0 引言
目前，国内外学者已对阵风锋的类型、空间结构、触发机制、阵风锋后触发的新生对流及其产生的极端大风等方面进行了大量研究，取得了很多有意义的成果，并提出了阵风锋主观识别方法（Weisman et al.，1988；Quan et al.，2014；席宝珠等，2015；许长义等，2022；韦惠红等，2023）。阵风锋过境后地面会出现锋前辐合、锋后辐散特征（何娜等，2020）。中层径向辐合对阵风锋的产生有提前指示作用，提前量为30 min左右（张涛等，2013）。对流冷池与阵风锋强度和维持直接相关，冷池在阵风锋形成过程中起主导作用，同时触发后续的对流单体。利用水平平流和水平辐散条件，可以分析阵风锋沿线的上升气流轨迹（Henneberg et al.，2020）。阵风锋与大气近地面湍流也密切相关，与阵风锋相伴随的冷池在湍流中可以产生两种不同状态，其中温度波动出现相反状态（Chowdhuri et al.，2021a；Chowdhuri et al.，2021b）。
随着我国气象探测技术的发展和业务观测体系的改善，近年来利用多普勒雷达产品对阵风锋后触发的强对流过程有了进一步研究（胡文东等，2015；吴举秀等，2017；袁琳等，2024）。相较于S波段双偏振雷达，X波段相控阵雷达具有高时空分辨率的优势，是未来天气雷达发展的趋势之一。X波段相控阵雷达可较好地弥补S波段雷达观测盲区，提升对中小尺度天气系统的监测及预警能力（刘黎平等，2016；李思腾等，2019；Zhang et al.，2020）。基于X波段相控阵雷达的观测和应用研究也取得了一些重要成果（潘佳文等，2022；张羽等，2023；张蔚然等，2023；Zhang et al.，2023），但多应用于短时强降水过程，对阵风锋及锋后极端大风的观测分析很少。2023年7月10日绍兴南部出现最大12级极端大风天气，此次大风过程正好位于绍兴X波段相控阵雷达观测网范围内，因此，本文利用S波段双偏振雷达和X波段相控阵雷达及其三维风场反演技术，分析阵风锋及其锋后极端大风的演变特征、产生极端大风的对流风暴精细化结构演变特征，为今后阵风锋及其锋后大风的监测预警提供一定参考，也为X波段相控阵雷达在短临监测预报预警中的应用提供一定参考。
1 资料和方法
1.1 资料
本文使用的资料包括：1）2023年7月10日08：00—17：00（北京时，下同）浙江省103个国家站和1 323个区域站逐小时自动气象站观测资料，主要包括整点气温、1 h降水量、1 h极大风；友谊站逐5 min观测资料，主要包括气压、气温、降水量、瞬时风；2）同期欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）发布的第五代全球再分析资料（ERA5），空间分辨率为0.25°×0.25°，具体包括200、500、700、850、925 hPa及地面的逐小时风向风速、气压、位势高度；3）2023年7月10日08：00 Micaps探空资料；4）2023年7月10日12：00—17：00杭州、宁波S波段双偏振雷达资料；5）2023年7月10日12：00—17：00杭州临浦、河庄、良渚和绍兴柯桥X波段相控阵雷达资料。各雷达位置详见图1。
图1
图1
S波段双偏振雷达、X波段相控阵雷达位置分布
Fig.1
The location distribution of S-band dual-polarization radar and X-band phased-array radar
1.2 三维风场反演方法
2 天气实况
2023年7月10日中午至傍晚，杭州湾两岸自北向南出现雷暴大风、短时强降水、局地冰雹等强对流天气。其中13：00—17：00，绍兴地区[图2（a）]有381站出现6级以上大风，19站出现8级以上大风，1站出现12级大风（嵊州友谊站，风速为34.0 m·s-1），17站出现雨强大于等于20.0 mm·h-1的短时强降水，最大雨强为柯桥区永进站（48.4 mm·h-1），最大累计雨量也为该站（64.7 mm），柯桥街道出现直径1 cm的小冰雹。
图2
图2
2023年7月10日强对流天气过程极大风速空间分布（a），友谊站15:00—16:10气温、气压（b）和降水量、瞬时风速（c）逐5 min变化
Fig.2
The spatial distribution of the maximum wind speed (a) during the severe convective weather process, 5-minute variation of temperature, pressure (b), and rainfall, instantaneous wind speed (c) from 15:00 to 16:10 at Youyi Station on July 10, 2023
可见，此次过程为混合性强对流天气过程，值得注意的是，其余自动站观测的极大风速均为6~9级，仅友谊站出现12级大风。从友谊站15：00—16：10逐5 min气象要素变化[图2（b）、（c）]可以看到，15：00后气温迅速下降，15：30瞬时风速增至8.5 m·s-1，极大风速为12.1 m·s-1，但气压变化平稳，15：55瞬时风速再次增大至11.6 m·s-1，极大风速达34.0 m·s-1，但极端大风发生时，气压和气温变化均不明显。这与典型的雷暴大风发生时常伴随气压骤升、气温骤降现象有所不同。另外，两次瞬时风速增大前，均伴随雨量增大，可见降水的拖曳作用是产生此次极端大风的成因之一。
3 天气背景
2023年7月10日08：00 200 hPa高度场上[图3（a）]西风槽发展深厚，冷涡中心位于45°N以北，槽线位于120°E以西，华东沿海处于槽前西南气流中，南压高压呈带状分布，主体位于20°N以南。500 hPa高度场上[图3（b）]中高纬地区为纬向型环流，东北冷涡南部的低槽向南延伸至苏南，副热带高压（简称“副高”）势力强盛，呈东西向带状分布，横跨30°N以南的华东及华南沿海，浙江处于副高边缘的西南至偏西气流中。700 hPa、850 hPa高度场上的环流形势（图略）与500 hPa相似。925 hPa高度场上[图3（c）]低槽也向南延伸至苏南及其沿海一带，浙江境内存在西南风风速辐合。近地面在苏南至浙西北有东北—西南向的中尺度辐合线（图略）。
图3
图3
2023年7月10日08：00 200 hPa（a）、500 hPa（b）、925 hPa（c）位势高度场（蓝色实线，单位：dagpm）、风场（风矢，单位：m·s-1）空间分布和杭州探空站T-ln P图（d）
（红点为极端大风所在位置，红线为槽线；图d中蓝色实线为温度层结曲线，绿色实线为露点温度曲线，红色实线为状态曲线）
Fig.3
The spatial distribution of geopotential height field (blue contours, Unit: dagpm) and wind field (wind vectors, Unit：m·s-1) at 200 hPa (a), 500 hPa (b), 925 hPa (c), and T-ln P of Hangzhou sounding Station (d) at 08:00 on 10 July 2023
（The red circle is the location of the extreme wind, and the red solid line is the trough line; In the fig.d, the blue line represents stratification curve, green line represents dew point temperature, red line represents state curve）
由7月10日08：00杭州探空站T-ln P图[图3（d）]可知，温湿曲线未呈典型的“上干下湿”分布，露点温度差（T-Td）≤4 ℃的高度位于980 hPa以下，925 hPa以下的比湿均在17 g·kg-1以上，表明低层水汽充沛。对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）达2 815 J·kg-1，大气热力不稳定条件较好。自由对流高度、抬升凝结高度均较低，分别在1 000、925 hPa附近，且最佳抬升指数达-7.4 ℃，因此弱抬升条件就能触发对流。0~3 km、0~6 km垂直风切变分别为6.0 m·s-1、9.0 m·s-1，不利于组织性较强的对流风暴产生。
4 阵风锋演变特征
2023年7月10日07：00前（图略），安徽西部马鞍山附近开始有对流单体新生，东移过程中范围扩大，强度增强，同时其后侧又不断有新的对流单体生成，并入到原来的对流系统中。10：30左右（图略）对流系统东移到苏南至沪北，此时浙北的湖州、嘉兴北部已有地面中尺度辐合线生成。11：30后在地面辐合线附近，沿辐合线走向有多个新的对流单体生成，而其北侧的对流系统在东移过程中逐渐减弱消亡。结合12：00地面气温、风场分布[图4（a）]可以看到，此时出流形成的地面辐合线已南压至上海南部及浙北嘉兴、杭州北部，辐合线两侧温度梯度大，尤其南侧为大片34 ℃及以上的高温高湿区，有利于对流的维持和加强。13：00辐合线继续南压至绍兴和杭州北部沿海[图4（b）]，对流云带也南压至嘉兴南部、杭州北部。
图4
图4
2023年7月10日12:00（a）、13:00（b）、14:00（c）、15:00（d）地面气温（红色实线，单位：℃）、风场（风矢，单位：m·s-1）空间分布
（灰色填色为地形高度，单位：m；红点为极端大风站点，蓝色实线为地面辐合线）
Fig.4
The spatial distribution of the surface air temperature（red soild lines, Unit：℃）, wind field（wind vectors, Unit: m·s-1） at 12：00 (a), 13：00 (b), 14：00 (c), 15：00 (d) on 10 July 2023
(The gray color shaded is the terrain height, Unit: m; The red dot is the extreme wind site, and the blue solid line is the ground convergence line)
13：03 X波段相控阵雷达800 m高度反射率因子图[图5（a）]显示，在多单体风暴出流边界形成的辐合线附近，出现长约5 km的带状回波，回波强度15~25 dBZ，河庄X波段相控阵雷达[图5（g）]显示，对应径向速度为3.0~7.0 m·s-1。13：11带状回波发展成弧状窄带回波[图5（b）]，即阵风锋，但在S波段双偏振雷达上未能观测到。此时阵风锋长约13 km，回波强度维持在15~25 dBZ，高度1.0 km左右，径向速度增至5.0~10.0 m·s-1[图5（h）]，阵风锋产生的阵风风速也逐渐增大至5级，13：59[图5（c）]发展为长约37 km、强度为15~25 dBZ（局部30 dBZ）的窄带回波，高度增至1.5 km左右，径向速度5.0~15.0 m·s-1[图5（i）]，沿阵风锋一带的风速继续增强，极大风速增至6~7级。同时可以发现，阵风锋锋后也有新的对流单体触发。此时其北侧的温度梯度较12：00有所减弱[图4（c）]，14：10后[图5（d）]阵风锋断裂成东西两段，西段在东移南压过程中迅速减弱消亡。14：31东段回波强度减弱至5~10 dBZ（局部20~25dBZ）[图5（e）]，对应的径向速度也减弱至5.0~10.0 m·s-1（局部15 m·s-1）[图5（k）]，此时阵风锋前沿的极大风维持6~7级，最大增强至18.3 m·s-1（柯桥新横溪村），出现在阵风锋向前明显凸出的区域。14：48[图5（f）、（l）]东段阵风锋移至柯桥南部至嵊州北部，嵊州白岩站14：51出现20.5 m·s-1大风，马村站14：55出现19.2 m·s-1大风。15：00地面辐合线南压至嵊州中南部[图4（d）]，之后阵风锋再次断裂，并在15：00（图略）后减弱消亡。
图5
图5
2023年7月10日13:03（a、g）、13:11（b、h）、13:59（c、i）、14:13（d、j）、14:31（e、k）、14:48（f、l）X波段相控阵雷达800 m高度反射率因子组网拼图（a、b、c、d、e、f，单位：dBZ）及河庄雷达（g、h、i）、柯桥雷达（j、k、l）径向速度(单位：m·s-1)
（黑色圈为阵风锋所在位置）
Fig.5
The reflectivity factor network puzzle (a, b, c, d, e, f; Unit: dBZ) of X-band phased-array radar, and radial velocity of Hezhuang radar (g, h, i) and Keqiao radar (j, k, l) (Unit: m·s-1) at 800 m height at 13:03（a, g）、13:11（b, h）、13:59（c, i）、14:13（d, j）、14:31（e, k）、14:48（f, l）on 10 July 2023
(The black circle is the location of the gust front)
综上分析，在X波段相控阵雷达上可以清晰地观测到此次阵风锋的生消过程，但在S波段双偏振雷达上未能观测到。多个对流单体合并发展成多单体风暴后，在多单体风暴的出流边界形成了阵风锋。阵风锋经历了发展、断裂、减弱3个阶段，由阵风锋产生的极大风速出现在阵风锋减弱阶段。
5 阵风锋锋后大风演变特征
图5（f）显示，阵风锋南压减弱阶段，在其后部触发出新的对流单体。该对流单体东移缓慢，发展迅速，同时其后部又有多个新生单体发展[图6（a）]，并入原来的对流系统中，后向传播特征明显。结合图4（d）可以看到，对流系统均新生于阵风锋伴随的地面辐合线附近，走向与辐合线基本一致。这与后向传播通常由低层辐合造成（Richardson，1999；Corfidi，2003）的结论基本一致。林宗桂等（2009）研究表明，后向传播是中尺度对流系统维持长生命期的主要有利因素，其中成熟后期的对流单体中下沉气流形成外流边界能产生二次触发。15：13[图6（b）]在对流云带后部的嵊州西北部谷来镇，又触发新的对流单体（P1）。该单体在缓慢东移北抬过程中持续发展，并与前方的对流系统形成东北—西南向的中尺度对流带[图6（c）]。对流带的长时间维持，导致嵊州北部多站出现6~8级大风，P1移经友谊站时，于15：55出现极端大风[图6（d）]，风速达34 m·s-1。16：00后P1减弱消亡，对流带上游也不再有单体新生，对流带在东移北抬过程中逐渐减弱消亡。
图6
图6
2023年7月10日15:04（a）、15:13（b）、15:20（c）、15:55（d）X波段相控阵雷达800 m高度反射率因子组网拼图（单位：dBZ）
（黑色圈为阵风锋过境后触发的中尺度对流带所在位置）
Fig.6
The reflectivity factor network puzzle of X-band phased-array radar at 800 m height at 15:04（a）, 15:13（b）, 15:20（c）, 15:55（d）on 10 July 2023 (Unit: dBZ)
（The black circle is the location of the mesoscale convective zone triggered by the gust front）
可见，此次极端大风是由阵风锋过境后触发的新生中尺度对流带在东移北抬过程中产生，且对流带的后向传播特征明显。
6 风暴单体演变特征
6.1 风暴单体的S波段双偏振雷达生命史演变特征
从宁波S波段双偏振雷达的风暴追踪信息（Storm Tracking Information，STI）产品可知，风暴单体P1于15：14生成，16：03消亡。图7为P1生命史阶段风暴顶高（HT）、风暴底高（HB）、质心高度（HC）、垂直累计液态水含量（Vertically Integrated Liquid Water，VIL）演变。可以看到，15：44前P1的质心高度在3 km以上波动变化，表明下沉气流强度还不足以在地面形成大风，同时VIL值逐步增大。研究表明，当风暴单体的质心高度下降至2 km时，便可以认为此时该风暴单体中存在较强的下沉气流，如其持续下降并接近地面，则有强下沉气流在地面形成辐散大风，VIL值的明显下降同样指示可能出现地面强风（禹梁玉等，2021）。15：44后质心高度和VIL均持续下降，15：57上述2个参数均达到最小值，与极端大风出现时间吻合。
图7
图7
2023年7月10日15：14—15：57 P1生命史阶段风暴顶高（HT）、风暴底高（HB）、质心高度（HC）、垂直累计液态水含量（VIL）演变
Fig.7
The evolution of HT、HB、HC、VIL during the life stage of P1 from 15：14 to 15：57 on 10 July 2023
6.2 风暴单体的X波段相控阵雷达精细结构演变特征
分析X波段相控阵雷达组合反射率因子和反演风场可以看到，15：10（图略）在120.68°E、29.73°N附近开始有弱回波生成，最大反射率因子30 dBZ。800 m、1 km高度对流风暴北侧的偏北风与其内部的偏东风形成弱辐合。5 km、6 km高度上后侧为偏西气流入流，向着风暴中心存在风速辐合，低空的风向辐合和高空的风速辐合均有利于风暴发展加强。垂直方向上（图略），风暴内部为一致上升气流，且上升气流随高度增强。15：20[图8（a）、（d）、（g）]风暴反射率因子中心增强至60 dBZ。800 m高度上随着辐合增强，强中心附近有小尺度涡旋形成，呈气旋式旋转。1 km高度上对应偏东风和偏南风构成的小尺度切变呈东西向分布。此时低层的后侧入流不明显，前侧为东南风入流，但风速较小，仅2.0~4.0 m·s-1。2~4 km高度上为一致的西南气流，向着风暴中心存在风速辐合。5 km以上则转为一致的偏西气流。同时刻垂直方向上（图略）风暴顶高已发展至10 km左右，风暴内部维持一致的上升气流，强度明显增强。另外风暴后侧中层5~7 km处有下沉气流入流，5 km以下有上升气流入流，两股入流在中层辐合，一方面有利于风暴发展加强，另一方面也有利于风暴后侧低层产生下沉气流，有利于大风发生。15：26（图略）低层的涡旋结构及切变维持。1 km高度上转为偏南风入流，同时2~3 km高度上风暴北侧出现弱西北风入流，与其南侧的西南风形成东南—西北向的切变，有利于风暴持续发展。15：38[图8（b）、（e）、（h）]风暴中心东移至120.75°E、29.75°N附近。受其前侧东南风入流增强影响，800 m高度上涡旋环流减弱消亡，转为一致的西南气流，并在风暴北侧与偏西风入流形成东西向弱辐合。该辐合向上延伸至3 km高度。图9（a）显示，风暴顶高增至12 km以上，中层上升气流分为两支，一支继续倾斜上升，另一支转为偏西气流，在云体内部及前侧下沉。反射率因子核心高度降至4 km及以下，风暴内部及后侧该高度以下转为一致的下沉气流，对应15：40后柯桥南部、嵊州北部出现6~7级阵风。15：44（图略）风暴北侧中低层的弱辐合消亡，风暴内外转为均匀的西南气流，5 km高度以上转为西偏北气流。15：50[图8（c）、（f）、（i）]风暴与其上游方向的单体连接，导致800 m高度上风暴内部偏南气流加强，并与其后侧的西南到偏西气流形成辐合线。而1 km以上风场变化不大。分析该时刻反射率因子和反演风场垂直剖面[图9（b）]可以看到，此时55 dBZ的反射率因子核心高度降至2 km附近，风暴后侧入流再次转为上升气流，风暴内部4 km附近也转为弱上升气流，并在反射率因子核心前侧与下沉气流辐合，使下沉气流增强。Roberts and Wilson（1989）研究表明，强反射率因子核的持续下降并伴有中层径向辐合，预示着下击暴流即将产生。15：55（图略）友谊站出现12级极端大风。以往研究（高丽等，2021；李彩玲等，2021）表明，风暴承载层平均风向、风速对风暴的维持有一定影响，风暴层平均风速能够代表动量下传的潜势大小，风暴承载层风速越大，动量下传对于地面大风贡献也越大。通常用850、700、500、300 hPa四层的平均风向风速代表风暴承载层的风向、风速（高晓梅等，2018）。10日08：00杭州站探空风暴承载层风速为10.7 m·s-1，平均风向为259°，风速小于马淑萍等（2019）统计的我国95个极端雷暴大风个例风暴承载层风速平均值（14.0 m·s-1）。同时对流风暴的平均移速为19.8 m·s-1，方向为243°，对流风暴的移速明显大于风暴承载层风速，可见此次过程中下沉气流的动量下传作用不明显。
图8
图8
2023年7月10日15:20（a、d、g）、15:38（b、e、h）、15:50（c、f、i）800 m（a、b、c）、1 km（d、e、f）、3 km（g、h、i）高度X波段相控阵雷达组合反射率因子（填色，单位：dBZ）和反演风场（风矢，单位：m·s-1）
Fig.8
The combination reflectivity factor (the color shaded, Unit: dBZ) and retrieved wind field (wind vectors, Unit: m·s-1) of X-band phased-array radar at 800 m (a, b, c), 1 km (d, e, f), 3 km (g, h, i) height at 15:20 （a, d, g）, 15:38 （b, e, h）, 15:50 （c, f, i）on 10 July 2023
图9
图9
2023年7月10日15:38（a）、15:50（b）X波段相控阵雷达组合反射率因子（填色，单位：dBZ）和反演风场（箭头，单位：m·s-1）沿29.75°N的经度-高度剖面
Fig.9
The longitude-height sections of combination reflectivity factor (the color shaded, Unit: dBZ) and retrieved wind field (arrows, Unit: m·s-1) of X-band phased-array radar along 29.75°N at 15:38 （a）、15:50 （b）on 10 July 2023
7 结论与讨论
本文针对2023年7月10日浙江绍兴的一次阵风锋及锋后极端大风过程，利用常规观测资料和S波段双偏振雷达、X波段相控阵雷达及其三维风场反演技术，分析了阵风锋及其触发的锋后对流带演变特征、产生极端大风的对流风暴精细化结构演变，得到如下结论。
（1）此次过程发生在高低空一致的西南气流背景下，高空处于副高边缘，925 hPa处于西南风风速辐合区，大气热力不稳定条件和抬升条件均较好。
（2）多个对流单体合并发展成多单体风暴后，在多单体风暴的出流边界形成了阵风锋。在X波段相控阵雷达上可以清晰地观测到此次阵风锋经历了发展、断裂、减弱3个阶段，减弱阶段在其后侧触发了新生中尺度对流带，对流带后向传播特征明显。由阵风锋产生的极大风速出现在其减弱阶段，而过程极端大风出现在阵风锋触发的中尺度对流带东移北抬过程中。
（3）极端大风由风暴单体P1产生。风暴内部的涡旋结构仅存在于低层800 m高度，中高层以风向及风速辐合为主。当涡旋环流减弱消亡，反射率因子核心下降，风暴低层转为下沉气流时，产生6~7级阵风。之后当风暴后侧入流再次转为上升气流，与高层下沉气流在中层辐合后，同时水平方向上也伴随中层径向辐合，表明下沉气流增强，极端大风产生。由于动量下传贡献较小，因此极端大风主要由强下沉气流造成。
目前S波段双偏振雷达采用机械扫描，时空分辨率分别为6 min、250 m，探测距离最远超过400 km，能够有效覆盖大尺度及部分中尺度天气系统，从而可以对其发展演化进行整体全面的观测分析，完成实时有效的观测预报预警，在实际的长期业务运行中已经收到了较好的效果。而X波段相控阵雷达采用电子扫描，时空分辨率分别为1 min、30 m，较S波段双偏振雷达有明显提升，能够全面准确地获取小尺度及部分中尺度天气系统整体的结构演化生消变化特征，从而提高对中小尺度强对流天气系统的探测和预报预警。本文利用X波段相控阵雷达及S波段双偏振雷达产品，对一次阵风锋及锋后极端大风事件的观测特征进行了详细分析。未来还需要积累多个阵风锋及其锋后大风个例，利用X波段相控阵雷达及三维风场反演技术，深入分析产生极端大风的物理机制，提取极端大风的预警指标，提升极端大风的预警能力。
参考文献
地面辐合线演变与多尺度天气过程的相互作用分析
[J].
（1）3次天气尺度过程同地面辐合线发展演变关系密切，地面辐合线起源于渤海对流天气过程所产生的出流边界，辐合线深入内地成为鲁西北对流天气过程的触发系统，鲁西北对流过程和鲁南区域降水过程的产生又促使地面辐合线加强并转向北运动；（2）2次海陆和山谷局地热力环流过程促使地面辐合线南移发展；（3）风暴尺度对流过程与地面辐合线直接作用，首先地面辐合线与对流风暴的阵风锋对应，其次对流系统内多单体在地面辐合线的作用下整体向下游离散传播，而多单体的传播又造成雨带的快速移动。
山东一次强对流天气的环境条件和对流风暴特征
[J].利用常规观测资料、地面加密自动站资料、多普勒天气雷达资料以及NCEP/NCAR再分析资料，对2016年6月14日山东一次强对流天气的环境条件、风暴特征进行了分析。结果表明:（1）6月14日强对流天气主要发生在横槽转竖引导冷空气南下和低层暖湿气流交汇的环流形势下，地面辐合线是抬升机制。上干下湿的不稳定层结、低层水汽充沛及湿层厚是出现短时强降水的重要原因。假相当位温差（△θse）和风暴相对螺旋度（SRH）对强对流天气有较好的指示意义；（2）较低的融化层高度、适宜的0 ℃层和-20 ℃层高度是大冰雹的发生指标。抬升凝结高度低、PWV较大等对短时强降水具有指示作用；（3）垂直风切变较大，风暴承载层平均风远大于风暴移动速度，致使超级单体持续时间长，并具有高悬强回波、有界弱回波区、回波悬垂、风暴顶辐散、倒“V”型缺口、中层径向辐合、中气旋、“钩”状回波和三体散射等回波特征；（4）降雹发生在Zmax大值期、VIL和DVIL最大时段、HGT增高期。中气旋厚度、最大切变和持续时间与天气的强烈程度密切相关。
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<sup>-1</sup>。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。
The characterization of turbulent heat and moisture transport during a gust-front event over the Indian peninsula
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Unravelling the turbulent structures of temperature variations during a gust front event:A case study
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Cold pools and MCS propagation:Forecasting the motion of downwind-developing MCSs
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Particle-based tracking of cold pool gust fronts
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Vertical air motion retrievals in deep convective clouds using the ARM scanning radar network in Oklahoma during MC3E
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Impact of a vertical vorticity constraint in variational dual-Doppler wind analysis: Tests with real and simulated supercell data
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Observation of a straight-line wind case caused by a gust front and its associated fine-scale structures
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A proposed microburst nowcasting procedure using single-Doppler radar
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Structure and evolution of numerically simulated squall lines
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Summary of convective storm initiation and evolution during IHOP:Observational and modeling perspective
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Rapid-scan and polarimetric phased-array radar observations of a tornado in the Pearl River Estuary
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Application of X-band polarimetric phased-array radars in quantitative precipitation estimation
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