寒潮大风形成的物理基础

\r 温度层结对风的影响\r 地面风观测表明,当气压场变化很小时,最大风速出现在午后,傍晚后 逐渐变小,深夜达最小。这是大气温度层结的日变化引起的风速日变化。摩擦层厚度大约1500 m,该层中摩擦力随高度减小,风向顺时针变化,风速随高度增加,即地面以上的风基本上是按埃克曼螺线规律随高度变化的。高空动量较大,当空气层结稳定时,垂直交换弱,空气动量向下传递较小;而当空气层结不稳定时,垂直交换强,空气的动量下传较强,因而使地面风速明显加大。尤其是当高空有锋区,风的垂直切变较大或冷锋过境后,这种作用更为明显。在春、夏季晴朗天气下,白天地面加热,高空层结变得不稳定,致使午后风速加大,夜间地面冷却,空气变得稳定,风减小;在阴雨天或冬季,大气层结很稳定,这种情况较为少见。\r 变压场对风的影响\r 在大气的大尺度运动中,当空气质点所受的气压梯度力和地转偏向力不平衡时即产生地转偏差,从而造成空气质量的加速度。由可知,空气运动的加速度大小与地转偏差成正比。在近地面层中,除了摩擦作 用外,变压风是造成地转偏差的另一重要因素,即:\r 式中A为变压风。变压风沿变压梯度方向,从高值变压区域吹向低值变压 区。当气压场较弱时,会出现风几乎完全沿变压梯度吹,变压梯度越大,风 速也越大。在冷锋后部,最大风速常出现在正变压中心附近变压梯度最大的 地区。\r 热力环流对风的影响\r 在沿海、高山、谷地、高原和平原等地方,地表热力性质差异明显,因 下垫面受热不均匀,常形成地方性的热力环流。白天陆地上增温比海面上快, 以至陆地上气温高于海面上,于是陆地上空气上升,海面上空气下沉,上层 空气由陆地吹向海面,低层空气由海面吹向陆地,从而形成海风;晚上情况 正好相反,风从陆地吹向海面,即陆风。因此,寒潮偏北大风在海上后半夜 到淸農最大,午后最小,陆地上则正相反。山区与平原交接的地区也有类似情 况,白天山区比同一高度空气受热大,空气上升;而平原或谷地相对较冷, 空气下沉,使得白天风从平原或谷地吹向山区,为谷风;夜间情况相反,风 由山区吹向谷地,为山风。\r 地形对风的影响\r 当气流从开阔地带流人峡谷时,由于空气不能大量堆积,于是加速流过 峡谷,风速增大;当空气流出峡谷时,空气流速又会减慢。这种峡谷地形对 气流的影响为“狹管效应”。由狭管效应增大的风,称为峡谷风。我国地形复 杂,各种方向的喇叭口地形均有,因此狭管效应对一些特定地区的大风具有 重要贡献。例如寒潮冷锋后的东北大风在台湾海峡比其他海区大1?2级。\r 冷空气翻山下坡的绝热下沉,有利于下坡大风的形成。下坡大风的成因 是冷空气在下滑的过程中位能转化为动能。当冷空气沿等嫡面下沉时,如等 熵而坡度小于地形坡度,高速的下滑气流沿等熵面下滑可能不到达地面,地 面上便形成不了大风。如1977年4月2日,冷锋过新1{阿拉山口时平均风速 为44 m ? s**1,瞬时风速竟达到55 m ? s—1,风速如此之大与这里的特殊地形 条件有关。\r 寒潮冷锋的偏北大风\r 在冬半年,当寒潮冷锋过境时风向突变,锋后经常有偏北大风。统计结 果表明,寒潮冷锋形成的偏北大风,北方地区常为西北大风,华中为偏北风, 南方是东北风。因我国幅员辽阔,地形复杂,受地形影响,有时冷锋后亦为 西南风。冷锋过后通常风速加大,但内蒙古东部和我国东北地区在冷锋前部 经常有低压发生和发展,锋前风力即会增强。较强的冷锋过境后大风能持续 一天以上,弱冷锋带来的大风持续时间不长。冷锋移过淮河以后大多数冷空 气势力减弱,南移速度变慢,使得锋后大风持续的时间较长。\r

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