2016年華東沿海一次大范圍平流霧成因的數(shù)值研究

　　摘要: 利用常規(guī)氣象觀測(cè)資料，航空氣象自動(dòng)觀測(cè)資料( AWOS) ，NCEP/FNL 1° × 1°再分析資料，結(jié)合中尺度模式 WRF 對(duì) 2016 年 3 月 16—17 日發(fā)生在華東沿海的一次大范圍平流霧成因進(jìn)行數(shù)值研究，結(jié)果表明: 1) WRF能較好的模擬出此次平流霧天氣過程的生消演變。2) 此次平流霧的天氣形勢(shì)為典型的入海高壓后部型。3) 造成此次華東沿海大范圍平流霧的主要原因在于源源不斷的水汽輸送、低層逆溫層維持、動(dòng)力條件較好等。

　　關(guān)鍵詞: 平流霧; 華東沿海; WRF; 數(shù)值研究

　　0 引 言

　　平流霧是暖而濕的空氣流經(jīng)冷的下墊面逐漸冷卻而形成的。在我國(guó)沿海地區(qū)，當(dāng)海洋上的暖濕空氣流向較冷的海面或陸地時(shí)，常常形成平流霧。平流霧在中國(guó)東部沿海地區(qū)十分常見[1-3]，華東沿海由于特殊的地理位置導(dǎo)致受平流霧影響頻繁[4-5]。平流霧的形成除了受水汽條件制約外，還受邊界層的風(fēng)、溫度、層結(jié)條件等影響[6]，是短期預(yù)報(bào)的難點(diǎn)之一。

　　徐旭然從海氣之間的差異及時(shí)空分布、環(huán)流特征、大氣低層溫、濕場(chǎng)的屬性入手，對(duì)山東半島北部沿海海霧天氣過程做了初步探討，結(jié)果表明，海霧的生消、持續(xù)與大氣底層空氣物理屬性、海水表層溫度分布狀況及低空流場(chǎng)( 天氣型) 有著密切的關(guān)系[7]。侯偉芬等從大氣環(huán)流、海溫、濕度等入手，對(duì)浙江沿海海霧的時(shí)間分布和地理分布的規(guī)律及其成因進(jìn)行分析后認(rèn)為，在春、夏季節(jié)東亞夏季風(fēng)盛行時(shí)，沿海多吹偏南風(fēng)，來自太平洋的暖濕氣流吹到沿岸的冷水域時(shí)，則易生成海霧; 浙江沿海春季平均相對(duì)濕度在 80% 以上，相對(duì)濕度偏高，平均氣溫為 14 ～ 18 ℃，而此時(shí)的海表溫度仍偏低，海氣溫差適宜，因此最有利于霧的形成[8]。王博妮等利用 AWM 數(shù)據(jù)、FNL 數(shù)據(jù)和常規(guī)氣象資料對(duì)江蘇省一次平流霧天氣過程的成因進(jìn)行分析，結(jié)果表明持續(xù)變化較小的氣壓梯度、相對(duì)濕度的陡增、地面弱冷空氣產(chǎn)生的溫差和在偏東風(fēng)風(fēng)速達(dá) 6 m /s時(shí)，平流霧即可快速生成[9]。

　　數(shù)值模擬方面，F(xiàn)isher 等開創(chuàng)性地對(duì)霧進(jìn)行了數(shù)值研究[10]。隨后 Forkel、Cox、Barker 等人建立了各自的霧模式，能模擬出霧生消的一般規(guī)律，并與觀測(cè)結(jié)果基本一致[11-13]。80 年代以后，國(guó)內(nèi)許多專家探討用數(shù)值模式來研究霧。曾新民等建立了一個(gè)二維時(shí)變數(shù)值模式，模擬了淺水湖沼—陸面地區(qū)平流輻射霧形成機(jī)理、演變和消散的基本過程，模擬結(jié)果與觀測(cè)事實(shí)基本一致[14]。梁愛民等利用 WRF 模式從平流霧發(fā)生、發(fā)展和消散機(jī)制入手對(duì)發(fā)生在 2006 年 1 月 14 日北京地區(qū)的平流霧進(jìn)行數(shù)值模擬研究[15]。程相坤等利用 RAMS 模式對(duì) 2009 年 3 月 17—18 日發(fā)生在黃海海域的一次大風(fēng)條件下出現(xiàn)的海霧天氣進(jìn)行模擬，結(jié)果表明模擬結(jié)果對(duì)海霧的生成、發(fā)展、移動(dòng)都有較好吻合[16]。王佳等利用 WRF 模式對(duì) 2006 年 12 月 24—27 日滬寧高速公路及其周邊地區(qū)出現(xiàn)的一次罕見的持續(xù)性平流霧過程進(jìn)行數(shù)值模擬研究后得出，此次大霧過程生成和維持的主要原因是大氣層結(jié)穩(wěn)定、系統(tǒng)的下沉運(yùn)動(dòng)、充足的水汽[17]。

　　利用中尺度模式 WRF 對(duì) 2016 年 3 月 16— 17 日發(fā)生在華東沿海的一次大范圍平流霧天氣過程進(jìn)行數(shù)值模擬研究，并對(duì)此次大霧形成的熱力因子、動(dòng)力因子、水汽因子等進(jìn)行診斷分析，揭示出平流霧發(fā)生、發(fā)展維持機(jī)制，以加深對(duì)此類天氣過程的認(rèn)識(shí)。

　　1 資料來源及模式設(shè)計(jì)

　　天氣實(shí)況分析資料來自常規(guī)氣象觀測(cè)資料和 NCEP /FNL 1° × 1°再分析資料。其中常規(guī)觀測(cè)資料為地面逐 3 h 資料，高空逐 12 h 資料; 航空氣象自動(dòng)觀測(cè)資料( 以下稱為 AWOS) 為逐 1 min觀測(cè)資料，包括風(fēng)場(chǎng)、氣壓、氣溫、降水量等氣象要素; 形勢(shì)場(chǎng)分析和中尺度模式 WRF 模擬資料 均 采 用 NCE /FNL 1° × 1° 逐 6 h 再 分 析資料。

　　數(shù)值模擬試驗(yàn)采用中尺度模式 WRF3. 6 版本。數(shù)值試驗(yàn)的模擬時(shí)間為 2016 年 3 月 16 日 00 時(shí)至 17 日 12 時(shí)( 世界時(shí)，下同) ，積分 36 h，每小時(shí)輸出一次結(jié)果，積分步長(zhǎng)為 180 s。模擬采用三重雙向嵌套網(wǎng)格，最外層網(wǎng)格( d01) 具有 100 × 70 個(gè)格點(diǎn)，水平分辨率 54 km，覆蓋了模擬時(shí)段該區(qū)域的大尺度環(huán)流，區(qū)域中心位于 31° N，121° E; 第 二 層 網(wǎng) 格 ( d02 ) ，水 平 分 辨 率 為 18 km，格點(diǎn)為 178 × 148，區(qū)域中心位于 33. 4° N，118° E; 第 三 層 網(wǎng) 格 ( d03 ) 水 平 分 辨 率 為 6 km，格點(diǎn)為 346 × 286，區(qū)域中心位于 32. 6°N， 120. 0°E( 圖 1) 。垂直方向?yàn)榈匦胃S坐標(biāo)，共 40 層，模式頂為 10 hPa。3 層網(wǎng)格均使用 WSM6 微物理方案。輻射過程采用 RRTM 長(zhǎng)波方案及 Dudhia 短波方案，陸地過程采用 5 層熱量擴(kuò)散方案，邊界層采用 YSU 參數(shù)化方案，d01 和 d02 選用 Kain-Fritsch 對(duì)流參數(shù)化方案，d03 不使用積云參數(shù)化方案。初始場(chǎng)及 d01 側(cè)邊界條件由 NCEP /FNL 1° × 1°逐 6 h 再分析資料提供。圖 1 模擬區(qū)域示意圖，d02 為實(shí)線區(qū)域，d03 為虛線區(qū)域

　　2 天氣實(shí)況及環(huán)流形勢(shì)分析

　　16 日夜間至 17 日早上，受東南氣流帶來的高濕及夜間輻射降溫等因素共同影響，華東中部至北部，浙江、江蘇、上海、山東東南部等出現(xiàn)平流霧，能見度最低 300 m。大霧對(duì)虹橋、浦東、寧波、溫州、青島等沿海機(jī)場(chǎng)航班起降造成較大影響。

　　環(huán)流形勢(shì)場(chǎng)上，16 日白天近地面華東大部為高壓后部控制，高壓中心位于東部海上，淺層切變位于蘇皖中部。隨著切變線南壓，夜里 12 時(shí)華東東部沿海轉(zhuǎn)為東南偏東風(fēng)，風(fēng)速 3 ～ 6 m / s( 圖 2a) 。合適的風(fēng)向風(fēng)速條件把海上暖濕水汽向內(nèi)陸輸送，在遇到冷下墊面后，給華東中部沿海大范圍地區(qū)帶來平流大霧天氣( 圖 2b) 。

　　3 模擬結(jié)果分析

　　3. 1 模擬結(jié)果與實(shí)況對(duì)比霧和云的區(qū)別僅僅在于是否接觸地面[18]，當(dāng)云接地時(shí)即為霧，而霧抬升后形成低云，因此也可 以 用 云 水 混 合 比 來 描 述 霧。 一 般 認(rèn)為[19-20]: 近地面霧的云水混合比范圍為 0. 05 ～ 0. 5 g /kg，本文取 0. 05 g /kg 作為霧區(qū)臨界值來描述此次平流霧的生消過程。

　　在入海高壓后部東南氣流和近海陸地降溫的共同作用下，16 日上半夜 12 時(shí)浙江沿海溫州等地開始出現(xiàn)平流霧，隨后霧持續(xù)發(fā)展變濃，范圍加大并向浙江北部、江蘇南部擴(kuò)展( 圖略) 。至 16 日 16 時(shí)，上海、江蘇無錫，浙江中北部沿海地區(qū)出現(xiàn)平流霧，模擬的云水混合比超過 0. 4 g /kg( 圖 3a) 。實(shí)況中浙江舟山、上海浦東等也出現(xiàn)大霧天氣，能見度降至 1 km 以下( 圖 2c) 。 16 日 18 時(shí)( 圖 3b) ，模擬的云水混合比出現(xiàn)最大值為 0. 5 g /kg，霧區(qū)范圍較大，華東中至北部沿海大部分地區(qū)都出現(xiàn)了大霧天氣，這跟同時(shí)刻實(shí)況中霧區(qū)分布一致( 圖 2b) 。隨后大霧范圍不斷擴(kuò)散，濃度維持，浙江中北部沿海地區(qū)，江蘇大部地區(qū)，上海，山東南部等被平流大霧包圍( 圖 3c，3d) 。17 日 02 時(shí)之后，隨著地面冷空氣擴(kuò)散以及輻射增溫，華東中至北部沿海大霧區(qū)逐漸減弱消散。

　　綜上可知，中尺度 WRF 模式能較好的模擬出此次平流霧天氣過程的生消演變。模擬資料可靠，可進(jìn)一步用于平流霧的成因分析。

　　3. 2 平流霧成因分析

　　3. 2. 1 模擬環(huán)流形勢(shì) 2016 年 3 月 16 日 12 時(shí)華東沿海大霧發(fā)生前( 圖 4) ，模擬得到的華東沿海為高壓后部東南偏東氣流，風(fēng)速 3 ～ 6 m /s，滿足平流霧發(fā)生的風(fēng)場(chǎng)條件，這與白彬人等研究中國(guó)近海沿岸平流霧得出的天氣形勢(shì)一致[21]。從溫度場(chǎng)分布看，海上溫度普遍高于華東沿海陸地，相比而言華東沿海陸地地區(qū)成為冷下墊面。暖濕東南氣流在合適的風(fēng)向風(fēng)速條件下向內(nèi)陸平流，形成此次華東沿海大范圍的平流大霧天氣過程( 圖 3a—3d) ，這與陳永林等分析上海一次連續(xù)大霧過程的成因分析得出的結(jié)論相一致。因此，從模擬環(huán)流場(chǎng)可以看出，此次大霧天氣過程為入海高壓后部東南氣流平流至冷的大陸下墊面，未飽和濕空氣經(jīng)冷卻達(dá)到飽和而形成的平流霧，為典型的入海高壓后部型平流霧。

　　3. 2. 2 水汽與層結(jié)條件

　　從理論上講，大霧的生成需要凝結(jié)核、水汽和冷卻 3 要素。由于大霧發(fā)生在近地面，一般而言凝結(jié)核條件總能滿足; 冷卻條件在一定的天氣條件下也容易滿足。因此，水汽條件對(duì)大霧的形成至關(guān)重要。圖 5a 為模擬的 2016 年 3 月 16 日 16 時(shí)水汽通量散度分布圖，由圖 5a 可知，大霧發(fā)生時(shí)，華東沿海及內(nèi)陸大部分地區(qū)水汽通量散度在 - 0. 2 ～ - 0. 6 × 10 - 7 g /( cm2 · hPa·s) 之間，為弱的水汽輻合區(qū)域; 并且在大霧維持期間( 16 日 16 時(shí)—17 日 02 時(shí)，圖略) ，華東沿海及內(nèi)陸大部分地區(qū)也都是弱的水汽輻合區(qū)?？梢娝丛床粩嗟某掷m(xù)輸送，是此次平流霧得以發(fā)展和持續(xù)的重要條件之一。

　　合適的層結(jié)是平流霧形成的重要條件之一。張禮春等[22]在分析南京冬季濃霧的邊界層特征與數(shù)值模擬分析后得出，大霧發(fā)展過程中近地層逆溫變化對(duì)霧的生消有很大的作用。圖 5b 為 31. 9°N，121. 6°E 處模擬的溫度時(shí)間- 高度剖面圖，從圖上可以看出，在大霧發(fā)生前 ( 16 時(shí)前) ，近地層存在弱的逆溫層，高度低于 50 m; 隨著海上暖濕東南氣流不斷輸送至內(nèi)陸，逆溫層的強(qiáng)度和高度不斷加強(qiáng); 華東中部出現(xiàn)平流霧時(shí)( 圖 5b 的 16 時(shí)) ，逆溫層垂直溫差達(dá) 1. 5 ℃，高度伸展到 100 m 以上。在大霧維持期間( 16 日 16 時(shí)—17 日 01 時(shí)) ，華東沿海邊界層內(nèi)逆溫層不斷加強(qiáng)并維持，高度最高伸展至 400 m，最大溫差 2. 5 ℃ ; 深厚逆溫層阻止水汽向上輸送，僅在近地面層內(nèi)輻合上升，再加上地面降溫作用，水汽凝結(jié)成霧滴，使能見度不斷降低。02 時(shí)之后，逆溫層被破壞，華東沿海大霧逐漸消散，能見度上升至 1 km 以上。可見近地面逆溫層對(duì)此次華東沿海平流霧發(fā)展和維持具有重要作用。

　　3. 2. 3 動(dòng)力條件

　　沈俊等[23]在總結(jié)虹橋機(jī)場(chǎng)能見度變化特征、孫丹等[24]對(duì)我國(guó)大陸地區(qū)濃霧發(fā)生頻數(shù)的時(shí)空分布進(jìn)行研究后得出，動(dòng)力抬升也是形成大霧的重要條件之一。張恒德等[25]在一次華東地區(qū)大范圍持續(xù)霧過程的診斷分析后得出，低層輻散、負(fù)渦度及弱的垂直上升運(yùn)動(dòng)是形成霧的動(dòng)力條件。圖 6 為 31. 9°N，121. 6°E 處渦度、散度、垂直速度的時(shí)間-高度剖面圖。從圖 6a 可以看出，大霧發(fā)生前，低層 300 m 高度以下為輻散區(qū)域，強(qiáng)度大于 - 0. 4 × 10 - 5 s - 1 ，對(duì)應(yīng)的垂直速度為弱的下沉運(yùn)動(dòng)，速度為 - 0. 005 m /s，下沉運(yùn)動(dòng)有利于氣層增溫，有助于淺層逆溫層的形成。16 時(shí)之后，100 m 高度以下出現(xiàn)明顯的正渦度區(qū)域，同時(shí)垂直速度逐漸轉(zhuǎn)為正值，表明 100 m 高度及以下有弱的輻合抬升運(yùn)動(dòng)，100 ～ 400 m 高度負(fù)渦度區(qū)域維持。這種淺層輻散下沉，地面輻合上升結(jié)構(gòu)在 100 m 高度以下形成逆溫層( 圖 5b) ，并且近地面水汽的輻合上升也有利于大霧的凝結(jié)生成和維持。在大霧維持期間( 16 日 16 時(shí)—17 日 00 時(shí)) ，邊界層內(nèi)一直有弱抬升運(yùn)動(dòng)，23 時(shí)出現(xiàn)正負(fù)渦度中心，最大強(qiáng)度分別超過 5 × 10 - 5 s - 1 和 - 5 × 10 - 5 s - 1 ，抬升高度伸展到 300 m，此時(shí)能見度最低降至 300 m。之后 100 m 高度以下開始出現(xiàn)負(fù)渦度，有弱的輻散下沉運(yùn)動(dòng)，逆溫層結(jié)被破壞，大霧逐漸消散，能見度開始上升至 1 km 以上。從圖 6b 散度時(shí)間-高度剖面圖上也可以看出，大霧發(fā)生前地面至 400 m 高度為一致正散度，中心強(qiáng)度大于 3 × 10 - 5 s - 1 ，為輻散下沉運(yùn)動(dòng)，有利于氣層增溫。大霧形成及維持期間近地面為負(fù)散度，有弱輻合抬升運(yùn)動(dòng)。23 時(shí)后 200 m 高度以下開始出現(xiàn)明顯正散度下沉運(yùn)動(dòng)，大霧逐漸減弱。散度場(chǎng)分析得出結(jié)論與渦度場(chǎng)相一致。

　　綜合圖 6 分析可知，100 ～ 400 m 高度大規(guī)模的輻散下沉運(yùn)動(dòng)有利于大氣增溫，配合地面至 100 m 輻合上升運(yùn)動(dòng)，在邊界層內(nèi)形成逆溫層。并且輻合上升運(yùn)動(dòng)把水汽向上抬升，在逆溫層的阻擋下，水汽不斷積累達(dá)到飽和形成大霧。可見動(dòng)力條件對(duì)大霧生成和維持具有重要作用。

　　4 結(jié) 語

　　本文利用常規(guī)氣象觀測(cè)資料、NCEP /FNL 1° × 1°逐 6 h 再分析資料等，結(jié)合中尺度數(shù)值模式 WRF 對(duì)2016 年3 月16—17 日發(fā)生在華東沿海的一次大范圍平流霧成因進(jìn)行數(shù)值模擬研究，主要結(jié)論如下:

　　1) 中尺度數(shù)值模式 WRF 模擬出的大霧生消演變與實(shí)況比較接近，表明 WRF 在平流霧預(yù)報(bào)及模擬方面有潛在實(shí)力，并且云水混合比能較好的反應(yīng)大霧區(qū)的生消演變。

　　2) 此次平流霧為典型的入海高壓后部型。從模擬環(huán)流場(chǎng)可以看出，此次大霧天氣過程為入海高壓后部東南氣流平流至冷的大陸下墊面，未飽和濕空氣經(jīng)冷卻達(dá)到飽和而形成的平流霧。

　　3) 造成此次華東沿海大范圍平流霧的主要原因在于源源不斷的水汽輸送、低層逆溫層維持、動(dòng)力 條 件 等。在大霧維持期間 ( 16 日 16 時(shí)—17 日 02 時(shí)) ，華東沿海及內(nèi)陸大部分地區(qū)為弱的水汽輻合區(qū)，水汽源源不斷的持續(xù)輸送，是此次平流霧得以發(fā)展和持續(xù)的重要條件之一。邊界層內(nèi)逆溫層維持，阻止水汽向上輸送，僅在近地面層內(nèi)輻合上升，再加上地面降溫作用，水汽凝結(jié)成霧滴，使能見度不斷降低。動(dòng)力條件對(duì)大霧形成與維持也具有重要作用，100 ～ 400 m 高度大規(guī)模的輻散下沉運(yùn)動(dòng)有利于大氣增溫，配合地面至 100 m 輻合上升運(yùn)動(dòng)，在邊界層內(nèi)形成逆溫層。并且輻合上升運(yùn)動(dòng)把水汽向上抬升，在逆溫層的阻擋下，水汽不斷積累達(dá)到飽和形成大霧。

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