天气预报15天

由于雾形成于近地面层的大气中，而在近地面层大气中凝结核一般是充分的，因而形成雾的物理过程就是使空气达到饱和状态的过程。而要使空气达到饱和狀态无非就是增加水汽或使空气温度降低。因此，形成雾的物理过程就是使近地面层大气降温增湿的过程。 根据降温增湿的具体形式不同，一般将雾分成辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾等。其中，最常见的是辐射雾和平流雾。

　　辐射雾

　　日落后由于地面辐射降温，近地面层空气由干接触冷却和空气本身的辐射冷却(以与冷地面接触冷却最为重要)使空气中的水汽达到饱和而凝结出雾滴而形成的雾叫辐射雾。它多形成于晴朗微风且近地面层水汽又比较充沛的夜间或早晨。这是因为晴朗的夜间或早晨，由于辐射冷却快，近地面层气温降温多，有利于水汽的凝结;同时，也有利于在低空形成辐射逆温层，使近地面酌水汽积存下来，以供形成大量雾滴的需要。

　　风速对辐射雾的形成有重要的影响。无风时，湍流混合作用极弱，辐射冷却作用仅局限于贴地的气层中，只能形成露(霜)或浅雾; 强风时，乱流混合层过厚，上层热量大量下传，妨碍了下层空气的冷 却，气温不易降低到露点。同时，强风能带走大量雾滴，故不利于辐射雾的形成;微风〔风速为1-3m/s)时，有一定的乱流混合存在，它既能使冷却作用扩展到适当厚的气层中，又不影响下层空气的充分 冷却，因而最有利于辐射雾的形成。

　　平流雾

　　平流雾是暖而湿的空气流经冷的下垫面逐渐冷却而形成的。海洋上暖而湿的空气流到冷的大陆上或者冷的海洋面上，都较易形成平流雾。

　　显然，形成平流雾的条件是：暧湿空气的湿度较大;下垫面与暖湿空气的温差较大;适宜的风向和风速(2〜7m/s) 因为只有暖湿空气同下垫面之间存在较大的温差，近地面气层才能迅速冷却形成 流逆温，平流逆温起到限制垂直混合发展和聚集水汽的作用，使整个逆温层中形成雾;适宜的风向和风速则不但能源源不断地送来暖 湿空气，而且能发展一定强度的乱流，使雾达到一定的厚度。

　　平流雾和辐射雾相比，不论是在生成和消散的条件上，还是在范围和厚度上，都有它自己的恃点。对于平流雾的生成和消失来说主要取决于有无暖湿空气的平流。一日内无论何时，只要有暖湿空气 流来，而且空气与所经下垫面之间又有较大温差，都可以形成平流雾。如果暖湿空气源源不绝地流来，雾还可以持久不消。但是，一旦风向转变，暖湿空气来源中断，平流雾就会很快地消散。就平流雾的 范围和厚度来说，由于暖湿空气从海上流来时，规模往往很大。所以平流雾的范围非常广阔，常沿海岸分布;其厚度一般是儿百米，少数 的可以超过1000m。

　　锋面雾

　　锋面雾多出现在地面暧锋前后。出现在锋前的叫锋前雾，出现在锋后的叫锋后雾。锋前雾和锋后雾虽然都出现在暖锋附近，但两者的成因是不同的;锋前雾主要是由于暖锋上云层降下的较暖的雨滴在锋下冷空气中蒸发，使冷空气达到饱和而形成的，锋后雾的成因，主要是因暖气团下部的暧湿空气移到原来为冷气团控制的冷地 面上冷却而形成的，这和平流雾的形成相似。

　　上坡雾

　　空气沿山坡上升时，由于绝热冷却而形成的雾，称为上坡雾。要形成这种雾，沿坡上升的空气必须是稳定的，而且上升运动必须是缓慢的，否则，将形成云，而不出现雾。

　　蒸发雾

　　暖水面蒸发的水汽进入到它上面的冷空气中而形成的雾叫蒸发雾。冷空气从大陆流入暖洋面上或夜间陆上变冷的空气流入暖的江、湖面上，都可以形成蒸发雾。雨后地面积水或湿的土壤受太阳晒热而腾起的烟状物也属于这一类。