一次南京一次浓雾过程的成因分析

一次南京一次浓雾过程的成因分析

1激光雾中物理过程的研究雾是由含有大量微浮生物和冰晶的气溶胶系统组成的气溶胶系统。这是由于附近土层中的水（或凝华）冰冻（或华）。近年来,雾作为一种灾害性天气,严重影响了交通航运、输变电线路等的正常运行,并导致空气质量下降,给国民经济和人民生命财产带来了巨大的损失(张利娜等,2008;GuoandZheng,2009)。因此,有必要研究雾的生消机制,进一步提高对雾的预警预报能力。Croftetal.(1997)和Gultepeetal.(2007)均指出,准确预警预报雾的困难在于对雾中物理过程的认识还不够,因此雾的探测研究是非常重要的。Taylor(1917)首次用科学的方法研究辐射雾。之后,国内外大量科学家开始对雾进行系统性的观测,研究不同类型雾的生消过程、边界层结构和微物理特征(EmmonsandMontgomery,1947;García-Garcíaetal.,2002;张光智等,2005;何立富等,2006;王凯等,2006;邓雪娇等,2007;GultepeandMilbrandt,2007;吴彬贵等,2008;Niuetal.,2010)。许多研究表明,雾顶(Wobrocketal.,1992;李子华等,1999;Lietal.,1999;何友江等,2003)和地面雾(李子华和吴君,1995;黄玉生等,2000;濮梅娟等,2008)均具有爆发性增强的特征,但对雾的迅速减弱过程关注相对较少,尤其是雾顶的迅速下降过程。研究前者固然有重要的理论意义和应用价值,但后者也是雾过程的重要组成部分,对两者同时深入研究能够加强对雾生消过程的全面认识,不仅有利于对雾准确地做出预警预报,而且对人工消雾有一定的启示作用。鉴于此,本文利用边界层廓线、雾滴谱、能见度以及NCEP再分析资料(水平分辨率1°×1°),详细分析了2006年12月14日的浓雾过程,较为系统地阐述了雾顶和地面雾浓度的突变特征(包括爆发性发展和迅速减弱过程),探讨了下沉运动、双层结构、辐射降温、弱冷平流、湍流、太阳辐射、低空急流等因子对雾生消的作用。2温度、压、湿和风观测本次观测采样点选在南京信息工程大学校内田径场[(32.2°N,118.7°E),海拔22m](陆春松等,2008;LuandNiu,2008;Puetal.,2008)。由于其紧邻长江,有充足的水汽来源,故雾发生频率较高。采用芬兰Vaisala公司生产的系留气球探测系统(DigiCORAIII)对边界层进行温、压、湿和风的探测,晴天3h观测一次,出现雾时加密观测,间隔1～1.5h,高度控制在600～1000m之间。温度、相对湿度、气压、风速、风向传感器的分辨率分别为0.1℃、0.1%、0.1hPa、0.1m/s、1°。雾滴谱观测利用美国DropletMeasurementTechnologies公司生产的雾滴谱仪(FM-100),这是国内首次引进的激光前向散射雾滴谱测量仪,采样频率1Hz,粒径范围2～50μm,本次观测中采样高度为距地面1m处。能见度观测采用江苏省无线电科学研究所有限公司制造的能见度仪(ZQZ-DN)进行自动观测,能见度小于1000m时,误差为±10%,大于1000m时,误差为±20%。3地面天气图及雾形特征2006年12月13日20时(北京时,下同),500hPa低槽位于110°E附近,南京受槽前西南气流影响,700hPa低槽位于115°E附近,西南暖湿气流强劲,14日08时,700hPa低槽移至南京上空。在此期间,850hPa以下南京受西北气流控制,中、低层天气形势稳定。地面天气图上,13日20时至14日08时南京地区等压线稀疏接近于均压场,风速较小,有利于雾的形成。12月12日夜间到13日凌晨受东移冷锋的影响,南京出现了小雨,地表潮湿。13日南京地区低层湿度较大,轻雾出现并维持。由于夜间辐射降温及弱冷空气的共同作用,13日22:12,能见度低于1000m(图1),雾形成。之后能见度缓慢下降,14日03:30,能见度为463m,浓雾形成。期间(01:00～03:00),雾体厚度从265m急剧增至660m(图2)。03:00～08:00,雾顶高度维持在600m左右。之后,08:00～10:00,雾顶从585m迅速下降至180m并出现了双层结构,08:35～08:38能见度从108m下降至50m以下并维持,地面雾爆发性增强,强浓雾形成。10:00之后,雾体进入消散阶段。由此可见,本次过程中既存在雾体的爆发性发展,也存在迅速减弱过程,下面对其中的物理机制和影响因子进行分析探讨。4地面雾东缘期2002年7月雾的爆发性发展包括雾顶高度和地面雾浓度两个方面。2006年12月14日01:00～03:00,雾顶爆发性上升,从265m跃增至660m(图2)。由南京市区气象观测站辐射资料计算可知,01:00～03:00地面净全辐射曝辐量为-0.09～-0.04MJ/m2(图3),而雾顶是长波辐射冷却的极大值区(周斌斌,1987),由此推知,雾顶净全辐射曝辐量为负且绝对值大于地面,辐射冷却作用较强,740m以下气层温度全面下降,降温最大高度位于雾顶附近,达2℃左右(图4a);假相当位温的垂直梯度是判别大气层结稳定性的重要参数(卢萍等,2009),03:00,640m以上出现较深厚的逆温,假相当位温随高度增加(uf8f5?傕θse/uf8f5?傕z=1.3℃/100m)(图4b),气层稳定,这都是导致雾顶爆发性上升的热力条件。地面至180m气层的假相当位温差从01:00的3.8℃减小到03:00的3.1℃,而200～640m该位温差则从0.7℃降至-0.7℃,由此可见,雾体内中、低层稳定度下降,而且风速及风速切变均有所增大(图4c),有利于湍流运动的增强及空气的垂直混合(盛裴轩等,2003),此即为雾顶爆发性上升的动力条件。正是由于湍流的向上输送作用,01:00～03:00期间300m以下比湿减小,水汽在上层逆温下累积,300～720m气层比湿增大(图4d),为爆发性发展提供了水汽条件。由此可见,在雾顶的爆发性发展过程中,中、低层稳定度减小且风速及其切变均增大,湍流发展,而上层逆温出现、稳定度增大,中、低层比湿在湍流作用下向上输送并在上层逆温下累积,同时伴随着大幅降温。本次过程雾顶的爆发性发展与何友江等(2003)在重庆的观测结果类似,但与其他地区的观测结果不同,例如,Wobrocketal.(1992)在波河河谷进行了大量的观测,发现了雾顶的跃增过程,但边界层气象要素分析表明该过程是雾体从别处平流至观测站引起的;Lietal.(1999)指出西双版纳雾层在垂直方向爆发性发展是在雾层稳定度减小时,由南北两侧山上下泄冷空气辐合导致雾层抬升引起的;李子华等(1999)研究了南京汤山的浓雾过程,结果表明雾体双层结构的合并是雾体爆发性增厚的主要原因。地面雾浓度的爆发性发展发生于08:35～08:38,能见度由108m迅速下降到15m。在此过程中,雾滴谱在爆发前后均呈现双峰分布(图5),爆发后谱明显上抬、加宽,标准差SD增大。数浓度N增大到爆发前的3.6倍,平均半径ra、体积平均半径rv和有效半径re增幅在20%～80%之间,增幅最大的是含水量LWC,几乎比爆发前大了一个量级。由此可见,大量凝结核活化凝结成雾滴,大滴出现后碰并作用发展旺盛,地面雾爆发性发展(濮梅娟等,2008)。但很多研究均表明地面雾的爆发性发展往往发生在夜间或者凌晨,长波辐射冷却作用是一个重要的因子(李子华和吴君,1995;黄玉生等,2000)。另外,冷空气增强和人类活动所产生的气溶胶浓度增大是重庆雾二次爆发性发展的重要原因(李子华和吴君,1995)。本次雾过程在日出(06:58)后的爆发性发展是什么原因引起的?首先,虽然爆发前后的风速始终较小,但由于其风向偏北,存在一定的冷平流作用,导致近地层温度降低(图6a、b),饱和水汽压减小,利于水汽的凝结。其次,NCEP再分析资料表明,南京地区(118.7°E)400hPa附近存在散度负中心(-3×10-5s-1),925hPa至500hPa之间的气层散度为正(图7),故有利于系统性下沉运动的发展。由于下沉增温的作用,200～720m气层温度升高(图6b)。上层的增温和近地层的降温相配合,近地层逆温强度从08:00的1.1℃/100m增大至09:00的1.6℃/100m。08:00,从地面到280m高度层假相当位温由17.3℃增大至24.4℃,温差7.1℃;09:00,0～280m气层的假相当位温差为9.0℃,更加稳定,有利于水汽的累积(图6c)。下沉增温促使近地层层结稳定、浓雾维持的现象在1996年南京汤山雾的观测中也曾发现过(葛良玉等,1998)。综上所述,地面雾爆发性发展过程中,近地层冷平流和上层系统性下沉运动的共同作用促使近地层降温,上层增温,近地层饱和水汽压减小同时逆温增强水汽累积。5下沉运动出现的特征雾的迅速减弱过程包括雾顶的迅速下降以及地面雾的迅速消散。14日08:00～10:00,雾顶从585m迅速下降至180m(图2)。如图8所示,该时段雾顶处逆温很弱甚至不存在,整体而言雾顶之上θse随高度减小,气层不稳定促使雾顶附近湍流发展,由于偏北气流的湿度小,雾体与外界空气混合后雾滴蒸发,这是雾顶迅速下降的一个重要原因。如前所述,08:00以后,下沉增温作用导致200～720m气层温度逐渐升高,在温度的极大值区出现了相对湿度RH小于100%的区域,雾体在垂直方向上分层,并且RH<100%的区域随时间增大,加速了雾顶的下降过程。在以往的研究中,发现边界层内的温度和风速之间存在正反馈,温度和风速的极大值区有较好的对应性。一方面逆温的存在阻挡了动量下传,使得在逆温层强中心附近出现急流(赵德山和洪钟祥,1981;黄建平等,1998),另一方面急流伴随下沉运动导致下沉增温,逆温增强(盛裴轩等,2003)。08:00、09:00两个时次的廓线图表明,边界层内的风速及其随高度变化的幅度均较小,直到10:00,低空急流才出现,260m的风速极大值(7.1m/s)远大于地面的0m/s和560m的3.0m/s[根据Andreasetal.(2000)、李炬和舒文军(2008)的定义,低层风速极大值超出上方和下方风速极小值2m/s以上时即为出现了低空急流]。此时的极大值风速比08:00和09:00大3～4m/s,近地层逆温强度达到本次过程的最大值(2.5℃/100m),空中雾层(实际为低云)完全消散(图8d)。由此可见,下沉运动在08:00～10:00期间是逐渐增强的,下沉运动引起的气层增温、雾体双层结构和低空急流的出现是空中雾层消散、雾顶大幅下降的另一个重要原因。以往的研究表明,雾体双层结构是由于水汽在双层逆温下累积的结果,出现在雾体的发展阶段(李子华等,1999),并且正是双层结构促使雾体的爆发性发展;而本个例中的双层结构出现在雾顶的大幅下降过程中,该结构加快了雾顶的下降速度。由此可见,雾不同阶段出现的双层结构成因不同,其作用也不同。此外,如前所述,08:35～08:38地面水平能见度迅速下降至15m,并维持至10:00,这与该时段内逐渐增强的下沉运动有密切关系。因此,下沉运动对本次雾过程的影响具有双重性,一方面促使空中雾层消散,雾顶迅速下降;另一方面使得近地层更加稳定,利于地面雾的爆发性发展和维持。14日10:00之后,地面雾进入消散阶段,能见度迅速升高(图1)。这主要是由以下几个因子造成的。如前所述,10:00,温度和风速之间由于存在正反馈,急流出现的同时逆温强度达到本次过程的最大值,但逆温和急流不会无限制地增强,随着风速的不断增大,逆温上下气层的风速切变也迅速增大,使得该层梯度理查森数Ri迅速减小,当减小到0.25以下时,便满足Kelvin-Helmoholtz切变不稳定条件(Drazih,1958),湍流运动增强,动量下传(赵德山和洪钟祥,1981;黄建平等,1998)。11:00,地面风速接近3m/s,与前三个时次的静风相比,风速明显增大,说明动量已经下传,同时逆温抬升,强度减弱至1.5℃/100m。宋润田和金永利(2001)利用声雷达资料也发现了类似的动量下传现象,他们分析了一场浓雾过程中风场和温度场的变化特征:在逆温的维持阶段,逆温之上风速较大,最大值≥10m/s,近地层风场很弱;在逆温的大幅度减弱阶段,由于动量下传,240m以下风速迅速增大至4m/s以上。此外,由于太阳辐射的增强,地面净全辐射曝辐量为0.28～0.65MJ/m2(图3),地面温度在10:00～11:00期间从4.7℃升至7.8℃,近地面雾滴开始蒸发,地面至200m气层温度随高度几乎呈直线递减(图8e)。12:00,能见度大于1000m,雾转化为轻雾(图1)。12:20,地面温度继续升高,同时逆温完全消失,边界层内温度直线递减率为-0.8℃/100m,假相当位温在0～400m气层随高度迅速减小(uf8f5?傕θse/uf8f5?傕z=-2.9℃/100m),气层不稳定,湍流发展旺盛(