引言

风是许多在时空上随机变化的小尺度脉动，叠加在大尺度规则气流上的一种三维矢量^[1]。阵风与大尺度风、湍流和边界层稳定度有关，即与两种物理过程有关：一是由水平气压梯度力产生的水平动量，二是风垂直切变条件下由对流引起的水平动量向下传递^[2-3]，在此理论基础上构建了阵风计算的物理模型^[3-4]。天气学中的风专指空气的大规模水平运动，不包括空气的垂直运动^[5]，以往对大风(热带气旋大风和雷暴大风除外)成因的研究，研究对象主要为海上大风，可分为温带气旋大风^[6-11]和冷锋大风^[12-15]，对温带气旋大风的研究主要从位涡理论出发，讨论了在气旋形成过程中与干侵入现象相伴的热力学和动力学物理过程，而对冷锋大风的研究，多以诊断冷空气在空间的传播特征以及由此造成的温压场变化特征为切入点。对于内陆大风的研究多以西部高原地区的大风沙尘天气为主要研究对象^[16-21]，我国大风日数空间分布特征差异明显，青藏高原及西北地区明显偏多^[22]，这与地形分布和活跃的冷空气系统有很大关系^[23-24]。也有学者对我国西北地区一类特殊的强烈大风沙尘天气进行研究，称之为“黑风暴”或“干飑线”，研究结果指出此类天气发生时气压骤升、气温骤降，“黑风暴”实际是一种强干对流，是由具有沙暴锋面的干飑线形成^[25-26]。对于东部地区陆上大风，从目前已有的研究成果^[27-31]看，大风形成的基本物理机制与西部地区大风并无本质区别，主要为与冷空气活动相联系的温压场响应和驱动、高空急流和次级环流作用下的高空动量下传、边界层内热力不稳定环境下的湍流活动加剧而引发的低空动量下传以及特殊地形作用等，只是由于导致大风形成的各项因子的组合方式和影响程度不同，因此造就了实况特征各异的大风天气过程。而目前对于山东地区大风天气的研究，以大风气候特征统计分析^[32-34]为主，对机制的研究较少。

2020年3月18日中午至夜间，受冷锋影响，山西、河北、北京、天津和山东等地先后出现大风天气，最大瞬时风力达9~11级，局地达13级。大风具有爆发性特征，且持续时间短，河北大部和山东中西部地区大风伴有扬沙。山东共10个国家级地面气象观测站记录到10级阵风，风力之大、范围之广，在东部地区冷空气大风中实属罕见。有研究认为冷锋大风由冷空气强度决定^[35]，2016年1月21—23日寒潮过程中，河北唐山日降温幅度达15.3 ℃，23日午后河北北部地区出现的最大瞬时风速仅为20.3 m ·s^-1[36]。2018年4月2—4日寒潮过程中，华北和黄淮地区降温幅度超过15.0 ℃，河北南部和山东局部降温超过20.0 ℃，相应出现的极大风为10~11级^[37]。然而2020年3月18日大风过后，降温并不显著，19日08时全省平均24 h降温3.0 ℃左右，那么大风形成的物理机制是怎样的？诱发大风的主要因素有哪些？是否有对流性大风的成分？热动力场有何特征，又是如何演变的？本文拟从以上几点疑问出发，综合利用多源观测和探测资料分析大风天气特征，旨在加深对春季大风天气的认知和理解，提高此类天气的预报预警能力。

1 资料

应用的资料包括每日8次常规地面观测资料、每日2次(08时、20时)高空探测资料、全国1 h自动气象站观测资料、山东121个国家级地面气象观测站(泰山站和崂山站除外)分钟风和气压资料以及章丘和东营边界层风廓线雷达探测资料。此外，还应用了欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)第五代大气再分析数据(ECMWF Reanalysis v5，ERA5)资料。文中时间均为北京时。本文使用的地图由国家测绘地理信息局网站提供的标准地图制作。

2 天气实况

2020年3月18日中午至夜间，受气旋和冷锋影响，内蒙古中南部、山西、河北、北京、天津、辽宁南部、河南北部和山东先后出现9~10级阵风，北京、天津局地风力达11~13级，其中延庆闫家坪最大风速为39.4 m ·s^-1(13级)，延庆佛爷顶最大风速为31.0 m ·s^-1(11级)^[4]。冷锋于18日20:00—21:00进入山东，19日02:00入海，移速较快，约为60.0 km ·h^-1。山东共10个国家级地面气象观测站出现10级以上大风，主要分布在鲁西北和半岛地区，最大阵风风速为28.1 m ·s^-1(19日01：58出现在青岛)。大风具有爆发性特点，以滨州站为例，18日20：50的10 min极大风速为6.2 m ·s^-1，21：00的10 min极大风速激增为26.8 m ·s^-1，此后滨州站的风速出现了4次峰值波动，直至19日00:00后，风速趋于平缓(图 1a)。此外，18日傍晚至夜间，河北、北京、天津和山东出现扬沙天气。本文重点讨论大风成因。

以滨州站为例，考察温度、气压和相对湿度的变化情况(图 1)。强风时，10 min内地面2 m气温下降了2 ℃，气压上升了2.4 hPa，相对湿度下降了4%，弱于“急行性冷锋”(又称为“晴天暴”，西部地区称为“黑风暴”)过境时要素变化特征^{[25-26, 38]}。

3 环流背景

3月18日20:00，东亚中高纬度地区500 hPa位势高度场上高压脊位于贝加尔湖附近，其前部低槽由东北地区延伸至华北地区，槽后为西北—东南走向的急流，急流核风速大于35 m ·s^-1，槽前急流风速大于30 m ·s^-1，低槽后部有-36 ℃冷中心配合(图 2a)。华北及黄淮大部均在脊前、低槽底西北气流控制之下，有冷空气影响，此时850 hPa槽移入山东(图 2b)，到达鲁中地区，华北地区已出现强风，但地面冷锋后大风区(强气压梯度区)尚未进入山东(图 2c)，表明系统有前倾结构特征，850 hPa等压面上在华北地区等位势高度线与等温线几乎正交，表明底层大气具有较强的斜压不稳定能量。18日白天黄淮地区850 hPa暖脊强烈发展(图 2b)，存在12 ℃暖中心，当日山东气温较高，除半岛沿海地区外，日最高气温为24~28 ℃，较3月中旬历史极端日最高气温高2~3 ℃。在此环流背景和环境条件下，冷锋东移南下至黄淮地区时产生强风。

4 动力特征 4.1 地面气压场

18日14：00，地面冷锋南段已进入华北地区(图略)，山西出现9~10级阵风，在暖平流作用下，锋前出现闭合低压环流，中心气压小于997.5 hPa，冷锋后部冷高压位于蒙古，中心气压为1 025.0 hPa，高低压之间气压梯度明显加大。此后系统继续东移，京津冀地区在18日18：00—20：00出现局地11~13级极端大风，风向几乎垂直于等压线，此时风场、气压场之间已不再遵循地转风、梯度风关系，而是表现出明显的非地转特征。

21:00，锋面已移入山东境内，大风前沿到达沿黄河一线，鲁西北地区出现强风(图 3a)，共4站出现10级以上风：庆云站极大风速为24.9 m ·s^-1(20：04)，乐陵站极大风速为25.7 m ·s^-1(20：05)，武城站极大风速为24.9 m ·s^-1(20：31)，滨州站极大风速为26.8 m ·s^-1(21：00)。图 3b为利用自动气象站1 h观测资料计算的21：00变压风和3 h变压场(已滤掉3 h变压日变化部分)，变压中心位于河北中南部，中心值大于8 hPa，其前部为变压梯度大值区，算得鲁西北地区最大变压风大于20 m ·s^-1，其值接近实测极大风速，可见变压风为强风的重要成分。

为了更清楚地揭示强风发生过程中气压场、变压场和风速波动现象之间的关系，以章丘站为研究对象，利用气压和风的分钟级观测资料，得到该站气压梯度、变压梯度、10 min极大风速随时间演变曲线，其中气压梯度和变压梯度以商河站(章丘站上游西北方向约80 km)和沂源站(章丘站下游东南方向约80 km)气压差和变压差来衡量，如图 4所示：章丘风速极值(25.6 m ·s^-1)出现在21：40，最强1 h变压梯度(商河、沂源变压差为4.9 hPa)出现在21：30，最强气压梯度(商河、沂源气压差为3.7 hPa)出现在23：40。从三者出现的先后顺序可进一步说明强风的产生与变压场关系密切。极大风速在最强变压梯度出现10 min后产生，说明变压场是强风产生的决定性因素，是非地转瞬变过程。强风产生后，仍是变压梯度主导风场阶段(图中淡红色区域内)，21：40—22：30，随着变压梯度减小，风速迅速减小，但气压梯度是逐渐增大的，此段过程为地转调整阶段。22：30后，气压梯度的作用占据主导地位，表现为风速的变化与气压梯度大小相关，风速再次增加，23：20风速增至16.5 m ·s^-1，大气逐步由非地转状态向准地转状态调整，风速波动状态也趋于平稳。

可见，此次强风的产生是一次准地转平衡状态破坏的过程，首先在变压场主导下准地转平衡状态被破坏，在变压梯度出现极大值后，出现了最大阵风。在强气压梯度背景下，变压梯度是瞬时极大风的主要制造者。地转适应(非地转)阶段持续约1 h，而后逐渐恢复至准地转状态。

4.2 高空急流

前人对西部地区大风天气研究指出，春季高空急流轴所处位置是北方易吹大风的主要原因^[39]。其原因在于，高空急流下方存在次级环流，其下沉支可使高层高动量下传^{[16, 40]}。而此次大风(伴沙尘)过程影响到了海拔较低的华北南部，高空急流是否也对强大风的产生起到作用呢？下文将进行剖析。

18日20：00—21：00，地面冷锋自鲁西北地区进入山东境内，300 hPa等压面上在35°~50°N、100°~130°E范围内存在两支高空急流，一支为西北—东南走向，一支为西南—东北走向(图 5a)。为了清楚地展示高低空系统的配置关系，沿38°N做纬向剖面(图 5b)，可知西北—东南走向的高空急流风速中心位于450 hPa附近，急流下方有明显的下沉运动，高空急流携带的高动量在下沉运动的作用下表现出向下传递的趋势，113°~115°E上空20 m ·s^-1等风速线呈漏斗状下沉到750 hPa，这样由高空急流产生的动量下传效应发生的区域发生在115°E以西，并未影响山东。而此时，在冷锋锋区及锋后，即115°~120°E范围内，800 hPa以下已出现风速大于20 m ·s^-1的大风区，此大风区与高空急流下方下沉运动产生的大风区并不相连接，初步说明，大风的产生没有来自西北—东南走向的高空急流动量下传的作用。

为了进一步说明问题，对冷锋系统沿118°E的经向做剖面，考察西南—东北走向的高空急流是否有动量下传。由图 5c可见，18日21:00，在800 hPa附近锋区似乎发生了“断裂”，800 hPa以下“先行”锋区已经推进到38°N附近，锋区陡立，而在800~600 hPa，锋区尚停留在40°N附近，锋区坡度较缓。朱乾根等^[41]指出，在我国，尤其是冬半年，冷锋南下时，由于空气干燥，中层锋区逐渐消失，使整个锋区变成高低两部分分别南下，本文所分析的个例即属于这种情况。在锋面带来的风速和风向的强烈辐合作用下，在中低层，锋前产生了明显的上升运动，上升速度绝对值大于3.5 Pa ·s^-1(图 5d)，而锋后下沉运动并不显著。在中层以上，滞后锋区前部的上升运动区中心位于650 hPa附近，上升气流略弱，为-2.0 Pa ·s^-1，-1.0 Pa ·s^-1的上升运动区扩展到450 hPa以上，锋后冷高压内存在广阔的下沉运动区，如图 5c所示。西南—东北走向的高空急流风速中心在350 hPa附近(图 5d)，在急流入口区的风速辐散作用下，急流下方为锋前上升运动区，不利于高空动量向下传递。而此时，38°N附近，800 hPa以下已经产生风速大于20 m ·s^-1的大风区，高空急流的动量下传对大风产生无直接作用，这一点与西部高原地区大风产生机理有所不同。此次过程与2009年4月15日大风过程类似，冷空气主要活动于对流层低层，影响时间短、高度浅，无明显高空风动量下传^[13]。

4.3 低空动量下传

低空动量下传对地面风速影响的研究主要集中在对边界层特征的分析^[31]，从热力不稳定层结^{[16, 42]}、风速垂直切变^[38]等方面进行了研究。此次大风发生前，天气形势特征有利于低空动量下传。首先，850 hPa以下天气系统有前倾特征(第3节已论述)，这有利于风垂直切变加大，进而有利于湍流运动加强；其次，当日低空暖脊发展强烈，日间受太阳短波辐射加热作用，地面最高气温出现历史极值，这也将造就近地层的热力不稳定层结并引起边界层顶升高。但实际动量下传的情况如何，本文将利用边界层风廓线雷达资料进行考证。

风廓线雷达探测的水平风和垂直速度数据已经过检验和应用^[43-44]。由图 6a—b可见，章丘站在18日21:30以后，1 000 m以下的垂直运动不足1.0 m ·s^-1，说明强风中没有对流性大风的成分。此外，21：48，在100 m高度才转北风，风速约为12.0 m ·s^-1 (图 6a)，在此之前21：40地面已经出现25.6 m ·s^-1的极大风速，说明初始阶段强风与高空风关系不大，主要来源于变压风。21：48—22：18，大于20.0 m ·s^-1风速核在800~900 m高度(图 6b)，但这一层为弱上升运动，500 m以下存在明显的锋后下沉运动(下沉运动速度约为0.3 m ·s^-1)，引发动量向下传递，但在这一时段章丘站因变压梯度减小，风速呈减小趋势(图 4)，说明动量下传导致的风速变化幅度较因变压梯度引发的风速变化幅度偏弱。

为了更有力地说明问题，考察东营站风廓线特征(图 6c—d)，图中700~900 m高度有数据缺测，以圆圈表示。由图 6c可见，18日21：00—22：00，400 m高度附近最大风速大于20 m ·s^-1，500 m以下有下沉运动，最大下沉速度为0.9 m ·s^-1, 有较明显的动量下传效应；22：10，地面10 min极大风速为17.7 m ·s^-1，可见在动量下传作用下，的确出现了风速的峰值波动，但并不足以引发强风。23：00，10 min极大风速为20.3 m ·s^-1，为此次过程东营站出现的最大阵风，此时近地层(400 m)内下沉运动速度小于0.3 m ·s^-1，风速比较小(图 6d)，说明此最大阵风的产生与动量下传无关。

综上可见，此次强风过程中存在动量下传现象，引发了地面风速波动，但只有当动量下传到地面时，恰好与强的气压梯度和强的变压梯度等因子导致的大风叠加时，才有可能引发强风。这也说明动量下传对强风的产生只能起到“锦上添花”的作用。

5 热力特征 5.1 累积温度平流演变

由4.1节分析可知，变压场在强风产生过程中起着重要的作用，那么，异常大的正变压是如何产生的?

气压的局地变化主要取决于温度平流项^[15]。3月18日14：00，地面冷锋南段已进入华北地区南部，冷锋北段位于华北北部，锋后700 hPa以下累积冷温度平流大值区位于河北西北部，冷平流中心绝对值大于9×10^-3 K ·s^-1(图 7a)，冷锋在东移南下过程中，其锋后的冷平流逐渐增强。18日18:00，在冷锋后部，出现了南北2个冷平流中心，冷锋北段冷平流中心较强，中心绝对值大于21×10^-3 K ·s^-1，冷锋南段冷平流中心绝对值大于15×10^-3 K ·s^-1(图 7b)。18日21:00，冷锋移进山东，锋后2个冷平流中心维持，强度加强，冷锋南段冷平流绝对值大于15×10^-3 K ·s^-1的区域范围明显扩大(图 7c)，此后冷锋在东移过程中冷平流逐渐减弱，相应地，地面3 h变压减弱(图略)。可见冷锋进入山东后冷平流发展最为强烈，是导致强正变压的因素。

为了更清楚地揭示冷锋影响过程中冷平流演变的空间结构特征，对温度平流场做沿118°E的空间剖面图(图 7d)。受冷锋垂直方向上“断裂”结构影响，冷平流区主要出现在800 hPa以下，在垂直方向上略前倾，累积冷温度平流中心绝对值大于3×10^-3 K ·s^-1，800 hPa以上滞后冷锋的冷平流不明显。

5.2 气温极端性与变温

实际上，虽然冷平流在进入山东前后发展最强，但降温并不显著(图 8b)，19日08:00，24 h变温：鲁东南部分地区甚至升温0~2 ℃，其他大部地区降温4 ℃左右，鲁西北局地降温6~8 ℃。冷平流增强与18日白天华北和黄淮一带显著升温有关，当日共有101个(101/121)国家级地面气象观测站日最高气温超过3月中旬最高气温历史极值(图 8a)，14：00山东大部地区地面3 h变压达到-4.0 hPa(图略)，这是异常大的正变压产生的主要原因。冷锋到达华北南部时，因锋前低空暖脊强烈发展，锋生效应显著。冷平流显著增强与低空暖脊导致低层暖区升温造成的强温度梯度关联密切。

6 斜压锋生分析

为了进一步综合考察锋面进入山东前后大气动热力特征演变，诊断锋生结构及斜压发展情况，计算了锋生函数^[41]和大气斜压指数最大Eady增长率^[45]沿图 7c中线段的剖面(图 9)。由于大风过程无降水凝结现象发生，因此锋生函数计算时选取水平运动作用项和垂直运动作用项，没有计算非绝热加热项。最大Eady增长率计算公式为：

$ \sigma=0.31 \frac{f}{N}\left|\frac{\partial \vec{V}}{\partial Z}\right| \text {, } $

其中：f为科氏参数；$\vec{V}$为水平风矢量；N为Brunt-Väisälä频率，计算公式为$N^2=\frac{g}{\theta}\left|\frac{\partial Z}{\partial \theta}\right|$。

由图 9可见，干燥冷锋从黄土高原下到华北平原这一过程中由于冷空气下沉绝热增温，锋面整体呈锋消趋势，18日19：00，三维空间中锋面位于对流层中下层，地面锋区位于保定和沧州之间，800 hPa附近锋生函数值为-4×10^-9 K ·s^-1 ·m^-1(图 9a)，锋面附近无明显斜压增长特征(图 9b)。随着锋面继续东移南下，进入山东后，冷锋遇到低层强烈发展暖脊，18日21：00在滨州附近，925 hPa以下近地层中，锋面附近及其前方有明显锋生特征，锋生函数值为2×10^-9 K ·s^-1 ·m^-1(图 9c)，但锋生层次相对浅薄，在锋生区后部850 hPa仍伴随着明显的锋消区，锋消函数值为-5×10^-9 K ·s^-1 ·m^-1，锋生和锋消区相伴出现揭示了锋面系统“此消彼长”的传播特征。分析低层锋生的原因，由诊断的水平和垂直运动锋生项(图略)可知，主要是由于锋面附近水平风速辐合作用下等位温线渐趋变密，即水平运动作用项。而垂直运动作用项，由于锋面干燥，暖空气上升绝热冷却、冷空气下沉绝热增温，且处于稳定气层，其效果为锋消。18日21:00，伴随着近地层锋生效应，800 hPa以下锋面前沿斜压特征发展显著，最大的斜压增长率达到8×10^-5 s^-1(图 9d)，表明可以转化为动能的斜压位能在增加。若从能量的观点，大风的产生也是大气中能量转换的结果^[41-45]。此后，冷锋在山东境内向东推进过程中，锋面前沿始终保持锋生特征和一定的斜压增长率(图 9e、f)，这是强风从西到东横扫山东的主要原因。

7 结论

对2020年3月18日中午到夜间山西、河北、北京、天津和山东等地的一次冷空气强风的天气学成因进行了分析，结论如下：

(1) 干燥冷锋自内蒙古南下到华北平原过程中在垂直方向上分裂为两段，800 hPa以下“先行”冷锋是大风天气的直接影响系统，冷空气主要活动于对流层低层，影响时间短、高度浅。

(2) 华北南部和黄淮北部地区异常发展的低空暖脊是强风发生的重要环境特征。“先行”冷锋移近京津地区时，与暖脊相互作用而产生锋生，冷平流强烈发展，由此产生的最大3 h变压接近11 hPa(包含日变化)。

(3) 强风具有显著的非地转瞬变特征，变压风是重要成分，最大阵风出现在变压梯度峰值之后。另外，低空动量下传效应引起了地面风速波动。

(4) 此次大风过程大气状态经历了以下3个阶段。首先，在变压场主导下准地转平衡状态被破坏，产生了最大风速；而后，地转适应阶段持续约1 h；最后，逐渐恢复至准地转状态，大气进入地转演变阶段。

由此可见，在华北和黄淮地区，春季若低空暖脊强烈发展，日最高气温达到或超过历史同期极值，当冷锋侵入地面热低压时，在没有湿对流发展情况下也可产生阵风风力达10级以上区域性强风事件，如此次过程中，低层冷气团前侧暖区暖脊强烈发展引起温度梯度增强，强的温度平流又造成强的变压梯度，导致变压风在较短时间内迅速增强从而诱发强风，在实际业务中应加强对温度梯度、变压梯度的关注。

致谢: 感谢国家气象中心方翀首席和山东省气象台刁秀广首席在文章修改过程中给予的宝贵建议！