欒兆鵬，趙天良*，韓永翔，楊興華，LIU Feng，何　清，劉　沖

（1.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，中國氣象局氣溶膠—云—降水重點開放實驗室，江蘇　南京210044；2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆　烏魯木齊830002；3.伊利諾伊大學厄巴納—香檳分校，美國　伊利諾伊　香檳　61820）

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干旱半干旱地區(qū)塵卷風研究進展

欒兆鵬1，趙天良1*，韓永翔1，楊興華2，LIU Feng3，何清2，劉沖1

（1.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，中國氣象局氣溶膠—云—降水重點開放實驗室，江蘇南京210044；2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆烏魯木齊830002；3.伊利諾伊大學厄巴納—香檳分校，美國伊利諾伊香檳61820）

摘要：塵卷風是一種發(fā)生在對流邊界層的垂直渦旋，多發(fā)生在干旱半干旱地區(qū)，其旋轉過程中強上升氣流攜帶大量沙塵粒子，成為沙塵氣溶膠排放的一個重要起沙過程。然而，相對于沙塵暴研究，目前對塵卷風及大氣邊界層的起沙過程的認知相當有限。從塵卷風發(fā)生的時空變化、邊界層特征、形成原因和輸沙量4個方面對塵卷風當前研究狀況進行總結，并指出當前塵卷風研究重點及未來研究方向。

關鍵詞：塵卷風；沙塵粒子；邊界層特征；輸沙量；研究進展

欒兆鵬，趙天良，韓永翔，等.干旱半干旱地區(qū)塵卷風研究進展[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（2）：1-8.

大氣中懸浮的沙塵氣溶膠是全球氣溶膠中最重要的組成部分，約占全球自然氣溶膠總量的三分之一（IPCC，2013），自然界沙塵全球年排放量約1000～ 4000 Tg[1-2]。大氣中的沙塵氣溶膠能夠削弱到達地面的太陽輻射，使地面接收的太陽能減少，并且作為云凝結核、冰核對云和降水產生影響，從而對區(qū)域以及全球氣候變化產生極其重要的影響[3]。地面沙塵在卷起過程中，會對區(qū)域及全球環(huán)境產生影響，而大氣中的沙塵氣溶膠隨大氣環(huán)流傳輸，則將地球系統(tǒng)有機結合起來，成為研究全球環(huán)境效應的重要紐帶[4]，同時沙塵氣溶膠能夠改變大氣化學過程，進而影響反應性氣體及溫室氣體的濃度和分布，甚至有研究認為，沙塵氣溶膠能夠和大氣中溫室氣體相互作用，從而減弱由溫室氣體造成的全球溫度升高現(xiàn)象，成為全球氣候變化的關鍵環(huán)節(jié)[5]。因此，沙塵氣溶膠研究成為地球科學尤其環(huán)境變化領域的一個熱點問題。

沙塵氣溶膠的來源包括背景沙塵氣溶膠和沙塵暴揚起的氣溶膠。其中背景沙塵氣溶膠指太陽輻射的熱力作用、陣風以及人類活動等排放至空氣中的沙塵氣溶膠，沙塵暴由于能夠攜帶巨量沙塵氣溶膠而一度被認為是空氣中沙塵氣溶膠的主要來源，但目前全球沙塵暴模擬中，普遍存在模擬的沙塵通量遠小于觀測值的現(xiàn)象[6]。然而，目前沙塵氣溶膠模式基本上僅僅考慮沙塵暴的沙塵氣溶膠起沙過程。與沙源區(qū)起沙的沙塵暴等天氣現(xiàn)象相比，發(fā)生頻率最高的是塵卷風。因此，塵卷風的觀測研究有助于完善沙塵氣溶膠模式，更完整地模擬大氣氣溶膠極其環(huán)境氣候效應，同時塵卷風將沙漠地區(qū)大量沙塵粒子傳入高空，與沙塵暴和低風（<7 m/s）傳沙提供了一種互補機制。

塵卷風（圖1）是一種發(fā)生在對流邊界層的垂直渦旋，多呈柱狀或倒錐狀，其形成的主要原因為太陽照射造成地表受熱不均勻，在浮力作用下形成熱力對流，在一定的角動量條件下，形成一種旋轉上升的對流渦[7]，因其旋轉過程中能夠攜帶大量沙塵粒子至高空而可見。國外對于火星包括地球塵卷風研究較多[8-9]，火星在軌衛(wèi)星以及著陸探測器發(fā)現(xiàn)火星上塵卷風發(fā)生頻率極高[10-11]，對于火星塵卷風研究當前多利用星載相機、遙感設備等獲得高分辨率塵卷風圖像、地表圖以及氣象數(shù)據(jù)并加以分析[8，12，13]，而火星塵卷風結構以及輸沙量等方面的研究也促進了地球塵卷風研究[14-15]。國內對于塵卷風研究起步較晚，甚至還沒有對塵卷風進行系統(tǒng)觀測[16-17]，因此有必要對目前塵卷風研究進展進行總結，為將來塵卷風研究提供基礎。

1　塵卷風發(fā)生時空變化特征

1.1空間分布特征

塵卷風多發(fā)生在干旱半干旱地區(qū)[18]，其形成條件包括以下幾個方面：大氣中干對流渦旋的形成主要受熱對流浮力和摩擦耗散的影響[19]，研究表明，當w*/u*>5.0時，更容易形成塵卷風，也就是說高對流邊界層尺度同時地表較平滑的條件下更容易形成塵卷風[20]；同時日照造成的大氣超絕熱減溫率也是塵卷風形成的必要條件[20]，在超絕熱減溫率大氣條件下地表更容易形成熱對流泡，在浮力作用下熱對流泡上升，其底部中心位置形成小的渦旋[16]，當?shù)乇碛猩硥m粒子時，小的渦旋將周圍沙塵粒子卷起，并逐漸增大，形成肉眼可見的塵卷風，因此地表充足的沙塵源也是塵卷風形成的必要條件之一。目前對塵卷風進行觀測研究的區(qū)域包括美國西南部、非洲、澳大利亞、南美、中東、中國、加拿大亞北極[21-22]，其中絕大部分研究區(qū)域都是沙漠區(qū)或荒漠地帶，Jemmett-Smith etal.[2]利用氣象數(shù)據(jù)判別全球塵卷風分布，指出全球塵卷風最活躍的地區(qū)為紅海海岸的阿拉伯半島和南美阿塔卡馬沙漠，結合當前塵卷風研究的主要區(qū)域以及全球沙塵源區(qū)分布[20]，可以粗略地得出塵卷風發(fā)生頻率較高的地區(qū)主要位于美國西南部沙漠區(qū)、阿拉伯半島沙漠區(qū)、中國西北部沙漠—荒漠區(qū)、南美西海岸沙漠區(qū)以及澳大利亞沙漠區(qū)。

1.2時間分布特征

塵卷風的發(fā)生具有突發(fā)性、移動性以及移動路徑的不確定性等特性，目前很難準確預測塵卷風何時發(fā)生。對于不同強度塵卷風，其尺度大小也不盡相同，高度從幾米至千米以上均被觀測到過[23-24]，不同尺度塵卷風的生命周期也不相同，多數(shù)塵卷風的生命周期是在30 min以內，但也有觀測發(fā)現(xiàn)塵卷風能夠持續(xù)數(shù)小時[21]。

通過對塔克拉瑪干沙漠肖塘地區(qū)塵卷風觀測發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)塵卷風多發(fā)生在12:00—18:00（BT），其中高發(fā)時段為14:00—15:00（BT），主要原因在于該時間段內該地區(qū)太陽照射強烈，地表溫度急劇升高，從而創(chuàng)造出形成塵卷風的初始條件[18，20，23]。一般情況下，塵卷風多在夏季出現(xiàn)，當塵卷風出現(xiàn)時，發(fā)生時間段約8 h[10，23，25]。表1為當前文獻中塵卷風出現(xiàn)時間總結[20，23，25-28]，從中可以發(fā)現(xiàn)，塵卷風出現(xiàn)的時間多在11:00—17:00，其中高發(fā)時間段約為14:00—15:00，且多在5—8月出現(xiàn)，當冷空氣經過較暖地表時，也會在春冬季偶爾出現(xiàn)塵卷風[21]。

表1　塵卷風出現(xiàn)時間地點總結

圖1　塔克拉瑪干沙漠地區(qū)發(fā)生的塵卷風

2　大氣邊界層特征

塵卷風突發(fā)性、移動性以及移動路徑的不確定性特征造成其觀測極其困難。對塵卷風氣象特征的觀測始于20世紀40年代，Ives[18]將觀測儀器安裝在吉普車上追逐塵卷風，來測量塵卷風的水平和垂直風速、溫度、氣壓等，Sinclair[23，24，29]也用了相同的方法對塵卷風內部氣象特征進行測量，為后來的塵卷風數(shù)值模擬研究提供了參數(shù)，而后塵卷風觀測多采用固定點觀測[30-32]，這種方法雖然觀測數(shù)據(jù)準確率高，但觀測效率低。隨著大氣探測科技的進步，近年來出現(xiàn)新的塵卷風觀測方法，比如運用飛行器探測[33]、多普勒雷達[33]、氣壓記錄器[34-35]等。

塵卷風是一種中心溫度高、氣壓低的垂直渦旋[29]，對于塵卷風渦旋中心與周圍環(huán)境之間溫差，同一高度不同塵卷風具有不同的范圍大小，Sinclair[29]對不同大小塵卷風測量得到2 m高處塵卷風內外溫差為4～8℃，Trattetal.[36]測得的2 m高處溫差則為1～3℃，但當前多數(shù)觀測到的塵卷風2 m高處中心與周圍環(huán)境溫差在4～8℃范圍內[24，29，30]，對于不同溫差的產生主要受不同地表絕熱減溫率以及地形等因素影響[19，37，38]，同時還可能與塵卷風的強度有關[23-24]，但由于觀測資料有限，目前還無法得到塵卷風內部溫度具體分布特征，也沒有證明塵卷風強度與溫差有直接聯(lián)系的依據(jù)。當前觀測到的塵卷風中有氣旋式旋轉也有反氣旋式旋轉[30，39，40]，但其中心氣壓均低于周圍環(huán)境氣壓，塵卷風中心與環(huán)境氣壓差是判別塵卷風強度的重要依據(jù)[34-35]，21世紀前觀測得到的塵卷風中心與環(huán)境氣壓差多在2～5 hPa范圍內[24，29，32]，但近年來觀測結果卻與之前相差較大，大多<2 hPa，如Trattetal.[36]測得氣壓差為0.3～1 hPa，Lorenz[35]測得的氣壓差為0.3～1.5 hPa，這可能與觀測儀器的精度有關，也有可能是近期觀測的塵卷風強度較小。

對于塵卷風的風速測量目前也較少，多數(shù)研究側重于塵卷風整體移動速度，Sinclair[24，29]，Ives[18]，Balme[21]及Metzger[10]等觀測數(shù)據(jù)表明一般情況下，典型塵卷風的水平風速為3～20 m/s，垂直風速為3～15 m/s[21]，其移動速度的大小取決于塵卷風的大小[41]，F(xiàn)lower[40]觀測結果表明2～50 m高塵卷風移動速度最快，達到10 m/s，同時塵卷風的移動速度和方向還與環(huán)境風有關[40，42]，通常塵卷風沿著環(huán)境風方向移動，Balme etal.[15]通過觀測10 m高處塵卷風及環(huán)境風速得出在該高度處塵卷風的移動速度要比環(huán)境風快10% ～20%，即塵卷風20 m高左右移動風速可以代表邊界層風速。而塵卷風內部具體風速變化特征目前還沒有詳細的觀測數(shù)據(jù)。

圖2　利用大渦模擬對塵卷風成熟階段結構特征模擬圖

鑒于塵卷風形成的邊界層條件以及內部氣象特征觀測的困難性，塵卷風模擬得以迅速發(fā)展，其數(shù)值模擬研究多采用大渦模擬（Large Eddy Simulation, LES）對其研究分析（圖2），最早利用大渦模擬對塵卷風形成以及內部氣象特征進行系統(tǒng)研究的是Kanak[43]，然而其基于對流邊界層尺度對塵卷風進行大渦模擬的尺度較大，并不能模擬出塵卷風形成過程以及內部結構特征，之后，Kanak[44]、Gu[16，17，45]、Ohno[46]等均不斷減小水平網格間距對塵卷風內部氣象特征進行了模擬分析，其中Gu etal.[45]提出的三維、高分辨率、塵卷風尺度的大渦模擬不僅模擬出塵卷風的形成過程，還首次模擬出塵卷風內部溫度、氣壓、風速等氣象特征分布。當前多數(shù)塵卷風模擬初始條件參照Sinclair[23-24]觀測數(shù)據(jù)，模擬結果顯示其切向速度多在5～10m/s范圍內，內外溫差約為2～7 K，在觀測值范圍內，但壓降模擬值與Sinclair的觀測值相比普遍較小，約為2～3.6 hPa[47]。通過觀測難以測量的特征比如內部風速分布情況，利用數(shù)值模擬能夠很好的呈現(xiàn)出來[17，46]，并且在模擬塵卷風速度的過程中還發(fā)現(xiàn)其分布符合蘭金渦特征，即塵卷風實際上是一種類蘭金渦[16，44]。

3　塵卷風成因

塵卷風的形成機制探究一直是塵卷風研究的重點，當前普遍接受的塵卷風形成機制為：地表被太陽照射加熱，近地面空氣產生超絕熱減溫率，使得近地表空氣在浮力作用下向上移動[48]，造成一種不穩(wěn)定狀態(tài)，形成熱對流，從而形成對流混合層[21，31，48]，當有垂直渦旋來源存在時，在熱對流底部中心形成垂直渦旋，在水平方向氣流增強以及上升氣流的拉伸作用下，垂直渦旋逐漸增強[16，49]，最終形成塵卷風?？傮w而言，塵卷風的形成需要垂直渦旋來源和強上升氣流，Ryan[38]和Oke etal.[37]均指出強上升氣流主要來源于日照影響導致的地表超絕熱減溫率[41]，Ansmann etal.[50]則通過觀測得出當?shù)乇碇? m高處減溫率在8.5～10 K/m之間時，最有利于塵卷風的形成，而塵卷風形成前，1 m與2 m間空氣溫度差須超過0.9～1℃這一閾值。而垂直渦旋來源的研究結果當前并不統(tǒng)一，先前的研究認為垂直渦旋的形成主要是由于地形的原因，即垂直渦旋形成主要是由環(huán)境水平風切變造成，而水平風切變則與不同地形條件下的障礙物有關[51-52]，但這一說法并沒有證據(jù)直接證明，直到Maxworthy[53]通過公式推導得出塵卷風垂直渦旋來源于水平渦旋的傾斜以及地表垂直風切變，水平渦旋來源于對流泡循環(huán)，Hessetal.[31]進一步指出對流下沉氣流及其切變是塵卷風垂直風速的重要來源，Kanak etal.[43-44]則利用大渦模擬指出水平對流渦旋的傾斜是塵卷風形成的重要因素。Carroll and Ryan[39]、Kanak[44]等還提出不同大小對流泡之間的融合也是塵卷風垂直渦旋形成的可能原因之一[16，44]。

盡管以上塵卷風形成機制中部分因素在后來的觀測及數(shù)值模擬中得以證實[43-44]，但塵卷風的形成是否受地表風切變以及背景風影響仍然是一個爭論點，Ansmann etal.[50]認為當背景風水平風速在2～7 m/s時，最有利于塵卷風的形成，Hessand Spillane[31]認為決定塵卷風是否形成的不是背景風，而是對流下沉氣流以及下沉轉向氣流相互作用形成的風波動，即使在沒有背景風的條件下也能夠形成塵卷風，在部分塵卷風數(shù)值模擬研究中也得出在高風切變和沒有風切變的條件下更容易產生塵卷風，即風切變和背景風并非制約塵卷風形成的主要因素[54-55]，Toigoetal.[55]通過對火星上塵卷風數(shù)值模擬研究發(fā)現(xiàn)塵卷風在沒有風切變和高風切變的條件下更容易形成。Kanak etal.[43-44]，F(xiàn)iedlerand Kanak[56]，Toigoet al.[55]，Gheynaniand Taylor[14]等大部分塵卷風數(shù)值模擬也多設定背景風為零，但近期Ohno etal.[46]，Ito et al.[48]通過數(shù)值模擬研究卻發(fā)現(xiàn)弱風或中等強度背景風條件下更有利于塵卷風的形成。垂直渦旋形成后，其強度的維持和增強機制也是目前塵卷風探究的主要問題之一，Ohnoetal.[46]通過模擬發(fā)現(xiàn)塵卷風主要依靠與周邊相同旋轉方向小型渦旋的合并以及對流泡邊界水平渦流的傾斜、垂直渦流的拉伸作用來增強其強度，但塵卷風形成初期周邊形成相同轉向的渦旋的概率并不高，因此該機制可能并非維持和增強塵卷風強度的主要機制，需要進一步研究。而對于塵卷風消失過程的機理，目前的觀測研究、試驗研究以及數(shù)值模擬中均未展開研究。雖然當前通過觀測、數(shù)值模擬等方法對塵卷風的形成機制以及影響因子都有一定的探究，但目前塵卷風具體形成過程以及強化過程仍然不清楚。

4　塵卷風輸沙量研究

前面已經提到，塵卷風是一種發(fā)生在對流邊界層，中心氣壓低的特殊垂直渦旋，在旋轉過程中上升氣流能夠卷起地表沙塵物質，塵卷風的沙塵通量受到各種因素的影響，Neakrase etal.[57-58]通過試驗表明，塵卷風沙塵通量取決于渦旋強度，渦旋強度則主要取決于渦旋中心與環(huán)境之間氣壓差，中心氣壓差提供了一個額外的升力，使得塵卷風更有效的將地表沙塵粒子傳輸至高空[59-60]。Gu etal.[17]利用數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)塵卷風中心部位存在著微弱的下沉氣流，構建了塵卷風眼，阻礙了沙塵粒子的擴散，從而進一步提高了塵卷風的輸沙效率，同時在旋轉過程中大的粒子受離心力作用大，更容易被拋向兩側，而小的粒子則容易被傳輸至高空[16]。Neakrase etal.[57]通過試驗指出塵卷風起沙量的大小還與地表粗糙度有關，地表粗糙度的小幅增加不僅能夠增大渦旋尺度，同時能降低將細小粒子傳輸至高空的速度閾值，從而卷起更多沙塵粒子[57]。典型塵卷風（平均直徑3～150 m，沙塵柱高300～600 m，沙塵粒子直徑<25 μm）沙塵負載量一般不會超過100～120 mg/（m2·s），0.5 m高度沙塵負載量約為0.9 mg/（m2·s），4.5 m沙塵負載量約為7.5 mg/（m2·s）[61]，整體沙塵負載量約為28 mg/（m2·s），當背景風速較大時，其沙塵負載量甚至會超過1000 mg/（m2·s）[62]。Rennoetal.[62]利用雷達觀測表明塵卷風引起的沙塵濃度約為環(huán)境濃度的103倍，利用這一數(shù)據(jù)計算得到塵卷風造成的大氣中總懸浮顆粒物含量約為100 mg/m3，而一個直徑在15 m左右，旋轉風速約為2 m/s塵卷風能夠向大氣中輸送1 kg左右的細沙塵粒子（直徑<10 μm），大的塵卷風甚至能夠輸送20 kg左右細沙塵粒子。Metzger[63]指出在1000 m2的范圍內，整個夏季（6、7、8月）塵卷風能夠卷起約9 t沙塵粒子，Koch and Renno[64]則通過公式推算得到塵卷風和沙塵羽每年能夠向高空輸送大約215×107t沙塵粒子，約占全球沙塵輸送量的34%±19%，從這個數(shù)據(jù)上看，塵卷風在全球沙塵排放中起著極其重要的作用，Jemmett-Smith etal.[2]在Koch and Renno的研究基礎上利用最新高分辨率氣象數(shù)據(jù)分析認為塵卷風和沙塵羽每年能夠向高空輸送大約729×105t沙塵粒子，約占全球沙塵輸送量的3.4%，表明塵卷風和沙塵羽在全球沙塵排放中起著極小的作用，而這一結果與Koch and Renno的研究結果相差兩個數(shù)量級，盡管當前利用公式推算等方法大體得出塵卷風輸沙量，但由于全球塵卷風發(fā)生頻率、塵卷風發(fā)生高頻區(qū)沙源面積、塵卷風內部粒子分布特征、沙塵通量等因素的不確定性，不同學者得出的輸沙貢獻量相差較大，當前還沒有較為準確的數(shù)據(jù)，因此塵卷風在全球沙塵排放中起到的作用仍需進一步研究。

5　問題與展望

從塵卷風的研究現(xiàn)狀來看，無論是外場觀測、邊界層理論分析還是數(shù)值模擬，近年來都取得了一定的進步，但對其認識仍然具有局限性，存在大量的問題需要深入的研究：首先，當前對塵卷風研究的主要問題在于塵卷風觀測困難，由于塵卷風具有突發(fā)性、移動性以及移動路徑的不確定性特征，固定傳感設備很難捕捉到塵卷風，造成其內部特征包括溫度、氣壓、風速、粒子分布等觀測數(shù)據(jù)嚴重缺乏，同時塵卷風形成的大氣邊界層特征包括地表減溫率、地表粗糙度、大氣邊界層尺度、背景風大小等也缺乏觀測，這也對塵卷風發(fā)生的預測帶來困難。

其次，在大氣邊界層數(shù)值模擬方面，對塵卷風進行模擬的大渦模擬模式多是基于對流邊界層尺度條件下，利用特定的水平網格尺度在不同的風速、地表熱通量等邊界層條件下模擬塵卷風的形成以及維持和發(fā)展過程。早期模擬結果中，其模擬的塵卷風尺度遠大于觀測值，且不能準確反映塵卷風內部結構以及特征，雖然當前模擬精度越來越高，但相比于實際觀測得到的塵卷風尺度仍然較大，且存在切向風速、中心氣壓差模擬值較大現(xiàn)象。同時模擬過程中初始邊界層條件設置多未考慮地表粗糙度和背景風大小等因素，有可能是造成模擬值較大的原因。

在目前天氣及氣候模式中，沙塵氣溶膠起沙方案僅能反映大尺度天氣系統(tǒng)下地面強風驅動的沙塵暴過程并沒有考慮大氣邊界層內次網格尺度的塵卷風等起沙機制過程，而觀測事實表明次網格尺度的熱對流及塵卷風等邊界層過程具有和沙塵暴相當?shù)臍馊苣z貢獻。因此，為了完整地研究沙塵氣溶膠及其環(huán)境氣候效應，基于包括塵卷風等大氣邊界層起沙過程的外場觀測和大氣邊界層數(shù)值模擬，在天氣及氣候模式中發(fā)展并引入大氣邊界層起沙過程的參數(shù)化方案，是塵卷風研究一個重要方面?？紤]到干旱和半干旱地區(qū)多發(fā)塵卷風和其沙塵氣溶膠主要影響的區(qū)域性，這一方面研究對干旱氣候變化的研究尤為重要。

因此，應加強塵卷風及其沙漠地區(qū)大氣邊界層的外場觀測，相比于固定傳感設備，帶有測量儀器的移動設備更適合塵卷風的觀測，同時利用衛(wèi)星、遙感等數(shù)據(jù)，來發(fā)展新的數(shù)據(jù)獲取方法；側重塵卷風發(fā)生邊界層條件的觀測，以便更準確地通過氣象數(shù)據(jù)來獲得塵卷風發(fā)生時空分布規(guī)律及發(fā)生頻率；塵卷風的大渦模擬過程中初始邊界層條件考慮加入地表粗糙度以及背景風因子；導出對流邊界層內決定熱對流和塵卷風形成的參數(shù)與次網格尺度起沙通量之間的經驗公式，在天氣及氣候模式中現(xiàn)有起沙方案基礎上，建立大氣邊界層起沙參數(shù)化新方案，并將改進的熱對流和塵卷風及陣風起沙參數(shù)化方案引入模式，完善天氣氣候模式中沙塵氣溶膠的起沙方案，更完整的大氣氣溶膠的模擬將有助于評估大氣沙塵氣溶膠對天氣及氣候變化，尤其是我國西北云降水天氣和干旱氣候的影響。

參考文獻:

[1] Huneeus N,Schulz M,Balkanski Y,etal.Globaldust model intercomparison in AeroCom phase I [J].Atmospheric Chemistry and Physics，2011，11（15）：7781-7816.

[2] Jemmett Smith B C,Marsham J H,Knippertz P,etal. Quantifying global dust devil occurrence from meteorologicalanalyses[J].GeophysicalResearch Letters，2015，42（4）：1275-1282.

[3]韓永翔，張強，董光榮，等.沙塵暴的氣候環(huán)境效應研究進展[J].中國沙漠，2006，26（2）：307-311.

[4]韓永翔.青藏高原沙塵及氣候環(huán)境意義研究[D].蘭州：蘭州大學，2005.

[5] Ridgwell A J. Implications of the glacial CO2“iron hypothesis”for Quaternary climate change [J]. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2003，4（9）：1076.

[6] Maher B A,Dennis P.Evidence againstdust-mediated controlofglacial-interglacialchangesin atmospheric CO2[J].Nature，2001，411（6834）：176-180.

[7]段佳鵬，韓永翔，趙天良，等.塵卷風對沙塵氣溶膠的貢獻及其與太陽輻射的關系[J].中國環(huán)境科學，2013，33（1）：43-48.

[8] Malin M C,EdgettK S.MarsglobalsurveyorMarsorbiter camera：interplanetary cruise through primary mission [J]. JournalofGeophysicalResearch:Planets（1991-2012），2001，106（E10）：23429-23570.

[9] Towner M. Characteristics of large Martian dust devils using Mars Odyssey Thermal Emission Imaging System visual and infrared images [J].Journal of Geophysical Research:Planets（1991-2012），2009，114（E2）：E02010.

[10] Metzger S M,Carr JR,Johnson J R,etal.Dustdevil vortices seen by the Mars Pathfinder camera [J]. Geophysicalresearchletters,1999，26（18）：2781-2784.

[11] MurphyJR,NelliS.MarsPathfinderconvectivevortices: Frequency of occurrence [J]. Geophysical research letters，2002，29（23）：181-184.

[12] Ryan J,Lucich R.Possible dustdevils,vorticeson Mars [J].Journalof Geophysical Research:Oceans（1978-2012），1983，88（C15）：11005-11011.

[13] FerriF,Smith P H,Lemmon M,etal.Dustdevils as observed by Mars Pathfinder [J].JournalofGeophysical Research:Planets（1991-2012），2003，108（E12）.

[14] GheynaniB T,Taylor P A.Large-eddy simulations of vertical vortex formation in the terrestrial and Martian convective boundary layers [J]. Boundary -layer meteorology，2010，137（2）：223-235.

[15] Balme M, Pathare A, Metzger S, et al. Field measurements ofhorizontalforward motion velocities of terrestrialdustdevils:Towardsaproxy forambientwinds on Marsand Earth[J].Icarus，2012，221（2）：632-645.

[16]顧兆林，趙永志，郁永章，等.塵卷風的形成，結構和卷起沙塵過程的數(shù)值研究[J].氣象學報，2003，61（6）：751-760.

[17] Gu Z,Qiu J, Zhao Y, et al. Analysis on dust devil containing loessdustsofdifferentsizes [J].AerosolAir QualRes，2008，8（1）：65-77.

[18] IvesR L.Behaviorofdustdevils [J].Bull.Am.Meteorol. Soc.，1947，28：168-174.

[19] Lyons T,NairU,FosterI.Clearing enhancesdustdevil formation [J]. Journal of arid environments, 2008，72 （10）：1918-1928.

[20] Mattsson J O,Nihlén T,Yue W .Observations ofdust devils in a semi arid districtofsouthern Tunisia [J]. W eather，1993，48（11）：359-363.

[21] Balme M,Greeley R.Dustdevilson Earth and Mars[J]. ReviewsofGeophysics，2006，44（3）：1-22.

[22] Ginoux P,Chin M,Tegen I,etal.Sources and distributionsofdustaerosolssimulated with the GOCART model[J].JournalofGeophysicalResearch:Atmospheres （1984-2012），2001，106（D17）：20255-20273.

[23] Sinclair P C.Generalcharacteristics ofdustdevils [J]. JournalofApplied Meteorology，1969，8（1）：32-45.

[24] Sinclair P C. The lower structure of dust devils [J]. Journalofthe Atmospheric Sciences，1973，30（8）：1599-1619.

[25] Snow J T,McClelland T M.Dustdevils atwhite sands missile range, New Mexico: 1. temporal and spatial distributions [J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres（1984-2012），1990，95（D9）：13707-13721.

[26] Kurgansky M V, Montecinos A, Villagran V, et al. Micrometeorologicalconditionsfordust-deviloccurrence in the Atacama Desert [J].Boundary-layermeteorology，2011，138（2）：285-298.

[27] LorenzR D,Lanagan P D.A barometric surveyofdustdevil vortices on a desert playa [J]. Boundary-Layer Meteorology，2014，153（3）：555-568.

[28]樂之.南疆戈壁灘上的塵卷風[J].氣象，1983（4）：33.

[29] SinclairP C.Some preliminary dustdevilmeasurements [J].MonthlyW eatherReview，1964，92（8）：363-367.

[30] Fitzjarrald D. A field investigation of dust devils [J]. JournalofApplied Meteorology，1973，12（5）：808-813.

[31] Hess G,Spillane K. Characteristics of dust devils in Australia [J].JournalofApplied Meteorology,1990，29 （6）：498-507.

[32] KaimalJ,BusingerJ.Casestudiesofaconvective plume and a dustdevil [J].Journalof Applied Meteorology，1970，9（4）：612-620.

[33] Bluestein H B,W eissC C,Pazmany A L.Dopplerradar observationsofdustdevilsin Texas [J].Monthlyweatherreview，2004，132（1）：209-224.

[34] Lorenz R.Observing desertdustdevils with a pressure logger [J]. Geoscientific Instrumentation, Methods and DataSystems，2012，1（2）：209-220.

[35] LorenzR D.Irregulardustdevilpressure dropson Earth and Mars:Effectofcycloidaltracks [J].Planetary and SpaceScience，2013，76：96-103.

[36] Tratt D M, Hecht M H, Catling D C, et al. In situ measurementofdustdevildynamics:Toward a strategy for Mars [J].JournalofGeophysicalResearch:Planets （1991-2012)），2003，108（E11）：5116.

[37] Oke A,Tapper N,Dunkerley D.W illy-willies in the Australian landscape: The role of key meteorological variables and surface conditions in defining frequency and spatial characteristics [J]. Journal of arid environments，2007，71（2）：201-215.

[38] Ryan J.Relation ofdustdevilfrequency and diameterto atmospheric temperature [J]. Journal of Geophysical Research，1972，77（36）：7133-7137.

[39] CarrollJ,Ryan J.Atmospheric vorticity and dustdevil rotation [J].JournalofGeophysicalResearch,1970，75 （27）：5179-5184.

[40] Flower W D.Sand Devils [M].HM Stationery Office，1936：1-6.

[41] Ryan J,CarrollJ.Dustdevilwind velocities:Maturestate [J].JournalofGeophysicalResearch，1970，75（3）：531-541.

[42] Crozier W .Dustdevilproperties [J].JournalofGeophysicalResearch，1970，75（24）：4583-4585.

[43] Kanak K M,Lilly D K, Snow J T.The formation of vertical vortices in the convective boundary layer [J]. Quarterly Journalofthe Royal Meteorological Society，2000，126（569）：2789-2810.

[44] Kanak K M.Numericalsimulation ofdustdevil-scale vortices[J].Quarterly Journalofthe RoyalMeteorological Society，2005，131（607）：1271-1292.

[45] Gu Z,Zhao Y,LiY,etal.Numericalsimulation ofdust lifting within dustdevils-simulation ofan intense vortex [J].Journalofthe atmospheric sciences，2006，63（10）：2630-2641.

[46] Ohno H,TakemiT.Mechanisms for intensification and maintenance of numerically simulated dust devils [J]. AtmosphericScienceLetters，2010，11（1）：27-32.

[47] Kanak K M.On the numericalsimulation ofdustdevillike vortices in terrestrial and Martian convective boundary layers [J]. Geophysical research letters，2006，33（19）：1-4.

[48] Ito J,Tanaka R,Niino H,etal.Largeeddysimulation of dustdevilsinadiurnally-evolvingconvectivemixedlayer [J].JMeteorSocJapan，2010，88（1）：64-77.

[49] Gu Z-L,W ei W ,Zhao Y -Z.An overview ofsurface conditionsin numericalsimulationsofdustdevilsand the consequentnear-surface airflow fields [J].AerosolAir QualRes，2010，10：272-281.

[50] Ansmann A, Tesche M, Knippertz P, et al. Vertical profiling ofconvective dustplumesin southern Morocco duringSAMUM [J].TellusB，2009，61（1）：340-353.

[51] W illiams N R.Developmentofdustwhirls and similar small-scalevortices[J].BullAm MeteorolSoc,1948，29：106-117.

[52] Barcilon A, Drazin P G. Dust devil formation [J]. Geophysical & Astrophysical Fluid Dynamics，1972, 4 （1）：147-158.

[53] Maxworthy T. A vorticity source for large-scale dust devils and other comments on naturally occurring columnar vortices [J]. Journal of the Atmospheric Sciences，1973，30（8）：1717-1722.

[54] Tanaka R, Niino H, Nakanishi M, et al.Large eddy simulation on dustdevils[J].Meteor.Res.Note,2008，219: 117-139.（in Japanese）

[55] Toigo A D,Richardson M I,Ewald S P,etal.Numerical simulation of Martian dust devils [J]. Journal of GeophysicalResearch:Planets (1991-2012），2003，108 （E6）：5047.

[56] FiedlerB H,Kanak K M.Rayleigh Bénard convection asatoolforstudyingdustdevils[J].AtmosphericScience Letters，2001，2（14）：104-113.

[57] Neakrase L D,Greeley R.Dustdevilsin the laboratory：Effect of surface roughness on vortex dynamics [J]. JournalofGeophysicalResearch:Planets（1991-2012），2010，115（E5）：003.

[58] Neakrase L D,Greeley R,Iversen JD,etal.Dustflux within dustdevils:Preliminary laboratory simulations[J]. Geophysicalresearchletters，2006，33（19）：09.

[59] Greeley R,Balme M R,Iversen JD,etal.Martian dust devils:Laboratory simulations of particle threshold [J]. JournalofGeophysicalResearch:Planets（1991-2012），2003，108（E5）：5041.

[60] Mason J P,Patel M R,Lewis S R.Radiative transfer modellingofdustdevils[J].Icarus，2013，223（1）：1-10.

[61] Metzger S, Balme M, Towner M, et al. In situ measurementsofparticleloadandtransportin dustdevils [J].Icarus，2011，214（2）：766-772.

[62] Renno N O,Abreu V J,Koch J,etal.MATADOR 2002: A pilotfield experimenton convective plumes and dust devils [J]. Journal of Geophysical Research：Planets（1991-2012），2004，109（E7）：001.

[63] MetzgerS M.Dustdevilsasaeolian transportmechanisms in southern Nevada and the Mars Pathfinderlanding site [J].1999，26：2781-2784.

[64] Koch J，Renno N O.The role ofconvective plumesand vortices on the globalaerosolbudget [J].Geophysical researchletters，2005，32（18）：1-5.

Advancesin StudyofDustDevilsoverArid and Semi-arid Regions

LUAN Zhaopeng1，ZHAO Tianliang1，HAN Yongxiang1，YANG Xinghua2，LIU Feng3，HE Qing2，LIU Chong1
（1.Collaborative Innovation Centeron Forecastand Evaluation ofMeteorologicalDisasters，Key Laboratoryfor Aerosol- Cloud-Precipitation ofChina MeteorologicalAdministration，Nanjing UniversityofInformation Science and Technology，Nanjing210044，China；2.InstituteofDesertMeteorology，China MeteorologicalAdministration，Urumqi830002，China；3.UniversityofIllinoisatUrban -Champaign，Champaign 61820，Illinois，USA）

AbstractDustdevilsare verticalvorticesin the convective boundary layer.They typically occur overthe arid and semi-arid regions.A greatquantity ofdustparticlesislifted by strongupdraftsof dustdevils,which isan importantmechanism fordustaerosolemissions.However,compared to the sandstorm,ourunderstanding ofdustdevilsand theirdustemissions in the atmosphere are rather limited.The papermainly reviewsthe research progressofdustdevilsin the respectsoftemporalspatial variation, atmospheric boundary layer characteristics, formation mechanism and dust emission fluxes,and summarizesthemajorissuesin currentstudyofdustdevils.

Key wordsdustdevil；dustaerosol；atmosphericboundarylayer；dustemission；research progress

中圖分類號：P425.2

文獻標識碼：A

文章編號：1002-0799（2016）02-0001-08

doi：10.3969/j.issn.1002-0799.2016.02.001

收稿日期：2015-08-26

基金項目：國家自然科學基金資助項目（41175093，41375158）；南京信息工程大學科研啟動基金資助項目（20110304）。

作者簡介：欒兆鵬（1990-），男，碩士研究生，主要從事大氣沙塵氣溶膠研究。E-mail：luanzp2014@163.com

通訊作者：趙天良（1962-），男，教授，主要從事氣候變化、空氣質量等方面研究。E-mail：josef_zhao@126.com