第5章 城市混合层高度的确定

第5章城市混合层高度模式

城市混合层是指靠近城市下垫面的一部分大气。在这一层大气中，通过城市下垫面热力和动力的湍流混合作用，对气象要素的演变和污染物质的迁移转化发生直接的影响。在空气质量模式中，都把混合层的顶部当成污染物质的反射面。也就是说，如果把混合层当成容纳污染物质的箱子的高度，混合层顶就是箱子的盖。因此，混合层结构及其发展的理论预测模式的研究，对于城市边界层气候和污染气象的研究具有重要意义。特别是对于了解一个城市地区的大气容量和自净能力也是十分重要的。

图5.1 城市边界层的分层示意图

在城市建筑物顶以下至地面这一层称为—城市覆盖层（Urban canopy layer,

简称UCL）。它受人类活动的影响最大。它与建筑物的密度、高度、几何形状、外表面涂料、颜色、街道宽度和朝向、路面铺砌材料、不透水面积、绿化面积、建筑材料、空气中污染物浓度以及人为热和人为水汽的排放量等关系甚大，属于小尺度气候。其中还可分为：建筑气候、街道峡谷气候（urban canyon, 由一条街道和两旁建筑物墙壁所组成）、住宅区气候、商业区气侯，工业区气候，等等。由建筑物顶向上到积云中部高度，这一层可称为城市边界层（urban boundary layer,简称UBL），它受城市周围局地环境、城市大气质量（污染为性质及其浓度）

、城市建筑物结构、布局、高度、下垫面热力、和动力影响，在这一层中湍流混合作用显著，与城市覆盖层间存在着物质、能量的交换，并受城市地形、四周环境及区域和局地气候（区域气候因子）的影响，属中尺度气候。在城市的下风方向还有一个“城市尾羽层”，也可称为“城市尾烟气层”（urban plume）。这一层中的气流、污染物、云、雾、降水和气温等都受城市下垫面及边界层的影响。在“城市尾羽层”之下为“乡村边界层”（rural boundary layer,简称RBL）。Oke(1980)曾根据大量资料[8]综合分析指出：在不同风速下，城市对下风方向的影响可达30km，最大时可达到100km以上。但在区域静风条件下，城市又有显著的热岛环流时，城区出现穹隆形尘盖（urban dome）。这时，城市尾羽层就不存在了，见图5.2所示。

图5.2 静风时城市大气尘盖示意图

城市大气边界层的上限高度因天气条件而异，白天与夜晚不同。在中纬度大城市，晴天常见的情况是白天可达到1000—1500m，而夜晚只有200—250m左右；静风时夜晚城市尘盖顶高度有时只有100—200m之间。

5.1 城市大气混合层发展的物理机制

在城市地区晴朗、小风的白天，太阳辐射能加热城市下垫面与人为热一起所

提供的能量，以感热通量形式驱动城市大气边界层中对流单体的发展，形成具有一定特色的边界层结构，并具有其独特的演变过程，这种受浮力支配的混合层称之为热边界层或对流边界层。

对流边界层可分为三层，即底部的近地面层，中部的混合层和上部的夹卷层。 近地面层的特点是存在着超绝热递减率、湿度随高度减小，大的风速切变，边界层通量特征遵循M-O 相似理论。

在混合层由于不稳定下垫面的浮力驱动作用，导致地面向上热通量制约着混合层的发展。整个混合层内的热力湍流十分活跃，产生强烈的混合作用，由于强烈的混合作用使位温、湿度、风速随高度变化很小，污染物质得到充分混合和扩散。由于城市与郊区热力状况存在着明显的差异，不同性质地表的加热作用使市区与郊区的混合层高度不同，在地表受热强烈的地区，如市中心或能耗大的工业区，混合层高度高，地表受热较弱的地区混合层高度低，如果有平流作用，这种差异将由市中心向下风向移动。下图为城市区域混合层的发展过程。

图5.3 城市混合层的发展过程

在夹卷层∆i z 内，位温是不连续的，跃变值为θ∆，在i z 高度下面，湍流热通量θ''w 假设随高度呈线性减小，并在边界层上部变为负值。在i z 以上，是稳定层结，

0>∂∂z θ，在在i z 以下为混合层，0≅∂∂z θ。 在没有大尺度系统平流作用时，城市地区大气边界层的形成机制主要受城市下垫面热力和动力影响。其发展机制可分为五个阶段[1]。

阶段I ：日出前，在城市下垫面热力、动力作用下，混合层很浅，一般为几十米到200米左右，当地面上近地层是一层由于夜间地面长波辐射冷却而形成的接地逆温层时混合层不存在。由于城市热岛效应，接地逆温在城市中心要比近郊和远郊弱的多，有时甚至不存在。日出后，太阳辐射加热地面，产生向上的感热通量输送，并开始形成热力对流使湍流运动增强，接地逆温层自下而上逐渐被侵

蚀破坏。但在边界层发展的初期，对流比较弱，对流和地面机械湍流影响高度较低，使上部的稳定层还未受到地面热力的影响。

阶段II：上午的过渡时期或自由对流时期。这时低层大气感热通量继续增大，对流逐渐占主导地位，充分的混合使对流泡迅速增长，并开始侵蚀到上部稳定层。这时对流边界层的增长速度最大可达每秒20厘米。由于充分的混合作用，使边界层内部位温、风速和湿度等要素的垂直分布趋于上下一致。同时由于上边界的卷夹更加明显，混合层高度得以迅速增加。午后时分，地面热通量达到最大时，混合层也将发展到最大高度。夏季可达到1-2公里，冬季由于地面热通量较弱，其混合层的发展较为缓慢和浅薄。

阶段III：其特点是上层逆温（或稳定层）底部的卷入过程。这时边界层的增长率相对阶段II要小得多。但边界层的界面上湍流活动仍然很活跃，产生净的向下的热通量。边界层发展过程中，上边界的夹卷发生在充分混合层与上部逆温层之间的过渡区，我们称为夹卷层。这是由于上部非湍流的、风速较大（动力剪切）和温度较高的空气进入的混合层，一方面使混合层升高，同时也产生了向下的感热通量和动量通量。这种夹卷通量与地面输入的能量一起，决定着混合层中温度、风速及其它湍流量的变化。

阶段IV：地面热通量减少，∂θ

∂

''

≤

w

t

0，夹卷过程停止，湍流消退。这时边

界层中的位温分布接近中性层结。

阶段V：日落之后，地面长波辐射冷却，地面热通量为负值∂θ

∂

''w

t

<0，接地

逆温开始发展。

对流边界层的发展显然与下垫面热力状况有关，由地面向上的湍流热通量直接控制着边界层的发展。在地面湍流热通量增长阶段，对流边界层高度增长迅速。当地面湍流热通量达到最大之后，其增长速度即减慢，直至不变。日落前1小时左右，整层湍流热通量变化为负值。

根据Deardorff(1972)[2]等人的研究，当大气稳定度参数

i

z/L<-5时，边界层便处于充分混合状态。其中L为Monin-Obukhov长度。对于一般的对流天气，这

一条件是较容易满足的，假定|L|大到40米，也只须

i

z在200米以上，因此，除近地面很薄的超绝热层外，对流边界层一天中总是处于较好的对流混合状态，在