引言

三峡坝区位于长江三峡河谷之中最险峻地段的西陵峡峡口区，南北两岸远处为海拔高度1~2 km的崇山峻岭，近处为300~500 m的峭壁，河道自西向东贯穿其中；该地区属亚热带季风气候区，并具山地气候特征，是湖北省风灾较为严重的地区之一(李兰等，2009)，其中发生在冬春季的晴空大风，由于持续时间长、平均风速大，自三峡工程建设以来屡次对施工、通航运行带来安全隐患(田刚等，2009)。随着三峡工程永久船闸投入使用，持续性大风天气对冬季蓄水后的三峡航道影响日益凸显。按照三峡船闸通航调度技术规程(JTS 196-6-2012)，出现6级以上大风时即考虑封航。近年来，因大风导致三峡船闸停航时间约达10 d (孔凡军等，2020)，其中造成封航30 min以上的大风天气均为晴空大风。如，2021年1月因持续性晴空大风，三峡船闸停航长达70 h，造成巨大经济损失。因此，深入研究此类天气的成因对正确认识三峡坝区大风天气及其可能导致的极端事件具有重要意义。

我国冬半年是持续性大风的高发期，其主要发生在新疆、河西走廊及太行山东麓等地(杨忠恩等，2007；何毅等，2015；王黉等，2019)。随着现代化气象观测系统的建立和数值预报模式的发展，近些年国内针对持续性大风成因开展了较多研究。针对新疆2007年“2·28”大风，黄海波等(2013)和汤浩等(2020)研究均认为，大风由重力波和强气压梯度使气流加速穿过峡谷造成；王澄海等(2011)则认为，强气压梯度作用下的动量下传和非绝热加热引起的近地层湍流是引起大风的主要原因。卢冰等(2014)模拟新疆克拉玛依一次强风显示，重力波将上层能量往下传播导致了地面大风。张文军等(2019)分析指出，冷平流和动量下传是河西走廊西部持续大风形成的关键因素，部分时段大风也与地面变压风有关。王宗敏等(2012)研究认为，太行山东麓大风天气是山脉背风波向下游移动导致的。赵建伟和毕波(2017)对大理机场一次晴空大风天气过程的诊断分析指出，动量下传是造成大风的主要因子。以上研究表明，灾害性持续大风的发生与特定动力机制和地形有关，动量下传、变压风、背风波、近地层湍流等均可能是其形成的重要机制，但各地大风发生原因非常复杂，仍有必要对典型大风个例进行深入研究。

自20世纪90年代以来，对三峡河谷地区大风天气也有一些研究。王浩(1993)、于强等(1996)、傅抱璞(1997)、张雪婷等(2016)对该地区地面风速分布研究表明，受山谷热力环流和峡谷效应影响，冬季三峡河谷夜间风力较大；河谷越宽，其风速越强。李艳等(2011)的数值试验表明，坝区水体扩展将引起狭窄水道上出现弱的风速增大。田刚等(2009)统计坝区大风过程(瞬时风速≥10.8 m·s^-1)时指出，坝区持续性大风均为晴空大风，极大风速一般为13~20 m·s^-1，其发生频次和持续时间远超雷暴大风。因受观测资料限制，目前关于三峡坝区局地持续大风的天气成因和动力机制尚不清楚。近10多年来，三峡近坝区建成了多要素加密自动站、边界层风廓线雷达、梯度塔等立体观测系统，积累了丰富的观测资料，为研究坝区局地晴空大风中尺度特征及成因提供了有利条件。2021年1月12—13日三峡坝区出现了一次极端持续性晴空大风过程(以下简称“21·1”坝区晴空大风)，6级以上大风持续时间达36 h，其时长为近10 a之最。为此，本文利用常规和中尺度观测资料，结合高分辨率再分析资料，对“21·1”坝区晴空大风的中尺度特征进行了分析，重点探讨了三峡坝区特殊地形下局地晴空大风的成因，以期提高对峡谷冬季大风天气的认识和预报预警能力。

1 资料来源及说明

本文用到的资料包括: (1) 2021年1月11日08时(北京时，下同)—13日20时三峡坝区及其周边加密自动气象站(图 1)逐小时极大风速资料，以及逐小时气压、气温、湿度等其他气象要素资料(主要来源于三峡永久船闸处的坛子岭气象站)；(2) 同期宜昌探空站(站号57461，30.736 7°N, 111.359 2°E)、泾河探空站(站号57131，34.400°N, 108.983°E)资料；(3) 同期秭归风廓线雷达探测资料，包括逐小时边界层水平、垂直风资料；(3) 欧洲中心ERA5 (0.25°×0.25°)再分析资料，时间分辨率为3 h；(4) 湖北省1:250万地形数据。

各气象观测站(图 1)自上游至下游依次为西岭村站、太平溪站、秭归站、坛子岭站，此四站均位于河谷区；宜昌探空站位于下游平原低山区。上述各站地理信息和观测资料类型见表 1。

2 三峡河谷地形及晴空大风特征

三峡坝区位于三峡河谷东端，西部为巫山，东部为江汉平原，呈向东开口的喇叭口地形(图 1)。有研究表明，其西部高山和东部平原之间的山谷风环流会造成地面风速在夜间加大、白天减小，当风向与峡谷走向平行时，西北—东南向狭长河谷处风速可达平地的1.6~1.9倍(傅抱璞，1997；张雪婷等，2016)。若以处于峡谷外开阔地的宜昌站风速估算山谷风环流风速，“21·1”坝区晴空大风过程前后的1月11—13日宜昌站以西北风为主，夜间平均风速为1.9~2.2 m·s^-1，据此夜间山谷风风速约为3~4 m·s^-1。由大风爆发阶段10 min平均风速分布可见(图 1)，背风坡存在两个大风中心，分别位于地形坡度较大的区域和山后近坝区的河谷，近坝区河谷地区以坛子岭站风速最大。

另外，从此次大风过程前后沿三峡河谷各代表站风速变化和坛子岭站单站气象要素小时变化(图 2)看出，各代表站中，坛子岭站不仅风速最大，大风持续时间也最长(图 2a)，这与该站所处位置的河谷最宽有关(张雪婷等，2016)。位于峡谷外的宜昌站仅12日11—17时风速稍大，极大风速仅8.1~10.2 m·s^-1；而位于峡谷内的西岭村、太平溪和坛子岭站自上游向下游依次出现大风，3站风速均在夜间增大、午后减弱，风速在12日03—04时、11—14时、20—23时和13日09—11时4个时段显著增大；上下游风速变化趋势一致，其日变化呈明显双峰双谷型特征，两日其主峰均出现在夜间，次峰均出现在上午，日内两个谷值分别出现在早晨和傍晚。此次过程中河谷地区地面气象要素(图 2b)波动明显，风速与气温变化同位相，与3 h变压、相对湿度变化反位相。12日凌晨、上午和中午及13日夜间风速增大时，气温升高或夜间气温下降速度显著减小，3 h变压及相对湿度快速下降；12日早晨和傍晚风速减小时，气温降低，相对湿度和3 h变压增大(或减小不明显)，其中以12日凌晨气温陡升、气压和相对湿度快速下降尤为突出。这些气象要素的位相关系表明该区域很可能产生了焚风(即干热下坡风)。

以往研究中已有人注意到山体、三峡坝区水体的热力差异导致的河谷处夜间风力加大(王浩，1993；于强等，1996；傅抱璞，1997；张雪婷等，2016)。但据上文中估算，局地热力环流仅会导致夜间风速增大3~4 m·s^-1，远小于河谷中出现的6~9级大风，且大风持续时间远大于山谷风环流维持时间，表明局地热力因素并非大风成因，其形成并持续可能与特殊天气条件有关。

3 晴空大风的动力成因分析 3.1 高空急流及高空垂直运动对大风的影响

2021年1月11日08时，东亚中高纬地区受东亚大槽后西北气流影响(图略)，鄂西地区位于850 hPa高压环流中，天气晴好，升温明显。11日08∶00—13日08∶00，200 hPa西风急流带稳定维持在50°—150°E、30°N附近，急流最强时中心风速80~90 m·s^-1，鄂西地区即位于急流入口区左侧(图 3a)。诊断分析发现，1月11—13日200 hPa高空槽和急流入口区左侧的负涡度平流强迫的高层辐合与低层高压区中的辐散耦合，导致了三峡坝区高空深厚的下沉运动。

为进一步分析高空急流与下沉运动间的关系，图 3b给出坛子岭站附近的风速、垂直速度时间垂直剖面，从中看到，即使在急流入口区的下沉运动区中，垂直速度也呈非均匀分布，-0.1 m·s^-1以上较强下沉运动仅位于高空和近地层，而在对流层中低层下沉运动均不强，其中12日02时、20时前后700—500 hPa间还出现了垂直速度为0.1 m·s^-1的上升运动中心。整层下沉运动仅出现在11日08—20时，期间最大下沉运动区出现在400 hPa附近，最大下沉速度为-0.15 m·s^-1。随着下沉运动向下延伸，11日白天自高空向边界层顶风速依次增大，11日20时850 hPa附近形成16 m·s^-1的西北急流，急流持续至12日20时。进一步分析图 3b发现，地面大风开始之前6~8 h边界层下沉运动突然增大，且在连续晴空大风过程中均为下沉运动大值区。

3.2 低空急流及边界层垂直运动对地面大风的影响

风廓线雷达观测到了“21·1”坝区晴空大风过程更精细的边界层水平和垂直风演变(图 4)。从图 4中风廓线雷达水平风分布看到，自“21·1”坝区晴空大风过程开始前直到最后一次风速达到波峰时，边界层顶均存在西北急流，与ERA5再分析风速分布(图 3b)显示的“11日夜间850 hPa急流增大、12日夜间急流风速减小”不同，风廓线雷达探测结果可见边界层急流夜间大而白天小。对于这种日变化现象，Blackadar (1957)的解释是，白天湍流摩擦力大，风速小于地转风，夜间边界层湍流消失，摩擦力小而风速较大，这种惯性振荡是促进低空急流形成、发展的重要原因之一。但11日夜间边界层急流中极大风速更大(30 m·s^-1)，且出现在后半夜到清晨，而12日夜间急流极大风速要小得多(16 m·s^-1)，且出现在前半夜，这可能与图 3b显示的两日高空下沉运动的大小和出现时间不同有关。另外，急流在12日凌晨02—08时最强，这也是地面大风最强的时段；13日08时之后边界层西北急流消失，晴空大风过程随之趋于结束。

再由图 4垂直风探测结果可知，边界层存在较强的下沉运动，且周期性下沉运动峰值与地面风速快速增大时段吻合: 12日02时、08时、14时、20时1—2 km高度上为-1 m·s^-1的下沉速度大值中心，之后0.5~1 h地面风速陡升；12日21时下沉运动最强，对应随后的坛子岭站出现极大风速极值。4次强的下沉运动间歇期也对应地面风速减小。此外，12日16—18时1—2 km高度上出现4 m·s^-1强上升运动，地面风速快速减小，正好与风速波谷对应。

综上分析可知，“21·1”坝区晴空大风过程中，高空急流与低空急流并存，低空急流的建立可能与高空急流、高空下沉运动相关，而地面大风与低空急流、边界层下沉运动密切相关。为此，下文利用尺度分析方法，通过对高、低层动量的下传、响应时间的分析，探讨地面大风的形成机制。

3.3 不同高度动量下传的作用

动量通量是指单位时间内通过单位面积的动量，水平动量垂直通量为$ w \cdot \frac{\partial V}{\partial H}$ (其中，V为水平风速，H为上、下层间的厚度，w为上下层间垂直速度平均值)，下层边界增加ΔV风速需要的时间为Δt = $\frac{\Delta V}{w \cdot({}^{\partial V}\!\!\diagup\!\!{}_{\partial H})} $。根据高空再分析风场(图 3b)、边界层探测(图 4)结果，开始时地面风速为2 m·s^-1，11日08时200 hPa风速为80 m·s^-1，700 hPa风速为10 m·s^-1，对高、低空而言，均有$\frac{\partial V}{\partial H} $~10² s^-1，针对三种不同高度和量级的垂直运动，即w~10^-2 m·s^-1 (高空大尺度垂直运动)、w~10^-1 m·s^-1 (高空)、w~100 m·s^-1 (边界层)对动量下传的作用，对其分别讨论如下。

3.3.1 高空动量下传

“21·1”坝区晴空大风过程1月11日08时以及12日02时和20时前后高空平均下沉速度为-0.05 m·s^-1，将下层边界下风速增大10 m·s^-1 (形成低空急流)约需时间$\Delta t=\frac{10 \mathrm{~m} \cdot \mathrm{s}^{-1}}{5 \times 10^{-2} \mathrm{~m}^{-1}} \cdot 10^{2} \mathrm{~s}=2 \times 10^{4} \mathrm{~s} \approx 6 \mathrm{~h} $。

此过程中整层较强下沉运动出现在11日08—20时，11日14时—12日02时700—800 hPa风速也是大风过程中急流最强时段，受中、高层动量下传影响，低空急流风速超过20 m·s^-1；同样，12日02时、20时较明显的下沉运动位于200—500 hPa，12日08时和13日02时前后500 hPa水平风显著增大；另外，13日02时之后高空再未出现较强下沉运动，低空急流随之消失；低层急流增强和持续时间观测值与通过高空动量下传理论估算的结果非常一致，表明高空动量下传作用超过边界层惯性振荡是低空急流形成和加强的主要原因。

除以上3个时段外，高空下沉速度均较小，平均下沉速度w~10^-2 m·s^-1，因而将下层边界风速增大10 m·s^-1约需时间Δt = 10⁵ s≈28 h，单位时间内向下传输的动量很小，很可能被中尺度下沉运动掩盖或被中尺度上升运动抵消。

3.3.2 边界层动量下传

此次过程边界层强下沉运动出现时次分别为12日02时、08时、14时、21时和13日02时，此期间边界层平均垂直速度w~-5×10^-1 m·s^-1，地面增加10 m·s^-1的风速需要时间约为Δt = 2 × 10³ s，即0.5~1 h，这与地面风速波动时间也非常一致。12日16—18时边界层中还出现了较强的上升运动，逆转的垂直运动使边界层动量下传过程骤然中断，14—15时地面出现极大风后风速快速减小，地面大风过程间歇，而动量上传使边界层顶风速略有增大。

由以上讨论结果可知: 高空动量下传是低空急流形成的主要原因，3次高空下沉速度大值出现6 h后低空急流即增强；由于高空较强的下沉运动仅集中在500—200 hPa之间，中低层下沉运动较弱，因此从高空下传的较大动量在低层累积，与边界层惯性振荡耦合，形成夜间低空急流；低空急流之下的边界层动量下传是地面大风形成的原因，边界层强下沉运动出现后0.5~1 h地面风速即出现陡升；边界层为上升运动时，抑制动量下传，地面风速快速减小，大风过程间歇；地面大风的形成是一个“接力”的过程，高空动量下传使大动量在低层累积形成低空急流，再由边界层更强下沉运动使低空急流上较大动量进一步快速下传到地面形成大风。

3.4 边界层中尺度下沉运动形成和维持机制 3.4.1 气流过山与地形波

国内外理论研究及试验表明，山脉背风侧地面大风的形成与过山气流有关(Scorer and Klieforth, 1959；Houghton and Kasahara, 1968；Klemp and Lilly, 1975；顾伟和伍荣生，1995；寿绍文，1993；李子良，2006；李艺苑等，2009)。在气流过山问题研究中，弗劳德数(F_r)是描述过山气流运动状态的重要参数(Riley et al., 1975；顾伟和伍荣生，1995；李艺苑等，2009)，其定义为

$ F_{\mathrm{r}}=\frac{U}{\sqrt{(g / T)(\partial \theta / \partial z)} \times h} $

(1)

其中，U为气流平均速度；h为山高(此处取1 500 m)。F_r决定过山气流的特征：F_r>>1时，气流为线性波动，反之则为非线性波动，其中F_r < 1时，气流以绕流为主，F_r>1时，气流开始爬坡，F_r增大到一定程度，气流就会发生比较明显的垂直偏转，即迎风坡为弱上升，背风坡为强下沉(Riley et al., 1975)。

根据F_r的定义，需要选择气流上游山前平原地区且有探空数据的站点来计算，且大风过程期间，环境流场为西北风。因此，要在三峡坝区西北侧的大巴山前选取一个平原探空站，而最近的平原探空站是陕西泾河站(108.983°E, 34.400°N)，本文选择该站使用式(1) 计算了此次大风期间不同时刻大巴山脉西北侧900—700 hPa的F_r，从其随时间变化图(图 5)可见，11日20时—12日02时和12日17—20时山前F_r超过1, 此时段气流具有爬坡能力；11日23时F_r达到最大值1.4，表明爬坡能力达到最大，随后爬升能力下降，12日23时之后F_r均未超过1。气流上游山前低层F_r的变化特征表明，大风过程中过山气流为非线性波动，且11日20时—12日02时、12日17—20时上游来流具有翻山能力，气流能够将自身的位能转化为动能，从而在背风坡形成下坡风暴(Durran，1986；徐昕，2014)。

由于地形的阻挡作用，迎风坡气流被地形强迫抬升，经过一段时间之后，爬坡翻山的空气质点在重力的作用下会在山坡后产生垂直振荡，形成地形重力波。晴空大风过程中的气块为干绝热变化，地形波可用位温表征(杨大升等，1980)。图 6给出2021年1月11—13日不同时刻沿110°E经坛子岭站的位温、垂直速度、经向风经向剖面，从中看到，11日20时(图 6a)，迎风坡上空等位温线向上弯曲，而背风坡上空等位温线折向地面，表明地形的强迫抬升开始在750 hPa以下激发出背风波，此时背风波振幅较小，背风坡下沉运动较弱，峡谷内风速较小。12日02时(图 6b)，背风波振幅加大，自地面至500 hPa均存在波槽；292 K等位温线较6 h前快速下降且振幅加大，下部位温线变密；背风波位相逐渐向气流上游倾斜，边界层下沉运动也较6 h前明显增强。12日08时(图 6c)，背风波振幅仍然较大，且288 K等位温线接地，重力波位相向上游进一步倾斜，相速度与风速的不匹配造成重力波的非线性传播并产生水跃现象，即产生了大振幅背风波。12日14—20时(图 6d、e)，低层背风波维持，但振幅减小，波槽下降至600—700 hPa以下，下沉运动减弱。13日02时(图 6f)后，地形波动信号仅存在于700 hPa以下，过山气流变为平滑浅波，下沉运动也显著减弱。

对比此次大风过程期间山前F_r及过山气流波动分析结果发现，背风波出现在F_r两次高峰期间(11日20时—12日20时)，山前F_r最大值往后顺延6 h后开始出现大振幅水跃型背风波(图 6b)，这正是此次过程大风的爆发时段。

3.4.2 大气层结与背风波

由以上分析结果可知，此次大风过程与背风波联系密切，在三峡河谷大风开始前6 h，山后低层即已激发出背风波，背风波消失6 h后，大风过程趋于结束，因此预报晴空大风的开始和结束时间关键就在于背风波的生消。前人研究指出，背风波的出现需要具备600 hPa以下的逆温层和较强的风垂直切变(Brinkmann，1974；Klemp and Lilly, 1975；寿绍文，1993；顾伟和伍荣生，1995；肖庆农和伍荣生，1995；臧增亮等，2006)。图 7给出2021年1月11—13日不同时刻宜昌站风速和温度的垂直变化，从中可见，背风波振幅较大时(图 7a、b)，大气低层均存在明显水平风垂直切变和逆温层。12日08时(图 7b)和20时(图略)，低层风随高度增大，逆温层顶位于850 hPa附近，略高于峡谷内坡顶高度，这两个时次对应的背风波振幅最大、等位温线最密；而在之前的11日20时(图 7a)，垂直风切变虽然较大，但逆温层结不明显，此时背风波振幅较小，等位温线较稀疏；到了13日08时(图 7c)，低层逆温层较强，但垂直风切变非常小，则不利于背风波维持。相反，12日白天近地面升温迅速，地面与中低层温差极大，对流层下部层结变得不稳定，对背风波的形成和维持极其不利，因而12日午后背风波振幅、等温线密度均较08时减弱。因此，山顶附近的逆温层及较大的西风垂直切变持续时间较长，使背风波存在时间较长；低层温度层结极不稳定时，则不利于背风波维持。

进一步分析图 7中低层温度层结表明，11日20时—13日08时山顶之下近地层温度直减率均大于8 ℃·km^-1，非常接近干绝热递减率9.8 ℃·km^-1。对流层层结曲线与干绝热线平行的层次越厚，越有利于动量下传，使得地面风速越大(李秀莲，2002)。根据这一研究结论，“21·1”坝区晴空大风过程逆温层之下接近干绝热递减率的温度层结条件有利于下沉运动增强，进而加强了地面风速。

5 结论与讨论

本文利用常规观测资料及中尺度观测资料，分析了“21·1”坝区晴空大风过程的特征及其成因，同时利用尺度分析方法估算高、低空动量下传对地面大风的贡献；在此基础上，进一步分析了中尺度下沉运动的产生和维持机制，揭示了边界层出现强下沉运动的层结条件。主要结论如下：

(1) 2021年1月中旬三峡坝区持续性极端晴空大风发生在背风坡河谷地区，期间共有4次风速波动，具有下坡风特征，风速在夜间增大、午后减弱，风速增大时气温升高、气压和相对湿度降低。

(2) 大风过程发生在高空急流入口区左侧，高空大尺度辐合下沉运动将高空动量下传到低层，在下沉运动大值区下界到边界层顶之间形成动量累积，产生低空急流；夜间边界层中更强的下沉运动通过“接力”方式将边界层顶较大动量快速传至地面，形成局地大风。低空急流形成于高空较强的下沉运动6 h之后，地面大风开始于边界层强垂直运动发生之后0.5~1 h。地面大风的周期性变化与边界层下沉运动的周期性变化相对应。

(3) 边界层较强的下沉运动与背风波密切相关。大振幅背风波出现在F_r＞1峰值6 h之后；背风波振幅大，则边界层下沉运动强，地面大风发展和维持；背风波振幅小，则下沉运动弱，地面大风过程趋于结束。山顶附近较强的逆温层和边界层较大的风垂直切变是出现背风波的有利环境条件。大风过程中，逆温层之下的近地层温度递减率接近干绝热递减率也是地面大风形成的有利条件之一；期间地面升温迅速还出现了短暂的低层层结不稳定，使得低层上升运动发展，从而抑制边界层顶的动量下传到地面，大风过程相应出现间歇。

需要说明的是，2021年5月26日三峡河谷地区再次出现晴空大风，利用文中对此处晴空大风动力成因分析结果，根据26日20时宜昌站探空图上出现的较大垂直风切变和逆温层，成功预测出风力在夜间加强且大风过程会持续至次日08时之后；又于27日08时据低空西北急流显著减弱，成功预报出大风过程将于当日上午结束。同时，也注意到，5月26日大风过程开始于午后，这是由于边界层湍流混合造成的动量下传导致的，与夜间稳定层结下的背风坡动量下传具有显著区别，针对午后初生型晴空大风发生的天气条件尚不清楚，仍有待于以后通过专题研究进行探讨，期望不断提高三峡河谷晴空大风的预报预警能力。