山东半岛伸入渤海与黄海之间，由于其独特的地理位置，该区域的天气和气候与海洋有密切的联系。大风是山东半岛的灾害性天气之一，近年来，随着观测系统的建立和数值模式的发展，对山东半岛大风天气的诊断和预报的研究也越来越多，加深了对大风天气的认识并提高了大风天气的预报水平^[1]。杨晓霞等^[1]通过对山东沿海偏北大风的天气学模型的统计分析表明，温带气旋型为最常见的偏北大风天气系统。尹尽勇等^[2]、朱男男和刘彬贤^[3]对黄渤海区域大风天气过程的诊断分析表明，温带气旋的爆发性发展导致气旋后部冷锋的锋生加强，变压的梯度增大，从而使大风天气发生。前人的研究指出，强冷平流有利于气旋的发生发展^[2-3]，而气旋发展所带来的偏北大风又有利于引导冷空气向南侵袭。因此，在山东半岛及其邻域，强冷空气、偏北大风和温带气旋是相互联系、相互作用的。

黑潮是北太平洋最主要的西边界流，黑潮在大约35°N, 140°E处与日本海岸分离后进入西北太平洋洋流，这个区域被称为黑潮延伸体。由于黑潮高温高盐的特质，与其周围的区域形成了强的经向的海表面温度(Sea surface temperature, SST)梯度，也就是海洋锋区，在海洋锋区附近有强的海气相互作用^[4]。一方面，前人研究指出，在锋区上空的大气具有强的斜压性，增强了大气的斜压扰动，使得大气的“风暴路径”被“锚定”在海洋锋面上空^[5]；另一方面, 在北半球冬季，干冷的西北风吹过黑潮延伸体区的暖湿洋面，形成了较大的海气温差，使得海洋向大气有大量感热、潜热释放, 给气旋在此处的发展提供充足的热量^[5-6]。因此在动力和热力两个角度上黑潮延伸体区域都是中纬度海洋-大气相互作用最为强烈的区域之一, 气旋在经过该区域时也常发展加强。

前人提出“压力调整机制”和“垂直混合机制”两种主要的海洋锋影响大气的机制，“压力调整机制”认为，海表面的气压直接与SST有关，因此在暖水上空有强的风辐合，在冷水上空有强的风辐散，并且在暖水上空的辐合上升运动会带来降水，而降水的潜热释放会继续加强上升运动^[7-8]。但“压力调整机制”的前提条件是在气候态、准定常，而在较短的时间尺度，这种前提条件并不满足。Hayes等^[9]发现冬季平均的海表面风的分布与“压力调整机制”所解释的不同，在海洋锋面上空有强的辐散。Chelton等^[10]通过卫星数据观测日平均的风，进一步证实了这种现象。他们发现在海洋锋区冷水上空风速减小，暖水上空风速增大，因此在海洋锋面上空存在强的辐散。并认为在暖水上空SST加热大气，增加垂向的湍流混合，使得高空动量下传，风速增大。而冷水上空则相反，垂向的湍流混合被抑制，高低空动量很难混合，因此海表面风速减小，这种机制被称为“垂直混合机制”。

无论是哪种机制，海洋锋的存在都会使锋区附近的大气有着强的辐合辐散运动，而强的辐合辐散有利于气旋的生成和发展。Kobashi等^[11]通过卫星数据观察海表面的风发现，在4—5月的副热带锋区域有气旋式的风应力，认为4—5月强的海洋锋面激发出了一种次天气尺度低压，并且由于强而深厚的垂直运动带来的大量的潜热的释放使得该异常低压发展加强形成天气尺度的气旋并向东移动。而对于在黑潮延伸体区域SST特征对其上空气旋发生发展的影响，前人也做了诸多研究，例如，Hirata等^[12]通过模式实验，证明了该区域SST的增大有利于增强感热潜热通量的释放，从而促进气旋发展；O’Reilly等^[13]认为，当黑潮延伸体呈更小的蜿蜒路径，也就是更强的海洋锋面时，“风暴路径”则更集中于西太平洋。

黑潮延伸体区域SST对大气的影响势必会影响到其邻域的天气。Xu等^[14]通过模式实验证明了冬季当东海黑潮锋增强，会加强黑潮区域上升、中国东南沿海下沉的次级环流，进而中国东南沿海地区冬季降水及极端降水减少，说明了黑潮延伸体区域的SST特征对于上游天气的影响是存在的。通过前文的讨论^[1-3]，山东半岛区域伴随偏北大风的强冷空气的发生与其下游海区温带气旋甚至爆发性气旋的发生发展有密切的联系。而在地理位置上，山东半岛的下游刚好对应着海气相互作用剧烈的黑潮延伸体区域，因此提出本文的研究问题：在冬季，山东半岛偏北大风极端低温天气会不会与黑潮延伸体区域的暖SST有一定的联系？如果这种联系存在，具体的影响机制是怎样的？

1 资料和方法

本文所用数据均为欧洲中期天气预报中心(European center for medium-range weather forecasts，ECMWF)的再分析资料ERA5的数据(水平分辨率为0.25(°)×0.25(°)，其中2 m气温数据的时间间隔为1 h，其他变量的时间间隔为6 h)。本文所研究的时间为1979-1980—2014-2015年的冬季，其中冬季定义为前一年的11、12月与次年的1、2、3月。因2015年后极端低温日发生较少，故选2015年前进行研究。

采用ERA5的2 m气温，850 hPa的风(U-component of wind，U850; V-component of wind, V850)数据筛选山东半岛的偏北大风极端低温日，利用U850、V850、海平面气压来刻画极端低温发生时的环流形势；利用SST、海表面潜热通量、海表面感热通量数据来分析极端低温发生时SST特征和海洋与大气之间的热交换，湍流热通量(Turbulent heat flux，THF)为感热通量与潜热通量的和；利用各等压面的风、温度、比湿来计算大气的视热源(Apparent heat source, Q1)和视水汽汇(Apparent moisture sink, Q2), 并且利用垂直速度分析垂直运动场，从而观察极端低温发生时海洋锋面上空大气的垂直结构。

对于视热源Q1和视水汽汇Q2的计算，我们参考Yanai等^[15-16]提出的计算方法：

$ Q 1=C \mathrm{p}\left(\frac{p}{p_0}\right)^{\frac{\mathrm{R}}{C_{\mathrm{p}}}}\left(\frac{\partial \theta}{\partial t}+v \cdot \nabla \theta+\omega \frac{\partial \theta}{\partial p}\right) $

(1)

$ Q 2=-\mathrm{L}\left(\frac{\partial q}{\partial t}+v \cdot \nabla q+\omega \frac{\partial q}{\partial p}\right) 。$

(2)

式中：θ是潜热；q是比湿；v是水平速度；ω是等压面上的垂直速度；R是气体常数，C_p是干空气比热，L是凝结潜热常数。

对于偏北大风极端低温事件的筛选，翟盘茂和潘晓华^[17]指出，当天气状态严重偏离其平均状态时，称之为不易发生的事件，而这种不容易发生的事件在统计意义上就可以被称为极端事件。因此国内外对于极端天气的统计方法最为常见的是，采用某一个百分位值作为极端天气的阈值，超过这个阈值的天气即可被定义为极端事件。因此本文也参照这种方法，对数据进行了减去15日滑动平均值的预处理，再计算极端低温的阈值。具体方法为利用1979-1980—2014-2015年冬季山东半岛(山东省120°E以东的大陆区域)的日最低2 m气温减去其15日滑动平均值，得到日最低气温的异常场，计算得到异常场的10百分位数为极端低温的阈值，根据该阈值选取低于该阈值的日，将其定义为极端低温日。利用V850小于0并且V850的绝对值大于U850的绝对值的条件，筛选出山东半岛地区偏北风日，根据V850小于其负二倍标准差，得到偏北大风日，取极端低温日与偏北大风日的交集，即为偏北大风极端低温日。对于连续的偏北大风极端低温日，以降温幅度最大的一天为偏北大风极端低温发生日(lag=0 d)，而对于非连续的极端低温日，则该日为极端低温发生日，进而得到偏北大风极端低温事件。

为了研究偏北大风极端低温日的环流特征、SST特征以及黑潮延伸体海洋锋区大气的垂直结构，本文利用了合成分析方法对偏北大风极端低温事件的前3天至后3天(lag = -3~3 d)的各个变量场分别进行合成，其中气压场、风场、温度场为日数据减去15日滑动平均值的异常场的合成，SST、THF、垂直速度、Q1、Q2为日数据减去气候态，再减去110°E—180°的纬向平均的异常场的合成，并利用t检验的方法进行了显著性检验。

2 山东半岛冬季极端低温特征及其与偏北大风的联系

通过筛选和统计，得到山东半岛1979-1980—2014-2015年共36年冬季的极端低温日的降温范围为-7.94~-2.80 ℃，极端低温日共472 d，在极端低温日中筛选得到偏北大风的V850异常的范围为-15.92~-5.12 m/s，得到偏北大风日共195 d，因此在极端低温日中，偏北大风日占41%，可见伴随着偏北大风的极端低温天气是十分常见的。对于这195个偏北大风极端低温日，通过对连续数据进行处理，我们共得到155个偏北大风极端低温事件，后文的合成均基于这155个个例。

图 1为极端低温发生前3天至后3天温度异常与风异常的关系。根据大气热力学方程，局地温度的变化是由温度平流和非绝热作用造成的，因此，冷暖平流是引起温度变化的主要原因之一，而影响温度平流的因素有水平温度梯度的大小、风速以及风向与温度等值线的夹角^[18]，因此风向风速对极端低温事件有重要的影响。在极端低温发生日前3天，有异常的东南风，海上潮湿温暖的空气吹向山东半岛，山东半岛升温，升温范围为1~ 2 ℃ (见图 1(a))。图 1(b)为前2天风场与温度场的配置情况，风速减小至接近于0，因此温度变化不再明显。在前1天和极端低温发生日，风向由南风转为北风，山东半岛也随之由升温转为降温。在前1天，山东半岛的偏北风风速较小，因此较大幅降温主要在半岛西部的内陆区域，而半岛降温较小(见图 1(c))。图 1(d)所对应的极端低温发生日，整个山东半岛区域为偏北大风，风速异常达到8 m/s左右，偏北大风所对应的陆地区域均发生了大幅降温，降温可达到5~6 ℃, 而后随着偏北大风带的东移消失，降温减小(见图 1(e)，(f)，(g))。因此对于山东半岛的北风降温事件，极端低温在时间和空间上与偏北大风是相互匹配的，这说明偏北大风是造成山东半岛极端低温的主要原因。通过观察更大范围的风场与温度场的配置，发现大幅降温除山东半岛，还有其东北部的辽东半岛附近区域(图略)，而这两个区域处于同一气旋的偏北大风带中，进一步证明了偏北大风对极端低温的重要影响。

3 偏北大风的极端低温对应的大气环流和SST异常场

近地面风力与地面的气压系统有紧密的联系^[1-3]，通过对伴随偏北大风的极端低温发生日前3日至后3日的气压异常和风异常进行合成(见图 2)。在极端低温发生前1天和极端低温发生日，在山东半岛区域气压梯度增大，预示着大气锋面的增强和向东南发展(见图 2(c)，(d))。对于冬季的极端低温天气的分析大都与寒潮过程有密切的联系，寒潮地面高压和寒潮冷锋是两个重要的寒潮天气系统，可以给地面带来大风和降温^[19]，这与图 2中的环流形势十分相似。前人基于寒潮个例对山东及附近地区寒潮天气过程进行分析^[20-21]，将其对应的地面气压场与山东半岛偏北大风极端低温天气对应的地面气压合成场进行比较(图略)，发现二者均有一个强盛的地面冷高压向东南移动，但不同的是，前者的冷高压中心值是向着寒潮发生区不断增强的，说明冷高压所携带的冷空气不断累积，有利于冷空气的爆发，而本文合成图中冷高压的中心强度在极端低温发生日已呈减弱的趋势，但其东侧的低压却迅速发展，两者间的强气压梯度使得山东半岛区域处于大风降温中心区。在极端低温发生时(见图 2(d))，山东半岛东侧(覆盖朝鲜半岛、日本、及黑潮延伸体上游地区)异常气旋发展迅速，这种环流形势与杨晓霞等^[1]所归纳的气旋型偏北大风的天气学模型相似。观察图 2中该异常低压的发展过程可以看到，在前3天至前1天，黑潮延伸体区域的气压不断的降低(见图 2(a)，(b)，(c)), 在偏北大风极端低温发生日，异常低压迅速的发展加强(见图 2(d))，而在极端低温发生日的后3天，气旋进一步的发展，并东移，直至消亡(见图 2(d)，(e)，(f))。风场的配置与气压场十分一致，在偏北大风极端低温发生日(见图 2(d))，强的低压对应的强的气旋式环流给山东半岛带来了偏北大风，有利于引导冷空气南下，促使极端低温事件发生。可见，山东半岛偏北大风极端低温的发生与黑潮延伸体区域的异常低压密切相关，我们注意到黑潮延伸体区域上游地区分布着正的海表面温度异常(Sea surface temperature anomaly, SSTA)。

为了进一步分析SSTA、偏北大风以及极端低温随时间的变化特点，本文分别计算了155个个例在极端低温发生日(lag = 0 day)山东半岛温度和风场异常，以及黑潮延伸体上游经向剖面(见图 2中绿色实线)上的SSTA(见图 3)，可以看到三个变量随时间的变化呈很好的对应关系，当SST在锋面北侧有强的暖异常时，山东半岛有强的偏北风异常，与之对应的是山东半岛的大幅度降温，因此山东半岛伴随偏北大风的极端低温事件与黑潮延伸体上游海洋锋面上的SSTA是密切相关的。

通过观察图 2，发现异常的气旋是连接SSTA与异常北风之间的桥梁，那么SSTA是怎样影响其上空的气旋的呢？

4 黑潮延伸体区域SST异常对异常低压影响

为观察黑潮延伸体处的SST暖异常与其上空气旋发展之间的联系，进一步观察海温的异常场(见图 2)可以发现，在海洋锋面(绿色实线附近)处有一个显著的SST异常大值区域，并且这个异常大值区在气旋的发生前后持续存在(见图 2(a)~(f))，受大气的影响较小，说明这样的SST背景特征可以促进其上空异常低压的发展。观察该区域的细结构，发现在海洋锋面的暖水区升温，而冷水区则是异常降温，这样的SST特征可以使锋面增强。纬向上，在暖舌区域异常升温，而在暖舌东侧则是异常降温，也说明了在极端低温发生前后SST背景场中黑潮的暖水更暖，其周围的冷水更冷，这种SSTA所造成的SST分布与Kelly等^[4]图 4中海洋锋强年的形势相似。

为了进一步探究黑潮延伸体区域的SST特征对气旋生成的影响，本文分析了海气交界面的THF, Q1和Q2和垂直速度的异常的合成场，以前3天为例，可以发现黑潮延伸体区域的SSTA(见图 4(a))为正对应的正的湍流热通量异常(Turbulent heat flux anomaly, THFA)的大值区(见图 4(b))，THFA的最大值可以达到50~60 W/m²，同时与900 hPa的Q1异常的大值区域(见图 4(d))在空间上呈很好的一致性，这说明在SSTA正大值区域海洋向大气释放大量的热量，从而加热低层大气，引起在日本东岸的黑潮与亲潮交界处的异常的上升下沉运动(900 hPa的垂直运动场异常场，见图 4(c))。

为进一步观察SSTA对其上空大气的影响，本文分析了合成的跨越海洋锋面的各个气象要素的垂直结构。图 5~8分别为偏北大风极端低温发生前3天至发生日海洋锋面的经向剖面(绿色实线)上的各个变量异常的合成场的分布情况。在图 5(a)，(c)中, 锋面区域低层为大的Q1的正异常中心，同时也是Q2的大的负异常中心，说明此时低层大气既有异常的热源加热也有异常的水汽供给。而根据Yanai等^[15-16]，当Q1与Q2有很大的差值时，说明热量不全是由于水汽的对流凝结，而是有来自于表面的加热。而两个中心又与图 5(d)中热通量的峰值呈很好的对应关系，因此，异常低压发生前，在海洋锋区附近受北风影响，形成了大的海气温差，一方面是强的感热的释放，另一方面有大量的水汽从海洋中蒸发，将海洋的热量带给大气，这些热量的累积有利于气旋的发生和加强；另一方面图 5(b)为海洋锋区附近的垂直速度异常，可以发现受海洋锋面的斜压强迫，大气斜压性增强，这与前人得到的结果一致^[5]。因此在大气中有明显的暖区上升、冷区下沉的异常次级环流，高度可以达到650 hPa，并且可使气流上升区更为宽广，有向北发展的趋势。大的上升速度区与原始SST的大值区是一致的，这也进一步验证了“压力调整机制”在暖水区有大的气流辐合，因而造成了强的上升运动^[5-6]。对于沿剖面上的SSTA(见图 5(d))，作者发现，在锋面上38°N位置上有一个峰值，由于这种分布形势，可以使38°N以南的SST梯度减小，而38°N以北的SST梯度增大，也就是使海洋锋面向北推进，从而海气温差增大，海洋向大气释放的热通量增强，更有助于低层大气热量的堆积。

图 6为前2天的各个变量场分布情况。图 6(b)的垂直速度异常场对比于前1天，上升运动继续增强并沿着大气锋面向北爬升，最大高度可以达到350 hPa。上升速度在750~550 hPa的增强，对应图 6(c)中Q2的大值中心和图 6(a)中Q1的大值中心，这3幅图中的分布是十分相似的。根据Yanai等^[15-16]的描述，Q1与Q2的垂直分布一致，这说明大气中的热量主要来源于水汽的凝结释放，并且可以发现Q2的中心略低于Q1和上升速度，这与Kobashi等^[11]在副热带锋区得到的Q1, Q2场一致。垂直运动使水汽抬升至更高的高度凝结，从而释放热量。因此SSTA使上升运动加强并向北发展可以使水汽随气流上升达到凝结高度，释放的潜热进一步加热上层大气，促使低压加强。

前1天(见图 7)可以看到异常上升速度大幅增强，最大值可以达到0.45 Pa/s以上，而且上升运动区域向北增宽，锋区上空上升运动逐渐趋于主导地位，低层大气的异常的Q1大值中心仍然存在(见图 7(a)，(c))。观察平面图上的气压场的分布(见图 2(c))，由于加热，大气辐散增强，在海洋锋区上空已经有明显的气压的降低，这证明了SSTA大气的影响。图 7(d)中黑色线为前3~1天的热通量值，发现热通量在极端低温发生前1天是大幅度减小的，这与大气风场有很大的联系。观察图 2(a)，(b)，(c)可以看到，风向由偏北风转为偏南风，因而海气温差减小，热通量的释放随之减小。

图 8为气旋发生日，同时也是极端低温发生日。从图中可以发现，Q1、Q2和垂直速度场的异常均增大至原来的2倍左右。受气旋影响，Q1和Q2的异常的大值区抬升到了离地面较高的位置，这说明此时海洋的作用已经减弱(见图 8)，而垂直速度场则为整个区域整层的气流异常上升。综上所述，黑潮延伸体区域的暖SSTA在极端低温发生前通过潜热释放以及“压力调整机制”激发次级环流促进山东半岛东侧的气旋的发生和发展，激发山东半岛区域的北风，从而造成大风降温。

5 结论与讨论

本文利用ERA5再分析资料对1979-1980—2014-2015年冬季的山东半岛的偏北大风极端低温天气进行统计，并对其发生前后的气象要素场进行合成。结果表明，在这36年间山东半岛冬季极端低温日共472 d，极端低温天气中41%都伴随偏北大风，大风与低温时空分布一致。

山东半岛极端低温发生时，其下游(朝鲜半岛至日本一带)常有异常气旋发生，而其西侧有异常的反气旋发生，因此山东半岛处于该气旋对中间，大的气压梯度力带来了强的北风异常，引起降温。

山东半岛东侧的异常气旋对应着黑潮延伸体上游区域的暖的SSTA，该暖异常可以加强海洋向大气的热通量的释放，驱动上升运动，使其上空次级环流形成，促进气旋的生成和发展，有利于山东半岛两侧气旋对的发生，从而给山东半岛带来偏北大风极端低温天气。综上，得到了黑潮延伸体上游区域SSTA-山东半岛东侧异常低压发展-两侧气旋对的形成-偏北大风-极端低温的影响机制。

对于山东半岛的极端低温天气，发生偏北大风占41%，因此偏北大风只是极端低温形成的一种原因。本文只基于这一种情况进行了探讨，那么其他的极端低温天气是怎么形成的呢？图 9为未发生偏北大风的极端低温过程的环流形势场和对应SST场的合成，也就是其余59%种情况的合成，发现在极端低温发生的前1天(见图 9(b))山东半岛也处于气旋对之间，但不同的是无论是气旋还是反气旋，其强度都较偏北大风极端低温过程弱，因而其对应的大气锋面强度也较弱，北风风速较小。极端低温发生日(见图 9(c))，气旋式环流的强度并没有继续增强，而是向东移动并减弱，异常反气旋式环流也随之向东移动，山东半岛处于异常反气旋式环流的中心附近，850 hPa风速很小。对比图 2，下游的异常气旋式环流强度偏东偏弱，其对应的SST暖异常也偏东，并不在海洋锋强度大的上游区域(见图 9)。对于这些暖SSTA，一方面，其位置更偏东，使得异常气旋式环流的后部不能对应山东半岛区域，因此不能给山东半岛带来偏北大风；另一方面，在这些区域大气对海洋的响应较小(见图 3)，因此这些SST暖异常对局地气旋发展的影响较小。

根据前文的探讨，降温可以分为平流降温和辐射降温，辐射降温也是引起低温冻害原因之一。前人在对于霜冻灾害的研究中对辐射降温进行了讨论，表明在晴朗微风的夜晚，空气本身向外散热是自身温度降低，同时还受地面辐射冷却作用的影响，双重作用使得大气快速降温^[22-23]，因此对于这种不伴随偏北大风的极端低温天气，降温可能是由于辐射或者辐射和平流的共同作用引起的，这值得继续研究。此外这种偏北大风极端低温天气不仅与其东侧的异常低压有关，西侧异常高压也是影响它的重要因素，那么怎样的高压特征，或者高压低压配置更有利于这种偏北大风极端低温的发生呢？这需要进一步的讨论。