发生在锋面南侧的暖区暴雨具有明显的中尺度特征，常常与对流活动相联系，突发性强，短时雨强大，易引发洪涝灾害。其自由大气强迫弱，预报难度大。暖区暴雨具有整层高湿、地面露点高和温度露点差低的特点，因而暖云层厚、抬升凝结高度和自由对流高度低(俞小鼎，2011；2013；徐珺等，2014)。暖区暴雨主要由边界层辐合线、海陆差异形成的辐合、低空急流轴或大风核及边界层风速脉动配合中尺度地形抬升，以及地面中尺度辐合线、中尺度能量锋、中尺度海风锋等所触发(何立富等，2016)。“7·21”暖区暴雨的相关研究(孙建华等，2013；廖晓农等，2013；姜晓曼等，2014；谌芸等，2012)表明，此次降水由低涡切变和地形共同触发，导致强降水的中尺度对流系统(MCS)在暖区生成、发展，MCS长时间的“列车效应”和后向传播特征是产生强降水的主要原因。地面中尺度涡旋、地面辐合线、低层的切变线，可以触发暖区中的MCS并使其维持，强降雨回波常沿中尺度辐合线触发和移动并加强(俞小鼎，2012；孙军等, 2012, 孔凡超等，2016；桑建国，1997；桑建国等，2002)。

暖区局地暴雨的形成多与MCS相关，其组织结构、移动传播决定了降水强度(Doswell Ⅲ et al, 1996; Carbone et al, 2002)。Corfidi et al(1996)指出MCS的传播方向通常与低空急流反向。MCS移动前方环境低层暖湿区与雷暴活动形成的相对冷区形成中尺度锋区对对流的高度组织化和强降水的持续起到重要作用(易笑园等，2011；陈明轩等，2013)。强的低空和边界层急流能将暖湿空气输送到MCS中，有利于强降水的维持和增强，常常形成“列车效应”造成局地强降水(何群英等，2012；王福侠等，2014；卢焕珍等，2015)。合适的低层热力和动力特征配置是“列车效应”形成的主要机制(孙继松等，2013)。北京极端降水强降水发生时, 雷达强回波高度较低(孙继松等，2015)。随着中尺度模式水平分辨率的提高，各种非绝热物理过程被充分考虑，许多β中尺度的对流活动能被模拟出来，然而受到初始场和参数化方案等的限制，模式对弱动力强迫类的暖区暴雨预报能力不足(张大林，1998)，实际业务中暖区对流暴雨也常常漏报，如2012年7月21日和2013年7月1日的暖区暴雨(李俊等，2015；孔凡超等，2016)。

2016年7月24日午后到傍晚，河北中部到天津南部出现了一次大暴雨，降水中心位于天津南部。此次过程降水强度大，降水区域集中，最大小时雨强达到80 mm·h^-1以上，最大6 h累计雨量达171.8 mm。由于此次降水过程前刚刚出现华北“7·20”特大致灾暴雨，下垫面脆弱，易引发次生灾害，因而引起了广泛的关注。此次暴雨发生在副热带高压(以下简称副高)北上阶段，基于流型识别的预报经验认为：在副高环流控制下不利于降水的发生，同时模式及业务预报的降水位置存在明显偏差。本文对于此次预报难度大的暖区对流暴雨，采用地面加密观测、风廓线、雷达资料、VDRAS雷达资料四维变分同化资料，重点分析雷暴在不稳定层结下的抬升触发机制及影响MCS的传播和移动的物理过程，试图给出此次暖区暴雨形成的物理图像。

本文研究中的气象资料主要包括：(1)自动站资料：地面加密自动站逐小时温度、露点、风向、风速和降水量。(2)探空资料：2016年7月24日08时北京和邢台站探空资料。(3)天津静海风廓线雷达资料：时间分辨率为6 min，垂直层次为66层。(4)VDRAS资料：VDRAS(Variational Doppler Radar Analysis System)利用包含暖雨参数化方案的三维云尺度湿版本数值模式，采用四维变分技术，对北京、天津、石家庄、秦皇岛S波段以及张北和承德C波段多普勒天气雷达资料进行12 min间隔的快速更新循环同化分析，且融合了自动站资料、雷达VAD分析结果及WRF数值预报结果，反演了与对流风暴生消、发展密切相关的对流层低层热动力三维结构。其产品垂直方向上分为15层，水平分辨率为5 km。(5)多普勒雷达资料：天津雷达，位置坐标为39.044°N、117.717°E，沧州雷达，位置坐标为38.279°N、116.08°E。本文使用的资料为2016年7月24日13—15时的数据。

2016年7月24日午后，河北中东部至天津南部一线出现局地强降水(图 1a)，地面加密自动站显示：13—18时有54站出现50 mm以上降水，有8站出现100 mm以上降水，最强降水中心位于天津滨海新区南部300 km²范围内，天津有37站出现50 mm以上降水，6站出现100 mm以上的降水，其中最大雨量出现在滨海新区的刘岗庄，12—18时6 h累计雨量达到171.8 mm，逐小时降水量(图 1b)显示：15—16时1 h降水量达到84.4 mm，强降水时间集中且雨强大，此外，在强降水过程中伴随有局地雷暴大风，陆地最大瞬时风速达到18.6 m·s^-1，海上石油平台54646站出现了20 m·s^-1的雷暴大风。

图 1 2016年7月24日13—18时地面加密自动站累计降水量(a)，刘岗庄逐小时降水量(b)(单位: mm) Fig. 1 Accumulated precipitation (a) and hourly precipitation of automatic weather stations (b) from 13:00 BT to 18:00 BT 24 July 2016 (unit: mm)

24日08—20时500 hPa 588 dagpm线明显北抬(图 2b)，表明副高的势力增强，从流型看不利于出现强降水。各家数值预报对这次降水也存在明显偏差，特别是降水强度：欧洲中心(EC)的预报地面降水不足5 mm，而且降水落区偏南(图略)，主要降水出现在24日夜间，中尺度模式WRF在河北中部预报了小时雨强10 mm·h^-1以下的阵性降水，降水的时间段比较接近实况，落区略偏南，强度偏差显著(图略)。基于数值预报的以上表现，加之在副高588 dagpm线北上过程中不利于降水的传统预报经验，以及北京探空层结相对稳定且对流抑制大这三方面原因，使降水预报的落区和强度与实况有较大偏差。

图 2 2016年7月24日08时(a，c)和20时(b，d)的500 hPa(a, b)位势高度(实线，单位：dagpm)、24 h变温(点线，单位:℃)、风场(风羽，单位: m·s-1)，850 hPa(c, d)位势高度(实线，单位：dagpm)、露点(数值，单位:℃)、风场(风羽，单位: m·s-1)和散度(阴影，单位: 10-6 s-1) Fig. 2 The geopotential height (solid line, unit: dagpm), 24 h temperature anomalies (dotted line, unit: ℃), uv (barb, unit: m·s-1), at 500 hPa (a, b); the geopotential height (solid line, unit: dagpm), dew point (number, unit:℃), uv (barb, unit: m·s-1) and divergence (shaded area, unit: 10-6 s-1) at 850 hPa (c, d) at 08:00 BT (a, c) and 20:00 BT (b, d) 24 July 2016

从环流形势来看，24日08时华北处于副高边缘588 dagpm线附近(图 2a)，至20时588 dagpm线明显北抬(图 2b)，副高势力增强。根据预报经验，副高西北侧584~588 dagpm线有利于雷暴出现，但副高588 dagpm线控制区雷暴出现概率较小。华北地区位于副高北侧两槽之间的脊区，位于100°E附近东北地区的高空槽已东移，08时24 h变温华北处于负异常区，说明在高空槽的影响下，槽后西北气流使高空降温。位于100°E附近弱的高空槽在东移的过程中受副高的阻挡移动缓慢，20时仍位于110°E以西，从流型看当日华北中南部不利于出现较大范围的强降水，强降水在夜间至次日。

从地面形势来看，08时华北处于倒槽顶部，华北中东部存在两条辐合线，天津到北京之间存在偏北风与东南风的辐合线，天津南部存在东西向的西南风与东南风的辐合线(图 3a)。08时850 hPa河套低涡切变线东段位于北京的北部(图 2c)，20时形成显著低涡环流，中心位于112°E附近，南侧西南风增至10 m·s^-1，出现显著辐合区，中心达-130×10^-6 s^-1，其东部暖切变线位于华北南部(图 2d)。925 hPa 20时华北南部存在暖切变线(图略)。24日午后MCS恰好出现在暖切变线和地面辐合线附近，且稳定少动。

图 3 2016年7月24日08时(a)，11时(b)，14时(c)和16时(d)的地面温度(红线，单位:℃)、露点(绿线，单位:℃)、水平风(风羽，单位: m·s-1)和散度(阴影，单位: 10-5s-1) Fig. 3 Surface temperature (red line, unit:℃), dew point (green line, unit:℃), uv (barb, unit: m·s-1) and divergence (shaded, area, unit: 10-5s-1) at 08:00 BT (a), 11:00 BT (b), 14:00 BT (c) and 16:00 BT (d) 24 July 2016

北京探空站的位置与对流发生地点的距离最近，24日08时北京探空(图 4a)显示低层的湿度条件较好，850 hPa露点为16℃，比湿为9 g·kg^-1(表 1)，但湿层不深厚，850 hPa以上都比较干，对流有效位能(CAPE)仅为30 J·kg^-1，且由于850 hPa附近的显著逆温使对流抑制(CIN)高达400 J·kg^-1，11时订正探空CAPE为70 J·kg^-1，CIN仍高达356 J·kg^-1，由于CIN太大，雷暴触发难度大。本次过程发生在副高外围西南气流中，雷暴触发地在天津西南侧的河北中部，根据天津西南侧邢台探空(图 4b)，08时的CAPE已经达到1759 J·kg^-1，大气层结极不稳定，此时CIN为136 J·kg^-1。低层高湿且湿层深厚，地面露点为27℃，850 hPa露点为19℃，比湿为16 g·kg^-1，8 g·kg^-1比湿高度达600 hPa，大气整层可降水量高达64 mm，与北京“7·21”暴雨的可降水量相接近(孙军等，2012)。08时后随着地面气温升高，露点升高，气层变得更不稳定且对流抑制减小。11时订正探空CAPE为3874 J·kg^-1，CIN为22 J·kg^-1，由于对流抑制显著减小，弱的辐合抬升有可能触发对流，且雷暴触发后将强烈发展。

表 1 Table 1

表 1 北京站和邢台站的强对流参数 Table 1 Convective parameters of Beijing and Xingtai Stations CAPE/J·kg-1 CIN/J·kg-1 850 hPa 比湿/g·kg-1 850 hPa 露点/℃ 0~6 km垂直风 切变/m·s-1 大气可降 水量/mm 08时北京 30 400 9 16 11 46 11时订正 70 356 / / / 49 08时邢台 1759 136 16 19 12 63 11时订正 3874 22 / / / 64

表 1 北京站和邢台站的强对流参数 Table 1 Convective parameters of Beijing and Xingtai Stations

图 4 2016年7月24日08时北京(a)和邢台(b)探空 Fig. 4 T-log p diagram of Beijing (a) and Xingtai (b) at 08:00 BT 24 July 2016

08时地面露点高且分布不均，天津北部露点为26℃左右，天津南部和河北中南部露点为27~28℃，北侧辐合线与27℃露点线基本一致，南侧辐合线与28℃露点线重合(图 3a)。11时辐合线南侧露点温度升至29~30℃，这种异常偏高的地面露点在内陆非常罕见，表明当天低层水汽含量异常充沛。低层水汽的增长可能与低空西南气流逐渐加强造成的暖湿平流增强有关。总之，河北中南部大气层结极不稳定，水汽含量异常偏高加之0℃层高度在5.5 km附近，暖云深厚，0~6 km整层风均小于12 m·s^-1，风暴形成后移动速度慢，环境条件有利于产生短时强降水，预报预警难点在于雷暴于何时何处抬升触发。

24日上午10时(图 5a)在天津至河北中部存在一条东北西南向的云带1，与北侧地面辐合线相对应，此时地面无降水；天津南侧存在一条东西向的云带2，与南侧地面辐合线对应，云带上存在若干积云泡。11时(图 5b)两条云带相向移动，至12时(图 5c)完全合并。11时开始辐合线南侧出现了多条平行的南北向的小积云线，即水平对流卷(HCR)，此时环境风为偏南风，因而积云线为平行于环境风的云街，表明该区域为逆温抑制下的暖湿不稳定区。当雷暴出流边界与云街相遇时，多数情况下云街的积云发展为雷暴(俞小鼎等，2012)。云街北侧辐合线上积云持续发展，13时(图 5d)开始在天津南侧辐合线附近出现三个快速发展对流云团A、B、C，14时(图 5f)发展成三个边界清晰的圆形对流云团。随着对流的发展，15时(图 5g)三个云团逐渐合并，形成东西向的准圆形的MCS，且存在清晰的上冲云顶，表明上升运动强烈。16时(图 5i)MCS继续沿着辐合线向东西方向扩展，向西发展的云区对流发展强烈，16:36(图 5j)出现清晰的出流云线D，在对流云的西侧抬升暖湿空气，使得MCS向西传播，由于雷暴在西段不断新生，南侧逆温层之下不断有暖湿空气补充，加之风暴移动速度慢，13—18时，沿辐合线东西向排列的中尺度对流云团准静止地维持在河北中东部至天津南部，因而产生了局地大暴雨。

图 5 2016年7月24日10：00—17：30可见光云图的演变 Fig. 5 Evolution of visual cloud in 10:00-17:30 BT 24 July 2016

两条边界层辐合线相遇合并可能是触发MCS的重要原因。地面图(图 3a)显示，在天津附近存在南北两条辐合线，对应两处弱辐合区，中心散度为-15×10^-6 s^-1。11时(图 3b)，随着东北风的南压(与北侧云带逐渐向南移动相对应)，北侧辐合线南压与南侧辐合线合并成东西向的辐合线，辐合显著增强，中心散度为-35×10^-6 s^-1，边界层抬升作用增强，辐合线附近露点为28℃左右，较08时升高2~3℃。Wilson and Mueller(1993)，Wilson and Megenhardt(1997)的统计表明，大约有一半的雷暴在边界层辐合线附近生成，而当两条辐合线相遇时，其相遇的区域附近更容易有雷暴生成。王彦等(2011)对天津边界层辐合线的统计发现，两条以上边界层辐合线相遇处一般会发生强对流天气，若已经发生强对流，则对流加强。

辐射差异和南侧暖湿平流增强所导致的中尺度锋生可能是触发对流的原因之一。08时与辐合线相对应的两条云带对太阳辐射的吸收作用使天津以北区域的温度较南部地面温度低2~4℃左右(图 3a)，11时开始云带南侧地区的温度升至34℃以上，低层水汽的增长可能与低空西南气流逐渐加强造成的暖湿平流增强过程有关，南北温差扩大到4℃左右(图 3b)，与此同时，可以看到对流云带南侧南北向的HCR也愈发清晰，表明近地面层偏南暖湿气流有所增强。VDRAS扰动温度显示(图 6b)，11:18在天津南部存在一条东北风与西南风的辐合线，辐合线两侧的温差为3.5℃左右，形成弱温度锋区。研究显示：边界层中尺度锋生作用可以导致边界层的辐合加强，对暖区暴雨的触发起到重要作用(赵思雄和周晓平，1984；何立富等，2016)，此时，CAPE也存在由北向南递增的趋势(图 6a)，北京的CAPE为500 J·kg^-1，天津南部到河北南部则达1100 J·kg^-1以上，这种差异与探空图反映的南北能量差异是一致的。

图 6 2016年7月24日11:18(a, b)，14:18(c, d)和16:18(e, f)VDRAS资料200 m高度CAPE(a，c，e，实线，单位: J·kg-1)、风场(风羽，单位: m·s-1)和扰动温度(填色，单位:℃)(b，d，f) Fig. 6 The CAPE (a, c, e, solid line, unit: J·kg-1), wind (b, d, f, barb, unit: m·s-1) and temperature disturbance (shaded area, unit: ℃) at 200 m height from VDRAS data at 11:18 BT (a, b), 14:18 BT (c, d) and 16:18 BT (e, f) 24 July 2016

雷暴在近乎东西向的辐合线上触发，因而形成大致呈东西向排列的多个对流单体组成的对流云带，对流云带位于天津西南部且稳定少动。雷达反射率因子图显示，24日13时在天津的西南部开始出现对流性降水回波，13:30在天津南部一线产生几个较强的呈东西向排列的对流单体M、X、H、B和C(图 7a)，最强回波超过55 dBz，与卫星云图的三个对流云团相对应(图 5)。根据风暴追踪路径，13—15时对流单体大致朝东略偏北方向移动(M、X和H)，移速缓慢，平均移速约为10 km·h^-1，还有些单体在原地发展加强(B和C)，伴有单体合并(图 7b)。15时，单体M和H已经消亡，在其西侧新生成了R，单体R由偏东风出流抬升形成，单体B西侧亦有新生回波与B一起向东北方向移动(图 7c)，表明雷暴的传播方向是向西。由于东西向对流风暴带上单体向东略偏北方向移动(平流方向东略偏北)，传播方向向西，下文分析表明在冷池和偏南环境风作用下还向南传播，产生“列车效应”，天津南部受有多个对流单体影响，这是1 h产生84.4 mm强降水的直接原因。

图 7 2016年7月24日13：30—15：00天津雷达组合反射率因子和风暴追踪信息 Fig. 7 Tianjin radar composite reflectivity and storm tracking information in 13:30-15:00 BT 24 July 2016

由单体结构看，东西向带状对流风暴中出现了强多单体，14:54雷达组合反射率显示最强回波为60 dBz以上(图 8a)，55 dBz以上的强回波区明显倾斜，形成“弱回波区”结构，45 dBz以上反射率因子位于8.5 km以下高度(图 8b)，强回波中心位于6 km高度附近，由于0℃层高度为5.5 km，-20℃层高度为8.8 km，因此暖云层深厚，降水效率高。更为重要的是14:42速度剖面产生了明显的阵风出流，形成地面18.6 m·s^-1的大风。图 8d显示：在5~9 km高度附近存在接近20 m·s^-1的偏南风急流，与偏北风在3~6 km高度形成弱的中层径向辐合，产生近地面强的偏北风出流，北风风速带在底层向南延伸，抬升南侧的暖湿空气，使暖湿空气倾斜上升，引起雷暴向南侧传播。

图 8 2016年7月24日14:54沧州雷达组合反射率因子(a, 单位：dBz)和沿图a中AB的剖面(b)以及14:42 0.5°径向速度(c, 单位：m·s-1)和沿图c中CD的剖面(d) Fig. 8 Cangzhou Radar composite reflectivity (a, unit: dBz) and profile along AB in Fig. 8a (b) at 14:54 BT, 0.5° velocity (c, unit: m·s-1) and profile along CD in Fig. 8c (d) at 14:42 BT 24 July 2016

边界层辐合线的位置和辐合强度直接影响雷暴的触发和组织。11时随着两条边界层辐合线的合并，南风与北风形成显著的辐合区，散度中心为-35×10^-6 s^-1，13时以后辐合线附近逐渐有对流生成，14时辐合线附近的偏南风由11时的2 m·s^-1增至4 m·s^-1 (图 3b, 3c)，辐合线北侧东北风由1~2 m·s^-1增至4~8 m·s^-1，辐合区形成清晰的出流边界，东北风出流达14 m·s^-1，散度增至-45×10^-6 s^-1。随着降水区的扩展，辐合带向南伸展，可以看作是出流边界向南移动和发展，强降水存在于出流边界后侧。VDRAS资料显示：14:18对流触发后(图 6d)，偏北风出流达到12 m·s^-1，西侧偏东风出流维持在6~8 m·s^-1。16:18偏北风和偏南风向南向西扩展(图 6f)，风速分别增大到16、10 m·s^-1，强的出流与环境风的汇合区与观测的辐合带位置基本一致。

可见光云图上，14—15时在辐合线附近零散分布的单体逐渐发展为MCS，形成椭圆形云带(图 5)，主轴方向为东西向，与辐合线走向一致，随着MCS的发展，16:36出现了清晰的出流云线(图 5j)，地面辐合带位于MCS的西侧和南侧(图 3d)，是由偏南风和MCS传播前沿的出流边界进一步增强所导致的，而存在出流边界是MCS出现“列车效应”或后向传播特征的主要动力特征之一(Doswell Ⅲ et al, 1996; Schumacher and Johnson, 2005)。

由静海风廓线可见(图 9)，3.0~4.5 km的西南风在13:30以后显著增大，由08时小于10 m·s^-1增至16 m·s^-1以上，形成西南风急流，低空1 km以下偏东风也显著增强，15:48达到10 m·s^-1以上，在增加水汽输送的同时，0~5 km垂直风切变由小于2 m·s^-1·km^-1显著增至4.2 m·s^-1·km^-1以上，有利于有组织风暴的形成。

图 9 2016年7月24日静海风廓线(单位: m·s-1) Fig. 9 The radar wind profile of Jinghai on 24 July 2016 (unit: m·s-1)

图 10给出了低层热力和动力概念模型，对流单体在辐合线附近生成，发展增强为MCS，产生清晰的出流边界，其南侧是显著的暖湿区，而其北侧是降水导致的冷区。在出流边界和低层偏南风的相互作用下，MCS南侧不断有积云新生，风暴向南传播；同时不断有对流单体沿地面辐合线向西发展，即风暴向西传播，因此，风暴传播方向分为向西和向南两个方向。

图 10 低层热力和动力概念模型2016年7月24日15:12 VDRAS分析的200 m高度温度距平(等值线，单位:℃)和风(风羽，单位: m·s-1)，沧州多普勒天气雷达组合反射率因子(填色，单位:dBz) Fig. 10 The low level thermal-dynamical conception model The 200 m height temperature anomalies (contour, unit:℃), and uv (barb, unit: m·s-1), radar composite reflectivity (shaded area, unit: dBz) at 15:12 BT 24 July 2016

此次降水属于槽前暖区降水，11时天津南部温度为34℃以上，在偏南风的作用下为降水提供了充沛的暖湿空气。对流触发后，根据14时地面观测，雷暴中心的温度为27~28℃左右，外围温度为35~36℃，温差接近8℃(图 3c)，16时雷暴中心的温度下降至24~25℃，与外围的温差接近11℃，形成雷暴高压，中心为1006 hPa(图略)，气压梯度力增强，使天津南部和西部分别出现了16、10 m·s^-1的偏北风和偏东风(图 3d)。

VDRAS资料显示：14:18雷暴区形成冷池(图 6d)，冷中心形成-6℃扰动温度区，16:18冷池的范围明显扩大(图 6f)，扰动温度异常中心下降至-12℃。根据前文分析，低层冷暖空气的交汇区就是前文的出流边界所在位置，出流冷空气与环境暖湿空气在这里交汇，增加了低层的不稳定结构，有利于MCS的发展和强降水的持续。14:18冷池内的CAPE值由11:18的1000 J·kg^-1降至600 J·kg^-1以下，而冷池西侧和南侧CAPE值仍然维持1200 J·kg^-1以上(图 6c)，因此，可以近似判断热力不稳定区位于MCS的西侧和南侧，为MCS的新生和传播提供了良好的热力条件。

(1) 本次过程发生在副高加强北上过程中，是副高588 dagpm线控制下的暖区暴雨。邢台探空较北京探空距离暴雨区更远，但对于副高西北侧西南气流影响下的暖区暴雨，位于暴雨区西南的邢台探空更具参考价值，邢台站24日11时的订正探空显示：大气层结极不稳定、低层水汽异常充沛且湿层深厚，CAPE值达3874 J·kg^-1，CIN仅为22 J·kg^-1，8 g·kg^-1比湿达600 hPa，地面露点出现接近30℃的极端高值。基于构成要素的预报思路分析表明此次过程具备雷暴形成三要素，加之高湿的水汽条件、边界层辐合线和中尺度锋生的组织作用因而产生了局地大暴雨。

(2) 数值模式和基于流型识别的传统潜势预报经验对于有明显的大尺度系统强迫的大范围暴雨过程有较强的预报能力，而对于大尺度系统强迫不明显的暖区由对流造成的短时强降水流型识别法和数值模式都常漏报。边界层系统是最为关键因素，其在何时何地能抬升触发雷暴取决于抬升强弱，更多依靠短临监测。暖区暴雨宜基于构成要素的预报思路综合分析实况资料，重点关注边界层辐合线等中尺度系统演变及卫星雷达监测的不稳定及对流，如24日在对流触发前辐合线合并、卫星可见光图上辐合线附近的小积云发展及其南侧的云街等。

(3) 雷暴在辐合线附近被触发后，辐合线西段不断触发新的对流单体，加之辐合线南侧的云街与辐合线相遇使对流风暴向南发展，即传播方向西偏南，对流单体在西南引导气流作用下向东略偏北方向移动，移速缓慢(约10 km·h^-1)，因而有多个单体影响一个地区而产生强降水(即“列车效应”)；另外对流风暴产生了比较明显的阵风出流，对流风暴影响区域普遍出现了5~6级阵风，在极不稳定的层结条件下，对流风暴的阵风出流再次触发雷暴而使得对流风暴持续较长时间。