余靜梅 胡 非 湯勝茗

1 引 言

強(qiáng)下坡風(fēng)是沿著陡峭山脈的背風(fēng)坡向下吹的陣性強(qiáng)風(fēng)，主要發(fā)生在冬季靜力穩(wěn)定層結(jié)狀態(tài)下。強(qiáng)下坡風(fēng)的時(shí)間和空間尺度很有限，經(jīng)常在1—2 h內(nèi)從山頂下到山腳，達(dá)到其強(qiáng)度的最大值，然后快速消失，陣風(fēng)風(fēng)速50—70 m/s，強(qiáng)風(fēng)帶寬3—5 km，長(zhǎng)為幾十千米，降溫可達(dá)15℃（Brinkmann，1974；Lawson，2013）。美國(guó)的博爾德市（Boulder）是世界最著名的強(qiáng)下坡風(fēng)發(fā)生地，大風(fēng)能將樹連根拔起，中斷交通和通信。

中國(guó)的大型山脈背風(fēng)坡一側(cè)也經(jīng)常有強(qiáng)下坡風(fēng)發(fā)生，例如越過帕米爾高原到喀什，越過天山山脈到吐魯番和越過賀蘭山到銀川等（黃海波等，2013）。2007 年2 月28 日，吐魯番地區(qū)珍珠泉至紅山渠間（88.0°—88.8°E）因強(qiáng)下坡風(fēng)造成11 節(jié)火車車廂脫軌側(cè)翻，最大瞬時(shí)風(fēng)速達(dá)到48 m/s，致7 人死亡、56 人受傷。2012 年3 月30 日，烏魯木齊南郊出現(xiàn)地面東南大風(fēng)，風(fēng)速超過40 m/s，大風(fēng)持續(xù)10 多個(gè)小時(shí)，造成該地區(qū)數(shù)十人傷亡及較重的經(jīng)濟(jì)損失。

20 世紀(jì)50 年代，科學(xué)家們和航空界聯(lián)合進(jìn)行的多架飛機(jī)觀測(cè)活動(dòng)提高了對(duì)過山氣流中小尺度三維結(jié)構(gòu)的了解（Long，1953；Queney，1955；Kuettner，1959；Scorer，et al，1959）。60 年代末至70 年代初，在美國(guó)博爾德市進(jìn)行了大型觀測(cè)活動(dòng)，集中分析強(qiáng)下坡風(fēng)事件的發(fā)生機(jī)制（Kuettner，et al，1968；Lilly，et al，1972）。飛機(jī)觀測(cè)到在山脊附近對(duì)流層高層存在振幅非常大的波動(dòng)，高空和低空都觀測(cè)到湍流現(xiàn)象。這次大型的觀測(cè)活動(dòng)奠定了強(qiáng)下坡風(fēng)研究的理論基礎(chǔ)。1999—2007 年，在歐洲阿爾卑斯山針對(duì)焚風(fēng)進(jìn)行了大型國(guó)際觀測(cè)活動(dòng)（Mesoscale Alpine Programme Period，MAP）（Bougeault，et al，2001；Jaubert，et al，2003），強(qiáng)下坡風(fēng)在其中被稱為深厚焚風(fēng)。

從理想的二維過山氣流模式到高分辨率的中尺度天氣預(yù)報(bào)模式，數(shù)值模式一直是研究強(qiáng)下坡風(fēng)過程和爆發(fā)機(jī)制的重要工具。重力波和強(qiáng)下坡風(fēng)的關(guān)系是研究的重點(diǎn)。Houghton 等（1968）和Vergeiner（1971）用靜力模式模擬了地形重力波和強(qiáng)下坡風(fēng)，表明非靜力模式的模擬效果好于靜力模式。Doyle等（2000）用上游一個(gè)站點(diǎn)的探空和地面觀測(cè)資料作初始條件驅(qū)動(dòng)模擬強(qiáng)下坡風(fēng)，11 個(gè)非靜力中尺度模式都模擬出了強(qiáng)下坡風(fēng)的發(fā)生伴隨高空重力波破碎，與飛機(jī)觀測(cè)吻合度較高。得益于中尺度天氣數(shù)值模式真實(shí)的大氣環(huán)境背景和高分辨率，強(qiáng)下坡風(fēng)的動(dòng)量來源和高空急流的關(guān)系得到揭示。Scinocca等（1989）模擬了1972 年1 月11 日博爾德市強(qiáng)下坡風(fēng)，背風(fēng)坡強(qiáng)風(fēng)區(qū)與位于高層約10 km 的高空急流下沉帶有一致連貫性，并且強(qiáng)下坡風(fēng)的風(fēng)速接近高空急流的速度。Cotton 等（1995）用Regional Atmosphere Modeling System （RAMS）模擬了一次在科羅拉多 Fort Collins 的強(qiáng)下坡風(fēng)，風(fēng)場(chǎng)的結(jié)果也顯示強(qiáng)下坡風(fēng)與高空急流下沉直接關(guān)聯(lián)。

傳統(tǒng)強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的理論是建立在理想模型和觀測(cè)基礎(chǔ)上，通過分析流體力學(xué)的特征無量綱數(shù)來研究其物理特性，主要有水躍、重力波共振和重力波破碎3 個(gè)流派。

水躍理論：在缺乏探空數(shù)據(jù)的年代，根據(jù)觀測(cè)到的背風(fēng)坡特征云的位置和形狀，Long（1953）用基于淺水理論的模式模擬出了過山氣流的水躍結(jié)構(gòu)。水躍的發(fā)生由弗勞德數(shù)決定，弗勞德數(shù)與水平風(fēng)速、大氣穩(wěn)定度和山脈高度有關(guān)，是慣性力和重力之比，反映了流體的非線性特征（Durran，2003）。當(dāng)弗勞德數(shù)小于1 時(shí)，流體是亞臨界流，重力占主導(dǎo)；當(dāng)弗勞德數(shù)大于1 時(shí)為超臨界流，慣性力占主導(dǎo)。 Durran（1986）在此模式基礎(chǔ)上明確了強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的水躍假設(shè)：在迎風(fēng)坡為亞臨界流，背風(fēng)坡為超臨界流，即流體在障礙物頂部從亞臨界流向超臨界流轉(zhuǎn)變的情況下，流體將突然向下加速運(yùn)動(dòng)，即爆發(fā)強(qiáng)下坡風(fēng)。

重力波共振理論：Klemp 等（1983）建立了一個(gè)山脈強(qiáng)迫的重力內(nèi)波二維模式。他提出重力內(nèi)波線性理論，山脈激發(fā)的重力波帶著能量上傳，到達(dá)一個(gè)Scorer 數(shù)快速變化區(qū)域，重力波被這個(gè)區(qū)域反射下來，上傳和下傳的波重疊，波的振幅加大，強(qiáng)下坡風(fēng)發(fā)生。Scorer 數(shù)與水平風(fēng)速、大氣穩(wěn)定度和風(fēng)垂直切變有關(guān)。

重力波破碎理論：Peltie 等（1979）和Clark 等（1984）通過數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，穩(wěn)定層流經(jīng)過地形屏障產(chǎn)生向垂直方向傳播的重力內(nèi)波，可到達(dá)對(duì)流層高層。當(dāng)其被臨界層（水平風(fēng)等于0 的層結(jié)）捕獲時(shí)，波的能量被共振放大，振幅加大，導(dǎo)致重力波破碎，地面和破碎高度間發(fā)生高拖曳，高層動(dòng)量下傳，強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)。這個(gè)理論的主要特征無量綱數(shù)是理查森數(shù)，理查森數(shù)反映了大氣流動(dòng)從層流狀態(tài)到湍流狀態(tài)的變化，并且取決于大氣穩(wěn)定度、風(fēng)垂直切變和地形參數(shù)。

中國(guó)對(duì)過山氣流的影響研究從20 世紀(jì)50 年代就出現(xiàn)在文獻(xiàn)中。葉篤正（1956）通過理想二維模式分析，結(jié)合Scorer（1949）和Queney（1947）的過山運(yùn)動(dòng)微分方程，認(rèn)為不同地形波系的產(chǎn)生是大氣穩(wěn)定度和風(fēng)力隨高度變化的綜合結(jié)果，過山氣流產(chǎn)生的重力波影響可超過對(duì)流層頂，而其影響的水平距離不過是垂直距離的幾倍，即不超過100 km，因此會(huì)在山脊附近出現(xiàn)強(qiáng)的上升和下沉氣流。巢紀(jì)平等（1964）通過分析一個(gè)二層模式的一維常定問題的解指出，當(dāng)上游大氣的弗勞德數(shù)小于1 且山脈的高度等于臨界高度時(shí)，背風(fēng)坡在超臨界流向次臨界流轉(zhuǎn)換的區(qū)域?qū)⒊霈F(xiàn)“氣壓跳躍”，當(dāng)氣壓跳躍強(qiáng)度較大時(shí)，將出現(xiàn)背風(fēng)坡轉(zhuǎn)子。桑建國(guó)（1989）用一個(gè)二層模式模擬了氣流的下坡運(yùn)動(dòng)，通過求解二維大氣波動(dòng)方程，得到流線擾動(dòng)的解析解。他指出，低層大氣厚而穩(wěn)定，風(fēng)速較強(qiáng)是產(chǎn)生背風(fēng)坡大風(fēng)的必要條件。

齊瑛等（1993）用一個(gè)二維的中尺度靜力平衡模式對(duì)冬季大興安嶺焚風(fēng)現(xiàn)象進(jìn)行了模擬，模式水平分辨率為5 km×5 km。大興安嶺為東北—西南走向，平均海拔約500 m，冬季受西風(fēng)氣流影響，背風(fēng)坡坡度較大。認(rèn)為背風(fēng)坡上空伸展很高的暖鼻是由于下坡的干熱風(fēng)加熱近地層升溫引起的。文中對(duì)強(qiáng)下坡風(fēng)動(dòng)量來源的解釋是，地形激發(fā)的重力波把動(dòng)量傳遞到高層，當(dāng)高層重力波發(fā)生破碎時(shí)，動(dòng)量被反射到地面。陡坡上的下沉運(yùn)動(dòng)在坡麓處轉(zhuǎn)化為上升運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力，是因水躍而產(chǎn)生的氣壓跳躍。

孟齊輝等（1996）用18 個(gè)觀測(cè)站的資料分析了14 次烏魯木齊市東南地面大風(fēng)過程。發(fā)現(xiàn)穩(wěn)定的大氣層結(jié)加上迎風(fēng)坡與背風(fēng)坡之間的高氣壓差有利于產(chǎn)生下坡暴風(fēng)，在不穩(wěn)定層結(jié)下，即使氣壓差很大時(shí)，也不會(huì)出現(xiàn)東南大風(fēng)。馬國(guó)忠等（2010）用中尺度模式MM5 模擬了2007 年2 月28 日的天山南側(cè)火車側(cè)翻事件。大尺度環(huán)流場(chǎng)顯示大風(fēng)天氣與一次強(qiáng)冷空氣翻越天山有關(guān)。強(qiáng)下坡風(fēng)的預(yù)報(bào)與模式的分辨率有直接關(guān)系，27 km 的水平格距未能模擬出強(qiáng)下坡風(fēng)和重力波，而3 km 的水平格距可以，表明強(qiáng)下坡風(fēng)的預(yù)報(bào)與模式對(duì)小尺度地形重力波的模擬能力相關(guān)。

強(qiáng)下坡風(fēng)傳統(tǒng)理論的提出時(shí)間是20 世紀(jì)70、80 年代，但在現(xiàn)有的文獻(xiàn)中仍處主導(dǎo)地位，并且經(jīng)常是多種理論交織，但強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的機(jī)制并沒有明確。李藝苑等（2009）通過文獻(xiàn)調(diào)研和理論分析，指出水躍和重力波破碎都是強(qiáng)下坡風(fēng)形成的可能原因，上游逆溫層的存在是強(qiáng)下坡風(fēng)產(chǎn)生的重要條件。湯浩等（2019）通過WRF 模式模擬結(jié)果提出，強(qiáng)下坡風(fēng)是低空急流（300—400 m）和天山地形重力波耦合的結(jié)果。Shestakova 等（2020）通過對(duì)再分析資料的統(tǒng)計(jì)指出，逆溫層和低空急流（700 m）是強(qiáng)下坡風(fēng)出現(xiàn)的有利條件，強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的機(jī)制有水躍和重力波破碎兩種情況，當(dāng)弗勞德數(shù)為0.6—0.9時(shí)，通常觀察到最強(qiáng)的下坡風(fēng)（Durran，1986）；當(dāng)阻塞強(qiáng)度不太大時(shí)，波是非線性的，低層重力波在背風(fēng)側(cè)破碎（Eckermann，et al，2010）。本研究希望通過高分辨率模式更清晰地了解強(qiáng)下坡風(fēng)的爆發(fā)機(jī)制，為這種災(zāi)害天氣的預(yù)報(bào)提供基礎(chǔ)。

2 研究方法

2.1 研究地點(diǎn)

Lawson（2013）把地形特征列為影響強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的重要因素，認(rèn)為強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)需要地形和氣象條件。地形滿足（1）近似二維，避免入流氣流在山兩邊繞流，損失垂直方向動(dòng)量；（2）非對(duì)稱，背風(fēng)坡較迎風(fēng)坡陡峭，氣流沿山坡下行的加速度大。氣象條件要有足夠強(qiáng)的垂直于山脈走向的大尺度風(fēng)，使強(qiáng)的垂直方向重力波被激發(fā)。

自然界中幾何形狀越簡(jiǎn)單的地形越適用于對(duì)大氣流動(dòng)進(jìn)行基礎(chǔ)物理分析。洛磯山脈是世界上最大的南北向山脊，橫亙數(shù)千千米，平均海拔2000—3000 m。對(duì)在太平洋上生成的天氣系統(tǒng)東移起屏障作用，造成北美大陸顯著的東濕西干差異。文中研究地點(diǎn)選在美國(guó)洛磯山脈以東的博爾德市，處于洛磯山山麓，是從山脈到平原的過渡帶，西風(fēng)氣流與南北向山脈垂直，背風(fēng)坡陡峭，高度近4 km，有利于激發(fā)較強(qiáng)的山脈重力波，是良好的天然試驗(yàn)場(chǎng)。博爾德是美國(guó)強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)最頻繁的城市，強(qiáng)下坡風(fēng)的研究歷史悠久，是重力波破碎理論發(fā)源和盛行地，強(qiáng)下坡風(fēng)的研究個(gè)例十分豐富：1967—2002 年共觀測(cè)到68 起大于40 m/s 的強(qiáng)下坡風(fēng)，每年都有5—10 起30—50 m/s 的大風(fēng)記錄。

2.2 個(gè)例選取

個(gè)例來源NOAA 地球系統(tǒng)研究實(shí)驗(yàn)室（NOAA Earth System Research Laboratory，http://www.esrl.noaa.gov/psd/boulder/wind.html），該網(wǎng)站有1966—2022 年博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)的簡(jiǎn)單記錄。文中選取2011 年11 月12 日22 時(shí)30 分（世界時(shí)，下同）發(fā)生的一次強(qiáng)下坡風(fēng)，實(shí)驗(yàn)室觀測(cè)記錄的陣風(fēng)風(fēng)速達(dá)89.5 mph，相當(dāng)于46 m/s。圖1a 是研究區(qū)域的地形高度分布，沿40°N 的頂峰在105.7°W，高度為3200 m，山腳在105.2°W。

圖1 研究區(qū)域地形 （a） （色階，單位：m） 及模式嵌套 （b） （底圖為地形，外面方框表示外區(qū)域，里面方框表示內(nèi)區(qū)域，中心數(shù)字2 表示第二層嵌套）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 模式設(shè)置

文中模擬使用NCEP 的Global Forecasting System （GFS） 0.5°分析資料用于強(qiáng)迫（http://www.ftp.ncep.noaa.gov/data/nccf/com/gfs/prod/），模擬時(shí)間從2011 年11 月11 日00 時(shí)到14 日00 時(shí)，6 h強(qiáng)迫一次，1 h 輸出一次結(jié)果。采用雙向雙層嵌套（圖1b），中心位于（40°N，105°W），外層分辨率為6 km×6 km，內(nèi)層分辨率為2 km×2 km，地形分辨率為1 km×1 km，時(shí)間步長(zhǎng)為60 s。參數(shù)化方案的選取如表1。

表1 文中WRF 模式的物理參數(shù)化方案Table 1 Physical parameterization schemes used in the WRF model

3 強(qiáng)下坡風(fēng)過程

圖2a 是 博 爾 德 機(jī) 場(chǎng) 觀 測(cè) 站 （40.04°N，105.23°W， 1611.78 m） 2011 年11 月12 日00 時(shí)07 分到13 日00 時(shí)07 分的平均風(fēng)和陣風(fēng)風(fēng)速（https://mesowest.utah.edu/html/help/main_index.html）。最大風(fēng)速出現(xiàn)在12 日21 時(shí)47 分，達(dá)到20 m/s，最大陣風(fēng)風(fēng)速32 m/s。圖2b 是模式模擬的12 日00 時(shí)到13 日00 時(shí)的風(fēng)速?？梢钥吹剑Ｊ侥M出了此次強(qiáng)下坡風(fēng)事件，和觀測(cè)一致的是，從12 日16 時(shí)到13 日00 時(shí)，模擬出一次大風(fēng)過程，歷時(shí)約8 h。與觀測(cè)不同的是，模式模擬最大風(fēng)速出現(xiàn)在19 時(shí)，大風(fēng)持續(xù)到22 時(shí)，觀測(cè)風(fēng)速極值出現(xiàn)在21 時(shí)47 分。圖2c 是博爾德機(jī)場(chǎng)觀測(cè)站2011 年11 月10 min 平均風(fēng)速和最大瞬時(shí)風(fēng)速的對(duì)應(yīng)關(guān)系，呈線性。WRF 模擬結(jié)果是輸出時(shí)間點(diǎn)的瞬時(shí)風(fēng)速，模擬最大風(fēng)速是28 m/s，接近觀測(cè)最大陣風(fēng)風(fēng)速。

圖2 博爾德機(jī)場(chǎng)觀測(cè)站 （a） 12 日風(fēng)速 （正值為西風(fēng)，負(fù)值為東風(fēng)；紅色字是最大風(fēng)速的觀測(cè)時(shí)間），（b） 模擬的12 日風(fēng)速，（c） 觀測(cè)站11 月水平風(fēng)速和陣風(fēng)風(fēng)速的線性關(guān)系，（d） 模擬的沿40.04°N 水平風(fēng)經(jīng)度-時(shí)間剖面 （黑色虛線為落基山脈山頂，黑色實(shí)線是博爾德位置，紅色字是博爾德的經(jīng)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）

圖2d 是強(qiáng)下坡風(fēng)沿40.04°N 的時(shí)間-經(jīng)度剖面，時(shí)間為11—14 日。爆發(fā)前，從山頂?shù)缴侥_一直有下坡風(fēng)，12 日08 時(shí)到16 時(shí)有強(qiáng)風(fēng)區(qū)從山頂?shù)缴侥_連續(xù)移動(dòng)過程， 16 時(shí)到13 日00 時(shí)強(qiáng)風(fēng)沖過位于山腳的博爾德市。12 日01 時(shí)（當(dāng)?shù)貢r(shí)間11 日18 時(shí)）到21 時(shí)（當(dāng)?shù)貢r(shí)間12 日14 時(shí)）有一條自西向東長(zhǎng)達(dá)120 km 的強(qiáng)風(fēng)帶。風(fēng)速西進(jìn)的距離隨時(shí)間呈三角對(duì)稱分布，先是逐漸西進(jìn)，到達(dá)最大距離后東退，類似海浪沖上沙灘后回撤的形態(tài)。

文中強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)特指強(qiáng)下坡風(fēng)沖到山腳影響到博爾德市。 12 日16 時(shí)（當(dāng)?shù)貢r(shí)間09 時(shí)）沖過山腳，定為博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)時(shí)間，不是觀測(cè)到的最大風(fēng)速時(shí)間。

圖3a—d 是模式水平風(fēng)的演變情況，背風(fēng)坡在105.2°—105.7°W。爆發(fā)前的11 日14 時(shí)，背風(fēng)坡山頂附近有下坡風(fēng)，背風(fēng)坡有明顯向上伸的東風(fēng)區(qū)，導(dǎo)致山脊處高層12 km 處對(duì)流層頂?shù)奈黠L(fēng)急流帶被腐蝕，并且在低層?xùn)|風(fēng)區(qū)正上方有西風(fēng)加強(qiáng)。強(qiáng)下坡風(fēng)在12 日16 時(shí)爆發(fā)，14 時(shí)背風(fēng)坡上部的下坡風(fēng)區(qū)域加大，強(qiáng)度加強(qiáng)，高空急流上凸更明顯，20 時(shí)高空急流帶在山脊附近上空斷開，上游的急流帶斷裂，呈現(xiàn)一個(gè)連貫下傳的動(dòng)量帶，一直到背風(fēng)坡，并且沖過山腳博爾德市所在地，強(qiáng)下坡風(fēng)過程結(jié)束后的13 日02 時(shí)，氣流在山腳下像過壩水流一樣向上躍起，與觀測(cè)到的其常在山腳處截止的現(xiàn)象吻合，解釋了其動(dòng)量在平原近地層迅速消失的機(jī)制，與Lawson（2013）的模擬結(jié)果一致。強(qiáng)下坡氣流到達(dá)山腳后向上躍起，受穩(wěn)定層結(jié)阻擋，形成向下游傳播的背風(fēng)波，波的能量由垂直向水平方向傳播，形成新的低空急流。

圖3 WRF 模式沿40.35°N 的經(jīng)度-高度剖面 （a—d. 緯向風(fēng)，單位：m/s；e—h. 垂直速度，單位：m/s；i—l. 溫度，單位，℃；m—p. 相對(duì)濕度，單位：%；q—t. 氣壓擾動(dòng)，單位：hPa，實(shí)線是正變壓，虛線是負(fù)變壓，粗實(shí)線是0 變壓線）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）

圖3e—h 是模式垂直速度的演變情況。11 日14 時(shí)背風(fēng)坡下沉氣流集中在山脊附近，下沉和上升速度量級(jí)一致，說明其是成對(duì)出現(xiàn)的，為重力波特征。12 日14 時(shí)下沉氣流向下游范圍擴(kuò)大，重力波向上和向東發(fā)展，動(dòng)量上傳，儲(chǔ)存在高空急流帶中，導(dǎo)致圖3b 急流核在背風(fēng)坡加強(qiáng)， 20 時(shí)強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)后，下沉氣流擴(kuò)大到整個(gè)背風(fēng)坡，影響至山腳，形成了向下游傳播的背風(fēng)波，13 日02 時(shí)形成形態(tài)非常規(guī)律的背風(fēng)波，強(qiáng)下坡風(fēng)對(duì)博爾德市的影響結(jié)束。

圖3i—l 是模擬的溫度演變情況。11 日14 時(shí)在山脊附近有向上凸起的溫度鼻，12 日14 時(shí)溫度鼻有被推平的趨勢(shì)，20 時(shí)溫度鼻進(jìn)一步被推平，結(jié)束后在背風(fēng)坡靠山頂處形成波狀溫度鼻。

圖3m—p 是模式相對(duì)濕度的演變情況。11 日14 時(shí)高空水汽帶在山頂附近有縫隙，干空氣從10 km 處向下延伸到低層。12 日14 時(shí)山頂兩側(cè)出現(xiàn)了強(qiáng)的干、濕對(duì)比，迎風(fēng)坡為濕氣團(tuán)，背風(fēng)坡為干氣團(tuán)，并且與12 km 高度處干空氣是連貫的，20 時(shí)爆發(fā)后，對(duì)流層頂?shù)母煽諝庀鲁练秶诒筹L(fēng)坡增大，但與上游仍然存在明顯的干、濕對(duì)比， 13 日02 時(shí)，背風(fēng)坡干空氣區(qū)域被上游濕空氣占領(lǐng)，并呈波狀分布。

圖3q—t 是模式擾動(dòng)氣壓的演變情況。11 日14 時(shí)，山前、山后都是升壓，山后升壓比山前大很多，12 日14 時(shí)，背風(fēng)坡開始出現(xiàn)負(fù)變壓，0 變壓線位于背風(fēng)坡上部， 20 時(shí)負(fù)變壓值和區(qū)域擴(kuò)大，0 變壓線東移，13 日02 時(shí)，負(fù)變壓區(qū)域擴(kuò)大到整個(gè)背風(fēng)坡。

4 機(jī)制分析

4.1 天氣系統(tǒng)過境的影響

Lilly（1978）和Sun（2013）曾指出博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)的爆發(fā)與500 hPa 高空暖氣團(tuán)系統(tǒng)過境導(dǎo)致氣壓驟降有關(guān)，并且冷鋒或者高空槽過境是冬、春季產(chǎn)生地面大風(fēng)的原因。圖4 是500 和700 hPa 的位勢(shì)，數(shù)據(jù)來自歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心的ERA5 再分析資料（Bell，et al，2018），空間分辨率為0.25°×0.25°，時(shí)間分辨率為1 h。強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)發(fā)生在12 日16 時(shí)，11 日00 時(shí)500 hPa 高度可以看到明顯的高壓系統(tǒng)，高壓脊東移，博爾德處于脊前的西北氣流控制下，12 日12 時(shí)，博爾德已經(jīng)處于高壓脊后偏西氣流中，700 hPa 高度上可以看到地形對(duì)高壓脊的阻擋效應(yīng)，在105°W 向北形成了一個(gè)凸起。

圖4 ERA5 再分析資料的位勢(shì) （色階，單位：m2/s2） 和風(fēng)場(chǎng) （黑色箭矢） （a. 11 日00 時(shí)500 hPa，b. 12 日12 時(shí)500 hPa，c. 11 日00 時(shí)700 hPa，d.12 日12 時(shí) 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）

圖5b 是強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)時(shí)（12 日16 時(shí)）的三維水平風(fēng)場(chǎng)。高空急流帶出現(xiàn)在上游山區(qū)上空，延伸到背風(fēng)坡一側(cè)，在背風(fēng)坡頂被切斷下沉。以上結(jié)果清楚證明強(qiáng)下坡風(fēng)的動(dòng)量來源是對(duì)流層頂急流帶斷裂下傳。使用激光測(cè)風(fēng)雷達(dá)監(jiān)測(cè)高層下沉氣流，可以提前判斷出動(dòng)量下傳大風(fēng)的發(fā)生和發(fā)展（梁希豪等，2023）。

圖5 WRF 模擬的2011 年11 月11 日00 時(shí)到14 日00 時(shí)博爾德水平風(fēng) （a） 和垂直風(fēng) （b） 高度-時(shí)間演變，12 日16 時(shí)三維水平風(fēng)場(chǎng) （c）（棕色為地形）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 高空急流的建立和斷裂

高空急流是位于對(duì)流層中、上層（大約在200 hPa高度）風(fēng)速達(dá) 30 m/s 的行星尺度自西向東的氣流。圖5a 顯示，在強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)前，有高空風(fēng)逐漸增強(qiáng)然后減弱的過程，這個(gè)時(shí)段對(duì)應(yīng)500 hPa 高壓系統(tǒng)過境過程（圖4），地形阻擋高壓，造成山前、山后氣壓梯度力加大，形成高空風(fēng)速密集區(qū)即為高空急流。

岳甫璐等（2013）和李馳欽等（2018）用WRF 模擬結(jié)果證實(shí)高空急流出口區(qū)附近是重力波活動(dòng)區(qū)，而圖3a—d 和e—h 顯示高空急流與局地地形重力波有直接聯(lián)系。高空急流加強(qiáng)的區(qū)域?qū)?yīng)山脊背風(fēng)一側(cè)重力波向上傳播區(qū)域，急流大值區(qū)對(duì)應(yīng)垂直下沉速度最大的地方。高層急流帶的斷裂與重力波加強(qiáng)有關(guān)，重力波上傳動(dòng)量導(dǎo)致高空急流在山脊背風(fēng)坡一側(cè)上空加強(qiáng)，高空急流是水平氣流，重力波的垂直分量加強(qiáng)時(shí)急流帶就會(huì)被截?cái)唷?/p>

平原地面大風(fēng)的研究結(jié)果（孫艷輝等，2015；鄔仲勛等，2016；梁希豪等，2023）表明，大風(fēng)的觸發(fā)機(jī)制是高空急流入口區(qū)動(dòng)量下傳，在急流入口區(qū)的南、北側(cè)分別形成一個(gè)環(huán)流。急流入口區(qū)的定義為，當(dāng)西側(cè)風(fēng)速開始達(dá)到急流標(biāo)準(zhǔn)，就稱為入口區(qū)，在急流軸東邊，風(fēng)速開始減小到急流風(fēng)速標(biāo)準(zhǔn)時(shí)，就是出口區(qū)。文中下傳的部分是上游急流帶的東側(cè)，也就是出口區(qū)，并且沒有南、北環(huán)流，所以雖然強(qiáng)下坡風(fēng)與平原地面大風(fēng)的爆發(fā)動(dòng)量來源都是高空急流動(dòng)量下傳，但觸發(fā)機(jī)制存在區(qū)別，博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)的爆發(fā)是大尺度系統(tǒng)過境和局地重力波結(jié)合的一次過程。

4.3 干侵入對(duì)強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的作用

干侵入是對(duì)流層頂（12—14 km 高度）干空氣下傳至對(duì)流層低層的過程，干空氣相對(duì)濕度要低于60%（McCallum，et al，1992；Browning，1997）。很多研究（于玉斌等，2003；姚秀萍等，2007；吳迪等，2010；黃彬等，2011）表明，干侵入是導(dǎo)致大氣的斜壓不穩(wěn)定突然增強(qiáng)的機(jī)制。圖3m—p 顯示強(qiáng)下坡風(fēng)過程與干侵入現(xiàn)象有直接關(guān)系，干空氣從對(duì)流層頂附近下沉到背風(fēng)坡一側(cè)，并且逐漸加強(qiáng)，干侵入范圍的擴(kuò)大伴隨著背風(fēng)坡負(fù)的擾動(dòng)氣壓增強(qiáng)，高層干空氣下沉在山脊處切斷位于對(duì)流層中層7 km 處的濕度帶，使得濕度在迎風(fēng)坡一方堆積，加大了大氣的斜壓不穩(wěn)定。

4.4 與傳統(tǒng)意義上的焚風(fēng)比較

由圖3 可見，強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)前，背風(fēng)一側(cè)持續(xù)出現(xiàn)沿山坡下行的干熱氣流。干熱的下坡風(fēng)為背風(fēng)坡重力波的產(chǎn)生提供了熱源和動(dòng)力源，重力波向上發(fā)展直到對(duì)流層高層200 hPa 處，動(dòng)量向東延伸，加強(qiáng)了高空急流，急流速度達(dá)到了50 m/s。在很多文獻(xiàn) （Brinkmann，1971；Elvidge，et al，2016） 里，焚風(fēng)的概念模型都是迎風(fēng)坡和背風(fēng)坡對(duì)稱的連續(xù)的過山氣流，氣流干熱的原因是空氣下沉絕熱壓縮，導(dǎo)致增溫和變干。文中模擬出的下坡風(fēng)，干熱大值區(qū)和下沉區(qū)并不重合，處在正、負(fù)垂直速度高值區(qū)之間（圖6），與過山氣流絕熱增溫理論相悖。在阿爾卑斯山觀測(cè)項(xiàng)目MAP 中，Seibert（1990）通過對(duì)探空資料和高分辨率（625 m 水平格距）模擬駁斥了傳統(tǒng)的焚風(fēng)理論，提出焚風(fēng)概念圖像是：迎風(fēng)坡的風(fēng)是水平的，山谷近地面的空氣被地形阻擋形成冷池，氣流在陡峭的背風(fēng)坡山脊附近下沉，焚風(fēng)的來源不是低層過山氣流，而是在距離山谷2 km左右的高空。Jaubert 等（2003）用拉格朗日和歐拉分析方法證明了 Seibert（1990）提出的背風(fēng)坡干暖下坡風(fēng)的來源是山脊上游高層。

圖6 WRF 模擬的2011 年11 月12 日13 時(shí)沿40.35°N 的經(jīng)度-高度剖面 （a. 溫度 （色階） 和相對(duì)濕度 （等值線，單位：%），b. 緯向風(fēng) （色階） 和垂直速度 （等值線，單位：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））

文中模擬結(jié)果顯示背風(fēng)坡一側(cè)有大面積的干區(qū)和暖區(qū)，高層干侵入是干區(qū)形成的原因之一，加上由于受山脈阻擋，西邊冬天冷濕氣流過不了山，在太陽輻射的作用下，局地升溫，溫度的升高也使得空氣變干，下坡風(fēng)把山脊附近溫度較高的空氣吹到山腳，造成山坡至山腳升溫。

4.5 傳統(tǒng)理論與此次強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)機(jī)制

Durran（1986）提出水躍是強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的機(jī)制。本研究強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)后有背風(fēng)坡轉(zhuǎn)子出現(xiàn)，符合水躍的特征。但水躍從定義上說是強(qiáng)下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的上升運(yùn)動(dòng)，是下沉運(yùn)動(dòng)的結(jié)果而不是起因。很多研究都提到水躍與低層逆溫層有關(guān)，Durran（1986）模擬結(jié)果顯示水躍只出現(xiàn)在山脈激發(fā)的重力波在低層被逆溫層捕獲的情況下。Reinecke 等（2008）提出強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的前提條件是在山頂附近高度存在逆溫層。Lawson（2013）認(rèn)為，水躍理論只在山脊高度處有強(qiáng)穩(wěn)定層情況下適用，重力波被穩(wěn)定層捕獲，大部分能量不能傳到對(duì)流層上部。文中模擬結(jié)果顯示，低層并沒有穩(wěn)定層出現(xiàn)，并且重力波傳播到了對(duì)流層頂附近。水躍理論中，迎風(fēng)坡低層大氣流過山脈抬升時(shí)動(dòng)能轉(zhuǎn)化成位能，下沉?xí)r位能再轉(zhuǎn)化成動(dòng)能，動(dòng)量來源是山前位能轉(zhuǎn)化成山后動(dòng)能，本研究結(jié)果的強(qiáng)下坡風(fēng)動(dòng)能來源是高空急流，所以水躍理論不能解釋強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)。

在重力內(nèi)波共振理論中，強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的原因是存在Scorer 數(shù)快速變化的區(qū)域，導(dǎo)致上傳和下傳的波重疊，振幅增大。但文中的模擬結(jié)果沒有發(fā)現(xiàn)高層重力波振幅增大，所以上述理論不適用于本個(gè)例的機(jī)制解釋。

重力波破碎理論說的是地形產(chǎn)生的重力波發(fā)展到對(duì)流層中、上層，被臨界層捕獲，重力波破碎，高層出現(xiàn)湍流，強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)。該理論與文中模擬結(jié)果相似的地方是：動(dòng)量來源的重力波把低層過山氣流動(dòng)量先傳上去然后再傳下來。但在模式中、高層沒發(fā)現(xiàn)明顯的破碎湍流區(qū)，而是整個(gè)高空急流帶斷裂下傳。并且，雖然重力波破碎會(huì)發(fā)生拖曳，但高層湍流區(qū)的動(dòng)量并不會(huì)下傳到地面，只停留在高層附近（丁霞等，2011），通過加入重力波拖曳參數(shù)化方案預(yù)報(bào)強(qiáng)下坡風(fēng)是不可行的。所以，飛機(jī)觀測(cè)到的與強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)相關(guān)聯(lián)的重力波破碎是強(qiáng)下坡風(fēng)的附帶效應(yīng)，而不是起因，地形重力波是導(dǎo)致強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的主要因子，但不是重力波破碎導(dǎo)致強(qiáng)下坡風(fēng)。

5 結(jié) 論

本研究分析了2011 年11 月12 日博爾德市的一次強(qiáng)下坡風(fēng)個(gè)例。研究區(qū)域內(nèi)只有一個(gè)南北向山脈，山脈激發(fā)的重力波呈單一形狀。模擬結(jié)果與以往研究結(jié)果一致，除了模擬出的強(qiáng)下坡風(fēng)時(shí)、空分布與觀測(cè)吻合外，還模擬出了迎風(fēng)坡正變壓、背風(fēng)坡負(fù)變壓、背風(fēng)坡暖鼻、背風(fēng)坡強(qiáng)烈的垂直上升下沉運(yùn)動(dòng)、背風(fēng)坡水躍和背風(fēng)波現(xiàn)象以及強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)前的高空急流和爆發(fā)后出現(xiàn)的低空急流，圖7為博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)前、后的概念圖。爆發(fā)前背風(fēng)坡有強(qiáng)度不大的下坡焚風(fēng)，地形重力波在山頂附近形成，并且穿透到對(duì)流層高層，干侵入從對(duì)流層高層下行到背風(fēng)坡地面，背風(fēng)坡的溫度鼻和干侵入重合，高空急流在山頂附近被上升運(yùn)動(dòng)侵蝕，形成將要斷裂的點(diǎn)。爆發(fā)后，高空急流在山頂斷裂，上游部分的急流動(dòng)量連貫下傳到背風(fēng)坡，形成強(qiáng)下坡風(fēng)，沖過博爾德，并且在平原處躍起，形成水躍形態(tài)，地形重力波仍然存在但減弱，在山的高度附近形成水平傳播的背風(fēng)波，溫度鼻塌陷，干侵入仍然存在并且范圍擴(kuò)大。

圖7 博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)機(jī)制 （a. 爆發(fā)前，b. 爆發(fā)后；藍(lán)色箭頭為大尺度氣流方向，黑色箭頭表示地形重力波，箭頭方向表示垂直速度，黑色實(shí)線區(qū)域?yàn)楦呖占绷鳎谏摼€為干侵入路徑，黑色點(diǎn)虛線為背風(fēng)坡溫度鼻形態(tài)；下坡氣流在圖7a 中為焚風(fēng)， 在圖7b 中為強(qiáng)下坡風(fēng)，躍起部分為水躍形態(tài)）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）

本研究明晰了以下強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)相關(guān)機(jī)制：

（1）模擬結(jié)果分析顯示強(qiáng)下坡風(fēng)暴的動(dòng)量來源是高空急流帶斷裂，上游的急流帶動(dòng)量下傳到背風(fēng)坡。

（2）強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)過程結(jié)合了大尺度系統(tǒng)過境和局地地形因素，500 hPa 高壓脊過境山地產(chǎn)生高空急流，局地地形產(chǎn)生重力波，向上傳播，把能量?jī)?chǔ)存在山脊背風(fēng)坡一側(cè)高空急流里，跟重力波關(guān)聯(lián)的向上發(fā)展的暖鼻和東風(fēng)舌造成高空西風(fēng)急流帶在山脊處被切斷。

（3）干侵入對(duì)強(qiáng)下坡風(fēng)有直接作用，對(duì)流層頂附近的干空氣絕熱下沉，使得背風(fēng)坡變干升溫，位勢(shì)不穩(wěn)定增強(qiáng)。

（4）模擬結(jié)果揭示了焚風(fēng)和強(qiáng)下坡風(fēng)的關(guān)系，焚風(fēng)使得背風(fēng)坡重力波發(fā)展加強(qiáng)，另外，與傳統(tǒng)焚風(fēng)概念中過山氣流局限在山頂附近不同，博爾德強(qiáng)下坡風(fēng)對(duì)應(yīng)的干熱氣流的溫、濕度結(jié)構(gòu)一直延續(xù)到對(duì)流層高層。

（5）本研究中水躍是強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)的結(jié)果而不是起因，重力波共振現(xiàn)象在模式中沒有出現(xiàn)，重力波破碎造成的高層湍流能量沒有下傳到地面，不能導(dǎo)致強(qiáng)下坡風(fēng)。

此外，大尺度高壓脊過境、背風(fēng)坡負(fù)變壓出現(xiàn)、干侵入和對(duì)流層高層附近交替出現(xiàn)下沉上升氣流都發(fā)生在強(qiáng)下坡風(fēng)爆發(fā)之前，未來可以進(jìn)一步研究其成為預(yù)報(bào)指標(biāo)的可能性。

致 謝：感謝中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究大氣邊界層物理和大氣化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（LAPC）在經(jīng)費(fèi)和計(jì)算資源上的大力支持。