济南爆发性增强冬季雾的物理特征分析
发布时间：2021-03-25 22:40
利用宏、微观观测资料,分析了济南4次出现爆发性增强冬季雾过程的类型以及形成、发展、减弱和消散的主要机制,研究了形成、发展、成熟和减弱阶段,以及爆发性增强期间的微物理演变特征,探讨了爆发性增强的触发机制。结果表明:1)夜间地面长波辐射及弱冷空气入侵造成的气温下降是济南冬季雾形成和发展的主要因素,干冷空气入侵或日出后太阳辐射加热升温,近地层相对湿度下降是雾消散或减弱的主要机制。2)形成阶段,核化和凝结增长过程启动但并不活跃,碰并强度很弱,以未碰并和偶发碰并为主;发展阶段,核化和凝结增长等微物理过程开始活跃,碰并过程启动,大滴开始增多;成熟阶段,核化、凝结和碰并增长非常活跃,各微物理量均达到最大值,谱最宽;减弱阶段,核化、凝结过程减弱,碰并过程减弱并消失,雾滴蒸发,能见度增大。3)爆发性增强的宏观物理特征主要表现为极大风速增大、气温下降、相对湿度增大、水汽压下降;微观物理特征主要表现为数浓度、液态含水量等微物理量出现跃增,以及谱型由"单峰"结构突变为"多峰"结构。4)相对湿度增大主要与气温下降有关,水汽压下降则与异常活跃的凝结增长有关;气温下降是济南冬季雾爆发性增强的直接原因,弱水汽输送产生...
【文章来源】：海洋气象学报. 2020,40(02)
【文章页数】：13 页
【部分图文】：
4次出现爆发性增强雾过程大雾期间能见度(V，单位:m)随时间的演变(a．过程1,b．过程2,c．过程3,d．过程4;红线间代表爆发增强时间段)
2)过程2。在第一次“发展—减弱”过程形成、发展以及减弱阶段后期，气温与相对湿度具有较好的反相变化趋势，在成熟和减弱阶段前期，气温与相对湿度反相变化趋势不明显，气温升高，相对湿度持续增大或不变，表明大雾形成前期，水汽输送不显著，相对湿度的变化主要取决于气温变化，之后存在丰沛的水汽输送，相对湿度增大。在第二次“发展—减弱”过程期间以及第三次“发展—减弱”过程发展阶段，水汽输送减弱，相对湿度与气温变化具有较好的反相变化趋势。在第三次“发展—减弱”过程成熟和减弱阶段，水汽输送逐渐增强，在此期间相对湿度主要受水汽输送影响，气温呈现起伏“下降—升高”的趋势，相对湿度则呈现“增大—稳定”的变化特征。1日20时400 m以下贴地层存在较强的逆温结构，大气层结稳定，2日08时，日出后地面气温回升，400 m以下贴地层逆温结构消失，逆温层主要位于400～900 m之间，此时雾顶高度大约在600 m,20时，地面长波辐射增强，400 m以下贴地层逆温结构重新建立，大雾只在很浅的贴地层存在，之上相对湿度急剧减小。3日08时，贴地层逆温结构消失，逆温层主要位于400～800 m层，同时近地层相对湿度减小，在此期间贴地层逆温结构的变化与地面长波辐射降温以及冷空气的入侵有关，其上层的逆温结构则与中低空盛行的暖湿气流有关。综合分析，该过程为平流辐射雾，夜间地面长波辐射降温和低层弱冷空气南下导致的贴地层气温下降是大雾形成的起因，西南暖湿平流输送为大雾的形成提供了良好的水汽条件，日出后气温迅速回升是大雾暂时消散的主要原因。3)过程3。在第一次“发展—减弱”过程形成和发展阶段，第二次“发展—减弱”过程减弱阶段后期，第三次“发展—减弱”过程发展阶段以及第四次“发展—减弱”过程减弱阶段，气温与相对湿度呈现大致相反的变化趋势，表明这期间水汽输送不明显，相对湿度的变化主要取决于气温的变化。其他时段气温与相对湿度反相关关系不显著，表明这期间有明显的水汽输送影响山东，同时水汽输送在第一次“发展—减弱”过程的成熟阶段到第二次“发展—减弱”过程的减弱阶段前期，第三次“发展—减弱”过程的减弱阶段到第四次“发展—减弱”过程的发展阶段经历了2次“增强—减弱”的变化过程。3日20时，济南近地层层结稳定，200 m以下贴地层形成了较强的逆温结构，逆温率达2.9℃·(100m)-1，相对湿度达到90%左右。4日08时，地面气温下降，200 m以下逆温结构减弱，200～1 000 m层逆温增强。400 m以上相对湿度迅速减小，雾顶高度大约为400 m。4日20时，350 m以下逆温层消失，近地层逆温层顶高度下降到600 m左右，逆温强度减弱，雾顶高度仍在400 m左右。5日08时，近地层350～600 m层逆温强度继续减弱，雾顶高度仍为400 m。5日20时，相对湿度减小，近地层逆温结构消失，500 m以下贴地层开始形成弱逆温结构。6日08时，贴地层逆温结构消失，200～600 m逆温结构重新建立，雾顶高度发展到300 m左右，日出后随着地面气温升高，大雾减弱。综上分析，此次大雾属于平流辐射雾，在此期间平流和辐射作用同时或交替出现，夜间地面长波辐射降温是大雾形成的起因，中低层盛行的暖湿平流为大雾的形成提供了良好的水汽条件，白天气温升高，相对湿度下降是大雾暂时消散的主要原因，随后而来的降水和冷空气破坏了稳定层结，使大雾天气彻底结束。
2)发展阶段(03:45—04:55)。数浓度、液态含水量等微物理量开始增大，平均数浓度为11.77cm-3，液态含水量为1.31×10-3g·m-3;核化和凝结增长等微物理过程开始活跃，D≤8μm的小雾滴数量明显增加，平均值达到42.42个，谱分布曲线明显上抬、右移，大滴增多;碰并过程逐渐启动，D≥30μm的大雾滴平均数量达到0.52个;平均谱宽达50μm以上。图4 过程4在不同阶段的雾滴数密度(d N/d D，单位:cm-3·μm-1)函数谱分布
【参考文献】：
期刊论文
[1]济南一次平流辐射雾的微物理结构及演变特征[J]. 王庆,李季,樊明月,王洪. 气象. 2019(09)
[2]济南冬季雾微物理结构特征[J]. 王庆,樊明月,王健捷. 海洋气象学报. 2019(03)
[3]雨后两次强浓雾的爆发性增强过程[J]. 梁绵,杨军,王巍巍,严文莲,濮梅娟. 气象科学. 2019(02)
[4]江苏省秋冬季强浓雾发展的一些特征[J]. 朱承瑛,朱毓颖,祖繁,严文莲,王宏斌. 气象. 2018(09)
[5]江苏一次大范围的爆发性强浓雾过程研究[J]. 严文莲,朱承瑛,朱毓颖,刘端阳,濮梅娟. 气象. 2018(07)
[6]江苏地区一次罕见持续性强浓雾过程的成因分析[J]. 焦圣明,朱承瑛,朱毓颖,袁成松,祖繁,孙康远. 气象学报. 2016(02)
[7]辐射雾局地爆发性增强原因探讨[J]. 吴彬贵,马翠平,蔡子颖,于雷,赵娜,曲晓黎. 高原气象. 2014(05)
[8]南京冬季浓雾的演变特征及爆发性增强研究[J]. 刘霖蔚,牛生杰,刘端阳,陆春松. 大气科学学报. 2012(01)
[9]辐射雾雾滴谱拓宽的微物理过程和宏观条件[J]. 李子华,刘端阳,杨军. 大气科学. 2011(01)
[10]南京地区雨雾的形成及其结构特征[J]. 严文莲,刘端阳,濮梅娟,李子华. 气象. 2010(10)
硕士论文
[1]南京冬季雾特征及湍流对雾过程的影响[D]. 刘晓舟.南京信息工程大学 2013
本文编号：3100444
【文章来源】：海洋气象学报. 2020,40(02)
【文章页数】：13 页
【部分图文】：
4次出现爆发性增强雾过程大雾期间能见度(V，单位:m)随时间的演变(a．过程1,b．过程2,c．过程3,d．过程4;红线间代表爆发增强时间段)
2)过程2。在第一次“发展—减弱”过程形成、发展以及减弱阶段后期，气温与相对湿度具有较好的反相变化趋势，在成熟和减弱阶段前期，气温与相对湿度反相变化趋势不明显，气温升高，相对湿度持续增大或不变，表明大雾形成前期，水汽输送不显著，相对湿度的变化主要取决于气温变化，之后存在丰沛的水汽输送，相对湿度增大。在第二次“发展—减弱”过程期间以及第三次“发展—减弱”过程发展阶段，水汽输送减弱，相对湿度与气温变化具有较好的反相变化趋势。在第三次“发展—减弱”过程成熟和减弱阶段，水汽输送逐渐增强，在此期间相对湿度主要受水汽输送影响，气温呈现起伏“下降—升高”的趋势，相对湿度则呈现“增大—稳定”的变化特征。1日20时400 m以下贴地层存在较强的逆温结构，大气层结稳定，2日08时，日出后地面气温回升，400 m以下贴地层逆温结构消失，逆温层主要位于400～900 m之间，此时雾顶高度大约在600 m,20时，地面长波辐射增强，400 m以下贴地层逆温结构重新建立，大雾只在很浅的贴地层存在，之上相对湿度急剧减小。3日08时，贴地层逆温结构消失，逆温层主要位于400～800 m层，同时近地层相对湿度减小，在此期间贴地层逆温结构的变化与地面长波辐射降温以及冷空气的入侵有关，其上层的逆温结构则与中低空盛行的暖湿气流有关。综合分析，该过程为平流辐射雾，夜间地面长波辐射降温和低层弱冷空气南下导致的贴地层气温下降是大雾形成的起因，西南暖湿平流输送为大雾的形成提供了良好的水汽条件，日出后气温迅速回升是大雾暂时消散的主要原因。3)过程3。在第一次“发展—减弱”过程形成和发展阶段，第二次“发展—减弱”过程减弱阶段后期，第三次“发展—减弱”过程发展阶段以及第四次“发展—减弱”过程减弱阶段，气温与相对湿度呈现大致相反的变化趋势，表明这期间水汽输送不明显，相对湿度的变化主要取决于气温的变化。其他时段气温与相对湿度反相关关系不显著，表明这期间有明显的水汽输送影响山东，同时水汽输送在第一次“发展—减弱”过程的成熟阶段到第二次“发展—减弱”过程的减弱阶段前期，第三次“发展—减弱”过程的减弱阶段到第四次“发展—减弱”过程的发展阶段经历了2次“增强—减弱”的变化过程。3日20时，济南近地层层结稳定，200 m以下贴地层形成了较强的逆温结构，逆温率达2.9℃·(100m)-1，相对湿度达到90%左右。4日08时，地面气温下降，200 m以下逆温结构减弱，200～1 000 m层逆温增强。400 m以上相对湿度迅速减小，雾顶高度大约为400 m。4日20时，350 m以下逆温层消失，近地层逆温层顶高度下降到600 m左右，逆温强度减弱，雾顶高度仍在400 m左右。5日08时，近地层350～600 m层逆温强度继续减弱，雾顶高度仍为400 m。5日20时，相对湿度减小，近地层逆温结构消失，500 m以下贴地层开始形成弱逆温结构。6日08时，贴地层逆温结构消失，200～600 m逆温结构重新建立，雾顶高度发展到300 m左右，日出后随着地面气温升高，大雾减弱。综上分析，此次大雾属于平流辐射雾，在此期间平流和辐射作用同时或交替出现，夜间地面长波辐射降温是大雾形成的起因，中低层盛行的暖湿平流为大雾的形成提供了良好的水汽条件，白天气温升高，相对湿度下降是大雾暂时消散的主要原因，随后而来的降水和冷空气破坏了稳定层结，使大雾天气彻底结束。
2)发展阶段(03:45—04:55)。数浓度、液态含水量等微物理量开始增大，平均数浓度为11.77cm-3，液态含水量为1.31×10-3g·m-3;核化和凝结增长等微物理过程开始活跃，D≤8μm的小雾滴数量明显增加，平均值达到42.42个，谱分布曲线明显上抬、右移，大滴增多;碰并过程逐渐启动，D≥30μm的大雾滴平均数量达到0.52个;平均谱宽达50μm以上。图4 过程4在不同阶段的雾滴数密度(d N/d D，单位:cm-3·μm-1)函数谱分布
【参考文献】：
期刊论文
[1]济南一次平流辐射雾的微物理结构及演变特征[J]. 王庆,李季,樊明月,王洪. 气象. 2019(09)
[2]济南冬季雾微物理结构特征[J]. 王庆,樊明月,王健捷. 海洋气象学报. 2019(03)
[3]雨后两次强浓雾的爆发性增强过程[J]. 梁绵,杨军,王巍巍,严文莲,濮梅娟. 气象科学. 2019(02)
[4]江苏省秋冬季强浓雾发展的一些特征[J]. 朱承瑛,朱毓颖,祖繁,严文莲,王宏斌. 气象. 2018(09)
[5]江苏一次大范围的爆发性强浓雾过程研究[J]. 严文莲,朱承瑛,朱毓颖,刘端阳,濮梅娟. 气象. 2018(07)
[6]江苏地区一次罕见持续性强浓雾过程的成因分析[J]. 焦圣明,朱承瑛,朱毓颖,袁成松,祖繁,孙康远. 气象学报. 2016(02)
[7]辐射雾局地爆发性增强原因探讨[J]. 吴彬贵,马翠平,蔡子颖,于雷,赵娜,曲晓黎. 高原气象. 2014(05)
[8]南京冬季浓雾的演变特征及爆发性增强研究[J]. 刘霖蔚,牛生杰,刘端阳,陆春松. 大气科学学报. 2012(01)
[9]辐射雾雾滴谱拓宽的微物理过程和宏观条件[J]. 李子华,刘端阳,杨军. 大气科学. 2011(01)
[10]南京地区雨雾的形成及其结构特征[J]. 严文莲,刘端阳,濮梅娟,李子华. 气象. 2010(10)
硕士论文
[1]南京冬季雾特征及湍流对雾过程的影响[D]. 刘晓舟.南京信息工程大学 2013
本文编号：3100444
本文链接：https://www.wllwen.com/projectlw/qxxlw/3100444.html
