重庆市冬季雾生消的物理特征

2001年12月份在重庆市郊及市区进行了雾的综合外场观测，其间12月4日和29日各出现了一次雾过程。通过对这两次雾过程的分析，揭示了重庆市冬季雾生消的宏微观物理过程。同时通过和10a前重庆雾的比较，得到了重庆城市发展后雾生消的一些新的特征，并分析了其原因。和10a前相比，重庆市区冬季雾维持时间缩短，强度减弱，雾体爆发性发展的时间延后；雾滴数密度可比10a前增大一个数量级，雾滴尺度约为10a前的一半。重庆城市的扩大，湿度的减小和气溶胶粒子浓度的增加是重庆雾产生这种变化的根本原因。     

辐射雾生消的数值研究(Ⅰ)——数值模式

本文建立了一个描述辐射雾生消过程的数值模式,预报量包括风速、温度、比湿、雾含水量及雾滴浓度等。 采用了新的雾微物理过程参数化方法及湍流交换系数公式,构造了考虑水汽、水滴对红外辐射吸收和发射及水滴对短红外辐射散射的辐射参数化计算方案。 对具有代表性的实际雾过程模拟,结果表明,模式可行。     

珠江口雾过程数值模拟及生消概念模型建立

利用深圳市气象局1953—2013年的气象观测资料对该地区出现的雾日(包括能见度达到10 km及以下的轻雾和能见度达到1 km及以下的雾)特征进行统计分析。结果表明,该区域的轻雾日与雾日多发于冬春季节的02时和08时,发生时地面10 m平均风速为1.9 m/s,近60年来总雾日有增多趋势;能见度达到1 km以下的雾日多发于冬春季节的08时,发生时地面10 m平均风速为1.0 m/s,近60年来有减少的趋势。利用NCAR/NCEP再分析资料统计得出珠江口地区出现雾日的典型地面天气形势可分为均压场型、冷高压底部型和冷高压后部型三种;850 hPa天气形势可分为一般均压型、弱高压脊附近均压型和弱低槽、低涡附近均压型三种。在统计分析的基础上,利用中尺度气象模式WRF对三种典型地面天气形势下的珠江口雾日个例进行数值模拟研究。结果表明:WRF模式能较好地再现珠江口雾的形成、维持与消散过程。880 hPa附近逆温层的演变、960~920 hPa水汽输送的变化与近地面风场的特征是影响珠江口地区雾生消过程的三个重要因素。结合多年统计分析结果、中尺度模式模拟结果以及珠江口地理环境和气候特征,建立了珠江口雾生消过程的概念模型。     

一次深厚浓雾过程的边界层特征和生消物理机制

2007年12月13-14日,南京出现一次厚度达600 m、持续近14 h的浓雾过程,其中强浓雾阶段维持4 h.通过系留气球边界层探测系统、涡动协方差测量系统、雾滴尺度分布和自动气象站等外场试验资料分析了此次深厚浓雾过程的边界层结构特征和生消物理机制.结果表明,此次雾过程首先由地面辐射冷却形成贴地雾层,而后因低空平流冷却形成低云.在发展阶段,伴随低云不断下伸,贴地雾层不断抬升.在贴地雾层受到地面弱冷空气平流降温影响下,雾中微物理过程迅速发展,雾滴数密度、含水量、平均直径、最大直径等微物理参数在15 min内跃增,雾体爆发性升高,最终导致地面雾和低云上下贯通形成深厚雾层,地面能见度骤降至15 m以下.雾体爆发性增强时,地面垂直动量通量和向下长波辐射通量密度增大,净辐射趋于零.整个雾过程中,由于贴地层持续弱冷平流降温和上层雾阻碍了下层雾的辐射降温,二者的共同作用使贴地强逆温结构始终维持.     

陕西冬季一次大雾天气生消机制的数值模拟

利用非静力平衡中尺度模式WRF、NCEP 1°×1°再分析资料及常规观测资料,对2005年12月30～31日发生在陕西的大雾天气过程进行了数值模拟,分析了大雾天气过程形成的主要原因及雾的生消机制。结果表明,WRF模式能较好地模拟出雾的水平分布特征、强度和生消过程,反映出实际雾的生消变化规律。适当提高模式水平分辨率能较明显地改进模拟效果。这次大雾为平流辐射雾,长波辐射冷却是大雾形成和发展的主要原因。逆温层的发展、维持和近地面层较高的相对湿度对雾的产生和发展起着重要作用。近地面层有弱的水汽辐合是大雾发展和维持的主要原因之一。大雾形成和发展阶段,900 hPa以下的辐合上升运动和900 hPa以上的辐散下沉运动有利于在上升和下沉运动区的界面层中形成逆温层,逆温层的形成有利于低层水汽的积累。随着高空转为辐合上升运动,900 hPa以下为辐散下沉运动,接着日出后,太阳短波辐射增温等的共同作用,使逆温减弱直至被破坏。中高云的存在影响了近地面层逆温的形成和加强,推迟了雾的形成和消散。暖平流的输入有利于逆温层的形成发展。     

北京一次大雾天气边界层结构特征及生消机理观测与数值模拟研究

在对2007年10月26日北京大雾天气形势及能见度分析的基础上, 利用12通道微波辐射计、风廓线仪及NOAA极轨卫星监测资料与中尺度数值模拟结果, 比较研究了雾的分布区域、温度、湿度、风速及液态水含量的边界层分布特征。利用中尺度模式模拟结果探讨了此次大雾的维持和形成机理, 具体展现了此次大雾是在稳定大气层结、充沛水汽条件下, 地面长波辐射冷却及雾顶的长波辐射冷却降温形成发展的过程, 而太阳的短波辐射对雾的减弱消散有重要影响。     

长江中上游冬季山地雾边界层特征及生消过程分析

利用2010年12月在湖北宣恩观测山地雾获得的边界层廓线、雾滴谱、能见度资料,分析了该地雾过程的边界层特征及其生消过程。结果表明:1)宣恩山地雾主要由夜间辐射冷却引起,且能见度多在200 m以上;垂直发展深厚,成熟时厚度达到400~600 m。2)夜间风场主要由山风环流控制,风向多为东南风;入夜及雾生前期,地面风速不超过0.5 m/s,雾消前增大至2.0 m/s左右。3)雾生前观测到"C"字型温度层结,中下层气温降温率在0.3~1.0℃/(100 m)之间;结合该时段近地层露点温度逆温,离地200 m左右率先饱和成云;雾消时低空相对湿度依然保持较大值,重新变为空中雾层。4)雾前1~2 h地面及植被表明温度显著上升,个别升温率达1℃/h,对应时段地面相对湿度达到饱和,与其他地区有明显区别,对预报宣恩山地雾有积极意义。     

城市下垫面特性对辐射雾生消过程影响的数值研究

针对城市下垫面条件进行合理的参数设置,将城市影响引入辐射雾模式,并结合NCEP/ CFSv2(Climate Forecaset System Verison2)资料及常规气象观测资料,对2010年2月8日发生在上海宝山的一次辐射雾过程进行数值研究。结果表明:(1) 受城市地表影响,感热输送成为城市地表加热大气的主要方式;城市下垫面的湍流交换作用较强,近地面湍流交换系数最大可达2.0 m2/s;(2) 城市辐射雾的起雾高度比农村高,雾首先在32 m高度上形成,且雾顶可发展到150 m高度;上部雾形成的主要原因是长波辐射冷却引起的水汽凝结;而8 m以下气层雾形成的主要原因是重力沉降导致的含水量的累积。      

雷州半岛雾的气候特征及生消机理

利用分别位于雷州半岛北部、中部和南部的湛江站59a、雷州站46a和徐闻站42a的气象资料,分析了雷州半岛雾发生的规律及生消机理。结果表明：三站年雾日数变化趋势基本一致,呈＂W＂状,局部峰值明显升高。三站的年平均雾日数分别为24.7d、30.4d和21.0d。雷州半岛雾日主要出现在每年的1—4月及12月,3月雾日数最多,7月雾日数最少。近10a湛江站夜间雾发生频率为90%;短雾多,持续时间在4h以内的占75%。雾形成的天气形势可分为高压入海型、低压前型、冷锋前型、静止锋前型、鞍形场或均压场型5类,主要是平流雾、锋面雾和辐射雾。3种雾消散的天气形势是新冷空气补充南下、雾滴出现碰并沉降形成小雨或日出后雾滴蒸发。统计雷州半岛三站2000—2009年雾次频数得出,成雾概率最大的气象条件是气温为15～25℃、T-Td≤1.0℃、Δp3在-3.5～-2hPa和1.5～2.5hPa之间、风向为NNE-ESE及风速小于5m/s。L波段雷达探空大雾个例分析表明：雾顶高度在1.5km左右,雾中温度随高度增加而减小;雾中相对湿度大于92%,1.5km之上急剧减小,3km以上保持不变;T-Td为1.2～6.4℃;近地面风速为2～6m/s,风向随高度顺时针旋转,雾中有暖平流。     

河南省一次大雾的数值模拟及生消机制分析

应用非静力平衡中尺度模式MM5及NCEP资料和高空地面资料,模拟分析了2006年1月28日发生在河南省的一次大雾天气过程,结果发现：这次雾体最强的时段在日出后1～2h内,相对湿度下降的拐点滞后于气温回升的拐点2h左右;先出现贴地逆温再出现大雾,逆温最强的时段也是雾体最强的时段,逆温层顶始终覆盖在雾体上方;近地面的微风和风向的转变,有利于雾体的形成和向上发展,风向转变的时间也是雾体形成的时间;增温、减湿和逆温层的破坏是大雾消散的主要原因。     

河南省一次大雾的数值模拟及生消机制分析

应用非静力平衡中尺度模式MM5及NCEP资料和高空地面资料,模拟分析了2006年1月28日发生在河南省的一次大雾天气过程,结果发现:这次雾体最强的时段在日出后1～2 h内,相对湿度下降的拐点滞后于气温回升的拐点2 h左右;先出现贴地逆温再出现大雾,逆温最强的时段也是雾体最强的时段,逆温层顶始终覆盖在雾体上方;近地面的微风和风向的转变,有利于雾体的形成和向上发展,风向转变的时间也是雾体形成的时间;增温、减湿和逆温层的破坏是大雾消散的主要原因.     

南京冬季平流雾的生消机制及边界层结构观测分析

利用系留飞艇边界层要素探测系统等设备,对2006年12月24q7日发生在南京地区的雾日边界层结构进行了综合探测,深入研究了这次平流雾的生消机制及边界层结构。结果表明：此次雾属于比较典型的平流雾,生成和维持主要决定于暖湿气流和系统性下沉运动,消散主要是干冷空气南下造成的;雾项下降阶段出现了双层结构,中层逆温是逆温主层,属于下沉逆温及平流逆温,主逆温层强中心始终位于雾顶附近或处于雾顶之下;风速随高度呈现多峰分布,中层急流与强度较弱的中上层和上层急流合并后,又与下层急流出现了一强一弱的波动;在风速较小时,风场趋于均匀化;雾消散时,低层风场趋于线性化;雾主要的水汽来源是暖湿气流;比湿场与风场有较好的时空分布对应性,主逆温层强中心也是逆湿强中心,风场与温度场共同主导了比湿场的时空分布。     

珠江口持续性雾生消的环流特征和成因分析

利用各种气象观测资料,研究了1980—2006年珠江口地区持续性雾的气候特征,并通过典型个例分析了持续性雾生消的环流特征和物理机制。主要结论有:珠江口地区持续性雾集中出现在10月至次年5月,尤其是春季出现概率最大;出现持续性雾的环流形势主要有3种:A型——低压或倒槽的东侧,B型——高压的底部或后部,C型——均压场;在持续性雾过程中,近地层暖湿平流的输入、浅层抬升、水汽弱辐合以及对流层中下部的"干暖盖"有利于饱和湿空气的凝结以及逆温层的维持,而伴随偏北风南下的干冷平流是雾消散的主要因素。     

山区大雾生消特征及消散时段气象要素变化客观分析

利用恩施基准站1971—2009年的地面观测资料,对雾日开始、结束及持续时间等进行初步分析,同时,利用已有的研究成果,根据恩施山区常见的两种雾类,即辐射雾和平流雾的一些判别指标,对辐射雾和平流雾的日分布特征进行分类统计研究。在此基础上,统计2002—2009年地面逐小时观测资料,结合大雾生成条件,针对大雾消散6h前后的温、湿、风、层结等条件并进行重点分析,结果表明:恩施冬季大雾日分布特征根据其类型的不同,在出现、消散时间及持续时长方面均有异同;地面气温回升,逆温层的破坏是辐射雾消散的根本原因,而平流雾的消散主要与冷锋入侵,中层暖湿平流输送被切断有关;从大雾消散前后各气象要素数据列的变异系数计算分析可以得出,上述雾的日分布特征及消散时的各气象要素的变化均具有一致性,具有共同的变化规律。     

北京城市重烟尘雾与水雾过程的边界层结构

分析1999年11月1日至12月20日北京城市雾综合性观测试验中5次雾过程的实测资料，对如何区分重烟尘雾与水雾过程给出了判定方法，并对重烟尘雾与水雾过程的边界层结构特征作了探讨。主要结论为：从能见度、相对湿度、长波辐射平衡3个方面可以区分重烟尘雾过程和水雾过程；由于重烟尘雾和水雾的物理化学性质差异很大，对城市大气边界层结构产生的影响也不同，因此造成它们在相对湿度逆温层、风速分布、水汽变化等方面也有很大差异。     

四川不同等级雾的时空分布及其生消时间

利用四川省153个气象观测站点的逐时能见度和相对湿度资料,根据水平能见度将雾分为大雾、浓雾、强浓雾和特强浓雾四个等级,分析了四川不同等级雾的时空分布、持续时间及生消时间,结果表明:四川地区,雾在冬季最多,夏季最少,特强浓雾在4~9月比较罕见;各等级雾均在后半夜到早上（03~09时）最为频发,午后到晚上最少,强浓雾和特强浓雾几乎不会在午后到晚上（13~20时）发生;四川盆地是雾的多发区,川西高原和攀西地区雾较少,四川大部地区没有强浓雾和特强浓雾发生;四川大雾和浓雾持续时间短,一般为1~3h;强浓雾和特强浓雾一旦形成,便不容易在短时间内消散;成雾时间主要在夜间到日出前,消雾时间主要在日出后。      

一次罕见的辐射-平流雾研究(I)——生消物理过程分析

2006年12月份在南京市郊进行了雾的综合外场观测.本文通过对12月24-27日持续4 d的大雾过程进行分析,揭示了南京市郊雾生消过程中宏观物理演变特征,并在此基础上分析了产生这些特征的原因.这次大雾为辐射平流雾,其边界层温、湿结构特征与以往研究的辐射雾存在明显的不同;大雾维持时间久,尤其是强浓雾天气(能见度<50 m)持续时间长达约37 h;逆温深厚,雾层厚,雾顶高,多在450 m以上.研究表明:逆温层深厚、大气层结稳定、风向风速适宜,暖湿气流的不断补充,是这次大雾长时间稳定维持且雾顶高的主要原因.     

陕西冬季一次大雾天气的数值模拟和生消机制分析

利用非静力平衡中尺度模式WRF、NCE P1°×1°再分析资料、高空地面资料,模拟分析2005年12月30—31日发生在陕西的大雾天气过程。结果表明,模拟结果和实况相似,尤其是雾的分布特征和生消时间。逆温层的发展、维持和近地层较高的相对湿度对雾的产生和发展起着重要作用;近地层的微风有利于雾产生、发展。地形追随坐标中0．85层（约1000m）以上的西北气流,有利于下沉增温,在低层形成逆温层。气温升高、湿度降低及逆温层的破坏是大雾消散的主要原因。     

二维平流辐射雾的数值模拟

本文采用二维非定常数值模式,模拟了大气边界层内辐射雾、平流辐射雾和在海陆交界处的平流辐射雾的形成、演变规律。研究了雾发展过程中湍流-辐射作用及风场、水汽平流和海陆风环流对雾发展影响的特点。模拟计算结果得出湍流-辐射作用是雾发展变化的主要物理因子。大气边界层风场及风场环流和水汽的平流输送对在不同地点,时刻雾的发展和强度变化也有重要的影响。     

基于多种资料对成都辐射平流雾生消机理分析

本文利用风廓线雷达、地基微波辐射计、地面自动站、秒级探空和NCEP/NCAR(1°×1°)再分析资料,对2016年12月成都的3次辐射平流雾过程进行生消机理分析。结果表明:①高空500hPa受西北气流控制,700hPa干层和1.5km下弱风速的维持,利于近地面快速辐射冷却形成逆温层,为雾的形成提供了热力条件。②垂直方向上无运动或微弱运动,为雾的形成和发展提供了动力条件;贴地层弱西南暖湿气流(≤4m/s)携带的水汽在成都地区辐合,为强浓雾的形成提供了充足的水汽条件。③贴地逆温层和逆露点温度层(高度低于逆温层高度)同时存在,对雾的预报有较好的指示意义。④午后,双逆温层的维持,近地面风速接近静风,是辐射平流雾维持的重要原因。⑤西南暖湿气流消失或水汽辐合移出本地之后,近地面逆温层消失或雾顶上部干空气的卷入,是导致辐射平流雾最终消散的原因。