西北地区大风的形成和预报
西北地区大风的形成和预报
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。
3．1 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：
⑴丰田汽车的标志 西北（偏西）大风；
⑵ 回流型偏东大风；
⑶ 对流性偏西风；
⑷ 塔里木热风暴；
⑸ 动量下传型大风。
3．2 气压梯度力是形成大风的根本动力
3．2．1 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等压线）。
3．2．2 地面气压梯度力在形成新疆大风中的作用
⑴ 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）进入形成偏东大风。
⑵标准差 新疆脊发展形成的大风。从北半球11～4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”。
⑶ 随颮线而来的大风。颮线是带状雷暴所构成的风向、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。
3．3 湍流对动量的垂直输送
3．3．1 边界层和湍流
⑴ 边界层。 距离地面1000～1500m高度以上为自由大气，在这个高度以下便是行星边界层（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。
⑵ 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Vc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V<Vc时流动恢复成层流，此时测得的雷诺数称下临界雷诺数。显然，Vc就是达到上、下临界雷诺数时流体的平均速度。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。
3．3．2 动量下传与新疆大风
⑴ 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
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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。
⑵ 8.8级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。
3．4 地形条件与大风的关系
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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：
⑴ 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。
⑵ 绕流。冷空气入侵北疆后，沿着天山东移再折向西行（即“东灌”），形成偏东风。
⑶ 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。
⑷ 垃圾分类将入法翻山。当强冷空气入侵北疆，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。
 
3．5 新疆大风天气预报问题
⑴ 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。
⑵ 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“新疆大风天气过程模式”，确定大风天气强度、分布和持续时间。其中，气压差（梯度）、大气稳定度和地形影响是确定具体的大风天气预报的重要因子。
⑶ 冬季从西部进北疆的冷锋，尽管它在国外有大风相随，但通常是进北疆地区而没有明显的大风，其原因是盆地的强逆温层使冷空气从上层滑过，而地面风不大。这也是新疆冬季大风比我国东北少的原因。

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