引言

2016年6月4日四川北部出现一次飑线天气过程(以下简称“6.4”川北飑线过程)，持续时间长达12 h。4日09—20时(北京时，下同)，四川省阿坝、广元、绵阳、南充、巴中、达州等市(州)和重庆北部先后发生大范围灾害性大风，自动气象站观测到最大风速达33.5 m·s^-1，造成严重生命财产损失。其中，该飑线中的强对流单体产生的局地大风导致广元市白龙湖游船翻沉事故，致使15人遇难。

飑线是在一定的天气背景下产生、以组织化带状对流群为特征的中尺度对流系统，其生消迅速，所经之处常伴随雷暴大风、强降水、冰雹等强对流天气，并造成严重的生命和财产损失。常规气象观测资料往往很难捕捉到飑线生消发展信息，其预报难度很大，飑线个例研究一直备受关注。对以往我国各地出现的飑线过程，不少专家学者从其发生的天气背景、组织结构、生命史演变、触发条件及维持机制等方面进行了较多有益的研究^[1-5]。随着多普勒天气雷达等先进探测技术的应用以及中尺度数值模式的发展，对飑线个例的研究更加深入。Houze等^[6]分析多个飑线个例后，总结出成熟阶段飑线系统结构的概念模型，并指出系统的主要气流为飑前冷池强迫下抬升的近地面入流、对流区内的上升和下沉气流、层云区内中上层向后上升的出流以及飑线后边界中下层向前的下沉入流。除对中尺度对流系统的组织类型和形成的环境条件的研究外，还有人对飑线系统及其形成地面大风的原因进行了较多研究。如，Weisman^[7]通过理想模拟研究指出，飑线后部入流急流的强度由环境场对流有效位能(CAPE)值决定，而其结构则由环境垂直风切变大小决定。王晓芳等^[8]对湖北一次飑线过程的数值模拟研究表明，飑线后侧的弱回波区是由后部入流急流(RIJ)卷入的下沉干冷空气造成的，干冷空气的卷入加速了降水粒子的蒸发并造成风暴内气块的温度降低形成负浮力，利于地面大风产生。孙虎林等^[9]采用多种具有较高时空分辨率的观测资料，分析我国黄淮地区一次强飑线天气过程发现，在飑线系统成熟阶段，飑线弱回波过渡带和层云次强回波区内的中尺度下沉气流的产生和维持是地面产生灾害性大风的关键。康红^[10]利用雷达径向剖面内反演的系统相对水平速度，分析一次弱弓形飑线过程表明，该飑线成熟阶段，后方入流将中层干冷空气持续输送到对流区中下方，通过加剧降水粒子的蒸发冷却作用，增强地面冷池及其出流，导致在其成熟阶段生成地面大风。上述研究表明，飑线大风的形成与飑线系统RIJ关系密切，但国内对飑线系统RIJ发展、维持和消散机制的研究仍有待深入。为此，本文以“6.4”川北飑线过程为例，着重分析飑线成熟阶段产生地面灾害性大风的落区特征；结合中尺度数值模式模拟的高分辨率产品数据，分析飑线大风落区与飑线系统后部入流急流的关系，并探讨了飑线系统后部入流急流的形成与维持原因，期望进一步提高对飑线灾害性大风形成机制的认识，并为飑线大风短临预报提供参考依据。

1 资料和模拟设计

本文采用的资料包括:加密探空资料；每10 min观测一次的Himawari-8气象卫星可见光云图；广元、绵阳、南充、达州多普勒天气雷达站资料与分钟级地面加密自动站观测资料。

另外，本文使用WRF中尺度数值模式对“6.4”川北飑线过程进行模拟，采用二重双向嵌套，水平分辨率分别为18.5 km和3.7 km，垂直方向为32层。网格中心位于31°N、105.6°E，东西向格点数分别为100和191，南北向格点数分别为88和176。长波辐射采用RRTM方案，短波辐射采用Dudhia方案，陆地选取Noah方案，边界层选取YSU方案，18.5 km的模拟区域采用Kain-Fritsch积云对流方案而不采用微物理方案，3.7 km的模拟区域只采用WSM5类微物理方案而不采用积云对流参数化方案。初始场为FNL分析资料。模拟初始时间为6月3日20时，积分24 h。

2 天气背景及观测分析 2.1 飑线发生的环境条件

6月4日08时，500 hPa (图 1a)风场主要以西北偏西气流为主，青藏高原东侧短波槽东移，甘肃中部也有一短波槽，其后伴随深厚冷槽，冷槽前有强干冷平流；700 hPa (图 1b)有一以重庆为中心的暖高压反气旋流场，四川盆地西部暖湿显著偏南气流与甘肃偏北风在四川盆地北部形成一东北—西南向切变线，切变线以北为偏北风并伴有干冷平流，该干冷平流与切变线南侧的暖湿平流在川北交汇有利于该地区锋生并触发对流天气。从大气层结状况看，成都市温江站当日08时探空图(图 1c)显示，925 hPa以下存在逆温层，地面到400 hPa温度露点差都较小，CAPE值为1 626 J·kg^-1；温江站14时探空图(图 1d)显示，上述逆温层消失，CAPE值上升为2 475 J·kg^-1，同时中低层垂直风切变增大，600 hPa以上温度露点差明显增大，600 hPa温度从08时的5 ℃降为0 ℃，说明4日上午四川盆地西部中层有干冷平流，而中低层维持偏南气流伴随暖湿平流促使大气层结变得相当不稳定，加上合适的垂直风切变，这样的环境条件非常有利于强对流天气产生和发展。

2.2 飑线的云图特征

从6月4日08:40 Himawari-8可见光云图(图 2a)上可见，四川阿坝州西北部有一东北—西南向云带(线)，当日上午该云带宽度、强度不断增大，自西向东快速移动，移速达100 km·h^-1，先后在10:37、11:40造成阿坝州红原县和松潘县大风，其中松潘站瞬间极大风速达25.6 m·s^-1。14:30 (图 2b)，飑线云带呈东北—西南向椭圆型，其上风边界十分整齐光滑，下风边界为反气旋弯曲的卷云砧，云团中心轴云顶表面呈现较多起伏和皱纹；飑线云带后部还有一条呈气旋性弯曲的云带，结合分析此时数值模式预报的风场和温度场叠加图(图略)可知，该云带是由500 hPa甘肃短波槽产生的积云带，其后部有较强干冷平流，该冷槽云系移速大于飑线云系移速，预计未来将与飑线云系合并；此时飑线云带东侧由中低层西南气流在地形抬升作用下产生的对流云团A、B稳定少动(图 2b)。16:00 (图 2c)，飑线云团与地形云团合并发展成较规则的椭圆形。到17:00 (图 2d)，飑线云团整体仍呈椭圆状，但飑线云带的西南部出现明显的缺口，缺口南侧为冷暖空气辐合产生的弧状积云带，表明冷槽后部有干冷空气入侵飑线。该椭圆型飑线云团伴随西南部逗点状云系快速东移，一直持续到20:00后逐渐减弱消失。

2.3 飑线的雷达回波特征

根据飑线的雷达回波形态演变特征，将“6.4”川北飑线过程分为四个阶段: (1)第一阶段6月4日13—17时(13时雷达最早观测到飑线)，飑线呈直线形；第二阶段6月4日17—18时，飑线呈弓形；第三阶段6月4日18—19时，飑线呈逗点状；19时后为第四阶段，飑线趋于消散。图 3给出6月4日不同时次川北雷达组合反射率、地面瞬时风场与地面20 ℃等温线叠加图。从青藏高原到四川盆地，飑线未受甘肃冷槽携带的强干冷空气入侵前，其回波形态均呈直线形(图 3a、b)，到16时，飑线与地形对流云团合为一体，此时飑线仍维持直线形。17时(图 3c)，冷槽云系赶上飑线(图 2d)，飑线由直线形演变成弓形，且回波强度明显减弱，尤其是中间段对流单体减弱更明显，受干冷空气入侵影响，飑线后部可见明显的弱回波通道，这与此时云图上(图 2d)西南侧的缺口相对应。18时(图 3d)，飑线前段和后段分裂，主体演变成逗点状，飑线演变过程中其北端最终出现的逗点状回波是由地转偏向力的作用所致^[11]。20时后，飑线回波整体减弱消散。Klimowski等^[12]根据美国273个弓形回波形成前的对流系统组织形式，将其总结为弱组织单体群(占45%)、直线型飑线(占40%)与超级单体(占15%)三种。参照其组织形式可知，“6.4”川北飑线弓形回波由直线型飑线回波演变而来。

进一步分析图 3b、c发现，在飑线前侧10~20 km处存在一中尺度辐合线，但该辐合线只存在于飑线前段和中段，其后段前侧则为一致的偏北风；16时地面中尺度辐合线位置与17时飑线的强回波区吻合，同时17时地面中尺度辐合线位置与18时飑线的强回波区也吻合。另外，在其前侧无辐合线配合的中后段飑线逐渐减弱消散，而其前侧有辐合线配合的中前段飑线则继续发展。因此，飑线前侧的地面中尺度辐合线对飑线的演变有较好的指示意义，且指示时间提前约1 h。

从飑线移出青藏高原前的绵阳雷达站(104.76°E，31.45°N)径向速度图(图略)上可见，飑线上排列的强对流单体都对应存在一γ中尺度涡旋系统；到4日15:58，飑线东移进入盆地后系统增强，其中，之前的一γ中尺度涡旋辐合系统(图 4a，黑圈所示)发展成β中尺度涡旋辐合系统(图 4b)。随着飑线后部冷槽云系的并入，β中尺度涡旋辐合系统的入流速度中心逐渐消失，其出流速度继续维持并演变成强的后部入流急流(RIJ)(图 4c)，该RIJ伴随飑线回波后部缺口东移，直到飑线消失。值得注意是，图 4a、b中呈现出的明显中层径向辐合特征是雷暴大风的主要预警参考指标之一，这种中层径向辐合(高度在2~6 km之间)常伴随旋转特征。

2.4 飑线成熟阶段的地面要素特征

考虑到青藏高原地面加密自动站资料较少，且地形差异较大，本文仅对飑线中后期(即飑线成熟阶段)四川盆地地面要素分布特征进行分析，选取的代表不同阶段飑线影响的两个时段分别为4日16—17时(飑线呈直线状)和4日17—18时(飑线呈弓形)。图 5给出上述两个时段地面自动气象站小时降水量与瞬时极大风场。从中看到，弓形回波阶段降水强度弱于线状阶段，但弓形阶段的地面大风更强、范围更广，弓形阶段大风(瞬时风速极值大于17 m·s^-1)区较主要降水落区(本文定义小时雨量大于5 mm的落区为对流性回波区)偏南约20 km。根据每个体扫雷达径向速度大值中心确定后部入流急流(RIJ)移动路线(见图 5中黑色折线)，瞬时极大风速中心(大于22 m·s^-1)位于RIJ的中心轴顶端的强对流云团附近区域。对比分析图 2和图 5可知，飑线可见光云图中的上冲云顶位置与强降水的落区对应较好，而云图西南侧缺口(图 2d)的纬度与大风主要落区的纬度对应较好，因此通过高分辨率可见光云图可较好地判断飑线强降水和大风的主要落区。

3 数值模拟分析

观测分析表明，“6.4”川北飑线过程基本分为线状阶段、弓状阶段、逗点状阶段和消散阶段，对该飑线4个阶段的主要特征，使用WRF数值模式进行模拟。图 6给出WRF数值模式模拟的6月4日不同时次最大雷达反射率因子和3 km高度水汽混合比、风场。从中可见，4日14时，飑线呈线状，位于广元市附近，模拟的飑线位置(图 6a)和走向与实况(图 3a)基本一致，飑线中的对流单体均呈东北—西南向线状分布，其北部有东西向冷槽回波，东南部有地形对流云团。实况雷达回波中心强度达到55 dBz，模拟的回波中心强度也为55 dBz。17时，飑线呈弓形，发展最强盛，模拟结果(图 6b)很好地再现了实况飑线(图 3c)的弓形结构和弱回波通道；同时，飑线的RIJ风速大于24 m·s^-1，较实况RIJ区域(图 4c)中径向风速中心值(大于27 m·s^-1)偏小。18时，飑线呈逗点状，模拟的回波位置和形状同实况(图 3d)一致，但模拟的回波强度较实况偏弱，模拟的系统减弱消散时间(图 6d)与实况一致，均为19—20时。

3.1 飑线后部入流急流的形成

Weisman^[7]利用理想非静力三维云模式，研究飑线系统中的RIJ表明，当对流区前方低层入流沿着阵风锋上升并在冷池上方向后倾斜时，由于高层水汽的凝结潜热加热和低层降水粒子蒸发冷却作用，在冷池上方与向后倾斜的上升气流下方产生了相对气压低值区，对流系统后边界的水平浮力梯度迫使系统后部中层空气向前运动，形成RIJ。文献[7]中定义浮力$B\propto {\theta }'/\bar{\theta }$，θ为位温，因此水平浮力梯度与水平扰动温度梯度的大小相当。图 7给出沿图 6b中直线AB(与飑线方向近似垂直)所作的垂直剖面图。

从图 7a中可见垂直于飑线方向上有两个对流单体，位于前侧的对流单体处于发展阶段，而后侧单体回波更强，强回波底部接近地面，表明该单体处于成熟阶段。由于对流单体高层水汽的凝结潜热加热，在飑线中上部出现较宽范围的正扰动温度区，其中两个对流单体的顶部(约8 km)对应有两个最大中心；而在成熟对流单体后侧较宽的层状云范围内，中低层降水粒子蒸发冷却作用造成飑线系统后部中低层的负扰动温度区，从而在成熟单体中层后边界形成强的水平扰动温度梯度。根据高守亭^[13]推导的适用于深湿对流研究的假不可压中尺度斜压大气运动方程为

$ \frac{\text{d}u}{\text{d}t}-fv+{{c}_{\text{p}}}\theta \frac{\partial {\pi }'}{\partial x}=0 $

(1)

$ \frac{\text{d}v}{\text{d}t}+fu+{{c}_{\text{p}}}\theta \frac{\partial {\pi }'}{\partial y}=0 $

(2)

$ \frac{{{\rm{d}}w}}{{{\rm{d}}t}} - g\frac{{\theta '}}{{\bar \theta }} + {c_{\rm{p}}}\theta \frac{{\partial \pi '}}{{\partial z}} = 0 $

(3)

其中，$\pi {\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)^{\frac{{{R_{\rm{d}}}}}{{{c_{\rm{p}}}}}}}$，c_p为定压比热容，R_d为干空气比气体常数，p₀ =1 000 hPa，设η为垂直于图 7且方向向外的水平涡度，x轴为图 7的横坐标，正方向向右，则$\eta ={}^{\partial w}\!\!\diagup\!\!{}_{\partial x}\;-{}^{\partial u}\!\!\diagup\!\!{}_{\partial z}\;$。分别对式(1)和式(3)乘以${}^{\partial }\!\!\diagup\!\!{}_{\partial z}\;$和${}^{\partial }\!\!\diagup\!\!{}_{\partial x}\;$，由图 7b可知，飑线对流系统后边界的扰动气压等值线垂直于x轴，且风向接近西北向，所以${}^{\partial {\pi }'}\!\!\diagup\!\!{}_{\partial z}\;$和${}^{\partial v}\!\!\diagup\!\!{}_{\partial z}\;$约等于零，得出简化的二维水平涡度方程为

$ \frac{\text{d}\eta }{\text{d}t}=\frac{\partial \left( g\frac{{{\theta }'}}{{\bar{\theta }}} \right)}{\partial x} $

(4)

该方程与Weisman^[7]定义的二维水平涡度方程较一致。由该涡度方程可知，成熟单体后侧的水平扰动温度梯度导致η发展，η强迫飑线后部中层干冷空气向x方向加速，由于x指向东南，冷空气的西风分量和北风分量将同时增大，因此图 7b中的飑线后部层状云中的西风在接近成熟单体时向南转向。强对流单体高层正扰动温度造成飑线前侧中上部(4~10 km)产生了负的扰动气压，而飑线后侧中下部负扰动温度在飑线后侧中下部产生了强的正扰动气压，扰动中心值达到2.5 hPa (图 7b)，这与Weisman^[7]的模拟结果不同，其模拟出的负扰动气压区位于层状云中的浮力零值线附近，但扰动气压等值线分布较一致，其具体原因还有待进一步分析。RIJ不断发展使得冷池增强，在飑线前侧形成陡立的扰动气压等值线(图 7b)，从而强迫地面阵风锋前侧的暖湿空气强烈抬升，形成新的对流单体，因此RIJ的形成和发展对该飑线的维持发展起到重要作用。

3.2 线状飑线演变成弓形飑线的原因

上述分析表明，在对流系统自身的扰动温度分布不均衡造成水平涡度对飑线中层后部空气加速作用下，在飑线后边界形成RIJ。RIJ形成后加速飑线后部中层干冷空气入侵，导致中低层层云区内降水粒子加速蒸发冷却，增强飑线的冷池强度，强迫飑线前侧新单体更强烈发展，形成更强的正扰动温度，造成对流系统内水平扰动温度梯度(HPTG)增大，RIJ也将进一步增强。因此，在飑线的中层，RIJ与HPTG之间存在正反馈效应。由式(4)可知，对流系统内HPTG决定水平涡度的强度，从而影响RIJ的强度。HPTG的最大值由对流系统上升运动释放的潜热最大值和降水粒子下沉蒸发冷却产生最强冷池的强度共同决定，其中对流释放潜热的量与环境对流有效位能(CAPE)值关系密切，系统后部中高层的干冷平流是影响降水粒子蒸发冷却强度的主要因素，因此RIJ最大值的主要预报着眼点为环境CAPE值和中高层干冷平流强度。地面大风与RIJ强度有着直接联系，RIJ不仅加快了雨滴蒸发，增强了下沉气流，同时也会将水平动量下传到地面附近，使地面大风潜势进一步增强，所以它们也是判断地面大风最大值的预报着眼点。Weisman^[7]通过理想数值模拟研究指出RIJ的大小主要由CAPE决定，但在实际情况中还需考虑环境场的冷暖平流。

Himawari-8可见光卫星云图(图 2c、d)显示，6月4日16—17时高空冷横槽云系赶上飑线，其后部的强干冷空气入侵飑线，导致飑线云系西南部出现缺口。分析模式预报的此时段风场和位温场(图略)可知，冷槽接近飑线时，其后部的干冷空气下滑后最先影响飑线的中后段(中南段)，飑线中尺度涡旋的入流(相对于飑线)分支将下滑干冷空气卷入飑线，使飑线中后段的中低层降水粒子强烈蒸发冷却，造成中层的HPTG增强(图略)，在上述正反馈效应作用下，RIJ也迅速增强(图 4b中最大出流速度约20 m·s^-1，而图 4c中最大出流速度约27 m·s^-1，且范围明显增大)。所以，该正反馈效应是“6.4”川北飑线的中尺度涡旋(图 4b)发展成后部入流急流(图 4c)的主要物理机制。

Zhang等^[14]和Fu等^[15]的研究表明，RIJ在降水粒子拖拽作用下下沉至地面，同时雨水降水粒子的强烈蒸发冷却对下沉气流会起加速作用，因此飑线受RIJ影响最强的中后段的对流单体在地面将产生强的向前凸起的冷池并产生地面大风。16—17时，受RIJ(图 5a中的折线)影响最强的飑线中后段对应的地面20 ℃等温线(本文选取该等值线作为冷池的特征线)明显向前凸起(图 3b)，凸起的冷池在飑线前侧激发新积云，新积云在合适的环境下强烈发展成强对流单体，最后并入飑线，造成线状飑线演变成弓形飑线(图 3c)。因此，飑线后部干冷气流入侵是飑线变形的触发条件；上述正反馈效应是导致此次飑线雷达回波由线状演变成弓形的主要机制。这与国内外的相关研究结论较为一致，如Weisman等^[16]通过数值模拟研究指出RIJ对弓形回波的形成起重要作用，金龙等^[17]对雷达反演风场的研究表明冷池触发干冷的后部入流急流在系统前侧下沉，使回波逐步演变为弓形。

刘香娥^[18]对一次强飑线进行数值敏感试验表明，雨水蒸发过程产生的最大等效冷却率为-3 K·min^-1，远大于霰融化冷却的-0.7 K·min^-1，雨水蒸发过程是影响冷池强度的关键因素，但雨水蒸发过程主要发生在融化层以下。而“6.4”川北飑线个例的环境温度零度层位于5 km左右，因此图 7a中由RIJ对飑线后部宽广的层状云系中的降水粒子的强烈蒸发冷却作用产生的负扰动温度区位于5 km以下。扰动温度负中心高度与RIJ高度一致(图 7)，表明在融化层以下RIJ越强则扰动温度越强，产生的拖拽下沉气流越强，造成的地面大风更大。这应是此次飑线的地面极大风速中心区(大于24 m·s^-1)位于RIJ的中心轴顶端强对流云团附近区域(图 5)的主要原因。这与国外研究结果类似，但也有不同之处，如Fujita^[19]首先提出弓形回波地面大风出现在弓形顶点处，Atkins等^[20]研究发现地面最大风出现在弓形回波的RIJ中心轴顶端北侧的气旋式涡旋附近区域，而此次过程弓形回波阶段地面最大风速区不仅出现在RIJ中心轴顶端处及顶端北侧，还出现在了其顶端南侧(图 5)。

线状飑线径向速度图(图 4a、b)中的RIJ最大速度小于27 m·s^-1，而弓形飑线径向速度图(图 4c)的RIJ最大速度大于27 m·s^-1且范围更大，因此飑线弓形阶段产生的大风更强、范围更广。实况是中层强干冷空气入侵飑线后虽然降水减弱，但地面大风反而明显增强、范围增大(图 5)，分析结果与实况一致。

综上表明，后部入流急流与水平扰动温度梯度之间存在着正反馈效应，在该物理机制作用下RIJ不断发展，导致飑线在成熟阶段产生大范围地面大风天气。

3.3 地面中尺度辐合线与飑线演变的关系

吴海英等^[21]和姚叶青等^[22]的研究都表明，飑线前侧常伴有辐合线和负的地面气压扰动，且辐合线远离雷暴时雷暴将减弱，辐合线与雷暴距离维持不变时雷暴强度将维持，RIJ与飑前地面中尺度辐合线具有很好的对应关系。“6.4”川北飑线成熟阶段其前侧地面也存在中尺度辐合线(图 3)。仔细分析雷达回波演变(图略)发现，该辐合线在飑线前侧不断激发出新的积云，新的积云强烈发展成为强对流单体，最后并入飑线，伴随旧单体减弱消散，飑线得以维持发展。因此，中尺度辐合线对飑线发展演变具有一定的指示意义。

由前述分析可知，由水平涡度强迫产生的RIJ在接近飑线后边界近地层时由偏西风转变为偏北风(图 7b)，降水粒子在偏北风分量作用下产生的冷气流向南下沉并流出，造成后段飑线前侧地面维持较强偏北风，并致使辐合线远离飑线，对应飑线后段强度减弱，而前段飑线前侧(东侧)出流风速相对较小(图 3c)，保证飑线前段前侧的辐合线与飑线保持一定距离，对应飑线前段强度维持。

3.4 弓状飑线演变成逗点状的成因

Weisman等^[23]和Rotunno等^[24]提出低层环境垂直风切变和近地面冷池相互作用是飑线发展维持最为重要的动力和热力机制，这成为描述飑线发展传播的RKW理论。该理论表明，当低层垂直切变与冷池边界扩张速度大小相当时，飑线才能维持发展。另外，Weisman等^[23]和Thorpe等^[25]的模拟结果均表明，飑线的发展传播对3 km以下的低层风切变比对5~6 km以下的中层风切变更敏感，说明0—3 km低层风切变对飑线发展贡献更大，因此在对本文模拟结果分析中应重点关注0—3 km低层环境垂直风切变。由图 6b可知，16—17时飑线前段部分0—3 km平均风切变为13 m·s^-1，平均方向为偏西风，与图 8c中冷池东侧扩张速度(近似飑线前段移速，约14 m·s^-1)相当，且移动方向相同，根据RKW理论，飑线前段部分将维持发展。此时飑线中段部分切变方向同冷池南侧的扩张方向(向南)接近正交，同样根据RKW理论，飑线中段部分将减弱。而此时飑线后段部分切变方向(东北向)同冷池后侧的扩张方向(东北向)一样且大小相当，根据同一理论，飑线后段部分将维持发展。弓形回波中段断裂，将逐步演变成逗点状回波，而下个时次(18时)飑线的实况回波形态与上述分析结果一致。

数值模拟显示，20时(图 6d)飑线后部干冷空气南压至31°N，截断了往飑线系统输送水汽和能量的西南气流，湿舌消失，飑线中心水汽混合比由此前弓形回波阶段的10 g·kg^-1减小为6 g·kg^-1。水汽减少直接导致对流释放的潜热减少，飑线中层的扰动温度梯度减弱，最终导致飑线中层的RIJ与HPTG之间的正反馈效应消失，飑线的RIJ和回波强度明显减弱(图 6d)，这与此时回波实况一致，表明中低层丰富的水汽条件对飑线维持发展起重要作用。

3.5 大风落区偏南的原因

一般雷暴大风主要由雷暴中的降水粒子拖拽和降水粒子蒸发冷却产生负浮力共同作用产生，大风落区应与强回波区相对应，但从图 5中看到飑线成熟阶段的大风(瞬时极大风速大于17 m·s^-1)落区较强回波区位置偏南约20 km。17时09分，南充雷达站(106.0°E，30.8°N) 0.5°仰角径向速度图(图 8a)上圆圈处存在一辐散径向速度场，它是由此时飑线(图 3c)中的强回波单体(106.4°E，31.4°N)的降水粒子在RIJ的强烈蒸发冷却作用下下沉到地面产生的辐散风场。模式模拟的2016年6月4日17时地面2 m温度场和10 m风场(图 8c)上也存在一辐散风场，其范围与冷池范围一致，风场辐散中心(黑三角所示)为冷池中心，冷池中心温度为16 ℃，与实况接近，但其位置较实况偏北(图 3c)，冷中心上空对应飑线中的强对流单体，模拟的冷池中心与阵风锋之间为偏北风，北风风速从冷池中心至南侧阵风锋处逐步增大，同时飑线后侧入流由偏西风在接近飑线后边界时转变为偏北风，表明从冷池底到冷池顶都主要受偏北风控制。图 8a中辐散风场(圆圈处)南侧的径向入流中心代表了新的下沉冷气流涌，新冷涌在冷池的偏北风作用下向南传播，同时速度不断增大。17时22分，新冷涌南移至蓬安附近，径向速度图上(图 8b圆圈处)入流中心出现速度模糊，此时蓬安站监测到最大瞬时风速达22 m·s^-1，因此RIJ和冷池对新冷涌的向南加速作用是弓形回波阶段地面大风落区较飑线回波位置明显偏南的主要原因，同时也是此次过程地面大风中心位置不同于Fujita^[19]和Atkins等^[20]的研究结论的主要原因。

4 结论与讨论

本文利用多源观测资料，分析了“6.4”川北飑线过程形成的天气背景、环境条件及系统演变的雷达和云图特征，结合WRF模式高分辨率数值模拟结果，着重探讨了该飑线在成熟阶段产生地面灾害性大风的分布特征，以及大风与飑线演变的关系，并对其物理机制有所揭示。主要得到如下结论：

(1) 成熟飑线的地面大风中心位于RIJ的中心轴顶端的强对流云团附近区域；成熟飑线前侧存在一地面中尺度辐合线，该辐合线对飑线的演变具有一定的指示意义，指示时间约提前1 h。

(2) 由于飑线系统自身的扰动温度分布不均衡，在对流单体后边界产生的水平涡度对飑线中层后部入流的加速作用下，形成了RIJ；在飑线的中层，RIJ与水平扰动温度梯度之间存在着正反馈效应，它是成熟阶段飑线产生地面大风的一种重要物理机制，同时也是弓形回波形成的物理机制。

(3) 飑线地面大风最大值的主要预报着眼点为环境CAPE和中高层干冷平流强度。

(4) RIJ和冷池对新冷涌的向南加速作用，是弓形回波阶段地面大风落区较飑线回波位置明显偏南的主要原因；中低层水汽条件以及冷池对飑线维持发展起重要作用。

需要指出的是，上述结论是基于“6.4”川北飑线个例分析研究得出的，这些结论是否具有普适性, 还有待于今后收集更多个例进行更深入的理论研究和业务检验。

南京大学储可宽副教授对本文的撰写给予了悉心指导，特此致谢。