摘要: 利用常規氣象觀測資料，航空氣象自動觀測資料( AWOS) ，NCEP/FNL 1° × 1°再分析資料，結合中尺度模式 WRF 對 2016 年 3 月 16—17 日發生在華東沿海的一次大范圍平流霧成因進行數值研究，結果表明: 1) WRF能較好的模擬出此次平流霧天氣過程的生消演變。2) 此次平流霧的天氣形勢為典型的入海高壓后部型。3) 造成此次華東沿海大范圍平流霧的主要原因在于源源不斷的水汽輸送、低層逆溫層維持、動力條件較好等。

　　關鍵詞: 平流霧; 華東沿海; WRF; 數值研究

　　0 引 言

　　平流霧是暖而濕的空氣流經冷的下墊面逐漸冷卻而形成的。在我國沿海地區，當海洋上的暖濕空氣流向較冷的海面或陸地時，常常形成平流霧。平流霧在中國東部沿海地區十分常見[1-3]，華東沿海由于特殊的地理位置導致受平流霧影響頻繁[4-5]。平流霧的形成除了受水汽條件制約外，還受邊界層的風、溫度、層結條件等影響[6]，是短期預報的難點之一。

　　徐旭然從海氣之間的差異及時空分布、環流特征、大氣低層溫、濕場的屬性入手，對山東半島北部沿海海霧天氣過程做了初步探討，結果表明，海霧的生消、持續與大氣底層空氣物理屬性、海水表層溫度分布狀況及低空流場( 天氣型) 有著密切的關系[7]。侯偉芬等從大氣環流、海溫、濕度等入手，對浙江沿海海霧的時間分布和地理分布的規律及其成因進行分析后認為，在春、夏季節東亞夏季風盛行時，沿海多吹偏南風，來自太平洋的暖濕氣流吹到沿岸的冷水域時，則易生成海霧; 浙江沿海春季平均相對濕度在 80% 以上，相對濕度偏高，平均氣溫為 14 ～ 18 ℃，而此時的海表溫度仍偏低，海氣溫差適宜，因此最有利于霧的形成[8]。王博妮等利用 AWM 數據、FNL 數據和常規氣象資料對江蘇省一次平流霧天氣過程的成因進行分析，結果表明持續變化較小的氣壓梯度、相對濕度的陡增、地面弱冷空氣產生的溫差和在偏東風風速達 6 m /s時，平流霧即可快速生成[9]。

　　數值模擬方面，Fisher 等開創性地對霧進行了數值研究[10]。隨后 Forkel、Cox、Barker 等人建立了各自的霧模式，能模擬出霧生消的一般規律，并與觀測結果基本一致[11-13]。80 年代以后，國內許多專家探討用數值模式來研究霧。曾新民等建立了一個二維時變數值模式，模擬了淺水湖沼—陸面地區平流輻射霧形成機理、演變和消散的基本過程，模擬結果與觀測事實基本一致[14]。梁愛民等利用 WRF 模式從平流霧發生、發展和消散機制入手對發生在 2006 年 1 月 14 日北京地區的平流霧進行數值模擬研究[15]。程相坤等利用 RAMS 模式對 2009 年 3 月 17—18 日發生在黃海海域的一次大風條件下出現的海霧天氣進行模擬，結果表明模擬結果對海霧的生成、發展、移動都有較好吻合[16]。王佳等利用 WRF 模式對 2006 年 12 月 24—27 日滬寧高速公路及其周邊地區出現的一次罕見的持續性平流霧過程進行數值模擬研究后得出，此次大霧過程生成和維持的主要原因是大氣層結穩定、系統的下沉運動、充足的水汽[17]。

　　利用中尺度模式 WRF 對 2016 年 3 月 16— 17 日發生在華東沿海的一次大范圍平流霧天氣過程進行數值模擬研究，并對此次大霧形成的熱力因子、動力因子、水汽因子等進行診斷分析，揭示出平流霧發生、發展維持機制，以加深對此類天氣過程的認識。

　　1 資料來源及模式設計

　　天氣實況分析資料來自常規氣象觀測資料和 NCEP /FNL 1° × 1°再分析資料。其中常規觀測資料為地面逐 3 h 資料，高空逐 12 h 資料; 航空氣象自動觀測資料( 以下稱為 AWOS) 為逐 1 min觀測資料，包括風場、氣壓、氣溫、降水量等氣象要素; 形勢場分析和中尺度模式 WRF 模擬資料 均 采 用 NCE /FNL 1° × 1° 逐 6 h 再 分 析資料。

　　數值模擬試驗采用中尺度模式 WRF3. 6 版本。數值試驗的模擬時間為 2016 年 3 月 16 日 00 時至 17 日 12 時( 世界時，下同) ，積分 36 h，每小時輸出一次結果，積分步長為 180 s。模擬采用三重雙向嵌套網格，最外層網格( d01) 具有 100 × 70 個格點，水平分辨率 54 km，覆蓋了模擬時段該區域的大尺度環流，區域中心位于 31° N，121° E; 第 二 層 網 格 ( d02 ) ，水 平 分 辨 率 為 18 km，格點為 178 × 148，區域中心位于 33. 4° N，118° E; 第 三 層 網 格 ( d03 ) 水 平 分 辨 率 為 6 km，格點為 346 × 286，區域中心位于 32. 6°N， 120. 0°E( 圖 1) 。垂直方向為地形跟隨坐標，共 40 層，模式頂為 10 hPa。3 層網格均使用 WSM6 微物理方案。輻射過程采用 RRTM 長波方案及 Dudhia 短波方案，陸地過程采用 5 層熱量擴散方案，邊界層采用 YSU 參數化方案，d01 和 d02 選用 Kain-Fritsch 對流參數化方案，d03 不使用積云參數化方案。初始場及 d01 側邊界條件由 NCEP /FNL 1° × 1°逐 6 h 再分析資料提供。圖 1 模擬區域示意圖，d02 為實線區域，d03 為虛線區域

　　2 天氣實況及環流形勢分析

　　16 日夜間至 17 日早上，受東南氣流帶來的高濕及夜間輻射降溫等因素共同影響，華東中部至北部，浙江、江蘇、上海、山東東南部等出現平流霧，能見度最低 300 m。大霧對虹橋、浦東、寧波、溫州、青島等沿海機場航班起降造成較大影響。

　　環流形勢場上，16 日白天近地面華東大部為高壓后部控制，高壓中心位于東部海上，淺層切變位于蘇皖中部。隨著切變線南壓，夜里 12 時華東東部沿海轉為東南偏東風，風速 3 ～ 6 m / s( 圖 2a) 。合適的風向風速條件把海上暖濕水汽向內陸輸送，在遇到冷下墊面后，給華東中部沿海大范圍地區帶來平流大霧天氣( 圖 2b) 。

　　3 模擬結果分析

　　3. 1 模擬結果與實況對比霧和云的區別僅僅在于是否接觸地面[18]，當云接地時即為霧，而霧抬升后形成低云，因此也可 以 用 云 水 混 合 比 來 描 述 霧。 一 般 認為[19-20]: 近地面霧的云水混合比范圍為 0. 05 ～ 0. 5 g /kg，本文取 0. 05 g /kg 作為霧區臨界值來描述此次平流霧的生消過程。

　　在入海高壓后部東南氣流和近海陸地降溫的共同作用下，16 日上半夜 12 時浙江沿海溫州等地開始出現平流霧，隨后霧持續發展變濃，范圍加大并向浙江北部、江蘇南部擴展( 圖略) 。至 16 日 16 時，上海、江蘇無錫，浙江中北部沿海地區出現平流霧，模擬的云水混合比超過 0. 4 g /kg( 圖 3a) 。實況中浙江舟山、上海浦東等也出現大霧天氣，能見度降至 1 km 以下( 圖 2c) 。 16 日 18 時( 圖 3b) ，模擬的云水混合比出現最大值為 0. 5 g /kg，霧區范圍較大，華東中至北部沿海大部分地區都出現了大霧天氣，這跟同時刻實況中霧區分布一致( 圖 2b) 。隨后大霧范圍不斷擴散，濃度維持，浙江中北部沿海地區，江蘇大部地區，上海，山東南部等被平流大霧包圍( 圖 3c，3d) 。17 日 02 時之后，隨著地面冷空氣擴散以及輻射增溫，華東中至北部沿海大霧區逐漸減弱消散。

　　綜上可知，中尺度 WRF 模式能較好的模擬出此次平流霧天氣過程的生消演變。模擬資料可靠，可進一步用于平流霧的成因分析。

　　3. 2 平流霧成因分析

　　3. 2. 1 模擬環流形勢 2016 年 3 月 16 日 12 時華東沿海大霧發生前( 圖 4) ，模擬得到的華東沿海為高壓后部東南偏東氣流，風速 3 ～ 6 m /s，滿足平流霧發生的風場條件，這與白彬人等研究中國近海沿岸平流霧得出的天氣形勢一致[21]。從溫度場分布看，海上溫度普遍高于華東沿海陸地，相比而言華東沿海陸地地區成為冷下墊面。暖濕東南氣流在合適的風向風速條件下向內陸平流，形成此次華東沿海大范圍的平流大霧天氣過程( 圖 3a—3d) ，這與陳永林等分析上海一次連續大霧過程的成因分析得出的結論相一致。因此，從模擬環流場可以看出，此次大霧天氣過程為入海高壓后部東南氣流平流至冷的大陸下墊面，未飽和濕空氣經冷卻達到飽和而形成的平流霧，為典型的入海高壓后部型平流霧。

　　3. 2. 2 水汽與層結條件

　　從理論上講，大霧的生成需要凝結核、水汽和冷卻 3 要素。由于大霧發生在近地面，一般而言凝結核條件總能滿足; 冷卻條件在一定的天氣條件下也容易滿足。因此，水汽條件對大霧的形成至關重要。圖 5a 為模擬的 2016 年 3 月 16 日 16 時水汽通量散度分布圖，由圖 5a 可知，大霧發生時，華東沿海及內陸大部分地區水汽通量散度在 - 0. 2 ～ - 0. 6 × 10 - 7 g /( cm2 · hPa·s) 之間，為弱的水汽輻合區域; 并且在大霧維持期間( 16 日 16 時—17 日 02 時，圖略) ，華東沿海及內陸大部分地區也都是弱的水汽輻合區。可見水汽源源不斷的持續輸送，是此次平流霧得以發展和持續的重要條件之一。

　　合適的層結是平流霧形成的重要條件之一。張禮春等[22]在分析南京冬季濃霧的邊界層特征與數值模擬分析后得出，大霧發展過程中近地層逆溫變化對霧的生消有很大的作用。圖 5b 為 31. 9°N，121. 6°E 處模擬的溫度時間- 高度剖面圖，從圖上可以看出，在大霧發生前 ( 16 時前) ，近地層存在弱的逆溫層，高度低于 50 m; 隨著海上暖濕東南氣流不斷輸送至內陸，逆溫層的強度和高度不斷加強; 華東中部出現平流霧時( 圖 5b 的 16 時) ，逆溫層垂直溫差達 1. 5 ℃，高度伸展到 100 m 以上。在大霧維持期間( 16 日 16 時—17 日 01 時) ，華東沿海邊界層內逆溫層不斷加強并維持，高度最高伸展至 400 m，最大溫差 2. 5 ℃ ; 深厚逆溫層阻止水汽向上輸送，僅在近地面層內輻合上升，再加上地面降溫作用，水汽凝結成霧滴，使能見度不斷降低。02 時之后，逆溫層被破壞，華東沿海大霧逐漸消散，能見度上升至 1 km 以上。可見近地面逆溫層對此次華東沿海平流霧發展和維持具有重要作用。

　　3. 2. 3 動力條件

　　沈俊等[23]在總結虹橋機場能見度變化特征、孫丹等[24]對我國大陸地區濃霧發生頻數的時空分布進行研究后得出，動力抬升也是形成大霧的重要條件之一。張恒德等[25]在一次華東地區大范圍持續霧過程的診斷分析后得出，低層輻散、負渦度及弱的垂直上升運動是形成霧的動力條件。圖 6 為 31. 9°N，121. 6°E 處渦度、散度、垂直速度的時間-高度剖面圖。從圖 6a 可以看出，大霧發生前，低層 300 m 高度以下為輻散區域，強度大于 - 0. 4 × 10 - 5 s - 1 ，對應的垂直速度為弱的下沉運動，速度為 - 0. 005 m /s，下沉運動有利于氣層增溫，有助于淺層逆溫層的形成。16 時之后，100 m 高度以下出現明顯的正渦度區域，同時垂直速度逐漸轉為正值，表明 100 m 高度及以下有弱的輻合抬升運動，100 ～ 400 m 高度負渦度區域維持。這種淺層輻散下沉，地面輻合上升結構在 100 m 高度以下形成逆溫層( 圖 5b) ，并且近地面水汽的輻合上升也有利于大霧的凝結生成和維持。在大霧維持期間( 16 日 16 時—17 日 00 時) ，邊界層內一直有弱抬升運動，23 時出現正負渦度中心，最大強度分別超過 5 × 10 - 5 s - 1 和 - 5 × 10 - 5 s - 1 ，抬升高度伸展到 300 m，此時能見度最低降至 300 m。之后 100 m 高度以下開始出現負渦度，有弱的輻散下沉運動，逆溫層結被破壞，大霧逐漸消散，能見度開始上升至 1 km 以上。從圖 6b 散度時間-高度剖面圖上也可以看出，大霧發生前地面至 400 m 高度為一致正散度，中心強度大于 3 × 10 - 5 s - 1 ，為輻散下沉運動，有利于氣層增溫。大霧形成及維持期間近地面為負散度，有弱輻合抬升運動。23 時后 200 m 高度以下開始出現明顯正散度下沉運動，大霧逐漸減弱。散度場分析得出結論與渦度場相一致。

　　綜合圖 6 分析可知，100 ～ 400 m 高度大規模的輻散下沉運動有利于大氣增溫，配合地面至 100 m 輻合上升運動，在邊界層內形成逆溫層。并且輻合上升運動把水汽向上抬升，在逆溫層的阻擋下，水汽不斷積累達到飽和形成大霧。可見動力條件對大霧生成和維持具有重要作用。

　　4 結 語

　　本文利用常規氣象觀測資料、NCEP /FNL 1° × 1°逐 6 h 再分析資料等，結合中尺度數值模式 WRF 對2016 年3 月16—17 日發生在華東沿海的一次大范圍平流霧成因進行數值模擬研究，主要結論如下:

　　1) 中尺度數值模式 WRF 模擬出的大霧生消演變與實況比較接近，表明 WRF 在平流霧預報及模擬方面有潛在實力，并且云水混合比能較好的反應大霧區的生消演變。

　　2) 此次平流霧為典型的入海高壓后部型。從模擬環流場可以看出，此次大霧天氣過程為入海高壓后部東南氣流平流至冷的大陸下墊面，未飽和濕空氣經冷卻達到飽和而形成的平流霧。

　　3) 造成此次華東沿海大范圍平流霧的主要原因在于源源不斷的水汽輸送、低層逆溫層維持、動力 條 件 等。在大霧維持期間 ( 16 日 16 時—17 日 02 時) ，華東沿海及內陸大部分地區為弱的水汽輻合區，水汽源源不斷的持續輸送，是此次平流霧得以發展和持續的重要條件之一。邊界層內逆溫層維持，阻止水汽向上輸送，僅在近地面層內輻合上升，再加上地面降溫作用，水汽凝結成霧滴，使能見度不斷降低。動力條件對大霧形成與維持也具有重要作用，100 ～ 400 m 高度大規模的輻散下沉運動有利于大氣增溫，配合地面至 100 m 輻合上升運動，在邊界層內形成逆溫層。并且輻合上升運動把水汽向上抬升，在逆溫層的阻擋下，水汽不斷積累達到飽和形成大霧。

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