天津地區(qū)霧天不同高度湍流輸送特征的實(shí)驗(yàn)研究

葉鑫欣 魏偉 李航 張宏升

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天津地區(qū)霧天不同高度湍流輸送特征的實(shí)驗(yàn)研究

葉鑫欣 魏偉 李航 張宏升?

北京大學(xué)物理學(xué)院大氣與海洋科學(xué)系, 氣候與海?氣實(shí)驗(yàn)室, 北京100871; ? 通信作者, E-mail: hsdq@pku.edu.cn

利用天津 255 米氣象塔層大氣邊界層觀測資料, 分析霧日各氣象要素的特征, 研究湍流輸送規(guī)律。結(jié)果表明: 霧前, 大氣濕度較大, 逆溫層高度約為 100m, 輻射霧發(fā)生前的逆溫強(qiáng)于平流霧; 霧中, 逆溫層持續(xù)變強(qiáng)、增厚; 霧后, 逆溫層出現(xiàn)抬升, 大氣呈近中性偏不穩(wěn)定的層結(jié)特征。輻射霧過程的逆溫現(xiàn)象比平流霧明顯; 輻射霧霧頂較低, 平流霧較高; 輻射霧的消散主要受溫度影響, 平流霧主要受風(fēng)速影響。霧天氣過程改變了大氣層結(jié)結(jié)構(gòu), 夜間可能呈現(xiàn)不穩(wěn)定層結(jié)狀態(tài); 霧前和霧中不同高度的湍流垂直輸送微弱, 霧過程后期的水平輸送突然增強(qiáng)。輻射霧霧前不同高度的平均動(dòng)能數(shù)值較小, 霧中呈增大趨勢, 霧消散階段逐漸增大, 湍流動(dòng)能的增大是影響輻射霧消散的重要因素。霧前不同高度平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能比值的突然增大可能是霧發(fā)生的湍流信號(hào)之一, 比值劇增之后降至霧前水平則為霧消散的信號(hào)。

大氣邊界層; 霧天氣; 湍流動(dòng)能; 天津

霧是由于空氣中懸浮著大量的微小水滴或冰晶, 使水平能見度低于 1km 的天氣現(xiàn)象。霧是對人類交通活動(dòng)影響最大的天氣現(xiàn)象之一: 霧時(shí)的能見度降低會(huì)導(dǎo)致很多交通工具(如飛機(jī)等)無法正常使用, 甚至造成意外事故, 還會(huì)給人們的日常生活及農(nóng)作物生長帶來不利影響, 也會(huì)對人的健康產(chǎn)生很大影響[1-2]。揭示霧的發(fā)生、發(fā)展和消散規(guī)律, 正確認(rèn)識(shí)霧生消過程中的湍流輸送特征, 對提高霧的生消預(yù)報(bào)和人工影響霧實(shí)驗(yàn)方案的設(shè)計(jì)是非常必要的。

由于獲取大氣邊界層觀測資料和快速響應(yīng)資料較困難以及霧天大氣邊界層結(jié)構(gòu)較復(fù)雜等原因, 霧的研究多集中在大尺度環(huán)流背景[3-5]、中小尺度地形影響、霧天大氣邊界層特點(diǎn)[6-10]、霧中微觀物理量演變特征[11]、垂直湍流輸送特征[12-13]、霧與環(huán)境的相互影響[14]以及不同地區(qū)霧過程的特點(diǎn)[15-17]等方面, 霧中邊界層特征研究和微觀物理量(如霧滴譜等)的研究則集中在輻射霧方面, 霧中湍流相似性理論驗(yàn)證及輸送規(guī)律的研究較少涉及。

根據(jù)生成條件可以將霧分為輻射霧、平流霧、山地霧和鋒面霧等。霧發(fā)生、發(fā)展和消散過程與湍流運(yùn)動(dòng)密切相關(guān)[18-19]。湍流運(yùn)動(dòng)既可促進(jìn)霧的發(fā)展, 也可導(dǎo)致霧的消散。Zhou 等[20]認(rèn)為湍流和輻射及重力沉降之間存在微妙的平衡, 由于輻射冷卻而產(chǎn)生的液態(tài)水會(huì)隨著湍流輸送作用的增強(qiáng), 上升并蒸發(fā)消散。Nakanishi[21]研究了湍流輸送對霧的形成和消散機(jī)制。吳彬貴[22]指出, 霧過程中平均動(dòng)能較小, 但湍流擾動(dòng)活躍, 湍流動(dòng)量輸送以垂直方向?yàn)橹? 平均動(dòng)能和湍流動(dòng)能在霧前出現(xiàn)異常增強(qiáng), 可能是平流霧的啟動(dòng)信號(hào)。輻射霧過程中, 低空往往會(huì)伴隨著逆溫層的出現(xiàn), 近地面大氣層結(jié)常常呈現(xiàn)不穩(wěn)定特征[23]。Argentini 等[24]評估了小風(fēng)弱切變條件下城市平流霧過程。

本文針對霧天氣過程與湍流相互作用研究的相對不足, 利用天津255米氣象塔層大氣邊界層探測資料, 對比分析城市地區(qū)不同霧天氣過程氣象要素廓線演變規(guī)律和大氣湍流特征, 探討湍流輸送對霧發(fā)生、發(fā)展和消散的影響機(jī)制, 試圖找到預(yù)測霧發(fā)生的湍流信號(hào)。

1 數(shù)據(jù)獲取與處理

天津市位于華北平原東部, 鄰近渤海。天津255米氣象鐵塔位于天津南郊(39.06°N, 117.1°E), 海拔3.3 m。該氣象鐵塔周邊500 m內(nèi)沒有高層建筑, 300 m內(nèi)建筑物高度控制在3~30 m之間。氣象鐵塔東側(cè)為商業(yè)區(qū)(建筑物高10~15 m), 南側(cè)和西側(cè)為居民區(qū)(建筑物高15~20 m), 北側(cè)約100 m處有20~30 m高的建筑, 基本上代表了城區(qū)復(fù)雜下墊面條件[25]。

氣象鐵塔設(shè)置 15 層觀測平臺(tái), 高度分別為 5, 10, 20, 30, 40, 60, 80, 100, 120, 140, 160, 180, 200, 220 和 250 m。每個(gè)觀測平臺(tái)在南北兩個(gè)方向上各設(shè)有伸展臂, 長度約4 m, 進(jìn)行同步觀測。每層平臺(tái)均安裝有風(fēng)速、風(fēng)向和溫濕度傳感器。風(fēng)、溫、濕梯度觀測儀分別采用長春氣象儀器廠生產(chǎn)的風(fēng)速風(fēng)向儀和溫度濕度儀。風(fēng)速、風(fēng)向、溫度和濕度觀測為全天候、連續(xù)和自動(dòng)觀測, 采樣間隔為20 s。

采用美國 CAMPBELL 公司生產(chǎn)的 CSAT3 型超聲風(fēng)溫儀, 安裝在南伸展臂頂端, 開口向東, 采樣頻率為10 Hz。2006年1月1日, 40 m高度的超聲風(fēng)溫儀正式開始自動(dòng)連續(xù)觀測。2007 年, 在 40 m 高度同方位加裝一臺(tái) CAMPBELL 公司生產(chǎn)的KH20 濕度快速響應(yīng)儀, 采樣頻率為 10 Hz。能見度觀測采用Belfort Model 600能見度監(jiān)測儀, 安裝在距地面2 m高度處, 采樣間隔為1 min。2010年, 氣象塔觀測設(shè)備全部更新后, 塔上 15 層平臺(tái)風(fēng)向風(fēng)速、溫度和濕度觀測儀器仍采用長春氣象儀器廠設(shè)備; 40 m平臺(tái)有CAMPBELL公司 CSAT3 型超聲風(fēng)溫儀和LI-7500二氧化碳水汽分析儀, 能見度觀測沿用Belfort Model 600能見度監(jiān)測儀。地面自動(dòng)站溫濕度傳感器采用芬蘭 V?is?l? 公司生產(chǎn)的HMP45D型傳感器。

考慮到霧天氣邊界層氣象要素演變和城市下墊面變化的影響。本文針對 2010—2011 年秋冬季 4次霧天氣過程(表 1)分別分析霧發(fā)生前、發(fā)展中和消散過程的邊界層結(jié)構(gòu)特點(diǎn)。每次霧天氣過程包括霧形成前和霧消散后數(shù)小時(shí)的資料。所有資料都進(jìn)行嚴(yán)格的質(zhì)量控制, 包括湍流數(shù)據(jù)預(yù)處理、湍流宏觀統(tǒng)計(jì)量計(jì)算、微觀特征量計(jì)算等。其中, 大氣湍流數(shù)據(jù)預(yù)處理包括剔除野點(diǎn)、趨勢項(xiàng)去除、數(shù)字濾波、坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)等。湍流數(shù)據(jù)經(jīng)過預(yù)處理后, 去除平均風(fēng)速小于0.5 m/s的資料組, 取整點(diǎn)后30 min數(shù)據(jù)滑動(dòng)進(jìn)行湍流分析。

表1 霧過程個(gè)例

2 背景場分析

圖1給出2010—2011年10, 11和12月的平均溫濕風(fēng)廓線。從整體上看, 10月氣溫在0~100 m高度表現(xiàn)為下高上低, 20 m 以下高度溫度梯度較大, 20~100 m 高度之間溫度梯度較小, 部分層結(jié)呈現(xiàn)近中性。100~120 m高度和160~220 m高度常出現(xiàn)逆溫層。查詢氣溫日變化(圖略)可知: 最高氣溫大約出現(xiàn)在北京時(shí) 15:00 左右; 最低氣溫一般出現(xiàn)在05:00, 較高層的最低氣溫可延遲 0.5~1 小時(shí)出現(xiàn), 高層氣溫隨時(shí)間的變化較低層小一些。11 和 12 月與 10 月的溫度變化規(guī)律大體上一致, 逆溫層高度和最高/低氣溫出現(xiàn)的時(shí)間和量值略有差別。

平均風(fēng)速廓線結(jié)果表明: 10月風(fēng)速呈低層小、高層大的趨勢, 并且白天(08:00—18:00)高低空風(fēng)速差較夜間小(白天差值約 3 m/s, 夜間約 7 m/s, 圖略)。低空, 風(fēng)速隨時(shí)間變化較小; 高空, 風(fēng)速隨時(shí)間的變化較大。80~100 m 高度是上述高低空風(fēng)速變化趨勢的大致拐點(diǎn)。11 和 12 月風(fēng)速與 10 月整體趨勢較一致, 主要差別在于高低空風(fēng)速差值較小, 高低空風(fēng)速變化趨勢的拐點(diǎn)大致在 100 m高度。

平均相對濕度廓線表明: 10月平均相對濕度在50%~70%之間。低空相對濕度晝夜差值較大, 夜間22:00 至次日 08:00, 相對濕度在 65%以上, 午時(shí), 相對濕度一般在 40%~50%; 高空相對濕度晝夜差值較小, 一般在 5%左右(圖略)。11和12月相對濕度變化趨勢與10月基本上一致。

3 霧天氣過程溫濕風(fēng)演變分析

從圖2的能見度和相對濕度變化情況可以確定, 2010年 10月22日22:00—10月23日06:00和10 月 24 日 02:00—06:00 期間出現(xiàn)兩次霧過程(個(gè)例 001 和 002), 最低能見度分別為 0.54 和 0.36 km。查詢歷史天氣可知, 24 日下午 12:00—17:00時(shí)段內(nèi)出現(xiàn)小雨天氣。

3.1 個(gè)例001分析

綜合圖3中相對濕度、比濕、氣溫和風(fēng)速的時(shí)間?高度分布情況, 分析 22 日 22:00—23 日 06:00的霧過程的邊界層特征以及霧體的特點(diǎn), 可以得到以下結(jié)果。

霧發(fā)生前數(shù)小時(shí), 整層大氣比濕保持在一個(gè)較大的數(shù)值, 約 9 g/kg; 相對濕度同時(shí)出現(xiàn)明顯增大, 達(dá)到 85%以上, 低層大氣甚至達(dá)到 90%。150 m 左右高度出現(xiàn)逆溫層, 并逐漸發(fā)展、變厚、下壓。低空風(fēng)速持續(xù)低于1 m/s, 有利于霧的形成, 并且霧發(fā)生前十幾個(gè)小時(shí)風(fēng)速都較小。風(fēng)向由霧前的北風(fēng)逐漸轉(zhuǎn)為東偏南風(fēng)(圖略)。由于天津地區(qū)東臨渤海, 東風(fēng)帶來的暖濕氣流是霧形成的水汽條件, 也是此次霧形成的可能原因之一。

在此次霧發(fā)生發(fā)展過程中, 大氣的相對濕度幾乎處于飽和狀態(tài), 比濕則比霧前有減小的趨勢。在整個(gè)霧過程中, 比濕與相對濕度存在一定的反對應(yīng)關(guān)系, 即相對濕度明顯變大的時(shí)刻和高度, 比濕一般都呈現(xiàn)減小的趨勢, 但兩者都比平時(shí)的水平高, 這與前人關(guān)于輻射霧的結(jié)論[25]一致。霧發(fā)生前中期, 逆溫層持續(xù)變強(qiáng)、增厚, 并下壓逐漸接地; 而霧過程的后期, 逆溫層底出現(xiàn)抬升的情況, 大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定層結(jié)特征。整個(gè)霧發(fā)生過程中, 霧區(qū)低層風(fēng)速較小(約 1 m/s), 直到霧臨近消散, 才有緩慢增加的趨勢。根據(jù)相對濕度低于 80%可以判定為非霧區(qū), 不難得出結(jié)論: 此次霧過程的大部分時(shí)間段, 霧頂高度在 100~150 m 之間, 整個(gè)霧層較淺, 只在霧發(fā)展的后期, 霧頂才略有抬升。

霧消散前, 隨著逆溫層底的抬升, 逆溫強(qiáng)度也在減弱, 直至霧消散前 1~2 小時(shí), 大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定、近中性的特征, 對流增強(qiáng), 加快了霧的消散速度。06:00 以后, 隨著太陽輻射逐漸出現(xiàn), 大氣緩慢升溫, 湍流交換變強(qiáng), 霧加速消散。并且, 從 23日 06:00 開始, 高層的極大風(fēng)速逐漸下壓, 低層的風(fēng)速也在緩慢增加, 空氣流動(dòng)加強(qiáng), 促使霧的消散?？梢哉J(rèn)為, 溫度和風(fēng)速是影響本次霧消散的重要因素。

3.2 個(gè)例002分析

2010年10月24日02:00—06:00的霧過程(個(gè)例002)與22日22:00—23日06:00的霧過程(個(gè)例001)時(shí)間間隔比較短, 為了更好地對比不同霧日的特點(diǎn), 兩次霧過程均呈現(xiàn)在圖3中。對個(gè)例002的相對濕度、比濕、氣溫和風(fēng)速的變化進(jìn)行分析, 可以看出002號(hào)霧過程具有以下特點(diǎn)。

霧前 3~4 個(gè)小時(shí), 大氣的相對濕度也明顯增大, 達(dá)到80%以上, 低層大氣的相對濕度霧前接近90%。霧前逆溫層開始出現(xiàn)并逐漸發(fā)展、增厚、下壓。低空風(fēng)速持續(xù)較低, 有些時(shí)段風(fēng)速低于 1 m/s, 甚至無風(fēng)。霧前風(fēng)向雖然持續(xù)變化, 但是都有偏東的風(fēng)向, 為此次霧的形成提供了水汽。

此次霧發(fā)生發(fā)展過程中, 大氣的相對濕度幾乎處于飽和狀態(tài), 相比于霧前比濕則略微減小。在霧發(fā)生一小時(shí)后, 逆溫層底出現(xiàn)抬升的情況, 大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定層結(jié)特征, 逆溫層減弱。與個(gè)例001不同的是, 此次霧過程逆溫層較弱, 逆溫層底的下壓、抬升也不明顯, 不易通過逆溫層判斷霧頂?shù)母叨?。但? 霧前以及霧中逆溫層的出現(xiàn)和發(fā)展依然是霧過程的重要特點(diǎn)。從02:00開始, 霧區(qū)風(fēng)速持續(xù)增大, 達(dá)到6 m/s左右; 06:00以后的霧消散期間, 在200~250 m高空出現(xiàn)風(fēng)的極大值。本次霧過程期間, 風(fēng)速一直較大, 霧中一段時(shí)間有東偏南風(fēng)向, 暖濕氣流提供了水汽輸送?？梢耘卸ù舜戊F為平流霧。此次霧過程的大部分時(shí)間段, 霧頂高度在 250 m以上。霧發(fā)展的初期高度較低, 之后逐漸升高, 直到大于250 m。

霧消散前, 大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定, 近中性, 對流增強(qiáng), 利于霧的消散。06:00 以后, 隨著太陽輻射逐漸增強(qiáng), 大氣緩慢升溫, 湍流交換變強(qiáng), 加快了霧的消散速度。同時(shí)風(fēng)速在高層達(dá)到一個(gè)極大值, 空氣流動(dòng)加強(qiáng), 促使霧消散?？梢哉J(rèn)為風(fēng)速是影響此次霧消散的重要因素。

3.3 普適性分析

為了驗(yàn)證上述結(jié)果的普適性, 我們另外選取兩次霧天氣個(gè)例進(jìn)行分析。分別是 2010 年 11 月 19日02:00—08:00的輻射霧過程(記為003)和2011 年11 月 28 日 04:00—10:00 的平流霧過程(記為004)。

將003 與 001 兩次輻射霧過程進(jìn)行對比(圖略), 相同點(diǎn)是: 1) 霧前比濕、相對濕度較平均狀態(tài)大, 風(fēng)速較平均狀態(tài)小, 利于霧的形成; 霧前出現(xiàn)逆溫層, 并且持續(xù)發(fā)展、增厚; 2) 霧中相對濕度持續(xù)增大, 但比濕略有減小, 保持較小風(fēng)速, 利于霧的維持, 霧初期逆溫層變強(qiáng)、增厚、下壓, 霧后半段逆溫層底抬升, 逆溫層減弱; 3) 溫度變化與 001 號(hào)霧過程比較一致, 溫度是導(dǎo)致霧消散的主要原因。不同點(diǎn)是: 1) 003 號(hào)霧過程的霧前比濕小于 001 號(hào)霧過程的9 g/kg, 相對濕度也較小, 003號(hào)霧過程能見度只略小于1 km; 2) 霧中相對濕度略小于90%, 與001 號(hào)霧過程中 95%以上的高濕狀態(tài)有一定區(qū)別, 霧頂高度在 200 m 左右, 略低于 001 號(hào)霧過程; 3) 霧消散階段風(fēng)速增大現(xiàn)象不如001 號(hào)霧過程明顯。

將004與002兩次平流霧過程進(jìn)行對比(圖略), 相同點(diǎn)是: 1) 霧前比濕、相對濕度較平均狀態(tài)大, 逆溫層和小風(fēng)速均利于霧的形成; 2) 霧中相對濕度持續(xù)增大, 比濕略有減小, 風(fēng)速有增大趨勢, 利于平流霧的發(fā)生, 霧初期逆溫層變強(qiáng)、增厚, 并下壓逐漸接地, 霧后半段逆溫層底抬升, 逆溫層減弱; 3) 004 號(hào)霧過程霧消散時(shí)的溫度和風(fēng)速變化與 002 號(hào)霧過程趨勢一致, 風(fēng)速是導(dǎo)致霧消散的主要原因。不同點(diǎn)是: 1) 004號(hào)霧過程霧前比濕和風(fēng)速略有差異, 2) 霧中風(fēng)速尤其是低層的風(fēng)速比 002 號(hào)霧過程中小, 平流不強(qiáng), 初期霧頂高度在 150 m 左右, 很快霧頂就上移到250 m以上。

4 秋冬季霧天的湍流輸送特征研究

4.1 個(gè)例001分析

圖4給出三層高度(40, 120和220 m)水平熱量輸送和垂直熱量輸送?？梢钥闯? 不論是霧前還是霧持續(xù)過程中, 垂直輸送都非常弱, 水平輸送則 一直存在, 尤其是霧過程的后半段, 40 和120 m高度還出現(xiàn)較強(qiáng)的水平熱量輸送, 有利于霧的消散。檢查三層高度穩(wěn)定度參數(shù)(圖略), 2010年10月22日白天, 大氣層結(jié)都以不穩(wěn)定層結(jié)為主。霧前一小時(shí)直至霧開始消散時(shí)間段, 三層穩(wěn)定度都呈現(xiàn)明顯的穩(wěn)定層結(jié)與不穩(wěn)定間層結(jié)振蕩的趨勢, 前半時(shí)間段以穩(wěn)定層結(jié)為主, 后半段時(shí)間以不穩(wěn)定間層結(jié)為主。從霧前后層結(jié)穩(wěn)定度參數(shù)的演變看, 本次霧天氣的存在改變了大氣原有的層結(jié)結(jié)構(gòu), 降低了夜間的層結(jié)穩(wěn)定度, 使夜間部分時(shí)段呈現(xiàn)不穩(wěn)定層結(jié)狀態(tài)。這一點(diǎn)與前人研究結(jié)果相似: 輻射霧過程中由穩(wěn)定層結(jié)演變?yōu)椴环€(wěn)定層結(jié)[26-27]。

然而, 水汽輸送結(jié)果(圖5)顯示, 不論是霧前還是霧持續(xù)過程中, 垂直水汽輸送都非常弱, 以水平輸送為主, 尤其是霧過程的前段和后段, 120 m高度和220 m高度出現(xiàn)較強(qiáng)的水平水汽輸送, 說明本次霧的水汽來源以平流輸送為主。即使在霧結(jié)束階段, 水平輸送量也能達(dá)到垂直輸送的3倍, 甚至更多。值得注意的是, 23日02:00至霧開始消散的這段時(shí)間, 三層水汽水平輸送都有增大的趨勢, 但是40 m高度是正方向, 而120 m高度和220 m高度是負(fù)方向。

圖 6(a)是三層高度平均動(dòng)能隨時(shí)間的變化。整體來看, 16:00 以前, 三層高度平均動(dòng)能都不大。16:00 以后, 平均動(dòng)能有一個(gè)快速的升高過程, 并很快達(dá)到峰值, 40 m高度在4 m2/s2左右, 120 m高度在7 m2/s2左右, 220 m高度達(dá)到8 m2/s2以上。之后又有降低的趨勢, 其中40 m高度和120 m高度平均動(dòng)能的降低一直持續(xù)到霧前的22:00, 基本上達(dá)到最小值。但是, 220 m 高度的平均動(dòng)能卻在19:00 開始再次上升, 并且上升趨勢持續(xù)到霧前, 并在霧后1小時(shí)左右達(dá)到極大值。霧的形成需要在較低的平均動(dòng)能背景下, 此次霧過程由于120 m及以上高度的平均動(dòng)能過大, 不利于霧的形成和保持。我們可以推測霧頂?shù)母叨葢?yīng)該在 100 m 左右,只在中后期短時(shí)內(nèi)霧頂高度可能有所提升。霧消散前, 平均動(dòng)能較霧中期的平均值小, 在開始消散后的 2 小時(shí)左右才達(dá)到較大的值。可以認(rèn)為, 平均動(dòng)能對此次的霧消散有影響, 但不是決定性因素。

圖 6(b)是三層高度湍流動(dòng)能隨時(shí)間的變化?？梢钥闯? 22 日白天三層湍流動(dòng)能的波動(dòng)都較大, 波動(dòng)趨勢基本上一致。霧前的幾個(gè)小時(shí), 三層湍流動(dòng)能均開始降低; 霧中期三層湍流動(dòng)能均在波動(dòng)中穩(wěn)步上升, 在霧臨近消散前達(dá)到一個(gè)較大的數(shù)值。湍流動(dòng)能減小到一定數(shù)值是霧發(fā)生的條件之一, 可以認(rèn)為, 湍流動(dòng)能的增大是影響霧消散的重要因素。

圖7是40, 120和220 m三層高度平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能的比值演變情況。不難發(fā)現(xiàn), 霧前數(shù)小時(shí), 比值突然增大到 30 倍左右, 并保持一定的時(shí)間, 直到霧發(fā)生。霧持續(xù)的中間時(shí)段, 比值有一個(gè)劇增, 可達(dá) 100 倍以上。之后, 比值降低到霧前的水平, 霧開始消散, 消散期間, 比值較小。在霧頂高度以下的40 m和120 m高度, 這一特征更為明顯。吳彬貴等[28]針對平流霧的研究指出: 霧前的湍流動(dòng)能和平均動(dòng)能異常, 且前者大于后者, 可能是平流霧的啟動(dòng)信號(hào)。根據(jù)對三層高度平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能比值的分析, 可將二者比值的突然增大看做輻射霧發(fā)生的一個(gè)信號(hào), 而霧過程中比值在劇增之后降低到霧前的水平, 可以作為輻射霧即將消散的信號(hào)(通過下文的分析可以看出, 這一比值也可以作為平流霧發(fā)生和消散的信號(hào))。

4.2 個(gè)例002分析

參照圖5~7后半時(shí)段的結(jié)果, 我們對002個(gè)例中平流霧過程的湍流輸送特征進(jìn)行分析。

分析圖 4 中三層熱通量垂直輸送的方向和強(qiáng)度, 可以看出: 04:00－08:00, 40 m高度向上輸送, 120 m和220 m高度向下輸送, 120 m高度熱量垂直輸送強(qiáng)度大于220 m和40 m高度; 08:00－12:00, 三層高度都向上輸送, 40 m 高度的輸送強(qiáng)度大于120 m和220 m高度的輸送強(qiáng)度。觀察溫度的梯度情況(圖 3), 可以看出 120 m 高度的溫度梯度較大, 而220 m和40 m高度較弱, 這可能是導(dǎo)致輸送強(qiáng)度不同的重要原因。08:00－12:00, 在太陽輻射的加熱作用下, 整層大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定層結(jié), 熱量向上輸送, 但強(qiáng)度較弱。

分析圖4中水平方向三層高度熱量輸送的情況可知, 23 日 08:00－14:00, 40 m 高度以負(fù)方向輸送為主, 平均值在0.1 K · m/s左右, 120 m和220 m高度則以正方向輸送為主, 輸送強(qiáng)度比 40 m 高度大, 其中 220 m 高度的峰值達(dá)到 0.4 K · m/s, 平均值在0.2 K · m/s 左右。14:00 以后一直到霧發(fā)生的前兩個(gè)小時(shí), 從整體上看, 水平輸送很微弱, 大部分時(shí)段幾乎為零。04:00 至霧消散階段, 三層的水平熱量輸送相對之前都增強(qiáng), 其中 40 m 高度基本上保持負(fù)方向輸送, 數(shù)值持續(xù)增大; 120 m 和 220 m 高度則表現(xiàn)出正負(fù)方向交替, 峰值和平均值都較大。

檢查三層高度穩(wěn)定度參數(shù)(圖略), 2010年10月23 日 20:00－24 日 02:00 (霧前), 三層高度都呈現(xiàn)明顯的穩(wěn)定層結(jié)與不穩(wěn)定間層結(jié)振蕩的趨勢, 前半時(shí)段以穩(wěn)定層結(jié)為主, 后半時(shí)段以不穩(wěn)定層結(jié)為主。霧持續(xù)期間, 40 m高度由不穩(wěn)定逐漸過渡到近中性并持續(xù)到霧消散, 而120 m和220 m高度則基本上保持穩(wěn)定層結(jié)。這與持續(xù)的較大風(fēng)速有關(guān), 也受到溫度廓線的影響。直到 08:00 以后, 在更大的風(fēng)速影響下, 三層高度都調(diào)整到近中性并保持到12:00以后開始降水。

從三層高度水汽輸送對比(圖 5)可以看出, 霧前數(shù)小時(shí)直至霧前半時(shí)段, 垂直輸送一直都非常弱, 以水平輸送為主。霧后半時(shí)段, 各層都出現(xiàn)較大的垂直輸送和水平輸送, 但這可能與霧滴附著在儀器表面有關(guān)。整體上以水平輸送為主, 平均值約為垂直輸送的3倍, 甚至更多。

通過比較 3 個(gè)高度層的平均動(dòng)能(圖 6(a))可以看出, 三層高度的平均動(dòng)能在霧前都有一個(gè)相當(dāng)長時(shí)間的低值區(qū), 霧的出現(xiàn)也伴隨著平均動(dòng)能的迅速增大。當(dāng)平均動(dòng)能增大到一定數(shù)值之后, 霧開始消散。由此也可以判定, 霧的形成是由比較強(qiáng)的平流引起的, 而霧的消散同樣是大風(fēng)引起的, 這非常符合平流霧的定義和特征。

從圖6(b)后半段002個(gè)例三層高度湍流動(dòng)能來看, 霧前較長時(shí)間湍流動(dòng)能很小, 隨著霧的發(fā)生迅速增大。當(dāng)湍流動(dòng)能增大到一定數(shù)值后, 霧開始消散。這也是典型的平流霧的特征。值得注意的是, 在霧的消散階段, 可以發(fā)現(xiàn)湍流動(dòng)能呈現(xiàn)上低下高的狀態(tài), 即 40 m 高度湍流動(dòng)能 > 120 m 高度湍流動(dòng)能 > 220 m高度湍流動(dòng)能。

從圖7后半段三層高度平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能的比值演變情況可以看到, 23 日傍晚一直到霧前, 比值都有變大的趨勢, 三層高度的比值平均增大 3 倍左右。霧中期, 40 m高度和220 m高度的比值明顯有一個(gè)突增, 分別可達(dá)40和150, 之后又迅速降低到霧前的水平, 很快霧開始消散, 消散期間的比值也基本上保持在霧前較大的水平。120 m高度變化不明顯, 但也可以看到這個(gè)趨勢。比值的突然增大可以看做霧發(fā)生的一個(gè)信號(hào); 比值在劇增之后降低到霧前的水平, 可以作為霧即將消散的信號(hào)。

4.3 普適性分析

同樣將003號(hào)與001號(hào)霧過程、004號(hào)與002號(hào)霧過程進(jìn)行對比分析(圖略), 得到以下一致性的結(jié)論。1) 綜合三層熱量輸送情況來看, 不論是霧前還是霧持續(xù)過程中, 垂直輸送都非常弱, 水平輸送則一直存在, 可見霧中的熱量輸送以水平輸送為主。2) 不論是霧前還是霧持續(xù)過程中, 垂直水汽輸送都非常弱, 以水平水汽輸送為主。3) 霧過程中, 三層高度的平均動(dòng)能都有增大趨勢; 霧消散階段, 三層的平均動(dòng)能先略有減小然后逐漸增大?？梢钥闯? 霧的形成需要在較低的平均動(dòng)能背景下。霧消散前, 平均動(dòng)能數(shù)值增大到較大的數(shù)值, 對此次的霧消散有很大的影響。4) 霧前幾小時(shí), 三層高度的湍流動(dòng)能一致降低; 霧持續(xù)過程中, 雖然各層湍流動(dòng)能先在短時(shí)間內(nèi)降低, 但之后穩(wěn)步上升, 在達(dá)到一定的數(shù)值后, 霧開始消散。湍流動(dòng)能減小到一定的數(shù)值是霧發(fā)生的條件之一, 湍流動(dòng)能的增大是影響霧消散的重要因素。5) 霧頂以下高度的平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能比值在霧消散前均增大。

5 結(jié)論

本文采用天津市255米氣象鐵塔不同高度的常規(guī)氣象和湍流觀測資料, 對秋冬季節(jié)4次霧過程的大氣邊界層結(jié)構(gòu)和湍流輸送特征進(jìn)行分析。得到以下結(jié)論。

1) 霧前數(shù)小時(shí), 大氣邊界層整層的比濕和相對濕度數(shù)值都較大; 逆溫層發(fā)生并逐漸發(fā)展, 其中輻射霧霧前的逆溫強(qiáng)度大于平流霧霧前的逆溫強(qiáng)度; 霧前風(fēng)速較小, 平流霧發(fā)生前1~2小時(shí)呈增大趨勢。霧中逆溫層厚度和強(qiáng)度持續(xù)發(fā)展, 大氣呈弱不穩(wěn)定層結(jié)特征, 輻射霧的逆溫強(qiáng)度高于平流霧。輻射霧霧區(qū)的低風(fēng)速現(xiàn)象持續(xù)到霧消散時(shí)才略有增加; 平流霧后期則往往出現(xiàn)風(fēng)速的增大。輻射霧霧頂高度(150~200 m)略低于平流霧(大于250 m)。輻射霧的消散主要受溫度的影響, 而平流霧消散的主要影響因素是風(fēng)速。

2) 霧前和霧過程中, 熱量和水汽的垂直輸送較弱, 水平輸送相對較強(qiáng)。逆溫層的發(fā)展導(dǎo)致霧前期的大氣層結(jié)狀態(tài)以穩(wěn)定層結(jié)為主。霧天氣的存在降低了夜間的大氣層結(jié)穩(wěn)定度, 部分時(shí)段呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定層結(jié)狀態(tài)。霧過程中, 不同高度的平均動(dòng)能有增大趨勢; 霧消散前, 平均動(dòng)能數(shù)值有明顯增加。湍流動(dòng)能的增加是霧消散的重要因素之一, 平均動(dòng)能與湍流動(dòng)能比值的突然增大可以視為霧發(fā)生的湍流信號(hào), 而霧過程中出現(xiàn)的比值數(shù)值的迅速減小可以作為霧即將消散的湍流信號(hào)。

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Study of Turbulence Transfer at Different Levels during Fog Periods in Tianjin

YE Xinxin, WEI Wei, LI Hang, ZHANG Hongsheng?

Laboratory for Climate and Ocean-Atmosphere Studies, Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding author, E-mail: hsdq@pku.edu.cn

Based on the observational atmospheric turbulent data obtained from 255-m tower in Tianjin, the characteristics of different atmospheric variables and turbulent transfer during the fog periods were studied. The results show that before the fog, there exists high humidity, and the height of inversion reaches to 100 m.The inversion of radiation fog is stronger than that of the advection fog. During the fog, the inversion continues strengthening. With the lifting of inversion, the neutral and unstable stratification occurres which means the dissipation of fogs. Meanwhile, the development of inversion in the radiation fog is more obvious than that in advection fogs, the height of radiation fogs is lower than that of advection fogs, and the main reasons for the dissipation of radiation and advection fogs are temperature and wind speed, respectively. The stratification is changed by the fog period, resulting in an unstable nocturnal atmosphere. The vertical transfer is weak and the horizontal transfer strengthened in the later stage. The increasing in the ratio of mean kinetic energy to turbulent kinetic energy before the fog can be treated as the signal of the occurrence of fog and the decreasing marks the dissipation of fog.

atmospheric boundary layer; fog; turbulent kinetic energy; Tianjin

10.13209/j.0479-8023.2015.141

P404

2015-03-31;

2015-04-29; 網(wǎng)絡(luò)出版日期: 2016-03-21

環(huán)境保護(hù)部公益性行業(yè)科研專項(xiàng)(201409001, 201309009)、國家自然科學(xué)基金(41475007)和天津市自然科學(xué)基金(13JCYBJC20000)資助