（环境工程专业论文）大连湾海陆风的特征研究.pdf

大连理工大学硕士学位论文 摘要 近年来，空气污染问题已经引起了全世界的高度重视，随着大连市向国际化城市的 迈进以及人们生活水平的不断提高，空气质量的好坏已日益成为人们所关注的热点。大 连市做为典型的沿海城市，海陆风对其大气污染有着很大的影响。 本文对海陆风的特征研究主要是从宏观和具体两个方面来进行分析的。 在宏观特征方面，本文根据大连市气象站所处的地理位置和海陆风的定义，确定了 大连地区海陆风日的判定标准，然后对大连市气象站1 9 9 6 也0 0 1 年共6 年的地面观测资 料进行了统计和分析。结果表明：( 1 ) 海陆风日的出现次数在秋、冬两季较高； ( 2 ) 海风强度在春、冬两季较大；( 3 ) 初始海风时刻平均在1 1 时，风速为3 4 7 m s ，经过5 6 小时海风达到最大，此时风速为6 1 l m s ，到凌晨0 点左右海风开始向陆风转变，风速 为3 3 0 m s ；( 4 ) 全年初始海风风向以w n w 和n w 为主，而全年最大海风风向主要为 n 。 在具体特征方面，作者在大连湾北岸进行了为期1 2 天( 测量日期为2 0 0 6 年5 月7 日一1 8 日) 的低空探测实验，采用方法为基线测风法，测量时次为每日的2 时到2 3 时， 每隔3 小时测量一次( 部分日期0 2 时、0 5 时、2 3 时缺测) 。根据得到的资料，本文分 析了大连湾海陆风的具体特征。结果表明：( 1 ) 6 0 0 m 为海风时段风向的折转高度，4 5 0 m 为陆风时段风向的折转高度；( 2 ) 在海风时段，从地面到1 5 0 m 平均风速增长率很大， 1 5 0 m 以上风速增加缓慢；陆风时段，平均风速增加平稳；( 3 ) 4 0 0 m 以下存在比较稳 定的温度层结，不利于污染物的扩散；( 4 ) 大连湾地区的逆温主要以接地逆温为主， 逆温厚度平均在1 5 0 m 左右；( 5 ) 大连湾的大气混合能力下午比上午强，污染物稀释扩 散能力最好的时间在1 2 1 4 时。 关键词：海陆风；大连湾；统计分析；低空探测 大连湾海陆风的特征研究 t h es t u d yo nc h a r a c t e r i s t i c so fs e a - l a n db r e e z ei nd a l i a nb a y a b s t r a c t mr e c e n ty e a r s t h ep r o b l e mo fa i rp o l l u t i o nh a sb e e na t t a c h e di m p o r t a n c eb ya l it h e w o r l d , a n da i rq u a l i t yi sb e c o m i n gt h ef o c u so fp e o p l e sa t t e n t i o nw i t hd a l i a ns t r i v i n gf o r i n t e r n a t i o n a l i z a t i o na n dw i t ht h ei m p r o v e m e n to f p e o p l e sl i f e a sat y p i c a lc o a s t a lc i t y ，i t sa i r p o l l u t i o ni sa f f e c t e dg r e a t l yb ys e a - l a n db r e e z ei nd a l i a n m a c r o s e o p i c a la n dd e t a i l e dc h a r a c t e r i s t i c so fs e a - l a n db r e e z ea r ea n a l y s e di nt h i sp a p e r a st om a c r o s c o p i c a lc h a r a c t e r i s t i c s ，t h ec r i t e r i o no fs e a - l a n db r e e z ed a yi nd a l i a nh a s b e e ne s t a b l i s h e da c c o r d i n gt ot h eg e o g r a p h i c a lp o s i t i o no fd a l l a nw e a t h e rs t a t i o na n dt h e d e f i n i t i o no fs e a - l a n db r e e z e t h e nt h ed a t af r o m1 9 9 6t o2 0 0 1c o l l e c t e db yd a l i a nw e a t h e r s t a t i o ni sa n a l y z e d t h er e s u l t si n d i c a t e ：( 1 ) ma p p e a r a n c ef r e q u e n c yo fs e a - l a n db r e e z e d a yi sh i g h e ri na u t u m na n dw i n t e r ；( 2 ) 1 h es p e e do fs e ab r e e z ei ss t r o n g e ri ns p r i n ga n d w i n t e r ；( 3 ) 1 1 1 ea v e r a g ei n i t i a lt i m eo fs e ab r e e z ei s 砒a b o u t1 1o c l o c ka n di t ss p e e di s 3 4 7 m s 5 “h o u r sl a t e r , t h es p e e da c h i e v e sm a x i m u n lw i t h6 1l m s a tl a s t , s e ab r e e z et u r n s t ol a n db r e e z ea t0o c l o c kw i t h3 3 0 m s ；( 4 ) my e a r l yi n i t i a ld i r e c t i o no fs e ab r e e z ei s w n wa n dn w w h i l et h em a x i m u n ld i r e c t i o ni sn o r t h 劝ee x p e r i m e n to f l o wa l t i t u d ee x p l o r a t i o nw i t l lb a s e l i n ew i n d f m g i n gi nn o r t hc o a s to f d a l i a nb a yh a sb e e nc a r r i e do u ti no r d e rt os t u d yt h ed e t a i l e dc h a r a c t e r i s t i c so fs e a - l a n d b r e e z ef r o mm a y7t om a y1 8 2 0 0 6 t h et i m eo f o b s e r v a t i o ni s2 ：0 0 、5 ：0 0 、8 ：0 0 、1 1 ：0 0 、 1 4 ：0 0 、1 7 ：0 0 、2 0 ：0 0a n d2 3 ：0 0 ( 1 a c k2 ：0 0 、5 ：0 0a n d2 3 ：0 0i ns o m ed a y s ) d e t a i l e d c h a r a c t e r i s t i c si sa n a l y z e da c c o r d i n gt ow h a th a sb e e no b s e r v e d 肌1 er e s u l t si n d i c a t e ：( 1 ) 如1 e w i n dd i r e c t i o nt e n d st oc h a n g er e v e r s e l ya tah e i g h to f 6 0 0 mi n t h ep e r i o do f s e ab r e e z e ，w h i l e t h eh e i g h ti s4 5 0 mi np e r i o do fl a n db r e e z e ；( 2 ) w i n ds p e e di n c r e a s e sq u l c 蛆yw i t ht h eh e i g h t l e s st h a n1 5 0 mi nt h ep e r i o do fs e ab r e e z ew h i l ei ti n c r e a s e sp l a c i d l yi nt h ep e r i o do fl a n d b r e e z e ；( 3 ) t h e r ei sal a y e rw i t hc o m p a r a t i v e l ys t a b l et e m p e r a t u r eb e l o w4 0 0 m , w h i c h s u p p r e s s e st h ed i f f u s i o no fp o l l u t a n t s ；( 4 ) a c c o r d i n gt ot h eo b s e r v a t i o n , i n v e r s i o nm a i n l y a p p e a r si n t h er e g i o nc l o s et ot h eg r o u n d ，w i t hah e i g h ta b o u t1 5 0 mi na v e r a g ei nd a l i a nb a y ； ( 5 ) t h cd i f f u s i o n a la b i 5 t yo fa t m o s p h e r ei sh i p e ri nt h ea f t e r n o o nt h a nf o r e n o o n , a n d a c h i e v e si t sm a x i m u ma t1 2 1 4o c l o c kf o rt h ep o l l u t i o nd i f f u s i v i t y k e yw o r d s ：s e a - l a n db r e e z e ；d a l i a nb a y ；s t a t i s t i ca n a l y s i s ；o b s e r v a t i o n so f l o w - l e v e l i i 独创性说明 作者郑重声明：本硕士学位论文是我个人在导师指导下进行的研究工 作及取得研究成果。尽我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外， 论文中不包含其他人已经发表或撰写的研究成果，也不包含为获得大连理 工大学或者其他单位的学位或证书所使用过的材料。与我一同工作的同志 对本研究所做的贡献均已在论文中做了明确的说明并表示了谢意。 “，f 工“ 大连理工大学硕士研究生学位论文 大连理工大学学位论文版权使用授权书 本学位论文作者及指导教师完全了解“大连理工大学硕士、蹲士学位论文版权使用 规定”，同意大连理工大学保留并向国家有关部门或机构送交学位论文的复印件和电子 版，允许论文被查阅和借阅。本人授权大连理工大学可以将本学位论文的全部或部分内 容编入有关数援库进孳亍检索，也可采翊影印、缩印或扫插等复制手段保存和匹编学位论 文。 作者签名： 翩躲王位丝坠 ，i 旦年上月兰日 大连理工大学硕士学位论文 1 绪论 在人类漫长的历史进程中，人们与险恶的自然环境抗争了数万年，以期改善生存环 境；而现代人类不仅仅满足于生存环境，进而追求生活的质量。在具备了基本生存空间 后，转而用挑剔的眼光审视周围的环境，这其中也包括我们赖以生存的大气环境。而作 为大气科学与环境科学的交叉分支学科的污染气象学主要研究空气污染物在大气中的 输送、清除、转化过程，重点是空气污染物散布与气象因子的关系，预测污染物的浓度 分布及其对环境空气质量的影响。 影响大气污染物扩散的气象因素主要有风速、风向、大气湍流、大气层结、湿度、 降雨和太阳辐射等。大连市做为典型的沿海城市，海陆风对其大气污染物的扩散有着很 大的影响，由于大连特殊的地理位置和复杂的地表结构，使得大连地区的海陆风有着特 殊的规律。 1 1 影响污染物扩散的因素 近年来，虽然我国大气污染防治工作取得了很大的成效，但由于各种原因，我国大 气环境面临的形势仍然非常严峻。大气污染物排放总量居高不下，大气污染仍然十分严 重。：2 0 0 5 年环境状况公报【1 】中指出：监测空气质量的5 2 2 个城市中，空气质量达到 一级标准的城市2 2 个( 占4 2 ) 、二级标准的城市2 9 3 个( 占5 6 1 ) 、三级标准的 城市1 5 2 个( 占2 9 1 ) 、劣于三级标准的城市5 5 个( 占1 0 6 ) 。虽然较往年的城市 空气质量有所好转，但是仍有4 0 的城市大气环境质量超过国家规定的标准。酸雨区污 染日益突出，酸雨区由8 0 年代的西南局部地区发展到现在的西南、华南、华中和华东4 个大面积的酸雨区，酸雨覆盖面积已占国土面积的3 0 以上，我国已成为继欧洲、北美 之后的世界第三大重酸雨区。 因此，进行大气污染的防治工作依然是非常重要的。空气污染物的空间分布和随时 间的变化，主要决定于空气污染源的排放条件( 源类型、源强、排放方式和排放源高度) 和污染物在大气中扩散的气象条件( 平均风速、主要方向、大气湍流、大气层结和混合 层高度) 。若迸一步考虑空气污染物的清除和转化过程时，还应考虑污染物的化学组成、 浓度、物理、化学性质以及云、降水和太阳辐射等特征。 大气扩散的理论研究和试验研究表明，在不同的气象条件下，同一污染源排放所造 成的地面污染物浓度可相差几十倍乃至几百倍。这是由于大气对污染物的稀释扩散能力 随着气象条件的不同而发生巨大变化的缘故。 1 1 1 风对大气污染的影晌 大连湾海陆风的特征研究 风或者气流，包括风向、平均风速、湍流等类别。大气边界层中诸如湿度、热量和 污染物等各种量的输送，在水平方向上受平均风速支配，在垂直方向上受湍流支配。风 向与污染的关系主要表现在风对于污染物的水平输送作用上，高值污染浓度常出现在大 污染源的下风向。平均风速是造成快速水平输送或平流的主要原因。排入大气中的污染 物在风的作用下，会被输送到其它地区。风速的大小和大气稀释扩散能力的大小之间存 在着直接的对应关系。风速大，表示大气稀释扩散能力强，引起地面污染物浓度减少， 但强风能使上升烟云弯曲提早到达地面，引起地面污染物的浓度增加；同时，强风将使 烟云在建筑物背风侧下泻，会增加地面浓度。风速小，表示大气稀释扩散能力弱，引起 局地污染物浓度增加。但在微风条件下，热烟云抬升较高，从而使地面浓度减少。前一 种效应，有时又叫做风速的次生效应，显然，它对高架源的影响比对地面源更为重要。 湍流是迭加在平均风速上的扰动，可通俗地理解为阵风。大气中随时存在着各种不 同程度的湍流运动。湍流运动场中存在着不同于主流方向的、各种程度的不规则次生运 动，结果造成流体各部分的强烈混合。近地层大气湍流包含两种形式：机械( 动力) 湍流 和热力湍流。 ( 1 ) 机械的或动力的因素形成的机械( 动力) 湍流，它主要取决于风速的垂直切交 和地面的粗糙度。强风可以促使机械湍流增加，从而有利于污染物的扩散稀释。粗糙的 地表总是促进湍流的形成，因此，空气流过不平坦的地面会产生更多的机械湍流，增加 扩散速率。 ( 2 ) 热力因素形成的湍流，叫热力湍流，它主要决定于大气中温度梯度所确定的 大气稳定度。当污染物从污染源进入大气后，就在流场中造成了污染物质分布的不均匀， 形成浓度梯度。此时，它们除了随气流作整体的飘移外，同时由于湍流混合和交换作用， 造成污染物质从高浓度向低浓度区的输送，使它们逐渐被分散、稀释，这就是污染物的 湍流扩散过程【2 j 。 1 1 2 气温和大气的垂直稳定度对大气污染的影响 气温的垂直分布决定了大气层结的垂直稳定度，直接影响湍流活动的强弱，与空气 污染有密切的联系，支配着空气污染物的散布。 近地面的气温垂直分布有3 种情况例： ( 1 ) 气温随高度递减，这种情况一般出现在晴朗的白天风不太大时。少云的白天 由于太阳强烈照射地面增热，近地面的空气因此也增热得很快，热量不断地通过湍流等 输送过程从低层向高层传热，地层比高层增热快，于是就形成了气温的下高上低状况； 大连理工大学硕士学位论文 ( 2 ) 气温随高度递增( 气温出现上高下低的逆温现象) ，这种现象一般出现在少 云、无风的夜间。夜间太阳辐射等于零，地面无热量收入，但地面长波辐射却存在，因 为少云大气逆辐射( 返回地面的辐射) 很少，因此有效辐射( 从地面射出的辐射) 很大， 地面大量失去热量而不断冷却，近地面的这层空气也将随之冷却，整个气层下面比上面 冷却得快，就形成了气温下低上高的现象； ( 3 ) 气温随高度基本不变，这种情况常出现于多云天或阴天。白天，由于云层反 射到达地面的太阳辐射大为减少，故地面增热得不厉害。夜间，由于云层的存在大大加 强了大气的逆辐射，使有效辐射减弱，地面冷却得不厉害，因此当有云存在时气温随高 度的变化不明显。 气温随高度增加的大气现象称为逆温，按形成的条件不同，逆温可分为5 种网： ( 1 ) 辐射逆温，在晴朗无云( 或少云) 的夜晚，当风比较小时，地面因强烈的有 效辐射而很快冷却，近地层气温也随之下降而形成逆温； ( 2 ) 平流逆温，由于暖空气平流到冷地表面上形成的逆温； ( 3 ) 下沉逆温，由于空气下沉压缩增温形成的逆温； ( 4 ) 湍流逆温，低层空气湍流混合形成的逆温； ( 5 ) 锋面逆温，在锋面上冷暖温度相差较大而出现的逆温。 逆温时的大气状况十分稳定，处于逆温层的气态污染物、气溶胶粒子( 烟、尘、雾) 等不易扩散，将会大量聚积使能见度变坏，空气质量恶变，严重时可能形成污染事件。 大气稳定度是指大气层稳定的程度，通常是指大气种某一高度上的一团空气在垂直 方向上相对稳定的程度。当这团空气受到扰动时，就会产生向上或向下运动。如果它自 起点移动一小段的距离后，又有返回它原来位置的趋势，则此时的大气时稳定的；如果 它自起点一直向上或向下运动，则为不稳定；介于上述两种情况之间常称为中性状态。 大气稳定度决定于气温的垂直分布。 判断大气稳定度有很多种方法，在实际应用中，通常难以获取气温的垂直分布资料， 尤其是在大气污染扩散中，因此发展了几种利用地面常规观测资料进行稳定度分类的方 法，常用的有 3 1 ： ( 1 ) 帕斯圭尔稳定度分析法 p a s q u i l l 于1 9 6 1 年根据常规气象观测资料中的风速、辐射和云量将大气稳定度分为 a ，b ，c ，d ，e ，f 6 级。分别表示极不稳定，不稳定，弱不稳定，中性，弱稳定，稳 定。这种分类方法表明，风速越大或者云量越多时，不论百天或夜晚，温度垂直变化越 小，稳定度越接近中性。风速小或晴天时，白天气温自地面下上迅速下降，大气层结趋 3 一 大连湾海陆风的特征研究 向不稳定；夜间气温有向上递增的可能，气层趋于稳定；早上或傍晚接近中性。这种方 法也时在本文中需要用到的方法。 ( 2 ) 特纳尔分级法 t u m e r 于1 9 6 4 年提出的稳定度分级法时先根据太阳高度角于云量和云高确定净辐射 指数，再由净辐射指数和风划分稳定度等级。将大气稳定度分为a 、b 、c 、d 、e 、f 和 g 级，g 级表示很不稳定，其它符号与帕斯圭尔分级相同。 ( 3 ) 其它分级法 除了上述两种方法外，常用的还有斯莱德( s l a d e ) 分级法，田纳西( t e n n e s s e e ) 分级法，森佩西( s e n p a s s e y ) 分级法等，这里就不再一一叙述。 1 1 3 湿度对大气污染的影响 有研究表明，当空气中湿度增加时，硫化物、烟尘等污染物的浓度就会升高，灰尘 等颗粒物作为水汽的凝结核在凝结后沉淀于大气低层，致使灰尘浓度升高，并在足够的 湿度和降温条件下形成雾而加剧对大气的污染。 1 1 4 降雨对大气污染的影响 在重力作用下，大气中一些颗粒物会沉降到地面。大气降水能冲洗大气中的污染物。 雨雪在降落过程中通过碰撞而捕获大气中的颗粒物，捕获量与雨滴大小、颗粒物大小和 密度有关。雪花比雨滴体积大，降落慢，同样的降水量，雪的冲刷能力比雨大。气态污 染物是通过分子扩散被雨雪溶解的，气体的分子扩散系数越大，溶解度越大，清洗作用 也就越大。因此降水的冲刷作用能使大气中的污染物浓度显著减低。 1 1 5 大气边界层对大气污染的影响 对流层是指从地面向上一直可以延伸到平均高度为1 l k m 的大气层，但通常是只有最 接近地面的几公里才直接受地表下垫面的影响。我们把边界层定义为直接受地面影响的 那部分对流层，它响应地面作用的时间尺度为1 小时或更短。这些作用包括摩擦阻力。 蒸发和蒸腾、热量输送、污染物排放，以及影响气流变化的地形等。边界层厚度是完全 随时间和空间变化的，变化幅度从几百米到几千米。按动力学特征，常把大气边界层分 为3 层【3 】： ( 1 ) 贴地层，是最贴近地面的一层，厚度在l m 以内。在这层中，分子粘性应力还 占有重要地位，同时还要考虑湍流应力。地表的细致结构直接影响该层的空气运动； ( 2 ) 近地层，大气污染通常在该层发生。该层高度可达5 0 1 0 0 m 这一层直接受下 垫面的影响，因此气象要素有明显的日变化。这一层里湍流应力远超过分子粘性应力， 大连理工大学硕士学位论文 科氏力与气压梯度可以忽略不计，大气结构主要依赖于垂直方向的湍流输送，而动量、 热量、和水汽的湍流垂直输送通量随高度变化很小，故又通称常通量层； ( 3 ) 上部摩擦层，从近地面层到大气边界层顶。在这一层里，科氏力、气压梯度 力与湍流应力达到同样量级。 在大气边界层内，风、温度的垂直分布，特别氏风的垂直切变、逆温层的厚度和强 度、边界层或混合层厚度的演变特征等对大气污染物的输送和扩散起着主导作用，氏空 气污染预报的关键问题之一。 1 1 6 辐射和云对大气污染的影响 太阳辐射是地面和大气的最主要的能量来源，整个大气层只吸收少量的太阳辐射，而 大部分被输送到地面。正是地面响应太阳辐射变暖和变冷，迫使边界层通过输送过程面 变化，地面及大气的热状况温度的分布和变化，制约着大气的运动状态，影响云与降水 的形成，对大气污染起到一定作用。 云对太阳辐射有反射作用，它的存在会减少到达地面的太阳直接辐射，同时云层又 加强了大气的逆辐射，减少地面的有效辐射，因此云层的存在可以减小气温随高度的变 化，增加大气的稳定度，从而减弱大气污染物的扩散，使污染加剧；云量还与降水有关， 而降水冲刷和云内吸附能使大气中污染物减少；云底既可作为限制污染物稀释扩散的屏 障，又可作为向上扩散的通道，它视大气稳定情况而定【2 】。 1 1 7 天气形势与大气污染 影响地面污染浓度变化的上述各个气象参数既不是相互独立而存在，又不是各自单 独起作用。为了综合判断各个气象参数对污染浓度的共同影响，就必须考虑到天气系统 和环流形势与污染的关系。当地面处于强高压控制下时，在垂直方向上反气旋中心的空 气大范围下沉，形成下沉逆温层，阻止下层污染物向上扩散而形成数百米厚的污染层。 如果反气旋移动缓慢，长期停留在某地区，则称为准静止反气旋，这类反气旋的结构特 征是地面为高气压，高空有暖温度相伴，可使污染程度加剧，再加上不利的地形条件f 如 处于山谷中) ，往往会形成严重的大气污染事件。如我国北京市冬季在两次冷空气活动 的间歇期间，如处于蒙古地区变性冷空气造成稳定高压，就容易使该地区出现高浓度的 s o2 。反之，如果反气旋移动较快，停留时间短，则造成的污染程度就较轻。据日本的研 究，在移动性高压区域内，其前沿烟尘浓度最低，越靠近中心，浓度愈高。高压中心后 方为宽广的高浓度区，高压的范围愈大，移动愈慢，高浓度持续时间就愈长。污染高浓 度的出现并非局限于反气旋区域，如北京市冬季在弱高压边缘和地形槽类天气的形势 下，产生高浓度的s o ，可能性就很大。弱高压边缘的一次例外是由于受降水的影响，但 大连湾海陆风的特征研究 污染水平仍达0 1 8 ，冷锋和回流天气则利于s o ：的扩散；回流天气一次例外是由于午后 浓雾影响所致。当地面受低气压控制时，由于有上升运动，云天较多，而且通常风速较 大，大气为中性或不稳定状态，有利于污染物向上扩散稀释【2 】。 1 1 8 下垫面条件对大气污染的影响 地形和下垫面的非均匀性，对气流运动和气象条件产生动力和热力的影响，尤其时 当下垫面不均匀时加剧湍流运动，如山谷风、过山气流( 迎坡风抬升、下坡风下沉) 、 烟囱或建筑物的下沉和尾流混合、海陆风、城市热岛等在特殊下垫面形成的现象，均会 改变污染物的扩散条件。 1 1 9 大气中污染物的沉降及其作用 污染物的干、湿沉降和光化学反应等物理、化学甚至生化作用过程对大气污染状况 的影响很大，这些过程非常复杂，只有充分理解大气污染发生的机理，才能找到处理大 气污染的正确途径，达到保护大气环境的目的。 总之，大气污染现象极其复杂，从发生到迁移扩散，经历了多种变化，各种变化相互 影响、错综复杂。污染物在大气中的散布受气象条件的支配，当气象条件发生变化时， 大气的稀释扩散能力可使其在几小时内改变十倍以上。因此，利用气象条件制约污染源 活动成为防治大气污染的一条现实和有效的途径。 1 2 海陆风 1 9 3 0 年1 2 月，在比利时马斯河谷发生了大规模的烟雾事件，仅仅一周就死亡6 0 多人，许多家畜也未能幸免于难，纷纷死去；1 9 4 3 年发生在美国太平洋东岸洛杉矾的化 学烟雾，导致许多市民喉头发炎眼刺痛；1 9 4 8 年1 0 月发生在美国的宾夕法尼亚州诺拉 镇附近河谷中的烟雾事件，使5 9 1 1 人发病，1 7 人死亡；1 9 5 2 年1 2 月发生在英国泰晤 士河谷的伦敦烟雾事件，在短短的四天中就有4 0 0 0 多人命归黄泉；1 9 5 3 1 9 6 6 年发生在 美国大西洋西岸纽约的毒雾事件；1 9 5 5 n 1 9 7 2 年发生在日本伊势湾的四日市硫酸雾事 件； 这些众所周知的污染公害多发生在海岸线或者在离海岸线不远的沿海、河谷低洼地 区。主要是因为在这些地区产生了逆温，而逆温层抑制烟雾的升腾，使大气中烟尘积存 不散，在逆转层下积蓄起来，无法对流交换，造成大气污染现象。 我国沿海地区的空气污染，在一些城镇也是相当严重的，并已严重地影响着农业生 产和人民的身体健康。沿海及与沿海相连河谷污染事件的发生，其主要原因是这里存在 着海陆风这个特殊的气象要素场，而这种气象要素场与海上有较稳定的副热带高压的存 一6 一 大连理工大学硕士学位论文 在有关 4 1 。正是这种大尺度系统和中尺度系统共同制约着空气中的污染物，如各种酸、 碱、盐、胺、苯、酚类等有毒物质不能很快地稀释，而浮游在空气中或溶于水中，从而 不仅使人受害，同时也使其他生物受害。因此关于海岸附近的污染问题，已引起许多学 者从气象要素场去研究和控制。 1 2 1 风的简介 空气的运动产生气流。气流速度是一个三维空间矢量，一般我们把它考虑为二维空 间( x y 平面) 矢量，由风速和风向来决定它的模值和方向。 ( 1 ) 风速指单位时间内空气的水平位移，常以米，秒、公里小时、海里1 4 , 时表示。 最大风速是指在某个时段内出现的最大十分钟平均风速值。极大风速( 阵风) 是指某个 时段内出现的最大瞬时风速值。瞬时风速是指三秒钟的平均风速。风的平均量是指在 规定时间段的平均值，有三秒钟、一分钟、二分钟和十分钟的平均值。 在靠近地面平面的上空，风速由于受地表的影响与空中有很大的不同，所以地面观 测以宽广而平坦的地面，离地l o m 的观测值作为标准值。当风速低于0 2 m s 时称为静风。 风级也是一种表达风力的常用单位。风级的划分标准如表1 1 s l ： 表1 1 风级的划分 t a b 1 1p a r t i t i o no f w i n ds e r i e s 1 ) l m i l e = 1 6 0 9 k m 大连湾海陆风的特征研究 ( 2 ) 风向是指风吹来的方向，所以风向标箭头指的方向就是当时的风向。一般用 1 6 个方位或3 6 0 。表示。以3 6 0 。表示时，由北起按顺时针方向度量。下表为风向符号与度 数对照表。 表1 2 风向符号与度数对照表 t a b 1 2t h ec o m p a r i s o nt a b l ei ns y m b o la n dd e g r e eo f w i n dd i r e c t i o n 1 2 2 海陆风概述 海陆风是海陆交界处的一种中尺度天气系统，它是由下垫面加热不均匀而产生的大 气次级环流，是沿海地区特有的天气系统，对局地天气和气候有重要影响，是重要的气 候资源。 海陆风因仅受一天的热力差异影响，能量微弱，风力不大，范围也小，一般仅深入 陆地2 0 5 0 公里，在静稳天气最为显著，有海风时对抑制中午暑热，调节气候有很好 的作用。 ( 1 ) 海陆风环流形成的物理机制 由于海洋、陆地热力性质的差异，在白天太阳的辐射是使陆地温度升高而海面保持 相对稳定，陆地上空的空气加热比水面上的要快，在水平方向上产生海陆温差，最大温 大连理工大学硕士学位论文 差可达到i o o c 左右。陆地温度升高，低层大气因加热处于不稳定状态，气流上升，在 空中向海洋方向伸展。在这种情况下，由于静压作用，较凉海面上的垂直气压梯度大于 较暖陆地上的垂直气压梯度，即在一定高度处，陆地上的气压大于海面上的气压，形成 一个由陆地指向海洋方向上的弱的气压梯度力。在气压梯度力的作用下，产生一个从陆 地上空流向海洋的气流，气流经过一段距离后，在海洋上空辐合下沉，结果导致海面大 气压力升高，产生一个由海洋指向陆地方向的气压梯度力，气流从海上吹向陆地，即所 谓的海风，这种自地面到上空构成的环流称为海风环流，机理如图1 1c a ) 。陆风环流 的形成机制与此相反。在夜间，地表的长波辐射冷却使陆地的温度低于海面，使近地面 层气流从陆地吹向海洋，结果形成中尺度陆风环流，如图1 1 ( b ) 。 图1 1 ( a ) 海风环流形成示意图 f i g 1 1 c a ) s k e t c hm a po f s e ab r e e z ec i r c u m f l u e n c e 图1 1 ( b ) 陆风环流形成示意图 f 培1 1 s k e 耙hm a po f l a n db r e e z ec i r c u m f l u e n c e 大连湾海陆风的特征研究 ( 2 ) 海陆风环流对局部地区的影响 海陆风环流的发生发展影响温度场、湿度场和风场的分布，引起低层大气层结状况 的变化，与沿海地区的空气污染及积云对流系统有密切的关系，对海岸带气候有重要影 响，是决定局地天气气候特点的重要因素。 在夜间，内陆产生的大气污染物被陆风环流带到海上，由于大气层结是很稳定的， 污染物质能停留在低层的大气中，无法向高空扩展，使海岸附近污染加重，能见度变差。 在白天，发展起来的海风环流又会把污染物从海上带回内陆，反过来加重内陆地区的大 气污染。另外，白天有海风环流形成时，层结稳定的海风气流在向内陆移动的过程中， 由于地面加热使下层大气变为不稳定或近中性层结，出现热内边界层。它的厚度自岸边 起向上倾斜且随时间变化。在热内边界层以内湍流交换强烈，而热内边界层以上往往被 逆温层控制，湍流交换很弱，这就使得近地层的大气污染物无法向上层扩散，从而在沿 海附近地区造成所谓的熏烟型污染。当然，海陆风环流对大气污染并不止是产生负面的 影响。当海风环流发展时，大气上空的不稳定层结会加厚，从而有利于低层大气污染物 向高空扩散，减轻低层大气污染。同时，海风环流在向内陆伸展时，清新的海风不断向 内陆推进，会把沿海地区产生的大气污染物带走，减轻沿海一带的大气污染，使能见度 好转。 海陆风环流对当地的天气也会产生重要的影响。海风环流生成后，随着海风峰面逐 渐向内地移动，其辐合上升带的位置也会向内地移动。午后，海风环流发展到最强盛时， 大气层结不稳定性增强，极易在辐合上升带附近生成对流云，甚至产生阵雨或雷暴天气。 一般情况下，海风环流向内陆推进时造成的对流辐合带并不会引起强烈的天气现象，但 当大气层结不稳定具备了强对流天气发展的条件时，在辐合带上常能激发出中小尺度天 气系统，触发不稳定能量的释放，导致强对流天气的发生。在海风环流发展时凉爽的海 风吹向陆地，使近海岸地带的气温下降、空气湿度增大，气温日较差减小，具有“天然 空调”的作用，是沿海地区重要的气候资源。 ( 3 ) 海陆风环流的影响因素 国内外研究指出，由海陆温差日变化引起的海陆风，受多种因素的影响，诸如科氏 力、摩擦、涡流扩散率的垂直分布、大气稳定度、地转风、水面蒸发率、湍流扩散过程、 地形以及辐射、凝结潜热释放等。我国的海陆风，不论风向的变化，还是风速的变化， 都是千差万别的。在诸多因子中，较重要的是季风、大气环流、天气尺度系统( 大尺度 因子) 和当地的地理位置和地形( 地理因子) 的影响。 海陆风在海岸带普遍存在，但是由于盛行的天气系统以及所处纬度、海岸线形状和 走向、地貌不相同，其频率、强度、持续时间、伸展范围差别很大，且同一地区的海陆 大连理工大学硕士学位论文 风环流也存在明显的季节差异。海陆风在热带地区比在中高纬度地区出现的频率更高， 且更有规律。纬度高，受西风带天气系统影响较大，对海陆风的生成不利；纬度低，受 西风带天气系统影响较小，有利于海陆风的生成。 海陆风是由海陆温差所引起的，而海陆温差几乎是天天都存在，但在大尺度天气系 统较强时，海陆风常被淹没在梯度风中，较难发现海陆风的出现。向岸的梯度风会妨碍 海陆表面水平温度梯度的加大，影响水平气压梯度，减小海风发展的机会；离岸的梯度 风把热量向海上推移，造成海风发展迟，而且浅薄，深入内地不远，最大风速小，退出 陆地早。海岸线附近的山地，对海风有激发和促进的作用，但如果山地太高，其阻挡作 用影响海陆风向内陆的深入。海岸线的复杂形状可以引起多支海风气流的辐合、辐散， 使水平风场合峰面处的上升速度分布不均匀。在一年中，各个季节海陆温差不一样，海 陆风出现和发展情况也不一样。 ( 4 ) 海陆风研究的目的 海陆风不仅对大范围的空气运动有着较长的作用，影响着沿海地区的天气变化和大 气污染，而且由于海风的侵入，使局部陆面空气湿润，尤其在盛夏季节，海风使沿海地 区的风力增大，使沿海地区的气温下降，从而沿海地区气候宜人，这是许多避暑胜地处 于沿海一带的重要原因。 海陆风使沿海地区的风能增加了使用的可靠性。在海上，风能是我国及世界上最早 使用的航行动力，沿海渔民在早上利用离岸风( 即陆风) 撑船出海捕鱼，晚上利用向岸 风( 即海风) 张帆归来，就是对海陆风的应用。在陆地上，利用风力提水灌溉和晒盐， 也有着悠久的历史。利用风能进化污水，既可以防止海岸地区的水污染，又可以发展水 产养殖和农田灌溉，增加淡水资源，这对于沿海地区农业和渔业的综合发展，提供了有 利的条件。海陆风及其对本地气候的影响是重要的气候资源，对其分析和研究有利于气 候资源的合理开发和利用，充分利用海陆风等自然资源，能在灌溉、改碱、净化污水等 方面为人民造福。 海陆风对军事也有着特殊的作用。在一日交替变化着的风向和时大时小的风速，对 海面或者沿海陆地作战都是很重要的。例如，军舰在海上顺风而行可以加速，而军舰上 的飞机起飞却要逆风而上。在作战中，一旦风向和风速把握不好，情报比及时，都可能 贻误战机，造成失败。 海陆风中尺度系统，是大气运动的物理机制之一，它与大气中各种尺度联系在一起， 构成了大气的复杂运动。弄清中尺度环流，将大尺度和小尺度联系起来，这在灾害性天 气的短时预报和局部地区的天气预报，都是很重要的。 1 2 3 国内外海陆风的研究状况 大连湾海陆风的特征研究 ( 1 ) 国外研究状况 上世纪初人们对于海陆风现象就有了一定的了解。对海陆风现象的研究通常分为现 场观测研究和理论研究。 观测研究 1 9 世纪末期，人们很少使用测量仪器对海陆风进行测量。2 0 世纪2 0 年代，人们使 用气球进行了高空风观测，只是由于当时技术上的限制，高空观测仅限于低层，难于评 价海风和陆风气层的厚度。在随后的陆上观测研究中表明，尽管海陆风的高度随季节、 纬度不同而有差异，但海风高度一般为1 0 0 1 0 0 0 米，陆风高度为1 0 0 - 5 0 0 米。海风深入 内陆的距离一般为2 0 5 0 公里，最大距离达1 0 0 公里。热带地区的海陆风尺度和风速一 般都比中纬度地区的大。f i s h e r ( 1 9 6 0 ) 6 】首先使用船舶和飞机对包括海洋和陆地的海陆风 系进行三度空间的观测。日本的神户海洋气象台从1 9 5 3 年起也先后在濑户内海沿岸地 区进行了几次海陆风立体观测。随着探测技术的发展，观测方法也有明显突破。k o z o t l ( 1 9 8 2 ) t n 利用北极冰动力学联合试验的机会对北纬7 0 度的波弗特海沿岸的海陆风进 行了观测。观测手段除采用常规观测仪器外，还是用卫星跟踪浮标，轻便式声雷达等先 进设备。通过观测认为海风的一般特征是由于中尺度和大尺度气压梯度加上非线性自身 平流对温度场和扰动速度的影响造成的。现在观测手段极为丰富，航空器、遥感探测手 段如多普勒雷达都已应用到海陆风的观测，已经能够完整而清晰的捕捉到海陆风的三维 结构特征。如l 渤鹏( 1 9 9 0 ) 唧基于航空飞机进行海陆风锋生的观测研究，b a n t a ( 1 9 9 3 ) t 9 弄4 k i n g s m i l l ( 1 9 9 5 ) 1 0 】分别采用脉冲式多普勒雷达和双多普勒雷达进行探测。 理论研究 在观测研究达到一定的程度时，理论研究也开始不断深入。国外在上世纪3 0 5 0 年 代初对海陆风现象作过大量理论分析，最初以断面观测和v b j e r k n e s 的环流理论为依据， 发现海陆风为穿越海岸的垂直平面的直接环流。1 9 2 2 年j e f f e y s 1 1 】把海陆风看成是海陆 温差引起的气压梯度力同摩擦力相平衡而产生的摩擦风，从而奠定了海陆风定量理论研 究的基础。五十年代以前对观测资料作分析讨论主要是从海陆温差入手，研究海陆风环 流形成的压力场合运动场，这期间，h a u r w i t z ( 1 9 4 7 ) t 1 2 1 ，p i e r s o n ( 1 9 5 0 ) t 1 3 1 ，d e f a n t f ( 1 9 5 1 ) r 1 4 】 等人用线性模式对海陆风进行了研究。但线性理论的研究存在许多缺点。主要缺点就是 为了获得方程的分析解，在求解过程中作了某些制约性的假设。例如规定周期性的温度 场与海岸线垂直，这就限制了海陆风现象的水平尺度。另外，海风和陆风的非对称性问 题在线性理论中也没有得到充分研究。从5 0 年代中期开始采用数值模拟的非线性模式 的方法使模式有一个突破性的进展。5 0 年代后期，p e a r e e ( 1 9 5 5 ) t ”】首次采用非线性方程 计算海陆风环流的变化，他在模式中采用给定温度分布、地面热通量通过对流向上分配 大连理工大学硕士学位论文 的方法，模拟出的海陆风环流与实际较为一致，并认为要模拟海风锋必须考虑非线性项。 五十年代以后，计算机的出现标志着运动方程中的非线性项可用数值方法解决，数值模 拟成为研究海陆风的主要方法，使研究进程大大加快。e s t o q u e ( 1 9 6 1 ) t l q 首次利用二维海 陆风模式对海风模拟，模拟了天气尺度风一起垂直切变、k 2 的垂直变化、凝结核海岸线 的变化对海风的作用，模拟的结果反映了海风锋面的特点，研究指出热量迁移不直接决 定于已存在的温度和速度场，海风的强度、日变化和尺度主要受地面对大气提供的热量 控制，也受盛行的大尺度的天气条件的影响，其研究成果为后来海陆风环流的数值研究 奠定了基础。但在r o b e r t a p e a r s o n ( 1 9 7 3 ) t l r l 之前的模式并没有研究海风锋速度的变化， 他建立了一个二维模式对海风锋进行数值模拟，结果显示：在向空气中输入的热量通量 保持不变的情况下，海风锋的移动速度不依赖于初始的垂直位温廓线给出，在没有摩擦 的情况下，初始速度将保持不变，直到经过一个半摆日( 付科摆旋转一周的时间) 振幅 衰减和停止，并给出了锋面速度与提供给空气热量变化关系的经验公式。但是这个模式 是忽略平行于海岸方向的变化，假设陆面是完全平坦的，不考虑沿岸山脉地形的影响， 不能用来处理海湾和半岛的海陆风。f i s h e r ( 1 9 6 1 ) t l s 】根据在r h o d e 岛得到的观测资料， 描述了海陆风的动力原理并建立了一个海陆风的数值方程，成功的模拟了海风的发展和 减弱阶段的细节特性。包括向内陆伸展的气流深度、速度，高空回流的高度、位置以及 达到最大风速的时间都和观测非常一致。模式还模拟出由于科氏力而引起的旋转效应。 为了考虑海岸的弯曲效应，m c p h e r s o n ( 1 9 7 0 ) n 9 j 将e s t o q u e 的二位模式扩展应用到三维海 陆风模拟的领域并分析了地形对海陆风环流的影响。研究表明；沿海岸山地的作用会使 海风的辐合带向内陆偏移，而且使垂直运动加强。事实上，随着对海陆风环流的深入研 究，人们开始探讨使用简化的非线性甚至线性的数值模式。在1 9 7 1 年以前，因为计算 机资源的限制，除了m c p h e r s o n 用三维模式模拟海陆风以外，其他人都是使用二维模式。 但是世界上的海岸线大部分都是不规则的，因此，忽略沿着海岸线方向上的变化在实际 应用中受到很大的限制。为了揭示海陆风的三维结构特诊，建立一个把真实海岸线和地 形考虑进去的三维海陆风数值