周后福，李耀東，趙 倩，何志強，曹晉娟

（1.安徽省氣象科學研究所，安徽 合肥230031；2.大氣科學與衛(wèi)星遙感安徽省重點實驗室，安徽 合肥230031；3.中國氣象局淮河流域典型農(nóng)田生態(tài)氣象野外科學試驗基地，安徽 壽縣232200；4.壽縣國家氣候觀象臺，安徽 壽縣232200；5.北京航空氣象研究所，北京100085；6.華北民航氣象中心，北京100621；7.安徽省六安市氣象局，安徽 六安237011）

大風的危害主要表現(xiàn)對環(huán)境造成的機械損傷和破壞，輕則引起農(nóng)作物倒伏、線路停電，重則導致建筑物傾倒、鐵塔倒塌、車輛顛覆等嚴重事故，并且隨著風力和范圍的增大而增加，因此一直受到國內(nèi)外廣泛關(guān)注[1,2]。對大風風速的定量測量，長期以來以國家級氣象站觀測為主，而近10 a 來隨著中尺度自動站的大量布設(shè)，現(xiàn)有空間觀測密度平均約12 km，風力觀測的精細化方面取得明顯業(yè)績。然而在實踐工作中，自動氣象站的布設(shè)是零散分布，不可能形成連續(xù)性的風力觀測網(wǎng)絡(luò)；同時考慮到大風的種類和形成機制多種多樣，既有大范圍的臺風形成背景，也有中尺度的雷暴形成機理，還有小尺度的下?lián)舯┝鞒梢颍鼈兊拇髿猸h(huán)流、熱力動力因素千差萬別。綜上，利用連續(xù)而精細化探測資料對大風風速進行估算是必要的，對大風成因進行深入探討也是必須的。

根據(jù)已有觀測數(shù)據(jù)，推算最大風速重現(xiàn)期的現(xiàn)象較為普遍。Conradsen 等[3]使用Weibull 分布估測風速的分布，Pang 等[4]利用蒙特卡羅技術(shù)估算風速；史軍等[5]采用極值Ⅰ型和皮爾遜Ⅲ型分布估算不同重現(xiàn)期最大風速，呼津華等[6]運用Ⅰ型極值概率分布估算風電場不同高度50 年一遇的最大風速，也有人運用小波變換和最小二乘支持向量機的估算方法估測船面風向風速[7]，還有基于激光雷達進行風矢的估計[8]，而Zedel[9]則利用聲多普勒雷達探測儀的背景聲級估算風速，近年來有人利用風廓線雷達實施風的測量[10]?？梢妼τ陲L速的估算，國內(nèi)外的研究成果很多，但是極少有人用到多普勒天氣雷達的徑向速度來估測地面風速。

有關(guān)大風形成機理的研究結(jié)果非常豐富，有從觀測資料角度出發(fā)，分析大風的環(huán)流背景、不穩(wěn)定性、能量等的變化，找出產(chǎn)生大風的觸發(fā)機制；有從數(shù)值模式角度出發(fā)，利用精細化的模擬資料模擬觀測資料所沒有的微物理量，研究更為精細的熱力、動力和微物理量的參數(shù)演變，探討大風的形成機理。劉香娥等[11]研究認為，地面強冷池在颮線大風的產(chǎn)生中具有重要作用；方翀等[12]認為，颮線中大多數(shù)雷暴大風是由中氣旋所引發(fā)，在大風出現(xiàn)前中氣旋底高下降至2 km 以下；付丹紅等[13]對一次伴有大風、暴雨和冰雹的天氣進行模擬，結(jié)果表明冰雹的拖曳和融化作用對下沉氣流具有決定性作用；梁建宇等[14]對一次颮線大風的分析后認為，中層入流是地面大風形成的重要原因；農(nóng)孟松等[15]認為，降水粒子的拖曳和颮線的快速移動對地面大風的產(chǎn)生及增幅有一定的作用；劉希文等[16]發(fā)現(xiàn)，兩次雷暴大風均具有中低層徑向速度輻合和地面大風核；孫鳴婧等[17]認為，東南大風風力很強的原因在于氣壓差及低層存在明顯的動量下傳；高曉梅等[18]認為特強雷暴大風的條件不穩(wěn)定度明顯增大；Atkins 等[19]研究龍卷大風時發(fā)現(xiàn)，龍卷渦旋的生命史長而強，非龍卷渦旋并沒有如此特征；1987 年在美國的科羅拉多曾經(jīng)進行過對流生成和下?lián)舯┝鞯脑囼瀃20]；后來有針對下?lián)舯┝鞯臄?shù)值研究，使用三維云模式模擬發(fā)現(xiàn)下?lián)舯┝骺赡馨l(fā)生在對流層中層的風切變矢量的方向[21]。盡管取得了很多成果，然而大風的形成機制極為復雜，如何運用各種觀測資料，從天氣學原理出發(fā)，結(jié)合熱力動力場分布結(jié)構(gòu)，探索大風產(chǎn)生機制依然是一項課題。擬根據(jù)風暴結(jié)構(gòu)變化、降水拖曳性能、空中動量下傳、環(huán)境浮力特征，對一次大風的成因進行深入研討，繼續(xù)揭示大風的形成機理，為大風分析預(yù)報提供技術(shù)支撐。

1 資料方法

基于2016 年6 月5 日發(fā)生的一次大風天氣，資料有地面中尺度觀測資料、雷達探測資料、探空資料、GFS（Global Forecast System）0.5°×0.5°的再分析資料。中尺度觀測資料包括極大風、降水、氣溫、氣壓和相對濕度。文中涉及到比濕的計算步驟為：比濕是水汽壓與大氣壓之比，水汽壓是相對濕度和飽和水汽壓的乘積，飽和水汽壓由氣溫的經(jīng)驗公式而得，故比濕可由氣溫、氣壓、相對濕度計算得到。雷達探測資料包括合肥S 波段多普勒雷達的組合反射率因子（CR）、徑向速度、中氣旋參數(shù)（底高、頂高、切變值）、風暴參數(shù)（底高、頂高、最強回波Rmax、最強回波高度HGT、垂直積分液態(tài)水含量VIL），GFS 再分析資料包括格點的垂直速度ω。

圖1 分析方案示意圖

大致可以將分析方案（圖1）分為3 個部分：資料種類、研究對象、所起作用。不同的資料所采用的分析方法和對象有所不同，分別從環(huán)境背景、動力角度、濕熱條件闡述資料在分析中的作用。具體分析過程：根據(jù)地面觀測資料確定大風發(fā)生時間、地點和風力，研究溫度變化引起的負浮力不穩(wěn)定情況，探討比濕提供的濕度條件，考察降水分布及其對大風的拖曳作用；利用雷達探測的多種產(chǎn)品，找出風暴合并現(xiàn)象，估測大風風力等級和地點，獲得風暴參數(shù)、中氣旋參數(shù)變化特征，分析徑向速度及其動量下傳作用；依據(jù)探空資料獲得的指標參數(shù)，判斷不穩(wěn)定環(huán)境背景，探索中高層風的下傳；依據(jù)GFS 再分析場資料，繪出垂直風場的空間結(jié)構(gòu)，進而發(fā)現(xiàn)大氣的垂直下沉運動。

2 觀測實況

包括地面、探空、雷達實際觀測和再分析資料。雷達觀測指的風暴單體，再分析資料用到的是垂直速度。再分析資料屬于觀測值的融合和插值處理的分析場，將其歸為觀測資料。此處包括觀測到的指標參數(shù)分布、風暴單體時間變化和垂直速度分布，指標參數(shù)變化涉及到中氣旋與地面風場關(guān)系，大風、氣溫和比濕分布，以及探空資料得到的指標變化；風暴單體時間變化涉及到單體的各種參數(shù)（風暴底/頂、Rmax、VIL）隨時間的演變，GFS 垂直速度分布涉及到GFS 資料的垂直速度剖面變化。

2.1 指標參數(shù)變化

圖2 為安徽省六安市6 月5 日8 級以上極大風的分布，圖中的集中分布區(qū)是由同一個風暴單體所引發(fā)的，各站標注的時間為極大風的發(fā)生時間；集中分布區(qū)的北部和南部分別有局地的大風分布，它們呈現(xiàn)零散分布，由其它風暴所造成。表1 為按發(fā)生時間順序排列的極大風概況。由圖表可知，大風分布基本上是按照由西到東的順序先后發(fā)生的，最早的是15：21（北京時，下同）的姚李，最晚的是16：00 的六安，風力在達到六安城區(qū)附近時明顯加強，此前一直是8～9 級，在六安城區(qū)附近上升到10～11 級。

圖2 大風和中氣旋

表1 各站極大風速/（m/s）

圖3 為每10 min 的風場與中氣旋的疊加圖。可以看出，低空的中氣旋的旋轉(zhuǎn)方向與地面風向的關(guān)系基本一致。15：21—15：30 中氣旋中心的左側(cè)是偏北風，東側(cè)是西南風和南風；15：31—15：40 中氣旋中心附近風力加大，風向呈現(xiàn)逆時針旋轉(zhuǎn)；15：41—15：50中氣旋附近仍然維持逆時針選轉(zhuǎn)的風向變化；15：51—16：00 中氣旋中心南北側(cè)有相反風向的分布態(tài)勢，組成逆時針旋轉(zhuǎn)的風向，在地面有明顯的風向、風速切變。圖4 是15—16 時極大風分布。由圖可以看出沿火星—丁集—九鼎—順河村—黃家窯—獨山茶谷的地面強輻合線。在強輻合線的背景下，造成近地層局部大氣輻合抬升。

圖5 為地面氣溫和比濕的分布，圖5b 中“LA、HF”分別是六安和合肥。由圖5 可知，大風所經(jīng)之地的氣溫比周邊地區(qū)低5～7 ℃，其中唐家埠19.0 ℃，新店河左側(cè)的諸佛庵中學31.6 ℃，兩者相差12.6 ℃；氣壓略有降低；比濕降低0.7 g/kg 左右，其周邊地區(qū)的比濕則基本不變。即風暴來臨之際，氣溫迅速降低，氣壓有所抬升，增濕明顯。

圖3 每10 min 地面風場與中氣旋（圓圈處）疊加

圖4 15—16 時極大風分布

上游高空站（武漢）14 時的K 指數(shù)為29 ℃，CAPE 為874 J/kg，SSI 為230，LI 指數(shù)是-4.8 ℃，14時之前沒有降水，表示大氣具有一定的不穩(wěn)定性，同時SI 為1.5 ℃，A 指數(shù)為-7 ℃，說明這種不穩(wěn)定性不夠強。

2.2 風暴單體演變

經(jīng)過對雷達回波的跟蹤，造成此次六安大風的風暴為單獨的一個風暴單體。該風暴單體在大風發(fā)生前后的參數(shù)見圖6，圖中時間為雷達體掃的最后時間，代表前5～6 min 的時間段；大風符號代表該時段內(nèi)曾出現(xiàn)了大風。在大風起始時，風暴迅速伸展，發(fā)展比較旺盛，由此前不足8 km 的高度抬升到超過10 km，此后緩慢降低，但風暴體依然較為深厚；當15：48 風暴比較弱的時候，大風沒有出現(xiàn)；15：54風暴再次迅猛抬升，頂高超越10 km，并且超過此前的風暴頂，此時風力加大，16：17 風暴降至8 km 以下。即大風發(fā)生在風暴單體發(fā)展極為旺盛，且底部近于地面的時候。

最強回波在大風發(fā)生前后處于60～66 dBz；最強回波高度有上升—降低—上升—降低的變化趨勢，15：14 隨著風暴增強而抬升，此后逐步降低，15：54 隨著風暴的再次增強而抬升，此后再次進入逐步降低的階段；VIL 在大風未發(fā)生前低于40，發(fā)生時迅速增加并超過40，此后一直維持在40以上，多數(shù)超過50以上，直至16：17迅速減少至30左右。

在該大風風暴的15：26—16：17 時間段內(nèi)，一直維持著中氣旋狀態(tài)。圖7 為造成六安大風的中氣旋及其切變，中氣旋的直徑在4～8 km。由圖7 可見，該中氣旋持續(xù)時間有10 個體掃，共計57 min；15：26中氣旋處在3～6 km 高度，15：31—15：37 則略 有 下降，15：43 迅速向下伸展， 中氣旋底近于1 km；15：48—15：54 則繼續(xù)向上伸展，16：00—16：06 有所壓縮，此后則繼續(xù)減弱，16：17 后消失。切變值有升—降—升—降的趨勢變化。造成大風的風暴具有持續(xù)而深厚的中氣旋存在，故屬于超級單體風暴范疇，也即在低空有顯著的風向風速切變現(xiàn)象。該超級單體在15：26 由普通風暴單體演變而來的，維持時間約1 h。

2.3 GFS 垂直風場

六安站的經(jīng)緯度分別是116.5°E、31.7°N，故沿116.5°E 制作經(jīng)向剖面。圖8 為GFS 再分析資料的14 時ω 垂直分布，正值代表下沉運動，負值代表上升運動。由圖8 可知，29.5°N 以南的低層為下沉運動，在600 hPa 以下為下沉區(qū)；30°～31°N 低層在0速度線附近；32°N 以北的近地層上升、下沉運動交替出現(xiàn)；而在六安附近的31°～32°N 之間則有較強的下沉氣流，大約在600 hPa 以下都是下沉運動，維持深厚的下沉區(qū)，其寬度介于0.3～0.6 個緯距，最大的下降速度超過0.6 Pa/s。

圖5 地面氣溫和比濕

圖6 風暴參數(shù)

圖7 中氣旋及其切變

圖8 14 時沿116.5°E 垂直速度剖面

3 大風風速估測

經(jīng)過對8 級以上風力的大風與風暴參數(shù)的對比，發(fā)現(xiàn)只有風暴在具有中氣旋時才會產(chǎn)生大風，而沒有中氣旋發(fā)生時難以產(chǎn)生大風（表1 和圖4）。比較可知，在15：48 體掃時沒有出現(xiàn)8 級以上大風，但是在西橋15：46 出現(xiàn)了16.5 m/s 的7 級風；在16：00后的3 個體掃沒有出現(xiàn)大風。16：06—16：17 最后一個體掃的中氣旋很弱，風暴也很弱，沒有出現(xiàn)大風。而前2 個體掃的風暴參數(shù)和中氣旋參數(shù)都比較明顯，但是在地面沒有出現(xiàn)大風記錄，原因是此處沒有地面中尺度觀測站圖4 圓圈內(nèi)部。16：06—16：11 風暴經(jīng)過了這一自動站空白區(qū)域，即使造成地面大風，由于缺乏地面觀測站點，也無法觀測到大風數(shù)據(jù)。

對低仰角徑向速度場的分析發(fā)現(xiàn)，中氣旋附近的正負速度對的正速度不大，而負速度的數(shù)值顯著大于正速度值，正速度是風暴前部向上的風力，導致其風速小于負速度區(qū)的數(shù)值；當0.5°仰角的徑向速度＜-20 m/s 時，出現(xiàn)8～9 級大風，而當0.5°仰角的徑向速度＜-27 m/s 時，出現(xiàn)9 級大風甚至10～11 級大風。為此，表2 列出15：26—16：00 的極大風速和0.5°仰角的徑向速度分別＜-20 m/s、-27 m/s 面積。由表2 可見，大體上有風力隨著不同等級徑向速度面積的增加而增加的現(xiàn)象，用其可以大致估算風力等級。估測方法： 當雷達徑向速度＜-20 m/s 面積不足100 km2或者沒有出現(xiàn)＜-27 m/s 時，地面風速低于23 m/s；當徑向速度＜-20 m/s 面積達到100 km2以上或者＜-27 m/s 面積達到12 km2以上時，地面風速易超過20 m/s； 當徑向速度＜-20 m/s 面積達到140 km2以上且＜-27 m/s 面積達到15 km2以上時，地面風速超過30 m/s。

表2 各體掃極大風速及不同風速等級對應(yīng)的面積

4 機理探討

4.1 合并增強

風暴合并使得單體增強。在持續(xù)的中氣旋發(fā)生前，風暴有合并的現(xiàn)象出現(xiàn)。I3 風暴是造成地面大風的風暴，在超級單體形成前發(fā)生合并，合并后持續(xù)保持中層輻合和中氣旋的狀態(tài)。圖9 是I3 風暴合并前的CR 分布，圖中有風暴追蹤信息，圓圈代表風暴中心，“+”代表未來1 h 的預(yù)測值，“·”代表過去1 h的實際值。15：14 I3 風暴略有增強，在其南偏西方向新生一個N3 風暴；到了15：20，3 個風暴（I3、C2 和N3）合并成一個I3 風暴，合并之后的I3 風暴明顯增強，強回波面積擴大很多倍（＞60 dBz的回波面積有3個 時 次 分 別 是：15：08 的22 km2，15：14 的42 km2，15：20 的68 km2，合并后是合并前的3 倍），風暴向上伸展明顯，進入持續(xù)發(fā)展階段。

4.2 動量下傳

在大風發(fā)生期間，由沿著風暴移動方向的最低仰角剖面圖可以看出， 在近地層存在徑向速度＞20 m/s 的風速，甚至也有＞27 m/s 的速度存在。這種風速下傳至地面，引起地面8 級以上的大風。此處給出地面瞬時風速最大的16：00 回波和徑向速度圖（圖10）。16：00 低仰角回波強度圖上AB 線的中心為引起大風的風暴單體，強度剖面上有向風暴前進方向的前傾趨勢，最強回波高度在6 km 左右；對應(yīng)的徑向速度有一支上升氣流和兩支下沉氣流，在上升氣流和下沉氣流的水平面上存在較強的低空風切變。上升氣流的徑向速度＞27 m/s，下沉氣流徑向速度超過20 m/s，并且以動量下傳方式下傳至地面，引起地面超過20 m/s 甚至27 m/s 以上的大風出現(xiàn)。

圖11 為其它一些時次的徑向速度剖面圖。15：26、15：37、15：48 的3 個體掃中，風暴頂附近都是上升氣流，而風暴中下部主要存在兩支下沉氣流，一支下沉至1 km 左右高度而沒有接地，一支下沉至地面，引起地面的災(zāi)害性大風。在下沉至地面的氣流中，3～4 km 高度上徑向速度超過20 m/s，下傳至地面附近時，引起17 m/s 以上甚至28 m/s 以上的風力出現(xiàn)。

上升氣流和下沉氣流分布的解釋：用強風暴的垂直空間結(jié)構(gòu)可以較好地說明。沿強風暴前進方向，在強風暴前側(cè)的底部有入流存在，然后入流沿著傾斜上升的方向升至風暴頂部，同時在風暴后側(cè)有下降的入流存在，從風暴尾部自上而下直至到達風暴底部。

地面大風發(fā)生地附近的比濕降低而周邊地區(qū)比濕沒有明顯變化，對于這種現(xiàn)象的解釋：由于有動量下傳現(xiàn)象，伴隨著空氣的快速下沉，通過下沉區(qū)通道將空中的干冷空氣下傳至近地面和地面，使得地面大風附近的氣溫相差很大，且有比濕降低的情況出現(xiàn)，而周邊地區(qū)沒有空氣的下沉運動，地面的比濕也就沒有明顯增減的情況。

圖9 組合反射率CR（單位：dBz）分布

圖10 16：00 的0.5°仰角回波及其AB 線垂直剖面

圖11 沿風暴移向的徑向速度垂直剖面

4.3 降水拖曳

圖12 為15—16 時的降水分布。由此可知，大風區(qū)的1 h 雨量大致在10～30 mm 之間。相對較強降水的發(fā)生，降水的拖曳作用將空氣快速帶至近地層，其與風暴后部的下沉氣流方向一致，兩支氣流匯合并疊加，導致地面水平大風的產(chǎn)生[10]。

圖12 15—16 時降水分布

4.4 負浮力較大

一般而言，氣溫的日變化在14 時左右為最大，此后到午夜為緩慢下降趨勢，而當日的氣溫在15 時有陡降的現(xiàn)象。圖13 為5 個站點每10 min 的氣溫變化。由此可知，西側(cè)的羅集下降最早，主要發(fā)生在15：20—15：30；中間的徐集、九鼎下降時間略晚，主要發(fā)生在15：30—15：40；中東側(cè)的六安西下降時間再晚一點，主要發(fā)生在15：40—15：50；東側(cè)的六安下降時間最晚，出現(xiàn)在15：50—16：00。在陡降之前的氣溫約28 ℃，陡降之后的氣溫約20 ℃，氣溫下降幅度約8 ℃。此后氣溫逐步上升到正常位置。

圖13 逐10 min 氣溫變化

氣溫的降低是由于風暴的來臨，結(jié)合同一時間的氣溫分布（圖3a）可知，風暴經(jīng)過六安地區(qū)時，風暴內(nèi)部的氣溫迅猛下降，而且比周邊環(huán)境空氣的氣溫偏低6 ℃左右。氣溫的下降預(yù)示著熱力不穩(wěn)定性的增長，亦即負浮力的增加。這種負浮力的增大，使得風暴因子核快速下降，導致地面大風的發(fā)生。

5 結(jié)論與討論

基于精細化的探測資料，分析一次超級單體引發(fā)的大風天氣過程，大致估測大風的風速范圍，并探索大風天氣的形成原因。主要結(jié)論有：

（1）伴隨著大風天氣的發(fā)生，氣溫快速下降、濕度增大；大風的發(fā)生與風暴單體發(fā)展程度和中氣旋密切相關(guān)；大風地點發(fā)生在大尺度背景下垂直速度下降的區(qū)域。

（2）風力有隨著雷達不同等級徑向速度面積的增加而增加的現(xiàn)象，用其可以大致估算風力等級。當最低仰角徑向速度＜-20 m/s 面積＜100 km2或者沒有出現(xiàn)＜-27 m/s 時，地面風速＜23 m/s；當徑向速度＜-20 m/s 面積達到100 km2以上或者＜-27 m/s 面積達到12 km2以上時，地面風速易＞20 m/s；當徑向速度＜-20 m/s 面積達到140 km2以上且＜-27 m/s 面積達到15 km2以上時，地面風速＞30 m/s。

（3）多單體合并使得風暴單體變強，成為超級單體風暴；通過動量下傳促使風速快速下沉至地面。隨著單體的合并，風暴發(fā)展迅速旺盛，由非超級單體增強到超級單體風暴，在此背景下極易引發(fā)強烈的對流天氣。動量下傳來源于降水拖曳作用和負浮力的增長，將空中強風下傳至地面，引發(fā)地面大風的發(fā)生。

（4）由于中等雨量的拖曳作用，將風暴中層大氣拖曳至近地層，形成地面大風；氣溫明顯偏低，相伴的水物質(zhì)蒸發(fā)造成下沉變暖變緩，表示負浮力增大，強化了中層大氣的下沉運動，引起了地面大風。雨量過強就成為暴雨，暴雨天氣多不伴隨強烈的地面大風，即暴雨風暴中沒有此種蒸發(fā)，沒有強烈的下沉運動，而不會產(chǎn)生下沖氣流。

針對一次超級單體引發(fā)的大風天氣，得到了一些有意義的結(jié)果，大致給出大風風力和雷達徑向速度之間的關(guān)系；考察了熱力穩(wěn)定度的問題，認為降水拖曳作用[22]和負浮力的增大是地面大風的誘因，它們貫穿在風暴內(nèi)部直到地面，在超級單體風暴大風的產(chǎn)生中發(fā)揮了重要作用；經(jīng)過綜合考慮，認為風暴合并使得風暴單體增強，成為超級單體風暴，在環(huán)境垂直下沉的背景下，隨著空中動量下傳，降水拖曳作用和環(huán)境負浮力增加，以及與風暴后部下沉氣流的疊加，它們的共同作用引起風暴內(nèi)部大氣的快速下沖，并在地面導致大風的產(chǎn)生。但是在研究過程中發(fā)現(xiàn)，有的科學問題依然無法得到很好的評估，像動量下傳、降水拖曳和負浮力在大風中的作用難以定量評價，很難界定主次影響因素，它們的作用有待繼續(xù)探究。