王艳春，尉英华，张楠，孙密娜，林晓萌
（天津市气象台，天津300074）
下击暴流是一种突发性强、破坏性大的强对流天气，常导致树木和农作物倒伏、房屋倒塌，给社会经济和人民生命财产造成巨大损失。Fujita和Byers(1977)将下击暴流定义为地面上水平风速超过17.9 m·s-1、中空气流向下、地面气流呈辐散或直线型的灾害性大风。因其时空尺度小、致灾性强、形成机理复杂，加之现有观测资料中缺少高时空分辨率探测数据，很难捕捉到下击暴流天气过程中的中小尺度信息，因此下击暴流天气预报预警是当前短时临近预报业务的难点。多年来，国内外气象学者从下击暴流的雷达回波特征及其形成的环境条件、动力机制等方面对其开展了大量研究。Parsons 和Weisman(1993)、许焕斌和魏绍远(1995)通过数值模拟发现，降水引起的负浮力可导致上升气流崩塌并被下沉气流代替，从而形成下击暴流，下沉气流会使下击暴流明显增强。周后福等(2017)分析了一次下击暴流的成因，指出液态或固态降水粒子下降的拖曳作用是其产生的初始原因。Roberts 和Wilson (1989)、孙凌峰等(2003)、俞小鼎等(2006b)、吴芳芳等(2009)、李梦婕等(2013)、翟丽萍等(2019)在研究中均发现反射率因子核心下降是下击暴流重要的雷达回波特征之一，此特征有助于预报业务中对下击暴流作出预警。唐明晖等(2016)研究2015年6月1日湖北省监利县一次由下击暴流导致的极端大风过程指出，极端大风发生前强反射率因子核心持续下降，其发生时风暴中的中气旋特征已减弱。夏羽等(2019)、周长春等(2016)分别对湖北和四川成都一次下击暴流大风个例的研究表明，其发生前雷达回波呈现典型的脉冲风暴特征，脉冲风暴消亡期间出现明显下击暴流，且大风主要发生在雷暴冷出流最强处。杜牧云等(2015)利用下击暴流显著的低层辐散特征，引入连通区域图像识别技术，开发出能用于多普勒天气雷达的下击暴流图像识别算法。崔讲学等(2007)指出，雷暴带形成的宏、微下击暴流是造成地面大风的主要天气系统。
以上研究成果对理解下击暴流成因、提高此类天气预报预警能力具有重要参考价值，但这些成果多采用数值模拟方法或基于单部雷达资料分析获得。然而，下击暴流导致的空气辐散通常发生在近地面层，仅在离雷达较近的距离范围内才能被发现，而单部雷达的观测范围有限，很难对一次过程进行全面覆盖。因此，本文利用天津、北京、沧州三部多普勒天气雷达资料和常规气象观测资料，对2017 年7 月9 日天津西南部强雷暴大风天气过程中下击暴流成因进行了初探，首次将雷达三维变分风场反演方法应用于下击暴流分析，揭示了该过程的环流形势和影响系统，并从对流不稳定条件、雷达回波特征、三维风场特征等方面分析了下击暴流的发生发展机制，以期进一步提升对下击暴流造成的灾害性天气的预报预警能力。
本文使用的资料包括: (1) 美国大气环境中心(NCEP)提供的全球分析资料FNL (Final Operation Global Analysis)，其时间分辨率为6 h，水平分辨率为1°×1°；
(2) 天津市地面加密自动站分钟级观测资料；
(3) 天津塘沽雷达站(117.72°E，39.04°N)、北京大兴雷达站(116.47°E，39.81°N)和河北沧州雷达站(116.84°E，38.30°N)基数据；
(4)基于三维变分方法反演得到的高时空分辨率三维风场数据(水平分辨1 km×1 km，垂直分辨率0.5 km，时间分辨率6 min)，其可靠性已利用双雷达风场反演资料进行了对比验证(王艳春等，2016)。
2017年7月9日20:00—23:00(北京时，下同)，天津市西南地区出现一次强雷暴大风天气，伴有72.5 mm·h-1短时强降水和直径超过2 cm的冰雹，最大过程累计雨量达102.7 mm，出现在天津静海台头站(图1a)；
22 个加密自动站最大阵风风力达8 级以上(图1b)，其中天津静海独流镇先后于20:55 和21:45 发生两次下击暴流大风，最大阵风风速分别达27.2 m·s-1和30.4 m·s-1，大风和冰雹造成天津静海地区部分农作物倒伏。加密自动站风场显示，地面大风呈直线型、辐散状分布，下击暴流风场特征明显。
图1 2017年7月9日20:00—23:00天津及周边地区累计降水量(a，实心彩色圆点，单位:mm)与8级以上雷暴大风(b，风向杆)分布(黑色“＋”表示台头和独流镇位置)Fig.1 Distribution of(a)accumulated precipitation(solid colored dot,unit:mm)and(b)thunderstorm gale(wind barb)above level 8 in Tianjin and its surrounding areas from 20:00 BT to 23:00 BT on 9 July 2017.Black symbols“+”mark Taitou and Duliu Towns
3.1 环流形势
2017年7月9日08:00(图略)，500 hPa冷涡中心位于蒙古国东部与我国黑龙江省交界处，500 hPa 和700 hPa槽线位于河北西北部，天津地区为槽前西南暖湿气流控制。当日20:00(图2)，冷涡系统东移至黑龙江西部，500 hPa槽线东移至渤海西部海面，天津地区中高层转为槽后西北气流控制，有明显冷平流，湿度很小，比湿不足6 g·kg-1。850 hPa 切变线位于京津交界地区，高空槽呈前倾结构，天津地区位于850 hPa槽前暖湿气流中，比湿达到12～14 g·kg-1，可见低层湿度条件较好。对大尺度环境场的分析表明，本次过程发生在蒙古冷涡天气背景下，高层干冷空气叠加在低层暖湿气流上，在天津西南地区形成“上干冷下暖湿”结构，有助于静力不稳定层结发展，为天津地区强对流天气发生提供了有利的环境条件。
图2 2017年7月9日20时500 hPa(a)和850 hPa(b)位势高度(黑色等值线，单位:dagpm)、温度(红色等值线,单位:℃)、风场(风向杆)与比湿(填色区，单位：g·kg-1)分布图(棕色单实线为西风槽，红色双实线为切变线，红色方框表示天津地区)Fig.2 Superposition of geopotential height(black contours,unit:dagpm),temperature(red contours,unit:℃),wind(wind barbs)and specific humidity(colored area,unit:g·kg-1)at(a)500 hPa and(b)850 hPa at 20:00 BT on 9 July 2017.Brown single solid line denotes westerly trough,red double solid line denotes shear line,and red boxes maik Tianjin
3.2 对流不稳定条件
由于天津本地无探空站，在分析水汽条件、不稳定层结条件、能量条件和垂直风切变等的过程中，使用位于本次过程对流区北侧约50 km处的北京探空站和位于对流区东北侧约180 km 处的河北乐亭探空站资料。该过程对流最先在天津静海台头触发，时间为7月9日19:54。此时，北京探空站附近已有降水，乐亭探空站附近暂无降水。因此，分析中使用的北京和乐亭探空站资料时间分别为7 月9 日14:00 和20:00。考虑到上述两站探空曲线在水汽条件、不稳定层结条件和能量条件上表现出相似特征，仅对北京站探空曲线进行分析。由于两站探空垂直风切变强度存在差异，故在垂直风切变讨论中综合考虑了两站的探测结果。
图3 是7 月9 日14:00 北京探空站T-lnp图及其垂直位温分析图。从中可见(图3a)，温度层结曲线呈现出明显上干下湿结构，925—850 hPa 温度露点差(T-Td)最小值为4 ℃，850 hPa 以下比湿超过12 g·kg-1，表明低层湿度条件较好；
而700—500 hPa (距地面约3—6 km)T-Td平均值和最大值分别为31 ℃和35 ℃，远高于陈晓欣等(2022)统计我国大范围雷暴大风事件得到的3—6 km层T-Td平均值(14.8 ℃)和最大值(26.4 ℃)，表明本次对流发生前对流层中层非常干。另外，图3b显示，假相当位温(θse)从1 000 hPa开始向上逐渐减小，到700 hPa 附近达到最小；
然后，θse向上逐渐增加，700 hPa 层与地面层θse差为-46 ℃，表明大气低层暖湿、中层700 hPa 附近干冷。中层干冷空气环境可以在夹卷过程中加强下沉气流，往往对雷暴大风的产生起驱动作用(俞小鼎等，2006a)。
图3 2017年7月9日14:00北京探空站T-lnp图(a)与垂直位温分析图(b)Fig.3(a)T-lnp chart and(b)vertical potential temperature diagram at the Beijing sounding station at 14:00 BT on 9 July 2017
条件静力不稳定是导致深厚湿对流的关键要素，其主要出现在对流层中低层，通常用850—500 hPa温差表示。探空结果显示，7 月9 日14:00 北京探空站850—500 hPa温差为31 ℃，远高于我国雷暴大风发生前850—500 hPa温差26.9 ℃的平均值(陈晓欣等，2022)，表明本次对流发生前对流层中下层具有明显的条件不稳定。
在低层暖湿、中层干冷且对流层中低层表现为明显条件不稳定的环境下，还需要有足够大的对流有效位能(CAPE)才能在抬升机制下触发深厚湿对流，而在雷暴大风事件中还要关注表示强下沉气流潜势的参数，即下沉对流有效位能(DCAPE)。探测结果 显 示，7 月9 日14:00 北京探空站CAPE 从08:00 的2 808.7 J·kg-1上升到3 103.4 J·kg-1，DCAPE从08:00的1 597.0 J·kg-1上升至1 786.4 J·kg-1。可见，本次对流发生前具有较大的CAPE 和DCAPE，且二者均呈上升趋势，为雷暴大风的发生提供了很好的能量条件。
我国雷暴大风事件中0—6 km垂直风切变平均值为19.8 m·s-1，其75 百分位值为26 m·s-1，总体都在中等偏强水平(陈晓欣等，2022)；
而在较弱垂直风切变下，可能发生的强风暴通常只有脉冲风暴一种(俞小鼎等，2006a)。7 月9 日不同时刻探空结果显示，14:00 北京站0—6 km 垂直风切变为14.7 m·s-1，20:00 乐亭站0—6 km垂直风切变为7.9 m·s-1，均未达到我国雷暴大风事件中0—6 km垂直风切变平均值(19.8 m·s-1)。由此推断，位于北京与乐亭之间的天津静海地区在对流发生前垂直风切变强度为中等偏弱，较弱的垂直风切变环境使得本次对流风暴在初期以脉冲风暴的形式出现(脉冲风暴发生发展过程将在下文介绍)。
4.1 对流触发机制
本次过程对流发生前，天津西南部水汽条件、不稳定层结条件和能量条件均十分有利，但还需有抬升触发机制才能使得不稳定能量释放，造成对流天气。触发雷暴的抬升运动主要是中尺度上升运动，而边界层辐合线是触发雷暴的重要中尺度系统之一(Doswell，1987)，大约有一半的雷暴在边界层辐合线附近生成(Wilson，1997)。分析京津冀地面加密自动站资料发现，19:00 台头站(对流触发位置)温度达34 ℃(图4a)，明显高于其周围站。较高的地面温度加大了地面与其上空的温度垂直递减率，还可降低对流抑制能量(CIN)和自由对流高度(LFC)、增加CAPE，从而增加对流潜势，使得对流更易发展。与此同时，19:00(图4b)天津西南地区台头站附近存在一条西南风和东南风形成的中尺度辐合线，初始回波19:54 出现在台头附近；
20:00(图4c)上述辐合线仍然存在，回波单体迅速发展。由此可知，西南风与东南风形成的中尺度辐合线在低层高温背景下触发了本次对流。
图4 天津及周边地区加密自动气象站2017年7月9日19:00温度(a)及19:00(b)和20:00(c)风场(棕色实线为中尺度辐合线；
黑色“＋”表示对流触发位置台头站)Fig.4(a)Temperature at 19:00 BT,and wind field at(b)19:00 BT and(c)20:00 BT in Tianjin and its surrounding areas from the intensive automatic weather stations on 9 July 2017.Brown solid line denotes mesoscale convergence line,and black symbols“+”mark the Taitou station where convection is triggered
4.2 雷达回波特征
多普勒天气雷达在雷暴大风等灾害性天气的监测预警和预报分析中具有重要作用，下击暴流大风发生前在雷达回波图上往往表现出反射率因子核心下降、中层径向辐合和中尺度气旋式旋转等特征(Roberts and Wilson，1989)，雷达回波有时会呈现出典型的脉冲风暴特征(周长春等，2016；
夏羽等，2019)。下文使用天津塘沽雷达资料对本次对流初生阶段的脉冲风暴特征及下击暴流大风发生前的反射率因子和径向速度特征进行分析。图5 给出7 月9 日20:00、20:54和21:42天津塘沽雷达组合反射率因子图和穿过最强回波单体的反射率因子剖面图(剖面位置如图中黑色实线所示)。图6 给出独流镇两次下击暴流大风发生前的径向速度图和加密自动气象站风场。
图5 2017年7月9日20:00(a)、20:54(b)和21:42(c)天津塘沽雷达组合反射率因子(单位:dBz)，以及过最强回波单体即沿图a—c中黑色实线所作的相应时刻(d—f)反射率因子剖面图Fig.5 Composite reflectivity factor(unit:dBz)from the Tanggu radar in Tianjin at(a)20:00 BT,(b)20:54 BT and(c)21:42 BT on 9 July 2017,and(d-f)the vertical cross sections of reflectivity factor along the black solid lines through which the echo cells arestrong in(a),(b)and(c)at the corresponding time
从7月9日不同时刻天津塘沽雷达组合反射率因子和径向速度图上看到，19:54(图略)，该雷达观测到天津静海区台头镇附近有一孤立单体回波生成，此时反射率因子均在40 dBz 以下，对应的反射率因子剖面上回波并未及地，回波中心高度约9 km。20:00(图5a、d)，上述孤立单体回波迅速发展，仅1个体扫，最大反射率因子就达50 dBz，回波中心所在高度仍然较高(在7 km 左右)，可见回波在其初生阶段呈现出典型的脉冲风暴特征。此后，该对流风暴先后于20:12 和20:30(图略)与其南侧新生单体和西侧移来多单体风暴发生两次合并，脉冲风暴在回波合并过程中逐渐消亡，合并后的多单体回波在向东移动的同时迅速发展加强。20:54(图5b、e)，回波发展到强盛阶段，最大反射率因子高达60 dBz，强回波后侧有入流缺口(西北方向)，反射率因子在垂直方向上向入流一侧倾斜，反射率因子核心高度下降至2.5 km左右，55 dBz强回波所在高度下降至1 km 以下；
3.4°仰角径向速度图上(图6b)，距地面约5 km高度处有中层径向辐合(图中白色矩形框所示)，辐合值达25 m·s-1；
0.5°仰角径向速度图上(图6a)，距地面约1 km高度处有明显辐散气流(图中白色矩形框所示)，辐散值为39 m·s-1。20:55，位于强回波中心前侧的独流镇出现27.2 m·s-1雷暴大风。此后，回波继续向东移动，21:42(图4c、f)在独流镇前侧(东南方向)观测到超级单体风暴，其反射率因子核心达55 dBz，所在高度约6.5 km，中层回波悬垂和弱回波区明显；
0.5°—2.4°仰角径向速度图(图6c、d)上，可见与超级单体风暴相伴随的中气旋，中气旋距离雷达站约65 km，距地面高度约0.8 km，旋转速度达17.5 m·s-1，强度为中等。与此同时，在中气旋后侧观测到0.5°仰角低层辐散和2.4°仰角中层径向辐合，21:45位于中气旋后侧下沉气流区的独流镇出现30.4 m·s-1雷暴大风。与之对应，20:55和21:45加密自动站观测到辐散式风场。
图6 天津塘沽雷达2017年7月9日20:54 0.5°(a)和3.4°(b)仰角与21:42 0.5°(c)和2.4°(d)仰角径向速度图(白色矩形框和白色圆圈分别表示辐合辐散和中气旋)，以及同日静海独流镇及周边地区20:55(e)和21:45(f)地面加密自动站风场(黑色“＋”为台头和独流镇位置)Fig.6 Radial velocity(unit:m·s-1)at(a)0.5°and(b)3.4°elevation angle at 20:54 BT and(c)0.5°and(d)2.4°elevation angle at 21:42 BT on 9 July 2017 from the Tanggu radar in Tianjin,and the wind field from the intensive automatic weather stations in Duliu Town of Jinghai and its surrounding areas at(e)20:55 BT and(f)21:45 BT on the same day.In(a)-(d)white rectangles and circles denote convergence or divergence and mesocyclone,respectively.In(e)and(f)black symbols“+”mark Taitou and Duliu Towns
综上可知，上述两次地面强阵风均具有下击暴流特征，下击暴流发生前雷达回波呈现出典型的脉冲风暴特征，并伴随反射率因子核心下降、中层径向辐合和中气旋等特征。
4.3 下击暴流成因
俞小鼎等(2006b)综合考虑下击暴流的水平和垂直尺度，对垂直运动方程进行简化处理，得出强烈下沉气流的产生主要受3 个因素影响，包括扰动垂直气压梯度力、浮力和液态降水及固态降水的向下拖曳作用。另外，除上述3个因素外，一些学者认为空气夹卷在下沉气流的启动中也发挥着重要作用(Knupp，1987；
Kingsmill and Wakimoto，1991)。因此，本文从降水粒子的拖曳作用、负浮力和夹卷、垂直扰动气压梯度力等方面，对本次下击暴流的形成原因进行初步探讨。
4.3.1 降水粒子的拖曳作用
有些下击暴流的发生以风暴反射率因子核心下降为前兆，据此可判断降水和冰雹的拖曳作用对强下沉气流形成起了重要作用(孙凌峰等，2003；
俞小鼎等，2006b)；
周后福等(2017)研究指出，雷达1个体扫时间内(6 min)降水达4 mm以上是发生下击暴流的征兆之一。图7给出7月9日20:30—22:30天津静海独流镇自动站逐5 min雨量、瞬时风速和温度变化以及该站雷达反射率因子时间序列。从图7a中看到，独流镇在降水过程中共发生两次下击暴流大风，第一次在20:55，瞬时风速达27.2 m·s-1；
第二次在21:45，瞬时风速达30.4 m·s-1。独流镇降水始于20:30，风速变化和逐5 min雨量变化有很好的对应关系，20:30—20:55逐5 min雨量迅速增加，对应瞬时风速迅速增大，20:55逐5 min雨量达9.5 mm，瞬时风速达27.2 m·s-1，第一次下击暴流发生。此前，独流镇雷达反射率因时间序列图(图7b)显示，20:48—20:54最大反射率因子所在高度迅速下降，另外21:00左右独流镇观测到直径超过2 cm的大冰雹；
21:00—21:30，该站降水整体呈减小趋势，同时最大反射率因子所在高度略有升高，大风减弱消失；
21:30—21:45，逐5 min雨量再次增加，最大反射率因子高度随之下降，瞬时风速出现第二次增大，其中21:45逐5 min雨量达8.0 mm，瞬时风速达30.4 m·s-1，第二次下击暴流发生。两次下击暴流的发生均以最大反射率因子高度下降和逐5 min雨量增加为前兆，且下击暴流发生时逐5 min 雨量均达到或超过8.0 mm，远超过周后福等(2017)总结得到的下击暴流发生征兆的相关阈值，因此可推断降水粒子的拖曳作用可能是本次下击暴流发生的重要原因。
图7 2017年7月9日20:30—22:30独流镇自动站逐5 min雨量、瞬时风速和温度变化(a)与该站雷达反射率因子时间序列(b)Fig.7(a)Variation of 5-min rainfall,instantaneous wind speed and temperature,and(b)time series plot of radar reflectivity factor at Duliu station from 20:30 BT to 22:30 BT on 9 July 2017
另外，冰雹拖曳产生的负浮力是驱动爆发性下沉气流的直接原因之一，冰雹的融化冷却对下沉气流也有明显的加强作用(付丹红等，2003)，且大冰雹往往伴随地面大风(廖玉芳等，2003)。如前所述，独流镇第一次下击暴流发生之后5 min左右地面观测到直径超过2 mm的大冰雹，考虑到冰雹在下降过程中的融化及其下降需要一定时间，推断其空中出现时间在下击暴流发生前，且其在空中的直径更大。因此，冰雹的出现可能是第一次下击暴流启动的原因之一，但更确切的结论还需要由适当的数值模拟结果来印证。
4.3.2 负浮力和夹卷
如果对流层中层存在明显干层，则干空气夹卷使得雨滴或冰雹迅速蒸发造成下沉气流降温，雷暴下沉气流内温度明显低于环境温度而产生向下的负浮力将导致下沉气流加速下降(俞小鼎等，2012)。图8给出7月9日20:54(独流镇第一次下击暴流发生前1min)利用北京、天津、沧州三部雷达数据通过三维变分方法反演的不同高度水平风场与雷达反射率因子叠加图。从中看到，独流镇位于风暴中心附近，3 km、4.5 km和6 km高度上均存在明显的向着风暴中心的辐合气流，表明有环境空气被夹卷进入了风暴内部。另外，当日14:00北京站温度对数压力图(图3)显示的环境空气温度露点差在850—500 hPa(约1.5—6 km 高度)之间较小，即存在明显的干层。由此可判断，本次过程中存在干空气夹卷，被夹卷的干空气进入下沉气流加速了云雨粒子的蒸发和升华，有助于风暴中气块温度降低而形成负浮力，负浮力使得降水粒子拖曳作用发动的下沉气流加速下降。从独流镇第一次下击暴流发生前后地面温度(图7a)的明显降低大致可说明负浮力的影响。有人研究表明(李彩玲，2021)，1 ℃温差造成的负浮力相当于4 g·kg-1水物质的重力拖曳作用。观测结果显示，20:30—20:55 独流镇自动站气温从31.4 ℃下降至24.2 ℃，降幅达7.2 ℃。由此可以推断出7.2 ℃温差造成的负浮力效应大致相当于28.8 g·kg-1水物质产生的重力拖曳作用。
综上分析表明，干空气夹卷进入下沉气流加速了云雨粒子蒸发，使得下沉气流温度明显低于环境温度而产生向下的负浮力，对独流镇第一次下击暴流的发生起到一定作用。
图8利用北京、天津和沧州三部雷达数据通过三维变分方法反演的2017年7月9日20:54静海独流镇及周边地区不同高度(a.3 km；
b.4.5 km；
c.6 km)水平风场(箭矢，单位:m·s-1)与雷达反射率因子(填色区，单位:dBz)叠加图(白色“＋”表示独流镇自动站位置)Fig.8 Superposition of the horizontal wind field(vectors,unit:m·s-1)retrieved by 3DVAR based on the data from the three radars at Beijing,Tianjin and Cangzhou stations and the radar reflectivity(colored area,unit:dBz)at(a)3 km,(b)4.5 km and(c)6 km height in Duliu Town of Jinghai and its surrounding areas at 20:54 BT on 9 July 2017.White symbols“+”mark Duliu station
4.3.3 扰动气压垂直梯度
风暴中若无明显旋转，就难推断扰动气压垂直梯度在下击暴流生成中的作用；
但在超级单体风暴中，扰动气压垂直梯度可以是导致强烈后侧下沉气流的重要原因(Johns and Doswell, 1992)。如上文所述，21:45 独流镇发生第二次下击暴流时，阵风风速达34 m·s-1，地面出现辐散风，此前21:42 塘沽雷达观测到了与超级单体风暴相伴的中气旋(图6c、d)，且中气旋向下伸展到近地面0.8 km高度左右，中气旋加强导致低层气压降低，形成向下的扰动气压梯度力，促进后侧下沉气流加强。由此推断，位于中气旋后侧的独流镇第二次下击暴流大风与中气旋后侧扰动气压垂直梯度有关。
利用京津冀3 部S 波段多普勒天气雷达探测资料，采用三维变分风场反演方法建立高分辨率三维风场，结合全球分析资料FNL 和地面加密站观测资料，对天津地区一次强雷暴大风天气过程中下击暴流成因进行了初步探讨。主要结论如下：
(1)本次下击暴流大风发生在蒙古冷涡天气背景下，高层干冷空气叠加在低层暖湿气流上在天津西南地区形成“上干冷下暖湿”结构，对流发生前对流层中下层具有明显的条件不稳定、较大的对流有效位能和下沉对流有效位能，西南风与东南风形成的中尺度辐合线在低层高温背景下触发了本次对流，较弱的垂直风切变环境使得对流风暴初期以脉冲风暴形式出现。
(2)对雷达回波特征的分析表明，回波在其初生阶段反射率因子核心高度约9 km，最大反射率因子达50 dBz，呈现出典型的脉冲风暴特征，经两次合并加强后发展为多单体风暴，多单体风暴中又镶嵌了超级单体风暴，下击暴流大风发生前伴随反射率因子核心下降、中层径向辐合和低层中气旋等特征。
(3)分析此次下击暴流发生发展机制发现，独流镇两次下击暴流的发生均以最大反射率因子高度下降和逐5 min 雨量增加为前兆，降水粒子的拖曳作用是两次下击暴流发生的重要原因之一。干空气夹卷进入下沉气流，加速云雨粒子蒸发，使得下沉气流温度明显低于环境温度而产生向下负浮力对第一次下击暴流起到一定作用，位于中气旋后侧的独流镇第二次下击暴流大风与中气旋后侧扰动气压垂直梯度有关。
下击暴流导致的空气辐散通常发生在近地面层，目前对其开展临近预报主要依靠天气雷达，本文将雷达三维变分风场反演方法应用到下击暴流的分析中，对本次下击暴流的形成原因进行了初步探讨，但仍存在一些不足。首先，雷达反演的准确性受区域限制较大，仅在两部或以上雷达覆盖区域反演效果较好，因此难以对1.5 km 以下风场进行分析；
其次，冰雹的出现可能是第一次下击暴流启动的原因之一，但更确切的结论还需要有适当的数值模拟结果来佐证。