海雾是一种发生在海洋上低层大气中由于水汽凝结作用而导致水平能见度降至1000 m以下的天气现象(Roach，1994)。由于雾中能见度低，海雾成为航海、航空和陆路交通运输的一大危害，是引发重大事故并造成生命财产损失的直接原因之一。因此，研究海雾的生消机制，提升海雾预报准确率，成为亟待解决的科学问题。

雾生消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)。由于缺乏高水平和垂直分辨率的观测数据，并且对雾中湍流混合、辐射效应和微物理过程的定量理解不够深入，实现雾生消过程的精确预报仍比较困难(Pagowski，et al，2004)，解决上述问题最直接有效的方式是开展雾外场观测试验。自20世纪初以来，许多学者开始在世界各地海雾多发区开展观测研究，如: 加拿大东部纽芬兰沿岸(Taylor，1917)、苏格兰东部沿岸(Lamb，1943; Findlater，et al，1989)、美国加州(Leipper，1948; Pilié et al，1979; Kloesel，1992; Lewis，et al，2003)等地，分析了与海雾生消过程有关的天气形势，大气层结及其物理化学特性，为海雾数值模拟(Oliver，et al，1978; Nicholls，1984; Korain，et al，2005)奠定了理论基础。

近年来，中国学者对中国沿海雾与低能见度事件频发的研究较多。自北向南，有: 黄、渤海沿岸(周发琇等，2004；Zhang，et al，2009；张苏平等，2010)、舟山群岛(杨中秋等，1989)、华南沿海(黄健等，2010；伍红雨等，2011；Huang，et al，2011)、珠江三角洲(吴兑等，2004，2006，2008；王婷等，2010；袁金南等，2011)、雷州半岛和琼州海峡(徐峰等，2011a，2011b；Yue，et al，2012；张舒婷等，2013)等，分别对海雾和低能见度事件的天气气候特征、生消机制、微物理结构及雾水化学等方面进行了研究，并开展数值模拟(Fu，et al，2006；Gao，et al，2007；邓涛等，2012)，取得了丰富的研究成果。海雾生成的实质是增湿和降温两个过程，Lewis等(2004)在已有研究基础上，将海雾的生成和维持机理分为4类:(1)冷的海表面冷却空气至饱和；(2)热浮力和相应的抬升使空气饱和；(3)在一个浅薄地面层里的辐射冷却作用使空气饱和；(4)冷空气流经暖水团时的蒸发作用。由于不同海域海雾的生消机制各有不同，正如Huang等(2011)所指出，海雾的形成与平流、辐射和湍流作用关系密切，而其发展和维持具有不同的物理机制和过程，这取决于海雾发生区域大气和海洋状况的差异。就中国近海而言，对于发生在黄海海域的平流冷却雾，王彬华(1983)认为此类雾是在湍流、平流和辐射的共同作用下形成的，但并未能给出它们在海雾生消过程中各自的相对重要性。Gao等(2007)通过研究发现，风切变造成的湍流是海洋大气边界层冷却和增湿的主要机制，在风切变湍流的垂直混合作用下，也可使暖海雾发展到近600 m的高度。胡瑞金等(2006)认为海雾生成的主要推动力是长波辐射冷却，风切变湍流的冷却作用只发生在雾的初始阶段，且仅限于低层；湍流效应和辐射效应是影响海雾生成的主要因素，平流直接作用似乎不大。就华南沿海而言，黄健等(2010)认为在海雾的形成、消散阶段，风切变湍流的热量输送起主要作用；而在发展、维持阶段既有风切变湍流的热量输送，也有雾顶长波辐射冷却热力湍流的热量输送。可见研究人员对于海雾的影响因素以及它们之间复杂的相互作用尚未完全了解。

由于海雾研究缺乏系统、连续和精细的直接观测资料，尤其是微物理、垂直廓线和湍流观测等，因而对海雾生消过程中的宏微观结构和湍流、辐射等变化特征的认识仍然不够深入。本研究以2011年2月23—24日湛江东海岛一次浓雾过程为例，分析了其间近地层热力动力演变、微物理过程以及湍流通量输送特征，探讨了暖平流、长波辐射冷却、下沉气流、低空急流、风切变、湍流微结构、能量输送等因子与海雾宏微观结构的关系，旨在能够为进一步理解海雾生消过程，提升海雾精确预警预报能力起到一定的启示作用。

湛江位于中国南海之滨的雷州半岛，水汽充沛，每年春季，在冬季风逐渐减弱，夏季风尚未完全建立的背景下，出现有利于冷空气和海上西南暖湿空气形成对峙的大尺度环流时，常形成大雾天气。湛江港作为中国沿海主要枢纽港之一，是中国大陆通往东南亚、非洲、欧洲和大洋洲航程最短的港口，随着(宝钢)钢铁、中科石化等特大型项目落户湛江东海岛，对于提升湛江海雾的监测预警能力，有更迫切的需求。根据1951—2009年59 a雾日历史资料统计结果，湛江气象站雾日基本出现在每年的1—4月和12月，这5个月的累计雾日数有1347 d，占总雾日数(1459 d)的92.32%(徐峰等，2011b)。因此，2011年2—3月在湛江东海岛(21.03°N，110.48°E)开展了海雾的外场综合观测试验。观测点位于湛江市气象局新一代多普勒雷达站内，该处为地区至高点，四周为稀疏林地，东面毗邻广阔南海(图 1)，站内装备有新一代天气雷达、自动气象站、风廓线雷达、100 m边界层气象要素梯度观测铁塔、散射光能见度仪等观测设备。

图 1 观测点位置 Fig. 1 Location of the observational site

图选项

观测项目包括: 水平能见度、雾微物理参量、梯度塔常规气象要素、湍流通量、垂直风廓线等。其中: 水平能见度和雾微物理参量分别由英国Biral公司VFP-730能见度仪和美国DMT公司的FM-100雾滴谱仪测量，两者采样频率均为1 Hz，并安装于3楼楼顶开阔平台(高度约10 m)，四周无遮挡。梯度塔共分5层(10、30、50、70、100 m)。风速传感器EL15-1A有5层观测，风向传感器(EL15-2D)有4层观测(不包括30 m)，采样间隔为1 s；温、湿度有2层观测(10、70 m)，采样间隔为10 s；气压传感器(PTB210)设置在8.5 m高度，采样间隔为10 s。为便于分析，上述各物理量均采用1 min算术平均值。湍流数据由安装在梯度塔70 m高度的英国Gill公司生产的Wind master超声风温仪测量，采样频率为10 Hz。数据预处理包括野点剔除、趋势项去除和两次坐标旋转，为了保证湍流的均一性，对满足以下条件的资料进行剔除:(1)风向与水平面夹角大于±7°；(2)平均风速小于0.5 m/s；(3)摩擦速度小于0.02 m/s；以及明显存在错误的数据组(吴彬贵等，2010)，最后数据统计的时间序列长度取10 min 进行湍流分析。

边界层三维风和虚温垂直廓线由航天科工集团23所研制的CFL-08型边界层风廓线雷达测量，并配有RASS(Radio Acoustic Sounding System)系统。该系统主要由天线馈线、发射机、接收机、监控、信号处理与控制及数据处理系统6部分组成。采用中国气象局要求的高、低两种工作模式，采样高度为150—8000 m，采样间隔为6 min。低工作模式的垂直分辨率为120 m，探测高度为150—3000 m；高工作模式的垂直分辨率为240 m，探测高度为2500—11300 m，可提供谱数据、径向谱速度、水平风、垂直速度、信噪比、大气折射率结构常数、谱宽等信息。RASS探测系统由4个扬声器，1个放大器和数据处理单元组成，利用声速与气体特性参量的关系测量空气虚温，采样高度为150—4000 m，采样间隔为1 h。3 雾过程概述

2011年2月23—24日雷州半岛出现一次历时约15 h 的浓雾(水平能见度小于500 m)天气过程，其间能见度一度降至100 m以下，稳定维持时间约占整个雾过程的86%。2月20日出现间歇性小雨天气，21日09时(北京时)雨停，由于下垫面含水量较高，此后出现轻雾，平均能见度约为3000 m。23日12时，能见度开始缓慢下降(图 2)，21时57分降至1000 m，随后迅速下降，22时14分能见度已不足100 m，23时14分出现微小波动，24日00时41分再次降至100 m以下，其间最低能见度不到40 m，直到11时35分能见度开始上升，12时14分升至1000 m以上，在太阳辐射升温的作用下，雾体加速消散，14时能见度迅速升至8000 m。

图 2 2011 年2月23—24日的能见度时间序列 Fig. 2 Time series of visibility for the period of 23 to 24 February 2011

图选项

结合MICAPS地面观测和卫星影像给出海雾空间分布演变，图 3给出MODIS海雾遥感图像序列，白天真彩影像由MODIS通道1(红、 0.670μm)、通道4(绿、0.565μm)、通道3(蓝、0.479μm)三通道合成获得，影像中海雾区比云区显得灰暗且亮度均一，而云区尤其是中高云区则由于反照率高显得很明亮且亮度起伏较大；由于水云(雾/层云)的比辐射率在短波红外通道明显低于长波红外通道(Hunt，1973)，夜间灰度影像通过计算通道20(3.75μm)和通道31(11.03μm)双通道亮温差获得，阈值在-1—-4 K可认定为雾/层云，即影像中黑色部分，这与Lee等(1997)利用GOES数据进行美国加州海岸雾监测的阈值基本一致。23日13时40分东海岛被低层云遮盖，雷州半岛东部及北部湾西南部洋面出现海雾，23时地面观测显示湛江、阳江、北海等地出现雾，但是阳江地区海雾并不与湛江海雾接邻(图 3b)，24日02时随着海雾进一步发展，广东沿海、琼州海峡及北部湾地区均被海雾遮盖(图 3c)，11时15分粤西地区陆地雾已经减弱，广东省近海及北部湾大部分洋面继续维持海雾(图 3d)，14时地面观测显示雾已消散，但北部湾西南部及雷州半岛东部洋面仍然被海雾覆盖(图 3e)。

图 3 2月23—24日MODIS海雾遥感图像序列(红色圆点为观测地点) Fig. 3 Sea fog detection map for 23-24 February based on the MODIS data(red dot indicates the observational site)

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海雾多为暖空气平流到冷海面上，水汽凝结而形成(王彬华，1983)，且大部分海雾发生时，2 m高气温(T_a)与海表温度(T_s)差值在0.5—3.0℃(Fu，et al，2010)。图 4a给出23日20时气海温度差(T_a-T_s)等值线及气流后向轨迹，等值线由NCEP FNL 1°×1°资料中海平面2 m高气温与海表温度两者相减所得；后向轨迹为由ARL GDAS数据计算的23日20时开始的48小时气流后向轨迹。由图 4可以看出: 雷州半岛东部近海及北部湾洋面的气海温度差均在0℃左右，尤其是北部湾东部出现0—1℃，这与海雾发生初期卫星监测范围大体一致(图 3b)；3000 m高空主要为西南暖湿气流，低层气流沿广东近海洋面随高度由东北顺转东南向，南海北部海表温度呈南高北低分布，沿岸海面最低(图 4b)，最终低层东南暖湿气流经暖海面(21.5 ℃)平流至沿岸冷海面(19.0 ℃)，可见平流作用为海雾形成提供重要条件。

图 4 2011年2月23日20时后向气流轨迹与气海温度差分布情况及海表温度分布(a.虚线: 23日20时10、500、1000、1500和3000 m 高度上的48 h气流后向轨迹，等值线: 23日20时气海温度差(Ta-Ts)等值线(℃)；b.等值线: 23日20时海表温度分布(℃)，红色圆点为观测地点) Fig. 4 Distributions of airflow trajectory and the difference of atmospherical temperature at 2 m minus SST(Sea Surface Temperature)as well as SST on the eve of the sea fog event(a. the dotlines denote the 48 h backward trajectory of airflow at 20:00 BT 23 February 2011，at 10，500，1000，1500，and 3000 m height; the contours denote the distribution of the difference of atmospherical temperature at 2 m minus SST(℃)at 20: 00 BT 23 February 2011; b. the contours denote the distribution of SST(℃)at 20:00 BT 23 February during 2011; the red dot denotes the observational site)

图选项

雾的生消过程与大气边界层的热力、动力结构关系密切(Liu，et al，2012)，图 5是2011年2月23—24日浓雾过程中近地层(100 m以下)的气温、气压、湿度、风向、风速及RASS虚温垂直廓线随时间的演变，虚竖线位置表示雾生成和消散的时间。

图 5 2011年2月23—24日雾过程前后100 m梯度塔气象要素随时间演变(a. 实线: 8.5 m高气压，虚线:10 m高相对湿度；b. 实线:10 m高气温，虚线:70 m高气温，点线: 温度梯度；c. 箭矢:风向，色阶: 风速；d. 色阶: 风廓线雷达RASS虚温，空白区域为无效探测值) Fig. 5 Temporal variations of the meteorological elements at each levels from the 100 m observational tower(a. solid lines denote 8.5 m air pressure，dashed lines denote 10 m relative humidity; b. solid lines denote 10 m air temperature，dashed lines denote 70 m air temperature，grey dotlines denote temperature gradient; c. arrowheads denote wind direction，shade indicate wind velocity；d. time-height cross-section of virtual temperature detected by RASS，blank areas indicate invalid soundings)

图选项

(1)雾发生前(23日12时—21时57分，下同)，近地层大气持续增湿，13时气温由日最高值开始下降，下层(T_10m)和上层(T_70m)气温平均变化率分别为-0.25 ℃/h和-0.11 ℃/h，气温垂直梯度稳步上升，风向一致偏东北，风速随高度从2—3 m/s增至6—7 m/s，而后各层风速略有减弱。17时30分风向转为东，上层(70 m以上)出现低空急流(低层风速极大值超出上方和下方风速极小值2 m/s以上时即为出现了低空急流)(Andreas，et al，2000)，100 m处最大风速达9.2 m/s，在此强暖平流作用下，上层气温骤升，出现短暂逆温层结，逆温强度(△T)达1.2 ℃/(100 m)，19时30分近地层大气呈近等温状态，相对湿度增至92%左右，雾前3小时变压(△P₃)为1.85 hPa，雾前稳定大气层结通常是雾形成的前提条件。

(2)雾形成后(23日21时58分—24日12时01分，下同)，下层(30 m以下)风速保持在2—3 m/s，相对湿度跃升到96%以上，由于雾体本身下行长波辐射增强，抑制下层气温降低，并在水汽凝结潜热作用下，一度出现小幅上升(24日00时30分前后)，能见度短暂小幅波动(图 2)(刘端阳等，2009；杨军等，2010)，同时上层气温在暖平流持续作用下出现小幅攀升，22时20分再次出现逆温稳定层结，气温垂直梯度缓慢上升，04时风向转为偏东南，随着上层低空急流再次出现，风速增至8 m/s以上，上层气温(T_70m)平均变化率达1.5 ℃/h，05时40分逆温强度(△T)达最强为2.0 ℃/(100 m)，近地层大气稳定度最大，随后风速减缓，日出后(07时04分)，下层气温(T_10m)缓慢回升，上层气温(T_70m)略有下降，08时风向转为东，各层风速迅速减弱至3—4 m/s，暖平流作用减弱，09时逆温消失，大气稳定度降低，浓雾开始消散。

(3)雾消散时(24日12时02分后，下同)，太阳辐射持续增强，雾层整体升温，雾滴蒸发，相对湿度由96%降至85%，能见度迅速回升(图 2)，雾逐渐消散。

虚温是气压相等的条件下，具有和湿空气相等的密度时的干空气具有的温度，虚温(T_v)较正常温度(T)高，两者近似关系为T_v=T(1+0.61q)，q为比湿(Kaimal，et al，1991)。结合虚温廓线(图 5d)可以发现: 雾发生前，边界层大气虚温自下而上呈递减分布，低空(500 m以下)虚温维持在17.5℃左右，17时30分—20时150—180 m高度层出现近似等温的浅薄气层，大气呈中性层结有助于雾的生成；雾形成后，150—390 m高度层升温明显，并先后出现强度不等的近似等温气层和弱逆温层，由此说明此高度大气呈中性或弱稳定层结，阻止下层(270 m以下雾层)水汽与其上层(390 m以上)干冷空气交换，下层大气保持高湿稳定状态。雾消散时，150—390 m高度层虚温略有下降，近似等温气层逐渐减弱，大气呈弱稳定状态，这将加剧近地层的雾体消散。4.2 风场演变特征

图 6给出2011年2月23—24日边界层内150 m 以上水平风场及垂直风速随高度-时间的变化。雾发生前，低空风速较小且变化不大，风向随高度顺时针旋转，近地层为偏东风，随高度转为南风和西南风，可见雾前已受到暖平流影响，17时30分后 630—870 m高度层出现弱下沉气流，平均风速约为0.25 m/s，这有利于低层大气维持近等温状态，水平风速明显趋缓表明稳定度增大，有利于雾的形成。雾形成后，水平风速随高度逐渐增强，150—390 m高度风速仍然较弱，风向继续随高度顺时针旋转，暖平流持续影响雾过程。00时30分—08时630—870 m高度再次出现明显下沉气流，这有利于低层(390 m以下)大气保持逆温和近等温状态(图 5d)，有利于浓雾过程发展维持。日出后，随着太阳辐射逐渐增强，雾层温度升高，低空偏东南气流水平风速逐渐减小，暖平流作用明显减弱，逆温层消失，雾层垂直运动趋于0，浓雾开始消散。整个雾过程持续受暖平流影响，630 m以下高度始终存在偏东南气流，持续为雾过程提供充足的水汽，150—390 m的平均水平风速较弱，大气稳定度较高，有利于雾层的长期维持。

图 6 2011年2月23—24日风廓线雷达探测的雾过程前后边界层水平风场及垂直风速随时间变化(a.水平风场，箭矢为风向；b.垂直风速，正为下沉气流，负为上升气流) Fig. 6 Time-height section for horizontal and vertical wind detected by wind profile radar from the pre-fog stage until the post-dispersal one during the period of 23—24 February 2011(a. horizontal wind fields，arrowheads denote wind direction; b. vertical wind fields，positive values represent downward flow，and negative values indicate upward flow)

图选项

雾顶高度是描述海雾宏观结构演变的重要物理量，由于夜间近地层100 m高度出现低空急流，不适合系留汽艇探空观测，因而无法直接获得100 m以上大气状况(尤其是湿度廓线)。Nowak等(2008)利用地基云雷达、云高仪、风廓线雷达及探空资料联合探测雾和低层云生消演变过程，通过云雷达反演云层厚度和风廓线雷达信噪比对比发现，信噪比最大值通常出现在低层云顶部(Dibbern，et al，2003)，原因为层云顶部通常温、湿梯度变化明显，风切变湍流强度较强，使得风廓线雷达信噪比强度增强。信噪比是雷达返回信号中气象信号与噪声信号之比，其强度主要反映大气的湿度梯度和湍流强度。因而利用风廓线雷达信噪比垂直廓线可以间接估算低云/雾顶高度。由卫星图像可知，此次雾过程覆盖粤西大部分地区，图 7给出浓雾期间风廓线雷达低模式信噪比垂直廓线与阳江(21.87°N，111.97°E)常规探空资料对比情况。雾发生前，低空信噪比较弱，20时之后信噪比开始增强并出现双层结构，其下层最大值位于390 m高度，上层层顶达1470 m左右；雾生成后，上层信噪比减弱并消失，23时左右下层信噪比也逐渐衰弱，24日01时达到最小值，其原因可能是边界层风垂直切变(图 6)导致湍流混合加强，引发雾顶上未饱和干空气夹卷，造成雾顶雾滴蒸发、破碎(Rogers，et al，1992)，此时地面能见度也出现小幅上扬。随后信噪比再次迅速发展并攀高，05—08时其高度达1350 m，随后逐渐减弱，直至11时消亡；雾消散后，信噪比显著回落，呈现较弱状态。通过与两次探空廓线对比后发现: 当湿度廓线高于信噪比大值层顶高度，其值表现显著减小，可见信噪比分布与湿度廓线存在一定联系。进一步分析可知，图 8中温度廓线显示逆温层出现在390 m以下，与RASS虚温近等温层和弱逆温层高度基本一致(图 5d)，雾过程中下层信噪比最大值陆续出现在270 m高度层，因而可估算此次雾过程多发生在270 m以下，24日03—05时最高达390 m左右，发生时段与雾中偏东南低空急流出现时间基本一致。

图 7 2011年2月23—24日风廓线雷达低模式信噪比垂直廓线及随时间演变(实线: 相对湿度廓线，虚线: 温度廓线) Fig. 7 Time-height section for SNR under low mode of wind profile radar during the period of 23—24 February 2011(Solid lines: relative humidity profiles; dashlines: air temperature profiles)

图选项

由风场分析可知，雾过程前后近地层主要受偏东南暖湿气流控制，暖平流作用显著，其为浓雾的维持和增强输送了源源不断的水汽，同时630—870 m下沉气流的存在为等温和逆温层的维持提供了保证。夜间100 m高度偏东南暖湿急流的出现不但说明近地层大气状态稳定，其气流强度也与逆温的强度变化密切相关，其急流强度越大，下沉增温作用越明显，逆温强度越强，这与陆地平流雾观测结果类似(宋润田等，2001；陆春松等，2010)。浓雾多发生在270 m以下(最高达390 m)，低空(630—870 m)存在明显下沉气流与150—390 m高度的近等温层相配合，阻止水汽垂直扩散，使得下层雾区保持高湿稳定状态，是浓雾稳定维持的主要原因之一。

图 8为雾过程中微物理结构变化情况，根据能见度、雾滴数浓度及含水量的变化将雾过程分为4个阶段: 形成、发展、成熟、消散，各阶段微物理各参量变化详见表 1。

图 8 雾过程中各微物理参量随时间的变化(L: 水平能见度，N:数浓度，W: 含水量，Dave: 平均直径，Dmax: 谱宽，Reff: 有效半径) Fig. 8 Continuous changes of visibility and the foggy microphysical parameters from the formation until dissipation stages in the period of 23—24 February 2011(L: visibility; N: the number density of fog droplets; W: the liquid water content of fog; Dave: the averaged diameter over droplets; Dmax: spectrum width; Reff: the effective radius of fog droplets)

图选项

(1)形成阶段(23日21时58分—22时34分): 伴随着能见度急剧下降(最低达60 m)，地面雾开始爆发性增强(22时14分)。爆发前，雾滴平均数浓度为5 个/cm³，平均含水量为0.005 g/m³，平均直径、谱宽和有效半径分别为3.8、17.2和4.7 μm；爆发10分钟后，雾滴平均数浓度达313 个/cm³，平均含水量达0.091 g/m³，平均直径、谱宽和有效半径分别升为5.3、35.5和6.4 μm。对比爆发前后，雾滴谱明显抬升、加宽，数浓度增长了近60倍，含水量增长了近20倍，谱宽扩展了1倍。

(2)发展阶段(23日22时35分—24日01时30分): 各微物理参量在爆发性增长的基础上小幅振荡，由于先后受雾滴凝结释放潜热加热和长波辐射散热的影响，气温(10 m)显现小幅涨落，各微物理参量也相应表现先抑后扬的变化趋势，其中数浓度和含水量波动尤为明显，最低时分别为105个/cm³和0.009 g/m³，随着气温降低，能见度回落60 m 以下，进入浓雾成熟维持阶段。

(3)成熟阶段(24日01时31分—11时47分): 此阶段是凝结核核化、凝结和碰并增长等微物理过程最活跃的阶段，各微物理参量都在较高水平上起伏变化，能见度始终保持在40—70 m，日出(07时04分)后，太阳辐射逐渐增强，导致雾滴蒸发、大滴沉降，09时逆温消失，谱宽最低降至30.5 μm，各微物理参量呈加速下滑趋势。

(4)消散阶段(11时48分—12时14分): 浓雾末期呈现快速消散的特点，在不到半小时之内，能见度由100 m迅速升至1000 m以上，其间各微物理参量加速下跌，雾滴数浓度和含水量最大值分别从98 个/cm³和0.008 g/m³降至最小值2 个/cm³和0.0001 g/m³以下，有效半径减小了近80%，谱宽由36.5 μm缩至13 μm，减小了近75%。

此次海雾过程的显著特点是以爆发性增长开始，并以快速消散结束，成熟阶段各物理量较为平稳。引起地面雾爆发增长(濮梅娟等，2008；李子华等，2011；Niu，et al，2012)和快速消散(黄玉生等，1992；邓雪娇等，2007；濮梅娟等，2013)的主要原因一直是研究人员所关注的重点。首先分析爆发增强的原因，从5 min平均雾滴谱爆发增长演变(图 9a)可以看出:(1)对比22时00—09分两次平均雾滴谱曲线，谱宽由21 μm迅速扩展至33 μm，曲线整体抬升，各档雾滴数剧增，且大滴端曲线平展，可见雾滴谱正在同时经历凝结核核化和凝结增长过程，且伴有碰并发生；(2)22时10—19分，两次雾滴谱曲线继续整体抬升而谱宽维持在33 μm，大滴端已有明显抬升，说明此时雾滴谱处于以凝结增长为主逐渐向碰并增长过渡的稳定阶段；(3)22时20—24分，谱宽由33 μm扩展至43 μm，大于18 μm液滴明显抬升上翘，可见雾滴在经过稳定增长的积累之后，更易于触发碰并机制而爆发增长，使得雾滴谱大滴端迅速增宽抬升。总体来看，在25 min内，平均谱宽由21 μm拓展至43 μm，雾滴谱曲线的整体不断抬升并非是一蹴而就的，而是经过活跃—稳定—爆发的3个阶段实现。当然，地面雾的爆发离不开降温和增湿过程，虽然22时00—20分气温仅下降0.3 ℃(16.0 ℃ —15.7 ℃)，降温速率并不快，但浓雾发生前，近地层已保持近4 h逆温和近等温状态，稳定层结使得偏东南暖湿气流输送的水汽在此大量累积，一旦气温降低，水汽过饱和度增大，地面雾便呈爆发增强。由此可见，雾前4小时稳定层结及偏东南暖湿气流持续增湿可认为是雾层爆发性增长的酝酿阶段，这对于浓雾的短时临近预报具有实际意义。

图 9 雾爆发增长(a. 2月23日22时00分—22时24分)和快速消散(b. 2月24日11时50分—12时14分)过程中的雾滴谱演变 Fig. 9 Evolutions of fog droplet spectrum during the stages of burst reinforcement(22:00 BT-22:24 BT 23 February)(a) and rapid dissipation(11:50 BT-12:14 BT 24 February)(b)in terms of the 5 min average values

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对于末期快速消散的原因，分析雾滴谱快速消散演变(图 9b)可知:(1)11时50—59分，两次平均雾滴谱变化趋势基本一致，谱宽为35 μm，相比于12时00—04分曲线，直径大于5 μm的雾滴数密度明显下降，谱宽缩小至27 μm，可见雾过程以大滴沉降和蒸发为主；(2)12时05—09分，谱宽再缩小至21 μm，直径大于5 μm的雾滴谱曲线开始陡然下降，大滴端下降幅度最大接近2个数量级，大液滴的大量沉降和蒸发是浓雾加速消散的重要阶段；(3)12时10—14分，雾滴谱曲线整体下降萎缩，谱宽只有11 μm，由于直径大于21 μm的大液滴已基本消散殆尽，小液滴更易蒸发消散。结合近地层气象要素变化可知，日出后，贴地层气温受太阳辐射开始升高，08时水平风向转为东，平均风速降至3 m/s，暖湿气流输送明显减弱，09时100 m逆温层逐渐消散，10时150—390 m近似等温层消失，雾体稳定层结被破坏，湍流混合作用渐强，雾开始消散。从微物理角度发现，在短短20 min内，平均谱宽由35 μm萎缩至11 μm，尤其大于21 μm液滴的大量耗散是不能单纯依靠雾滴蒸发和重力碰并完成的，湍流混合碰并作用应该值得考虑。

此外，通过对比各物理量变化趋势发现: 雾滴数浓度与平均直径在雾发展初期(形成和发展)和末期(消散)多成正相关趋势，而在成熟阶段两者多成反相关趋势，这与陆地雾观测结果有所不同(黄玉生等，2000)。其主要原因与雾不同阶段核化、凝结、碰并及沉降的微物理过程交替变化有关，雾形成发展阶段多以核化、凝结过程为主，各种档位雾滴剧增，从而N增大，D_ave增大；成熟阶段同时存在碰并、凝结、核化过程，大滴增多，小滴减少，D_ave增大，N减少；衰弱阶段(日出以后)多以碰并、沉降过程为主，使得大滴减少，D_ave、N及W随之减小。

由于FM-100型雾滴谱仪比传统的三用滴谱仪(李子华等，1999a)提升了对小雾滴的准确捕捉能力，增加了小雾滴的观测数，从而导致系统性雾滴平均直径减小。将本次雾过程与采用相同雾滴谱仪的茂名博贺(图 1)观测结果(黄辉军等，2010)对比后发现(表 2): 两者数浓度比较接近，前者平均D_max小于后者，而前者平均W和D_ave明显大于后者，主要原因有:(1)雾过程受暖平流影响，稳定的层结阻止了水汽的垂直扩散，使得大量水汽汇集于此；(2)观测点为该地区至高点，类似山地雾的形成，气流经爬坡抬升冷却(邓雪娇等，2002)，更有利于雾滴的凝结增长。

湍流扩散是雾中的关键物理过程，雾中湍流扩散能力比没有雾时要强(吴兑等，2007)，其在热量、动量及水汽的垂直输送过程中起重要作用(李子华等，1999b)，但就其在海雾生消过程中不同阶段的作用尚无统一认识。本研究利用70 m高度的超声风温仪数据，计算各湍流参量，重点分析海雾过程中大气湍流微结构及能量演变特征。图 10给出2011年2月23—24日雾过程前后湍流参量随时间的变化特征，可以看到:

图 10 2011年2月23—24日雾过程前后70 m高度各湍流参量随时间的演变(Iu，v，w: 湍流强度，σu，v，w/ U*: 无量纲风速标准差，T*: 特征温度，Z/L: 稳定度参数，U: 10 min平均水平风速，U*: 摩擦速度，Hs: 感热通量) Fig. 10 Continuous changes of the foggy turbulence parameters at 70 m height from 23 to 24 February 2011(Iu，v，w: turbulence intensity，σu，v，w/U*: st and ard deviation of wind speeds，T*: characteristic temperature，Z/L: stability parameter，U: 10 min mean horizontal wind speed，U*: friction velocity，Hs: sensible heat flux)

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(1)雾形成前，水平平均风速(U)先减小后增大，湍流强度(I)起伏降低，摩擦速度(U_*)震荡下行，稳定度(Z/L)保持弱稳定层结，特征温度(T_*)逐渐上升，感热通量(H_s)由正转为负值，随着风速(U)增至7.6 m/s(23日19时前后)，无因次速度方差出现最大值(特别是σ_u/ U_*)，特征温度(T_*)约升至0.31℃，感热通量(H_s)峰值达-42.9 W/m²，出现短暂强向下输送，热量由空气向下垫面输送。可见雾前湍流混合是由强转弱，适当的湍流强度有利于雾的形成。

(2)雾形成后，地面雾便进入爆发增长阶段(23日22时00—24分)，而此时湍流强度在低位振荡，风速(U)减弱，平均保持在5.0 m/s，稳定度(Z/L)转为稳定层结，摩擦速度约0.15 m/s，特征温度低位小幅振荡，感热通量为负值(小于-17.0 W/m²)，可见此次雾滴谱爆发性拓宽受湍流扩散作用影响不大。

(3)随着100 m高度东南急流出现时(24日04时前后)，70 m高风速陡增至8.1 m/s，由风切变引发湍流混合显著增强，稳定度转为弱不稳定层结(Z/L<0)，湍流强度明显增强(尤其是I_u)，无因次速度方差出现最小值，摩擦速度(U_*)迅速增大(峰值达1.22 m/s)，特征温度降至约-0.15 ℃，感热通量出现强向上输送(峰值为159.1 W/m²)。为什么会出现类似冷海雾高层热量交换过程(Findlater，et al，1989)呢？原因可能是雾顶是长波辐射冷却的极大值区(周斌斌，1987)，雾顶附近的冷空气下沉，受暖湿气流影响的高层区域暖空气上升，由此产生向上的热量输送。当暖湿气流加强时，受暖湿气流影响区域的气温与雾顶附近的气温梯度增大，会使雾层内稳定度减弱、热力垂直混合加强(黄健等，2010)，湍流热量输送的冷却作用使得70 m高气温(T_70m)下降约0.5℃(24日06时前后)(图 5b)。

(4)日出后，随着风速逐渐减弱至3.1 m/s，摩擦速度明显回落，近地层逆温层消失，大气层结在稳定和弱不稳定之间振荡，特征温度和感热通量围绕0值轴上下小幅波动，湍流强度起伏增强，进入浓雾快速消散阶段(24日11时50分—12时14分)，感热通量由正转负，热量由100 m高度雾层向下垫面输送，极大值达-68.8 W/m²，湍流强度在高位振荡，其中I_u和I_w均达到雾过程中的极大值，分别为0.33和0.17。由于雾滴尺度较小，易受湍流扩散运动影响，其不仅有助于雾滴碰并增长(李子华等，2011)，而且在湍流作用下雾滴易冲撞吸附在物体表面(Slinn，1982)，可见浓雾快速消散是雾滴蒸发、重力碰并沉降、湍流碰并沉降等共同作用的结果。

为进一步分析近地层风场动力特征对浓雾生消过程的影响，分别计算浓雾期间不同高度的平均动能和平均湍流动能随时间的演变(图 11)。采用以下公式计算单位质量的空气平均动能(k)

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图 11 2011年2月23—24日雾过程前后梯度塔观测到的30、 70和100 m高度的平均动能(k)和70 m平均湍流动能(k′)随时间的演变 Fig. 11 Variations of the average kinetic energy(k)at 30，70 and 100 m heights and 70 m mean turbulent kinetic energy(k′)with time as are observed from the tower in the period of 23—24 February 2011

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利用2011年2—3月在广东省湛江市东海岛获得的雾滴谱仪、能见度仪、风廓线雷达、100 m梯度塔探测资料，从宏微观角度研究了2011年2月23—24日一次浓雾的生消过程，主要结论如下:

(1)这是一次典型的平流冷却雾过程，来自南海的偏东南暖湿气流，由暖海面平流至近岸冷海面，发生冷却并达到饱和形成海雾。偏东南暖湿气流为浓雾的生成发展提供了充沛水汽和稳定的逆温层结条件，逆温强度与暖湿气流强度关系密切。从风廓线雷达信噪比廓线分布分析，浓雾多发生在270 m以下(雾顶最高达390 m)，630—870 m 高度层存在明显的下沉气流，使得150—390 m高度层保持近似等温和弱逆温层，阻止了下层(270 m以下)水汽与其上层(390 m以上)干冷空气交换，以致下层雾区持续高湿稳定状态，是此次浓雾稳定发展的主要原因。

(2)根据雾微物理参量的变化将浓雾过程分为4个阶段: 发生、发展、成熟和消散。海雾以爆发性增长生成，并以迅速衰弱消散，发展和成熟阶段各微物理量均在高位起伏变化。整个过程中，雾滴数浓度(N)、含水量(W)、平均直径(D_ave)、谱宽(D_max)和有效半径(R_eff)的平均值分别为248个/cm³、0.102 g/m³、5.2 μm、36.0 μm和7.0 μm。N与D_ave在雾发展初期(生成、发展)和末期(消散)多成正相关趋势，而在成熟阶段两者多成反相关趋势，这与浓雾不同阶段核化、凝结、碰并及沉降的微物理过程交替变化有关。

(3)雾前近地层4 h逆温和等温层结，使东南暖湿气流输送的水汽在此大量累积，一旦气温降低，水汽过饱和度增大，地面雾便快速进行核化、凝结和碰并过程。雾滴谱爆发增长是经过活跃—稳定—爆发的3个阶段完成，湍流混合对其影响不大。

(4)雾前，湍流强度是由强转弱，适当的湍流强度有利于雾的形成；雾发生后，湍流强度持续较弱，当东南急流出现时，由风切变引发湍流混合显著增强，各湍流微结构参量迅速上升，尤以感热通量向上输送最为明显，与冷海雾高层热量交换过程类似。日出后，太阳辐射渐强，逆温层消失，东南暖湿气流明显减弱，大气稳定度降低，湍流混合增强，雾开始消散。浓雾快速消散是雾滴蒸发、重力碰并沉降、湍流碰并沉降等共同作用造成的，其中直径大于21 μm 液滴的大量耗散是消散的重要阶段。

(5)浓雾过程前后平均动能随高度而增强(k_100m>k_70m>k_30m)，并高于相应的平均湍流动能(k′_70m)。平均动能在雾前和雾中的两次跃增与偏东暖湿气流显著增强有关，而雾中湍流动能大幅跃增主要是由雾顶辐射冷却产生的热力湍流和风切变引发的机械湍流增强所致。