近地面层空气中水汽的凝结

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近地面层空气中水汽的凝结——雾

雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1km的物理现象。如果能见度在1—10km范围内，则称为轻雾。

形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。贴地气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。如气层中富有活跃的凝结核，雾可在相对湿度小于100％时形成。此外，因为冰面的饱和水汽压小于水面，在相对湿度未达100％的严寒天气里可出现冰晶雾。 根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。气团雾是在气团内形成的，锋面雾是锋面活动的产物。根据气团雾的形成条件，又可将它分为冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。根据冷却过程的不同，冷却雾又可分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。其中最常见的是辐射雾和平流雾。 （一）辐射雾

辐射雾是由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。有利于形成辐射雾的条件是：①空气中有充足的水汽；②天气晴朗少云；③风力微弱（1—3m/s）；④大气层结稳定。 辐射雾的厚度随空气的冷却程度及风力而定。如只在贴近地面的气层内，温度降到露点以下，而且风力微弱，则形成低雾。低雾的高度在2—100m之间，有时低雾厚度不到2m，薄薄地蒙蔽在地面上，这种雾称为浅雾。低雾的形成常与近地层的逆温层有关，它的上界常与逆温层的上界一致。低辐射雾常在秋天的黄昏、夜晚或早晨日出之前出现在低洼地区。在日出前后，浓度达最大。上午8—10时，由于逆温层被破坏，低雾即随之消失。如空气冷却作用所及高度增大，辐射雾能伸展到几百米高。这种辐射雾称高雾，范围很广，能持续多日不散，仅在白天稍有减弱。辐射雾多出现在高气压区的晴夜，它的出现常表示晴天。例如，冬半年我国大陆上多为高压控制，夜又较长，特别有利于辐射雾的形成。 辐射雾有明显的地方性。我国四川盆地是有名的辐射雾区，其中重庆冬季无云的夜晚或早晨，雾日几乎占80％，有时还可终日不散，甚至连续几天。

城市及其附近，烟粒、尘埃多，凝结核充沛，因此特别容易形成浓雾（常称都市雾）。如果机场位于城市的下风方，这种雾就会笼罩机场，严重地影响飞机的起飞和着陆。 （二）平流雾

平流雾是暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却形成的。海洋上暖而湿的空气流到冷的大陆上或者冷的海洋面上，都可以形成平流雾。 形成平流雾的有利天气条件是：①下垫面与暖湿空气的温差较大；②暖湿空气的湿度大；③适宜的风向（由暖向冷）和风速（2—7m/s）；④层结较稳定。 因为只有暖湿空气与其流经的下垫面之间存在较大温差时，近地面气层才能迅速冷却形成平流逆温，而这种逆温起到限制垂直混合和聚集水汽的作用，使整个逆温层中形成雾。适宜的风向和风速，不但能源源不断地送来暖湿空气，而且能发展一定强度的湍流，使雾达到一定的厚度。

平流雾的范围和厚度一般比辐射雾大，在海洋上四季皆可出现。由于它的生消主要取决于有无暖湿空气的平流，因此只要有暖湿空气不断流来，雾可以持久不消，而且范围很广。海雾是平流雾中很重要的一种，有时可持续很长时间。在我国沿海，以春夏为多雾季节，这是因为平流性质的海雾，只当夏季风盛行时才能到达陆上。

在陆上，由于平流冷却和辐射冷却的共同作用而形成平流辐射雾。此外，还有冷气流流经暖水面时产生的蒸发雾，稳定的空气沿高地或山坡上升时因绝热冷却而形成的上坡雾，以及冷暖性质不同的气团交界处形成的锋面雾等。

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