1 引言
飑线是由许多雷暴单体侧向排列而形成的强对流云带， 飑线一般长约几十千米至几百千米， 宽约几十千米至二百千米， 飑线上的对流云不断新陈代谢， 但作为整体， 飑线可以持续几小时至十几小时（朱乾根等， 2007）。飑线过境时， 通常会引起局地风向突变、风速猛增、气温骤降等气象要素的剧烈变化（章国才， 2011）。飑线对地区的生产和生活产生较大影响， 一直是预报的难点， 主要是因为它的尺度比较小， 生命短， 突发性强的特点。
相比较其他的中尺度系统， 国内外学者对飑线的研究相对来说比较早， 开始于20世纪中叶。20世纪中期， Fujita（1955）和Newton（1950 ，1966）的理论构建了垂直于飑线线状结构的环境垂直风切变影响风暴的模型， 使人们对飑线结构认识加深。Fujita（1963）研究表明飑线的中尺度气压场存在中高压和尾流低压。Rotunno et al（1988）通过理想模拟实验， 探究了不同水平垂直风切变的强度对飑线发展的影响， 发现低层有强切变， 高层弱切变对飑线发展有利。Houze et al（1989）通过多普勒雷达发现了飑线的中尺度流场的结构特征， 如前部的入流和下沉补偿的后部入流。Weisman（1992）利用云模式研究了中尺度对流系统的发展演变中后部入流的作用， 发现中层压力不足导致的后部入流是飑线发展的主要贡献者。Parker and Johnson（2000）利用雷达组合反射率资料对发生在美国的88个线性MCS的特征进行研究， 把MCS分成了三类： 尾部层云型（TS型）、前部层云型（LS型）、平行层云型（PS型）。
相比之下， 国内因为观测和模式的限制， 起步就比较晚一些。丁一汇等（1982）根据飑线发生前后的环境场的特点， 把飑线分为四种类型： 槽后型、槽前型、高后型、台风倒槽型或东风波型。Zhang et al（1989）利用改进的中尺度模式， 从高分辨的网格数据中再现了中尺度对流系统的一些特点。同时， 他发现如果采用兼容性网格分辨率、合理的物理参数和初始环境场， 那么模拟的中尺度的演变会更好。陈明轩和王迎春（2012）对飑线模拟的分析表明， 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Rotunno和Weisman等用来解释飑线发展演变的RKW理论一致。另外， 模拟结果显示， 低层0~3 km风切变对飑线的发展维持最重要， 而0~6 km的中层切变在飑线发展旺盛期也应考虑。Meng et al（2013）把中国东部飑线消散类型分为了反向线状断裂型， 线状收缩型， 和反向区域断裂型 。沈新勇等（2016）研究了凝结潜热的释放和地表热通量对飑线的触发和发展的影响， 发现凝结潜热增强了低层入流和高层出流地表热通量为飑线触发提供了良好的层结条件。马申佳等（2018）基于增长模繁殖法对一次强飑线天气过程进行了集合预报实验， 结果表明， 概率匹配平均法对大量级降水的预报效果比较好。翟丽萍等（2018）对2016年发生在广西的一次暖区飑线的形成和结构进行了研究， 发现高空冷槽和低层暖湿平流的配置以及冷池与地面环境风的相互作用对飑线发展和维持有重要作用。张腾飞等（2018）分析了春季两次南支槽影响下云南飑线雹暴中尺度特征及环境条件， 发现高低空急流为强对流提供水汽和动量条件。张弛等（2019）利用CM1模式对东北冷涡下的飑线进行了模拟， 结果表明不稳定能量和垂直风切变的变化会影响飑线的强度及形态。陶局等（2019）利用WRF模式对渤海海域的一次飑线进行了模拟， 并通过填海的敏感度实验探讨了渤海海面对飑线组织和发展的影响。
2016年4月13日前后， 广东省经历了一次强的飑线过程， 广东大部的短时阵风达到了7级以上， 部分地区风速达到14级， 同时伴有短时强降水。飑线在广东地区历时10 h左右， 给广东省造成了很大的损失。为了加深对飑线发生发展的演变过程的认识， 本文对这次飑线过程进行了数值模拟， 希望通过模拟分析来加强对华南飑线的升尺度增长的认识和加深动力、热力因子对飑线发展作用的理解， 进一步揭示华南地区飑线升尺度增长的机制。
2 环流背景分析和飑线实况
2.1 飑线的实况
利用全国雷达组合反射率资料对本次飑线过程进行详细分析［图1， 该图及文中所涉及地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2556的标准地图制作， 底图无修改］。这次飑线过程开始于2016年4月12日16:00（世界时， 下同）左右， 是由广西中部和广东北部的对流云团和对流单体发展演变而成（图略）。18:00左右［图1（a）］， 在广西境内的对流云团发展壮大， 中心在45~50 dBz， 45 dBz以上的云团呈线状排列， 整个对流系统东西的长度大概有100~200 km， 南北长度和东西长度相当， 呈块状， 为β中尺度（寿绍文等， 2003）。在它的东面一直到广东北部边缘都分布着一些小的对流单体。到了19:00［图1（b）］， 广西境内块状对流系统移动到了广东省的西北边界处并且具有β中尺度飑线特征， 30 dBz雷达回波呈现出线状且强对流带明显。而广东中北部的对流单体也发展壮大成多个小β中尺度的对流系统， 并且趋于线状结构。20:00左右［图1（c）］， 广东西北部和中北部的β中尺度飑线连接成一条东北-西南走向的线状结构， 即α中尺度的飑线， 中部有明显的弓形回波， 说明此处的后部入流可能比较强（Meng et al， 2012）。12日21:00至13日01:00这段时间飑线处于α中尺度阶段， 这个阶段飑线各种结构非常清晰， 强度也趋于稳定， 40 dBz以下的层状云不断扩展并最终稳定。13日01:00以后飑线入海， 中部开始出现断裂， 飑线的线状结构从西南往东北逐步减弱并且消散。
下面利用广西梧州站和广东清远站的探空资料来分析这次飑线的发生过程。探空资料显示12日12:00 ［图2， 黑色实线表示环境温度线， 黑色长虚线为状态曲线， 黑色短虚线为露点温度线， 框内左边一列数字表示位势高度（单位： gpm）。黑色长虚线与黑色实线所围部分表示对流有效位能（单位： J·kg-1）］， 梧州站的对流有效位能（CAPE）值为480 J·kg-1， 清远站对流有效位能为141 J·kg-1， 远低于飑线发展所需要的平均有效位能。但是值得注意的是， 这两站850 hPa以下的露点温度差都比较低， 而850 hPa以上温度露点差很高， 说明低层水汽比较充沛， 高层比较干燥。此外， 700 hPa以下风随高度顺转， 说明低层有暖平流。这种上干冷下暖湿的不稳定的条件下， 容易触发较强的对流。另外， 两站在925~700 hPa的垂直风速切变大小分别为16 m·s-1和11 m·s-1， 风速切变比较大， 并且风向的转变也较大， 非常有利于中尺度系统的发展。这种低的CAPE值和强的风切变非常有利于华南地区飑线的发展（Meng et al， 2012； 席乐等， 2018）。
2.2 天气尺度背景场的分析
利用美国国家环境预报中心NCEP提供的1°×1°的FNL再分析资料对本次飑线的天气尺度背景场进行分析。从天气背景上看， 200 hPa上［图3（a）］， 华南位于高空急流入口区右侧， 高空辐散容易形成上升运动。500 hPa上［图3（b）］， 温度槽落后于高度槽， 华南地区高空有冷平流， 有利于小槽发展。有一个弱槽位于广东省的西部， 广东省位于槽前正涡度平流的位置。根据丁一汇等（1982）对飑线的类型的分类标准， 这次飑线符合“槽前型”的特点。而在850 hPa ［图3（c）］上， 华南地区西部有个明显的低涡， 在低涡的附近有一支西南-东北走向的低空急流。在地面天气图上倒槽显得明显［图3（d）］， 广西地区为一低压中心， 在低压的北部有风场的辐合带。同时中低纬地区分布着许多高低压中心， 为中尺度对流系统的发展提供了天气尺度的扰动条件。整体来看， 大尺度天气背景为飑线的产生和升尺度发展提供了必要的抬升条件。
3 数值模拟及模拟结果分析
3.1 模拟设计
模拟采用WRF（ARW）模式4.0版本， 采用的是四层双向嵌套， 模拟中心为（114.10°E， 22.89°N）（图4）。分别取分辨率为40.5， 13.5， 4.5和1.5 km。从外层到内层的每一层水平网格数分别为150×120， 205×181， 313×208和487×454。垂直方向上的层数为35层， 模式层顶为50 hPa。模式的初始时刻为2016年4月12日12:00， 积分24 h。所使用的资料为NCEP每隔6 h的1°×1°的再分析资料。模拟的参数设置为： 微物理方案为WSM 6类冰雹方案 、长波辐射方案为RRTM、短波辐射方案为Dudhia 方案， 积云参数化方案采用浅对流Kain-Fritsch （new Eta）方案， 并且分辨率在10 km以下的区域不采用积云参数化方案， 边界层方案为YSU 方案， 时间积分步长为90 s。
3.2 模拟结果的验证
为了更好地分析飑线的升尺度增长机制， 本文选取了分辨率为4.5 km的模式输出资料， 也就是第三层网格。因为第四层网格资料范围小， 且分辨率过高， 会有许多噪音干扰。为了验证模拟的效果， 选取一些典型时刻的自动站与CMORPH融合的逐小时降水网格资料的实况降水和模拟降水作比较（图5）。首先， 分析12日20:00的降水分布， 实况上降水主要位于广东省北部与广西、湖南、江西三省的交界地区， 呈东北西南走向， 有四个降水中心， 中心将水基本都在20 mm以上。和对应的模拟场相比， 主要的降水区域还是对应的， 降水的量级也相当， 但在广西与广东交界区， 有一块降水中心偏北， 同时在广西中北部也有一个降水大值区。然后对比一下12日22:00的降水， 降水区域南移， 主要降水都集中在广东省中部略微呈东北-西南走向的带状区域内， 但是模拟场的降水稍微有些偏南， 并且在广西境内依然存在一些零星的弱降水中心， 主体降水区在广东中部。从12日23:00和13日00:00降水， 可以发现降水的主要分布位置基本相差不大， 模拟场的降水区稍微偏南一些， 降水强度和范围模拟和实况基本一致。本次模拟较好的再现了此次降水过程， 模拟的降水落区和强度与实况较为接近。
接下来， 从观测和模拟的雷达组合反射率来进一步检验模拟效果。从模拟场来看， 2016年4月12日18:00［图6（a）］， 在广西境内有小股强的回波， 在广东北部有分散的对流单体， 然后这些对流系统不断演变和发展， 12日21:00［图6（d）］有了明显的α中尺度线状结构， 比实况晚了1 h， 并且22:00［图6（e）］出现了弓形回波。虽然晚了1 h， 但是实际上20:00的影响范围却和实况相当， 只是没有合并成α中尺度飑线。此外， 飑线在持续了4 h后入海， 并发生断裂（图略）， 各部分逐渐减弱消亡。模拟的飑线的生命周期与实况基本一致， 飑线移动的路径也大体相同， 各部分的位置稍微有些差别， 比如飑线的西南片区， 实况偏南， 而在东北段实况偏北。而模拟的雷达组合反射率大致位于这两段所在的纬度之间， 所以综合来看模拟的还是比较接近实况。
综上分析， 本次对2016年4月13日前后发生在广东的飑线过程的模拟， 不但较为准确的反映了飑线发生的起始位置， 增长过程中的位置和形态， 同时也较为正确反映了这次飑线的降水特征， 因此用此次模拟的飑线过程来进一步分析其升尺度的增长机制以及其发展过程中的内部结构特征是可信的。
4 飑线升尺度增长机制分析
4.1 中尺度近地面的风场和气压场
如图7所示， 4月12日飑线形成的前期， 华南地区近地面主要以东南风为主［图7（a）， （b）］， 沿海地区的风速可以达到10 m·s-1， 为华南地区提供了充足的水汽条件和不稳定的条件。在24°N以北地区是以北风为主， 以南为偏南风为主， 偏南气流与偏北气流在广西省中部和广东省北部相遇， 一方面产生风场的辐合， 另一方面干冷的北风把东南暖湿气流抬升， 容易触发对流， 促进中尺度对流系统的发展。在江西省内有一个中尺度的低压， 这个低压在不断扩大， 对广东东北部的对流的发展有利。自20:00 ［图7（c）］起， 近地面的风场发生顺时针的偏转， 由原先的东南风变成了西南风， 暖湿空气方向改变了。同时， 沿海地区的风速也加强了， 那么由此暖空气的抬升和辐合也会加剧， 并出现了多个β中尺度飑线。各部分孤立的β中尺度飑线的对流云团， 21:00相互连接组成一个线状的α中尺度的飑线。正是由于风场的变化， α中尺度飑线的中东部对流云发展比较旺盛， 中西部发展滞后， 广西境内的原本的β中尺度线状对流减弱， 而中东部对流的尺度增长对α中尺度飑线形成贡献较大。在图7（e）中， 飑线具有明显的飑线前低压， 中高压和尾流低压， 并且出现明显的弓形结构。23:00 ［图7（f）］， 飑线的水平尺度变化不大， 南北的层状云带变宽。13日00:00左右（图略）飑线的影响区域最大， 强度也接近60 dBz。
4.2 对流有效位能分析
接着， 分析一下最大对流有效位能（MCAPE）和最大对流抑制能量（MCIN）（图8）。飑线也是大气中不稳定能量的一种形式， 不稳定能量的多少与飑线的强度和类型有关， 而有效位能（CAPE）可以表示大气中不稳定能量的多少。通常0~1000 J·kg-1的CAPE被看作是深对流发展的最低要求， 1000~2500 J·kg-1可以引发中等强度的对流， 2500~4000 J·kg-1可引发强对流， 超过4000 J·kg-1的CAPE可产生极端对流（李娜等， 2013）。从图8中可以看到， 18:00在广西北部和广东北部对流有效位能在500~1000 J·kg-1， 不稳定能量比较低， 不利于深对流的发展。而广西南部和广东南部对流有效位能为1000~2000 J·kg-1， 可产生中等强度的对流。20:00， 这些β中尺度线状对流广东中部， 对流有效位能开始有一定的提升， 但飑线的前方不稳定能量仍处于中等， 对应的抑制对流能量却比较小， 在50 J·kg-1以下。21:00， β中尺度的飑线演变为α中尺度的飑线。从分散的对流系统到演变为α中尺度， 最大的对流有效位能始终处于中低水平。因此， 对流有效位能对飑线的触发有一定的作用， 但是对后期β中尺度到α中尺度的飑线演变作用不是很大。
4.3 垂直风切变
低层的风速的垂直切变对强对流天气的发生发展非常有利， 垂直于飑线线状方向垂直风切变对飑线的发展是最有利的（Rotunno et al， 1988）。在一定的湿度、热力不稳定和抬升条件下， 强的垂直风切变可以激发风暴相对气流的产生， 还可以引起环境场水平涡度的强列发展， 这对飑线低层的后部入流有较大的作用（Meng et al， 2012； 张健宏， 2004）。通常情况下， 0~6 km的切变低于10 m·s-1为弱切变， 10~20 m·s-1为中等强度切变， 大于20 m·s-1是强切变。如图9所示， 飑线所在地区的1~3 km的垂直风切变， 基本在12 m·s-1， 如果按照线性变化， 那么0~6 km风场大于20 m·s-1。这种低层的强的切变促进了对流系统的组织化， 并促进了对流风暴尺度的增长。在20:00， 孤立的几个中尺度对流系统的线状对流得到发展， β中尺度飑线出现， 并且飑线的对流云带和风向成一定的角度， 并不是与线状对流云带平行， 这为飑线的进一步升尺度的发展很有利。另外， 中高层有弱的切变（图10）， 这对于飑线的发展是比较理想的（Rotunno et al， 1988）。21:00， β中尺度的飑线对流云带相互合并， 构成了一个α中尺度的飑线。值得注意的是， 陆上的水平风的垂直切变明显大于海上， 这也是此次飑线在陆上可以加强却在海上减弱的一个原因。
4.4 位涡场和温度递减率
位涡作为一个综合反映大气动力学和热力学的物理量， 在绝热无摩擦的条件下是守恒的。高位涡区一般代表冷空气和气旋性环流， 而低位涡一般代表暖空气和反气旋性环流。在α中尺度飑线形成前， 广东和广西都处于低位涡区， 位涡大小接近0 PVU ［图10（a）］。在干空气中， 等位温面上低的位涡对惯性不稳定的发展是必要的条件。从对应的温度递减率分布上， 可以看到当时在广东和广西地区温度的递减率相比较其他地区要大， 广西中部温度递减率在7.5 °C·km-1左右， 而一般大气的温度递减率为6.5 °C·km-1。下一时刻 ［图10（b）］， 随着对流系统的加强和新生单体出现， 对流系统的位涡场一部分大于1 PVU， 还有一部分小于-1 PVU。但是对流系统移动方向的前方广大地区的位涡依然维持在0 PVU附近。一直到飑线入海（图略）， 飑线移动方向的前方位涡都改变不大。说明背景场位涡对系统的后期发展贡献不占主导。同时广东省的温度递减率进一步增加， 这对于飑线在广东省的升尺度发展有利。
4.5 水汽场和低空急流
利用模式资料分析一下水汽条件和低空急流分布。17:00， 广东和广西的大部可降水量（PW）都大于50 mm， PW的大值中心很明显［图11（a）］。19:00， PW大值中心范围进一步扩大［图11（b）］， 这为强对流的发展提供了充足的水汽条件（姚晨等， 2013）。同时， 还可以看到， 在图中24°N以南地区有一股急流， 风速大于12 m·s-1， 属于低空急流（图11）， 为华南地区输送大量的水汽。在低空急流的左侧一般会有气旋性环流， 容易引发上升运动。在水汽丰富的地区如果有上升运动， 会造成气块或者气层的不稳定， 就会产生对流。此外， 由于低层的风切变又比较大（图9）， 进一步促进了强对流系统的发展。当水汽丰富， 同时有强的上升运动， 高空就会聚集更多液态水滴， 由雨水的拖曳作用造成的下沉气流也就越强。下沉气流增强以后， 在地面造成强的出流， 把前方暖湿气空其抬升， 从而增强了入流。20:00 ［图11（c）］， β中尺度的几条孤立的飑线呈线状排列， 这个时候水汽的大值中心就在其所在区域， 并且移动方向的前方对应的水汽含量也在55~60 mm， 在这种水汽条件适宜的形势下， 各个孤立飑线对流云系扩展， 一条更大尺度的线状对流开始形成， 飑线在21:00实现了跨尺度蹭长， 升级为α中尺度。
4.6 后部入流
在飑线升尺度演变过程中， 飑线的结构的变化和后部入流有很大的关系。为了更好地研究升尺度增长与后部入流关系， 本文沿图7中的黑色斜线作垂直剖面图。在图12中， 飑线前部的低层为一支入流， 在飑线对流云区上升， 到了高空辐散。在对流云区后面是强度低于40 dBz的层状云区， 在层状云区范围有很强的下沉气流。在层状云区的后部有后部入流和地面出流， 后部入流一方面提供了干冷空气， 产生冷的下沉气流， 同时高层的后部入流也与飑线中的斜上升气流汇合， 加强垂直上升运动。此次飑线跨尺度生长的一个主要特点就是后部入流的增强。这支后部入流在飑线处于β中尺度时就已经出现， 但是组织还比较混乱［图12（a）］。入流最大在对流层中层， 大约在4 km。随着入流的加深［图12（b）］， 飑线由β中尺度线状对流合并发展成为了α中尺度［图12（c）］。此时飑线前部入流依然维持在2 km以下， 但是飑线后部的入流中心抬升至5 km高度， 后部入流的下边界达到1.5 km［图12（c）］， 飑线内部下沉气流较上个时刻增强。到了22:00， 从0~7 km都可以看到后部入流， 和21:00后部入流厚度相差不大， 但是中层的后部入流加强， 雷达反射率增大到了接近60 dBz ［图12（d）］。飑线前部的上升运动较前面任何时刻都剧烈， 可见后部入流的加强使得飑线前部入流也增强， 水汽的通量也将增加， 反过来又会增强下沉气流。中层干冷空气的进入会使水分蒸发更快， 使得空气更冷， 对于冷池的形成和维持有重要作用。在β中尺度到α中尺度的过程中， 可以看到弓形回波越来越明显， 说明飑线趋于成熟。同时， 整个过程中0 °C等温线大致在4.5 km的高度， 位于最强回波之上， 不利于冰雹的形成， 这也是此次飑线过程主要以短时强降水为主的原因。
4.7 地面冷池
在飑线的不同阶段， 地面的冷池的强度也是不一样的。一般冷空气到某个地区后， 会引起当地的气温发生改变， 冷空气越强， 地面3 h变温越大。取地面前后3 h位温的改变作为冷池的标记（这里简称变温）， 可以粗略地估计冷池的强度（图13）。在β尺度阶段， 不同时刻不同地区的变温是不一样的。20:00， 广东省内三小时位温的改变为-1.5~0 K， 在广西境内的线状对流造成的位温改变最大为-3.5 K。之所以在广东省内变温不是很大， 主要原因可能是对流云团在广东省内起步较晚， 所以风暴的成熟期略微滞后。到了21:00， 在广东省境内的几条β中尺度飑线升级为一条α中尺度飑线， 而广西境内两条β中尺度飑线开始减弱并与广东省飑线合并， 故广西境内飑线的负变温强度减小， 广东省飑线负变温范围和强度有一定的增加。22:00， 在广东省的中部出现了一块较大的负变温区， 这时冷池稍微明显。同时， 在图6（d）中， 两省的飑线合并的地方弓状回波不明显， 但是图6（e）中合并处的弓状回波区域强度增强， 层状云区的范围更广。图13（d）中， 飑线的冷池再一次加强， 广东中部冷池中心降温达到-3.5 K， 与上个时次相比， 图6（f）中40 dBz以上的对流云的范围变化不大， 但飑线前部和后部40 dBz以下的层状云范围进一步扩大， 尤其是30 dBz以下的绿色范围扩展更大。13日01:00起（图略）， α中尺度飑线开始减弱， 对流云区开始缩小， 冷池却还在加强。接下来的2 h左右， 冷池开始减弱。之后， 飑线逐步发生断裂， 断裂的各部分的β中尺度飑线对流系统进一步减弱， 最终消失在南海上空。对于其消散的另一个原因， 可能是温暖的海面对飑线冷池的加热作用， 使冷池减弱， 导致了飑线的消亡。
4.8 飑线过程的总结
本次飑线过程总结图如图14所示， 飑线的升尺度过程有三个阶段， 分别为初始对流的阶段、 β中尺度飑线阶段和α中尺度阶段。本次飑线升尺度过程的影响因子既包括天气尺度的因子， 比如高空急流、高空槽、地面地压、天气尺度风场辐合， 同时也有中尺度环境场的影响， 包括中尺度辐合、中尺度急流、中尺度温度直减率， 中尺度的垂直风切变等。大尺度环境场为对流的触发起到一定作用， 中尺度的辐合、 中尺度范围较高的垂直温度递减率、中尺度低的位涡和中尺度的垂直风切变对中尺度飑线的触发有重要的作用。同时也推动分散对流单体发展成β中尺度飑线。而低层风场的转向和风速加强、垂直风切变的方向改变、华南沿海地区的中尺度的急流、沿海充足的水汽以及后部入流主要促进β中尺度飑线向α中尺度的发展。而飑线的衰减可能一方面是垂直风切变减弱， 另一方面冷池在入海后也开始减弱， 根据RKW理论， 导致风切变和冷池不再很好的相适应， 最终飑线衰亡。
5 结论
利用WRF模式对2016年4月13日前后发生在我国广东省的飑线过程进行了高分辨率的模拟（网格距分别为40.5， 13.5， 4.5和1.5 km）， 模拟很好地再现了飑线升尺度增长的关键过程。利用数值模拟的输出资料结合实况天气尺度背景， 对飑线发展的动力和热力的机制进行了分析。得到了以下结论：
（1） 本次飑线升尺度发展演变过程中， 对流有效位能处于中低水平， 模拟场和实况场都验证了。但是低层切变比较大， 上层风切变弱， 这个为强对流发展提供了动力条件。另外中层有弱的低槽， 且温度槽落后于高度槽， 一方面有利于弱冷空气南下， 另一方面槽前有正的相对涡度平流， 也有利于中尺度系统的发展。
（2） 近地面风场转向和风速加大， 配合低空急流， 使得辐合抬升作用加剧， 对飑线主体位置和升尺度发展起到了重要作用。初始阶段， 沿海风向是东南风， 广西境内对流升尺度发展旺盛。后面风向变成了西南风， 广西境内对流云系减弱， 而广东省内对流系统活跃。另外， 低空急流左侧一般存在强烈上升运动， 也有利于中尺度系统云系增多， 也使升尺度发展明显加快， 成为飑线的主体区域。
（3） 从位涡场和温度递减率看， 两广地区位涡都较低， 并且飑线移动的方向上温度递减率也较大， 这个对于飑线中尺度对流系统的进一步发展有利。
（4） 从β中尺度到α中尺度的过程中， 大气中的可降水量逐步加强。一方面是地面偏南风的存在把低层水汽输送到对流区， 此外高空始终存在一条低空急流， 使得水汽的输送加强。
（5） 本次飑线升尺度过程中， 后部入流也起到了重要作用。在β中尺度阶段， 飑线后部流不强， 弓形结构也不明显。但是α中尺度阶段的飑线后部入流延伸至地面， 后部入流增强使得飑线内部的下沉气流和上升气流都变强， 促进飑线的范围和强度扩大， 飑线的弓形结构也出现。
（6） 冷池对地面阵风锋的加强可能作用比较大， 对于新生单体的演变有重要作用， 但是在α中尺度之前的升尺度作用不大， 更多的表现在后期α中尺度飑线的维持上。最终飑线消散在南海地区， 一个原因可能是海上切变弱， 大量水汽释放潜热不利于风暴维持； 另一个原因可能是由于海面的感热加热， 使飑线的冷池结构破坏。