2013年1月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析.doc

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1、中国科学 : 地球科学 2014 年 第 44 卷 第 1 期 : 27 36 专题 : 2013 年 1 月中国 东部严重雾 霾天气 中国科学杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 论 文 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的 气象条件分析 张人 禾 * , 李 强 , 张若楠 中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室 , 北京 100081; 中国气象局气象影视中心 , 北京 100081; 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室 , 北京 100029 * E-mail: 收稿日期 : 2013-08-08; 接受日期 : 201

2、3-10-31; 网络版发表日期 : 2013-12-18 国家 自然科学基 金项目 (批准号 : 41221 064)资助 摘要 2013 年 1 月 , 在中国东部地区发生了强度强、 持续时间长、发生范围广的雾霾天气 . 本文利用资料诊断 , 从大气环流背景场和雾霾天气演变过程两个方面 , 分析了气象条件在这 次持续性强雾霾天气发生中的作用 . 结果表明 , 2013 年 1 月东亚冬季风异常偏弱 , 在中国东 部区域 , 对流层中低层的异常南风有利于水汽向中国东部地区输送 , 500 hPa 的高压异常抑制 了对流的发展 , 而表面风速的减弱不利于近地面附近的雾霾向区域外输送 , 水平风

3、垂直梯度 的减小减弱了天气尺度扰动的发展和大气的垂直混合 , 对流层低层异常逆温层的存在使得 大气近地 层变得更加稳定 . 这些气象背景场为雾霾天气的维持和发展提供了有利的气象条 件 . 对雾霾天气演变过程的分析表明 , 雾霾天气区域内的表面风速及其上空对流层中低层的 水平风垂直切变对雾霾天气过程具有动力影响 , 二者偏小 (大 )时雾霾天气偏强 (弱 ); 对流层 中低层的层结不稳定性以及近地面层的逆温状况和温度露点差对雾霾天气的演变可以产生 热力影响 , 层结不稳定性和逆温偏大 (小 )以及温度露点差偏小 (大 )时雾霾天气偏强 (弱 ). 多元 线性回归分析的结果表明 , 热力和动力因子

4、对这次雾霾天气过程具有大致相同的 作用 , 气象 因子可以解释超过 2/3 的雾霾天气逐日变化的方差 , 方差贡献达到 0.68. 关键词 雾霾天气 气象条件 中国东部区域 2013 年 1 月 雾霾是发生在大气近地面层中的一种灾害天气 , 由于雾霾天气发生时大气能见度降低 , 可以对社会 经济以及人民生活产生重要的影响 ; 同时 , 雾霾天气 发生时大气气溶胶聚集在大气近地层 , 使得大气污 染增强 , 空气质量下降 , 会 对人体健康造成重要危害 (李子华等 , 2008). 研究表明 , 雾和霾的长期变化趋 势与人类活动和气候变化具有密切的联系 . 城市的 扩张以及与其相关联的热岛效应的

5、增强 , 可以使雾 的发生频次在城区呈减少趋势 , 而在郊区呈增加趋 势 (Sachweh 和 Koepke, 1997). 城区浓雾发生频次的 减少趋势除了与城市加热的增强趋势有关外 , 也与 悬 浮颗 粒物 的减 少趋 势有 关 (Witiw 和 LaDochy, 中文引用格式 : 张人禾 , 李强 , 张若楠 . 2014. 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析 . 中国科学 : 地球科学 , 44: 2736 英文引用格式 : Zhang R H, Li Q, Zhang R N. 2014. Meteorological conditions for the

6、 persistent severe fog and haze event over eastern China in January 2013. Science China: Earth Sciences, 57: 2635, doi: 10.1007/s11430-013-4774-3 张人禾等 : 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析 2008). 19801995 年 , 美 国霾 的减少 趋势 伴随 着 PM 2.5 浓度的减少 , 并且与硫化物排放的减少趋势一 致 (Schichtel 等 , 2001). 中国雾日数有明显的季节和 年代际变化 , 冬季最

7、多 , 春季最少 ; 在 20 世纪 7090 年代较多 , 20 世纪 90 年代以后减少 ; 而霾日数自 2001 年以来急剧增长 (孙彧等 , 2013). 中国雾日数减 少趋势的产生 , 与冬季日最低温度 的升高以及相对 湿度的减小趋势有关 (刘小宁等 , 2005), 霾日数的增 加与人类活动导致的大气污染物排放量的增加趋势 以及平均风速的减少趋势有密切的联系 (高歌 , 2008). 另外 , 中国霾的变化趋势与经济活动的区域分布密 切相关 , 在经济比较发达的中国东部和南部 , 霾日具 有增加的趋势 , 而在经济相对滞后的东北和西北地 区 , 霾日出现减少趋势 (吴兑等 , 20

8、10). 关于中国雾霾天气的发生与气象因子之间的联 系 , 已有的研究一方面集中在如前所述的雾霾长期 变化趋势与气象因子变化趋势之 间的关系 , 另一方 面集中在局地气象条件与雾生消演变过程 (Niu 等 , 2010)以及与霾天气的联系 (童尧青等 , 2007). 一些研 究分析了雾霾天气与大气环流的联系 . 按照地面天 气形势 , 可以把中国大范围的大雾分为均压型和锋 前型两大类 , 其中前者主要与辐射雾相联系 , 而后者 则主要跟平流雾相联系 (林建等 , 2008); 大气低层暖 平流、大气层结相对稳定和充沛的水汽条件 , 对中国 东部 大范围大雾 的产生具有 重要的作用 (张新荣

9、, 2006). 在珠江三角洲地区 , 当大 气对流层中层出现 较强的纬向环流、对流层低层在弱高压脊控制下并且 出现较弱的表面风时 , 有利于严重霾天气的发生 (吴 兑等 , 2008). 2013 年 1 月 , 中国东部地区出现了持续性强雾 霾天气 , 江苏、北京、浙江、安徽和山东雾霾日数为 当地 1961 年以来同期最多 (杨琨等 , 2013). 图 1 给出 了 2013 年 1 月雾霾天数距平在中国的分布 , 其中气 候值取为 30 年 (19812010 年 )1 月的气候平均 . 可看 出大约在 110E 以东以及 40N 以南的中国东部 地区 , 许多区域的雾霾天数距平都超过

10、了 5 天 . 有 4 个距平 天数达到 10 天以上的高距平区域分别出现在广东中 西部区域 , 湖北北部附近区域 , 北京、天津和河北附 近区域 , 以及东部沿岸地区的江苏和山东南部区域 . 最大距平中心出现在江苏东部区域 , 距平天数超过 了 20 天 . 已有的研究往往将雾和霾区分开来 , 分别研究 28 图 1 2013 年 1 月雾霾天数距平 单位 : 日数 ; 气候值为 30 年 (1 9812010)1 月的气候平均值 ; 空白区 域数据缺失 与 其相对应的气象条件 . 虽然雾和霾分别属于不同 的天气现象 , 但雾和霾之间存在着相互转化 (吴兑 , 2006; 杨军等 , 201

11、0). 在中国气象观测站的实际观测 中 , 对雾和霾的区分也存在着较大的不确定性 (吴兑 , 2006). 从严格意义上来说 , 当雾和霾天气同时发生 时 , 在它们之间难以确定明确的界限 . 雾和霾经常混 合在一起 , 形成雾和霾混合的雾霾天气现象 (王润清 , 2012). 由于雾和霾都与能见度的降低相联系 , 因此 能见度实际上是雾和霾的一个综合度量 . 图 2 分别 给 出了中国东部区域 (110122.5E, 22.540N)平均的 2013 年 1 月以及 1 月气候平均能见度的逐日变化 , 其 中气候值为 30 年 (19812010 年 )1 月的逐日气候平均 . 可看出在 2

12、013 年 1 月 14 日 , 能见度明显偏高 , 大于 气候平均值 . 此期间内能见度偏高是因为在 14 日 , 发生了一 次全国范围强冷空气 过程 , 受 强冷空气 图 2 中国东 部区域平均能见度 2013 年 1 月逐日变化 (实线 ) 和 1 月 气候平均能见度逐日变化 (虚线 ) 气候值为 30 年 (198 12010 年 )1 月的逐日气候平均 中国科学 : 地球科学 2014 年 第 44 卷 第 1 期 影响 , 中国多地出现大风降温天气 (杨琨 , 2013). 1 月 5 日以后的整个时段内能见度持续偏低 , 均小于气候 平均值 , 说明这次雾霾天气具有显著的持续性特

13、征 . 同时 , 在雾霾天气持续期 间 , 其强度表现出明显的天 气时间尺度变化 , 其中在 15, 23 和 31 日能加度分别 出现最低值 , 比当日的气候平均值降低了大约 3 km 左右 . 考虑 到雾和霾 天气的混合 性质 , 本研究 将把 2013 年 1 月发生的雾霾天气作为一个整体来开展研 究 . 另外 , 2013 年 1 月发生在中国东部地区的雾霾天 气 , 具有强度强、持续时间长、发生范围广的显著特 点 , 这些特点决定了在研究气象条件对这次雾霾天 气所起的作用时 , 不仅应该考虑大气环流背景场对 雾霾天气持续性的影响 , 也应该考虑气象因子在雾 霾天气演变过程中的作用 .

14、 事实上 , 对比 2013 年 1 月 2 日 08 时和 13 日 08 时的地面天气形势 , 2 日 08 时中国受强冷空气影响 , 而 13 日 08 时中纬度地区经 向型环流较弱、南方暖湿气流相对增强、中国东部地 区处于弱的均压区 (张小曳 , 2013), 说明了气象因子 与 2013 年 1 月雾霾天气的演变具有密切的联系 . 1 资料和方法 1.1 资料 本研究中所使用的资料如下 . (1) NCEP/NCAR 日平均大气再分 析资料 (Kalnay 等 , 1996), 时间范围 从 1981 年 1 月 1 日到 2013 年 1 月 31 日 , 水平分辨 率为 2.52

15、.5, 垂直分辨率为 17 层 ; (2) 中国气象局 国家气象信息中心提供的地面观测日值数据 , 资料 为 1 天 4 次 , 分别为北京时间 02, 08, 14 和 20 时 , 19812012 年的历史数据使用了 743 站的资料 , 2013 年 1 月利用了 848 个地面观测站的数据 ; (3) NCEP 提 供的 2013 年 1 月大气温度的 FNL 分析资料 (final analyses data), 资料为 1 天 4 次 , 分别为北京时间 02, 08, 14 和 20 时 , 水平分辨率为 11 , 本文的分析中 用到了 FNL 分析资料中大气对流层低层 100

16、0 和 925 hPa 两个垂直层次的气温资料 . 本文中的能见度分析利用了地面气象观测站的 观测数据 , 大气变量主要利用 NCEP/NCAR 再分析资 料 . 由于 FNL 分析资料具有较高的时间分辨率 , 在 计算 2013 年 1 月大气低 层温度的逐日演变时使用了 FNL 分析资料 , 在文中使用 FNL 分析资料之处予以 了说明 . 1.2 方法 利用 NCEP/NCAR 再分析资料中的 19812010 年 30 年的 1 月份逐日资料 , 计算得到大气变量 1 月 气候平均 值以及 1 月逐日气候平均值 . 能见度的 1 月 逐日气候平均值也由 19812010 年 30 年的

17、 1 月份观 测资料计算得到 . 考虑到 2013 年 1 月的强雾霾天气 主要发生在中国东部的 110122.5E, 22.540N 区 域内 (图 1), 本文的分析中将有关变量在此区域进行 了区域平均 . 19812012 年能见度历史数据利用了此 区域内 218 个站的观测资料 , 2013 年 1 月利用了此区 域内 316 个站的能见度观测资料 . 在本文的分析中 , 用到了相关 分析以及多元线 性回归分析等统计分析方法 . 另外 , 还用到了两个表 征大气热力不稳定度的常用指数 K 指数 (KI)和 A 指数 (AI), 它们的计算公式 (章国材等 , 2007)分别为 I 85

18、0 500 d850 d 700 850 700 500 (2) 式中 , T 和 Td 分别为气温和露点温度 , 下标 850, 700 和 500 表示 T 和 Td 所在的高度分别为 850, 700 和 500 hPa. K 指数和 A 指数是实际天气业务中常常用来判 别大气层结稳定性的重要指标 (章国材等 , 2007), K 指 数和 A 指数的值越大 , 表示大气层结越不稳定 . 由式 (1)和 (2)可看出 , K 指数和 A 指数都考虑了中低层大气 的垂直温度梯度 (T850T500), 它们在物理上的区别主 要表现在 A 指数同时考虑了中低层大气 (850, 700 和 5

19、00 hPa)中水汽的饱和程度 , 而 K 指数只考虑了一层 (700 hPa)的水汽饱和程度 , 但增加了考虑 850 hPa 的 水汽条 件 (Td850). 因此 , A 指数在判别大气层结稳定性 时 , 考虑了整个中低层大气的水汽饱和程度 . 2 2013 年 1 月中国气候异常特征 为了分析 2013 年 1 月中国东部强雾霾天气所对 应的大气环流背景场 , 图 3 给出了 2013 年 1 月大气 对流层低层 (925 hPa)和中层 (500 hPa)的位势高度、温 度、风场和风速的距平分布 . 在对流层低层的 925 hPa 等压面上 (图 3(a), 中国大陆上空气压偏低 ,

20、 中国 东部海洋上空气压偏高 , 表明 2013 年 1 月的东亚冬 29 张人禾等 : 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析 图 4 2013 年 1 月表面 (10 m)风速距平分布 实线和虚线分别表示正距平和负距平 ; 单位 : m s 图 3 2013 年 1 月 925 hPa(a)和 500 hPa(b)位势高度、温 度、 风 场 (箭头 )和风速的距平分布 位势 高度 (gpm), 黑色 等值线 , 实线和虚 线分别表 示正距平 和负距 平 ; 温度 ( ), 红色 等值线 , 实 线和虚线分别表 示正距平和负距 平 ; 阴影表示风速 (m s ) 1

21、季风偏弱 . 与偏弱的东亚冬季风相对应 , 中国东部对 流层低层出现偏南风异常 , 造成风速减弱 , 气温明显 偏高 . 在对流层中层的 500 hPa 等压面上 (图 3(b), 中 国东部气压偏高 , 一个较强的异常高压中心出现在 42.5N, 120.0E 附近 , 表明东亚大槽明显减弱 ; 与此 异常高压相联系 , 在中国东部 30N 以北出现东南风 异常 , 不利于槽后冷空气向中国东部侵入 ; 另外 , 以 南海北部为中心 , 出现了另一个较弱的异常高压 . 高 压西侧的异常西南风以及北方冷空气的减弱 , 共同 造成了中国东部上空气温偏高 . 图 4 给出了 2013 年 1 月表面

22、风速距平分布 . 可看出风速负距平区域覆盖 了几乎所有中国东部地区 , 即在该区域内表面风速 普遍减弱 . 与东亚冬季风减弱相伴随的中国东部地 区上空对流层低层的偏南风异常 , 是造成中国东部 地区表面风速减弱的重要原因 . 由此可看出 , 对流层 30 中低层出现的来自南方的异常暖湿气流 , 可以将更 多的水汽输送到中国东部地区上空 , 为雾霾天气的 发生提供了有利的水汽条件 ; 同时 , 中国东部上空 500 hPa 的高压异常 , 可以抑制对流的发展 , 有利于 雾霾在大气低层的的聚集 ; 而表面风速的减弱 , 不利 于近地面附近形成的雾霾向区域以外平流输送 , 造 成了雾霾天气在中国东

23、部地区的维持 . 为了揭示大气背景场异常的垂直分布 特征 , 图 5 给出了 2013 年 1 月中国东部区域 (110122.5E, 22.540N)平均的水平风速和温度距平随高度的变 化 . 由图 5(a)可看出 , 水平风速在整个对流层都减弱 , 并且风速减弱的程度总体上随高度的增加而变大 . 在中纬度地区 , 对流层中的风速具有随高度增大的 气候特征 , 并且纬向风速 u 远大于经向风速 v. 东亚 区域对流层上层纬向风急流的减弱 , 也表明了 2013 年 1 月东亚冬季风偏弱 (Chang 和 Lau, 1982; Zhang 等 , 1996). 事实上 , 对流层中低层中国东部

24、区域温度的 增高 (图 3)必然会减弱南北经向温度梯度 , 根据热成 风关系 T/y u/z, 南北经向温度梯度的减弱会造 成纬向风垂直梯度的减小 . 因此 , 图 5(a)中风速距平 随高度的分布可以认为是中国东部区域温度的增高 所致 . 从区域平均温度距平随高度的分布 (图 5(b)可 看出 , 对流层内几乎为一致增暖 , 在 850 hPa 以下正 温度距平随高度增大 , 即存在着明显的异常逆温层 . 纬向风垂直梯度的减小不仅会减弱大气的斜压 不稳 定 , 不利于天气尺度扰动的发展 , 同时也会减弱对流 层中低层大气的垂直混合 ; 另外 , 对流层低层异常逆 温层的存在使得大气变得更加稳

25、定 . 这些异常大气 背景场都有利于雾霾天气的维持和发展 . 1 中国科学 : 地球科学 2014 年 第 44 卷 第 1 期 图 5 2013 年 1 月中国东部区域平均风速 (a)和温度 (b)距平的垂直分布 3 气象条件对雾霾天气演变过程的影响 的影响 . 在第 2 节中 , 我们分析了 2013 年 1 月的大气环 3.1 动力影响 流背景场异常在中国东部强雾霾天气形成中的作用 , 前面的分析表明 , 表面风和水平风垂直切变可 此节中我们将针对这次雾霾天气在 2013 年 1 月的逐 以通过动力作用对雾霾天气产生影响 . 为了分析这 日演变过程 , 进一步分析气象条件对雾霾天气演变

26、些气象因子的对雾霾天气演变的动力影响 , 图 6 给出 图 6 2013 年 1 月中国东部区域平均表面风速 (a)和 500 hPa 与 850 hPa 水平风垂直切变 (b)的 逐日变化 31 张人禾等 : 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析 了 2013 年 1 月在中国东部区域 (110122.5E, 22.5 40N)平均的表面风速以及 500 hPa 与 850 hPa 水平风 垂直 切变 ( (u500 u850 ) (v500 v850 ) ) 的逐日变化 . 与图 2 中能见度的逐日变化相比较 , 可看出表面风速 (图 6(a)和水平风垂直切变 (

27、图 6(b)与能见度的逐日 变化具有较好的一致性 . 在能见度偏高或偏低时 , 表 面风速和水平风垂直切变也基本上偏大或偏小 . 利 用逐日表面风速 和水平风垂直切变分别计算与逐日 能见度的相关系数 , 分别为 0.47 和 0.62, 即它们与能 见度均存在信度超过 0.05 的显著正相关 . 表面风速与能见度之间的显著正相关关系表明 , 雾霾天气区域内的表面风速可以通过水平输送对雾 霾天气产生影响 . 当雾霾天气区域内的表面风速偏 大时 , 使得雾霾向区域外的输送偏强 , 不利于雾霾的 维持和发展 , 导致能见度变大 ; 反之 , 偏小的表面风 速有利于雾霾的持续和发展 , 使得能见度变小

28、 . 500 hPa 与 850 hPa 之间水平风的垂直 切变与大气对流层 中低层的垂直混合密切相关 , 水平风垂直切变偏大 时 , 雾霾天气区域上空对流层中低层的垂直混合偏 强 , 有利于雾霾向高空扩散 , 减弱雾霾在近地面层的 聚集 , 导致能见度变大 . 由此可看出 , 雾霾天气区域 内的表面风速及其上空大气对流层中低层的水平风 垂直切变 , 可以通过动力作用对雾霾天气产生影响 , 它们的作用分别体现在对雾霾在水平方向上向区域 外的动力输送以及雾霾在垂直方向上的动力扩散 . 3.2 热力影响 3.1 节的分析表明 , 大气动力因子对雾霾天气过 程可以 产生重要影响 , 本小节将分析与温

29、度和湿度 相联系的大气热力因子在雾霾天气演变过程中的作 用 . 图 7 给出了 2013 年 1 月在中国东部区域 (110 122.5E, 22.540N)平均的 850 hPa 与 1000 hPa 假相 当位温垂直差 (图 7(a)、 K 指数 (图 7(b)、 A 指数 (图 7(c)以及近地面 (925 hPa)温度露点差 (图 7(d)的逐日 变化 . 对比图 2 中给出的能见度逐日变化 , 可看出假 图 7 2013 年 1 月中国东 部区域平均的 850 hPa 与 1000 hPa 假相当位温垂直差 (a)、 K 指数 (b)、 A 指数 (c)以及 925 hPa 温度 露

30、点差 (d)的逐日变化图 32 2 2 中国科学 : 地球科学 2014 年 第 44 卷 第 1 期 相当位温垂直差和近地面温度露 点差与能见度具有 比较一致的变化 , 而 K 指数和 A 指数则与能见度具有 大致相反的变化 . 分别计算假相当位温垂直差、 K 指 数、 A 指数和近地面温度露点差的逐日变化与能见度 逐日变化之间的相关系数 , 计算得到的相关系数分 别为 0.40, 0.64, 0.40 和 0.37, 显著性都超过了 0.05 的信度水平 , 即假相当位温垂直差和近地面温度露 点差与能加度之间具有显著的正相关 , 而 K 指数和 A 指数与能加度有显著的负相关 . 说明了

31、850 hPa 与 1000 hPa 假相当 位温的垂直差以及近地面温度露点差越大 (小 )时 , 能见度越大 (小 ); 而当 K 指数和 A 指数越大 (小 )时 , 能见度越小 (大 ). 850 hPa 与 1000 hPa 假相当位温的垂直差、 K 指 数和 A 指数都代表了大气对流层中低层湿空气的层 结不稳定性 . 当假相当位温的垂直差越大、 K 指数和 A 指数越小时 , 对流层中低层大气层结越稳定 ; 而当 假相当位温的垂直差越小、 K 指数和 A 指数越大时 , 大气层结越不稳定 . 假相当位温垂直差与能见度之 间的显著正相关 (图 7(a)表明 , 对流层中低层层结越 稳定

32、 , 能见度越大 , 即雾霾天气越弱 ; 反之 , 当对流 层中低层层结越不稳定 , 能见度越小 , 即雾霾天气越 强 . 对流层中低层大气层结稳定性与能见度和雾霾 天气的这种关系 , 也可以从表征大气层结稳定状况 的 K 指数和 A 指数与能见度的关系得到进一步证实 . 由于 K 指数和 A 指数都与能见度具有显著的反相关 关系 (图 7(b)和 (c), 同样表明了对流层中低层大气层 结的不稳定性增强时 , 能见度变小并且雾霾天气增 强 ; 而当对流层中低层大气层结不稳定性减弱 时 , 能 见度变大并且雾霾天气减弱 . 近地面温度露点差与 能见度之间呈现出显著的正相关关系 (图 7(d),

33、 是因 为近地面温度露点差代表了近地面空气的饱和程度 , 温度露点差越小 , 空气中的水汽越接近于饱和 , 有利 于水汽凝结形成雾而使能见度降低 , 造成雾霾天气 增强 ; 反之 , 当温度露点差变大时不利于雾的形成 , 有利于能见度变大 , 使雾霾天气减弱 . 由此可知 , 无论从假相当位温垂直差与能见度 之间的关系 , 还是从 K 指数和 A 指数与能见度之间的 关系 , 都得到了对流层中低层大 气层结稳定度与能 见度之间一致的联系 . 在天气预报实践中 , 常常应用 K 指数和 A 指数来判别阴雨天气 , K 指数和 A 指数较 大时有利于阴雨天气的发生 (章国材等 , 2007). 事

34、实 上 , 我们计算了 2013 年 1 月在中国东部区域 (110 122.5E, 22.540N)平均的降水逐日变化分别与 K 指数和 A 指数逐日变化之间的相关系数 , 虽然它们都 没有达到信度为 0.05 的显著性水平 , 但都具有正相 关性 , 相关系数分别为 0.18 和 0.20. 我们 也计算了能 见度与降水之间的相关系数 , 二者之间为负相关 (相 关系数为 0.20). 因此 , 当对流层中低层大气层结不 稳定性增强时 , 在雾霾天气区域有助于形成阴雨天 气 , 而阴雨天气期间对应着近地面附近较大的湿度 , 有利于水汽饱和凝结形成雾 , 使得能见度降低 . 另外 , 虽然阴

35、雨天气期间由于大气对流层中低层较强的层 结不稳定性会造成对流增强 , 但在近地层大气中 , 由 于 降水 的 拖曳 以 及其 他的 过 程会 形成 下 沉气 流 (Rotunno 等 , 1988; 丁一汇 , 2005), 此时发生在近地 层大气中的下沉气流不利于雾霾的扩散 , 有利于雾 霾天气的维持和发展 . 为了分析大气近地面层的热力状况 , 图 8 给出了 由 FNL 分析资料得到的 2013 年 1 月中国东部区域 (110122.5E, 22.540N)平均的 925 hPa 与 1000 hPa 温度垂直差的逐日变化 , 图中同时也给出了能见 度的逐日变化 . 可看出二者之间具有

36、明显的反相变 化特征 , 相关系数达到 0.57, 超过了 0.01 信度的显 著性水平 . 由于 925 hPa 与 1000 hPa 温度垂直差代表 了大气近地面层的逆温状况 , 图 8 表明近地面层逆温 程度越强 (弱 ), 能见度越小 (大 ), 即雾霾天气越强 (弱 ). 由此可知 , 雾霾天气的强弱除了与对流层中低层大 气的层结不稳定性有关外 , 也与近地面层的逆温状 况有关 . 雾霾天气和近地面层逆温之间的联系与雾 霾天气对地面短波辐射平衡的影响有关 , 雾中的水 滴以及霾中的颗粒物都可以对太阳短波辐射起衰减 作用 , 减弱地面的净短波辐射通量 , 造成表面温度降 低 (Liu

37、等 , 2011). 另外 , 近地面雨水蒸发也可以带来 降温 . 因此 , 较强的雾霾天气可以造成地面温度降得 图 8 2013 年 1 月中国东部区域平均的 925 hPa 与 1000 hPa 温度 垂直差和能见度的逐日变化 33 张人禾等 : 2013 年 1 月中国东部持续性强雾霾天气产生的气象条件分析 更低 , 导致逆温层增强 . 同时 , 地面温度降低有利于 近地面附近大气中的水汽凝结 , 进而有利于雾的形成 . 3.3 气象条件在雾霾天气演变中的作用 以上的分析表明 , 大气动力和热力作用都会对 雾霾天气的演变产生重要影响 . 由于与人类活动有 关的气溶胶与雾霾天气有密切的联系

38、 , 并且气溶胶 与能见度也有很好的关系 (张小曳 , 2013), 因此气象 条件在多 大程度上影响雾霾天气是一个需要进一步 研究的问题 . 为了对这一问题开展研究 , 我们利用区 域 (110122.5E, 22.540N)平均的显著影响雾霾 sf 以及气象热力因子 : 850 hPa 与 1000 hPa 假相当位温 的垂直差 (se)、近地面 (925 hPa)温度露点差 (TTd) 和 925 hPa 与 1000 hPa 温度垂直差 (T), 运用多元线 性回归方法建立了关于能见度 (VI)的线性回归方程 : VI 2.755Wsf 0.095V 0.388se 0.351T d

39、在前面的分析中 , 为了证实对流层中低层大气 的层结稳定性与能见度之间的关系 , 我们同时用到 了 se, K 指数和 A 指数 . 事实上 , 这三个指数具有类 似的性质 , 都反映了对流层中低层大气的层结稳定 性 . 实际计算表明 , 2013 年 1 月 K 指数与 A 指数和 se 逐日变化之间的相关系数分别高达 0.83 和 0.50, 都 超过了信度 0.01 的显著性检验 . 因此 , 在回归方程 (3) 中 , 我们只考虑了 850 hPa 与 1000 hPa 假相当位温的 垂直差 (se), 而没有考虑 K 指数和 A 指数 . 我们也 做了实际计算试验 , 当把 se,

40、K 指数和 A 指数同时作 为回归方程的因子时 , 由于它们之间的高相关性 , 回 归的能见度与观测到的能见度之间的相关系数几乎 没有变化 . 为了分析这些气象因子在雾霾天气演变中的作 用 , 图 9 给出了由公式 (3)计算得到的利用气象动力 和热力因子对能见度的多元线性回归逐日变化曲线 , 作为对比 , 图 9 中同时给出了 2013 年 1 月中国东部 区域 (110122.5E, 22.540N)平均的能见度观测 值的逐日变化曲线 . 可看出利用气象因子回归的能 见度与观测到的能见度之间具有较好的一致性 , 基 本上反映出了能见度观测值的逐日变化 . 二者之间 的相关系数高达 0.82

41、, 统计检验表明回归方程是 34 图 9 2013 年 1 月中国东 部区域平均的能见度观测值的逐日 变化曲线 (虚线 )以 及利用气象动力和热力因子对能见度的 多 元线性回归曲线 (实线 ) 显著的 , 超过 0.01 的 显著性水平 . 回归值对观测值方 差的解释达到 0.68, 即回归的能见度逐日变化可以 解释超过 2/3 的观测到的能见度的逐日变化 . 由此可 知 , 在 2013 年 1 月中国东部区域 (110122.5E, 22.540N)平均的雾霾天气的逐日演变中 , 超过 2/3 的变化是由气象因子造成的 . 为了进一步分析热力作用和动力作用对此次雾 (Wsf 和 V )和热

42、力因子 (se, TTd 和 T), 建立了相 应的线性回归方程 . 实际计算表明 , 只考虑动力因子 时 , 回归的能见度与观测到的能见度之间的相关系 数为 0.67, 解释的方差为 0.45; 而只考虑热力因子时 , 相关系数为 0.68, 解释的方差为 0.47, 并且它们都通 过了信度为 0.01 的显著性检验 . 由此可知 , 热力作用 和动力作用对这次雾霾天气过程均具有重要的贡献 , 并且贡献的程度大致相当 . 4 讨论和结论 本文利用资料诊断 , 分析了 2013 年 1 月发生在 中国东部地区的雾霾天气以及气象条件在这次雾霾 天气产生中的作用 . 结果表明 , 这次雾霾天气覆盖

43、了 中国东部 的大范围地区 , 许多省 (市 )的雾霾日数达到 当 地 1961 年 以 来 同 期 最 多 , 中 国 东 部 区 域 (110122.5E, 22.540N)平均的能见度在 1 月 5 日 以后的整个时段内持续偏低 . 这次雾霾天气表现出 强度强、持续时间长、发生范围广的显著特点 . 对 2013 年 1 月大气环流背景场的分析表明 , 大 气环流有利于雾霾天气在中国东部较大区域内的维 持和发展 . 对流层低层中国大陆上空气压偏低 , 中国 东部海洋上空气压偏高 , 表明东亚冬季风偏弱 . 与偏 天气演变的 2013 年 1 月逐日气象动力因子 : 表面风 )、 500 h

44、Pa 与 850 hPa 水平风垂直切变 ( | V | ), (3) 中国科学 : 地球科学 2014 年 第 44 卷 第 1 期 弱的东亚冬季风相对应 , 中国东部对流层低层出现 偏南风异常 ; 对流层中层东亚大槽明显减弱 , 不利于 槽后冷空气向中国东部侵入 , 出现了明显的南风异 常 ; 来自南方的异常暖湿气流 , 将更多的水汽输送到 中国东部地区上空 , 为雾霾天气的发生提供了有利 的水汽条件 . 同时 , 东亚冬季风的减弱造成表面风速 减弱 , 不利于近地面附近形成的雾霾向区域以外平 流输送 , 造成了雾霾天气在中国东部地区的维持 . 在 中国东部上空的对流层中层气压偏高 , 高压异常可 以抑制对流的发展 , 有利于雾霾在大气低层的的聚 集 . 在中国东部区域 , 整个对流层几乎为一致增暖 , 在 850 hPa