南京一次典型的平流霧及其成因分析

0輻射霧研究及觀測計劃霧是由含有大量微浮液和微晶水的氣溶膠系統組成的氣溶膠系統。這是由于附近地層空氣中的水和結晶。按照能見度的大小,將霧分為霧(0.5～1.0km)、濃霧(0.05～0.5km)、強濃霧(<0.05km),另外,輕霧是微小水滴或已濕的吸濕性質粒所構成的灰白色的稀薄霧幕,水平能見度大于等于1.0km并且小于10.0km。隨著國民經濟的發展,霧的危害越來越突出,它不僅直接影響交通,常造成機場封閉、高速公路中斷等,還影響人類生存環境的質量。因而,研究霧的生消機制及其邊界層結構特征,進而建立霧的預警系統是迫切需要的。20世紀初,Taylor首次用科學方法進行輻射霧研究。20世紀70年代初,Roach等在貝福德郡卡丁頓、Pillie等在紐約附近的埃爾邁拉山谷分別開展了霧的綜合觀測。70年代末,Jiusto等在紐約州阿爾巴尼進行輻射霧觀測研究。1989年Fuzzi等在意大利波河河谷等地對霧進行了廣泛的觀測研究。國內起步較晚,近年來,霧的大規模觀測計劃有:成都雙流機場霧的觀測,浙江舟山海霧研究,西雙版納輻射霧探測,上海城市霧研究,重慶霧害,滬寧高速公路霧的研究,南嶺平流霧野外觀測,陜西冷霧觀測研究。這些計劃研究了影響霧生消的動力、熱力因子,在一定程度上揭示了霧的物理化學特性。另外,霧的預報研究和衛星監測研究也有很大進展。本文利用2006年冬南京郊區霧的外場觀測資料,對霧的生消機制以及霧過程中的邊界層結構進行了細致分析,得到了一些有益的結論。1觀測、霧、水收集本次觀測采樣點南京北郊盤城鎮(海拔22m,118.7E,32.2N),位于南京江北化學工業園附近,工業園內有石化、鋼鐵、熱電廠等污染較嚴重的企業。2006年冬,進行了大氣邊界層探測、能見度觀測、霧滴譜采樣和霧水收集。邊界層探測采用芬蘭Vaisala公司生產的系留飛艇探測系統,它由飛艇攜帶傳感器升空后將不同高度上的溫、壓、濕、風等資料傳至地面接收系統。在天氣條件允許的情況下,霧過程中每隔1～1.5h觀測一次,每次的探測時間約為40min,探測最大高度1000m左右。能見度觀測采用江蘇省無線電科學研究所有限公司制造的能見度儀進行自動觀測,每隔15s探測并記錄一次數據。觀測期間,2006年12月12日、14日、24—27日各出現了一次霧過程。本文結合系留飛艇、能見度、自動氣象站以及常規氣象業務資料對24—27日霧過程及邊界層結構進行了綜合分析。2西北氣流中主被動氣運12月23日08時(北京時間,下同),500hPa貝加爾湖為一寬平的高壓脊,在平涼、重慶、到貴陽為一低槽,南京處于槽前西南氣流中;25日08時,低槽已東移至上海、衢州到贛州一線,南京處于槽后西北氣流中。23日20時—25日20時,850hPa上風向偏南,26日08時風向轉為偏北,直至霧消散。23日20時至26日20時,925hPa上南京地區為偏南風,為霧的形成和維持提供了充足的水汽,且該高度層均為輻散,700hPa則多為輻合,故存在系統性的下沉運動,利于穩定層結的建立和維持。地面圖上,23日02時有弱冷空氣南下,之后淮河以南為均壓區。27日08時,400hPa以下風向偏北,冷平流發展,伴隨著太陽輻射作用,地面霧消散。南京站27日20時的氣象資料顯示,地面能見度4km,850hPa的露點溫度差為1.1℃,并且低云量為10,由此推知霧被抬升成低云。3偏北氣流產生、加強以及厚度增大,導致霧消失清原因原采動物產生原因在于其是受精密度基礎上的環暖濕氣流伴隨系統性下沉運動引起了強度較大的下沉逆溫及平流逆溫,使得大氣層結穩定,并且提供充足的水汽,促成了霧的發生發展;而偏北氣流的產生、加強以及厚度的增大,使得冷平流發展,最終導致霧消散。故此次霧是比較典型的平流霧,輻射作用較小,但仍不可忽略。下面以相對濕度97%作為霧頂的界定標準,來分析霧的生消過程。3.1暖濕氣流和濃霧24日白天出現輕霧和霧。24日20時,地面水平能見度416m,濃霧形成(圖1)。在此后數小時內,能見度在160～530m之間變化。25日00時15分,暖濕氣流強度很大,在探測范圍內100m以上風速均大于4m/s,350m左右出現了7m/s以上的急流區(圖2)。強勁的暖濕氣流為濃霧的形成和進一步發展提供了充足的水汽,同時20～160m之間形成逆溫,強度為1.14℃/(100m)(圖2)。25日00時42分之后,能見度陡降至50m以下,形成強濃霧(圖1)。25日07時,霧頂達到595m(圖3d)。3.2霧保持階段25日0:00至26日20:45(1)濕度25日日出之后,太陽輻射加強,湍流發展,07時—12時15分,霧頂平均降低率為21m/h(圖3d)。由于太陽輻射、暖平流以及下沉增溫的共同作用,12時15分之后,250～420m氣層溫度迅速升高(圖3a),導致該氣層相對濕度有所下降。大約15min后,360m高度層相對濕度首先低于97%,霧分層。之后該區域向上向下發展,14時15分空中霧已經完全消散,同時實際霧頂降至250m左右(圖3d)。14時15分—18時30分,雖然320m左右出現了9.6℃的高溫區(圖3a),但上層逆溫的存在使水汽積累,出現了7.2g/kg以上的高濕區(圖3c),并且15時15分—16時45分,290～330m氣層比濕高達7.5g/kg,故該時段霧頂逐步升高(圖3d)。18時30分—22時45分,霧頂又大幅下降(圖3d),原因分析如下:280～650m氣層風速增大到了6～7m/s(圖3b),由于存在系統性的下沉運動,暖平流及下沉增溫的作用超過了長波輻射降溫作用,導致190～420m氣層8.8℃以上高溫區的出現和維持(圖3a),22時15分前后,220～320m氣層溫度高達9.2℃。雖然暖濕氣流使該氣層比濕達7g/kg左右(圖3c),但由于高溫區的存在,霧頂大幅降低至188m(22時4分5)。(2)暖平流增溫和下沉增溫對比表1在該階段,霧頂爆發性升高,在一個多小時里,從188m升至583m,平均升高率為316m/h(圖3d)。雖然400～600m氣層出現了7m/s左右的風速極大值(圖3b),暖平流增溫及下沉增溫明顯,但霧體和地面的長波輻射起了主導作用,188～583m氣層溫度降低(圖3a)。根據探測資料計算得到的平均降溫率為-0.398℃/h,平均比濕增大率為0.316g/(kg·h),24時400m左右氣層開始形成7.2g/kg以上的比濕極大值區(圖3c)。值得注意的是,探測得到的濕度是各種氣象過程綜合作用的結果,其中霧的爆發性發展消耗水汽,故強勁的暖濕氣流實際的增濕貢獻率要大于上述值。同時霧體內湍流發展旺盛,主逆溫強中心抬升,霧爆發性發展。(3)溫度上升階段由圖3d可見,在該時間段內,發生了5次震蕩,振蕩周期為3～5h。對于這5次波動,在霧頂下降階段,比濕平均減小率為-0.62g/(kg·h),溫度平均升高率為0.76℃/h;霧頂上升階段,比濕平均增大率為0.50g/(kg·h),溫度平均降低率為-0.46℃/h。可見,降濕增溫時霧頂降,增濕降溫則霧頂升。暖濕氣流強弱主宰了震蕩過程的發生和幅度的大小,長短波輻射則決定了霧頂向上或向下震蕩的趨勢。日出之前,霧頂震蕩升高,在日出時升至631m。隨后,霧頂震蕩下降,13時10分霧頂僅421m。14時之后,氣溫開始回落,霧頂再次震蕩上升,26日20時45分達到653m。3.3濃霧中的毛毛雨時斷時續符合以下526日20時—27日08時,濃霧維持,并出現間歇性輕毛毛雨。在該階段,霧中同時存在著核化、凝結、碰并和沉降等微物理過程,它們先后起主導作用,從而使微物理結構表現出起伏增長的特點。由于偏北氣流的出現及加強,冷平流有所發展,水汽核化、凝結充分,并占主導作用,小滴數密度增大;由于霧的長時間維持,碰并作用發展充分,大滴數密度隨之增大;霧滴長大之后發生重力沉降,由于此次霧范圍廣、厚度大,在沉降過程中霧滴重力碰并明顯,形成毛毛雨;隨后,大滴數量大幅減少,核化、凝結過程再次占主導,為下一步的碰并做準備。故濃霧中的毛毛雨時斷時續。27日08時之后,偏北風氣層大幅增厚,冷平流發展充分。27日11時40分之后,能見度陡升,14時14分能見度達到1018m,形成輕霧(圖1)。4逆溫層及比濕、風速邊界層內的溫度場、風場、濕度場相互影響、相互制約,共同促成了霧的生消。此次霧過程中,探測范圍內的逆溫層可以分為上層、中層和貼地逆溫,其中中層逆溫是主逆溫層,強度較大,上層、貼地層逆溫強度較弱。探測范圍內比濕和風速出現了多個極值區,最大值分別達到7.5g/kg及7m/s以上。下面詳細分析各要素之間的關系。4.1濕點、風點和溫度點之間的對應關系在暖濕氣流控制階段,首先分析主逆溫層強中心區以上氣層風速與濕度的關系。(1)風速和比濕變化由圖3可見,主逆溫層強中心區以上的霧體內風速與比濕均較大;霧頂之上風速遞減,相應地,比濕也遞減(除25日20時30分—23時45分);由于霧頂處凝結引起水汽消耗,故比濕的極大值中心往往位于霧頂之下。25日20時30分—23時45分,與霧頂之上風速遞增相對應,比濕也遞增。(2)逆溫強保水場—同一高度層、不同時間兩要素的對應關系如圖3b所示,對于400m左右的氣層,25日12時風速達4m/s以上,隨時間先減小至2m/s以下(16時),后增大至接近7m/s(21時);相對應的,比濕先從7.0g/kg降至6.0g/kg以下,后增大到6.6g/kg(圖3c)。仔細分析強中心區以上其他高度的氣層,也有類似的現象。其次,圖3a、b、c可知,由于中層逆溫的存在,動量和水汽向下輸送受阻,強中心區以下氣層偏南氣流和比濕均較小。在白天,由于太陽輻射作用,地表水汽蒸發,貼地層也出現了比濕大值區,但與同時刻逆溫層強中心區以上氣層相比,數值較小。由以上分析得出,比濕場與風場有較好的對應關系,此次霧形成和維持的主要水汽來源是中低層暖濕氣流。由于逆溫層能同時影響風廓線的演變以及比濕場的變化,實際上,風場和溫度場共同主導了比濕的時空分布。逆溫強中心區也是逆濕強中心區。在該中心區上下的霧區內比濕差異很大,但這兩個區域內等比濕線均稀疏(圖3c),這是因為霧長時間維持,微物理過程發展充分,水汽混合均勻,霧體處于氣—液兩相準平衡態的緣故。4.2溫度場與風場之間的對應關系4.2.1日至26日,逆溫特征及變化中層逆溫屬于下沉逆溫和平流逆溫。從高空形勢和系留飛艇資料分析可知,23日20時至26日20時,0～800m的氣層穩定地維持著偏南暖濕氣流,隨后,偏北風區域出現并逐步擴大。(1)25日07時—13時15分期間,出現了6m/s的風速極值中心,并且隨著時間推移,極值中心的高度和厚度分別從260m、65m(07時)增大到350m、140m(09時15分);相應地,該時段逆溫層強度較大,08時15分達到2.53℃/(100m)(圖4a)。(2)25日14時15分—18時,風速大幅減小,350m以上風速基本維持在2m/s左右;同時逆溫層厚度增大,平均強度減小,但逆溫中心強度仍較大。(3)25日18時30分之后,280～650m氣層風速迅速增大,25日21時—26日02時15分,出現了7m/s的風速極大值區,最大厚度達150m(26日01時);26日12時30分以前,350～500m氣層始終維持4m/s以上的風速。與此相應,25日20時—26日01時以及26日10時15分—12時30分期間,逆溫強度較大(圖4a“25日22時45分,24時”,圖4b“26日10時15分”),但26日02時50分—08時40分,逆溫強度大幅下降,在1.13～1.53℃/(100m)之間(圖4a“26日07時”)。這是因為逆溫層頂以上有深厚的霧體存在,霧體輻射降溫起主導作用,使得逆溫層頂以上氣層相對該時段其他氣層降溫率較大,逆溫層強中心抬升,平均強度下降。(4)26日13時10分—23時15分整個氣層(0～800m)風速較小,單純從下沉及平流增溫的角度來看,逆溫強度應該較小,但該時段19時30分之前,逆溫層強度卻很大,這個現象是由上層、中層逆溫的合并引起的。13時10分—14時40分,這兩層逆溫有合并的趨勢,中層逆溫頂部與上層逆溫底部相距僅40m左右;16時15分兩者完全合并(圖5),強度達到此次霧過程的峰值,達3.45℃/(100m)(圖4b)。20時前后,主逆溫層之下出現了偏北氣流,說明湍流發展,動量已經下傳,之后逆溫層迅速抬升,強度逐步減小(圖4b“27日03時30分”)。27日日出之后,由于太陽輻射加熱,湍流進一步發展,同時偏北氣流風速和厚度增大,冷平流發展,探測范圍內主逆溫層逐步消失。13時,在探測范圍內溫度廓線遞減率為0.62℃/(100m)(圖4b)。中層逆溫強度的變化與逆溫層頂附近水平氣流的方向、強弱及厚度的變化密切相關。由于偏南氣流屬于暖濕氣流,其強度越強,伴隨著系統性下沉運動產生的下沉增溫和暖平流增溫作用越大,大氣溫度層結越穩定。偏南氣流的減弱和偏北氣流的出現并加強是探測范圍內中層逆溫消失的主要原因。故此次逆溫層的生消主要受制于風場,風場決定溫度場,逆溫又對風場結構產生影響,兩者相互制約,相互作用,與輻射霧溫度場決定風場不同。4.2.2溫層強度的變化上層逆溫淺薄,強度較小,并且不能穩定存在。在霧頂大幅下降期,上層逆溫層強度在0.09～0.84℃/(100m)之間,后期消失。霧頂進入穩定振蕩期后,由于霧頂的輻射冷卻,26日02時50分上層逆溫再次出現(圖5),強度為1.06℃/(100m),后與中層逆溫合并。4.3流利和風場的輪廓特征4.3.1riric時為了定量地反映各氣層的湍流狀況,本文計算了湍流動量交換系數隨高度的分布,計算結果如圖6所示。計算公式采用Blackadar(1976,1979)根據湍流理論的二階閉合近似發展得到的結論。不穩定時,Km=l2S(1?21Ri)12Κm=l2S(1-21Ri)12。穩定時,當Ri≤Ric時,Km=1.1(Ric?RiRic)l2SΚm=1.1(Ric-RiRic)l2S;當Ri≥Ric時,Km=0。梯度里查遜數Ri定義為:Ri=gθ?θ?z/(?u?z)2≈gθ(z2?z1)(θ2?θ1)(u2?u1)2Ri=gθ?θ?z/(?u?z)2≈gθ(z2-z1)(θ2-θ1)(u2-u1)2式中:g是重力加速度,θ2、θ1和u2、u1分別為高度z2、z1處的位溫和風速,臨界值Ric取0.25。式中S的表達式為S=∣∣?u?z∣∣=∣∣u2?u1z2?z1∣∣S=|?u?z|=|u2-u1z2-z1|近地層內,混合長l=κz;近地層以上,l=κz/(1+κz/λ)。κ為卡門常數,取0.4。λ=0.00027Vg/f,本文中,Vg用實際風速u表示。4.3.2風場的輪廓特征(1)調查和測量條件由圖6a可見,25日07時,由于主逆溫層的存在,動量向下輸送受到阻止而累積,從而形成中層急流區(280m),同時存在下層(50m)、中上層(540m)、上層(800m)多個較弱的急流區。中上層、中層急流之間存在強烈的湍流運動,420m左右湍流交換系數Km為6.5m2·s-1,10時15分中上層急流被中層急流合并,中層急流被抬升至380m,厚度增大(圖7a)。之后中層急流風速減小,11時15分時,上層、中層急流風速值相當(圖7a)。在隨后的數小時里,由于系統性偏南氣流的增強和減弱以及上層、中層逆溫強度、厚度、高度的波動,上層、中層急流也發生相應的變化。15時15分時上層、中層急流之間湍流發展,動量得到交換,使16時15分風場趨于均勻化,風速較小(圖略)。由圖6b、c可見,18時30分,伴隨著上層逆溫強度減弱以及上層、中層急流之間湍流發展,480m左右湍流交換系數Km為8.1m2·s-1,類似于10時15分中層急流合并中上層急流,22時45分上層和中層急流連成一片(以下仍稱中層急流),極大值區風速達7m/s以上,厚度增大,高度再次抬升。在隨后的十幾個小時里,中層急流區高度少變,在480m附近(圖7a“26日10時15分”)。(2)品種結構及通線條件下的通風場和局部環流26日14時40分,貼地層以及180m、320m、440m上下氣層,湍流發展旺盛,湍流交換系數Km分別為15.4m2·s-1、1.6m2·s-1、1.9m2·s-1、2.4m2·s-1。逆溫層抬升,動量下傳,中層急流區風速減小,下層急流得到發展,在180m左右風速取得極大值,與中層急流區相當(圖6d)。隨后由于暖濕氣流強度的全面減弱,以及急流間湍流的繼續發展,動量交換旺盛,16時15分,風場趨于均勻化,風速較小(圖7a)。由于暖濕氣流加強以及主逆溫層的阻擋作用,19時30分主逆溫層強中心以上的中層急流和以下的下層急流再次出現,中層急流風速略大(圖7b)。20時45分,由于湍流發展,動量進一步下傳,下層急流區風速超過了中層急流(圖7b)。在隨后的數小時里,主逆溫層對動量的阻擋累積以及湍流發展導致的動量下傳交替作用使得兩個急流區重復著一強一弱的波動(圖6e、f)。隨后,逆溫層抬升,湍流進一步發展,動量下傳,低層風速增大。27日07時30分之后,在探測范圍內,主逆溫層消失,27日13時,低層風廓線趨于線性化(圖7b)。綜上所述,急流中心以上及以下氣層,由于風速切變大,易形成湍流。兩急流區之間湍流的發展,使動量得以傳遞,呈現如下特點:(1)在沒有動量補充,風速較小的情況下,湍流使風場趨于均勻化。(2)在有動量補充時,較弱的急流被較強者合并,形成強度和厚度更大的急流區;如果兩急流區之間存在較強逆溫阻擋,動量補充并累積與湍流運動交替作用使兩急流區強度發生波動。另外,由于地表摩擦作用,近地層風速切變較大,該區域往往存在較大的湍流運動(圖6)。5頂至頂溫層組比一方面,大氣邊界層狀況決定了霧的形成;另一方面,霧的形成又對大氣邊界層產生了很大的影響,兩者相互作用,具有較好的時空對應性。縱觀此次霧過程,大部分時間內主逆溫層強中心區以下的霧體風速較小、低溫低