2015年6月1日21:32(北京时，下同)左右，“东方之星”号客轮由南京开往重庆，行至湖北省荆州市监利县长江大马洲水道时失事翻沉。孟智勇等^[1]结合人工地面和无人机航拍等方式对事发周边现场进行细致调研，分析出多处调查点灾害为飑线系统伴随的显著微下击暴流所致，而并非龙卷。事发时风雨强度陡增，瞬时极大风力达12~13级，最大小时降水量达94.4 mm。

飑线是由多个雷暴单体侧向排列成线状或带状的中尺度对流系统，是非锋面的或狭窄的活跃雷暴带，常伴有暴雨和灾害性强风产生，有时甚至出现冰雹、龙卷、下击暴流等强灾害性天气现象^[2]，因此，对于飑线强对流天气的研究受到国内外学者的广泛关注^[3-7]。Fujita^[8-9]提出了飑线的生命史，将其划分为产生、发展、成熟、消散和残余5个阶段。Houze等^[10]于1989年提出了成熟阶段飑线系统结构的概念模型。丁一汇等^[11]根据我国各类飑线发生天气背景的不同，将其大致分为4类，并指出冷锋、切变线、低涡、高空急流、露点锋和低空风场不连续线等对飑线可以起触发和组织作用。Ogura等^[12]对发生在俄克拉荷马的一条飑线的形成和发展阶段进行了研究，发现某条与干线相关的辐合线在飑线形成、维持过程中非常重要。蔡则怡等^[13]提出华北地区飑线系统生命史的中尺度天气模式，包括组织、扩展和消散3个阶段。张进等^[14]利用一个风暴尺度云分辨数值模式模拟了一次热带海洋飑线过程，发现不同出初始化扰动触发与启动机制对深对流飑线生命史影响明显。

Fujita^[15]于1985年将下击暴流这一现象定义为发生在雷暴天气中强烈的下沉气流猛烈撞击地面形成的并沿地表传播的极具突发性和破坏性的一种强风。Schmidt等^[16]指出，飑线发生时常伴随着破坏性极强的龙卷风或下击暴流，其后部的入流和地面高低压间的气压梯度力可能是造成飑线大风的原因。下击暴流的位置经常出现在钩状回波的内部及周围，或弓状回波的前侧。Wang等^[17]用雷达资料反演飑线系统的流场结构和对应的微物理量分布。Atkins^[18]及Trapp等^[19]等指出弓状回波γ中尺度的涡旋会造成局地强风。俞小鼎等^[20]利用我国多普勒天气雷达资料分析一个孤立的强烈多单体风暴产生的下击暴流事件，指出反射率因子核心的逐渐降低并伴随云底以上的速度辐合的多普勒雷达回波特征，可以提前数分钟预警下击暴流的发生。许焕斌等^[21]利用非静力全弹性γ中尺度模式，以一次下击暴流为个例进行了模拟，得出了一些大气环境条件及水凝物粒子微结构对下击暴流发展的影响机理。孙凌峰等^[22]对武汉的一次引起坠机事件的下击暴流进行了模拟，分析得到造成下击暴流产生的直接原因是冰雹的重力拖曳作用，其次是冰雹融化和雨水蒸发的冷却作用。

随着气象探测技术和中尺度数值模拟能力的不断进步，针对强对流天气的临近预报正在向高分辨率方向发展^[23-25]。本文以2015年6月1日晚发生于湖北监利县，造成“东方之星”号客轮翻沉的强对流天气过程(飑线及其伴随下击暴流)为研究对象，利用常规观测资料及雷达资料分析飑线的时空演变特征，并通过高分辨率数值模式(ARPS)^[26]模拟21:00—22:00飑线过境时的雷暴天气，再现下击暴流出现过程，从多尺度上对此次强对流天气产生的原因及存在的物理机制进行分析。

图 1给出了2015年6月1日20:00的环流形势。由500 hPa形势场(图 1a)可以看到，在新疆北部高空槽后强烈的西北气流影响下，中层冷空气从中高纬度地区入侵南下到我国黄淮地区。在我国中低纬度地区，高空急流以偏西气流为主，多处伴有短波小槽。两湖地区位于副热带高压(简称副高)的西北侧，受副高西北侧盛行西南气流影响明显，部分气流方向转为偏西南。湖北湖南两省交界处高层较冷，温度低于-4℃(T < -4℃)，由6月1日20:00长沙探空观测分析(图略)可知，500 hPa的温度露点差超过20℃，高层区域以干冷空气为主。从850 hPa环流形势场(图 1b)可以看到，湖北湖南两省交界地带中低层较暖，温度高于20℃，结合长沙探空站观测，850 hPa以下为明显的偏南风控制，低空存在顺时针的垂直切变，有利于不稳定天气的发展。700~850 hPa附近的温度线和露点温度曲线几乎重合，存在一温度露点差约3℃左右的的强暖湿区。低层的暖空气位于中层冷空气下方，使湖南、湖北交界处附近850 hPa与500 hPa的温度差超过23℃。由850 hPa形势场还可以看到，该地区风场散乱，存在一低涡切变线，切变线附近的风向风力变化明显。

图1

图1 2015年6月1日20:00 500 hPa(a)和850 hPa(b)形势场 (实线代表位势高度场，单位：gpm；虚线代表温度场，单位：℃；风向杆代表水平风场) Fig.1 Synoptic chart of 500 hPa(a) and 850 hPa(b) at 2000 BT 1 Jun 2015 (the solid line denotes the geopotential height, unit:gpm; the dashed line denotes the temperature, unit:℃; the wind rod denotes the horizontal wind)

由地面图(图略)可以看到，河北地区存在涡旋环流，涡后为冷锋，向西南延伸至山西省中部和陕西省北部，冷锋后方为较强的西北冷气流，而河南、湖北地区均位于冷锋前方。中低纬度地区多短波小槽活动，湖南湖北两省交界处近地面出现一较大倒槽，其主体主要影响湖北中东部和湖南西部。槽线附近风场辐合，有明显的风向切变出现。监利县水域附近为偏东南和偏西南两股暖湿气流交汇区域，两股暖湿气流的交汇为当地带来了较大的不稳定能量，该水域位于岳阳市西北的江汉平原，地势较平坦，其东南侧有起伏的山脉，整体地势东南高、西北低，有利于低层气流风向的转变及局地小涡旋的形成。近地面暖湿气流交汇于地面倒槽，有利于当地不稳定能量的积累，为对流单体的生成及飑线天气系统的发生发展提供了有利环境。

多普勒天气雷达观测资料能够提供强对流系统内部的三维信息，为风暴尺度天气系统初始化提供高时空分辨率的观测。湖南岳阳雷达位于监利县水域南侧约83 km处，较好地捕捉到此次过境飑线系统，通过雷达组合反射率因子和反射率因子垂直剖面，对飑线强对流天气系统生命史各阶段的结构特征进行分析。根据逐6 min雷达回波图像，结合关心区域内飑线造成的地面瞬时大风，短时强降雨等强对流天气现象的逐小时统计结果(图略)，将此次强飑线的生命演变过程分为6个阶段。

① 初生阶段。随着湖北南部的大片弱回波层云区东移，系统内部的小对流单体逐渐发展成形。图 2中，2015年6月1日19:18较强回波区东移至监利县西北侧附近，内部发展出沿东北—西南走向排列的4个强对流单体A，B，C，D，核心区强度均超过45 dBZ。由19:18对流单体C沿飑线移动方向的垂直剖面分析可以看到，对流单体C的延伸高度较高，40 dBZ以上的对流核区的垂直高度在9 km以上，对流单体核区以上升运动为主。

图2

图2 2015年6月1日19:18飑线过程岳阳雷达观测 (a)组合反射率因子水平分布，(b)沿图 2a中虚线的反射率因子垂直剖面 Fig.2 Observation of Yueyang Doppler weather radar at 1918 BT 1 Jun 2015 (a)horizontal composite reflectivity, (b)cross section of radar reflectivity along the dashed line in Fig. 2a

② 增强阶段初期。19:30开始，4个对流单体开始加强并向东南方向移动，对流单体D的移速和强度快速增强，从后侧位置逐渐合并靠拢，4个单体沿东北—西南方向排列成一线，20:06左右飑线系统逐渐发展成型(图略)。之后系统以40 km·h^-1的速度向东南方向移动，对流回波带水平长度约为150 km。由20:06雷达回波垂直剖面可以看到，对流核及后部层云区范围比初生阶段大大增加，其核心区40 dBZ以上的高值中心水平宽度约为20 km，其对流核区的垂直伸展最高高度在9 km附近，上升运动活动强烈。

③ 增强阶段中期。20:54监利县位于飑线系统前沿处，飑线系统开始进入监利县境内。系统内部多个强回波中心连成带状，已分辨不出各个小单体的位置。由20:54雷达回波剖面(图略)可以看到，40 dBZ以上的对流核强回波区的高度达到最高，最高处可达14 km，此时对流带内上升运动比起增强阶段初期进一步增强。强对流带的前方，弱回波带范围增大，新的单体不断生成、发展并入强回波带，强回波带核心区域开始影响事故点附近水域。

④ 增强阶段末期。21:30飑线系统的对流发展依然强盛并位于事故点上方。由岳阳站雷达21:30组合反射率因子(图 3)可见，飑线中南部移速较快，北端强回波区移速较慢，位置偏后，整体呈现弓状。弓状回波后部有入流缺口，这种雷达回波利于地面出现瞬时大风；弓状回波前部核区回波强度超过45 dBZ，对流发展旺盛。此时监利县水域位于对流核区下方，对流区延伸高度与增强阶段中期相比大幅降低，风暴核心高度由20:54的14 km下降至9 km以下，强度维持在40 dBZ以上。21:30对流单体核心高度与增强阶段中期相比迅速降低，说明对流云带内上升运动较增强阶段中期减弱很多。下击暴流到达地面前，反射率因子核心的持续下降，为下击暴流预警提供了非常重要的线索^[15]。

图3

图3 2015年6月1日21:30飑线过程岳阳雷达观测 (a)组合反射率因子水平分布，(b)沿图 3a中虚线的反射率因子垂直剖面 Fig.3 Observation of Yueyang Doppler weather radar at 2130 BT 1 Jun 2015 (a)horizontal composite reflectivity, (b)cross section of radar reflectivity along the dashed line in Fig. 3a

⑤ 成熟阶段(21:30—22:30)。21:30—22:00飑线系统主体内的东北—西南向的对流强回波带开始减弱，虽然整体形状较为稳定但水平尺度有所减小。22:00以后，飑线北部反射率因子在40 dBZ以上的单体A的范围和强度迅速减弱，至22:30，最北端对流单体完全消失。岳阳雷达22:00组合反射率因子(图略)显示，随着系统继续东移，强回波带即将移出监利县水域。此时40 dBZ以上的强回波带宽度最大，约40 km，系统水平影响范围较大，过境后开始影响到监利县以东区域。由22:00的雷达回波垂直剖面(图略)可以看到，对流核区延伸高度进一步降低，40 dBZ以上的强回波区伸展高度下降到6.5 km，说明对流带内上升运动比增强阶段进一步减弱。

⑥ 消散阶段(22:30—24:00)。飑线系统内对流带水平尺度比成熟阶段明显减小，23:36对流带开始断裂；24:00对流带形状已由明显的带状减弱断裂为两个东西向分布的块状对流单体(图略)，各单体水平尺度缩减至30 km左右，其后两个离散的块状对流带水平尺度缩小，并继续影响湖南的东北部地区。两个单体各自孤立发展，相互不再联系。系统过境2 h后，飑线回波带分裂减弱，不再影响监利县事故水域，其生命史也即将结束。

综上所述，18:00—19:30为飑线系统的初生阶段，19:30—21:30为飑线系统的增强阶段，该阶段是本次飑线过程的对流最强阶段，增强阶段中期对流核区垂直高度达到最大；21:30—22:30为飑线系统的成熟阶段，该阶段系统强回波带水平范围最大；22:30—24:00为系统的消散阶段，24:00强回波带消失，仅剩下孤立的少量单体，飑线基本消亡。飑线系统初生于18:06左右，消散于24:00左右，维持约6 h，生命史不长。

导致“东方之星”号客轮翻沉的下击暴流尺度小、突发性强，微下击暴流水平范围一般小于4 km。包括雷达在内的现有业务观测手段难以对此次微小尺度对流天气进行有效监测和预警。本文使用ARPS数值模式，模式水平分辨率最高设置为200 m，较好地模拟和重现了此次飑线天气过程。

本文采用美国俄克拉荷马大学风暴分析和预测中心开发的中尺度ARPS模式^[26]及其资料分析和同化系统ADAS^[27-28]，对此次飑线下雷暴进行数值模拟。模式的初始及侧边界条件采用GFS的2015年6月1日20:00的实时预报场资料，同化了地面、探空和监利县周边4部雷达。此次模拟采用四重嵌套，预报区域见图 4，水平分辨率分别为12 km，4 km，1 km和200 m。12 km和4 km分辨率区域模拟输出时间间隔分别为30 min和10 min，1 km和200 m分辨率区域模拟输出时间间隔为1 min。

图4

图4 ARPS模式模拟的四重嵌套区域 Fig.4 Domains used in the ARPS model

图 5给出了飑线过境期间21:10—21:30 4 km分辨率组合反射率因子模拟图，通过与同时刻岳阳雷达观测对比后，确认此次模拟结果具有较高的可信度。4 km分辨率的组合反射率因子模拟图准确展现出了成熟期飑线系统的水平结构、位置及回波强度。通过与岳阳雷达观测对应时次水平回波结构对比发现，模式模拟的飑线过境各阶段回波主体均呈东北—西南走向，强回波区水平尺度在250 km左右，结构特征与观测基本一致。沿强回波带的东北—西南一线有多个不同尺度的回波单体，南部回波单体强度和水平尺度比北部偏强，模式模拟的南部强回波带中心强度在60 dBZ以上，相比观测的50~55 dBZ稍强一些。虽然模拟单体的形状和强度与雷达观测有细微区别，但不会影响对飑线内部中尺度结构的分析。

图5

图5 2015年6月1日21:10—21:30飑线过程4 km分辨率组合反射率因子与风羽图模拟结果 Fig.5 Simulated composite reflectivity and wind barbs with the resolution of 4 km from 2110 to 2130 BT on 1 Jun 2015

由更高分辨率的200 m组合反射率因子模拟结果可以观察到更多小尺度信息(图 6)。图 6中黑色虚线圆圈中为“东方之星”号客轮事故发生地点。21:20监利县沉船区域西北侧存在一较大对流单体，回波强度高达65 dBZ以上。21:22事故点正上方区域也生成一团状单体，水平尺度很小，在西风影响下随系统东移。该团状回波单体强度迅速发展增强，4 min后中心强度达55 dBZ以上且完全并入自西向东发展的大单体中。21:30—21:36大单体南侧不断有新生单体发展并入强回波区，演变为弓状回波，形态特征与Fujita提出的典型弓状回波阶段模型一致，非辐散性大风通常发生在阵风锋之后。事故水域位于弓状回波的尾部，反射率因子强度维持在50~55 dBZ，略低于其东侧回波主体的60~65 dBZ，属于弱回波通道现象，根据文献[29]，该类现象表明：该区域出现下击暴流，并具备引发龙卷风的可能性。

图6

图6 2015年6月1日21:20—21:36监利县水域附近200 m分辨率组合反射率因子(填色)和风场(风羽)模拟结果 Fig.6 The simulated composite reflectivity(the shaded) and wind field(the barb) near shipwreck waters at Jianli County with the resolution of 200 meters from 2120 BT to 2136 BT on 1 Jun 2015

由200 m分辨率累积降水量模拟(图 7)可以看到，降水落区和强度的变化与雷达组合反射率因子大值区变化一致，其强度也随雷达回波的减弱而减弱。21:00—22:00监利县事故点(图 7中红点所示)附近1 h降水量可达50~75 mm，与雷达定量降水估计的90 mm接近。降水集中出现在21:20—21:40。其中21:20—21:30监利县10 min降水量10~20 mm，21:30—21:40监利县降水量超过50 mm。21:20—21:30事故点西北侧有一南北向分布带状强降水区域，该强降水雨带21:30—21:40经过事故点，沉船地所在位置正处于强降水雨带中部的高值中心。通过分钟降水量模拟图(图略)对21:31—21:36飑线系统中雨带经过事故水域进行更为细致观察。21:31沉船区域西北侧有南北两处斑点状降水大值区，分钟级降水量超过10 mm。21:32随着系统东移，降水大值区进一步发展变大并进入到事故点上方，21:34南部斑点状降水中心始终笼罩在事故水域上方，该时段内事故水域分钟级降水量可达到10 mm以上。其后系统逐渐移出，事故水域降水强度逐渐减弱，至21:40以后，雨带完全移出事故点。降水区位于飑线系统后部，其中降水质点的拖曳作用和下沉气流的共同影响是造成地面强风的重要原因。

图7

图7 2015年6月1日21：00—22：00 200 m分辨率累积降水量模拟结果 Fig.7 Simulated accumulated precipitation with the resolution of 200 meters from 2100 BT to 2200 BT on 1 Jun 2015

由21:20—21:36 200 m分辨率近地面水平风场模拟结果(图略)可以看到，事故发生前的21:20—21:40，沉船位置主要以东北风为主，风力大小为8 m·s^-1左右。21:20沉船位置西南侧有一较强西北向风速带，21:22该风速带向东北方向移动，逐渐靠近监利县水域，受其影响，水域西侧的偏北气流逐渐转变为西北气流；21:24西北气流和沉船位置的东北向风逐渐交汇，引起风向风速突变。21:26事故点风向转变，由东北风转为西北风，且风速在21:28达到一次最大值，最大风速超过16 m·s^-1；21:30风力迅速减弱至8 m·s^-1左右，21:32又一次达到最大值，风速超过16 m·s^-1。此后10 min一直受较强西北风影响，但风力骤减，至21:34水平风速已降至4~6 m·s^-1。此后风力大小未再次增加，维持在4~8 m·s^-1左右。

图 8给出2015年6月1日21:32—21:33模拟的下击暴流过境时的风场垂直剖面。由图 8可以看到，21:32—21:33事故点附近有着明显风切变，下沉气流大风速带扫过事故区域。21:29近地面1 km以下的近地面主要受水平风控制，1~2 km高度处中层区域风向辐合，上升运动很强，大气状态很不稳定。在事故地点西侧0.2~1.2 km有强西风带向东移动，水平风速大值中心超过18 m·s^-1。21:30超过18 m·s^-1的强风速带中心位置下沉到0.4 km，随着系统东移向地面靠近。近地面西侧1 km处有一阵风锋，中层辐合上升运动进一步发展，速度大值中心在2 km高度以上，移至事故点东侧。21:31事故水域近地面主要受水平风控制，原位于西侧的低空大风速带由于水平风速的不均匀一分为二。前部移速较快，已位于沉船点上方距地面0.5 km处，水平全风速在18 m·s^-1以上，后部移速较慢，位于事故地西侧1.4 km高度处，风速较小，中心区域风速约16 m·s^-1。同时在事故点西侧低空有大片气流下沉活动，其水平全风速在12 m·s^-1以上，垂直下沉速度达6 m·s^-1，下沉气流中心位置在0.9 km高度处，有利于后续发展过程中水平动量向下输送，结合等位温线判断出该位置存在一明显阵风锋。21:32前部的水平风大值区移到事故点上方，核心区域在0.4 km高度处；后部0.8~1.4 km高度处的水平大风速带向东向下倾斜，中心位置降低到1.3 km。下沉气流位于事故点正上方，且影响范围进一步扩大，中心位置最低降至地表 0.2 km高度处。近地面0~0.8 km高度水平风速超过18 m·s^-1，垂直下沉速度达6 m·s^-1。位温等值线(图略)也显示，近地面等值线很不均匀，密集区下降至地面，事故点正处于阵风锋过境阶段，锋后下沉气流爆发，强回波控制区域原偏西气流均向下方倾斜，水平动量向下输送，导致近地面阵风锋附近风速切变剧烈。21:34随着系统继续东移，后部的水平风速大值中心也移至事故水域以东，中心高度在0.8 km左右。事故点附近地面风速骤减，下沉气流的大值中心位置抬升至2 km，但水平风力减小，全风速降低至6 m·s^-1以下，标志着此次大风速带过境结束，下击暴流对事故点影响过程结束。

图8

图8 2015年6月1日21:32—21:33过事故点气象要素经向-垂直方向剖面 (填色为水平全风速，箭头为纬向风与垂直速度合成矢量，等值线为垂直速度，单位：m·s-1) Fig.8 The vertical section of total wind speed(the shaded), simulated zonal and vertical synthesis velocity(the vector) with vertical velocity(the isoline, unit: m·s-1) along the shipwreck spot from 2132 BT to 2133 BT on 1 Jun 2015

通过中低层风场，降水场分布和雷达回波的数值模拟，并结合雷达回波观测，总结出此次飑线系统过境时中低层对流结构概略图(图 9)。21:31—21:34飑线系统通过监利县上方，此时系统发展至成熟阶段。飑线系统内部有一东北—西南走向的对流回波带，多个发展旺盛的对流单体依次排列，整体呈现弓状。强回波带与飑线主体紧密相连，南端前方低层存在狭长的阵风锋，强回波带东西两侧均有层云弱回波，飑前弱回波区更为宽广一些。

图9

图9 飑线发展成熟期中低层对流结构概略图 Fig.9 The low-level convection structure of the squall line in maturation stage

图 9中阴影区表示雷达回波主体，填色最深的部分代表强回波单体；S代表飑后层云区前部，P代表飑前弱回波区，C为强对流单体，F表示飑前阵风锋，G表示雷暴高压，D为尾流低压或飑前中低压，黑色细(粗)箭头表示相对于地面的水平(垂直)运动，箭头大小代表风力的相对大小，灰色箭头表示风暴的移动方向。低层大部分对流强回波区(C区)主要为较弱的辐散下沉运动，飑前阵风锋区(F区)和飑前弱回波区(P区)均为明显的辐合上升运动，飑线后部(S区)则被强烈的辐散下沉运动控制，这种环流配置有利于对流强回波带的前部生成新的单体而后部对流单体逐渐消散，使对流系统迅速前移发展，低层水平风速很大，风速大值区超过18 m·s^-1。中层飑线C区整体呈现辐合上升，F区和P区均保持较强上升区，F区辐合减弱或转变为辐散，S区散度场上由辐散逐渐转为辐合，但垂直方向仍然保持强烈的下沉运动，强回波区后方强下沉运动到达地面后形成湿冷的雷暴高压，向外辐散出流，在地面形成灾害性大风。这一中低层结构模型与Houze等^[10]提出的成熟飑线结构的概念模型非常相似，在运动学结构方面有许多相似之处：飑线前侧的强入流气流，中层对流强回波区的强上升运动，成熟阶段的地面雷暴高压与对流带后方的弱回波区对流尺度下沉气流相对应。同时在雷达回波特征上有一些不同之处：Houze等^[10]提出的成熟飑线结构概念模型中，通过雷达观测可以看到强回波带后方的层云回波区十分宽广，而此次过境飑线的雷达观测中，强回带后方的层云回波区范围很小。

本文采用多种观测资料，从环流形势、不稳定能量积累等方面对2015年6月1日晚发生的飑线过程形成背景进行了讨论，得到以下主要讨论：

1) 气象要素监测显示：2015年6月1日20：00监利县附近区域整体层结呈上湿下干的特点，垂直风切变大。层结不稳定及江汉平原地势平坦的特点，有利于动能向下传输及地面大风的生成，为此次飑线发生提供了有利的环境场。

2) 飑线系统于20:54左右进入监利县水域，22:00左右移出，过境持续时间约1 h。其中系统增强阶段中期(20:00—21:30)，强回波区对流核区垂直高度达到最高；21:30对流单体核区高度与增强阶段中期相比快速降低，这可能是由于系统增强阶段地面辐合辐散的强度更强，而成熟阶段地面辐合辐散的范围更大造成的。对流单体反射率核区高度的迅速下降，是判断下击暴流可能发生的一个重要信号。

3) 数值模拟显示：飑线系统过境阶段地面水平风场大值区、近地面水平和垂直风向风速变化、逐10 min累积降水落区和组合反射率因子高值区走向均呈带状分布，并与雷达观测高度一致。21:31—21:34事故点位于弓状回波尾部，弓状回波后部的入流缺口有利于地面出现瞬时大风。通过反射率因子和等位温线剖面图可以判断出狭窄的阵风锋，阵风锋上方近地面中低层出现辐合特征，后方中低层大风速带向下倾斜，动量输送至地表，事故点近地面主要受到超过10 m·s^-1的下沉气流和超过18 m·s^-1的强烈偏西风共同影响。降水在21:31开始增大，21:31—21:35降水强中心位置位于事故点正上方，分钟降水量超过10 mm。阵风锋过境有利于中低层动量输送至地表，伴随降水质点的拖曳和下沉气流的共同作用引起地面大风风速进一步提升。

4) 系统成熟期，低层大部分对流强回波区(C区)主要为较弱的辐散下沉运动，飑前阵风锋区(F区)和飑前弱回波区(P区)均为明显的辐合上升运动，飑线后部(S区)则为强烈的辐散下沉运动，这种环流配置有利于对流强回波带的前部生成新的单体而后部对流单体逐渐消散，使对流系统迅速前移发展，低层水平风速很大，风速大值区超过18 m·s^-1。中层飑线对流强回波区整体呈现辐合上升，飑前阵风锋区和飑前弱回波区均保持较强上升区，飑前阵风锋区辐合减弱或转变为辐散，飑线后部区域散度场上由辐散逐渐转为辐合，但垂直方向仍然保持强烈的下沉运动，强回波区后方下沉运动在中低层要强于对流强回波区，下沉运动到达地面后形成湿冷的雷暴高压，向外辐散出流，在地面形成灾害性大风。