引言
飑线为非锋面性狭窄的活跃雷暴带。黄士松（1986）针对发生在华南的一类特殊暴雨天气环境提出了暖区定义，即暴雨发生的环境为地面冷锋前约200~300 km相对偏暖区域，或者是发生在西南急流、西南风和东南风形成的暖切之中，且没有台风等热带系统影响，其最主要特征是无冷空气直接参与。沿用上述定义，将发生在上述环境中的飑线称为暖区飑线。暖区飑线发生发展的环境及触发机制研究表明，其环流形势通常表现为500 hPa南支槽发展、其北侧或有小槽配合南下及冷平流，低层为强烈的西南暖湿急流伴随暖平流等特征；暖区飑线一般在地面辐合线、西南气流大风速核向北传播过程中触发（许爱华等，2014；冯晋勤等，2017；田荟君等，2018；李文娟等，2019；唐明晖等，2019；聂云等，2020；钱卓蕾等，2023）。目前飑线维持机制及结构特征研究表明，冷池和环境垂直风切变产生的水平正涡度之间的平衡关系是飑线维持和发展的主要机制之一（Fujita，1978；Weisman et al.，1988；Lafore and Moncrieff，1989；Weisman，1992；陈明轩和王迎春，2012；刘鑫华，2012；李渝平等，2020），飑线后侧的入流则被认为是构成飑线的主要结构框架，其中前侧入流抬升至高空向后或向前延伸，形成飑线后部或前部的层云，而飑线自组织发展到一定阶段，上升运动凝结加热形成扰动气压低值区与后侧雨水蒸发冷却产生的扰动气压高值区之间的气压差加速气体流入形成后侧入流（Fujita，1978；竹利等，2018；曹倩等，2022），此外中尺度对流系统内部涡旋对及环境风场也是影响后侧入流的重要因素（赵向军等，2020；韦惠红等，2023）。而针对后侧入流的结构研究表明，后侧入流存在由高层下降至低层、由后部逐渐延伸至前部的结构特征（康红等，2016；张哲，2018；张乐楠等，2019；段和平等，2021）。后侧入流作为飑线最主要的结构之一，在动力和热力方面均对飑线维持产生重要影响，如带入大量干冷空气进入层云下方、降水粒子升华、融化蒸发和垂直动量交换增强下沉气流和地面雷暴高压出流等（郭弘等，2014；崔强等，2016；李曦，2020）。Weisman（1992）在飑线维持机制“RKW”补充理论中指出，飑线成熟阶段后侧入流下方产生与环境相同的正水平涡度，其上方产生与冷池相同的负水平涡度，因此对于飑线维持除了考虑冷池和环境产生的垂直切变以外，后侧入流产生的水平涡度也需要考虑（陈明轩和王迎春，2012）。Lafore和Moncrieff（1989）在对飑线后部层状云研究中强调后侧入流强迫引起的辐合是维持对流活动的一种机制，并应与冷池强迫在尺度和动力学上区分开。
1 资料与方法
利用浙江省地面自动站和国家站逐小时观测资料、浙江省丽水站雷达资料及美国国家环境预报中心/国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research，NCEP/NCAR）FNL（Final Operational Global Analysis）1°×1°逐6 h再分析资料对飑线特征及背景场进行分析，资料时间段为2018年3月4日08：00—21：00（北京时，下同）；并利用中尺度数值模式模拟结果对飑线结构及维持机制开展研究。中尺度数值模式为WRF V3.6版本，利用欧洲中期天气预报中心（the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第5代再分析资料（ERA5）逐小时0.25°×0.25°资料作为边界场和初始场，模式水平方向采用双重嵌套，模拟设置参数：微物理方案为WSM6、积云对流参数化方案为K-F内层关闭、长波辐射方案为RRTMG scheme、短波辐射方案为RRTMG shortwave。
文中附图涉及中国省行政区地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2017）3320号的标准地图制作，涉及浙江省县市行政区地图基于浙江省标准地图服务网站下载的审图号为浙S（2021）41号的标准地图制作，底图均无修改。
2 实况与环境背景场
2.1 地面自动站实况
2018年3月4日上午初始对流在广西触发（图略）后由西南气流引导向东略偏北方向移动、组织加强，形成南—北走向的飑线，经广西、湖南、江西于4日17：00（北京时，下同）移至浙江和江西交接处，此后自西向东逐步影响浙江省；18：00—20：00，浙江有591站次出现8级以上大风天气，范围涵盖浙江大部地区，38站次出现小时雨量20 mm以上的短时强降水。如图1所示，4日18：00，地面大风区位于浙西衢州一带；19：00，随着系统向东移至浙江中部，大风和降水范围扩大、强度增强，出现两个明显大风中心（一个位于杭州西部，淳安站最大瞬时风速达26.5 m·s-1；另一个位于丽水地区，云和站18：30风速达32.5 m·s-1）；20：00，飑线系统北侧中心移至绍兴、杭州南部，强度维持，南侧中心移至金华、温州，强度有所减弱；21：00以后，大风主要出现在浙北至宁波一带（图略），此后飑线系统移出浙江。从实况看，飑线造成的大风天气范围广、强度强，说明飑线具有长生命史特征。
图1
图1
2018年3月4日18：00（a）、19：00（b）、20：00（c）过去1 h浙江省降水（填色，单位：mm）和17.2 m·s-1以上大风（风矢，单位：m·s-1）实况
Fig.1
The observed precipitation（the color shaded，Unit： mm） and wind speed greater than 17.2 m·s-1 in the past one hour（wind vectors，Unit： m·s-1） at 18：00（a），19：00（b） and 20：00（c） on 4 March 2018 in Zhejiang Province
2.2 环境场
3月4日14：00，从图2（a）看出，500 hPa云南一带南支槽发展，江南处于槽前强盛的西南气流之中。850 hPa云南为一低涡；东北和西南风形成的切变线还位于山东至湖北北部一带，江南处于其南侧西南急流中，急流中心位于湖南—江西一带，最大风速达24 m·s-1 ，初始对流在云南低涡和南支槽前触发，并在西南气流引导下东移发展，最后形成飑线；强盛的西南急流为对流发生发展提供了充足水汽、不稳定能量及有利的动力条件；850 hPa等温线上江南一带暖脊发展，低层存在暖平流，可见此次飑线在暖区中触发并发展。200 hPa江南地区处于急流入口右侧的高空辐散区。14：00，江南地区对流有效位能（CAPE）有两个大值中心，分别位于广西、江西—安徽，CAPE值达1 500 J·kg-1；浙江CAPE值在1 000 J·kg-1上下[图2（b）]。从14：00衢州站探空资料[图2（c）]看，探空曲线500 hPa以下呈“X”型，对流层中层和近地面存在明显干区，仅800 hPa有浅薄湿层，且近地面层结曲线与干绝热线接近平行，非常利于地面大风形成；低层至高层为一直的西南风，0~3 km风切变为8~10 m·s-1，0~6 km风切变达18 m·s-1左右。可见，飑线发生在西南气流的暖区中，具有高CAPE值和中等到强的垂直风切变的有利环境。4日14：00地面冷锋位于安徽境内，浙江、江西一带受地面倒槽控制（图略），锋前增温和暖平流共同作用使得浙江一带出现明显负变压。根据肖安和许爱华（2018）定义的3 h负变压异常指数（PCR）及其统计的气候值，计算14：00浙江PCR指数[图2（d）]发现，此时浙江地区地面PCR≤-1.1，即出现明显低于日变化的3 h变压，有利于强对流天气发生。而PCR中心（衢州为-1.4、丽水云和为-1.9，杭州昌化为-1.6）与地面大风的中心位置相对应。
图2
图2
2018年3月4日 14：00 500 hPa高度场（黑色等值线，单位：dagpm）、850 hPa风场（风矢，单位：m·s-1）及温度场（红色等值线，单位：℃）、200 hPa风速（填色，单位：m·s-1）（a），CAPE分布（单位：J·kg-1）（b），衢州站T-ln P图（c），浙江地面 3 h变压（黑色虚线，单位：Pa）及PCR（红色数值）（d）
Fig.2
The 500 hPa height field（black contours，Unit： dagpm），850 hPa wind field（wind vectors，Unit： m·s-1） and temperature field（red isolines，Unit： ℃），200 hPa wind speed（the color shaded，Unit： m·s-1）（a），the distribution of CAPE（Unit： J·kg-1）（b），the diagram of T-ln P at Quzhou sounding station（c），the 3-hour variation of pressure（dotted lines，Unit： Pa） and PRC（red values）（d） on surface in Zhejiang at 14：00 on 4 March 2018
2.3 雷达回波特征
图3
图3
2018年3月4日17：30（a）、18：30（b）、19：30（c）丽水站组合反射率因子（填色，单位：dBZ）及18：00（a）、19：00（b）、20：00（c）过去1 h内17.2 m·s-1以上大风（风矢，单位：m·s-1）分布，沿
Fig.3
The combined reflectivity at Lishui station（the color shaded，Unit： dBZ） at 17：30（a），18：30（b），19：30（c） and observed gale with wind speed more than 17.2 m·s-1 in the past one hour（wind vectors，Unit： m·s-1） at 18：00（a），19：00（b） and 20：00（c） on 4 March 2018，the reflectivity factor（d，Unit： dBZ） and radial velocity（e，Unit： m·s-1） sections along the moving direction of the squall line（the solid line in the figure b）
飑线移动过程中在28°N南北分裂为两段，以北的飑线向东北方向移动，而南段则以准西向东方向移动并在移动过程中进一步加强，南段影响区域8级大风范围4日19：00明显较18：00扩大；从雷达组合反射率因子来看，南段飑线18：30回波发展更加紧实，其北端呈现气旋式弯曲，南端则为反气旋式弯曲，大风主要出现在反射率因子大值区及北端气旋式弯曲区域；20：00以后南段飑线减弱，大风区域缩小。
如图3（d）所示，28.42°N以西为消散风暴，反射率因子达40 dBZ，高度接近1 km；28.42°N附近的风暴发展成熟（反射率因子达50 dBZ以上），中心高度2 km；28.42°N以东则不断触发新单体风暴，中心高度在2 km以上，风暴自西向东反射率因子中心高度不断升高，呈消散—成熟—发展向前倾斜的结构。配合径向速度剖面[图3（e）]来看，反射率因子核处于下沉气流中，利于水汽蒸发冷却和地面大风形成；119.66°E、28.42°N处的风暴2~3 km高空中存在2个离开雷达的速度大值区，与朝向雷达的后侧入流形成径向辐合；119.66°E以西高空5 km左右存在一支朝向雷达、风速达31 m·s-1的后侧入流，贴近对流区的后缘垂直到达1 km以下，风暴西侧近地面能观测到离开雷达的径向速度大值区，表明下沉气流到达近地面辐散形成下击暴流。
3 后侧入流与飑线维持
图4
图4
2018年3月4日17：30（a）、18：00（b）、18：30（c）、19：00（d）模拟的最大反射率因子（填色，单位：dBZ）及0~6 km（等值线）与0~3 km（矢量）垂直风切变（单位：m·s-1）分布
（AB为飑线移动方向）
Fig.4
The distribution of simulated maximum reflectivity factor（the color shaded，Unit： dBZ），0-6 km（isolines） and 0-3 km（vectors） vertical wind shear（Unit： m·s-1） at 17：30（a），18：00（b），18：30（c） and 19：00（d） on 4 March 2018
（The AB is moving direction of the squall line）
3.1 垂直风切变
0~3 km垂直风切变演变和0~6 km切变基本类似。在南段飑线逐步发展为逗点状过程中，飑线后部0~3 km垂直风切变较前部偏大，主要原因是后侧入流高度位于600~500 hPa，其下方产生了与环境场一致的垂直风切变，后侧入流的作用也主要集中在飑线后部，且切变方向飑线北端为西南—东北向，南端转为准西—东向，均与飑线S垂直；另外，对流区（反射率因子超过40 dBZ）存在东南—西北方向切变矢量，与后部切变矢量方向相反，这是由于近地面出流增大而产生与环境风相反的垂直切变。
3.2 冷池演变
反射率因子大于等于45 dBZ为对流区，飑线自西向东移动，其西侧即为对流后部。从图5可以看到，对流后侧为气温扰动负值区，前侧为正值区，温度梯度较大，其中飑线后侧118.0°E、28.5°N处冷池强度达-3 ℃以下。对流区前后近地面10 m风场以偏南风为主，而在温度梯度较大区域的对流线上，风速加大且转为偏西风，这与冷池出流方向以及高空偏西风动量下传地面偏西风分量增加有关。4日18：30，冷池移至118.5°E附近，推算系统移动速度大约为80~100 km·h-1，与实况接近；此时冷池减弱，28.5°N气温扰动由-3 ℃减弱到-2~0 ℃，但地面大风未明显减弱，也说明冷池密度流并非影响大风唯一因素，后期与后侧入流关系更加密切。
图5
图5
2018年3月4日18：00（a）、18：30（b）地面冷池（等值线，表示近地面气温减区域平均气温，虚线为负）、反射率因子45 dBZ等值线（红色实线）及近地面10 m风场（箭矢，单位：m·s-1）
Fig.5
The cold pool（isolines，representing temperature disturbance，i.e. 2 m temperature minus regional average temperature，dotted line is negative），the reflectivity equal to 45 dBZ（red solid lines） and 10 m wind field（arrow vectors，Unit： m·s-1） at 18：00（a） and 18：30（b） on 4 March 2018
沿飑线移动方向做剖面，如图6（a）、（b）所示，对流区后部对流层中下层下沉区域假相当位温数值均在328 K左右，后部入流气团整体表现为暖属性，但小于系统前侧。飑线后部干暖空气将雨水迅速蒸发冷却，不利于其后部的层状云形成，这与层状云范围相对狭窄的实况相符，降水效率不高也说明蒸发较强烈。如图6（c）所示，700 hPa下沉运动与相对湿度低值区相对应，相对湿度65%以下区域入侵至对流层中下层，表明高空下沉气流将干空气带至低层，此时上升、下沉气流中心相对独立。18：30[图6（d）]，800 hPa以下相对湿度小于65%范围减小，蒸发作用减弱，地面冷池减弱[图5（b）]。垂直速度分布上，18：30[图6（d）]与18：00[图6（c）]相比，对流区表现为上升、下沉运动并存结构，也说明后侧入流由对流区后缘进入到前缘。
图6
图6
2018年3月4日18：00（a、c）、18：30（b、d）假相当位温（蓝色等值线，单位：K）（a、b）与相对湿度（填色，单位：%）、垂直速度（黑色等值线，单位：Pa·s-1）沿飑线移动方向剖面（c、d）
（红色实线表示反射率因子为40 dBZ）
Fig.6
The potential pseudo-equivalent temperature（blue isolines，Unit： K）（a，b），the profiles of relative humidity（the color shaded，Unit： %） and vertical velocity（black isolines，Unit： Pa·s-1） along the moving direction of the squall line（c，d） at 18：00（a，c） and 18：30（b，d） on 4 March 2018
（The red solid line represents reflectivity equal to 40 dBZ）
3.3 后侧入流对飑线的维持作用
为进一步研究飑线动力结构特征，沿图4飑线移动方向AB线做剖面。如图7（a）所示，系统后侧600~500 hPa存在相对风暴由后向前的12 m·s-1风速大值区即后侧入流；后侧入流进入飑线系统后部后，在700 hPa一支转为上升运动，一支转为下沉运动。下沉气流接近垂直到达地面向四周辐散，其中朝向飑线前侧的气流与冷池前缘出流合并共同导致地面大风，相对应近地面117.7°E附近由后到前有相对速度大值区；而朝后辐散气流在系统后侧强迫出顺时针垂直环流，此环流进一步增加了后部正水平涡度。与此同时，冷池前缘还存在一支由前向后的斜向上入流，进入飑线内部与后侧入流产生的下沉气流在系统内构成逆时针环流。从图7（b）可以看到，0~3 km高度系统前侧和后侧均为水平涡度正值区，但后侧正水平涡度为12×10-3 s-1范围（925~700 hPa）大于系统前侧（仅在800 hPa上下），与上文分析的后侧0~3 km垂直风切变大于前侧的分布特征[图4（b）、（c）、（d）]相吻合，这与后侧入流在900 hPa以上未穿过系统到达前侧有关，后侧入流急流对系统后部的正水平涡度贡献大于前侧。在系统对流区内部近地面冷池所产生的负水平涡度区域延伸至500 hPa，中心值达到-24×10-3s-1以下，高度位于800 hPa。沿着系统从东向西移动，水平涡度表现为“正、负、正”的分布特征。
图7
图7
2018年3月4日17：30（a）、18：00（b）、18：30（c）、19：00（d）相对风暴水平速度u与ω×10矢量合成（流线，单位：m·s-1）、相对风暴速度（蓝线，实线为垂直飑线由后到前，虚线为由前到后，单位：m·s-1）、水平涡度（填色，单位：10-3 s-1）沿飑线移动方向剖面
Fig.7
The vertical profiles of the relative storm horizontal velocity u and ω×10（streamlines，Unit： m·s-1），the relative storm speed（blue lines，the solid line represents the vertical squall line from back to front，and the dotted line from front to back，Unit： m·s-1），and the horizontal vorticity（the color shaded，Unit： 10-3 s-1） along the moving direction of the squall line at 17：30（a），18：00（b），18：30（c） and 19：00（d） on 4 March 2018
根据飑线维持机制“RKW”理论，冷池切变强于环境风时，上升气流向冷池一侧倾斜；冷池切变与环境风平衡，上升气流表现为垂直，有利于系统发展；冷池切变弱于环境风，上升气流前倾。3月4日17：30[图7（a）]，系统前部环境风切变弱于冷池的切变（表现为水平涡度绝对值的大小差异），前侧上升气流向冷池倾斜；此时后侧入流紧靠系统后缘位于600~500 hPa，与地面出流之间的高度差较大，下沉运动接近垂直，干空气未侵入系统中上层及对流区前缘，对系统内部破坏作用也较小，系统易于发展。18：00[图7（b）]，系统后侧大风速区风速由12 m·s-1增加至16 m·s-1，风速中心高度未明显下降，在700~600 hPa，近地面的相对风暴出流、低层正水平涡度和系统后部0~3 km切变均进一步加强，后部形成闭合顺时针环流；而后侧入流与出流之间的高度差缩小，下沉气流倾斜，出流进入系统内部高度升高，内部速度大值区高度抬升从而减弱负水平涡度；可以看到中层入流的正速度区与近地面出流产生的正速度区已相连，自后向前的后侧入流通道形成，中层干冷空气到达系统对流前部，而此时负水平涡度仍强于系统前部的正水平涡度，上升气流仍向冷池一侧倾斜。18：30[图7（c）]，后侧入流强度有所减弱，高度略有升高至600 hPa，而出流高度抬升至约700 hPa，二者高度差减小，下沉气流倾斜入侵内部的高度继续抬升，负水平涡度高度也进一步升高、强度减弱，系统前部正水平涡度与冷池的负水平涡度再次达到平衡，上升运动转为垂直，系统强度得以维持。这与Weisman（1992）描述的关于升高的而未倾斜下降至对流线的后侧入流逆转前侧倾斜入流为垂直上升的过程一致。19：00[图7（d）]，此趋势继续发展，系统后部850 hPa以下的水平涡度沿系统移动方向分布不均的特征消失，下沉运动减弱，后侧入流高度下降并与出流合并，抬升前侧暖湿气流触发新单体。
后侧入流在对流层中层维持较长时间，这与有利的垂直风切变及高能量的环境场有关（Weisman，1992）。初期干气流在系统后缘垂直下沉未入侵对流区内部及前缘，系统内部上升、下沉气流相对独立[图6（c）]；随着系统发展，下沉气流倾斜、干气流延伸至对流区前缘[图7（b）、（c）]，上升、下沉运动相并存[图6（d）]；当后侧入流高度下降时系统开始减弱，下沉运动消失，但出流与前侧入流仍辐合。以上分析可知，整个过程后侧入流的高度保持，出流则不断深入系统内部最后到达前部，并由低层逐步向高层填塞系统，直至后侧入流下降远离。而在此过程中后侧入流促使冷池负水平涡度与系统前部环境正水平涡度再次达到平衡，从而促使入流气流转为利于飑线维持的垂直上升气流。
4 后侧入流的形成机制
气流斜上升过程中水粒子的相变造成系统内外气压差是后侧入流形成的关键因素之一。如图8（a）所示，沿气流斜上升路径，从近地面到700 hPa存在“指状”的扰动气温正值区，中心位于850 hPa，即气流在上升过程中水汽凝结加热形成；在高空0 ℃线（600 hPa）以上为固体水凝物凝结过程中产生的扰动气温大值区；而在对流区及其后部为下沉气流蒸发冷却大气形成的扰动气温负值区。如此在对流层中层形成了由后侧指向前侧的气压梯度，利于后侧入流生成和加强。随着气流斜上升转为垂直上升，19：00飑线内部中层“指状”加热区消失，中层气压梯度减弱，后侧入流减弱[图7（d）]；从图8（b）可见，此时气压梯度大值区主要位于低层，出流加强。结合3.3节可知，前侧倾斜上升的入流在加强后侧入流的同时，后侧入流对前侧入流产生扭转作用；前侧入流转为垂直上升时期，后侧入流减弱下降加强地面出流。二者相互协同有利于飑线长时间维持。
图8
图8
2018年3月4日17：30（a）、19：00（b）模拟的扰动气温距平（等值线，单位：K）及反射率因子（红色实线，单位：dBZ）剖面
Fig.8
The profiles of simulated disturbed air temperature anomaly（isolines，Unit：K） and reflectivity factor（red solid lines，Unit： dBZ） at 17：30（a） and 19：00（b） on 4 March 2018
5 结论
本文利用地面加密观测资料、雷达资料、FNL再分析资料及高分辨率模式输出资料对一次导致大风的暖区飑线热动力结构特征进行研究，并讨论了后侧入流在飑线发展中的作用。具体结论如下：
（1）飑线发生在南支槽前高低空一致的西南气流暖区中，环境具有中等到强的垂直切变、高CAPE值、中低层有明显干区的特征；3 h负变压异常指数在此次飑线大风预报中有一定的指示作用。
（2）飑线呈准南—北走向的弓形回波，表现为“TS”层状云后部拖曳型，但与经典的“TS”不同，尾部层状云及过渡区不明显。其原因主要是中层干区以及斜上升气流未能较好地延伸至系统后侧。
（3）系统内部、后部强迫出的逆时针和顺时针垂直环流为飑线结构的主要特征。其中逆时针环流由后侧下沉气流、向前出流及前侧入流共同形成，后部顺时针环流则为下沉气流到达地面后的向后辐散气流强迫形成。
（4）在飑线发展到成熟阶段，后侧入流位置维持在对流层中层，成熟初期紧靠系统后缘而未进入对流区，与之相匹配的是下沉气流垂直到达地面辐散形成下击暴流；成熟末期下沉气流倾斜，后侧入流与出流之间高度差缩小，出流逐渐进入对流内部及前部填塞系统；消亡阶段，后侧入流远离系统，高度下降，下沉气流消失转为水平气流。
（5）后侧入流与前侧入流的协同作用是飑线得以长时间维持的可能机制之一。位于对流层中层的后侧入流改变垂直风切变分布，水平涡度在水平方向上分布不均引起系统后部产生下沉运动，并对冷池和前侧环境风垂直切变之间的平衡关系产生影响，促使倾斜气流转为利于系统发展的垂直上升气流。而斜上升气流利于后侧入流的形成和加强，垂直上升气流则使后侧入流减弱下降，后侧入流下降过程中仍与冷池出流共同触发前侧单体，使飑线维持更长时间。
本文对长生命史飑线的后侧入流进行了初步分析，揭示其与前侧入流二者协同作用在飑线维持中的机制，但值得注意的是，单个个例的模拟不具有普适性，同时需要考虑暖区飑线特殊的发生发展环境场条件，因此对于不同天气背景下长生命史飑线的维持机制仍需进一步深入研究。
参考文献
不同雷达观测资料同化对一次罕见飑线天气模拟的影响
[J].
选用WRF（weather research and forecasting）模式及其3D-Var（three-dimensional variation）同化系统,针对2018年3月4日发生在江西的一次罕见强飑线天气,探讨同化多普勒雷达不同观测资料对极端雷暴大风天气模拟预报的影响。结果表明：仅同化由雷达反射率反演的雨水、雪和霰粒子以及由其估算的水汽不能稳定改善模式对飑线雷达反射率的预报效果,尤其对地面大风和降水的预报起反效果;当联合同化雷达反射率与雷达径向风资料后,显著改进了模式对飑线发展演变过程中雷达反射率、地面降水和地面大风的预报效果,雷达反射率的同化呈现显著正效果。原因是仅同化雷达反射率对初始水成物及热力场影响较大,而对动力场调整微弱,随着积分时间增加,热力场对动力场的反馈作用不真实,高层出现虚假辐散风场,飑线前侧模拟出虚假层状云区,且未能改进飑线系统低层垂直风切变、冷池以及对流层中下层后侧入流的模拟,模拟的飑线移动和演变过程与实况有很大差距;当联合同化雷达反射率与雷达径向风资料后明显调整了初始动力、热力和水成物场,物理配置更符合实际,形成更有利于强飑线发生的垂直风切变和风场结构,产生与实况接近的强冷池,模拟结果与实况的吻合度明显高于仅同化雷达径向风资料的试验。
浙江连续两次暖区飑线发展机制分析
[J].2022年4月25日连续两次飑线影响浙江且造成大范围风灾，研究连续飑线的发生发展对此类灾害性天气预报有重要参考价值。应用ERA5再分析资料、地面自动气象站实况数据、云顶亮温资料和多普勒雷达数据，分析连续飑线发展过程及机制。结果表明：连续两次飑线（按照飑线发生先后顺序分别称“飑线1”和“飑线2”）是在高层急流辐散区内、中层槽前、低层低涡南侧和西南急流轴顶端的暖区中发展起来的。飑线1为中β尺度飑线，初生阶段受高层干侵入和近地面弱冷锋触发，底部出流与杭州湾东南风强入流造成的中尺度辐合线和低层垂直风切变促使其移动过程中逐渐增强；飑线2初生到成熟阶段从中β尺度升至中α尺度，其初生与上游对流系统移入有关，受高层干侵入、低层垂直风切变、飑线1后部弱冷锋辐合线和上游回波并入影响，成熟阶段出现升尺度增长现象，当垂直风切变减小，且飑线2北段入海移速加快后，飑线2出现断裂。
湖北雷暴阵风锋特征及其对流触发作用分析
[J].基于2016—2021年湖北多普勒雷达及加密自动气象站资料，对湖北雷暴阵风锋特征进行分析。结果表明：（1）湖北阵风锋主要出现在6—8月，占总数的96%，其中8月最多；一天中主要发生时段为15：00—18：00（北京时，下同），峰值在17：00；大多数阵风锋持续时间为1.5~3.0 h；产生阵风锋的母雷暴中35%为多单体雷暴，40%为多单体雷暴群，25%为飑线。（2）阵风锋主要有5个生成区域，分别为省外、鄂东北、江汉平原、鄂西北的襄阳和鄂西南的宜昌，相同区域生成的阵风锋移动方向有较好的规律性。鄂东北生成的阵风锋最多，占总数的33%。（3）不是所有母雷暴及其阵风锋都能引发地面大风，69%的母雷暴和9%的阵风锋产生的地面极大风速大于等于17.0 m·s-1。在多单体和多单体雷暴群中，母雷暴的回波强度越强，母雷暴及其阵风锋产生的地面大风概率越大，阵风锋产生的地面风速强度与其回波强度、空间尺度关系不大。（4）阵风锋有较强对流触发能力，91%的阵风锋在其后部、附近和前侧触发对流单体。母雷暴与其阵风锋反馈作用不同，对流触发与阵风锋的相对位置有差别，正反馈型大多在阵风锋后部触发对流，负反馈型在阵风锋后部、附近和前侧均可触发对流，29%的触发对流回波强度大于等于55 dBZ。35%的阵风锋与周边已有雷暴合并发展形成合并型阵风锋，此型在鄂东北发生次数最多。
A novel method for calculating vertical velocity: A relationship between horizontal vorticity and vertical movement
[J].
Manual of downburst identification for project NIMROD
[C]//
Numerical investigation of the organization and interaction of the convective and stratiform regions of tropical squall lines
[J].
The role of convectively generated rear-inflow jets in the evolution of long-lived meso-convective systems
[J].
Structure and evolution of numertically simulated squall lines
[J].
