雾是由于空气中悬浮着大量的微小水滴或冰晶, 使水平能见度低于1 km的天气现象。雾是对人类交通活动影响最大的天气现象之一:雾时的能见度降低会导致很多交通工具(如飞机等)无法正常使用, 甚至造成意外事故, 还会给人们的日常生活及农作物生长带来不利影响, 也会对人的健康产生很大影响^[1-2]。揭示雾的发生、发展和消散规律, 正确认识雾生消过程中的湍流输送特征, 对提高雾的生消预报和人工影响雾实验方案的设计是非常必要的。

由于获取大气边界层观测资料和快速响应资料较困难以及雾天大气边界层结构较复杂等原因, 雾的研究多集中在大尺度环流背景^[3-5]、中小尺度地形影响、雾天大气边界层特点^[6-10]、雾中微观物理量演变特征^[11]、垂直湍流输送特征^[12-13]、雾与环境的相互影响^[14]以及不同地区雾过程的特点^[15-17]等方面, 雾中边界层特征研究和微观物理量(如雾滴谱等)的研究则集中在辐射雾方面, 雾中湍流相似性理论验证及输送规律的研究较少涉及。

根据生成条件可以将雾分为辐射雾、平流雾、山地雾和锋面雾等。雾发生、发展和消散过程与湍流运动密切相关^[18-19]。湍流运动既可促进雾的发展, 也可导致雾的消散。Zhou等^[20]认为湍流和辐射及重力沉降之间存在微妙的平衡, 由于辐射冷却而产生的液态水会随着湍流输送作用的增强, 上升并蒸发消散。Nakanishi^[21]研究了湍流输送对雾的形成和消散机制。吴彬贵^[22]指出, 雾过程中平均动能较小, 但湍流扰动活跃, 湍流动量输送以垂直方向为主; 平均动能和湍流动能在雾前出现异常增强, 可能是平流雾的启动信号。辐射雾过程中, 低空往往会伴随着逆温层的出现, 近地面大气层结常常呈现不稳定特征^[23]。Argentini等^[24]评估了小风弱切变条件下城市平流雾过程。

本文针对雾天气过程与湍流相互作用研究的相对不足, 利用天津255米气象塔层大气边界层探测资料, 对比分析城市地区不同雾天气过程气象要素廓线演变规律和大气湍流特征, 探讨湍流输送对雾发生、发展和消散的影响机制, 试图找到预测雾发生的湍流信号。

1 数据获取与处理

天津市位于华北平原东部, 邻近渤海。天津255米气象铁塔位于天津南郊(39.06°N, 117.1°E), 海拔3.3 m。该气象铁塔周边500 m内没有高层建筑, 300 m内建筑物高度控制在3~30 m之间。气象铁塔东侧为商业区(建筑物高10~15 m), 南侧和西侧为居民区(建筑物高15~20 m), 北侧约100 m处有20~30 m高的建筑, 基本上代表了城区复杂下垫面条件^[25]。

气象铁塔设置15层观测平台, 高度分别为5, 10, 20, 30, 40, 60, 80, 100, 120, 140, 160, 180, 200, 220和250 m。每个观测平台在南北两个方向上各设有伸展臂, 长度约4 m, 进行同步观测。每层平台均安装有风速、风向和温湿度传感器。风、温、湿梯度观测仪分别采用长春气象仪器厂生产的风速风向仪和温度湿度仪。风速、风向、温度和湿度观测为全天候、连续和自动观测, 采样间隔为20 s。

采用美国CAMPBELL公司生产的CSAT3型超声风温仪, 安装在南伸展臂顶端, 开口向东, 采样频率为10 Hz。2006年1月1日, 40 m高度的超声风温仪正式开始自动连续观测。2007年, 在40 m高度同方位加装一台CAMPBELL公司生产的KH20湿度快速响应仪, 采样频率为10 Hz。能见度观测采用Belfort Model 600能见度监测仪, 安装在距地面2 m高度处, 采样间隔为1 min。2010年, 气象塔观测设备全部更新后, 塔上15层平台风向风速、温度和湿度观测仪器仍采用长春气象仪器厂设备; 40 m平台有CAMPBELL公司CSAT3型超声风温仪和LI-7500二氧化碳水汽分析仪, 能见度观测沿用Belfort Model 600能见度监测仪。地面自动站温湿度传感器采用芬兰Väisälä公司生产的HMP45D型传感器。

考虑到雾天气边界层气象要素演变和城市下垫面变化的影响。本文针对2010-2011年秋冬季4次雾天气过程(表 1)分别分析雾发生前、发展中和消散过程的边界层结构特点。每次雾天气过程包括雾形成前和雾消散后数小时的资料。所有资料都进行严格的质量控制, 包括湍流数据预处理、湍流宏观统计量计算、微观特征量计算等。其中, 大气湍流数据预处理包括剔除野点、趋势项去除、数字滤波、坐标旋转等。湍流数据经过预处理后, 去除平均风速小于0.5 m/s的资料组, 取整点后30 min数据滑动进行湍流分析。

2 背景场分析

图 1给出2010-2011年10, 11和12月的平均温湿风廓线。从整体上看, 10月气温在0~100 m高度表现为下高上低, 20 m以下高度温度梯度较大, 20~100 m高度之间温度梯度较小, 部分层结呈现近中性。100~120 m高度和160~220 m高度常出现逆温层。查询气温日变化(图略)可知:最高气温大约出现在北京时15:00左右; 最低气温一般出现在05:00, 较高层的最低气温可延迟0.5~1小时出现, 高层气温随时间的变化较低层小一些。11和12月与10月的温度变化规律大体上一致, 逆温层高度和最高/低气温出现的时间和量值略有差别。

平均风速廓线结果表明: 10月风速呈低层小、高层大的趋势, 并且白天(08:00-18:00)高低空风速差较夜间小(白天差值约3 m/s, 夜间约7 m/s, 图略)。低空, 风速随时间变化较小; 高空, 风速随时间的变化较大。80~100 m高度是上述高低空风速变化趋势的大致拐点。11和12月风速与10月整体趋势较一致, 主要差别在于高低空风速差值较小, 高低空风速变化趋势的拐点大致在100 m高度。

平均相对湿度廓线表明: 10月平均相对湿度在50%~70%之间。低空相对湿度昼夜差值较大, 夜间22:00至次日08:00, 相对湿度在65%以上, 午时, 相对湿度一般在40%~50%;高空相对湿度昼夜差值较小, 一般在5%左右(图略)。11和12月相对湿度变化趋势与10月基本上一致。

3 雾天气过程温湿风演变分析

从图 2的能见度和相对湿度变化情况可以确定, 2010年10月22日22:00-10月23日06:00和10月24日02:00-06:00期间出现两次雾过程(个例001和002), 最低能见度分别为0.54和0.36 km。查询历史天气可知, 24日下午12:00-17:00时段内出现小雨天气。

3.1 个例001分析

综合图 3中相对湿度、比湿、气温和风速的时间‒高度分布情况, 分析22日22:00-23日06:00的雾过程的边界层特征以及雾体的特点, 可以得到以下结果。

雾发生前数小时, 整层大气比湿保持在一个较大的数值, 约9 g/kg; 相对湿度同时出现明显增大, 达到85%以上, 低层大气甚至达到90%。150 m左右高度出现逆温层, 并逐渐发展、变厚、下压。低空风速持续低于1 m/s, 有利于雾的形成, 并且雾发生前十几个小时风速都较小。风向由雾前的北风逐渐转为东偏南风(图略)。由于天津地区东临渤海, 东风带来的暖湿气流是雾形成的水汽条件, 也是此次雾形成的可能原因之一。

在此次雾发生发展过程中, 大气的相对湿度几乎处于饱和状态, 比湿则比雾前有减小的趋势。在整个雾过程中, 比湿与相对湿度存在一定的反对应关系, 即相对湿度明显变大的时刻和高度, 比湿一般都呈现减小的趋势, 但两者都比平时的水平高, 这与前人关于辐射雾的结论^[25]一致。雾发生前中期, 逆温层持续变强、增厚, 并下压逐渐接地; 而雾过程的后期, 逆温层底出现抬升的情况, 大气呈现弱不稳定层结特征。整个雾发生过程中, 雾区低层风速较小(约1 m/s), 直到雾临近消散, 才有缓慢增加的趋势。根据相对湿度低于80%可以判定为非雾区, 不难得出结论:此次雾过程的大部分时间段, 雾顶高度在100~150 m之间, 整个雾层较浅, 只在雾发展的后期, 雾顶才略有抬升。

雾消散前, 随着逆温层底的抬升, 逆温强度也在减弱, 直至雾消散前1~2小时, 大气呈现弱不稳定、近中性的特征, 对流增强, 加快了雾的消散速度。06:00以后, 随着太阳辐射逐渐出现, 大气缓慢升温, 湍流交换变强, 雾加速消散。并且, 从23日06:00开始, 高层的极大风速逐渐下压, 低层的风速也在缓慢增加, 空气流动加强, 促使雾的消散。可以认为, 温度和风速是影响本次雾消散的重要因素。

3.2 个例002分析

2010年10月24日02:00-06:00的雾过程(个例002)与22日22:00-23日06:00的雾过程(个例001)时间间隔比较短, 为了更好地对比不同雾日的特点, 两次雾过程均呈现在图 3中。对个例002的相对湿度、比湿、气温和风速的变化进行分析, 可以看出002号雾过程具有以下特点。

雾前3~4个小时, 大气的相对湿度也明显增大, 达到80%以上, 低层大气的相对湿度雾前接近90%。雾前逆温层开始出现并逐渐发展、增厚、下压。低空风速持续较低, 有些时段风速低于1 m/s, 甚至无风。雾前风向虽然持续变化, 但是都有偏东的风向, 为此次雾的形成提供了水汽。

此次雾发生发展过程中, 大气的相对湿度几乎处于饱和状态, 相比于雾前比湿则略微减小。在雾发生一小时后, 逆温层底出现抬升的情况, 大气呈现弱不稳定层结特征, 逆温层减弱。与个例001不同的是, 此次雾过程逆温层较弱, 逆温层底的下压、抬升也不明显, 不易通过逆温层判断雾顶的高度。但是, 雾前以及雾中逆温层的出现和发展依然是雾过程的重要特点。从02:00开始, 雾区风速持续增大, 达到6 m/s左右; 06:00以后的雾消散期间, 在200~250 m高空出现风的极大值。本次雾过程期间, 风速一直较大, 雾中一段时间有东偏南风向, 暖湿气流提供了水汽输送。可以判定此次雾为平流雾。此次雾过程的大部分时间段, 雾顶高度在250 m以上。雾发展的初期高度较低, 之后逐渐升高, 直到大于250 m。

雾消散前, 大气呈现弱不稳定, 近中性, 对流增强, 利于雾的消散。06:00以后, 随着太阳辐射逐渐增强, 大气缓慢升温, 湍流交换变强, 加快了雾的消散速度。同时风速在高层达到一个极大值, 空气流动加强, 促使雾消散。可以认为风速是影响此次雾消散的重要因素。

3.3 普适性分析

为了验证上述结果的普适性, 我们另外选取两次雾天气个例进行分析。分别是2010年11月19日02:00-08:00的辐射雾过程(记为003)和2011年11月28日04:00-10:00的平流雾过程(记为004)。

将003与001两次辐射雾过程进行对比(图略), 相同点是: 1)雾前比湿、相对湿度较平均状态大, 风速较平均状态小, 利于雾的形成; 雾前出现逆温层, 并且持续发展、增厚; 2)雾中相对湿度持续增大, 但比湿略有减小, 保持较小风速, 利于雾的维持, 雾初期逆温层变强、增厚、下压, 雾后半段逆温层底抬升, 逆温层减弱; 3)温度变化与001号雾过程比较一致, 温度是导致雾消散的主要原因。不同点是: 1) 003号雾过程的雾前比湿小于001号雾过程的9 g/kg, 相对湿度也较小, 003号雾过程能见度只略小于1 km; 2)雾中相对湿度略小于90%, 与001号雾过程中95%以上的高湿状态有一定区别, 雾顶高度在200 m左右, 略低于001号雾过程; 3)雾消散阶段风速增大现象不如001号雾过程明显。

将004与002两次平流雾过程进行对比(图略), 相同点是: 1)雾前比湿、相对湿度较平均状态大, 逆温层和小风速均利于雾的形成; 2)雾中相对湿度持续增大, 比湿略有减小, 风速有增大趋势, 利于平流雾的发生, 雾初期逆温层变强、增厚, 并下压逐渐接地, 雾后半段逆温层底抬升, 逆温层减弱; 3) 004号雾过程雾消散时的温度和风速变化与002号雾过程趋势一致, 风速是导致雾消散的主要原因。不同点是: 1) 004号雾过程雾前比湿和风速略有差异, 2)雾中风速尤其是低层的风速比002号雾过程中小, 平流不强, 初期雾顶高度在150 m左右, 很快雾顶就上移到250 m以上。

4 秋冬季雾天的湍流输送特征研究 4.1 个例001分析

图 4给出三层高度(40, 120和220 m)水平热量输送和垂直热量输送。可以看出, 不论是雾前还是雾持续过程中, 垂直输送都非常弱, 水平输送则一直存在, 尤其是雾过程的后半段, 40和120 m高度还出现较强的水平热量输送, 有利于雾的消散。检查三层高度稳定度参数(图略), 2010年10月22日白天, 大气层结都以不稳定层结为主。雾前一小时直至雾开始消散时间段, 三层稳定度都呈现明显的稳定层结与不稳定间层结振荡的趋势, 前半时间段以稳定层结为主, 后半段时间以不稳定间层结为主。从雾前后层结稳定度参数的演变看, 本次雾天气的存在改变了大气原有的层结结构, 降低了夜间的层结稳定度, 使夜间部分时段呈现不稳定层结状态。这一点与前人研究结果相似:辐射雾过程中由稳定层结演变为不稳定层结^[26-27]。

然而, 水汽输送结果(图 5)显示, 不论是雾前还是雾持续过程中, 垂直水汽输送都非常弱, 以水平输送为主, 尤其是雾过程的前段和后段, 120 m高度和220 m高度出现较强的水平水汽输送, 说明本次雾的水汽来源以平流输送为主。即使在雾结束阶段, 水平输送量也能达到垂直输送的3倍, 甚至更多。值得注意的是, 23日02:00至雾开始消散的这段时间, 三层水汽水平输送都有增大的趋势, 但是40 m高度是正方向, 而120 m高度和220 m高度是负方向。

图 6(a)是三层高度平均动能随时间的变化。整体来看, 16:00以前, 三层高度平均动能都不大。16:00以后, 平均动能有一个快速的升高过程, 并很快达到峰值, 40 m高度在4 m²/s²左右, 120 m高度在7 m²/s²左右, 220 m高度达到8 m²/s²以上。之后又有降低的趋势, 其中40 m高度和120 m高度平均动能的降低一直持续到雾前的22:00, 基本上达到最小值。但是, 220 m高度的平均动能却在19:00开始再次上升, 并且上升趋势持续到雾前, 并在雾后1小时左右达到极大值。雾的形成需要在较低的平均动能背景下, 此次雾过程由于120 m及以上高度的平均动能过大, 不利于雾的形成和保持。我们可以推测雾顶的高度应该在100 m左右, 只在中后期短时内雾顶高度可能有所提升。雾消散前, 平均动能较雾中期的平均值小, 在开始消散后的2小时左右才达到较大的值。可以认为, 平均动能对此次的雾消散有影响, 但不是决定性因素。

图 6(b)是三层高度湍流动能随时间的变化。可以看出, 22日白天三层湍流动能的波动都较大, 波动趋势基本上一致。雾前的几个小时, 三层湍流动能均开始降低; 雾中期三层湍流动能均在波动中稳步上升, 在雾临近消散前达到一个较大的数值。湍流动能减小到一定数值是雾发生的条件之一, 可以认为, 湍流动能的增大是影响雾消散的重要因素。

图 7是40, 120和220 m三层高度平均动能与湍流动能的比值演变情况。不难发现, 雾前数小时, 比值突然增大到30倍左右, 并保持一定的时间, 直到雾发生。雾持续的中间时段, 比值有一个剧增, 可达100倍以上。之后, 比值降低到雾前的水平, 雾开始消散, 消散期间, 比值较小。在雾顶高度以下的40 m和120 m高度, 这一特征更为明显。吴彬贵等^[28]针对平流雾的研究指出:雾前的湍流动能和平均动能异常, 且前者大于后者, 可能是平流雾的启动信号。根据对三层高度平均动能与湍流动能比值的分析, 可将二者比值的突然增大看做辐射雾发生的一个信号, 而雾过程中比值在剧增之后降低到雾前的水平, 可以作为辐射雾即将消散的信号(通过下文的分析可以看出, 这一比值也可以作为平流雾发生和消散的信号)。

4.2 个例002分析

参照图 5~7后半时段的结果, 我们对002个例中平流雾过程的湍流输送特征进行分析。

分析图 4中三层热通量垂直输送的方向和强度, 可以看出: 04:00-08:00, 40 m高度向上输送, 120 m和220 m高度向下输送, 120 m高度热量垂直输送强度大于220 m和40 m高度; 08:00-12:00, 三层高度都向上输送, 40 m高度的输送强度大于120 m和220 m高度的输送强度。观察温度的梯度情况(图 3), 可以看出120 m高度的温度梯度较大, 而220 m和40 m高度较弱, 这可能是导致输送强度不同的重要原因。08:00-12:00, 在太阳辐射的加热作用下, 整层大气呈现弱不稳定层结, 热量向上输送, 但强度较弱。

分析图 4中水平方向三层高度热量输送的情况可知, 23日08:00-14:00, 40 m高度以负方向输送为主, 平均值在0.1 K · m/s左右, 120 m和220 m高度则以正方向输送为主, 输送强度比40 m高度大, 其中220 m高度的峰值达到0.4 K · m/s, 平均值在0.2 K · m/s左右。14:00以后一直到雾发生的前两个小时, 从整体上看, 水平输送很微弱, 大部分时段几乎为零。04:00至雾消散阶段, 三层的水平热量输送相对之前都增强, 其中40 m高度基本上保持负方向输送, 数值持续增大; 120 m和220 m高度则表现出正负方向交替, 峰值和平均值都较大。

检查三层高度稳定度参数(图略), 2010年10月23日20:00-24日02:00 (雾前), 三层高度都呈现明显的稳定层结与不稳定间层结振荡的趋势, 前半时段以稳定层结为主, 后半时段以不稳定层结为主。雾持续期间, 40 m高度由不稳定逐渐过渡到近中性并持续到雾消散, 而120 m和220 m高度则基本上保持稳定层结。这与持续的较大风速有关, 也受到温度廓线的影响。直到08:00以后, 在更大的风速影响下, 三层高度都调整到近中性并保持到12:00以后开始降水。

从三层高度水汽输送对比(图 5)可以看出, 雾前数小时直至雾前半时段, 垂直输送一直都非常弱, 以水平输送为主。雾后半时段, 各层都出现较大的垂直输送和水平输送, 但这可能与雾滴附着在仪器表面有关。整体上以水平输送为主, 平均值约为垂直输送的3倍, 甚至更多。

通过比较3个高度层的平均动能(图 6(a))可以看出, 三层高度的平均动能在雾前都有一个相当长时间的低值区, 雾的出现也伴随着平均动能的迅速增大。当平均动能增大到一定数值之后, 雾开始消散。由此也可以判定, 雾的形成是由比较强的平流引起的, 而雾的消散同样是大风引起的, 这非常符合平流雾的定义和特征。

从图 6(b)后半段002个例三层高度湍流动能来看, 雾前较长时间湍流动能很小, 随着雾的发生迅速增大。当湍流动能增大到一定数值后, 雾开始消散。这也是典型的平流雾的特征。值得注意的是, 在雾的消散阶段, 可以发现湍流动能呈现上低下高的状态, 即40 m高度湍流动能 > 120 m高度湍流动能 > 220 m高度湍流动能。

从图 7后半段三层高度平均动能与湍流动能的比值演变情况可以看到, 23日傍晚一直到雾前, 比值都有变大的趋势, 三层高度的比值平均增大3倍左右。雾中期, 40 m高度和220 m高度的比值明显有一个突增, 分别可达40和150, 之后又迅速降低到雾前的水平, 很快雾开始消散, 消散期间的比值也基本上保持在雾前较大的水平。120 m高度变化不明显, 但也可以看到这个趋势。比值的突然增大可以看做雾发生的一个信号; 比值在剧增之后降低到雾前的水平, 可以作为雾即将消散的信号。

4.3 普适性分析

同样将003号与001号雾过程、004号与002号雾过程进行对比分析(图略), 得到以下一致性的结论。1)综合三层热量输送情况来看, 不论是雾前还是雾持续过程中, 垂直输送都非常弱, 水平输送则一直存在, 可见雾中的热量输送以水平输送为主。2)不论是雾前还是雾持续过程中, 垂直水汽输送都非常弱, 以水平水汽输送为主。3)雾过程中, 三层高度的平均动能都有增大趋势; 雾消散阶段, 三层的平均动能先略有减小然后逐渐增大。可以看出, 雾的形成需要在较低的平均动能背景下。雾消散前, 平均动能数值增大到较大的数值, 对此次的雾消散有很大的影响。4)雾前几小时, 三层高度的湍流动能一致降低; 雾持续过程中, 虽然各层湍流动能先在短时间内降低, 但之后稳步上升, 在达到一定的数值后, 雾开始消散。湍流动能减小到一定的数值是雾发生的条件之一, 湍流动能的增大是影响雾消散的重要因素。5)雾顶以下高度的平均动能与湍流动能比值在雾消散前均增大。

5 结论

本文采用天津市255米气象铁塔不同高度的常规气象和湍流观测资料, 对秋冬季节4次雾过程的大气边界层结构和湍流输送特征进行分析。得到以下结论。

1)雾前数小时, 大气边界层整层的比湿和相对湿度数值都较大; 逆温层发生并逐渐发展, 其中辐射雾雾前的逆温强度大于平流雾雾前的逆温强度; 雾前风速较小, 平流雾发生前1~2小时呈增大趋势。雾中逆温层厚度和强度持续发展, 大气呈弱不稳定层结特征, 辐射雾的逆温强度高于平流雾。辐射雾雾区的低风速现象持续到雾消散时才略有增加; 平流雾后期则往往出现风速的增大。辐射雾雾顶高度(150~200 m)略低于平流雾(大于250 m)。辐射雾的消散主要受温度的影响, 而平流雾消散的主要影响因素是风速。

2)雾前和雾过程中, 热量和水汽的垂直输送较弱, 水平输送相对较强。逆温层的发展导致雾前期的大气层结状态以稳定层结为主。雾天气的存在降低了夜间的大气层结稳定度, 部分时段呈现弱不稳定层结状态。雾过程中, 不同高度的平均动能有增大趋势; 雾消散前, 平均动能数值有明显增加。湍流动能的增加是雾消散的重要因素之一, 平均动能与湍流动能比值的突然增大可以视为雾发生的湍流信号, 而雾过程中出现的比值数值的迅速减小可以作为雾即将消散的湍流信号。