引言

暖区暴雨由于触发机制不明显常常被漏报(谌芸等，2018；孙密娜等，2018；陈涛等，2020)，其降水突发性强、雨强大，极易造成损失，因此暖区暴雨的触发机制值得深入研究。针对2017年5月7日广州突发的极端强降水过程，国内许多学者从不同角度进行了深入的研究，在触发机制方面，田付友等(2018)发现，弱冷空气和地形共同作用，使偏南暖湿气流向北移动受阻，在地形的强迫抬升下触发了对流。伍志方等(2018)认为高压后部东南风或偏南风回流，经过城市热岛区域后转为偏暖气流，与山坡下滑冷气流在山前形成的水平风场辐合，共同触发了初生对流。王莹等(2021)研究天津一次短时暴雨时发现，暴雨是由城市热岛、上游冷池出流前的边界层弱冷空气、系统性东北风和午后逐渐形成的中尺度海风共同作用造成的。王啸华等(2021)研究南京一次突发局地特大暴雨时认为，中尺度前倾高空槽过境诱发地面低压，加强了地面辐合，形成上升运动，触发了线性对流风暴。崔新艳等(2021)研究对流初生时认为地基对流初生一般由边界层辐合线触发，但温、湿度扰动及不稳定性、微气旋、垂直切变和地形等因素都对初生对流的产生和时空位置有一定影响。由此可见，暖区暴雨的触发机制非常复杂。

中尺度对流系统(MCS)是产生强降水、冰雹、雷暴大风和龙卷等灾害性天气的重要系统(Maddox，1980；Doswell Ⅲ et al，1996；Shibagaki et al，2000；Schumacher and Johnson, 2005)。根据云图和雷达回波等特征，MCS有很多种分类(Anderson and Arritt, 1998；Jirak et al，2003；岳治国等，2008；Blanchard，1990)，无论哪种分类方式，线状中尺度对流系统(LMCS)都是与灾害性天气相关性最高的一类MCS(Geerts，1998；Jirak et al，2003；Rigo and Llasat, 2007；Gallus et al，2008；Schiesser et al，1995)。飑线是一种多单体线状风暴，国外的研究者并没有将飑线与LMCS进行严格的区分，国外部分研究者和国内的研究者一般认为飑线是产生区域性雷暴大风的一类LMCS(Maddox，1980；俞小鼎等，2020)。20世纪80年代的大量研究表明，较强环境低层(0~3 km)垂直风切变是维持飑线发展的有利条件，如果垂直于飑线的低层垂直风切变足够强，就能阻止下沉气流形成的冷池出流边界(阵风锋)的快速离开，使冷池前沿的阵风锋与飑线前部暖湿气流持续维持强的辐合，从而产生持续的垂直上升运动，不断触发新风暴单体，维持飑线的发展(Thorpe et al，1982；Droegemeier et al，1985；1987)。Rotunno R、Klemp J B和Weisman于1988年共同提出近地面冷池和环境低层垂直风切变相互作用是飑线发展维持最为重要的动力和热动力机制，并首次形成了描述飑线发展的RKW理论(Rotunno et al，1988)，该理论认为冷池与低层垂直风切变的相互作用决定了飑线前沿气流抬升的高度和速度，从而决定了飑线发展的强度和生命史。陈明轩和王迎春(2012)、陈明轩等(2016)利用三维数值云模式和雷达资料四维变分同化技术, 分析了华北地区一次飑线过程的低层动力和热动力影响机制，结果表明，影响这次飑线过程发展维持的低层垂直风切变和冷池相互作用机制与RKW理论一致，同时指出了LMCS中对流风暴单体不断新生和后向传播的机制。杨吉等(2020)利用四维变分同化分析系统模拟分析了江淮地区的一次弱飑线过程，结果表明，较强的地面辐合线是该过程在较弱稳定条件下被触发的重要原因，较差的温湿条件、冷池和垂直风切变之间的水平涡度不平衡是飑线发展较弱的主要原因。盛杰等(2020)在分析华北地区两类产生极端强天气的线状对流系统时发现，地面弱冷池或地形与低层南风气流相互作用维持的后向传播是强降水型线状对流系统发展和缓慢移动的主要机制，也是产生极端强降水的直接原因。

山东位于华北地区的下游，近年来每年都有LMCS发生，如2007年7月18日LMCS造成济南大暴雨过程(卓鸿等，2011)、2009年6月2—3日强飑线过程(孙虎林等，2011；梁建宇和孙建华，2012；王秀明等，2013)、2012年8月18日飑线伴随龙卷过程(侯淑梅等，2018)、2015年8月3日LMCS造成的暴雨伴随龙卷过程(高帆等，2017)、2016年6月13—14日连续两条飑线过程(张琴等，2017)和2018年6月13日强飑线过程，这些LMCS均造成了严重的经济损失和人员伤亡。王俊(2017)统计了山东中西部地区148个LMCS的多普勒雷达回波特征，并发现太行山脉、鲁中山区北麓和西麓易触发形成LMCS。侯淑梅等(2020)总结了山东地区形成LMCS的三类天气学模型和相应的物理量指标，并分析了LMCS与多单体风暴的合并方式以及合并后的演变趋势等特征。这些研究为认识山东地区LMCS的发展演变和提高对LMCS的监测预警提供了基础。

2015年7月30日下午至夜间，一条在暖区触发生成的LMCS造成山东突发较大范围极端强降水天气，各地受灾严重，仅潍坊一市经济损失就达3.25亿元。针对此次过程，山东各市气象台预报的量级均明显偏小，事后多人从不同角度进行了研究，刁秀广和侯淑梅(2017)分析发现超低空西南急流的建立与维持和上下游雷达之间的超低空强辐合为强降水对流系统的发展与维持提供了能量与动力条件，对强降水的形成与维持具有重要作用。万夫敬和刁秀广(2018)发现本次过程降水最强时刻是MCS的形成至成熟阶段，强降水分布在TBB冷云中心附近及其等值线非常密集的一侧。本文利用多源探测资料，从不同尺度分析对流系统的触发机制以及冷池和垂直风切变对对流系统组织形态演变的影响，希望揭示此次强降水过程的形成原因，为短时临近预报预警提供一定的参考。

1 资料与方法

本文所用资料包括常规高空和地面资料、山东省加密区域自动气象站资料、FY-2E卫星资料、SA型多普勒天气雷达资料(潍坊、济南、商丘和徐州)和对流层风廓线雷达资料(潍坊和济南)。

山东省区域自动气象站分布稠密且均匀，利用其加密观测可以计算对流系统产生的地面冷池的前沿温度梯度和作为冷池边缘标识的的22℃等温线所围面积(图 1)，以此代表冷池的出流强度和范围。利用对流系统沿途所经多普勒雷达的VWP产品可以计算环境大气低层0~3 km和深层0~6 km垂直风切变大小(2015年7月30日17—23时由潍坊和济南多普勒雷达计算，30日23时至31日03时由于距离四部多普勒雷达均较远而无法计算，31日04—05时由徐州多普勒雷达计算)，并可判断环境大气低层0~3 km垂直风廓线的配置。

2 天气实况和背景 2.1 天气实况

2015年7月30日14时至31日08时，山东中部和南部出现大范围极端短时强降水天气(图 2)，最大降水量为205 mm，出现在临沂的岱崮气象站和桃曲气象站，其中岱崮气象站30日20—23时3 h降水量为184.8 mm，桃曲气象站30日23时至31日01时2 h降水量为161.3 mm。对单站而言，强降水主要出现在2~3 h内，历时短、雨强大，137个气象站出现50 mm·h^-1的极端短时强降水，最大雨强为112.6 mm·h^-1，山东中部出现8~10级雷雨大风，潍坊出现冰雹，最大冰雹直径为30 mm。

2.2 环流形势

30日08时，高层200 hPa河北乐亭风速明显大于山东章丘，山东上空有明显辐散特征，同时河北上空也是风速辐散，考虑到系统东移，30日白天200 hPa山东以风速辐散为主；中层500 hPa高空槽位于山西和河北交界处上空，并逐渐东移，副热带高压(简称副高，下同)位于东部沿海；低层850 hPa西南急流伸至山东中南部，露点温度大于16℃的湿轴和对流有效位能(CAPE)大于1 200 J·kg^-1的高能区自西南向东北覆盖山东大部区域，辽东半岛的低涡有利于引导东北的冷空气经渤海南下侵入山东北部；地面上山东位于东西向的地面倒槽内，山东中西部存在一条准静止的地面辐合线(图 3a)。

未来500 hPa高空槽东移，副高东退，低层和地面系统稳定维持，总体形势有利于山东出现深厚湿对流。

2.3 对流潜势

30日08时，山东中部章丘探空的850 hPa与500 hPa的温差为29℃，K指数为43℃，850 hPa和925 hPa的平均比湿为16 g·kg^-1，大气整层可降水量为60 mm，暖云层厚度为4.5 km，表明08时山东中部对流层中下层大气处于明显的条件不稳定状态，且具备了充沛的水汽条件(图 3b)，CAPE为1 570 J·kg^-1，对流抑制能量(CIN)为160 J·kg^-1，表明大气层结具有显著的深厚湿对流潜势，但对流抑制较强，需要较强的抬升触发机制才能触发对流。由于初始对流发生在午后潍坊地区，考虑到系统的东移，用午后潍坊的温度和露点温度订正08时章丘探空，CAPE增大到3 360 J·kg^-1，CIN减小到10 J·kg^-1，表明经过太阳辐射加热作用后，山东中部大气层结不稳定性明显增强，对流潜势明显增大。0~6 km和0~3 km垂直风切变分别为15 m·s^-1和8 m·s^-1，属于中等量级。

30日下午，FY-2E卫星可见光云图和商丘、徐州雷达均可看出山东中部至南部存在大片的水平对流卷(图 4)，表明上述地区为有利于深厚湿对流产生、已经生成的湿对流发展的有利区域(俞小鼎等，2012；2020)。

综上所述，考虑到较大的CAPE、中等大小的0~6 km和0~3 km垂直风切变、很大的可降水量，30日的天气条件有利于出现以短时强降水为主的深厚湿对流。

根据雷达回波的发展，可将造成此次强对流天气的对流系统的演变划分为四个阶段：30日13—17时为触发阶段，触发初始对流，后向发展加强为多单体风暴；30日17—20时为组织阶段，多单体风暴继续向西南方向后向发展加强，合并局地对流，组织为结构松散的LMCS；30日20时至31日00时为维持阶段，LMCS转向西南偏南方向后向发展，结构逐渐紧密，尺度逐渐增大；31日00时以后为减弱阶段，LMCS断裂为东西两段，逐渐转向正南方向发展，东段和西段先后减弱消亡。以下分别讨论各个阶段对流系统组织形态的演变机制。

3 对流系统的触发和演变 3.1 触发阶段 3.1.1 冷空气触发

30日白天主体位于东北的冷空气在辽东半岛低涡的引导下经渤海南下，从近地层逐渐侵入山东北部，与山东中南部的暖湿气流之间形成辐合线，雷达上表现为反射率因子窄带回波(图 5)逐渐南压。12—13时冷空气前沿辐合线自北向南移过潍坊，13时在潍坊附近触发出初始对流，之后继续缓慢南压，不断触发更多对流。

随着冷空气南压，其也侵入到了济南，但没能触发对流，原因一是冷空气过境潍坊时，潍坊风廓线雷达显示近地面至0.5 km高度自下向上逐渐由东南风转为4 m·s^-1的东北风，过境济南时，济南风廓线雷达显示仅在近地面转为2 m·s^-1的东北风，说明冷空气侵入山东内陆后势力进一步减弱，抬升触发条件不如潍坊；另外，午后潍坊附近气温较济南附近高2~3℃，热力条件也更好。

3.1.2 阵风锋触发

30日13：34和13：28冷空气前沿辐合线在潍坊触发出两个单体: A和B，13：28—13：52单体B的强中心高度和垂直累积液态水含量经历了同步跃升(增)，14：04单体B出现勾状回波和中气旋(图 6a, 6b)，发展为超级单体，14：34—14：51其强中心高度和垂直累积液态水含量经历了近乎同步的快速下降。单体强中心高度和垂直累积液态水含量的同步跃升(增)和快速下降预示地面将出现冰雹和雷暴大风天气。推测单体A应该也经历了类似的过程，但由于距离雷达太近，静锥区的存在导致风暴参数反映不出这种变化。灾情调查得知，14时开始潍坊多地出现冰雹、大风和短时强降水。

14—15时，受单体A影响，高速西站降水量为0.3 mm，最大阵风为18.4 m·s^-1，气温下降8.2℃，受超级单体B影响，宋庄站降水量为77.7 mm，最大阵风为25.4 m·s^-1，气温下降10.1℃。结合潍坊多普勒雷达0.5°仰角径向速度可知，单体A和B产生了两股下击暴流(图 6d)，形成了两个冷池，冷池的两条阵风锋向外扩展，逐渐将上述冷空气前沿辐合线合并。

由于环境大气低层为西南风，所以两条阵风锋在向外传播过程中主要在其西南方向不断触发新生对流单体，其余方向基本没有触发。新生单体沿风暴承载层平均风(风速为12 m·s^-1的西南风)向东北方向平流，由于阵风锋的传播速度大于对流单体的平流速度，因此雷达上表现为对流单体跟随阵风锋向西南方向后向发展。

15时A和B分别发展为两个多单体风暴(图 6c)，产生的两股下击暴流的正负速度极值相距均为3 km(图 6d)，极值差分别为27 m·s^-1和29 m·s^-1。15—16时，受多单体风暴A影响，高速西站降水量为0.9 mm，最大阵风风速为16.3 m·s^-1，符山站降水量为52.6 mm(符山站没有风向风速仪)，受多单体风暴B影响，宋庄站降水量为55 mm，最大阵风风速为24.3 m·s^-1，朱里站降水量为100.4 mm(朱里站没有风向风速仪)。16时多单体风暴A和B形成的地面冷池最低气温分别为24℃和22℃。

从造成的降水强度、气温下降幅度、最大阵风和冷池最低气温来看，B较A发展更强盛，形成的地面冷池也更强，但由于环境大气低层为西南风，A位于B的西偏南方向，更容易获得低层西南暖湿气流的输送和支持，因此15—16时A的阵风锋逐渐将B的阵风锋合并(图 6e)，16—17时A发展为具有一定组织化程度的多单体风暴，B则减弱消亡(图 6g)。

由此也可见，在触发阶段，在环境深层垂直风切变中等偏弱的情况下，与对流系统传播密切相关的环境低层风向决定了对流的发展方向(Rotunno et al, 1988；Corfidi, 2003；俞小鼎等，2012；2020)。

另外，30日下午冷空气前沿辐合线和阵风锋均与自青岛向潍坊缓慢移动的海风锋辐合线相遇(图 6g)，触发对流，造成山东半岛出现强对流天气。

3.1.3 地面辐合线触发

除了上述冷空气前沿辐合线、阵风锋和海风锋外，30日白天山东中西部维持一条准静止的地面辐合线，其性质和最初起源不是很清楚，该辐合线两侧分别为偏南风和偏北风，由于存在时间较长，辐合线附近逐渐形成3 h变压的负值中心和露点温度的大值中心，17时3 h变压中心值为-1.5 hPa(章丘站)，露点温度中心值为28℃(图 7)，较强的负变压意味着将产生辐合上升运动，大的露点温度能够提供了对流发生所需的水汽。

位于该辐合线附近、鲁中山区北麓的济南风廓线雷达显示，16:30—17:30低层0.7 km以下逐渐由南风转为北风(图略)，表明辐合线北侧的偏北风加强，地面风场的辐合进一步加强，同时偏北风在鲁中山区地形的阻挡作用下，有利于产生上升运动，18时开始辐合线上逐渐触发出局地对流(图 7)。

3.2 组织阶段

30日17—20时，多单体风暴A的阵风锋继续向西南方向后向传播，潍坊多普勒雷达VWP产品显示低层维持西南风，中层逐渐转为偏北风，西南风和偏北风的转变高度由1.2 km逐渐上升至2.4 km(图略)。17时对流系统垂直剖面(图 8b)显示阵风锋的高度约为2 km, 可知冷池的深度约为2 km。因此，阵风锋的传播方向与0~3 km垂直风切变的配置符合Wilson et al(1998)参照RKW理论建立的概念模型(图略)，有利于对流的发展加强。

多单体风暴A的发展加强导致降水增强，17—20时每小时短时强降水站次由4站次增加至18站次，最大雨强由71.3 mm·h^-1增加至89.5 mm·h^-1，降水蒸发冷却，导致冷空气不断下沉，加强了地面冷池，冷池前沿温度梯度由于日落导致环境温度整体下降而变化不大，但冷池范围逐渐扩张(图 1)，22℃等温线面积由近乎为0 km²增加至4×10³ km²，阵风锋得到维持和加强，继续与环境低层西南风产生辐合上升运动，触发新生对流，进一步加强多单体风暴A，形成了“对流发展—冷池加强—对流发展”的正反馈机制，同时0~6 km垂直风切变由12 m·s^-1增强至15 m·s^-1，将促使对流发展的上升气流和冷池加强的下沉气流分离开，延长了正反馈机制的作用时间。

20时多单体风暴A与地面辐合线触发的局地对流合并，发展为一条长约120 km、西北—东南向、组织结构较松散的LMCS(图 8c)。沿前进方向的垂直剖面上，LMCS呈前倾结构，低层存在弱回波区，中高层存在回波悬垂，由于此时环境热力条件较好，对流发展旺盛，50 dBz强回波发展至11 km，中心强度为60~65 dBz(图 8b, 8d)。此阶段降水为大陆强对流型(俞小鼎等，2012; 2020)，尽管降水效率相对较低，但由于后向传播发展，仍能产生80 mm·h^-1以上的极端短时强降水。

3.3 维持阶段 3.3.1 雷达回波演变

30日20时至31日00时，LMCS转向西南偏南方向发展，组织结构逐渐紧密，尺度逐渐增大，同时后部出现层状云降水回波，31日00时达到最强，此时长度约为230 km。此阶段风暴承载层平均风为偏西风，与LMCS移动方向的交角超过90°，仍属于后向传播。

垂直方向，LMCS由前倾结构逐渐转为竖直结构，由于环境热力条件减弱，对流发展高度有所下降，31日00时50 dBz强回波发展至8 km，中心强度为55~60 dBz(图 8f)。对流系统强中心高度的下降预示此阶段将产生较多的大风天气，降水逐渐由大陆强对流型转变为热带海洋型，降水效率将明显提高。

3.3.2 维持机制

30日20时，500 hPa高空槽移至山东中部，槽后中层偏北风逐渐侵入山东中部，30日20时至31日00时潍坊和济南多普勒雷达VWP产品均显示中层偏北风风速逐渐增大，而低层维持偏南风(图略)，导致0~6 km垂直风切变由15 m·s^-1迅速增强至24 m·s^-1(图 1)，这有利于LMCS的组织化加强。与此同时，地面冷池强度迅速增强，表现为冷池范围迅速扩张，冷池前沿温度梯度逐渐增大(图 1)，使得阵风锋与低层偏南风持续辐合，在阵风锋附近维持较强的垂直上升气流，不断触发新生对流。另外，低层偏南风、3 km偏北风的0~3 km垂直风切变配置对应于图 9上的情况，仍有利于对流系统的进一步发展加强。

因此，在有利的阵风锋传播方向和0~3 km垂直风切变配置下，冷池与低层垂直风切变保持同步增强的动态平衡状态，0~6 km垂直风切变也逐渐增强，LMCS组织结构逐渐紧密，尺度逐渐增大，逐渐发展加强。

31日00时之后，LMCS从中部(济宁附近)断裂为东西两段(图 8e)，并逐渐转向正南方向发展，地面冷池受鲁中山区地形阻挡，主体滞留在山东中部，导致冷池前沿温度梯度迅速减小(图 8g)，冷池出流与低层偏南风辐合产生的上升气流迅速减弱。00—04时，环境大气低层1.5 km以下维持西南风，中高层3~7 km在东段维持远离多普勒雷达的西南风，在西段维持向着多普勒雷达的西北风(图略)，在迅速减弱的冷池出流作用和不利的0~3 km垂直风切变配置下，东段首先减弱消亡。垂直方向上，此阶段对流发展高度进一步降低(图 8h)，降水完全为热带海洋型。04时之后，西段移至徐州附近，徐州多普勒雷达VWP产品显示环境大气低层至中高层为一致的西南风(图略)，此时冷池出流更弱，环境热力条件更差，西段迅速减弱消亡。

4 概念模型和强对流天气

综上所述，本次突发极端强降水过程对流系统的触发和组织形态演变可以归纳为图 9的概念模型，浅薄冷空气自渤海侵入山东北部，势力减弱前在潍坊触发出初始对流，在充足的水汽和热力条件下，迅速发展为多单体风暴，形成地面冷池，阵风锋向四周传播，与环境低层西南风相遇的部分继续触发对流，多单体风暴逐渐向西南方向后向传播发展，冷池加强和对流风暴发展形成正反馈，冷池与环境低层垂直切变达到动态平衡状态，多单体逐渐发展为LMCS，且随着深层垂直风切变逐渐增强，LMCS结构逐渐紧密。当地面冷池受地形阻挡、滞留在鲁中山区后，阵风锋强度迅速减弱，LMCS断裂为东、西两段，在不利的垂直风切变配置下先后减弱消亡。

30日08时，山东中部章丘探空湿球温度0℃层高度为4.6 km，高度较高，有利于冰雹在下落过程中的融化，但由于对流单体发展为超级单体，导致50 dBz强回波发展至12.5 km，60 dBz强回波发展至9 km(图略)，在盛夏季节记录到了30 mm的大冰雹。

对流系统在触发、组织和维持三个阶段均为传播导致的后向发展，且逐渐左移，整个生命史中产生的短时强降水站次远多于大风站次(图 10)，大风主要出现在地面冷池快速扩张、冷池前沿温度梯度最大的维持阶段，环境大气层结为条件不稳定层结，并且对流层中层存在明显干层，说明主要是强降水拖曳和干空气夹卷进入下沉气流使得雨滴蒸发降温，产生强烈的下沉气流，而动量下传和冷池密度流作用进一步叠加在下沉气流辐散风上，导致了较强的地面直线型大风。短时强降水主要出现在维持阶段和减弱阶段，与对流系统尺度逐渐增大、逐渐转变为低质心高降水效率的热带海洋型结构有关，但在各个阶段均能产生极端短时强降水。

2007年7月18日大暴雨过程的最大降水量和小时雨强与本次过程相当，对流系统也发展为LMCS，也有明显的后向传播现象，不同的是7月18日过程天气尺度系统的强迫更明显，水汽和不稳定能量更充足(图 3c)，相应的LMCS主要由锋面对流构成，而本次过程的LMCS完全在暖区触发生成，因此预报难度更大。

5 结论与讨论

利用各种常规和加密观测资料，对一次由于触发机制不明显、对流发展方向异常导致预报偏差较大的暖区极端强降水过程进行了分析，重点分析了对流系统的触发和组织形态演变机理，得到以下结论：

(1) 对流发生前，山东处于高空槽和副高之间，低层西南急流和地面辐合线稳定维持，水汽条件充足，订正后的探空表明午后热力条件明显增强，CAPE值较大，0~6 km和0~3 km垂直风切变中等，有利于组织化程度较高的深厚湿对流系统产生和发展，云图和雷达上呈现的水平对流卷进一步表明山东中南部的大气边界层有利于深厚湿对流的产生和发展，总体形势有利于山东出现以短时强降水为主的深厚湿对流。

(2) 30日下午，850 hPa低涡引导近地层浅薄冷空气经渤海南下侵入山东北部，在潍坊附近触发初始对流，在充分的水汽和热力条件下迅速发展加强，产生地面冷池和阵风锋，阵风锋与环境低层西南风构成的辐合上升运动触发更多对流，初始对流通过后向发展演化为具有一定组织化程度的多单体风暴。触发阶段环境深层0~6 km垂直风切变相对较弱，环境低层0~3 km垂直风切变对对流系统的发展方向起了决定作用。30日傍晚，阵风锋传播方向与低层0~3 km垂直风切变的配置符合RKW理论建立的概念模型，多单体风暴不断发展加强，降水增强，地面冷池加强，形成了对流发展和冷池加强的正反馈机制，同时逐渐增强的0~6 km垂直风切变使正反馈机制能够维持较长时间，多单体风暴发展为组织结构相对松散的LMCS。

(3) 30日前半夜，地面冷池和环境低层垂直风切变保持同步增长的动态平衡状态，深层0~6 km垂直风切变继续增强，LMCS组织结构逐渐紧密，尺度逐渐增大，组织程度逐渐增强，垂直方向上LMCS由前倾结构转变为竖直结构，降水逐渐转为高效率的热带海洋型。31日凌晨之后，地面冷池受地形阻挡滞留在鲁中山区，导致阵风锋迅速减弱，LMCS断裂为东西两段，在不利的0~3 km垂直风切变配置下，东段和西段先后减弱消亡。

(4) 本次过程对流系统在暖区触发，大部分时间为传播导致的后向发展，预报难度比2007年7月18日由沿着冷锋发展的LMCS导致的大暴雨过程大。RKW理论适用于解释本次LMCS的组织形成和维持，实际业务中可以利用加密区域自动气象站数据计算地面冷池的出流强度，多普勒雷达VWP产品可用于获取实时近风暴环境风场信息，对判断对流系统组织程度加强或减弱具有重要价值。