充满整个边界层，能见度降至500 m以下并维持14 h。与第1阶段不同的是，第2阶段大雾生成早，消散也略早，这主要是由于第1阶段的雾位于高空槽前，受平流和辐射降温的共同影响，而第2阶段位于高空槽后，主要降温机制为辐射降温。第3阶段，受高空槽前西南气流影响，高空云量增多，夜间辐射降温减小，地面增湿缓慢，持续的偏南风使污染物堆积，空气质量变为严重污染，丰富的凝结核配合地面冷却增湿，因此14日05:00仍有大雾形成。第4阶段，受冷空气影响，地面风力加大，相对湿度降低，大雾逐渐消散。

大雾第1和第2阶段，地面气象要素之间有一定的关联性，污染物的增加有利于能见度的降低。在整个过程中，风速为0～3 m·s-1，这种风速既不影响空气的辐射冷却，使大气达到饱和，为大雾提供良好的水汽条件，又能使辐射冷却扩散到整个边界层，有利于形成辐射雾并维持大雾的发展。偏北风有利于增强大雾浓度，偏南风有利于大雾维持。当相对湿度在95%及以上时，大雾更容易形成与维持，而降温是大雾形成的必要条件。

图3 2019年1月11日20:00至15日02:00衡水站AQI以及PM2.5、PM10质量浓度和最小能见度(a)，10 min风向及其平均风速(b)，相对湿度和气温(c)逐时演变Fig.3 Hourly variation of AQI, mass concentation of PM2.5 and PM10 and minimum visibility (a) , 10-minute wind direction and 10 min average wind speed (b) and relative humidity and temperature (c) from 20:00 BST on 11 to 02:00 BST on 15 January, 2019 at Hengshui station

3 大雾形成和维持机制

3.1 动力条件

图4为11日08:00至15日08:00沿大雾中心(116°E、38°N)的涡度、散度、垂直速度时间-高度剖面。可以看出，12日20:00至13日08:00， 850 hPa以下存在弱正涡度，表明低层有暖湿气流，有利于浓雾维持，而13日20:00至14日08:00，850 hPa以下为明显负涡度，大雾明显减弱，范围减小。14日20:00，850 hPa以下又转为正涡度，与大雾增强时间吻合，之后受冷空气影响，转为负涡度，大雾减弱消散。这反映了大雾的维持发展与低层的正涡度有紧密联系。

散度场的分布与演变也与大雾的发展有良好的配合，大雾第1和第2阶段900 hPa以下为辐合辐散相间，弱辐合运动与浓雾有良好的对应关系，这种弱辐合上升运动可以使近地面水汽向上输送，使湿层达到一定高度，有利于浓雾形成。12日20:00至13日20:00，700～500 hPa为辐散下沉运动，气温略有升高[图2(b)]，空气稳定度增加，有利于形成逆温层，其有效阻止了中低层的垂直交换，有利于低层水汽累积至饱和状态及浓雾的形成和发展。14日20:00，低层的辐合中心增大到-4×10-5s-1，之后辐合上升运动突破900 hPa，不利于逆温层的维持，对流层中层转为辐合上升运动，大雾逐渐减弱消散，这说明对流层中层的辐散下沉运动是本次浓雾发生与维持的动力因子之一。

11日08:00至13日20:00，850～400 hPa以下沉运动为主，垂直速度为0.1～0.3 Pa·s-1，有利于天空晴朗和下沉增温。而900 hPa以下，则以弱的上升气流为主。每次下沉运动的增强和向低层发展都对应着雾站的增加，其中，11日20:00至12日08:00，下沉运动最为剧烈，950 hPa以上几乎均为下沉气流，当晚大雾爆发式发展，大雾站数增加至96个。12日20:00至13日08:00，900 hPa以下由上升运动转为弱下沉运动再转为弱上升运动，虽然下沉运动较前一次减弱，但由于弱上升运动的影响，雾层加厚，当晚浓雾范围变大，由85站增至109站。14日转为整层的上升运动，垂直速度为-0.5 Pa·s-1，导致大雾减弱消散。因此华北平原的大尺度下沉运动有利于天空晴朗和下沉增温，从而使低层稳定层结进一步加强，有利于大雾的维持和加强。

图4 2019年11日08:00至15日08:00沿大雾中心的涡度(a)，散度(b)(单位： 10-5 s-1)和垂直速度(单位： Pa·s-1)(c)的时间-高度剖面Fig.4 The time-height cross sections of vorticity (a), divergence (b) (Unit: 10-5 s-1) and vertical velocity (Unit: Pa·s-1) (c) along the center of the fog from 08:00 BST on 11 to 08:00 BST on 15 January 2019

3.2 水汽条件

充足的水汽为大雾天气提供了良好的湿度基础，图5为2019年1月11—14日20:00 1000 hPa风场和水汽通量散度空间分布。可以看出，在大雾形成前期即11日20:00，冀中南以弱西南气流为主，并伴有水汽辐合，水汽的流入为凝结核提供了丰富的水汽条件，有利于大雾的爆发性生成。12日20:00受短波槽影响，水汽从西南向冀中南平原输送，水汽辐合范围和强度较11日夜间更大更强，最大水汽辐合中心强度为-0.2×10-4g·hPa-1·cm-2·s-1，且风向在太行山东麓和燕山山脉均有明显辐合，使沿山地区形成弱上升流，水汽抬升凝结，因此12日夜间雾出现时间更早，范围也更大。13日20:00天空状况转为阴天，因此虽然有水汽辐合，但雾站数量明显减少。14日20:00，最大水汽辐合中心南移并增大至-0.4×10-4g·hPa-1·cm-2·s-1，大雾范围也随之压至河北南部，之后逐渐消散。西南水汽输送为大雾提供了水汽来源，夜间的辐射冷却使温度降低至露点温度而达到饱和[17]，为大雾的形成与维持提供了必要的湿度条件。

图5 2019年1月11(a)、12(b)、13(c)及14(d)日20:00 1000 hPa风场(流线，单位：m·s-1)和水汽通量散度(阴影，单位： 10-4 g·hPa-1·cm-2·s-1)空间分布Fig.5 The wind field (streamline, Unit: m·s-1) and water vapor flux divergence (shaded, Unit: 10-4 g·hPa-1·cm-2·s-1) on 1000 hPa at 20:00 BST on 11 (a), 12 (b), 13 (c) and 14 (d) January 2019

3.3 层结逆温

3.3.1 逆温层的多层逆温结构

表2列出2019年1月10—14日邢台探空站逆温参数信息。可以看出，邢台站一直存在贴地逆温层，逆温层顶基本在925 hPa以下，大雾种类主要为辐射雾。而在贴地逆温层[18-19]之上还有低空和高空逆温(这里讨论的低空逆温为500 hPa以下的逆温层)，这是由于湍流混合作用，动量、热量和水汽的输送并不连续，使逆温层出现了多层结构，而逆温层可以阻止垂直湍流将上部干空气卷入雾顶而导致雾层变薄[20]，因此逆温层的存在为大雾的形成与维持提供了先期条件。在大范围大雾形成前，即10日08:00，就已经形成了双层逆温，低层逆温层位于700 hPa以下，厚度为78 hPa，逆温强度为0.4 ℃·(10 hPa)-1，贴地逆温层厚度为27 hPa，逆温强度为2.3 ℃·(10 hPa)-1。贴地逆温层为11日早晨的零散雾和11日夜间至15日的大范围雾提供了良好的层结条件，有利于近地面水汽的聚集，为雾层增厚提供了水汽来源。而持续存在的双层逆温为大雾爆发性发展酝酿了条件。随着逆温层厚度的增加，12日08:00达到大雾发展强盛期，此时贴地逆温厚度最大，为55 hPa。12日20:00，逆温分层结构消散，仅存在贴地逆温，且有所加强，逆温强度从1.1增强到1.75 ℃·(10 hPa)-1，贴地逆温层底温度露点差由7 ℃下降到1.4 ℃，表明贴地逆温层增强，逆温层内水汽积聚接近饱和且湿层增厚接近逆温层底。大雾发展后期至消散阶段，主要以单层逆温为主，偶尔出现的双层逆温，其低层逆温层的厚度远小于大雾形成发展阶段。因此逆温层的多层结构为大雾的爆发性形成提供了先期条件，而逆温层厚度的增加更有利于大雾的维持与发展。

表2 2019年1月10—14日邢台探空站逆温层信息Tab.2 The information of temperature inversion layer at Xingtai sounding station during 10-14 January 2019

3.3.2 层结逆温

13日08:00 900 hPa以下存在明显的逆温层，而1000 hPa的温度露点差约为10 ℃，相对湿度约50%，因此本次大雾的湿层较浅薄，且集中在近地层，未及1000 hPa[图6(a)]。1000 hPa温度比地面高出2～6 ℃，而冬季河北平原1000 hPa的高度约200 m，因此1000 hPa以下存在明显逆温[图6(b)]。另外，河北西部为太行山，偏西路径弱冷空气越过太行山脉时，空气下沉增温，也有利于冀中南近地层逆温层的维持和加强。

图7为基于微波辐射计资料 的2019年1月11—14日黄骅站温度和相对湿度的时间-高度剖面。可以看出，黄骅站的大雾主要出现在12日00:00至13日08:00，900 m以下湿度可达80%以上，在600 m存在低层逆温层，且低层逆温层底部相对湿度达90%以上，而贴地逆温层以下的相对湿度大值区和雾层主要维持在100 m以下，雾顶之上存在相对湿度等值线密集带。11日20:00，受晴夜长波辐射和湍流混合作用的双重影响，200 m以下降温明显，相对湿度增加，12日05:00达到饱和且湿层逐渐加厚至几十米，大雾爆发性增强，能见度从999 m突降至77 m，雾层冷中心对应相对湿度高值区。日出后温度升高，但未突破逆温层，在相对湿度降低的间歇，雾情减轻。12日20:00降温加湿的作用下，大雾再次爆发，湿层厚度较前一日略有增加并维持14 h，逆温层被破坏，相对湿度降低，黄骅站大雾消散。在本次过程中，大雾高度仅有几十米，是典型的辐射雾，有明显日变化，日出前后雾最浓，贴地逆温层是大雾维持发展的必要条件，晴夜长波辐射和湍流混合作用为大雾的维持发展提供了有利条件。

图6 2019年1月13日08:00黄骅站斜温图(a)，11—14日1000 hPa平均温度与地面平均温度之差(单位：℃)的空间分布(b)Fig.6 Skew-T diagram at Huanghua station at 08:00 BST on 13 (a) and the spatial distribution of difference (Unit: ℃) between average temperature on 1000 hPa and average ground temperature during 11-14 (b) in January 2019

图7 2019年1月11—14日黄骅站温度(a，单位： ℃)和相对湿度(b，单位：%)的时间-高度剖面Fig.7 The time-height cross sections of temperature (a, Unit: ℃) and relative humidity (b, Unit: %) at Huanghua station based on the microwave radiometer data during 11-14 January 2019

4 结 论

(1)大雾期间500 hPa以纬向气流为主，850 hPa和925 hPa暖脊与1000 hPa冷温槽的配置有利于逆温层的形成与维持，地面位于冷高压东南部的均压场中，为此次大雾过程提供了充足的水汽和良好的弱风条件。整个过程中有3个高空槽东移。第1个干性短波槽过境造成大雾的爆发性发展，第2个干性短波槽过境后大雾范围增大、强度增强，第3个高空槽整层湿度较大，破坏了大气静稳结构，使大雾减弱消散。稳定的大尺度环流场为大雾提供了重要的背景条件，干性短波槽的快速东移促成了大雾的维持与加强。

(2)由于夜间辐射降温明显，易出现逆温层，使空气的垂直扩散条件变弱，地面风速较小，大气较稳定，形成静稳天气，为大雾的形成提供背景条件。而污染物累积，相对湿度饱和、地面风速较弱是大雾发生和维持的必要条件，偏北风带来的弱冷空气降温与夜间辐射降温的叠加效应是大雾爆发的热力学条件。

(3)低层正涡度、对流层中层的辐散下沉运动是大雾维持和发展的动力因子，晴夜长波辐射和湍流混合作用有利于降温增湿，西南方向的水汽输送与雾区水汽辐合抬升凝结共同为大雾提供了湿度条件。

(4)本次大雾高度仅有几十米，以辐射雾为主，两次短波槽过境时整层湿度较低，低层并未出现暖湿平流的输送，因此雾层未升高，大雾种类基本没有变化。逆温层的多层结构为大雾的爆发性形成酝酿了先期条件，贴地逆温层的增强提供了稳定的层结和近地面的水汽积聚。大雾发展后期，双层逆温结构转为单层逆温，最终大雾的消散主要是强冷空气入侵，逆温层被破坏所致。