引言

强对流天气因其空间尺度小、生命史短、突发性强等特点，预报难度较大。对于强强迫天气过程，一般不容易漏报，但强对流的落区、强度、发生时间等精细化的预报仍然还有很大的误差^[1-4]。对于弱强迫过程，空报和漏报的概率较大^[5-6]。数值预报对暖区或冷涡东南象限对流性降水及弱天气背景下强降水的预报能力有限，导致局地短时强降水漏报^[7-8]。北方地区的暖区暴雨在短期时效的预报仍然很困难，重点应该加强短时临近预报预警，当东部沿海出现强降雨时，要分析其演变及对上、下游地区的影响^[1]。

对流风暴的移动向量是平流和传播的合成^[9-10]。平流是指中尺度对流系统中任何单体一旦形成基本上沿着风暴承载层的平均风方向移动，而传播是指中尺度对流系统的某一侧不断有新的对流单体生成导致的回波移动。影响对流风暴传播运动的因素比较复杂，有时受低空急流的速度和方向影响^[9]，有时与雷暴下沉气流形成的冷池与低层环境风廓线结构之间的配置关系密切，预报预警的难度很大。近几年来，由于突发强对流天气对人类生产、生活的影响巨大^[11-12]，雷暴的传播运动受到很多学者的关注和重视。侯淑梅等^[13]普查了山东省后向发展雷暴并建立了概念模型，当雷暴的下游方向有斜压特征的水汽辐合中心时，有利于新雷暴的生成^[14]。地形强迫和低层风辐合有利于中尺度对流系统(MCS)长时间“列车效应”的维持和MCS的发展^[15]。一定强度的冷池出流、边界层前期的暖湿空气和对流不稳定能量的积累，是冷池出流触发雷暴新生和演变的必要条件^[16]。阵风锋和地面辐合线相配合，在辐合区不断产生新的对流单体，造成对流风暴沿着辐合区传播^[1]。大多数对流风暴的传播速度由风暴产生的冷池移动速度控制，从而影响整个风暴系统的移动速度^[17-18]。飑线的前向传播会使其移动速度明显大于引导气流，高能高湿区相对于飑线的位置不同，导致飑线的传播方向不同^[3]。一次造成重庆局地强降水的带状风暴在偏南气流引导下缓慢向北移动，地面冷池西侧出流阵风锋与原边界层中尺度锋区上升气流叠加，造成对流带的向西向北传播^[6]。另一次造成天津的突发暴雨过程，降水云团的移动方向与传播方向均向东，该“前向传播”机制导致降水区域快速东移^[19]。2017年“5·7”广州特大暴雨过程中，对流单体移动非常缓慢是造成花都强降水的主要原因，黄埔强降水则是由后向传播为特征的“列车效应”造成^[20]。引导气流不强、低空急流较弱使得对流单体移动缓慢，降水集中在一个较小的区域导致极端强降水的发生^[21]。以上研究成果表明，对流风暴的传播运动受到多种气象条件的影响，导致其移动和演变趋势非常复杂，因此预报难度很大。

对流风暴的发展会影响局地环境条件，进而反作用于风暴的传播运动。降雹过程强烈地改变了雹暴周围的温、压、湿、风等气象要素的分布，这些被改变的要素与周边环境要素之间相互作用形成更小尺度的局地环境在很大程度上决定了风暴单体的发展和移动路径^[22]。孤立超级单体不易与其他对流系统合并，故生命史较长，当与其他对流系统合并或转为非超级单体阶段时，超级单体就会减弱^[23]。飑线强单体出流边界对其南侧的强单体有明显的加强作用，并使得单体的路径发生向右的偏移^[24]。飑线与其前侧减弱的超级单体合并后，形成一个新的中尺度对流系统，移动方向转向^[25]。超级单体与飑线不同部分的合并往往会导致不同的演变结果^[26]。垂直风切变矢量随高度逆时针旋转，相对风暴螺旋度为负值，有利于超级单体分裂后左移风暴发展; 垂直风切变矢量随高度顺时针旋转，相对风暴螺旋度为正值，有利于超级单体向承载层平均风的右侧移动^[27-28]。右移的气旋性风暴虽然在风切变矢量随高度逆时针旋转的环境中受到抑制，但有利的地面环境条件抵消了风暴受抑制的程度，使得气旋式风暴能够持续更长的时间^[29]。

山东是海洋大省，海上重大活动较多。2018年上海合作组织青岛峰会在黄海之滨青岛举行，2019年中国人民解放军海军成立70周年海上阅兵活动在黄海海域举行，2019年我国首次海上卫星发射在黄海海域发射成功。对于室外作业以及重大活动，突发的短时雷阵雨，由于其局地性强，影响时间短，预报难度较大。2016年9月4日下午杭州一场突发的短时阵雨对“杭州G20峰会”相关活动的准备工作造成了极大的影响^[30]。前文所述的研究成果大多关注的是飑线、超级单体等强风暴的移动和演变，对于普通对流风暴移动和演变的研究较少。

2019年我国首次海上卫星发射筹备期间，每天需要重点关注山东半岛的天气。6月1日下午，在潍坊新生的对流风暴称其为潍坊风暴，潍坊风暴在东移过程中逐渐增强，傍晚经过烟台南部的海阳市然后进入黄海中部减弱。在鲁西北形成的对流风暴称其为聊城风暴，聊城风暴向东移动，从渤海进入烟台北部，然后转为东南方向移动再次从海阳市进入黄海。那么，潍坊风暴进入山东半岛后为什么会加强？聊城风暴进入烟台北部后，为什么会转为东南方向移动再次从海阳入海？本文从潍坊风暴和聊城风暴移动路径的环境条件入手，分析影响两个风暴移动和演变的环境条件，增强对雷暴移动方向及其演变趋势的短时临近预报预警能力。

1 资料

本文所用资料为：空间分辨率为0.25°×0.25°、时间分辨率为1 h的ERA5再分析资料(ECMWF第五代全球大气再分析资料，https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/home)，山东省加密自动气象观测站逐小时资料，常规探测资料，多普勒天气雷达资料，葵花8号卫星资料。

2 天气实况及影响系统分析

6月1日早晨05时(北京时间，下同)，位于鲁西北的聊城开始出现对流风暴，称其为聊城风暴。聊城风暴逐渐向北移动，造成鲁西北地区先后出现雷阵雨。11时以后聊城风暴强度逐渐减弱并继续向东北方向移动。中午12:12，聊城风暴位于滨州到东营一带，其东南方向在潍坊西部的临朐和昌乐一带开始出现多个新的对流单体。该单体群迅速发展，12:36其强回波中心已达到50 dBZ，称该单体群为潍坊风暴(图 1a)。潍坊风暴在强度增强的同时，范围扩大，并逐渐向偏东方向移动，进入青岛和烟台后，最强的单体强度已超过60 dBZ(图 1b、c)。16时潍坊风暴进入烟台南部的海阳市，之后强度逐渐减弱，17时(图 1d)进入黄海后逐渐消失。由图 1b—d还可以看到，由东营市进入渤海的聊城风暴强度逐渐增强，17:42进入烟台西部的莱州时，其强回波中心已达65 dBZ。之后聊城风暴转向东南方向移动(图 1e)，范围有所扩大，20:30(图 1f)从海阳市进入黄海，之后逐渐减弱消失。聊城风暴和潍坊风暴所到之处不仅产生雷阵雨，还产生了7级以上雷暴大风。

6月1日08时500 hPa(图 2a)山东省上游地区高空槽呈阶梯状，北段槽位于内蒙古中部到山西省北部，中段槽位于山西省中部到河南省西部。影响山东的主要是中段槽，温度槽与高度槽同位相，说明高空槽未来不会明显加强。槽后从宁夏到山西一带西北风风速为18~22 m·s^-1，相对湿度为10%，说明槽后的干侵入是非常明显的。14时(图 2b)，中段高空槽的南部移速大于北部，从而分裂为两段：北段东移到河北省东部到山东省西部，同时-16 ℃冷温度槽也移到鲁西北; 南段槽则移到鲁东南到黄海中部。鲁南和鲁西北处于槽后西北气流控制之下，潍坊以东地区处于槽前偏西气流控制，风速为16~18 m·s^-1，干冷平流显著。

08时700 hPa(图 2c)在内蒙古中部到河北省北部是一个2 ℃的冷中心，冷中心的西部有阶梯槽，南段槽超前于北段槽，位于晋、冀、豫三省交界处。14时(图 2d)阶梯槽东移，北段槽位于天津到渤海湾，南段槽位于冀、鲁、豫三省交界处，山东省处于槽前西南气流控制之下。而此时2 ℃冷中心由京津一带向东南方向经渤海伸到莱州湾地区，潍坊处于冷温度槽控制之下，在该站附近形成西南风与南风的纬向切变线，相对湿度最大值达到90%，与潍坊风暴相对应。

08时850 hPa(图 2e)高空槽位于河北省南部到河南省中北部，处于18 ℃的暖中心内，山东省西部处于槽前西南气流控制，潍坊以东地区处于黄海短波槽后的西北气流控制。14时(图 2f)，黄海短波槽消失，潍坊以东地区也转为西南风控制，但风速小于中西部，风速辐合区正处于潍坊地区，且16 ℃暖温度脊从河南省北部向东伸向潍坊南部。

由以上分析发现，500 hPa中纬度短波槽东移，在山东上空形成西北、偏西气流携带干冷空气入侵，850 hPa处于槽前西南暖湿气流控制，在山东形成下暖湿上干冷的不稳定大气层结。受500 hPa和700 hPa短波槽影响，在鲁西北一带形成聊城风暴。由高空图(图略)可见，08时700 hPa以下潍坊以东地区处于槽后西北气流控制，潍坊正处于两个短波槽之间的弱脊控制之下，直到11时潍坊以东地区转为西南风，但风速较小。14时，潍坊以东地区500 hPa环流平直，850 hPa为弱西南风控制，没有明显的风场辐合和冷暖交绥，且低层相对湿度较小，不利于出现降水。5月30日20时起报的数值模式，欧洲中心细网格数值模式预报潍坊有1 mm以下的对流降水，但山东半岛没有预报降水。GRAPES-MESO和华东WRF等中尺度数值模式虽然预报了山东半岛有降水，但有的空报范围较大，有的落区与实况有差异。由图 1可知，山东半岛之所以产生雷阵雨，与潍坊风暴东移过程中强度增强以及聊城风暴进入烟台后转向有关。因此，本文将重点分析潍坊风暴的抬升触发机制、东移过程中强度增强的原因、聊城风暴进入烟台后移动方向转向的原因。

3 不稳定的大气层结

由图 1可知，潍坊风暴的初生地点在临朐附近，因此用临朐站12时的气温30 ℃、露点11 ℃对济南探空进行订正(图 3a)，订正后CAPE为804 J·kg^-1，LI为-4.4 ℃，CIN为0 J·kg^-1。这说明临朐上空的大气具有不稳定能量，且没有抬升抑制能量，具备出现对流的可能性。同时也可以发现，700 hPa以下空气较干，相对湿度小于50%，700~300 hPa之间大部分高度相对湿度达80%，且抬升凝结高度较高，为738 hPa。上述特征表明，需要有足够的抬升力，使气块达到738 hPa以上才可能发生对流天气。

由饱合假相当位温和假相当位温的垂直分布曲线(图 3b)可知，630 hPa以下为潜在条件不稳定气层^[31]，而且850 hPa与500 hPa的温差全省均大于29 ℃(图略)，临朐站上空为31 ℃。因此，一旦边界层有合适的抬升条件，临朐站上空具备出现对流天气的可能。

4 潍坊风暴的抬升触发机制

由地面区域自动气象站气温的演变过程发现，由于1日早晨鲁西北地区一直有雷阵雨，因此上午10时在德州附近形成一个气温低于20 ℃的冷池并形成向外辐散的气流(图 4a，标“C”处为冷池，棕实线为辐合线)。该辐散气流与其东南侧的偏南风在东营南部到淄博北部一带形成辐合线。11时辐合线东移到潍坊，此时在潍坊的东部有一个30 ℃的暖中心(图 4b，标“W”处为暖中心)，与鲁西北的冷池之间形成准南北向的锋区。冷池东侧辐散气流在辐合线北侧形成冷平流，与辐合线南侧的西南气流形成的暖平流在辐合线上交绥，临朐(潍坊风暴初生地，标五角星处)处于辐合线南侧暖中心的边缘。12时(图 4c)辐合线继续东移南压，临朐正处于辐合线上。此时临朐以南的偏南风风速增大，临朐正处于辐合线上冷暖平流和风向辐合最强处，12:18触发产生雷暴单体。

由地面区域自动气象站露点的演变过程发现，与图 4a地面冷池相对应的是16 ℃的湿中心，与鲁中山区10 ℃的干中心之间形成一条干线(图 4d，黑虚线为干线)，干线与辐合线部分重合。11时(图 4e)干线南压与辐合线基本重合，12时(图 4f)干线与辐合线完全重合。以上分析表明，鲁西北对流降水形成的地面冷池东移南压，与其前方的偏南风暖湿气流之间形成辐合线和锋区，辐合线南侧南风风速增大，辐合线与干线重合时，触发产生新的雷暴单体，形成潍坊风暴。

5 对流风暴的移动

造成G20峰会筹备期间局地雷阵雨的对流风暴发展高度局限在700 hPa以下，因此其移动主要受850 hPa引导气流主导^[30]。本例中潍坊风暴从其生成直到入海，其回波顶高一般在7~9 km，由其垂直剖面图(图略)可见，40 dBZ以上回波的顶高均在7 km以下。聊城风暴从渤海进入烟台后，其40 dBZ以上回波的顶高也在7 km以下。因此采用700 hPa和500 hPa的平均风作为潍坊风暴和聊城风暴的引导气流。

5.1 平流

由图 5可见，12时(图 5a)从潍坊风暴初生地到入海地的引导气流为西南西风，风速为10~14 m·s^-1。结合图 1可知，此时潍坊风暴移动方向为东偏北，传播方向为南到南偏东。之后引导气流强度增大，15时(图 5b，此时正是潍坊风暴增强时间)，从增强地到入海地的引导气流转为偏西风，风速为12 m·s^-1。直到18时(图 5c)潍坊风暴进入黄海，引导气流一直保持着12 m·s^-1的偏西风，与潍坊风暴的移动方向基本一致。

由图 1可知，聊城风暴从东营进入渤海后移动方向基本保持偏东方向，18时进入烟台西部后转为向东南方向移动。由图 5b可见，聊城风暴在渤海时受到的引导气流为西南风，而18时进入烟台西部后，随着高空槽逐渐东移，聊城风暴逐渐转入500 hPa高空槽后，因此引导气流转为14~16 m·s^-1的西西北风(图 5c)。直到21时聊城风暴进入黄海，引导气流仍然保持着12 m·s^-1的西西北风。这说明能够使聊城风暴进入烟台后转向东南方向移动与引导气流转向有关，但其移动方向与引导气流不完全一致，表明其移动是平流和传播共同造成的。

综上可见，潍坊风暴自初生到增强阶段，其移动受平流和传播共同作用，从增强地到入海地期间，受到偏西风的引导向东移动，其移动主要是平流运动造成的。由图 5也可以看出，雷暴的初生地、增强地和入海地的纬度基本相同，进一步验证了雷暴在偏西风的引导下向东移动的事实。由于高空槽东移，聊城风暴进入烟台后处于槽后，引导气流转为西偏北，因此聊城风暴转向东南方向移动与引导气流转向有关。

5.2 传播

对于对流风暴而言，其移动过程中是不断伴随着新雷暴单体的初生和老单体的消亡的。因此雷暴在临朐一带初生以后，在向东移动的过程中能否增强并移到山东半岛，进而进入黄海，是与雷暴移动路径上的环境条件密不可分的。

5.2.1 辐合条件

潍坊风暴的初始雷暴在辐合线的西端生成以后，其东西两侧不断有新单体生成。由13时地面2 m气温与辐合线的分布(图 6a)可知，辐合线位于暖中心内，由同时刻露点的分布(图 6d)可知，辐合线南北两侧较干，其东西两侧相对较湿，而新单体是沿着辐合线的方向传播的，说明雷暴沿着辐合线向着暖湿的方向传播。15时潍坊风暴形成了一个新的冷池中心，将原来的暖中心分裂为两部分，烟台北部为一个暖中心，日照及其以西地区为一个暖中心(图 6b)。冷池形成的辐散气流与来自黄海的偏南风在山东半岛内陆地区形成东北—西南向的辐合线。由同时刻露点的分布(图 6e)可知，辐合线北侧较干，南侧较湿。虽然青岛附近的气温不如烟台高，但由于烟台空气较干，因此潍坊风暴虽然在14时沿着辐合线向东传播的同时也向北传播，但15时以后，便不再向北传播，主要向东传播，并在青岛境内达到最强。17时潍坊风暴移到烟台南部的海阳市，此时海阳市被冷池控制(图 6c)，虽然露点高于周边地区(图 6f)，但已没有干线，辐合线移到海上，范围和强度均减弱，潍坊风暴在海阳市只产生弱的雷阵雨，入海后减弱消失。

聊城风暴18时位于烟台西部的莱州市，此时山东半岛北部的气温高于南部(图 6g)，但从流场上看，北部为弱辐散，而南部在青岛东部即墨附近为辐合，并且南部的露点大于北部(图 6j)，故聊城风暴在西西北气流的引导下，向着水汽辐合的东南方向传播。19时聊城风暴在地面产生的冷池形成辐散中心(图 6h、k)，其东南方向的辐散气流与来自黄海的东南气流形成辐合，诱导聊城风暴继续向东南方向传播。20时(图 6i、l)形势与19时相似，聊城风暴继续向东南方向传播，最终经海阳市入海。

以上分析表明，潍坊风暴沿着辐合线向着高温高湿的方向传播，强度增强; 当辐合线上只有高温，湿度较差时，传播停止; 当辐合减弱，温度降低时，潍坊风暴强度逐渐减弱，最终消失。聊城风暴在西西北气流的引导下，向着水汽辐合区传播，风暴水平尺度增长，由于气温较低，辐合较弱，其强度变化不大。

5.2.2 水汽条件

12时(图 7a)，1 000 hPa辐合线位于东营市东部到潍坊市中北部地区，潍坊风暴的初生地正处于辐合线上，该地水汽通量散度为-4×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，触发产生潍坊风暴的初始对流单体。同时刻大气可降水量的大值中心为32 kg·m^-2位于初始对流单体附近(图略)。山东半岛南部由于海上西南风风速大于内陆，在沿海地区形成一条带状的水汽辐合区，辐合中心水汽通量散度值为-8×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，位于雷暴增强地的南侧。

14时(图 7b)，辐合线东移至潍坊和青岛之间，其东侧雷暴增强地的水汽辐合增强，水汽通量散度大值中心高达-14×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，预示着潍坊风暴继续东移的过程中强度将有所增强。16时(图 7c)水汽辐合中心位于雷暴入海地，中心值为-12×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，潍坊风暴经此地入海。同时，在山东半岛北部蓬莱形成一个气旋式辐合中心，并伴有中心值为-10×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1的水汽辐合中心，吸引着位于莱州湾的聊城风暴从该地进入烟台。

聊城风暴16时进入烟台西部后，半岛南部沿海地区的水汽辐合逐渐增强。19时(图 7d)在沿海地区又形成一条带状的辐合区，是聊城风暴向东南方向移动过程中不断有新生单体补充造成水平尺度增大的原因。

综上所述，辐合线南端水汽辐合区触发产生潍坊风暴，该风暴前进路径上水汽辐合强度增强，造成该风暴东移过程中强度增强，并向着水汽辐合区移动。聊城风暴从渤海进入烟台后，其下游方向有水汽辐合区，导致该风暴周围不断有新单体补充，水平尺度增大。

5.2.3 不稳定条件

分别用青岛站和海阳站14时气温和露点订正青岛站1日08时探空(图 8)，发现订正后两站上空的CAPE分别为344 J·kg^-1和675 J·kg^-1，而CIN分别为217 J·kg^-1和98 J·kg^-1。虽然订正后两站上空有一定的CAPE，但CIN仍较大，且两站的抬升凝结高度分别为925 hPa和886 hPa，说明两站要产生初始对流是不容易的。但是通过5.2.1节和5.2.2节的分析表明，当上游潍坊地区产生初始对流后，潍坊风暴在引导气流的引导下向偏东方向移动的过程中，潍坊风暴自身产生的冷池与来自黄海的偏南风之间形成较强的辐合，在青岛水汽足够充分的前提下，雷暴还是向着青岛方向传播并加强的。说明当本地具有水汽和不稳定条件后，尽管本地的抬升条件达不到触发对流的条件，但是在上游对流风暴移入本地的过程中，本地不稳定的环境条件有利于风暴强度增强或维持，造成本地出现对流天气。

5.2.4 传播的先兆

由高分辨率的可见光云图(图 9a)可见，13:30潍坊风暴的下游青岛境内有很多新生的积云在发展，这些初生的积云在雷达上监测不到，但高分辨率的可见光云图上却清晰可见。随着潍坊风暴逐渐东移，13:50其强度逐渐增强(图 9b)，同时其下游新生的积云强度也在增强，说明其下游的环境条件有利于对流风暴的发展，预示着潍坊风暴将继续向下游方向传播。事实上，15:18(图 1c)潍坊风暴移到青岛北部地区，强度明显增强。可见，通过高分辨率的可见光云图，能比雷达提前探测到积云的发展趋势，为预判对流风暴的传播运动提供参考。

5.3 对流风暴平流和传播示意图

文献[9, 32]的研究表明，对流风暴的移动向量是平流和传播的合成。根据第2节和第5.1、5.2节的分析可知，潍坊风暴刚开始生成时，其移动方向为东偏北，传播方向为南到南偏东。东移过程中，经过新生、合并，进入青岛时强度达到最强。之后继续东移，风暴分裂，强度减弱，其移动方向与引导气流相同，传播运动不明显。潍坊风暴发展阶段的平流、传播和移动的关系示意图见图 10a。

聊城风暴在鲁西北时强度较弱，主要是层积混合降水回波，在西南气流引导下向东北方向移动。16时进入渤海后逐渐由分散的积层混合降水回波演变为中心强度为55 dBZ的多单体风暴，移动方向偏东，传播方向南到西南。17:42进入烟台西部时，中心强度高达60 dBZ，移动方向转为东南，传播方向初期为南，继而转为西南，与850 hPa风向相反。聊城风暴进入烟台后其平流、传播和移动的关系示意图见图 10b。

由850 hPa风场的演变可见，潍坊风暴在东移发展过程中，其移动路径上850 hPa风为西南西—西南风2~4 m·s^-1，而聊城风暴进入烟台向东南方向移动过程中，其移动路径上850 hPa风为西南风8~12 m·s^-1。CORFIDI et al.^[9]的研究表明，β中尺度对流单体的传播方向与低空急流的方向相反。本例中聊城风暴进入烟台后路径上的850 hPa风速较大，其传播方向与850 hPa风的方向相反，与CORFIDI et al.^[9]的研究结果相同。5.2节的分析发现，潍坊风暴的传播运动主要与地面冷池和暖湿空气之间形成的辐合线、干线及水汽辐合区有关，其传播方向与850 hPa风的反方向有交角，与CORFIDI et al.^[9]的研究结果不同，是由于850 hPa风速太小，不足以影响其传播运动。

6 结论与讨论

500 hPa高空槽过境，850 hPa处于槽前西南暖湿气流控制，在山东形成下暖湿上干冷的不稳定大气层结。山东半岛一带的对流降水是潍坊风暴向东移动过程强度增强、聊城风暴进入烟台后转向造成的。

1) 地面辐合线与干线重合触发潍坊风暴的初始对流单体。潍坊风暴在偏西风引导气流的作用下向偏东方向移向山东半岛，沿着辐合线向着高温、高湿、不稳定的大气层结和水汽辐合的方向传播，强度增强。

2) 聊城风暴进入烟台后，在西西北引导气流的作用下转向东南方向移动，向着水汽辐合区传播，风暴水平尺度增长。

3) 聊城风暴进入烟台后其传播方向与850 hPa风的方向相反，潍坊风暴发展阶段的传播运动与850 hPa风的反方向不同，二者之间有交角，是由于850 hPa风速太小不足以影响风暴的传播运动。

4) 高分辨率卫星云图积云新生时间早于雷达观测到的新生单体的时间，可以提前预示雷暴的传播方向。

重大活动的气象保障过程中，对于天气条件的要求是根据活动的具体内容而不同的。2019年海上卫星发射任务是室外作业，对于雷电和降水的敏感性较高，因此对于对流性降水出现的时间、地点、强度、持续时间等内容的预报精准度要求较高，而对流降水的开始时间及其平流和传播运动又是短时临近预报的难点。短时临近监测中根据雷达和卫星的探测特性结合使用，同时分析加密自动气象站的实时观测信息，综合判断对流初生和对流风暴传播的可能性。对于本地动力强迫较弱，或者处于天气系统边缘时，要考虑上游对流风暴的平流和传播运动。在不稳定的大气层结前提下，地面辐合线与干线重合，对流单体容易在辐合线上高温区触发。