濟南爆發(fā)性增強冬季霧的物理特征分析

王慶,李季,樊明月

(1. 山東省人民政府人工影響天氣辦公室，山東 濟南 250031；2. 山東省氣象局大氣探測技術(shù)保障中心，山東 濟南 250031)

引言

霧是近地層空氣中懸浮著大量水滴、冰晶微粒而使水平能見度小于1 km的天氣現(xiàn)象。霧爆發(fā)性增強，是指在很短時間(一般小于30 min)內(nèi)霧突變?yōu)闈忪F(能見度小于500 m)，或濃霧躍增為強濃霧[1]。秋、冬季節(jié)是霧(霾)多發(fā)的高峰期，由于大霧天氣能見度低，往往會對交通運輸帶來很大影響，特別是出現(xiàn)霧爆發(fā)性增強時，由于在短時間內(nèi)能見度急劇下降，人的視距驟然變短，極易引發(fā)交通事故，每年因大霧天氣引發(fā)的交通事故很多[2-3]。2016年12月19日—2017年1月9日，受靜穩(wěn)天氣影響，華北、黃淮、長江中下游以及華南等地出現(xiàn)了大范圍、持續(xù)性大霧天氣，在此期間濟南無影山站共觀測到10次大霧等級以上過程，4次霧過程出現(xiàn)了爆發(fā)性增強。持續(xù)的大霧天氣導致濟南遙墻國際機場多班次航班暫停起降。大霧的發(fā)生及其爆發(fā)性發(fā)展嚴重影響了交通運輸和人民的生產(chǎn)生活，因此開展冬季霧生消以及爆發(fā)性增強機理研究，對濃霧預(yù)報、氣象服務(wù)以及防災(zāi)減災(zāi)具有重要意義。

為了加強對霧宏、微觀特征的認識，國內(nèi)外很多學者開展了霧的觀測試驗以及相關(guān)研究工作[4-11]，對霧的爆發(fā)性發(fā)展也取得了一系列的研究成果[12-16]。BERGOT and GUEDALIA[12]對觀測到的強濃霧爆發(fā)性增強現(xiàn)象進行了數(shù)值模擬，以提高輻射霧的預(yù)報水平。李子華等[13]通過對輻射霧的爆發(fā)性發(fā)展特征分析指出，逆溫層隨高度具有分層結(jié)構(gòu)，逆溫層底常有水汽積累，導致了霧在形成和發(fā)展階段的雙層結(jié)構(gòu)，為霧的爆發(fā)性發(fā)展醞釀了條件；霧形成后大量潛熱的釋放，日出后貼地氣層的增溫，是觸發(fā)霧爆發(fā)性發(fā)展的熱力條件；湍流混合引起的熱量、動量及水汽的垂直輸送，特別是上層高濕區(qū)水汽向下輸送，對輻射霧爆發(fā)性發(fā)展起著重要作用。陸春松等[14]研究指出，霧頂?shù)谋l(fā)性發(fā)展是湍流促使水汽向上輸送，在上層逆溫下累積并伴隨大幅降溫引起的；地面霧爆發(fā)性增強時，近地層冷平流降溫導致飽和水汽壓減小，同時上層系統(tǒng)性的下沉增溫引起逆溫增強，水汽得以累積；霧頂在迅速下降過程中，霧頂部湍流發(fā)展，同時下沉運動引起了氣層增溫，霧體雙層結(jié)構(gòu)和低空急流的出現(xiàn)；地面霧的迅速減弱是太陽輻射和動量下傳共同作用的結(jié)果；下沉運動對霧生消的作用具有雙重性；霧的雙層結(jié)構(gòu)出現(xiàn)在霧頂大幅下降過程中，并加快了霧頂?shù)南陆邓俣?。劉霖蔚等[15]通過對南京一次冬季濃霧過程分析發(fā)現(xiàn)，霧是在西南平流的增濕作用下觸發(fā)生成，日出后，平流輸送和地表蒸發(fā)提供了充足的水汽來源，貼地層逆溫因高空下沉增溫而向上抬升且穩(wěn)定存在，使大霧得以維持；兩次地面霧爆發(fā)性增強的特征為各微物理參量明顯增大，滴譜上抬拓寬。李子華等[16]研究發(fā)現(xiàn)，霧滴譜爆發(fā)性拓寬初期，以核化、凝結(jié)過程為主，后期以碰并、凝結(jié)過程為主。另外，有研究[17-18]還發(fā)現(xiàn)，霧的宏、微觀結(jié)構(gòu)與能見度具有一定的對應(yīng)關(guān)系。黃輝軍等[17]通過對茂名地區(qū)海霧含水量的演變及其與大氣水平能見度關(guān)系的分析發(fā)現(xiàn)，在相同的含水量區(qū)間，不同的大氣能見度樣本表現(xiàn)出明顯不同的譜分布特征，在相同高數(shù)濃度區(qū)間的情況下，導致大氣能見度降低的主要原因是含水量增大。吳兌等[18]研究得出，南嶺山地濃霧實質(zhì)上是出現(xiàn)在相對較高海拔上的低云，與中國過去研究較多的輻射霧差別較大；霧含水量與能見度呈明顯的反相關(guān)關(guān)系，含水量較大時能見度較小。

已有的研究成果表明，霧的生消及其爆發(fā)性增強不僅與天氣形勢、大氣層結(jié)、水汽輸送以及地形等諸多因素有關(guān)，而且霧中的大氣能見度與微物理結(jié)構(gòu)特征密切相關(guān)，當霧爆發(fā)性發(fā)展時，霧的微物理特征也發(fā)生顯著的變化。由于霧的宏、微觀特征具有較大的地域性特點，目前針對山東內(nèi)陸大霧爆發(fā)性增強物理特征的研究尚未涉及。本文利用地面霧滴譜觀測資料、自動氣象觀測站加密觀測資料以及常規(guī)氣象資料，對濟南4次出現(xiàn)爆發(fā)性增強霧過程的類型及其生消機制進行了分析，研究了不同發(fā)展階段微物理特征及其演變，探討了霧爆發(fā)性增強的宏、微觀特征及其觸發(fā)機制，以期對山東內(nèi)陸大霧爆發(fā)性增強的研究和短時臨近預(yù)報提供物理依據(jù)。

1 資料說明

本文所用資料主要有FM-120型霧滴譜儀觀測資料、自動氣象站D6066加密觀測資料以及常規(guī)氣象資料。FM-120型霧滴譜儀布設(shè)在山東省氣象局人工影響天氣大樓樓頂(36.36°N，117.00°E，海拔高度為170.3 m)。自動氣象觀測站(無影山站D6066)位于山東省氣象局院內(nèi)，與霧滴譜儀之間的直線距離約為100 m。氣溫、相對濕度、水汽壓、風向、風速等宏觀資料來自無影山氣象站(D6066)，數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理資料來自霧滴譜儀。自動氣象觀測站實行全年不間斷連續(xù)觀測，霧滴譜儀除夏季外，秋、冬、春季均為不間斷連續(xù)觀測。

FM-120型霧滴譜儀的原理、性能、觀測精度以及微物理資料的處理方法、微物理量之間的對應(yīng)關(guān)系詳見文獻[19-20]。

另外，2017年1月2日07:00—3日08:00因停電，霧滴譜儀未采集到資料，故文中對過程2第二次爆發(fā)性增強期間的微物理特征未予分析。

2 4次霧過程宏觀特征及類型分析

2.1 過程概況

分析4次過程(以下簡稱過程1、過程2、過程3、過程4)大霧期間濟南無影山氣象站(D6066)能見度(V)隨時間的演變(圖1，兩條紅線標注的是出現(xiàn)爆發(fā)性增強的時間段)，可見具有以下特征：

圖1 4次出現(xiàn)爆發(fā)性增強霧過程大霧期間能見度(V，單位：m)隨時間的演變(a.過程1，b.過程2，c.過程3，d.過程4；紅線間代表爆發(fā)增強時間段)Fig.1 Temporal evolution of visibility (V, units: m) in the 4 burst reinforcement winter fog events (a. Case 1, b. Case 2, c. Case 3, d. Case 4; the time frame between red lines denotes burst reinforcement)

1)過程1。大霧形成于2016年12月22日22:55(北京時，下同)，23日03:10減弱為輕霧，大霧持續(xù)了4.25 h。大霧形成后不久就出現(xiàn)了爆發(fā)性增強，在30 min(22:55—23:25)內(nèi)，能見度由954 m下降到216 m，大霧突變?yōu)闈忪F。隨后能見度繼續(xù)惡化，濃霧升級為強濃霧，23日00:30，能見度降到了此次過程的最低值112 m，之后濃霧一直持續(xù)到01:30。01:35能見度開始增大，濃霧減弱為大霧。03:10后能見度上升到1 000 m以上，大霧減弱為輕霧。日出后，能見度很快增大到10 000 m以上，霧消散。

2)過程2。大霧形成于2017年1月2日01:30，3日06:45減弱為輕霧，持續(xù)了29.25 h，經(jīng)歷了3次“發(fā)展—減弱”過程。大霧形成后30 min內(nèi)能見度變化平穩(wěn)，維持在900 m左右，30 min后能見度出現(xiàn)了驟降，02:00能見度為818 m ，02:05驟降至117 m，02:15下降到70 m，出現(xiàn)了第一次爆發(fā)性增強。至06:45，一直維持強濃霧天氣，之后能見度開始增大，07:15減弱為濃霧，10:20減弱為大霧。14:50—18:10經(jīng)歷了第二次“發(fā)展—減弱”過程，這期間能見度起伏不大，在725～987 m之間波動。18:05能見度上升到1 032 m， 18:25達到1 227 m，大霧短暫減弱為輕霧。18:25—3日06:45經(jīng)歷了第三次“發(fā)展—減弱”過程，19:00能見度下降到978 m，之后能見度繼續(xù)起伏下降，21:15下降到659 m，21:20降至291 m，5 min內(nèi)大霧突變?yōu)闈忪F。21:30能見度降至181 m，濃霧升級為強濃霧，之后能見度繼續(xù)下降，21:55下降到82 m，出現(xiàn)了第二次爆發(fā)性增強。3日06:00前，能見度大多維持在200 m以下，06:00以后能見度迅速增大，06:45增大到1 000 m以上，大霧減弱為輕霧。

3)過程3。此次大霧過程是近幾年來波及范圍最大、持續(xù)時間最長的一次，波及范圍達華北、黃淮、長江中下游以及華南等中東部地區(qū)，且與過程2只間隔14 h，應(yīng)為過程2的后續(xù)過程。濟南無影山氣象站于3日22:20觀測到大霧，6日12:40大霧結(jié)束，共持續(xù)了62.33 h，經(jīng)歷了4次“發(fā)展—減弱”的變化過程。3日22:20后，能見度開始起伏下降，4日04:05下降到670 m，之后能見度急劇惡化，04:35下降到66 m，出現(xiàn)了爆發(fā)性增強，大霧突變?yōu)閺姖忪F，之后低于70 m的能見度維持了6 h之久，這期間最低能見度只有51 m，11:25能見度開始增大，14:00增大到500 m左右。4日14:00—5日18:00經(jīng)歷了第二次“發(fā)展—減弱”過程，能見度從500 m起伏下降到100 m左右，之后起伏增大到800 m左右；5日18:00—6日05:40，6日05:40—12:40又經(jīng)歷了2次“發(fā)展—減弱”過程，能見度在500～1 000 m起伏變化，以大霧為主。12:40以后，能見度增大到1 000 m以上，大霧減弱為輕霧。

4)過程4。大霧形成于2017年1月9日00:45，07:05結(jié)束，持續(xù)了6.33 h。大霧形成初期，能見度在800～1 000 m平穩(wěn)變化， 03:45開始下降，04:00下降到500 m左右，之后能見度變化不大，維持在500 m左右。04:40之后能見度迅速惡化，04:55驟降到167 m ，05:00降至129 m，出現(xiàn)了爆發(fā)性增強，濃霧突變?yōu)閺姖忪F。05:10—06:20能見度一直維持在100～300 m，06:25開始增大，07:05增大到1 000 m以上，大霧減弱為輕霧。日出后溫度迅速回升，霧消散。

2.2 環(huán)流特征

通過對4次大霧期間天氣形勢(圖略)分析發(fā)現(xiàn)：

1)過程1。2016年12月22日20時，500 hPa西風槽位于山東中部地區(qū)，濟南處于槽后西北氣流控制，700 hPa和850 hPa西風槽東移出山東，山東處于西北氣流控制，高度槽后伴有溫度槽，850 hPa原來位于華北中部的鋒區(qū)開始南壓，有低層冷空氣入侵山東；地面冷高壓較穩(wěn)定地位于貝加爾湖東南地區(qū)，山東處于高壓前部的均壓場中，以晴朗天氣為主。23日08時，500 hPa、700 hPa和850 hPa溫度槽東移出山東，同時地面冷高壓南壓，鋒區(qū)位于河北、山東交界一帶，有小股冷空氣從冷高壓主體分裂南下。大霧形成前期(21日20時—22日20時)，山東大部分地區(qū)出現(xiàn)了降水過程，濟南國家級氣象觀測站(以下簡稱“濟南站”)24 h降水量為0.5 mm。

2)過程2。2017年1月1日20時—3日08時，500 hPa中緯度(30°～50°N)環(huán)流比較平直，山東受偏西氣流控制，孟加拉灣地區(qū)的南支槽前有暖濕氣流向北輸送，850 hPa、925 hPa山東中西部地區(qū)大多受溫度脊控制，在此期間低層有冷空氣南下，2日14時溫度脊減弱消失；1日20時700 hPa、850 hPa西風槽位于山東中部，濟南受西北偏西氣流控制，南海到孟加拉灣一帶有暖濕氣流向山東輸送，2日08—20時，700 hPa、850 hPa有短波槽移過，山東轉(zhuǎn)為弱西北氣流控制，隨著北方弱冷空氣南壓，西南暖濕氣流暫時南撤，3日08時，西南暖濕氣流開始向北發(fā)展。地面圖上，山東一直處于冷高壓前部，不斷有弱冷空氣擴散南下影響山東，這期間濟南站雖未出現(xiàn)降水，但其上游安徽、江蘇一直到魯南一帶均出現(xiàn)了弱降水，表明這期間中低空有西南暖濕氣流向北輸送。

3)過程3。2017年1月3日20時—5日20時，500 hPa中緯度(30°～50°N)環(huán)流比較平直，這期間有短波槽移過，山東大多受平直的西風氣流或弱的西北氣流影響，700 hPa和850 hPa以偏南氣流為主，冷空氣南下時短時受弱西北氣流控制，低層(925 hPa或850 hPa)山東大多受暖脊影響，有暖平流發(fā)展；地面圖上山東處于地面冷高壓前部，不斷有弱冷空氣入侵。6日08時，500 hPa河套地區(qū)的西風槽在東移過程中加深，孟加拉灣南支槽東移發(fā)展，山東處于槽前西南氣流控制；700 hPa和850 hPa西南地區(qū)有低渦北上發(fā)展，山東處于低渦切變線北側(cè)的偏南氣流控制；地面冷高壓減弱，雨區(qū)自南向北逼近山東，此時魯西南地區(qū)開始出現(xiàn)降水，之后雨區(qū)北抬，山東出現(xiàn)大范圍降水，6日20時—8日20時全省平均降水量9.3 mm，濟南站為3.0 mm，降水過后，此次大范圍的霧過程徹底結(jié)束。

4)過程4。2017年1月8日20時—9日08時，500 hPa、700 hPa、850 hPa山東均處于槽后西北氣流控制，且高度槽后有溫度槽配合；地面圖上山東一直處于冷高壓的前部，低層有冷空氣入侵山東，濟南以晴朗天氣為主，且霧形成前期(6日20時—8日20時)山東出現(xiàn)過大范圍降水，濟南站降水量為3.0 mm。

2.3 類型分析及形成、消散機制

4次霧過程大霧期間及消散階段自動氣象觀測站D6066地面氣溫和相對濕度隨時間的演變(圖2)，結(jié)合濟南章丘探空站1 000 m以下垂直結(jié)構(gòu)(圖略)，分析發(fā)現(xiàn)：

圖2 地面氣溫(t,單位： ℃)和相對濕度(HR，單位： %)隨時間的演變(a.過程1，b.過程2，c.過程3，d.過程4)Fig.2 Temporal evolution of surface air temperature (t, units: ℃) and relative humidity (HR, units: %) (a. Case 1, b. Case 2, c. Case 3, d. Case 4)

1)過程1。氣溫整體呈現(xiàn)出起伏下降的趨勢，在大霧持續(xù)期間，氣溫呈現(xiàn)緩慢波動下降的趨勢，在減弱階段后期以及消散階段，氣溫下降明顯。在形成、發(fā)展、成熟和減弱階段前期，相對濕度與氣溫基本上呈現(xiàn)出相反的變化趨勢，氣溫下降，相對濕度增大，氣溫上升，相對濕度減小，在減弱階段后期以及消散階段，兩者呈現(xiàn)大致相似的變化趨勢，氣溫下降，相對濕度減小。22日20時，在200 m以下的貼地層出現(xiàn)了弱逆溫結(jié)構(gòu)，整個近地層維持較高的相對濕度，相對濕度在83%以上，這主要與前期地面出現(xiàn)弱降水，地表濕度較大有關(guān)。23日08時，貼地層逆溫結(jié)構(gòu)進一步增強，逆溫層頂高度達到250 m左右。綜合環(huán)流形勢、能見度以及氣溫和相對濕度的演變進行分析，此次過程屬于輻射霧，大霧持續(xù)前期(形成、發(fā)展、成熟階段)，主要受地面長波輻射降溫影響，氣溫下降，相對濕度增大，在減弱和消散階段，氣溫下降，相對濕度減小，這主要與北方冷空氣的入侵有關(guān)，隨著干冷空氣的入侵，氣溫下降，水汽含量減少，相對濕度減小。大霧形成前期地面出現(xiàn)的弱降水為大霧的形成提供了良好的水汽條件，夜間地面長波輻射降溫及其在貼地層形成的逆溫結(jié)構(gòu)是大霧形成和維持的主要原因，夜間冷空氣南下，干冷空氣入侵，近地層相對濕度下降是大霧消散的主要機制。

2)過程2。在第一次“發(fā)展—減弱”過程形成、發(fā)展以及減弱階段后期，氣溫與相對濕度具有較好的反相變化趨勢，在成熟和減弱階段前期，氣溫與相對濕度反相變化趨勢不明顯，氣溫升高，相對濕度持續(xù)增大或不變，表明大霧形成前期，水汽輸送不顯著，相對濕度的變化主要取決于氣溫變化，之后存在豐沛的水汽輸送，相對濕度增大。在第二次“發(fā)展—減弱”過程期間以及第三次“發(fā)展—減弱”過程發(fā)展階段，水汽輸送減弱，相對濕度與氣溫變化具有較好的反相變化趨勢。在第三次“發(fā)展—減弱”過程成熟和減弱階段，水汽輸送逐漸增強，在此期間相對濕度主要受水汽輸送影響，氣溫呈現(xiàn)起伏“下降—升高”的趨勢，相對濕度則呈現(xiàn)“增大—穩(wěn)定”的變化特征。1日20時400 m以下貼地層存在較強的逆溫結(jié)構(gòu)，大氣層結(jié)穩(wěn)定，2日08時，日出后地面氣溫回升，400 m以下貼地層逆溫結(jié)構(gòu)消失，逆溫層主要位于400～900 m之間，此時霧頂高度大約在600 m，20時，地面長波輻射增強，400 m以下貼地層逆溫結(jié)構(gòu)重新建立，大霧只在很淺的貼地層存在，之上相對濕度急劇減小。3日08時，貼地層逆溫結(jié)構(gòu)消失，逆溫層主要位于400～800 m層，同時近地層相對濕度減小，在此期間貼地層逆溫結(jié)構(gòu)的變化與地面長波輻射降溫以及冷空氣的入侵有關(guān)，其上層的逆溫結(jié)構(gòu)則與中低空盛行的暖濕氣流有關(guān)。綜合分析，該過程為平流輻射霧，夜間地面長波輻射降溫和低層弱冷空氣南下導致的貼地層氣溫下降是大霧形成的起因，西南暖濕平流輸送為大霧的形成提供了良好的水汽條件，日出后氣溫迅速回升是大霧暫時消散的主要原因。

3)過程3。在第一次“發(fā)展—減弱”過程形成和發(fā)展階段，第二次“發(fā)展—減弱”過程減弱階段后期，第三次“發(fā)展—減弱”過程發(fā)展階段以及第四次“發(fā)展—減弱”過程減弱階段，氣溫與相對濕度呈現(xiàn)大致相反的變化趨勢，表明這期間水汽輸送不明顯，相對濕度的變化主要取決于氣溫的變化。其他時段氣溫與相對濕度反相關(guān)關(guān)系不顯著，表明這期間有明顯的水汽輸送影響山東，同時水汽輸送在第一次“發(fā)展—減弱”過程的成熟階段到第二次“發(fā)展—減弱”過程的減弱階段前期，第三次“發(fā)展—減弱”過程的減弱階段到第四次“發(fā)展—減弱”過程的發(fā)展階段經(jīng)歷了2次“增強—減弱”的變化過程。3日20時，濟南近地層層結(jié)穩(wěn)定，200 m以下貼地層形成了較強的逆溫結(jié)構(gòu)，逆溫率達2.9 ℃·(100 m)-1，相對濕度達到90%左右。4日08時，地面氣溫下降，200 m以下逆溫結(jié)構(gòu)減弱，200～1 000 m層逆溫增強。400 m以上相對濕度迅速減小，霧頂高度大約為400 m。4日20時，350 m以下逆溫層消失，近地層逆溫層頂高度下降到600 m左右，逆溫強度減弱，霧頂高度仍在400 m左右。5日08時，近地層350～600 m層逆溫強度繼續(xù)減弱，霧頂高度仍為400 m。5日20時，相對濕度減小，近地層逆溫結(jié)構(gòu)消失，500 m以下貼地層開始形成弱逆溫結(jié)構(gòu)。6日08時，貼地層逆溫結(jié)構(gòu)消失，200～600 m逆溫結(jié)構(gòu)重新建立，霧頂高度發(fā)展到300 m左右，日出后隨著地面氣溫升高，大霧減弱。綜上分析，此次大霧屬于平流輻射霧，在此期間平流和輻射作用同時或交替出現(xiàn)，夜間地面長波輻射降溫是大霧形成的起因，中低層盛行的暖濕平流為大霧的形成提供了良好的水汽條件，白天氣溫升高，相對濕度下降是大霧暫時消散的主要原因，隨后而來的降水和冷空氣破壞了穩(wěn)定層結(jié)，使大霧天氣徹底結(jié)束。

4)過程4。在大霧形成、發(fā)展、成熟和減弱階段前期，氣溫與相對濕度呈現(xiàn)大致相反的變化趨勢，氣溫起伏下降，相對濕度起伏增大。在減弱階段后期，由于干冷空氣的入侵，氣溫和相對濕度均呈現(xiàn)下降趨勢，在消散階段，日出后氣溫回升，相對濕度急劇下降，霧消散。8日20時，從地面到200 m左右貼地層出現(xiàn)了逆溫結(jié)構(gòu)，由于前期地面出現(xiàn)降水，整個近地層(地面到1 000 m左右)為高濕層，相對濕度在86%以上，最大相對濕度為93%。9日08時，350 m以下貼地逆溫層消失，此時大霧減弱為輕霧。綜合分析，該過程與過程1相似，都屬于輻射霧，夜間地面長波輻射降溫是此次大霧形成的起因，前期出現(xiàn)的弱降水為大霧的形成提供了良好的水汽條件，夜間干冷空氣入侵，相對濕度下降是大霧減弱的主要因素，日出后貼地層氣溫回升，相對濕度迅速下降是霧消散的主要原因。

綜上分析表明，4次大霧過程均形成于氣溫顯著下降的夜間，2次為輻射霧，2次為平流輻射霧。對于輻射霧，前期出現(xiàn)的降水在近地層形成高濕層為大霧的形成提供了水汽條件，地面長波輻射降溫是大霧形成的起因，干冷空氣南下以及太陽短波輻射加熱升溫，相對濕度下降在大霧減弱或消散中起著重要作用；對于平流輻射霧，地面長波輻射以及弱冷空氣入侵造成的氣溫下降是大霧形成和發(fā)展的主要因素，中低空盛行的暖濕平流為大霧的形成和維持提供了良好的水汽來源，白天太陽短波輻射加熱升溫，相對濕度下降是大霧暫時消散的主要因素，而穩(wěn)定層結(jié)的破壞則是大霧徹底消散的機制。

2.4 爆發(fā)性增強的宏觀特征

分析4次霧過程的類型及其在5次爆發(fā)性增強前后物理量的宏觀特征(表1)，可見，霧爆發(fā)性增強均出現(xiàn)在夜間到清晨前后，在20～30 min內(nèi)，能見度迅速惡化，由大霧突變?yōu)闈忪F或強濃霧。爆發(fā)性增強后宏觀變化特征主要表現(xiàn)為：

表1 4次霧過程類型及在5次爆發(fā)性增強前后物理量的變化特征

1)極大風速均呈現(xiàn)增大的趨勢。對于輻射霧，在2次爆發(fā)性增強期間，地面以西北風為主，風向變化不顯著；對于平流輻射霧，在3次爆發(fā)性增強期間，地面風由爆發(fā)前期的西北偏西、西南或西北風轉(zhuǎn)為西北、西北偏西或東北風，風向呈現(xiàn)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢。

2)氣溫下降，相對濕度增大，水汽壓下降。4次過程5次爆發(fā)性增強后氣溫分別下降了0.3 ℃、1.2 ℃、0.6 ℃、1.0 ℃、0.3 ℃，每小時降溫幅度分別達到0.6 ℃、2.4 ℃、1.2 ℃、2.0 ℃ 、0.9 ℃，同時相對濕度增大，增幅在1%～4%之間，每小時水汽壓下降幅度分別為0.2 hPa、0.6 hPa、0.4 hPa、0.6 hPa、0.3 hPa。

綜上并結(jié)合2.2節(jié)環(huán)流形勢分析，在5次爆發(fā)性增強期間低層均有弱冷空氣入侵，極大風速增大，氣溫下降，相對濕度增大。

3 不同發(fā)展階段的微物理特征

分析2017年1月9日大霧(過程4)持續(xù)期間微物理量隨時間的演變以及不同發(fā)展階段的譜分布(圖3、4)，發(fā)現(xiàn)：

圖3 過程4中微物理量的演變特征(a.數(shù)濃度，單位：cm-3；b.液態(tài)含水量，單位：g·m-3；c. 直徑D≤8 μm的小滴數(shù)，d. 直徑D≥30 μm的特大滴數(shù)，e.自動轉(zhuǎn)換閾值函數(shù))Fig.3 Temporal evolution of microphysical quantities in Case 4 (a. number concentration, units: cm-3; b. liquid water content, units: g·m-3; c. the number of small droplets below 8 μm in diameter, d. the number of large droplets above 30 μm in diameter, e. autoconversion threshold function)

1)形成階段(00:45—03:45)。數(shù)濃度(NC)、液態(tài)含水量(LWC)等微物理量較小，平均數(shù)濃度為3.30 cm-3, 液態(tài)含水量為1.50×10-4g·m-3，且起伏變化較??；核化和凝結(jié)增長過程已經(jīng)啟動但并不活躍，霧中主要存在數(shù)量較少的直徑D≤8 μm的小霧滴，平均數(shù)量為12.08個；碰并強度很弱，以未碰并和偶發(fā)碰并為主，D≥30 μm的特大滴很少，平均值僅為0.02個；平均譜寬為38 μm。

2)發(fā)展階段(03:45—04:55)。數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理量開始增大，平均數(shù)濃度為11.77 cm-3, 液態(tài)含水量為1.31×10-3g·m-3；核化和凝結(jié)增長等微物理過程開始活躍，D≤8 μm的小霧滴數(shù)量明顯增加，平均值達到42.42個，譜分布曲線明顯上抬、右移，大滴增多；碰并過程逐漸啟動，D≥30 μm的大霧滴平均數(shù)量達到0.52個；平均譜寬達50 μm以上。

圖4 過程4在不同階段的霧滴數(shù)密度(dN/dD，單位：cm-3·μm-1)函數(shù)譜分布Fig.4 Droplet number density (dN/dD, units: cm-3·μm-1) spectrum in different stages of Case 4

3)成熟階段(04:55—06:25)。數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理量急劇增大，平均數(shù)濃度為57.82 cm-3, 液態(tài)含水量為1.32×10-2g·m-3；核化和凝結(jié)增長異常活躍，D≤8 μm的小霧滴數(shù)達199.49個，比發(fā)展階段增大5倍；譜分布曲線繼續(xù)上抬，大霧滴明顯增多；碰并過程變得非?；钴S，D≥30 μm的特大滴達7.41個；平均譜寬為50 μm以上。

4)減弱階段(06:25—07:05)。數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理量逐漸較小，平均數(shù)濃度下降到2.39 cm-3,液態(tài)含水量為1.80×10-4g·m-3；核化、凝結(jié)迅速減弱，D≤8 μm的小霧滴下降到8.77個，譜分布曲線明顯下行、左移，D≤10 μm的小滴端曲線位于最下方；碰并過程迅速減弱并消失，D≥30 μm的特大滴急劇減少；平均譜寬為48 μm。

4 爆發(fā)性增強的微物理特征及觸發(fā)機制

4.1 爆發(fā)性增強前后微物理量的對比分析

對比分析4次過程爆發(fā)性增強前后數(shù)濃度等微物理量(表2)，可見，在爆發(fā)性增強的20～30 min內(nèi)，各微物理量發(fā)生了顯著的變化，數(shù)濃度、液態(tài)含水量、中值體積直徑、有效直徑、D≤8 μm的小滴數(shù)、D≥12 μm的大滴數(shù)、D≥30 μm的特大滴數(shù)以及譜寬等微物理量均出現(xiàn)明顯的躍增，數(shù)濃度、D≤8 μm的小滴數(shù)等增大1～2個數(shù)量級，液態(tài)含水量、D≥12 μm的大滴數(shù)等增大2～3個數(shù)量級，中值體積直徑和有效直徑增大0.5～3倍，同時出現(xiàn)了D≥30 μm的特大霧滴，譜寬增大到36 μm以上。

表2 霧爆發(fā)性增強前后微物理量的對比

4.2 爆發(fā)性增強期間微物理量的演變

分析4次爆發(fā)性增強期間數(shù)濃度等微物理量以及霧滴譜逐分鐘的演變(圖5、6)，可見：

圖5 4次爆發(fā)性增強期間微物理量隨時間(逐分鐘)的演變(a.數(shù)濃度，單位：cm-3；b.液態(tài)含水量，單位：g·m-3；c.有效直徑，單位：μm；d.自動轉(zhuǎn)換閾值函數(shù))Fig.5 Temporal evolution of microphysical quantities during the 4 burst reinforcement courses (a. number concentration, units: cm-3; b. liquid water content, units: g·m-3; c. median volume diameter, units: μm; d. autoconversion threshold function)

1)在爆發(fā)性增強前期存在一個明顯的醞釀階段，其間數(shù)濃度、液態(tài)含水量、中值體積直徑等微物理量沒有明顯增大，而是在一個相對穩(wěn)定的區(qū)間進行起伏變化；譜型主要以“單峰”結(jié)構(gòu)為主；碰并增長過程很弱，以未碰并或偶發(fā)碰并狀態(tài)為主。醞釀階段過后，各微物理量均出現(xiàn)了明顯的躍增，其中數(shù)密度增大1～2個數(shù)量級，液態(tài)含水量增大2～3個數(shù)量級，中值體積直徑增大0.5～3倍；譜型突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)，碰并過程明顯增強，出現(xiàn)連續(xù)的碰并增長過程，譜寬由10 μm左右迅速拓寬至30 μm以上。

2)醞釀階段過后，霧滴譜曲線首先表現(xiàn)為“右移”，之后再出現(xiàn)“上抬”，即首先是譜寬出現(xiàn)明顯的躍增，之后數(shù)濃度顯著增大，在譜寬躍增前，其曲線右側(cè)都有間斷的大滴出現(xiàn)，個別大滴直徑甚至達50 μm。由4次爆發(fā)性增強期間霧滴譜逐分鐘變化曲線分布(圖略)來看，a)過程1，2016年12月22日23:09，譜寬為9 μm、數(shù)濃度為6.28 cm-3，曲線右側(cè)有間斷的大滴，最大直徑達18 μm，23:10譜寬首先躍增到26 μm，而數(shù)濃度僅增大到12.47 cm-3，23:11譜寬增大到32 μm，數(shù)濃度增大到25.34 cm-3；b)過程2，2017年1月2日02:01，譜寬在1 min內(nèi)首先由9 μm躍增到20 μm，曲線右側(cè)同樣出現(xiàn)了間斷的大滴，最大直徑達34 μm，數(shù)濃度則由1.69 cm-3增大到3.40 cm-3，02:02，譜寬繼續(xù)增大到28 μm，數(shù)濃度躍增至17.24 cm-3；c)過程3，2017年1月4日04:23譜寬為10 μm，曲線右側(cè)有豐富的間斷大滴，最大的大滴直徑為28 μm，數(shù)濃度為3.57 cm-3，04:24譜寬首先躍增到30 μm，此時數(shù)濃度僅增加到5.53 cm-3，04:25譜寬變?yōu)?8 μm，而數(shù)濃度卻增大到26.97 cm-3；d)過程4，2017年1月9日04:52譜寬為11 μm，曲線右側(cè)最大的間斷大滴直徑達40 μm，此時數(shù)濃度為3.16 cm-3，04:53譜寬躍增到32 μm，數(shù)濃度為9.18 cm-3，04:54譜寬又躍增至48 μm，數(shù)濃度躍增到142.27 cm-3。

霧爆發(fā)性增強的本質(zhì)是霧滴譜爆發(fā)性拓寬，數(shù)密度和含水量驟然增大[16]。濟南冬季霧在爆發(fā)性增強期間，霧滴譜譜寬由10 μm左右拓寬到30～50 μm，數(shù)密度、D≤8 μm的小滴數(shù)等增大1～2個數(shù)量級，液態(tài)含水量、D≥12 μm的大滴數(shù)等增大2～3個數(shù)量級，中值體積直徑和有效直徑增大0.5～3倍。除此之外，還表現(xiàn)出如下顯著的變化特征：醞釀階段過后，譜寬首先出現(xiàn)明顯的躍增，之后數(shù)濃度等微物理量再顯著增大，譜型由“單峰”結(jié)構(gòu)突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)，這主要與醞釀階段后首次啟動了連續(xù)較強的碰并增長過程有關(guān)。因此，當變化相對平穩(wěn)的數(shù)濃度、液態(tài)含水量、中值體積直徑等微物理量突然出現(xiàn)躍增，同時滴譜拓寬，譜型突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)時，往往預(yù)示著霧將會出現(xiàn)爆發(fā)性增強。

圖6 爆發(fā)性增強期間霧滴數(shù)密度(dN/dD，單位：cm-3·μm-1)函數(shù)譜逐分鐘演變特征(a.2016年12月22日22:55—23:25，b. 2017年1月2日01:55—02:25，c. 2017年1月4日04:05—04:25，d. 2017年1月9日04:40—05:10)Fig.6 Minutely evolution of droplet number density (dN/dD, units: cm-3·μm-1) spectrum during burst reinforcement course (a. from 22:55 to 23:25 on 22 December 2016, b. from 01:55 to 02:25 on 2 January 2017, c. from 04:05 to 04:25 on 4 January 2017, d. from 04:40 to 05:10 on 9 January 2017)

4.3 濟南冬季霧爆發(fā)性增強觸發(fā)機制的探討

李子華等[16]通過對霧滴譜微物理結(jié)構(gòu)特征分析發(fā)現(xiàn)，霧滴譜爆發(fā)性拓寬是在降溫速率加大(即過飽和度加大)條件下出現(xiàn)的，濃霧階段地面的弱冷平流及日出后濕地表水分蒸發(fā)都易引起霧滴譜爆發(fā)性拓寬。濮梅娟等[21]通過對南京冬季濃霧分析發(fā)現(xiàn)，夜晚長波輻射增強或近地層出現(xiàn)冷平流造成的氣溫急劇下降，日出后地表水分蒸發(fā)或西南暖濕平流增強造成的濕度明顯增大以及湍流混合作用，都能導致霧體爆發(fā)性增強。吳彬貴等[22]發(fā)現(xiàn)，副冷鋒南下逼近天津境內(nèi)時，滲透進低層的鋒前弱冷空氣是天津大霧爆發(fā)性發(fā)展的直接原因。劉曉舟[23]研究發(fā)現(xiàn)，不同類型的霧均出現(xiàn)過爆發(fā)性增強現(xiàn)象，它們爆發(fā)性發(fā)展的原因也有所不同：輻射霧是由日出后土壤水分蒸發(fā)增強、溫度下降和湍流強度增加三者共同作用導致的；而平流輻射霧則是由于偏北氣流影響，降溫率增大導致。焦圣明等[24]在研究大范圍持續(xù)性強濃霧天氣爆發(fā)性增強時，提出弱冷空氣入侵是霧體爆發(fā)增強的促發(fā)因子。嚴文蓮等[25]等通過對江蘇一次大范圍爆發(fā)性強濃霧過程研究發(fā)現(xiàn)，夜間天空打開，長波輻射降溫作用加強，是大范圍強濃霧形成和爆發(fā)性發(fā)展的一個重要原因；同時霧前降雨為強濃霧的形成創(chuàng)造了基礎(chǔ)條件，也是日出后部分站點由于水汽蒸發(fā)增強而導致霧爆發(fā)性增強的直接原因。劉霖蔚等[15]通過對南京一次冬季濃霧過程分析發(fā)現(xiàn)，兩次地面霧爆發(fā)性增強均發(fā)生在夜間，爆發(fā)性增強的原因是地表氣溫陡降，貼地層逆溫增強及可充當霧滴凝結(jié)核的氣溶膠大粒子數(shù)增多。朱承瑛等[26]通過對江蘇4次全省性的以輻射降溫為主的強濃霧和特強濃霧過程進行分析發(fā)現(xiàn)，夜間輻射降溫突然增強，底層弱冷空氣入侵，日出后蒸發(fā)量加大及湖陸風效應(yīng)是霧爆發(fā)性增長的觸發(fā)因子。梁綿等[27]通過對雨后兩次強濃霧爆發(fā)性增強原因進行分析發(fā)現(xiàn)，霧的爆發(fā)性增強，主要和降溫與增濕有關(guān)。晴空夜間地表向上長波輻射增強引起的強降溫，日出后地面的強蒸發(fā)作用使得近地表水汽增多，都可直接引起霧的爆發(fā)性變濃。可見，降溫和增濕是霧形成、發(fā)展的重要條件和物理過程。

本文研究結(jié)果表明，濟南冬季霧在爆發(fā)性增強之后，均有低層冷空氣入侵，出現(xiàn)了降溫、增濕和水汽壓下降的現(xiàn)象。通過對5次爆發(fā)性增強期間氣溫、相對濕度和水汽壓隨時間的演變(圖略)分析發(fā)現(xiàn)，氣溫均呈現(xiàn)逐漸下降的趨勢，相對濕度則呈現(xiàn)逐漸增大的趨勢，除過程2在第二次爆發(fā)性增強期間水汽壓呈現(xiàn)下降—略增大—再下降的趨勢外，其他4次水汽壓均呈現(xiàn)逐漸下降的趨勢。結(jié)合2.3節(jié)水汽輸送變化特征進行分析發(fā)現(xiàn)，過程2在第二次爆發(fā)性增強期間存在較弱的水汽輸送，水汽壓出現(xiàn)的短時小幅增大主要與較弱的水汽輸送有關(guān)，而其他4次爆發(fā)性增強期間水汽輸送并不明顯，水汽壓均呈現(xiàn)減小的趨勢。分析表明，在濟南冬季霧爆發(fā)性增強期間，由于弱冷空氣入侵，氣溫下降，相對濕度增大，核化、凝結(jié)增長等微物理過程異常活躍，大量的凝結(jié)核核化為小霧滴，霧滴增多，數(shù)濃度增大，同時霧滴在凝結(jié)增長過程中消耗大氣中的一部分水汽，水汽壓下降，當霧滴凝結(jié)增長到臨界碰并大小時，開始啟動連續(xù)較強的碰并增長過程，霧滴快速增長，譜寬首先出現(xiàn)明顯的躍增，之后數(shù)濃度等微物理量顯著增大，譜型由“單峰”結(jié)構(gòu)突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)，霧體爆發(fā)性增強。因此，氣溫下降是濟南冬季霧爆發(fā)性增強的直接原因，弱水汽輸送產(chǎn)生的增濕作用對爆發(fā)性增強具有一定的促進意義。

5 結(jié)論與討論

利用霧滴譜儀觀測的微物理資料、無影山站加密觀測資料以及濟南章丘探空站觀測資料等多源數(shù)據(jù)，對4次霧過程的類型、生消機理及其在5次爆發(fā)性增強期間的宏、微觀物理特征進行分析，得出如下主要結(jié)論：

1)對于輻射霧，前期地面降水在近地層形成高濕層為大霧的形成提供了水汽條件，夜間地面長波輻射降溫及其在貼地層形成的逆溫結(jié)構(gòu)是大霧形成和維持的主要因素，干冷空氣入侵或日出后太陽短波輻射加熱升溫、近地層相對濕度下降是霧消散的主要機制；對于平流輻射霧，夜間地面長波輻射降溫和弱冷空氣南下造成的氣溫下降是大霧形成的主要原因，中低層盛行的暖濕平流為大霧的形成和維持提供了良好的水汽條件，日出后太陽短波輻射加熱升溫、霧滴蒸發(fā)是大霧減弱或暫時消散的主要原因，穩(wěn)定層結(jié)的破壞是大霧徹底消散的重要機制。

2)形成階段，各微物理量較小，且起伏變化不大，核化和凝結(jié)增長過程已經(jīng)啟動但并不活躍，霧中主要以小霧滴為主，碰并強度很弱，以未碰并和偶發(fā)碰并為主；發(fā)展階段，各微物理量開始增大，核化和凝結(jié)增長等微物理過程開始活躍，小霧滴明顯增多，碰并過程開始啟動，大滴增多；成熟階段，核化、凝結(jié)和碰并增長非?；钴S，各微物理量急劇增大并達到極大值；減弱階段，核化、凝結(jié)過程減弱，碰并過程減弱并消失，各微物理量減小，能見度增大。

3)濟南冬季霧在爆發(fā)性增強后，宏、微觀特征均出現(xiàn)顯著變化，宏觀變化特征主要表現(xiàn)為，極大風速增大，氣溫下降，相對濕度增大，水汽壓下降；微觀變化特征主要表現(xiàn)為，數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理量出現(xiàn)躍增，數(shù)濃度增大1～2個數(shù)量級，液態(tài)含水量增大2～3個數(shù)量級，譜寬由10 μm左右迅速拓寬到30～50 μm，譜型由“單峰”結(jié)構(gòu)突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)。

4)爆發(fā)性增強前期存在一個明顯的醞釀階段，其間數(shù)濃度、液態(tài)含水量等微物理量沒有明顯增大，而是在一個相對穩(wěn)定的區(qū)間范圍起伏變化，譜型主要以“單峰”結(jié)構(gòu)為主；醞釀階段過后，開始啟動連續(xù)、較強的碰并增長過程，譜寬首先出現(xiàn)明顯躍增，之后數(shù)濃度等微物理量顯著增大，譜型由“單峰”結(jié)構(gòu)突變?yōu)椤岸喾濉苯Y(jié)構(gòu)，霧體爆發(fā)性增強。

5)爆發(fā)性增強期間，相對濕度增大主要與弱冷空氣入侵造成的氣溫下降有關(guān)，水汽壓下降則與異?；钴S的凝結(jié)增長有關(guān)，氣溫下降是濟南冬季霧爆發(fā)性增強的直接原因，弱水汽輸送產(chǎn)生的增濕作用對爆發(fā)性增強具有一定的促進意義。