近地层辐射过程与雾微结构的相互作用特征

赵丽娟，牛生杰

(南京信息工程大学1.江苏省大气环境监测与污染控制高技术研究重点实验室;2.大气物理学院，江苏南京210044)

近地层辐射过程与雾微结构的相互作用特征

赵丽娟1，2，牛生杰1，2

(南京信息工程大学1.江苏省大气环境监测与污染控制高技术研究重点实验室;2.大气物理学院，江苏南京210044)

利用2006—2009年南京郊区(32°12'N，118°42'E，25 m a.s.l.)冬季雾综合观测资料，分析了近地层辐射特征与雾微物理结构的相互作用。结果表明，净辐射通量密度介于-50～+25 W·m-2时，雾层中雾滴数浓度逐渐增加，且雾滴半径越小，雾滴数密度增大越显著。近地层辐射冷却或弱增温，有利于雾滴活化和凝结增长。地面辐射增温较强时，雾滴数浓度和不同尺度雾滴数密度均减少，且雾滴半径越小，雾滴数密度减小得越快。太阳短波反射率的变化主要受雾滴数浓度、平均半径和液态含水量的影响。雾过程中，雾滴数浓度和液态含水量每增大100 cm-3和0.001 g·m-3，引起的太阳短波反照率的增量分别为5.29×10-3和1.18×10-4。

净辐射通量密度;太阳短波反射率;雾滴谱

0 引言

雾是大量微小水滴或冰晶浮游空中，使近地层水平能见度小于1.0 km的天气现象，常呈乳白色(中国气象局，2007)。雾的出现对工农业生产、交通运输、电力输送、人体健康带来很大危害(严文莲等，2009)。长波辐射冷却是影响雾形成和发展的重要因素(Duynkerke，1991;Shi et al.，2010;陆春松等，2011)。加州西岸海雾研究结果表明，雾顶的辐射冷却是海洋边界层降温、湍流形成和雾垂直向上发展的重要因子(Oliver et al.，1978;Leipper，1994;Koracin et al.，2001，2005;Lewis et al.，2004)。对陆地雾的数值模拟结果也表明，雾顶的辐射冷却是雾形成和发展的主要原因，而太阳短波辐射加热促使雾进入消散阶段(董剑希等，2006;何晖等，2009;胡朝霞等，2011)。辐射冷却对雾微结构也有显著影响。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，雾滴凝结又会增强雾顶的辐射冷却降温(Haeffelin et al.，2010)。雾的微物理参量随时间快速变化，这种高频的随机变化过程中存在低频的准周期变化特征，微物理参量的这种高频随机变化是由间歇性的湍流混合过程引起的(Pilié et al.，1975;Gerber，1991;徐杰等，2009)。而关于微物理参量的准周期振荡产生的原因，有学者提出辐射冷却造成的雾滴凝结增长和大滴重力沉降导致的含水量消耗之间的相互作用可能导致了雾微结构的准周期振荡(Bott，1991;黄玉生等，2000;唐浩华等，2002)。反之，雾过程的出现又可以改变近地层的辐射特征(陆春松等，2011)。目前，利用外场观测和数值模式研究辐射通量对雾形成、发展、消散的影响已取得了丰硕成果，而净辐射通量对雾微观结构的影响以及雾微观结构对太阳短波反射率的影响研究相对较少(Niu et al.，2010)。通过分析净辐射通量对雾微观结构的影响，可以深化对雾生消机制的认识。此外，雾的形态可看作是接地的云，了解雾微观结构对太阳短波反射率的影响，对于研究气溶胶的间接气候效应也有一定帮助。

1 观测资料及数据处理方法

长三角地区雾以冬季雾为主，每年10月—次年1月是该地区雾的高发期，其中11月雾发生频次最高(余庆平和孙照渤，2010;周伟灿和魏炜，2010;杜坤等，2011)。本文选用2006—2009年11—12月南京信息工程大学(32°12'N，118°42'E，25 m a.s.l.)冬季雾外场综合观测资料(Liu et al.，2012;Niu et al.，2012)，试验期间共观测到29次雾过程，其中辐射雾16次。观测内容包括雾的边界层结构、雾微物理结构、雾水化学特性、大气气溶胶粒子谱及化学成分、辐射特性、湍流结构、通量特征及常规气象观测项目。

1.1 观测仪器

雾微物理参量由FM-100雾粒子谱仪(DMT，美国)进行测量，可测量雾滴的前向散射光强度和雾滴个数，并根据散射截面与雾滴直径的函数得到雾滴的尺度。FM-100雾粒子谱仪的激光波长为680 nm，可测量的粒子数浓度范围是0～5 000 cm-3，激光前向散射所测粒径范围是2～50 μm，粒子尺度分档可选择10、20、30或40档，数据输出频率可设置为0.1～10 Hz。观测期间采用20档记录雾滴个数，数据输出频率设置为1 Hz。

辐射通量密度由CNR1净辐射观测仪(Campbell，美国)进行测量，它由两组传感器表面分别向上和向下的日射强度计和地面辐射强度计组成，可测量入射太阳短波辐射通量密度和长波红外辐射通量密度、地表反射的短波辐射通量密度和发射的长波红外辐射通量密度。日射强度计和地面辐射强度计可测量的波长范围分别为305～2 800 nm和5.0～50 μm，可测量的辐射分量和净辐射通量密度的范围分别是0～2 000 W·m-2和-250～+250 W·m-2，短波辐射和长波辐射测量的分辨率分别为0.1和0.01 W·m-2，测量相对误差小于±2%。传感器以1 Hz的采样频率获取辐射分量信息，可编程控制输出资料(辐射分量的平均值)的时间周期:1 s～1 h，观测期间设置为每1 min输出1组辐射分量的平均值。

1.2 数据处理方法

根据DMT公司提供的FM-100雾粒子谱仪使用说明，仪器采样的气流速度(va，单位为m·s-1)和单位时间采样体积(V，单位为cm3·s-1)可根据下述公式进行计算:

其中:M是由动态气压和静态气压得出的马赫数，单位为mb;Ta是环境气温，单位为K;S=0.264 mm2为采样面积;n(r)是雾滴数密度，由每档雾滴个数除以V×Δr得到，单位为cm-3·μm-1;r是雾滴半径，单位为μm。

描述雾微物理特征的物理参量根据公式(3)—(7)计算，

其中:N是雾滴数浓度，单位为cm-3;rm是平均半径，单位为μm;re是有效半径，单位为μm;L是雾含水量，单位为g·m-3;σ是雾滴谱标准差，单位为μm;ρ=1 g·m-3为水的密度。

2 净辐射通量密度对雾微观结构的影响

定义地面的净辐射通量密度(Rn)为太阳短波辐射通量密度和长波辐射通量密度之和:

2.1 微物理参量

图1给出了雾过程中各微物理参量随地面净辐射通量密度(Rn)的变化特征。可以看出，雾发生时地面净辐射通量密度变化范围为-25～+150 W·m-2，介于-25～0 W·m-2的数据最集中。地面净辐射通量密度为-5～0 W·m-2时，雾滴数浓度(N)、平均半径(rm)、液态含水量(L)较大，并随着地面净辐射通量密度增加或减少而迅速减小(图1a—1c)。出现这种特征的原因主要包括以下两方面。第一个原因是与雾的生消过程有关(马国忠和银燕，2010;魏建苏等，2010;杨军等，2010)。雾多形成于傍晚或凌晨，并在正午前后消散。图2给出了两次雾过程(2007年12月13日19:00—14日14:00;2007年12月14日19:00—15日14:00)中辐射通量密度分量的变化特征。日落后，地表失去太阳短波辐射加热，而地面向上的长波辐射通量密度始终大于大气逆辐射(地面净辐射通量密度为负)，地面和近地层大气温度逐渐降低，近地层大气的相对湿度逐渐增大并接近饱和(图2)。雾形成后，阻碍了地表热通量向上输送，大气逆辐射逐渐增大，使得地面向上的长波辐射通量密度与大气逆辐射之差逐渐减小(地面净辐射通量密度逐渐接近于0 W·m-2)。相应地，随着雾过程发展，雾层的雾滴数浓度、雾滴平均半径、液态含水量逐渐增大，使得雾微物理参量与地面净辐射通量密度(介于-25～0 W·m-2之间)呈正相关关系。至日出前后，地面净辐射通量密度接近于0 W·m-2，而雾的成熟期也多出现在此阶段，此阶段雾的微物理特征是雾滴数浓度、平均半径、最大半径、有效半径、液态含水量均出现整个雾过程的最大值(图2)。与之对应，雾中各微物理参量的高值多集中在Rn=0 W·m-2附近。日出后，在太阳短波辐射加热作用下，地面净辐射通量密度由负转正，下垫面和近地层大气开始升温。一方面，使得近地层相对湿度减小，雾层中的雾滴蒸发，从而导致雾滴数浓度、平均半径、液态含水量减小;另一方面，下垫面温度升高，使得凝附在下垫面表面和保存在土壤中的水分蒸发，使近地层大气中的水汽含量增加，有利于雾滴活化和凝结增长。因而，随着地面净辐射通量密度(大于0 W·m-2时)增加，雾中各微物理参量逐渐降低，但下降趋势较缓。出现这种特征的第二个原因是，近地层大气层结的影响。地面净辐射通量密度为负值时，下垫面持续降温，会使得近地层大气层结趋于稳定，水汽和雾滴在近地层累积;而地面净辐射通量密度为正值时，下垫面和近地层大气升温，大气层结趋于不稳定，有利于水汽和雾滴向上输送，也会导致雾滴数浓度和液态含水量减小。

与雾滴数浓度、平均半径和液态含水量不同，地面净辐射通量密度大于0 W·m-2后，随着净辐射通量密度增大，雾滴最大半径和有效半径减小缓慢(图1d—1e)。这也说明近地层增温对大雾滴的影响较小;雾滴平均半径减小主要是由小雾滴蒸发、尺度减小造成的;这也与Köhler方程得出的结果一致。根据Köhler方程，不考虑液滴的溶质效应时，液滴半径减小会使液滴增长所需的平均水汽压增大;因而，在一定的水汽压环境中，小滴较大滴更易于蒸发，从而使得雾滴平均半径迅速减小，而雾滴最大半径减小较为缓慢。雾滴谱的标准差随净辐射通量密度的变化特征与其他微物理参量完全不同，地面净辐射通量密度大于0 W·m-2后，随着净辐射通量密度增大，雾滴谱的标准差逐渐增大(图1f)。这是由于净辐射加热造成的雾滴蒸发主要是小雾滴，而大雾滴蒸发较少，从而使得雾滴谱峰值较为平缓，雾滴谱的标准差增大。

图1 雾微物理参量随净辐射通量密度的变化a.雾滴数浓度(N);b.雾滴平均半径(rm);c.液态含水量(L);d.雾滴最大半径(rmax);e.雾滴有效半径(re);f.雾滴谱的标准差(σ)Fig.1Microphysical properties as a function of net radiant flux density from 20 fog events during the field experimenta.fog droplet number concentration(N);b.mean radius(rm);c.liquid water content(L);d.maximum radius(rmax);e.effective raius(re);f.standard deviation of fog droplet distribution(σ)

2.2 雾滴谱

为了进一步分析净辐射通量密度对雾微物理结构的影响，本节对净辐射通量密度与雾滴谱间的关系进行讨论。辐射对雾滴谱的影响主要是对半径小于5 μm的小雾滴，而半径大于10 μm的大雾滴数密度(n(r))变化很小(图3)。地面净辐射通量密度大于0 W·m-2后，净辐射通量密度越大，半径小于5 μm的雾滴数密度越小，且雾滴半径越小，雾滴数密度减小得越快，这也与上一节的推断结果一致。净辐射通量密度大于150 W·m-2时出现的峰值受个别持续时间较长的平流雾或平流—辐射雾过程影响。

为了分析雾发展过程中净辐射通量密度对雾微物理结构变化的影响，以5 min为间隔，统计雾滴数浓度(N)和雾滴谱(n(r))的平均值，计算t时刻与t-1时刻雾滴数浓度(N)和雾滴谱(n(r))平均值的差值，并分析雾滴数浓度变量(ΔN)和雾滴谱变量(Δn(r))与净辐射通量密度(Rn)的关系(图4)。由图4可以看出，净辐射通量密度介于-50～+25 W·m-2时，雾滴数浓度变量(ΔN)和雾滴谱变量(Δn(r))为正值，且逐渐增大。当地面净辐射通量密度在此范围内变化时，雾层中雾滴数浓度是逐渐增加的(ΔN＞0)，尤其是日出前后雾滴数浓度增加显著(ΔN值较大);且雾滴半径越小，雾滴数密度增大越显著。这也说明近地层辐射冷却，空气相对湿度增大，有利于雾滴活化和凝结增长;而日出前后弱的辐射增温，使得下垫面水凝物和土壤中水分蒸发，为小雾滴的生成和增长提供了充足的水汽，这也是日出后雾层得以继续维持和发展的原因之一。地面净辐射通量密度为正时，雾滴数浓度(N)和不同尺度雾滴数密度(n(r))以减少为主，特别是半径小于5 μm的小雾滴数密度减少明显，这也进一步证实了前述推断;随着净辐射通量密度(Rn)增大，雾滴数浓度(N)和雾滴谱数密度(n(r))逐渐减小，因而雾滴数浓度变量(ΔN)和雾滴谱变量(Δn(r))也显著减小。

图2 2007年12月13日19:00—14日14:00(a)和14日19:00—15日14:00(b)雾过程中辐射分量演变特征(:入射的太阳短波辐射通量密度;:地面反射的短波辐射通量密度;:大气逆辐射;:地面向上的长波辐射通量密度;Rn:净辐射通量密度)Fig.2Temporal variations of radiation components during the processes of fog(a)from 19:00 BST 13 to 14:00 BST 14 and(b)from 19:00 BST 14 to 14:00 BST 15 December 2007(downward shortwave radiant flux density;:upward shortwave radiant flux density;:downward longwave radiant flux density;:upward longwave radiant flux density;Rn:net radiant flux density)

图3 净辐射通量密度(Rn)对雾滴数浓度(N)及雾滴谱分布(n(r))的影响Fig.3Effects of net radiant flux density(Rn)on the fog droplet number concentration(N)and fog droplet size distribution(n(r))

图4 净辐射通量密度(Rn)对雾滴数浓度变化(ΔN)和雾滴谱变化(Δn(r))的影响Fig.4Effects of net radiant flux density(Rn)on the variations of fog droplet number concentration(ΔN)and fog droplet size distribution(Δn(r))

3 雾微结构对太阳短波反射率的影响

云是影响地—气系统辐射平衡的重要因素，而云的辐射特性是由云的微物理结构所决定的，分析雾微物理结构变化对太阳短波辐射反射率的影响，有助于研究人类活动对地—气系统辐射平衡的影响。从太阳短波反射率随雾微物理参量的变化可以看出，太阳短波反射率的变化主要受雾滴数浓度(N)、平均半径(rm)和液态含水量(L)的影响，雾滴最大半径(rmax)和有效半径(re)对太阳短波反射率的影响相对较小，而雾滴谱的标准差(σ)对太阳短波反射率基本没有影响(图5a—5f)。随着雾滴数浓度、平均半径和液态含水量增大，雾层对太阳短波辐射的反射率逐渐增大。雾过程中，雾滴数浓度和液态含水量每增大100 cm-3和0.001 g·m-3，引起的太阳短波反照率的变化分别为5.29×10-3和1.18×10-4。

图5 雾微物理参量对太阳短波反射率的影响a.雾滴数浓度(N);b.雾滴平均半径(rm);c.液态含水量(L);d.雾滴最大半径(rmax);e.雾滴有效半径(re);f.雾滴谱的标准差(σ)Fig.5Effects of microphysical properties on the reflectivity of solar short wave radiation from 20 fog events during the field experimenta.fog droplet number concentration(N);b.mean radius(rm);c.liquid water content(L);d.maximum radius(rmax);e.effective raius(re);f.standard deviation of fog droplet distribution(σ)

4 结论

利用2006—2009年南京郊区(南京信息工程大学)冬季雾综合观测资料，分析了净辐射通量密度对雾微物理结构的影响以及雾微结构发展对太阳短波反射率的改变，得出以下结论:

1)雾发生时地面净辐射通量密度变化范围为-25～+150 W·m-2，介于-25～0 W·m-2之间的数据最集中。雾中各微物理参量的高值多集中在地面净辐射通量密度为-5～0 W·m-2时，并随着地面净辐射通量密度增加或减少而迅速减小。

2)净辐射通量密度介于-50～+25 W·m-2时，雾层中雾滴数浓度逐渐增加(ΔN＞0)，尤其是日出前后雾滴数浓度增加显著(ΔN值较大);且雾滴半径越小，雾滴数密度增大越显著。这也说明近地层辐射冷却或弱增温，有利于雾滴活化和凝结增长。

3)地面净辐射通量密度为较大正值时，雾滴数浓度和不同尺度雾滴数密度减少，且雾滴半径越小，雾滴数密度减小得越快。

4)近地层增温对半径大于10 μm的大雾滴数密度(n(r))影响较小;雾滴平均半径减小主要是由半径小于5 μm的小雾滴蒸发、尺度减小造成的。

5)太阳短波反射率的变化主要受雾滴数浓度、平均半径和液态含水量的影响，雾滴最大半径和有效半径对太阳短波反射率的影响相对较小，而雾滴谱的标准差对太阳短波反射率基本没有影响。雾过程中，雾滴数浓度和液态含水量每增大100 cm-3和0.001 g·m-3，引起的太阳短波反照率的增量分别为5.29×10-3和1.18×10-4。

董剑希，雷恒池，胡朝霞，等.2006.北京及其周边地区一次大雾的数值模拟及诊断分析［J］.气候与环境研究，11(2):175-184.

杜坤，魏鸣，许遐祯，等.2011.江苏省雾的集中程度及其气候趋势研究［J］.气象科学，31(5):632-638.

何晖，郭学良，刘建忠，等.2009.北京一次大雾天气边界层结构特征及生消机理观测与数值模拟研究［J］.大气科学，33(6):1174-1186.

胡朝霞，雷恒池，董剑希，等.2011.一次区域暖雾的特征分析及数值模拟［J］.气候与环境研究，16(1):71-84.

黄玉生，黄玉仁，李子华，等.2000.西双版纳冬季雾的微物理结构及演变过程［J］.气象学报，58(6):715-725.

陆春松，牛生杰，岳平，等.2011.南京冬季雾多发期边界层结构观测分析［J］.大气科学学报，34(1):58-65.

马国忠，银燕.2010.南京冬季浓雾的边界层特征与数值模拟分析［J］.安徽农业科学，38(34):19611-19614.

唐浩华，范绍佳，吴兑，等.2002.南岭山地浓雾的微物理结构及演变过程［J］.中山大学学报:自然科学版，41(4):92-96.

魏建苏，朱伟军，严文莲，等.2010.江苏沿海地区雾的气候特征及相关影响因子［J］.大气科学学报，33(6):680-687.

徐杰，牛生杰，陆春松，等.2009.南京冬季平流雾微结构观测研究［J］.南京气象学院学报，32(2):269-276.

严文莲，濮梅娟，王巍巍，等.2009.一次罕见的辐射—平流雾研究(I)——生消物理过程分析［J］.气象科学，29(1):9-16.

杨军，王蕾，刘端阳，等.2010.一次深厚浓雾过程的边界层特征和生消物理机制［J］.气象学报，68(6):998-1006.

余庆平，孙照渤.2010.长三角地区11月大雾频次变化的天气气候背景［J］.大气科学学报，33(2):205-211.

中国气象局.2007.地面气象观测规范第4部分:天气现象观测［S］//中华人民共和国气象行业标准QX/T 48-2007.北京:气象出版社.

周伟灿，魏炜.2010.长三角地区雾的时空分布及频次模型研究［J］.大气科学学报，33(2):137-141.

Bott A.1991.On the influence of the physico-chemical properties of aerosols on the life cycle of radiation fogs［J］.Bound-Layer Meteor，56(1/2):1-31.doi:10.1007/BF00119960.

Duynkerke P G.1991.Radiation fog:A comparison of model simulation with detailed observation［J］.Mon Wea Rev，119:324-341.

Gerber H E.1991.Supersaturation and droplet spectral evolution in fog［J］.J Atmos Sci，48:2569-2588.

Haeffelin M，Bergot T，Elias T，et al.2010.PARISFOG:Shedding new light on fog physical processes［J］.Bull Amer Meteor Soc，91(6):767-783.doi:10.1175/2009BAMS2671.1.

Koracin D，Lewis J，Thompson W，et al.2001.Transition of stratus into fog along the California Coast:Observations and modeling［J］.J Atmos Sci，58:1714-1731.

Koracin D，Businger J A，Dorman C E，et al.2005.Formation，evolution，and dissipation of coastal sea fog［J］.Bound-Layer Meteor，117:447-478.doi:10.1007/s10546-005-2772-5.

Leipper D F.1994.Fog on the US West Coast:A review［J］.Bull Amer Meteor Soc，75:229-240.

Lewis J M，Koracin D，Redmond K T.2004.Sea fog research in the U-nited Kingdom and United States:A historical essay including outlook［J］.Bull Amer Meteor Soc，85:395-408.doi:10.1175/BAMS-85-3-395.

Liu D，Niu S，Yang J，et al.2012.Summary of a 4-year fog field study in northern Nanjing，Part 1:Fog boundary layer［J］.Pure and Applied Geophysics，169(5/6):809-819.doi:10.1007/s00024-011-0343-x.

Niu S J，Lu C S，Yu H Y，et al.2010.Fog research in China:An overview［J］.Adv Atmos Sci，27(3):639-662.doi:10.1007/s00376-009-8174-8.

Niu S，Liu D，Zhao L，et al.2012.Summary of a 4-year fog field study in northern Nanjing，Part 2:Fog microphysics［J］.Pure and Applied Geophysics，169(5/6):1137-1155.doi:10.1007/s00024-011-0344-9.

Oliver D，Lewellen W，Williamson G.1978.The interaction between turbulent and radiative transport in the development of fog and lowlevel stratus［J］.J Atmos Sci，35:301-306.

Pilié R J，Mack E J，Kocmond W C，et al.1975.The life cycle of valley fog.Part I:Micrometeorological characteristics［J］.J Appl Meteor，14:347-363.

Shi C，Yang J，Qiu M，et al.2010.Analysis of an extremely dense regional fog event in Eastern China using a mesoscale model［J］.Atmos Res，95:428-440.

Characteristics of interactions between radiation processes and fog microphysical structure

ZHAO Li-juan1，2，NIU Sheng-jie1，2

(1.Jiangsu Key Laboratory of Atmospheric Environment Monitoring＆Pollution Control;2.School of Atmospheric Physics，NUIST，Nanjing 210044，China)

The fog comprehensive observation data collected in the surface layer in northern suburb of Nanjing(32°12'N，118°42'E，25 m a.s.l.)in winter from 2006 to 2009 are used to investigate the interaction between radiation characteristics and fog microphysical structure.Results show that，when the net radiant flux density lies between-50 and+25 W·m-2，the fog droplet number concentration increases gradually and the fog droplet number density increases more significantly with the decrease of fog droplet size.It indicates that the surface radiation cooling or very weak heating can facilitate the activation and condensational growth of fog droplets.While the net radiant flux density is greater than+25 W·m-2，the fog droplet number concentration declines significantly and the fog droplet number density reduces more rapidly with the decrease of droplet size.The solar shortwave reflectivity is strongly influenced by the fog droplet number concentration，mean radius，and liquid water content.During the fog events，while the fog droplet number concentration and liquid water content increased by 100 cm-3and 0.001 g·m-3，the solar shortwave reflectivity would increase by 5.29×10-3and 1.18×10-4，respectively.

net radiant flux density;solar shortwave reflectivity;fog droplet size distribution

P426

A

1674-7097(2012)06-0673-07

2012-04-19;改回日期:2012-06-08

国家自然科学基金资助项目(41275151);中国气象局气象行业专项(GYHY(QX)2007-6-26);江苏省青蓝工程“云雾降水物理学与气溶胶研究创新团队”资助项目;江苏高校优势学科建设工程资助项目(PAPD)

赵丽娟(1982—)，女，甘肃张掖人，博士，研究方向为云雾降水物理，zhaolj_06@nuist.edu.cn.

赵丽娟，牛生杰.2012.近地层辐射过程与雾微结构的相互作用特征［J］.大气科学学报，35(6):673-679.

Zhao Li-juan，Niu Sheng-jie.2012.Characteristics of interactions between radiation processes and fog microphysical structure［J］.Trans Atmos Sci，35(6):673-679.(in Chinese)

(责任编辑:倪东鸿)