2023, Vol. 49 
“Downburst”一词最早是由Fujita提出，用来描述造成1975年6月24日美国肯尼迪机场飞机起飞失事的风暴强下沉气流及其向外爆发性辐散气流；这也是最早通过灾情调查认识到下击暴流对航空的危害(Fujita，1976；Fujita and Byers, 1977)。下击暴流的破坏力可达F3级(70~92 m·s-1)，破坏程度可与龙卷相当(Fujita，1985)。下击暴流是常见的灾害性天气，外场试验表明60%~80%的雷暴天气可探测到下击暴流(Wakimoto，2001)。下击暴流在航空领域和气象领域有不同的界定，在航空领域指超过飞机起飞降落速度(距地100 m高度处3~4 m·s-1)的局地强下沉辐散气流(Fujita and Wakimoto, 1981)，多为小尺度下击暴流(微下击暴流)。基于航空飞行风切变阈值，雷达气象学家Wilson et al(1984)将微下击暴流界定为多普勒天气雷达径向速度图上的辐散式径向风，其径向速度对直径在4 km以下、最大径向风速差大于10 m·s-1，常称之为风切(wind shear)。需要指出，这里的风切指与对流风暴下沉辐散相关的风切变而非晴空风切。气象上，Fujita(1981)将下击暴流定义为由强下沉气流引起的近地面灾害性辐散风, 根据地面风害的水平尺度将其分为微下击暴流和宏下击暴流。微下击暴流界定为小于一个机场范围的小尺度系统，水平尺度在4 m~4 km；宏下击暴流常被简称为下击暴流，属于水平尺度在4~40 km的中尺度系统。Fujita(1985)和Wakimoto(1985)根据微下击暴流强风发生期间是否伴有强降水，将其分为干微下击暴流和湿微下击暴流。Wakimoto(2001)进一步将下击暴流界定为由下沉气流造成的水平尺度10 km以下的强风，Markowski and Richardson(2010)和Smith et al(2004)沿用了水平尺度10 km这个界定。对于致灾性下击暴流，Smith et al(2004)给出了如下界定标准：地面极大风超过26 m·s-1或有灾情记录；或雷达探测到距地1 km高度以下25 m·s-1以上的径向风；或10 km范围内径向速度差超过40 m·s-1。综上，气象上单个下击暴流可界定为“由对流风暴强下沉气流引发的水平尺度10 km以下的强辐散性出流”。水平尺度10 km指地面附近强辐散风而非雷暴水平尺度，是径向速度图上辐散速度对的直径而非辐散速度对的半径。
下击暴流可由孤立的、反射率因子强度不强的对流风暴产生，也常镶嵌在中尺度对流系统(MCSs) 中。由飑线和弓形回波等MCSs产生的持续数小时的大范围对流大风被称为Derecho事件(Johns and Hirt, 1987)。Fujita(1978)和Fujita and Wakimoto(1981)指出持续几小时的大范围对流大风中由多个下击暴流簇组成下击暴流群，其水平尺度可达几百千米；大于4 km的宏下击暴流又包含一个或多个微下击暴流，微下击暴流中还有多个尺度更小的、长条形的下击暴流条迹，可导致类似龙卷的风灾(图 1)。图 2给出了Fujita(1978)基于灾情调查绘制的大范围(长266 km、宽27 km)地面风灾图，根据树木和财产损失，在大范围强风区内共识别出25个下击暴流，部分下击暴流灾损与龙卷相当，风力达F2级(50~70 m·s-1)，但没有证据表明此次大范围强风区内有龙卷发生。实际上，MCSs引发的致灾强风主要为其内嵌的下击暴流或微下击暴流(Fujita，1978；1985；Fujita and Wakimoto, 1981；郑永光等，2016；孟智勇等，2016)。“东方之星”事件中微下击暴流(300 m左右)或尺度更小(30 m)的下击暴流条迹有19处(郑永光等，2016；孟智勇等，2016)；对事发地半径12 km范围内的灾情调查发现受灾点多达42处(王凯等，2020)。
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图 1 五种水平尺度的下击暴流概念模型 改绘自Fujita and Wakimoto, 1981 Fig. 1 Five scale of downburst damage patterns adapted from Fujita and Wakimoto, 1981 |
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图 2 通过航拍调查得到的1977年7月4日致灾强风的风向和F等级风力(改绘自Fujita，1978) Fig. 2 An aerial survey of damaging wind by Fujita, mapping both direction and F-scale intensity (adapted from Fujita, 1978) |
下击暴流由Fujita通过灾情调查发现并通过多普勒天气雷达等观测证实，随着观测和研究的深入，对下击暴流及其形成物理过程的认识不断拓展。文章首先回顾了下击暴流提出的意义，然后分为孤立风暴和MCSs两种情形，对下击暴流产生机理和基于风暴特征结构的监测预警等进行全面回顾。
1 下击暴流提出的意义及广义下击暴流Fujita and Byers(1977)提出的下击暴流概念在航空界很快获得了广泛认可，但是在气象界却引发了长达18年的争议。尽管Fujita(1992)详细地回顾了下击暴流的发现过程及证实下击暴流存在的数次外场试验，希望结束争议，但质疑依然存在。反对者的观点包括：①下击暴流是雷暴下沉气流或阵风锋，Fujita不过是给已经发现数年的强风现象重新命名；②下击暴流是从未被雷达或测风仪探测到的假想强风现象。从1978年至1986年，多次外场试验证实了下击暴流的存在，学者研究给出了产生下击暴流的母体风暴结构特征和下击暴流演变过程，气象界逐步认可了Fujita发现下击暴流的重大贡献(Fujita, 1992；Wilson and Wakimoto, 2001；Wakimoto，2001)。以往对下沉气流的关注远不如强上升气流，对下沉出流强风的关注亦远不如龙卷风，下击暴流概念的引入使得这一状况得到了极大的改善。下击暴流被发现后，通过对飞行员进行下击暴流模拟培训以及增加机场监测网密度，与下击暴流相关的飞行事故发生率显著降低(Wilson and Wakimoto, 2001)。
人们很早就认识到大气对流活动会导致地面直线型大风和旋转风，前者被称为雷暴大风, 又称对流大风，后者为龙卷风。Fujita(1978)提炼了三种风切模态(图 3)：单体型、阵风锋型和阵风锋上凸起型，其中阵风锋的影响发生在单体型风害影响之后2.5 h，阵风锋上凸起型实际上是有强单体镶嵌在飑线内。Fujita(1981)明确将地面直线型大风分为阵风锋和下击暴流(图 4)。实际上，下击暴流和阵风锋常相伴出现，如伴随强降水的湿下击暴流形成过程中，冷池出流的加强作用显著(Wilson and Wakimoto, 2001)，因而难以非此即彼地拆分开来，但在一次致灾强风过程中，可以区分以下击暴流为主还是以阵风锋主导，如2015年6月1日导致长江客轮翻沉的大风以下击暴流为主(郑永光等，2016)，而2021年4月30日江苏南通大风很可能以阵风锋为主。
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图 3 三种风切型：单体型、阵风锋型和阵风锋上凸起型(改绘自Fujita, 1978) Fig. 3 Three types of wind shear: cellular wind shear, gust-front wind shear and behind the bulge wind shear (adapted from Fujita, 1978) |
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图 4 直线型大风可分为阵风锋和下击暴流(改绘自Fujita，1981) Fig. 4 Schematic drawings showing the gust front and downburst (adapted from Fujita, 1981) |
Fujita(1981)指出弓形回波凸起处易产生下击暴流。Wakimoto(2001)曾猜测弓形回波等MCSs引发的下击暴流主要由其镶嵌的单体强下沉辐散产生。近年来弓形回波凸起处的“下击暴流”被逐渐证明主要由γ中尺度涡旋引发(Schenkman and Xue, 2016)，这与最初认为下击暴流主要由强烈的下沉气流造成的界定有本质上的区别，严格意义上讲不能归为下击暴流。随着研究的不断深入，未来更多类似下击暴流的小范围致灾强风形成机理或将被发现。灾情调查能给出小范围致灾大风的风力强度和范围，但不能确定其形成的物理过程，Fujita实际上是将大气对流活动引发的小范围强风均归为下击暴流。尽管Fujita and Wakimoto(1981)提出了不同尺度的下击暴流，但实际上大部分研究都是围绕孤立风暴造成的微下击暴流或宏下击暴流，对于MCSs内嵌的下击暴流簇等大范围下击暴流事件的相关研究并不多，考虑到MCSs内嵌的下击暴流可能有相当一部分与强单体下沉气流并不直接相关，且MCSs内嵌的小范围极端大风出现时其形成机制常不清楚，但其造成的影响与下击暴流类似，因此，本文建议将大气对流活动造成水平尺度10 km以下局地强风称为广义下击暴流。
2 孤立风暴产生的下击暴流 2.1 形成机理孤立风暴包括一般单体风暴、脉冲风暴、多单体风暴和超级单体风暴。一般单体和脉冲风暴多产生单个下击暴流，超级单体风暴可间歇性产生多个下击暴流(王一童等，2022)，多单体风暴亦可产生系列下击暴流(俞小鼎等，2006)，即超级单体和多单体可产生下击暴流簇。
孤立风暴的下击暴流主要由风暴内强下沉气流在近地层辐散造成。下面基于垂直运动方程公式讨论强下沉气流形成的物理过程。式(1)为小尺度垂直运动方程公式。
| $ \begin{gathered} \frac{\mathrm{d} w}{\mathrm{~d} t}= & g\left[\frac{\theta_{\mathrm{v}}^{\prime}}{\theta_{\mathrm{v} 0}}+\frac{c_{\mathrm{v}}}{c_{\mathrm{p}}} \frac{p^{\prime}}{p_0}\right]- & g\left(r_{\mathrm{c}}+r_{\mathrm{r}}+r_{\mathrm{i}}\right) & -\frac{1}{\rho} \frac{\partial p^{\prime}}{\partial z} \\ & 1 & 2 &3 \end{gathered} $ | (1) |
式中: w为垂直速度，p为气压，θv为虚温，cp为定压比热，cv为定容比热，rc、rr和ri为云水、雨水和云冰的混合比，“'”代表基本状态(用下标“0”代表)的偏离，基本状态只随高度变化。等式右边第一项代表负浮力项，第二项代表云、水和冰的载水项，第三项代表扰动气压梯度力项。
由式(1)，强下沉气流形成的物理过程包括负浮力项、载水项和扰动气压梯度力项(Wakimoto，2001)。观测分析表明产生下击暴流的强下沉气流形成的主要物理过程为水凝物粒子相变冷却(蒸发、融化及升华)产生的负浮力及载水造成，风暴内扰动的气压项对强下沉气流的形成几乎没有作用(Kessinger et al, 1988)。干微下击暴流回波强度在35 dBz以下，地面降水小于0.25 mm或几乎无降水，其下沉负浮力主要由小雪花升华形成(Proctor，1989)，由下沉负浮力估算的下沉气流与水平出流强度大致相当(Wakimoto，1985)。动量下传有助于增强干下击暴流，Doswell Ⅲ(1982)指出在倒“V”型探空环境下，温度直减率近乎干绝热的边界层混合深厚，有利于水平动量的下传，即动量下传作用有时对干下击暴流形成起重要作用。干微下击暴流主要出现在高原地区，美国丹佛地区80%以上为干下击暴流(Wakimoto，1985)。中国西北、青藏高原地区、华北的内蒙古等地以及云南春季容易出现干下击暴流。湿微下击暴流的回波强度在35 dBz以上或地面降水大于0.25 mm，空中有冰雹或霰粒子，强下沉气流由雨滴蒸发、冰雹融化及冰雹融化后的蒸发等复杂水凝物粒子相变导致的负浮力产生(Wakimoto and Bringi, 1988；Proctor，1989；Fu and Guo, 2007；Mahale et al，2016)，此外，还与水凝物的负载有关。Srivastava(1987)通过数值试验表明融化的冰雹是湿下击暴流加速的主要贡献者。偏振雷达观测研究表明，受融化降温和载水作用影响，冰雹融化形成的固液混合态粒子对下击暴流形成很重要(Kuster et al, 2016；Richter et al, 2014)；Mahale et al(2016)基于偏振雷达结合微物理粒子反演算法进一步证实了冰雹融化和融化的水膜或雨滴蒸发冷却作用对下沉气流加速显著，进而对下击暴流起关键作用(图 5)。
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图 5 双极化雷达监测的诺曼下击暴流微物理粒子演变示意图(改绘自Mahale et al, 2016) 黄色虚线：0℃层高度，红色虚线：ZDR柱，绿色虚线：ZDR极小值，绿/蓝色箭头：上升/下沉气流，蓝色阴影：冷池(区)；水凝物粒子包括雨滴、雪、霰、冰雹和融化冰雹，冰雹外周紫色线条越粗表明水膜越厚 Fig. 5 Schematics of the microphysical evolution of hydrometeors during the Norman, Oklahoma, downburst as observed by polarimetric radar data (PRD) (adapted from Mahale et al, 2016) The 0℃ level is depicted by the dotted yellow line. Local ZDR maxima (e.g., ZDR column) are depicted by the dashed red line. Local ZDR minima are depicted by the dashed green line. The updraft and downburst locations are depicted by the green and blue arrows, respectively. Shaded blue region represents the cold pool. The schematics depict raindrop, snow, graupel, hail, and melting hail. Increasing water coating on the melting hailstone is depicted by the increasing line width of the hailstone |
观测研究表明多单体风暴可以同时伴有小尺度垂直涡旋、下击暴流和水平转子涡旋，小尺度涡旋和转子涡旋很可能有助于下击暴流形成(Kessinger et al, 1988)，但其复杂的相互作用有待进一步研究。超级单体产生的致灾大风多位于其后侧下沉出流附近，前侧下沉气流和强烈的上升气流(偶尔)也会引起小范围地面强风。我国超级单体造成的极端大风事件较多(郑媛媛等，2004；吴蓁等，2011；陈贵川等, 2011；冯晋勤等，2012；王秀明等，2012；吴芳芳等, 2013；王一童等，2022)，伴有大冰雹和强降水的超级单体大多同时伴有地面强风。王易等(2018)研究表明江苏超级单体产生大风的频率较高，实际上，超级单体风暴常产生25 m·s-1以上的致灾下击暴流(王一童等，2022)。我国目前记录到的超级单体产生的最强下击暴流风速达60.3 m·s-1(翟丽萍等，2019)。
扰动气压公式为：
| $ \begin{gathered} p^{\prime} \propto \rho_0\left[\left(\frac{\partial u}{\partial x}\right)^2+\left(\frac{\partial v}{\partial y}\right)^2+\left(\frac{\partial w}{\partial z}\right)^2\right]+ \\ 1 \\ 2 \rho_0\left(\frac{\partial v}{\partial x} \frac{\partial u}{\partial y}+\frac{\partial w}{\partial x} \frac{\partial u}{\partial z}+\frac{\partial w}{\partial y} \frac{\partial v}{\partial z}\right)-\rho_0 \frac{\partial B}{\partial z} \\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;2\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;3 \end{gathered} $ | (2) |
式中: u，v为水平速度，w为垂直速度，ρ0为密度，B为浮力，“'”代表基本状态(用下标“0”代表)的偏离，基本状态只随高度变化。等式右边第一项代表散度项，第二项代表旋转项，第三项代表浮力项(Markowski and Richardson, 2010)。由式(2)，扰动气压梯度力项包括旋转项、散度项和浮力项。对于超级单体风暴，理论上，低层中气旋可引发扰动低压和向下的扰动气压梯度力从而产生强下沉气流。Roberts and Wilson(1989)指出，中气旋可能有助于云内初始下沉气流触发。Nielsen and Schumacher(2018)的数值模拟表明低层中涡旋确实可引发下沉气流，同时也引发低层上升气流，但并未产生及地的下沉气流，因而低层中气旋对下击暴流的作用还需要进一步研究证实。翟丽萍等(2019)根据临桂风暴过境时气压3 min内下降3 hPa推测, 低层强中气旋有关的向下扰动气压梯度很有可能加强了下击暴流，但没有中气旋的多单体风暴亦产生了类似的地面降压(Mahale et al，2016)。王一童等(2022)研究表明，产生25 m·s-1以上的强风的超级单体中仅18%伴有中气旋底下降。由式(2)可见，中气旋必然引发扰动低压，但不同高度扰动低压对风暴内垂直运动的影响有待进一步研究。
Orf and Anderson(1999)数值研究表明，随着0~2 km风垂直切变增大，与环境风同向的近地面风显著增强，形成非对称下击暴流，Fujita(1981；1985)称之为移动型下击暴流，图 6给出了移动型下击暴流概念模型图。强风切环境下风暴内最强下沉速度却反而有所减小，Orf et al(1996)研究表明，近地面风增强的主要原因为转子涡旋对加速了水平风。由图 7(Orf and Anderson, 1999)，动量下传和下沉辐散叠加亦可解释近地面强风：风暴后侧1~3 km高度紧邻强下沉气流处为10 m·s-1的强西风，21 m·s-1的最强下沉气流位于0.5 km高度，下击暴流位于强下沉气流前方，最强风30 m·s-1，与下传的水平风动量10 m·s-1加上下沉辐散气流21 m·s-1之和(31 m·s-1)非常接近。湿下击暴流伴随的小范围冷池较显著，下击暴流及地时风暴与环境温差可达10℃，而干下击暴流小于2℃(Proctor，1989；Atkins and Wakimoto, 1991)。以往受观测资料限制，孤立风暴很少观测到强雷暴高压，近年来孤立风暴造成的强雷暴高压则多次被观测记录。Mahale et al(2016)和翟丽萍等(2019)分别观测到伴随强降水的湿下击暴流地面伴有6.6 hPa和6.5 hPa升压。雷暴高压引发的水平扰动气压梯度力会增强水平出流，但另一方面，雷暴高压产生的垂直方向的扰动气压梯度力与负浮力方向相反又会抵消甚至使得下沉气流无法及地。Fujita(1981)给出移动型下击暴流不存在抵消问题，其最强下沉气流位于雷暴高压前侧(图 6)，这种空间配置下，雷暴高压前侧的出流与下沉辐散气流叠加形成致灾强风。
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图 6 产生地面附近极端强风的移动型下击暴流概念模型图(改绘自Fujita，1981) Fig. 6 Schematic diagram of a traveling microburst accomplished by an extreme wind near the ground (adapted from Fujita, 1981) |
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图 7 过下击暴流中心的(a)u风(等值线)和(b)w风(等值线)垂直剖面(Orf and Anderson, 1999) Fig. 7 An x-z plot of (a) u and (b) w through the center of microburst (adapted from Orf and Anderson, 1999) |
多普勒天气雷达图上风暴的特征结构是下击暴流临近预报的基础。微下击暴流峰值大风持续时间仅为2~5 min，定时定点的微下击暴流预报时效一般仅为几分钟，Wilson and Wakimoto(2001)认为更长时效的临近预报是不可能的。宏下击暴流和下击暴流簇产生的局地强风持续时间更长，因而临近预警时效亦更长。
环境风较弱情形下，微下击暴流呈现为星状向四周均匀辐散的气流，径向速度图像表现为几乎对称的辐散速度对(图 8)。Wilson et al(1984)观测研究表明，下击暴流常常是不对称的，平均而言长轴是短轴的2倍以上，最长可达5~6倍。多普勒天气雷达监测的首个下击暴流的径向速度图呈现出不对称的单个“牛眼”结构(Wilson and Wakimoto, 2001)，即低仰角径向速度图上的小范围强风(图 9)。雷达图上表现为非对称的辐散速度对或低仰角径向速度大值区的非对称下击暴流比对称的辐散速度对更为常见(王秀明和俞小鼎，2019；王秀明等，2012；吴芳芳等，2009)，其中低层环境风和水平风垂直切变都较大，引发下击暴流的对流风暴移速快，为移动型下击暴流。
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图 8 2008年8月14日11：48北京大兴雷达0.5°仰角(a)反射率因子和(b)径向速度 白色圈：对流单体及对应辐散速度对 Fig. 8 (a) The reflectivity and (b) radial velocity of Beijing Daxing Doppler Weather Radar at 0.5° elevation angle at 11:48 BT 14 August 2008 white circle: three cellular storms accomplished with three divergence couplets |
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图 9 多普勒天气雷达监测的首个下击暴流径向速度 图中下击暴流位于雷达西南侧，距地70 m，退模糊后径向风速为21~27 m·s-1，表现为5 km距离圈附近的径向速度大速度区；Wilson and Wakimoto, 2001 Fig. 9 CP-3 Doppler velocity display for the wind velocities associated with the first microburst observed by Doppler radar The small patch centered 5 km to the southwest of the radar depict the downburst with winds as high as 21-27 m·s-1 after dealiasing just 70 m above the ground; Wilson and Wakimoto, 2001 |
从热力条件看，雷暴强下沉气流产生的环境条件目前公认的有两点：①对流层中下层(500 hPa以下)环境温度垂直递减率大，越接近干绝热递减率越有利(Srivastava, 1985)；②融化层附近(700~400 hPa)相对干的环境气层和低层高湿(Atkins and Wakimoto, 1991；费海燕等，2016)。理论上可以用考虑了上述两个要素的下沉对流有效位能定量计算下沉负浮力的大小，Emanuel(1994)引入下沉对流有效位能(DCAPE)的概念后，此概念也被应用于强风暴的分析与研究(Gilmore and Wicker, 1998；李耀东等，2004)；但由于DCAPE的诸多假设，加之湿下击暴流还受水凝物的负载和冷池影响，DCAPE的大小并不能很好区分环境是否有利于产生大风(Cohen et al，2007)。近地面最大相当位温与中层最小相当位温之差大于20℃ (Atkins and Wakimoto, 1991)和大风指数(McCann，1994；刘健文等，2005)常被用来定量诊断湿下击暴流环境潜势。Wakimoto(1985)和Atkins and Wakimoto(1991)在统计的基础上给出了微下击暴流环境温湿廓线型特征，干下击暴流探空呈倒“V”型，湿下击暴流是典型的上干下湿型探空。Pryor(2015)基于卫星提取的温湿垂直廓线，应用上述干湿下击暴流典型探空模态，开发了快速更新的湿下击暴流和混合型下击暴流探测算法。Atkins and Wakimoto(1991)研究表明湿微下击暴流风暴的回波强且强回波伸展高度高，55 dBz以上强回波达到假相当位温极小值高度(7~10 km高度)，主要由冰粒子组成；非下击暴流风暴即使反射率因子核偶尔达到55 dBz，其高度亦在5 km以下，偏振雷达观测表明其主要由雨滴组成。符式红等(2018)研究亦表明产生强风的风暴，其反射率因子核、风暴顶高于产生强降水的风暴。Roberts and Wilson(1989)最先给出快速下降的反射率因子核、云内增长的中层径向辐合、旋转等下击暴流的雷达特征；Eilts et al(1996)在此基础给出了更多特征结构：初始回波出现的高度高、强而深厚的中层径向辐合、中层旋转和风暴顶辐散，并据此开发了相关算法。近年来，我国学者基于上述一个或几个雷达特征开发了多个下击暴流算法(陶岚和戴建华，2011；罗辉等，2015；肖艳姣，2018；肖艳姣等，2021；崔春光等，2021)。Wilson et al(1984)基于观测研究建议监测下击暴流的天气雷达时间更新间隔为2 min左右，但是业务多普勒天气雷达体扫时间为4~6 min，为此美国联邦航空局在机场安装了体扫更新间隔为3 min的C波段多普勒天气雷达(TDWR)，Wolfson et al(1994)基于TDWR探测开发了机场微下击暴流/风切(15.4 m·s-1)识别算法。Smith et al(2004)基于多普勒天气雷达产品开发了致灾下击暴流(26 m·s-1)探测与预警算法，综合考虑强反射率因子、径向辐合、涡旋强度及其尺度和垂直分布，以及假相当位温极小值高度、0℃层高度等特征高度，另外还应用了冰雹指数。
王秀明等(2012)研究表明，产生强风的超级单体具有明显的中层径向辐合，即中层为辐合式旋转；郑艳等(2017)、翟丽萍等(2019)的个例观测研究亦表明超级单体具有中层径向辐合特征；王一童等(2022)对多个超级单体统计研究表明，产生25 m·s-1以上强风的超级单体中层辐合式旋转特征显著。Wakimoto and Bringi(1988)观测发现下击暴流具有“差分反射率因子凹口”(ZDR hole)结构，Kuster et al(2016)和Mahale et al(2016)发现融化冰雹粒子下降相伴随的“ZDR槽”是下击暴流的特征结构(见图 7中绿色虚线边界的ZDR极小值和图 10中ZDR槽)。Kuster et al(2021)研究表明，融化层附近的比差分位相核是可靠的下击暴流预警信号，比差分位相梯度越大则出现强下击暴流的概率越高。由此可见，偏振雷达对降水粒子的探测有望提高下击暴流的监测能力。Adachi et al(2016)通过观测研究，建议机场布设高时空分辨率的X波段相控阵雷达捕捉下击暴流，相控阵雷达采用电子扫描且可以对近雷暴区进行扇形扫描因而更新间隔可达30 s。未来相控阵多普勒天气雷达的业务化或将显著提升下击暴流的监测预警能力。
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图 10 2011年6月(a)14日23:57:47，15日(b)00:02:46, (c)00:07:47, (d)00:12:45, (e)00:17:46(世界时)强下沉气雷达流特征ZDR槽(改绘自Kuster et al，2016) (a1~e1)反射率因子沿径向的垂直剖面，(a2~e2)差分反射率因子沿径向的垂直剖面 Fig. 10 ZDR trough with intense downdraft at (a) 23:57:47 UTC 14, (b) 00:02:46 UTC 15, (c) 00:07:47 UTC 15, (d) 00:12:45 UTC 15, and (e) 00:17:46 UTC 15 June 2011 (adapted from Kuster et al, 2016) (a1-e1) vertical cross sections of reflectivity, (a2-e2) vertical cross sections of differential reflectivity |
产生下击暴流的MCSs主要有飑线和弓形回波，MCSs产生的直线型对流大风包括下击暴流大风和阵风锋大风(有时两者不可分)，MCSs间歇性产生系列下击暴流(下击暴流簇)。有利于MCSs产生对流大风的环境要素包括：大的环境温度垂直递减率，对流层中层干区和强风垂直切变，这样的环境条件下对流系统活动一段时间后常产生范围较大的强雷暴高压，进而产生大范围阵风锋，因此MCSs产生的下击暴流常由多种物理过程共同作用产生，包括强对流单体的下沉辐散气流、雷暴高压的冷池密度流和后侧入流急流的动量下传等。在风暴发展的不同阶段，强风主导因子不同。王秀明等(2012)研究表明，弓形回波极端强风阶段，冷池密度流、对流单体的下沉辐散气流和动量下传三者作用大致相当；由超级单体向弓形回波演变阶段，主要由MCSs内嵌的超级单体强下沉气流辐散造成；风暴衰亡阶段，阵风锋大风占主导。
源于Fujita(1978；1985)的弓形回波概念模型，弓形顶端附近的极端大风被称为下击暴流。Weisman(1993)认为弓形顶端的极端大风由后侧入流急流(RIJ)的动量下传及地产生，而RIJ主要由扰动低压引起的水平扰动气压梯度力产生(Lafore and Moncrieff, 1989)。Weisman(1993)研究表明风垂直切变越强、对流有效位能值越大，则RIJ越强；另外，端点涡旋亦能使得RIJ有30%~50%的增幅。Meng et al(2012)基于一个华南飑线个例的数值模拟研究表明，中层的RIJ源自端点涡旋，低层的RIJ源自地面附近斜压性产生的水平涡度。与RIJ有关的致灾大风研究的难点在于尚不清楚RIJ能否及地、由何种因素主导其及地(Wakimoto，2001)。Mahoney and Lackmann(2011)数值模拟研究显示，中层干环境下MCSs有两个地面大风区：①后侧入流急流的动量下传形成的层云区地面极大风, ②对流性强下沉气流下沉辐散在阵风锋前沿形成的前侧极大风，而中层干区不显著的对照试验仅有一个强风区，由后侧入流急流动量下传叠加对流下沉辐散形成(图 11)。
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图 11 (a) 对照试验和(b)中层干环境下模拟给出的灾害性大风形成机制(改绘自Mahoney and Lackmann, 2011) Fig. 11 Schematic diagram of severe wind genesis mechanism in the (a) CTRL simulation and (b) DRYM simulation (adapted from Mahoney and Lackmann, 2011) |
灾情调查表明，极端强风的范围很小, 显著小于后侧入流急流的水平尺度。Wakimoto(2001)认为小范围强风由MCSs中的强单体引发的下击暴流造成。观测研究表明，RIJ产生的地面大风范围较大且强度在F0级(18~33 m·s-1)以下，弓形回波的局地极端致灾强风由γ中尺度强涡旋叠加在阵风锋上形成(Wakimoto et al，2006)。Atkins and St. Laurent(2009a)给出了后侧入流急流下沉至近地面叠加中涡旋产生大风的概念模型图，可致灾的中涡旋位于弓形凸起北侧，强风位于中涡旋南侧(图 12)。French and Parker(2008)发现镶嵌在弓形回波中的超级单体会增强后侧入流急流从而形成局地致灾强风。Xu et al(2015a)分析表明中涡旋附近垂直向下的扰动气压梯度力是中低层后侧入流急流加强的主导因素。观测和数值试验均表明近地面γ中尺度涡旋由近地面斜压水平涡度在风暴相关垂直运动作用扭转而成(Trapp and Weisman, 2003；Wakimoto et al，2006；Atkins and St. Laurent, 2009a; 2009b)，并给出了两种中涡旋形成的概念模型图，涡旋强度取决于环境水平风垂直切变、科氏力和冷池强度，还可能与微物理过程有关。Xu et al(2015b)数值模拟研究表明，除了斜压性，地面摩擦产生的水平涡度对低层中涡旋的形成亦有显著贡献。Conrad and Knupp(2019)雷达观测研究表明某些准线性风暴个例中水平切变不稳定很可能是中涡旋形成的机制。拉伸作用对中涡旋的加强很重要。Parker et al(2020)基于数值试验通过涡线分析给出了斜压水平涡度、摩擦水平涡度和两者皆有的情况。中涡旋形成机制相关问题包括水平涡度来源及其与风暴内垂直运动的关系有待进一步研究。还有其他物理过程可导致大风局地增强，如阵风锋后几千米处与开尔文-亥姆霍兹不稳定(KHI)有关的小尺度强下沉气流有时会达到地面产生类似下击暴流的强风(Mahoney Ⅲ，1988)。
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图 12 弓形回波内形成的可致灾和非致灾的中涡旋(改绘自Atkins and St. Laurent，2009a) Fig. 12 Schematic diagram for damaging and nondamaging mesovortices formed within a bow echo (adapted from Atkins and St. Laurent, 2009a) |
强冷池或雷暴高压通常由多个风暴单体的冷池出流合并形成，水平尺度几十至上百千米，这种β中尺度冷池多由尺度较大的MCSs持续较长时间造成。当冷池/雷暴高压足够强时，单纯冷池强气压梯度力亦可以产生致灾大风(Markowski and Richardson, 2010)。马中元等(2009)给出造成长江九江段2人死亡的无雨致灾大风，实际上是安徽南部强雷暴高压向江西的偏北风出流在大别山地形狭管效应作用下增强所致(图 13)。冷池密度流大风不仅需要分析冷池强度，亦需诊断冷池周围的中尺度热低压，强风位于雷暴高压与热低压之间。图 13中雷暴高压出流先向南影响江西，然后沿着长江转向西影响(图 13c，13d)，主要是因为西侧湖北境内存在显著低压，大风区100 km范围内均无对流回波，预警难度大。Bedard and LeFebvre(1986)基于地面观测数据发现，44%的阵风锋(共99个阵风锋)伴有微下击暴流，其中有相当一部分微下击暴流周围无风暴单体回波，大风可能是与阵风锋前沿涡旋或KHI相关。Mueller and Carbone(1987)发现了类似的阵风锋后无对流回波相伴的小尺度强下沉气流，数值试验表明，KHI引发的下沉气流可以达到12 m·s-1(Droegemeier and Wilhelmson, 1986)。
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图 13 2009年6月(a)5日23:02，6日(b)00:01，(c)01:01，(d)02:00九江S波段多普勒天气雷达0.5°仰角反射率因子(填色)和雷暴高压(蓝色实线，>1006 hPa) 产生的长江(绿色区域)九江段致灾大风(风羽，仅显示6级以上大风)，雷暴活动产生的冷池(橘色实线，≥18℃)，低压区(黑色虚线，< 1000 hPa) 灰色阴影为地形高度，单位：m Fig. 13 The reflectivity (colored) at 0.5° elevation angle of Jiujiang S-band Doppler Weather Radar and high pressure (blue solid line, >1006 hPa) driving surface damaging wind (barb, ≥ 10 m·s-1) in Yangze River (green area) near Jiujiang, low pressure (black dash line, < 1000 hPa) and cold pool (orange solid line, ≥18℃) at (a) 23:02 BT 5, (b) 00:01 BT 6, (c) 01:01 BT 6, (d) 02:00 BT 6 June 2009 grey shaded: terrain height, unit: m |
MCSs中镶嵌的γ中尺度局地强风远比孤立单体造成的下击暴流复杂，且常常是两种以上不同尺度风的叠加。以往被关注的阵风锋和及地的RIJ尺度较大，γ中尺度系统叠加其上形成致灾强风的情形较为多见。图 14给出了阵风锋叠加超级单体强下沉辐散气流的情形，图 15给出了弓形回波出流叠加超级单体雹暴强下沉辐散气流的情形。图 16中对流风暴回波强度在40 dBz以下，但阵风锋上较强对流回波附近出现了32 m·s-1的小范围局地强风，持续了3~4个体扫，造成2人死亡，强风局地增强或为阵风锋、动量下传和对流风暴下沉辐散共同作用造成。阵风锋附近的γ中尺度强风形成物理过程包括：①线状对流镶嵌的较强风暴单体下沉辐散出流叠加在中尺度阵风锋上(Miller and Johns, 2000)；②阵风锋前沿γ中尺度涡旋(Trapp and Weisman, 2003)；③阵风锋后几千米处与KHI有关的小尺度强下沉气流有时会达到地面产生类似下击暴流的强风(Mahoney Ⅲ，1988)；④重力内波(Bernardet and Cotton, 1998)。不同物理过程导致的局地强风其临近预报着眼点不同，有必要对大风局地增强的物理机理进行深入细致研究。
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图 14 2015年6月1日21:26岳阳雷达站(a)0.5°仰角反射率因子和(b)0.5°仰角、(c)1.5°仰角、(d)2.4°仰角径向速度 图 14b中，蓝色锋面标记标注阵风锋GF，白色椭圆标记下击暴流DB, 黑色小圆点为客轮翻沉处 Fig. 14 (a) The reflectivity at 0.5° and (b, c, d) radial velocity at (b) 0.5°, (c) 1.5° and (d) 2.4° in Yueyang Doppler Weather Radar at 21:26 BT 1 June 2015 in Fig. 14b, small black dot: Cruise capsizing site, blue line: gust front, white line: downburst |
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图 15 2011年4月17日13:18广州雷达站(a)6.0°仰角反射率因子和(b)0.5°仰角径向速度 白色圆圈标注下击暴流位置，距地400 m，速度差为41 m·s-1 Fig. 15 (a) The reflectivity at 6.0° and (b) radial velocity at 0.5° of Guangzhou Doppler Weather Radar at 13:18 BT 17 April 2011 ΔV of the downburst divergence couplet is 41 m·s-1 at 400 m, marked by white circle |
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图 16 2017年3月1日16：31盐城雷达站0.5°仰角(a)反射率因子和(b)径向速度 红色箭头处出现了速度模糊，退模糊后速度为32 m·s-1，距地高度约900 m Fig. 16 The reflectivity and (b) radial velocity at 0.5° of Yanchen Doppler Weather Radar at 16:31 BT 1 March 2017 The winds have exceeded the unambiguous velocity range of 27 m·s-1 (red arrow) at the 900 m height and the dealiasing velocity is 32 m·s-1 |
综上所述，MCSs产生的大风形成物理过程复杂，与中涡旋或波动有关。MCSs产生的致灾下击暴流簇由MCSs内千米尺度强风与阵风锋等几十至上百千米中尺度强风叠加形成，大风局地增强形成广义下击暴流的物理机理有待深入研究。
3.2 雷达回波特征监测预警MCSs产生的地面强风，从业务预警的角度主要监测雷达特征结构，包括反射率因子呈弓形、后侧入流缺口、中层径向辐合、后侧入流急流以及低仰角径向速度大值区等(俞小鼎等，2020)，这些实际上是产生强风的风暴结构而非致灾大风本身的特征结构。Fujita(1981)指出，弓形回波的下击暴流位于弓形凸起的地方，这一规则在业务中已应用了多年且目前依然在用；观测表明，弓形回波破裂的地方是极端大风产生的地方(俞小鼎等，2006; 俞小鼎和郑永光，2020；王秀明等，2012)。Schenkman and Xue(2016)指出MCSs产生的大风常在多个很小的区域增强，即广义下击暴流。实际业务中，对于MCSs内嵌广义下击暴流预警难度极大。在离雷达较近时，阵风锋上叠加强单体下沉辐散气流可以被业务雷达监测到，而MCSs内嵌的长生命史中涡旋监测难度较大，只有距离雷达近且强度强的中涡旋才有可能被监测到。监测到中涡旋亦不等同于监测到广义下击暴流，生命史长、强度强的中涡旋产生致灾下击暴流的概率更高。
4 结论与讨论文章讨论了下击暴流的界定，并基于业务上对局地强风的表述需求提出了广义下击暴流，分孤立下击暴流和MCSs内嵌下击暴流簇两种情况，对下击暴流形成机理和监测预警进行了较全面的回顾。
孤立风暴产生的下击暴流多由强下沉气流辐散形成，其形成机理和监测预警算法较为成熟。下击暴流算法可以定性给出是否会出现影响飞机起降的风切，但对于风暴特征结构与地面强风之间的定量关系研究却极少。
MCSs产生下击暴流簇的情况相对复杂，可以由阵风锋叠加单体下沉辐散气流造成，也可以由阵风锋附近的γ中尺度涡旋造成，还可以由强单体局地动量下传造成，不同个例以及风暴发展的不同阶段主导的物理过程不同，MCSs内嵌下击暴流的形成机制有待进一步研究。
美国下击暴流外场试验研究源自航空飞行安全需求，因而多研究组织性相对差的孤立风暴造成的下击暴流，因为这些看似无害的对流风暴对飞行安全威胁最大，而MCSs在雷达卫星图上容易被捕捉，航空部门往往会选择避开方案或暂定航班因而威胁相对小。MCSs内嵌的下击暴流簇风力大，常致灾，影响公众安全，因此有必要对其形成机理及相应的雷达特征进行研究。目前大多数下击暴流预警算法均围绕孤立风暴的强下沉气流设计，缺少对MCSs造成大范围强风中内嵌的下击暴流或者下击暴流簇的监测预警算法，这一方面是由于对MCSs镶嵌的下击暴流形成机理认识不足，另一方面是缺乏MCSs特征结构与地面强风之间的相关统计研究工作。
目前雷达特征相关统计研究工作的难点在于地面大风记录不全或不精确，对于下击暴流，当前的观测网也依然不够密。国外下击暴流观测研究主要基于高时空分辨率的外场试验，可以得到低空水平分辨率0.25 km的数据, 确保了下击暴流能够被捕捉到。我国拥有全世界最密的地面加密站，比如，江淮地区可以达到站间距5 km左右，多个大城市布设了X波段偏振雷达观测网，一定程度上提升了下击暴流观测和研究能力。与龙卷类似，基于无人机的灾情调查是获取地面精细化大风实况的手段之一，亦是后续研究的基础。
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