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驗研究

葉鑫欣 魏偉 李航 張宏升?

北京大學物理學院大氣與海洋科學系, 氣候與海?氣實驗室, 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)生前的逆溫強于平流霧; 霧中, 逆溫層持續(xù)變強、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, 平流霧主要受風速影響。霧天氣過程改變了大氣層結結構, 夜間可能呈現(xiàn)不穩(wěn)定層結狀態(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。輻射霧霧前不同高度的平均動能數(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能與湍流動能比值的突然增大可能是霧發(fā)生的湍流信號之一, 比值劇增之后降至霧前水平則為霧消散的信號。

大氣邊界層; 霧天氣; 湍流動能; 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影響最大的天氣現(xiàn)象之一: 霧時的能見度降低會導致很多交通工具(如飛機等)無法正常使用, 甚至造成意外事故, 還會給人們的日常生活及農(nóng)作物生長帶來不利影響, 也會對人的健康產(chǎn)生很大影響[1-2]。揭示霧的發(fā)生、發(fā)展和消散規(guī)律, 正確認識霧生消過程中的湍流輸送特征, 對提高霧的生消預報和人工影響霧實驗方案的設計是非常必要的。

由于獲取大氣邊界層觀測資料和快速響應資料較困難以及霧天大氣邊界層結構較復雜等原因, 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[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[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動密切相關[18-19]。湍流運動既可促進霧的發(fā)展, 也可導致霧的消散。Zhou 等[20]認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)水會隨著湍流輸送作用的增強, 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制。吳彬貴[22]指出, 霧過程中平均動能較小, 但湍流擾動活躍, 湍流動量輸送以垂直方向為主; 平均動能和湍流動能在霧前出現(xiàn)異常增強, 可能是平流霧的啟動信號。輻射霧過程中, 低空往往會伴隨著逆溫層的出現(xiàn), 近地面大氣層結常常呈現(xiàn)不穩(wěn)定特征[23]。Argentini 等[24]評估了小風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)展和消散的影響機制, 試圖找到預測霧發(fā)生的湍流信號。

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。氣象鐵塔東側為商業(yè)區(qū)(建筑物高10~15 m), 南側和西側為居民區(qū)(建筑物高15~20 m), 北側約100 m處有20~30 m高的建筑, 基本上代表了城區(qū)復雜下墊面條件[25]。

氣象鐵塔設置 15 層觀測平臺, 高度分別為 5, 10, 20, 30, 40, 60, 80, 100, 120, 140, 160, 180, 200, 220 和 250 m。每個觀測平臺在南北兩個方向上各設有伸展臂, 長度約4 m, 進行同步觀測。每層平臺均安裝有風速、風向和溫濕度傳感器。風、溫、濕梯度觀測儀分別采用長春氣象儀器廠生產(chǎn)的風速風向儀和溫度濕度儀。風速、風向、溫度和濕度觀測為全天候、連續(xù)和自動觀測, 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高度的超聲風溫儀正式開始自動連續(xù)觀測。2007 年, 在 40 m 高度同方位加裝一臺 CAMPBELL 公司生產(chǎn)的KH20 濕度快速響應儀, 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, 氣象塔觀測設備全部更新后, 塔上 15 層平臺風向風速、溫度和濕度觀測儀器仍采用長春氣象儀器廠設備; 40 m平臺有CAMPBELL公司 CSAT3 型超聲風溫儀和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構特點。每次霧天氣過程包括霧形成前和霧消散后數(shù)小時的資料。所有資料都進行嚴格的質(zhì)量控制, 包括湍流數(shù)據(jù)預處理、湍流宏觀統(tǒng)計量計算、微觀特征量計算等。其中, 大氣湍流數(shù)據(jù)預處理包括剔除野點、趨勢項去除、數(shù)字濾波、坐標旋轉(zhuǎn)等。湍流數(shù)據(jù)經(jīng)過預處理后, 去除平均風速小于0.5 m/s的資料組, 取整點后30 min數(shù)據(jù)滑動進行湍流分析。

表1 霧過程個例

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 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 小時出現(xiàn), 高層氣溫隨時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)的時間和量值略有差別。

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

3.1 個例001分析

綜合圖3中相對濕度、比濕、氣溫和風速的時間?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, 可以得到以下結果。

霧發(fā)生前數(shù)小時, 整層大氣比濕保持在一個較大的數(shù)值, 約 9 g/kg; 相對濕度同時出現(xiàn)明顯增大, 達到 85%以上, 低層大氣甚至達到 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)生前十幾個小時風速都較小。風向由霧前的北風逐漸轉(zhuǎn)為東偏南風(圖略)。由于天津地區(qū)東臨渤海, 東風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。在整個霧過程中, 比濕與相對濕度存在一定的反對應關系, 即相對濕度明顯變大的時刻和高度, 比濕一般都呈現(xiàn)減小的趨勢, 但兩者都比平時的水平高, 這與前人關于輻射霧的結論[25]一致。霧發(fā)生前中期, 逆溫層持續(xù)變強、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)定層結特征。整個霧發(fā)生過程中, 霧區(qū)低層風速較小(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), 不難得出結論: 此次霧過程的大部分時間段, 霧頂高度在 100~150 m 之間, 整個霧層較淺, 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, 逆溫強度也在減弱, 直至霧消散前 1~2 小時, 大氣呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定、近中性的特征, 對流增強, 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, 霧加速消散。并且, 從 23日 06:00 開始, 高層的極大風速逐漸下壓, 低層的風速也在緩慢增加, 空氣流動加強, 促使霧的消散?？梢哉J為, 溫度和風速是影響本次霧消散的重要因素。

3.2 個例002分析

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

霧前 3~4 個小時, 大氣的相對濕度也明顯增大, 達到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。低空風速持續(xù)較低, 有些時段風速低于 1 m/s, 甚至無風。霧前風向雖然持續(xù)變化, 但是都有偏東的風向, 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)定層結特征, 逆溫層減弱。與個例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)母叨取５? 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。從02:00開始, 霧區(qū)風速持續(xù)增大, 達到6 m/s左右; 06:00以后的霧消散期間, 在200~250 m高空出現(xiàn)風的極大值。本次霧過程期間, 風速一直較大, 霧中一段時間有東偏南風向, 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, 利于霧的消散。06:00 以后, 隨著太陽輻射逐漸增強, 大氣緩慢升溫, 湍流交換變強, 加快了霧的消散速度。同時風速在高層達到一個極大值, 空氣流動加強, 促使霧消散。可以認為風速是影響此次霧消散的重要因素。

3.3 普適性分析

為了驗證上述結果的普適性, 我們另外選取兩次霧天氣個例進行分析。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 兩次輻射霧過程進行對比(圖略), 相同點是: 1) 霧前比濕、相對濕度較平均狀態(tài)大, 風速較平均狀態(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, 保持較小風速, 利于霧的維持, 霧初期逆溫層變強、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 號霧過程比較一致, 溫度是導致霧消散的主要原因。不同點是: 1) 003 號霧過程的霧前比濕小于 001 號霧過程的9 g/kg, 相對濕度也較小, 003號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 號霧過程; 3) 霧消散階段風速增大現(xiàn)象不如001 號霧過程明顯。

將004與002兩次平流霧過程進行對比(圖略), 相同點是: 1) 霧前比濕、相對濕度較平均狀態(tài)大, 逆溫層和小風速均利于霧的形成; 2) 霧中相對濕度持續(xù)增大, 比濕略有減小, 風速有增大趨勢, 利于平流霧的發(fā)生, 霧初期逆溫層變強、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 號霧過程霧消散時的溫度和風速變化與 002 號霧過程趨勢一致, 風速是導致霧消散的主要原因。不同點是: 1) 004號霧過程霧前比濕和風速略有差異, 2) 霧中風速尤其是低層的風速比 002 號霧過程中小, 平流不強, 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。可以看出, 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, 大氣層結都以不穩(wěn)定層結為主。霧前一小時直至霧開始消散時間段, 三層穩(wěn)定度都呈現(xiàn)明顯的穩(wěn)定層結與不穩(wěn)定間層結振蕩的趨勢, 前半時間段以穩(wěn)定層結為主, 后半段時間以不穩(wěn)定間層結為主。從霧前后層結穩(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結構, 降低了夜間的層結穩(wěn)定度, 使夜間部分時段呈現(xiàn)不穩(wěn)定層結狀態(tài)。這一點與前人研究結果相似: 輻射霧過程中由穩(wěn)定層結演變?yōu)椴环€(wěn)定層結[26-27]。

然而, 水汽輸送結果(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。即使在霧結束階段, 水平輸送量也能達到垂直輸送的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高度是負方向。

圖 6(a)是三層高度平均動能隨時間的變化。整體來看, 16:00 以前, 三層高度平均動能都不大。16:00 以后, 平均動能有一個快速的升高過程, 并很快達到峰值, 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高度平均動能的降低一直持續(xù)到霧前的22:00, 基本上達到最小值。但是, 220 m 高度的平均動能卻在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小時左右達到極大值。霧的形成需要在較低的平均動能背景下, 此次霧過程由于120 m及以上高度的平均動能過大, 不利于霧的形成和保持。我們可以推測霧頂?shù)母叨葢撛?100 m 左右,只在中后期短時內(nèi)霧頂高度可能有所提升。霧消散前, 平均動能較霧中期的平均值小, 在開始消散后的 2 小時左右才達到較大的值?？梢哉J為, 平均動能對此次的霧消散有影響, 但不是決定性因素。

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

圖7是40, 120和220 m三層高度平均動能與湍流動能的比值演變情況。不難發(fā)現(xiàn), 霧前數(shù)小時, 比值突然增大到 30 倍左右, 并保持一定的時間, 直到霧發(fā)生。霧持續(xù)的中間時段, 比值有一個劇增, 可達 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: 霧前的湍流動能和平均動能異常, 且前者大于后者, 可能是平流霧的啟動信號。根據(jù)對三層高度平均動能與湍流動能比值的分析, 可將二者比值的突然增大看做輻射霧發(fā)生的一個信號, 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(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)。

4.2 個例002分析

參照圖5~7后半時段的結果, 我們對002個例中平流霧過程的湍流輸送特征進行分析。

分析圖 4 中三層熱通量垂直輸送的方向和強度, 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 高度的輸送強度大于120 m和220 m高度的輸送強度。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, 這可能是導致輸送強度不同的重要原因。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, 熱量向上輸送, 但強度較弱。

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, 輸送強度比 40 m 高度大, 其中 220 m 高度的峰值達到 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)生的前兩個小時, 從整體上看, 水平輸送很微弱, 大部分時段幾乎為零。04:00 至霧消散階段, 三層的水平熱量輸送相對之前都增強, 其中 40 m 高度基本上保持負方向輸送, 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)定層結與不穩(wěn)定間層結振蕩的趨勢, 前半時段以穩(wěn)定層結為主, 后半時段以不穩(wěn)定層結為主。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。這與持續(xù)的較大風速有關, 也受到溫度廓線的影響。直到 08:00 以后, 在更大的風速影響下, 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)小時直至霧前半時段, 垂直輸送一直都非常弱, 以水平輸送為主。霧后半時段, 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。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 個高度層的平均動能(圖 6(a))可以看出, 三層高度的平均動能在霧前都有一個相當長時間的低值區(qū), 霧的出現(xiàn)也伴隨著平均動能的迅速增大。當平均動能增大到一定數(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的平流引起的, 而霧的消散同樣是大風引起的, 這非常符合平流霧的定義和特征。

從圖6(b)后半段002個例三層高度湍流動能來看, 霧前較長時間湍流動能很小, 隨著霧的發(fā)生迅速增大。當湍流動能增大到一定數(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)湍流動能呈現(xiàn)上低下高的狀態(tài), 即 40 m 高度湍流動能 > 120 m 高度湍流動能 > 220 m高度湍流動能。

從圖7后半段三層高度平均動能與湍流動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突增, 分別可達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, 但也可以看到這個趨勢。比值的突然增大可以看做霧發(fā)生的一個信號; 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。

4.3 普適性分析

同樣將003號與001號霧過程、004號與002號霧過程進行對比分析(圖略), 得到以下一致性的結論。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, 三層高度的平均動能都有增大趨勢; 霧消散階段, 三層的平均動能先略有減小然后逐漸增大。可以看出, 霧的形成需要在較低的平均動能背景下。霧消散前, 平均動能數(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, 三層高度的湍流動能一致降低; 霧持續(xù)過程中, 雖然各層湍流動能先在短時間內(nèi)降低, 但之后穩(wěn)步上升, 在達到一定的數(shù)值后, 霧開始消散。湍流動能減小到一定的數(shù)值是霧發(fā)生的條件之一, 湍流動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能與湍流動能比值在霧消散前均增大。

5 結論

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構和湍流輸送特征進行分析。得到以下結論。

1) 霧前數(shù)小時, 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度大于平流霧霧前的逆溫強度; 霧前風速較小, 平流霧發(fā)生前1~2小時呈增大趨勢。霧中逆溫層厚度和強度持續(xù)發(fā)展, 大氣呈弱不穩(wěn)定層結特征, 輻射霧的逆溫強度高于平流霧。輻射霧霧區(qū)的低風速現(xiàn)象持續(xù)到霧消散時才略有增加; 平流霧后期則往往出現(xiàn)風速的增大。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。逆溫層的發(fā)展導致霧前期的大氣層結狀態(tài)以穩(wěn)定層結為主。霧天氣的存在降低了夜間的大氣層結穩(wěn)定度, 部分時段呈現(xiàn)弱不穩(wěn)定層結狀態(tài)。霧過程中, 不同高度的平均動能有增大趨勢; 霧消散前, 平均動能數(shù)值有明顯增加。湍流動能的增加是霧消散的重要因素之一, 平均動能與湍流動能比值的突然增大可以視為霧發(fā)生的湍流信號, 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。

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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)絡出版日期: 2016-03-21

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