后方入流是中尺度对流系统中重要的环流特征之一，是强风暴研究中发现的重要观测事实(Newton，1950)，其在中尺度对流系统的发展演变过程中扮演着不可或缺的角色。Smull等(1987)在对多个飑线个例分析的基础上，指出后方入流作为一种强对流系统中比较普遍的现象，直观表现为对流层中层一支从后方进入风暴的由后向前的系统相对气流，强飑线后部弱回波通道与后方入流急流相对应，它以一个由后向前的连续通道向前扩展，从层云降水区后边缘的中高层扩展到对流区低层。Przybylinski(1995)把这一弱回波通道称为“后方入流缺口”(rear inflow notch，RIN)。Weisman(1992)利用理想非静力三维云模式，对长生命史中尺度对流系统中的后方入流急流研究发现，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，由于高层的凝结潜热加热和低层蒸发冷却作用，在冷池上方和向后倾斜的上升气流下方产生相对气压低值，沿着系统后边界的水平浮力梯度迫使中层空气向前运动，形成后方入流。微物理过程往往是中尺度对流系统内部后方入流初始化的主导因素，而尾部涡旋和中层大尺度背景气流在后方入流结构和强度的发展演变中也具有重要作用(Yang et al，1995;Grim et al，2009;Meng et al，2013)。后方入流作为中尺度下沉气流的分支，在中尺度对流系统的发生、发展过程中具有重要作用，同时后方入流急流作为强对流系统内倾斜上升气流的动力和热力反馈，当其进入飑线层云区下方时，把云外大量干冷空气带入云内，通过垂直动量交换和降水粒子的升华、融化蒸发作用，增强下沉气流，从而加强地面雷暴高压的出流强度，导致地面大风的生成(Brandes，1990;Klimowski，1994;Braun et al，1997)。

近些年来，随着多普勒天气雷达的应用，基于双多普勒雷达探测资料风场反演，中外学者对飑线三维精细化结构进行了分析(Jorgensen et al，2003;潘玉洁等，2012;牟容等，2012;陶岚等，2014)，一定程度上揭示了飑线内部气流的运动和变化。由于双多普勒雷达风场反演很难观测到一次完整的飑线过程，且低层采样不足，这对后方入流的分析具有一定的局限性。因此，依旧需要开展更多的观测分析，加深对后方入流演变过程的认识。此外，以往的研究主要针对强飑线系统(吴海英等，2007；刘香娥等，2012；梁建宇等，2012；金龙等，2013)，其常常伴随有明显的“弓状”回波和灾害性大风，而中层后方入流急流是飑线“弓状”回波形成的主要原因，对于那些强度较弱、未伴随明显“弓状”回波却依然造成灾害性天气的飑线研究较少。

本研究旨在利用多源观测资料，通过单雷达径向剖面内的速度反演，对2012年5月16日江苏一次整体呈弱“弓形”的短生命史飑线进行研究，分析其后方入流的详细结构和演变过程，以及在此过程中后方入流与双带状回波和地面大风的联系，以期进一步加深对飑线后方入流的理解，为提高飑线及其灾害性天气的预警能力提供参考。

主要采用NCEP 1°×1°再分析资料、探空资料、10 min一次的地面自动站加密观测资料和多普勒雷达探测资料。多普勒雷达探测资料来源于连云港雷达(34°39′02″N，119°17′40″E)和盐城雷达(33°25′55″N，120°12′07″E)，雷达探测间隔约6 min，包括9个仰角(0.5°、1.5°、2.4°、3.3°、4.3°、6.0°、9.9°、14.6°、19.5°)，两部雷达的直线距离约159 km，海拔高度分别为613和28 m。雷达基数据质量控制采用美国大气研究中心(NCAR)的SOLOII软件。资料预处理后，利用ARPS模式中的88d2arps模块将雷达基数据插值到直角坐标系下，其中，水平方向采用最小二乘法插值，垂直方向采用线性插值，插值后格点水平和垂直分辨率分别为2和0.5 km。为了分析飑线后方入流的时空演变特征，根据Smull等(1987)提出的计算方法(见附录)，利用格点化的雷达径向速度数据，反演系统相对水平速度。需要注意的是，该方法仅适用于反演雷达径向垂直剖面内系统的相对水平速度。

2012年5月16日下午，江苏省经历了一次短时快速发展的飑线天气过程。16日08时(北京时，下同)，500 hPa等压面上(图略)，东北地区发展为一冷涡，从冷涡中心向西南方向伸展出一条横槽，槽线从东北穿过内蒙古延伸到河北—山西北部，此时江淮地区受槽前西北偏西气流控制，有弱的冷平流。图 1为利用NCEP再分析资料绘制的16日14时大尺度形势场，500 hPa等压面上的槽线向东南方向移至山东河南北部，江苏北部冷平流加强，而700 hPa等压面上整个江苏都被西北气流控制，同时低层850 hPa上的槽线恰好位于安徽—江苏北侧，江苏北部存在一明显的暖脊，槽前暖平流也已伸展到江苏北部，有利于深厚位势不稳定区形成。此外，700 hPa低空急流向西伸展至河南东部，在江苏西北部以偏西风为主，有利于对流发生区域暖湿气流的输送。可见，高层冷平流、低层暖平流、低空急流和暖脊的共同作用，把暖湿空气向北输送到比较干冷的空气下方，使得江淮区域上空形成对流性不稳定大气层结，为本次飑线的发生提供了不稳定条件。

图 1 5月16日14时(a)500 hPa、(b)700 hPa、(c)850 hPa高度场(实线，单位：dagpm)，风速 (箭头，单位：m/s，阴影表示大于12 m/s的风区)，温度场(虚线，单位：℃)， Fig. 1 Geopotential height (solid line,unit:gpm),wind velocity (vector,unit: m/s，Shaded area indicates wind speedis larger than 12 m/s), and temperature (dashed line,unit:℃) at (a) 500 hPa,(b) 700 hPa,(c) 850 hPa at 14: 00 BT 15 May

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利用徐州和射阳气象站探空资料分析飑线发生前的环境动力和热力条件。16日08时徐州和射阳站探空曲线表明(图 2)，950 hPa以下存在明显的逆温层，900—400 hPa温度露点差较大，最大超过30℃，表明对流层中下层比较干。两站对流有效位能(CAPE)分别为191.4和50.5 J/kg，用14时地面观测值对08时探空曲线进行订正后(Johnson et al，1991)，对流有效位能分别为1069.3和912.5 J/kg，这与Meng等(2013)给出的中国东部飑线平均对流有效位能1480 J/kg相比偏小，属于中等偏弱不稳定层结。08时江淮区域整层以偏西风为主，900 hPa以下为弱的西南风，900 hPa以上顺转为西北风，射阳站0—3 km风垂直切变约为6 m/s，风切变方向基本与飑线长轴取向垂直，0—5 km风垂直切变约为21 m/s，在垂直飑线长轴上的分量约为14 m/s，具有较强的深层风垂直切变，徐州站风垂直切变分布与射阳站基本一致。

图 2 2012年5月16日08时(a)徐州站和(b)射阳站探空 (黑色和绿色曲线分别代表温度层结曲线和露点温度曲线) Fig. 2 T-lgp of sounding at 08: 00 BT at Xuzhou (a) and Sheyang (b) on 16 May 2012 (Black and green lines represent the stratification curves of temperature and dew point, respectively)

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从连云港雷达回波组合反射率演变来看，此次飑线天气过程主要发生在江苏省内(图 3)。5月16日14时59分，江苏西北部有两个孤立对流单体(C1、C2)产生，位于连云港雷达西侧150 km附近，随后C1、C2前侧不断有新的对流单体生成并互相靠拢加强(图 3b)；15时42分，这些分散的对流单体组织在一起成线状排列，对应着飑线的形成，最大回波强度超过65 dBz，其初始形成模式类似于断线型。17时01分，飑线发展到成熟阶段，长度约250 km。17时50分，飑线开始减弱，对流回波分布趋于分散，且整体成前、后两个平行的近似带状分布，二者间隔分离并不明显(图略)。17时56分，前侧近似带状回波区的东段明显增强，且在其尾部(椭圆形区域内)有后向新生单体(王晓芳等，2012)。18时03分，这些新生单体进一步增强并与其东侧主回波区合并，最终在飑线主体前侧形成一条新的中尺度带状对流回波(图 3j)，构成明显的“双带状”(简称L1、L2)结构。此后，L2与L1之间逐渐分离(图 3k)，18时39分，L1已基本消亡，L2强度也已开始减弱。此次飑线过程的显著特征是回波整体呈弱“弓形”结构，对流区(40 dBz以上区域)后侧伴随有一定宽度的层状区，类似于拖曳层状型(TS)中尺度带状对流系统(Zheng et al，2013)。江苏省多个地面自动站观测到17.2 m/s以上的瞬时大风，最大风速达到31.6 m/s。此外，根据对流回波区前缘计算该飑线的平均移速为17.6 m/s，平均移向117.5°(正北为0°，顺时针旋转为正)，根据对流线两端端点连线与对流区前缘中点切线取向的平均值计算飑线长轴的平均取向为75°。整个飑线过程中，海上伴随有一西南—东北向的带状对流区。

图 3 连云港雷达组合反射率(三角形表示雷达位置，雷达径圈间距为50 km) Fig. 3 Times series of radar composite reflectivity from the radar at Lianyungang (the triangle represents the location of the radar, and the radar radial circle spacing is 50 km)

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从飑线成熟阶段(16时31分—17时26分)不同仰角径向速度的演变来看，雷达径向速度整体分布为西负东正，特别是海上带状对流系统以较大的正速度区为主，最大值超过30 m/s，这种分布特征主要是受东北冷涡南侧西北偏西气流以及飑线整体移向的影响。第一仰角层以正速度区为主(图略)，并没有明显的径向辐合，这可能与连云港雷达海拔较高不能观测到近地面入流有关。16时31分，第二仰角层上(图 4a)，飑线后部的正径向速度区并不明显，但存在一与图 3e中后方入流缺口(RIN)位置相对应的由后向前的正径向速度区(箭头位置)，且其两侧为由前向后的负径向速度；第三仰角层上(图 4d)，后方入流缺口位置的正径向速度明显增大，且飑线中段后部存在一定范围的正径向速度区，与其前侧的负径向速度构成中层径向辐合。17时01分，随着飑线的发展，第二、第三仰角层上飑线中段后部的正径向速度区范围和强度均明显增大，一定程度上表征着后方入流的增强，中层径向辐合十分显著，最大正、负速度差值超过30 m/s，垂直伸展高度为2—5 km。17时26分(图 4c、f)，中层径向辐合特征变化不明显。中层径向辐合被假定为由前向后的气流和后方入流之间的过渡区(Przybylinski，1995)，中层径向辐合的加强与维持，一定程度上表征着后方入流的发展。此外，飑线中东部分存在明显的径向速度辐合区，对应着飑线西段对流单体逐渐消亡而中东部分新单体的不断新生与加强，这也是维持飑线不断向东偏东南方向移动的主要原因。

图 4 连云港雷达不同仰角径向速度场(L2、L3分别表示雷达第二(1.5°)、第三(2.4°)仰角扫描) Fig. 4 Times series of radial velocity from the radar at Lianyungang (L2(L3)represents the radar at second(third)elevation scan)

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从飑线成熟阶段前、后不同仰角系统相对径向速度(计算方法是用雷达径向速度减去飑线移速在对应方位角上的速度分量，此时飑线后部系统相对正径向速度并不严格等同于后方入流，但仍可以描述后方入流的基本特征)的演变来看，在对流区后侧，最低仰角层并未观测到明显的由后向前的系统相对径向速度(图略)，后方入流从第二仰角层开始出现，且集中在对流线后部3—5 km高度。

16时—16时18分(图 5a、b、e、f)，第二、三仰角层上，飑线对流区后缘均存在一正速度区，即后方入流区。第二仰角层上系统相对径向速度整体分布为正速度区在飑线西北侧，负速度区在东南侧，飑线中东部分以系统相对径向速度辐合为主，这与飑线成熟阶段雷达径向速度分布特征相似。第三仰角层上，后方入流区东西两侧均为负速度区，且西侧负速度区的范围逐渐增大。16时31分，后方入流强度略有增强，特别是第三仰角层上(图 5g)，后方入流更加集中在飑线中部，构成一后方入流急流。对应组合反射率图上(图 3d、e)，在后方入流急流位置，存在明显的指向对流区的弱回波通道，即后方入流缺口，在最低仰角反射率图上(图略)，该后方入流缺口更加明显。

图 5 同图 4，但为连云港雷达不同仰角系统相对径向速度 Fig. 5 Same as Fig. 4 but for the system-relative radial velocity

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16时43分，第二仰角层上雷达西南侧50 km附近的后方入流区强度和范围均减小。第三仰角层上，一个比较有趣的现象是：在飑线东端有一远离雷达的系统相对正径向速度中心(超过30 m/s)，陆上和海上两条对流带被这一远离雷达的“急流”分隔开。17时01分，后方入流逐渐集中在对流线后侧一狭窄的带状区内，并与其前侧系统相对负径向速度构成径向辐合区。17时26分，第二、第三仰角层的后方入流区依旧集中在对流线后侧一狭窄的带状区内，但范围已经开始减小。

为进一步探索飑线后方入流的详细结构和演变过程，分别沿图 3f中近似垂直于飑线长轴的A→B、C→D作过连云港雷达和盐城雷达的径向垂直剖面。

15时54分—16时18分为飑线快速发展阶段。从连云港雷达径向垂直剖面演变来看，后方入流最早出现在对流区后部的层状回波区中(图 6a)，中心位于距雷达20 km处的对流层中层(4.5 km高度)，强度超过4 m/s。对流区前部也存在一定强度的由后向前的气流，主要位于对流层中高层(6 km以上)，对应于对流风暴中高层向外延伸的云砧区，这主要是由对流层中高层强偏西风气流造成。16时06—18分(图 6b、c、d)，回波大值区最初出现在高层约6 km处，这是由于此时剖面位置主要穿过对流外围的层状云砧区，还未经过对流单体的主对流区；随后对流回波中心迅速下沉，16时18分，对流回波中心已下沉到地面附近，后方入流中心高度下降至3.5 km附近，强度略有增强。与对流回波中心下沉过程相伴随的是，后方入流逐渐下沉并向前延伸到对流区后缘。随着飑线的移动发展，剖面基线相对飑线的位置是移动的，后方入流与对流回波中心之间的演变过程既可以看作飑线在剖面附近的流场结构随时间的演变，也可以近似看作是某一时刻，飑线不同位置系统相对气流流场结构的差异。

图 6 沿连云港雷达A→B(图 3f)的垂直剖面(阴影为反射率，等值线为系统相对水平速度(单位：m/s)，实线(正速度)表示由后向前的气流(相对于飑线移动方向)，虚线(负速度)表示由前向后的气流，横坐标为与雷达距离，纵坐标表示海拔高度) Fig. 6 Vertical cross sections of reflectivity (shaded) and system-relative horizontal velocity (contour,unit:m/s) along line AB(A→B) shown in Fig. 3f. The solid (dashed) line represents rear-to-front (front-to-rear) flow; the horizontal (vertical) ordinate represents the distance from the radar and the height above the sea level

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16时31分(图 7a)，2—5 km高度层存在一近似水平的后方入流区，前端已伸展到55 km处，极值中心位于4 km高度附近。16时43分(图 7b)，约70 km处，对流区前缘1 km高度出现一个新的由后向前的气流区，该由后向前的气流为冷池前部的下沉辐散外流；此后(图 7c、d)，该由后向前的气流区不断加强并向后扩展，对流区后缘的后方入流不断向前延伸，17时14分，二者合并成一条起始于对流层中层的持续后方入流通道并下沉到地面附近，后方入流极值超过8 m/s。17时26分(图 7e)，后方入流通道平均宽度约3 km，中心位于3—4 km高度。

图 7 同图 6 Fig. 7 Same as Fig. 6

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可见，成熟阶段，垂直飑线剖面的显著特征是对流系统前后分别存在一个顺切变云砧区和逆切变云砧区，对应位置分别存在系统相对水平速度的正值区和负值区，二者之间配合一致，很好地反映了飑线垂直流场结构。从低层到高层，飑线系统后部呈现出明显的三层流场结构，即中层为由后向前的系统相对气流，低层和高层均为由前向后的系统相对气流。此外，该阶段后方入流中心高度下降并不明显，始终位于3—4 km高度层，但后方入流结构演变非常剧烈。后方入流初始局限在对流区后侧的对流层中层，在成熟阶段中后期通过与对流区前侧新生的由后向前气流区的合并，形成一持续的后方入流通道，该通道从对流层中层的层状区向前延伸到对流区前缘并下沉到地面附近。

17时50分(图略)，飑线开始减弱，对流回波顶高度(以5 dBz为上界)也已基本下降到7 km以下。18时03分(图 7f)，在飑线前侧有一新的对流区逐渐生成，这两个对流区(D1、D2)与组合反射率图上的双带状回波L1、L2相对应(图 3i)。此外，从系统相对水平速度来看，此时在2 km高度上，后方入流前沿已伸展到D1前侧，距D1前缘约20 km。由于此时飑线距离连云港雷达站较远，连云港雷达最低可探测高度已在1.5 km以上，难以探测到近地面流场结构，后面将会利用盐城雷达探测资料对后方入流结构做进一步分析。

从盐城雷达径向垂直剖面来看，其与沿连云港雷达A→B剖面的后方入流结构演变过程基本一致。16时27分(图 8a)，后方入流区主要位于4—7 km高度层，极值中心位于5.5 km高度附近，均明显大于16时31分沿连云港雷达剖面内后方入流区和极值中心所在高度。此后，后方入流逐渐向对流区后部延伸并下沉。16时56分(图 8b)，后方入流已伸展到对流区后缘，中心位于4 km高度附近。17时08分(图 8c)，后方入流极值中心强度变化并不明显，但高度下降到3 km高度附近。17时19分

图 8 沿盐城雷达C→D(图 3f)的垂直剖面(横坐标表示距离盐城雷达距离，其余同图 6) Fig. 8 Same as Fig. 6 but for vertical cross sections along line CD(C→D) shown in Fig. 3f

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(图 8d)，对流区前侧距盐城雷达60—75 km出现弱的由后向前的气流，位于2 km高度以下。17时36分(图 8e)，二者连通构成一从层状区延伸到对流区前缘的后方入流通道，系统也已呈现出明显的3层流场结构。

飑线消散阶段位于盐城雷达附近，因此盐城雷达径向垂直剖面能够很好地反映双带状回波形成前后对应的流场结构。17时59分(图 8f)，后方入流通道已穿过D1伸展到D2对流区前缘，其前端距离D1对流区前缘约30 km。同时，后方入流中心下沉到地面附近，有利于加强与其前侧低层入流气流的辐合。从“双带状”回波演变过程来看(图 3h—l)，L2的形成伴随有后向新生过程，而在后向新生单体出现前后，新生单体位置附近的西北风风速增大，与飑前低层西南入流的地面辐合明显增强(图略)。可见，位于地面附近的后方入流中心和冷池出流导致的局地辐合增强，可能是L2后向新生过程的有利触发条件(侯淑梅等，2015；孙敏等，2015)。18时10—28分(图 8g、h)，后方入流中心进一步下沉并加强，极值超过12 m/s，促使L2进一步生成维持并与主回波区及L1逐渐分离，导致双带状回波结构短时出现。因对流线前后重叠，L2阻挡了L1的水汽和能量输送(图 8i)，L1很快减弱消失，双带状结构仅剩下L2(图 3l)(李娜等，2013)。

以往的研究表明，后方入流对地面大风的形成具有重要作用。此次飑线过程地面大风主要集中在两个区域(图 9)，一是在连云港雷达东南80—100 km区域内，发生于飑线成熟阶段。此时，后方入流前缘恰伸展到地面附近，并与下沉辐散外流合并形成后方入流通道(7c—f)，对应地面温度场上(图 10c)，冷池范围和强度均明显增大(与环境温度相差8—10℃)。可见，由于对流层中层空气相对十分干冷(图 2)，后方入流不断把中层干冷空气带进来，通过加速降水粒子的蒸发冷却作用，与对流区降水粒子下泄共同增强地面冷池及其出流强度，可能是成熟阶段地面大风形成的主要原因(Wheatley et al，2006；梁建宇等，2012)。二是在盐城雷达附近，主要发生于飑线消散阶段，此时，后方入流中心已下沉到地面附近(图 8f—i)，对应地面温度场上，冷池范围和强度依旧在增大(图 10d)。从飑线消散阶段的双带状回波演变来看(图 3h—l)，带状回波L2的生成与发展，一定程度上维持了地面冷池的增强。此外，后方入流中心下沉到地面加速了雨水的蒸发，对地面降温也有一定的贡献。可见，位于地面附近的后方入流中心和新生带状回波L2可能是冷池持续增强的主要原因，进而导致消散阶段地面大风的形成。

图 9 地面大风分布(圆点表示地面大风出现的位置) Fig. 9 Spatial distribution of strong surface winds (The numbers and dots represent when and where strong surface winds occur)

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图 10 地面自动气象站分析(阴影为温度，黄色线表示对应时刻前后连云港雷达40 dBz组合反射率等值线，流线表示地面流场) Fig. 10 Analysis of surface wind fields (stream line) and temperature (shaded) observations collected at automatic ground stations; the yellow line represents 40 dBz contour line of composite reflectivity from the radar at Lianyungang

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此外，地面流场分布与后方入流演变过程也具有很好的对应关系。飑线发展前期，后方入流主要集中在对流层中层的层状区中，飑前地面中尺度辐合线与对流区前缘基本重合(图 10a)，此时，冷池还不明显。随着飑线的发展(图 10b)，后方入流逐渐向前延伸到对流区后缘，对应中层干冷环境空气的流入，下沉气流的增强主要是通过降水粒子的蒸发和拖曳作用，同时为系统后部后方入流进一步向前伸展提供了有利条件，冷池强度和范围也逐渐增大，对应飑前地面中尺度辐合线逐渐远离对流区前缘。而在飑线成熟阶段，随着后方入流前缘伸展到地面后，持续不断的把中层干冷空气向对流区后部的中低层输送，同时增强下沉气流，进一步加强了冷池及其前部地面出流的强度，使得飑前地面中尺度辐合线逐渐远离对流区前缘(图 10c)，此时在盐城雷达最低仰角回波图上开始出现一脱离飑线回波主体的阵风锋(图略)。飑线消散阶段(图 10d)，后方入流中心下沉到地面附近，对应L2后向新生过程的出现。此时，L2位于地面辐散中心与辐合中心之间，且距离飑前地面中尺度辐合线较近，而L1进一步远离前方辐合区，并与地面辐散中心相重合，对应L1的减弱消散。此后，L2又重复L1的过程发展演变(图略)。可见，后方入流主要是通过加强地面冷池出流，使地面中尺度辐合线逐渐远离对流区前缘。

综合利用连云港、盐城雷达探测资料和地面自动站加密观测资料，重点分析了飑线后方入流的时空演变特征，并探讨了后方入流与地面大风、中尺度辐合线的关系以及双带状回波结构的形成机制。得到以下结论：

(1)连云港和盐城雷达径向垂直剖面的流场结构演变过程具有以下共同特征：飑线发展阶段，后方入流主要位于对流区后侧的层云区中，并向前伸展到对流区后缘；成熟阶段，后方入流与低层下沉辐散外流合并形成一条持续的后方入流通道并伸展到对流回波区前缘。

(2)飑线消散阶段，后方入流中心下沉到地面附近，一方面与冷池外流共同增强与其前方入流的局地辐合，可能是对流单体后向新生过程的有利触发条件，促使新带状回波L2生成；另一方面有利于L2进一步发展并与L1逐渐分离，导致双带状回波结构短时出现。因对流线前后重叠，L2阻挡了L1的水汽和能量输送，L1很快减弱消失，双带状结构仅剩下L2。

(3)相对于C→D剖面位置，A→B剖面更靠近飑线中段。沿连云港雷达A→B的剖面，后方入流通道形成于17时14分并下沉到地面附近，最大宽度约3 km；沿盐城雷达C→D的剖面，后方入流通道形成于17时36分并下沉到地面附近。可见，飑线中段后方入流通道比其两端后方入流通道的范围更大，形成时间更早，从而导致飑线中段更快地向前运动并凸起，回波整体呈“弓形”结构。

(4)后方入流把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，进而导致成熟阶段地面大风的生成，这与已有的研究结论一致。飑线消散阶段，受后方入流中心下沉到地面以及新生带状回波L2的影响，地面冷池持续增强，可能是消散阶段地面大风形成的原因。此外，后方入流与飑前地面中尺度辐合线具有很好的对应关系，后方入流主要是通过加强地面冷池出流，使得地面中尺度辐合线逐渐远离对流区前缘。

以往对飑线的研究，多认为地面大风集中在地面冷池(雷暴高压)达到最强的成熟阶段，但此次飑线在消散阶段依旧存在明显的地面大风，这与后方入流中心下沉到地面与新生带状回波L2共同增强冷池出流具有密切的关系。本文仅基于观测事实对后方入流的发展演变过程及其与地面大风的关系进行了分析，今后的工作中，仍需进一步结合数值模拟结果，探讨此类飑线后方入流演变过程的主要影响因素以及后方入流在地面大风(特别是飑线消散阶段)形成中的作用。

图 A1为雷达径向风探测示意图，α为仰角，V_t为下落末速度(向下为正值)，V_s是系统移动速度在垂直剖面内的分量(远离雷达为正)，根据空间几何关系，由雷达探测到的径向速度(V_r)计算沿该径向剖面内水平风速分量(V_h)为

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图 A1 雷达探测径向风示意图 Fig. A1 Radar radial velocity diagram

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该分析对于雷达仰角较敏感，适用于α＜20°区域，在大仰角时，下落末速度的误差对水平相对速度影响很大。根据雷达反射率计算雨滴在静止大气中的下落末速度属于经验公式，具有一定的误差，但这种误差在计算系统相对水平速度时不会带来严重影响。