引言

雷暴大风是指由大气对流活动所导致的地面及近地面的强风事件，主要由对流风暴的强下沉气流造成，有时还包括冷池密度流、高空水平动量下传和上升气流的抽吸作用(王秀明等，2013)。国外研究人员在研究致灾雷暴大风发生的气候特征、环境参数特征和雷达回波特征方面取得了很多成果。美国区域性雷暴大风(简称Derecho)常产生在极端不稳定[抬升指数平均值为-9℃，对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)一般超过2400 J·kg^-1]和低层高湿的环境下(地面露点温度一般超过20℃)，同时中低层水平风垂直切变大(700 hPa到地面的切变约15 m·s^-1，500 hPa到地面的切变约20 m·s^-1)，当然Derecho发生区域的不稳定性和切变可以在更大范围内变化(Johns et al，1987；1990；Evans et al，2001; Coniglio et al，2004)。Joseph等(2011)根据风暴类型分类研究1998—2007年191个非龙卷致灾对流大风事件发现，45%非龙卷大风事件的风暴类型是无组织、准组织的单体风暴，而有组织的多单体风暴占19%，有组织的线性风暴中，飑线占19%，弓形回波占24%。国内对雷暴大风环境参量的统计(秦丽等，2006；梁爱民等，2006；廖晓农等，2009)指出北京雷暴大风发生在暖季(4—9月)，“湿”型雷暴大风占94%，探空环境为低层暖湿中高层干冷，大气垂直不稳定能量大，大风发生临近时刻环境温度直减率跃增，超过7 ℃·km^-1，且干型雷暴比湿型雷暴直减率大等特点；钟利华等(2011)和何志强等(2014)对广西和首都机场雷暴大风环流特征、环境参数等作了分析研究；余蓉等(2012)分析了1971—2000年中国东部地区雷暴大风的空间分布、年际变化等情况。杨晓霞等(2014)以天气模型对1971—2008年山东雷暴大风进行分类研究，给出了不同季节雷暴大风发生的天气尺度模型。罗爱文等(2015)对2009—2012年江淮地区弓状回波引起的雷暴大风进行分析，指出弓状回波发生的天气背景主要是东北冷涡和高空槽，中等的对流不稳定度(CAPE均值为1780 J·kg^-1)和垂直风切变(1000~700 hPa风切变均值为11.6 m·s^-1)中层存在明显的干层。

以上国内对雷暴大风的研究工作局限在主要针对北京、广西和中国东部地区的雷暴大风天气。为了了解强雷暴大风在全国范围内的分布特征和发生前的环境条件，本文中将对全国范围内的25 m·s^-1以上的强雷暴大风记录的时空分布特征和发生前环境参数进行统计分析。由于中国强雷暴大风多发地是华东，因此文中还对比分析华东地区不同云型条件下强雷暴大风发生的环境背景参数特征。

1 资料与方法

根据2004—2013年的灾害年鉴、危险天气报和特殊天气报筛选出风速≥25 m·s^-1的大风记录，选取的标准是规定一个观测日内(20时至次日20时)1个及以上测站既有雷暴发生，又有大风(瞬时风速或者阵风≥25 m·s^-1)，在此过程中结合自动站、气象卫星等探测资料逐个剔除寒潮、地形、台风和龙卷引起的大风，最后确定25 m·s^-1以上的雷暴大风观测记录共904站次。

根据904站次的资料分析中国强雷暴大风的气候特征。其中分析强雷暴大风的日分布时采用的是地方时间，由于收集到的强雷暴大风发生时间是北京时间，因此需要将北京时转换成各个时区的地方时间。各个地方时根据国际标准分为东五区(67.5°~82.5°E)、东六区(82.5°~97.5°E)、东七区(97.5°~112.5°E)、东八区(112.5°~127.5°E)和东九区(127.5°~142.5°E)；东八区地方时是北京时，东五区地方时是东八区减去3 h，东六区地方时是东八区减去2 h, 东七区地方时是东八区减去1 h，东九区地方时是东八区加上1 h。

强雷暴大风发生前不同区域的环境参数特征主要通过2004—2009年的557个探空资料计算获取。其中不同区域的划分参照国家标准文件《中国气象地理划分》：西北包括陕西、甘肃、宁夏、青海、新疆、内蒙古；东北包括辽宁、吉林和黑龙江；华北包括山西、河北、北京、天津；华东包括河南、山东、浙江、安徽、江苏和上海；华南包括广东、广西、海南和福建；华中包括湖北、湖南和江西；西南包括四川、重庆、贵州、云南和西藏。选取每天08：00和20：00的探空资料，使用离强雷暴大风记录发生时刻最临近1 h内本站的地面温度与露点，订正离观测地点最邻近的探空资料(或者上游探空资料)。从修正后的探空资料获取环境参数，其一是有利于风暴产生发展的环境指标(CAPE、地面至700 hPa、地面至500 hPa垂直风切变、地面温度和露点)，其中CAPE的计算参照廖晓农(2009)的方法，定义为上升气块在重力和浮力的合力作用下有可能转化为动能的位能，表达式为

$ CAPE = \int_{{p_{{\rm{EL}}}}}^{{p_{{\rm{LFC}}}}} {{R_{\rm{d}}}} ({T_{vp}} - {T_{ve}}){\rm{dln}}p $

(1)

式中，T_v是虚温，下标e和p分别表示与环境和气块有关的物理量，p_LFC为自由对流高度，p_EL为平衡高度；其二是有利于下沉蒸发的环境指标(下沉对流有效位能，700~500 hPa温度差、850、700、500和400 hPa的温度露点差)，其中下沉对流有效位能(downdraft convective available potential energy, DCAPE)的计算参照廖晓农(2009)的方法，定义为气块受到负浮力从600 hPa高度下沉到地面时该气块增加的动能最大值，其表达式为：

$ DCAPE = \int_{{p_i}}^{{p_n}} {{R_{\rm{d}}}} ({T_{\rho {\rm{e}}}} - {T_{\rho {\rm{p}}}}){\rm{dln}}p $

(2)

式中，T_ρ是密度温度，p_i为起始下沉处的气压，p_n为地面或者中性浮力层处的气压。

由于在此次筛选的强雷暴大风记录中，华东区域所占的比例较大，且华东所在的区域地势比较平坦。Israel等(2003)指出根据红外云图上中尺度对流系统的特征，可以进一步将其分为中尺度圆形、中尺度线形、β中尺度圆形和β中尺度线形对流系统；因此参照Israel等的区分标准，结合FY2C的红外云图特征，将中国华东地区强雷暴大风发生时的红外云图分为团状、线状和不规则形状。根据这三种云型，对比分析了华东区域不同云型条件下强雷暴大风的环境参数特征。

2 中国强雷暴大风的气候特征 2.1 强雷暴大风的空间分布特征

根据第1节中所用方法共筛选出2004—2013年间的强雷暴大风记录904站次，其分布如图 1。按平均每万平方千米发生次数排序，华北和华东地区最多，每万平方千米次数分别为4.1和4次；其次分别是华南、华中和东北地区，每万平方千米次数分别为1.8、1.3和0.8次；西南和西北地区每万平方千米发生次数最少，分别为0.5和0.3次，但西南云贵高原西部地区却是强雷暴大风的高发地，每万平方千米次数为2次，与西南其他地区形成鲜明的对比。总的来说，中国西部地形相对较高的地区发生强雷暴大风的概率很小(图 1)。

2.2 强雷暴大风的时间分布特征

2004—2013年中国强雷暴大风出现月份分析(图 2)可见，强雷暴大风可出现在3—11月；主要集中在4—8月，其中6—8月最为集中，峰值发生在6月，共214次，约占总数的1/4。

图 3给出了904站次强雷暴大风记录的日分布(所用时间是地方时)，一天之内发生强雷暴大风高频时段是在午后到傍晚的15—20时，峰值出现在傍晚的17—18时。一般来说，午后随着地面温度升高，对流抑制减少，是雷暴发生频率最高的时段。强雷暴大风集中时段不是地面温度最高的14—15时而是傍晚前后，很可能是因为产生强雷暴大风的风暴一般为强风暴而不是午后的热雷暴。它与中尺度对流复合体(MCC)的日变化有所不同，MCC除了傍晚的峰值外，在夜间还有一个峰值(曾波等，2015)。

图 4显示强雷暴大风3月开始出现在西南和华南地区。西南地区强雷暴大风发生次数只有一个峰值(4月)，占该地区全年的40%，之后逐月减少。华南地区在4月达到其次峰值(占全年的24%)，6月显著减少，为一明显的波谷，7月开始又有所增加，8月达到华南强雷暴大风的第二个峰值，也是华南强雷暴大风最多的月(占全年的25%)。华中地区亦有两个峰值，分别在4月(占全年的32%)和7月(占全年的24%)，6月发生次数最少。4月开始华中地区冷暖空气交绥频繁，北方的干冷空气叠加在南方的暖湿空气之上，环流形势有利于产生强雷暴大风；华东地区强雷暴大风在6—8月发生频繁，峰值在6月(占全年的28%)，9月后骤减。西北、华北和东北地区强雷暴大风出现时间呈现单峰结构，西北、华北地区峰值在6月。东北地区由于冷锋和冷涡从5月中旬开始频繁出现，其对流性天气逐渐增多，6月达到峰值(占全年的33%)，8月以后骤减。

综上，中国强雷暴大风3月开始在西南、华南地区出现，4月北进入华中、华东地区，5月北进到华北、东北地区，同时西进到西北地区。西南和华中地区在4月达到其全年的峰值，华南地区在4月达到其次峰值；随后华东、华北、西北、东北地区在6月达到其峰值；华中地区在7月达到其次峰值，华南地区在8月达到其主峰值。

3 中国强雷暴大风的环境参数特征 3.1 CAPE和环境垂直风切变

CAPE指气块在自由对流高度和平衡高度之间受环境正浮力累积做的功，是可能转换为对流上升运动动能的一种能量，是风暴潜在强度的一个重要指标；在给定的大气热力条件下，环境垂直风切变(即环境风向风速随高度的变化)对雷暴的结构、形态、生命史以及活动有着重要的影响。因此CAPE和环境垂直风切变是判断未来雷暴大风潜势的重要环境参数。对2004—2009年各区域CAPE统计分析发现(图 5)，强雷暴大风发生在中等的对流不稳定能量背景下(均值为1812.7 J·kg^-1)；其中华南和华东地区的CAPE均值最高，在2000 J·kg^-1以上，而且两者中间半数CAPE数值分别在1413.5~3275.7和1117.5~3083.7 J·kg^-1；华北、华中和西南地区CAPE均值在1500~2000 J·kg^-1；西北和东北地区CAPE均值最小，在1000~1500 J·kg^-1，约比华东和华南地区CAPE均值减少了50%左右，且其半数CAPE数值分别在503~1900和571.5~2001.4 J·kg^-1。

Weisman等(1986)指出垂直风切变已被推测为影响阵风锋能否形成新的对流单体的重要作用之一，同时中等和强的垂直风切变是形成弓形回波的重要因素；而Hamilton(1970)研究发现对流风暴的弓形特征与地面直线型风害有关。图 6中各区域地面至700 hPa和地面至500 hPa的环境垂直风切变均值分别为10.2和14.3 m·s^-1，明显小于美国Derecho的均值15和20 m·s^-1(Johns et al，1987；1990)。Meng等(2013)也指出中国东部飑线的中低层水平垂直风切变值小于美国的垂直风切变值。图 6中显示出东北地区的地面至700 hPa和地面至500 hPa垂直风切变均值最大，分别为12.4和16.6 m·s^-1，中间50%的值分别为8~16和11.8~22.4 m·s^-1，由于东北地区受冷涡和冷锋影响较大，在此环流形势下其中低层垂直风切变最大; 中东部地区(华南、华东、华中和华北)地面至700 hPa垂直风切变均值在10~12 m·s^-1，分别为11.6、10.9、10.6和10.1 m·s^-1，地面至500 hPa垂直风切变均值在14~15 m·s^-1，分别是14、15、14.4和14.3 m·s^-1；西南和西北地区地面至700 hPa和地面至500 hPa垂直风切变均值较小，其垂直风切变小的一部分原因可能是由于地面所在海拔高的原因所造成的。

高露点温度是极端不稳定(即高CAPE值)产生的原因。王秀明等(2012)指出，CAPE对于露点的敏感程度是温度的两倍，即平均而言，温度升高1℃，CAPE增加200 J·kg^-1，而露点升高1℃，CAPE增加400 J·kg^-1，因此分析2004—2009年各区域地面温度露点分布图发现(图 7)，西北、西南、东北和华北地区的地面露点均值 < 20℃，中间50%所在的值与其他区域相比偏小；华东、华中和华南地面露点均值>20℃，中间50%所在的值分别为17~24、19~24和21~24℃，这与Johns等(1987)发现美国区域性大风(风力≥25 m·s^-1)发生前地面露点经常>20℃的结论一致。西南、东北和西北地区地面温度均值均 < 30℃，而华东、华北、华南和华中地区地面温度均值均>30℃。

西南地区强雷暴大风主要发生在春季4月，比较干，CAPE相对较低；西北、华北和华东地区强雷暴大风发生的峰值均在6月，但西北地区强雷暴大风发生前地面露点明显偏低，均值为9.4℃，比较干；华北地区地面露点均值为15.8℃，属于中等强度；而华东地区的地面露点温度均值在三者中最高，为20.5℃。东北地区强雷暴大风主要发生在7月，地面露点均值为15.4℃；华南和华中地区强雷暴大风发生在高温高湿环境中，地面温度均值(>30℃)和露点均值(>20℃)都很高。

3.2 DCAPE和中低层相对湿度

雷暴大风主要由风暴的强下沉气流造成，有时还有冷池密度流和高空动量下传的作用。许焕斌(2012)提出激发强下沉气流可有三个因子：动力扰动气压、水凝物拖曳和冷却负浮力，其中起主要作用的是冷却负浮力，因此DCAPE的引入主要是估算负浮力，反映了干空气侵入含水云体后，气块因蒸发冷却作用下沉到地表时的最大动能，但DCAPE往往会被高估。从图 8中DCAPE的平均值看出，西北、东北和西南地区的DCAPE均值较小，而华北、华东、华中和华南地区的DCAPE均值较大。

章国材(2011)指出对流层中低层(3~7 km)的低湿度，能够保证雨滴在下降过程中不断蒸发，以抵消气块绝热下沉的增温，保持气块的负浮力，因此对比分析了700、500和400 hPa的相对湿度。表 1中所有区域中低层(700、500和400 hPa)温度露点差平均值均>5.5℃，相对湿度较小。

西北、华北和华东地区3~7 km整层均较干，其温度露点差均值均超过了10℃，其中以华东地区的干层最明显，其500和400 hPa的温度露点差在所有区域中均值最大，超过了15℃，华东发生的强雷暴大风记录亦较多；华南、华中和西南地区的低层700 hPa温度露点差均值不大，但中层500和400 hPa的温度露点差均值较大，比较干。因此中低层的低湿度对于强雷暴大风的发生具有非常重要的作用。

3.3 华东强雷暴大风关键环境特征参数分析

参照Israel(2003)和方翀等(2014)对红外云图的分类标准，结合FY2C的红外云图特征，将发生强雷暴大风时的IR1通道云型分为团状、线状、不规则形状(图 9)，团状云型包括圆形、准圆形的中尺度对流系统；图 9a所示是团状云型条件下，2009年6月5日江苏太仓发生25 m·s^-1的强雷暴大风；线状云型包括线形、准线形的中尺度对流系统；图 9b是线状云型条件下，2009年6月14日江苏徐州发生26 m·s^-1的强雷暴大风；不规则云型是零星、不规则的更小尺度对流系统；图 9c是不规则云型条件下，2007年4月26日云南新平发生28 m·s^-1的强雷暴大风。

经过分析发现(图 10)，产生强雷暴大风最多的云型是团状，其次是线状，还有一些不规则形状。华东、华北、华中和华南地区强雷暴大风发生时主要云型为团状；在西南、西北和东北地区，强雷暴大风发生时零星的不规则云型所占比例较大，这也一定程度上说明在这些地区强雷暴大风不一定都是由深厚对流产生的。

由于华东出现的强雷暴大风记录较多，根据云型的分类将华东区域强雷暴大风分为团状云型、线状云型和不规则状云型，对比分析这三种不同云型强雷暴大风CAPE和地面至700 hPa、地面至500 hPa垂直风切变发现：不规则云型强雷暴大风低层和中层垂直风切变较小, 而团状和线状云型的低层和中层垂直风切变较大，其中线状云型的地面至700 hPa和地面至500 hPa垂直风切变最大，其均值为13.9和19.7 m·s^-1，略低于Johns等(1987; 1990)研究指出美国Derecho的水平风垂直切变15 m·s^-1(地面至700 hPa)和20 m·s^-1(地面至500 hPa)；分析卫星云图特征发现，在中等到强的垂直风切变条件下产生的强雷暴大风更多的是有“线状”云图特征，这与Johns等(1992)从雷达特征角度出发指出，在中等到强风切变环境中发生的雷暴大风更多是由“弓状回波”产生的结论相似。线状云型强雷暴大风发生前的CAPE和地面温度露点均值是三种类型中最低的(图 11和表 2)；Johns等(1987)发现产生美国区域性大风最重要的因素是对流不稳定和低层的湿度(地面露点经常性的大于20℃)，团状云型强雷暴大风发生前的CAPE和地面露点均值最高，其地面露点均值为22.3℃，是三种云型中唯一一个露点均值大于20℃的。不规则云型强雷暴大风发生前的地面温度均值最高，为32.8℃。

图 12显示线状云型强雷暴大风的DCAPE均值最小( < 1000 J·kg^-1)；团状云型强雷暴大风的DCAPE均值为1041.3 J·kg^-1，介于三者中间；不规则云型的DCAPE均值最大(1065.5 J·kg^-1)，其25%~75%的值为491.3~1465.5 J·kg^-1，中间50%的值跨度最大。表 2显示出线状云型的700、500和400 hPa的干层是最明显的，其均值均>10℃，500和400 hPa的温度露点差均值>20℃；不规则云型500 hPa干层亦比较明显的，其均值>20℃，而团状云型的500 hPa干层在三者之间是最小的，不规则云型和团状云型700和400 hPa相对湿度差别不大。

因此可以看出团状云型强雷暴大风的CAPE大，地面露点高，中层干且环境温度直减率大；线状云型其热力参数值均较团状云型小，但低层和深层垂直风切变大，整层较干；不规则云型低层高温高湿，环境风垂直切变较小。

Evans等(2001)研究指出超级单体的垂直风切变和CAPE呈反比的关系，图 11中线状云型强雷暴大风的垂直风切变和CAPE亦反映出这种关系，而团状云型和不规则云型对流系统的垂直风切变和CAPE则没有明显的反比关系；从DCAPE和地面至500 hPa水平风的垂直风切变散点图看出(图 13)，线状云型强雷暴大风记录位于图的左中上部，团状云型强雷暴大风记录位于图的中下部，而不规则云型强雷暴大风记录左右两端都有，由此可以看出对线状云型强雷暴大风，地面至500 hPa水平风垂直切变和DCAPE亦呈反比的关系，地面至700 hPa水平风的垂直切变和DCAPE的关系从散点图上看不是很明显(图略)。

4 结论与讨论

(1) 统计2004—2013年中国强雷暴大风(风速≥25 m·s^-1)记录的时空分布表明：中国强雷暴大风出现概率东部地区大于西部地区，主要集中在华北、华东、云贵高原西部、华南东南部地区。强雷暴大风3月开始在西南、华南地区出现，4月北进入华中、华东地区，5月北进到华北、东北地区，同时西进到西北地区。西南地区在4月达到其全年的峰值，华东、华北、西北和东北地区的峰值在6月，华南地区的峰值有两个，分别在4和8月；华中地区的峰值亦有两个，分别在4和7月。

(2) 强雷暴大风环境参数地面至700 hPa和地面至500 hPa水平垂直风切变均值分别为10和14 m·s^-1，明显低于美国Derecho的统计均值15和20 m·s^-1；华南和华东的CAPE均值较高，在2000 J·kg^-1以上，地面露点均值均超过了20℃，其热力条件与美国东部类似；其他地区CAPE均值 < 2000 J·kg^-1，其中西北和东北地区最小，在1000~1500 J·kg^-1，其地面露点均值亦最小，在10℃以下。

(3) 强雷暴大风发生的一个重要环境特征为中层(400~500 hPa)干，以华东地区的干层最为明显，其500与400 hPa的温度露点差均值>15℃，华南、华中、西南亦>10℃。华北、西北地区则表现为3~7 km整层较干，温度露点差均值>10℃。

(4) 分析产生强雷暴大风风暴的FY2C红外云图特征表明，其云型以团状最多，其次是线状，还有一些不规则形状的云团。不同地区主导云型不同：中国东部地区(华东、华北、华中和华南)为团状云型；中国西北、东北和西南地区为不规则云型。对比华东区域三种云型的环境参数表明：团状云型强雷暴大风的CAPE值大，地面露点高，中层干且环境温度直减率大，热力强迫强；线状云型其热力参数值均较团状云型小，但低层和深层垂直风切变大，整层较干，动力强迫强；不规则云型低层高温、高湿，环境风垂直切变较小。值得一提的是云图上不同形态云型对应的风暴结构是不同的，团状云型对流系统更多可能以单体或多单体为主要特征，强层结不稳定条件和拖曳作用可能是地面大风的重要原因之一，可伴有短时强降水；线状云型对流系统多为组织性很强的飑线系统，层结不稳定条件要求相对低些。

致谢：感谢国家气象中心郑永光研究员为本文提供资料。