長江中上游冬季山地霧邊界層特征及生消過程分析

費冬冬,牛生杰,楊軍,陸春松

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長江中上游冬季山地霧邊界層特征及生消過程分析

費冬冬①②*,牛生杰①②,楊軍①②,陸春松①②

① 南京信息工程大學 氣象災害預報預警與評估協同創新中心,江蘇 南京 210044;

② 南京信息工程大學 大氣物理學院,江蘇 南京 210044

2014-05-19收稿,2014-11-07接受

國家自然科學基金資助項目(41375138;41271515;41305120);江蘇省普通高校研究生科研創新計劃(CXLX13_488)

利用2010年12月在湖北宣恩觀測山地霧獲得的邊界層廓線、霧滴譜、能見度資料,分析了該地霧過程的邊界層特征及其生消過程。結果表明:1)宣恩山地霧主要由夜間輻射冷卻引起,且能見度多在200 m以上;垂直發展深厚,成熟時厚度達到400～600 m。2)夜間風場主要由山風環流控制,風向多為東南風;入夜及霧生前期,地面風速不超過0.5 m/s,霧消前增大至2.0 m/s左右。3)霧生前觀測到“C”字型溫度層結,中下層氣溫降溫率在0.3～1.0 ℃/(100 m)之間;結合該時段近地層露點溫度逆溫,離地200 m左右率先飽和成云;霧消時低空相對濕度依然保持較大值,重新變為空中霧層。4)霧前1～2 h地面及植被表明溫度顯著上升,個別升溫率達1 ℃/h,對應時段地面相對濕度達到飽和,與其他地區有明顯區別,對預報宣恩山地霧有積極意義。

山地霧長江中上游空中霧層邊界層

霧是指近地層空氣中懸浮著大量水滴或冰晶微粒而使水平能見距離降到1 km以下的天氣現象。近年來,霧作為一種災害性天氣,嚴重影響了交通航運、輸變電線路等的正常運行,并導致空氣質量下降,造成巨大的經濟損失(Gultepe and Milbrandt,2007;Guo and Zheng,2009)。學界研究最多并且描述較好的主要是與輻射冷卻有關在陸地上發生的霧,包括輻射霧和平流輻射霧(Taylor,1917;Roach et al.,1976;Ryznar,1977;Roach et al.,1995;Duynkerke,1999;Gultepe and Milbrandt,2007;楊軍等,2009;陸春松等,2010,2011;Niu et al.,2010a,2010b;Liu et al.,2012;劉霖蔚等,2012)。準確預報霧的困難在于對霧中物理過程的認識還不夠,因此霧的探測研究十分重要(Croft et al.,1997;Gultepe and Milbrandt,2007)。

國內外對山地霧的研究主要包括:紐約Chemung河谷霧(Pilié et al.,1975),地表的輻射冷卻以及與之相關的低層熱量交換是該地霧形成的主要因素;加利福利亞中心山谷霧(Holets and Swanson,1981),高壓系統使該地受強下沉逆溫影響,將冷而潮濕的空氣限制在山谷中,長時間的輻射冷卻形成低云,層云的加厚以及夜間地表冷卻,形成深厚的霧層;加拿大hudson河谷霧(Fitzjarrald et al.,1989),發現山谷急流(100 m高度)經常出現,對深厚霧層起重要作用;意大利波河河谷霧(Wobrock et al.,1992),該地霧是由別處霧層平流而來;西雙版納冬季霧(黃玉生等,2000),該地在午夜前后形成低云,而后快速接地,厚度達300 m以上;廣東南嶺山地霧(吳兌等,2007),該地霧由局地地形強迫抬升使空氣達到飽和,在高海拔處接地導致地面發生濃霧過程。

長江中上游地區山地眾多,水系縱橫,特殊的地形作用容易形成輻射霧天氣,是我國主要霧區之一(Niu et al.,2010a)。年平均霧日數恩施最多達到103 d,重慶為60 d左右,荊州為50 d左右。據湖北省交通廳統計,宜昌市有30多處輻射霧易發路段。該地區出現輻射霧天氣,易造成三峽船閘中斷通航。長江中上游地區輻射霧具有頻次高、范圍廣、影響大、災害重等特點,該地區輻射霧研究亟待展開。本文深入研究該地區霧過程的邊界層特征,探討多種氣象因素對霧過程的影響,可為提高長江中上游山地霧的監測預警能力提供科學依據。

1　觀測場地及儀器介紹

1.1觀測場地

2010年12月在海拔532.5 m的湖北省恩施州宣恩縣氣象局(109.8°E,30.2°N),進行了山地霧的外場觀測。圖1圓圈標記處為儀器架設點,位于觀測場內。宣恩位于湖北省西南部,屬云貴高原延伸部分,地處苗嶺分支—武陵山和大婁山山脈的北延部分(齊躍山)的交接部位,北部為大巴山脈的南緣分支—巫山山脈,為我國第二、三級階梯的界線,同時是四川盆地和長江中下游平原界線。

圖1　宣恩地形(圓圈為觀測點)Fig.1　Topographic map of the Xuanen Mountains(the black circle representing the observation location)

全縣低山(500～800 m)占25.88%,二高山(800～1 200 m)占46.46%,高山(1 200 m以上)占27.02%。觀測點四周環山,位于東北—西南走向的山谷底,四周山峰海拔高度在830～1 350 m之間(圖1)。實際觀測顯示,傍晚南側山坡上的煙流向谷底流動,表明該地夜間會出現山風環流,可以根據風向和山谷走向來判斷山風環流是否出現(Kossmann et al.,1998)。

1.2儀器介紹

此次外場觀測主要包括霧的宏、微觀物理結構、霧含水量、能見度等。觀測點邊界層探測采用中科院XLS-Ⅱ型系留氣艇探空系統,測量了1 000 m以內大氣邊界層溫度、氣壓、濕度、風向、風速垂直分布,無霧時每3 h觀測1次,有霧期間加密為1次/h。氣壓的測量精度為:100～1 020 hPa(±0.1 hPa);氣溫:-40～50 ℃(±0.3 ℃);相對濕度:0～100%(±5%);風速:0～20 m/s(±0.25 m/s);風向:0°～360°(±10°)。

霧滴譜尺度分布觀測使用FM-100型霧滴譜儀,儀器離地高度約1 m,周圍無高大建筑物及樹木(Niu et al.,2010b)。同時利用vpf730型能見度儀、自動氣象站測量水平能見度及地面溫、壓、濕、風等常規氣象參數(Liu et al.,2011),以上儀器均在使用前檢定。

2　霧過程概述

6次霧過程發生前日20:00時(北京時間,下同),宣恩均位于500 hPa低槽后,受槽后西北氣流影響,700 hPa也多受西北氣流控制。在此期間,地面天氣圖上(圖略),宣恩均受高壓控制,天氣形勢穩定,且等壓線稀疏接近于均壓場,風速小有利于霧的形成(陸春松等,2010)。地面觀測記錄表明,這幾次過程均發生在降水或降雪天氣過程結束數天后。圖2給出了能見度時間序列,發現在降水過程結束后,能見度在午夜前后通常會短暫地降低到1 000 m附近,可見,降水是宣恩霧過程水汽的主要來源。

圖3則給出了這6次霧過程前后地面能見度隨時間的變化,低于1 000 m時霧形成,能見度小于500 m時轉變成濃霧,而小于50 m則為強濃霧(Liu et al.,2011)。這6次過程中有3次出現濃霧階段,均未出現強濃霧階段,在強度上要弱于平原地區;除10—11日過程外,其他個例均在午夜至凌晨之間形成,這與西雙版納和重慶山地霧的形成時間相似,10—11日過程期間有毛毛雨出現,屬于雨霧;持續時間多在3～7 h,10—11日過程則持續了21 h。

對比探空和自動站相對濕度資料,發現當地面能見度降低到1 000 m附近,系留氣艇測得的地面附近相對濕度只有87%～89%,而此時自動站相對濕度則為98%～99%,接近真實值,故本文以探空資料相對濕度87%～89%來判斷霧層厚度。

圖2　2010年12月宣恩地面能見度的連續變化(單位:m)Fig.2　Temporal evolution of visibility in December 2010 in Xuanen(units:m)

表1給出了6次過程的宏觀特征:山谷上方有明顯的逆溫,厚度多為400～600 m;宣恩山地霧發展深厚,與山城重慶和西雙版納山地霧厚度相近,大于紐約Chemung河谷霧和意大利Po河河谷霧,與南京地區(平原)相似。霧形成后,地面平均風速比形成前有所增大,但瞬時最大風速不超過2.5 m/s,整層風速不大于3 m/s,地面風向(霧形成和維持期間)主要為東南和西南風。

圖3　2010年12月宣恩6次霧過程的地面能見度隨時間變化(單位:m)a.9日;b.10—11日;c.20日;d.21日;e.21—22日;f.22—23日Fig.3　Temporal evolution of surface visibility(units:m) for six fog events in Xuanen:(a)9 December 2010;(b)10—11 December 2010;(c)20 December 2010;(d)21 December 2010;(e)21—22 December 2010;(f)22—23 December 2010

表1宣恩山地霧宏觀結構特征

Table 1Macrophysical structure of fog in Xuanen

霧個例起止時間最低能見度/m霧頂高度/m地面氣溫/℃霧頂溫度/℃逆溫層底溫度/℃逆溫層頂溫度/℃逆溫層底高度/m逆溫層頂高度/m地面主導風向/(°)地面平均風速/(m·s-1)12010-12-09T06:16—09:42170400～4603.5～4.01.0～2.5-0.4～1.25.2～6.2150～210670～880100～1801.022010-12-10T16:32—11T15:14610160～4107.5～12.07.5～9.17.2～9.67.5～10.0370～390430～47080～1600.532010-12-20T02:44—04:47300400～4302.5～3.51.8～2.00.5～0.92.5～3.3230～320790～87080～1500.542010-12-21T01:28—07:08710320～6302.2～3.10.0～1.3-1.9～0.01.9～2.7330～500570～700100～2000.452010-12-22T00:40—04:00100450～5601.5～3.01.9～2.0-0.6～1.42.7～4.8150～370710～77080～2001.062010-12-23T00:10—10:57550150～3602.3～7.12.5～3.02.5～4.74.3～7.5170～310670～79080～2000.4

注：表格中的逆溫層指上層逆溫;能見度為地面能見度;高度均為離地高度.

3　結果分析

3.1山谷風場

霧過程期間大尺度風場主要為西北風或東北風(圖略)。從圖4可見,宣恩地面風向以東南風為主,特別是在夜間,風向穩定在偏東風,日出后多轉變為東北風。在霧前,地面平均風速小于0.5 m/s,霧產生后,平均風速增大為1.5 m/s,瞬時風速達到2.5 m/s。說明宣恩地面霧產生前出現風速增大的現象,夜間風向穩定,日出前后風向多轉變為東北風。同時發現,無論大尺度風場如何,在該地霧發生期間,地面平均風向均以東南風為主,不受外界大尺度風場影響。這應該是特殊地形的作用所致,在夜間出現山風環流,風向受山谷軸走向影響,宣恩山谷為東北—西南走向,山風應該為東南風或西北風。實際地面風向還受觀測點所在位置的影響,實測表明,宣恩夜間山風為東南風。當日出后,山風環流消失,地面風向也隨之改變。

為進一步驗證山風環流對山谷風場的影響,給出霧過程期間垂直風場結構隨時間的演變,以此驗證山谷上方風場的變化。以9日過程為例,由圖5可見,不論白天還是夜間,山谷內瞬時風場較亂,沒有明顯的風場結構,在海拔1 000 m以上,才顯示出明顯的主導風向。在9日過程地面霧的產生期間,地面氣壓場顯示宣恩受西北氣流控制。整個山谷內的風場在霧發生期間表現出與大尺度風場相反的風向(Gross and Wippermann,1987),直到9日09時前后山谷上方風向才與大尺度風向一致,而此時正是該次過程的消散階段。在霧過程發生前,山谷內的風場不受外界影響(圖5)。由此可見,該地山風環流對霧的生消起到重要作用。

3.2近地面溫濕變化

圖6給出了6次過程期間地面溫度(地表土壤溫度)、離地2 m處氣溫、地面露點溫度、草面溫度、各層土壤溫度以及地面相對濕度隨時間的變化情況。入夜后由于地表長波輻射冷卻,地面溫度、離地2 m氣溫不斷降低。自動站數據顯示,地面溫度小于2 m處氣溫,表明入夜后在近地面產生逆溫層。除10—11日個例外,其他5次過程地面和草面溫度均在午夜前降到露點溫度以下,而2 m處氣溫則始終高于露點溫度。觀測發現,該時間段觀測點周邊植被表面出現露珠,在溫度低于0 ℃時出現霜。水汽的部分移除造成水汽壓降低,雖然溫度也在不斷降低,但露點溫度僅與水汽壓有關,使得地面露點溫度也隨之降低,造成近地面相對濕度在日落后很長一段時間內未能達到飽和。

圖4　2010年12月宣恩6次過程期間地面風向(單位:°)、風速(單位:m·s-1)隨時間變化a.8—9日;b.10—11日;c.19—20日;d.20—21日;e.21—22日;f.22—23日Fig.4　Temporal evolution of surface wind direction(units:°) and speed(units:m·s-1) in six fog events in Xuanen:(a)8—9 December 2010;(b)10—11 December 2010;(c)19—20 December 2010;(d)20—21 December 2010;(e)21—22 December 2010;(f)22—23 December 2010

在這5次過程前,地面和草面溫度均出現快速上升并超過了露點溫度,近地面逆溫消失,對應該時間段內植被表面的露水逐漸消散。紐約Chemung地區也觀測到相似過程,霧前1 h內,地面及1 m處氣溫迅速上升,升高了4 ℃;西雙版納以及重慶也觀測到了類似現象,但都發生在日出后,太陽短波輻射加熱促使露水蒸發,為霧提供水汽,即使太陽升起后也維持了數小時(Pilié et al.,1975),而宣恩地區則發生在午夜。

南京輻射霧研究發現,土壤向上熱通量從傍晚時的30 W/m2增大到晚上(21時)的107 W/m2,伴隨著土壤各層溫度的降低,該熱量部分補償了地表輻射失熱,減緩了地表溫度的下降(Liu et al.,2011)。根據宣恩各層土壤溫度的變化可以發現,在霧發生前,各層土壤降溫幅度均較大,表明該段時間內存在土壤向上熱通量(該次觀測未包含)。而在霧形成后,表層土壤溫度、地面溫度、草面溫度以及2 m高度氣溫上升并在日出前保持穩定,同時深層土壤溫度繼續降低,這從側面反映出霧層對地面長波輻射的阻礙作用,同時該過程發生在夜間,不可能由太陽短波輻射形成增溫,熱量來源只可能是土壤熱通量和低云向下長波輻射。這在其他地區霧外場觀測中也發現這一現象(Liu et al.,2011),但南京地區向上土壤熱通量只是減緩了近地層氣溫的降低,而宣恩地區霧前近地面氣溫及植被表面溫度的顯著上升,很可能和特殊地形作用有關。

圖5　2010年12月09日宣恩山谷霧期間垂直風場隨時間變化Fig.5　Profiles of wind speed and direction in the 8—9 December 2010 fog case in Xuanen

3.3山谷內溫濕變化

圖7和圖8給出了6次過程溫濕廓線隨時間的演變(圖中為海拔高度)。入夜后山谷內氣溫下降,最初各層降溫率相差不大,如9日過程:8日21:00—09日03:00時內500 m高度降溫率為1.0 ℃/h,地面降溫率為0.9 ℃/h,而800 m高度處為0.83 ℃/h,而到03:00時之后,地面溫度反而增大,而800 m以上溫度沒有明顯降低,導致降溫中心出現在離地200 m高度左右。在霧前,近地層逆溫逐漸轉變成近似等溫或不穩定層結,同時上層出現超過300 m厚的逆溫層(表1)。由此可見,上層逆溫是由入夜后降溫中心抬升所致。

圖6　2010年12月宣恩6次個例的近地面溫度(單位:℃)和濕度(單位:%)變化 a.8—9日;b.10—11日;c.19—20日;d.20—21日;e.21—22日;f.22—23日Fig.6　Temporal evolution of near surface temperature(units:℃) and relative humidity(units:%) in six fog events in Xuanen:(a)8—9 December 2010;(b)10—11 December 2010;(c)19—20 December 2010;(d)20—21 December 2010;(e)21—22 December 2010;(f)22—23 December 2010

圖7　2010年12月宣恩6次過程的溫度廓線(單位:℃) a.8—9日;b.10—11日;c.19—20日;d.20—21日;e.21—22日;f.22—23日Fig.7　Profiles of temperature (units:℃) in six fog events in in Xuanen:(a)8—9 December 2010;(b)10—11 December 2010;(c)19—20 December 2010;(d)20—21 December 2010;(e)21—22 December 2010;(f)22—23 December 2010

圖8　2010年12月宣恩6次過程的相對濕度廓線(單位:%) a.8—9日;b.10—11日;c.19—20日;d.20—21日;e.21—22日;f.22—23日Fig.8　Profiles of relative humidity(units:%) in six fog events in Xuanen:(a)8—9 December 2010;(b)10—11 December 2010;(c)19—20 December 2010;(d)20—21 December 2010;(e)21—22 December 2010;(f)22—23 December 2010

由前面山谷風場分析可知,宣恩在夜間出現山風環流,氣流在谷底匯聚后會形成補償上升氣流,將地表處輻射變冷的空氣帶至山谷上方,通常這一高度由山風環流的強度決定,國外的研究表明,這一高度通常在100～200 m高度內(Pilié et al.,1975;Fitzjarrald and Lala,1989),山風環流同時將山谷上方溫度相對較高的空氣帶至地面,從而使降溫中心逐漸由地面向上抬升。哈德遜河谷霧研究表明,高壓下沉運動導致的增溫也會形成上層逆溫(Holets and Swanson,1981)。圖9給出了6次過程期間的散度圖,霧前在119.8°E處,850 hPa以下氣層散度為正,故有利于系統性下層運動的發展。下沉增溫,山谷中低空降溫以及近地層增溫相配合,形成了宣恩山谷中低層不穩定,上層逆溫穩定的“C”字大氣層結。

從對應時刻的相對濕度廓線(圖8)可見,在降溫中心(200 m)先達到飽和,形成空中霧層(低云)。從前面的分析看到(圖6),地面霧產生前,2 m高度氣溫始終高于露點溫度,難以飽和。雖然沒有進行空中露點溫度測量,可根據測得的不同高度的氣溫來計算露點溫度,因為飽和水汽壓只和氣溫有關(盛婓軒等,2003)。通過09日03時200 m高處的氣溫值(1.8 ℃)計算得到其露點溫度約為2 ℃,高于地面露點溫度(1.6 ℃)。表明在宣恩山谷中低空出現露點溫度逆溫,同時由于此時近地層溫度近似呈等溫狀態,所以該高度處的溫度反而低于露點溫度,空中霧層形成。隨后空中霧層向下及地成霧,這與重慶(何友江等,2003)和西雙版納(黃玉生等,2000)山地霧觀測相似;與意大利波河河谷霧的觀測不同,該地霧是從別處平流而來(Wobrock et al.,1992)。日出后隨著太陽輻射增強,霧頂及地面氣溫迅速升高,霧同時從頂部和底部消散,重新抬升為低云(圖8、9),這與紐約Chemung河谷、西雙版納以及重慶的觀測結果相似。

通常輻射霧都是在夜間或日出前后形成,太陽升起數小時后消散,但在宣恩觀測到霧在夜間消散(20日和22日個例)。紐約Chemung河谷霧體的抬升主要是在太陽加熱作用下,地表快速升溫,形成超過濕絕熱遞減率的氣層,將上方存在的霧體向上抬升(Pilié et al.,1975)。從表2可以看到,這兩次個例中下部氣層的溫度隨高度遞減率達到了0.7 ℃/(100 m),超過了濕絕熱遞減(0.4 ℃/(100 m))。同時從圖5地面風場看到,在霧成熟時,平均風速從0.5 m/s增大到1.5 m/s左右,下坡氣流在谷底匯聚,產生的上升補償氣流可能是將霧體抬升進而消散的主要因素。但由于觀測數據有限,空中霧層及地和抬升的影響因素需要進一步的觀測研究和模式驗證。

4　結論

本文利用系留汽艇、自動站、地面能見度資料分析了2010年12月宣恩6次過程的邊界層特征及其生消過程。主要結論如下:

1)宣恩山地霧屬于輻射霧,最低能見度多在200 m以上,未出現強濃霧。霧前風向主要為東南風,平均風速為0.5 m/s,消散前增大至1.5 m/s左右;垂直發展深厚,成熟時可達400～600 m;夜間山谷風場受山風環流影響,風向多與大尺度環流風向相反。

圖9　2010年12月宣恩6次霧過程期間沿30°N散度(單位:10-5 s-1)的經度—高度剖面圖 變化特征及其氣候原a.9日08時;b.11日02時c.20日02時d.21日02時;e.22日02時;f.23日02時Fig.9　Longitude—height cross section of divergence(units:10-5 s-1) along 30°N in six fog events in in Xuanen:(a)0800 BST 9 December 2010;(b)0200 BST 11 December 2010;(c)0200 BST 20 December 2010;(d)0200 BST 21 December 2010;(e)0200 BST 22 December 2010;(f)0200 BST 23 December 2010

表22010年12月宣恩6次霧過程溫度的層結變化

Table 2Temperature structure of six fog events in Xuanen

內容霧產生前6h上層逆溫底氣溫/℃霧產生時上層逆溫底氣溫/℃上層逆溫底部溫度變化率/(℃·h-1)霧產生前6h地面氣溫/℃霧產生時地面氣溫/℃霧產生前地面溫度變化率/(℃·h-1)霧體內中下部溫度遞減率/(10-2℃·m-1)9日4.000.00-0.673.202.00-0.201.0020日5.600.70-0.824.102.00-0.350.7022日4.70(前5h)1.40-0.664.302.10-0.370.7010—11日8.409.60+0.2010.3011.30+0.170.3221日2.600.00-0.505.802.30-0.580.5023日8.503.00-0.907.302.40-0.810.40

注：溫度遞減率指霧形成時近地層不穩定層結氣層。若霧形成前6 h沒有上層逆溫,則采用對應高度處的溫度。若前6 h時刻無探空,采用相鄰時刻數據.

2)霧過程期間觀測到大于300 m厚的上層逆溫,入夜后地表輻射冷卻,以及隨后的山風環流和土壤向上熱通量改變了不同高度溫度的降溫率,使得降溫中心出現在離地200～600 m的高度,同時結合高壓下沉增溫使得上層逆溫始終維持。

3)霧前近地層溫度出現上升,升溫率最大為1 ℃/h,配合上層逆溫形成“C”字型溫度層結。由于夜間植被表面出現露水(霜),造成近地面部分水汽移出大氣,低層不穩定層結與露點溫度逆溫相結合,造成山谷上方200 m高度處氣溫低于露點溫度,首先于該高度在午夜至凌晨之間形成空中霧層(低云)。

4)霧消時先抬升為空中霧層,與紐約觀測結果相似。同時觀測到午夜消散,這可能與霧體中下部超濕絕熱層結有關,降溫率達到0.7 ℃/(100 m),熱力不穩定引發的上升運動將霧體抬升;同時消散前觀測到地面風速增大及風向的改變可能對霧體抬升起到一定的作用。

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Valley fog in China has barely been studied.To improve our understanding of its macro and microphysics in the upper and middle reaches of the Yangtze River,a comprehensive fog experiment was conducted in Xuanen during 6—31 December 2010 with a tethered balloon system,fog droplet spectrometer,and visibility meter.Based on the data of the boundary layer profile,fog droplet spectrum,and visibility over the Xuanen Mountains of Hubei Province,six fog events are discussed in terms of their boundary layer structures and development processes.The results show that fog events in the Xuanen Mountains are mainly formed by radiation cooling at night and the visibility is usually more than 200 m.The fog-layer top is relatively uniform at 400-600 m above ground level.Xuanen Station is located at the bottom of the valley near the south hill,and the surface wind at night in Xuanen is mainly controlled by downslope wind with a southeasterly direction.The surface wind speed is no more than 0.5 m·s-1in the early stage of fog formation,and increases to 2.0 m·s-1in the dissipation stage.A C shape of the temperature profile in the boundary layer is observed before fog,and the rate of temperature decrease reaches 0.3-1.0 ℃/(100 m) in the middle and low levels.Upper-level inversion is formed due to the transportation of cold air from the surface by upward flow of the mountain wind cycle,but anticyclonic subsidence can also lead to its formation.With dew-point temperature inversion and an approaching isothermal temperature distribution at low levels,the air at a height of 200 m reaches saturation first.Dew deposition is observed on the grass in the early evening on clear nights with low wind speed,and this creates the low-level dew-point inversion.The bottom of low-level cloud is raised by upward flow in the early evening.When low cloud appears,it will absorb the upward longwave radiation from the surface and launch downward longwave radiation,with upward soil heat flux and upward latent heat flux by dew deposition,and the layer beneath the low cloud develops an unstable lapse rate.The evaporation of large droplets falling from the low cloud,and surface dew,which provides water vapor,causes fog droplets to form at ground level.The relative humidity remains high at low levels during the dissipation stage,which will form rising fog.Fog lifting is also found at midnight,when it cannot be caused by solar radiation.A steeper than moist adiabatic lapse rate beneath the persisting part of the fog is found during these fog events.Upward flow due to the unstable layer near the surface and raised upslope wind(northeasterly) may lead to fog aloft.Finally,it is important to note that,at 1-2 h before fog occurrence,the surface temperature and vegetation temperature rise significantly,even 1.0 ℃ h-1in some cases,with saturated relative humidity at the surface,which are quite different conditions to those of other regions,and thus has positive implications for fog forecasting in this region.

mountain fog;upper and middle reaches of the Yangtze River;rising fog;boundary layer

(責任編輯：孫寧)

Boundary layer characteristics and formation processes of winter valley fog in the upper and middle reaches of the Yangtze River

FEI Dongdong1,2,NIU Shengjie1,2,YANG Jun1,2,LU Chunsong1,2

1CollaborativeInnovationCenteronForecastandEvaluationofMeteorologicalDisasters(CIC-FEMD),NanjingUniversityofInformationScience&Technology,Nanjing210044,China;2SchoolofAtmosphericPhysics,NanjingUniversityofInformationScience&Technology,Nanjing210044,China

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140519001

*聯系人，E-mail:feidd_12@nuist.edu.cn

引用格式：費冬冬,牛生杰,楊軍,等.2016.長江中上游冬季山地霧邊界層特征及生消過程分析[J].大氣科學學報,39(2):221-231.

Fei D D,Niu S J,Yang J,et al.2016.Boundary layer characteristics and formation processes of winter valley fog in the upper and middle reaches of the Yangtze River[J].Trans Atmos Sci,39(2):221-231.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140519001.(in Chinese).