一次弱冷空氣對渤海海霧影響的數值模擬研究

王銳，劉彬賢

（天津市氣象局天津海洋中心氣象臺，天津300074）

1 引言

海霧發生于海上及沿海地區的低層大氣中，是由水汽凝結導致海上水平能見度低于1 km的天氣現象[1-3]。黃渤海是中國近海發生海霧最頻繁的海域之一，海霧直接威脅到海上作業的安全。海霧以平流冷卻霧最為常見，是指暖濕空氣移動至冷海面凝結成霧[4]。大氣的環流形勢與邊界層內溫濕結構對海霧的生消有重要作用[5-6]。海霧在冷空氣活動頻繁的春冬季頻發，上游的冷空氣補充到海面上空，亦能促進暖濕空氣冷卻凝結成霧[3]。受北部長白山脈阻擋，渤海海面率先受到回流弱冷空氣的影響，利于海上大氣邊界層低層形成適宜的海氣溫差，促進海霧的形成與發展[7]。

由于海霧發生的廣闊海域中缺少觀測信息，并且形成條件十分復雜，單純利用觀測手段和統計方法不能實現對海霧的準確預報，為了將這些復雜的因素引入到海霧的研究中，數值模擬逐漸成為海霧研究和預報的主要手段[8-9]。本文基于天氣預報模式（Weather Research and Forecasting model，WRF）和cycling-3DVar同化方案[10-11]，對2020年3月一次受冷空氣影響的海霧個例進行研究。此次海霧過程的特點在于，海霧發生前沒有足夠的濕度條件，海平面氣壓穩定，上游高空槽東移引導冷空氣侵入低層，冷空氣前沿受渤海北部陸地山脈阻擋，低層冷空氣沿山脈南下，使渤海海面受弱偏北氣流控制。弱冷空氣使得邊界層內的溫度降低，高層溫度偏高，有利于形成逆溫結構，同時冷空氣促進水汽冷卻凝結。當海霧發生時，低層開始有西南向氣流輸送水汽，配合低層的降溫過程，符合平流冷卻霧的生成機制[12]。此次海霧發生前，影響渤海低層的弱冷空氣是導致成霧的重要因素，本工作為冷空氣發生前的海霧預報研究提供參考。

2 天氣背景分析

2020年3月7—8日在黃渤海發生了一次大范圍海霧過程，夜間海霧的演變是根據Wang等[13]提出的反演方法，利用HMW-8紅外通道數據反演得到。8日08時（北京時，下同），衛星俯拍到渤海和黃海大部分海區被海霧和高云的結合云體覆蓋，云體西側邊界清晰，與海岸線走向吻合，云體形態考慮為海霧；隨后南部及北部霧區逐漸消散，主體呈東北西南向帶狀分布；夜間霧區大面積消散，零散分布于山東半島附近，21時海上霧區基本消散（見圖1a）。

圖1 海霧霧區與水平能見度觀測

為證實高云覆蓋之下低層有海霧生成，利用地面及海上自動站水平能見度觀測數據（見圖1b），能見度在5 km以下（輕霧和霧）的范圍與可見光云圖的云體分布吻合。渤海灣云體較厚，渤海A平臺及塘沽站全天能見度均在2 km以下，個別時段小于1 km（見圖1c），達到了海霧標準；午后霧區向黃海北部擴散，大連與丹東站能見度迅速降至10 km以下，達到輕霧級別。結合衛星和地面能見度觀測資料，此次海霧過程覆蓋渤海及黃海北部海域，與陸地霧相連呈東北西南走向，海霧在渤海灣濃度較大，霧區自西向東發展擴散。

從天氣形勢上看（圖略），500 hPa高空槽移至貝加爾湖附近，上游偏西氣流引導冷空氣東移，山東半島有高空淺槽；700 hPa在渤海上空出現冷舌，環流形勢穩定，受上游偏北氣流影響，為該層補充弱冷空氣；850 hPa渤海上空受反氣旋式環流控制，利于低層水汽輻合，在冷舌配合下，渤?！綎|半島的溫度露點差＜3℃，水汽凝結顯著，上游溫度梯度密集，海上降溫過程將持續，降溫增濕過程得到穩定維持，利于海霧發展。

地面形勢場中，7日08時地面高壓位于渤海西北部，渤海海面位于東西兩高壓之間的低壓帶，水汽從黃海向北輸送，同時受冷空氣回流影響，渤海北部風向轉為東北風，低層溫度降低；20時海面風力較弱，南部以偏南氣流為主輸送水汽；8日08時受黃海北部高壓控制，海面溫度降低，利于逆溫結構的形成[14]，東北氣流與偏南氣流沿高壓邊緣在山東半島南側匯合，利于水汽凝結，導致海霧在該海域穩定維持。

3 溫濕特征分析

3.1 降溫增濕

3月氣溫逐漸回暖，但海表面溫度依然低于氣溫，海溫整體呈由南向北梯度遞減。當暖空氣遇到冷海面，會利于水汽的冷卻凝結。宋亞娟[15]對北太平洋海霧發生頻率的氣候學特征研究表明，黃海海表溫度與大氣溫度的差值在-2～1℃是成霧的海氣溫差適宜條件，溫度差值太大，水汽不易達到飽和凝結成霧。

7日08時是此次海霧過程的初始階段（見圖2a），海面開始受回流冷空氣影響，渤海海域海氣溫差在-5℃以上，過低的溫差不利于水汽凝結，黃海北部及中部海區海氣溫差滿足-2～1℃的條件，此時霧區主體發生于黃海海面；8日08時（見圖2b），冷空氣使海面溫度降低，渤海北部海氣溫差減小至-2℃左右，相比7日更利于水汽凝結，黃海海面仍然保持良好的溫差條件，此時海霧霧區覆蓋黃海大部及渤海海域，符合觀測事實。

圖2 海氣溫差分布（AB線代表沿緯向做垂直剖面的位置）該圖基于審圖號為GS（2020）4630號的圖層制作，底圖無修改

8日08—20時，受回流冷空氣影響，2 m氣溫由南向北梯度遞減，08時渤海北部溫度在2℃左右（見圖3 a），低溫利于水汽凝結，同時強迫海溫，降低下墊面溫度，促進偏南暖濕氣流輸送至低溫區冷卻，利于海霧的發展。午后，隨太陽輻射增強，氣溫略有升高，海面上空最低溫度升至6℃左右，仍維持北冷南暖分布，海面蒸發作用增加空氣濕度，同時偏南風力增加，水汽輸送強烈，使得霧區得以維持。夜間，海面溫度整體降低，溫度梯度不大，偏南氣流輸送強度減弱，凝結條件減弱，導致海霧逐漸消散。

圖3 8日08—20時溫度、風、濕度和變壓（從左到右依次為08時、11時、17時和20時）

8日08時（見圖3 b），海面受高壓控制，偏南風為海面輸送暖濕空氣，相對濕度整體較高，黃海北部及東南沿海相對濕度達到99%以上，低層大氣接近飽和，與觀測事實主體霧區位置對應，同時該海區低層出現3 h變壓正值區，降溫作用顯著，利于水汽凝結成霧。午后受太陽輻射影響，低層相對濕度降低，3 h變壓強度減弱，僅黃海北部海區降溫作用得以維持，對應觀測事實霧區逐漸消散。夜間隨著氣溫降低，3 h變壓增強，但低層相對濕度最高僅在90%左右，不足以使霧區進一步發展。

3.2 水汽條件

1 000 hPa水汽通量與水汽通量散度表明，8日08時（見圖4 a），水汽在渤海中部、黃海中部及黃海南部輻合效果明顯，與該時刻相對濕度大值區一致；14時（見圖4 b），水汽輻合區在黃海北部、山東半島及黃海南部沿岸三點一線，與觀測霧區東北西南的帶狀分布吻合；夜間水汽輻合區整體減小，海面水汽條件減弱，不利于霧區進一步發展。受低層冷空氣的影響，低層海面以偏北風為主，整個過程的南向水汽輸送表現不佳，結合濕度分析，海面上空水汽含量充沛，輸送作用不是主要因素。

圖4 8日1 000 hPa水汽通量（箭頭矢量，單位:g（/hPa·cm·s））與水汽通量散度（填色，單位：10-5 g（/hPa·cm2·s））分布該圖基于審圖號為GS（2020）4630號的圖層制作，底圖無修改

4 海溫敏感性試驗

4.1 模式數據

（1）利用美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）提供的FNL（Final Reanalysis Data）再分析數據生成WRF模式的背景場和側邊界條件，模式底邊界條件利用0.25°×0.25°的日平均海溫數據（North-East Asian Regional Global Ocean Observing System，NEARGOOS，網址：http://rda.ucar.edu/datasets/ds083.2）。

（2）將常規地面和探空觀測數據用于同化過程?；贖MW-8衛星紅外通道數據反演海霧霧區，并進行霧區預報準確率評分（網址：http://222.195.136.24）。

4.2 模式設置

模擬過程均采用2層嵌套區域（圖略），投影方式為蘭伯特投影，區域中心為（37.5 °N，120.5 °E），模擬大區分辨率為30 km，嵌套區與分辨率為10 km，格點數分別為130×151與91×91，模式垂直分為44層，時間步長為180 s，邊界層方案為YSU方案，積云對流方案為Kain-Fritsch方案，微物理方案為PLin方案，輻射方案分別為RRTMG長波輻射方案和Dudhia短波方案，背景誤差方案為CV5。

同化過程采用高山紅等[10-11]提出的cycling-3DVar同化方案，為模式提供更高質量的初始場。

3.實行開放式教學，做到既要“走出去”，又要“請進來”，組織學生觀摩英語教育碩士舉辦的仿真教學活動，到附屬中小學聽課、上課和指導中小學生開展口語訓練、舉辦英語角、英語講演比賽等活動，將課程的學習與大、中學的英語教學實際銜接互動，進行教改創新，同時把教學實習納入到教學中來，讓英語開放式教學在大學、中學、小學等不同教學階段都得到實現。

4.3 試驗設計

基于WRF模式與cycling-3DVar同化方案，利用FNL再分析數據生成模式背景場，同化常規地面和探空觀測數據。將霧區模擬結果（見圖5a）與觀測事實對比，在模擬初始時刻，霧區形態與觀測相似，主體覆蓋渤海海區，南部延伸至東南沿海，渤海北部霧頂高度大于400 m；午后霧區范圍逐漸減小，霧區北部和東部邊界整齊，與觀測事實相吻合，北部霧頂高度逐漸降低；夜間霧區主體形態穩定，渤海東北部和山東半島陸地霧區進一步發展，霧頂高度在400 m以上。

從該模擬效果分析，雖然霧區主體形態與觀測接近，且大致模擬出了霧區消散的的過程，但在初始時刻沿岸陸地產生了大片的虛假霧區，模擬后期霧區再次發展，與觀測事實相悖。為分析回流冷空氣強度對霧區模擬效果的影響，將冷空氣強度作為海表面氣溫的影響因子，對模式背景場2 m氣溫（后簡稱“氣溫”）值進行敏感性試驗，詳見表1。

表1 海溫敏感性試驗

4.4 模擬結果分析

4組敏感性試驗的霧區形態（見圖5b—e）與Exp-1有顯著差別，試驗中氣溫降低的幅度代表冷空氣的強弱。Exp-T-2（見圖5b）的霧區范圍和霧頂高度在整個時段都顯著增大，虛假霧區過大且未能模擬出霧區的真實形狀；Exp-T-4（見圖5c）氣溫降低4℃后，霧區范圍明顯縮小，初始時刻霧區分布在渤海灣和黃海中部沿岸地區，隨后南部霧區消失，僅有北部霧區維持發展，雖然初始時刻霧區位置與相對濕度大值區和水汽輸送區域一致，但后期霧區模擬結果的范圍過小，漏報明顯；Exp-T-6（見圖5d）初始時刻很好地模擬出了霧區的真實形態，且霧頂高度大值區與觀測事實較為吻合，隨著降溫強度的增大，使水汽充足區域的霧體更厚，且并未造成過多的虛假霧區，但后期未模擬出霧區消散的過程；Exp-T-8（見圖5e）的降溫強度最大，海霧的范圍隨之顯著擴大，其中霧區高度并無顯著差異。

進行直觀分析后，利用客觀統計評分方法，選取本次海霧覆蓋區域，將觀測與模擬的霧區離散到該區域內的網格點上，對兩者進行逐點統計評分，評估霧區模擬效果的優劣。利用HMW-8衛星紅外4-1通道數據，根據Wang等[13]設計的海霧反演方法得到觀測霧區，模擬霧區為WRF模擬結果中模式最底層云水含量≥0.016 g/kg的區域，同時效仿衛星鳥瞰方式，將霧頂高度定義為從高至低云水含量≥0.016 g/kg[10]且高度低于400 m的位置[16]。在霧區統計評分的區域內（與圖5霧區模擬結果的范圍相同，已將海上及陸地被高云覆蓋的區域剔除），將全部模擬時次的觀測霧區和模擬霧區插值到相同的網格（0.1°×0.1°）上進行比較，取平均值。

圖5 數值試驗的海霧霧區模擬結果（從左至右依次為08時、11時、14時、17時、21時和23時；填色為霧頂高度水平分布；藍色實線表示10 m高度云水混合比為0.016 g/kg的等值線）該圖基于審圖號為GS（2020）4630號的圖層制作，底圖無修改

本文利用4個指標評估霧區模擬效果：擊中率（Probability of detection，POD）代表準確模擬霧區占真實霧區的比例，POD=1代表模擬霧區完全與真實觀測吻合；正報率（Success Ratio，SR）表示霧區模擬準確的格點數占全部霧區模擬結果的比例；偏差率（Bias）代表真實霧區與模擬霧區格點數之比，結果越接近1越好；公平預兆得分（Equitable Threat Score，ETS）是將上述3個指標的結果綜合起來，是更加客觀的定量評分標準，其值越接近1，代表模擬的結果越好。

表2 4組試驗的評分結果（括號中的斜體字表示各項指標相對Exp-1的改進率，單位：%）

海霧發生在海上大氣邊界層中，初始場在該層結內降溫與增濕表現的強弱，對霧區的模擬結果十分關鍵[18]。1 000 hPa（見圖6a），冷空氣造成的降溫大值區位于渤海西部和黃海中部沿岸，降溫幅度在3℃以上，整層的增濕效果明顯，與降溫區對應的云水含量普遍增加0.5 g/kg以上，降溫與增濕的配合利于水汽凝結成霧；模擬后段兩塊降溫區強度減弱，但云水含量依舊處于增長趨勢，不利于海霧的消散。925 hPa（見圖6b），在模擬初期表現出2℃以上增溫效果，冷空氣并未對該層的溫度造成影響，這種低層降溫、高層升溫的溫度垂直結構有利于逆溫層結形成，利于霧區發展；同時該層結增濕效果顯著，垂直層結的水汽條件充足是導致模擬結果霧頂高度增高的原因之一。

圖6 Exp-T-6相對Exp-1在不同高度上的溫度與云水含量差異（從左至右依次為08時、11時、14時、17時和20時；填色代表氣溫：℃；黑色實現代表云水含量，單位：g/kg）

穩定的逆溫層結對海霧的維持與發展有重要作用。結合水平層結冷空氣對低層的降溫作用，沿圖2中AB線位置做垂直剖面。與觀測霧區對比，Exp-T-6比Exp-1的霧頂高度更高，在模擬初始時刻（見圖7a），渤海灣附近出現了3℃左右、高度約200 m的降溫層，位置與觀測主體霧區相吻合，但增濕效果并不明顯；隨后在渤海西部的降溫強度顯著增大，利于水汽凝結，是導致該區域模擬結果的霧頂高度增大的主要原因；在模擬中后期增濕層出現在黃海北部，增濕效果到達了0.5 g/kg，雖然該區域沒有降溫層與之對應，但海表面的偏南風為其輸送了暖濕空氣，充足的水汽條件造成模擬后期霧區難以消散。

圖7 Exp-T-6與Exp-1沿圖2中AB線溫度和濕度差異的垂直剖面（黃色實線均為云水混合比，單位：g/kg；填色代表溫度，單位：℃；黑色實線和綠色實線分別表示Exp-1與Exp-T-6的霧頂高度，單位：km）

為進一步分析低層降溫（冷空氣）對霧區的影響，結合Exp-T-6與Exp-1在1 000 hPa（圖略）風場和相對濕度增量，Exp-T-6在初始時刻渤海灣受冷空氣前沿影響，西北風增量明顯，對應相對濕度略有增加；受北部山脈阻擋，冷空氣轉為東北氣流回流，降低了背景場低層氣溫，同時該區域相對濕度顯著增加；午后低層東南風增量明顯，渤海西部沿岸的暖濕氣流輸送穩定，水汽條件充足。在模擬中后段冷空氣的強度較弱，未能抑制偏南氣流，是造成后期霧區未能及時消散的原因之一。

冷空氣的強度發生變化會直接影響海氣溫差，將Exp-1和Exp-T-6模擬結果的海氣溫差進行比較（見圖8），-2～1℃是最適合海霧發展的海氣溫差[15]，模擬初始時刻Exp-1在渤海灣的海氣溫差為-4℃以上，此時氣溫偏高，冷空氣降溫效果較弱；隨后在渤海西部中部海面的海氣溫差整體增大，冷空氣過早地結束不利于海霧維持，而該時段觀測中渤海灣仍有海霧穩定維持，顯然正常的冷空氣強度無法較好模擬出霧區位置。Exp-T-6初始時刻在渤海大部都維持了-2～1℃的海氣溫差，后期在渤海灣、渤海海峽和黃海北部均保持了適宜的溫差條件，且與觀測霧區的位置吻合，結合對模式溫度和濕度場的改進，顯著提升了海霧的模擬效果。

圖8 Exp-1與Exp-T-6的海氣溫差分布（時間從左至右依次為08時、11時和14時）該圖基于審圖號為GS（2020）4630號的圖層制作，底圖無修改

5 結論與展望

本文對2020年3月7—8日黃渤海一次大范圍海霧過程進行數值模擬研究，得到以下結論：

（1）高空環流穩定，在黃渤海上空形成穩定的環流條件；高空槽引導冷空氣東移過程受山脈阻擋，回流南下，為海面上空帶來干冷空氣；地面受高壓控制，成霧區域在高壓西側，是冷暖氣流的交匯區，利于水汽凝結成霧。

（2）冷空氣南下強迫低層氣溫降低，模式背景場下墊面氣溫的敏感性試驗表明，降溫強度對霧區模擬結果的改進明顯，同時對溫度濕度結構影響顯著。當氣溫降低6℃時，霧區客觀統計評分結果最佳，在1 000 hPa降溫幅度達3℃，水汽混合比增加0.5 g/kg，相對濕度增大，同時增加了偏北風量，有利于成霧區域水汽凝結。

（3）在垂直方向，冷空氣僅對1 000 hPa造成顯著降溫，925 hPa增溫明顯，利于逆溫層結構的形成，降溫區配合云水混合比的增加，利于水汽凝結，且降溫增濕區與觀測主體霧區相符。

得到預期結論之余，我們仍發現工作中存在不足之處，對未來工作展望如下：（1）本次海霧個例受高云覆蓋影響，在反演與統計評分中，對低層海霧的識別效果不佳。（2）在背景場氣溫敏感性試驗中，氣溫調整的數值比較粗糙，應結合本文得到的結論，對氣溫下降6℃上下繼續進行敏感性試驗，找到最佳值。（3）下墊面溫度降低只是回流冷空氣對霧區模擬結果影響的因子之一，后需針對氣溫降低的整體影響做進一步研究。（4）數值模擬結果雖對溫濕結構改進顯著，但對霧區范圍的模擬效果不佳，將進一步探究冷空氣在模擬過程中對霧區模擬結果的影響因素。

致謝：感謝中國海洋大學高山紅教授對海霧數值研究工作的傳授與教導。本文同化所使用的常規觀測資料由高山紅教授的“區域大氣與海洋短期實時預報系統”中獲得。