引言

陕西北部位于黄河河套地区毛乌素沙漠和黄土高原过渡地带，夏季易出现局地突发性暴雨或大暴雨。20世纪70年代，该地区曾出现过日降水量达到1 400 mm的极端暴雨(朱乾根等，2007)。21世纪以来国内暴雨趋多趋强，多地降水量突破历史极值。2001年8月5日夜间，上海普降暴雨，中心城区出现特大暴雨，降水量创50年来之最(陈永林等，2007)。2010年7月8—13日，湖南北部(湘北)出现了一次连续性大暴雨天气过程，63个乡镇累积降雨量为300~400 mm。其中临湘的日降水量刷新当地最大日降水记录(209.7 mm)(周慧等，2014)。2012年7月27日，陕西北部佳县12 h降雨量为217.2 mm，突破历史极值(刘勇等，2014)。2012年7月21日10时—22日02时(北京时，下同)，北京出现自1963年以来最强一次降水过程，最大24 h降雨量(460 mm)出现在房山河北镇(陈明轩等，2013)。像这类极端降水事件的预报仅靠现有的数值模式还不能满足业务需求。

陶诗言等(1980)指出，中国的暴雨尤其是极端强降水主要是由台风、锋面和青藏高原及其周边地区东移过来的气旋性涡旋引起的。丁一汇(2014)研究指出，暴雨和大暴雨是多尺度系统互相作用的产物。张弘等(2006)研究陕北子长大暴雨认为，河套低涡和远距离台风的共同作用，激发暴雨区中小尺度对流系统反复活跃，形成突发性大暴雨。王位泰等(2009)研究河套地区一次低涡强暴雨天气时认为，河套低涡具有下暖上冷的不稳定结构，在对流层高层有正值大涡度区。侯建忠等(2011)分析陕北一次大暴雨天气时认为河套低压自身不断发展加深的作用，加剧了上升运动发展，上升运动区与暴雨区吻合较好。梁丰等(2007)分析了河套气旋强烈发展时，具有多个MCS排列在副高西北侧造成大量降水。俞小鼎(2012)认为导致北京极端暴雨的中尺度对流系统MCS起源于河套地区低层涡旋的发展，涡旋有类似热带气旋的形态，可能与涡旋自组织机制有关，MCS始终位于低槽前的正涡度平流区，生命史长达44 h。刘勇等(2006a, 2006b, 2014) 研究陕北地区突发性大暴雨认为，当西太平洋副热带高压处于强盛期，副高外围700 hPa西南风低空急流和850 hPa东南风急流的形成为大暴雨区提供了源源不断的水汽供应，低空急流在夜间增强导致大暴雨具有夜发性。梁生俊等(2012)分析西北地区东部暴雨过程认为，低空急流建立在大暴雨发生前期。毕旭等(2011)认为陕北北部区域性暴雨与中低层急流建立有关。刘鸿波等(2014)综合回顾低空急流的研究成果, 大多数的低空急流与暴雨等降水事件相关。徐明等(2018)分析认为，强烈的上升运动以及大气不稳定状态是出现极端强降水的诱因之一。廖移山等(2010, 2011)在分析大暴雨的β中尺度系统时认为，地面β中尺度气旋是β中尺度对流云团的组织者，也是α中尺度对流云团的组成者。张楠等(2018)在分析一次局地暴雨的中尺度特征时发现中尺度急流为短时强降水提供了源源不断的水汽，促使强降水进一步发展。井喜等(2013)分析黄土高原一次突发性暴雨过程发现，β中尺度暴雨是由β中尺度对流单体活动造成的，对流层低层β中尺度气旋式辐合的生成、配合对流层高层β中尺度径向强辐散，构成暴雨最强降水时段垂直环流结构的基本特征。徐珺等(2018)研究广州局地突发特大暴雨中尺度特征时发现，中尺度对流系统的单体移动方向和传播方向近乎相反，使系统移动非常缓慢，后向传播特征明显导致长时间强降水。上述成果总结了不同尺度暴雨过程的天气特点和形成机理。对于特大暴雨，由于出现概率较低，要寻找其主要成因并提出预报思路，尚需对天气个例进行深入研究。

2017年7月25日夜间至26日凌晨，陕西榆林市南部县区发生区域性大暴雨，局地特大暴雨，黄河流域主要支流无定河洪峰流量达1960年以来最大值。暴雨导致洪水漫过堤坝，淹没子洲、绥德县城主街区(井宇等，2019)。本文利用MICAPS常规气象资料、ERA-Interim 0.25°×0.25°再分析数据、地面区域气象站逐小时观测数据、FY-2G卫星云图，对这次过程进行诊断分析，重点分析与特大暴雨直接相关的中小尺度天气系统，以期为同类过程的预报提供参考依据。

1 资料介绍

使用的气象资料主要包含以下几种：(1) 12 h间隔的常规高空探测资料；(2) 6 h间隔的ERA-Interim 0.25°×0.25°再分析资料；(3) 逐小时的地面基本观测资料；(4) 30 min间隔的FY-2G红外卫星云图。

2 降水实况及灾情

2017年7月25—26日，陕西北部出现了较为罕见的强降水天气，降水出现在25日15时—26日10时(北京时，下同)。图 1给出2017年7月25日14时—26日14时陕西省北部榆林市及周边省区累计降水量20 mm以上的区域以及50 mm以上暴雨区的分布。从图 1a可以看出，这次降水过程覆盖了陕西省北部、山西省中北部及内蒙古自治区河套地区，但暴雨区只出现在陕西省榆林市南部县区及山西省离石市、柳林县等区域，雨区呈明显的东西向带状分布(图中虚线方框区域)。另外，在榆林市与乌审旗交界处有一个范围不大的暴雨区，中心位于榆阳区小壕兔区域气象站，降水量为81.5 mm。图 1b为虚线方框区域内更详细的分布特征，可以看出暴雨区东西长约330 km、南北宽约70 km，长宽比大致为4.7倍；而100 mm以上的大暴雨区主要出现在榆林市南部县区及山西省柳林县，东西长约160 km、南北宽约40 km，长宽比为4倍，具有典型的β中尺度特征。进一步分析发现，200 mm以上的强降水区自西向东分散在横山区魏家楼、子洲县电市、子洲县气象站和绥德县赵家砭等区域气象站，降水中心位于绥德县赵家砭(110.19°E，37.66°N)，25日14时—26日14时累计降水量达到252.4 mm，达到特大暴雨标准，突破当地历史极值。强降水导致子洲、绥德2县城洪水漫堤，主要街道被淹，造成12人死亡，1人失踪，经济损失超过80亿元。

图 2给出了暴雨中心赵家砭2017年7月25日14时—26日14时的逐小时降水量，从图中可以看出主要降水过程在25日22时—26日08时，10 h累计降水量229.7 mm，其中25日22时—26日03时为降水最强时段，5 h累计降水量162.7 mm，平均小时降水量达32.5 mm，最大小时降水量出现在26日02时(50.6 mm)。分析降水的发展过程发现，雨团整体表现出自西向东缓慢东移发展的特征(图略)，其中26日01—02时雨强最大，出现在横山区魏家楼区域气象站，达到62.8 mm。

从这次降水过程的主要特征可以看出，大暴雨区表现出明显的东西向带状分布，雨强大、范围小、移动慢，降水主要集中在夜间。根据降水的实况特征，有3个问题值得重点关注：(1) 强降水为什么发生在夜间？(2) 为什么100 mm以上的大暴雨区仅出现在水平尺度约160 km的范围内？(3) 强降水中心为什么会出现爆发式的剧烈发展过程?在以下的分析中将重点围绕这三个问题，从降水发生的时间、地点、强度等三个角度逐次进行机理分析，并重点针对第3个问题进行详细的β中尺度分析。

3 大气环流背景及主要影响系统 3.1 对流层中层的环流背景

首先分析强降水阶段对流层中层的大气环流背景。图 3给出2017年7月25日20时500 hPa环流形势。为了弄清楚大气环流背景的演变，在图中绘制了25日08时—26日08时584 dagpm和588 dagpm两条特征线，其中584 dagpm特征线可以反映出西风槽的演变趋势，而588 dagpm特征线可以反映出西太平洋副热带高压(以下简称副高)的变化情况。从图 3中可以看到，从25日08—20时，位于内蒙古西部的西风槽在缓慢东移的过程中有所发展，而副高西脊点从106°E西伸至104°E，副高西伸北抬、强度加强。到26日08时，西风槽快速东移南压，而在此期间副高西脊点仍维持在104°E，副高北侧则略有南压。从25日20时— 26日08时，由于西风槽的快速东移南压以及副高的稳定维持，位于西风槽前至副高外围的广大河套地区一直盛行西南暖湿气流并不断加强，槽前正涡度平流有利于低层低值系统的发展，强降水就发生在这样的大气环流背景的演变过程之中，这可以初步解释强降水为什么发生在25日夜间。

3.2 对流层低层的影响系统

进一步分析强降水阶段对流层低层的主要影响系统。图 4给出2017年7月25日20时850 hPa环流形势及7月25日08时—26日08时700 hPa西风槽和特征等温线的演变。从700 hPa 12 ℃特征线可以看出对流层中低层冷槽的演变过程，冷空气的活动可以决定低层低值系统的发展演变。从图 4可以看出，25日08时700 hPa在高原东北侧有冷槽形成，该冷槽位于500 hPa内蒙古西部西风槽的后部，并处于青藏高原向东北伸出的暖脊与副高外围的暖脊之间，冷空气的范围比较狭窄，这表明500 hPa槽后冷空气的势力并不是很强。此时在700 hPa冷槽前侧已有弱的切变线生成，而在其下方的前侧，850 hPa宁夏及甘肃东部的广大地区为较为一致的宽广的东南气流并具有弱的辐合(图略)。25日20时，700 hPa冷槽缓慢东移，而弱切变线则在不断向东北方向加深的过程中发展成为西风槽，而其下方850 hPa，原来较为一致的东南辐合气流中新生发展出一个较为闭合的低涡环流，由于正好位于河套地区，故称之为河套低涡。从图中可以进一步看出，25日20时—26日08时，随着500 hPa西风槽的快速东移南压，700 hPa冷槽和西风槽东移南压的速度也随之加快，在这个中低层系统快速东移及副高稳定的过程中，850 hPa新生的河套低涡开始东移发展，成为这次降水过程的直接影响系统，这进一步解释了强降水为什么发生在25日夜间。

由于850 hPa河套低涡形成后东移缓慢、发展加强，同时受副高稳定的阻挡，这样的环境场限定了强降水区不能快速东移扩展，并初步解释了强降水区的β中尺度特征。

4 河套低涡与低空急流的发展演变

从环流形势和影响系统的分析已初步明确了这次过程的基本特点，但间隔12 h的常规高空探测资料还难以细致地分析和解释河套低涡的形成原因和发展过程，因此尚需进一步回答前面提出的第2个问题。用间隔6 h的0.25°×0.25°再分析资料，从河套低涡的形成及低空急流的发展做进一步的诊断分析。

图 5给出2017年7月25日14时、20时850 hPa风场和温度场。从图 5a看出，25日14时在河套以西银川西南侧有气旋性环流形成，其中心位于105.25°E，38°N。25日08时该区域为一致的东南气流(图略)，因此可以推断河套低涡的形成时间约在25日14时左右，此时为低涡形成的初始阶段。从图 5a还可以看出，在河套低涡东南侧107.25°E，35.5°N处，午后有一个32 ℃的暖中心形成，低涡形成于弱的锋区中并具有不对称的暖心结构。关注这一时刻的三支特征气流：(1) 低涡西北侧的偏北气流，中心风速5 m·s^-1；(2) 低涡东南侧的西南气流，中心风速8 m·s^-1；(3) 位于榆林南侧的东南气流，中心风速11 m·s^-1。此时，两支偏南气流风速中心的北侧辐合加强。到25日20时(图 5b)，河套低涡向东南方向移动到106.25°E，37°N，而暖中心则向西北方向移动到106°E，36.5°N，两者中心趋于重合，此时为低涡发展的成熟阶段。

从14时(图 5a)到20时(图 5b)，低涡西北侧的偏北气流有所加强，中心风速增大到6 m·s^-1，但随着低涡中心向暖中心方向移动，低涡不对称的暖心结构逐步转变为对称的暖心结构，此时低涡东南侧的西南气流逐步转变为偏南气流，强度变化不大。但值得注意的是榆林南侧的东南气流明显加强，中心风速加大到20 m·s^-1，形成明显的东南低空急流，而且急流中心缓慢向西北方向推进。

为了进一步了解河套低涡和东南低空急流在三维空间的动力结构，图 6给出2017年7月25日20时沿37°N垂直剖面上的垂直速度和纬向垂直环流。从图中可见，虽然河套低涡此时处于较为成熟的阶段，但是低涡上空的对流并不明显，上升运动仅到达600 hPa，该低涡为浅薄的暖低压系统，从图 3可以看到该低涡上空500 hPa虽然位于西风槽前，但是西南气流并不强盛，银川为6 m·s^-1的西偏北风，对流发展可能受到一些弱西北气流的抑制。图 6显示此时在低涡东侧109°E上空却出现了一支明显的上升气流，上升运动中心位于700 hPa附近，强度达到-1.8×10^-2 hPa·s^-1，它与上述东南低空急流的发展密切相关。随着这支上升气流的发展，20时以后榆林地区强降水开始出现，从图 1可以看到暴雨区的西界位于108.7°E附近，对应着-1.2×10^-2hPa·s^-1的上升运动区。

图 6中还有一个值得注意的现象是，在上升气流的东侧500 hPa以下出现了一支径向次级环流，它的出现表明了上升运动正处于发展旺盛阶段。廖移山等(2006)在分析河南强暴雨过程时曾用数值模式模拟出这种径向次级环流，并在研究湖北襄樊特大暴雨和山东济南大暴雨时也曾多次发现这类垂直环流的特征(廖移山等, 2010, 2011)。这些研究都指出，由强上升运动强迫产生的补偿次级环流十分有利于对流的发展与维持。

图 7给出2017年7月26日02时850 hPa风场和温度场。从图中可见，河套低涡向东偏北方向移动到107.25°E，37.5°N，而暖中心则向东偏北方向移动到107°E，36.75°N，两者保持相同的移动方向和速度，低涡仍具有对称的暖心结构，此时为低涡发展的旺盛阶段。同样关注这一时刻的三支特征气流：(1) 低涡西北侧的偏北气流继续有所加强，中心风速达到8 m·s^-1；(2) 低涡东南侧的偏南气流又转变为西南气流，中心风速再次加大到8 m·s^-1；(3) 榆林南侧的东南低空气流中心风速有所减小但仍达到16 m·s^-1，急流中心快速向西北方向推进至榆林附近，此时榆林地区强降水达到旺盛阶段。

继续剖析河套低涡和东南低空急流的三维空间动力结构。图 8给出2017年7月26日02时沿37.5°N垂直剖面上的垂直速度和纬向垂直环流，可以看出河套低涡上空的对流依然较弱，而原来位于109°E上空的上升气流已经东移到了110.5°E上空，上升运动中心上抬至500 hPa附近，垂直速度增强到-2.7×10^-2 hPa·s^-1。有两点值得关注：(1) 从25日20时(图 6)到26日02时(图 8)，6 h上升运动区东移了1.5个经距，平均东移速度约为22 km·h^-1；(2) 位于上升气流东侧的径向次级环流减弱消失，虽然上升运动此时达到最强，但却难以进一步发展与维持，在达到顶峰后将逐步减弱。这些变化特征与图 9给出的子洲县逐小时雨量变化趋势以及图 2赵家砭的逐小时雨量变化趋势至少在3个方面表现出较好的一致性：(1) 22 km·h^-1的东移速度决定了强降水东移扩展不至于太快；(2) 最强上升运动和小时最大降水量大致同时出现在26日02时；(3) 此后上升运动难以继续维持，而逐步减弱的趋势使得26日02时以后降水在减弱的过程中仍保持了一定的强度。这些看似一致的特性进一步解释了强降水区的β中尺度特征。

5 中尺度分析

廖移山等(2010)在分析2007年7月18日济南大暴雨过程时用逐时的地面气象观测资料及红外卫星云图对地面β中尺度系统进行了详细的分析，指出其较高的时空分辨率可以更充分发挥它们在β中尺度分析中的作用。以下利用逐时的地面气象观测资料及间隔30 min的FY-2G红外卫星云图，进一步对地面β中尺度系统及对流云团的发展演变进行细致的解剖和分析。为更清晰描述云团的特征和区分不同中尺度之间的差异，统一使用：γ中尺度对流单体、β中尺度对流云团、α中尺度对流云系，对于表现出明显线性特征的云体则称之为对流云带。

图 10为2017年7月25日16时—26日02时的地面风场、海平面气压场和红外卫星云图。从图 10a可以看到，7月25日16时海平面气压场上，河套地区受到一个向东北方向伸展的暖低压倒槽控制，低压中心L位于陕西、内蒙古、宁夏三省区交界处，同时在低压中心区内有一个水平尺度约100 km的β中尺度气旋C。从图 5a的分析已经看到，25日14时850 hPa河套低涡D开始新生，由于这一区域平均海拔高度约在1 000 m左右，因此河套低涡距近地面只有约400 m的垂直距离，这是一个非常浅薄的热低压系统，可以肯定的是C的发生发展直接受到D的影响，因为25日14时在河套地区近地面较为一致的弱南风流场中开始出现中尺度辐合线(图略)，很快辐合线上出现气旋扰动并于16时形成β中尺度气旋C，在C的西南方向为冷式切变线并伴有弱的锋区存在，而在C的东侧则为暖式切变线。此时在C的北偏东方向新生出一个γ中尺度对流单体和一个β中尺度对流云团，而在晋陕交界的中部地区及周边区域也有多个β中尺度对流云团发展，它们于午后新生，并在相对独立的状态下快速向东北方向移动，这一区域午后至傍晚地面上基本都处于较为一致的东南气流中，在图 5a中已经注意到25日14时850 hPa这一区域有一支中心风速为11 m·s^-1的东南低空急流在发展，位于急流轴前方区域的低层辐合开始加强，此时云团的发展表现为局地对流和分散性云涌，在500 hPa副高北侧边缘西南气流引导下快速向东北方向移动但缺乏有组织的发展，16时在子洲、赵家砭等途径之处出现了超过10 mm的局地短时强降水(图 2，图 9)，其后向东北方向移动至晋北地区减弱。

至25日20时(图 10b)，低压倒槽区整体向东移动并发展出一个闭合的β中尺度低压L，而β中尺度气旋C也同时出现东移，气旋中心和低压中心基本保持重合。此时850 hPa河套低涡D处于向东南方向移动的过程中，而C和L则向偏东方向移动，总体来说C和L一直位于D的东偏北方向并处于D的控制范围之内。随着C和L的东移，其东北侧的γ中尺度对流单体和β中尺度对流云团在缓慢东移过程中合并加强，并迅速发展为尺度约200~250 km的α中尺度对流云系，其边界较为完整但形状略显不规则，18—20时在该对流云系中只是在榆林小壕兔出现了短时强降水(81.5 mm)。此时位于C西南方向的冷式切变线有所加强，主要表现为其北侧的偏北冷空气风速加大，其南侧的偏南风也有所加强。在图 5的分析中已经注意到河套低涡西北侧的偏北冷空气，这支冷气流从14 —20时有所加强并在近地层得到了一定的反映，随着切变线南侧偏南暖湿气流的加强，在冷暖气流交汇处、冷切变的东端又有一个γ中尺度对流单体开始新生，而在α中尺度对流云系的南缘也有一个γ中尺度对流单体向南突出；此时在榆林南面，赵家砭与延安之间的区域范围内也有一个东南低空急流中新生的对流云团发展，其尺度已达β中尺度，此时850 hPa东南低空急流中心已加强至20 m·s^-1，位于急流轴前方的区域低层辐合明显加强，在图 6的分析中已看到在赵家砭以西约2.5个经度范围内大气垂直上升运动已得到明显加强，这一区域已成为对流发展极为有利的区域(图 10b中的白色虚线矩形框所示)。

至25日23时(图 10c)，低压倒槽区整体向西南方向收缩并有新的β中尺度低压L和β中尺度气旋C生成。此时，对流云团的演变出现了明显而复杂的变化特征：(1) 原来位于榆林西北方向不规则的α中尺度对流云系整体以缓慢的速度东移发展，并逐步演变成一个长轴为东北-西南向的规则椭圆状α中尺度对流云系；(2) 原来位于冷切变东端的γ中尺度对流单体缓慢东移发展为β中尺度对流云团；(3) 原来位于α中尺度对流云系南缘向南突出的γ中尺度对流单体也东移发展为β中尺度对流云团；(4) 原来位于赵家砭与延安之间的β中尺度对流云团整体向东北方向发展并可分辨出2个相对的强中心。从20—23时，4个尺度各不相同的相对独立的对流云团从不同的方向以不同的方式运动并逐步相互靠近，演变成一个较为完整的对流复合体，在其南侧边界37.5°—38°N的纬度内自西向东排列出4个相对独立可辨的β中尺度对流云团(位于图中白色实线矩形框内)，尺度介于60~90 km之间，它与图 1降水实况中暴雨区的范围极为吻合，也呈现出明显的东西向带状分布。图中白色实线矩形框比虚线矩形框偏东，表明了对流发展有一个缓慢东移的过程，对比图 6与图 8可以清晰地印证出大气环流背景的变化所导致的降水发展的结果。

至26日02时(图 10d)，在河套低涡D以15 km·h^-1缓慢向东偏北方向移动的过程中，地面新生的β中尺度低压L和β中尺度气旋C又缓慢向东北方向移动。值得注意的是，位于榆林北侧的规则椭圆状α中尺度对流云系快速向东北方向收缩，范围减小、强度减弱并趋于消散；而榆林南侧处于合并过程中呈东西向带状分布的对流云带则处于快速发展状态，由于快速合并发展，此时对流云带已发展为长轴为东北—西南向的规则椭圆状α中尺度对流云系，云系中心正位于赵家砭及其西部的子洲县附近区域，其云顶温度最低已降至-76 ℃。

付丹红等(2007)在研究北京一次强对流天气过程时指出：积云的并合过程可导致区域降水增加并显著提高降水效率；廖移山等(2010)在分析2007年7月18日济南大暴雨过程时也发现对流云团的合并能够使降水得到强烈的发展。本次降水过程中强降水区小时雨强的演变过程进一步表明了积云的合并对降水发展的重要意义，其中26日01—02时是对流云团合并最强盛的时期，26日02时赵家砭、子洲及魏家楼等3个站的小时雨量分别达到50.6 mm、52.0 mm及62.8 mm，可见降水之剧烈。积云的合并发展较好地解释了前面提出的第3个问题，即强降水中心为什么会出现爆发式的剧烈发展过程。

一个非常有意思并可能值得关注的现象：在图 10b—d的3幅云图中似乎存在一条隐形的分隔线(图中黑色粗点线)，20时(图 10b)这条分隔线很清楚，它“隔开了”榆林北侧α中尺度对流云系与其南侧2个γ中尺度对流单体和1个β中尺度对流云团；23时(图 10c)这条分隔线表明的是相对弱的对流云区，在它南北两侧的对流云区应该各自有着不同的物理过程；02时(图 10d)这条分隔线很明确地区分开了两块不同的对流云区，其北侧是东移减弱的云系，南侧则是正在发展壮大的云系，这条分隔线的隐形存在可能预示着两种不同的物理过程，尤其是对流云团的合并是一个极其复杂的中尺度过程。

6 结论与讨论

通过对2017年7月25日夜间至26日凌晨陕北强降水过程形成机理的诊断分析，得出以下结论：

(1) 这次降水过程表现出明显的东西向带状分布，雨强大、范围小、移动慢、持续时间长，降水主要集中在夜间，大暴雨区具有典型的β中尺度特征。

(2) 西风槽的快速东移南压以及副高的稳定维持有利于槽前正涡度平流的加强及低层低值系统的发展，850 hPa新生的河套低涡和东南低空急流成为这次强降水过程的直接影响系统。

(3) 河套低涡是一个浅薄的热低压系统，它的发生发展可分为三个阶段，初始阶段低涡形成于弱的锋区中并具有不对称的暖心结构，成熟阶段和旺盛阶段低涡转变为对称的暖心结构，强降水产生在低涡发展成熟阶段，在低涡旺盛阶段降水达到最强。

(4) 河套低涡直接影响并控制着地面β中尺度低压的发生发展，β中尺度低压稳定在榆林西部，中尺度低压的西部和东部分别形成冷性辐合和暖性辐合，不断触发γ对流单体生成，不同中尺度对流云团的合并导致了降水的强烈发展。

大气环流背景(比如西风槽、副高)影响着次级天气系统发生的大概时间和大致地点，而α中尺度系统(主要是河套低涡、低空急流)则决定着β中尺度系统(主要是地面β中尺度气旋、辐合线、切变线)的发生发展，从而直接引发了这些复杂的中尺度过程，不同中尺度(包括γ中尺度对流单体、β中尺度对流云团、α中尺度对流云系所表现出来的发展与合并过程代表着不同的物理机制，其中很多我们还不是很清楚或缺乏深入的研究。