2007年12月南京六次雨霧過程宏、微觀結構演變特征

于華英 牛生杰 劉鵬 劉暢 陸春松 黃佳歡

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2007年12月南京六次雨霧過程宏、微觀結構演變特征

于華英1, 2, 3牛生杰1, 3劉鵬4劉暢5陸春松3黃佳歡3

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，南京210044;2南京信息工程大學地理與遙感學院，南京210044;3南京信息工程大學大氣物理學院，南京210044;4南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室，南京210044;5天津市氣象局氣象臺，天津300074

利用2007年冬季南京信息工程大學對霧的綜合觀測資料，包括能見度儀、雨滴譜儀、霧滴譜儀、寬范圍顆粒粒徑譜儀（WPS）觀測資料，并結合地面常規氣象觀測資料和NCEP（National Centers for Environmental Prediction）再分析資料，分析2007年12月南京六次雨霧過程的宏、微觀結構演變特征。結果顯示：（1）南京2007年12月的六次雨霧過程主要是受天氣系統的影響，以雨中霧為主，最低能見度均大于250 m。雨霧多出現在偏東氣流的作用下，南京地區先發生弱降水，空氣近飽和，隨后受到來自北方的弱冷空氣影響，水汽凝結，霧形成。（2）雨霧發生前貼地層多有逆溫，雨霧過程中2 m高度與地表溫度差由正轉為負，逆溫消失。但900 hPa以下，雨霧發生前和過程中，都少有逆溫層，雨霧結束后均無逆溫結構。雨霧前中低層有云，云狀為高積云Ac或高層云As及層積云Sc或碎雨云Fn，低云高0.3～2.5 km，雨霧過程中，600 hPa以下都是飽和層，多伴有Fn，低云高度明顯下降，雨霧過后，近飽和層仍然有可能存在。雨霧前900 hPa附近有明顯的風切變。（3）雨霧形成初期，大粒子（粒子直徑≥10 μm）和小粒子（1 μm＜＜10 μm）數濃度均有明顯增加。南京冬季雨霧過程對氣溶膠粒子的濕清除，主要是核模態氣溶膠粒子的核化過程。氣溶膠粒子數濃度的減少程度與風向和風速密切相關，在較大的北風作用下，氣溶膠粒子濃度明顯減少。

雨霧 宏微觀結構 演變

1 引言

霧是大量微小水滴或冰晶浮游空中，使近地層水平能見度小于1.0 km的天氣現象，常呈乳白色（中國氣象局，2007）。由于霧滴（直徑2～50 μm）對可見光有強烈的衰減作用，會造成視程障礙，從而危害交通安全、降低運輸效率。同時，礦物粉塵、工業排放等污染物與霧水結合，長時間滯留在人們經常活動的邊界層內，危害身體健康。近年來霧對人類直接和間接影響引起多學科的關注（Gultepe et al. 2007；Niu et al., 2010）。

近幾年，諸多研究發現霧過程中會有弱降水發生，而且降水對霧的形成、維持以及消散（即能見度變化）存在重要影響（Tardif and Rasmussen，2007，2008，2010；吳兌等，2009；嚴文蓮等，2010；李宏宇等，2010；岳巖裕，2013）。宏觀上主要體現在兩方面：一是降水對霧滴數濃度的影響，當降水強度大于一定閾值時［孟蕾等（2010）給出1.8 mm h?1］，由于雨滴的拖曳作用致使原本懸浮在空中的霧滴沉降；另一方面降水蒸發會增加空氣濕度又有利于霧的形成和發展（Tardif and Rasmussen，2010）。在國外，以降水類型發生轉變為特征的溫帶氣旋區有一些雨霧過程（Stewart，1992；Stewart and Yiu，1993；Stewart et al., 1995），但是更多的雨霧發生在與暖鋒相伴的液態降水區（George，1940a，1940b，1940c；Byers，1959；Petterssen，1969）。以往對輻射霧，平流霧等研究比較多，而對雨霧中各種物理機制的作用卻少有詳細的研究。Tardif and Rasmussen（2008）定義在霧形成前幾小時至霧消散期間，如果出現降水，就稱為雨霧，并詳盡地分析了紐約雨霧的宏觀特征，發現雨霧發生經常伴隨云底降低、及地，在近地層的強逆溫層中出現弱的液態降水。Tardif and Rasmussen（2010）基于數值模擬和觀測實例指出自由降落的雨滴處于非平衡態，雨滴的蒸發是霧形成的原因。Donaldson and Stewart（1993）也認為雨霧的產生是由于雨水的蒸發。國內，鄧雪嬌等（2007）在研究廣東一次鋒面濃霧過程中，對雨霧的宏觀特征做了簡單的分析；嚴文蓮等（2010）利用2006～2008年南京氣象觀測資料統計表明，雨霧出現的次數達總數的20%以上，也是南京地區霧的一種重要類型，并分析了南京雨霧的天氣形勢和邊界層特征。李宏宇等（2010）分析了2007年北京一次雨霧和一次雪霧過程的溫、濕、風的變化特征。但總的來說，對雨霧的研究不多，尤其是對雨霧的微物理特征的觀測分析更為少見。

鑒于已有霧的觀測試驗和數值模擬等研究對象大多為純霧天氣，對霧和降水共生的天氣研究較少，南京地區降水和霧共存時氣象要素的變化及降水對霧的理化特性的影響尚不十分明確。為此本文選取2007年12月南京六次雨霧共存的天氣過程，通過能見度儀、霧滴譜、氣溶膠粒子譜、雨滴譜儀及氣象自動站、浦口氣象站地面觀測資料和NCEP再分析資料等，詳細分析了伴有降水的霧過程地面及高空氣象要素的變化，并初步探討了雨滴譜、霧滴譜和氣溶膠譜的分布特征。

2 資料簡介

南京信息工程大學地處南京市長江北岸，東北方向約10 km是江北化學工業園，工業園內有石化、鋼鐵、熱電廠等污染較嚴重的企業。觀測場設在南京信息工程大學，海拔22 m，經緯度分別為（32.2°N，118.7°E）。

觀測場架設儀器如表1，能見度儀（ZQZ- DN），每分鐘一組數據，架設高度距離地面1.5 m。同時采用德國OTT公司生產的雨滴譜儀Parsivel（Precipitation Particle Size and Velocity），激光探頭距地1.8 m。儀器通過激光系統測量降水粒子的形態（冰雹、雨滴、霰、雪、霜和融化的粒子）、速度和直徑。下落速度和雨滴尺度大小的測量范圍分別為0.1～20 m s?1和0.25～26 mm，每隔10 s一組數據。霧微物理結構的觀測是利用美國 DMT公司生產的FM-100型霧滴譜儀，可以每秒測量霧粒子數濃度、譜分布，粒子直徑范圍為2～50mm，最大數密度為104個cm?3，距離地高度約1 m。氣溶膠粒子譜儀（WPS-1000XP），每5 min一組氣溶膠粒徑譜，測量范圍是10～1000 nm。地面常規氣象要素的觀測采用環境氣象站（EnviroStation?），每隔1 min獲得距離地面1.5 m高度的氣溫、氣壓、相對濕度、風速、風向五要素值。

表1 觀測項目概況

結合業務網上的常規觀測資料（MICAPS）和六小時一次的NCEP再分析資料。

3 2007年12月南京六次雨霧過程及氣象要素分布

3.1 雨霧過程

利用南京信息工程大學綜合觀測中能見度和雨滴譜資料，由每小時平均能見度和過去一小時雨量給出圖1，由圖可將雨霧過程分為：雨中霧（先有雨，后起霧）Case1 至Case5過程 [Case1：10日02:00～09:00（北京時，下同）；Case2：11日19:00～12日01:00 和12日07:00～16:00；Case3：16日21:00～17日08:00；Case4：22日02:00～10:00；Case5：27日 09:00～13:00] 和霧中雨（先有霧，后下雨）的Case6過程（28日00:00～09:00）。六次過程中的雨強大都在2.5 mm h?1以下，是小雨量級，可以確定能見度的降低不是由于強降水產生（劉西川等，2010）。

圖1 2007年12月能見度（Vis, 黑色實線）和過去1小時累積雨量（柱狀圖）隨時間的變化：（a）09日20:00至12日20:00；（b）16日13:00至17日13:00；（c）20日14:00至22日18:00；（d）27日00:00至28日12:00

雨中霧的Case1、Case3、Case5都是小雨發生后五個小時內，能見度持續下降至1 km以內，再經歷小雨與霧共存的過程，最后雨停霧散。Case2：降水和霧同時發生，隨后雨強增加，最大雨強達6.5 mm h?1，霧散。隨后，雨強變弱，三小時后能見度又小于1 km，小雨與霧持續共存并同時消散。Case4發生在一次平流輻射霧之后（劉端陽，2011），在此過程中雨強隨時間有明顯的增強（最大為2.6 mmh?1）和減弱，雨強增強過程中能見度好轉，這是因為雨滴的拖曳作用致使懸浮在空中的霧滴沉降（孟蕾等，2010），霧消散后，弱降水仍持續了三小時。霧中雨的Case6是霧中有非常弱的降水。

3.2 雨霧環流形勢分析

霧的形成需要滿足一定的物質條件（水汽和云凝結核），熱力條件和動力條件。天氣系統是影響霧發生、發展的主要因素，分析六次雨霧過程的天氣形勢：從500 hPa的高空圖上看，六次過程都以淺的南支槽、西風槽或平直的西風環流為主，霧過程發生時，長江中下游基本以偏西氣流或西南偏西氣流為主。同時，850 hPa為弱的暖性結構（圖略）。

2007 年12 月10 日地面天氣圖上，貝加爾湖以西始終維持一個高壓系統，華北地區為一均壓區，福建、浙江、江蘇一線為一倒槽，江蘇處于倒槽中心的弱低壓區，05:00開始有弱的冷鋒鋒面過境，但風速不大，維持的在2 m s?1。08:00的流場可以看出風速有弱輻合，有利于近地面水汽凝聚。10 日20:00均壓區向南發展，倒槽入海后在海上形成一低壓中心，南京處于均壓區內，天氣轉晴。11日17:00之前南京處在高壓前部的均壓場，受偏東風影響。11日23:00南京轉為高壓控制，隨著西北路徑冷空氣滲透，但強度較弱，另外之前的弱降水使得地表的水汽條件很好，因此能見度仍然維持較低。

16日17:00可以在地面圖上看到，南京地區處在倒槽頂部，一直維持偏東風，16日11:00開始逐漸轉為弱高壓控制，天空云量減少。受前期降水影響，地面水汽條件好，南京地區維持輕霧天氣，16日20:00開始有弱冷空氣不斷滲透下來，受東北風影響（風速一直維持在2～4 m s?1）以及輻射降溫使得水汽達到飽和，能見度降低。直到17日05:00開始，南京轉為偏北風控制，強冷空氣開始影響，能見度隨之轉好。

21日20:00南京處于高壓前部均壓場，降水前一直維持均壓，風速較小，層結穩定，而水汽不斷積累，22日凌晨降水開始，破壞原有的穩定層結，隨著降水增加，能見度逐漸轉好。受強冷空氣影響，14:00降水趨于結束。

27日08:00南京處于高壓前弱倒槽后，受東北偏東風影響，與高空的西南氣流存在垂直切變，明顯可以看到有冷平流開始影響南京地區，冷空氣不斷滲透下來，但是強度較弱，同時受弱的降水影響，水汽不斷增加，有利于霧的維持。13:00后在冷空氣影響下能見度較好，但仍維持輕霧天氣。27日20:00，南京地區仍然處于高壓前，降水過程停止后，層結恢復穩定狀態，弱冷空氣使得水汽更容易達到飽和，能見度下降。28日08:00，南京轉為受北風控制，能見度轉好。

圖2是依據3小時一次的常規地面觀測資料，分析臨近雨霧發生時的地面圖，按其給出六次雨霧過程的天氣形勢，見表2。六次雨霧過程的天氣系統有所不同，但地面都處于均壓區，有利于水汽聚集并伴隨弱的降溫天氣，水汽易達到飽和，有利于霧天氣形成和維持。

圖2 2007年12月雨霧過程的海平面氣壓場：（a）09日23:00；（b）11日17:00；（c）16日20:00；（d）21日23:00；（e）27日08:00；（f）27日23:00

3.3 雨霧過程中地面溫、濕、風的變化

通過綜合分析降水強度、能見度及地面自動氣象站的觀測資料，給出圖3。可見，六次雨霧過程多形成于夜晚或凌晨，日出后消散，但Case2和Case5是日出后形成，午后消散。正如嚴文蓮等（2010）所述：一天中各時均有可能出現雨霧。雨霧的持續時間從5.0 h（Case5）至11.5 h（Case3）不等。雨霧形成前，能見度有快速的波動變化（嚴明良，2011），而且總有短時間內能見度迅速下降的現象，并且由于水汽壓上升（或不變）伴隨溫度的下降，導致相對濕度很快接近100%并持續。雨霧發展階段，能見度也有波動性，但是最低能見度都在0.25 km以上（Case3），達不到強濃霧的程度，這與當地輻射霧或者平流輻射霧明顯不同（劉端陽，2011），且最低能見度出現在雨霧持續時間最長的條件下（見表2）。由于雨霧過程中空氣溫度變化范圍很小，僅對雨霧過程的平均氣溫加以分析，發現六次雨霧過程的平均溫度介于5°C～10°C之間，比當地同季節的其他霧過程偏高（劉端陽，2011）。6次雨霧過程中相對濕度差異很小，多在98%～100%的范圍內（表2未列出）。雨霧過程中最大風速不超過4.5 m s?1，平均風速多小于2 m s?1。五次雨中霧形成前能見度快速波動變化過程中，風速也有較強的波動。雨霧發生、發展過程風向的變化很大，與天氣系統的移動變化緊密聯系。雨霧形成前地面多為偏東氣流，為霧區提供水汽，而能見度呈現快速的波動性并有陡然下降過程，風向發生了大幅度的轉變，多以偏北風為主，弱冷空氣遇到充足的水汽，使得水汽凝結，霧形成。溫度的回升導致能見度可以在很短的時間里迅速回升，雨霧消散。

表2 南京雨霧過程的氣象條件

4 大氣的垂直結構

由于雨霧過程中降水帶來的下沉氣流，導致系留艇無法升空，為此選用南京站單站常規探空資料和每日02:00、14:00的NCEP再分析資料，從霧前、中、后三個階段分析雨霧垂直的溫濕結構（如圖4）和動力結構（如圖5）。由此也可以了解到，有必要引入遙感設備對雨霧過程的大氣垂直結構進行監測。

4.1 溫濕結構

利用NCEP再分析資料，分析1000 hPa的溫度與2 m高度的溫度差異發現，只有Case1在雨霧發生前有逆溫結構，其他雨霧的演變過程均無逆溫。同時，分析2 m高度的大氣溫度（2m）與地表溫度（surface）的差異，結果顯示雨霧過程發生前貼地面存在逆溫或等溫的有Case1至Case4四次過程，最大逆溫（2m―surface）為0.5°C/2 m；雨霧過程中2m?surface由正轉為負，逆溫消失；雨霧過后貼地面均無逆溫或等溫層結（圖略）。

圖4是六次雨霧過程的探空圖，可以發現：900 hPa以下，雨霧發生前，有明顯逆溫層的只有Case1，反而是中高層（600 hPa至850 hPa）多存在逆溫或等溫層，同時中高層都有近飽和層。根據地面觀測記錄，雨霧過程發生前都有高積云Ac或高層云As，同時存在層積云Sc或碎雨云Fn，低云高0.3～2.5 km，總云量均為10。雨霧過程中，有逆溫或等溫的只有Case2，而且幾乎600 hPa以下都是飽和層，多伴隨Fn，低云高度明顯下降。這與Westcott and Kristovich（2009）統計美國中西部1951～1996年的地面觀測資料，得到57%的霧過程伴隨低云的現象相似。雨霧過后，低層均無逆溫結構，但濕度明顯減弱的是Case1、Case3和Case6，其他三次過程的飽和層仍然存在，低云狀除了Fn也多發生Sc，低云高除Case5以外都略有抬升。

圖4 雨霧過程的T-lnp圖

Fig .4-lndiagram of precipitation fog weather

六次雨霧過程的0°C層均在700～850 hPa間，比晴天的0°C層位置明顯偏高，這可能與中低層的水汽相變釋放潛熱有關，另外可能由于中低層有云，長波輻射使得0°C層位置偏高，同時阻擋地面的長波輻射向外傳播，導致霧前、中、后的地面溫度均在6～10°C，無明顯變化。0°C層的高度偏高也說明這幾次雨霧過程中高空冷平流弱。綜合以上分析可見南京多次雨霧都是液態降水，而不是正在融化或凍滴，與Tardif and Rasmussen（2008）在紐約的觀測是一致的，與其不同的是，紐約的雨霧過程多存在強逆溫層，雨滴經過強逆溫層，落到較冷的近地層，雨滴先蒸發（增加大氣濕度）后凝結而成霧。Tardif and Rasmussen（2010）從理論和個例的實際觀測上都證實了雨霧的形成，主要源于雨滴降落過程中蒸發，增加大氣的濕度。但是我們的觀測發現逆溫并不是雨霧的充要條件，在沒有逆溫的條件下，弱降水直接降落到地面，近地面空氣的濕度大，當有冷平流過境時，有利于水汽凝結，即發生了冷卻霧。

4.2 風場分析

圖5是幾次過程的垂直風場結構。對雨中霧的五次過程：雨霧形成前，地面以偏東氣流為主，風向隨高度順時針旋轉，代表霧前有弱暖平流，且在900 hPa高度附近均有明顯的風切變。雨霧過程中，低層風速都變小，風向多轉變成偏北風或西風（Case1）。雨霧過程消散階段，風向隨高度逆時針旋轉，有弱的冷平流。因Case4與Case5的風場結果相似，故圖5中略去Case4。

圖5 雨霧過程風矢量的高度—時間剖面圖：（a）Case1；（b）Case2；（c）Case3；（d）Case5和Case6

5 雨霧的微物理過程分析

劉端陽（2011）分析了本文Case2至5過程的霧滴譜，指出雨霧的數密度、含水量和平均直徑與輻射霧、平流霧相比都要低很多，而且雨霧的滴譜很窄，譜分布成指數快速下降，所以雨霧的最低能見度偏高。康漢青等（2009）利用與本文一致的觀測資料定量分析了小雨、強濃霧、降雪三種降水過程對大氣氣溶膠的濕清除作用，但該文中五次小雨過程中有三次是雨中有霧的過程，即本文的Case3到Case5。由寬范圍顆粒粒徑譜儀（WPS）、霧滴譜及雨滴譜資料給出圖6，選取資料完整的三次雨霧過程，分析微物理量的時間演變。

從圖6的氣溶膠粒子譜可見，南京北郊大氣細顆粒物數濃度比較高，其中粒徑0.01～0.1 μm的核模態粒子對總粒子數濃度貢獻較大，與錢凌等（2008）分析結果一致。Case3與Case4的氣溶膠核模態粒子濃度的低值區都出現在夜間，而且濃度很低，持續時間長。相對前兩次過程，Case5的低值出現在午后，濃度偏高、持續時間短。平均雨滴直徑均為0.5 mm，極少有直徑大于1.5 mm的雨滴。霧滴譜中，霧滴直徑主要集中在1～10 μm的小粒子，少有大于10 μm的大霧滴（劉端陽，2011）。在霧形成初期，小粒子和大粒子的數濃度都有明顯增加，并且伴隨氣溶膠粒子（主要是核模態粒子）數濃度的明顯下降，這反映了氣溶膠粒子的核化過程。同時計算了兩次雨中霧Case4、Case5及霧中雨Case6的自動轉化閾值函數（Lu et al., 2013），的取值范圍為0～1，越大，碰并發生的概率越大。結果顯示雨中霧和霧中雨的值都為0.0，與強濃霧過程有明顯差異（Lu et al., 2013）。

圖6 氣溶膠粒子譜（上）、霧滴譜（中）、雨滴譜（下）隨時間的演變：（a）16日16:00～17日12:00；（b）22日00:00～20:00；（c）27日04:00～20:00。氣溶膠粒子譜和霧滴譜的色標是lg n，n是每一檔的數密度，單位為cm?3μm?1；雨滴譜的單位為m?3 mm?1

結合圖1中雨強隨時間的演變可以發現，Case3在霧前4 h就有弱降水發生，但核模態氣溶膠粒子數濃度并沒有明顯減少，因為雨滴小而少。而在霧出現后，氣溶膠核模態粒子濃度明顯減少，雨滴變小，小雨滴數密度增加，直到降水結束。這與Flossmann et al.（1985）認為核化過程是氣溶膠最有效的清除機制相一致。另外，劉奇俊等（1992）用理論模型分析出，近地面層降水中的氣溶膠濃度大于云中雨水的氣溶膠濃度。Case4先有降水，隨后就起霧，氣溶膠核模態粒子濃度迅速減少，小粒徑的雨滴逐漸增多，直到22日08:00，氣溶膠核模態粒子濃度升高，降水和霧都趨于結束。Case5的過程有所不同，霧前4 h有小雨發生，雨滴小而少，氣溶膠粒子濃度沒有明顯變化，直到霧的發生至發展，氣溶膠粒子濃度有下降趨勢，在弱降水結束后，霧過程趨于結束，氣溶膠粒子濃度有所下降，但與前兩次過程相比，下降的程度偏弱。

分析三次過程的風場可以發現：霧形成前和消散后地面以偏東風為主。氣溶膠細粒子數濃度持續低值的時段內：Case3風向為北風，平均風速2.1 m s?1，最大雨強為0.42 mm h?1；Case4風向為北風，平均風速3 m s?1，最大雨強為2.66 mm h?1； Case 5東北風，風速2.1 m s?1，雨已停。由此可見氣溶膠粒子數濃度的減少程度與風向和風速密切相關，觀測場的東北方向有污染源，所以即使有弱降水和霧的情況下，Case5的氣溶膠粒子濃度減少的程度最弱。Case4雨強最大，同時在較大的北風作用下，氣溶膠粒子濃度減少的最明顯。所以，氣溶膠與霧滴在大氣中的存在主要是受天氣過程的影響（吳兌等，2009）。

6 結論

（1）南京2007年12月的六次雨霧過程主要是受天氣系統的影響，以雨中霧為主，而且最低能見度大于250 m。天氣形勢有所不同，但地面都處于均壓區。多出現在偏東氣流的影響下，南京地區先發生弱降水，空氣近飽和，隨后受到來自北方的弱冷空氣影響，水汽凝結，霧形成。在雨霧發展階段能見度存在波動性，與之相對應，風速大小和方向也不斷變化，說明雨霧的形成與發展和風向、風速關系密切。同時，雨霧的消散受溫度、降水以及風的共同作用。

（2）由NCEP資料分析發現，雨霧發生前貼地層多有逆溫，雨霧過程中2m―surface由正轉為負，逆溫消失。但從常規探空資料分析900 hPa以下，雨霧發生前和過程中，少有逆溫層，雨霧后低層均無逆溫結構。雨霧發生前都有Ac或As，同時存在Sc或Fn，總云量均為10。雨霧過程中，600 hPa以下都是飽和層，多伴有Fn，低云高度明顯下降。雨霧過后近地面的飽和層仍有可能存在。0°C層在700～850 hPa間，位置偏高。雨霧形成前地面主要是偏東風，霧形成過程以偏北風為主，在900 hPa高度附近均有明顯的風切變。

（3）霧形成初期，大粒子和小粒子數濃度均 有明顯增加。南京冬季雨霧過程對氣溶膠粒子的濕清除，主要是核模態氣溶膠粒子的核化過程。氣溶膠粒子數濃度的減少程度與風向和風速密切相關，在較大的北風作用下，氣溶膠粒子濃度明顯減少。

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Evolution of the Macro- and Microphysical Properties of Precipitation Fog in December 2007 in Nanjing

YU Huaying1, 2, 3, NIU Shengjie1, 3, LIU Peng4, LIU Chang5, LU Chunsong3, and HUANG Jiahuan3

1,,210044;2,,210044;3,,210044;4,,210044;5,300074

Comprehensive observations of fog were conducted during winter 2007 in Nanjing University of Information Science and Technology, including the measurements of visibility, raindrop spectrum, fog, and aerosol spectrums. Salient synoptic-scale features were identified using conventional meteorological observations and NCEP reanalyses. We studied the synoptic situation and macro–micro evolutionary characteristics of six precipitation fog events that occurred in Nanjing during December 2007. The results show that (1) The six events were all mainly controlled by the synoptic system and were in the form of fog compared with light rain. The minimum visibility in these events was more than 250 m. In addition, the precipitation fog mostly occurred under the influence of an easterly airstream, and generally weak precipitation occurred first, when the air was close to saturation. An invasion of cold air from the north and vapor condensation finally caused the formation of precipitation fog. (2) An inversion layer was always present near the surface before most precipitation fogs, and the temperament different between 2m and the surfacechanged from positive to negative as inversion layer disappeared during fogs. However, the observation of inversions below 900 hPa was difficult. Altocumulus (Ac) and Altostratus (As) or Stratocumulus (Sc) and Fractonimbus (Fn) ccurred in the middle and lower layer before precipitation fogs, while the height of low clouds was 0.3–2.5 km. During these processes, the layer below 600 hPa was nearly saturated, most events occurred with Fn, and the height of low clouds markedly decreased. After the fog, the nearly saturated layer may still have been present. In addition, there was significant wind shear near 900 hPa before precipitation fogs. (3) The number and concentration of larger and smaller fog droplets increased markedly in the early stages of precipitation fog formation. Aitken mode particles are more efficiently scavenged through nucleation by precipitation fogs in Nanjing, and the reduction in Aitken particles is closely related to wind direction and speed. Because of the influence of a stronger north wind, the concentration of aerosol particles decreased significantly.

Precipitation fog, Macro–microstructure, Evolution

1006?9895(2015)01?0047?12

P426

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1404.13284

2013?10?15；網絡預出版日期2014?04?09

國家自然科學基金項目41375138、41275151、41275152、41375137，江蘇省自然科學基金項目BK2012860，江蘇高校優勢學科建設工程項目PAPD

于華英，女，1979年出生，博士，講師，主要從事云霧物理學的研究。E-mail: cloudseas@hotmail.com