渤海灣陣風鋒垂直結構特征及維持機制分析

許長義，王彥

（1.天津市濱海新區氣象局，天津300457；2.天津市人工影響天氣辦公室，天津300074）

1 引言

對流風暴中的冷性下沉氣流到達低層并向外擴散，與低層暖濕空氣交匯形成中尺度邊界，即陣風鋒或出流邊界，陣風鋒實際上是對流內部下沉冷空氣和近風暴環境暖空氣之間的分界線[1]。除“高架”對流外，對流風暴的局地新生和演變的決定性因素在邊界層內，而陣風鋒是最主要的邊界層輻合線類型之一。由于陣風鋒是雷暴出流強風的前緣，常與氣壓涌升、風向突變、風速驟增或溫度驟降等現象相聯系，特別是地面災害性大風常造成重大的財產損失和人員傷亡，因此，研究陣風鋒引起的災害性大風成因機制問題，對掌握沿海地區災害性天氣的發生發展規律并提升臨近預警能力具有積極意義。

陣風鋒作為邊界層內不穩定觸發因子之一，在對流風暴的局地新生及演變中發揮著重要的作用[2]。對陣風鋒的研究主要基于雷達圖像的定性觀測和數值模擬結果，研究的著眼點主要有以下3個方面：一是關注陣風鋒的動力結構及其形成機制。陣風鋒后有明顯的地面輻散[3]，鋒前則有輻合特征，陣風鋒附近能夠觀測到明顯的上升運動[4-7]。吳舉秀等[8]對陣風鋒及鋒后大風演變特征進行分析，指出風暴后部入流導致產生更強的下沉氣流，從而在地面產生更強的下擊暴流。二是陣風鋒之間及陣風鋒與其他邊界層輻合線之間的相互作用對雷暴的觸發作用。海風鋒和陣風鋒等邊界層輻合線在海南文昌EF2級龍卷形成過程中可能起決定性的作用[9]，兩個風暴下沉氣流導致的出流相遇在海風鋒輻合線上觸發了龍卷母云體。超級單體南側的陣風鋒與東移颮線陣風鋒相遇而加強地面輻合，有助于低層中氣旋獲得拉伸旋轉加速而形成龍卷[10]。三是陣風鋒與低層環境風切變等對雷暴發展維持的作用。鄭艷等[11]認為陣風鋒對對流風暴的正反饋作用、對流風暴前側的暖濕入流與后側冷池出流三者的自組織結構是多單體風暴維持和加強的主要原因。

我國渤海灣地區是夏季華北東部中尺度對流系統的匯聚地[12]，由于渤海灣具有內凹外凸的喇叭口型獨特海岸線結構，華北東部中尺度對流系統移入渤海灣的幾率非常高[13]，且入海前后強度變化顯著[14]。近年來，上游雷暴系統東移進入渤海灣后加強還是減弱，一直是強對流天氣短時臨近預報中的難點和關鍵問題。前期研究大多是針對發生在內陸地區雷暴陣風鋒強度的變化，而對于沿海地區陣風鋒的結構演變及其維持機制研究相對較少。本文將以渤海灣地區兩次陣風鋒天氣為例，分析兩條陣風鋒的垂直結構演變及其發展維持機制有何特殊性，以期為研究沿海地區雷暴陣風鋒的維持機制及其引發災害性大風的短臨預報預警提供參考。

2 資料

天津塘沽站（39.04°N，117.72°E）和河北滄州站（38.35°N，116.85°E）兩部CINRAD/SA多普勒天氣雷達逐6 min體掃觀測資料，海拔高度分別為69.8 m和111.9 m。

風廓線數據來源于天津西青站（39.08°N，117.05°E）CFL-16對流層Ⅰ型和河北黃驊站（38.37°N，117.35°E）的CFL-03B型風廓線雷達，用于分析陣風鋒的垂直氣流結構特征。

基于京津冀6部雷達觀測的四維變分同化系統（Variational Doppler Radar Analysis System，VDRAS）反演高時空分辨率要素場[15]，用于揭示陣風鋒發展維持過程的熱動力結構。

京津冀地區加密自動站資料，用于分析地面風場和溫濕場等要素。

美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）的FNL（1°×1°）再分析資料，用于天氣尺度背景分析。

3 實況及環流背景

3.1 災情與天氣背景

2016年6月10日下午到傍晚，渤海灣地區出現大范圍雷雨大風、冰雹和短時強降水等強對流天氣，以8～11級災害性大風為主要特征，其中10級以上的極端大風主要出現在渤海灣南岸，最大風速出現在黃驊海事局碼頭，達到29.2 m/s（11級）。另外，有10個自動站觀測到冰雹，其中最大冰雹直徑為8 mm。此次強對流天氣受災嚴重，特別是天津濱海新區茶淀街葡萄種植業遭受嚴重損害，受災面積達367公頃，直接經濟損失2 840萬元（2016年民政部數據）。

這次災害性大風先后受南北兩條陣風鋒影響，圖1為6月10日14—23時（北京時，下同）渤海灣地區國家級自動站瞬時風速≥17.0 m/s的實況分布和基于多普勒天氣雷達1.5°仰角基本反射率因子圖識別的兩條陣風鋒移動路徑圖。從圖中可見，第一條陣風鋒（稱為西岸陣風鋒）于17時形成于天津西北部，19時移入渤海灣西岸，維持時間約2 h，造成渤海西岸8～9級災害性大風；第二條陣風鋒（稱為南岸陣風鋒）于20：30在河北中部形成，23時移入渤海灣南岸，維持時間近3 h，造成渤海灣南岸10～11級災害性大風。6月10日08時500 hPa蒙古冷渦穩定維持，渤海灣處于冷渦東南部的西南偏西氣流，風速約22～24 m/s，強于美國大多數大風事件的相應數值（15 m/s）[16]。850 hPa上（圖略）處于暖脊（19～20℃）前緣，低空西南急流（風速20～24 m/s）左前方，伴隨低空急流的發展，有暖濕舌向北發展。中層入侵的干冷空氣疊加在低層暖濕空氣之上，850 hPa與500 hPa溫度差超過28℃，表明上干冷下暖濕的結構非常明顯，滿足強對流天氣發生發展所需不穩定能量條件的要求[17]。14時地面圖上津冀交界出現氣旋性渦旋（圖略），并配合強暖濕中心（溫度≥33℃，比濕≥12 g/kg），與渤海冷中心之間形成高溫度梯度帶，這些都表明該區域大氣低層溫濕條件的改善進一步增加了對流不穩定能量。

3.2 對流發生前環境條件特征

3.2.1 不穩定條件

6月10日08時北京站探空資料顯示，850～1 000 hPa為濕層，800～500 hPa為干層，本文用700 hPa、500 hPa和400 hPa 3層的平均溫度露點差代表對流層中上層干空氣強度，其值越大表示干空氣越干或干層越深厚，對風暴內強烈下沉氣流發展越有利[18]。08時對流層中上層干空氣強度達20℃，存在明顯干層，且對流層中層為強風區（500 hPa風速達23 m/s），有利于大動量氣塊的夾卷。下沉對流有效位能（Downdraft Convective Available PotentialEnergy，DCAPE）達到1 153.9 J/kg（見圖2，600 hPa開始），表明具有強下沉氣流和大風產生的潛勢[19]。對流有 效位 能（Convective Available Potential Energy，CAPE）從08時的365 J/kg增大到14時的2 179 J/kg，CAPE增幅及14時CAPE均較大，有利于不穩定對流天氣的發展。08時850 hPa與500 hPa溫差達27℃，與魯中地區雷暴大風型強對流天氣中位數（26℃）基本持平。

3.2.2 垂直風切變

垂直風切變的大小和方向是影響對流風暴組織、結構和發展的重要因素之一，也是強對流天氣預報的重要參數。10日08時0～6 km垂直環境風切變22.8 m/s，屬于強垂直風切變。隨著高空冷渦南下，強垂直風切變與上升氣流之間的相互作用產生了附近抬升作用，增強中層干冷空氣吸入，加強了風暴中下沉氣流和低層冷空氣外流，出現陣風鋒，使得對流系統長時間維持。

通過以上研究，我們對于新時代背景下秘色瓷文化品牌打造有了更好的了解與認知。由于本人的專業水平有限，所以在問題的研究中還存在著一定不足，希望這方面的專家學者能夠給予批評指正。

雷暴大風的形成與強烈的下沉氣流及動量下傳有關[20-21]。一般而言，雷暴大風時下沉氣流夾卷區的環境水平風越強，動量下傳對地面大風的貢獻越大[21]。本文采用高曉梅等[18]給出的風暴承載層平均風的計算方法，由850 hPa、700 hPa、500 hPa和300 hPa平均風矢量的絕對值表示。通過計算，6月10日過程風暴承載層平均風速達16.5 m/s，與魯中雷暴大風型強對流天氣中位數（16 m/s）基本持平[18]，對流風暴移動速度較快，動量下傳效率高，有助于雷暴大風的產生和增強。

4 陣風鋒入海前后垂直結構演變特征

4.1 西岸陣風鋒入海前后垂直結構演變特征

從天津多普勒天氣雷達1.5°仰角反射率因子圖可以看出（見圖3），強回波移動方向前沿25 km附近出現窄帶回波，即為西岸陣風鋒，其最強陣風出流10～12 m/s（圖略），發展高度達1.7 km，略高于陶嵐等[22]統計的上海地區雷暴陣風鋒平均高度（1.26 km）。雷暴回波頂高維持在14～16 km，反射率因子核心強度維持在55～65 dBZ。根據對流風暴的運動方向沿著雷達徑向330°方向的垂直剖面可見，雷暴前沿的陣風出流位于2 km以下，雷暴母體具有中層徑向輻合（Mid-Altitude Radial Convergence，MARC）特征（見圖3c黑色橢圓），并伴有高懸的后側入流急流（Rear Inflow Jet，RIJ）。西岸陣風鋒移入渤海后，RIJ始終維持在4～8 km高度附近，最大速度為24 m/s。陣風鋒將其前側低層暖濕空氣抬升至2 km高度以上，并沿陣風鋒輸送到雷暴母體中，使得雷暴母體入海后強度穩定維持在55～65 dBZ。

圖3 18：18天津多普勒天氣雷達反射率因子和徑向速度圖

從西青站風廓線雷達水平風場和垂直速度演變可知（見圖4），西岸陣風鋒過境時，對流層中層（3～7 km）處于西風氣流控制，平均強度為18.8 m/s，但始終未下傳，對流層低層（1.5～3 km）西南暖濕氣流平均強度達12.4 m/s。近地層冷池出流對應的下沉速度擴散至990 m高度附近，上升速度自6.5 km高度附近下傳至1 km以下，18:24上升和下沉運動同時達到最強，分別在2.3 km和5.7 km達到1.0 m/s和1.4 m/s，此時近地層冷池出流與暖濕氣流交匯達到最強，西青站出現17.0 m/s的災害性大風。值得注意的是，西岸陣風鋒過境后5 min，對流層中層下沉氣流開始下傳，西青站出現災害性大風，說明其最大陣風不是陣風鋒本體造成的，而是陣風鋒過境后造成的。陣風鋒過境時，下沉輻散氣流還未達到地面，隨著陣風鋒后部強輻散氣流達到地面，出現災害性大風。

4.2 南岸陣風鋒入海前后垂直結構演變特征

從河北滄州多普勒天氣雷達1.5°仰角反射率因子圖可以看出（見圖5），10日21:42南岸陣風鋒呈東西向，其對應的雷暴母體反射率因子核心強度維持在60～65 dBZ，55 dBZ的強反射率因子核心伸展至11 km高度。南岸陣風鋒入海后與雷暴母體之間的距離逐漸增大，尾部位于雷暴母體移動方向的右前側，并且東移入海后弓形結構更加明顯，垂直伸展高度達2.6 km（見圖5b），明顯高于上海地區移動型陣風鋒[22]，陣風鋒引發的大風位于弓形的頂點處。從黃驊站風廓線雷達風場演變可知（見圖4），南岸陣風鋒過境前，對流層中層有冷空氣再次補充，干冷氣流平均強度增強至21.2 m/s，21:00前后對流層中層大風速核（28 m/s）開始逐漸下傳，較雷暴大風的出現提前約30 min，整層均處于西北氣流控制。21:24上升和下沉運動同時達到最強，分別在2.5 km和3.5 km達到0.9 m/s和2.6 m/s。南岸陣風鋒作為下沉輻散氣流的前沿，其邊界層對應下沉運動，對流層低層為上升運動，南岸陣風鋒頂高對應上升速度最大值。與西岸陣風鋒不同，南岸陣風鋒入海后持續增強，并造成渤海南岸11級的災害性大風（黃驊海事局碼頭陣風29.2 m/s）。這與Goff[23]分析的發生在美國俄克拉何馬州的經典陣風鋒的區別在于，南岸陣風鋒在150～750 m的邊界層內表現為強烈的東北氣流，對應下沉輻散運動。

圖4 西青站（17:30—20:06）和黃驊站（20:30—21:48）風廓線雷達水平風場和垂直速度演變圖（單位：m/s；表示出現極大風速時刻；黑色虛線表示陣風鋒過境時刻）

圖5 21:42滄州雷達反射率因子和徑向速度圖

5 陣風鋒入海前后維持機制分析

沿海地區陣風鋒的發展維持機制及其造成地面大風的強度仍是當前短臨預報業務的難點之一。利用VDRAS反演資料和加密自動站資料，進一步分析兩條陣風鋒入海前后的維持機制及造成地面大風強度差異的原因。

5.1 冷池密度流

陣風鋒的發展維持與冷池的發展密切相關。研究表明[24-25]，冷池與陣風鋒是伴生關系，冷池強弱直接影響陣風鋒強度。從本次過程地面要素變化可以看出，6月10日18時對流風暴中心開始出現大于20 mm/h的短時強降水，與強降水伴隨的地面冷池面積為200 km×150 km，冷池造成地面加壓3 hPa，降溫中心達到12℃，冷池邊界后部形成輻散性風場，冷池前部為暖濕入流造成的負變壓區（見圖6a）。19時隨著西岸陣風鋒東移入海（見圖6b），出現鋒前負變壓、鋒后正變壓和尾流負變壓的中尺度氣壓場特征，強回波朝著負變壓中心發展。陣風鋒兩側溫度梯度達1.9℃/10 km，氣壓梯度達1.7 hPa/10 km，地面大風速區出現在等壓線和等溫線梯度大值區。

與西岸陣風鋒不同，南岸陣風鋒入海前并無鋒前負變壓和尾流負變壓現象，鋒后1 h正變壓中心達4.5 hPa（見圖6c）。入海后陣風鋒兩側溫度梯度達1.3℃/10 km，氣壓梯度為0.6 hPa/10 km，地面大風速區出現在負變溫大值區（見圖6d）。

圖6 地面加密觀測的1 h變壓（等值線，單位：hPa）、變溫（陰影，單位：℃）和風場（橙色虛線表示西岸陣風鋒，紅色虛線表示南岸陣風鋒，陣風鋒位置根據多普勒天氣雷達1.5°仰角反射率因子圖中窄帶回波位置確定，數字標注為最大負變溫中心值和最大正、負變壓中心值）

研究指出，VDRAS資料反演的擾動溫度的空間梯度可以反映冷池的空間結構，指示陣風鋒的相對位置和強弱[15]。從圖7a看出，西岸陣風鋒在200 m為西南風，強度達到10～12 m/s，將近地層暖濕氣流不斷輸送到雷暴發展區域，雷暴單體形成冷池及其前沿明顯的出流邊界，擾動溫度梯度的大值區呈現弧形結構。西岸陣風鋒造成的最強溫度梯度為22～24℃，最大上升速度達1.2 m/s，位于其移動方向的左前側。南岸陣風鋒在200 m為東南風（見圖7b），將渤海南岸的水汽不斷輸送至雷暴發展區域，形成強冷池及其前沿明顯的出流邊界，低層輻合輻散場上能夠明顯看到與出流邊界對應的低層輻合帶。南岸陣風鋒最強擾動溫度梯度達到30～32℃，最大上升速度達1.8 m/s，輻合上升運動加強，進一步促進線狀對流的發展。

5.2 下沉強迫

圖8 是沿圖7中的紅色虛線，即經過陣風鋒移動方向的水平風速、散度和V-W合成風場垂直剖面圖。兩條陣風鋒的動力結構均以其前側入流構成的逆時針垂直環流圈A和后側出流構成的順時針垂直環流圈C為典型特征，區別在于垂直環流圈的伸展高度和強度。西岸陣風鋒后側垂直環流圈伸展高度約1.8 km，與雷達觀測到的最大發展高度（1.7 km）基本吻合。后側出流支位于對流層低層（2 600～3 400 m），0.6 km以下表現為輻散下沉特征，0.6 km以上為輻合特征，下沉運動與鋒后上升運動結合構成垂直環流，其上升支在1.5 km和0.6 km附近最大上升速度和下沉速度分別為3.9 m/s和0.3 m/s。西岸陣風鋒后側0.2 km高度附近最大水平風速達18 m/s，與其造成的地面最大陣風風速基本持平。

從VDRAS反演結果來看（見圖7b），擾動溫度梯度大值帶與垂直速度大值區具有較好的對應關系，呈東西走向的狹窄弓形結構。南岸陣風鋒入海后對流層低層表現為輻合特征（見圖8b），下沉運動與鋒后上升運動結合構成垂直環流，上升支伸展高度約2.6 km。0.9 km附近最大下沉速度為0.8 m/s，下沉氣流強度強于西岸陣風鋒。0.2 km高度附近最大水平風速達27 m/s，略大于地面觀測到的最大陣風風速（24.9 m/s）。

圖7 VDRAS資料反演的200 m高度水平風場（風向桿，單位：m/s）、擾動溫度梯度（陰影，單位：℃）和600 m高度垂直速度（黑色實線，單位：m/s，紅色虛線分別為圖8剖面路徑）

圖8 VDRAS反演的沿圖7紅色虛線的水平風速（綠色虛線，等值線為≥8 m/s的風速，間隔為2 m/s）、散度（陰影，正值為輻合，負值為輻散，單位：10-5/s）和V-W（W放大50倍）合成風場的垂直剖面（▲代表陣風鋒所在位置）

5.3 冷池與低層垂直風切變的相互作用

Rotunno等[26]的研究表明，冷池與低層垂直風切變的平衡關系可通過冷池傳播速度C與低層垂直風切變ΔU（一般取ΔU0-3km）的比值表示。關于冷池密度流引起的環流與低層垂直風切變產生的環流之間的相互關系，Rotunno等[26]給出了3種配置狀態：（1）“最優切變態”，當C/ΔU≈1時，即兩者引發的環流相當時，雷暴系統發展維持最為有利，有利于形成直立、發展高度較高的雷暴單體；（2）“亞最優切變態”，當C/ΔU＞1時，即密度流產生的環流更強時，上升氣流將沿著密度流上邊界較為平緩的向后傾斜上升，不利于雷暴系統的旺盛發展；（3）“超最優切變態”，當C/ΔU＜1時，即密度流產生的環流小于環境風切變引起的環流時，上升氣流隨高度向前傾斜，上升運動產生的降水將下落到地面，阻擋系統上游低層暖濕空氣的吸入，進而影響雷暴系統的進一步發展。

根據Benjamin[27]的工作和RKW理論，冷池傳播速度C可認為是二維密度流的傳播速度，假設冷池具有位溫擾動Δθ、厚度為H，則冷池傳播速度C可按照冷池造成的氣壓擾動進行估計：

式中，ΔP為冷池內外氣壓變化；ρˉ為地面空氣的平均密度。根據式（1），利用地面自動站觀測10 min間隔變壓和風廓線雷達資料，計算兩條陣風鋒發展演變過程中冷池強度和對應的低層垂直風切變強度。如圖9a所示，西岸陣風鋒入海前，地面冷池相對較弱，冷池傳播速度僅為5.9 m/s，弱于西青站低層垂直風切變（ΔU0-3km=12.9 m/s），C/ΔU=0.46，雷暴系統具有向冷區傾斜的層云結構，此階段低層風切變占主導地位。18:20后地面冷池迅速發展增強，18:25冷池邊界擴張速度達到18.1 m/s，C/ΔU=1.3，西岸陣風鋒入海后，雷暴系統處于“亞最優切變態”，不利于系統的進一步發展。

圖9 冷池傳播速度與垂直風切變時間演變（▲表示極大風速出現時刻）

與西岸陣風鋒不同，南岸陣風鋒入海前，C/ΔU=2.1，此時地面冷池起驅動作用，在陣風鋒形成過程中占主導地位。之后低層垂直風切變迅速增大，21:20時C/ΔU≈1，此時雷暴單體處于“最優切變態”，雷暴單體發展最為強盛，在此狀態下冷池密度流向外擴展速度加快，導致雷暴母體與南岸陣風鋒之間的距離增大（見圖5a），使得發展旺盛的雷暴單體在其上游產生的垂直上升運動有一定的發展空間。21:30冷池邊界擴張速度達到峰值（31.0 m/s），雷暴單體內的上升氣流更加豎直，有利于低層濕空氣直接經陣風鋒抬升至凝結高度并進入雷暴單體內，從而促進雷暴單體的進一步發展，這也進一步說明了兩條陣風鋒入海前后強度差異的原因。冷池擴張峰值速度總體上比地面災害性大風強度略偏強。

5.4 陣風鋒概念模型

陣風鋒通常位于強風暴系統前側，下沉氣流是強風暴演變過程中的一個重要特征。風暴形成后，下沉氣流在降水粒子拖曳作用、動力擾動氣壓和冷卻負浮力驅動下形成；風暴從中間層吸入干冷未飽和空氣，與云中飽和空氣混合，液態水和固態凝結物蒸發或升華冷卻使得云中空氣變得比環境冷，形成一支強下沉氣流降至地面，進而造成地面出現大風。本文在以前學者的研究基礎上[23]，進一步總結了沿海地區陣風鋒發展維持的機制及其概念模型。

分別選取兩條陣風鋒影響的國家級自動站逐5 min觀測資料，探討陣風鋒過境前后地面氣象要素演變特征（見圖10）。西岸陣風鋒過境時，首先表現為氣壓上升，之后風向突變（南風突轉為西北風），溫度和露點溫度驟降，地面溫度露點差高達15.4℃，近地層并無充分的水分供應，強的干冷下沉氣流沿接近于干絕熱將至地面，陣風鋒過境后5 min西青站出現8級災害性大風。與經典陣風鋒模型不同[23]，南岸陣風鋒過境時，表現為溫度和露點溫度驟降，地面溫度露點差為3.3℃，下沉氣流沿接近于濕絕熱下降至地面，氣壓涌升后迅速下降，出現雷暴“高壓鼻”現象，平均風速增強至15.1 m/s，瞬時風速達到24.9 m/s。

圖10 自動站氣象要素隨時間的變化（表示出現極大風速時刻，黑色虛線表示陣風鋒過境時刻）

結合兩條陣風鋒的結構特征對照表可知（見表1），西岸陣風鋒過境時，首先表現為氣壓上升，然后是溫度、露點溫度驟降以及風向風速變化，垂直伸展高度約1.8 km（見圖11a）。雷暴系統處于“亞最優切變態”，大風出現在陣風鋒過境后5 min，是強冷空氣堆下沉與近地層暖濕空氣形成的氣壓和溫度梯度密集區在水平和垂直方向上的不連續界面造成的；南岸陣風鋒過境時，同時表現溫度、露點溫度驟降、風速驟增和“高壓鼻”現象，垂直伸展高度達2.6 km（見圖11b）。雷暴系統處于“最優切變態”，在后側入流急流下沉過程中，干空氣被夾卷進入下沉氣流，使得降水粒子被迅速蒸發，加之降水粒子的拖曳作用，加強了下沉氣流強度，造成更強的地面大風。與西岸陣風鋒相比，南岸陣風鋒邊界層最大下沉速度更強，大風及地速度更快，這也是南岸陣風鋒入海后強度加強并造成更強的雷暴大風的原因之一。

表1 兩條陣風鋒垂直結構特征表

圖11 兩條陣風鋒垂直結構概念模型

6 結論與討論

本文利用多源探測資料對2016年6月10日從渤海灣西岸和南岸入海的兩次陣風鋒垂直結構演變特征及其維持機制進行分析，主要結論如下：

（1）此次陣風鋒大風過程發生高空冷渦前部，中層干層和強的DCAPE對預報雷暴大風天氣具有較好的指示意義。

（2）西岸陣風鋒入海后強度維持，垂直伸展高度為1.8 km，雷暴母體處于“亞最優切變態”，并伴有RIJ和MARC，對流層低層強盛的西南暖濕氣流沿陣風鋒輸送到雷暴中，強冷空氣堆下沉與近地層暖濕空氣形成的氣壓和溫度梯度密集區造成8級大風。

（3）南岸陣風鋒入海后強度加強，垂直伸展高度達到2.6 km，區別于經典陣風鋒概念模型，雷暴母體處于“最優切變態”，RIJ侵入至陣風鋒，RIJ下沉過程中干冷空氣被夾卷進入下沉氣流，通過蒸發作用產生負浮力和降水粒子的拖曳作用加速冷空氣下沉，最終導致10～11級的災害性大風。

兩條陣風鋒大風發生在同一次低壓過境的背景下，大風與陣風鋒的過境時間或前或后，明顯不同，這給短臨預報預警帶來不確定性，在實際預報工作中難以精準把握。同時，兩條陣風鋒的垂直氣流結構不同，造成地面大風強度及其入海后發展演變特征具有顯著差異，這可能與海陸熱力和動力差異有關。兩條陣風鋒既有聯系，又有差別，各有特色，一方面反映出陣風鋒大風的多樣性，另一方面，究竟是陣風鋒引起的雷暴大風，還是雷暴大風（包括下沉氣流）造成的陣風鋒仍有待進一步研究。