任偉

（民航山東空管分局氣象臺，山東 濟南 250107）

引言

霧是由懸浮于近地面空氣中微小水滴或冰晶組成的天氣現(xiàn)象，能使水平能見度＜1 km。由霧導(dǎo)致的低能見度是影響民航飛行安全的危險天氣要素之一。大霧天氣下，飛行員視線往往較差，飛機著陸過程中容易偏離跑道或過早、過遲接地[1]。另外,如果機場啟動低能見度運行程序，飛機的起降頻次會大大減少，容易導(dǎo)致航班的延誤、備降或取消。

霧作為一種災(zāi)害性天氣，已經(jīng)引起了國內(nèi)眾多學(xué)者的關(guān)注。很多研究工作從不同層面對大霧的特征進行了分析。馬翠平等[2]分析表明：持續(xù)性大霧多發(fā)生在平直的緯向環(huán)流背景下，地面常為弱氣壓場控制。濮梅娟等[3]認(rèn)為源源不斷的水汽輸送是輻射平流霧發(fā)展和維持的一個必要條件。張禮春等[4]發(fā)現(xiàn)連續(xù)的逆溫結(jié)構(gòu)是大霧邊界層的主要特征，逆溫的增強或減弱對大霧的強度和范圍有重要影響。馬學(xué)款等[5]研究指出霧區(qū)濕度的垂直分布通常呈“上干下濕”的空間結(jié)構(gòu)?？抵久鞯萚6]通過分析連續(xù)大霧的熱力特征，發(fā)現(xiàn)地面的輻射冷卻是連續(xù)大霧的觸發(fā)和加強機制，低層持續(xù)的弱暖平流輸入是大霧長時間維持的重要原因。還有一些學(xué)者[7-10]認(rèn)為持續(xù)性濃霧通常不是某一類型的霧，而是多種類型的霧交替出現(xiàn)，濃霧既可以是地表輻射冷卻形成的輻射霧，也可以是低層暖濕平流條件下發(fā)展起來的平流霧，還可以是兩者共同作用而成的輻射平流霧。需要注意的是，雖然前人對大霧天氣做了眾多的研究，但目前對大霧生消的準(zhǔn)確預(yù)報仍是民航氣象工作者面臨的重要難題之一。

2019 年初冬濟南機場出現(xiàn)了連續(xù)3 d的大霧，受大霧影響，機場多個航班延誤、備降或取消，造成了較大的經(jīng)濟損失。本文以確保飛行安全為目的，對此次持續(xù)性大霧天氣過程，應(yīng)用機場地面觀測資料、NCEP資料、GDAS資料以及HYSPLIT模式，從環(huán)流背景、物理量場等方面進行分析，總結(jié)了連續(xù)性大霧的成因，為今后類似天氣的氣象預(yù)報提供參考。

1 資料和方法

1.1 資料

選用濟南機場(117 °E ，37 °N)逐時地面氣象觀測資料、NCEP的2.5 °×2.5 °再分析資料和GDAS全球1 °×1 °資料。GDAS資料是利用全球資料同化系統(tǒng)將NCEP資料同化計算得到的結(jié)果，NOAA的ARL將其處理為HYSPLIT模式可用格式作為模式的主要輸入資料。

1.2 方法

HYSPLIT是NOAA和澳大利亞氣象局聯(lián)合開發(fā)的一種用于計算和分析氣團輸送、擴散軌跡的專業(yè)模型，該模式分析軌跡的思路是假設(shè)空氣塊隨風(fēng)飄動，那么它的移動軌跡就是其在時間和空間上位置矢量的積分。最終的位置由初始位置（P）和第一猜測位置（P′）的平均速率計算得到。

式中，Δt為時間步長，其時間步長是可變的, 要求Δt應(yīng)小于0.75 倍Umax，Umax為最大風(fēng)速，也即一個時間步長內(nèi)氣團的移動長度不超過0.75 個格距。計算不同通道的水汽貢獻率[11-12]定義如下：

式中，Q表示某一通道的水汽輸送貢獻率，qlast表示氣團最終位置的比濕，m表示該通道所包含軌跡條數(shù)，n表示軌跡的總數(shù)。

2 天氣實況及地面氣象要素

2.1 大霧天氣實況

2019 年12 月7—11 日魯西北地區(qū)連續(xù)出現(xiàn)大霧，部分地區(qū)出現(xiàn)能見度不足500 m的濃霧，局地有能見度不足200 m的強濃霧。濟南機場也受到此次大霧天氣的影響,最低能見度50 m，有近200 個航班被延誤，50 個航班被取消，大量旅客滯留候機樓，機場的正常運行受到嚴(yán)重影響。從能見度的逐時演變來看（圖1），機場的大霧自北京時7 日23 時開始，除中間部分時段短暫減弱為輕霧外，一直持續(xù)至11日 00 時。大霧共持續(xù)60 h，其中能見度＜500 m的濃霧共持續(xù)54 h，能見度≤100 m的強濃霧共39 h，能見度為50 m的強濃霧共24 h，霧的濃度大、持續(xù)時間長是此次大霧天氣的重要特征。

圖1 2019年12月7—10日濟南機場能見度、氣溫及溫度露點差變化情況

2.2 地面氣象要素特征

霧發(fā)生期間，濟南主要以晴到少云天氣為主，地面氣溫維持在-7.0～8.0 ℃（圖1），氣溫的變化與能見度的變化具有較好的對應(yīng)關(guān)系，能見度存在較為明顯的日變化特征，這說明夜間地表的輻射降溫對霧的發(fā)生和發(fā)展有重要影響。濕度條件上，地面溫度露點差在0～1 ℃之間，相對濕度在90%以上，反映出近地面大氣十分潮濕，霧的發(fā)生具有非常有利的水汽條件。地面風(fēng)場上，由于受弱氣壓場影響，偏南風(fēng)風(fēng)速較小，一般＜4.0 m·s-1，較小的地面風(fēng)力，減少了水汽向四周擴散，進而大量地聚集在近地面，使底層水汽含量不斷增加，有利于大霧天氣的發(fā)生和發(fā)展。

3 環(huán)流形勢分析

根據(jù)2019年12月7—10日500 hPa的平均環(huán)流形勢場（圖2），可以發(fā)現(xiàn)，大霧發(fā)生和維持期間，東亞大陸主要受寬廣的高壓脊控制，我國東部沿海有淺槽活動，位于中緯度的濟南地區(qū)處于槽后脊前的西北偏西氣流之中，溫度場上，等溫線與等高線基本平行，溫度槽脊與高度槽脊幾乎重合，沒有明顯的溫度平流。高層大尺度環(huán)流的穩(wěn)定少變是此次大霧發(fā)生的重要天氣背景。低層925 hPa在8 日和9 日分別有短波槽東移，并有暖脊與之相配合，低空有明顯的暖平流。暖平流的存在，有利于近地層逆溫結(jié)構(gòu)的形成和維持，使大氣長時間處于靜穩(wěn)狀態(tài)。

圖2 2019年12月7—10日500 hPa平均位勢高度(實線，單位：dagpm)和溫度線（虛線，單位：℃)

地面圖上（圖略），大霧期間，華北地區(qū)為一大的低壓帶影響，濟南處于低壓底部的均壓場中，等壓線稀疏，近地面風(fēng)力較小，大氣層結(jié)比較穩(wěn)定。大霧后期，在蒙古西部有冷高壓發(fā)展加強，并逐漸分裂出冷空氣東移南下，10 日夜間冷空氣開始向濟南地區(qū)緩慢滲透，受冷空氣的持續(xù)影響，大霧于11 日凌晨前后消散。

4 逆溫層特征分析

大氣層結(jié)穩(wěn)定和低空逆溫層的存在是大霧形成的重要條件。大霧形成前（7 日20 時）濟南地區(qū)近地層上空出現(xiàn)了強度為0.3 ℃·(22 hPa)-1的逆溫層結(jié)，近地層氣溫隨高度增加，形成了上暖下冷的結(jié)構(gòu)，大氣層結(jié)穩(wěn)定，7 日23 時機場能見度由2000 m快速下降至600 m，出現(xiàn)大霧（表1）。8日08時逆溫強度進一步增大至2.0 ℃·(44 hPa)-1，機場能見度最低下降至50 m，出現(xiàn)強濃霧。8 日白天受輻射增溫影響，逆溫層減弱消失，強濃霧逐漸減弱為輕霧，能見度一度上升至2000 m。8 日夜間受近地面的輻射降溫和低空的暖平流的影響，大霧天氣重新發(fā)展，并再次增強為強濃霧，9 日08 時濟南上空出現(xiàn)強度分別為4.2 ℃·(12 hPa)-1和1.7 ℃·(9 hPa)-1的雙層逆溫結(jié)構(gòu)，由于逆溫強度大，9日全天持續(xù)強濃霧。受強濃霧影響，9日夜間和10日清晨逆溫強度有明顯減弱，分別為2.4 ℃·(16 hPa)-1和1.7 ℃·(61 hPa)-1。10日夜間，雖然冷空氣開始向濟南地區(qū)滲透影響，但近地層仍有較強的逆溫出現(xiàn)，濃霧繼續(xù)維持，之后隨著冷空氣的持續(xù)影響，近地面逆溫層結(jié)逐漸減弱消失，濃霧最終消散。綜上分析可見，連續(xù)出現(xiàn)的低空逆溫結(jié)構(gòu)是此次大霧形成和維持的必要條件，逆溫強度越大，霧的維持時間越長。如果沒有低層逆溫，就不會有大霧天氣的發(fā)生。

表1 持續(xù)性大霧逆溫層特征統(tǒng)計

5 持續(xù)性大霧成因分析

5.1 熱力因子

地表的輻射冷卻和溫度平流是影響大霧形成和發(fā)展的兩個重要熱力因子。由前面的分析可知，能見度的變化與氣溫的變化比較一致，存在明顯的日變化，表明夜間的輻射冷卻對大霧的形成和發(fā)展有重要影響。為表征大霧過程中的輻射冷卻作用，我們需要分析地面氣溫的變化。7—8 日濟南地區(qū)為晴到少云天氣，7日白天最高氣溫為8.3 ℃,8日早晨最低氣溫為-3.9 ℃，晝夜溫差為12.2 ℃，說明7日夜間至8日清晨地表存在十分強烈的輻射冷卻作用，并且期間低層沒有明顯的溫度平流，因此7日夜間至8日上午的強濃霧應(yīng)以輻射霧為主。8日白天氣溫上升至8.4 ℃，強濃霧減弱消散，夜間隨著氣溫的快速下降，強濃霧天氣再次發(fā)展，從氣溫變化來看，8日白天至9日早晨的最高、最低氣溫相差為11.7 ℃，表明夜間地表仍有強烈的輻射冷卻作用，從同時段的溫度平流來看，由于8日夜間有短波槽過境，低層有明顯的暖平流，最大正溫度平流達到4×10-5℃·S-1(圖3a),暖平流的存在有利于近地層逆溫的建立和維持，因此這一階段的強濃霧是地面輻射冷卻和低空的暖平流共同作用造成的，所以應(yīng)考慮為輻射平流霧。9 日受持續(xù)強濃霧的影響，白天氣溫僅有小幅上升，最高氣溫為1.8 ℃，10日清晨最低氣溫為-1.8 ℃，晝夜溫差僅為3.6 ℃，表明地面的輻射冷卻作用較前期已大幅減弱。而從同期的溫度平流來看，由于9日925 hPa再次有短波槽東移，低層有明顯的暖平流（圖3b），因此低層的暖平流可能對此段強濃霧的維持起主要作用，所以這一階段的強濃霧應(yīng)以平流霧為主。10日白天雖然最高氣溫僅為2.7 ℃，但夜間受地表輻射降溫以及高壓前部弱冷空氣的持續(xù)影響，氣溫快速下降至-6.8 ℃，有利于水汽的凝結(jié)，濃霧得以維持，此段濃霧是地表輻射降溫與弱冷空氣共同影響所致，所以應(yīng)考慮為輻射平流霧。

圖3 溫度平流沿37 °N剖面（單位：×10-5 ℃·S-1）, (a) 8日20時、(b) 9日20時

由上分析可知，地表的輻射冷卻和低層的冷暖平流均有利于大霧的形成和維持。此次大霧性質(zhì)復(fù)雜，由輻射霧、輻射平流霧、平流霧組合而成。

5.2 散度分析

從散度的垂直分布來看（圖4），大霧出現(xiàn)時段，低層925 hPa以下基本對應(yīng)著負(fù)散度，最大負(fù)散度中心值達到1×10-5s-1，表明低層有弱輻合上升運動。在水汽條件有利的情況下，這種弱輻合上升運動有利于近地層暖濕空氣向上輸送，從而增加濕層的厚度，進而使霧層也達到一定高度。另外與低層弱輻合相對應(yīng)是中層存在弱輻散，中層弱下沉運動與低層的弱上升運動相疊加，下沉運動使空氣增溫，上升運動使空氣冷卻，兩者的相互作用持續(xù)到一定程度后，在它們之間會形成逆溫層，該逆溫層會阻止低層水汽向上層輸送，從而有利于低層水汽的積累和濕度的增加，進而有利于大霧的發(fā)生和維持。大霧后期受冷空氣影響，低層弱輻合逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槿踺椛ⅲ箪F隨之減弱消散。

圖4 2019年12月7—11日濟南機場(117 °E ,37 °N)的散度時間—垂直剖面圖（單位：10-5 s-1）

5.3 水汽條件

低層豐富的水汽是形成霧的重要條件，以往對水汽輸送的研究多是基于歐拉方法，近年來隨著氣流軌跡模式的發(fā)展，應(yīng)用拉格朗日方法診斷水汽輸送的研究明顯增多，相比于傳統(tǒng)的歐拉方法，拉格朗日方法不僅可以定量分析不同水汽來源的水汽貢獻，還可以展示水汽輸送過程中氣團的空間位置和物理量隨時間的變化。因此本文引入軌跡模式HYSPLIT分析本次大霧過程的水汽條件，關(guān)于HYSPLIT模式的更多詳細(xì)信息請參考相關(guān)文獻[13-14]。

由于霧多是近地面產(chǎn)生，霧頂高度一般不超過1 km，因此我們在濟南機場上空選取250,500,750，1 km作為氣流后向軌跡模擬的起始高度。對大霧持續(xù)期間的氣流軌跡進行后向48 h的追蹤，并對軌跡進行聚類分析，我們可以清晰的看到大霧期間低層水汽的輸送路徑。圖5為大霧過程中，濟南機場上空兩條低層水汽輸送通道。通道1為西北氣流輸送通道，該通道軌跡數(shù)占總軌跡數(shù)的43%，從軌跡輸送過程中氣團的物理屬性來看(圖6)，西北氣流輸送通道的軌跡主要來自距地2 km左右的高空，氣團的起始濕度小，溫度偏低，在輸送過程高度有明顯的下降，并且在下降的過程中有明顯的增溫、增濕，從前面的散度分析可知，這條通道可能對應(yīng)著925 hPa以上干冷的弱輻散下沉氣流。通道2為偏南氣流輸送通道，該通道軌跡數(shù)占總軌跡數(shù)的57%，由于大霧期間，濟南地區(qū)地面受弱氣壓場影響，偏南風(fēng)風(fēng)速較小，因此通道2的輸送距離明顯要小于通道1，是一支弱南風(fēng)輸送氣流，從氣團的物理屬性來看，偏南氣流輸送通道的軌跡主要來自距地不足1 km的低空，由于低空溫度高、蒸發(fā)旺盛，氣團的初始溫度和攜帶的水汽要明顯多于西北氣流，并且在輸送過程中各要素變化相對平緩，對應(yīng)著低層的暖濕氣流。分析逐日的氣流軌跡可以發(fā)現(xiàn)，偏南氣流軌跡貫穿大霧的每個階段，而西北氣流軌跡主要出現(xiàn)在兩次短波槽過境期間和10 日夜間，分別表征著槽后的冷平流和高壓前沿的弱冷空氣。進一步定量計算兩條通道對大霧的水汽貢獻可以看到(圖6d)，偏南氣流對大霧的水汽貢獻最大，其輸送的水汽占整個輸送氣流的61%，而西北氣流輸送的水汽相對較少，只有39%。由此可見，本次大霧的水汽主要來自底層的偏南氣流輸送，西北氣流輸送的水汽較少，其主要表征短波槽后的冷平流和高壓前部的弱冷空氣。

圖5 水汽通道空間分布

圖6 氣塊輸送過程中高度變化(a)、比濕變化(b)、溫度變化(c)及水汽輸送貢獻(d)

6 結(jié)論

（1）高層穩(wěn)定少變的偏西氣流，低空短波槽前的暖平流以及地面長時間維持的均壓場等良好的高、低空環(huán)流配置是持續(xù)性大霧發(fā)生和發(fā)展的重要原因。

（2）近地層逆溫是大霧形成的必要條件，連續(xù)出現(xiàn)的逆溫結(jié)構(gòu)是形成持續(xù)性大霧的重要原因。

（3）地面輻射冷卻和低層的冷暖平流對大霧的形成和維持有重要作用，本次大霧性質(zhì)復(fù)雜，由輻射霧、輻射平流霧、平流霧組合而成。

（4）低層的弱輻合配合中層的弱輻散，有利于水汽在低層積累，有利于低空逆溫結(jié)構(gòu)的形成，進而有利于大霧的發(fā)生和發(fā)展。

（5）HYSPLIT后向軌跡追蹤表明：此次大霧的水汽主要來自低層偏南氣流的輸送，其對大霧的水汽貢獻為61%，西北氣流輸送的水汽相對較少，其主要表征短波槽后的冷平流及高壓前部的弱冷空氣，是一支干冷的輻散下沉氣流。