引言

雷暴大风是指伴随强雷暴天气出现的、瞬时风力达到或超过8级的强烈短时大风，是强对流风暴经常产生的灾害性天气之一。雷暴大风由中尺度对流系统直接产生，具有突发性强、致灾严重等特点，一直是天气预报的难点。近些年国内针对雷暴大风的研究已取得不少成果。许爱华等(2014)提出了我国强对流天气的5类形势特征和基本要素特征。费海燕等（2016）分析了不同区域雷暴大风的气候学特征，给出我国不同区域产生雷暴大风的能量、湿度、垂直风切变等环境参数特征。随着多普勒天气雷达的广泛应用，中尺度探测网逐步完善，加之中尺度数值模式水平不断提高，为研究中小尺度天气系统的初生、发展和对流风暴的演变等提供了便利条件。在雷暴大风产生的机制方面，梁建宇和孙建华(2012)利用高分辨率数值模式分析了飑线的结构特征和大风产生机理。王秀明等(2012)的研究表明，风暴下沉气流辐散、强冷池密度流和层状云部分降水粒子蒸发对弓形回波产生的地面大风增幅作用几乎相当。孙继松等(2014)研究揭示与深厚湿对流相联系的雷暴大风大多由强下沉气流直接产生，指出强下沉运动在近地面层转化形成冷空气堆(冷池)，冷池在地面向前推进的过程中形成大风。飑线是易产生雷暴大风的典型天气系统，有关研究表明，在飑线发展过程中通过识别雷达径向速度的风速大值区、后侧入流、中层径向辐合等特征，可对雷暴大风进行有效预警(俞小鼎等，2006；叶成志等，2013；农孟松等，2014；马中元等，2014；高建平等，2019)。王秀明等(2012)、陈涛等(2013)、张宁等(2017)利用多种资料从环境条件、雷达特征等方面分析了飑线大风的形成机制。以上研究从不同角度讨论了雷暴大风产生的机理，总结出雷暴大风的雷达回波特征，但在河北的实际业务应用中，根据雷达回波的弓形回波、阵风锋和径向速度大值区只能对66%的雷暴大风发布预警(王福侠等，2016)，仍有三分之一的个例无法预警，辅以其他观测资料能否提高雷暴大风的预警能力呢？近年来，高时间分辨率的新型垂直探测设备在气象科研业务中的应用越来越来广(孔照林等，2016；杨晓亮等, 2017, 2018)，如微波辐射计、风廓线雷达等探测设备可全天候不间断监测并实时获得大气垂直方向上的温、湿、风廓线，为揭示中尺度天气系统的垂直演变特征提供了可能。

2017年7月9日傍晚到前半夜，河北中南部出现了罕见区域性雷暴大风天气过程，部分地区最大瞬时风速超历史极值。此次大风过程影响范围广、突发性强，基于天气形势的主观预报出现了明显漏报，数值模式对该过程的降水预报也存在明显偏差。为此，本文利用多源常规和非常规资料，分析了此过程发生的环境条件以及对流风暴的演变特征，以期为今后此类天气监测预报预警提供参考依据。

1 资料说明

本文所用资料包括：常规地面和探空资料，NCEP再分析资料，逐5 min地面自动站资料，重要天气报文，FY-2E高分辨率可见光云图；石家庄、沧州两部S波段多普勒天气雷达反射率因子、径向速度产品；石家庄微波辐射计反演的温度、湿度廓线；石家庄和沧州黄骅风廓线雷达资料等。NCEP再分析资料空间分辨率为1°×1°，时间分辨率为6 h，垂直方向从1 000— 10 hPa共26层，其变量包括海平面气压、温度、相对湿度、风向、风速等。

2 雷暴大风过程概况

2017年7月9日下午到前半夜，河北中南部地区突发雷阵雨，该过程以分布不均的小到中雨为主，伴随的主要灾害性天气是对流性大风，河北中部和西南部共计58个国家气象观测站出现超过17 m·s^-1的瞬时大风(图 1)，其中沧州献县出现了12级大风(34 m·s^-1)，为当地有气象记录以来所罕见。这次强对流天气影响范围广、强度大、持续时间长，造成保定顺平、满城和沧州肃宁等地110个蔬菜、林果、养殖大棚不同程度受损，受灾非常严重。该过程前后FY-2E高分辨率红外图像产品(图略)显示，强对流云团先后影响河北中南部不同的两个区域，首先，雷达回波在石家庄西部山区形成后于9日16:30 (北京时，下同)—19:00自西北向东南方向移动并影响石家庄中南部、邢台中部和邯郸北部(图 1中上框所示，以下简称区域Ⅰ)，石家庄和邢台柏乡分别在16:59和18:16出现了27 m·s^-1的最强短时大风；之后，新生雷达回波18:30前后在保定西部山区发展后逐渐合并加强形成多个超级单体风暴，最终发展成一条飑线自西向东移动，影响保定和沧州大部地区(图 1中下框所示，以下简称区域Ⅱ)，沧州献县20:20出现该过程最强大风(风速达34 m·s^-1)，肃宁20:01出现29 m·s^-1大风，保定、沧州和衡水交界处风速普遍超过10级（24.5 m·s^-1以上）。可见，区域Ⅱ大风较区域Ⅰ范围更广、风力更强。那么，发生在上述两个区域的对流风暴有何差别，是如何触发和发展演变的呢？以下将从环境条件和风暴演变特征两方面对这一问题进行详细讨论。

3 雷暴大风发生的环境条件 3.1 大尺度环流背景

此次强对流天气是在有利的环流背景下产生的。7月9日14时500 hPa图上(图 2a)，欧亚中高纬地区冷空气活跃，贝加尔湖以东地区有蒙古冷涡活动，受下游高压脊阻挡，冷涡稳定少动，冷涡后部不断有冷空气沿西北气流南下，影响河北地区。西北太平洋副热带高压(以下简称副高) 588 dagpm等高线控制华东沿海到华南一带，青藏高原北部为强大的大陆高压，两高之间形成一条东北—西南向切变线，雨带主要位于我国西南地区东部到江淮地区一带的切变线以南地区，副高外围暖湿气流难以直接输送到河北。14时在冷涡后部、河北上游的内蒙古河套和山西北部存在一支强劲西北气流，风速在16~18 m·s^-1之间，温度场上对应-10 ℃的冷中心，冷平流可直接到达河北中部地区上空，08时河北中南部探空站500 hPa已经出现了-3 ℃的负变温。850 hPa蒙古冷涡依然强大(图 2b)，表明系统深厚，河北中南部为从西北地区东伸的强大暖气团控制，暖中心温度超过24 ℃，风场上河北处在切变线附近的辐合区内。地面图上(图 2c)，贝加尔湖以东为强大蒙古低压，低压后部冷锋已经移到河北西北部地区，河北大部处于地面锋前低压辐合区。可见，本次过程发生在蒙古冷涡稳定的天气尺度背景之下，为典型的高空冷平流强迫类强对流天气（许爱华等，2014）。

3.2 环境条件分析

从水汽条件看，这次雷暴大风过程中由于偏南风较弱，水汽输送不明显，850 hPa以上温度露点差都较大，只是在925 hPa到地面存在浅薄湿层，形成上干下湿的水汽分布。随着7月9日当天上午晴空太阳辐射作用的增强，河北中南部地区地面气温迅速上升，最高气温大都超过35 ℃，石家庄部分市县最高气温达到37~39 ℃，出现了明显的高温天气，露点温度也增至22~26 ℃，表明地面气团逐渐转为高温高湿状态。

这次雷暴大风过程前，河北中南部850 hPa暖中心超过24 ℃，500 hPa冷空气叠加在暖中心之上，形成了明显的热力不稳定。9日08时位于区域Ⅰ的邢台站探空显示(图 3a)，500—700 hPa温度递减率接近1 ℃∙ (100 m)-1，相当于干绝热递减，此时850 hPa与500 hPa温差达到35 ℃，热力不稳定明显，对流有效位能(CAPE)为463.3 J·kg^-1，900 hPa附近存在较强逆温层，对流抑制能量(CIN)达到698.3 J·kg^-1，逆温层有利于不稳定能量积累。为考察午后对流发生前大气层结状况，利用NCEP资料和地面自动站资料绘制出14时邢台上空探空曲线(图 3b)，从中看到，400 hPa附近干层更加明显，低层逆温趋于消失，600—800 hPa及850 hPa以下层结曲线接近干绝热，CAPE增至3 135.2 J·kg^-1，比08时增大近6倍，CIN减小到72.6 J·kg^-1，表明大气热力状况变化迅速，一旦有扰动触发，对流将强烈发展。同时，利用石家庄微波辐射计(经与08时探空对比，该数据可信)反演的温度和湿度，计算出对流发生前逐时稳定度指数见图 4。从中看到，16时石家庄上空K指数和CAPE分别超过40 ℃和3 000 J·kg^-1，沙氏指数接近-5 ℃，表明对流发生前能量充足。14时位于区域Ⅱ的沧州站探空图显示(图 3c)，温度和露点温度曲线呈明显的“X”型分布，400 hPa附近温度露点差达到15 ℃，600—850 hPa温度曲线与干绝热线近乎平行，CAPE为4 075 J·kg^-1，CIN仅18.8 J·kg^-1，表明对流发生的能量条件比区域Ⅰ更有利，这可能是区域Ⅱ大风强度更强的原因之一。

另外，分析该过程不同时刻垂直风切变发现，08时邢台500 hPa以下风速都在8 m·s^-1以下，此时0— 6 km风垂直切变还较弱，但上游地区500 hPa风速已达到16 m·s^-1以上。14时，随着700 hPa西北风加大，0—3 km风垂直切变增大(图 3b、c)，风向切变更加明显。20时500 hPa天气形势图显示(图略)，随着中层冷空气侵入河北中南部地区，500 hPa风速明显增大，0— 6 km风垂直切变增强，表明下午以后风垂直切变更有利于对流风暴组织化发展。

3.3 触发机制

7月9日午后，河北中南部已具备明显的层结不稳定和充足的能量条件，只需某一触发因子就能产生强对流天气。地面图上(图 2c)，14时冷锋还位于河北西北部的张家口境内，且位置偏北，显然区域Ⅰ对流并不由冷锋直接触发。逐5 min地面自动站风观测显示，14时河北南部已转为一致的东南偏东风，而风廓线雷达观测则显示东南风高度超过1 km (见文后图 10a)，个别时刻风速达4~6 m·s^-1，偏东风与南北走向的太行山形成地形辐合，石家庄西北部喇叭口地形增强了边界层内风场辐合和上升运动。15:18，喇叭口地形内山脊上有对流被触发(图 2d)，云底高约1.2 km，之后对流云团迅速增强变大，可见区域Ⅰ对流由偏东风与地形相互作用触发。区域Ⅱ对流18时在保定西北部生成，其位置偏北，自动站观测资料显示张家口东部到保定北部有明显的风切变，切变线后侧为大范围西北风，且两侧露点温度对比清楚，锋面特征明显，表明区域Ⅱ对流由锋面直接触发。因此，区域Ⅰ是在太行山特殊地形条件下由地形抬升触发的暖区对流，而区域Ⅱ对流则由冷锋直接触发。

综上所述，雷暴大风天气出现在河北中南部而非距冷涡较近的河北北部地区，这主要是因为河北中南部850 hPa存在明显暖中心，近地面存在湿层，大气层结“上干冷、下暖湿”，而垂直风切变条件更利于对流组织化发展，喇叭口地形辐合抬升触发了区域Ⅰ暖区对流，冷锋直接触发区域Ⅱ对流。同时，对流层中层干层有助于下沉气流中雨滴的蒸发加强，蒸发冷却作用加强了下曳气流；低层温度垂直递减率大有助于气块温度在下降过程始终低于环境温度，并保持向下的加速度（寿绍文，2009）；计算9日08时大风指数达到了44.2。以上条件均有利于产生强下沉气流和地面大风。

4 对流风暴演变特征分析

强对流风暴是雷暴大风的直接制造者，通常由一个或多个对流单体组成，其不同发展阶段的中尺度天气特征的表现不同，本次冷涡背景下强对流风暴结构和演变特征如何？下文借助高分辨率气象卫星、多普勒天气雷达、风廓线雷达、自动气象站等资料对其进行分析。

4.1 卫星云图特征

图 5（见上页）给出2017年7月9日09—18时FY-2E高分辨率(星下点分辨率5 km)可见光云图。从中看到，09:00 (图 5a)前后，河套北部有零散积云存在，说明此处具备弱的对流不稳定。在高空西北气流及冷平流作用下，13:45 (图 5b)山西中部和北部积云发展加强，范围扩大。14:45 (图 5c)，大片零散积云中有多个对流单体迅速增强、水平尺度增大。到15:45 (图 5d)，河北西南部及山西中部形成了A、B、C三个主要的对流云团(带)，其中云团A造成河北西南部山区雷雨大风(该云团尺度小、生命史短、相对孤立，与云团B、C关系不大，本文不作讨论重点)；云团B上存在多个积云泡，4个边界清晰且近乎圆形的β中尺度对流云团呈西北—东南向排列，其上冲云顶清晰可见，表明对流发展强烈，给区域Ⅰ带来雷暴大风天气；云团C在云团B后方间隔100 km左右的位置，比云团B位置偏北，受冷涡底部气流影响，其后期主要沿东偏北路径移动，影响区域Ⅱ。17:15 (图 5e)，云团B形成东北—西南向云带，云顶的起伏特征仍较清晰，云团C水平范围明显扩大，其前侧对流发展旺盛，后侧为大片层状云。17:45以后(图 5f)，随着太阳高度角减小，入射的太阳辐射减少，由可见光图像难以分辨云的特征。由此可知，云团B、C的发展增强直接产生了大范围雷暴大风天气。

4.2 雷达回波特征

7月9日不同时刻区域Ⅰ石家庄多普勒天气雷达产品显示，16时雷达反射率因子图上(图略)，石家庄西部已经出现多个分散的雷暴单体，回波强度最大超过50 dBz，对应图 5d中构成云团B的4个β中尺度对流系统；17时(图 6a)，雷暴单体逐渐合并为带状回波，中间镶嵌多个较强单体，其中最北端的强回波对应0.5°仰角径向速度图上伴随着风暴底强辐散特征(图 6b)，预示地面可能出现灾害性强风，地面实况16:59在风暴底辐散附近(图 6b方框位置)观测到27 m·s^-1大风(图 1，为区域Ⅰ中的最强风)。17:36前后(图 6c)，带状回波发展成一条完整的飑线，水平尺度约100 km，强回波宽度不足20 km，回波强度超过50 dBz，相应径向速度图上(图 6d)，3 km以上中气旋特征最明显，其旋转速度超过21 m·s^-1，接近强中气旋标准，这表明飑线移动方向的左侧镶嵌着超级单体风暴，低层钩状回波结构清晰，反射率因子垂直剖面图上(图略)，超过50 dBz的强回波高度超过8 km，存在低层弱回波区和中高层悬垂回波结构，对应实况是两个体扫之后位于钩状回波附近的栾城观测到直径1 cm的冰雹。17:54径向速度剖面图上(图 6f)，飑线后侧层状云下方5 km高度存在沿飑线移动方向从后向前的径向速度大值区向下扩展，此时近地面出现了明显的速度模糊，对比反射率因子图(图 6e)，大风核在强回波移动方向的前方，表明强的后侧入流在低层到达了飑线的前沿，1 km以下最大入流速度达31 m·s^-1，大风速核前沿的赵县附近地面测得最大西北风速为26 m·s^-1，这与张弛等（2019）分析得到的10级大风临近预警指标相符。随着飑线向东南方向移动，18:12，飑线组织结构趋于松散，回波强度减弱并开始断裂，尾随层状云区扩大，但径向速度图上2 km以下大风速核始终维持在31 m·s^-1以上，动量下传和下沉辐散作用使其所经之处出现成片大风。直到19:30以后，回波强度减弱，大风速核消失，区域Ⅰ雷暴大风基本结束。由于14时以后河北南部500 hPa偏北风明显加大，因此区域Ⅰ回波主要受对流层中层气流引导，自西北向东南移动，且其向南的分量很大，其中的原因可能是高空引导风与低层中尺度对流系统产生的出入流相叠加所致。

随后，9日16时前后区域Ⅱ在山西北部有回波生成，与图 5d中的对流云团C对应，在500—700 hPa平均气流的引导下回波单体不断向东发展传播，影响范围与区域Ⅰ并不重合。18时后，上述回波逐渐进入河北，其前侧偏北风出流与偏南风形成地面辐合线，并随着该回波移动向东推进。18:48 (图 7a)，保定西部和石家庄西北部已有多个对流单体发展加强，回波强度超过50 dBz，其中保定西部回波单体逐渐合并、发展加强，形成多个独立超级单体风暴并伴随有中气旋，同时石家庄西北部的小块强回波，自其生成开始低空就伴随有强的后侧入流急流(图 7b)，500 m高度多普勒雷达径向速度最大达到37 m·s^-1，其附近的行唐地面站19:04测得28 m·s^-1强风，因此由低层径向速度大值区可提前16 min预警。19—20时，强回波合并形成块状回波东移，由于东侧回波处于减弱阶段而西侧回波处于发展加强阶段，造成回波主体向西传播，给保定顺平、望都和清苑等地带来大风、冰雹等强天气，定州附近强单体(3.4°仰角)还出现了三体散射(图 7c)，呈现雹暴的典型特征。块状回波南侧的层状云回波强度不足30 dBz，0.5°仰角径向速度图上出现明显的速度模糊，大风速核超30 m·s^-1，动量下传作用使其所经之处地面出现大风。20时以后，多个对流单体与超级单体合并后逐渐发展为带状回波，低空径向速度大值区水平范围迅速扩大，1 km以下径向速度超过30 m·s^-1的时间持续超过1 h，带状回波自西向东袭击沧州地区，其大风速核经过之处地面出现大风。20:48沧州雷达显示(图 7d、e)，强回波发展为一条完整的飑线，其前沿10~15 km处低层出现阵风锋，径向速度图上，对应阵风锋为明显的风速辐合区，其后存在大片径向速度大值区，并持续约1 h，强径向速度剖面图显示飑线伴随着很强的后侧入流(图 7f)，阵风锋向东推进过程直接产生8级地面大风。21时后，随着阵风锋逐渐分成南北两段(水平尺度达200 km，自西向东移动达150 km)，造成整个沧州地区大风天气。从雷达回波演变看，受雷暴出流影响，飑线北侧的北京南部、廊坊南部和天津南部不断有雷暴被触发，因此飑线上单体整体向北传播，与中层偏西引导气流合成后，飑线系统向东偏北方向移动。飑线后期移速超过80 km·h^-1，其快速移动有利于地面雷暴大风增强。

4.3 地面气象要素演变

为探明上述对流风暴发展演变过程中地面大风与雷暴高压、辐合线等中尺度系统变化的关系，利用京津冀地区逐5 min地面气象观测资料制成地面温压场与风场叠加图(图 8—9)。16:30，石家庄西部回波开始东移，地面出现降水。17:00带状回波开始形成(图 8a)，回波正下方对应1 h负变温中心，说明降水拖曳和蒸发冷却使地面产生冷池，最大1 h正变压达到6 hPa，下沉气流在地面形成的偏北风与前侧东南风形成地面辐合主要位于回波前沿，此阶段井陉、石家庄和元氏3站地面出现大风；17:30前后，随着飑线组织化加强，地面开始出现成片大风，1 h负变温中心主要位于飑线后侧，1 h正变压为2 hPa，此时地面出流和地面辐合线逐渐超前于飑线。飑线成熟阶段尤其是17:55后(图 8b)，由于中层层状云下方向前的后侧入流急流逐渐移动到对流区低层回波前沿(图 6f)，地面辐合超前回波近20 km。后侧入流急流进一步增强了雷暴地面出流形成雷暴高压，雷暴高压四周伴随有明显的辐散风，地面最大风速超过26 m·s^-1，雷暴高压和1 h负变温中心位于回波正下方，最大1 h正变压达到6 hPa。18:00—19:30 (图 8c、d)，随着前侧辐合线进一步远离飑线，飑线回波强度逐渐减弱，地面雷暴高压仍维持，其水平尺度超过100 km，中心气压达1001 hPa，最强1 h正变压和负变温达8 hPa和-12 ℃以上，位于回波后侧，在冷池密度流、变压梯度和动量下传共同作用下形成地面大风，8级以上大风出现在雷暴高压移动前方和正变压中心附近。19:30后雷暴移入500 hPa反气旋区域并逐渐减弱消亡，雷暴高压和小时变压随之减弱，风力也逐渐减弱。可见，降水拖曳形成地面冷池和辐合线，使飑线成熟阶段后侧入流急流增强了地面雷暴高压，1 h变压达最强，同时促使地面辐合线逐渐超前回波主体；飑线回波强度减弱后，冷池密度流、动量下传和变压风共同作用形成地面大风，地面8级以上大风主要分布在雷暴高压四周、高压移动前方和正变压中心附近。

区域Ⅰ雷暴高压在9日18时以后整体向南压，而区域Ⅱ则始终处在蒙古低压底部的低压带之中，19:05 (图 9a)保定中部和石家庄北部形成2个孤立的变压中心，保定中部的1 h正变压达8 hPa，其四周为强的辐散风，可能存在下击暴流。随着两块回波单体的合并(图略)，2个变压中心合并加强，雷暴高压也发展增强。19:45 (图 9b)，地面雷暴高压发展到最强，高压中心达到1 004 hPa，1 h变压中心达7 hPa，其东侧伴随明显的大风，此时回波呈块状且移动缓慢。块状回波南侧的石家庄和衡水交界处回波强度尽管在30 dBz以下，地面仍有成片大风，此时1 h变压达到6 hPa，1 km以下雷达径向速度超过30 m·s^-1，正是强的小时正变压造成的变压风叠加低空大风核的动量下传造成了此时的地面大风。20:30之前(图 9c)，地面雷暴高压强度维持，小时正变压中心为7 hPa(图 9d)，回波正下方小时负变温超过-12 ℃，说明地面冷池明显，下沉辐散的西北风与前侧西南风的切变明显超前于主体回波，大风出现在地面雷暴高压移向前方到正变压中心之间。20:30伴随飑线的形成(图 9d)，地面伴随-8 ℃以上的小时负变温，风切变线主要与飑线前侧的阵风锋对应，小时正变压中心位于飑线前侧到切变线之间，雷暴高压水平尺度扩大到约150 km，中心气压值缓慢下降。21:00后，地面冷中心强度减弱，雷暴高压随之减弱消散。

以上分析表明，区域Ⅱ块状回波阶段降水拖曳产生地面冷池和气压升高，正变压高达8 hPa·h^-1，当低层伴有大风速核和5~6 hPa·h^-1的正变压中心时，即使层状云回波也能在地面产生大风；飑线阶段地面切变线超前于回波主体，大风出现在切变线后侧到正变压中心之间和雷暴高压移向的前侧。

4.4 垂直风场演变

地面自动站资料反映了对流风暴影响前后地面气象要素的变化，而雷暴是在三维空间中发展演变的，高空气象要素演变更能直接反映风暴的三维结构，风廓线雷达可用来辅助分析高空气象要素的演变特征。风廓线雷达是利用大气湍流对电磁波的散射作用来遥感探测大气风场的，并采用多普勒技术获得其相对于雷达的径向速度。在均匀风场的假定条件下，利用倾斜波束估测各高度上的水平风向、风速，垂直波束获取垂直速度的垂直分布具有较高的时空分辨率。7月9日位于区域Ⅰ的石家庄风廓线雷达反演水平风场与垂直速度显示(图 10a)，雷暴影响前对流层中层为西北或偏西风控制，有利于维持晴好天气和地面增温。从当天11时开始，近地面1 km以下偏北风逐渐转为偏东风，14时以后2 km以下均为偏东风控制，尤其是16时以后近地面转为一致的东南风，一方面风垂直切变增大，另一方面与自西北向东南移动的飑线出流形成了边界层辐合线，扩展到1 km高度的东南风也成为维持风暴发展的入流气流，期间伴随的垂直速度普遍不足1 m·s^-1。17时风暴移到石家庄上空，3—6 km高度出现4~6 m·s^-1西南风，并伴有降水，最大5 min降水量超过5 mm，由于雨强大，风廓线雷达出现了数据缺失现象。18时前后雷达数据从高到低逐渐恢复，4—6 km转为一致的西北风，风速超24 m·s^-1。值得注意的是，19—20时4 km以下出现强下沉气流，最大下沉速度超过7 m·s^-1，1.5 km以下出现短暂西南风，伴随的1 h降水不足1 mm，对比地面自动气象站观测实况和雷达回波变化发现，此时影响区域Ⅱ的回波尾部扫过风廓线雷达站上空，由于此处不稳定能量已经释放，地面气温也已下降，冷池密度流的作用随之减弱，因此地面只出现了弱降水而无短时大风。虽然强雷暴过境时石家庄上空风廓线资料缺失，但通过前后对比可以推断出，由于17时风暴经过石家庄时风雨强度要强于19—20时，其伴随的下沉速度也应超过19—20时的7 m·s^-1，气流下沉辐散有利于地面产生大风。

位于区域Ⅱ的沧州黄骅风廓线雷达反演水平风场与垂直速度显示(图 10b)，飑线影响黄骅前，其对流层中层为偏北风，1.5 km以下为一致的偏南风。19时以后，低层偏南风速加大到10 m·s^-1以上，飑线影响前1 h，近地面2 km以下转为一致的西南风，风速加大到12 m·s^-1以上，达到低空急流标准。22时前后，飑线移到黄骅上空，地面出现降雨，5 min降水量在1~3 mm之间，由于降水持续时间较短，风廓线雷达资料比较完整。飑线经过黄骅时，1.5 km以下首先出现西北风，风速超过20 m·s^-1，对应地面1 000 hPa的雷暴高压(图 9d)，之后西北风高度迅速扩展到3 km，5 km以下伴随强下沉气流，最强下沉运动出现在1—3 km之间，下沉运动强中心接近10 m·s^-1，强下沉气流辐散是地面产生大风的原因之一。飑线经过黄骅风廓线上空后，西北风高度迅速下降，下沉运动减弱为7 m·s^-1以下，低层风速逐渐减小。区域Ⅰ风暴经过石家庄时回波强度、地面降水和大风的强度均超过黄骅，其最强下沉运动应该不低于黄骅站探测的数值，再次验证了区域Ⅰ风暴经过石家庄时其下沉速度超过7 m·s^-1。

以上分析表明，7月9日17时之前石家庄2 km以下维持东南风，为飑线提供了稳定的暖湿空气入流；沧州黄骅飑线过境之前低层为较强的西南风，与中层西北风形成强的垂直风切变，有利于对流系统组织化发展。飑线过境雷达站时，风廓线雷达测得5 km以下最大径向速度为7~10 m·s^-1，1 km以下出现强的西北风，表明近地面有强的下沉辐散气流，有利于地面产生8级以上大风。

5 结论与讨论

本文利用常规地面高空观测资料以及卫星云图、多普勒天气雷达、区域自动站与NCEP 1°×1°再分析资料等，对2017年7月9日河北中南部地区一次区域性雷暴大风天气过程的环境条件以及对流风暴的卫星云图、雷达回波、地面温压场和垂直风场演变特征进行了分析。得出以下几点结论：

(1) 本次过程的主要影响系统为500 hPa冷涡和地面低压。低层到地面增暖有利于温度垂直递减率增大和能量的累积，中高层冷空气的到来加大了层结不稳定和垂直风切变，与低层暖湿空气构成“上干冷下暖湿”的环境条件，区域Ⅰ对流为由地形抬升触发，区域Ⅱ由冷锋直接触发。

(2) 产生雷暴大风的雷达回波特征包括：区域Ⅰ飑线前期镶嵌有超级单体风暴，飑线成熟阶段后侧入流急流在1 km以下超过31 m·s^-1，地面大风出现在大风速核前沿。减弱阶段低层大风速核维持时间长，径向速度图存在速度模糊，最大径向速度在35 m·s^-1；区域Ⅱ回波先后经历超级单体、块状回波和飑线等阶段，各阶段均产生了地面大风，块状回波南侧层状云回波也产生了地面大风，与低空大风速核的动量下传作用有关，飑线成熟阶段大风出现在前侧阵风锋附近。

(3) 降水拖曳作用形成地面冷池和辐合线，成熟飑线后侧入流急流增强地面雷暴高压的同时，推动地面辐合线逐渐超前回波主体，地面灾害性大风主要分布在雷暴高压移动方向的前方和正变压中心附近。伴有阵风锋的飑线，大风出现在地面辐合线后侧到正变压中心之间。

(4) 风廓线雷达探测的风场可用于判断风暴入流的强度和风垂直切变的变化；雷达低仰角径向速度图上超过30 m·s^-1的大风速核配合5~6 hPa以上小时正变压，风廓线雷达5 km以下的7~10 m·s^-1下沉速度伴随1 km以下强的西北风，可以作为地面8级以上雷暴大风临近预警的参考。

本文从多源观测资料入手，重点对本次冀中南区域性雷暴大风的对流风暴演变特征进行了分析，但在环流背景和局地热力条件相似的情况下，对区域Ⅰ和区域Ⅱ产生雷暴大风天气强度上差异的定量化研究，还有待通过更多垂直探测资料分析或数值模拟开展深入研究。