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文檔簡介
氣象條件對一次持續(xù)性強霧霾天氣過程的影響
霧雨是地質附近發(fā)生的一種災難。霧雨天氣降低,屋頂和屋頂對社會、經濟和人民生活會產生重要影響。同時,如果霧雨天氣發(fā)生,大氣中的氣溶解橡膠將集中在附近的空間,導致大氣污染,降低呼吸,損害人類健康(子華等人,2008)。結果表明,霧和云的長期變化趨勢與人類活動和氣候變化密切相關。隨著城市的擴張和相關島嶼島嶼效應的改善,霧的產生頻率降低,呈現(xiàn)在郊區(qū)(sachweh和kopek,1997)。除了城市加熱的增加趨勢外,城市霧日的減少趨勢也與懸掛顆粒的減少趨勢密切相關。除了城市加熱的增加趨勢外,與沉積物顆粒減少趨勢一致(schichet等人,2001)。中國霧日有明顯的季節(jié)和季節(jié)變化,冬季最多,春季最短。在20世紀70年代和90年代,美國的霧日減少,與沉積物排放的變化趨勢一致(schichet等人,2001)。中國霧日的減少與冬季最低溫度的增加和相對濕度的降低密切相關(劉曉寧等人,2005年)。余香的增加與人類活動導致的大氣污染物排放的增加和平均風速的降低密切相關(khall,2008)。此外,中國的霧日變化趨勢與經濟活動的區(qū)域分布密切相關。在中國東部和南部,每天有一個增大的趨勢,而在中國東北部和西北地區(qū),每天有一個減少的趨勢(wundietal,2010)。關于中國霧霾天氣的發(fā)生與氣象因子之間的聯(lián)系,已有的研究一方面集中在如前所述的霧霾長期變化趨勢與氣象因子變化趨勢之間的關系,另一方面集中在局地氣象條件與霧生消演變過程(Niu等,2010)以及與霾天氣的聯(lián)系(童堯青等,2007).一些研究分析了霧霾天氣與大氣環(huán)流的聯(lián)系.按照地面天氣形勢,可以把中國大范圍的大霧分為均壓型和鋒前型兩大類,其中前者主要與輻射霧相聯(lián)系,而后者則主要跟平流霧相聯(lián)系(林建等,2008);大氣低層暖平流、大氣層結相對穩(wěn)定和充沛的水汽條件,對中國東部大范圍大霧的產生具有重要的作用(張新榮,2006).在珠江三角洲地區(qū),當大氣對流層中層出現(xiàn)較強的緯向環(huán)流、對流層低層在弱高壓脊控制下并且出現(xiàn)較弱的表面風時,有利于嚴重霾天氣的發(fā)生(吳兌等,2008).2013年1月,中國東部地區(qū)出現(xiàn)了持續(xù)性強霧霾天氣,江蘇、北京、浙江、安徽和山東霧霾日數(shù)為當?shù)?961年以來同期最多(楊琨等,2013).圖1給出了2013年1月霧霾天數(shù)距平在中國的分布,其中氣候值取為30年(1981~2010年)1月的氣候平均.可看出大約在110uf0b0E以東以及40uf0b0N以南的中國東部地區(qū),許多區(qū)域的霧霾天數(shù)距平都超過了5天.有4個距平天數(shù)達到10天以上的高距平區(qū)域分別出現(xiàn)在廣東中西部區(qū)域,湖北北部附近區(qū)域,北京、天津和河北附近區(qū)域,以及東部沿岸地區(qū)的江蘇和山東南部區(qū)域.最大距平中心出現(xiàn)在江蘇東部區(qū)域,距平天數(shù)超過了20天.已有的研究往往將霧和霾區(qū)分開來,分別研究與其相對應的氣象條件.雖然霧和霾分別屬于不同的天氣現(xiàn)象,但霧和霾之間存在著相互轉化(吳兌2006;楊軍等,2010).在中國氣象觀測站的實際觀測中,對霧和霾的區(qū)分也存在著較大的不確定性(吳兌2006).從嚴格意義上來說,當霧和霾天氣同時發(fā)生時,在它們之間難以確定明確的界限.霧和霾經常混合在一起,形成霧和霾混合的霧霾天氣現(xiàn)象(王潤清2012).由于霧和霾都與能見度的降低相聯(lián)系,因此能見度實際上是霧和霾的一個綜合度量.圖2分別給出了中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的2013年1月以及1月氣候平均能見度的逐日變化,其中氣候值為30年(1981~2010年)1月的逐日氣候平均可看出在2013年1月1~4日,能見度明顯偏高,大于氣候平均值.此期間內能見度偏高是因為在1~4日發(fā)生了一次全國范圍強冷空氣過程,受強冷空氣影響,中國多地出現(xiàn)大風降溫天氣(楊琨,2013).1月5日以后的整個時段內能見度持續(xù)偏低,均小于氣候平均值,說明這次霧霾天氣具有顯著的持續(xù)性特征.同時,在霧霾天氣持續(xù)期間,其強度表現(xiàn)出明顯的天氣時間尺度變化,其中在15,23和31日能加度分別出現(xiàn)最低值,比當日的氣候平均值降低了大約3km左右.考慮到霧和霾天氣的混合性質,本研究將把2013年1月發(fā)生的霧霾天氣作為一個整體來開展研究.另外,2013年1月發(fā)生在中國東部地區(qū)的霧霾天氣,具有強度強、持續(xù)時間長、發(fā)生范圍廣的顯著特點,這些特點決定了在研究氣象條件對這次霧霾天氣所起的作用時,不僅應該考慮大氣環(huán)流背景場對霧霾天氣持續(xù)性的影響,也應該考慮氣象因子在霧霾天氣演變過程中的作用.事實上,對比2013年1月2日08時和13日08時的地面天氣形勢,2日08時中國受強冷空氣影響,而13日08時中緯度地區(qū)經向型環(huán)流較弱、南方暖濕氣流相對增強、中國東部地區(qū)處于弱的均壓區(qū)(張小曳,2013),說明了氣象因子與2013年1月霧霾天氣的演變具有密切的聯(lián)系.1數(shù)據(jù)和方法1.1地面觀測日值數(shù)據(jù)本研究中所使用的資料如下.(1)NCEP/NCAR日平均大氣再分析資料(Kalnay等,1996),時間范圍從1981年1月1日到2013年1月31日,水平分辨率為2.5uf0b0×2.5uf0b0,垂直分辨率為17層;(2)中國氣象局國家氣象信息中心提供的地面觀測日值數(shù)據(jù),資料為1天4次,分別為北京時間02,08,14和20時,1981~2012年的歷史數(shù)據(jù)使用了743站的資料,2013年1月利用了848個地面觀測站的數(shù)據(jù);(3)NCEP提供的2013年1月大氣溫度的FNL分析資料(finalanalysesdata),資料為1天4次,分別為北京時間02,08,14和20時,水平分辨率為1uf0b0×1uf0b0,本文的分析中用到了FNL分析資料中大氣對流層低層1000和925hPa兩個垂直層次的氣溫資料.本文中的能見度分析利用了地面氣象觀測站的觀測數(shù)據(jù),大氣變量主要利用NCEP/NCAR再分析資料.由于FNL分析資料具有較高的時間分辨率,在計算2013年1月大氣低層溫度的逐日演變時使用了FNL分析資料,在文中使用FNL分析資料之處予以了說明.1.2氣象變量的區(qū)域能作分析描述利用NCEP/NCAR再分析資料中的1981~2010年30年的1月份逐日資料,計算得到大氣變量1月氣候平均值以及1月逐日氣候平均值.能見度的1月逐日氣候平均值也由1981~2010年30年的1月份觀測資料計算得到.考慮到2013年1月的強霧霾天氣主要發(fā)生在中國東部的110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N區(qū)域內(圖1),本文的分析中將有關變量在此區(qū)域進行了區(qū)域平均.1981~2012年能見度歷史數(shù)據(jù)利用了此區(qū)域內218個站的觀測資料,2013年1月利用了此區(qū)域內316個站的能見度觀測資料.在本文的分析中,用到了相關分析以及多元線性回歸分析等統(tǒng)計分析方法.另外,還用到了兩個表征大氣熱力不穩(wěn)定度的常用指數(shù)K指數(shù)(KI)和A指數(shù)(AI),它們的計算公式(章國材等,2007)分別為式中,T和Td分別為氣溫和露點溫度,下標850,700和500表示T和Td所在的高度分別為850,700和500hPa.K指數(shù)和A指數(shù)是實際天氣業(yè)務中常常用來判別大氣層結穩(wěn)定性的重要指標(章國材等,2007),K指數(shù)和A指數(shù)的值越大,表示大氣層結越不穩(wěn)定.由式(1)和(2)可看出,K指數(shù)和A指數(shù)都考慮了中低層大氣的垂直溫度梯度(T850uf02dT500),它們在物理上的區(qū)別主要表現(xiàn)在A指數(shù)同時考慮了中低層大氣(850,700和500hPa)中水汽的飽和程度,而K指數(shù)只考慮了一層(700hPa)的水汽飽和程度,但增加了考慮850hPa的水汽條件(Td850).因此,A指數(shù)在判別大氣層結穩(wěn)定性時,考慮了整個中低層大氣的水汽飽和程度.220中國東部地區(qū)為了分析2013年1月中國東部強霧霾天氣所對應的大氣環(huán)流背景場,圖3給出了2013年1月大氣對流層低層(925hPa)和中層(500hPa)的位勢高度、溫度、風場和風速的距平分布.在對流層低層的925hPa等壓面上(圖3(a)),中國大陸上空氣壓偏低,中國東部海洋上空氣壓偏高,表明2013年1月的東亞冬季風偏弱.與偏弱的東亞冬季風相對應,中國東部對流層低層出現(xiàn)偏南風異常,造成風速減弱,氣溫明顯偏高.在對流層中層的500hPa等壓面上(圖3(b)),中國東部氣壓偏高,一個較強的異常高壓中心出現(xiàn)在42.5uf0b0N,120.0uf0b0E附近,表明東亞大槽明顯減弱;與此異常高壓相聯(lián)系,在中國東部30uf0b0N以北出現(xiàn)東南風異常,不利于槽后冷空氣向中國東部侵入;另外,以南海北部為中心,出現(xiàn)了另一個較弱的異常高壓.高壓西側的異常西南風以及北方冷空氣的減弱,共同造成了中國東部上空氣溫偏高.圖4給出了2013年1月表面風速距平分布.可看出風速負距平區(qū)域覆蓋了幾乎所有中國東部地區(qū),即在該區(qū)域內表面風速普遍減弱.與東亞冬季風減弱相伴隨的中國東部地區(qū)上空對流層低層的偏南風異常,是造成中國東部地區(qū)表面風速減弱的重要原因.由此可看出,對流層中低層出現(xiàn)的來自南方的異常暖濕氣流,可以將更多的水汽輸送到中國東部地區(qū)上空,為霧霾天氣的發(fā)生提供了有利的水汽條件;同時,中國東部上空500hPa的高壓異常,可以抑制對流的發(fā)展,有利于霧霾在大氣低層的的聚集;而表面風速的減弱,不利于近地面附近形成的霧霾向區(qū)域以外平流輸送,造成了霧霾天氣在中國東部地區(qū)的維持.為了揭示大氣背景場異常的垂直分布特征,圖5給出了2013年1月中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的水平風速和溫度距平隨高度的變化.由圖5(a)可看出,水平風速在整個對流層都減弱并且風速減弱的程度總體上隨高度的增加而變大在中緯度地區(qū),對流層中的風速具有隨高度增大的氣候特征,并且緯向風速u遠大于經向風速v.東亞區(qū)域對流層上層緯向風急流的減弱,也表明了2013年1月東亞冬季風偏弱(Chang和Lau,1982;Zhang等1996).事實上,對流層中低層中國東部區(qū)域溫度的增高(圖3)必然會減弱南北經向溫度梯度,根據(jù)熱成風關系uf0b6T/uf0b6yuf0b5uf0b6u/uf0b6z,南北經向溫度梯度的減弱會造成緯向風垂直梯度的減小.因此,圖5(a)中風速距平隨高度的分布可以認為是中國東部區(qū)域溫度的增高所致.從區(qū)域平均溫度距平隨高度的分布(圖5(b))可看出,對流層內幾乎為一致增暖,在850hPa以下正溫度距平隨高度增大,即存在著明顯的異常逆溫層緯向風垂直梯度的減小不僅會減弱大氣的斜壓不穩(wěn)定,不利于天氣尺度擾動的發(fā)展,同時也會減弱對流層中低層大氣的垂直混合;另外,對流層低層異常逆溫層的存在使得大氣變得更加穩(wěn)定.這些異常大氣背景場都有利于霧霾天氣的維持和發(fā)展.3氣象條件對霧病天氣的影響在第2節(jié)中,我們分析了2013年1月的大氣環(huán)流背景場異常在中國東部強霧霾天氣形成中的作用,此節(jié)中我們將針對這次霧霾天氣在2013年1月的逐日演變過程,進一步分析氣象條件對霧霾天氣演變的影響.3.1表面風速和水平風垂直切變與氣象變化的關系前面的分析表明,表面風和水平風垂直切變可以通過動力作用對霧霾天氣產生影響.為了分析這些氣象因子的對霧霾天氣演變的動力影響,圖6給出了2013年1月在中國東部區(qū)域(110°~122.5°E,22.5°~40°N)平均的表面風速以及500hPa與850hPa水平風垂直切變的逐日變化.與圖2中能見度的逐日變化相比較,可看出表面風速(圖6(a))和水平風垂直切變(圖6(b))與能見度的逐日變化具有較好的一致性.在能見度偏高或偏低時,表面風速和水平風垂直切變也基本上偏大或偏小.利用逐日表面風速和水平風垂直切變分別計算與逐日能見度的相關系數(shù),分別為0.47和0.62,即它們與能見度均存在信度超過0.05的顯著正相關.表面風速與能見度之間的顯著正相關關系表明,霧霾天氣區(qū)域內的表面風速可以通過水平輸送對霧霾天氣產生影響.當霧霾天氣區(qū)域內的表面風速偏大時,使得霧霾向區(qū)域外的輸送偏強,不利于霧霾的維持和發(fā)展,導致能見度變大;反之,偏小的表面風速有利于霧霾的持續(xù)和發(fā)展,使得能見度變小.500hPa與850hPa之間水平風的垂直切變與大氣對流層中低層的垂直混合密切相關,水平風垂直切變偏大時,霧霾天氣區(qū)域上空對流層中低層的垂直混合偏強,有利于霧霾向高空擴散,減弱霧霾在近地面層的聚集,導致能見度變大.由此可看出,霧霾天氣區(qū)域內的表面風速及其上空大氣對流層中低層的水平風垂直切變,可以通過動力作用對霧霾天氣產生影響它們的作用分別體現(xiàn)在對霧霾在水平方向上向區(qū)域外的動力輸送以及霧霾在垂直方向上的動力擴散.3.2大氣對流層中低層氣的不穩(wěn)定性和4天氣特征3.1節(jié)的分析表明,大氣動力因子對霧霾天氣過程可以產生重要影響,本小節(jié)將分析與溫度和濕度相聯(lián)系的大氣熱力因子在霧霾天氣演變過程中的作用.圖7給出了2013年1月在中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的850hPa與1000hPa假相當位溫垂直差(圖7(a))、K指數(shù)(圖7(b))、A指數(shù)(圖7(c))以及近地面(925hPa)溫度露點差(圖7(d))的逐日變化.對比圖2中給出的能見度逐日變化,可看出假相當位溫垂直差和近地面溫度露點差與能見度具有比較一致的變化,而K指數(shù)和A指數(shù)則與能見度具有大致相反的變化.分別計算假相當位溫垂直差、K指數(shù)、A指數(shù)和近地面溫度露點差的逐日變化與能見度逐日變化之間的相關系數(shù),計算得到的相關系數(shù)分別為0.40,uf02d0.64,uf02d0.40和0.37,顯著性都超過了0.05的信度水平,即假相當位溫垂直差和近地面溫度露點差與能加度之間具有顯著的正相關,而K指數(shù)和A指數(shù)與能加度有顯著的負相關.說明了850hPa與1000hPa假相當位溫的垂直差以及近地面溫度露點差越大(小)時,能見度越大(小);而當K指數(shù)和A指數(shù)越大(小)時,能見度越小(大).850hPa與1000hPa假相當位溫的垂直差、K指數(shù)和A指數(shù)都代表了大氣對流層中低層濕空氣的層結不穩(wěn)定性.當假相當位溫的垂直差越大、K指數(shù)和A指數(shù)越小時,對流層中低層大氣層結越穩(wěn)定;而當假相當位溫的垂直差越小、K指數(shù)和A指數(shù)越大時,大氣層結越不穩(wěn)定.假相當位溫垂直差與能見度之間的顯著正相關(圖7(a))表明,對流層中低層層結越穩(wěn)定,能見度越大,即霧霾天氣越弱;反之,當對流層中低層層結越不穩(wěn)定,能見度越小,即霧霾天氣越強.對流層中低層大氣層結穩(wěn)定性與能見度和霧霾天氣的這種關系,也可以從表征大氣層結穩(wěn)定狀況的K指數(shù)和A指數(shù)與能見度的關系得到進一步證實.由于K指數(shù)和A指數(shù)都與能見度具有顯著的反相關關系(圖7(b)和(c)),同樣表明了對流層中低層大氣層結的不穩(wěn)定性增強時,能見度變小并且霧霾天氣增強;而當對流層中低層大氣層結不穩(wěn)定性減弱時,能見度變大并且霧霾天氣減弱.近地面溫度露點差與能見度之間呈現(xiàn)出顯著的正相關關系(圖7(d)),是因為近地面溫度露點差代表了近地面空氣的飽和程度,溫度露點差越小,空氣中的水汽越接近于飽和,有利于水汽凝結形成霧而使能見度降低,造成霧霾天氣增強;反之,當溫度露點差變大時不利于霧的形成,有利于能見度變大,使霧霾天氣減弱.由此可知,無論從假相當位溫垂直差與能見度之間的關系,還是從K指數(shù)和A指數(shù)與能見度之間的關系,都得到了對流層中低層大氣層結穩(wěn)定度與能見度之間一致的聯(lián)系.在天氣預報實踐中,常常應用K指數(shù)和A指數(shù)來判別陰雨天氣,K指數(shù)和A指數(shù)較大時有利于陰雨天氣的發(fā)生(章國材等,2007).事實上,我們計算了2013年1月在中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的降水逐日變化分別與K指數(shù)和A指數(shù)逐日變化之間的相關系數(shù),雖然它們都沒有達到信度為0.05的顯著性水平,但都具有正相關性,相關系數(shù)分別為0.18和0.20.我們也計算了能見度與降水之間的相關系數(shù),二者之間為負相關(相關系數(shù)為uf02d0.20).因此,當對流層中低層大氣層結不穩(wěn)定性增強時,在霧霾天氣區(qū)域有助于形成陰雨天氣,而陰雨天氣期間對應著近地面附近較大的濕度有利于水汽飽和凝結形成霧,使得能見度降低.另外雖然陰雨天氣期間由于大氣對流層中低層較強的層結不穩(wěn)定性會造成對流增強,但在近地層大氣中,由于降水的拖曳以及其他的過程會形成下沉氣流(Rotunno等,1988;丁一匯,2005),此時發(fā)生在近地層大氣中的下沉氣流不利于霧霾的擴散,有利于霧霾天氣的維持和發(fā)展.為了分析大氣近地面層的熱力狀況,圖8給出了由FNL分析資料得到的2013年1月中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的925hPa與1000hPa溫度垂直差的逐日變化,圖中同時也給出了能見度的逐日變化.可看出二者之間具有明顯的反相變化特征,相關系數(shù)達到uf02d0.57,超過了0.01信度的顯著性水平.由于925hPa與1000hPa溫度垂直差代表了大氣近地面層的逆溫狀況,圖8表明近地面層逆溫程度越強(弱),能見度越小(大),即霧霾天氣越強(弱)由此可知,霧霾天氣的強弱除了與對流層中低層大氣的層結不穩(wěn)定性有關外,也與近地面層的逆溫狀況有關.霧霾天氣和近地面層逆溫之間的聯(lián)系與霧霾天氣對地面短波輻射平衡的影響有關,霧中的水滴以及霾中的顆粒物都可以對太陽短波輻射起衰減作用,減弱地面的凈短波輻射通量,造成表面溫度降低(Liu等,2011).另外,近地面雨水蒸發(fā)也可以帶來降溫.因此,較強的霧霾天氣可以造成地面溫度降得更低,導致逆溫層增強.同時,地面溫度降低有利于近地面附近大氣中的水汽凝結,進而有利于霧的形成.3.3生態(tài)回歸的回歸方程以上的分析表明,大氣動力和熱力作用都會對霧霾天氣的演變產生重要影響.由于與人類活動有關的氣溶膠與霧霾天氣有密切的聯(lián)系,并且氣溶膠與能見度也有很好的關系(張小曳,2013),因此氣象條件在多大程度上影響霧霾天氣是一個需要進一步研究的問題.為了對這一問題開展研究,我們利用區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的顯著影響霧霾天氣演變的2013年1月逐日氣象動力因子:表面風速(Wsf)、500hPa與850hPa水平風垂直切變(△|ue43c|),以及氣象熱力因子:850hPa與1000hPa假相當位溫的垂直差(△qse)、近地面(925hPa)溫度露點差(△TTd)和925hPa與1000hPa溫度垂直差(△T),運用多元線性回歸方法建立了關于能見度(VI)的線性回歸方程:在前面的分析中,為了證實對流層中低層大氣的層結穩(wěn)定性與能見度之間的關系,我們同時用到了uf044uf071se,K指數(shù)和A指數(shù).事實上,這三個指數(shù)具有類似的性質,都反映了對流層中低層大氣的層結穩(wěn)定性.實際計算表明,2013年1月K指數(shù)與A指數(shù)和uf044uf071se逐日變化之間的相關系數(shù)分別高達0.83和uf02d0.50,都超過了信度0.01的顯著性檢驗.因此,在回歸方程(3)中,我們只考慮了850hPa與1000hPa假相當位溫的垂直差(uf044uf071se),而沒有考慮K指數(shù)和A指數(shù).我們也做了實際計算試驗,當把uf044uf071se,K指數(shù)和A指數(shù)同時作為回歸方程的因子時,由于它們之間的高相關性,回歸的能見度與觀測到的能見度之間的相關系數(shù)幾乎沒有變化.為了分析這些氣象因子在霧霾天氣演變中的作用,圖9給出了由公式(3)計算得到的利用氣象動力和熱力因子對能見度的多元線性回歸逐日變化曲線,作為對比,圖9中同時給出了2013年1月中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的能見度觀測值的逐日變化曲線.可看出利用氣象因子回歸的能見度與觀測到的能見度之間具有較好的一致性,基本上反映出了能見度觀測值的逐日變化.二者之間的相關系數(shù)高達0.82,統(tǒng)計檢驗表明回歸方程是顯著的,超過0.01的顯著性水平.回歸值對觀測值方差的解釋達到0.68,即回歸的能見度逐日變化可以解釋超過2/3的觀測到的能見度的逐日變化.由此可知,在2013年1月中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的霧霾天氣的逐日演變中,超過2/3的變化是由氣象因子造成的.為了進一步分析熱力作用和動力作用對此次霧霾天氣過程的相對重要性,我們分別利用動力因子(Wsf和D|ue43c|)和熱力因子(△qse,△TTd和△T),建立了相應的線性回歸方程.實際計算表明,只考慮動力因子時,回歸的能見度與觀測到的能見度之間的相關系數(shù)為0.67,解釋的方差為0.45;而只考慮熱力因子時相關系數(shù)為0.68,解釋的方差為0.47,并且它們都通過了信度為0.01的顯著性檢驗.由此可知,熱力作用和動力作用對這次霧霾天氣過程均具有重要的貢獻并且貢獻的程度大致相當.4氣象條件對霧防變的作用本文利用資料診斷,分析了2013年1月發(fā)生在中國東部地區(qū)的霧霾天氣以及氣象條件在這次霧霾天氣產生中的作用.結果表明,這次霧霾天氣覆蓋了中國東部的大范圍地區(qū),許多省(市)的霧霾日數(shù)達到當?shù)?961年以來同期最多,中國東部區(qū)域(110uf0b0~122.5uf0b0E,22.5uf0b0~40uf0b0N)平均的能見度在1月5日以后的整個時段內持續(xù)偏低.這次霧霾天氣表現(xiàn)出強度強、持續(xù)時間長、發(fā)生范圍廣的顯著特點.對2013年1月大氣環(huán)流背景場的分析表明,大氣環(huán)流有利于霧霾天氣在中國東部較大區(qū)域內的維持和發(fā)展.對流層低層中國大陸上空氣壓偏低,中國東部海洋上空氣壓偏高,表明東亞冬季風偏弱.與偏弱的東亞冬季風相對應,中國東部對流層低層出現(xiàn)偏南風異常;對流層中層東亞大槽明顯減弱,不利于槽后冷空氣向中國東部侵入,出現(xiàn)了明顯的南風異常;來自南方的異常暖濕氣流,將更多的水汽輸送到中國東部地區(qū)上空,為霧霾天氣的發(fā)生提供了有利的水汽條件.同時,東亞冬季風的減弱造成表面風速減弱,不利于近地面附近形成的霧霾向區(qū)域以外平流輸送,造成了霧霾天氣在中國東部地區(qū)的維持.在中國東部上空的對流層中層氣壓偏高,高壓異常可以抑制對流的發(fā)展,有利于霧霾在大氣低層的的聚集.在中國東部區(qū)域,整個對流層幾乎為一致增暖,在850hPa以下的大氣低層正溫度距平隨高度增大,存在著明顯的異常逆溫層,使得近地面層大氣變得更加穩(wěn)定;水平風速在整個對流層都減弱,并且減弱的程度隨高度的增加而變大
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