一次强下坡风爆发机制分析*

余静梅 胡 非 汤胜茗

1 引 言

强下坡风是沿着陡峭山脉的背风坡向下吹的阵性强风，主要发生在冬季静力稳定层结状态下。强下坡风的时间和空间尺度很有限，经常在1—2 h内从山顶下到山脚，达到其强度的最大值，然后快速消失，阵风风速50—70 m/s，强风带宽3—5 km，长为几十千米，降温可达15℃（Brinkmann，1974；Lawson，2013）。美国的博尔德市（Boulder）是世界最著名的强下坡风发生地，大风能将树连根拔起，中断交通和通信。

中国的大型山脉背风坡一侧也经常有强下坡风发生，例如越过帕米尔高原到喀什，越过天山山脉到吐鲁番和越过贺兰山到银川等（黄海波等，2013）。2007 年2 月28 日，吐鲁番地区珍珠泉至红山渠间（88.0°—88.8°E）因强下坡风造成11 节火车车厢脱轨侧翻，最大瞬时风速达到48 m/s，致7 人死亡、56 人受伤。2012 年3 月30 日，乌鲁木齐南郊出现地面东南大风，风速超过40 m/s，大风持续10 多个小时，造成该地区数十人伤亡及较重的经济损失。

20 世纪50 年代，科学家们和航空界联合进行的多架飞机观测活动提高了对过山气流中小尺度三维结构的了解（Long，1953；Queney，1955；Kuettner，1959；Scorer，et al，1959）。60 年代末至70 年代初，在美国博尔德市进行了大型观测活动，集中分析强下坡风事件的发生机制（Kuettner，et al，1968；Lilly，et al，1972）。飞机观测到在山脊附近对流层高层存在振幅非常大的波动，高空和低空都观测到湍流现象。这次大型的观测活动奠定了强下坡风研究的理论基础。1999—2007 年，在欧洲阿尔卑斯山针对焚风进行了大型国际观测活动（Mesoscale Alpine Programme Period，MAP）（Bougeault，et al，2001；Jaubert，et al，2003），强下坡风在其中被称为深厚焚风。

从理想的二维过山气流模式到高分辨率的中尺度天气预报模式，数值模式一直是研究强下坡风过程和爆发机制的重要工具。重力波和强下坡风的关系是研究的重点。Houghton 等（1968）和Vergeiner（1971）用静力模式模拟了地形重力波和强下坡风，表明非静力模式的模拟效果好于静力模式。Doyle等（2000）用上游一个站点的探空和地面观测资料作初始条件驱动模拟强下坡风，11 个非静力中尺度模式都模拟出了强下坡风的发生伴随高空重力波破碎，与飞机观测吻合度较高。得益于中尺度天气数值模式真实的大气环境背景和高分辨率，强下坡风的动量来源和高空急流的关系得到揭示。Scinocca等（1989）模拟了1972 年1 月11 日博尔德市强下坡风，背风坡强风区与位于高层约10 km 的高空急流下沉带有一致连贯性，并且强下坡风的风速接近高空急流的速度。Cotton 等（1995）用Regional Atmosphere Modeling System （RAMS）模拟了一次在科罗拉多 Fort Collins 的强下坡风，风场的结果也显示强下坡风与高空急流下沉直接关联。

传统强下坡风爆发的理论是建立在理想模型和观测基础上，通过分析流体力学的特征无量纲数来研究其物理特性，主要有水跃、重力波共振和重力波破碎3 个流派。

水跃理论：在缺乏探空数据的年代，根据观测到的背风坡特征云的位置和形状，Long（1953）用基于浅水理论的模式模拟出了过山气流的水跃结构。水跃的发生由弗劳德数决定，弗劳德数与水平风速、大气稳定度和山脉高度有关，是惯性力和重力之比，反映了流体的非线性特征（Durran，2003）。当弗劳德数小于1 时，流体是亚临界流，重力占主导；当弗劳德数大于1 时为超临界流，惯性力占主导。 Durran（1986）在此模式基础上明确了强下坡风爆发的水跃假设：在迎风坡为亚临界流，背风坡为超临界流，即流体在障碍物顶部从亚临界流向超临界流转变的情况下，流体将突然向下加速运动，即爆发强下坡风。

重力波共振理论：Klemp 等（1983）建立了一个山脉强迫的重力内波二维模式。他提出重力内波线性理论，山脉激发的重力波带着能量上传，到达一个Scorer 数快速变化区域，重力波被这个区域反射下来，上传和下传的波重叠，波的振幅加大，强下坡风发生。Scorer 数与水平风速、大气稳定度和风垂直切变有关。

重力波破碎理论：Peltie 等（1979）和Clark 等（1984）通过数值模拟发现，稳定层流经过地形屏障产生向垂直方向传播的重力内波，可到达对流层高层。当其被临界层（水平风等于0 的层结）捕获时，波的能量被共振放大，振幅加大，导致重力波破碎，地面和破碎高度间发生高拖曳，高层动量下传，强下坡风爆发。这个理论的主要特征无量纲数是理查森数，理查森数反映了大气流动从层流状态到湍流状态的变化，并且取决于大气稳定度、风垂直切变和地形参数。

中国对过山气流的影响研究从20 世纪50 年代就出现在文献中。叶笃正（1956）通过理想二维模式分析，结合Scorer（1949）和Queney（1947）的过山运动微分方程，认为不同地形波系的产生是大气稳定度和风力随高度变化的综合结果，过山气流产生的重力波影响可超过对流层顶，而其影响的水平距离不过是垂直距离的几倍，即不超过100 km，因此会在山脊附近出现强的上升和下沉气流。巢纪平等（1964）通过分析一个二层模式的一维常定问题的解指出，当上游大气的弗劳德数小于1 且山脉的高度等于临界高度时，背风坡在超临界流向次临界流转换的区域将出现“气压跳跃”，当气压跳跃强度较大时，将出现背风坡转子。桑建国（1989）用一个二层模式模拟了气流的下坡运动，通过求解二维大气波动方程，得到流线扰动的解析解。他指出，低层大气厚而稳定，风速较强是产生背风坡大风的必要条件。

齐瑛等（1993）用一个二维的中尺度静力平衡模式对冬季大兴安岭焚风现象进行了模拟，模式水平分辨率为5 km×5 km。大兴安岭为东北—西南走向，平均海拔约500 m，冬季受西风气流影响，背风坡坡度较大。认为背风坡上空伸展很高的暖鼻是由于下坡的干热风加热近地层升温引起的。文中对强下坡风动量来源的解释是，地形激发的重力波把动量传递到高层，当高层重力波发生破碎时，动量被反射到地面。陡坡上的下沉运动在坡麓处转化为上升运动的动力，是因水跃而产生的气压跳跃。

孟齐辉等（1996）用18 个观测站的资料分析了14 次乌鲁木齐市东南地面大风过程。发现稳定的大气层结加上迎风坡与背风坡之间的高气压差有利于产生下坡暴风，在不稳定层结下，即使气压差很大时，也不会出现东南大风。马国忠等（2010）用中尺度模式MM5 模拟了2007 年2 月28 日的天山南侧火车侧翻事件。大尺度环流场显示大风天气与一次强冷空气翻越天山有关。强下坡风的预报与模式的分辨率有直接关系，27 km 的水平格距未能模拟出强下坡风和重力波，而3 km 的水平格距可以，表明强下坡风的预报与模式对小尺度地形重力波的模拟能力相关。

强下坡风传统理论的提出时间是20 世纪70、80 年代，但在现有的文献中仍处主导地位，并且经常是多种理论交织，但强下坡风爆发的机制并没有明确。李艺苑等（2009）通过文献调研和理论分析，指出水跃和重力波破碎都是强下坡风形成的可能原因，上游逆温层的存在是强下坡风产生的重要条件。汤浩等（2019）通过WRF 模式模拟结果提出，强下坡风是低空急流（300—400 m）和天山地形重力波耦合的结果。Shestakova 等（2020）通过对再分析资料的统计指出，逆温层和低空急流（700 m）是强下坡风出现的有利条件，强下坡风爆发的机制有水跃和重力波破碎两种情况，当弗劳德数为0.6—0.9时，通常观察到最强的下坡风（Durran，1986）；当阻塞强度不太大时，波是非线性的，低层重力波在背风侧破碎（Eckermann，et al，2010）。本研究希望通过高分辨率模式更清晰地了解强下坡风的爆发机制，为这种灾害天气的预报提供基础。

2 研究方法

2.1 研究地点

Lawson（2013）把地形特征列为影响强下坡风爆发的重要因素，认为强下坡风爆发需要地形和气象条件。地形满足（1）近似二维，避免入流气流在山两边绕流，损失垂直方向动量；（2）非对称，背风坡较迎风坡陡峭，气流沿山坡下行的加速度大。气象条件要有足够强的垂直于山脉走向的大尺度风，使强的垂直方向重力波被激发。

自然界中几何形状越简单的地形越适用于对大气流动进行基础物理分析。洛矶山脉是世界上最大的南北向山脊，横亘数千千米，平均海拔2000—3000 m。对在太平洋上生成的天气系统东移起屏障作用，造成北美大陆显著的东湿西干差异。文中研究地点选在美国洛矶山脉以东的博尔德市，处于洛矶山山麓，是从山脉到平原的过渡带，西风气流与南北向山脉垂直，背风坡陡峭，高度近4 km，有利于激发较强的山脉重力波，是良好的天然试验场。博尔德是美国强下坡风爆发最频繁的城市，强下坡风的研究历史悠久，是重力波破碎理论发源和盛行地，强下坡风的研究个例十分丰富：1967—2002 年共观测到68 起大于40 m/s 的强下坡风，每年都有5—10 起30—50 m/s 的大风记录。

2.2 个例选取

个例来源NOAA 地球系统研究实验室（NOAA Earth System Research Laboratory，http://www.esrl.noaa.gov/psd/boulder/wind.html），该网站有1966—2022 年博尔德强下坡风的简单记录。文中选取2011 年11 月12 日22 时30 分（世界时，下同）发生的一次强下坡风，实验室观测记录的阵风风速达89.5 mph，相当于46 m/s。图1a 是研究区域的地形高度分布，沿40°N 的顶峰在105.7°W，高度为3200 m，山脚在105.2°W。

图1 研究区域地形 （a） （色阶，单位：m） 及模式嵌套 （b） （底图为地形，外面方框表示外区域，里面方框表示内区域，中心数字2 表示第二层嵌套）Fig. 1 Terrain height in the study area （a） （shaded，unit：m） and model domain and nested area （b） （the base map shows terrain，the outer box denotes the outer region，the inner box is the inner region，and the small circle in the center with the number 2 represents the second level of nesting）

2.3 模式设置

文中模拟使用NCEP 的Global Forecasting System （GFS） 0.5°分析资料用于强迫（http://www.ftp.ncep.noaa.gov/data/nccf/com/gfs/prod/），模拟时间从2011 年11 月11 日00 时到14 日00 时，6 h强迫一次，1 h 输出一次结果。采用双向双层嵌套（图1b），中心位于（40°N，105°W），外层分辨率为6 km×6 km，内层分辨率为2 km×2 km，地形分辨率为1 km×1 km，时间步长为60 s。参数化方案的选取如表1。

表1 文中WRF 模式的物理参数化方案Table 1 Physical parameterization schemes used in the WRF model

3 强下坡风过程

图2a 是 博 尔 德 机 场 观 测 站 （40.04°N，105.23°W， 1611.78 m） 2011 年11 月12 日00 时07 分到13 日00 时07 分的平均风和阵风风速（https://mesowest.utah.edu/html/help/main_index.html）。最大风速出现在12 日21 时47 分，达到20 m/s，最大阵风风速32 m/s。图2b 是模式模拟的12 日00 时到13 日00 时的风速。可以看到，模式模拟出了此次强下坡风事件，和观测一致的是，从12 日16 时到13 日00 时，模拟出一次大风过程，历时约8 h。与观测不同的是，模式模拟最大风速出现在19 时，大风持续到22 时，观测风速极值出现在21 时47 分。图2c 是博尔德机场观测站2011 年11 月10 min 平均风速和最大瞬时风速的对应关系，呈线性。WRF 模拟结果是输出时间点的瞬时风速，模拟最大风速是28 m/s，接近观测最大阵风风速。

图2 博尔德机场观测站 （a） 12 日风速 （正值为西风，负值为东风；红色字是最大风速的观测时间），（b） 模拟的12 日风速，（c） 观测站11 月水平风速和阵风风速的线性关系，（d） 模拟的沿40.04°N 水平风经度-时间剖面 （黑色虚线为落基山脉山顶，黑色实线是博尔德位置，红色字是博尔德的经度）Fig. 2 （a） Wind speeds at Boulder airport observation station on 12 November （positive values are for westerly wind and negative values for easterly wind，the red font indicates the observation time of the maximum wind speed），（b） wind speed at the Boulder airport on 12 November simulated by the model，（c） linear relationship between horizontal wind speed and gust wind speed at Boulder observation station in November 2011，（d） time-longitude cross section of horizontal wind in the surface along 40.04°N simulated by the model （the black dotted line indicates the top of the Rocky Mountains，the black solid line indicates the position of Boulder，and the red font indicates the longitude of Boulder）

图2d 是强下坡风沿40.04°N 的时间-经度剖面，时间为11—14 日。爆发前，从山顶到山脚一直有下坡风，12 日08 时到16 时有强风区从山顶到山脚连续移动过程， 16 时到13 日00 时强风冲过位于山脚的博尔德市。12 日01 时（当地时间11 日18 时）到21 时（当地时间12 日14 时）有一条自西向东长达120 km 的强风带。风速西进的距离随时间呈三角对称分布，先是逐渐西进，到达最大距离后东退，类似海浪冲上沙滩后回撤的形态。

文中强下坡风爆发特指强下坡风冲到山脚影响到博尔德市。 12 日16 时（当地时间09 时）冲过山脚，定为博尔德强下坡风爆发时间，不是观测到的最大风速时间。

图3a—d 是模式水平风的演变情况，背风坡在105.2°—105.7°W。爆发前的11 日14 时，背风坡山顶附近有下坡风，背风坡有明显向上伸的东风区，导致山脊处高层12 km 处对流层顶的西风急流带被腐蚀，并且在低层东风区正上方有西风加强。强下坡风在12 日16 时爆发，14 时背风坡上部的下坡风区域加大，强度加强，高空急流上凸更明显，20 时高空急流带在山脊附近上空断开，上游的急流带断裂，呈现一个连贯下传的动量带，一直到背风坡，并且冲过山脚博尔德市所在地，强下坡风过程结束后的13 日02 时，气流在山脚下像过坝水流一样向上跃起，与观测到的其常在山脚处截止的现象吻合，解释了其动量在平原近地层迅速消失的机制，与Lawson（2013）的模拟结果一致。强下坡气流到达山脚后向上跃起，受稳定层结阻挡，形成向下游传播的背风波，波的能量由垂直向水平方向传播，形成新的低空急流。

图3 WRF 模式沿40.35°N 的经度-高度剖面 （a—d. 纬向风，单位：m/s；e—h. 垂直速度，单位：m/s；i—l. 温度，单位，℃；m—p. 相对湿度，单位：%；q—t. 气压扰动，单位：hPa，实线是正变压，虚线是负变压，粗实线是0 变压线）Fig. 3 Longitude-height cross-section along 40.35°N simulated by WRF （a—d. zonal wind，unit：m/s，e—h. vertical wind，unit：m/s，i—l. temperature，unit：℃；m—p. relative humidity，unit：%；q—t. pressure disturbance，unit：hPa，solid lines show positive pressure disturbances，dotted lines show negative pressure disturbances，and the zero value is denoted by thick solid line）

图3e—h 是模式垂直速度的演变情况。11 日14 时背风坡下沉气流集中在山脊附近，下沉和上升速度量级一致，说明其是成对出现的，为重力波特征。12 日14 时下沉气流向下游范围扩大，重力波向上和向东发展，动量上传，储存在高空急流带中，导致图3b 急流核在背风坡加强， 20 时强下坡风爆发后，下沉气流扩大到整个背风坡，影响至山脚，形成了向下游传播的背风波，13 日02 时形成形态非常规律的背风波，强下坡风对博尔德市的影响结束。

图3i—l 是模拟的温度演变情况。11 日14 时在山脊附近有向上凸起的温度鼻，12 日14 时温度鼻有被推平的趋势，20 时温度鼻进一步被推平，结束后在背风坡靠山顶处形成波状温度鼻。

图3m—p 是模式相对湿度的演变情况。11 日14 时高空水汽带在山顶附近有缝隙，干空气从10 km 处向下延伸到低层。12 日14 时山顶两侧出现了强的干、湿对比，迎风坡为湿气团，背风坡为干气团，并且与12 km 高度处干空气是连贯的，20 时爆发后，对流层顶的干空气下沉范围在背风坡增大，但与上游仍然存在明显的干、湿对比， 13 日02 时，背风坡干空气区域被上游湿空气占领，并呈波状分布。

图3q—t 是模式扰动气压的演变情况。11 日14 时，山前、山后都是升压，山后升压比山前大很多，12 日14 时，背风坡开始出现负变压，0 变压线位于背风坡上部， 20 时负变压值和区域扩大，0 变压线东移，13 日02 时，负变压区域扩大到整个背风坡。

4 机制分析

4.1 天气系统过境的影响

Lilly（1978）和Sun（2013）曾指出博尔德强下坡风的爆发与500 hPa 高空暖气团系统过境导致气压骤降有关，并且冷锋或者高空槽过境是冬、春季产生地面大风的原因。图4 是500 和700 hPa 的位势，数据来自欧洲中期天气预报中心的ERA5 再分析资料（Bell，et al，2018），空间分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为1 h。强下坡风爆发发生在12 日16 时，11 日00 时500 hPa 高度可以看到明显的高压系统，高压脊东移，博尔德处于脊前的西北气流控制下，12 日12 时，博尔德已经处于高压脊后偏西气流中，700 hPa 高度上可以看到地形对高压脊的阻挡效应，在105°W 向北形成了一个凸起。

图4 ERA5 再分析资料的位势 （色阶，单位：m2/s2） 和风场 （黑色箭矢） （a. 11 日00 时500 hPa，b. 12 日12 时500 hPa，c. 11 日00 时700 hPa，d.12 日12 时 700 hPa）Fig. 4 Geopotential height （shaded，unit：m2/s2） and wind field （black vector） from ERA5 reanalysis data （a. 500 hPa at 00:00 UTC 11，b. 500 hPa at 12:00 UTC 12，c. 700 hPa at 00:00 UTC 11，d. 700 hPa at 12:00 UTC 12）

图5b 是强下坡风爆发时（12 日16 时）的三维水平风场。高空急流带出现在上游山区上空，延伸到背风坡一侧，在背风坡顶被切断下沉。以上结果清楚证明强下坡风的动量来源是对流层顶急流带断裂下传。使用激光测风雷达监测高层下沉气流，可以提前判断出动量下传大风的发生和发展（梁希豪等，2023）。

图5 WRF 模拟的2011 年11 月11 日00 时到14 日00 时博尔德水平风 （a） 和垂直风 （b） 高度-时间演变，12 日16 时三维水平风场 （c）（棕色为地形）Fig. 5 Temporal evolution of horizontal wind （a） and vertical wind （b） at various heights from 00:00 UTC 11 to 00:00 UTC 14 November 2011，3D horizontal wind field at 16:00 UTC 12 （c） November 2011 simulated by WRF model （the topography is represented in brown color）

4.2 高空急流的建立和断裂

高空急流是位于对流层中、上层（大约在200 hPa高度）风速达 30 m/s 的行星尺度自西向东的气流。图5a 显示，在强下坡风爆发前，有高空风逐渐增强然后减弱的过程，这个时段对应500 hPa 高压系统过境过程（图4），地形阻挡高压，造成山前、山后气压梯度力加大，形成高空风速密集区即为高空急流。

岳甫璐等（2013）和李驰钦等（2018）用WRF 模拟结果证实高空急流出口区附近是重力波活动区，而图3a—d 和e—h 显示高空急流与局地地形重力波有直接联系。高空急流加强的区域对应山脊背风一侧重力波向上传播区域，急流大值区对应垂直下沉速度最大的地方。高层急流带的断裂与重力波加强有关，重力波上传动量导致高空急流在山脊背风坡一侧上空加强，高空急流是水平气流，重力波的垂直分量加强时急流带就会被截断。

平原地面大风的研究结果（孙艳辉等，2015；邬仲勋等，2016；梁希豪等，2023）表明，大风的触发机制是高空急流入口区动量下传，在急流入口区的南、北侧分别形成一个环流。急流入口区的定义为，当西侧风速开始达到急流标准，就称为入口区，在急流轴东边，风速开始减小到急流风速标准时，就是出口区。文中下传的部分是上游急流带的东侧，也就是出口区，并且没有南、北环流，所以虽然强下坡风与平原地面大风的爆发动量来源都是高空急流动量下传，但触发机制存在区别，博尔德强下坡风的爆发是大尺度系统过境和局地重力波结合的一次过程。

4.3 干侵入对强下坡风爆发的作用

干侵入是对流层顶（12—14 km 高度）干空气下传至对流层低层的过程，干空气相对湿度要低于60%（McCallum，et al，1992；Browning，1997）。很多研究（于玉斌等，2003；姚秀萍等，2007；吴迪等，2010；黄彬等，2011）表明，干侵入是导致大气的斜压不稳定突然增强的机制。图3m—p 显示强下坡风过程与干侵入现象有直接关系，干空气从对流层顶附近下沉到背风坡一侧，并且逐渐加强，干侵入范围的扩大伴随着背风坡负的扰动气压增强，高层干空气下沉在山脊处切断位于对流层中层7 km 处的湿度带，使得湿度在迎风坡一方堆积，加大了大气的斜压不稳定。

4.4 与传统意义上的焚风比较

由图3 可见，强下坡风爆发前，背风一侧持续出现沿山坡下行的干热气流。干热的下坡风为背风坡重力波的产生提供了热源和动力源，重力波向上发展直到对流层高层200 hPa 处，动量向东延伸，加强了高空急流，急流速度达到了50 m/s。在很多文献 （Brinkmann，1971；Elvidge，et al，2016） 里，焚风的概念模型都是迎风坡和背风坡对称的连续的过山气流，气流干热的原因是空气下沉绝热压缩，导致增温和变干。文中模拟出的下坡风，干热大值区和下沉区并不重合，处在正、负垂直速度高值区之间（图6），与过山气流绝热增温理论相悖。在阿尔卑斯山观测项目MAP 中，Seibert（1990）通过对探空资料和高分辨率（625 m 水平格距）模拟驳斥了传统的焚风理论，提出焚风概念图像是：迎风坡的风是水平的，山谷近地面的空气被地形阻挡形成冷池，气流在陡峭的背风坡山脊附近下沉，焚风的来源不是低层过山气流，而是在距离山谷2 km左右的高空。Jaubert 等（2003）用拉格朗日和欧拉分析方法证明了 Seibert（1990）提出的背风坡干暖下坡风的来源是山脊上游高层。

图6 WRF 模拟的2011 年11 月12 日13 时沿40.35°N 的经度-高度剖面 （a. 温度 （色阶） 和相对湿度 （等值线，单位：%），b. 纬向风 （色阶） 和垂直速度 （等值线，单位：m/s））Fig. 6 Longitude-height cross-sections along 40.35°N simulated by WRF model （a. temperature （shaded） and relative humidity（contour，unit：%），b. zonal wind （shaded） and vertical speed （contour，unit：m/s））

文中模拟结果显示背风坡一侧有大面积的干区和暖区，高层干侵入是干区形成的原因之一，加上由于受山脉阻挡，西边冬天冷湿气流过不了山，在太阳辐射的作用下，局地升温，温度的升高也使得空气变干，下坡风把山脊附近温度较高的空气吹到山脚，造成山坡至山脚升温。

4.5 传统理论与此次强下坡风爆发机制

Durran（1986）提出水跃是强下坡风爆发的机制。本研究强下坡风爆发后有背风坡转子出现，符合水跃的特征。但水跃从定义上说是强下沉运动导致的上升运动，是下沉运动的结果而不是起因。很多研究都提到水跃与低层逆温层有关，Durran（1986）模拟结果显示水跃只出现在山脉激发的重力波在低层被逆温层捕获的情况下。Reinecke 等（2008）提出强下坡风爆发的前提条件是在山顶附近高度存在逆温层。Lawson（2013）认为，水跃理论只在山脊高度处有强稳定层情况下适用，重力波被稳定层捕获，大部分能量不能传到对流层上部。文中模拟结果显示，低层并没有稳定层出现，并且重力波传播到了对流层顶附近。水跃理论中，迎风坡低层大气流过山脉抬升时动能转化成位能，下沉时位能再转化成动能，动量来源是山前位能转化成山后动能，本研究结果的强下坡风动能来源是高空急流，所以水跃理论不能解释强下坡风爆发。

在重力内波共振理论中，强下坡风爆发的原因是存在Scorer 数快速变化的区域，导致上传和下传的波重叠，振幅增大。但文中的模拟结果没有发现高层重力波振幅增大，所以上述理论不适用于本个例的机制解释。

重力波破碎理论说的是地形产生的重力波发展到对流层中、上层，被临界层捕获，重力波破碎，高层出现湍流，强下坡风爆发。该理论与文中模拟结果相似的地方是：动量来源的重力波把低层过山气流动量先传上去然后再传下来。但在模式中、高层没发现明显的破碎湍流区，而是整个高空急流带断裂下传。并且，虽然重力波破碎会发生拖曳，但高层湍流区的动量并不会下传到地面，只停留在高层附近（丁霞等，2011），通过加入重力波拖曳参数化方案预报强下坡风是不可行的。所以，飞机观测到的与强下坡风爆发相关联的重力波破碎是强下坡风的附带效应，而不是起因，地形重力波是导致强下坡风爆发的主要因子，但不是重力波破碎导致强下坡风。

5 结 论

本研究分析了2011 年11 月12 日博尔德市的一次强下坡风个例。研究区域内只有一个南北向山脉，山脉激发的重力波呈单一形状。模拟结果与以往研究结果一致，除了模拟出的强下坡风时、空分布与观测吻合外，还模拟出了迎风坡正变压、背风坡负变压、背风坡暖鼻、背风坡强烈的垂直上升下沉运动、背风坡水跃和背风波现象以及强下坡风爆发前的高空急流和爆发后出现的低空急流，图7为博尔德强下坡风爆发前、后的概念图。爆发前背风坡有强度不大的下坡焚风，地形重力波在山顶附近形成，并且穿透到对流层高层，干侵入从对流层高层下行到背风坡地面，背风坡的温度鼻和干侵入重合，高空急流在山顶附近被上升运动侵蚀，形成将要断裂的点。爆发后，高空急流在山顶断裂，上游部分的急流动量连贯下传到背风坡，形成强下坡风，冲过博尔德，并且在平原处跃起，形成水跃形态，地形重力波仍然存在但减弱，在山的高度附近形成水平传播的背风波，温度鼻塌陷，干侵入仍然存在并且范围扩大。

图7 博尔德强下坡风爆发机制 （a. 爆发前，b. 爆发后；蓝色箭头为大尺度气流方向，黑色箭头表示地形重力波，箭头方向表示垂直速度，黑色实线区域为高空急流，黑色虚线为干侵入路径，黑色点虚线为背风坡温度鼻形态；下坡气流在图7a 中为焚风， 在图7b 中为强下坡风，跃起部分为水跃形态）Fig. 7 Concept diagram of Boulder downslope windstorm mechanism （a. before，b. after；the blue arrow indicates the direction of large-scale flow，the orographic gravity wave is represented by black arrows，and the arrow direction represents the vertical velocity direction，the black solid line denotes high level jet stream，the black dotted line indicates the dry intrusion path，the black spot dotted line shows the shape of leeward slope temperature nose；the downslope flow in Fig. 7a denotes the foehn，which is the strong downslope wind in Fig. 7b，and the part that jumps up represents the hydraulic jump）

本研究明晰了以下强下坡风爆发相关机制：

（1）模拟结果分析显示强下坡风暴的动量来源是高空急流带断裂，上游的急流带动量下传到背风坡。

（2）强下坡风爆发过程结合了大尺度系统过境和局地地形因素，500 hPa 高压脊过境山地产生高空急流，局地地形产生重力波，向上传播，把能量储存在山脊背风坡一侧高空急流里，跟重力波关联的向上发展的暖鼻和东风舌造成高空西风急流带在山脊处被切断。

（3）干侵入对强下坡风有直接作用，对流层顶附近的干空气绝热下沉，使得背风坡变干升温，位势不稳定增强。

（4）模拟结果揭示了焚风和强下坡风的关系，焚风使得背风坡重力波发展加强，另外，与传统焚风概念中过山气流局限在山顶附近不同，博尔德强下坡风对应的干热气流的温、湿度结构一直延续到对流层高层。

（5）本研究中水跃是强下坡风爆发的结果而不是起因，重力波共振现象在模式中没有出现，重力波破碎造成的高层湍流能量没有下传到地面，不能导致强下坡风。

此外，大尺度高压脊过境、背风坡负变压出现、干侵入和对流层高层附近交替出现下沉上升气流都发生在强下坡风爆发之前，未来可以进一步研究其成为预报指标的可能性。

致 谢：感谢中国科学院大气物理研究大气边界层物理和大气化学国家重点实验室（LAPC）在经费和计算资源上的大力支持。