辐射雾的微观结构外文翻译资料

 2022-11-12 20:05:07

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辐射雾的微观结构

H. E. GERBER

海军研究实验室,华盛顿特区20375

1980年5月9日至1980年9月17日

摘要

本次实验测量了辐射雾的相对湿度、温度、雾滴谱和在632.8nm处的光透射率。本文首次使用了一种新型的饱和湿度计，可以测量在95～105％之间的相对湿度。相对湿度由未饱和状态向过饱和状态的转变是短暂而迅速的。实验测得过饱和度的峰值约为百分之零点几。雾的平均相对湿度小于100％。所有测得变量的迅速波动明显体现出湍流控制雾的重要性,雾的准周期振荡平均周期为 18分钟。结果表明, 近饱和涡流的湍流混合是雾形成的原因, 也是雾滴谱拓宽的原因。

1.引言

1979年11月19日至20日的夜间，在弗吉尼亚州雷斯顿附近一处相对平坦的无树草地上形成了辐射雾[1]，对其进行了相对湿度和其他辅助量的测量。这次测量首次在实地使用一种新型的能够测量相对湿度介于95～105％的新型饱和湿度计。下面对典型的一小时雾期的测量数据进行了详细分析，展示了湿度计的独特功能，并对这种雾的物理特性提供了新的见解。关于湿度计的介绍详见（Gerber,1980）。

2.结果与讨论

a．雾的普遍特征

在本次持续7小时的雾中测得的数据表现出准周期性震荡，Rider和 Robinson（1951）、 Roach（1976a）和Lala（1978）[2]等人也在一些辐射雾中观测到这一现象。 Roach（1976a）将振荡归因于沿边界层顶部传播的重力波。这种雾的振荡平均周期为18分钟，从图1中RH的记录可以明显看出（这18分钟忽略了记录中的快速变化，它是根据RHge;100%的长周期之间的平均间隔而确定的, 这也对应于较低的温度和透射率, 以及较大的液滴尺寸）。这种振荡使雾的状态周期性地由未活化的状态变为活化的状态，在短时间内，基于Koschmieder公式的假设，由透射率计算可得到的视程超过1km时，薄雾就存在了。在能见度最低时，雾中测得的风速小于0.5m/s，这通常也与活化的雾有关。 Monteith（1957）、 Kraus（1958）和 Roach（1976）等人发现形成浓的辐射雾也需要类似的条件。风速越高时，温度和能见度也越高，且湿度＜100％。

由图1所示变量的快速波动中可以明显看出，热量和水汽含量的湍流混合一直延伸到小尺度的涡流，并这在这场雾中发挥着重要作用。在雾的活化时期，湍流的强度一般是最弱的；然而，在少数短暂的情况下，测量结果的波动停止，表明没有明显的湍流。

图1 1979年11月20日4时00分至5时06分测得的辐射雾中各参量的时间变化图。湿度计对相对湿度（RH）＞100％的响应时间与RH＜100％的响应时间不同（在文中解释）。温度T是用热敏电阻测量的，热敏电阻的静空气响应为10s。45米基线透射计提供了波长为632．8nm的光在传输中的透射率（Tr）。雾滴谱（dN/dD）用 Royco粒子计数器测量。所有的测量都是在草地上方1米处进行的。所有的曲线都是由相隔12秒的数据点构成的， Royco曲线除外，它是由相隔75秒的数据点构成的。

b.水汽过饱和

因为RH＝100％时湿度计的校准是精确的，所以图1中显示的水汽过饱和度S（RH＞100％）表示雾中相对湿度已超过100％。然而当RHge;100％，由于湿度计的工作模式, S的大小存在一些不确定性。在这个相对湿度范围内，带有电子积分器[3]的热光学反馈回路开始发挥作用，以控制湿度计镜面上的液滴沉积。该环路导致RH＞100％时仪器的响应时间（大约30s）比RH＜100％时（大约5s）慢得多，并且导致S的脉冲被高估约2倍（Gerber,1980）。因此，图1中所示的S值应该减少与该因子相同的量。然而，如果没有积分器的阻尼效应，S的最大值很有可能扩大到至图1所示的值，因为RH＞100％时的波动与RH＜100％时的波动不同的唯一物理原因是快速增长的活化雾滴的阻尼效应，以及在不同温度下饱和空气块混合对S的限制。

雾中RH超过100％的其它证据来自于从狭窄的前向角度观察到的透射计激光束。在浓雾期间，光束通常显示雾是高度结构化的，光束的清晰部分大大超过了相邻部分的亮度。明亮的区域一定是由含有“雾滴”的雾团组成，而中间区域只含有较小的“霾滴”。图2中透射率记录的高分辨率部分反映了这些雾团移动通过激光束时的影响（光束宽度＝0.5cm）。据估计，部分雾团长度小于10cm，说明小规模湍流仍然是影响雾的重要因素。

图2 透射率记录的2分钟模拟轨迹，时间为图1所示时间段的一部分。2分钟内的测得的平均风速为0.1m/s。

这种雾的S的测量值略大于其他雾。Meyer等（1980）给出的S在辐射雾中的峰值为0.12％。他们的方法基于雾滴生长理论和当活化的雾滴迅速生长时观测到的雾滴谱。图1中雾滴大小的数据采用了相同的技术，给出了与它们相匹配的S值。Hudson（1980）在某些海雾中发现“有效过饱和度”量级较小（＜0.1％）。同样，Roach（1976b）也观测到较低的S值，他认为黑体辐射冷却是产生“雾滴”的最重要原因；在他的方案中，当RH处于RH＝100％两侧的百分之零点零几时，活化的雾就会形成。

c．平均相对湿度

图1所示的雾中RH的4小时平均值为99．8％，表明在平均状况下，雾是不饱和的。这不是一个新发现。Pruppacher和Klett（1978）在雾中进行了大量的RH测量（Pick,1929,1931;Neiburger and Wurtele,1949;and Mahrous,1954）发现绝大多数海雾和大陆雾是不饱和的。 Woodcock（1978）最近也提出，一些海洋平流雾可能处于不饱和状态。

平均相对湿度小于100％的雾很可能是末被活化的雾，即它只含有“霾滴＂（当然，除非存在较大的降水粒子）。然而，当平均RH接近100％时，可能会变成目前雾中遇到的未活化的和已活化的雾团的混合物。

d.湍流混合的影响

人们普遍认为，湍流和辐射冷却的相互作用影响着辐射雾。然而，这些因素是如何相互作用的，以及哪个因素起主导作用，目前还没有明确的认识。Taylor (1917) 提出的关于平流雾的观点，被Rodhe (1962)应用于辐射雾，该观点认为在冷表面附近形成的辐射雾不是冷却直接作用的结果, 而是由不同温度下接近饱和的涡流在边界层混合的结果。Rodhe（1962）进一步提出，大气和雾滴的辐射冷却作用使雾在形成后变厚。第二种观点认为冷表面附近空气的辐射冷却本身可能就足以形成雾（Emmons and Montgomery,1947;Fleagle,1953）。第三种可能的观点是基于辐射雾的模拟（Brown and Roach,1976;Zdunkowski and Nielsen,1969）和观测（Roach,1976）等人的基础之上提出的,在辐射雾形成并通过雾滴辐射冷却作用而持续存在之前，“湍流几乎停止”是必要的。

一般认为，湍流强度的増加与风速的增加有关，导致辐射雾变薄或消散。显然，更强的湍流通过减少水分从而在冷的地面形成露水和从上层卷入更干的空气来使雾更干。

当风速很小（le;0．5m／s）以及雾滴被活化时，人们对湍流的作用产生了分歧。在目前的情况下，没有直接的证据表明湍流是否导致或阻碍了浓雾的形成。然而，在间接证据的基础上，必须得出这样的结论，湍流确实在雾的形成中发挥了作用，而 Taylor（1917）和 Rodhe（1962）关于雾的形成和增厚的观点在这里是最合适的。通过对比Brown、Roach（1976）和Roach（1976b）在不存在湍流的情况下形成的雾的模型预测与目前的实验结果，找到了证据。他们的模型预测，雾的形成需要几十分钟的时间，而最大的S值将达到百分之零点零几。另一方面，本实验表明雾形成较快，测得的S值要大一个数量级，这两种效应都可以归因于湍流。

湍流的影响应该包括在试图建立类似于这里所观察到的雾的模型中。有必要确定气溶胶粒子对相对湿度的响应，范围从RH为百分之九十几到S为百分之零点几。因此，建立CCN谱可能需要使用 Laktionovi（1972）型霾室和热梯度扩散室；在此相对湿度范围内的“霾滴”的尺度谱也必须是已知的。此外，该模型还应考虑湍流对雾滴谱增宽的影响。 Mason（1952,1960）提出层状云云滴谱拓宽机制，即云滴的生命周期取决于它们在云边缘蒸发时的涡流扩散速率，但是对本文的雾来说似乎并不重要。相反，雾滴谱增宽是由于雾中湍流引起的相对湿度增大导致的。

致谢

感谢The Fairfax County Park Authority允许使用Lake Fairfax Park作为测量地点。感谢Robert K. Stilling协助进行实地工作。

参考文献

Brown, R., and W. T. Roach, 1976: The physics of radiation fog: II. A numerical study. Quart. J. Roy. Meteor. Soc.,102, 335-354.

Emmons, G., and R. B. Montgomery, 1947: Note on the physics of fog formation. J. Meteor., 4, 206-209.

Fleagle, R. G., 1953: A theory on fog formation. J. Mar. Res.,12, 43-50.

Gerber, H. E., 1980: A saturation hygrometer for the measurement of relative humidity between 95% and 105%. J. Appl.Meteor., I9, 1196-1208.

Hudson, J. G., 1980: Relationship between fog condensation nuclei and fog microstructure. J. Atmos. Sci,37, 1854-1867.

Huschke, R. E., Ed., 1959: Glossary of Meteorology. Amer. Meteor. Soc., 638 pp.

Kraus, H., 1958: Untersuchungen fiber den nachlichen energietransport and energiehaushalt in der bodennahren luftschicht bei der bildung von strahlungsnebeln. Ber. Dtsch. Wetterdiensts, No. 48, 7, 65-73.

Laktionov, A. C., 1972: A constant temperature method of determining the concentration of cloud condensation nuclei. Ivz. Atmos. Ocean.Phys.,8, 672-677.

Mahrous, M. A., 1954: Drop sizes in sea mists. Quart. J. Roy.Meteor. Soc., 80, 99-101.

Mason, B. J., 1952: The production of rain and drizzle by coalescence in stratiform clouds. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 78, 377-386.

----，1960: The evolution of droplet spectra in stratus cloud.J. Meteor., 17, 459-462.

Meyer, M. B., J. E. Jiusto and G. G. Lala, 1980: Measurements of visual range and radiation-fog (haze) microphysics.J. Atmos. Sci., 37, 622-629.

Monteith, J. L., 1957: Dew. Quart. J. Roy. Meteor. Soc,83, 322-341.

Neiburger, M., and M. G. Wurtele, 1949: On the nature and size of particles in haze, fog, and

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