我国冬季典型雾日年成雾气候特征分析

我国冬季典型雾日年成雾气候特征分析
陈潇潇
（江苏省无锡市气象局，无锡，214101）
摘要
利用全国地面基本站雾日统计资料，结合NCEP/NCAR1961-2005年再分析月资料，采用合成方法，对我国冬季典型多雾年、少雾年的气候背景特征进行分析，结果表明：冬季雾日数的多寡与大气环流、湿度条件、温度条件等具有较明显的相关关系。

影响我国冬季雾日多寡的环流系统主要是中纬度系统，雾日异常多年冬季环流场偏弱，雾日异常少年冬季环流场偏强。

地面相对湿度偏少的环境不利于冬季雾的发生，相对湿度偏多则冬季雾日多发。

异常的地面温度条件也与雾日多寡有关，多雾年全国大范围偏暖，少雾年全国大范围偏冷。

对地面长波辐射的计算也显示出典型雾日多寡年的大陆长波辐射是有明显差异的。

关键词：冬季雾合成分析典型年大气环流
引言
雾（指大量微小水滴浮游空中，水平能见度小于1.0km的天气现象）作为一种发生几率高，发生范围广、危害程度大的常见灾害性天气，一年四季均可发生。

而冬季尤为雾日多发季，在一年中雾日分布范围最广[1]。

在成雾的宏观背景方面，对雾过程的数值模拟[2]已揭露雾与气候条件可能存在密切关系，王丽萍[1]等分析了年均气温和相对湿度对雾的影响，指出大雾的减少趋势和气温升高、相对湿度减少有一定关系，张红岩等[3]对海雾的年际变化研究指出海雾多寡与环流背景密切相关。

本文因而选取我国冬季典型多雾日、少雾年进行合成分析，研究了对冬季典型雾日年的成雾条件可能具有较大影响力的气候背景，包括大气环流、水汽条件、温度条件、净长波辐射条件等，寻找雾日多发的冬季里典型雾日年的气候成因，以期对今后开展短期的雾日预测提供依据。

1．资料和方法
利用国家气象信息中心整理的我国地面591个基本/基准站1961～2005年月平均雾日、地面气温、相对湿度资料。

以及NCEP/NCAR提供的同期（2.5°X2.5°）再分析月平均温度、位势高度、风场、高空比湿资料。

为揭示冬季雾日多寡年成雾条件的共性，采用合成的方法，分析两者在环流结构、水汽条件、温度条件等的异同。

这里挑选典型雾日年的判据是按45年来冬季雾日距平百分率>30%(<-30%)的台站占总台站数的比值逐年从大到小排序，分别选取距平最多的5年和最少五年作为典型多雾年和典型少雾年。

计算结果为：冬季雾偏多的年份为1972、1977、1978、1979、1989；偏少的年份为1962、1966、1967、1983、1995。

其中1989年为典型的多雾年，雾日距平百分率>30%的台站占总台站数的46%，1995年为典型的少雾年，雾日距平百分率<-30%的台站占总台站的77%，作为个例，以1月代表冬季，分析了这两年的水汽输送、净长波辐射的主要差异。

2. 典型多雾年与少雾年成雾气候背景分析
2.1 环流特征差异
多个文献[3-8]探讨了成雾与环流背景的关系，指出大雾天气的主要是天气系统影响下的
高压雾，与环流配置关系密切。

又由于冬季雾日多分布在我国东部地区[9]，105°E以东属于典型的东亚季风区，分析冬季雾日的大气环流条件，首要分析冬季风环流的特征。

为此，我们分析60°～160°E,0°～60°N范围内的环流特征。

在冬季典型雾日年500hpa合成图上（图略），环流形势存在差异：我国东部地区均处于槽后，典型少雾年，位势高度线密集且东亚大槽的较多雾年要深得多，易于引导冷空气南下。

为突现这种环流差异，我们对典型年份500hpa的位势高度、温度场的距平合成分析（图2.）。

可以看出，典型多雾年，30°N~55°N的东亚有一强大的暖性正位势距平系统，自西太平洋一直西伸横跨至中亚，中心在40°N的西太平洋上，中心强度为+30m,与其对应的暖中心略偏西，位于日本海上，中心强度在1.2℃；而在贝加尔湖以西以北，是一个位势和温度负距平区，中心在70°N，强度为-45m和-0.8℃，而30°N以南地区则与之类似，也是一个位势和温度的负距平区，中心位置在25°N处，但强度均没有北部的负距平区大。

总的看来，自中高纬向低纬，位势高度与温度距平呈“负-正-负”分布。

而在典型少雾年。

则以45°N为界，45°N以北为一暖性正位势距平系统，位势距平中心强度为40，而温度距平中心强度在1.2℃,位置较位势距平中心要偏东；50°N以南，以日本海以南为中心，有一冷性的负位势距平系统，中心强度分别为-45m与-1.8℃，但副热带地区没有再出现相反的系统配置，自北向南呈“正-负”变化。

这两种配置的异常系统叠加到平均环流场上，导致东亚大槽的位置在纬向间伴有大幅度的移动，从而使我国大陆特别是东部沿海地区，处于大槽不同的位置。

这种环流差异在对流层下层的850hpa、700hpa也保持了一致性（图略）。

在典型少雾年，偏南深厚的东亚大槽更易引导北方冷空气南下，这一事实表明，影响我国东部地区冬季雾日多寡的环流系统主要是中纬度系统，即为冬季环流强弱的具体表现，前者冬季环流偏弱，后者则为冬季环流偏强的结果。

(a) 典型多雾年 (b)典型少雾年
Fig.1 Composite analysis of 500 hPa circulation anomaly (solid line: height, gpm; dashed line:
temperature , ℃) (a) typical multi-foggy year (b) typical less-foggy year
为进一步揭示冬季环流强弱对雾多寡的影响，对东亚季风区作105°～130°E纬向平均的区域性径向环流合成图（图2），由于垂直速度较小，为能与水平速度比拟，将其扩大100倍作图。

从图2中可以看到：典型雾日多寡年的经向环流存在很大差异：少雾年的Hadley环流的环流型与强度明显都比多雾年要强，上升支强且偏北，下沉支的强度也比多雾年明显强大；另一个特点是极锋的下沉支在少雾年的强度明显强于多雾年。

以上两个特点表明雾日多寡与中纬度系统的强弱也存在联系。

(a) (b)
图2 冬季沿105°～130°E纬向平均经向环流合成图
（单位： 经向风速，0.1m/s;；垂直速度，0.1 Pa/s）
(a) 雾日异常多 (b) 雾日异常少
Fig psite analysis of average meridional circulation
cross section along 105°E to 130°E (unit: vwnd,0.1m/s ; omega, 0.1Pa/s )
(a) typical multi-foggy year (b) typical less-foggy year
2.2水汽条件差异
湿度是形成雾的必备条件之一，水汽充沛，相对湿度大的空气，在有利的成雾条件下成雾的机会更多，图3给出了冬季典型雾日年里地面相对湿度距平的合成结果，发现在东部沿海存在显著差异：雾日偏多年地面相对湿度较常年偏多1%～8%,华北、黄淮地区偏多在8%～10%；雾日偏少年份我国东部的地面相对湿度则较常年偏少1%～10%,华北东部局地甚至偏少在10%以上。

这一结论显示，相对湿度大的空气在有利流场下更易成雾。

图3. 冬季典型雾日年地面相对湿度距平（相对湿度，%）
（a ） 典型多雾年 ( b ) 典型少雾年
Fig 3 Composite analysis of relative humidity anomaly in representative foggy years ( rh,%)
(a) typical multi-foggy year (b) typical less-foggy year
2.3温度条件差异
图4给出了雾日典型年地面台站冬季最低气温距平的合成分析得，由图可以看到：典型多雾年，冬季最低气温除东北北部小范围外，大范围偏暖，尤其在内蒙地区、辽东半岛、新疆北部以及江南南部地区较常年偏高0.8～1.2℃；典型少雾日年，冬季最低气温除东北北部小范围，大范围的偏冷，距平超过1.2℃的区域集中在35°N 以北、110°E 以东的沿海以及长江中下游以南地区。

而对典型年份里地面平均温度的距平合成图也表现为同样的分布型（图略）。

图4. 典型雾日年地面最低气温距平合成(气温：℃)
(a) 典型多雾年 (b) 典型少雾年
Fig 4. Composite analysis of lowest surface temperature in representative foggy years(unit: ℃)
(a) typical multi-foggy year (b) typical less-foggy year
2.4 辐射条件差异
出现在我国大陆的雾多为辐射雾[2]，其形成和发展的主要原因是地面的长波辐射冷却。

无风或风速很小而相对湿度又比较大时,由于长波辐射冷却作用,使近地面空气的气温下降,
达到饱和或接近饱和时而形成辐射雾。

地表的辐射平衡方程可写成:
B = Q sg - ( I x - I y) (2.4.1) 式中Q sg为地面吸收的短波辐射, I x 为地表向上的长波辐射通量, I y是到达地表的大气向下长波辐射通量,其中( I x - I y) 称为地面有效辐射[10]。

有效长波辐射即净长波辐射，是地面长波辐射和大气逆辐射之差，大气逆辐射主要是水汽、液态水所发射的能量，所以净长波辐射决定于地表温度以及大气的温度、水汽含量、云状等情况。

水汽条件越大、温度越高，有效长波辐射值越小。

由于辐射雾多发生在清晨和傍晚时分[2]，因此这里忽略短波辐射
项，仅考虑长波辐射的贡献，记为B（W/m2）。

由上分析已得，多雾年地表及空气温度较高，
水汽含量较多，少雾年反之，从而推断多雾年的B值要较少雾年的B值要小。

图5. 典型雾日年的冬季地面有效长波辐射距平图 (单位：W/m2)
(a) 雾日最多年（1989年冬季） (b) 雾日最少年（1995年冬季）
Fig posite analysis of effective surface long-wave radiation
in representative foggy years (unit: W/m2)
(a) the most foggy year (1989) (b) the least foggy year (1995)
比较1989年和1995年冬季的地面有效长波辐射。

（图5）可以看到，在我国大陆东部沿海地区及其以东洋面B正负相反，差异明显。

1989雾日异常偏多年我国大陆大部分地区为负值，东部沿海也为负值，负值中心位于我国大陆河套以东，最大值为-12 W/m2 ，1995雾日异常偏少年我国陆地东部地区和以东海域均为正值区，有正值中心在我国东部海域，中心强度达到12 W/m2；正负值中心的差值在24 W/m2 。

这一结果表明，B在多雾年比常年要偏少，长波辐射冷却的效应要比常年偏弱，而少雾年的B值要较常年偏高，长波辐射冷却的效应要强于常年，但无论多雾年还是少雾年，洋面上的B值均高于陆地，这可能与雾对长波辐射效应的反馈效应有关。

以上分析显示了雾日多寡年地面长波辐射效应存在明显差异。

3. 结论：
我国东部地区冬季雾日数的多寡是大气环流、地面湿度以及辐射、温度场差异的一种综合体现。

冬季环流强而稳定时，大陆东部处于强大的冬季环流控制下，易于引导冷空气南下，
低纬暖湿空气到达内陆的机会减小，且局地湿度相对条件也不利，尽管地表温度条件偏低，也难以达到凝结。

当冬季环流弱时，西风带系统北退，环流形势不易冷空气南下，暖湿气流活跃，局地相对湿度条件适宜，有利于多雾的发生。

初步推断大陆冬季雾与冬季风环流及地面状况有比较密切的关系。

同时对地面长波辐射的计算也显示出典型雾日多寡年的大陆长波辐射是有明显差异的，多雾年的长波辐射冷却要比少雾年偏弱，但海面差异不大是否与雾的反馈效应有关，还有待进一步分析。

参考文献
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气候诊断[M].北京：气象出版社，1996
我国冬季典型雾日年成雾气候特征分析
作者：陈潇潇
作者单位：江苏省无锡市气象局，无锡，214101
本文链接：/Conference_7276370.aspx。