2016年华东沿海一次大范围平流雾成因的数值研究

吴福浪 何锦瀛 何莉 沈梦莹

(中国民用航空宁波空中交通管理站，浙江 宁波 315000)

0 引 言

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。在我国沿海地区,当海洋上的暖湿空气流向较冷的海面或陆地时,常常形成平流雾。平流雾在中国东部沿海地区十分常见[1-3],华东沿海由于特殊的地理位置导致受平流雾影响频繁[4-5]。平流雾的形成除了受水汽条件制约外,还受边界层的风、温度、层结条件等影响[6],是短期预报的难点之一。

徐旭然从海气之间的差异及时空分布、环流特征、大气低层温、湿场的属性入手,对山东半岛北部沿海海雾天气过程做了初步探讨,结果表明,海雾的生消、持续与大气底层空气物理属性、海水表层温度分布状况及低空流场(天气型)有着密切的关系[7]。侯伟芬等从大气环流、海温、湿度等入手,对浙江沿海海雾的时间分布和地理分布的规律及其成因进行分析后认为,在春、夏季节东亚夏季风盛行时,沿海多吹偏南风,来自太平洋的暖湿气流吹到沿岸的冷水域时,则易生成海雾;浙江沿海春季平均相对湿度在80%以上,相对湿度偏高,平均气温为14～18 ℃,而此时的海表温度仍偏低,海气温差适宜,因此最有利于雾的形成[8]。王博妮等利用AWM数据、FNL数据和常规气象资料对江苏省一次平流雾天气过程的成因进行分析,结果表明持续变化较小的气压梯度、相对湿度的陡增、地面弱冷空气产生的温差和在偏东风风速达6 m/s时,平流雾即可快速生成[9]。

数值模拟方面,Fisher等开创性地对雾进行了数值研究[10]。随后Forkel、Cox、Barker等人建立了各自的雾模式,能模拟出雾生消的一般规律,并与观测结果基本一致[11-13]。80年代以后,国内许多专家探讨用数值模式来研究雾。曾新民等建立了一个二维时变数值模式,模拟了浅水湖沼—陆面地区平流辐射雾形成机理、演变和消散的基本过程,模拟结果与观测事实基本一致[14]。梁爱民等利用WRF模式从平流雾发生、发展和消散机制入手对发生在2006年1月14日北京地区的平流雾进行数值模拟研究[15]。程相坤等利用RAMS模式对2009年3月17—18日发生在黄海海域的一次大风条件下出现的海雾天气进行模拟,结果表明模拟结果对海雾的生成、发展、移动都有较好吻合[16]。王佳等利用WRF模式对2006年12月24—27日沪宁高速公路及其周边地区出现的一次罕见的持续性平流雾过程进行数值模拟研究后得出,此次大雾过程生成和维持的主要原因是大气层结稳定、系统的下沉运动、充足的水汽[17]。

利用中尺度模式WRF对2016年3月16—17日发生在华东沿海的一次大范围平流雾天气过程进行数值模拟研究,并对此次大雾形成的热力因子、动力因子、水汽因子等进行诊断分析,揭示出平流雾发生、发展维持机制,以加深对此类天气过程的认识。

1 资料来源及模式设计

天气实况分析资料来自常规气象观测资料和NCEP/FNL 1°×1°再分析资料。其中常规观测资料为地面逐3 h资料,高空逐12 h资料;航空气象自动观测资料(以下称为AWOS)为逐1 min观测资料,包括风场、气压、气温、降水量等气象要素;形势场分析和中尺度模式WRF模拟资料均采用NCE/FNL 1°×1°逐6 h再分析资料。

数值模拟试验采用中尺度模式WRF3.6版本。数值试验的模拟时间为2016年3月16日00时至17日12时(世界时,下同),积分36 h,每小时输出一次结果,积分步长为180 s。模拟采用三重双向嵌套网格,最外层网格(d01)具有100×70个格点,水平分辨率54 km,覆盖了模拟时段该区域的大尺度环流,区域中心位于31°N,121°E;第二层网格(d02),水平分辨率为18 km,格点为178×148,区域中心位于33.4°N,118°E;第三层网格(d03)水平分辨率为6 km,格点为346×286,区域中心位于32.6°N,120.0°E(图1)。垂直方向为地形跟随坐标,共40层,模式顶为10 hPa。3层网格均使用WSM6微物理方案。辐射过程采用RRTM长波方案及Dudhia短波方案,陆地过程采用5层热量扩散方案,边界层采用YSU参数化方案,d01和d02选用Kain-Fritsch对流参数化方案,d03不使用积云参数化方案。初始场及d01侧边界条件由NCEP/FNL 1°×1°逐6 h再分析资料提供。

图1 模拟区域示意图,d02为实线区域,d03为虚线区域

2 天气实况及环流形势分析

16日夜间至17日早上,受东南气流带来的高湿及夜间辐射降温等因素共同影响,华东中部至北部,浙江、江苏、上海、山东东南部等出现平流雾,能见度最低300 m。大雾对虹桥、浦东、宁波、温州、青岛等沿海机场航班起降造成较大影响。

环流形势场上,16日白天近地面华东大部为高压后部控制,高压中心位于东部海上,浅层切变位于苏皖中部。随着切变线南压,夜里12时华东东部沿海转为东南偏东风,风速3～6 m/s(图2a)。合适的风向风速条件把海上暖湿水汽向内陆输送,在遇到冷下垫面后,给华东中部沿海大范围地区带来平流大雾天气(图2b)。

3 模拟结果分析

3.1 模拟结果与实况对比

雾和云的区别仅仅在于是否接触地面[18],当云接地时即为雾,而雾抬升后形成低云,因此也可以用云水混合比来描述雾。一般认为[19-20]:近地面雾的云水混合比范围为0.05～0.5 g/kg,本文取0.05 g/kg作为雾区临界值来描述此次平流雾的生消过程。

图2 2016年3月16日12 UTC的1000 hPa环流形势(a);18 UTC大雾区分布(b);以及16—17日浦东机场能见度变化曲线图(c)。

在入海高压后部东南气流和近海陆地降温的共同作用下,16日上半夜12时浙江沿海温州等地开始出现平流雾,随后雾持续发展变浓,范围加大并向浙江北部、江苏南部扩展(图略)。至16日16时,上海、江苏无锡,浙江中北部沿海地区出现平流雾,模拟的云水混合比超过0.4 g/kg(图3a)。实况中浙江舟山、上海浦东等也出现大雾天气,能见度降至1 km以下(图2c)。16日18时(图3b),模拟的云水混合比出现最大值为0.5 g/kg,雾区范围较大,华东中至北部沿海大部分地区都出现了大雾天气,这跟同时刻实况中雾区分布一致(图2b)。随后大雾范围不断扩散,浓度维持,浙江中北部沿海地区,江苏大部地区,上海,山东南部等被平流大雾包围(图3c,3d)。17日02时之后,随着地面冷空气扩散以及辐射增温,华东中至北部沿海大雾区逐渐减弱消散。

(a)16时;(b)18时;(c)20时;(d)00时(17日)图3 2016年3月16—17日华东沿海10 m高度的云水混合比分布图

综上可知,中尺度WRF模式能较好的模拟出此次平流雾天气过程的生消演变。模拟资料可靠,可进一步用于平流雾的成因分析。

3.2 平流雾成因分析

3.2.1 模拟环流形势

2016年3月16日12时华东沿海大雾发生前(图4),模拟得到的华东沿海为高压后部东南偏东气流,风速3～6 m/s,满足平流雾发生的风场条件,这与白彬人等研究中国近海沿岸平流雾得出的天气形势一致[21]。从温度场分布看,海上温度普遍高于华东沿海陆地,相比而言华东沿海陆地地区成为冷下垫面。暖湿东南气流在合适的风向风速条件下向内陆平流,形成此次华东沿海大范围的平流大雾天气过程(图3a—3d),这与陈永林等分析上海一次连续大雾过程的成因分析得出的结论相一致。因此,从模拟环流场可以看出,此次大雾天气过程为入海高压后部东南气流平流至冷的大陆下垫面,未饱和湿空气经冷却达到饱和而形成的平流雾,为典型的入海高压后部型平流雾。

图4 2016年3月16日12时模拟的1000 hPa等压线与风场,2 m高度温度(阴影,单位：℃)分布图

3.2.2 水汽与层结条件

从理论上讲,大雾的生成需要凝结核、水汽和冷却3要素。由于大雾发生在近地面,一般而言凝结核条件总能满足;冷却条件在一定的天气条件下也容易满足。因此,水汽条件对大雾的形成至关重要。图5a为模拟的2016年3月16日16时水汽通量散度分布图,由图5a可知,大雾发生时,华东沿海及内陆大部分地区水汽通量散度在-0.2～-0.6×10-7g/(cm2·hPa·s)之间,为弱的水汽辐合区域;并且在大雾维持期间(16日16时—17日02时,图略),华东沿海及内陆大部分地区也都是弱的水汽辐合区。可见水汽源源不断的持续输送,是此次平流雾得以发展和持续的重要条件之一。

合适的层结是平流雾形成的重要条件之一。张礼春等[22]在分析南京冬季浓雾的边界层特征与数值模拟分析后得出,大雾发展过程中近地层逆温变化对雾的生消有很大的作用。图5b为31.9°N,121.6°E处模拟的温度时间-高度剖面图,从图上可以看出,在大雾发生前(16时前),近地层存在弱的逆温层,高度低于50 m;随着海上暖湿东南气流不断输送至内陆,逆温层的强度和高度不断加强;华东中部出现平流雾时(图5b的16时),逆温层垂直温差达1.5 ℃,高度伸展到100 m以上。在大雾维持期间(16日16时—17日01时),华东沿海边界层内逆温层不断加强并维持,高度最高伸展至400 m,最大温差2.5 ℃;深厚逆温层阻止水汽向上输送,仅在近地面层内辐合上升,再加上地面降温作用,水汽凝结成雾滴,使能见度不断降低。02时之后,逆温层被破坏,华东沿海大雾逐渐消散,能见度上升至1 km以上。可见近地面逆温层对此次华东沿海平流雾发展和维持具有重要作用。

图5 2016年3月16日16时水汽通量散度(阴影,单位：10-7 g/(cm2·hPa·s),箭头为水汽通量矢量)分布图(a)和16—17日温度时间-高度剖面图(b,单位：℃)

3.2.3 动力条件

沈俊等[23]在总结虹桥机场能见度变化特征、孙丹等[24]对我国大陆地区浓雾发生频数的时空分布进行研究后得出,动力抬升也是形成大雾的重要条件之一。张恒德等[25]在一次华东地区大范围持续雾过程的诊断分析后得出,低层辐散、负涡度及弱的垂直上升运动是形成雾的动力条件。图6为31.9°N,121.6°E处涡度、散度、垂直速度的时间-高度剖面图。从图6a可以看出,大雾发生前,低层300 m高度以下为辐散区域,强度大于-0.4×10-5s-1,对应的垂直速度为弱的下沉运动,速度为-0.005 m/s,下沉运动有利于气层增温,有助于浅层逆温层的形成。16时之后,100 m高度以下出现明显的正涡度区域,同时垂直速度逐渐转为正值,表明100 m高度及以下有弱的辐合抬升运动,100～400 m高度负涡度区域维持。这种浅层辐散下沉,地面辐合上升结构在100 m高度以下形成逆温层(图5b),并且近地面水汽的辐合上升也有利于大雾的凝结生成和维持。在大雾维持期间(16日16时—17日00时),边界层内一直有弱抬升运动,23时出现正负涡度中心,最大强度分别超过5×10-5s-1和-5×10-5s-1,抬升高度伸展到300 m,此时能见度最低降至300 m。之后100 m高度以下开始出现负涡度,有弱的辐散下沉运动,逆温层结被破坏,大雾逐渐消散,能见度开始上升至1 km以上。从图6b散度时间-高度剖面图上也可以看出,大雾发生前地面至400 m高度为一致正散度,中心强度大于3×10-5s-1,为辐散下沉运动,有利于气层增温。大雾形成及维持期间近地面为负散度,有弱辐合抬升运动。23时后200 m高度以下开始出现明显正散度下沉运动,大雾逐渐减弱。散度场分析得出结论与涡度场相一致。

图6 2016年3月16—17日31.9°N,121.6°E处涡度(阴影,单位：10-5/s)、垂直速度(等值线,单位：m/s)(a)以及散度(阴影,单位：10-5/s)的时间-高度剖面图(b)。

综合图6分析可知,100～400 m高度大规模的辐散下沉运动有利于大气增温,配合地面至100 m辐合上升运动,在边界层内形成逆温层。并且辐合上升运动把水汽向上抬升,在逆温层的阻挡下,水汽不断积累达到饱和形成大雾。可见动力条件对大雾生成和维持具有重要作用。

4 结 语

本文利用常规气象观测资料、NCEP/FNL 1°×1°逐6 h再分析资料等,结合中尺度数值模式WRF对2016年3月16—17日发生在华东沿海的一次大范围平流雾成因进行数值模拟研究,主要结论如下:

1)中尺度数值模式WRF模拟出的大雾生消演变与实况比较接近,表明WRF在平流雾预报及模拟方面有潜在实力,并且云水混合比能较好的反应大雾区的生消演变。

2)此次平流雾为典型的入海高压后部型。从模拟环流场可以看出,此次大雾天气过程为入海高压后部东南气流平流至冷的大陆下垫面,未饱和湿空气经冷却达到饱和而形成的平流雾。

3)造成此次华东沿海大范围平流雾的主要原因在于源源不断的水汽输送、低层逆温层维持、动力条件等。在大雾维持期间(16日16时—17日02时),华东沿海及内陆大部分地区为弱的水汽辐合区,水汽源源不断的持续输送,是此次平流雾得以发展和持续的重要条件之一。边界层内逆温层维持,阻止水汽向上输送,仅在近地面层内辐合上升,再加上地面降温作用,水汽凝结成雾滴,使能见度不断降低。动力条件对大雾形成与维持也具有重要作用,100～400 m高度大规模的辐散下沉运动有利于大气增温,配合地面至100 m辐合上升运动,在边界层内形成逆温层。并且辐合上升运动把水汽向上抬升,在逆温层的阻挡下,水汽不断积累达到饱和形成大雾。