春季河西走廊地区冷暖空气交替频繁, 温度极不稳定, 多大风沙尘天气, 大风日数占全年的80%左右, 无论大风出现的次数和强度均为全年之最。以往众多学者对沙尘暴和大风之间的关系研究较多(赵庆云等, 2012;云静波等, 2013;尹尽勇等, 2011;丁荣等, 2006;杨晓玲等, 2012, 2017;于波等, 2017), 沙尘暴和大风的形成受系统性天气、地形、下垫面条件和季节等因素影响, 既有相似的地方, 也有区别。强冷空气活动通常会形成大风或沙尘暴天气, 但两者并不一定同时发生。研究发现(孙永刚等, 2014)沙尘暴强冷平流位于较高的700~600 hPa之间, 大风天气强冷平流中心位于较低的850 hPa左右; 另外许多学者从锋面次级环流、动量下传、涡度平流等动力条件方面对大风沙尘的成因进行了分析(盛春岩等, 2012;黄彬等, 2017;范俊红等, 2009), 王慧清等(2015)对一次内蒙古吹雪天气研究发现, 散度场和垂直速度场均形成次级环流, 使得地面风速加大。朱男男等(2015)利用位势涡度对一次黄渤海大风的诊断分析认为, 高层正涡度向中下层传导有利于气旋的发展加强。姜学恭等(2003)认为高空急流次级环流引发的下沉运动与中下层深厚混合层的形成, 是高空动量下传的有效机制。河西走廊西部地处青藏高原北侧, 是中国西北路冷空气的必经之路, “地形狭管”和地形绕流对低层大风的影响作用明显(王建鹏等, 2006;董安祥等, 2014;李耀辉等, 2014;沈建国等, 2007;段圣泽等, 2018), 动力和热力条件变化对地面大风形成的机理复杂, 因此有必要对河西走廊西部大风天气过程进行分析, 加深对特殊地形条件下大风时空分布特征和形成机理的认识。

2017年5月1—4日, 受西伯利亚强冷空气东移南压影响, 河西走廊西部出现一次灾害性大风天气过程。此次天气过程灾害种类繁多, 大风、沙尘、降雪、雷电、冰雹、霜冻等天气现象相继出现, 其中大风平均风力达8~9级, 酒泉市肃州区瞬间极大风力达11级(29.5 m·s^-1), 突破有历史记录以来的极值, 此时正处于农作物播种、树木出芽阶段, 极端大风天气致使农林设施损失惨重, 同时也对交通运输、基础设施、工业、旅游业造成不同程度的影响。本文利用多种资料对此次大风天气进行分析, 以期为河西走廊西部偏西大风的精细化预报提供经验。

利用地面气象观测站逐时风向风速、海平面气压、常规高空探测、地面感热通量资料和NCAR/NCEP逐6 h 1°× 1°再分析数据, 从变压风、涡度平流、高低空动量下传等动力条件方面对大风期间3次风速波动成因进行诊断分析。其中表面感热通量来源于NCEP表面通量资料, 以下文字和图中描述的时间均为北京时。文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1570号的中国地图制作, 底图无修改。

在2017年4月30日08:00(北京时, 下同)500 hPa高空图(图略)上, 欧亚中高纬度为一槽一脊型, 乌拉尔山地区阻塞高压发展加强, 其脊前泰梅尔半岛处极涡发展加深, 巴尔喀什湖以南到帕米尔高原有一低槽维持, 受槽前西南气流影响, 新疆至河西地区处在暖脊控制中, 天气晴朗, 升温明显。5月1日20:00乌拉尔山高压脊北抬东移, 与极涡之间气压梯度加大, 偏北急流加强。同时极涡冷中心温度增强至-42 ℃, 在南下过程中, 极涡中心偏西横槽转竖与巴湖槽同位相叠加旋转南下, 高纬度强冷空气沿偏北急流迅速补充到北疆和南疆东部。对应700 hPa新疆北部到河西走廊西部锋区加强, 锋区两侧温差达14 ℃以上, 西北急流南下到敦煌附近, 风速达16 m·s^-1。1日20:00至3日08:00, 500 hPa上冷涡位置不断南下, 槽后冷空气不断堆积, 700 hPa上锋区持续加强, 酒泉上空最大风速达到36 m·s^-1。研究和统计发现阻塞高压对中高纬度地区天气有显著影响, 而河西走廊西部偏西大风天气的环流形势都存在乌拉尔山高压脊发展的显著特征(肖贻青, 2017;曹玲等, 2005)。此次极端大风天气正是发生在乌拉尔山阻塞高压发展加深, 其脊前冷涡异常南压的环流背景下, 冷平流加压和高低空动量下传的共同作用使得河西走廊西部地区出现了连续性偏西大风天气。

2017年5月1—3日, 河西走廊西部出现连续大风天气, 从酒泉站风速变化时序图(图 1)可以看出, 有3次明显的风速波动, 并且风速呈现逐次增大趋势。1日20:00, 受地面冷锋东移过境影响, 河西西部出现第一次大风天气, 酒泉站10 min平均最大风速8.6 m·s^-1(5级), 极大风速达13.6 m·s^-1(6级), 2日02:00之后风力减弱。从2日12:00开始, 风力再次迅速增大, 到17:00出现第二次峰值, 此时酒泉站10 min平均最大风速为11.8 m·s^-1(6级), 极大风速20.1 m·s^-1(8级)。到3日08:00第三次峰值时, 大风范围分布在酒泉东部和张掖地区, 此时酒泉站10 min平均最大风速17.8 m·s^-1(8级), 极大风速29.5 m·s^-1(11级), 达3次波动过程之最, 而5 h之前(3日03:00)极大风速仅为2.0 m·s^-1左右。由此可见, 此次大风天气过程具有突发性强, 风速峰值与峰谷差值大, 大风期间风速波动明显的特征。

图 1(Fig. 1)

图 1 2017年5月1—3日酒泉站(39.8°N, 98.5°E)10 min平均最大风速、极大风速和3 h变压随时间变化 Fig. 1 The temporal evolutions of maximum 10-minute average wind, instantaneous wind speed and 3 h surface pressure change at the Jiuquan station (39.8°N, 98.5°E) from 1 to 3 May 2017

河西冷锋型偏西大风受热力和动力条件的共同作用, 机理复杂, 而地面3 h变压和低空冷平流影响密切相关, 冷平流越强, 地面正变压越大, 因此地面变压大小可以反映热力因素对大风的影响。实际上, 河西走廊偏西大风出现时, 风向与等压线交角几乎垂直, 已不满足地转平衡关系, 起主导作用的是变压风大小, 因此通过对变压风场的分析可以解释3次大风波动过程中热力和动力条件的配合机理。由地转风关系式导出变压风(D)表达式(王扶村等, 2012):

式中: f为地转参数; ρ为空气密度; P为地面气压。

2017年5月1日20:00 [图 2(a)]地面冷锋东移, 锋后强冷空气开始入侵河西走廊西部, 酒泉站(黑点)以西处在地面正变压区, 大值中心位于甘肃和新疆交界处, 酒泉站为偏西风, 变压风风速6 m·s^-1。对比图 1地面最大风速为6.2 m·s^-1, 与变压风风速大小一致, 且在第一次大风波动期间, 3 h变压值(该值消除了日变化影响, 下同)与地面大风变化趋势基本一致, 表明地面大风主要由冷空气加压造成的地面正变压引起; 2日12:00酒泉站开始出现第二次大风波动, 14:00极大风速达到19.1 m·s^-1, 但与此相反的是3 h变压值较小且呈略微减小趋势, 变压风场[图 2(b)]上显示酒泉站变压风较小, 17:00随着3 h变压值迅速增大, 出现第二次大风波动峰值。因此此次大风波动过程初始阶段地面风速的增大与变压风关系较小, 14:00之后随着新疆西部地面正变压中心东移, 变压风的补充使得风速进一步增强; 到3日08:00高空槽东移到酒泉上空附近, 整个河西走廊处在地面正变压控制区, 正变压大值中心位于河西西部[图 2(d)], 此时酒泉站3 h变压值达4.0 hPa, 地面极大风速迅速增大至29.5 m·s^-1的历史极值, 此时地面最大风速(17.8 m·s^-1)和变压风(8.0 m·s^-1), 两者相差约10 m·s^-1, 说明在热力、动力条件共同影响下河西走廊西部出现第三次大风波动, 其中动力条件因素占主导作用。

图 2(Fig. 2)

图 2 2017年5月1—3日地面变压风场(风羽, 单位: m·s-1)和3 h变压(等值线, 单位: hPa) Fig. 2 The surface allobaric wind field (barb, unit: m·s-1) and 3 h surface pressure change (contour, unit: hPa) from 1 to 3 May 2017

第二、三次大风波动过程中, 高空急流和其伴生次级环流的动量下传作用对地面大风的形成至关重要。2017年5月2日08:00河西西部上空250 hPa急流开始建立, 轴向为西南—东北走向, 之后急流位置稳定少动, 中心强度不断加强, 长度向东北方向扩展。到14:00 [图 3(a)]高空急流中心伸展至蒙古国境内, 中心强度增至60 m·s^-1, 此时急流入口处即河西西部上空有-6×10^-5 s^-1的辐合中心。到3日02:00 [图 3(b)]高空急流中心风速增大至65 m·s^-1, 急流轴位置移动到张掖上空, 此时250 hPa低槽移入酒泉, 低槽底部从青海西北到河西西部形成另一急流带, 此急流右侧与主急流入口区偏左侧的辐合进一步加强, 加剧了高空动量的下传作用。之后两急流合并南压东移, 高空急流对酒泉大风的影响趋于结束。可以看出, 随着对流层高层急流建立, 高空急流开始影响河西走廊西部地区, 在整个过程中, 辐合中心位于急流轴中心及左侧, 辐合区的产生和加强有利于产生下沉运动, 使得高空动量向下传导。

图 3(Fig. 3)

图 3 250 hPa急流(阴影区, 单位: m·s-1)、散度(粗等值线, 单位: ×10-5 s-1)和位势高度(细等值线, 单位: gpm)分布 Fig. 3 Evolution of upper-level jet stream (the shaded, unit: m·s-1), divergence (thick contour, unit: ×10-5 s-1) and geopotential (thin contour, unit: gpm) at 250 hPa

为进一步分析高空急流与入口区伴生下沉运动之间的关系, 图 4给出了沿40°N风速、垂直速度剖面图。从图 4中可以看出, 2017年5月2日14:00高空急流大值中心位于河西西部上空94°E—100°E范围内, 配合250 hPa辐合区[见图 3(a)]急流中心及左侧91°E—97°E范围内中高层出现下沉运动, 最大下沉区出现在400 hPa附近, 最大下沉速度为1 hPa·s^-1, 30 m·s^-1大风区沿漏斗状将动量下传至600 hPa以下。值得注意的是, 在97°E附近600~700 hPa出现的下沉运动使得中低层动量下传到地面, 随后河西西部出现第二次大风峰值。20:00急流中心抬升东移, 酒泉上空急流减弱。3日02:00低槽进入河西, 高空次急流生成, 此时主急流加强的同时其左侧下沉运动使得次急流大风区向下传导并呈倾斜分布, 同时次急流左侧宽广下沉运动使得500 hPa大风区维持。到3日08:00, 急流中心东移, 河西西部高层无明显动量下传作用, 但酒泉站中低层下沉气流明显, 下沉区从地面延伸到500 hPa, 下沉中心位于近地层, 最大下沉速度为1.5 hPa·s^-1, 使得30 m·s^-1大风区扩展到近地层, 导致爆发性极端大风的出现。可见高空急流入口区下沉气流所导致的深厚垂直运动, 能有效的将高空动量下传到500 hPa, 形成动量的累积和维持。动量大值区自西向东传播中, 中低层的下沉气流的“接力”作用使动量进一步下传到近地面, 从而形成地面大风天气。

图 4(Fig. 4)

图 4 沿40°N的风速(阴影区, 单位: m·s-1)和垂直速度(等值线, 单位: hPa·s-1)剖面图 图下方三角形为酒泉站, 下方黑色区域为地形 Fig. 4 The height-latitude cross-section along 40°N of the wind speed (the shaded, unit: m·s-1) and the vertical velocity (contour, unit: hPa·s-1). The triangle below the figure is Jiuquan station and the black area below the figure indicates the topography

从变压和地面风速的演变来看, 第二次大风波动起始阶段起主导作用的并不是变压风场, 那么引起大风的因素是什么呢？姜学恭等(2010)研究表明地面热通量导致大气低层形成混合层, 进而通过加强动量下传导致地面风速增强。本研究通过分析地表感热通量发现, 2017年5月2日08:00 [图 5(a)], 河西西部处在正感热通量大值中心, 中心值为300 W·m^-2, 表明下垫面受太阳辐射影响迅速给空气加热; 2日14:00 [图 5(b)], 大值中心维持并向东北扩展。图 6给出了2日08:00、14:00 850 hPa和700 hPa的位温差, 其中位温差绝对值越大, 表示层结越稳定。虽然08:00河西西部地表感热通量较大, 但850 hPa和700 hPa位温差为-5~-3 K, 表明感热通量影响的时效短、高度低, 中低层层结稳定。到14:00河西走廊普遍处在大于-1 K(图 6中阴影区)的位温差区域, 并向东北扩展到蒙古国, 与感热通量大值中心伸展方向一致, 说明在感热加热作用下, 湍流运动加强, 混合层高度增加, 低层大气不稳定性增强。对比酒泉站地面风速从10:00的1.9 m·s^-1迅速增大到14:00的11.8 m·s^-1, 表明引起2日大风波动的起因是中低层和地面动量交换的结果, 地面感热通量的加热作用使不稳定层结发展, 混合层高度的加大有利于动量下传, 对地面大风形成有直接的作用。

图 5(Fig. 5)

图 5 2017年5月2日08:00 (a)和14:00 (b)地面感热通量(单位: W·m-2) Fig. 5 Distribution of surface sensible heat flux at 08:00 (a) and 14:00 (b) on 2 May 2017.Unit: W·m-2

图 6(Fig. 6)

图 6 2017年5月2日08:00 (a)和14:00 (b) 850 hPa和700 hPa位温差(等值线, 单位: K) 阴影区表示位温差绝对值小 Fig. 6 The potential temperature (contour, unit: K) difference between 850 hPa and 700 hPa at 08:00 (a) and 14:00 (b) on 2 May 2017. Shadow areas indicates that the absolute value of potential temperature difference is small

从位势倾向方程和ω方程可知, 涡度平流是影响天气系统发展的重要因子, 它的发展加强常常伴有剧烈的天气现象。500 hPa涡度平流分析表明, 3日02:00高空槽东移南压至新疆哈密附近, 槽前正涡度平流, 槽后负涡度平流, 正负涡度平流中心强度均达到±30×10^-9 s^-2。3日08:00低槽东移至额济纳旗—酒泉一线, 河西走廊西部处在负涡度平流控制下。沿40°N涡度平流剖面(图 7)可以看出, 2日14:00 [图 7(a)]在96°E附近600 hPa有负涡度平流中心, 根据ω方程, 从近地面到600 hPa涡度平流随高度减小有下沉运动, 这与图 4(a)中低层下沉运动对应; 3日08:00高空低槽过境, 从图 7(b)上看出高空槽为前倾槽, 正负涡度平流紧密分布在槽线两侧, 97°E处从地面到600 hPa涡度平流差值达25×10^-9 s^-2, 垂直方向上涡度平流急剧减小, 且梯度中心位于较低的700 hPa, 使中低层产生较强下沉运动。低空槽前600 hPa正涡度平流中心位于酒泉站上空, 并随高度增加急剧减小, 配合下层强冷平流作用, 产生与图 4(d)一致的下沉运动中心, 将高层动量向下传导至近地层, 此时酒泉站出现29.5 m·s^-1的历史极大风速。

图 7(Fig. 7)

图 7 2017年5月2日14:00 (a)和3日08:00 (b)沿40°N的涡度平流(等值线, 单位: ×10-9 s-2)和温度平流(阴影区, 单位: ×10-4 ℃·s-1)剖面图 图下方三角形为酒泉站, 下方黑色区域为地形 Fig. 7 The height-latitude cross-section along 40°N of the vorticity advection (contour, unit: ×10-9 s-2) and temperature advection (shaded, unit: ×10-4 ℃·s-1) at 14:00 on 2 May (a) and at 08:00 on 3 May (b) 2017. The triangle below the figure is Jiuquan station and the black area below the figure indicates the topography

分析表明, 涡度平流随高度急剧减小产生的强烈下沉运动, 有利于中低层动量下传到近地面, 垂直方向上涡度平流梯度越大, 动量下传作用越明显, 梯度大值中心越低越容易引发近地面大风。前倾槽所形成的垂直方向上中高层负涡度平流、低层正涡度平流的分布特征, 是第三次大风波动过程低层动量下传的关键因子, 对地面极端大风的生成有重要的作用。

河西走廊地处青藏高原边坡地带, 在冷锋东移过程中, 低层气流受地形影响绕流明显。由于变压风主要受低层冷平流加压作用形成, 当低层冷平流随西北风进入河西后, 地面变压风沿地形向东南扩散而下, 因此变压风是引起河西走廊大风沙尘天气的重要机制(王扶村等, 2012;谭志强等, 2017)。此次过程, 受高空低涡持续南压和高空动量下传影响下, 河西走廊西部700 hPa低空急流一直维持, 从图 8可以看出, 整个过程中河西偏西地方为正涡度平流区, 并且涡度平流大小与风速变化趋势基本一致, 偏东地区为负涡度平流区。在这种空间配置下, 当中高层低槽移过时, 河西西部槽后负涡度平流与低层正涡度平流形成上负下正的梯度, 有利于产生下沉运动的产生, 从而使得低层动量下传到近地面, 而河西走廊东部(如张掖、金昌)槽后到近地面为负涡度平流不利于产生下沉运动, 因此张掖站地面风速明显小于酒泉站。究其原因在于低空急流在酒泉处由西风转为西北风, 也就是地形绕流的结果。

图 8(Fig. 8)

图 8 2017年5月2日14:00 (a)和3日08:00 (b)700 hPa涡度平流(等值线, 单位: ×10-9 s-2)与风场(风羽, 单位: m·s-1)分布和5月1—4日玉门站700 hPa风速和涡度平流随时间的变化(c) (a)、(b)中A为玉门站, B为酒泉站, C为张掖站; 阴影区为海拔大于3000 m的区域 Fig. 8 The 700 hPa wind field (barb, unit: m·s-1) and vortex advection (contour: unit: ×10-9 s-2) at 14:00 on 2 (a) and at 08:00 on 3 (b) May 2017, and temporal evolution of wind speed and vortex advection at 700 hPa in Yumen station from 1 to 4 May 2017 (c). A is the position of Yumen station, B is the position of Jiuquan station, C is the position of Zhangye station, the shaded area is the altitude higher than 3000 m in Fig. 8 (a) and (b)

(1) 本次过程是在阻塞高压发展加强和冷涡的异常南压形势下的一次持续性大风天气过程。随着冷涡不断加深南下, 强冷空气沿偏北急流源源不断的输送到新疆和河西走廊西部地区, 致使锋区不断加强, 中低层风速不断加大并维持, 在冷平流和高低空动量下传的共同作用下, 河西走廊西部出现3次大风波动天气。

(2) 3次大风波动过程具有突发性强, 风速极大, 波动明显的特征, 冷平流和高低空动量下传作用各不相同。第一次大风波动主要与冷平流加压形成的地面变压风有关, 第二、三次大风波动过程中动量下传起重要作用。

(3) 高空急流加强东移过程中, 其入口区中心及左侧伴生的辐合流场所产生的下沉运动能有效将高空动量下传到500 hPa。而低层不稳定层结发展所引发的动量交换和热力、动力条件所产生垂直运动使中低空动量有效下传至近地面, 从而引发地面强风的出现。

(4) 在低槽过境时, 前倾槽所形成的中高层负涡度平流、低层正涡度平流的配置极有利于产生下沉运动, 垂直方向上涡度平流梯度越大, 梯度大值中心越低, 动量下传作用越明显, 越容易引发近地面极端大风的出现。

在700 hPa大风维持期间, 受高原“反气旋”地形绕流作用下, 河西走廊西部出现明显的正涡度平流控制区, 是有利于低空动量下传的条件之一, 其对地面大风的形成有明显的影响, 但其具体形成的原因、需要的高低空环流形势配置、对河西走廊天气的影响仍需要进一步研究。