气象学报  2019, Vol. 77 Issue (1): 111-128   PDF    
http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2018.041
中国气象学会主办。
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郭丽君, 郭学良, 栾天, 吕恺. 2019.
GUO Lijun, GUO Xueliang, LUAN Tian, LÜ Kai. 2019.
云辐射效应在华北持续性大雾维持和发展中的作用
The role of cloud radiative effect in the maintenance and development of persistent heavy fog events in northern China
气象学报, 77(1): 111-128.
Acta Meteorologica Sinica, 77(1): 111-128.
http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2018.041

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2017-12-06 收稿
2018-05-10 改回
云辐射效应在华北持续性大雾维持和发展中的作用
郭丽君1, 郭学良1, 栾天1, 吕恺2     
1. 中国气象科学研究院云雾物理环境重点实验室, 北京, 100081;
2. 美国怀俄明大学大气科学系, 拉勒米, 82071
摘要: 观测研究发现华北地区的持续性大雾天气通常伴随高层云的存在,具有云-雾共存结构特征,为揭示云在持续性大雾维持和发展中的作用,利用中尺度数值模式WRF,结合华北雾霾观测试验期间的卫星、探空、地面观测、系留气艇、微波辐射计等观测资料,研究了2011年12月3—6日和2013年1月28—31日两次华北持续性大雾天气形成和发展演变过程。在模拟与观测对比检验研究的基础上,重点开展了云辐射效应在大雾维持和发展中作用的探讨。研究结果表明:两次大雾过程持续时间超过48 h,近地面具有偏南暖湿平流,在持续性大雾发展过程中,均出现了由单层雾发展为云-雾共存结构,一般是雾形成24 h以后有中高云移到雾层之上,云底高度在3 km以上,云厚超过3.5 km,云中以冰晶和雪晶为主。白天云-雾共存结构出现后,云-雾的反照率效应使地表接收的短波辐射减少71%—84%,地面增温效应显著减小,从而阻碍了大雾的消散过程,使大雾天气得以维持,同时由于云-雾产生的温室效应,湍流过程加强,使地面雾向上扩展,雾在稳定层内维持;夜晚云-雾共存时,由于云-雾温室效应使地表净长波辐射增大超过70 W/m2,导致地面长波辐射冷却过程减弱,并不利于雾的加强,但云对雾的增温效应有利于混合层内的湍流扩散过程,促使雾在更高的空间内得以维持。可见,在云-雾共存结构中,云辐射效应有利于低层大雾的长时间维持,对持续性大雾的形成和发展产生了重要作用。
关键词: 云辐射效应     持续性大雾     云-雾共存结构     数值模拟    
The role of cloud radiative effect in the maintenance and development of persistent heavy fog events in northern China
GUO Lijun1, GUO Xueliang1, LUAN Tian1, LÜ Kai2     
1. Key Laboratory for Cloud Physics, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081, China;
2. Department of Atmospheric Science, University of Wyoming, Laramie 82071, Wyoming, USA
Abstract: Observations have shown that persistent heavy fog events in northern China are usually accompanied by the presence of clouds above the fog and characterized by co-existing clouds and fog. Combined with satellite, radiosonde and ground observations, tethered balloon soundings, and microwave radiometer data, the mesoscale model WRF is applied to investigate the role of cloud radiative effect in the maintenance and development of two persistent fog events occurred on 3-6 December 2011 and 28-31 January 2013, respectively. Horizontal distributions of fog and clouds as well as vertical profiles of temperature and relative humidity from the WRF simulations are compared with and verified against observations. The results indicate that the persistent fog processes lasted for more than 48 hours and accompanied by southward warm moist advection at lower levels near the ground. During the development of heavy fog events, the single-layer fog gradually developed into a cloud-fog coexisting state. The middle and high clouds with ice and snow particles covered the foggy area 24 hours after the fog formed. The cloud base was above 3 km height, and the cloud thickness was larger than 3.5 km. During the daytime, due to the co-existence of clouds and fog and enhanced solar radiation reflection by the clouds and fog, the solar radiation at the surface was greatly reduced by 71%-84%. This weakened the surface warming and prevented the fog from dissipating. Meanwhile, the greenhouse effect caused by the clouds and fog enhanced the turbulent mixing, which promoted the fog to extend upward and maintain in the stable layer. At the nighttime, longwave radiative cooling at the surface was reduced due to the greenhouse effect of the clouds and fog, and the surface net radiation increased by more than 70 W/m2. This was not conducive to further development of the fog event. However, the enhanced turbulent diffusion process due to the greenhouse effect of clouds and fog was favorable for the development of the fog event in the vertical direction. Thus, the presence of clouds above the fog plays an important role in the maintenance and development of the long-lasting fog event through cloud radiative effect.
Key words: Cloud radiative effect     Persistent fog events     Co-existing structure of clouds and fog     Numerical simulation    
1 引言

雾的生消发展会受到很多因素的影响, 如辐射、湍流、天气系统和局地气象因素(温、压、湿、风, 地表结构和湿润情况)等。一些研究表明, 当云与雾共存时, 云的辐射效应会对雾产生加强或减弱影响。辐射雾通常是在晴空条件下地面长波辐射降温形成的, 其发展是辐射降温和湍流混合的平衡态(Roach, et al, 1976)。低云的覆盖会增加入射地面的长波辐射, 强烈地减少地面和雾顶长波辐射冷却, 并不利于辐射雾的发展。地面接收的净辐射变化会影响雾的微物理结构(赵丽娟等, 2012)。一般而言, 太阳短波辐射的加热作用会导致辐射雾的消散(Vehil, et al, 1989), 短波辐射透过雾层后被地面吸收, 造成地面辐射加热, 雾从地面自下而上消散(李子华等, 2008)。Roach等(1976)在辐射雾的观测中发现片状层积云移到雾区之上, 从雾顶开始雾层逐渐变薄, 随着风速增大天空放晴。随后Brown等(1976)对这次雾进行了数值模拟研究, 在模式顶增加了大气窗区内下行的辐射, 能模拟出云的持续影响, 云出现后, 由于云体向下的长波辐射, 使雾顶的辐射冷却率下降了0.3℃/h, 雾层下部由1℃/h的冷却率转变成1.5℃/h的增温率。由于云的温室效应导致地面射出净辐射能流密度从70 W/m2降低到18 W/m2, 雾上部的冷却辐射使局部仍有发展, 但地面的升温使得热量向上传播, 到达一定程度时难以维持雾的发展。片状云的入侵削弱了雾顶的辐射冷却, 雾的净辐射冷却被地面加热所取代, 通过涡动扩散向上传输热量, 先有小雾滴的减少, 后有大雾滴的沉降, 最终导致雾消散(Choularton, et al, 1981; Roach, 1995)。

Duynkerke(1999)在荷兰雾的观测中发现雾上空有1/8—3/8的云量, 为研究云对雾的影响, 在数值模式对照试验中添加了云底为1600 m、液水路径为3 g/m2的云模拟。研究发现夜晚地表的净辐射能流密度比只模拟雾时(不考虑云的影响)高20 W/m2。云层越低, 云底温度就愈高, 地面和雾顶接收的逆辐射就愈大, 雾消散得越快。设置云通量为10 W/m2(卷云)到50 W/m2(层积云)以代表不同类型的云, 在敏感试验中发现, 整夜有云覆盖的情况下, 卷云(10 W/m2)和30 W/m2的云通量改变分别推迟雾形成1和5 h, 而层积云(50 W/m2)会阻止雾形成; 若在模拟开始之后的6.5 h模拟云量为0, 1 h后雾即形成; 若已有雾存在, 在模拟开始之后的6 h云层覆盖, 卷云(10 W/m2)对雾的发展没有明显影响, 30和50 W/m2的云通量会导致雾在几小时后衰减甚至消散(Bergot, et al, 1994)。云层覆盖比太阳辐射的消雾作用大, 在秋冬季太阳辐射被雾顶吸收仅2%—3%, 增温远小于雾顶的辐射冷却, 所以日出以后, 雾层仍可发展、增厚(李子华等, 2008)。辐射雾在白天发展时, 既要考虑云的保温效应, 还要考虑反照率效应。尹球等(1994)在数值研究辐射雾的生消机制时发现, 1.5 km高度处的云层能有效阻止雾的形成并加快雾的消散, 而4.5 km高度处的云层未能阻止雾的形成反而阻碍了雾的消散。

云的产生也会导致其他一些类型雾的形成和发展。在伊利诺斯伴有低云和降水的陆地浓雾的气候学统计中发现, 57%的雾都有低云的存在, 红外云图显示, 发展深厚的云随着低压系统演变成低云, 而低云的辐射降温促进了凌晨浓雾的形成(Westcott, et al, 2009)。在边界层内, 层云和雾可以相互转化, 在春秋季纽约雾和巴黎雾的统计中, 云接地雾是最典型的类型, 湍流过程与云及地面冷却降温的耦合是云接地的一种可能性(Tardif, et al, 2007; Haeffelin, et al, 2010; Dupont, et al, 2012)。在层云接地的过程中, 云顶的辐射降温会引起云内的不稳定, 冷却的空气和云滴以湍流涡动的形式向下传输, 云底之下蒸发的水汽在冷却的环境下导致层云接地(Oliver, et al, 1978; Pilié, et al, 1979)。在安大略湖浓雾的研究中, 地面和卫星观测发现云可能与雾的发生有关, “雾自天空下陷”的现象说明了层云向雾的转化可能是雾的一种触发机制, 模式研究表明, 湖岸发展的陆面风的辐合和持续湿平流的输送是雾的形成机制, 但雾和云是独立形成的(Pagowski, et al, 2004)。杨军等(2010)在一次南京浓雾的观测研究中发现, 低云不断下伸, 贴地雾层不断抬升, 促进了雾的发展。Ye等(2015)认为平流雾的持续通常与层云的出现有关, 云阻止了因太阳辐射加热导致雾的消散。

由此可见, 云对大气短波和长波辐射传输的影响会间接改变大气的动力和热力过程。云的存在增大了反射回太空的太阳辐射通量的百分比, 这个效应称为太阳辐射的反照率效应, 减少了地气系统获得的太阳通量, 并造成系统冷却。另外, 云通过吸收地表和云下大气发射的红外通量, 同时以温度较低的云顶发射热辐射, 从而减少了向太空发射的热辐射, 这个效应称为红外辐射的温室效应。云的辐射性质与宏观特征、微物理特征(相态、粒径、含量等)以及气溶胶和降水等因素密切相关(Liou, 2004)。温室效应主要取决于云量和云顶高度, 云位置越高, 增加的水汽路径会增强向下的红外通量, 温度更低的云顶作为出射面放出的红外辐射更少, 具有正反馈效应。李娟等(2005)利用卫星资料进行大气冰核浓度对冷云辐射特性的影响分析中发现, 北京地区的能见度(气溶胶浓度)和冷云反照率成反相关, 说明冷云反照率很可能是受到冰核浓度变化的影响。因此, 云的反照率效应和红外温室效应对地气系统的共同作用决定了冷却还是加热, 从而对天气和气候变化产生重要影响(Ramanathan, et al, 1983; Ramanathan, 1987; Chen, 2002; Stephens, 2005)。

雾的辐射特性由雾的微物理结构所决定, 同时雾的发展也会受到自身辐射过程的影响。雾微物理结构变化对太阳短波辐射反照率产生影响, 主要受雾滴数浓度、平均半径和液态水含量的影响, 雾滴数浓度和液态水含量每增加100 cm-3和0.001 g/m3, 引起太阳短波反照率的增量分别为5.29×10-3和1.18×10-4 (赵丽娟等, 2012)。雾一旦形成, 会产生向上和向下的长波辐射, 增加地面接收的长波辐射能量, 减弱地面的降温率。同时雾顶的辐射冷却是其发展的重要原因(何晖等, 2009), 雾顶长波辐射冷却与雾滴凝结增长之间存在一种正反馈机制, 长波辐射冷却使大气达到过饱和, 进而导致雾滴凝结增长, 雾滴凝结增长又会增强雾顶的辐射冷却降温(Haeffelin, et al, 2010)。Duynkerke(1999)对比浅层辐射雾和深厚雾层的辐射特性, 认为深厚雾层对长波辐射的光学不透明性较强, 雾顶的辐射冷却会引起对流, 而浅层辐射雾的长波辐射冷却重要性相对减弱。

研究发现, 华北持续性大雾天气往往是平流雾, 并且大部分具有云-雾共存结构(郭丽君等, 2016)。但云在这种持续性大雾中的作用和影响如何, 相关的研究很少。文中利用WRF模式模拟研究了2011年12月3—6日和2013年1月28—31日华北两次持续性大雾天气的形成和发展演变过程, 在模拟与观测对比检验研究的基础上, 重点开展了云辐射效应在大雾维持和发展中作用的研究, 有助于提高云辐射效应对雾发展和维持机制的认识。

2 观测数据与模式设置

在气象行业专项“京津地区低能见度雾、霾天气监测与预报研究”支持下, 2011年秋冬季在涿州开展了雾霾综合观测试验, 2009—2013年在北京持续开展了雾霾常规观测试验, 获取大量华北地区持续性大雾天气过程的观测资料。雾的持续性发展通常与天气系统、边界层条件和气溶胶含量等因素密切相关(曹伟华等, 2013), 通过以往的观测分析发现大雾的发展过程中都具有云-雾共存的垂直结构特征(郭丽君等, 2016), 在此选取2011年12月3—6日在河北涿州和2013年1月28—31日在北京观测到的两个持续性平流大雾过程, 采用WRF模式研究了云的辐射效应对雾维持和发展的影响。

2011年12月3—6日是2011年12月1—7日在河北涿州观测的持续性雾-霾混合天气的第2次过程, 具有持续性大雾形成、发展和减弱的完整阶段(Guo, et al, 2015), 该次过程为平流雾, 4—5日950 hPa高度先后有西南、东南暖湿平流移经华北地区冷下垫面形成大雾, 其中5日以后有云的覆盖影响, 直至雾减弱。2013年1月28—31日在北京观测到受西南暖湿平流影响下的持续性平流雾过程, 影响范围涉及华北东南部、山东和河南北部, 30日有云层覆盖华北地区, 31日产生降水(郭丽君等, 2016)。

采用WRFv3.4模式, 使用1°×1°的美国环境预报中心(NCEP)FNL全球再分析资料模拟了2011年12月3—6日和2013年1月28—31日的持续性大雾天气。2个大雾个例(2011case和2013case)模拟中除了研究区域不同均采用了相同的参数设置, 为了显现边界层内雾和高层云的垂直结构(杨悦等, 2016), 垂直分层设置为62层, 研究区域的地形和双层嵌套区域见图 1, 时空分辨率和参数化方案见表 1

图 1 研究区域的地形高度(色阶, 单位:m)和模式嵌套区域示意 (d01和d02分别表示外层嵌套和内层嵌套) Figure 1 Terrain height (shaded, unit: m) in the study area and the double nested domain for the simulation of the 2011 and 2013 cases (The outer and inner domains are denoted by d01 and d02, respectively)
表 1 模式参数化设置 Table 1 Model configurations for the simulation of the 2011 and 2013 cases
参数 2011个例 2013个例
模拟时间(北京时) 2011年12月3日20时—6日02时 2013年1月28日08时—31日02时
时间分辨率 3 h(d01); 1 h(d02) 3 h(d01); 1 h(d02)
模拟中心 39.48°N, 115.97°E 39.95°N, 116.33°E
格点数 241(d01); 241(d02) 241(d01); 241(d02)
空间分辨率 3 km(d01); 1 km(d02) 3 km(d01); 1 km(d02)
垂直分层 62 62
大气层顶高 100 hPa 100 hPa
云物理方案 Morrison Morrison
长波辐射方案 CAM CAM
短波辐射方案 CAM CAM
陆面方案 Thermal Thermal
边界层方案 QNSE QNSE
① eta层的设置:1.000, 0.998, 0.995, 0.992, 0.989, 0.987, 0.984, 0.981, 0.978, 0.974, 0.971, 0.968, 0.965, 0.961, 0.957, 0.953, 0.948, 0.945, 0.941, 0.937, 0.933, 0.929, 0.924, 0.919, 0.914, 0.909, 0.904, 0.896, 0.886, 0.867, 0.848, 0.823, 0.798, 0.772, 0.747, 0.722, 0.697, 0.671, 0.646, 0.621, 0.596, 0.570, 0.545, 0.520, 0.495, 0.469, 0.444, 0.420, 0.394, 0.368, 0.343, 0.318, 0.293, 0.267, 0.242, 0.210, 0.175, 0.141, 0.091, 0.061, 0.020, 0.000。

用于数值模式检验的数据有Terra-MODIS的可见光云图, 风云2E静止气象卫星(FY-2E)的黑体亮温(TBB)数据、以及北京南郊的探空数据。2011年的观测个例中使用了位于涿州观测点的系留气艇数据、Radiometrics的微波辐射计MP-3055 A数据和涿州气象站的小时温度数据, 2013年观测个例中使用了位于北京观测点的微波辐射计MP-3069 A数据和海淀气象站的小时温度数据。

3 数值模拟结果验证 3.1 雾区水平分布的对比分析

2011年12月3—6日持续性大雾过程中4日01时—5日11时(北京时, 下同)是雾形成和发展的重要阶段(Guo, et al, 2015), 从4日10时50分的Terra-MODIS可见光云图可知(图 2a), 雾区主要分布在北京东南部、天津和河北中部, 由于雾的反照率较大图像呈现表面光滑均匀且色调亮白的特征。河北最南部为云区, 其特点是色调亮白、纹理清晰, 难以判断云层之下是否有雾存在。从模式模拟的云区分布情况(图 2b)来看, 受地形、雾体厚度和选择海拔高度影响, 100 m高度雾区范围偏小, 但整体范围较为一致, 特强浓雾区主要集中在天津和北京南部边缘, 最大液态水含量超过0.3 g/kg, 河北南部的液态水含量基本在0.2 g/kg左右。

图 2 Terra-MODIS可见光云图(a、c)和模式模拟的0.1 km高度雾液态水含量Qc(色阶, 单位:g/kg)(b、d)的水平分布 (a.2011年12月4日10时50分, b. 2011年12月4日11时, c. 2013年1月29日13时30分, d. 2013年1月29日14时) Figure 2 The visible cloud image of Terra-MODIS (a, c) and horizontal distributions of fog water mixing ratio Qc (shaded, unit: g/kg) (b, d) at the height of 0.1 km (a. 10:50 BT 4 December 2011, b. 11:00 BT 4 December 2011, c.13:30 BT 29 January 2013, d. 14:00 BT 29 January 2013)

2013年1月28—31日的持续性大雾过程中, 雾的形成时间是1月28日23时, 从29日13时30分的可见光云图(图 2c)来看, 雾区主要集中在北京、天津、河北的东南部和山东等地, 且无云覆盖, 即使在午后雾减弱的趋势中雾区影响范围仍较广泛。模式模拟的雾区范围与卫星云图具有很好的一致性, 100 m高度处天津和河北的东南部特强浓雾区的液态水含量在0.25—0.35 g/kg (图 2d), 该次雾过程影响范围较大且浓度较强。

3.2 云区水平分布的对比

在2011年的个例中, 12月5日凌晨云区已经影响到研究区域, 云系呈西南—东北走向, 处于发展趋势中。到14时, 盾状云系已经完全覆盖河北地区, 该云系位于400 hPa槽前西南气流的控制区内, 具有不均匀的丝缕状纹理, 属于卷云的特点。对比TBB和水成物混合比的水平分布(图 3ab)可见, TBB低值区和7.5 km高度处水成物混合比高值区具有很好的一致性, 北京及附近地区最低TBB低于-37℃, 而水成物混合比超过0.1 g/kg, 较上午云厚和水成物含量都有所发展。

图 3 FY-2E卫星黑体亮温(TBB, 单位:℃)(a、c)和7.5 km水成物混合比(Qt, 单位:g/kg)(b、d)的水平分布 (a、b.2011年12月5日14时, c、d. 2013年1月30日08时) Figure 3 Horizontal distributions of Blackbody Bright Temperature (TBB, unit: ℃) of FY-2E (a, c) and simulated hydrometeors mixing ratio (Qt, unit: g/kg) at the height of 7.5 km (b, d) (a, b. 14:00 BT 5 December 2011, c, d. 08:00 BT 30 January 2013)

在2013年云-雾过程中, 30日覆盖京津冀地区的云区分散且不均匀。08时云系是400 hPa位于河套地区低压槽的槽前云系, TBB的低值区主要分布在内蒙古、河北和辽宁三省区的交界处和渤海湾附近, 北京大部分地区有云覆盖, 观测点处的TBB低至-40℃左右(图 3c)。对应模式模拟的水成物含量的水平分布(图 3d)可见, 模拟区内的云呈丝缕状, 具有卷云的特点。北京地区模拟的云盖范围和水成物高值区与TBB的低值区一致, 7.5 km高度处的水成物混合比超过0.01 g/kg。

3.3 观测点处大气垂直廓线的对比

被检验的模式垂直廓线数据均采用以观测点为中心6 km×6 km的区域平均数据。图 4是利用北京南郊的探空数据检验在涿州观测点WRF模拟的温、湿度廓线。2011年12月4日08时模拟的地面逆温和12月5日08和20时模拟出的高空逆温都与探空探测的结果具有很好的一致性(图 4a)。4日08时探空的湿度廓线垂直波动较大, 近地面200 m以下已经达到饱和(相对湿度接近90%), 但模拟的雾顶偏低, 高度在100 m左右(相对湿度接近100%), 800 m附近探测和模拟的高相对湿度较为一致(图 4b)。5日探测和模拟相对湿度的一致性表明, 发展到5日08时, 雾顶高度超过1 km, 20时雾顶高度已突破2 km。

图 4 涿州(a、b)和北京(c、d)观测站处南郊探空观测(实线)和模式模拟(虚线)的温度(单位:℃)(a、c)和相对湿度(单位:%) (b、d)的廓线对比 Figure 4 Comparison of temperature (unit: ℃) (a, c) and relative humidity (unit: %) (b, d) between radiosonde observations (solid curves) and model simulations (dashed line) at Zhuozhou (a, b) and Beijing (c, d)

2013年个例(图 4cd)中, 选择雾演变过程中4个重要时刻2013年1月29日08和20时、30日08和20时, 模拟的温、湿度和实际探测结果的变化趋势几乎一致。观测和模拟的温度廓线共同反映出0.5—1.6 km的高空逆温, 且随着时间的推移高空逆温不断升高。观测和模拟的高相对湿度指示出雾在垂直方向的发展情况, 在36 h内探空的雾顶高度(相对湿度近90%)从0.4 km上升到1.0 km, 而模拟的雾顶高度(相对湿度为100%)从0.5 km上升到0.8 km。

图 5是利用涿州观测站处系留气艇检验模式模拟的1 km以下的温、湿度廓线。两种温度资料一致地反映出2011年12月3日傍晚到4日凌晨的地面逆温、4日12—18时以及5日凌晨近地面的增温情况(图 5ac)(郭丽君等, 2015)。对应相对湿度廓线资料可知(图 5bd), 4日01时前后雾形成, 午后雾减弱, 同时模式模拟出了4日白天的高层(0.6—1.0 km)逆湿, 逆湿强度较系留气艇探测的更强。4日傍晚到5日凌晨200 m以上有冷空气侵入边界层内, 而模式模拟的冷空气侵入高度略高且持续时间更久, 但是冷空气强度和系留气艇探测的结果较为一致, 这次冷空气是受1000 hPa内蒙古地区高压底部东北弱冷平流的影响。结合涿州观测点处系留气艇温、湿、风廓线资料(Guo, et al, 2015), 4日09时以前是边界层内有西南暖湿平流影响, 09时以后转为东南暖湿平流, 从5日开始近地面东北冷空气的楔入有利于近地面雾的冷却, 直到5日午后雾减弱。

图 5 涿州观测站处1 km高度内系留气艇(a、b)和模式模拟(c、d)的温度(单位:℃)(a、c)和相对湿度(单位:%)(b、d)的时空剖面对比 Figure 5 Comparison of time-height distributions of temperature (unit: ℃) (a, c) and relative humidity (unit: %) (b, d) below 1 km height between tethered balloon soundings (a, b) and model simulations (c, d) at Zhuozhou

微波辐射计的数据具有高时空分辨率特征, 用于检验模式模拟的10 km内温、湿度特征变化。暖湿平流为云-雾发展提供了充足的水汽条件, 高湿区域扩展到1.5 km(图 6b), 同时5日上午0.5—1.5 km有逆温层为雾的持续发展提供了稳定的边界层结构(图 6a)。微波辐射计反演的高相对湿度区呈现双层的特点, 从5日02时开始说明已经有云系影响到观测位置, 雾顶高度升高至1 km以上, 且云-雾共存, 并持续到6日(图 6b)。从图 6d可知模式模拟的相对湿度没有明显分层特点, 5日02时开始7 km以上相对湿度大于50%, 5日09时2 km处相对湿度大于90%。在过冷区内指示饱和区域的相对湿度阈值偏小, 但水汽饱和度已经到达冰晶过饱和度, 模拟出的水成物分布说明5日02时以后雾顶升高和云-雾共存的现象。由于微波辐射计的反演数据依赖于历史探空数据样本, 反演出的饱和区位置情况受样本的限制。

图 6 涿州观测站10 km高度内微波辐射计(a、b)和模式模拟(c、d)的温度(单位:℃) (a、c)和相对湿度(单位:%)(b、d)的时空剖面对比 Figure 6 Comparison of time-height distributions of temperature (unit: ℃) (a, c) and relative humidity (unit: %) (b, d) below 10 km height between microwave radiometer observations (a, b) and model simulations (c, d) at Zhuozhou

在2013年个例中, 从微波辐射计和模式模拟的温度时空剖面(图 7ac)的对比来看, 两者结果一致, 表明28日下午边界层内的增温、28日傍晚到29日凌晨的地面逆温, 以及29—30日0.5 km以上的高空逆温, 但模拟的逆温强度更强。从28日傍晚到29日, 逆温从地面发展到高空, 从29日03时到31日02时逆温位于0.5—1.5 km高度, 暖湿平流输送持久, 对应近地面雾区的持续发展清晰可见。对应相对湿度时空剖面(图 7bd)可见, 雾形成于地面逆温最强、降温率最大的时刻, 在垂直方向上不断发展, 模拟的雾顶高度低于微波辐射计的观测值, 但是在指示雾发展的趋势上具有很好的一致性。微波辐射计观测的起雾时间晚于模式模拟, 从FY-2E的红外云图(图略)可知, 28日开始已经有雾生成, 模式模拟与实际雾形成的时间更吻合。从30日开始, 微波辐射计的高相对湿度区主要位于5 km高度处(图 7b), 而模式模拟的高相对湿度区厚度较大, 湿度偏小, 但在过冷层中指示了云的存在, 这种差异主要是因为微波辐射计的反演原理造成的。

图 7 北京观测站微波辐射计观测(a、b)和模式模拟(c、d)的6 km高度内温度(单位:℃) (a、c)和相对湿度(单位:%) (b、d)的时空剖面对比 Figure 7 Comparison of time-height distributions of temperature (unit: ℃) (a, c) and relative humidity (unit: %) (b, d) below 6 km height between microwave radiometer observations (a, b) and model simulations (c, d) at Beijing
3.4 近地面温度的对比

图 8给出了气象站观测的逐时温度、微波辐射计反演温度以及模式模拟的温度的时间序列。涿州观测点微波辐射计观测的是距离地面4 m的气温, 北京观测点微波辐射计观测的是距离地面12 m的气温, 所以高处的气温比地表温度变化更为平缓。在2011年个例中, 12月4日10—18时模拟的地表温度比观测温度平均高2℃, 2 m气温同样比观测的气温偏高, 模式高估了地面和空气的升温。其他时间内, 模拟和观测值在变化趋势上较为一致。在2013年个例中, 28日观测和模拟的地表温度和气温较为一致, 29日12时以后模拟的地表温度和气温分别比观测结果低2和2.6℃, 但变化趋势较为一致。两个个例共同反映出, 云-雾出现以后, 温度的整体变化趋势在上升, 日温差(最高温和最低温之差)在降低。

图 8 气象站逐时温度(黑色实线代表地表温度, 红色实线代表气温)、观测点微波辐射计温度(绿色实线)和模式模拟温度(黑色虚线代表地表温度, 红色实线代表 2 m气温)对比 (a.涿州站, b.海淀站) Figure 8 Comparison of temporal evolutions of surface skin temperature TSK and atmospheric temperature Tamt (temperature at 2 m, T2, in the model represents atmospheric temperature) between observations of meteorological stations and microwave radiometers (MWR) and model simulations (the black solid and dotted curves represent observed and simulative TSK respectively, the red solid and dotted curves represent observed Tamt and simulative T2 respectively, the green solid curve represents observed Tamt from MWR) (a. Zhuozhou meteorological station, b. Haidian meteorological station)
4 雾的形成发展及云辐射影响 4.1 雾的形成发展过程

在模式检验的基础上, 使用模式模拟的0.1 km高度雾水含量和气温以及950 hPa风场和气温分析雾的演变过程(图 9)。4日凌晨在西南暖湿平流和地面辐射冷却的作用下雾形成并发展, 但分布区域较小, 08时大部分雾区内的液态水含量超过0.35 g/kg, 950 hPa的气温高于0.1 km高的气温, 涿州观测站已经达到强浓雾级别(观测能见度为84 m)。由于午后地面升温, 17时雾的强度降低且雾区范围减少, 逆温消失。4日950 hPa先后有西南和东南暖湿平流影响, 5日东南暖湿平流影响较强, 同时伴有近地面弱冷空气楔入和高层云覆盖的影响, 雾顶升高, 雾区范围逐渐增大。02时浓雾区的范围主要集中在北京东南部、天津和河北的沿海区域, 北京雾区的液态水含量超过0.3 g/kg, 雾区东南侧逆温明显, 发展到5日08时雾区范围进一步扩大, 强浓雾区主要分布在河北和山东的交界区域, 且雾区东南侧的逆温增强。由于不同方向和强度的暖湿平流影响, 4日和5日的雾在影响范围和强度分布上有明显的差别, 4日浓雾区集中在西南侧, 雾区范围偏小, 5日浓雾区集中在东侧, 雾区范围明显扩大。

图 9 数值模拟的0.1 km高度雾区液态水含量Qc (色阶, 单位:g/kg)、气温(黑色等值线, 单位:℃)和950 hPa风场(风羽)、气温(红色等值线, 单位:℃)的水平分布 (a. 2011年12月4日08时, b. 4日17时, c. 5日02时, d. 5日08时) Figure 9 Simulated horizontal distributions of cloud water mixing ratio Qc (shaded, unit: g/kg) and temperature (black isolines, unit:℃) at the height of 0.1 km and wind (barbs) and temperature (red isolines, unit:℃) at 950 hPa (a. 08:00 BT 4 December 2011, b. 17:00 BT 4 December 2011, c. 02:00 BT 5 December 2011, d. 08:00 BT 5 December 2011)

从2013年1月29—30日雾的水平分布(图 10)来看, 雾区主要分布在华北的东南部和渤海湾地区, 30日较29日雾区的发展范围更大。夜间(02时)较下午(14、17时)的液态水含量更高, 部分地区液态水含量超过0.4 g/kg。从950 hPa(接近雾顶高度)风场判断, 29日02时雾区内风速以2 m/s为主, 风向复杂多变, 到29日17时, 雾区位于高压内, 主要以偏南和偏西风为主, 30日基本上以西南风为主。29—30日, 0.1 km高度和950 hPa形成的逆温很强, 高层的逆温为雾的持续发展提供了稳定的边界层条件, 所以西南暖湿平流的持续输送是雾得以持续发展的主要原因。

图 10 模式模拟的0.1 km高度雾区液态水含量Qc (色阶, 单位:g/kg)、气温(黑色等值线, 单位:℃)和950 hPa风场(风羽)、气温(红色等值线, 单位:℃)的水平分布 (a. 2013年1月29日02时, b. 29日17时, c. 30日02时, d. 30日14时) Figure 10 Horizontal distributions of cloud water mixing ratio Qc (shaded, unit: g/kg) and temperature (black isolines, unit: ℃) at the height of 0.1 km and wind and temperature (red isolines, unit:℃) at 950 hPa (barbs) (a. 02:00 BT 29 January 2013, b. 17:00 BT 29 January 2013, c. 02:00 BT 30 January 2013, d. 14:00 BT 30 January 2013)
4.2 云-雾的辐射影响

地面净辐射同时受到太阳短波辐射和大气、地面长波辐射的共同作用, 使降温率/加热率发生改变, 地面降温率/加热率会直接影响雾的生消发展过程。研究云辐射效应对持续性大雾维持和发展的作用, 首先要了解云和雾的性质及垂直结构特征, 云的辐射效应与其位置、水成物含量、相态等因素密切相关。水成物含量Qt是指云水混合比、冰晶混合比、雪晶混合比、霰混合比和雨水混合比之和。

从2011年12月4—6日的大雾天气演变(图 11a)中可以看到, 此次大雾的持续时间达48 h, 并且部分阶段还伴随中高空云的形成。4日02时因地面辐射冷却地面有轻雾开始形成, 到10时受太阳短波辐射的影响, 雾有减弱趋势, 且雾底抬升, 但并未完全消散。到17时地面雾再次形成, 并且不断加强, 夜间受辐射冷却的影响, 地面形成较浓的雾。到5日02时雾顶高度骤然升高至1 km以上, 同时伴随高空云的形成, 随后雾上层有所加强和发展, 但近地面雾有所减弱, 水成物含量降低, 5日11时前后有弱降水发生, 午后地面雾减弱, 雾底略有抬升, 傍晚雾继续发展。2 km以下水成物基本以液态水为主。对应地面雾的演变过程, 3日20时—4日07时在雾形成前及初期有中高云覆盖, 云中以冰晶和雪晶为主, 水成物含量小于0.06 g/kg。4日从清晨到夜晚空中为无云状态, 地面雾有减弱趋势。从5日02时有高云影响到观测站, 云底高度为6 km左右, 云厚超过4 km, 水成物主要以冰晶为主, 其次是雪晶, 14时云量最高, 水成物含量可达0.15 g/kg。5日天空被云覆盖, 5日20时前后水成物从地面发展到10 km, 模式过高模拟了雪晶。

图 11 2011年12月3—6日涿州站(a)和2013年1月28—31日北京站(b)水成物含量(Qt, 单位:g/kg)的时空剖面 Figure 11 Time-height distributions of hydrometeors mixing ratio (Qt, unit: g/kg) at Zhuozhou during 3-6 December 2011 (a) and at Beijing during 28-31 January 2013 (b)

在2013年的个例中(图 11b), 雾的持续时间为51 h。从1月28日23时雾形成并不断增强, 29日雾持续发展, 午后减弱, 夜间再次增强, 29日22时雾顶高度升高至1 km左右, 且雾持续发展, 随着暖湿平流的不断输送, 雾持续到31日。地面雾主要以液态水为主。对应雾的发展演变过程, 雾在形成前和初期有弱的高云覆盖, 云底高度在6或7 km, 云厚超过3 km, 水成物以冰晶为主, 水成物含量可达到0.03 g/kg。29日基本为无云状态, 23时开始, 有高云覆盖观测点, 云底高度为8或6 km左右, 云厚为3—4 km, 水成物以冰晶为主, 其次是雪晶, 水成物含量可达到0.03 g/kg。从30日05时开始, 高云转为中云, 云底高度3 km, 云厚为3.5 km左右, 水成物以雪晶为主, 其次是冰晶, 水成物含量可达到0.06 g/kg。30日地面雾较强, 且垂直发展, 午后云消散, 雾底上移, 强度减弱, 但随着夜晚的降临雾再次发展。

为定量揭示云-雾的辐射影响, 根据白天和夜晚云-雾的垂直结构, 将雾的演变过程划分为若干阶段(表 2), 分析辐射变化对雾发展的影响。为便于与晴空无云的辐射情况比较, 此处同时给出了晴空地表净辐射Nc, Nc是在晴空条件下与模拟个例具有相同地表和大气环境状况的地表净辐射。

表 2 大雾演变过程的阶段划分 Table 2 Division of the fog evolution stage
个例 单层雾结构 云-雾共存结构
2011个例 白天:2011年12月4日08时—2011年12月4日16时 夜晚:2011年12月5日02时—2011年12月5日07时
夜晚:2011年12月4日17时—2011年12月5日01时 白天:2011年12月5日08时—2011年12月5日16时
2013个例 夜晚: 2013年1月29日18时—2013年1月29日22时 夜晚:2013年1月29日23时—2013年1月30日07时
白天:2013年1月29日08时—2013年1月29日17时 白天:2013年1月30日08时—2013年1月30日14时

地表净辐射N(c)为地表净短波辐射Nsw(c)(下标C代表晴空条件)和净长波辐射Nlw(c)之和, 净短波辐射包括入射地表短波辐射和地表反射短波辐射(Fsw(c)↓和Fsw(c)↑), 净长波辐射包括入射地表长波辐射和地表发射长波辐射(Flw(c)↓和Flw(c)↑)。该研究中定义下行方向为正方向, 净辐射为正代表加热, 为负代表冷却。为便于理解云-雾的辐射影响, 重点分析比较白天无云情况与云-雾共存情况下的辐射差异, 夜晚由于无太阳短波辐射影响, 辐射状况相对比较简单。

图 12给出了地表净辐射, 以及2 m处的气温(T2)、地表温度(TSK)和降温/加热率(地表温度的逐时变化率, 为正代表加热, 为负代表降温)。与晴空状况比较, 云-雾影响下的地表净辐射通量呈现不规则的日变化特征。在12月4日08—16时, 高空无云存在的情况下, 由于太阳短波辐射的影响, 白天雾减弱期的最大含水量仅为0.1 g/kg, 雾层抬升, 但并未完全消散。地表净辐射与晴空时几乎一样, 受太阳短波辐射影响持续升温, 10时地面加热率达到最大。平均地表的净辐射通量密度为192 W/m2, 地表平均温度1.6℃。12月5日08—16时云-雾共存情况下, 雾的发展呈增强趋势, 液态水含量高达0.5 g/kg, 且雾层厚度增加到1.2 km。平均地表净辐射通量密度仅为83 W/m2, 比晴空时减少105 W/m2, 净辐射衰减率为56%。地表平均温度为0.9℃, 日增温幅度降低。由此可见, 白天由于云-雾共存, 产生对太阳短波辐射的强烈反射阻挡作用, 使地表净辐射通量减小, 地表加热率显著减小, 不利于雾的消散。12月4日17时—5日07时为夜间时段, 云-雾的存在增强了大气的保温作用, 云-雾体向地表发射的长波辐射使地表发射的净辐射减小, 导致平均地表净辐射比晴空时增加77 W/m2, 其中云-雾共存时(5日02—07时)比单层雾(4日17时—5日01时)增加了7 W/m2的净辐射, 平均降温率从0.39℃/h降低到0.02℃/h, 雾顶高度从0.5 km升至1.2 km, 后半夜地表温度变化平稳, 近地面雾的液态水含量降低。可见, 夜晚云覆盖对地表的净辐射影响不明显, 虽然夜晚辐射冷却效应显著降低不利于雾的发展, 但云底向雾(雾层和地表可视为一个整体)发射的长波辐射会促进湍流过程, 导致雾层向上发展且近地面雾减弱。TSKN的变化趋势较为一致, TSK落后于N的变化, 两者存在微小的差异(如4日03—08时)可能与地面土壤蒸发、平流的影响和地面雾的发展等局地因素有关。T2的变化趋势几乎和TSK一致, 但落后于TSK的相位, T2低于TSK, 但3日20时—4日00时T2值高于TSK, 与3.3节分析的地面逆温一致。

图 12 地表净辐射能流密度(单位:W/m2)、2 m气温(单位:℃)、地表温度(单位:℃)和降温率(单位:℃/h) (a. 2011年12月4—6日, b. 2013年1月28—31日) Figure 12 Net radiative flux density at the surface (N(c), unit:W/m2), temperature at 2 m (T2, unit:℃), surface skin temperature (TSK, unit:℃) and surface temperature decreasing rate (Rate, unit:℃/h) during 4-6 Dec 2011(a) and 28-31 Jan 2013 (b)

2013年1月29日08—17时单层雾覆盖期间, 雾顶高度为800 m, 雾的液态水含量可达0.35 g/kg, 12时以后雾底略有抬升。由于雾对太阳短波辐射的阻挡作用, 导致地表净辐射为125 W/m2, 较晴空时衰减比例为50%, 地表平均温度-3℃。而30日08—14时云-雾共存期间, 雾的液态水含量高达0.5 g/kg, 雾顶高度为1.0 km, 14时以后雾底抬升。云-雾的反照率效应导致平均地表净辐射仅为80 W/m2, 较晴空时净辐射衰减比例高达75%, 地表升温率明显降低, 宜于大雾的持续发展。1月29日18—22时, 雾向地表发射的长波辐射导致地表净辐射增加, 29日23时—30日07时云-雾覆盖后, 地表净辐射变化不大, 云-雾的保温效应使地面的降温逐渐转变为升温, 地表微弱的升温和云底对雾层的辐射升温效应有利于大雾的垂直发展。TSKT2N的变化趋势几乎一致, 白天T2低于TSK, 28日17时—29日09时, 两者几乎同步, 29日23时—30日06时T2高于TSK, 地面逆温较为明显。对比白天单层雾(29日)和云-雾共存(30日)时日升温幅度分别是4和2℃, 而夜晚单层雾(29日18—22时)和云-雾(29日23时—30日07时)覆盖情况下地表平均温度分别是-4.7和-5.2℃。

两个个例模拟的晴夜地表净辐射分别为-70和-50 W/m2, 与Duynkerke(1999)研究中-60 W/m2的模拟值相当。在Duynkerke(1999)研究的白天浅层雾和深层雾过程中观测到的最大地表净辐射分别为430和350 W/m2, 而2011年12月4日和2013年1月29日白天雾模拟中的最大地表净辐射分别为326和266 W/m2, 有明显差异, 这种差异与观测站的位置、季节和温度的局地变化有关。同样Duynkerke(1999)的研究给出雾发展过程中云出现导致的地表净辐射的增量为20 W/m2, 而2011年12月4—5日夜晚云-雾共存时比单层雾时地表净辐射增加了7 W/m2, 2013年1月29—30日夜晚云-雾共存比单层雾时地表净辐射略有降低, 因此云的辐射效应对地表净辐射影响不显著, 这说明云对地表的辐射效应直接影响雾的发展, 进而通过雾的辐射效应影响地表净辐射。净辐射通过改变地表降温率/加热率直接影响雾的发展, 为了解净辐射的变化原因, 进一步分析了长波辐射和短波辐射的变化情况。

地表净短波辐射同时受入射地表的短波辐射和地表反射短波辐射的共同作用, 地表反射短波辐射与入射短波辐射和反照率成正比。2011年12月4日08—16时由于雾较弱入射地表的短波辐射(净短波辐射)与晴空时接近, 5日08—16时云-雾的共同衰减作用使平均入射地表短波辐射(净短波辐射)比晴空时衰减了231(185)W/m2, 衰减比例为71%(图 13a), 云-雾的共存衰减作用强于4日的单层雾。地表净长波辐射同时受入射地表和地表出射的长波辐射影响。入射地表的长波辐射与云-雾底的温度和发射率、以及云-雾之下大气的温度、发射率和透过率有关, 地表发射长波辐射只与地表温度和发射率有关。4日02时雾形成, 水雾类似于黑体, 比冰晶云和大气发射更多的长波辐射, 单层雾(4日02—09时)的增温效应导致的净长波辐射增加了63 W/m2, 4日10—14时由于雾减弱消散, 地表温度较高, 发射更多的长波辐射导致净长波辐射的减少, 与晴空时辐射效应几乎相同, 4日15时以后雾逐渐加大, 发展稳定后其增温效应导致的净长波辐射增加了74 W/m2(4日15时—6日02时)(图 13b)。

图 13 地表短波(a、c)和长波(b、d)辐射能流密度(单位:W/m2) (a, b. 2011年12月4—6日, c, d. 2013年1月28—31日) Figure 13 Radiative flux densities (unit: W/m2) of shortwave (a, c) and longwave (b, d) radiation at the surface during 4 -6 Dec 2011 (a, b) and 28-31 Jan 2013 (c, d)

图 13c可知, 2013年1月28日白天地表温度较高, 地表发射长波辐射相应增加, 导致净长波辐射与晴空时差别不大。29日白天(29日08—17时)单层雾时, 平均入射地表短波辐射(净短波辐射)为123(104)W/m2, 较晴空时减少了66%。30日云-雾共存时(30日08—14时), 平均入射地表短波辐射和净短波辐射为71(60)W/m2, 较晴空时减少了84%, 由此可见, 云-雾共存时反照率效应导致入射地表短波辐射(净短波辐射)进一步减少, 使地表的升温率减小, 从而阻碍了雾的消散。由图 13d可知, 29日00时雾形成以后, 雾层可吸收地表发射的长波辐射, 同时以雾底温度向下发射长波辐射(逆辐射), 使入射地表的长波辐射增强, 比晴空时平均增加了72 W/m2(29日00时—31日02时)。云覆盖前后, 净长波辐射变化不显著, 当云向下的长波辐射较强时, 可同时对雾和地表产生增温效应, 而当向下的长波辐射较弱时, 只能对雾局部(中上部)产生增温效应, 但这种辐射作用对雾的垂直发展很重要。地表净长波辐射不仅受云影响, 更直接受雾的影响, 而云辐射直接会改变雾的性质, 引起净长波辐射的变化更为复杂。

Van der Velde等(2010)的辐射雾研究中, 晴空、雾和云期间入射地表短波辐射的最大值分别约为280、140和80 W/m2, 在2013年雾(1月29日)和云-雾(1月30日)时的入射地表短波辐射最大值分别为293和109 W/m2, 略高于Van der Velde研究中的观测值。同样在其研究中, 雾和云期间的入射地表长波辐射分别为310和320 W/m2以上, 在2011年个例中, 单层雾(12月4日15时—5日01时)和云-雾(12月5日02—20时)的保温效应导致的平均入射地表长波辐射分别为275和301 W/m2。2013年个例中雾(1月29日00—22时)和云-雾(1月29日23时—30日14时)的保温效应导致的平均入射地表的长波辐射分别为277和275 W/m2。这与Van der Velde的研究中的观测值较为接近。2013年研究个例中雾形成后入射地表的长波辐射增加了51 W/m2, Price等(2015)在持续雾的研究中, 雾发生前后, 地表下行长波辐射从250 W/m2跃升至300 W/m2以上, 地表下行长波辐射的跃升可以指示雾的发生。

图 14可知, 2011年12月5日凌晨受云-雾辐射的共同影响, 日出之前近地面湍流动能增强, 且在0.5 km处形成新的湍流区, 有利于雾向上发展。同样在2013年1月29日凌晨, 日出之前近地面湍流动能增加。雾已存在时云的覆盖对地表净辐射的影响不显著, 但是云的长波辐射依然会影响雾体的温度变化, 其增温作用会通过湍流扩散影响雾的垂直发展。结合以上分析可见, 白天云-雾共存结构出现后, 由于云-雾对太阳短波辐射的反射作用显著增强, 使地面接收的短波辐射进一步减少, 减少比例超过71%, 地表增温效应显著减弱, 日温差降低, 从而阻碍了雾的消散过程, 使大雾天气得以维持。同时由于云的温室效应, 湍流过程加强, 使地面雾向上扩展, 雾层厚度明显增加; 夜晚云-雾共存时, 由于云-雾的温室效应, 地表净长波辐射较晴空时增大70 W/m2以上, 地表长波辐射冷却过程减弱, 地表的降温率变化不明显, 并不利于雾的加强, 但云对雾层和地表的温室效应有利于混合层内的湍流扩散促使雾在垂直方向上有所发展, 雾顶高度可升高到1 km。

图 14 观测站湍流动能(TKE, 单位:m2/s2)的时空变化剖面 (a. 2011年12月4—6日, b. 2013年1月28—31日) Figure 14 Time-height distributions of turbulent kinetic energy (TKE, unit: m2/s2) during 4-6 Dec 2011 (a) and 28-31 Jan 2013 (b)
5 结论与讨论

在利用卫星云图、地面观测和探空数据、系留气艇和微波辐射计检验模式模拟的云、雾区的水平分布、温、湿度廓线的垂直分布和近地面温度的基础上, 分析了2011年12月3—6日和2013年1月28—31日雾的形成机制和云-雾垂直结构特征, 通过对地表净辐射以及长波和短波辐射的分析研究了云-雾对地表的辐射效应, 进而分析了云的辐射效应对雾持续和发展的影响。

(1) 两个研究个例都是在偏南暖湿平流影响下的冬季平流雾过程, 稳定的逆温层结构和充足的水汽条件使得雾的维持时间超过48 h。均具有由单层雾发展为云-雾共存垂直结构的过程。雾在凌晨时形成, 日出后并没有消散, 而是持续发展, 夜晚有(中)高云覆盖移到雾层之上, 雾向上发展。中高云的厚度在3.5 km以上, 以冰晶和雪晶为主。

(2) 由于云-雾同时具有反照率效应和温室效应, 地表净辐射受短波和长波辐射的共同影响, 净辐射的变化直接影响地表温度及变温率。研究表明, 在云-雾的共同作用下, 与晴空相比净辐射的衰减率为56%—75%, 其中反照率效应引起的太阳辐射的衰减比例为71%—84%。雾已存在时云的覆盖对地表净辐射的影响不显著, 地表变温率变化较小, 云的辐射效应通过雾间接影响地表净长波辐射。

(3) 中高云对雾的维持和发展有促进作用。白天云-雾共存结构出现后, 地面短波辐射减少70%以上。地面增温效应减弱, 阻碍了雾的消散过程, 使大雾天气得以维持。同时由于云产生的温室效应, 湍流过程加强, 使地面雾向上扩展, 白天雾的厚度增加。夜晚云-雾共存时, 由于云-雾的温室效应使地表净长波辐射增大70 W/m2以上, 地面长波辐射冷却过程减弱, 虽然不利于雾的加强, 但在稳定边界层内云对雾层和地表的温室效应有利于混合层内的湍流扩散促使雾在垂直方向上发展, 使雾在更高的空间内得以维持。

云反照率效应的强弱取决于云的性质(位置、相态等), 反照率效应对雾的发展和加强有促进作用, 但温室效应会促进雾向上发展, 引起雾的强度减弱。白天云的两种效应会共同影响雾的发展。云-雾对地表的辐射影响, 不仅是由云产生, 受云辐射作用影响, 雾的强度和厚度也在发生改变, 进而间接通过雾的辐射效应影响地表的净辐射, 地表辐射变温率的改变再次影响雾的发展, 形成一个复杂的反馈机制。当云-雾的温室效应起主导作用时增温效应不仅引起雾向上发展, 甚至会导致雾抬升, 但是平流雾稳定的逆温结构抑制了雾在边界层内发展。如果是太阳辐射导致的地面升温, 会直接破坏逆温结构, 雾可能会转变成低云。因此, 云对雾在高空内的维持具有促进作用。

本研究关注的是云对平流雾的研究, 过去的研究主要关注云对辐射雾的影响。由于平流雾比辐射雾具有更加稳定、持续发展的特点, 辐射雾的主要机制是辐射冷却, 而平流雾的主要机制是暖湿平流的温度差导致的冷却, 云的辐射效应对辐射雾的生消较为敏感, 但对平流雾的发展和维持较为重要; 另外, 本研究讨论的是中高云对雾的影响, 由于中高云比低云具有更低的云底温度, 低云强烈的逆辐射会直接减弱雾顶及雾层的辐射冷却, 导致雾的消散, 中高云是对云层以下的大气和地面有弱的增温效应, 在稳定的边界层条件下一定程度上促进了雾的垂直发展。

致谢: 感谢安徽省人工影响天气办公室朱士超在模式方面的指导。
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