引言

阵风锋是边界层辐合线的一种类型，又称雷暴的出流边界，是指对流风暴中的冷性下沉气流到达低空，并向外扩散，与低层暖湿空气交汇而引发的地面强风(张培昌等，2001)。在雷达回波图上，阵风锋常表现为窄带回波, 呈弧状，一般伴有大风、雷电等强对流天气(刘勇等，2007；黄旋旋等，2008；吴芳芳等，2009)。阵风锋不但具有阵风风大和低空风切变显著的特点，还能触发新对流单体的产生(孙继松等，2012；席宝珠等，2015)，是短时临近预报关注的重要对象(郑媛媛等，2011)。对此国内外学者进行了大量的研究。Byers等(1949)对飑线产生的地面大风进行研究时，称这种出流为“飑锋”，并指出出流边界影响范围要远大于雷暴本身。Droegemeier等(1987)在其他学者工作基础上给出了较完整的阵风锋垂直结构示意图，阵风锋过境，先后伴有气压骤升、风向突变、风速突增和温度陡降。Wihelmson等(1982)认为雷暴出流可以触发多单体风暴中的对流单体。Wilson等(1986)发现阵风锋运动时会迫使其前部的暖空气抬升, 使母体风暴继续维持。Cotton等(1993)通过对阵风锋大量的研究，指出阵风锋的典型速度是10 m·s^-1。王彦等(2011)通过统计发生在当地的多次阵风锋，总结出其回波强度仅为15~25 dBz, 宽度为3~10 km。当阵风锋与其他诸如冷锋、干线、海陆锋或者另外的阵风锋相互作用时，有利于新的对流发生(吴芳芳等，2010；陶岚等；2014)。袁子鹏等(2011)通过对一次中纬度飑线的阵风锋发展特征分析，认为环境场中强的风切变促进对流单体产生并向飑线倾斜，西路冷空气进入飑线使对流加强，形成阵风锋。张涛等(2013)通过对三次雷暴导致的阵风锋过程分析，得出阵风锋产生的瞬时大风与窄带回波的强度值不一定成正比。中层径向辐合对阵风锋产生有提前预示作用。袁招洪(2015)通过对一次飑线过程进行模拟，得出冷池前沿最大风速、冷池强度与飑线移动速度有密切关系。这些研究对于我们认识阵风锋提供了非常有用的信息。

飑线及其伴生的阵风锋由于强度强，持续时间短，常常带来突发性灾害性天气，如2009年6月，受东北冷涡影响，在淮河地区11天内连续发生了三次飑线，造成了死亡59人的严重后果，是近年来影响较大的一次强对流天气(曲晓波等，2010)，所以要准确预报此类天气有非常重要的实际意义。这需要对飑线及阵风锋这种中小尺度系统进行更多的个例研究，探寻其内在的发展规律，形成比较完整的概念模型。本文利用常规气象观测资料、加密自动站观测资料和雷达探测等资料，对2013年8月4日晚华北一次飑线的阵风锋引发的强对流天气的特征和成因进行分析，寻找其产生的机制，为今后预报此类天气提供参考依据。

1 天气概况

2013年8月4日17时至5日02时(北京时，下同)，华北受一条带状对流云带自西北向东南影响，出现了强对流天气(图 1)。从图 1中可以看出，强对流天气以雷暴、大风为主，1 h雨量达20 mm以上的短时强降水与冰雹其次。4日17—20时，对流天气首先在内蒙古、山西与河北三地交界处出现，雷暴分布呈东北—西南向，大风分布相对集中，冰雹分布分散，仅出现了3个站，造成强对流天气的是4~5个带状排列的对流单体(图略)。20—23时，随着带状对流云带前沿承德—北京—石家庄一线的飑线及阵风锋的形成，雷暴、大风分布区南移到河北、天津一带，分布与飑线走向一致。观测到瞬时地面最大风速出现在山西原平23 m·s^-1，期间伴随着局地短时强降水，1 h最大雨强42.7 mm，出现在河北安国，但冰雹没有出现。4日23时至5日02时，飑线逐渐减弱、消失，阵风锋在飑线减弱后还维持了1个多小时。强对流天气区随之南移到河北南部和山东北部。期间雷暴、大风、降水的强度均有所减弱，观测到瞬时地面最大风速出现在河北黄骅19 m·s^-1，1 h最大雨强13.7 mm，出现在山东乐陵。此次飑线及阵风锋的生命史近5 h，强对流天气以雷暴、大风为主，所经之地树木被吹倒，广告牌被吹落，建筑物被损毁，经济损失巨大。

2 环流形势特征和主要影响系统

2013年8月4日08时，强对流天气发生之前，高空三层槽的配置属于前倾结构(图 2a)，500 hPa槽位于蒙古北部—北京—河套一线，槽后有16~24 m·s^-1的西北风，并伴有-12℃的冷中心，12 h变温强度达-5℃，说明对流层中层有强的冷平流。850 hPa槽的位置较500 hPa的略偏后，槽线附近及槽前存在T₈₅₀-T₅₀₀≥30℃的区域，同时伴随着槽前西南暖湿气流输送，该区域低层水汽逐渐达到饱和。在低空暖湿平流作用下，易导致明显的对流有效位能(CAPE)和不是很大的对流抑制(CIN)，从而在一定触发条件下产生深厚湿对流(王秀明等，2014)。以位于此区域的北京站为例，该站对流有效位能2384.1 J·kg^-1，对流抑制276.3 J·kg^-1，沙氏指数-2.2℃。地面图上(图 2b), 冷锋位于蒙古高压与华北高压带之间，较高空槽明显偏后，在冷锋南侧华北北部有一中尺度高压，未来12 h强对流天气区(图 2b)呈带状零散分布于锋前，对流区域与卫星云图上逐渐发展的对流云团相对应(图略)。

8月4日20时(图略)，强对流天气正在发生时，500 hPa槽较08时东移约1个经距，槽后冷空气的强度没有变化，即对流层中层持续维持干冷空气的侵入。850 hPa槽的位置较08时略有西退，槽线两侧风切变增强，槽前暖湿气流发展更加旺盛，即“上层持续干冷，下层不断增温”。850 hPa高度场在华北北部也出现了一个冷性中尺度高压，其中心气温与四周气温最大温差达-9℃。地面图上，华北小高压更加完整，其外围风速由08时的2~6 m·s^-1增大到4~10 m·s^-1。这个深厚的中尺度高压即是本次对流系统前沿的雷暴高压，也是因水滴蒸发使得下沉气流降温在近地面形成的冷池。从北京站的T-lnp(图 3)可知，20时K指数为38，SI指数为-11.1℃，对流有效位能增至4266.5 J·kg^-1，对流抑制减至10.8 J·kg^-1，下沉对流有效位能为1153.1 J·kg^-1，925~500 hPa之间的风切变达12 m·s^-1。温度曲线和露点曲线的差值在850~500 hPa之间较大，最大出现在800 hPa，这与吴芳芳等(2009)总结的两者最大差值在500 hPa不同。说明此次干冷空气侵入的高度在对流层中低层，略偏低。

随着环流形势向着有利于产生强对流的天气发展，云图上原来零散的对流云团逐渐聚合成一条云带。22时(图 4)云带呈东北—西南向，宽约100 km，长约1000 km，云带上有三个强中心，云顶亮温达220 K，给所经之地带来了雷暴、大风等恶劣天气。

3 天气尺度系统垂直结构

为了揭示强对流天气区与系统空间结构之间的关系，以及它们对飑线和阵风锋形成的作用，利用MICAPS提供的physic数据，经对流天气较剧烈的北京站(39°N、116°E附近)制作垂直于对流云带的经向垂直剖面图(图 5)。

8月4日20时，垂直速度场上(图 5b)，北京站东南方向两个纬距内为整层的上升运动，最强上升速度中心在500 hPa，强度达-1.38×10^-3 hPa·s^-1。上升运动区内为南风分量，南风分量最强处位于400 hPa，强度为10 m·s^-1(图 5c)。在上升运动区的南北两侧有下沉补偿运动，其中西北侧下沉运动较强，强中心在700 hPa附近，强度达0.16×10^-3 hPa·s^-1，风场上为北风分量，最强北风在600 hPa，强度为4 m·s^-1(图 5c)。下沉气流显示出冷空气自西北侧入侵，自近地层锲入南侧暖湿空气的下方，造成暖湿空气的抬升。温度场上(图 5b) 800 hPa以下存在温度槽，温度槽与下沉气流相配合，恰好在地面小高压的上空(图 5a)。小高压的出现又加速了地面冷空气的外流，外流空气与前沿暖湿空气交汇，形成出流边界，即阵风锋(俞小鼎等，2006)。

从相对湿度(图 5d)垂直剖面图可以看出，与上升运动区相伴的是湿润空气，相对湿度达80%以上的区域有两个，一个在500 hPa附近，一个在近地面层，这种湿度场的配置与产生暴雨的深厚湿层不同，说明此次过程应以强对流天气为主(曹钢锋等，1988)。在高湿区的西北侧伴随着北风分量的是相对干区。

4 雷达回波分析

由于常规观测时间间隔太长，探空站点稀疏，加之此次飑线的阵风锋过程发生在半夜，维持时间较短，所以只有借助雷达资料来探究此次过程的发生、发展特征。

4.1 飑线的阵风锋形成阶段

高空前倾槽的配置，使得4日下午在华北北部出现的零散对流云团沿高空槽逐渐聚合发展。15:00前后在河北与内蒙古交界处有对流单体生成发展，并逐渐南压，20时前后发展成一条东北—西南向的对流云带—飑线，长度约700 km(图 6a)。系统迅速南移，其中中部及左端(东段)发展旺盛，最大反射率因子达60~65 dBz。天津雷达低层径向速度显示，飑线前侧径向速度逐渐增大(图 6b~6d)，20:00径向速度达25 m·s^-1以上(图 6d)。20:24天津雷达低层反射率因子产品显示出与飑线主体还未完全脱离的窄带回波(图略)。6 min后，窄带回波与与飑线主体基本脱离，成为阵风锋(图 6e，6f)，其反射率因子在5~10 dBz左右，径向速度在15~24 m·s^-1之间；飑线主体回波后侧存在非常强的下沉气流，径向速度基本在25 m·s^-1以上。飑线后部强的下沉冷空气出流在地面形成非常强的辐散，其向前辐散的气流与暖湿的环境大气之间形成中尺度边界即阵风锋。

4.2 飑线的阵风锋发展、维持阶段

系统成熟阶段具有右向发展特征，即系统左端(东段)减弱，右端(西段)增强。如图 7a和7b所示，飑线右端延伸至太原附近，且飑线回波呈现出明显的波动特征，即局部具有弓状结构特征。飑线东段，自21:30开始逐渐进入渤海，由于海面温度在26℃左右(渤海平台观测站39.12°N、120.35°E)，比内陆温度偏低4~5℃，致使飑线入海后强度迅速减弱，回波强度降至30 dBz，转为一般性降雨回波。而飑线中段及西段在有利的环境背景下，向东南方向移动的过程中维持和发展。21:32低层反射率因子显示，雷达西北方向回波具有明显的后部入流缺口(图 7c)，对应的径向速度图上有非常强的后部入流急流，其最大径向速度达33 m·s^-1以上(图 7d)，强的后部入流在地面产生强的下沉气流，下沉气流在近地层向外扩展与前方暖湿气流交汇形成新的阵风锋，新的阵风锋与左侧细长窄带回波合并，使得窄带回波的长度进一步加长。23:12低层反射率因子图上观测到的窄带回波从渤海向西一直延伸到河北故城一带，长度约210 km(图 7e)。结合低层径向速度产品可知，23:00前后低层径向速度明显减弱，如图 7f所示，与阵风锋相对应区域及风暴前沿和后部低层径向速度比强盛期明显变小，反射率因子虽然无明显减弱特征，但其结构变的松散、平直，后部的层状云区迅速扩大，预示着飑线中部已迅速减弱。

总之，飑线前沿的阵风锋首先在飑线中发展旺盛的单体前侧产生、合并，随着飑线系统中强风暴右向发展，阵风锋也随之向右发展。阵风锋的移动速度略快于飑线系统对流单体的平均移动速度，系统旺盛阶段阵风锋与风暴低层前沿的间距保持在15 km以内。

4.3 飑线的阵风锋减弱阶段

从地面加密自动站资料可以看到，23时华北南部地面温度在27~29℃，比20:00飑线初形成时地面温度30℃以上有所下降，这预示着大气层结不稳定度降低，大尺度环流背景正向着不利于对流发展的形势转变。雷达回波上，飑线东段进入渤海海区后迅速减弱，中段在23时前后也快速减弱，其西段减弱时间在5日00时前后。从济南雷达00:03和00:16两个时次低层径向速度产品对比可以看出(图 8a，8b)，00:16阵风锋及后部的径向速度明显小于00:03时次，说明雷暴下沉气流减弱，飑线西段也开始减弱，此时阵风锋距飑线主体前沿的距离大约15 km左右。02时前后，阵风锋在泰山山区北部消失，03时前后降水回波基本消散(图略)。在飑线西段开始减弱之后的00:28，其尾端低层反射率因子上出现明显的后部入流缺口并且出现明显的弓状回波(图 8c, 8e)，分析中层径向速度可知(图 8d, 8f)，中层强冷空气的侵入与下沉形成了后部入流急流，产生弓状回波，在高唐和平原县部分地区产生19~22 m·s^-1左右的大风天气。飑线尾部弓状回波维持大约30 min，但济南雷达并没有探测到其激发的新阵风锋。

通过以上分析可知，飑线的形成至减弱大致历时4 h，主要特征表现为：主体移动速度较快，移速大约65 km·h^-1；系统成熟阶段具有明显波动特征，即局部具有弓状回波结构特征；系统最后减弱阶段主要表现为飑线后部下沉气流的减弱。飑线后部中层径向速度超过30 m·s^-1非常有利于弓形回波的形成，同时可造成地面较强的大风天气。4日20:30左右雷达探测到阵风锋，5日02:00左右阵风锋消散，维持时间大约5 h 30 min；阵风锋首先产生于飑线东段的强雷暴群，之后与飑线中段产生的阵风锋合并，之后又与飑线西段产生的阵风锋合并，阵风锋的发展和维持与飑线右向发展特征相匹配。

总之，风暴下沉气流中由于水滴蒸发，使得下沉气流降温，在近地层形成强冷空气堆，其外围冷空气快速向前推进，其前方不稳定的暖空气被迫抬升发展成带状积雨云，使得飑线系统进一步发展；发展强盛时，又产生新的强下沉气流，在地面产生新的雷暴高压，抬升前方暖湿空气并激发新的对流，这种循环使得飑线系统持续较长时间，其前侧的阵风锋也随之维持较长时间。冷空气堆越强，冷暖空气间的辐合越强，越易激发新的对流运动；冷空气堆的强度与对流层中层和中低层环境空气的相对湿度有关，相对湿度越低，冷堆越强。本次过程中700与500 hPa冷堆附近的相对湿度一直在20%~40%。

5 飑线的阵风锋内气象要素变化特征

通过以上分析可知，飑线及阵风锋经历了形成、发展、维持及减弱阶段。由于其发生突然，生消快，危害性大，仅靠常规观测手段很难真正地扑捉到气象要素的变化，所以本文从加密自动站资料入手，以系统在不同发展时段影响的3个站为基础，制作图 9，以探究气象要素的变化特征。

从雷达回波分析中可知(图 6f)，初形成的阵风锋经过廊坊站的时间为20:25—20:35，其后的飑线在20:40—21:00也经过该站。结合图 9a可以看出，阵风锋经过该站时，温度、露点均没有变化，但气压上升了1 hPa, 风速从2 m·s^-1上升到4 m·s^-1，风向由西风转为北风。飑线经过该站时，露点由27℃下降至19℃，之后一直维持这个数值，温度由30℃逐渐下降至23℃，气压上升了4 hPa，风速由4 m·s^-1猛增至8 m·s^-1，维持十几分钟后，于21:00减小至2 m·s^-1。飑线过后，其后层状云回波过境，风速又出现了近10 min的6 m·s^-1的小高峰。飑线过境期间风向为东北风，层状云过境时则以偏北风为主。

21:00—23:00是飑线的阵风锋发展、维持阶段。21:15—21:30阵风锋经过河北安国站(图 7c)，21:35—21:55其后飑线也经过该站。从图 9b可以看出，阵风锋经过该站时，温度下降了4℃，露点下降了8℃，气压上升了4 hPa，风速由静风猛增至12 m·s^-1，持续了近10 min，风向为西北风。随后飑线过境，温度下降了2℃，露点没有变化，气压上升了1 hPa，风速由8 m·s^-1增大至10 m·s^-1，持续时间仅为5 min，风向由西北风转为西风。

23:00以后，飑线的阵风锋逐渐减弱消失。00:30—01:00，减弱的飑线由于中层强冷空气的侵入与下沉形成了后部入流急流，产生弓状回波(图 8e), 经过高唐站。从图 9c可以看出，在此期间，温度、露点均下降了2℃，气压没有变化，风速由4 m·s^-1增大至6 m·s^-1，风向由北北东转为东北风。

综上，飑线及阵风锋过境的时间随着系统的增强而延长。一般情况下阵风锋过境的时间在10~15 min，飑线在15~25 min。气象要素均表现出气温、露点下降，气压上升，风向突变，风速猛增的特点。系统初形成时，阵风锋过境时压、温、湿及风速的变化幅度明显小于飑线过境时，但在风向上较飑线突变明显。随着系统的增强，阵风锋过境时气象要素的变化幅度明显大于飑线的。飑线减弱以后，在适合的流场下，还会再次增强，气象要素也会呈现出类似于飑线过境时的变化特征，只是强度略弱。

6 结论

8月4日夜间发生在华北的一次强对流天气过程，其典型特征是降水回波前沿形成飑线及阵风锋，给所经之地带来了雷暴、大风等灾害性天气。通过分析得出如下结论：

(1) 此次阵风锋发生的大尺度环流背景高空为前倾槽，地面为冷锋，在冷锋与高空槽之间存在层结不稳定区。地面的中尺度高压外流冷空气与环境风场之间形成的中尺度辐合线，对新的雷暴生成或加强起到了积极作用。

(2) 飑线系统成熟阶段具有明显波动特征，即局部具有弓状回波结构。飑线后部中层径向速度超过30 m·s^-1时，有利于弓形回波的形成，同时可造成地面较强的大风天气。

(3) 飑线后部强的下沉冷空气出流在地面形成非常强的辐散，向前辐散的气流与暖湿的环境大气之间形成中尺度边界——阵风锋。阵风锋随着飑线的增强而增强，其移动速度略快于飑线系统对流单体的平均移动速度。阵风锋的维持主要依靠风暴持续的下沉气流，在下沉气流较弱后，阵风锋消失。在合适的流场中，减弱的飑线还会再次发展，这说明有利的环境流场对飑线及阵风锋的形成至关重要。

(4) 飑线及阵风锋过境时，气象要素均表现出气温、露点下降，气压上升，风向突变，风速猛增的特点。但在飑线及阵风锋形成之初，阵风锋过境时气象要素变化幅度小于飑线的变化，但在强盛阶段，反之。