王雨斐 李國平 王宗敏 平凡 ,2,

1 成都信息工程大學大氣科學學院，成都 610225

2 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴重點實驗室（LACS），北京 100029

3 河北省氣象臺，石家莊 050021

1 引言

特殊的山地地形對中小尺度天氣系統(tǒng)具有較為復雜的影響。一方面，由于復雜山地的機械阻擋作用，顯著改變了近地面氣流的運動方向和流速，形成阻擋、爬坡、繞流、狹管等效應。另一方面，在復雜下墊面條件下，地表可以直接影響局地溫度分布，從而造成局地垂直環(huán)流的變化（李國平,2016）。在晴朗、平靜的夜晚，靠近地表的冷空氣層會逐漸變冷，如若地勢較高，冷空氣便會受重力作用從山地較高處向下流泄，聚集在山谷或盆地底部，這種冷空氣的匯集被稱為冷空氣池或冷湖（Cold Air Pool，簡稱CAP）。盆地或峽谷中的冷湖是山區(qū)常見的氣候現(xiàn)象，其直徑可達幾米到幾十千米不等（Mahrt et al., 2001; 劉昊野等, 2020）。

按照維持時間長短的不同，冷湖可分為間歇性冷湖（diurnal CAPs）與持續(xù)性冷湖（persistent CAPs）兩種。間歇性冷湖常在夜間發(fā)展，并于次日晨間消散；持續(xù)性冷湖往往維持數(shù)周，并伴隨著空氣質(zhì)量、能見度的下降（Lu and Zhong, 2014）。國外研究成果表明，間歇性冷湖常與地表輻射冷卻及近地面層逆溫有關(guān)（Zhong et al., 2003; Price et al., 2011）。邊界層湍流及大氣與地表物理量的交換對冷湖的間歇性消散具有重要作用（Mahrt et al.,2001; Zhong et al., 2003）。由于山地觀測數(shù)據(jù)的稀缺及地形的復雜性，早期關(guān)于冷湖的數(shù)值模擬大多采用理想化地形及物理配置（Z?ngl, 2003, 2005a,2005b）。僅有少數(shù)研究試圖利用真實地形和大氣條件模擬冷湖事件（Smith et al., 2010; Wei et al,2013）。2010 年12 月1 日至2011 年2 月7 日，持續(xù)性冷湖外場試驗（the Persistent Cold Air Pool Study，簡稱PCAPS）在美國猶他州鹽湖谷展開。該試驗為10 個不同強度及時長的冷湖過程提供了詳盡的加密觀測資料，為冷湖的相關(guān)研究及數(shù)值模擬打下堅實的基礎(chǔ)（Lareau et al., 2013）。結(jié)合外場試驗的高密度觀測數(shù)據(jù)，有學者利用WRF 模式成功模擬出了一次持續(xù)性冷湖事件的邊界層結(jié)構(gòu)及演變，捕捉到了逆溫的建立、維持與消亡，并再現(xiàn)了猶他鹽湖的微弱湖風對持續(xù)性冷湖的補償作用（Lu and Zhong, 2014）。通過詳盡的敏感性試驗分析，該研究同時得出了與持續(xù)性冷湖過程較為適配的初始場及參數(shù)化方案。除此之外，由持續(xù)性冷湖過程所引發(fā)的不同天氣現(xiàn)象也是國外研究關(guān)注的重點。相關(guān)文獻研究了持續(xù)性冷湖與山地霧出現(xiàn)的相關(guān)性問題（Chachere and Pu, 2016）。通過 χ2獨立性檢驗（Chi-square test of independence）及條件概率計算發(fā)現(xiàn)，持續(xù)性冷湖的存在大大提高了山地霧出現(xiàn)的概率。持續(xù)性冷湖過程也會造成該地區(qū)空氣污染的加劇（Whiteman et al., 2014; Chemel and Burns, 2015）。研究結(jié)果表明，過程中產(chǎn)生的負浮力下坡流會將大氣污染物運送至山谷冷湖的上方。該研究還量化了冷湖對污染物濃度的影響，表明污染物濃度的大小與下坡流風速、逆溫層高度及冷湖頂高度有關(guān)。

我國對冷湖的研究源于上個世紀五十年代（傅抱璞, 1983）。利用觀測數(shù)據(jù)的結(jié)果及對三維原始方程數(shù)值模式的建立，有學者成功模擬出了盆地中的環(huán)流形勢及冷湖、逆溫的形成和消散過程，揭示了對流邊界層的發(fā)展對逆溫消散的影響，提出輻射冷卻和下坡風是盆地冷湖與逆溫形成的根本原因（陳明和傅抱璞, 1995）。隨著中尺度數(shù)值模式MM5及WRF 的廣泛應用，有研究開始利用數(shù)值模式模擬復雜山地地形下近地層的風速變化及典型山谷風的環(huán)流特征（席世平等, 2007; 王瑾等, 2012; 吳瓊和徐衛(wèi)民, 2019）。結(jié)果表明，山谷風環(huán)流的起止時間、近地層風力大小不僅受熱力作用影響，還受地形作用、植被覆蓋及土壤濕度等因素的共同影響（張耀存, 1995; 席世平等, 2007）。

第24 屆冬季奧林匹克運動會將在北京和張家口市崇禮區(qū)舉辦。張家口賽區(qū)承擔著冬季兩項（簡稱冬兩）、越野滑雪、跳臺滑雪、自由式滑雪等大部分雪上項目。雪上項目大多在溝壑縱橫、地形復雜的山區(qū)進行。隨著賽事的臨近，對復雜下墊面條件下精細化氣象服務的需求日益提升（劉昊野等,2020）。目前，針對延慶—張家口一帶的復雜山地地形，已有學者詳細研究了該地區(qū)冬季山谷風的特征，這對冬季風場預報具有極高的參考價值（賈春暉等, 2019）。按照風持續(xù)性類型分類，崇禮冬兩賽區(qū)屬于小峽谷型。風持續(xù)性日變化特征呈單峰分布，夜間小，白天大；平均風速日變化與風持續(xù)性分布較為一致。這兩點間接驗證了該地區(qū)冷湖的存在。除此之外，有學者利用崇禮賽區(qū)山坡及谷底的自動氣象站觀測資料，揭示了該區(qū)夜間冷湖的出現(xiàn)及消亡的時空演變規(guī)律（劉昊野等, 2020）。這些成果都為冬兩場地山谷冷湖的研究打下了良好的基礎(chǔ)。但由于冬兩場地探空資料的匱乏（缺少風廓線雷達及微波輻射計資料），僅有的自動氣象站觀測資料已無法滿足精細化預報的要求。雖然冬兩場地已加設(shè)氣象實驗站點，并構(gòu)成梯度氣象觀測系統(tǒng)，但仍無法精細探索山谷上空風、溫場的分布，這成為研究該地區(qū)冷湖過程的主要阻礙。為深入理解復雜山谷地形下間歇性冷湖過程形成及消散的具體原因，本文擬利用WRF 模式對北京冬奧崇禮賽區(qū)測試賽期間的一次間歇性冷湖過程進行高分辨率模擬，并依據(jù)高分辨率數(shù)值模擬結(jié)果對該過程進行針對性研究，以期進一步提升冬兩場地的賽區(qū)氣象預報保障水平，提高溫度預報的準確率。

2 研究區(qū)域及背景天氣概況

2.1 研究區(qū)域及個例概況

本文選定的主要研究區(qū)域為張家口市崇禮賽區(qū)。崇禮賽區(qū)隸屬陰山山脈東段至大馬山群山支系和燕山余脈的交界地帶，山脈多為東北—西南及東—西走向。賽區(qū)中的觀測站點包括云頂站、跳臺站、冬兩站及越野站（圖1）。其中，冬季兩項1 號觀測站（簡稱“冬兩1 號站”，站點編號B1638）位于國家冬季兩項中心靶場的中點，海拔高度約為1650 m。2021 年2 月23 日17:00 至24 日08:00（北京時，下同），冬兩1 號站出現(xiàn)了異常的氣溫變化。自23 日17:00 起，冬兩1 號站的氣溫迅速降低。23 日23:00 至24 日08:00，冷湖結(jié)構(gòu)建立，該站的溫度穩(wěn)定維持在-12°C 左右。24 日08:00后，伴隨著日出，該站溫度快速回升，冷湖消散。與冬兩1 號站相鄰的越野2 號站（B1649）于23日夜間至24 日清晨也有冷湖出現(xiàn)，但其強度遠不如冬兩1 號站。冷湖穩(wěn)定維持期間，冬兩1 號站及越野2 號站的風速均較小，兩站的平均風速為1～2 m s-1。

圖1 張家口市崇禮賽區(qū)站點分布Fig. 1 Geographical distribution and automated stations in the competition area (Chongli, Zhangjiakou)

2.2 背景天氣形勢分析

圖2、圖3 為2021 年2 月23 日20:00 的天氣形勢圖。從FY-2F 衛(wèi)星的TBB（Black Body Temperature）圖像上可以看出，2 月23 日夜間，崇禮賽區(qū)以多云天氣為主，中云覆蓋整個賽區(qū)。從環(huán)流形勢上看，該區(qū)位于高空500 hPa高脊前部，受偏西氣流控制；700 hPa 高度上，崇禮賽區(qū)位于高空脊區(qū)，以偏西氣流為主；850 hPa 高度上，該區(qū)受偏南風控制，風速較小，平均風速約為4 m s-1；在地面天氣圖上，崇禮賽區(qū)位于高低壓中心的交界地帶，風向以偏東風為主，風速較小。綜上所述，在500～850 hPa，崇禮賽區(qū)受高脊控制，高空以下沉運動為主，低層風速較弱，天氣形勢靜穩(wěn)。

圖2 2021 年2 月23 日20:00（北京時，下同）（a）700 hPa、（b）850 hPa 位勢高度場（藍色等值線，單位：dagpm）、風場（風羽，單位：m s-1）、溫度場（紅色等值線，單位：°C）及急流區(qū)（綠色陰影，單位：m s-1）分布。紅色五角星為崇禮賽區(qū)，下同F(xiàn)ig. 2 Distribution of geopotential height (blue contours, units: dagpm), wind (vectors, units: m s-1), temperature (red contours, units: °C), and jet speed (green shaded area, units: m s-1) at (a) 700 hPa and (b) 850 hPa at 2000 BJT (Beijing time) February 23, 2021. Competition area in Chongli is marked by the red star, the same below

圖3 2021 年2 月23 日20:00（a）500 hPa 位勢高度場（藍色等值線，單位：dagpm）、風場（風羽，單位：m s-1）、FY-2F 衛(wèi)星TBB（填色，單位：K）分布以及（b）海平面氣壓場（藍色等值線，單位：hPa）、地面風場（風羽，單位：m s-1）分布Fig. 3 Distribution of (a) geopotential height (blue contours, units: dagpm), wind (vectors, units: m s-1), and FY-2E TBB (Black Body Temperature;color shadow, units: K) at 500 hPa, and distribution of (b) sea level pressure field (blue contours, units: hPa), wind (vectors, units: m s-1) at 2000 BJT February 23, 2021

3 數(shù)值模式方案設(shè)計

3.1 模式配置

本文選用美國國家大氣研究中心（NCAR）等機構(gòu)開發(fā)的WRF-ARW（V4.1.5）作為賽區(qū)的預報模式。與以往的中尺度預報模式相比，WRF 模式的精度更高，重點解決時效在60 h 以內(nèi)的有限區(qū)域天氣預報和模擬問題，因此可應用于具有日變化的間歇性冷湖過程模擬。WRF 模式采用地形追隨坐標，簡化了下邊界條件，避免氣壓坐標或等位溫坐標與地面相截所帶來的復雜邊界問題，使模式對崇禮山區(qū)陡峭地形的處理更為合理。本次模擬采用單向三重嵌套，垂直方向為81 層，模式頂高為50 hPa。三重嵌套網(wǎng)格的水平分辨率依次為4.05 km、1.35 km以及0.45 km，格點數(shù)均為361×361。模擬的區(qū)域設(shè)置如圖4 所示，最內(nèi)層嵌套包含整個崇禮賽區(qū)。

圖4 模擬區(qū)域設(shè)置Fig. 4 Model domain for numerical simulation

本文的模擬時間選定為2021 年2 月23 日08:00 至2 月25 日20:00，并已去除6 h 的spin-up時間。初始背景場資料（包括初始條件及邊界條件）采用ECMWF 提供的0.25°×0.25°的ERA5 再分析資料,每1 h 輸入一次。通過批量的敏感性試驗，本文優(yōu)選出最優(yōu)的參數(shù)化方案，各方案的配置如表1所示。微物理方案采用Morrison 2-moment 方案（Morrison et al., 2009）、輻射方案選取RRTMG短波及長波方案（Iacono et al., 2008）、陸面過程采取熱交換方案（Dudhia, 1996）、邊界層方案采取更適合復雜地形的YSU 方案（Hong et al., 2006）以及采用與邊界層方案相適配的MM5 相似理論近地面層方案（Jiménez et al., 2012）。

表1 WRF 模式參數(shù)化方案配置Table 1 Mode parameterization scheme setting

3.2 牛頓松弛逼近（Nuddging）方法的應用

牛頓松弛逼近技術(shù)，是在預報開始的一個時段內(nèi)，通過在一個或幾個預報方程中增加一個與預報和實況的差值成比例的虛假傾向項，借助模式動力框架，使模式輸出結(jié)果松弛逼近到觀測資料或再分析資料的一種四維同化方法。目前，在WRF 模式中，存在分析逼近法（Analysis Nudging）、觀測逼近法（Observation Nudging）以及譜逼近法（Spectral Nudging）三種。其中，分析逼近法及觀測逼近法對欲引入的外源強迫場中的各尺度信息進行無區(qū)別對待，從而向模式添加了很多外源性的中小尺度信息。這種外源性的中小尺度信息很可能對模式本身模擬出的中小尺度信息造成影響，從而不利于模擬結(jié)果。而譜逼近方法則是利用再分析資料作為驅(qū)動場，在譜空間向模式區(qū)域內(nèi)加入逼近項，對指定模式變量的大尺度場進行調(diào)整。所添加的強迫項主要在垂直向的較高層面，這可使模式與驅(qū)動場在較高層面的大尺度場保持一致，低層則可自由發(fā)展中小尺度活動。針對普逼近方法的這些特點，可使得區(qū)域模式在較高層面上與驅(qū)動場的偏差減小，同時又可發(fā)揮區(qū)域模式的優(yōu)點自主發(fā)展對流層低層的中小尺度過程（王淑莉等, 2016）。當使用譜逼近法向模擬區(qū)內(nèi)某變量的大尺度譜空間添加逼近項時，計算公式如下：

其中，LG和LR代表全球和區(qū)域模式中的大尺度譜空間；(LG∩LR)代表大尺度驅(qū)動場和區(qū)域模式場通過傅里葉變換進行譜分解后，在長波譜區(qū)域的交集；αG、αR、 α?R分別為大尺度驅(qū)動場、逼近場和區(qū)域模式模擬場中的變量；η為逼近系數(shù)，其為高度的函數(shù)；參數(shù)δ為垂直坐標。

本次模擬在上述參數(shù)化方案確定的基礎(chǔ)上，將譜逼近方法引入模擬過程中。在冷湖過程開始前的14 h（2 月23 日02:00 至23 日16:00）中，將譜逼近方法添加在模式最外層，從而使得冷湖過程開始前控制模式的積分預報與大尺度驅(qū)動場資料能夠保持一致，并可保留其自身產(chǎn)生的小尺度信息。隨后的一小時（23 日16:00 至23 日17:00）內(nèi)逐漸關(guān)閉譜逼近，由模式自身模擬預報整個冷湖過程。模擬結(jié)果顯示，譜逼近方法大大改善了冷湖過程中近地面溫度的模擬。

3.3 其他資料的分析應用

本文利用河北崇禮賽區(qū)2021 年2 月23 日08:00 至24 日18:00 8 個自動站點的逐小時2 m 溫度資料用于模擬結(jié)果的對比分析；利用分辨率為0.25°×0.25°的ERA5 再分析數(shù)據(jù)繪制2021 年2 月23 日20:00 的環(huán)流形勢圖；利用國家衛(wèi)星中心的FY-2F 衛(wèi)星紅外云頂黑體亮溫（TBB）資料對同時刻的天氣形勢進行輔助分析。

4 模擬結(jié)果驗證

圖5 給出了2021 年2 月23 日08:00 至24 日18:00 崇禮賽區(qū)8 個測站的2 m 溫度模擬結(jié)果與觀測值的對比?？梢钥闯?，WRF 模式較好地模擬出了近地面溫度的日變化特征，模擬結(jié)果的高值區(qū)均出現(xiàn)在下午14:00 左右，低值區(qū)均出現(xiàn)在夜間，模擬與觀測的高低值區(qū)分布較為一致。結(jié)合表2 可以看出，云頂站區(qū)（B1620、B1627、B1628、B1629、B1630、B1637，共6 個站點）內(nèi)，各站點與觀測的相關(guān)系數(shù)均達到0.90 及以上，B1627、B1637 兩站的相關(guān)系數(shù)高達0.97。云頂站區(qū)內(nèi)各站點的均方根誤差也較小，各站點的均方根誤差不超過2.31°C，B1629 站的均方根誤差更是低至1.04°C。以上分析均表明，模式對云頂站區(qū)2 m 溫度的模擬具有很好的模擬效果。越野2 號站（B1649）也具有較好的模擬效果，模擬結(jié)果與觀測曲線的趨勢較為一致，但其對日間最高溫度與夜間低溫的模擬仍存在一定的偏差。在冬兩1 號站（B1638），模式同樣能模擬出近地面溫度的演變趨勢，模擬結(jié)果與觀測結(jié)果具有很高的相關(guān)性。但模式對該站夜間低溫的模擬略顯不足，模擬的溫度偏高。夜間產(chǎn)生的暖偏差與地表能量模擬的偏差有直接關(guān)系?？赡苡捎谀Ｊ降凸懒嗽撜疽归g的長波輻射損失，使得夜間模擬出的凈輻射的能量損失較小，這是夜間出現(xiàn)暖偏差的直接原因。雖然冬兩1 號站的模擬效果與實況相比仍具有一定的差距，但其與前期的敏感性試驗結(jié)果及歷史偏差訂正結(jié)果相比已經(jīng)得到了較大程度的改善，具有一定的指示意義。

表2 8 個測站2 m 溫度的模擬效果分析Table 2 Analysis of Simulation Effect of 2-m Temperature at 8 automatic stations

從圖5 中近地面溫度觀測值的演變趨勢上看，23 日夜間冬兩1 號站的降溫幅度相比于其他站點更為劇烈，最低溫度的持續(xù)時間也更長，滿足冷湖過程生成和發(fā)展的條件，是一個較為明顯的冷湖過程。所以，冬兩1 號站及周邊區(qū)域的冷湖生消發(fā)展是本文研究的重點。相比于冬兩1 號站，在越野2號站夜間，冷湖也具有一定程度的發(fā)展，但其強度明顯弱于冬兩1 號站，可用于本文的對比分析。

圖5 2021 年2 月23 日08:00 至24 日18:00 崇禮賽區(qū)8 個測站的2 m 溫度觀測值（紅色實線）與模擬值（黑色帶圈實線）的比較Fig. 5 Comparison of 2-m temperature observations (red solid lines) and simulated values (black solid lines with circles) at 8 stations in the Chongli competition area from 0800 BJT (Beijing time) 23 to 1800 BJT 24 February 2021

5 模擬結(jié)果分析

5.1 局地環(huán)流對冷湖過程的影響

5.1.1 局地垂直環(huán)流的日變化

從圖1 中可以看出，冬兩1 號站（B1638）位于兩座相對山脈間的溝壑之中，屬于小峽谷型地形（賈春暉等, 2019）。為了更好地分析冬兩1 號站及周邊地區(qū)的冷湖發(fā)展及演變趨勢，本文利用WRF 的模擬結(jié)果，分別沿（40.91°N，115.47°E；即B1638 站所在位置）繪制風場及位溫場的垂直剖面圖。陳明和傅抱璞（1995）學者曾將盆地中具有日周期變化的局地環(huán)流系統(tǒng)清楚地分為夜間環(huán)流型、晨間轉(zhuǎn)換型、白天環(huán)流型及夜間轉(zhuǎn)換型四種類別。參考陳明等學者的研究成果并依據(jù)本次冷湖過程的發(fā)展特點，本文分別選取2021 年2 月23 日18:00（夜間轉(zhuǎn)換型）、24 日01:00（夜間環(huán)流型）、24 日08:00（晨間轉(zhuǎn)換型）及24 日15:00（白天環(huán)流型）這四個代表性時次進行研究。

圖6 為上述四個時次沿冬兩1 號站東西向截取的垂直剖面圖，紅色三角為站點所在位置。冬兩1號站位于谷底區(qū)域，峽谷內(nèi)（115.45°E～115.49°E）部地勢稍有起伏，但總體上以東高西低的地勢分布為主。其中，圖6a 為日落前后（23 日18:00）的風溫場配置。可以看出，在該時刻，高層以平直西風為主，風速隨高度的降低逐漸減小。在約2 km的高度上，存在風向垂直切變。此處風向反向，以較弱的東風為主。近地面層上，溫度已相對較低，風沿山脈走勢緩慢向西流動，推動冷空氣緩慢向西匯集。結(jié)合此時刻的溫度層結(jié)曲線（圖略），可看出在18:00 高空的逆溫層結(jié)已經(jīng)形成，冷湖過程已逐漸開始建立。

圖6 2021 年2 月（a）23 日18:00、（b）24 日01:00、（c）24 日08:00 及（d）24 日15:00 沿冬兩1 號測站東西剖面上的風溫場。圖中棕色區(qū)域為地形；黑色箭頭為矢量風，單位：m s-1；填色及等值線為位溫，單位：K；紅色三角為站點所在位置（下同）Fig. 6 Wind temperature field on the east-west section of Dongliang No.1 station at (a) 1800 BJT 23, (b) 0100 BJT 24, (c) 0800 BJT 24, and (d) 1500 BJT February 2021. The brown area is the terrain; the black arrows are the vector wind, units: m s-1; the color and the contour are the potential temperature, units: K. The red triangle is the location of the station (the same below)

隨后，隨著時間的推移，由于地面通過長波輻射不斷損失熱量，峽谷中的逆溫層結(jié)迅速加強并不斷向低層擴展（如圖8a）。至24 日01:00，逆溫層厚度已達到最大并穩(wěn)定維持。同時，結(jié)合夜間環(huán)流型圖像（圖6b），可看出冷湖結(jié)構(gòu)隨時間不斷發(fā)展、加深，峽谷中地勢較低處伴隨著冷空氣的不斷堆積并向上漫延。此時刻，高層仍以水平東移的系統(tǒng)風為主。在大氣低層，穩(wěn)定層結(jié)已經(jīng)建立，風沿地勢由東向西緩慢移動，并產(chǎn)生一定的重力下坡風。該密度流不斷疊加在冷墊之上，造成冷空氣下泄匯聚。需要注意的是，此時風向切變的高度已由2 km 下移至1.88 km。相比上一個時次，高空中存在一定程度的動量下傳。

從夜間環(huán)流型向白天環(huán)流型的轉(zhuǎn)變過程中，溫度場及流場的變化變得較為復雜。由于受到太陽短波輻射的影響，至24 日08:00（圖6c）,冬兩1 號站及相鄰低谷區(qū)的冷湖快速消亡，115.52°E 附近仍存在一些冷湖殘留。由圖8b 中可以看出，隨著地表加熱的不斷增強，湍流活動逐漸增強，低層的逆溫由于湍流活動的增強而逐漸消失。在此刻，高空2000～2300 m 處仍有部分夜間逆溫殘余，形成一個明顯的穩(wěn)定核區(qū)。從流場上看，24 日08:00，高空風場逐漸增強。伴隨著地面的不斷加熱，近地層風速也逐漸增大。隨著系統(tǒng)風的增強，冷湖發(fā)展維持期間的微弱東風已逐漸被越山的系統(tǒng)西風氣流所取代。

24 日08:00 后，地表加熱繼續(xù)增強，對流邊界層繼續(xù)向上發(fā)展，逆溫厚度逐漸變薄。至24 日12:00，逆溫層已經(jīng)消失。24 日15:00（圖6d），峽谷上空的位溫場整體增強，達到290 K 以上。值得注意的是，在峽谷的邊緣高地（115.49°E）上，由于受熱強烈，存在明顯的上升運動，并引發(fā)高地兩側(cè)的強上坡風環(huán)流。

類似地，圖7 為相同時次冬兩1 號站南北向剖面的風溫場，此期間逆溫層的變化情況如圖8 所示。23 日18:00（圖7a），谷底的冷卻過程已經(jīng)開始。谷中的溫度已下降至283 K，峽谷南側(cè)的溝壑處（40.84°～40.88°N）溫度已下降至282 K。風場上，高空以偏北氣流為主；近地層以偏南氣流為主，風速較小。在峽谷及南側(cè)溝壑上方約2.32～2.46 km高度上，存在一定程度的下沉運動，南側(cè)溝壑處的下沉運動略強于峽谷上方的下沉運動，此時冷湖逐漸發(fā)展建立。至24 日01:00（圖7b），峽谷上方及南側(cè)溝壑處的冷湖已完全建立。由于深度更深，南側(cè)溝壑處的冷空氣堆積更為劇烈，冷湖結(jié)構(gòu)更加深厚。流場上，高空已完全被較弱的偏南氣流控制。貼地層上，峽谷中仍以微弱的偏南氣流為主，而南側(cè)溝壑中則以微弱的偏北氣流為主導。24 日08:00（圖7c）為清晨轉(zhuǎn)換流型?？梢钥闯?，此時峽谷中的冷湖結(jié)構(gòu)已經(jīng)消亡，南側(cè)溝壑處仍保留一些冷湖殘余。流場上，高空已轉(zhuǎn)變?yōu)橄到y(tǒng)性的偏北風，風速與上個時次相比明顯增大。峽谷上方1.88～2.21 km 高度上出現(xiàn)較強的上升運動，致使逆溫層逐漸被破壞，直至消失。至24 日15:00，冷湖過程已完全消散。位于40.89°N 的山地兩側(cè)出現(xiàn)明顯的上坡風。兩側(cè)上坡風在山地上空交匯，產(chǎn)生出較強的上升運動。

圖7 同圖6，但為南北剖面Fig. 7 Same as Fig. 6, but for north-south section

圖8 2021 年2 月23、24 日冬兩1 號站點（a、b）各不同時刻溫度隨高度的變化Fig. 8 Changes in temperature with altitude at (a, b) different times at Dongliang No. 1 station on February 23 and 24, 2021

5.1.2 地形影響下的局地環(huán)流差異對冷湖過程帶來的影響

從圖5 近地面溫度的演變趨勢上看，相比于其他站點，冬兩1 號站及越野2 號站均具有一定程度的冷湖發(fā)展，但越野2 號站在夜間的冷湖強度明顯弱于冬兩1 號站。下面，本文便從環(huán)流的角度解釋兩站冷湖強度差異性的原因。

圖9、10 為24 日01:00（即冷湖在夜間穩(wěn)定維持的時刻）冬兩1 號站與越野2 號站風溫場剖面圖的對比。其中，圖9 分別沿兩站所在緯度進行剖面，圖10 沿兩站所在經(jīng)度進行剖面，紅色三角代表兩站所處位置。由于本次冷湖過程以靜穩(wěn)天氣為背景，近地面多受小風或靜風控制，所以兩站在近地面風速大小上并無太大差異。但兩站所處地形卻有較大不同。冬兩1 號站位于兩座相對山脈間的狹長溝壑之中，且該溝壑以東高西低的地勢分布為主（圖9a）。而越野2 號站卻處在山坡之上，其站點高度比冬兩1 號站高出37.3 m 左右。在天氣條件靜穩(wěn)、背景風較小時，山頂冷空氣易受重力作用下沉。于冬兩1 號站而言，南側(cè)較高的相對山脈會為該站帶來具有偏南分量的下坡風（圖10a）；東高西低的狹長溝壑會為該站帶來偏東分量的下谷風（圖9a）。寒冷的下坡風與下谷風在冬兩1 號站緩慢交匯、下沉，最終在冬兩1 號站形成較強的冷湖過程（示意圖見圖12）。越野2 號站由于海拔較高，在圖9b中可看出該站并不處于東西向溝壑深處。所以，越野2 號站主要受下坡風影響，而受下谷風的影響較弱。另一方面，由于所受到的下坡風、下谷風以偏東或偏東南氣流為主，所以兩站在近地面風場上均表現(xiàn)為東南風（圖11、圖12）。

圖9 2021 年2 月24 日01:00（a）冬兩1 號站及（b）越野2 號站沿各測站東西剖面上的風溫場。棕色區(qū)域為地形；黑色箭頭為矢量風，單位：m s-1；填色及等值線為位溫，單位：K。紅色三角代表各站所在位置，下同F(xiàn)ig. 9 Wind temperature field along the east-west section of Dongliang No.1 station and Yueye No.2 Station at 0100 BJT on February 24, 2021. The brown area is the terrain; the black arrow is the vector wind, units: m s-1; the color and the contour are the potential temperature, units: K. The red triangle is the location of the station, the same as below

圖10 同圖9，但為南北剖面Fig. 10 Same as Fig 9, but for north-south section

圖11 2021 年2 月24 日01:00 冬兩賽區(qū)內(nèi)10 m 風場平面圖。黑色箭頭為矢量風，填色代表風速大小，單位：m s-1；紅色圓點代表冬兩1 號站，黃色圓點代表越野2 號站Fig. 11 10-m wind vectors in Dongliang area at 0100 UTC on February 24, 2021. The black arrow is the vector wind, the color is the wind speed, units: m s-1（The red point represents the location of Dongliang No.1 station, and the yellow point represents the location of Yueye No.2 Station）

圖12 冬兩賽區(qū)及越野賽區(qū)近地面三維流場示意圖Fig. 12 Three-dimensional flow field diagram of Dongliang area and Yueye area

綜上所述，冬兩1 號站在南—北向及東—西向均處于較低的地勢之中。這種較低地勢一方面更有利于寒冷的下坡風及下谷風的形成，另一方面也利于各冷徑流的匯集，所以更易在夜間生成較強冷湖。而越野2 號站海拔相對較高，較高地勢及僅有的下坡流不足以產(chǎn)生強度更強的冷湖。所以，地形影響下的局地環(huán)流不同是造成兩站冷湖強度差異的原因之一。

以上分析較為清楚地再現(xiàn)了冬兩1 號測站及周邊地區(qū)冷湖生消發(fā)展過程中的流場及位溫場的變化并從局地環(huán)流的角度探索了兩測站冷湖強度差異性的原因。為進一步探究冷湖形成及消散的根本原因，本文將從輻射、湍流活動兩方面入手，針對本次冷湖過程進行更為細致的分析。

5.2 輻射作用對冷湖過程的影響

地面凈輻射為地面接收到的來自太陽和大氣層中的各種輻射與地表向外放射和反射的各種輻射的差額（李玉海, 1977）。地面接收到的短波輻射有兩種，一種為太陽直接輻射，另一種是太陽輻射被大氣層散射后射向地面的散射輻射。地面接收到的唯一長波輻射為大氣逆輻射。這三種輻射共同構(gòu)成地面的輻射收入。地面向大氣的支出輻射也有三種，分別為地面長波輻射、地面對太陽短波輻射的反射及地面對大氣逆輻射的反射（該量值甚微）。根據(jù)組成地面凈輻射的各個輻射因子，可將地面凈輻射方程式列出如下：

其中，地面凈輻射以B表示；S′為水平面上的太陽直接輻射；D為大氣散射輻射；EA為大氣逆輻射；RK為地面短波散射輻射；EB為地面長波輻射。若將地面有效輻射定義為E=EA?EB，地面反射率定義為AK=RK/(S′+D)，地面凈輻射則可用地面吸收的太陽輻射與地面有效輻射的代數(shù)和表示：

5.2.1 崇禮賽區(qū)瞬時地表凈輻射通量分布

為進一步探究輻射作用對本次冷湖過程生消發(fā)展帶來的影響，本文分別繪制了崇禮賽區(qū)2021 年2 月23 日18:00、24 日01:00、04:00、08:00 及15:00 的瞬時地表凈輻射通量分布（圖13、圖14）?？梢钥闯?，在23 日18:00，崇禮賽區(qū)大部分區(qū)域均以凈輻射支出為主。云頂站區(qū)向外釋放的輻射通量略強于冬兩1 號站及越野2 號站。至24 日01:00，由于山頂積雪具有較大的反射率，云頂站區(qū)向外釋放出更多的輻射能量。而在此時，冬兩1 號站及越野2 號站所釋放的輻射與上個時次相比并無太大變化。而到24 日04:00，冬兩1 號站及越野2 號站向外釋放的輻射通量顯著增加，輻射冷卻作用明顯增強。向外釋放的輻射能量甚至超過云頂站區(qū)。這為本次冷湖過程中后期的維持發(fā)展創(chuàng)造極為有利的條件。至24 日08:00，受太陽短波輻射的影響，此時整個崇禮賽區(qū)以凈輻射輸入為主。冬兩1 號站及越野2 號站近地面的能量不斷積累，冷湖快速打破、消亡。24 日15:00，太陽輻射持續(xù)加熱地面，崇禮賽區(qū)瞬時地表凈輻射通量已至282 W m-2及以上。地面的強烈受熱會引起湍流熱交換加劇，并引發(fā)前文提到的上坡風環(huán)流。

圖13 2021 年2 月（a）23 日18:00、24 日（b）01:00 和（c）04:00 崇禮賽區(qū)瞬時地表凈輻射通量（單位：W m-2）分布。圖中紅色圓點代表云頂站區(qū)、藍色圓點代表冬兩1 號站、紫色圓點為越野站區(qū)、綠色圓點為跳臺站區(qū)（下同）Fig. 13 Distribution of instantaneous net radiation flux (units: W m-2)in Chongli competition area at (a) 1800 BJT 23, (b) 0100 BJT 24, and(c) 0400 BJT 24 February 2021. The red dots in the picture represent the Yunding station area, the blue dot represents the Dongliang No. 1 station, the purple dots are the Yueye station area, and the green dots are the Tiaotai station area, the same as below

圖14 2021 年2 月24 日（a）08:00、（b）15:00 崇禮賽區(qū)瞬時地表凈輻射通量（單位：W m-2）分布Fig. 14 Distribution of instantaneous net radiation flux (units: W m-2)in Chongli competition area at (a) 0800 BJT and (b) 1500 BJT on February 24, 2021

5.2.2 不同情況下地表凈輻射及各輻射因子的日變化特征

本文將組成地表凈輻射（net radiation，簡稱Rn）的各項輻射因子分為地面接收的短波輻射（downward shortwave radiation，簡稱DSR）、地面向上反射的短波輻射（upward shortwave radiation，簡稱USR）、大氣逆輻射（downward longwave radiation，簡稱DLR）及地面長波輻射（upward longwave radiation，簡稱ULR）四類。由前述分析已知（圖5），越野2 號站（B1649）在23～24 日夜間也具有一定程度的冷湖發(fā)展，但其強度明顯弱于冬兩1 號站（B1638）。為進一步從輻射角度揭示兩站冷湖發(fā)展強度差異的原因，本文分別繪制了兩站凈輻射及各輻射因子的日變化曲線。同理，為進一步分析冬兩1 號測站冷湖期間與非冷湖期間地面凈輻射及各輻射因子的差異性，本文選取了該測站的下一個非冷湖時段（24 日08:00 至25 日09:00）進行對比分析。出于控制變量的要求，所選取的非冷湖個例在夜間仍以小風速為主，平均風速不超過2 m s-1。

圖15 為地表凈輻射與各輻射因子在越野2 號站、冬兩1 號站及其非冷湖情況下的日變化曲線?？梢钥闯觯N情況下，地面接收的短波輻射通量（DSR）與地面向上反射的短波輻射通量（USR）均具有相似的日變化特征（圖15a、b）。正午時段，日照充足，地面接收及反射的短波輻射均較大。而隨著太陽落山（18:00 后），地面缺少短波輻射補給，從而使得地面接收及反射的短波通量值驟降為0。其次，通過對比三種不同情況下DSR、USR輻射量值的變化趨勢，發(fā)現(xiàn)越野2 號站與冬兩1 號站均具有相似的DSR、USR 變化特征，僅在正午時段二者的DSR、USR 輻射量值才稍顯不同。非冷湖個例在白天接收及反射的短波輻射量值更大。非冷湖個例與冷湖個例的DSR、USR 輻射量值的最大差異體現(xiàn)在正午時段。

圖15c、d 體現(xiàn)地面長波輻射的收支變化情況?？梢钥闯?，21:00 前，非冷湖個例中地面接收的長波輻射（DLR）均小于冷湖個例；21:00 后，非冷湖個例中的逆輻射通量值逐漸增強，并逐漸反超冷湖個例。另一方面，15:00 前和次日03:00 后，越野2 號站與冬兩1 號站的逆輻射通量值基本相同。其余時段，兩站的DLR 輻射通量值出現(xiàn)明顯差別，越野2 號站的DLR 量值均大于冬兩1 號站。針對地面釋放的長波輻射（ULR）的日變化特征，可看出，越野2 號站與冬兩1 號站的ULR 曲線變化趨勢及輻射量值基本相同。非冷湖個例的ULR 輻射量值均大于冷湖個例，且三者的輻射量值差異性隨時間緩慢減小。這是因為地面釋放的長波輻射通量與地表溫度的四次方成正比。由于在日間，非冷湖個例中，地表吸收了更多的太陽短波輻射，相對而言地表溫度便比其他個例高，從而釋放的長波輻射量值也就更大。夜間，由于無短波輻射補給，非冷湖個例中的地表溫度不斷下降，從而地面釋放的長波輻射便也不斷減小，非冷湖個例與其他個例的ULR 量值差距也因此不斷減小。

圖15 （a）地面接收的短波輻射（DSR）、（b）地面反射的短波輻射（USR）、（c）大氣逆輻射（DLR）、（d）地面長波輻射（ULR）及（e）凈輻射（Rn）通量在越野2 號站（B1649）、冬兩1 號站（B1638）及其非冷湖時段（2021 年2 月24 日08:00 至25 日09:00）的日變化情況Fig. 15 Diurnal variation in (a) DSR (downward shortwave radiation), (b) USR (upward shortwave radiation), (c) DLR (downward longwave radiation), (d) ULR (upward longwave radiation), and (e) Rn (net radiation) at Yueye No.2 Station (B1649), Dongliang No. 1 Station (B1638) and other non-CAP (cold air pool) periods (from 0800 BJT 24 to 0900 BJT 25 February 2021)

各輻射因子共同組成地表的凈輻射（Rn）通量值。由圖15e 可看出，08:00～17:00，越野2 號站與冬兩1 號站在日間得到的地面凈輻射通量較為一致，并無明顯差異。17:00 后，太陽落山，兩站的凈輻射通量差異逐漸體現(xiàn)。可以看到，17:00 至次日03:00，冬兩1 號站向外釋放的輻射能量總是大于越野2 號站，即冬兩1 號站的輻射冷卻作用更強。通過前述對各輻射因子日變化趨勢的分析，可得出該時段越野2 號站接收的逆輻射量值均大于冬兩1 號站，而二者釋放的長波輻射卻幾乎無差別。所以，地面接收的逆輻射通量值差異是造成該時段兩站凈輻射通量值（或輻射冷卻強度）差異的主要原因。若除去兩站地形高度差異（越野2 號站比冬兩1 號站高約37 m 左右）及下墊面差異帶來的影響，夜間輻射冷卻強度的不同應是造成兩站冷湖強度差異的主要原因之一。

另一方面，在白天（08:00～17:00），非冷湖個例相較于冷湖個例在近地面具有更強的凈輻射能量積累。通過計算，得出非冷湖個例比冷湖個例的日間凈輻射累積量高出421.64 W m-2。18:00～21:00，非冷湖個例的輻射冷卻程度明顯高于冷湖個例，但在21:00 后，非冷湖個例的輻射支出明顯減弱。這是由于21:00 后，地面接收的大氣逆輻射突然增加，地面釋放的長波輻射緩慢減少所造成的。冬兩1 號站冷湖個例的輻射支出雖在前半夜較弱，但在次日03:00 突然加強。這種輻射支出的突然加強可能與地面接收的逆輻射通量在03:00 突然降低有關(guān)?？偟膩碚f，冬兩1 號站冷湖個例的夜間輻射冷卻累積量比非冷湖個例高出144.96 W m-2。

綜上所述，崇禮賽區(qū)的地面凈輻射通量具有明顯的日變化特征。由于崇禮賽區(qū)下墊面性質(zhì)較為復雜，不同性質(zhì)的地表吸收和放射輻射的特性具有很大差異，因此影響地面凈輻射也具有較大差異。云頂站區(qū)由于海拔較高，地表受積雪覆蓋，反射率較強。因此，相較于冬兩1 號站及越野2 號站，云頂站區(qū)在前半夜具有更強的輻射冷卻。對比冬兩1 號站及越野2 號站凈輻射通量隨時間的演變，可看到兩站的輻射冷卻強度在夜間具有明顯差異，這應是造成兩站夜間冷湖強度差異的主要原因之一。通過對比強冷湖個例與非冷湖個例的凈輻射通量差異性，可以看出，雖然非冷湖個例在日落后具有較強的瞬時輻射能量支出，但其輻射能量支出強度會在短時間內(nèi)迅速減弱。在冷湖個例中，后半夜（次日03:00）輻射冷卻作用的突然加強為冷湖過程中后期的維持、發(fā)展創(chuàng)造有利條件。

5.3 邊界層及湍流發(fā)展對冷湖消散過程的影響

通過以上分析可得出，從夜間環(huán)流型向白天環(huán)流型轉(zhuǎn)變的過程中，由于受太陽短波輻射的影響，地表能量得以不斷累積。伴隨著地表的強烈受熱，湍流活動及邊界層高度也會發(fā)生一系列變化。下面，從動力場的角度分析邊界層及湍流活動的發(fā)展對本次冷湖的消散過程帶來的影響。

圖16 為本次冷湖過程維持階段和結(jié)束階段兩站的位溫垂直廓線。有研究指出（Heffter, 1980;Marsik et al., 1995），位溫垂直廓線可間接確定邊界層的高度，并能反映邊界層下的湍流活動情況?？梢钥闯觯?4 日01:00～04:00，即冷湖的維持發(fā)展階段，冬兩1 號站和越野2 號站的位溫廓線均十分平緩，近地面的湍流活動十分微弱。至24 日08:00，兩站的位溫廓線在近地面高度均有拐點出現(xiàn)，且其梯度逐漸增大。說明在此時，近地面已有一定的湍流活動向上發(fā)展。湍流活動的發(fā)展使得谷底堆積的冷空氣不斷與其上空的較暖空氣混合，從而造成冷湖結(jié)構(gòu)的破壞。11:00，在2200 m 以下高度，冬兩1 號測站的位溫廓線已大體垂直，伴隨著湍流混合作用的劇烈發(fā)展，對流邊界層快速升高。而對于越野2 號站，此時該站的位溫梯度略小于冬兩1 號站，湍流混合強度不及冬兩1 號站。由于兩站在近地面均表現(xiàn)出較強的湍流混合，11:00 谷底冷湖已完全消失。至當日14:00，兩站的位溫廓線均接近垂直，且在約2500 m 高度上有明顯拐點。拐點所在位置，與白天的對流邊界層高度相對應。

圖16 2021 年2 月24 日01:00、04:00、08:00、11:00、14:00（a）冬兩1 號站（B1638）及（b）越野2 號站（B1649）位溫的垂直廓線Fig. 16 Potential temperature profiles at different times over (a) Dongliang No. 1 Station (B1638) and (b) Yueye No.2 Station (B1649) on February 24, 2021

圖17 給出了兩測站邊界層高度隨時間的演變特征。需要注意的是，此處的邊界層高度為邊界層頂距地表的垂直距離（Above ground level，簡稱AGL），并不包括地形高度本身?？梢钥闯?，23日16:00～20:00，邊界層高度迅速降低。23 日20:00 至24 日02:00，即冷湖維持初期及發(fā)展階段，對流邊界層達到一日中的最低高度，其上部維持夜間穩(wěn)定的逆溫層結(jié)。24 日02:00～08:00，冷湖過程的中后期，邊界層相比于前一時段有所抬升。冬兩1 號站邊界層高度隨時間具有一定程度的波動，但其發(fā)展高度并不高，維持在距地面約125 m 的高度上。此時段內(nèi)，有較為微弱的湍流活動。24 日08:00 之后，由于太陽短波輻射加熱地表，近地層的湍流作用迅速增強，對流邊界層隨之向上發(fā)展。在此過程中，冷湖結(jié)構(gòu)破壞，逆溫厚度迅速變薄（圖8），直至消失。

圖17 冬兩1 號站（B1638）及越野2 號站（B1649）邊界層距地面高度（單位：m）的變化特征Fig. 17 The change characteristics in the planetary boundary layer(PBL) height (units: m) of Dongliang No. 1 Station (B1638) and Yueye No. 2 Station (B1649)

摩擦速度表征了湍流運動中水平動量的垂直通量（羅然等, 2020），為描述近地面層湍流特征的重要參數(shù)。圖18 反映了兩測站近地面層摩擦速度隨時間的演變。從總體上看，摩擦速度隨時間具有一定程度的波動。對于冷湖結(jié)構(gòu)更為深厚的冬兩1號站，在冷湖發(fā)生發(fā)展過程中，該站的最大摩擦速度不超過0.33 m s-1，最小摩擦速度可達0.02 m s-1。因此，在該時段內(nèi)，近地層的湍流活動雖有波動，但其強度并不大。至24 日08:00 后，冬兩1 號站的摩擦速度逐步攀升，并于14:00 達到最大，此時近地面的湍流活動最為強烈。

圖18 冬兩1 號站（B1638）及越野2 號站（B1649）摩擦速度（單位：m s-1）隨時間演變的曲線Fig. 18 The change characteristics in friction speed (units: m s-1)evolving with time at Dongliang No. 1 Station (B1638) and Yueye No.2 Station (B1649)

通過分析冷湖發(fā)生前后位溫廓線、摩擦速度及邊界層高度隨時間的演變趨勢，均可印證近地層湍流活動的發(fā)展對冷湖過程帶來的重要影響。冷湖發(fā)生發(fā)展時期，湍流作用較為微弱，對應邊界層高度發(fā)展很低。穩(wěn)定的近地層環(huán)境為冷湖加深加強創(chuàng)造出極為有利的條件。日出后，隨著地表加熱不斷增強，湍流活動逐漸旺盛，對流邊界層不斷向上發(fā)展，致使峽谷中的逆溫破壞，冷湖消散。

6 結(jié)論與展望

利用WRF 中尺度模式并引入譜分析方法，本文對2021 年2 月23 日17:00 至24 日08:00 冬奧崇禮賽區(qū)一次典型的冷湖過程進行模擬，詳細分析了冷湖發(fā)展前后風溫場的垂直變化特征，探究了冷湖過程形成及消散的可能原因（概念模型如圖19 所示）。具體結(jié)論如下：

圖19 冷湖（a）形成及（b）消散的概念模型圖Fig. 19 Conceptual model of CAP (a) formation and (b) dissipation

（1）靜穩(wěn)的天氣形勢是冷湖過程維持、發(fā)展的大背景條件。在此過程中，崇禮賽區(qū)在500～700 hPa 均處于脊前位置，高空以下沉運動為主，近地層風速微弱，大氣穩(wěn)定度較高。

（2）冬兩1 號站及鄰近區(qū)為本次冷湖結(jié)構(gòu)最為深厚的區(qū)域。通過研究該區(qū)域垂直風溫場的演變情況，可清楚地再現(xiàn)本次冷湖的生消發(fā)展過程。日落時分，低層的穩(wěn)定層結(jié)已開始建立，近地層出現(xiàn)沿地勢流動的冷徑流。夜間環(huán)流型期間，逆溫層由上至下迅速建立，冷湖結(jié)構(gòu)明顯。冷湖的出現(xiàn)與谷底的偏東—東南風相配合。受重力下坡風影響，冷空氣不斷向谷底堆積，冷湖深度增加。日出后，越山的系統(tǒng)風重新建立，近地層的微弱東南風逐漸被系統(tǒng)風取代。逆溫層不斷消蝕，僅在上層存在夜間的逆溫殘余，成為一明顯的穩(wěn)定核區(qū)。隨后，上坡風不斷發(fā)展，逆溫完全侵蝕，冷湖過程結(jié)束。

（3）崇禮賽區(qū)的地面凈輻射通量具有明顯的日變化特征。針對冬兩1 號站，非冷湖個例在夜間的輻射能量總支出明顯低于冷湖個例，說明了輻射冷卻作用對冷湖過程的積極影響。后半夜該站輻射冷卻作用的突然加強為冷湖過程中后期的維持發(fā)展創(chuàng)造了有利條件。

（4）冬兩1 號站及越野2 號站的局地環(huán)流差異及輻射冷卻強度差異是造成兩站夜間冷湖強度不同的主要原因之一。

（5）通過分析冷湖發(fā)生前后位溫廓線、摩擦速度及邊界層高度隨時間的演變，均可印證湍流活動的發(fā)展是逆溫消散、冷湖結(jié)構(gòu)破壞的主要原因。

總體來說，此次模擬能較好地再現(xiàn)冬兩場地冷湖及逆溫的生消過程，得出重力下坡風及夜間輻射冷卻作用是谷地冷湖形成的具體原因，日出后湍流活動的快速發(fā)展是造成冷湖結(jié)構(gòu)破壞的重要影響因素（圖19）。但是，本項工作僅是冷湖過程研究的開端，大量工作還需進一步進行：

（1）由于崇禮賽區(qū)的下墊面條件復雜，WRF自帶的地形數(shù)據(jù)可能不能很好的反映賽區(qū)地形特征。在后續(xù)的研究中，可引入空間分辨率更高的地形數(shù)據(jù)（如30 m 空間分辨率的ASTER GDEM 地形數(shù)據(jù)）和動態(tài)陸面資料（如CLDAS-V2.0 陸面數(shù)據(jù)），用以完善下墊面環(huán)境。同時，可嘗試采用多源觀測資料融合同化的方式進行模擬，以期更加精細地描繪小地形風場，從而進一步探索局地環(huán)流的不同對冬兩1 號站及越野2 號站冷湖強度帶來的影響。

（2）可對近2～3 年內(nèi)冬季賽區(qū)不同的冷湖過程進行篩選和分類，利用多過程合成分析方法對冷湖的生消發(fā)展進行具體分析，進一步探索冬兩1 號站在夜間溫度驟降的原因，提高對該類事件的甄別及預報能力。