长江中上游冬季山地雾边界层特征及生消过程分析

费冬冬,牛生杰,杨军,陆春松



长江中上游冬季山地雾边界层特征及生消过程分析

费冬冬①②*,牛生杰①②,杨军①②,陆春松①②

① 南京信息工程大学 气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏 南京 210044;

② 南京信息工程大学 大气物理学院,江苏 南京 210044

2014-05-19收稿,2014-11-07接受

国家自然科学基金资助项目(41375138;41271515;41305120);江苏省普通高校研究生科研创新计划(CXLX13_488)

利用2010年12月在湖北宣恩观测山地雾获得的边界层廓线、雾滴谱、能见度资料,分析了该地雾过程的边界层特征及其生消过程。结果表明:1)宣恩山地雾主要由夜间辐射冷却引起,且能见度多在200 m以上;垂直发展深厚,成熟时厚度达到400～600 m。2)夜间风场主要由山风环流控制,风向多为东南风;入夜及雾生前期,地面风速不超过0.5 m/s,雾消前增大至2.0 m/s左右。3)雾生前观测到“C”字型温度层结,中下层气温降温率在0.3～1.0 ℃/(100 m)之间;结合该时段近地层露点温度逆温,离地200 m左右率先饱和成云;雾消时低空相对湿度依然保持较大值,重新变为空中雾层。4)雾前1～2 h地面及植被表明温度显著上升,个别升温率达1 ℃/h,对应时段地面相对湿度达到饱和,与其他地区有明显区别,对预报宣恩山地雾有积极意义。

山地雾长江中上游空中雾层边界层

雾是指近地层空气中悬浮着大量水滴或冰晶微粒而使水平能见距离降到1 km以下的天气现象。近年来,雾作为一种灾害性天气,严重影响了交通航运、输变电线路等的正常运行,并导致空气质量下降,造成巨大的经济损失(Gultepe and Milbrandt,2007;Guo and Zheng,2009)。学界研究最多并且描述较好的主要是与辐射冷却有关在陆地上发生的雾,包括辐射雾和平流辐射雾(Taylor,1917;Roach et al.,1976;Ryznar,1977;Roach et al.,1995;Duynkerke,1999;Gultepe and Milbrandt,2007;杨军等,2009;陆春松等,2010,2011;Niu et al.,2010a,2010b;Liu et al.,2012;刘霖蔚等,2012)。准确预报雾的困难在于对雾中物理过程的认识还不够,因此雾的探测研究十分重要(Croft et al.,1997;Gultepe and Milbrandt,2007)。

国内外对山地雾的研究主要包括:纽约Chemung河谷雾(Pilié et al.,1975),地表的辐射冷却以及与之相关的低层热量交换是该地雾形成的主要因素;加利福利亚中心山谷雾(Holets and Swanson,1981),高压系统使该地受强下沉逆温影响,将冷而潮湿的空气限制在山谷中,长时间的辐射冷却形成低云,层云的加厚以及夜间地表冷却,形成深厚的雾层;加拿大hudson河谷雾(Fitzjarrald et al.,1989),发现山谷急流(100 m高度)经常出现,对深厚雾层起重要作用;意大利波河河谷雾(Wobrock et al.,1992),该地雾是由别处雾层平流而来;西双版纳冬季雾(黄玉生等,2000),该地在午夜前后形成低云,而后快速接地,厚度达300 m以上;广东南岭山地雾(吴兑等,2007),该地雾由局地地形强迫抬升使空气达到饱和,在高海拔处接地导致地面发生浓雾过程。

长江中上游地区山地众多,水系纵横,特殊的地形作用容易形成辐射雾天气,是我国主要雾区之一(Niu et al.,2010a)。年平均雾日数恩施最多达到103 d,重庆为60 d左右,荆州为50 d左右。据湖北省交通厅统计,宜昌市有30多处辐射雾易发路段。该地区出现辐射雾天气,易造成三峡船闸中断通航。长江中上游地区辐射雾具有频次高、范围广、影响大、灾害重等特点,该地区辐射雾研究亟待展开。本文深入研究该地区雾过程的边界层特征,探讨多种气象因素对雾过程的影响,可为提高长江中上游山地雾的监测预警能力提供科学依据。

1　观测场地及仪器介绍

1.1观测场地

2010年12月在海拔532.5 m的湖北省恩施州宣恩县气象局(109.8°E,30.2°N),进行了山地雾的外场观测。图1圆圈标记处为仪器架设点,位于观测场内。宣恩位于湖北省西南部,属云贵高原延伸部分,地处苗岭分支—武陵山和大娄山山脉的北延部分(齐跃山)的交接部位,北部为大巴山脉的南缘分支—巫山山脉,为我国第二、三级阶梯的界线,同时是四川盆地和长江中下游平原界线。

图1　宣恩地形(圆圈为观测点)Fig.1　Topographic map of the Xuanen Mountains(the black circle representing the observation location)

全县低山(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%。观测点四周环山,位于东北—西南走向的山谷底,四周山峰海拔高度在830～1 350 m之间(图1)。实际观测显示,傍晚南侧山坡上的烟流向谷底流动,表明该地夜间会出现山风环流,可以根据风向和山谷走向来判断山风环流是否出现(Kossmann et al.,1998)。

1.2仪器介绍

此次外场观测主要包括雾的宏、微观物理结构、雾含水量、能见度等。观测点边界层探测采用中科院XLS-Ⅱ型系留气艇探空系统,测量了1 000 m以内大气边界层温度、气压、湿度、风向、风速垂直分布,无雾时每3 h观测1次,有雾期间加密为1次/h。气压的测量精度为:100～1 020 hPa(±0.1 hPa);气温:-40～50 ℃(±0.3 ℃);相对湿度:0～100%(±5%);风速:0～20 m/s(±0.25 m/s);风向:0°～360°(±10°)。

雾滴谱尺度分布观测使用FM-100型雾滴谱仪,仪器离地高度约1 m,周围无高大建筑物及树木(Niu et al.,2010b)。同时利用vpf730型能见度仪、自动气象站测量水平能见度及地面温、压、湿、风等常规气象参数(Liu et al.,2011),以上仪器均在使用前检定。

2　雾过程概述

6次雾过程发生前日20:00时(北京时间,下同),宣恩均位于500 hPa低槽后,受槽后西北气流影响,700 hPa也多受西北气流控制。在此期间,地面天气图上(图略),宣恩均受高压控制,天气形势稳定,且等压线稀疏接近于均压场,风速小有利于雾的形成(陆春松等,2010)。地面观测记录表明,这几次过程均发生在降水或降雪天气过程结束数天后。图2给出了能见度时间序列,发现在降水过程结束后,能见度在午夜前后通常会短暂地降低到1 000 m附近,可见,降水是宣恩雾过程水汽的主要来源。

图3则给出了这6次雾过程前后地面能见度随时间的变化,低于1 000 m时雾形成,能见度小于500 m时转变成浓雾,而小于50 m则为强浓雾(Liu et al.,2011)。这6次过程中有3次出现浓雾阶段,均未出现强浓雾阶段,在强度上要弱于平原地区;除10—11日过程外,其他个例均在午夜至凌晨之间形成,这与西双版纳和重庆山地雾的形成时间相似,10—11日过程期间有毛毛雨出现,属于雨雾;持续时间多在3～7 h,10—11日过程则持续了21 h。

对比探空和自动站相对湿度资料,发现当地面能见度降低到1 000 m附近,系留气艇测得的地面附近相对湿度只有87%～89%,而此时自动站相对湿度则为98%～99%,接近真实值,故本文以探空资料相对湿度87%～89%来判断雾层厚度。

图2　2010年12月宣恩地面能见度的连续变化(单位:m)Fig.2　Temporal evolution of visibility in December 2010 in Xuanen(units:m)

表1给出了6次过程的宏观特征:山谷上方有明显的逆温,厚度多为400～600 m;宣恩山地雾发展深厚,与山城重庆和西双版纳山地雾厚度相近,大于纽约Chemung河谷雾和意大利Po河河谷雾,与南京地区(平原)相似。雾形成后,地面平均风速比形成前有所增大,但瞬时最大风速不超过2.5 m/s,整层风速不大于3 m/s,地面风向(雾形成和维持期间)主要为东南和西南风。

图3　2010年12月宣恩6次雾过程的地面能见度随时间变化(单位: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宣恩山地雾宏观结构特征

Table 1Macrophysical structure of fog in Xuanen

雾个例起止时间最低能见度/m雾顶高度/m地面气温/℃雾顶温度/℃逆温层底温度/℃逆温层顶温度/℃逆温层底高度/m逆温层顶高度/m地面主导风向/(°)地面平均风速/(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：表格中的逆温层指上层逆温;能见度为地面能见度;高度均为离地高度.

3　结果分析

3.1山谷风场

雾过程期间大尺度风场主要为西北风或东北风(图略)。从图4可见,宣恩地面风向以东南风为主,特别是在夜间,风向稳定在偏东风,日出后多转变为东北风。在雾前,地面平均风速小于0.5 m/s,雾产生后,平均风速增大为1.5 m/s,瞬时风速达到2.5 m/s。说明宣恩地面雾产生前出现风速增大的现象,夜间风向稳定,日出前后风向多转变为东北风。同时发现,无论大尺度风场如何,在该地雾发生期间,地面平均风向均以东南风为主,不受外界大尺度风场影响。这应该是特殊地形的作用所致,在夜间出现山风环流,风向受山谷轴走向影响,宣恩山谷为东北—西南走向,山风应该为东南风或西北风。实际地面风向还受观测点所在位置的影响,实测表明,宣恩夜间山风为东南风。当日出后,山风环流消失,地面风向也随之改变。

为进一步验证山风环流对山谷风场的影响,给出雾过程期间垂直风场结构随时间的演变,以此验证山谷上方风场的变化。以9日过程为例,由图5可见,不论白天还是夜间,山谷内瞬时风场较乱,没有明显的风场结构,在海拔1 000 m以上,才显示出明显的主导风向。在9日过程地面雾的产生期间,地面气压场显示宣恩受西北气流控制。整个山谷内的风场在雾发生期间表现出与大尺度风场相反的风向(Gross and Wippermann,1987),直到9日09时前后山谷上方风向才与大尺度风向一致,而此时正是该次过程的消散阶段。在雾过程发生前,山谷内的风场不受外界影响(图5)。由此可见,该地山风环流对雾的生消起到重要作用。

3.2近地面温湿变化

图6给出了6次过程期间地面温度(地表土壤温度)、离地2 m处气温、地面露点温度、草面温度、各层土壤温度以及地面相对湿度随时间的变化情况。入夜后由于地表长波辐射冷却,地面温度、离地2 m气温不断降低。自动站数据显示,地面温度小于2 m处气温,表明入夜后在近地面产生逆温层。除10—11日个例外,其他5次过程地面和草面温度均在午夜前降到露点温度以下,而2 m处气温则始终高于露点温度。观测发现,该时间段观测点周边植被表面出现露珠,在温度低于0 ℃时出现霜。水汽的部分移除造成水汽压降低,虽然温度也在不断降低,但露点温度仅与水汽压有关,使得地面露点温度也随之降低,造成近地面相对湿度在日落后很长一段时间内未能达到饱和。

图4　2010年12月宣恩6次过程期间地面风向(单位:°)、风速(单位:m·s-1)随时间变化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

在这5次过程前,地面和草面温度均出现快速上升并超过了露点温度,近地面逆温消失,对应该时间段内植被表面的露水逐渐消散。纽约Chemung地区也观测到相似过程,雾前1 h内,地面及1 m处气温迅速上升,升高了4 ℃;西双版纳以及重庆也观测到了类似现象,但都发生在日出后,太阳短波辐射加热促使露水蒸发,为雾提供水汽,即使太阳升起后也维持了数小时(Pilié et al.,1975),而宣恩地区则发生在午夜。

南京辐射雾研究发现,土壤向上热通量从傍晚时的30 W/m2增大到晚上(21时)的107 W/m2,伴随着土壤各层温度的降低,该热量部分补偿了地表辐射失热,减缓了地表温度的下降(Liu et al.,2011)。根据宣恩各层土壤温度的变化可以发现,在雾发生前,各层土壤降温幅度均较大,表明该段时间内存在土壤向上热通量(该次观测未包含)。而在雾形成后,表层土壤温度、地面温度、草面温度以及2 m高度气温上升并在日出前保持稳定,同时深层土壤温度继续降低,这从侧面反映出雾层对地面长波辐射的阻碍作用,同时该过程发生在夜间,不可能由太阳短波辐射形成增温,热量来源只可能是土壤热通量和低云向下长波辐射。这在其他地区雾外场观测中也发现这一现象(Liu et al.,2011),但南京地区向上土壤热通量只是减缓了近地层气温的降低,而宣恩地区雾前近地面气温及植被表面温度的显著上升,很可能和特殊地形作用有关。

图5　2010年12月09日宣恩山谷雾期间垂直风场随时间变化Fig.5　Profiles of wind speed and direction in the 8—9 December 2010 fog case in Xuanen

3.3山谷内温湿变化

图7和图8给出了6次过程温湿廓线随时间的演变(图中为海拔高度)。入夜后山谷内气温下降,最初各层降温率相差不大,如9日过程:8日21:00—09日03:00时内500 m高度降温率为1.0 ℃/h,地面降温率为0.9 ℃/h,而800 m高度处为0.83 ℃/h,而到03:00时之后,地面温度反而增大,而800 m以上温度没有明显降低,导致降温中心出现在离地200 m高度左右。在雾前,近地层逆温逐渐转变成近似等温或不稳定层结,同时上层出现超过300 m厚的逆温层(表1)。由此可见,上层逆温是由入夜后降温中心抬升所致。

图6　2010年12月宣恩6次个例的近地面温度(单位:℃)和湿度(单位:%)变化 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

图7　2010年12月宣恩6次过程的温度廓线(单位:℃) 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

图8　2010年12月宣恩6次过程的相对湿度廓线(单位:%) 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

由前面山谷风场分析可知,宣恩在夜间出现山风环流,气流在谷底汇聚后会形成补偿上升气流,将地表处辐射变冷的空气带至山谷上方,通常这一高度由山风环流的强度决定,国外的研究表明,这一高度通常在100～200 m高度内(Pilié et al.,1975;Fitzjarrald and Lala,1989),山风环流同时将山谷上方温度相对较高的空气带至地面,从而使降温中心逐渐由地面向上抬升。哈德逊河谷雾研究表明,高压下沉运动导致的增温也会形成上层逆温(Holets and Swanson,1981)。图9给出了6次过程期间的散度图,雾前在119.8°E处,850 hPa以下气层散度为正,故有利于系统性下层运动的发展。下沉增温,山谷中低空降温以及近地层增温相配合,形成了宣恩山谷中低层不稳定,上层逆温稳定的“C”字大气层结。

从对应时刻的相对湿度廓线(图8)可见,在降温中心(200 m)先达到饱和,形成空中雾层(低云)。从前面的分析看到(图6),地面雾产生前,2 m高度气温始终高于露点温度,难以饱和。虽然没有进行空中露点温度测量,可根据测得的不同高度的气温来计算露点温度,因为饱和水汽压只和气温有关(盛婓轩等,2003)。通过09日03时200 m高处的气温值(1.8 ℃)计算得到其露点温度约为2 ℃,高于地面露点温度(1.6 ℃)。表明在宣恩山谷中低空出现露点温度逆温,同时由于此时近地层温度近似呈等温状态,所以该高度处的温度反而低于露点温度,空中雾层形成。随后空中雾层向下及地成雾,这与重庆(何友江等,2003)和西双版纳(黄玉生等,2000)山地雾观测相似;与意大利波河河谷雾的观测不同,该地雾是从别处平流而来(Wobrock et al.,1992)。日出后随着太阳辐射增强,雾顶及地面气温迅速升高,雾同时从顶部和底部消散,重新抬升为低云(图8、9),这与纽约Chemung河谷、西双版纳以及重庆的观测结果相似。

通常辐射雾都是在夜间或日出前后形成,太阳升起数小时后消散,但在宣恩观测到雾在夜间消散(20日和22日个例)。纽约Chemung河谷雾体的抬升主要是在太阳加热作用下,地表快速升温,形成超过湿绝热递减率的气层,将上方存在的雾体向上抬升(Pilié et al.,1975)。从表2可以看到,这两次个例中下部气层的温度随高度递减率达到了0.7 ℃/(100 m),超过了湿绝热递减(0.4 ℃/(100 m))。同时从图5地面风场看到,在雾成熟时,平均风速从0.5 m/s增大到1.5 m/s左右,下坡气流在谷底汇聚,产生的上升补偿气流可能是将雾体抬升进而消散的主要因素。但由于观测数据有限,空中雾层及地和抬升的影响因素需要进一步的观测研究和模式验证。

4　结论

本文利用系留汽艇、自动站、地面能见度资料分析了2010年12月宣恩6次过程的边界层特征及其生消过程。主要结论如下:

1)宣恩山地雾属于辐射雾,最低能见度多在200 m以上,未出现强浓雾。雾前风向主要为东南风,平均风速为0.5 m/s,消散前增大至1.5 m/s左右;垂直发展深厚,成熟时可达400～600 m;夜间山谷风场受山风环流影响,风向多与大尺度环流风向相反。

图9　2010年12月宣恩6次雾过程期间沿30°N散度(单位:10-5 s-1)的经度—高度剖面图 变化特征及其气候原a.9日08时;b.11日02时c.20日02时d.21日02时;e.22日02时;f.23日02时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次雾过程温度的层结变化

Table 2Temperature structure of six fog events in Xuanen

内容雾产生前6h上层逆温底气温/℃雾产生时上层逆温底气温/℃上层逆温底部温度变化率/(℃·h-1)雾产生前6h地面气温/℃雾产生时地面气温/℃雾产生前地面温度变化率/(℃·h-1)雾体内中下部温度递减率/(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：温度递减率指雾形成时近地层不稳定层结气层。若雾形成前6 h没有上层逆温,则采用对应高度处的温度。若前6 h时刻无探空,采用相邻时刻数据.

2)雾过程期间观测到大于300 m厚的上层逆温,入夜后地表辐射冷却,以及随后的山风环流和土壤向上热通量改变了不同高度温度的降温率,使得降温中心出现在离地200～600 m的高度,同时结合高压下沉增温使得上层逆温始终维持。

3)雾前近地层温度出现上升,升温率最大为1 ℃/h,配合上层逆温形成“C”字型温度层结。由于夜间植被表面出现露水(霜),造成近地面部分水汽移出大气,低层不稳定层结与露点温度逆温相结合,造成山谷上方200 m高度处气温低于露点温度,首先于该高度在午夜至凌晨之间形成空中雾层(低云)。

4)雾消时先抬升为空中雾层,与纽约观测结果相似。同时观测到午夜消散,这可能与雾体中下部超湿绝热层结有关,降温率达到0.7 ℃/(100 m),热力不稳定引发的上升运动将雾体抬升;同时消散前观测到地面风速增大及风向的改变可能对雾体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

(责任编辑：孙宁)

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

*联系人，E-mail:feidd_12@nuist.edu.cn

引用格式：费冬冬,牛生杰,杨军,等.2016.长江中上游冬季山地雾边界层特征及生消过程分析[J].大气科学学报,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).