新疆是中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，对新疆经济、社会发展和人民生命财产造成危害，同时也是风能资源所在地。强风也是新疆石油工业城市克拉玛依的主要气象灾害，且具有很强的局地区域性质，克拉玛依北部乌尔禾地区的大风主要是受狭管风口的影响，而克拉玛依中部及南部地区沿山脉一带的大风则属于背风坡强下坡风性质。克拉玛依气象站建站以来历史最大瞬时风速达42.2 m/s，春季大风较多，年平均大风日数67 d(王继新等，2009)。

克拉玛依地形呈斜条状，南北长，东西窄，处于准噶尔盆地西北边缘，西有加依尔山，中部、东部为开阔平坦的戈壁滩(图 1b)，K点为克拉玛依市辖区和克拉玛依区气象站所在地。加依尔山山脉为西南—东北走向，地势北低南高，山区北部海拔高度在1500 m左右，南部则高达2400 m，山脉北端、南端分别有铁厂沟风口和阿拉山风口，春季容易发生强风天气。2013年3月7—8日，克拉玛依出现强风天气，克拉玛依区气象站瞬间极大风速达25.8 m/s，白碱滩区气象站瞬间极大风速达35.2 m/s，大风持续十几个小时，对经济和油田生产造成了很大损失。此次强风天气主要集中在背风坡侧及山脚局地一带，大风强度明显大于山前地面风速，是一次明显的气流过山引起的强下坡风暴。

图 1(a)WRF模式三重嵌套区域设置和(b)第三重区域的范围及地形高度(等值线为地形高度(间隔400 m)，阴影区域的地形高度大于1200 m) Fig. 1 Model domains for the numerical simulations(a)with the third domain enlarged(b)(Terrain contour interval is 400 m，altitudes above 1200 m are heavily shaded)

图选项

地形对大气运动有显著影响，气流过山是一个非常经典的问题，20世纪以来过山气流动力学理论发展迅速(Smith，2002)，强下坡风是气流过山中一个重要的非线性现象，世界各地山地背风坡都有发生，比如著名的有密斯托拉风、布拉风、焚风等，中国太行山和大兴安岭等地也常有焚风发生。Klemp等(1975)用二维线性流体静力模式解释了美国科罗拉多博尔多地区的强下坡风暴，指出由于背风波的破碎而出现的湍流混合使得来自低层的重力内波在波破碎区产生反射进而导致下坡风暴的形成。Lilly等(1972)、Lilly(1978)、Doyle等(2003)利用观测结果描述了强下坡风的结构与大振幅背风波的关系，Clark等(1977，1984)、Peltier等(1979)、Zängl(2002)通过数值模拟试验证明了大振幅背风波是高度非线性的，难以用线性理论去解释。Peltier等(1979)、Durran(1986)揭示了临界层(风速为0的层结或者是气流反转层)的反射机制，把向上的驻波反射到地面，在背风坡面形成反射波和强风。Smith(1985)通过求解Long’s(1954)方程，解释了波破碎引发混合稳定层结下的非线性气流，以及过渡气流转化为强下坡风的机制，他的结果与Clark等(1984)的数值试验结果一致，同时也是Saito(1992)提出水跃理论的基础。Saito(1993，1994)、Jackson等(1994)、Doyle等(2002)利用非静力中尺度模式模拟的实际结果详细描述了强下坡风的结构和特征。桑建国(1989)求解了大气波动方程，得出了下坡运动的普适分析解。肖庆农等(1995)利用一个二维非静力平衡的数值模式研究了地形对气流过山的影响及下坡风的形成，指出地形越高、层结越稳定、迎风坡坡度越大，下坡风的强度越大。齐瑛等(1993)研究了冬季1月大兴安岭东坡的焚风现象，并指出大兴安岭背风陡坡之上的波破碎区对来自低层重力内波的反射是造成低层过山气流在背风陡坡上得以继续加速进而发展成强下坡风的主要原因。臧增亮等(2004)利用3层理想模式对山坡背风侧的气流进行了模拟分析，蔡丹等(2006)用改进地形的数值模式研究了强下坡风暴及其空中湍流的位置。目前关于强下坡风暴的理论研究、数值及实验室模式和外场观测仍在继续，其真正成因和机制尚未完全弄清，目前提出的强下坡风暴的形成机制可以归纳为3种原因(李艺苑等，2009)：(1)气流过山时从次临界状态转换到超临界状态，形成水跃；(2)垂直传播的过山波理论；(3)波破碎以及波引发的临界层。

尽管中国对强下坡风的研究已经取得了不少的进展，但由于实际外场观测的缺乏，研究更偏向理论性，同时中国幅员辽阔，各地地形差异巨大，不能把其他地方下坡风的形成机制照搬到克拉玛依。过去对克拉玛依强下坡风暴的预报和研究都是基于经验、统计学分析和大尺度天气分析进行的，其形成机理还有待进一步研究。本研究利用高分辨率的WRF模式，对发生于2013年3月7—8日的克拉玛依强下坡风暴进行了模拟分析，同时利用克拉玛依气象站历史的地面观测资料和探空数据，试图通过此次个例分析其形成机理并进行验证。

此次大风发生在东亚环流的一次调整过程中。2013年3月7日12时(世界时，下同)，500 hPa上空，新地岛不稳定小槽快速发展南下，欧洲脊东南垮，推动西伯利亚低槽快速东移，克拉玛依处于槽前西南气流的控制中，高空西南风不断增强。850 hPa上，巴尔喀什湖区域有强的温度梯度区，并且有大于12 m/s的急流风区配合，表明克拉玛依上游关键区有强冷平流。对应于高空的环流演变，地面形势场上，12时冷高压中心位于咸海南侧，克拉玛依处于地面冷高压东北部，冷高压前沿冷锋已经到达国境线附近，并朝东北方向移动。在地面冷高压和高空槽的配合下，新疆西北地区低层转成西北风，中高层盛行西南风，中低层降温幅度较大。7日12时克拉玛依气象站的探空资料显示，克拉玛依上空低层存在较强的逆温，850 hPa高度到地面的逆温强度达12℃。

利用美国中尺度数值模式WRF(V3.3.1)对此次克拉玛依强风进行数值模拟，水平方向采用3层嵌套网格，分辨率分别为27、9和3 km，模式的中心点和模拟范围如图 1所示，垂直方向分为38层，模式顶气压为50 hPa，为了更好地模拟背风坡效应，垂直分层在低层进行了加密。模式初始场和侧边界条件由欧洲中心ERA-Intrim全球分析资料提供，起始模拟时间为2013年3月7日00时，积分36 h。模式中三重区域选取的主要参数化方案为WSM 6-class微物理方案、RRTMG长波辐射方案、RRTMG短波辐射方案、莫宁-奥布霍夫近地面层方案和YSU边界层方案。

为验证模式的模拟能力，首先把模拟结果和实况进行对比分析。图 2给出2013年3月8日00时下坡风暴强盛阶段，地面自动观测站的2 min平均风场和WRF模式的模拟风场。地面自动站观测表明，在加依尔山山前以西风为主，风力为4—5级，靠近山体风力逐渐减弱。在南、北两个风口处，风力达9—10级，北部风口处为西风，南部为西北风。在加依尔山背风坡侧，地面最大风速站点位于背风坡半山腰，风力接近12级，到了山脚一带，风力相对减弱，约8—9级，再往东戈壁平地一带，风力已经减弱到3—4级。模式模拟的风场与实况观测一致，而且从模拟的格点风场能够更清楚地看到大风区的分布和背风坡山麓一带由北到南风向的变化。模式模拟结果显示，大于20m/s的大风区主要分布在背风坡一侧，克拉玛依市中北部地区的西线一带都是强风区，克拉玛依市南部地区没有受到影响，与加依尔山南部地形高度超过2000 m有关。风速大于15 m/s的地区略微再向东扩张，并且从北部风口处有一股风速大于15 m/s的风区延伸到沙漠腹地。从克拉玛依强风区的风向看，北部大风是受风口狭管效应形成的，风向以西风为主。克拉玛依中部地区，大风是由背风坡的下坡风生成，由风场的流线图(图略)也能看到，克拉玛依中部地区的大风是跨过山脉而来，风向与山脉走向垂直，表现为西北风。

图 2 2013年3月8日00时的自动站地面风观测(a)和数值模拟结果(b)(深阴影区的风速大于15 m/s，浅阴影区的风速大于20 m/s) Fig. 2 Observed surface wind(a) and simulated wind(b)at 00:00 UTC 8 March 2013(wind speeds exceeding 15 and 20 m/s are heavily and lightly shaded，respectively)

图选项

进一步定量验证模拟结果，选取分布在迎风坡侧、背风坡山腰、克拉玛依西部和东部的8个地面测站进行对比分析，地面站点的分布如图 1b所示，这8个站点的模拟、观测对比结果如图 3。K、C、G三点在一条线上，分别代表了山后、背风坡半腰及山前的情况。山前G站点的起风和结束时间比山后克拉玛依K站点早4 h，风向以西风为主。K站点从7日15时开始起风，8日03时趋于结束，整点最大2 min 平均风速达15 m/s，其中最大瞬时风速达25 m/s，风速比山前G站点大，大风过程中以西北风为主。背风坡半山腰处的C站点的起风和结束时间处于G、K站点之间，该站点的风速比山前、山后站点都大，最大可达34 m/s，是模拟区域内自动站观测到的最大风速值。从这3个站点的风向观测可以看到，山前以西风为主，气流翻山后方向转变为西北风，垂直于山脉走向。B、D站点的情况与克拉玛依站点(K)相同，位于山麓地区，都以西北风为主，但实况风速比K站点大。A站点位于风口处，主要受地形狭管效应影响，风速较大，风向以西风为主。E、F两个站点都位于平坦地区，其中F站点在北边，其西北边的山脉高度略低于E站点，受到大风的影响，但大风持续时间较短，而E点几乎不受大风影响。数值模拟对各个站点的风速和风向随时间的变化情况与实况观测较为一致，模式模拟的大风风速比实况略偏小。但K、B两点的模拟风速明显大于实况，且模拟的大风结束时间比实际观测晚，特别是K点，其中可能原因是由于K点(克拉玛依区气象站)和B点(白碱滩区气象站)是克拉玛依市人口和城市建筑最密集的地区，尤其是K观测站位于城区内受周围建筑物影响较大，局地性明显，并且城市防风林带和绿化的加强对风速的减弱效果显著，实况历史资料也表明，近些年克拉玛依市区的强风次数比往年偏少，大风强度都比周围站点弱。而其他地面自动站均为无人平坦戈壁滩。由以上分析结果可以得到，WRF模式能够模拟出本次大风的细致结构，模式结果可以用于诊断分析大风过程中的天气结构及其演变情况。

图 3 图 1b中各站点的风速、风向的实况观测和模拟结果(a.A，b.B，c.C，d.D，e.E，f.F，g.K，h.G;点线为风速，散点为风向，实心圆为观测，空心方框为模拟结果) Fig. 3 Observed 2 min averaged wind speed(dots and lines)，observed wind direction(hollow squares and lines)，simulated surface wind speed(solid lines)，and simulated wind direction(hollow squares)for the stations A-G are marked in Fig. 1b(a.A，b.B，c.C，d.D，e.E，f.F，g.K，h.G)

图选项

加依尔山山脉为西南—东北走向，为了更好地显示气流过山前后的结构变化，垂直于山脉走向，即沿着西北—东南方向做一剖面，如图 1b中所示的直线，这一剖面横跨克拉玛依地面站点(K点)、迎风坡前的自动站G点以及背风坡山腰处的自动站C点。由图 4可以看到克拉玛依风暴开始前和稳定强盛阶段气流和风场的空间垂直结构。7日12时，低层冷平流到达加依尔山，300 hPa高空槽前大风区前沿也同时到达。由于地形的阻挡作用，冷空气被地形强迫抬升，冷空气爬坡翻山以后，空气质点在重力的作用下产生了垂直振荡，形成重力波。随着冷空气的入侵和过山气流风速的加速，之前平直的等位温线在过山后开始沿着背风坡向下弯曲，重力波发展加强，天气系统进一步增强后，等位温线弯曲幅度也随之增强，15时，等位温线开始与地面垂直。8日00时，高空高层大风速中心和中层冷平流中心到达迎风坡上空，此时等位温线沿着背风坡坡面几乎倒立并与地面垂直，背风坡低层重力波的半波长与山脉的半宽度相当，波的振幅向上快速减小，同时重力波的相位向上往气流上游方向倾斜，重力波的水平相速度与水平风速不匹配，说明重力波在背风坡是非线性传播的，产生了非线性效应(吴少平等，2002)，地形阻挡生成的扰动和重力波往上传播影响到大气高层。位温扰动使得上升、下沉运动交替地向下游传播，在背风坡侧低层则以下沉运动为主。重力波相位越向上游地区倾斜，非线性作用越强，强非线性作用显著地减小了波包的垂直传播速度，促进了波不稳定区域的形成并导致波破碎(Klemp et al，1975；岳显昌等，2005)，当等位温线不断倾斜时，重力波在背风坡处发生波破碎，重力波波破碎区域湍流运动活跃，不断地把上层的能量往下传播，在低层形成了强风。

图 4 过G、C和K点的垂直结构剖面(a)7日12时的等位温线(单位：K)和垂直速度(填色，单位：m/s)和(c)水平风速(单位：m/s)及风矢量；(b)和(d)为8日00时对应的结果 Fig. 4 Cross sections of the simulated potential temperature(a)，wind speed and windbars(c)for 12：00 UTC 7 March 2013.(b) and (d)are for 00:00 UTC 8 March 2013(The cross-section location is marked as the line in Fig. 1 b)

图选项

气流过山形成的重力波波破碎使得背风坡侧地面风速明显大于迎风坡侧。7日12时，在背风坡侧，从山顶到半山腰处底层形成一个大风区，最大风速达24 m/s，随着重力波的传播，底层强风区不断向山麓一带延伸，此时克拉玛依地面大风还未生成，直到15时，大风区才扩展到山脚处，克拉玛依地面风速骤增，之后随着天气系统的推进，地面大风长时间持续。8日00时是强下坡风暴稳定阶段，克拉玛依大风持续，地面大风速区扩展到克拉玛依市区东部25 km范围，25 km之外的地区，低层气流处于上升运动，风力减弱，风速比山前地区还小。此时大风速区的大值中心仍然在山顶附近，最大风速达42 m/s，山脚底层风速超过24 m/s。在800 hPa高度以上受高空槽的影响，以西南风为主，800 hPa之下为西西北风，气流方向垂直于山脉走向、在山前800 hPa 高度附近，形成了一个明显的南风-北风的临界层。南北风临界层过山后受重力下沉的作用，它的高度降到850 hPa左右，同时南北风梯度增强。综合图 4b、d下坡风最为强盛时的剖面结构可见，地形阻挡迫使低层气流过山时在背风坡侧发生水跃和重力波波破碎，高层大风区动量在山顶附近沿着等位温线倾斜地向下传播，能量到达重力波波破碎区域并促使该区域的湍流迅速发展，同时南北风向形成的临界层使得湍流能量不能垂直向上传播，从而不断地被反射到地面，在近地层形成了强风。之后，随着高空槽和地面高压的过境，山前风速减弱，气流没有足够的能量翻越地形，等位温线开始变得平直，维持地面大风的机制减弱，强下坡风趋于结束。

在气流过山问题研究中，弗劳德数(Fr)是描述过山气流特征的一个重要参数，弗劳德数决定过山气流的特征，其定义为Fr=，其中，U为气流平均速度，N为气层静力稳定度，h为山高，当Fr增大时，气流从绕流为主变为爬坡，Fr越大，气流越容易爬坡。从势能和动能的转换角度看，势能(E_P)是大气层结中的气块质点翻山所需要克服的能量，其表达式为E_P=gh≈N²h²，动能(E_K)是气块质点克服势能(E_P)所需要的速度，动能可以表示为E_K= | V |²。从能量角度来看，Fr可以表示为气块动能与势能之比。

当Fr<1时，气块的动能不足以克服势能翻山，Fr>1时，气块有足够的动能从大气层结中翻越山脉。同时Riley等(1975)实验表明，当Fr增大到一定程度，垂直偏转是很明显的，这种垂直偏转在迎风坡为弱的抬升，背风坡为强的下沉，这种非对称性形成了非线性现象中的强下坡风。因此，上游山前地区的弗劳德数的变化与克拉玛依大风的爆发有很强的对应关系。选取山前G站点作为上游地区气流性质的代表点，由于山脉高度约为2000 m，给出G站点低层气流(925至700 hPa)的弗劳德数随时间的变化(图 5)。Fr>1的时段往后顺延4—5 h后与克拉玛依大风的起始和结束时间相对应，弗劳德数最大值与克拉玛依地面最大风速发生的时间也有对应关系。迎风坡低层弗劳德数的变化反映了天气系统的总体特性，是发生下坡风暴的典型天气形势。

图 5 山前G站点925—700 hPa平均 的弗劳德数 Fig. 5 Averaged Fr number from 925 hPa to 700 hPa at station G for the period 00:00 UTC 7 to 12:00 UTC 8 March

图选项

7日12时，克拉玛依区气象站的探空资料显示克拉玛依上空低层存在较强的逆温，逆温高度与山脉的高度相当，由于迎风坡一侧附近没有探空站点，可以粗略认为是和克拉玛依上空的层结相当。Brinkmann(1974)、Klemp等(1975)发现美国科罗拉多博尔多地区发生下坡风暴前都有逆温层或强稳定层结的存在，逆温层的高度在地形高度附近，与周围山脉的高度相当，他们的数值试验也表明如果没有逆温层的存在，下坡风暴发展不起来。肖庆农等(1995)也指出形成强下坡风的有利条件是大气层结很稳定，特别是低层层结很稳定，逆温层的存在加强了地形的阻挡作用。

为了方便对比气流过山时上、下游地区垂直方向温度和大气层结的变化，图 6给出上游地区(G站点)、下游地区(K站点)垂直方向上大气温度和Brunt-Visl频率N²在克拉玛依强下坡风过程中开始、发展及结束各个阶段的时间变化。

图 6 上游G站点(a)温度(单位：℃)和(b)浮力频率数N2(单位：10-4 s-2)的高度-时间分布，(c)和(d)对应背风坡侧K站点，竖虚线为克拉玛依地面大风起始结束时间，(b)和(c)中深阴影区为数值大于2的区域，浅阴影区为小于0的区域 Fig. 6 Time-hight sections of temperature(a) and N2(b)at station G，(c) and (d)are for station K(The vertical dotted lines are for the beginning and ending time of the severe downslope wind)

图选项

在天气系统过境前，7日00时，上、下游地区的高空温度和大气层结稳定度一致，逆温层高度在850 hPa附近，800 hPa以下N²>2×10^-4 s^-2，

大气层结很稳定。从G站点的高空温度时序图看出，7日07时，地面冷高压到达山前，底层大气开始降温，伴随着冷平流的到来，G站点从低层到高层逐渐降温，冷平流中心位于700 hPa，降温幅度达20℃，冷空气主体由下往上呈向西倾斜，使得G站点低层的大气层结稳定度逐渐减弱，而中高层的稳定度增强。8日00时，大气层结稳定度大于2×10^-4 s^-2的高度达500 hPa，最大层结稳定度位于600 hPa附近，达到4×10^-4 s^-2，700 hPa高度以下的大气层结稳定度则较小；之后，随着冷平流主体的移走，大气层结稳定度的分布得到恢复，山前整个大气层结稳定度(N²)表现为三角结构。山前大气层结越稳定越不利于气流翻山，加强地形对气流过山的阻挡作用，相当于增加了地形的宽度及高度。地形高度越高，气流翻山时需要克服的势能越大，气流过山后转化为动能的能量也越大，从而背风坡侧的下坡风就越强。在高空冷平流的作用下，山前上游地区低层逆温的存在有利于中高层大气层结稳定度的增大，使能够转化为动能的能量增大，给背风坡强下坡风的生成提供了有利条件。

由图 6c温度变化可以看出，上游气流翻山到达克拉玛依需要4—5 h。冷空气往东北方向移动过程中，克拉玛依高空的冷平流强度比山前地区弱，降温幅度在13℃左右，降温幅度比山前地区小。在低层，由于地形对冷空气的阻挡，冷空气翻山后难以到达地面，同时由于气流下沉增温的作用，使得之前克 拉玛依低层的逆温层高度下降到875 hPa附近，温度梯度增强。冷空气的翻山迫使克拉玛依上空的大气层结稳定度也有明显的变化。从克拉玛依大风的开始到结束，克拉玛依上空的大气层结稳定度由之前的低层很稳定转变为三层夹心结构，其中，近地层的大气层结稳定不断增强，900 hPa高度附近稳定度较大，最大层结稳定度达到9×10^-4 s^-2；另一个层结较稳定的大气层位于700 hPa以上，层结稳定度在2×10^-4 s^-2左右。上下两个稳定层之间(850—750 hPa)，出现了大气层结稳定度小于0的不稳定层结，强不稳定层结的高度与图 4b中重力波波破碎区域一致，该大气层以湍流为主，其下是强稳定层结，气流以层流为主，它们之间存在明显的过渡气流。Smith(1985)指出，在充分混合区之下过渡气流导致强下坡风的形成。在过渡气流之下，等熵线下降延伸到近地面，过山气流沿着等熵面冲到地面形成强风。8日07时，冷空气不断渗透到达地面后，近地层超级稳定的大气层结消失，700 hPa之上的稳定大气层的高度开始下降，过渡气流层消失，强下坡风过程结束。

逆温层的存在及其高度、强度对大气层结稳定度的变化起重要作用，从而对强下坡风的发生有重要作用。在迎风坡侧，逆温层增强了地形阻挡作用，空气质点要克服更大的障碍才能翻越山脉，从而能够转化为动能的能量就越大，有利于背风坡大风的形成。另外，逆温层的高度太高或者太低，地形阻挡作用无效，因此逆温层高度位于山脉高度附近最有利于增强阻碍作用。逆温层的强度若太强，地形阻挡作用亦较强，相同天气形势下空气质点未必能越过山脉，从而不利于背风坡大风的生成。在背风坡侧，逆温层的存在有利于近地层大气稳定层结的增强，使得过渡气流更加明显，有利于风暴的发展。

和图 6一样，图 7给出上游G站点和下游K站点的水平风速、东西风、南北风以及垂直风速的高度-时间剖面。从水平风速看，上下游地区在700 hPa以上的分布是一致的，但在700 hPa以下，山前上游地区的水平风速是随高度的降低递减的，而背风坡山脚地区在7日15时到8日07时，850—700 hPa是一个水平风速小值区，850 hPa以下水平风速则快速增大，低空最大风速可达40 m/s。把水平风分解为U风(东西风)和V风(南北风)后能更清楚地看到，U风在山前山后的分布和水平风速的分布相似，而V风的垂直分布随时间有很大变化。在G站点，随天气系统的到来，7日09时800 hPa以下低层的V风由原来的南风变成了北风，北风风速较小，上层为南风，到了8日00时，山前地区整个中高层都逐渐转成北风，6 h以后气流到达克拉玛依上空时，克拉玛依下坡风趋于结束。克拉玛依上空在强下坡风开始到结束的时段内，V风在875 hPa附近有明显的正负分布，875—600 hPa是较强的南风，南风分量的大小比山前地区大，在875 hPa以下则是很强的北风，因此可以说，在875 hPa附近由于V风的正负变化形成一个过渡层，也可以说是平均状态下的临界层，与大气层结中的过渡气流高度一致。克拉玛依低层临界层的高度和图 6d中最稳定大气层结的高度对应，临界层之上是重力波波破碎区域，临界层最显著的作用就是对波能量的吸收(谭本馗等，1992；岳显昌等，2005)，非线性传播模拟说明强非线性作用显著减小了重力波波包的动能和能量的传输速度，并明显地改变了平均流，使得山前地区南北风的临界层高度到山后下降了相当大的距离。气流过山后形成了垂直传播的重力波，临界层的存在能够吸收高空传递下来的波动能量并向下传输到地面形成强风。当克拉玛依中高空完全变成南风，临界层消失后，克拉玛依地面强风也结束。从图 7也可以看到，气流在迎风坡爬坡有弱的上升运动，在背风坡临界层以下，是很强的下沉运动，通过下沉运动把临界层吸收的能量传递到地面。

图 7 上游G站点(a)水平风速、(b)U风风速、(c)V风风速的时间-高度分布和(g)垂直速度的高度-时间分布；(d)、(e)、(f)、(h)同(a)、(b)、(c)、(g)，但为K站点情况(单位:m/s) Fig. 7 Time-pressure sections of wind speed(a)，U component of wind(b)，V component of wind(c) and W component of wind(g)at station G.(d)，(e)，(f) and (h)are for station K(The vertical dotted lines are for the beginning and ending time of the severe downslope wind; unit:m/s)

图选项

从图 7克拉玛依低层U风分量和V风分量的分布也可以看到，低层大风区中西风大值区在900 hPa附近，北风风速从临界层到地面是不断增大的，其上空850 hPa高度是风速极小值，往下到地面，风向由西南方向顺时针旋转成西北风，和8日00时的探空观测一致。克拉玛依强风期间地面风向以西北和西西北为主，垂直于山脉走向。

上文详细分析了形成克拉玛依下坡风暴的天气系统配置，基于下坡风暴开始阶段、强盛阶段以及结束阶段的各个特征和山前山后地区气象要素的演变，提出克拉玛依强下坡风暴的形成机制模型。

春季是克拉玛依容易发生强风天气的季节，在高空低槽和地面冷高压向东北方向移动的天气形势配合下，克拉玛依往往会遭受强风影响。当天气系 统靠近时，在山前形成中高层强西南风、低层西风增强的流场，春季高空逆温层的存在增强了山脉的地形阻挡作用。在冷平流和低层风速增强的配合下，山前地区低层Fr增大并大于1，使得气流过山后易发生垂直偏转，在迎风坡表现为弱上升而背风坡强下沉，非线性作用增强。非线性作用同时也表现在等位温线过山后不断弯曲，沿着背风坡坡面下沉直到几乎与地面垂直，重力波发展迅速，同时重力波相位向上往气流上游方向倾斜产生非线性效应，促进了波不稳定区域的形成并导致波破碎，形成湍流活跃层，不断地把上层的能量往下传播。大气层结稳定度也在背风坡发生很大变化，克拉玛依上空的层结稳定度在强风期间表现为三层夹心，近地层的稳定度快速增强，另一稳定的层结位于700 hPa附近，这两层之间是大气层结稳定度小于0的气层，与重力波波破碎区域对应，在这层大气中湍流运动强烈，近地面的强稳定层结大气不断吸收湍流能量并带到地面，形成地面强风。并且，气流过山后，V风分量在垂直方向上发生变化，在过渡气流之上仍然为南风，但其下则是北风，形成了南北风向的强临界层，临界层的存在能够吸收高空传递下来的波动能量并向地面传输，使强下坡风暴不断维持发展。

克拉玛依是大风多发区，根据克拉玛依区气象站1971—2012年的地面10 m高风观测资料统计，地面极大瞬时风速大于20 m/s的天数达到879 d，对这些极大瞬时风速的风向频率进行统计(图 8)，西北风向频率达到59.4%，西西北风向的频率达到24.7%，西风和西北北风的频率都在7%左右，这4个风向的频率总和超过98%，说明克拉玛依大风是以西北风和西西北风为主，主风向与加依尔山山脉的法向一致。

图 8 1971—2012年克拉玛依气象站地面 极大瞬时风速大于20 m/s的风向频率 Fig. 8 Wind direction frequency when wind speeds exceeding 20 m/s from 1971 to 2012 for the station Kelamayi

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利用克拉玛依2006—2012年的地面天气现象记录找到33个克拉玛依强风个例，这些大风个例均满足以下两个条件：(1)大风现象记录持续时间6 h以上；(2)极大瞬时风速超过25 m/s。把这些强风个例划分为下坡风持续发展阶段和下坡风减弱结束阶段，对这两个阶段对应的探空观测资料进行统计，结果如图 9所示。可以看到，在下坡风持续阶段，克拉玛依上空低层(850—700 hPa)有不稳定层结的出现，近地层是强稳定大气层结，低层的过渡气流明显。南北风(V风)的垂直分布显示，在强下坡风持续时，近地面低层都表现为北风，南北风临界层表现明显，临界层平均高度在875 hPa附近，与山脉高度一致，此时克拉玛依地面强风盛行。在强下坡风减弱至结束阶段，低层不稳定层结被打乱，过渡层结趋于消失，北风逐渐向上填充克拉玛依上空，临界层被打破，克拉玛依地面强风过程结束。这些强风暴个例的探空观测资料间接地验证了前文中提出的克拉玛依下坡风的形成机制。

图 9 2006—2012年克拉玛依33个强下坡风个例持续发展阶段的N2(a)和V风分量(b)及强下坡风减弱至结束阶段的N2(c)和V风分量(d) Fig. 9 Observed N2(a) and V component of wind(b)for the 33 severe downslope wind cases from 2006 to 2012 for the developing stage，and ，(c) and (d)are for the weaken stage

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逆温层对下坡风的发生起到重要作用，由于山前上游地区没有探空资料，只能利用强下坡风发生前最近时间点的克拉玛依探空观测资料分析逆温情况，如图 10所示，绝大部分的强下坡风过程中，在低层均有逆温层存在，逆温层高度多数在800 hPa附近及其以下，比山脉高度略高，但也有个别个例的逆温层高度较高。逆温层的强度和高度对下坡风强度的定量影响，以及逆温层强度达到某个阈值后会阻碍下坡风的发生等问题还有待进一步研究。

图 10 强下坡风开始前克拉玛依气象站的逆温层高度和强度(与圆圈大小成线性关系) Fig. 10 Inversion level and the intensity(the size of the circles is proportional to the intensity)for the station Kelamayi at the time nearest the beginning of the severe downslope wind cases

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由于地形的作用，处于加依尔山背风坡侧的克 拉玛依在春季容易发生强风天气，强风造成的影响和灾害较为严重。利用WRF模式对2013年3月7—8日发生在克拉玛依地区的强下坡风暴进行诊断分析，初步揭示克拉玛依强下坡风各个阶段的特征，提出了克拉玛依下坡风的形成机制模型，并利用历史地面站观测和探空观测资料进行验证。主要结论如下：

(1)地形的阻挡作用使得气流过山形成重力波，能够往上影响到300 hPa高度的气流。由于重力波的相位向上往气流上游方向倾斜，重力波的水平相速度与水平风速不匹配，产生强非线性效应。促进了波不稳定区域的形成并导致波破碎，重力波波破碎区域湍流活动活跃，不断地把上层的能量向下传播，在低层形成强风。随着重力波的传播，强风区从山顶向山麓延伸，大风强盛阶段，强风区范围扩展到克拉玛依东部25 km范围，风速可达24 m/s。

(2)大风过程中，山脉上下游地区的低层大气层结稳定度发生巨大变化。大风发生前低层有较强的逆温，有利于克拉玛依大风的发生。随着冷平流的到来，在800 hPa附近，出现了大气层结稳定度小于0的不稳定层结，与重力波波破碎区域高度一致。在不稳定层结之下，近地面大气的层结稳定度则不断增强，过渡气流层出现，在过渡气流之下，等熵线弯曲到近地面，过山气流沿着等熵面冲到地面形成强风。冷空气不断渗透到达地面后，近地层超级稳定的大气层结消失，原先不断抬升的上层稳定大气开始下降，过渡气流层消失，强下坡风过程结束。

(3)气流在背风坡低层875 hPa附近的V风分量正负相反，形成很强的南北风临界层，临界层的高度与过渡气流层高度对应。临界层的存在能够吸收高空传递下来的波动能量并向下传输到地面形成强风。临界层以下是很强的下沉运动，通过下沉运动把临界层吸收的能量传递到地面。克拉玛依地面大风强度与临界层的强度有关，当中高层逐渐转为北风时，临界层开始消散，克拉玛依地面强风结束。

虽然给出了克拉玛依强下坡风暴的形成机制模型，但这个结论还是初步的，逆温层强度和高度对下坡风强度的定量影响、南北风临界层的强度对最大风速的作用等问题，有待更多实际个例的证明，更详细的分析和更多观测资料的支持来完善形成机制。近年来克拉玛依气象站观测到的强风次数逐年减少，强度减弱，是否是城市的迅速发展、防风林及绿化的加强对地表性质的改变导致，需要进一步的敏感性试验来验证。