大风的形成和预报

1、大风的形成和预报 新疆是我国著名的大风盛行地区，出现大风的地方多、风力强、持续时间长。它对新疆经济、社会发展和 人民生命财产造成危害，也是风能资源之所在。关于风的气候特点、风能资源的开发利用、大风及其次生 衍生灾害等，有专门章节介绍，本节主要从天气动力学角度介绍新疆大风的形成和预报。31 新疆大风的分类新疆大风按风向来划分，主要有偏西大风和偏东大风二大类，但是，同是偏西（东）风形成的原因可能是 不同的，主要有冷空气的入侵、热力对流的发展、动量下传等。据此，根据形成大风的原因把新疆大风分 为： 西北（偏西）大风； 回流型偏东大风； 对流性偏西风； 塔里木热风暴； 动量下传型大风。32 气压梯度力

2、是形成大风的根本动力321 大气运动中的力的简要分析一般来说，大风是近似于沿水平方向快速流动着的空气。在水平方向上作用于大气的力有气压梯度力、地 转偏向力、惯性离心力和摩擦力。其中，气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，是最基本的力。其他 力是在空气开始运动后产生和起作用的，而且所起的作用视具体情况而有所不同。地转偏向力对中、高纬 地区或大尺度运动影响明显，对赤道附近的空气运动影响甚小。惯性离心力仅在空气作曲线运动时起作用。 摩擦力对自由大气中的空气运动的影响可以忽略不计，但是对靠近地面的摩擦层里有作用，在新疆的复杂 地形下，它经常使风从高气压区吹向低气压区（对中、高纬地区，自由大气中风平行于

3、等压线）。322 地面气压梯度力在形成新疆大风中的作用 强冷空气入侵形成的大风。在地面天气图上，有一个逼近新疆的强冷高压，通常新疆内外气压差在 20hPa 以上，冷锋后有大片强度较大的 3小时正变压区。当冷锋到达国境线时造成阿拉山口等地的西北大风，随 着冷高压前的冷锋东移，大风区也自西向东移动，当冷高压进入北疆，南北疆之间有很强的气压差，虽有 天山阻挡，冷空气翻越天山造成南疆沿天山一带的偏北大风（有的入侵新疆的冷空气向南伸展，部分直接 翻越西部山区，造成南疆西部的西北风）；当冷高压移到达河西走廊一带，会形成气压场“东高西低”形 势，冷空气“东灌”（自东向西）进入南疆形成偏东大风。 新疆脊发展形

4、成的大风。从北半球114月500hPa多年平均流场来分析，新疆是在浅高压脊控制下。 在北半球冬半年平均海平面气压分布图上，蒙古是一个强大的高压，新疆正处于它的西侧。在每日500hPa 高空图上，当新疆浅脊发展，从而加强了地面图上“东高西低”的气压分布形势，在北疆北部的塔城盆地 和额尔齐斯河河谷等地经常形成偏东大风。在春夏季，500hPa高空图上，中亚低槽东移向南加深，槽前新疆脊东移缓慢并向北或东北方向发展，塔里 木盆地的高空强烈辐散，“强迫”地面要有强的辐合上升进行补偿，如同“抽气筒”效应，地面形成热低 压并发展加强，盆地四周刮起了气旋式大风，这就是著名的“塔里木热风暴”。 随颮线而来的大风。

5、颮线是带状雷暴群所构成的风向、风速突变的狭窄的强对流天气带。颮线过境时， 风向突变、风速急增、气压骤升、气温剧降，同时伴有雷暴、强阵雨甚至冰雹等天气现象。颮线同积雨云 云群相伴出现，是在气团内有深厚不稳定层，低层有丰富水汽，以及有引起不稳定能量释放的触发机制的 条件下产生的。在夏季的傍晚到前半夜，在合适的天气形势下，北疆沿天山一带有时会受到颮线袭击。在北京时 23 点地面图上，最突出的表现是西部国境线附近一块突然增强的3小时正变压区（一般超过3hPa/3h）快速东移。33 湍流对动量的垂直输送331 边界层和湍流 边界层。距离地面10001500m高度以上为自由大气，在这个高度以下便是行星边界

6、层（简称为边界 层）。边界层里，按其动力学性质又可细分为三层：贴地层、常值通量层和爱克曼（Ekman）层。边界层里 的摩擦力，在贴地层中主要表现为分子粘性力，在其它两层（特别是Ekman层）主要表现为湍流应力。 湍流。湍流是这样的一种不规则运动：其流场的各种特征量是时间和空间的随机变量，只有统计平均值 才具有规律性。湍流是相对于层流而言的一种流动。层流的特点是轨线和流线为一簇光滑的空间曲线，流 体各层间层次清晰，没有混合现象，其流场的各种特征量是时间和空间的连续变量。根据圆管试验得出： 当流速V大于临界速度V时，流动由层流变成湍流（此时测得的雷诺数称为上临界雷诺数）。当VV时流CC动恢复成层流

7、，此时测得的雷诺数称下临界雷诺数。显然， V 就是达到上、下临界雷诺数时流体的平均速C度。根据多次试验结果，得到雷诺数Re=Vd/r。式中V为实验所用圆管中流体的平均速度，d为圆管半径， r 为粘滞系数。据此再计算临界雷诺数，判断是湍流还是层流。332 动量下传与新疆大风 动量下传。对大风的形成来说，与圆管试验不同的是空气根本不是在一个确定的“圆管”中流动，自由 大气低层的风速是不断变化的，其它的条件也在不断改变着（如气温变化，大气层结条件在不断变化等） 因而使自由大气低层的风速有可能与不断变化的上临界速度接近，从而使湍流发生。湍流的动量输送使增 大了的低层风速迅速向底层传递形成地面大风。但湍

8、流混合的结果会破坏湍流形成和维持的条件，可以推 论，当湍流混合发生以后，上临界速度也已经开始提高，自由大气低层的强风就会小于上临界速度，但此 时湍流尚能维持，直至风速低于下临界速度，湍流才变为层流。判断大气湍流是否发展的重要指标是“理查逊数”。理查逊数的应用，一般局限于热力稳定与所研究问题 的统计关系。 动量下传的新疆大风。动量下传的新疆大风以偏西大风为主（乌鲁木齐东南大风因动量下传而加强和维 持），主要出现在北疆北部、东部及东疆地区，特别是吐、鄯、托盆地，风速十分大。大部分地区因常与 冷锋过境的偏西大风相伴难以区分。但哈密这两种大风风向截然不同，冷锋过境刮东北风，动量下传刮偏 西风。对流层中

9、层强西北风带的建立是动量下传偏西大风形成的必要条件；大气稳定度是重要条件，而判别稳定 度（湍流是否发展）经常使用理查逊数。34 地形条件与大风的关系地形条件是改变大风风速和风向的重要因子。新疆地形复杂，因而对大风的影响表现为多种形式： 穿流。这是地形影响的重要类型。大风沿山间、河谷穿越而过，根据“狭管效应”原理，在喇叭口处风 速显著增大，如阿拉山口、老风口、达坂城等地的西北大风及乌鲁木齐的东南大风。 绕流。冷空气入侵北疆后，沿着天山东移再折向西行（即“东灌”），形成南疆偏东风。 阻挡。冷空气入侵形成的大风受到山脉阻挡，风速明显减小。因此新疆山区测站的大风日数要明显少于 平原地区。 翻山。当强冷

10、空气入侵北疆，天山南北两侧气压差很大，冷空气翻越天山形成翻山下坡风，特别是冷空 气能够轻易地翻越山间盆地的“盆边”而进入盆地，造成很强的大风，如托克逊大风。35 新疆大风天气预报问题 大风天气形势预报。在对数值预报产品进行解释的基础上，着重分析 500hPa 图上欧亚环流形势、极锋 （北支）急流、主导系统、影响系统的演变；地面天气图上，“西高东低”（指气压，下同），形成大范 围西北风、“北高南低”可能使冷空气翻山、“东高西低”可能使南疆出现“东灌”大风。而吐鲁番、达 板城的气压高于乌鲁木齐气压，会出现乌鲁木齐东南大风。低层大气的稳定程度、新疆脊稳定（东移缓慢） 发展，高空强西北风带的建立等也是考虑因素。 大风天气强度、分布、持续时间的预报。在确定将要出现大风天气过程的前提下，进而要确定“过程” 的强度，最后根据比较成熟的