1 引言

飑线是由多个对流单体排列成线状或带状、组织性较强的中尺度对流系统，飑线过境时，气象要素会在短时间内发生急剧变化，并可伴有雷暴、暴雨、大风、冰雹和龙卷等剧烈的天气现象，是一种具有严重破坏力的灾害性天气(朱乾根等，2007)。由于具有水平尺度小、生命史短、气象要素梯度大和天气变化剧烈等特点，一直是气象预报、预警的难点，众多学者都进行了不同程度的研究。有研究表明飑线发生时后部入流急流、下沉气流和气压梯度力可能是造成飑线大风的原因(孙虎林等，2011；梁建宇等，2012；康红等，2016；缪子青等，2016)。也有研究认为地面强冷池在飑线灾害性大风的产生中具有重要作用，是极端雷暴大风产生的重要原因(王秀明等，2012；刘香娥等，2012；孙建华等，2014；吴紫煜等，2016)。牛淑贞等(2012)研究表明，强雷暴高压、高压前侧的强气压梯度以及强飑线的快速移动是大风产生的直接原因。

在飑线发展演变中，风垂直切变和冷池具有重要作用。风垂直切变是强对流天气发生的重要条件之一，决定了风暴的组织结构。在中纬度地区，环境风垂直切变和大气热力不稳定度分别是影响对流风暴组织类型最重要的动力因子和热力因子(Parker, et al, 2000；Weisman, et al, 2000)。冷池强度及其发展趋势与风暴的发展传播存在密切关系(肖现等，2013)，冷池增强的过程与飑线加速移动的过程基本一致(Corfidi, 2003；袁招洪，2015)。低层环境风垂直切变和冷池相互作用是飑线等对流系统维持、发展、加强和传播的关键机制(陈明轩等，2012；陈涛等，2013；曹倩等，2016)。除了低层环境风垂直切变和冷池对飑线的发展、维持至关重要外，其他如静力稳定度、边界层辐合线、能量条件等因子也有比较重要的作用。Takemi(2006, 2007)认为，低层更湿的环境所生成的飑线强度会更强，静力稳定度在决定飑线强度方面起着重要作用。边界层辐合线对于飑线等强风暴有触发和加强的作用(翟国庆等，1992；沈杭锋等，2010；庄薇等，2010；潘玉洁等，2012；俞小鼎等，2012)。鲍旭炜等(2010)研究表明，系统内新对流单体的生成和发展是系统维持最为重要的因素。张建军等(2016)研究表明，飑线发展过程中的动量、热量和水汽的再分配过程会影响系统内部深对流的组织化过程和飑线强度的发展。

2018年3月4日从中国西南地区至华东地区出现了一次大范围强对流天气过程，尤其是4日14时(北京时，下同)强对流进入江西之后，发展成为一次特别强盛的飑线过程，飑线过程中出现的极端大风、短时强降水和局地冰雹等灾害性天气造成了十分严重的影响。本研究利用常规气象观测资料、区域自动气象站加密资料、GFS 0.25°×0.25°逐6 h的分析场资料以及多普勒雷达、风廓线等探测资料，通过背景形势场分析、物理量诊断分析和中尺度分析，来探讨此次飑线过程的发生背景和地面极端大风的形成原因。

2 天气概况

从2018年3月3日开始，中国西南地区出现了对流性天气过程，对流系统经过发展演变后向东北方向移动，至3月4日下午，对流进一步加强，尤其是4日13—14时进入江西省之后，逐渐演变成一次十分强盛的对流天气过程。

一般春季会有强对流天气发生，但此次过程发生时间相对较早，以杭州为例，2018年杭州进入气象意义上的春季为3月11日，因此可以说这次强对流发生在早春(冬末)，实属罕见。此次对流过程强度特别强、影响范围广。浙江、江西和安徽三省极大风力在8级(17.2 m/s)以上的站点比比皆是，10级(24.5 m/s)以上站点也大范围出现，从3月4日的强天气实况分布(图 1)可以看到，10级以上极大风的范围覆盖了整个浙江省、江西省大部分地区和安徽省南部，而且在江西、浙江境内均出现了14级以上大风，最大为江西鄱阳湖珠湖联圩的17级(63.9 m/s)极端大风，同时在江西的上犹县、大余县、修水县和浙江的长兴县、常山县等地还出现了冰雹。此次过程的移动速度也非常快，13—14时，10级大风主要在江西省西部，4 h之后，10级大风区已经出现在江西、浙江和安徽三省交界处了，之后再沿东北方向快速移动，至20—21时，基本移出浙江。从江西西部至浙江沿海的七八百千米路程，仅仅用了7 h左右，平均速度超过了100 km/h。此次过程的致灾性十分强，虽然30 mm/h的短时强降水(图 1中黑色圆点)出现不多，但极端大风给很多地方带来了致命性灾难，江西省共有11人在此次过程中死亡，浙江也有2人死亡，南昌机场的顶棚被大风吹翻，大风导致的房屋倒塌、广告牌和树木吹倒、车子等地面物品被砸坏等情形随处可见。

为了进一步了解强对流经过时气象要素的变化特征，选取了强对流系统移动路径上的进贤、衢州和富阳3个测站(图 1中灰色圆点)，分析其4日13—22时气象要素随时间的变化特征(图 2)。江西进贤站(图 2a)从强对流来临之前15时的东北风(风速为4 m/s)，突变为飑线经过后16时的西南风(风速增强至34 m/s)；相对湿度从70%上升到90%以上，本站气压从995 hPa涌升至接近998 hPa，气温则从接近30℃陡降至不足20℃，15—16时雨量为10.2 mm。19时，强对流系统移至浙江衢州(图 2b)一带，虽然强对流系统经过前后均为西南风，但是风速从18时的6 m/s增强至19时的26 m/s；相对湿度和本站气压分别从60%和995 hPa上升到了100%和996 hPa，气温的下降幅度也有10℃左右，1 h累计雨量为12.5 mm。随着强对流继续向东北方向移动，20时到了富阳(图 2c)一带，虽然19—20时的累计雨量只有4.5 mm，但其风速增强、风向突变、气压涌升、相对湿度上升和气温陡降特征也十分明显。途经测站气象要素的变化符合飑线的典型特征，结合此次过程具有发生时间(季节)早、移速快、范围广、致灾强等特点，可以看出这是一次比较少见的早春(冬末)强飑线过程。

3 环流形势和主要影响系统

从0.25°分辨率GFS分析场资料绘制的2018年3月4日14时200 hPa高空风场(图 3a)可以看出，高空急流遍布中国中东部地区以及中纬度洋面上空，从湖北南部、安徽南部、苏浙交界到东海洋面上空有一中心风速超过60 m/s的高空急流轴(灰色箭头)，江西、安徽南部和浙江西部位于高空急流轴入口区右侧，是风速辐散区。500 hPa高度场上(图 3b)，华北地区上空有一高空槽(粗虚线)，沿着槽前较为平直的西南风逐渐东移，西南地区的四川东部上空也有一支短波槽，沿着槽前强劲的西南风快速向东北方向移动，华东地区基本处于西南风控制下。

与高层对应的700 hPa高度上(图 3c)，华北高空槽更加倾斜也更深，而西南短波槽在700 hPa的位置与500 hPa基本一致，从西南地区经华南北部直到华东地区是一支强盛的西南低空急流(灰色箭头)，中心风速超过26 m/s，此时的江西中北部、安徽南部和浙江西部位于低空急流轴的前端，出现了明显的风速辐合，辐合区与200 hPa高空辐散区正好对应，高空辐散、低空辐合的耦合加强了抽吸作用，从而加剧了垂直上升运动，有利于对流的发生、发展。850 hPa上(图 3d)，安徽北部和江苏北部地区出现了一个闭合的中尺度涡旋，从山东南部沿海经低涡中心到湖南地区上空是一条低涡切变线(双虚线)，地面冷锋与之对应(图略)，低涡及切变线南侧是西南急流控制区，急流中心风速超过20 m/s，同时该区域也是回温显著的暖区(图略)。对比图 1中的强天气分布，可以看到此次飑线过程是在高空急流辐散区、低空西南急流轴前端、低涡南侧的暖区之中发展起来的。

为了能够比较清楚地看到整个飑线发展、移动和演变过程，利用中国FY-2E卫星资料绘制了逐时云顶辐射亮温(TBB)(图 4)进行分析。

3月4日10时(图 4a)，江西西侧的湖南中南部有大片云团，TBB中心低于-42℃，暖区对流发生之后从中国西南地区向东北方向发展移动；而在安徽、湖北北侧的河南南部地区也有对流云团存在，从天气形势图上可知，这是受高空槽东移、低层涡旋切变影响而形成的对流天气。2 h后(图 4b)，南面对流中心强度保持不变，中心位置已经移到了江西边界，TBB低于-32℃的云区前端更是到了江西西部，初步形成了飑线的带状形态；而北面对流已减弱、北缩，在图中范围已经看不到TBB云区了。14时(图 4c)，南面对流移动到了江西中部地区，强度继续加强，范围也不断扩大，更加系统化和组织化，云团前端的飑线弧状结构明显；湖北中南部地区则在高空槽和低涡切变共同作用下，再次激发了对流，虽然云区范围较大，但相比暖区飑线系统，其强度相对较弱，结构也较为松散。16时(图 4d)，暖区飑线继续东移发展，飑线前沿移动到江西东北部地区，向浙江逼近，而北部对流也更加系统化，与暖区飑线逐渐接连、合并。2 h后的18时(图 4e), 可以明显看到飑线继续移动发展，并且对浙江产生了严重影响；北面系统在高空槽东移南压影响下往南发展，从而使得南北两片对流区更加融合，为飑线系统注入了新的生命力，因此飑线强度不仅没有减弱，反而得到了增强。20时(图 4f)，北部强对流区基本融入到了飑线系统内，飑线强度继续维持，其结构和形态也保持完整，并给浙江东部、上海、江苏等地带来了极端大风和短时暴雨等天气。

此外，图 3中500和700 hPa高空暖区的西南风速相当大，最大速度接近40 m/s，可见仅引导气流就足以使飑线的移动时速达到100 km/h；而从卫星云图(图 4)和雷达反射率动画图(图略)上也可以看到飑线移动前端有一些对流被激发，因而在飑线的部分位置存在前向传播现象，从而导致了飑线的快速移动，甚至超过了平流速度。

4 物理量场特征

图 5为2018年3月4日08时南昌和杭州站的探空曲线(站点位置见图 4a)。从南昌探空图(图 5a)上可以看到，925 hPa以下有显著逆温层存在，逆温层有利于形成干暖盖，干暖盖是很多暴雨、强风暴等强天气发生的一个重要特征，其强度可用干暖盖指数来表征，其值越小，表示干暖盖越强(寿绍文等，1993)，此时南昌的干暖盖指数为-31.1℃。同时也可以看出，过程曲线与露点曲线形成了一定的“上干下湿”结构，对于雷暴大风的发生也比较有利。沙氏指数(SI)是表征大气层结不稳定的指数，当SI < 0时，大气层结不稳定，越小则越不稳定(刘健文等，2005)，南昌探空显示SI为-2.8℃，表明大气层结处于不稳定状态。强天气威胁指数(SWEAT)值越大，强天气发生概率越高，SWEAT=300是发生强雷暴的临界值，400是发生龙卷的临界值(Miller, et al，1975)，08时南昌的SWEAT达到了355.7，强雷暴的发生概率很高。对于强对流性天气，环境风垂直切变是一个非常重要的影响因素，对风暴发展和组织形式有重要作用，中国东部地区飑线0—6 km风垂直切变平均为10—20 m/s(Meng, et al, 2013)；当中低层环境风垂直切变超过20—25 m/s则有可能发展成为相对稳定且具有较长生命史的超级单体风暴(Weisman, et al, 1984)。从南昌站风的垂直分布来看，低层到高层是一致的西南风，0—6 km的风垂直切变15—20 m/s，非常有利于飑线等强风暴的发生、发展。

杭州探空图(图 5b)上，925 hPa以下也存在逆温层，干暖盖指数为-28.8℃。过程曲线与露点曲线构成了“上干下湿”的喇叭口形状，在这种情形下如果出现强对流，则容易出现雷雨大风天气，因为在这样的配置下，中高层通过夹卷、吸入等方式进入的干冷空气，随同下沉气流到达地面，形成显著的气压梯度，就会产生大风和阵风锋。此外，沙氏指数和强天气威胁指数分别为-2.27℃和277.3，尤其是0—6 km的风垂直切变超过了25 m/s，这些物理量特征对于强飑线天气的出现十分有利。

虽然在4日08时南昌和杭州探空图上表征能量的对流有效位能(CAPE)均为0，但至14时，由于热力、湿度条件等变化，对流有效位能发生了较大变化。从GFS资料绘制的14时物理量场(图 6)可以看到，14时整个华东地区的对流有效位能(图 6a)均超过了400 J/kg，尤其是江西中北部、安徽南部、浙江西北部等地区的对流有效位能超过了1200 J/kg，中心最大值更是超过了1600 J/kg。图 6a中的虚线是抬升指数(LI)，抬升指数是用来表示条件性稳定度的指数，当抬升指数 < 0时，大气层结不稳定，且负值越大越不稳定。可以看出抬升指数与对流有效位能有着较好的对应关系，抬升指数低于-2℃的区域与对流有效位能超过400 J/kg范围基本重合，抬升指数低于-6℃的极不稳定区域与对流有效位能超过1200 J/kg的高能区也对应良好，这与Meng等(2013)研究结论较为一致，其研究结果表明中国东部地区飑线的对流有效位能平均为1000—2000 J/kg，抬升指数平均为-2—-5℃。

从14时850 hPa假相当位温(θ_se)(图 6b)分布可以看出，华东地区处于333 K以上的高能区，与对流有效位能高能区一致。图 6b的灰阶区是深对流指数(DCI)，它反映的是一种不稳定和对流潜势，也预示了对流发展的厚度，深对流指数越大，对流发展越深厚。此时深对流指数大值区也落在假相当位温和对流有效位能大值区，与高能区一致。层结的不稳定在图 6c的上、下层(850与500 hPa)温差上也有所反映，一般温差高于24℃就比较有利于对流发生，而此时华东地区基本处于26℃以上，温差超过28℃的范围也比较广，部分地区甚至达到了30℃。此外，低层850 hPa水汽通量显示从湖南、江西至安徽一带有一条水汽通道，水汽通量中心最大值超过了21 g/(hPa·cm·s)。以上分析表明14时华东地区处于十分不稳定的高能区，低层水汽供应充足，非常有利于对流的发生、发展。事实上，14时飑线系统已经在江西境内了(图 6d)，14时10级以上大风出现在江西省西部，并向东北方向快速发展、移动，15和16时推进到江西中北部地区，值得注意的是，15、16时的强天气基本落在上、下层(850与500 hPa)假相当位温温差的高值区，因此，飑线前进方向上的上、下层θ_se温差高值区对于未来强天气的落区具有一定的指示意义。

5 中尺度分析 5.1 地面分析

图 7为利用地面自动气象站资料绘制的地面风场、1 h变压和未来1 h累计雨量。16时风场(图 7a)上，飑线前沿大风区位于江西省东北部，风速差异导致了大风区前端形成了明显的风速辐合(即阵风锋位置)，而在安徽、江苏交界南部和湖北南部有偏北风与西南风切变形成的中尺度辐合线，冷暖空气形成的辐合线位置即为地面冷锋处；15—16时的1 h正变压(灰阶)位于飑线中尺度辐合线后，随着飑线快速移动，飑线经过之处出现了正变压，大部分地区能够出现0.2—0.6 hPa的增压现象，一些站点出现了1—3 hPa的气压涌升，个别站点甚至超过了5 hPa的增压，从而形成了雷暴高压，出现了强气压梯度；未来1 h超过5 mm雨量基本落在飑线前沿的中尺度辐合线附近。17时(图 7b)，冷暖空气结合处的中尺度辐合线位置基本不变；飑线阵风锋向东北推进到了江西、安徽和浙江三省交界处，飑线前沿的风速辐合线持续发展，并与北面的中尺度辐合线逐渐相连；1 h正变压大值区紧邻飑线中尺度辐合线，未来1 h超过5 mm雨量与飑线中尺度辐合线对应较好。

图 8为地面风矢量场和1 h变温(灰阶)。16时风场上(图 8a)，飑线前沿的风速差异形成了阵风锋飑线中尺度辐合线，在安徽、江苏交界南部和湖北南部是由偏北冷空气与西南暖湿气流切变形成的中尺度辐合线。15—16时的1 h变温低于-2℃的区域遍布飑线中尺度辐合线后方，低于-6℃的区域也有相当大的面积，形成了冷池(Weisman, et al，2004)，中心强变温低于-8℃，个别站点甚至出现了-10—-15℃的变温。事实上，此次飑线来临前，华东大部分地区均在西南风作用下显著回温，仅以杭州为例，杭州本站及其所辖7个区县代表站中，有6个站点4日的气温超过30℃，最高达到31.1℃；6个超过30℃的站点中有5个突破了各自3月上旬历史极值，另一个平了历史极值，可见暖区之强盛，同期极端高温的出现也是导致在3月初这么早就出现如此强对流天气的一个重要原因。在12—16时的升温时段内，飑线所经之处出现了大面积强冷池，表明了此次飑线过程是十分强的。此外，北面中尺度辐合线后部也有一定程度的负变温出现，这是由于偏北冷空气降温所致。18时(图 8b)，飑线中尺度辐合线主要位于浙江西部地区，北面中尺度辐合线随着北方冷空气南下而南压，两者形成了一个“人”字形结构。飑线中尺度辐合线前方区域虽然还是属于暖区，但由于日变化，17—18时出现了温度回落；而飑线后方依然是强劲的负变温区，虽然较16时冷池的范围和强度有所减弱，但两条辐合线出现了“碰撞”现象，这非常有利于触发新对流(Wilson, et al, 2004；沈杭锋等，2010；孙继松等，2012)，在两条辐合线交汇附近区域新生的对流单体(图略)是后续飑线强度继续维持和发展的一个重要原因。

综合风垂直切变、地面风场和地面要素变化分析表明，飑线过程中的地面要素变化十分剧烈；雨滴经过中层干区，强烈蒸发冷却，形成非常冷的下层气流，在地面形成强冷池，冷池与飑线前暖空气之间构成了强的水平温度梯度，致使飑线强度更强；飑线经过时气压涌升所形成的雷暴高压、强气压梯度以及飑线的快速移动均有利于地面极端大风的出现。

5.2 雷达资料分析

飑线过程中往往会出现弓形回波，此次强飑线天气过程也不例外。弓形回波是指快速移动、向着运动方向凸起的、形如弓状的强对流回波，它是由后侧强烈的下沉气流造成的，所造成的灾害性天气主要为直线性地面大风(俞小鼎等，2006)。在雷达回波图上，低层弓形回波前沿有强反射率因子梯度，回波顶位于低层强反射率因子区之上，较强回波带后侧有弱回波通道或者后侧入流缺口(RIN)，表明存在强的下沉后侧入流急流(RIJ)(Weisman, 2001；俞小鼎等，2006)。弓形回波后侧的弱回波通道或入流急流将高空高动量的干空气带进下沉气流，并通过垂直动量交换和雨水蒸发冷却作用加强地面附近出流的强度；风垂直切变越大，地面冷池越强，弓形回波也越强(Weisman, et al, 2003；Markowski, et al, 2008)。

3月4日17—18时，飑线由江西进入浙江省，17时19分衢州多普勒雷达0.5°仰角的反射率因子图(图 9a)上，回波位于安徽、江西和浙江三省交界，正快速逼近衢州。整条回波带呈明显的弓形结构，回波带上有多个强回波中心，最大超过了45 dBz，而从华东组网的组合反射率因子图(图略)上看，最强回波超过55 dBz，因为组合反射率因子反映的是一个体扫中各个仰角中最强的回波反射率因子(俞小鼎等，2006)。在江西、浙江和福建三省交界处，回波明显向前凸起，后侧则是一个弱回波通道，即后侧入流缺口，意味着存在后侧入流急流，这样飑线内的下沉运动与后侧入流急流共同作用加强了飑线前端的气压梯度，这也是地面极端大风出现的一个有利因素。

在后侧入流急流作用下，弓形回波逐渐断裂，后侧入流急流南面的回波逐渐减弱，到了20时03分的杭州多普勒雷达图(图 9b)上，回波移动到了浙江东南沿海，最强回波下降到35 dBz，回波范围减小，并与飑线主体断裂。而后侧入流急流北面的回波则继续维持和发展，经过多个小时的生消、发展和演变，至20时03分，依然保持带状结构，多个强回波单体排列紧密，最强回波中心继续维持在45 dBz以上，这与地面风场分析的两条中尺度辐合线相交、碰并，触发了新的对流单体有关，新对流单体的加入使得飑线主体能够持续保持强盛状态，甚至有所发展。

图 10是取图 9a中AB、CD两条红色实线位置作的衢州雷达反射率因子垂直剖面，因衢州雷达站高度为1.2 km，因此剖面图的垂直坐标采用从2 km开始。沿着飑线主体长轴方向(即AB方向，图 10a)可以看到，有多个对流单体依次排列，每个单体都有较为完整的结构，呈竖直状态，相互之间紧密相连。对流单体发展高度较高，回波最高可超过12 km，部分单体30 dBz以上的强回波高度也可达8—10 km；每个单体的强回波中心都在35 dBz以上，最强的可超过50 dBz。沿着飑线前进方向的CD剖面(图 10b)上，对流单体的最强回波中心可超过55 dBz，回波发展高度在10 km以上。单体基本呈竖直状态，略向东北向倾斜，意味着从低层到中、高层的西南风速比较均匀，引导气流的带动作用显著，这也是飑线快速移动的一个重要原因。

在这次飑线过程中，还出现了超级单体，超级单体风暴是发展最为旺盛的对流风暴系统，也是产生强降水、冰雹、龙卷和雷雨大风等灾害性强对流天气最主要的风暴系统之一。超级单体风暴低层有钩状回波，中层是有界弱回波区(BWER)，中、高层则是悬垂回波结构，风暴顶位于有界弱回波区之上，并会出现中气旋(俞小鼎等，2006；戴建华等，2012)。

从17时55分杭州雷达不同仰角反射率因子图(图 11)上可以看到，在浙江与江苏交界处有一中心强度超过60 dBz的回波单体，强回波在低层0.5°仰角图(图 11a)上呈钩状结构，双箭头所示位置是一个V形缺口，即弱回波区，表明了前侧的强入流气流。弱回波区即低层强入流区靠近该强单体移动方向的右后侧。再综合1.5°仰角(图 11b)、2.4°仰角(图 11c)和3.4°仰角(图 11d)分析可知，该强单体在低层出现了钩状回波、前侧V形缺口、有界弱回波区，双箭头所示不同高度具有不同的回波强度表明了中高层的回波悬垂，同时也可以看到回波顶位于有界弱回波区之上，反射率因子强中心及其梯度最大区位于强单体移动方向右后侧，即反射率因子和有界弱回波区均是自低到高向低层入流一侧倾斜。

同时刻2.4°仰角的杭州雷达径向速度图(图略)上，该强回波单体位置出现了明显的“速度对”，形成了气旋式辐合，旋转速度也有10—15 m/s，而在中气旋产品图(图略)上，相同位置也探测到了中等强度的中气旋。低层的钩状回波、V形缺口、有界弱回波区，中、高层回波悬垂，回波顶位于有界弱回波区之上，反射率因子强中心及其梯度最大区位于强单体移动方向右后侧，径向速度出现了气旋式辐合并伴有中等强度的中气旋，所有这些都表明此次飑线过程中出现了超级单体风暴，不仅带来了冰雹等灾害性天气，也有利于形成十分强的地面大风。

5.3 风廓线分析

动量下传也是引起地面大风的一个因素，对流系统内的下沉气流可以将水平动量从高层带到低层，在近地面产生较强的辐散气流，从而形成或加剧地面大风(徐哲永等，2012；张琳娜等，2018)。摩擦层厚度约为1500 m左右，在摩擦层中，因摩擦随高度减小，风速随高度增大，地面以上的风基本按埃克曼螺线规律随高度变化，所以一般高层动量较大；当空气层结稳定时，铅直交换弱，空气的动量下传较小；若空气层结不稳定，则铅直交换强，动量下传增强，因而使地面风速明显增大；当上空有锋区，风垂直切变比较大时，温度层结的日变化常常可以引起风速更为明显的日变化(朱乾根等，2007)。3月4日华东区域处于西南风强劲控制的暖区中，整个区域显著回暖，导致低层层结强烈不稳定，而西南急流又非常强劲，因此有利于中、高层动量向下传播，从而使得地面风力更大。

为了进一步看清动量下传过程，对3月4日19时24分—20时20分的杭州雷达风廓线作时间-高度剖面(图 12)，可以看到，从地面到10 km高空，杭州上空是一致的西南风。19时24—35分，5 km以上高层是大于20 m/s的西南风，5 km以下则没有出现旗帜风(即20 m/s)；从19时41分起，中、低层开始出现旗帜风，近地面风力也有所增大；20时03分之后，4 km以下高度的风力继续增大，近地面风速也逐渐增强至12 m/s以上。从杭州雷达风廓线可以看出，随着时间推进，杭州上空风力出现了中高层强劲西南风逐渐减弱、低层弱西南风渐渐加强的过程，大风速轴明显下移，出现了动量下传的现象，从而加剧了地面大风。

5.4 地形作用

极端大风的出现与地形也密不可分，特殊地形能够对风速有增强作用。山脉的高度、影响系统与山脉的相对位置、喇叭口地形等会使局部风力增大(钮学新等，2005；冀春晓等，2007；盛春岩等，2014)。当出现地形峡谷作用或“狭管效应”时会使风力加大，出现“宽管效应”时会使风力减弱(杨仁勇等，2011)；海洋的光滑下垫面会对海上大风起到增强作用，引起“向岸风”，风速越大，海面对大风的增强作用越明显，向岸风作用越明显(盛春岩等，2014)。

此次飑线过程中有测站出现了14级以上极端大风，分别为江西鄱阳湖珠湖联圩63.9 m/s(17级)、莲花塘50.8 m/s(15级)、太湖小雷山44.8 m/s(14级)、岩瑞古城42.8 m/s(14级)和丽水白云山41.8 m/s(14级)。将这5个站点位置及风速标注在地形图(图 13)上可以看到，珠湖联圩和小雷山分别位于鄱阳湖和太湖边，两个站的海拔高度分别为32和10 m，湖面光滑的下垫面会加强地面大风，引起“向岸风”，由于此次过程本身风力就非常强劲，从而使得湖面的增强作用更加显著。莲花塘和岩瑞古城的海拔高度在百米左右(分别为70和113 m)，从地形上看，两个测站均位于地形从开阔平原地带走向山地的过渡区域，有一定的喇叭口形状，西南风在这种地形下会产生“狭管效应”和喇叭口效应，从而使风力增强。白云山测站海拔较高，达到了1072 m，其西南侧有一地形坡谷通道，当西南风沿此通道吹向白云山时，会产生明显的“狭管效应”，加大风力。

一般情况下，高海拔地区风力会比低海拔地区更大，但在光滑湖面、喇叭口地形、狭管效应等具有特殊地形的地区，配合系统位置及风力、风向，就更容易出现14级以上的极端大风，可见地形对于大风的增幅效应是比较显著的。

图 14是此次飑线过程的示意。飑线(紫色虚线)由多个对流单体(黄色阴影)组成，呈弓状排列，在暖区气流中(红色箭头线)形成，向东北方向移动(紫色箭头)；飑线后部是雷暴高压(H)和冷池(蓝色阴影)，并存在后侧入流急流区，前方则是中低压(L)，强的气压梯度和入流急流推动飑线快速移动。在飑线北面，是一条北方冷高压南下形成的冷锋，在冷锋接近暖区位置，也有对流激发生成(蓝色虚线框内)，这些对流随着冷锋南下而东移南压，逐渐与飑线北端对流交汇、融合，这也是飑线发展后期，南段部分减弱消亡之后，北段依旧能维持或发展的一个重要机制。

6 总结

2018年3月4日发生在华东地区的强飑线天气过程带来了极端大风、短时暴雨和冰雹等灾害性天气，造成了严重人员伤亡和财产损失，利用多种资料对其发展过程和地面极端大风成因进行了初步分析，得到以下结论：

(1) 这次过程具有发生时间(季节)早、移速快、范围广、致灾强等特点，是一次比较少见的早春(冬末)强飑线天气过程，是在高空急流辐散区、低空西南急流轴前端、低涡南侧的暖区之中发展起来的。

(2) 飑线过程的地面要素变化十分剧烈，地面有强冷池，与飑线前暖空气之间构成了强的水平温度梯度，致使飑线强度更强；飑线经过时气压涌升所形成的雷暴高压、强气压梯度以及飑线的快速移动均有利于地面极端大风的出现。

(3) 飑线发展过程中形成了弓形回波、超级单体等强天气系统，中高层动量下传和光滑湖面、喇叭口、狭管效应等特殊地形对于大风的增强效应比较显著，这些因素也加剧了地面极端大风的形成。

通过对该过程的分析，可以看到在监测和临近预报中，雷达资料是最有效的；在强度判断分析上，地面观测中的温度、变压、变温等数据都能提供比较好的参考。在飑线形成阶段，表征不稳定的物理量，如对流有效位能、抬升指数、上、下层温差等都提供了有利的生成环境，地面中尺度辐合线能够触发对流生成；在飑线传播阶段，地面冷池、风垂直切变、地面风场对飑线移动、强度变化等有关键作用。因此，在此类天气预报中需要关注强暖区、强急流地区是否会有对流发生，同时也需要进一步关注物理量场大值区、地面要素强烈变化区、风垂直切变大小和地形等因素是否会加强对流发生、发展。