微波輻射計資料在烏魯木齊機場持續濃霧天氣中的試驗應用

王春紅 王清平 譚艷梅 朱雯娜 韓磊

（民航新疆空中交通管理局氣象中心，烏魯木齊 830016）

0 引言

大霧天氣嚴重影響烏魯木齊機場冬季航班的正常運行。大霧的預報是航空氣象服務保障的重點和難點問題，但民航氣象服務機構現有的技術手段尚無法實現對大霧的全方位立體監測，對預報服務的支持能力有限。

近年來，微波輻射計已經越來越多地應用于低云霧等的研究及實際業務應用[1-5]。其測量原理是根據大氣對于不同頻率微波頻段輻射吸收的差異，在典型的微波V波段大氣氧氣窗口（51～59 GHz）和微波K波段大氣水汽窗口（22～31 GHz）內選擇合適的頻率，進行大氣亮溫觀測，反演獲得對流層大氣溫度、濕度廓線、大氣柱積分水汽量、大氣柱積分云水含水量等信息。趙金霞等[1]利用微波輻射計觀測資料，對16次天津大霧典型個例的發生、維持及消散時近地層溫濕結構特點進行了分析。劉建忠等[2]用常規觀測資料、微波輻射計和風廓線儀等資料對北京地區一次典型霧日進行了邊界層特性的分析，指出微波輻射計反演產品可以清楚地看出高低空濕度的配置以及霧維持的機理。Ware等[3]研究2001年2月16日科羅拉多州Boulder市的一次上坡霧過程，發現微波輻射計可以清晰地反映霧的溫、濕度結構和液態水含量的垂直結構。新疆地區氣象工作者利用微波輻射計對烏魯木齊水汽日變化及暴雨天氣進行研究分析，但在霧的監測預報方面開展的工作不多[6-9]。

為提升低云霧的監測預報能力，2016年10月起，新疆空管局在烏魯木齊機場開展了微波輻射計試驗驗證工作。使用設備為HTG-3型，安裝在航管樓樓頂。

本文將烏魯木齊機場大霧持續2 h（含）以上，主導能見度≤500 m且跑道主降方向跑道視程（RVR）≤550 m的情況定義為“持續濃霧”。采集2016年10月—2017年1月間出現的持續濃霧個例，利用微波輻射計資料進行分析研究，目的在于了解持續濃霧天氣邊界層大氣的溫濕結構特點，評估微波輻射計產品在烏魯木齊持續濃霧監測方面的作用和能力。

1 持續濃霧個例概況

2016年11月—2017年1月，烏魯木齊機場頻繁出現大霧天氣，共采集到持續濃霧個例10個。就其天氣形勢而言，可分為寬廣脊區型（5例），脊前型（3例）和西風帶波動型（2例）這3類，基本情況見表1。

表1 2016—2017年持續濃霧個例基本情況Table 1 Continuous dense fog cases of 2016-2017

不同天氣類型的持續濃霧天氣表現不同。脊前型和西風帶波動型的持續濃霧維持時間短，生消相對迅速；脊區型持續濃霧維持時間較長。

2 持續濃霧邊界層溫濕條件特征

2.1 大氣水汽條件分析

微波輻射計產品中，綜合水汽含量（IWV）和液態水路徑（LWP）是測量產品，分別反映大氣柱中總的水汽含量水平和液態水含量，液態水廓線（LPR）是反演產品，反映的是大氣中液態水的空間分布情況。由于過冷水在氣溫?10℃以下存在概率相對較小，微波輻射計幾乎探測不到，因此對于液態水的分析僅選擇氣溫高于?10℃的個例。

持續濃霧天氣的IWV數值范圍為3～15 kg/m2，以5～10 kg/m2居多，且多表現為IWV逐漸減少的趨勢。僅有2016年12月6—7日1例表現為增加趨勢（圖1a～1b），經分析發現是地面融雪增濕使IWV從6日的10 kg/m2增長到7日的13 kg/m2左右。另外，有的個例在IWV逐漸減少過程中會出現間斷的IWV增長情況，分析發現這種增長是與地面降水的出現有所對應的。如2016年12月8—9日的兩次持續濃霧，8日22時—9日03時（世界時，下同）的持續濃霧過程中IWV是緩降的，而9日07—14時的持續濃霧過程中，IWV先是緩降，在11時前后IWV又開始出現增長（圖1c～1d），觀測實況是11：30—15：00持續濃霧中伴隨有小雪出現。上述分析表明：大霧過程基本是空中水汽緩慢耗散的過程，降水和地面融雪增濕則可以帶來空中水汽的增長。

持續濃霧階段LWP的“出現-增長/波動-減小”過程與持續濃霧的“出現-維持-結束”有一定的對應。LWP峰值范圍約為100～400 g/m2，峰值階段往往也是持續濃霧較穩定和RVR較為惡劣的時段，但LWP的數值變化范圍與持續濃霧中能見度的關系并不確定。分析發現：持續濃霧結束迅速轉為輕霧天氣時，LWP一般表現為迅速減小至消失。如2016年12月31日14：30—2017年1月1日02：00的持續濃霧過程，在持續濃霧的初生階段，LWP迅速增長，在穩定維持階段，LWP出現峰值并有一定的波動，在結束階段，LWP呈直線下降直至消失（圖2a，2b）。持續濃霧結束后繼續維持大霧或低云飄雪時，LWP還會繼續存在。如2016年11月28日10：30—29日05：00的持續濃霧過程，LWP在持續濃霧結束前后減少消失，但很快隨著低云飄雪的出現又繼續出現（圖2c～2d）。

LPR的出現與LWP有很好的對應性，最大值0.4～0.5 g/m3。經與人工觀測的云高云狀實況對照，發現多數情況下LPR出現的高度明顯較實際云高偏高，僅有個別個例的部分時段，LPR高度可與實況中的低云相對應（圖略）。

2.2 濕度條件特征

微波輻射計產品中，絕對濕度和相對濕度廓線是反演產品，分別反映絕對濕度和相對濕度在垂直空間的分布和演變情況。

絕對濕度的演變趨勢與IWV基本一致。空間分布為從地面向空中逐漸減小，變化平緩，在持續濃霧過程中多呈緩慢減少趨勢，數值范圍為2～8 g/m3。地面融雪增濕導致的水汽增加，表現為絕對濕度從地面向空中的擴展和增加（圖略）。

圖1 綜合水汽含量（IWV）時間演變特征Fig. 1 Integrated Water Vapor (IWV) time evolution characteristics

圖2 LWP時間演變特征及其與RVR演變的關系Fig. 2 LWP time evolution characteristics and the relationship with RVR

相對濕度的空間分布也是從低層向高空減小的，但其變化特征較絕對濕度顯著而豐富。持續濃霧天氣出現時，地面至500～1000 m高度多為相對濕度≥95%的高濕高飽和狀態。持續濃霧迅速出現，即爆發性發展[10-11]的情況下，要么表現為近地層0～500 m快速增濕達到相對濕度≥95%，要么表現為空中高濕高飽和層的快速接地。如2016年12月8日22時—9日03時持續濃霧過程，能見度在22時前后突降，表現為霧的爆發性發展，而這一時間段500 m以下的相對濕度≥95%的高濕高飽和層也是突然出現的（圖3a）。 2016年11月27日22：00—28日00：30持續濃霧過程，能見度在22時突降，也具有爆發性發展的特點，在這一時間段原來空中200～1000 m的相對濕度90%～95%的高濕高飽和層突然向下接地了（圖3b）。而在持續濃霧的維持過程中，霧體向空中發展時，會出現接地高濕高飽和層向空中增厚的現象，如2016年12月9日07—14時持續濃霧過程，在09—12時，相對濕度≥95%的接地高濕高飽和層突然出現向上的發展，由原來的400 m高度向上發展到1000 m左右（圖3c）。

圖3 邊界層相對濕度（RH）時間-空間特征Fig. 3 Time-height section of the boundary layer relative humidity (RH)

不同天氣類型的持續濃霧，邊界層相對濕度場各有特點。

1）脊前型，高濕高飽和層向低層甚至地面下壓和集中是其顯著特點。相對濕度≥95%的高濕高飽和層一般壓得很低，只有從地面到空中200～400 m，有的個例甚至僅在近地層100 m以內，而空中1000～1500 m以上基本上是干區（相對濕度＜50%）。如2016年12月21日17—19時持續濃霧過程，相對濕度≥95%的高濕高飽和層基本在100～200 m高度以下，1000 m以上為干區（圖3d）。

2）西風帶波動或寬廣脊區型，3000 m以下為深厚濕層，持續濃霧出現階段1000 m以下為相對濕度≥95%高濕高飽和層。相對濕度場也可以間接反映出西風帶波動的強弱及其對霧的影響程度。波動較弱無法影響到地面時，1000 m以上表現為相對濕度的干濕交替波動，500 m以下保持相對濕度≥95%的高濕高飽和狀態；當波動可以影響到500 m以下時，即使近地面濕層還未被全部破壞，持續濃霧也將趨于結束（圖略）。

2.3 溫度層結特征

微波輻射計產品中，溫度廓線是反演產品，反映的是氣溫在垂直空間的分布及演變情況。

持續濃霧都是在逆溫層結條件下出現的。不同個例的逆溫結構、逆溫強弱差異較大。總體來看，逆溫的結構有貼地和懸垂兩種，逆溫層頂高度200～1200 m，大部分在500～800 m；逆溫層上下溫差3～14℃，逆溫強度0.1～2.5℃/100m。逆溫層頂越低，越強，霧中能見度越差。

持續濃霧的出現與逆溫的建立或加強關系密切。貼地逆溫的形成建立或加強是持續濃霧出現的關鍵。而貼地逆溫的顯著減弱，或者貼地逆溫轉變為懸垂逆溫或近等溫層結時，持續濃霧過程將近結束。如2016年11月28日10：30—29日05：00持續濃霧過程，28日09—10時貼地逆溫建立，持續濃霧緊接著出現，29日05時之后，近地面200 m以下變為近等溫層結，原來的貼地逆溫逐漸演變成為懸垂逆溫，持續濃霧逐漸結束（圖4a～4b）。

持續濃霧的維持，有賴于逆溫層的維持或加強。中低空增暖，地表降溫，或兩者兼而有之都會使得逆溫層加強。如2016年12月9日07—14時持續濃霧過程，由于空中500～1200 m 的顯著增溫，逆溫在午間06—09時加強（圖4c）。

圖4 邊界層溫度層結時間-高度圖Fig. 4 Time-height section of the boundary layer temperature stratification

溫度廓線不僅能監測邊界層的穩定程度，還可以間接反映空中波動對低層層結的影響程度，有助于預報員分析預判持續濃霧的生消變化。空中波動造成明顯的低層降溫時，會使原有的逆溫層減弱或消失，有利于持續濃霧的減弱和結束。如2016年12月7日15：30—17：30的持續濃霧過程，受空中波動影響，17—21時前后，逆溫層結被破壞，持續濃霧結束（圖4d）。如果空中波動對低層溫度場沒有實質性影響，逆溫層結就會維持，持續濃霧也將持續（圖略）。

不同天氣類型的持續濃霧，逆溫層結各有特點：脊前或西風帶波動型，逆溫層頂基本保持穩定，多在600～800 m，少變化。寬廣脊區型，逆溫層頂會出現壓低或抬升的變化，范圍多在500～1200 m。寬廣脊區型、西風帶波動和脊前型持續濃霧的逆溫層頂高度是依次降低的，脊前型的逆溫層頂高有時僅100 m左右；而逆溫強度則表現為寬廣脊區型、西風帶波動型、脊前型依次增強。

3 結論和討論

1）微波輻射計能實時監測大氣水汽條件、溫度層結演變，有效彌補常規探空時間分辨率低的問題。可以在監測持續濃霧演變，研究持續濃霧的形成和發展機制，提高臨近預報能力上發揮有效作用。

2）綜合水汽含量（IWV）和絕對濕度能實時監測空中水汽條件變化，反映出降雪、地面融雪等帶來的空中水汽消長情況。持續濃霧過程多是水汽逐漸緩慢耗散的過程，IWV和絕對濕度數值范圍分別為3～15 kg/m2和2～8 g/m3。但IWV和絕對濕度演變穩定平緩，很少有具有指示意義的特異變化，很難作為持續濃霧生消和變化的關鍵判據。

3）液態水路徑（LWP）的“出現-增長/波動-減小”過程與持續濃霧的“出現-維持-結束”有一定的對應，峰值范圍約為100～400 g/m2，峰值階段往往也是持續濃霧較穩定和RVR較為惡劣的時段。但LWP的數值變化范圍與持續濃霧中能見度的關系不確定；而且在融雪增濕與降雪情況下，LWP的數值大于持續濃霧時的數值。在持續濃霧的監測和預報中LWP有一定的參考作用，而LPR基本不具備可參考性。

4）微波輻射計資料能揭示持續濃霧時邊界層溫濕結構的連續演變特征。溫濕條件的關鍵變化還可以作為預報持續濃霧生消的參考指標。持續濃霧天氣出現時，地面到500～1000 m高度到多為相對濕度≥95%的高濕狀態。空中相對濕度≥95%高濕高飽和層的快速接地，或者近地層0～500 m快速增濕至95%以上，往往指示了持續濃霧的“爆發性”形成。持續濃霧的生消演變與逆溫層變化關系密切，貼地逆溫的形成建立或加強是持續濃霧形成的關鍵。

5）微波輻射計在烏魯木齊國際機場尚屬試驗驗證階段。本文重在探討微波輻射計在烏魯木齊機場持續濃霧中的表現，分析討論的個例數量有限，所有的分析和結論有待于在今后的工作中進行不斷的驗證和修正。對于持續濃霧邊界層溫濕結構的成因和機制，將另文探討和研究。