近年來中國霧研究進展

牛生杰　陸春松　呂晶晶　徐　峰　趙麗娟　劉端陽　岳巖裕　周　悅　于華英　王天舒

（1 南京信息工程大學，南京 210044；2 廣東海洋大學，湛江 524088；3 廈門市環境監測中心站，廈門 361000；4 江蘇省氣象臺，南京 210008；5 武漢中心氣象臺，武漢 430074；6 武漢區域氣候中心，武漢 430074）

近年來中國霧研究進展

牛生杰1陸春松1呂晶晶1徐峰2趙麗娟3劉端陽4岳巖裕5周悅6于華英1王天舒1

（1 南京信息工程大學，南京 210044；2 廣東海洋大學，湛江 524088；3 廈門市環境監測中心站，廈門 361000；4 江蘇省氣象臺，南京 210008；5 武漢中心氣象臺，武漢 430074；6 武漢區域氣候中心，武漢 430074）

霧對交通運輸、人體健康和農產品質量等有著重要的影響，因此，系統全面地認識霧過程，對霧的預警預報、人民身體健康和經濟建設，具有特別重要的研究價值和現實意義。從霧的氣候特征、宏觀特征、微觀特征，霧與湍流之間的相互作用，霧的化學特征，霧的遙感監測，數值模擬，以及人工消霧等方面，對近年來我國在霧研究方面取得的進展進行回顧和展望。

霧，觀測，模擬，遙感

0　引言

霧是由大量懸浮在近地層空氣中的氣溶膠粒子、微小水滴（或冰晶）組成的氣溶膠系統，而微小水滴（或冰晶）是近地層空氣中水汽凝結（或凝華）的產物。濃霧已成為影響經濟和社會發展及人民健康的重要災害性天氣之一。主要危害表現在以下四個方面：1）持續性濃霧對交通的危害最為直接，往往造成高速公路汽車追尾相撞，航班延誤甚至發生空難，海上輪渡停航甚至相撞，嚴重影響交通安全和運輸效率；2）霧中污染物含量高，縮短日照時數，降低農產品產量和品質，增加植物病蟲害的發生概率；3）輸變電設備外絕緣受到霧中污染物和水分影響，常常發生污閃，造成停電事故，嚴重威脅電力供應安全；4）霧日的逆溫，使污染物質積聚，霧中產生的二次污染物毒性更大，嚴重損害人體健康。

為了提高對霧害的科學認識，增強防御霧害的能力，需要對霧害的成因、影響和監測預警等進行深入研究，提高模式對霧的模擬預報能力，減少霧害帶來的損失。Niu等[1]對我國2009年以前霧的研究進行了全面的總結。2009年以來，國內霧的研究又取得了突出的成果，本文將從霧的氣候特征、宏觀特征、微觀特征，霧與湍流之間的相互作用，霧的化學特征，霧的遙感監測、數值模擬和人工消霧等方面，對近年來國內霧的研究進展進行總結，最后將展望未來霧的研究方向。

1　霧的氣候特征

國內外研究霧的氣候特征方法很多，最常用的方法是統計區域內的霧日數[2-4]。我國自20世紀50年代以來，地面氣象觀測站對霧過程有著長期系統的觀測，其形成的長序列資料是研究霧的氣候變化的基礎。中國霧的地理分布較復雜，一般而言，沿海、高山、城市為霧的多發地區，大陸多為輻射霧。霧的全國分布并不具有很強的規律性，但是從年平均霧日數來看，我國霧分布為東南部多西北部少[5]。年平均霧日數在60d以上的多霧地區集中在遼寧東部沿海、山東半島沿海、江浙沿海、福建西北及沿海、四川盆地和云南西南部[1]。

多年來有許多學者對地區性的大霧變化進行了統計，給出局地霧的時空分布與氣象因子之間的關系，并提出霧可能出現的原因[6-9]。吳兌等[10]提出暖冬造成強冷空氣偏弱是霧多發的原因之一。劉小寧等[5]指出中國大多數地區霧日數呈減少趨勢，并指出霧日數變化的原因是復雜的，從相對濕度、城市熱島效應、空氣污染、降水、生態環境多方面解釋霧日數減少的原因。張人禾等[11]研究了2013年1月中國東部嚴重的霧和霾天氣，指出這次霧和霾事件的逐日演變超過2/3的方差可以由氣象條件解釋，而霧和霾事件的逐日演變同時受到大氣動力因子和熱力因子的影響。尹志聰等[12]揭示了華北黃淮不同等級霧和霾的氣候變化特征，并指出霧日數和降水量、相對濕度之間一直保持穩定的正相關關系。于華英等[13]的研究發現北極濤動（Arctic oscillation，AO）的正異常，使得東亞大槽變弱，不利于冷空氣南下，同時長三角地區中層高壓異常，有利于大氣穩定。La Ni?a事件有利于中國南海地區水汽增加，可能為南京霧的發生提供了水汽條件。

2　霧的宏觀特征

2.1霧的類型

對霧的分類有許多種，根據霧出現的地點可以分為內陸霧、海霧、沿海霧和山地霧。根據物理過程，Gultepe等[14]將霧分為輻射霧、高逆溫霧、平流輻射霧、平流霧和蒸發霧，王鵬飛等[15]則將霧分為冷卻霧、蒸發霧、混合霧及吸濕霧，又將冷卻霧細分為“上坡冷卻”、“輻射冷卻”、“平流冷卻”及“局地膨脹冷卻”四種。

沿海霧是由于海上或者沿海冷暖平流相互交匯而使空氣飽和形成的霧。內陸霧中的輻射霧是由于地面的強輻射冷卻到露點而形成的。輻射霧絕大部分出現在內陸，且通常容易在反氣旋控制的晴朗天氣下形成[14]，所以輻射霧的主導因素就是輻射冷卻。平流輻射霧主要受兩種因素影響：輻射冷卻和平流。這種霧大都出現在沿海地區[1,14,16]，有時也會出現在內陸[17]。平流霧中平流起到了主導作用[18]。雨霧（有時稱為蒸發霧）的形成則基于以下物理機制：當大的雨滴下落到云下較干的空氣中后，液滴蒸發形成水汽，水汽在冷卻后達到露點溫度而凝結形成霧[19-20]。

2.2霧的形成、維持及消散時間

海霧的形成時間沒有明顯的特征，既有在中午時分形成，也有傍晚或午夜前后形成[21-23]。沿海霧的消散時間與其形成時間類似，沒有明顯的特征。根據在南海北部和黃海的觀測發現，海霧的持續時間一般在3～20h。輻射霧具有明顯的日變化特征[24-25]，通常在日落以后或者午夜形成，個別的形成于日出前后。輻射霧大部分在日出后或者正午前后消散，維持時間為9～18h（表1、表2）。根據南京霧的觀測資料，平流輻射霧和平流霧的維持時間均較長[18,25]，為16～64h，2006年12月24—27日平流輻射霧過程維持時間超過了64h。平流輻射霧的形成時間與輻射霧類似，并且具有顯著的日變化，都是在正午前后減弱或者消散。能見度低于50m的強濃霧一般出現在輻射霧及平流輻射霧中，其均與輻射冷卻有關。然而，根據在南京五年的觀測中發現，平流霧的最低能見度都要超過50m，即平流霧中沒有出現強濃霧。強濃霧的持續時間大都在1～6h，最短的不到0.5h，最長的強濃霧出現在2006年12月24—27日，持續時間接近40h。不同類型霧最低能見度的差異受到霧的微物理過程影響。分析還發現，強濃霧大部分出現在凌晨，在日出前或者日出后的1～2h；還有部分的強濃霧出現在午夜時分。這些強濃霧的形成都與輻射冷卻或者蒸發有關系。此外，南京雨霧中的能見度均在250m以上[26]。

2.3霧層結構特征

許多研究[17,27-29]表明，有些霧形成于離地的空中，接著向下發展及地成霧。Meyer等[30]對于空中形成的霧給出了兩種物理解釋：一是霧首先形成于空中，二是霧形成于所有高度，接著平流到觀測區域。早期的輻射霧的數值模擬中也發現了此現象[31]。Zhou等[32]對此作了理論分析：由于地面湍流和其閾值的存在，霧只能生成在離地面一定的高度上。Ye等[29]的觀測發現，離地形成的霧在地面附近存在一個不穩定層，這一定程度上證實了Zhou等的觀點。Zhou等[32]還認為，離地形成的霧往往預示著發生強度大的霧，這對霧的預報有重要意義，但這一點還需進一步驗證。表1給出了南京各類霧宏觀特征的觀測結果[18,25]。南京霧層都比較厚，平流霧和平流輻射霧的厚度最大，這兩類霧的5個過程中的最高霧頂高度超過了650m，平均為420m。霧頂高度以平流輻射霧最高，2007年12月20—21日平流輻射霧過程，最高霧頂達1050m；2006年12月24—27日霧過程快消散時（27日07時）霧頂抬升到943m。這樣高的霧頂與東南暖濕平流有關[33-35]。表2是北京等地霧邊界層的宏觀特征，可以看到，北京地區霧層厚度差異較大[38-40]，在150～700m，其中北京最高霧層出現在2002年的一次平流輻射霧中，最高霧層700m。海霧霧頂高度的觀測較少，但通過已有的個例來看，黃海海霧[22]霧頂高度在200～500m，南海海霧[46]高度在390m左右。

表1　南京地區霧的宏觀結構特征［18, 25］Table 1 The macroscopic features of fog in Nanjing

表2　不同地區霧的觀測儀器及宏觀結構特征Table 2 The observation instruments and macrostructure of fog in different regions

輻射霧霧頂也比較高[17,25,33,34,47-49]，最高霧頂在500～800m的約占60%，100～200m的約占40%。高的霧頂常與霧的多層結構有關。例如2007年12月13—14日霧過程，在地面輻射霧發展的同時，中高空受冷平流影響形成低云。以后低云不斷下降，地面輻射霧爆發性上升，結果上下相接而成600m厚的霧層[50]。雨霧最高霧頂低于前兩類霧，一般為300～400m，變化幅度較小[20]。由于雨霧是暖雨下落到近地層冷空氣中蒸發而成，因此它的霧層厚度與近地層冷空氣厚度有關。除雨霧外，南京輻射霧和平流輻射霧的霧頂高度都比國內其他地區（如北京[51-52]、天津[53]、景洪[17,54]等城市）的霧要高得多，這給人工消霧試驗增加了困難。與國外的研究相比，南京的霧也高于國外其他地區的霧層厚度，如Pilié等[27]分析了11個霧過程的霧層厚度，平均為60～170m，而Roach等[55]分析的平均霧層厚度僅為50m，Holets等[56]觀測到的高逆溫霧的厚度為400～550m。

在對南京連續5年的冬季霧觀測中，一共監測到3次雙層霧過程，2006年12月13—14日過程、2007年12月10—11日過程以及2007年12月13—14日過程。在2007年12月10—11日霧過程中出現了雙層逆溫結構，從而形成了雙層霧，低空急流將兩層霧隔開[49]。但是在2007年12月13—14日過程中，近地層霧由地面的輻射冷卻形成，上層霧則是由低空冷平流形成的云層；接著下層霧向上發展，上層云向下發展最后連接起來形成深厚的霧層[50]。

3　霧的微觀特征

3.1內陸霧

劉端陽[18]利用南京的霧滴譜觀測資料（儀器：美國DMT公司的FM-100霧滴譜儀），統計了不同類型霧中微物理量和譜分布的差異。平流輻射霧的霧滴數濃度最大，達到211cm-3，平流霧和輻射霧次之，分別為108和78cm-3，雨霧的霧滴數濃度最小，僅3cm-3。輻射霧的含水量為0.023g·m-3，與平流霧的0.021g·m-3相當，平流輻射霧的含水量最大，為0.12g·m-3，約為平流霧和輻射霧的6倍左右。雨霧的含水量最小，僅0.00004g·m-3，最大值僅0.00021g·m-3。平流輻射霧的平均直徑最大，為5.0μm，輻射霧為3.7μm，雨霧和平流霧分別為3.1和3.6μm。與微物理量相對應的，雨霧的譜分布最窄，最大霧滴不超過7μm，平流霧和平流輻射霧的譜寬都超過45μm，輻射霧的譜型分兩種，一類霧的譜分布較寬，譜寬超過35μm，另一類的譜寬不超過15μm。Quan等[57]在污染地區武清（北京和天津這兩個大城市之間）觀測到的三場濃霧中，平均含水量分別為0.20、0.31和0.29g·m-3，數濃度分別為715、782和683cm-3，均高于南京霧中的結果。

濃霧過程往往具有爆發性發展的特征[18,34,45,58-62]，即在很短時間（約30min）內，數濃度明顯增大，霧滴譜明顯拓寬，含水量明顯增大，濃霧突變為強濃霧。霧滴譜爆發性拓寬都是在降溫（即過飽和度加大）條件下出現的。濃霧階段，當地面有弱冷平流時，最易爆發性增強；日出后濕地表水分蒸發也易引起霧滴譜爆發性拓寬。濃霧霧滴譜爆發性拓寬的微物理過程是：在過飽和度增大的條件下，核化、凝結過程快速進行，霧滴個數大量增加，在較強的湍流擴散條件下，霧滴間相互碰并，從而使霧滴不斷增大，大滴繼續碰并小滴，致使霧滴譜拓寬，濃霧增強為強濃霧。這種“拓寬”具有階梯式的特征。

微物理量之間的關系受到不同物理過程的影響，因此可以通過微物理關系去研究物理過程。南京霧的觀測資料表明，體積平均半徑和數濃度、含水量均為正相關關系，表明霧過程中的主要微物理過程是凝結并伴隨持續的核化過程[58,63]。Quan等[57]在武清觀測到的三場濃霧具有類似的微物理關系。Niu等[63]和Lu等[58]利用云雨自動轉化閾值函數分離出了碰并過程中微物理量之間的關系。

近年來，我國學者對山區過冷霧微物理特征也進行了深入的研究，羅寧等[64]對貴州西部、北部和中部山區過冷云霧的微物理特征進行了對比分析，發現其沒有顯著性的地區差異，過冷云霧滴的平均數濃度為140～312cm-3，液態水含量為0.2g·m-3，且在-6～0℃，液態水含量隨著氣溫的降低而降低。Niu等[65]進一步對湖北恩施的過冷霧微物理特征進行分析發現，云霧滴的微物理特征量變化范圍都較小，數濃度基本處在120～300cm-3，平均半徑處在1.5～4.0μm，含水量為0.01～0.11g·m-3，其導致的積冰厚度大小也與含水量呈正相關關系；而雨滴數濃度變化范圍較大，但平均半徑變化較小，基本都處在0.2～0.4mm范圍內，雨強為0.02～0.25mm·h-1。賈然等[66]則分析了恩施一次積冰過程中雨天、霧天和雨夾雪天氣下過冷云霧的微物理特征，發現霧滴平均數濃度雨天最大（223.5cm-3），其次為雨夾雪天（181.3cm-3），霧天最小（138.7cm-3），且霧天和雨天的霧滴譜均為雙峰型，而雨夾雪天為單峰型。Zhou等[67]進一步分析了過冷霧微物理特征受凍毛毛雨的影響，發現凍毛毛雨的出現會抑制過冷霧的發展，顯著減少大霧滴的數濃度，且大霧滴粒徑的判斷閾值與雨強大小呈正相關關系。

3.2海霧

與陸地霧相比，中國、加拿大、美國沿海地區海霧的含水量與數濃度均較小[68]。與中國其他典型海霧的研究結果相比較，南海海霧（如湛江、茂名）具有霧滴數濃度最高的特征，東海的海霧（如舟山）具有含水量及霧滴粒徑最大的特征，而黃海的海霧（如青島）則具有霧滴數濃度、含水量、平均半徑、最大半徑都最小的特征[21]。茂名海霧的平均數密度為57.1cm-3，平均含水量為0.018g·m-3，平均半徑為2.4μm，峰值半徑為1.4μm[69]。雷州半島海霧霧滴數濃度的變化范圍為100～102cm-3，含水量為0.001～0.23g·m-3，平均半徑為1.71～3.28μm，霧滴峰值半徑多位于1.4μm[21,39,68]。

海霧的微物理特征與邊界層穩定度有關[68]。在夜間急流顯著時，邊界層不穩定，不利于霧滴生長，含水量較低。風向的轉變會引起氣團來源的變化，改變霧滴凝結核的來源，對霧的微結構產生影響。風速減弱，穩定的邊界層條件和風向、濕度的轉變可能是導致含水量和平均半徑躍增的原因。張悅等[70]也指出氣象要素突變對廈門海霧微物理起伏特征具有顯著影響。

海霧的微物理特性也受天氣型影響。雷州半島地區受冷鋒前暖部影響形成的海霧，通常其液態水含量、平均半徑、最大半徑較大，其次是受低壓前部影響而形成的海霧，再次是受鞍型場或均壓場影響形成的海霧，最后是受回流天氣影響形成的海霧[68]。此外，無論在有云或無云條件下，茂名博賀的海霧都可發展和維持，但有云條件下的含水量明顯小于無云條件下[71-72]。

與微物理量緊密相關的是霧滴譜。岳巖裕等[68]分析了雷州半島海霧不同含水量的振蕩周期中，微物理特征量的變化。在第一、二次振蕩周期中，霧滴以核化凝結增長為主，水汽不充足時，大量的霧滴凝結核爭食水汽，使得數濃度增加而平均半徑幾乎不變；碰并效率在第三、四次振蕩周期明顯增大，導致大滴增多，滴譜拓寬，含水量增加顯著。在霧的消散階段霧滴平均半徑出現躍增，并在霧結束時達到最大值。

雷州半島海霧霧滴譜分布被單調遞減類型控制，譜寬一般＞20μm[21,73]，霧滴譜徑主要出現在2～10μm，峰值位于2μm處，岳巖裕等[68]指出，雷州半島海霧的霧滴譜也可呈雙峰分布，成熟階段碰并增長明顯，大滴增多，霧滴瞬時譜符合Gamma分布。更有研究表明，雷州半島地區海霧發展的霧滴平均譜符合Junge分布，平均霧滴譜結果為：N(D) =24.3D-1.33，擬合優度為0.96[74]，這一結果與茂名和青島地區的海霧滴譜分布類似，都符合Junge分布，但與舟山地區差異明顯[69,74]。而雷州半島海霧發展過程中霧滴譜譜寬存在突然增寬和迅速減小的現象，霧滴數濃度變化則主要是由半徑＜5μm的霧滴數濃度的變化引起[21]。

此外，黃輝軍等[69]在茂名測得的霧滴譜徑平均半徑2.4μm，峰值半徑1.4μm，并指出輕霧的霧滴譜較窄，而霧的霧滴譜相對較寬；輕霧的質量譜較窄，單峰值出現在4.0μm處，而霧的質量譜較窄，呈現出多峰值的特征，最大峰值出現在18.7μm處。直徑10μm以上霧滴的增多是含水量增大的主要原因；隨著含水量的增大，霧滴譜分布有向大霧滴方向增寬的趨勢，其峰值高度也不斷增大[75]。

在海霧過程中，各微物理量之間往往存在一定聯系。Zhao等[76]利用觀測資料，指出貫穿雷州半島的霧事件中霧滴數濃度、液態水含量、平均半徑、霧滴譜分布的標準偏差一般都是彼此正相關的。呂晶晶等[39]進一步指出，數濃度與平均半徑在雷州半島海霧發展初期（生成、發展）和末期（消散）多呈正相關趨勢，而在成熟階段兩者多呈負相關趨勢，這與濃霧不同階段核化、凝結、碰并及沉降的微物理過程交替變化有關。茂名電白海霧過程中的霧滴數的變化趨勢與液態含水量變化趨勢一致[77-78]。

4　霧與湍流之間的相互作用

4.1霧宏觀結構與湍流的相互作用

湍流是影響霧過程的重要因素，在不同條件下湍流運動可能促進霧的發展，也可能導致霧的消散[30-31,37,47,49,55,79-80]。較強的湍流運動會加強空氣垂直混合并導致霧滴蒸發，抑制輻射霧的形成；在霧形成后湍流運動又會促使霧層垂直向上發展，特別是日出后隨著太陽短波輻射對地表加熱，露蒸發產生的水汽通過湍流運動向上輸送，可以促進霧的發展[14,22,31,34,47,55,79,81]。霧發生時的穩定大氣層結會抑制垂直湍流運動發展，而霧滴凝結增長會釋放凝結潛熱，可以增強大氣中的湍流運動[82-83]。強烈的湍流運動會導致強烈的湍流混合，并會對輻射霧及其強度產生決定性的影響。

湍流交換是影響海霧的關鍵物理過程，在海霧的熱量和水汽平衡過程中起重要作用[84]。垂直湍流運動與海霧發展過程密切相關，在霧層中以熱力湍流界面為分界存在兩個湍流層，熱力湍流界面以上為長波輻射產生的熱力湍流層，熱力湍流界面以下為風切變產生的機械湍流層，熱力湍流界面的高度通常在180～380m[85-87]。由風切變產生的湍流混合過程是海洋邊界層降溫、增濕的主要機制，在海霧生成階段，弱的湍流交換有利于霧生成[85,88-89]。湍流運動太強，不利于海霧的發展與維持，會導致霧層消散[90-91]。湍流交換的強弱與海霧發展—消散—再發展的周期性變化有密切關系[78]。海洋大氣邊界層中湍流混合層向上發展，是導致海霧抬升轉化為低云的主要原因[46]。Ye等[29]在平流霧的生成期，觀測表明湍流動能隨時間呈下降趨勢。Li等[92]發現在海霧形成期，正好相反，湍流動能呈加強趨勢，表明湍流混合冷卻對海霧形成有重要貢獻。當霧形成后，不論是平流霧還是海霧，霧內湍流的動量和熱力通量隨高度增強，造成霧內熱量和動量的損失，有效維持了霧內的冷卻率和較小的下墊面風速，有助于霧的穩定和發展。

4.2霧微觀結構與湍流的相互作用

湍流過程使得霧滴混合均勻，趨向平均化；同時湍流促使霧體內、外部空氣交換，外部空氣凝結核核化，數濃度升高，霧滴平均半徑向1.8μm附近集中[74]。此外，湍流是霧滴碰并增長不可缺少的條件，對霧滴譜的增寬有重要影響[49,60]。小尺度的湍流運動會限制云霧滴凝結增長過程，但湍流運動也可以增加云霧滴的碰并效率并有效促進霧滴譜增寬[93-98]。霧的微物理參量隨時間快速變化，這種高頻的隨機變化過程中存在低頻的準周期變化特征，微物理參量的這種高頻隨機變化是由間歇性的湍流混合過程引起的[27,99]。輻射霧發展階段，在湍流擴散作用下霧水通量譜具有明顯的振蕩特征，而輻射平流霧的霧水通量譜不存在振蕩特征[100]。霧中含水量的準周期振蕩現象主要與湍流對液態水的混合作用與高空海霧液態水大量生成階段的霧頂長波輻射間接相關[72]。

4.3湍流對霧影響的閾值現象

湍流對霧的發展具有正反兩方面影響，霧層中存在一個湍流強度臨界值，霧發生時的邊界層結構（冷卻降溫率、飽和層厚度等）決定了湍流強度臨界值的大小[32]。當湍流強度小于此臨界值時，湍流運動增強會增大霧微物理結構空間分布的不均勻性并促進霧宏微物理結構的發展；而湍流強度超過此臨界值時，湍流運動增強會使得霧層微物理結構在近地層混合得更加均勻并抑制霧宏微物理結構的發展，進而促使霧層消散[82-83]。在霧的形成階段霧層較薄，湍流運動增強會導致霧滴蒸發，霧滴數濃度和液態含水量減少、霧滴平均半徑也較小；而在霧的發展和成熟階段霧層較厚，霧層可承受的湍流強度閾值較大，湍流運動增強可加強熱量、水汽、霧滴、氣溶膠的垂直輸送，從而使得霧滴數濃度、含水量和霧滴平均半徑的平均值和起伏量增大，可促使霧層垂直向上發展，而霧層厚度增加又可使得湍流強度臨界值增大。Li等[92]借鑒Zhou等[32]的理論，提出了霧生消過程中湍流動能的閾值，用于解釋海霧內的湍流動能的大小對海霧的形成、發展和消散的影響。當湍流動能低于臨界值時，湍流有助于含水量的產生。

湍流運動對不同尺度霧滴空間分布的影響不同，霧滴尺度越小，湍流運動對霧滴空間分布的影響越大。湍流對半徑大于5μm霧滴的空間分布影響很小，霧滴空間分布的不均勻性主要是由半徑小于5μm的霧滴造成，霧滴空間分布不均勻性隨著湍流運動增強而增大，這有利于霧滴起伏凝結增長，促使霧中出現個別尺度較大的霧滴。霧滴最大半徑小于10μm時，僅通過凝結增長過程，霧滴譜拓寬很慢，霧滴最大半徑基本不隨湍流強度的增強而增大；而當霧滴最大半徑超過10μm時，霧滴碰并過程開始發生，不同尺度霧滴在氣流中的相對運動速度不同，湍流運動增強可增加霧滴的碰并速率和碰并效率，加強霧滴的碰并增長，霧滴最大半徑隨湍流強度增強顯著增大，導致霧滴譜迅速拓寬。

4.4霧中湍流統計特征

霧的不同發展階段湍流強度和湍流動能存在顯著差異，霧前湍流由強轉弱，霧消散時湍流逐漸轉強[39,49]。黃海海霧的發展階段和成熟階段低空水平風速和垂直風速的平均動能顯著減小，而南海海霧的觀測結果表明平均動能在霧前和霧中有兩次躍增，霧成熟期湍流動能大幅躍增主要是由霧頂輻射冷卻產生的熱力湍流和風切變引發的機械湍流增強所致[39,49]。平流霧生消過程中，大氣穩定度參數數值主要集中在弱不穩定到弱穩定范圍內，且多呈現弱不穩定狀態[101]。霧中各方向風速能譜密度峰值頻率偏于高頻段，霧前和霧后風速能譜峰值頻率偏向于低頻段；霧形成前期溫度譜峰值頻率變化大于速度譜，霧消散期間溫度譜峰值頻率更偏向于低頻；霧過程中，平均動能較小，但湍流擾動活躍，湍流輸送以垂直方向為主[102]。城區濃霧過程中，大氣層結由霧前的強穩定轉為霧中的偏中性層結，風速歸一化標準差數值隨穩定度的變化符合近地面經典湍流相似理論[103-104]。

5　霧的化學特征

霧是清除大氣中污染物的一個重要途徑，霧和霾頻發成為中國中東部地區的普遍現象，霧的出現對大氣中細小顆粒物的清除起到了一定的作用，但也會導致霧水中包含更多的污染物質[105]。作為酸沉降的一個重要部分，霧水比雨水有更高的污染物濃度[106]，因此，霧水化學可以更好地指示區域排放物成分，在缺少降雨和污染物監測的情況下對于研究遠距離輸送的空氣污染物是一個有效的信息[107]。同時霧中高濃度的污染物對人體健康也存在潛在的危害[108]。

在描述霧水時，pH、電導率（EC）和霧水的離子濃度是三個最重要的參數。表3給出了不同地區的pH、電導率和霧水的離子濃度。1984—1990年重慶地區[109]霧水pH為4.4，＜5.6（酸霧的臨界閾值）。在清潔地區，如南嶺地區[110]霧水也是酸的，在對閩南地區[111]的研究中發現，霧水酸度比城市大，而霧水的離子濃度低，屬低污染高酸度地區。同時，在表3中的一些城市地區（如云南安寧）霧水pH值高于5.6。因此，pH值不能準確反映污染情況，因為它是霧水中所有陰陽離子共同作用的結果，需要考慮霧水中酸、堿性物質的含量。電導率反映了介質傳導電的能力，與可溶性離子有著直接聯系。在重慶、南京和東海島等地[106,109,112-113]霧水中電導率很高，超過了600μS·cm-1，與其他地區相比，其霧水中離子濃度也很高。電導率與霧水的總離子濃度相關性最好，呈正相關。

霧水離子成分及濃度與霧水采集位置有著密切的關系[105]。重慶、南京、上海、廣州等地的霧水化學性質分析[108-109,114-115]表明，在污染較嚴重的城市陰離子中以SO2-4為主，而陽離子則以Ca2+或NH+4最多，總的離子濃度由市中心向外逐漸減少，且冷季霧水離子濃度要比暖季高。在中國的黃海、東海和南海區域開展的一些海霧化學特征的研究發現，與陸地霧相比較，海霧的各離子所占比例不同，陰陽離子分別以Cl-和Na+為主，且受到大氣環流影響，使得陸地上的污染物對海霧霧水化學組分有一定的影響[116-118]。而山地霧的化學組成成分與陸地霧的一致，SO2-4、Ca2+或NH+4為主，但其離子濃度較低，海洋源和周邊地區的氣團都會對其造成影響[119-120]。

霧水化學不僅與空氣中污染物濃度相關，而且是多種因子共同作用的結果[121]。不同的氣團軌跡會帶來性質不同的污染氣團，來自不同區域的空氣團具有不同的霧滴凝結核源決定了霧滴的初始成分，進一步會通過吸收可溶性氣體和液相化學反應而改變霧水化學成分[122]。南京地區輻射霧的發生主要受局地大陸氣團影響，受南面長江水汽影響，將發展為平流霧；而受東北風帶來的海洋氣團及附近工業區污染物控制影響下的平流霧，離子濃度會大幅度增加[123]。Yue等[124]指出氣團路徑較短時受到局地影響，離子沉降值高；當氣團完全來自于東部洋面時離子濃度和離子沉降都最低。

學者們進一步研究了微物理特征量與霧水化學之間的聯系。霧滴形成后，大氣中污染氣體和部分氣溶膠進入霧滴，增加化學成分種類和濃度，這個過程受霧滴的總表面積影響，表面積越大，可溶解的離子成分越多，因此Lu等[112]提出霧水離子濃度要考慮到霧滴表面積（S），其反映了吸收能力，并根據相關性分析提出了利用S/LWC（LWC為含水量）來反映霧滴的清除能力。Yue等[124]進一步將該參量應用于海霧霧水化學分析中，得到了較好的相關性。

表3　不同地區霧水中的pH、電導率EC（單位：μS·cm-1）和霧水中的各種離子濃度（單位：μmol·L-1）Table 3 The pH, EC （unit： μS·cm-1） and several kinds of ion concentration （unit： μmol·L-1） of fog in different regions

霧過程不同階段的霧水化學特征是不同的，這主要受霧滴生長和蒸發過程的影響，反映于霧過程中含水量的大小，輕霧和消散階段的霧通常會呈現高濃度的污染物濃度。徐峰等[113]對海霧的研究中發現在霧發生前期霧水中各離子成分濃度最高，霧發生期間采集的霧水濃度偏低。李德等[125]研究了1994年1月9日出現在上海的濃霧，發現pH、電導率和離子濃度與初始階段相比在霧的后期都有明顯下降。

此外，對于有機氣溶膠如：多環芳烴（PAHS）等，通常受季節、局地排放、傳輸和氣象條件影響[129-130]。樊曙先等[131]通過對比研究霧發生、發展及消散過程對PAHS粒徑分布的影響，發現霧對細粒子分布影響明顯；且霧天中0.65～2.10μm粒子中PAHS質量濃度有增加的趨勢，呈現出積聚模態顆粒物富集[132]。

6　霧的遙感監測

借助遙感技術開展大霧監測具有直觀、全面和及時的顯著優勢，是常規地面觀測所無法比擬的。早在20世紀70年代，氣象衛星可見光數據已被應用于霧的生消監測[133-134]。此后Eyer等[135]和Turner等[136]基于Hunt[137]的研究提出了“雙波段亮溫差法”，該方法不僅在極軌衛星平臺上得到廣泛應用，而且被推廣至具有短波紅外通道的靜止衛星平臺[138-140]，均具有良好的應用表現。中國的大霧遙感監測起步較晚，1988年，鄭新江[141]利用極軌衛星NOAA/AVHRR的可見光和近紅外波段對黃海海霧圖像特征進行了分析，同時利用靜止衛星GMS分析了海霧的演變過程。此后，很多研究學者利用衛星資料針對霧的成因、圖像紋理和輻射特性，提出了一系列霧的遙感監測方法，其中較常用的如：多通道組合法[142-143]、閾值判定法[144-146]、紋理分形[147]和神經網絡法[148]等，從而進一步增強了人們對霧遙感監測的理性認識。

近年來，由于中國近海海事活動增多，對海霧監測預報的氣象服務需求顯著提高。但海霧以平流霧居多，覆蓋范圍甚廣，而由船舶和洋面觀測所獲得的資料稀疏，很難滿足對海霧時空演變分布的監測要求，這無疑為目前時空分辨率俱佳的衛星遙感提供了合適的機會。如：蔣璐璐等[149]依據FY-3A衛星的VIRR數據，利用多波段閾值法對中國東部沿海地區日間霧進行了遙感監測，并估算了霧的垂直厚度、光學厚度以及能見度等特征參數。Li等[150]利用MTSAT的IR通道數據，提出了一種基于主成分分析、紋理分析和閾值判別的海霧監測方法，并對2006—2009年中國近海各月大霧發生頻次進行統計分析。張春桂等[151]結合2000—2010年福建沿海能見度資料和NOAA/AVHRR、FY-1D和MODIS遙感數據，分析了海霧時空變化特征；并針對不同傳感器給出白天和夜間海霧遙感監測模型。吳曉京等[152]基于1989—2008年AVHRR衛星資料，給出黃渤海海霧及云的頻數、分布百分率信息，得到了黃渤海海霧季節變化的較全面特征。何月等[153]結合MTSAT資料和地面觀測數據，對2008—2012年浙江及其周邊海區的霧進行了專題信息提取，并給出了浙江省陸域、周邊海域0.05?×0.05?網格點的小時尺度的遙感霧產品和頻次分布。

此外，由于霧和低云具有相似的微物理本質和輻射特性，在遙感影像中霧和低云分離仍然是個挑戰性問題，其中關鍵是云霧頂高度反演的精度。Bendix等[154]嘗試將MODIS陸地霧和云檢測結果與地形高度數據比對，得到云頂高度、厚度及云底高度用于云霧分離，但該方法并不適用于海霧檢測。Zhang等[155]基于中國近海探空資料分析，發現霧和層云的云頂溫度與海面溫度的差值存在顯著不同，并基于此提出了一個海霧動態閾值檢測算法。Wu等[156]利用垂直分辨率高的星載激光雷達CALIPSO（Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfnder Satellite Observation）數據，實現了黃海海霧和低云的分離。Yi等[157]利用靜止衛星MTSAT-1/2和極軌衛星MODIS水汽及劈窗通道提出了一個黃海云霧頂高度的反演算法，通過將個例反演結果與CALIPSO測量及WRF模擬結果比對，顯示出較高精度。可見，主動遙感儀器相比于傳統的被動遙感儀器，實現云霧分離更具優勢。

7　霧的數值模擬研究

中國霧的數值模擬研究始于20世紀80年代，科學家們建立了一維霧模式[31,158-161]，分析探討低層溫度、湍流、相變、重力沉降及重力碰并等因子對霧形成的影響。通過建立二維霧模式[162-163]，科學家們研究了大氣邊界層風場、海陸風環流、水汽的平流輸送、湍流混合、長短波輻射、凝結（蒸發）、重力沉降及下墊面對霧生消過程的影響。考慮到重慶和西雙版納地形的復雜性，石春娥等[164]和黃建平等[165]建立了三維霧模式，模式考慮了湍流交換、地表及大氣的長波輻射、短波太陽輻射、水汽的蒸發和凝結以及地表熱收支等，研究了植被和氣溶膠輻射效應對霧的生消的影響。傅剛等[166]在大氣邊界層模式的基礎上建立了一個三維霧的數值模式，較好地模擬出黃海海霧的生消過程，對海霧的三維結構有一定的模擬能力。

以上的模式都是針對霧設計的，無法考慮大尺度環境場變化對霧生消的影響，具有一定局限性。20世紀90年代后，隨著中尺度數值模式發展的日趨成熟和完善，人們逐步開始利用中尺度數值模式進行霧模擬研究的嘗試[167-171]。王帥等[172]利用RAMS模式對黃海的一次海霧過程進行了模擬，計算了霧頂高度和大氣水平能見度分布，兩者分布形態均與衛星云圖所顯示的霧區吻合較好。劉現鵬等[173]用WRF模擬了黃渤海海域的一次海霧過程，結果表明增加模式邊界層垂直精度可提高海霧能見度模擬效果，并一定程度上消除低云對霧區模擬的干擾。何暉等[174]利用非靜力中尺度模式MM5，模擬了北京地區的一次輻射霧過程，結果表明：地面的長波輻射冷卻促使輻射霧的形成，而短波輻射的加熱是輻射霧消散的主要原因。增加模式的垂直分辨率以及選取更加詳細的云微物理方案可以使模式模擬的輻射霧的結果有明顯的改善。梁愛民等[175]利用MM5模式，模擬了北京地區一次平流霧過程，結果表明：模擬的霧區范圍及其移動基本與實況吻合，顯示了中尺度模式預報平流霧的潛在能力。進一步分析表明：霧區的邊緣具有明顯的水平溫度梯度；在貼地面層東南氣流被霧區阻擋偏向西，在霧區前沿輻合；霧區的逆溫區前沿930hPa以下存在一個明顯的垂直熱力環流，霧區下沉，霧區前沿上升。萬小雁等[176]利用WRF模式，對滬寧高速公路鎮江段團霧過程進行了數值模擬，結果表明：耦合三種不同陸面方案后比沒有耦合陸面方案的模擬結果更接近實況。高山紅等[177]利用WRF模式及其先進的3DVAR同化模塊，循環3DVAR同化方案能有效改進黃海海霧數值模擬初始場質量，主要體現在增加低層大氣溫度層結構的穩定性與改變大氣邊界層下層的風場結構，從而顯著改善海霧的模擬結果。胡朝霞等[178]利用MM5模式，模擬了我國中東部的一次大霧過程，結果表明：MM5可以較好地模擬出這次霧發生、發展的演變過程，基本反映霧的日變化特征，還能夠清晰地看到霧的垂直結構。賈星燦等[179]基于WRF/Chem模式和霧的觀測資料，開展了包含和不包含人為污染排放源兩種大氣背景條件下的數值模擬對比試驗。結果表明，在考慮污染排放源時，模式模擬的霧的空間分布和強度變化與衛星、能見度儀和微波輻射計的觀測更為接近，污染條件下的邊界層結構更有利于霧的形成。

Hu等[180]利用WRF集合預報系統來研究發生在華北的一次平流霧的數值模擬對初始條件中各要素誤差的敏感性。發現初始條件的改善可以有效地改善霧的模擬；模擬霧對與湍流有關聯的要素誤差比與對流有關聯的要素更敏感，對低層要素誤差比高層要素更敏感，對溫度和水平風誤差比對濕度更敏感。這些結果說明，目前霧的預報能力低下與初始條件的較大誤差有關。除了霧對初始條件誤差的依賴性以外，霧對模式所采用的物理方案也有較強的依賴。這也可以通過敏感性試驗來研究。比如，Lin等[181]利用WRF對浦東機場的一次平流（海霧）的模擬對WRF所有可采用的微物理和邊界層方案以及輻射方案進行了系統的敏感性試驗，發現微物理方案對霧的起始時間影響不大，起作用的是邊界層和輻射方案；而微物理、邊界層和輻射方案對霧的消散都有影響。另外這三種方案還決定了霧的垂直結構。盡管針對一次霧的模擬試驗不能確定哪一個方案組合最好，但說明了模式中方案的選取對霧的預報影響很大。Hu等[180]和Lin等[181]的敏感性試驗表明霧的預報與初始條件中的誤差和模式方案的系統誤差影響很大。這也是發展霧的集合預報的原因。在美國國家環境預測中心，霧的短期集合預報已存在10年了，并在2008年北京奧運會的天氣預報示范項目中，顯示了比單模式更好的優越性[182]。國內外的研究都表明，一種物理方案可能只對某一種霧有效，或只在某一局域、某一時間有效。加上對初始條件的誤差敏感，所以單一模式的霧預報有很大的局限性。而集合預報技術的發展為提高霧的預報水平帶來了曙光。目前隨著中尺度模式的發展，越來越多的微物理、邊界層等方案可以利用。這也為建立多方案的集合預報系統提供了有效途徑。

8　人工消霧

為了抗御該自然災害的影響，國內進行了多方面的人工消霧試驗工作，在冷暖霧消霧技術等方面取得了一定的研究成果[183-186]。

催化劑方面，高建秋等[187]測試了新的環保型消暖霧催化劑RC/XW的消霧性能，并與氯化鈣和氯化鈉進行對比，結果表明：不同種類的催化劑、同種類不同尺度的催化劑之間消霧效果都存在很大差異。消霧效果與播撒劑量直接相關。RC/XW適用于消除含水量在0.3g·m-3以上的嚴重影響視程的暖霧。張錚等[188]鑒定了液氮的成冰性能，實驗結果表明：液氮成核率與液氮的播撒量有關，當云霧的溫度在0～-17.0℃，液氮的適宜播撒量可取26.3mg·m-3，成核率為1011g-1。液氮能使過冷霧迅速冰晶化，播撒液氮2min后，占總量90%左右的冰晶生成。

暖霧催化方面，郭恩銘等[189]應用噴氣發動機改裝的熱力動力系統在成都雙流機場進行人工消暖霧試驗，該系統的原理是發動機發射出高溫氣體，隨動力場擴散，形成一個較大范圍的高溫區，使霧滴蒸發，達到局部消霧的目的。試驗結果表明：噴氣發動機開始工作2min后，在影響區內霧滴蒸發了，能見度由試驗前30m改善到260m。濮江平等[190]把飛機渦輪噴氣發動機改裝成消霧裝置，采用多點探測設備對消霧裝置的溫度、濕度和氣流作用場進行了性能測試，首次取得了渦噴發動機消霧裝置在單臺、雙臺和多臺組合情況下的實測資料，分析了單臺渦噴發動機作用場分布以及與實際測試數據的對比情況和消霧效果。

過冷霧催化方面，岳治國等[191]在臨潼機場，采用液態二氧化碳對冷霧進行人工引晶催化。液態二氧化碳的溫度可低達-90℃，使得過飽和水汽凝華成小冰晶，繼而引起一系列的繁生增長過程。結果霧中產生了降雪，消耗近地層過冷水，從而減小霧滴的數密度，提高能見度，試驗取得了明顯的效果。何暉等[192]在中尺度數值模式MM5的Reisner2方案中引入了液氮粒子與云相互作用的過程，在中尺度模式MM5中實現了催化功能。利用該模式對北京地區的一次冷霧天氣過程進行了消霧的數值模擬研究。結果表明：催化作業開始9min后，目標區開始顯現作業效果，最好的效果出現在作業后24min。消霧機理主要為播撒后人工冰晶通過凝華增長消耗了大量的水汽，導致了水汽通過凝結過程形成霧滴的減少，同時上游作業導致霧滴向下游目標區平流的減少。曹學成等[193]在首都機場人工消霧作業過程中進行了大氣邊界層特征的觀測，觀測結果表明：用噴灑液氮進行人工消霧可以形成小面積降雪從而提高能見度，達到安全飛行的目的。人工消霧作業過程可影響小面積大氣湍流特征，使湍流譜略偏離-5/3規律。金華等[194]在天津市武清區，利用燃燒煙條的方式播撒吸濕性焰劑對暖霧過程實施催化，利用播撒液氮的方式實施冷霧消霧試驗。催化前后，霧的微物理量變化顯著，催化期間霧滴譜均出現了譜寬加大的現象，霧滴譜發生了單峰分布和雙峰分布間的變換，催化結束后譜寬恢復至催化前狀態。分析認為：催化后暖霧中發生成熟過程（ripening process），而冷霧催化后則啟動了貝吉隆過程（Bergeron process）。

9　結語與展望

近年來，我國科學家從觀測分析、數值模擬等方面對霧進行了深入的研究，取得了豐碩的成果，但仍然存在不足，例如目前的數值模式還不能準確地預報霧的發生、發展和消散，原因是對霧的各個影響因子的定量認識不夠。目前對霧過程的認識還不能滿足經濟發展對霧害的監測預警及防災減災的業務應用需要。在未來的研究中，需要進一步加強霧中湍流的研究，定量分析霧與湍流之間的相互作用；氣溶膠與霧之間的相互作用也值得深入研究，包括霧與霾之間的相互轉化[195]和區分[196]等；加強對霧發生閾值的研究，進一步開展霧的集合預報，提高對霧的預報能力，同時研發霧發生頻次的短期氣候預測方法；研究霧害時空分布規律及霧害災情的評估方法（對人體健康、交通、電力輸送等的影響）；近年來中國氣象事業高速發展，霧的探測條件和探測能力不斷提高，利用大量新的探測設備，研發基于空間和地面氣象信息的霧綜合監測預警方法。

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Advances in Fog Research in China

Niu Shengjie1, Lu Chunsong1, Lü Jingjing1, Xu Feng2, Zhao Lijuan3, Liu Duanyang4, Yue Yanyu5, Zhou Yue6, Yu Huaying1, Wang Tianshu1
（1 Nanjing University of Information Science and Technology， Nanjing 210044 2 Guangdong Ocean University， Zhanjiang 524088 3 Xiamen Environmental Monitoring Central Station， Xiamen 361000 4 Jiangsu Meteorological Observatory， Nanjing 210008 5 Wuhan Central Meteorological Observatory， Wuhan 430074 6 Wuhan Regional Climate Center， Wuhan 430074）

Fog is a severe phenomenon affecting the transport, human health, the quality of agricultural products, and so on. Thus, a good comprehensive understanding of fog processes is quite important and valuable to the early warning and forecast of fog, to human health and economy. In this study, recent progresses in fog studies in China are reviewed in terms including the climatic characteristics, macro characteristics, micro characteristics of fog, the interactions between fog and turbulence, fog chemistry, fog remote sensing, fog numerical simulations and the fog dispersal . Some further studies on fog processes are also suggested.

fog, observations, numerical simulations, remote sensing

10.3969/j.issn.2095-1973.2016.02.001

2015年7月27日；

2015年9月22日

牛生杰（1962—），Email: niusj@nuist.edu.cn

資助信息：國家自然科學基金（41375138，41275151，41305120）