南京冬季浓雾的演变特征及爆发性增强研究

刘霖蔚，牛生杰，刘端阳，陆春松

(南京信息工程大学大气物理学院，江苏南京210044)

南京冬季浓雾的演变特征及爆发性增强研究

刘霖蔚，牛生杰，刘端阳，陆春松

(南京信息工程大学大气物理学院，江苏南京210044)

2007年12月18—19日，南京地区出现了一次持续20 h的浓雾过程，其中能见度低于50 m的强浓雾几乎占到整个雾过程的1/3。利用同期在南京市北郊的外场观测数据，结合NCEP再分析资料，分析了该次雾的演变过程、微物理结构及边界层特征，探讨了地面雾爆发性增强的成因。结果表明:本次雾在西南平流的增湿作用下触发生成;日出后，平流输送和地表蒸发提供了充足水汽来源，贴地层逆温因高空下沉增温而向上抬升且稳定存在，因此大雾得以维持;整个雾过程中雾滴数浓度、平均直径、含水量随时间的变化趋势基本一致，平均谱曲线均呈指数下降分布，雾滴集中在小滴端;两次地面雾爆发性增强均发生在夜间，其特征为各微物理参量明显增大，滴谱上抬拓宽;爆发性增强的原因是地表气温陡降、贴地层逆温增强及可充当雾滴凝结核的气溶胶大粒子数增多。

浓雾;平流输送;逆温;爆发性增强;南京

0 引言

雾是贴地层空气中悬浮着大量水滴或冰晶微粒而使水平能见距离低于1 km以下的天气现象(李子华等，2008)1。根据能见度距离可将雾划分为3个等级(中国气象局，2003):能见度大于0.5 km小于1.0 km为雾，大于0.05 km小于0.5 km为浓雾，小于0.05 km为强浓雾。浓雾直接影响着交通安全(刘聪等，2009)，会造成航班延误、高速封路、轮渡停航，甚至导致重大交通事故发生。雾发生时伴随的逆温结构加剧近地层空气污染，危害人体健康，且酸雾会对建筑物、农作物造成损害。此外，电网雾闪引起的供电中断也给人们生活带来极大不便。因此，雾作为一种灾害性天气现象受到了越来越广泛的关注。

为了研究雾的生消机制、物理化学过程及评估雾模式效果，国外在过去数十年间组织了多次观测实验:如美国加州西海岸的Cooperative Experiment in West Coast Oceanography and Meteorology项目(Leipper，1994)，使用了可以涵盖海陆网中微尺度气象过程的多种仪器进行探测，并采用数值模拟进行补充研究;Fuzzi et al.(1992)在意大利北部波河河谷雾实验中研究了多相雾系统的物理化学特性;Gultepe et al.(2009)结合地表观测、卫星遥感和预报模式在加拿大开展了Fog Remote Sensing and Modeling项目，以提高雾预报及临近预报的准确性。国内在各地也相继开展了多个外场观测试验(李子华，2001;Niu et al.，2010)，许多学者从气候特征(童尧青等，2009;周伟灿和魏炜，2010)、物理生消机制(严文莲等，2009)、雾水化学(封洋等，2009)、卫星遥感(孙涵等，2004)以及数值模拟(周梅等，2008;万小雁等，2010)等方面进行了研究。李子华和吴君(1995)发现，空气严重污染地区存在雾滴数密度大、尺度小的特征，气溶胶粒子会影响雾微物理结构;黄玉生等(2000)认为，研究雾要将宏微观物理过程结合起来;黄建平等(1998)指出，逆温层对雾形成及维持起着重要作用，而雾的出现又反过来对大气边界层气象要素的结构产生重要影响。但是雾过程的复杂性在于它受到了跨越多种时空尺度的不同因素的共同影响，包括雾滴微物理过程、气溶胶化学、辐射、湍流混合、大小尺度动力过程、下垫面状况等(Gultepe et al.，2007)，至今这些因素间复杂的相互作用都未被完全了解，仍需进一步研究。

雾爆发性增强，是指在很短时间内(一般小于30 min)雾突变为浓雾(能见度小于500 m)，或浓雾跃增为强浓雾(能见度小于50 m)(李子华等，2008)47。它所引发的能见度急速下降极易造成汽车追尾、船舶相撞等交通事故。因此，分析研究地面雾爆发性增强的物理化学过程及成因，有助于更加准确地判断能见度恶化的趋势、及时发布预警信号，具有十分重要的应用价值。国内学者做过这方面的研究，如:濮梅娟等(2001，2008)指出雾体爆发性增强，本质上是雾滴爆发性增多、增大，含水量也随之增大，滴谱变宽，核化、凝结、碰并作用活跃;陆春松等(2010)分析发现，下沉运动的增温作用促使低层逆温增强，水汽累积，加上近地层冷平流作用引发降温，共同导致了地面雾迅速增强;Liu et al.(2011)研究发现，日出后近地层气温迅速降低，地表蒸发水汽供应充足，同时湍流作用增强，造成滴谱加宽，地面雾爆发性发展。以上研究虽取得了丰硕成果，但总体来说，对地面雾爆发性增强的特征及成因并未充分了解，其理论有待进一步丰富。

基于上述分析，本文拟对南京地区2007年12月18—19日浓雾的物理演变过程和地面雾两次爆发性增强现象进行综合分析，以揭示雾生成、维持的机理，并对雾爆发性增强的特征与成因有所了解。

1 外场观测概况与资料选取

2007年11月15日至12月29日，在江苏省南京市北郊的南京信息工程大学西苑田径场(118.7°E，32.2°N)进行了雾的综合外场观测试验，观测点附近有石化厂、钢铁厂、热电厂、在建楼房及氮肥加工厂等潜在污染排放源。表1列出了观测期间使用的主要仪器设备。水平能见度观测采用的是ZQZ-DN型能见度仪，该仪器是江苏无线电科学研究所根据世界气象组织发布的“仪器与观测方法指南”，利用测量前向散射角33°的散射光强度经处理后转换成能见度值的原理研制而成。雾微物理结构探测使用的是FM-100型雾滴谱仪，该仪器基于前向光散射原理来测量雾滴尺度和数浓度，能够测得的雾滴直径范围是2～50 μm。本文对雾滴谱资料进行了1 min平均处理，以期消除仪器噪音对数据的可能影响，共得到1 227组样本。地面常规气象要素由自动气象站获得。边界层探测采用的是DigiCORA系留气艇探测系统，在天气条件允许的情况下(如风速≤8 m/s)，无雾时一般每3 h观测一次，有雾时加密为1～1.5 h观测一次，最大探测高度能达到1 200 m左右。本文以相对湿度100%作为雾顶的界定标准。另外还使用了宽范围粒子谱仪(WPS-1000XP)监测10 nm～10 μm范围的大气气溶胶粒子。

表1 观测仪器概况Table 1 The instrument and measurement

2007年12月18—19日，南京地区经历了入冬以来强度最大的一场雾，历时20 h，其中低于50 m的强浓雾过程持续了6.5 h，几乎占到整个雾过程1/3的时长(表2)。江苏省气象台在19日清晨2 h内相继发布了4次预警，最高为大雾红色预警。这次大雾对全市人民的生活出行造成了严重影响，南京周边各大高速相继封闭，长江南京段禁航，机场航班停开，多条公交线路被迫停驶或缓行。本文利用外场观测资料、Micaps天气图资料及NCEP(1°×1°)FNL数据对该次浓雾过程进行研究。文中所用时间均为北京时间。

表2 2007年12月18—19日雾过程的地面能见度与气象要素Table 2 The horizontal visibility and meteorological elements at surface during the fog event occurred on Demcember 18—19，2007

2 雾过程

2007年12月16—17日南京地区出现了降水过程，土壤含水量较大。18日凌晨曾出现辐射雾，持续到上午消散，继而在近地面转化为霾。高空天气图上，18日08时，500 hPa日本海上空有一低槽，槽底伸至32°N附近，南京受槽后西北气流控制，850 hPa上受东北气流影响。于18日16:06南京地区开始出现雾。18日20时500 hPa上南京位于商丘、荆州、常德一带低槽的槽前西南暖湿气流中，850 hPa上也为弱西南风，至21:20地面能见度低于500 m，浓雾形成。19日08时，500 hPa上低槽东移至盐城、宣城、景德镇一带，南京地区位于槽后，500 hPa、700 hPa及850 hPa均为一致的西北气流，冷平流有所发展，天气形势稳定，地表接受太阳辐射升温明显，至12:32大雾消散。地面天气图上，18—19日南京一直处于均压场或等压线稀疏接近于均压场的区域中，风力十分微弱。

2.1 地面雾生消过程

根据能见度、相对湿度及含水量的变化，将本次雾过程划分为4个阶段。图1a—e给出了能见度、相对湿度、气温、风速风向随时间的演变曲线，可以看到:

1)生成阶段(18日16:06—17:22)。18日16:06水平能见度降至1 000 m以下。由于较低的环境相对湿度(＜95%)，所以初期的低能见度可能是因霾所致(吴兑，2006)。随着地面气温持续下降，且风向转为稳定的南风，环境相对湿度逐渐升高，而风速较小，湍流较弱，悬浮于空气中的大量霾粒子不易消散，于是吸湿成为雾滴群。

2)发展阶段(18日17:23—19日01:46)。雾形成后的数小时内，能见度在500～825 m之间起伏变化，总体呈下降趋势。21:20相对湿度达100%，能见度降至500 m以下，浓雾弥漫。19日01:41起地面平均降温率显著增大，同时能见度由01:42的197 m骤降至01:46的15 m，雾第一次爆发性增强。

3)成熟阶段(19日01:47—11:22)。03:20之前地面基本稳定维持着15 m的低能见度。03:20至04:40，因雾层增厚(图1f)导致的向下长波辐射增强及偏南暖气流(图1e、图2)共同影响，地面气温振荡回升，能见度随之好转。04:46能见度再次降至50 m以内，地面雾经历了第二次爆发性增强。直到19日09:08，该强浓雾期才结束。

4)消散阶段(19日11:23—12:32)。随着下垫面接受太阳辐射，地面雾层温度持续上升，湍流运动增强，雾滴蒸发，能见度迅速升高，至12:32地面水平能见度达到1 km，雾消散。

由表2可见，本次雾过程地面风向多为偏南，这有利于水汽输送，使湿度一直维持在较高水平。平均风速只有0.3 m/s，微风利于雾的形成及维持(Taylor，1917;Niu et al.，2010)。

图1 2007年12月18—19日雾过程中地面气象要素随时间的变化(a.能见度;b.相对湿度;c.气温;d.风速;e.风向)及不同时次探测到的雾顶高度(f)Fig.1 The temporal variations of meteorological elements at surface(a.horizontal visibility;b.relative humidity;c.temperature;d.wind speed;e.wind direction)and(f)thickness of fog bodies detected at different time during the fog event occurred on December 18—19，2007

图2 2007年12月18—19日雾过程中探测到的风矢量的时间—高度剖面(箭矢代表风向，线段长短代表风速大小)Fig.2 Time-height cross-section of wind vector during the fog event occurred on December 18—19，2007(arrowhead denotes wind direction and length of line denotes wind speed)

2.2 地面雾的微物理结构

如前所述，本次雾过程中能见度约1/3时间低于50 m，而雾滴含水量、数浓度是影响能见度的重要因子(Gultepe et al.，2006)。雾中含水量主要依赖于雾滴谱的分布，雾滴谱被认为是反映雾微物理特征的重要参数之一(王庚辰，1981)，平均雾滴谱则反映出雾微物理结构的总体特征(黄玉生等，2000)。根据前面划分的4个阶段，图3a—c给出了各微物理参量随时间的变化，图3d给出了各阶段平均谱分布和整个雾过程平均谱分布，可见:

1)形成阶段，由于空气中绝大多数为霾粒子或尺度较小的雾滴，平均直径较小，均值为3.1 μm，含水量值仅为10－4g/m3数量级，滴谱也较窄，最大直径仅为17.4 μm。

2)发展阶段，随着地面气温缓慢下降，数浓度、含水量振荡上升，19日01:41起气温急剧下降，各微物理参量迅速增大，核化、凝结物理过程十分活跃，地面雾第一次爆发性增强，能见度跌至50 m以下。滴谱整体上抬，谱宽增宽至25.0 μm。

3)成熟阶段，存在2个非常显著的起伏变化。第1个起伏变化中(01:47—04:38)，在前面雾爆发性增长基础上，各微物理参量先是在较高水平小幅度起伏振荡，同时能见度维持低值，随后地面气温振荡回升，导致雾滴蒸发，平均直径变小，核化过程减弱，数浓度降低，含水量随之减少，能见度振荡转好。第2个起伏变化中(04:39—11:22)，雾再次爆发性增强，能见度急降至50 m以内。日出前地面因夜间强烈的长波辐射冷却，气温大多维持在1℃以下，空气的过饱和度相对较高，利于雾滴凝结增长，数浓度、平均直径及含水量分别在380 cm－3、6.1 μm、0.210 g/m3附近振荡维持;日出后虽地面气温升高(图1c)且风速显著增大(图1d)，但因地面及低空强劲的暖湿平流作用(图1e、图2)，各微物理参量并未急剧减少，而是相对较缓地下降，能见度也维持着低值。成熟时期各档雾滴数均增长至最大，谱宽拓宽至47.0 μm，谱线向大滴方向移动，说明此阶段雾中除了核化、凝结增长过程，还通过碰并作用产生了大滴。值得注意的是，虽碰并作用消耗了小滴，但小滴数目不减反增，这与王庚辰(1981)、刘端阳等(2009)观测到的因碰并造成大滴增长、小滴减少的现象有所不同，但与Niu et al.(2010)的研究发现一样，其原因是此时期水汽供应与凝结核数量均十分充足，强盛的核化、凝结作用所产生的新雾滴不仅补偿了碰并过程所造成的雾滴损耗，还有盈余使得雾滴总数目增长。

4)消散阶段，随着温度持续升高，雾滴蒸发，各微物理参量均显著减小，滴谱迅速下降变窄，谱宽仅为14.7 μm，能见度迅速转好。

整体而言，雾滴总数浓度、平均直径、含水量三者变化趋势基本一致。雾滴数浓度范围为1～1 222 cm－3，平均为133 cm－3，平均直径范围为2.9～7.4 μm，平均值仅为3.9 μm，含水量范围为0.000 1～0.496 0 g/m3，均值为0.042 0 g/m3。各阶段的平均谱曲线均偏向小滴一端，成熟阶段虽滴谱最宽，但大于25.0 μm的大滴数密度依然较小。

2.3 边界层演变特征

图1f是系留气艇测得的雾顶高度随时间的变化，图2和图4a分别是边界层风矢量和气温的时空演变图，可以看到:

图3 2007年12月18—19日雾过程中各微物理参量随时间的演变(a.数浓度;b.平均直径;c.含水量)与各阶段谱分布及平均谱分布(d)Fig.3 The temporal evolutions of microphysical parameters(a.number concentration;b.average diameter;c.liquid water content)and(d)droplet spectrum distributions in various phases and average spectrum of the whole fog process on December 18—19，2007

1)形成阶段，1 020 m高度以内无逆温出现，而中低空(200～500 m)西南气流却在不断向地面发展，与之配合，同样高度出现了一个约为4 m/s的大值风速区，带来了大量水汽，其强烈的增湿作用对触发雾的生成提供了有利条件。值得注意的是，形成期雾顶就很高，最高达到了590 m，这很可能是由于18日凌晨到19日上午的辐射雾消散后，虽地面水平能见度转好，但由于高空约600 m处强逆温的存在(图略)，使得地面雾抬升成为低云，这样19日下午因暖湿平流作用在低空形成的雾与其上的低云联成一体成为雾区，造成此时期高雾顶的出现，而后雾区向下延伸及地。这种雾在低空形成而后及地的现象在西双版纳地区也观测到过(黄玉生等，2000)。

2)发展阶段，18日20:00边界层内为一致的东北风，但气温显著上升，结合NECP的1°×1°FNL数据画出沿南京地区所在纬度的散度剖面(图4b)，发现观测点(118.7°E)上空600～825 hPa为散度的负值区，有辐合，近地面为正值区，有弱辐散，这样的配置有利于东北气流下沉运动的发展。由于下沉增温作用造成整个边界层温度增加，而夜间地表长波辐射却让地表气温一直下降，所以贴地逆温层逐渐形成。19日00:00—01:30地面至探测顶高均为深厚一致的西南风，其中雾层内距地面200～300 m处存在一个约为4.5 m/s的风速大值区。由于西南气流的平流增温作用，170 m以下气温较之前有所上升，但到02:00时160 m以下气温全线下降，尤以贴地层因地面长波辐射冷却降得最为迅猛，此期间地面雾第一次爆发性增强。

图4 2007年12月18—19日雾过程中温度(℃)的时间—高度剖面(a)以及2007年12月18日20:00散度(10－5s－1)沿32.2°N的经度—高度剖面(b)Fig.4 (a)Time-height cross-section of temperature(℃)during the fog event on December 18—19，2007，and(b)the longitude-height cross-section of divergence(10－5s－1)along 32.2°N at 20:00 BST 18 December 2007

3)成熟期间，01:10—03:10雾顶较低，基本维持在390～420 m，04:20—05:10雾顶跃增至550 m以上，其间地面雾再次出现爆发性增强。至05:10，探测范围内为一致的西北风，风速随高度增加，370 m以下气层降温明显，利于雾滴凝结增长，加之随后06:00—07:00的300 m以下低空再次盛行西南或偏南暖湿气流，共同造成了地面雾的第二次发展(图3a—c)，雾滴平均直径及含水量显著增长。09:00后，近地层400 m以下仍为强劲的西南气流，地面盛行南风。由于16—17日出现降水过程，下垫面湿含量较大，19日日出后地面增温，地表蒸发向空中补给水汽。平流输送和地表蒸发的共同作用使得近地层水汽来源充足。另外，虽日出后地面吸收太阳辐射增温，热量上传使得近地层气温有所升高，相应地面雾体变淡，维持了6.5 h的强浓雾时期结束，但400 m以上高空由于西北气流下沉而增温幅度更大(图略)，因此逆温层未被破坏，而是抬升至100～600 m。水汽供应充足且上空逆温层稳定存在就是19日上午大雾一直维持的原因。

总体来看，暖湿气流输送对于本次雾的发生、发展及维持起到了重要作用，雾发展及成熟阶段一直伴随着较强贴地层逆温。同以往一些观测(李子华等，1999;陆春松等，2010)，雾体曾出现双层结构(图1f)。但地面雾爆发性增强后雾体未随之爆发性增厚，可见地面微物理过程的迅猛发展并未导致宏观上雾顶垂直向上发展，这与黄玉生等(2000)观测到的情形有所不同。其主要原因是本过程中贴地强逆温层位于雾体底部，抑制了地表水汽和动量的垂直向上输送。这种宏观上雾顶变化与地面雾微物理结构演变相关性不大的现象在以往研究中也有发现(徐杰等，2009)。

3 地面雾爆发性增强

3.1 地面雾爆发性增强特征

本次雾过程存在两个明显的爆发性增强阶段，即能见度从19日01:42的197 m骤降至01:46的15 m和从04:39的342 m急降至04:46的46 m，均由浓雾迅速发展为强浓雾。

图5给出了19日这两次地面雾爆发前后能见度、各微物理参量及雾滴谱的变化。可见，随着能见度下降各微物理参量均显著上升。其中第一次爆发雾滴总数浓度由73 cm－3增大到688 cm－3，第二次爆发由11 cm－3增大到331 cm－3，表明大量凝结核核化。两次爆发后的平均直径都为爆发前的1.5倍，含水量均比爆发前大两个量级，可见凝结过程十分活跃。爆发前后雾滴谱都基本呈指数递减分布，表明小滴较多、大滴较小，但通过计算发现，直径大于10 μm的大滴在第一次和第二次爆发后虽然分别只占到总雾滴数的8.2%和7.9%，但对含水量的贡献率却分别达到66.3%和80.9%，可见大滴数目不多却对含水量的贡献较大。随着爆发性发展，两次过程的滴谱均明显地上抬拓宽，其间谱线有时不连续，零星地出现了33 μm以上的大滴，说明除凝结增长外，碰并作用也已出现，共同产生了对含水量有主要贡献的大滴。高浓度的雾滴数目及骤增的含水量造成了能见度的急降(Gultepe et al.，2006)。

3.2 地面雾爆发性增强成因探讨

干粒子吸湿成为霾滴的核化过程和霾滴吸湿增长为雾滴的活化过程，与过饱和度值息息相关，即必须有足够的过饱和度，能够越过柯拉曲线的过饱和驼峰，霾滴才能超过临界半径而形成雾滴(吴兑，2006)。当然在过饱和度值一定的情况下，能否越过驼峰与干粒子自身的直径、化学组分、吸湿性等有关。而在雾滴的凝结增长过程中，在盐核上的凝结速率和增长时间也取决于环境场中水汽的过饱和度。但过饱和度是变化的，依赖于空气冷却率，凝结核的大小、浓度和分布，以及各种输送和混合过程(黄美元等，1999)。

图5 2007年12月19日地面雾第一次(01:42—01:46;a，b)和第二次(04:39—04:46;c，d)爆发性增强前后各气象要素的变化(a，c;粗实线表示能见度、虚线表示雾滴总数浓度、点画线表示平均直径、细实线表示含水量))及雾滴谱的演变过程(b，d)Fig.5 (a，c)The variations of meteorological elements(the thick solid line，dashed line，dash-dotted line and thin solid line denotes the horizontal visibility，total fog-droplet number concentration，average diameter and liquid water content in fig.a and fig.c，respectively)，and(b，d)the evolutions of spectrum distribution around the burst reinforcement of ground fog for(a，b)the first time(01:42—01:46)and(c，d)the second time(04:39—04:46)on December 19，2007

对于19日地面雾的第一次爆发性增强过程(01:42—01:46)，根据自动气象站资料(图6a)可见，从01:41起地面空气冷却率显著增大，至01:50在10 min内降低了1.2℃，同时发现01:27—01:56期间地面风向稳定偏北，因而地面存在着一定的冷空气平流作用，加速了地表气温的降低，从而使饱和水汽压快速减小，过饱和度增大，利于凝结核核化及水汽凝结。这种地面雾爆发前地表风向转北的现象，在南京以往观测到的雾事件中也有发现(陆春松等，2010;Liu et al.，2011)。另外据探空资料，此时的雾顶高度(图1f)相对整个雾时期来说比较低，当雾层发展得不太厚时，地表向上的长波辐射冷却不易被其上覆盖的雾层所削弱(Bott，1991)，也利于地面气温的快速降低。

地面雾爆发性增强前，探测高度范围内几乎为一致的西南气流(图2)，为雾的爆发性发展提供了良好的水汽条件。由爆发性增强前后的温度探空廓线(图6b)可以看到，整个雾层内气温全面下降，受地面急速降温影响尤以贴地层气温降低最为显著，由01:10的7.3℃迅速下降到了02:15的3.9℃。同时贴地逆温层顶由65 m升高至125 m，逆温强度也由3.23℃/hm增大到3.98℃/hm。将雾层视为饱和气块，雾层外视为未饱和气块，计算了假相当位温廓线(图6c)来辅助判断大气稳定度(陆春松等，2010)，∂θse/∂z＞0时大气层结绝对稳定(盛裴轩等，2003)。01:10，从近地面到150 m高度的假相当位温由21.3℃增大到26.4℃，随高度增加了5.1℃，02:15，离地同等高度的气层内，假相当位温由15.1℃增大到25.3℃，增大了10.2℃，可见近地层层结愈发稳定。其结果是一方面利于水汽积累，为雾滴生长提供充足的水汽环境，另一方面凝出的大量雾滴积聚在近地面，不易通过垂直湍流作用向上传输，因而在视程上雾滴的米散射消光作用显著增强，强浓雾也得以继续发展和维持。同时还注意到，在这两个时刻，约300 m至雾顶高度的气层内∂θse/∂z＜0，表明层结条件性不稳定(盛裴轩等，2003)，湍流运动可能较强，易使雾滴与上层干空气混合以致蒸发，因而此期间雾顶高度维持在一个相对较低的水平。

为了说明可作为凝结核的气溶胶粒子的变化情况，图6d给出了宽范围粒径谱仪(WPS-1000XP)探测到的直径小于2 μm的气溶胶细粒子尺度分布曲线，因为不同粒径范围测量原理不相同，故0.5 μm处谱线不连续。由于夜间人类活动大为减少，总的气溶胶粒子数持续下降(图略)，但雾爆发前其谱分布却发生了显著变化。由图6d可以看到，在雾爆发前约0.5 h，即01:17气溶胶细粒子呈单峰分布，峰值直径位于0.023 μm处，说明以小粒子居多。随后小粒子端逐步下降，至01:32大于0.065 μm的大粒子端上抬发展，谱线呈双峰分布，主峰位于0.03 μm，第二峰位于0.1 μm处。01:42地面雾开始爆发性发展，气溶胶粒子谱较之前出现明显差异，主峰已位于0.11 μm处的大粒子端，第二峰在0.03 μm处，表明此时优势粒子的尺度范围已向大粒子端偏移。而粒子尺度越大，越易吸湿凝结，气溶胶细粒子谱向大粒子端的发展偏移使得可充当雾滴凝结核的粒子数大大增加，为核化作用的迅猛发展提供了充足的凝结核条件。

对于19日地面雾的第二次爆发性增强过程(04:39—04:46)，由图6e可见，地面风向在04:40由西南风转为西北风，气温也在随后的10 min内下降了1.3℃。同步观测的边界层风资料表明(图2)，爆发性增强前后探测高度内均为较冷偏北气流。同时据地面天气图记录，此时期南京地区上空云量锐减，利于地面有效长波辐射增强，气温下降。分析温度探空廓线(图6f)发现，爆发后370 m以下层气温迅速减小，贴地层降温最明显，近地层由爆发前的双层逆温转变为单层逆温，但强度显著增大。结合假相当位温廓线(图6g)看到，200 m以下气层的假相当位温差由爆发前的6.3℃增大至11.3℃，层结更加稳定。同前次爆发性增强前后一样，气溶胶细粒子谱(图6h)也经历了由单峰到双峰的变化，表现为小粒子端逐渐减少而大粒子端数量增加，主峰值、次峰值分别位于0.1 μm和0.03 μm附近，仍表现出了优势粒子尺度范围向大粒子端偏移的过程。

综上所述，气温急剧下降、贴地层逆温增强以及可充当雾滴凝结核的气溶胶较大粒子数增多，最终导致19日出现两次地面雾爆发性增强。所不同的是:第一次是地面冷空气平流、夜间地表向上长波辐射、相对较薄的雾层共同导致了较大的地表空气冷却率，并且除降温外还通过西南气流输送达到了增湿的目的，因而雾骤然加浓;第二次则是由于地面、高空的冷平流作用以及云量减少导致地表有效辐射增强，共同使得地面气温急速下降，从而引发雾出现爆发性增强。

4 结论

通过对2007年12月18—19日浓雾过程的分析，得到以下主要结论:

图6 2007年12月19日雾爆发性增强前后地面气象要素变化(a、e;粗实线代表风向，细实线代表气温)、边界层温度廓线(b、f)、假相当位温廓线(c、g)及地面气溶胶细粒子谱(d、h)(图a—d表示第一次爆发性增强;图e—h表示第二次爆发性增强)Fig.6 (a，e)The temporal variations of surface meteorological elements(wind direction is represented by thick solid line，and temperature is represented by thin solid line)，and the profiles of(b，f)temperature and(c，g)potential pseudo-equivalent temperature，and(d，h)the evolutions of size distributions of fine aerosol particle number concentration around(a—d)the first and(e—h)the second burst reinforcement of ground fog on December 19，2007

1)西南气流强烈的增湿作用触发了本次雾的生成，且为雾爆发性发展提供了充沛的水汽条件。在整个雾过程中，地面以偏南风为主，使得地表一直维持在较高湿度水平。可见暖湿气流的输送对于本次雾的发生、发展及维持起到了重要作用。

2)此次雾过程的雾滴总数浓度变化范围为1～1 222 cm－3，平均直径变化范围为2.9～7.4 μm，含水量变化范围为0.000 1～0.496 0 g/m3，三者随时间的变化趋势基本一致，其中在成熟阶段各微物理参量存在两个非常显著的起伏变化。平均谱曲线均偏向小滴一端，呈指数递减分布。

3)雾的发展及成熟期一直伴随着逆温，水汽得以在逆温层底积累。夜间贴地逆温在地表长波辐射冷却、下沉增温或平流增温作用下形成并维持。日出后，高空西北气流下沉增温率超过了贴地气层因太阳辐射而引起的升温率，使得贴地逆温层抬升且稳定存在，加之平流输送和地表蒸发共同导致近地层水汽来源充足，因而大雾仍长时间维持。

4)地面雾爆发性增强期间，各微物理参量显著增大，滴谱上抬拓宽，核化、凝结过程活跃，碰并过程发展。造成两次地面雾爆发性增强的共同原因，一是地面气温急剧下降，过饱和度增大，利于核化凝结过程发展，二是贴地层逆温强度增大，层结更加稳定，水汽及雾滴得以在逆温层底累积，三是可充当雾滴凝结核的气溶胶较大粒子数明显增多。其中第一次爆发性增强时地面气温下降是因为夜间地表长波辐射冷却、贴地层偏北冷空气平流作用、雾层相对较薄保温效应差，此外近地层西南暖湿平流的稳定维持保证了充足的水汽供应。第二次爆发性增强时气温急降是由于地面、高空一致的偏北冷平流作用以及天顶云量锐减造成地表向上有效辐射加强。

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Evolution characteristics and burst reinforcement of winter dense fog in Nanjing

LIU Lin-wei，NIU Sheng-jie，LIU Duan-yang，LU Chun-song

(School of Atmospheric Physics，NUIST，Nanjing 210044，China)

A heavy fog event occurred in Nanjing area on 18—19 December 2007，lasting for 20 h，in which almost 1/3 time period was occupied by the super dense fog with visibility lower than 50 m.By using the field observational data in the north suburb of Nanjing during the fog event and NCEP reanalysis data，the evolution process，microphysical structure and boundary layer characteristics in the fog event are analyzed，and the causes of burst reinforcement of the ground fog are also discussed.Results show that the formation of fog is due to increasing moisture by southwest air current.Sufficient vapor is supplied by the advection transport and surface evaporation，and the inversion near bottom atmosphere uplifts and exists stably owing to warming effect of upper-layer air sinking，therefore the heavy fog can persist after sunrise.In the whole fog event，the temporal evolutions of fog droplet number concentration，average diameter and liquid water content are in agreement with each other，the average droplet spectrums all obey exponential decreased distribution，and fog droplets mainly concentrat in the section of smaller diameter.The two burst reinforcements of ground fog occur at nighttime，with all microphysical parameters increasing obviously and the droplet spectrum uplifting and broader.The burst reinforcements are mainly caused by sharp decline of temperature near surface，enhancement of inversion near bottom atmosphere，and increase of large aerosol particles which may act as condensation nuclei of fog droplets.

dense fog;advection transport;inversion;burst reinforcement;Nanjing

P426

A

1674-7097(2012)01-0103-10

2010-12-17;改回日期:2011-03-23

江苏省青蓝工程云雾降水物理学与气溶胶研究创新团队资助项目

刘霖蔚(1985—)，女，四川达州人，硕士，研究方向为云雾降水物理，liulw_08@nuist.edu.cn.

刘霖蔚，牛生杰，刘端阳，等.2012.南京冬季浓雾的演变特征及爆发性增强研究［J］.大气科学学报，35(1):103-112.

Liu Lin-wei，Niu Sheng-jie，Liu Duan-yang，et al.2012.Evolution characteristics and burst reinforcement of winter dense fog in Nanjing［J］.Trans Atmos Sci，35(1):103-112.

(责任编辑:倪东鸿)