引言

低空切变线是造成我国暴雨天气的重要天气系统之一。切变线暴雨的天气尺度特征、发生发展机制、降水落区判断等问题已有许多学者做过研究。我国南方地区切变线过程通常伴随强降水，降水具有范围广、局地强度大等特点。如黄明策等(2010)对华南西部一次低涡切变过程的研究和伍志方等(2011)对2010年广州两次大暴雨过程的对比分析，均得出中低层低涡切变线通常受高空冷槽引导南压，由于层结不稳定强，垂直风切变大，除引发的降水强度大、累积降水量多以外，还易引发强雷雨大风；还有一类切变线过程是高空槽前西南气流、切变线配合地面冷空气，为典型华南前汛期暴雨形势。我国北方地区切变线过程中的强降水特点同样具有降水强度大的特点，但区域性、局地性特点更为明显。根据切变线两侧冷暖空气势力强弱不同，低空急流位置不同以及地面静止锋配合与否，形成的地面暴雨落区和强度也有所差异，此类结论在孙兴池等(2012；2013；2015)、何光碧等(2014)、杨成芳等(2012)和刘璐等(2015)研究中可见。

根据《云南省天气预报员手册》中分类(许美玲等，2011)，在(22°~30°N、98°~108°E)700 hPa有切变，地面有冷锋活动，为云南省典型切变冷锋型过程；统计表明，切变冷锋型暴雨占云南全省性暴雨过程的32.3%，是造成云南大到暴雨的主要影响系统类型之一。何华等(2003)、张秀年等(2006)以及普贵明等(2008)利用常规资料分析后发现云南省该类型降水具有突发性、雨强大、历时短等中尺度强对流特点，并得出强降水发生前后大气中低层环流、湿度场、水汽输送演变典型特征以及中尺度特征。以上研究加深了对云南省切变冷锋过程的认识，但由于云南省切变线系统相较我国其他地区出现的频率更高、尺度更小、活动规律更杂乱，加之地形复杂，若与地面冷锋结合，降水强度和落区的预报难度更高。

近年来，随着气象探测技术的发展，借助于卫星、雷达、闪电定位等高时空分辨率产品，可以追踪引发局地强降水的中小尺度天气系统，分析其形成、发展维持的环流背景以及演变过程，在此基础上更加深入地认识强对流天气发生的机制，提高短时强降水的预报准确率(王婷波等，2014；陈永仁等，2013；陈红专等，2013；俞小鼎，2012；王淑莉等，2015；王福侠等，2014)。本文主要利用NCEP/NCAR逐6 h 1°×1°资料、地面逐时加密资料、TBB数据、多普勒雷达资料以及闪电定位仪数据诊断分析发生在2013年6月10日的一次全省性切变冷锋型暴雨过程，进一步认识此类暴雨发生发展的中尺度特征，捕捉此类暴雨的短时临近预报信号，对防灾减灾服务具有一定积极的意义。

1 过程概况与天气形势分析 1.1 过程概况

2013年6月9日20时至10日20时(北京时，下同)，云南省经历了一次全省性大到暴雨过程，全省日降雨量超过25 mm的站次共有51站，其中16站日降雨超过50 mm，楚雄州姚安县更达到105.5 mm的大暴雨(图 1a)。强降水区主要出现在云南省哀牢山区东侧地区以及滇西南边缘地区，最强降水时段为9日夜间至10日清晨，此次过程主要特点是雨量大，强度强，来势猛，局地性明显，强降水持续时间较短，致使部分乡镇农田被淹，给当地人民生命财产和经济带来严重损失。从暴雨代表站姚安和开远的逐小时降水量演变可以看出(图 1b和1c)，降水首先表现为强度变化显著、短时雨强大等对流性降水特点，如开远站21时之前无降水，而在21—22时突现46.6 mm·h^-1的短时强降水，23时之后降水转为强度变化不大的稳定性降水。小时雨强在时间演变上呈现出的不均匀特征表明降水过程中存在着中尺度甚至小尺度强对流系统活动。

从大尺度环流背景来看，2013年6月8日，500 hPa高度场(图略)上高纬地区贝加尔湖以西至我国北疆地区存在冷槽，不断有冷空气沿西北气流向东南扩散，中低纬地区小波动槽活跃，青藏高原至四川盆地不断有小波动槽东移，云南省主要受中低纬小波动槽影响；受南下冷空气影响，700 hPa高度场(图略)上在川西高原上逐渐形成切变线，并有逐渐加强南移的趋势，此时云南省主要受西南暖湿气流控制，有水汽和能量自孟加拉湾北上。6月9日08时中高纬冷槽已东南移至蒙古到青藏高原一线(图 2)，受其影响，700 hPa切变线南移至川滇之间，开始影响云南省东北部，地面冷锋也自北向南逐渐影响云南省。6月9日20时(图 2)青藏高原和川西高原已经转为槽后西北气流，有利于引导冷空气和切变线进一步南下，切变线位于云南省的迪庆州至文山州一线，地面冷锋与切变线位置基本一致，孟加拉湾至中南半岛依旧维持西南气流，冷暖空气交汇于切变线和冷锋附近，产生强降水。

1.2 切变线与降水落区

采用25点低通滤波算子进行尺度分离，一次同时滤去2倍和3倍格距的两个波动分量，经滤波后保留原始气象场β中尺度波动，以此来研究暴雨过程中的中尺度系统特征(寿绍文等，2009)。从6月9日20时(图 3a)滤波后700 hPa流场可以看出，滇西北至滇东南有一条西北—东南向长度约800 km的切变线，叠加地面后6 h降水可以看出，降水带与切变线位置基本一致，全省共有20站6 h(20:00—02:00) 降水达到20 mm以上。到10日02时(图 3b)，切变线略向西南移动，6 h强降水区随之略有西南移。由此可见在切变线附近辐合运动加强，是强降水产生的主要天气尺度系统。

2 物理量特征分析 2.1 水汽及动力条件

来自孟加拉湾、南海、西太平洋和中纬度西风带的水汽输送对我国降水影响较大，这些地区的水汽输送稳定持久时，可以在水汽辐合带附近形成大量降水(王晓芳等，2011)。图 4a是2013年6月9日14时至10日08时700 hPa的水汽通量合成图，由图中可以看出，这次过程的水汽来源主要有两支，一支来自孟加拉湾，水汽通量中心强度达到10 g·s^-1·cm^-1·hPa^-1以上，通过西南气流从孟加拉湾水汽源地向云南省输送。另一支来自中纬度西风带，由切变线后部的东北气流向云南省输送，中心强度达到12 g·s^-1·cm^-1·hPa^-1以上，其中6月10日02和08时(图略)中心强度超过14 g·s^-1·cm^-1·hPa^-1。两支水汽汇聚在云南省，充沛的水汽输送保证了暴雨所需要的水汽条件。

暴雨的发生不仅决定于水汽的通过能力(水汽通量)，更重要地决定于水汽的集中能力(水汽通量散度)以及动力抬升机制(孙兴池等，2012)。以楚雄州暴雨中心为例，垂直于10日02时700 hPa切变线位置做水汽通量散度和垂直速度的剖面图(图 4b)可以看到水汽辐合中心在750 hPa附近，中心强度达到-6×10^-5 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，暴雨区上空整层大气几乎都是上升运动区，对流层中低层600 hPa附近和高层300 hPa附近分别存在两个强上升运动大值中心，上升运动区深厚且近乎垂直，表明对流系统发展十分旺盛。强降水落区偏向于垂直上升运动中心区和水汽通量辐合中心区北侧，该侧受冷空气影响，冷暖空气交汇有利于强降水形成；在切变线后部，大气整层表现为下沉运动，不利于大气对流形成，而切变线前部水汽通量散度负值区位于对流层中层700~400 hPa，该层无显著垂直上升运动，因此切变线前部降水亦不明显。同样方法计算垂直于红河州暴雨中心切变线位置的水汽通量散度和垂直速度的剖面图(图略)，发现暴雨区上空同样整层大气都是上升运动区，上升运动强中心下部存在强水汽辐合中心。

2.2 能量及大气层结条件

9日14时云南省南部和西部具有较高CAPE值，滇南最强中心达到2200 J·kg^-1(图略)，说明在强降水发生前，西南气流对云南省暴雨区持续输送大量不稳定能量，20时切变线和冷锋南下，云南省东部首先出现了降水，该地区对流有效位能释放，滇西和滇南CAPE值仍维持大部地区在800 J·kg^-1以上，局部地区具有1600 J·kg^-1高中心(图 5阴影)，强对流天气发生的可能性非常高，到10日02时，全省大部地区的CAPE值都出现明显下降，9日20时至10日02时全省对流有效位能得到大量释放。

通过不同高度层的假相当位温差查看大气层的稳定性状况，由于云南省大部地区海拔高度高于1500 m，因此用500与800 hPa的θ_se差值表示大气层结稳定度。结果表明，强降水天气过程开始之前(图略)，全省Δθ_se(500-800)均在-8℃以下，为位势不稳定区，云南省东部局地Δθ_se(500-800)更达到-20℃；而Δθ_se(500-800)大于零的位势稳定区则分布在四川东部到重庆一带；9日08时层结稳定气团中心强度加强至16℃，由滇东北南下开始影响云南省，等Δθ_se(500-800)线密集区在南下过程中逐渐转为西北—东南向，9日20时至10日02时等Δθ_se(500-800)线密集区维持在哀牢山东侧少动(图 5黑色粗实线)，等Δθ_se(500-800)线密集区诱发不稳定能量释放产生强降水、雷暴等强对流天气，10日08时(图略)，中心强度为16℃的稳定气团南下控制滇中及以东地区，等Δθ_se(500-800)线密集区前部Δθ_se(500-800)升至-4℃，大气层结稳定度升高，不利于对流活动，强降水过程随之减弱、结束。上述分析表明，CAPE高能区和等Δθ_se(500-800)线密集区的分布与对流系统的发生发展有一定的对应关系，充沛的能量及大气不稳定层结是中尺度对流系统能够发生发展的重要条件。

3 地面触发机制

在大尺度环流条件和能量条件具备的天气下，强对流的发生发展和减弱主要取决于低层触发机制(袁美英等，2010)。虽然云南省地面风场受复杂地形影响较为杂乱，但是在冷锋南下过程中，我们仍可以通过加密观测的自动站资料演变发现其风场特征。9日20时地面冷锋位于云南省的迪庆州至文山州一线，20—21时锋面附近的地面降水出现两个强中心，分别是滇西北丽江市24.7 mm·h^-1和滇东南文山州30.7 mm·h^-1(图 6a)。从地面风场可以看出，暴雨区为三股气流的汇聚区，西南气流和东南气流分别对应着暖气流，而偏北气流或偏东气流对应着冷气流，地面风场的辐合促使初始对流发展，与中低层切变线叠加加剧垂直运动发展从而造成了局地强降水。同样地，随着地面冷锋西南推进，锋面附近具有明显风场辐合的区域均出现较明显的降水，由此可见，暴雨过程的局地性和突发性等中小尺度特征，与地面风场辐合区密切相关，风场辐合区出现的时间提前于强降水开始时间，根据加密地面风场辐合区位置随时间的移动可以推断下一时刻强降水的落区位置，从而为强降水落区的短时临近预报提供有力依据。

4 卫星云图的中尺度特征分析

云顶亮温TBB可以直接呈现对流发展的旺盛程度，中尺度对流系统上升运动越剧烈，相应云内的起电放电过程也越活跃。通过分析逐时的FY-2E卫星TBB资料详细探讨地面降水与中尺度对流系统的关系。根据陈红专等(2009)定义方法，将MαCS和MβCS定义为红外云图上具有圆形或椭圆形冷云盖的对流系统，而MCC是α中尺度、生命史较长的中尺度对流系统(MCS)的特例(Maddox，1980)。

9日15时开始滇西北丽江和楚雄北部在切变线和冷锋沿线有多个MβCS云团生成、移动和发展，至17时分散的对流云团出现合并加强的趋势，云顶亮温已经低于-48℃，成为典型MβCS云团，黔桂之间的MαCS在随切变线西南移过程中不断合并加强成为庞大的MCC。MβCS云团A在20:00发展成熟(图 7a)，TBB≤-32℃的冷云盖最大面积达5.0×10⁴ km²，最低云顶亮温低于-52℃，其后1 h内位于云团外缘TBB等值线梯度最大处的丽江(黑色方框)产生了短历时强降水(24.7 mm·h^-1)，此时滇中地区云顶亮温低于-56℃的MβCS云团也与滇东南的MCC出现合并趋势；位于MCC冷云盖边缘等TBB线密集区内侧的文山州(黑色三角)出现30.7 mm·h^-1的短历时强降雨，而MCC内部降水强度以小雨为主；在切变线沿线楚雄地区还有小对流云团发展，属于γ中尺度系统。

21时滇西北MβCS云团A进入衰减(图 7b)，TBB等值线密集程度减弱，地面降水转为小雨天气。上一时刻滇中MβCS云团与滇东南MCC合并的区域有MβCS云团B强烈发展，云顶亮温由前一小时的-36℃降至-60℃以下，-52℃冷云盖面积约为6.5×10³ km²，初具椭圆特征，边缘较为光滑密实，云团外缘等TBB线梯度大的红河州开远县(黑色方框)出现46.6 mm·h^-1的强降水。

22时滇东南MCC与滇南边缘随西南气流东移的MβCS云团出现合并趋势，MβCS云团B原地少动(图 7c)，高度进一步伸展，最亮处TBB已降至-68℃以下，-56℃冷云盖与滇东南MCC完全合并，对应22—23时红河州开远县持续出现强降水(18 mm·h^-1)。楚雄地区γ中尺度对流云团面积扩大，云顶亮温降至-56℃以下，为椭圆形MβCS云团C，-36℃冷云盖与滇中云团B连为一体。

23时云团B云顶亮温维持-64℃(图 7d)，-60℃冷云盖面积膨胀达到7.5×10³ km²，等TBB线密集区向西南推进，强降水带相应向西南方移动。同样地，楚雄地区上空的MβCS云团C最低云顶亮温维持-52℃，-32℃冷云盖面积扩大至1.5×10⁴ km²，随后1 h内云团西侧外缘等TBB线密集区大姚(黑色三角)和姚安(黑色方框)分别出现44.7和21.9 mm·h^-1的短时强降水。

MβCS云团B-64℃云顶亮温维持至10日00时开始上升，进入减弱阶段(图 7e)，等TBB线密集区继续向西移动，途经之处地面降水突增，00—01时等TBB线密集区内侧的红河州建水(黑色方框)出现25.2 mm强降水，MβCS云团C云顶亮温继续降低，达到-56℃，-32℃冷云盖与向东南移动衰减的滇西北MβCS云团A合并，00—01时云团西侧等TBB线密集区的姚安和南华分别出现23.2和15.6 mm的短时强降水。下一时刻，衰减的MβCS云团B与滇东南MCC完全合并，MβCS云团C云顶亮温也升高，进入衰减阶段，云团前部等TBB线的梯度减小，地面降水出现降幅。至02时，滇东南MCC西侧等TBB线梯度较大的区域继续向西推进，MβCS云团A+C的冷云盖面积继续扩大(图 7f)，期间云顶亮温不断升高，强度不断减弱，所引起的地面降水强度也愈发减弱。

由以上分析可见，强降水容易发生在TBB等值线密集区，其TBB等值线密集区外缘和内侧均有可能发生强降水，雨强的增强与减弱与TBB等值线梯度值的变化一致。

5 地闪活动与对流云团及强降水的关系

从对流云团的地闪活动来看，对流云团在发生、发展、成熟和减弱阶段的地闪频数分布完全不一致。发生发展期，负地闪的发生先于对流云团的发生发展，地闪频数的快速增加早于对流云系的快速发展，例如20时图 7a中在楚雄地区γ中尺度小对流云团的东南方观测到8次负地闪，21时发现该对流云团向着东南方负地闪密集区发展，负地闪增加(图 7b)；对流云团发展和成熟阶段，地闪频数以负地闪为主，负地闪密集区与对流云系中心没有重合，而是出现在对流云系的边缘地区或者TBB等值线密集区，如图 7b和7c中的滇中MβCS云团B，当MβCS云团B与滇东南MCC合并时(21时)，负地闪频数在合并区域剧增，对流云系随后在负地闪密集区发展并加强；云团发展至成熟阶段，地闪频数中正地闪数量增多，且大部分地闪集中在云顶亮温低于-44℃的云顶区域内，如图 7a中的MβCS云团A、图 7d中的MβCS云团B以及MβCS云团C，云团在衰减过程中负地闪急剧减少，正地闪明显增加，最后转为以正地闪为主(图 7f)。地闪频数的发生发展，对于对流云团的发生发展有积极的指示作用，负地闪频发区域以及运动方向与对流云团未来加强发展的区域和移动方向一致，正地闪的出现预示着对流云团进入成熟减弱期。

目前认为云中过冷水滴和固态粒子碰撞摩擦起电是云层起电的主要原因之一，较强的上升气流往往会带来固态水粒子的增加，云中大量冰晶、霰粒的碰撞过程使得云中起电过程相应也很剧烈，而且强烈上升运动有利于云中不同极性的电荷区分离和对地放电，因此负地闪频数一定程度上反映了云中上升气流的强度(慕建利等，2012)。在切变线和冷锋附近有显著上升运动，造成垂直方向气流强烈的扰动，对起电贡献较大的霰粒、冰晶等不同相态粒子碰撞几率较大，从而出现较多的负地闪活动；负地闪频繁出现的区域还是不稳定能量强烈释放的区域，因为闪电活动很大程度上依赖于空气的热动力特性，进入云内能量越大，起电活动也越强(刘东霞等，2010)，前面分析知道此次过程中西南气流对云南省输送了充沛的不稳定能量，能量的聚集对热对流的产生具有积极影响，不稳定能量强烈释放也使得闪电活动异常活跃。此外，对流云团合并也会加强带电粒子之间的碰撞，从而进一步增加地闪活动。对流云团进入成熟阶段，垂直上升运动达到最强，强烈的上升气流抬高了主负电荷的高度，拉大了负电荷区离地面的距离，这种“电荷抬升机制”(MacGorman et al，1981)使地闪频数(尤其是负地闪频数)减小。随着不稳定能量大量释放，云顶亮温上升，系统开始扩散，云团进入消亡期，进入云内能量减少，垂直方向上的气流扰动减小，云内固态粒子含量减少，粒子之间的碰撞几率减小，负地闪急剧减少，而因降水物下沉拖曳作用，造成存在于云团上部的正电荷区对地距离缩短而集中对地放电，整个对流系统转而以正地闪为主。

强降水的发生与闪电活动的关系复杂，Relepez研究发现：第一，有时很少或没有闪电活动却产生显著的降水；第二，有时大量闪电活动却降水很少；第三，闪电和降水之间存在很好的相关(尹丽云等，2012)。以此次过程中几个暴雨点为例(图 8)，统计暴雨点周围50 km的闪电频数演变，对比分析闪电频数与逐小时降水量的关系。从图中发现，地面降水均伴随大量地闪活动，地面初闪的发生提前于强降水发生，地闪频数经历明显跃增后又迅速减少，地闪活跃初期正地闪几乎不存在，负地闪占绝大多数，总地闪峰值出现以后正地闪逐渐增加，在地闪活跃期后期，转为以正地闪为主，最终减弱消失。但是不同暴雨点的地闪频数峰值出现时间与强降水峰值时间并无明确关系，姚安和牟定站地闪频数峰值时间分别超前于地面强降水出现时间1和3 h(图 8a和8c)，开远站地闪频数峰值出现时间与强降水出现时间一致(图 8b)，而元江站地闪频数峰值出现时间落后于地面强降水出现时间将近5 h(图 8d)。这与钟敏等(2009)对湖北一次切变线暴雨过程中发现的闪电频数与1 h雨量的峰值基本重叠或稍落后一个时次的结论有所差异，可见低纬高原地闪频数峰值与降水峰值的关系是复杂的，因此在低纬高原短时强降水短临预报业务中，对闪电数据的直接应用需要谨慎对待。

6 多普勒雷达回波的中尺度特征分析 6.1 雷达回波演变情况

利用云南省多普勒天气雷达拼图资料，对此次暴雨过程的回波特征进行了分析，9日午后，切变线和冷锋南下至云南北部，系统附近和后部有分散的对流回波生成，对流单体生成后一般沿风暴承载层的平均气流移动(俞小鼎，2012)，从9日08时昆明站探空资料(图略)可见风暴承载层平均风为西偏北气流，对流回波以40 km·h^-1速度向东偏南方向移动。随着系统南下，一方面切变线和冷锋附近有大范围絮状回波不断生成、发展，其中镶嵌有多个强对流单体，回波强度达到35~45 dBz，最强达50 dBz，回波结构低质心，不存在强回波悬垂，45 dBz以上强回波伸展高度在3~5 km，大部分强回波处于0℃层高度以下，可见主要是以液态水粒子为主，降水效率很高。另一方面生成后的回波沿着风暴承载层平均风向着东偏南方向移动，在向下风方向移动过程中有所加强，不断代替前面减弱的对流回波，形成明显的后向传播。在切变线和冷锋缓慢移动的9日20:00至10日02:00时段内，大片40~50 dBz回波不断从暴雨点移过，形成列车效应。切变线北部对流回波强度维持在25~35 dBz，因此切变线北部降水较弱(图 9a)。10日02:00以后切变线和冷锋西移减弱，切变线附近和后部转为以层状云回波为主，地面降水以稳定性弱降水为主(图 9b)。

6.2 径向速度特征

切变线北侧边界层内偏东急流对增强辐合、增强锋区以及增加不稳定性起着重要作用(吴庆梅等，2015)，此例中可以观察到一个边界层急流的建立与维持过程，9日19:00后近地层偏东风风速缓慢增强，20:30左右形成明显的对称“牛眼对”结构，入流速度和出流速度中心值增至15 m·s^-1，急流建立之后逐渐向高层扩展，23:12急流高度达800 m附近，急流核高度达到350~450 m(图 10a白色圆圈)，前面分析得出暴雨区水汽来源分别为孟加拉湾和切变线后部的东北气流，意味着边界层东偏北急流也明显起到向暴雨区提供水汽输送的作用，且风速的加速还加强了急流前方的风速辐合，为降水提供了更有利的动力条件；雷达上空800 m以上突转为西南风，形成西南风叠加在近地层偏东风之上的形势，边界层急流的存在还有助于暖湿气流沿冷空气一侧的爬升形成降水，同样的对称“牛眼对”结构在文山和大理雷达的径向速度图上(图略)也可以观察到。此外，径向速度图上还出现大风区(图 10b黑色箭头)和第二类γ中尺度辐合区(钟敏等，2009)(有的文献中称为逆风区，图 10a黑色箭头)，第二类γ中尺度辐合区最高发展到4.3°仰角，说明中尺度垂直环流较强，在大风区和第二类γ中尺度辐合区内均有强度超过40 dBz的回波发展，10日01:30以后近地层偏东急流维持，但大风区消失，第二类γ中尺度辐合区逐渐减少，对应反射率图发现强对流单体减少，转为以35 dBz以下的层状云回波为主。

以上分析看出，边界层急流在此次强降水过程中提供了重要的动力强迫和水汽输送的作用。大风区和第二类γ中尺度辐合区的存在促进中尺度垂直环流加强，局地回波将强烈发展，地面降水强度增大。

7 结论

综上所述，得到如下一些结论：

(1) 此次过程是云南省典型的切变冷锋型暴雨过程，青藏高原和川西高原西北气流引导冷空气和切变线南下影响云南省，地面冷锋与切变线位置基本一致，大尺度环流场促使水汽向云南省输送汇聚，强降水落区偏向于垂直上升运动中心区和水汽通量辐合中心区北侧，该侧冷暖空气交汇显著，且由于局地水汽辐合强度大、上升运动区深厚，导致出现强降水。

(2) CAPE高能区和等Δθ_se(500-800)线密集区的分布与对流系统的发生发展有一定的对应关系，充沛的能量及大气不稳定层结是中尺度对流系统能够发生发展的重要条件。暴雨过程的局地性和突发性等中小尺度特征，与地面中尺度辐合系统密切相关，根据加密地面风场辐合区位置随时间的移动可以推断下一时刻强降水的落区位置，从而为强降水落区的短时临近预报提供有力依据。

(3) 地面强降水强度和落区与对流云团的TBB等值线梯度大小以及梯度大值区的位置相关。闪电活动与垂直上升气流和不稳定能量释放区存在密切的关系，负地闪频发区域以及运动方向与对流云团未来加强发展的区域和移动方向一致，而正地闪的出现预示着对流云团进入成熟衰减期。地闪频数的发生发展，可以作为对流云团发生发展的判据之一。受多方面因素影响，低纬高原不同暴雨点的地闪频数峰值出现时间与强降水峰值时间关系复杂，因此在低纬高原短时强降水短临预报业务中，对闪电数据的直接应用需要谨慎对待。

(4) 强降水回波以低质心、强度不大、无强回波悬垂的降水回波为主。“列车效应”是造成局地短时强降水的直接原因。边界层急流建立与维持对强降水的加强和维持起到动力强迫和水汽输送的作用。大风区和第二类γ中尺度辐合区(逆风区)的存在促使中尺度垂直环流加强，有利于强降水回波发展。

需要指出的是，由于低纬高原对流性系统的复杂性和多样性，本文所做工作只是初步的，所得结论的适用性还需要更多的个例来完善和补充。