(整理)第六章对流风暴的结构

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1、第六章对流性风暴的结构、演变及其雷达回波特征本章目的：1. 明确对风暴组织影响最大的两个大气参数。2. 在给定风暴承载层上风暴的运动和环境平均风场特征的前提条件下，确定有利于新的上升气流发展的风暴区域。3. 定义顺流线方向的涡度，阐明它对风暴种类和演变的重要性。4. 明确风暴相对螺旋度的确切表述及其对风暴种类和演变的重要性。5. 给出风暴的运动和速度矢图，要能绘出风暴相对风矢量及风暴相对螺旋度区。6. 给出速度矢图和各种风暴运动矢量，要能明确哪种风暴运动对超级单体发展产生最大的潜在作用。7. 明确弱超级单体风暴回波区的三维雷达反射率因子的特征。8. 明确超级单体风暴回波区的三维雷达反射率因子的

2、特征。9. 明确中气旋的定义。10. 能够描述中气旋核生命史中三阶段的风暴相对速度的三维特征。11. 明确强（或剧烈）龙卷的中气旋的特征。12. 明确龙卷涡旋特征的定义。13. 明确产生强冰雹、大风和龙卷的潜在大气特征。14. 明确强冰雹、大风和龙卷的雷达回波结构（包括径向速度和反射率因子）。15. 明确弓形回波雷达反射率因子和径向速度的特征。6.1风暴的特征和分类目的明确影响风暴组织最明显的两个大气参数。在给定风暴承载层上风暴的运动和环境平均风场特征的条件下，明确有利于新生上升气流发展的风暴区域。引言对于优秀雷达操作员而言，明确对流性风暴的特征极其关键，优秀雷达操作员必须能够预报风暴，而不是

3、仅仅对天气报告的简单反应。因此，必须具备各种有关对流性风暴环境、结构和演变的扎实背景知识，只有这样才能最有效地为公众提供风暴的警报服务。风暴单体的结构和演变km风暴通常由一个或多个对流单体组成，风暴单体具有强烈的垂直运动并足以激发深对流的产生。对流天气中的对流单体，其尺度可从12km的积云塔，到几十km甚至几百的积雨云系。对流单体发展的强弱及其移向移速和周围环境热力和动力的关系较密切。根据积云中盛行的垂直速度的大小和方向，风暴单体通常包括三个阶段：塔状积云阶段、成熟阶段和消亡阶段，下面分别加以说明：塔状积云阶段10图6-1短生命史对流单体的塔状积云阶段示意图塔状积云阶段由上升气流所控制，上升速

4、度一般随高度增加，这种上升气流主要由局地暖空气的正浮力或者由低层辐合引起的，上升速度一般为510m/s，个别达到25m/s。风暴单体的生长与湿空气上升时的降水微粒形成有关。初始回波的水平尺度为1km左右，垂直尺度略大于水平尺度，初始回波顶通常在-4c-160C之间的高度上，回波底在00C高度附近。初始回波形成后，随着水滴和雪花等水成物不断生成和增长，回波向上向下同时增长，但是，回波不及地，此时回波强度最强一般在云体的中上部。在塔状积云的后期，降水能够激发下沉气流。成熟阶段风暴成熟阶段实际上是上升气流和下沉气流共存的阶段，成熟阶段开始于雨最初从云底降落之时。此阶段的降水通常降落到地面，所以，可认

5、为雷达回波及地是对流单体成熟阶段的开始。此时，云中上升气流达到最大，随着降水过程的开始，由于降水粒子所产生的拖曳作用，形成了下沉气流。然后，这种下沉气流在垂直和水平方向上扩展，如图6.2所示。这种冷性下沉气流作为一股冷空气，在近地面的低层出向外扩散，与单体运动前方的低层暖湿空气交汇而形成飑锋，又称阵风锋。成熟阶段的对流单体的中上部，仍为上升气流和过冷水滴及冰晶等水成物。当云顶伸张到对流层顶附近时，不再向上发展，而向该处的环境风下风方向扩展，出现水平伸展的云砧。云砧内的水成物仍能产生足够强的雷达回波，在雷达距离高度显示器（RHI）上，云砧回波可达到几十公里至上百公里，而实际水平尺度可达10020

6、0km。10图6-2短生命史对流单体的成熟阶段示意图消亡阶段风暴单体的消亡阶段为下沉气流所控制，此时降水发展到整个对流云体。实际上，当下沉气流扩展到整个单体，暖湿空气源被扩展的冷池切断时，风暴单体出现消亡。从雷达回波上看，回波强中心由较高高度迅速下降到地面附近，回波垂直高度迅速降低，回波强度减弱，并且分裂消失。总之，一个典型的对流单体的三个阶段约各经历1520分钟，其整个生命史约为45分钟1小时。事实上，自然界往往不是孤立的对流单体。有时，一个单体达到成熟阶段，而另一个单体还处于新生发展阶段。所以，从宏观看，整个积雨云系包含了几个单体，其生命史可维持数小时之久。11图6-3对流单体消亡阶段示意

7、图影响风暴结构和种类的环境因子观测和数值模式研究均表明，风暴动力结构（风暴种类）及风暴潜在的影响力很大程度上取决于热力不稳定（浮力）、风的垂直切变和水汽的垂直分布三个因子。由于浮力决定了垂直方向上空气的加速程度，因此它与风暴强度有关。垂直风切变有利于风暴发展、加强和维持，从而决定了风暴类型的演变和发展（即对流是否能够发展成为超级单体风暴）。另外，风暴和环境的相互作用也会影响风暴的强度和组织，例如，一个相当弱的风暴在与边界（密度不连续面如锋面等）相互作用时会出现爆发性发展。因而，系统之间的相互作用很大程度上能够改变风暴以及与之相互作用的环境。热力（浮力）不稳定气块不稳定是影响风暴强度和类型的三个

8、主要因子之一，因为它正比于抬升空气的有效能量。对流有效位能（CAPE）对流有效位能（CAPE），即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一个重要指标。在温度热力斜交（斜T-logP）图上，CAPE正比于气块上升曲线和环境温度曲线从自由对流高度（LFC）至平衡高度（EL）所围成的区域的面积。CAPE指数在浮力的估计方面，CAPE的积分较其它指数更加可靠，因为其它指数只取决于一定层次的资料（例如：K指数仅使用850、700和500hPa的资料），从而使得其它指数资料常产生计算上的严重失真，甚至把抬升指数也误认为是大气有效能量。因此，应当极力推荐使用CAPE而不是

9、其它指数去估计浮力，并且对探空探测进行全面的核查。11图6-4斜T-logP图上正、负能量区和CAPE区的示意图上升气流强度CAPE数值的增大表示上升气流强度的加强及对流的发展，然而，CAPE并非唯一影响对流风暴中上升运动的因子。在强风切变的环境中，动力效应实质上加强了上升气流的强度，强烈上升运动也能够在较小至中等强度的CAPE中得以发展。最大垂直速度气块在特定环境中绝热上升的最大垂直速度（Wmax）理论上取决于CAPE向动能的转换程度，并且由此可以求出Wmax。大多数无组织风暴中上升气流的垂直速度通常是Wmax的1/2左右，这是因为风暴中水负载和混合作用的限制。结构完整风暴（尤其是超级单体风

10、暴）中上升气流核的垂直速度接近于Wmax。其中发展完善风暴中上升气流核大多数不受环境大气的挟卷影响。此时风暴相对气流（storm-relativeflow）携带着降水，远离发展完善风暴的上升气流顶，此时减少了大量水负载。并且独立于浮力的动力过程（抬升力）能够使得发展完善风暴中的上升气流得以加强。上升气流较强的风暴通常能产生严重的天气灾害，强风暴上升速度通常超过30m/s（60kts）,而非强风暴中的上升速度通常只有10m/s（20kts）左右。CAPE和Wmax的关系表达式如下：Tp-TeTeELCAPE二B二gLFCWmax=CAPE)1/2垂直风切变垂直风切变是指水平风速（包括大小和方向）

11、随高度的变化。统计分析表明，环境水平风向风速的垂直切变的大小往往和形成风暴的强弱密切相关。在给定湿度、不稳定性及抬升的深厚湿对流中，垂直风切变对对流性风暴组织和特征的影响最大。一般来说，在一定的热力不稳定条件下，垂直风切变的增强将导致风暴进一步加强和发展，其真正原因在于：（1）垂直风切变能够激发风暴相对气流（storm-relativeflow）的产生，而风暴相对气流很大程度上确定了风暴的结构。（2）上升气流和垂直风切变环境之间的相互作用能够产生附加的抬升作用，使得风暴进一步加强和维持。12图6-5垂直风廓线及其对对流的作用弱垂直风切变环境如果风切变较弱，风暴相对气流就不可能增强到足以携带降水

12、远离风暴的上升气流区。在这种情况下，降水就通过上升气流降落，并进入风暴低层的入流区，从而导致上升气流中水负载的明显增加，最终使得风暴核消失。弱的垂直风切变通常表示弱的环境气流，并且常常引起风暴缓慢移动。沿风暴阵风锋的辐合能够继续激发新的单体，但是，阵风锋在切断上升气流后，其移动超前于风暴。在弱的垂直风切变环境中风暴很难有组织地增长,在某一程度上是由于风暴内上升气流和下沉气流不能长时间共存。因此，风暴无法持续足够长而发展成为强风暴。如果风暴不能发展，它就无法产生灾害性天气。但是，即便在弱的垂直风切变环境中，某些外部特征，如边界效应等，也对风暴的组织起重要影响。另外，某些在弱的垂直风切变环境中发展

13、的风暴所产生的运动也将产生明显的风暴相对气流。可以说，能够产生风暴相对气流的任何情形均有利于强的有组织的对流的发展。强垂直风切变环境强垂直风切变有利于风暴相对气流的发展，此时，气块携带着降水远离风暴的入流区或上升区。强的垂直风切变能够产生与阵风锋相匹配的风暴运动，从而使得暖湿气流源源不断地输送到发展中的上升气流中去。垂直风切变的增强导致对流产生，有利于上升气流和下沉气流在相当长的时间内共存，新单体将在前期单体的有利一侧有规则地形成。如果足够强的垂直风切变伸展到风暴的中层，则产生于上升气流和垂直风切变环境相互作用的动力过程能强烈影响风暴的产生和发展。这一部分内容将在超级单体风暴动力学中作全面的阐

14、述。总之，产生普通单体风暴的风向随高度的分布杂乱无章，基本上是一种无序分布，而且风速随高度的变化也较小；而多单体风暴和超级单体风暴的风向风速随高度变化分布是有序的，风向随高度朝一致方向偏转，而且风速随高度的变化值也比普通单体风暴的大。水汽条件风暴云内部含有大量水份，其水份是由上升气流从大气低层向上输送的。因此风暴的发展要求低层有足够的水汽供应。所以，风暴常形成于低层有湿舌或强水汽辐合的地区。据统计，超级单体和多单体风暴的形成要求比普通单体风暴有更大的低层水汽含量。但是，如果低层的水汽含量过大，在对流云发展早期，云内就会有大量的水汽凝聚，形成雨滴而降落，阻碍上升气流的进一步发展。这可能是热带海洋

15、地区多雷阵雨和对流性暴雨，而很少降雹的原因。综上所述，热力不稳定（浮力）和垂直风切变是影响风暴组织和种类的最重要因子。浮力最好由CAPE来估计，CAPE与风暴中最强上升气流速度相关。强垂直风切变的作用可以归纳为：能够产生强的风暴相对气流（storm-relativeflow）；能够决定上升气流（加强辐合）附近阵风锋的位置；4能够延长上升气流和下沉气流共存的时间；能够产生影响风暴的组织和发展的动力效应。另外，风暴及其环境（地形、边界等）之间的相互作用对风暴的组织和种类也有重要影响。风暴种类及特征根据对流云强度回波的结构特征，可将风暴分为单单体风暴、多单体风暴和超级单体风暴三类。然而，基于高分辨率

16、雷达观测和数值模式的研究表明了这三类风暴之间存在着本质的差异，最根本的差异表现于超级单体风暴和其它风暴之间：超级单体风暴存在强烈的旋转上升气流（中气旋或中反气旋），而非超级单体风暴中不存在。风暴种类划分方案是基于动力学考虑的，因为超级单体风暴相对非超级单体风暴通常具有更大的威胁，因此，这种划分又考虑了业务上的需要。非超级单体对流弱垂直风切变环境中的强风暴（脉动风暴）最基本的深厚湿对流的形式是单一上升气流脉动（singleupdraftpulse）,它的演变包括塔状积云（Tcu）生成、成熟和消亡阶段，然而，真正的单单体风暴却很少见，甚至连最弱的风暴也常拥有多单体的特点。所谓单单体风暴，是指在其生

17、命史中，只是一个孤立的单体，由于它主要发生在单一气团内部，所以也称为气团风暴。应该指出的是，真正的单单体风暴是很少见的。由于弱的垂直风切变环境限制了对流尺度有组织的发展，在这种环境下风暴的发展是短生命史的，其生命史通常为2040分钟，并且常常是以单体群的松散形式存在的。由于弱垂直风速切变环境限制了风暴相对气流的发展，因此对应于单单体发展或运动的流型往往缺乏明显的组织，甚至是随机的。多单体风暴的云中的垂直气流比较垂直，最大上升速度一般为15m/s，尺度为510km左右，其风暴母体生命史约为12小时。外流气流内复杂的相互作用也强烈影响了单体的发展。这种出现于弱垂直风切变环境中的强风暴又称为脉动风暴

18、（pulsestorm）”。脉动单体风暴的回波结构在后面再讨论。中等到强的垂直风切变环境中的多单体风暴中等至强的垂直风切变环境通常导致有组织风暴的产生和发展，这种多单体风暴通常由处于不同发展阶段的单体风暴核序列组成，且在有利于风暴生成的一侧不断新生单体（通常是沿阵风锋的辐合最强处），新生单体的发展具有较好的组织。多单体风暴中单个单体的移动方向与其气层内平均气流方向一致，而整体风暴的运动通常偏离单个风暴的运动方向，这是由于新生单体沿着外流边界（outflowboundary）出现周期性发展而引起的。与弱垂直风切变环境中的强天气脉动相比较，多单体风暴产生的强烈天气包括下击暴流、中到大的冰雹(通常少

19、于5.0cm)、暴洪和弱龙卷等。同时，非超级单体风暴也能演变成超级单体风暴。多单体风暴由于不断有新生单体的补充和发展，老单体的减弱消散等新陈代谢过程，因此维持时间较长。一旦新单体停止产生和并入，多单体风暴就趋于消亡。从图6-6可以看到，单体4、5处于消散阶段，单体1、2处于初生发展阶段，单体3处于成熟阶段。当新单体发展成为主体回波时，老的单体减弱，而另一个新的单体形成，每个单体维持2030分钟。一个典型的多单体风暴在其生命史中可以有30个或以上的单体形成。强烈的多单体风暴一般在中到强的垂直风切变(2.5x10-3s-1)情况下发展起来的。另外,强烈多单体风暴中云下气层的风速较小，一般小于8m/

20、s,这可能是和产生超级单体的大气环境条件主要的区别之一。由于强烈多单体风暴由几个处于不同发展阶段的单体所组成，其中成熟阶段单体的雷达回波强度结构特征与其它单体的特征之间有明显区别。另外，强烈的多单体风暴中成熟阶段单体雷达回波强度特征和普通的多单体风暴中成熟阶段的特征亦存在明显差别，所以正确识别和分析它们之间的差别对雷达测报强对流天气有十分重要的意义。16图6-6多单体分布复合体系统中四个单体的雷达回波瞬时演变平面图（a）初始状态（b）10分钟后的状态（c）20分钟后的状态超级单体风暴超级单体风暴是一种具有特殊结构的强风暴，它比正常的成熟阶段的强单体风暴的水平尺度要大得多，在云底的中低层，雷达回

21、波强度的水平尺度可达到几十公里。它维持的时间很长，可达几个小时，出现的天气现象也比其它类型的强风暴要严重得多，常伴有大风、局地暴雨、冰雹、下击暴流，甚至龙卷。出现超级单体风暴的有利环境条件为：（1）大气层结不稳定，在500hPa处热力浮力超过40C，但是在超级单体出现前，在低层常伴有浅薄的逆温层，这样有利于不稳定能量的积累；（2）风速的垂直切变很强，平均可达5X10-3s-1左右，同时，风向随高度强烈顺转，可超过900；（3）云体低层的环境风速较强，平均可达10m/s（这也是和多单体强风暴的环境条件主要差别）。12图6-7经典型超级单体风暴示意图（从东南方向看）陆架云或许不出现或出现在壁云以南

22、，而非壁云东北向，随着时间的推移，螺旋状的降水幕从东北方向气旋性地环绕壁云。超级单体风暴的结构和演变很大程度上取决于风暴和垂直风切变环境之间相互作用的动力过程，其相互作用使得超级单体风暴持续发展，并产生强烈的旋转上升气流。这种高度有组织的状态，使得超级单体风暴在准静止状态下持续数小时。超级单体中气旋与风暴结构的范围有关，许多非超级单体风暴只能发展成弱的或短生命史的环流，只有旋转足够强、持续时间足够长的风暴，才具有超级单体风暴的动力结构。大范围超级单体风暴发展的有利条件包括强垂直风切变和大的CAPE值。然而，局地环境变化之快可能使得大尺度环境不利于超级单体风暴的发展。在这种情况下，风暴尺度之间的

23、相互作用仍能产生孤立的超级单体风暴。通常情况下，在适当的内、外动力过程作用下，非超级单体风暴能发展成为超级单体风暴。超级单体风暴包括三种主要类型，即经典型、强降水型（HP）和弱降水型（LP）。风暴运动风暴运动可以从指雷达回波速度图上获得，它是平流和传播的合成。6.161风暴的平流由于风暴由流动的气流组成，因此，风暴具有平流效应，其中单个风暴单体是随着风暴承载层（storm-bearinglayer）的平均风方向而平流的。风暴的传播在风暴某侧由新生单体所引发的风暴运动称为传播运动。由于传播效应，风暴运动偏离单个风暴的运动方向。传播常常为新上升气流发展的方向。因此，如果已知风暴承载层的平均风和风暴

24、运动，那么，产生新生单体的区域也就能够确定了。传播运动受以下因子影响：风暴的内部特征，例如动力强迫、风暴引起的阵风锋辐合。与风暴相互作用的外部环境特征，例如初始热力/湿边界、风向辐合线、地形特征等。值得注意的是，非超级单体风暴的传播是不连续的，也就是说，新生单体以一系列确定的过程周期性地发展。超级单体风暴的传播或多或少是连续的（或者可以认为上升气流连续脉动（successiveupdraftimpulse）之间的时间间隔很短以致对于雷达探测而言可以忽略），这是由于上升气流和环境垂直风切变之间的动力学相互作用引起的。平流和传播的相对重要性图6-8有组织的非超级单体风暴的风暴平流、传播和风暴运动的

25、关系示意图单单体风暴沿平均风方向向东北平移（V），风暴总体的运动方向（C）向东，因为新生单体周期性地出现于风暴的南侧（P）通常情况下，当强气流扩展到大气深层时，风暴运动取决于平流，而当对流层风场较弱时，传播对于风暴运动起着主导作用。总结一般情况下，风暴由单单体、多单体（更常见）组成，单体可看作是垂直运动强到足够产生深厚湿对流的区域，单体的生命期包括三个阶段：塔状积云阶段、成熟阶段和消亡阶段。动力不稳定（或浮力）以及垂直风切变是影响风暴结构和种类最重要的因子。最好用CAPE来估算浮力，理论上CAPE直接与风暴内最强上升气流有关。强垂直风切变所产生的作用如下：能够产生强的风暴相对气流（storm-

26、relativeflow）；*能够使得阵风锋的位置靠近上升气流，从而加强上升气流区的辐合；*能够使得上升气流和下沉气流在相当长的一段时间内共存；*能够产生对风暴的组织和生命期有重大影响的动力效应。图6-9风暴承载层为强和弱的平均风环境中风暴的运动情况强平均风时平流为主，弱平均风时传播为主风暴及其环境（例如地形、外流边界（outflowboundaries）等外部特征）的相互作用对风暴的结构和种类也有重要影响。风暴可以分为两种类型：超级单体风暴和非超级单体风暴，其划分的物理基础是超级单体风暴中强烈旋转上升气流（中气旋和中反气旋）的发展和持续特征，这些特征在非超级单体风暴中不存在。以上的分类是基于

27、动力学而考虑的，同时还考虑了业务上的应用，因为超级单体风暴的危害性比非超级单体风暴强得多。超级单体风暴的结构和演变很大程度上取决于风暴和垂直切变环境之间相互作用的动力过程，超级单体风暴中气旋与较大范围的风暴结构相联系，它们能呈现出不同的雷达回波和可视特征，并可在任何地方发展。与非超级单体相比，超级单体很少，但可引起较大的人员伤亡等破坏作用。风暴运动可从雷达回波的速度图（包括大小和方向）获得，风暴运动是平移运动和传播运动的合成，其中平移运动是指单个单体随风暴承载层平均风的移动，传播运动指的是新单体发展和旧单体消亡所引起的风暴运动。非超级单体风暴的传播是不连续的，而超级单体风暴的传播或多或少是连续

28、的。6.2速度矢图（hodograph的业务应用目的*明确沿流线方向速度的定义，阐明它对风暴种类和演变过程的重要性。*明确风暴相对螺旋度的表达式及其对风暴种类和演变过程的重要性。绘制风暴相对风（storm-relativewind）矢量图、并能绘出与风暴相对螺旋度成比例的阴影区。*给定速度矢图和各种风暴运动矢量时，能够决定哪种风暴运动对超级单体的发展起最重要的潜在作用。引言风切变矢量大小和方向的变化极大地影响着对流尺度的组织和演变。速度矢图是用以反演垂直风廓线中信息的一种工具，对于超级单体风暴环境的诊断尤为重要。本节将叙述如何应用速度矢图去研究垂直风廓线。特别应明确风矢量、切变矢量和风暴运动矢

29、量之间的关系。明确风暴参考系中矢量间的关系、沿流线方向的涡度、螺旋度。明确CAPE和垂直风切变这两个因子之间的关系。讨论产生龙卷的速度矢图及相应的斜T-logP图。对于风暴潜在的危险性的认识就要求掌握垂直风廓线中的重要信息，具备应用速度矢图去诊断组织完善的风暴的能力。极坐标系中风矢量的表示极坐标系中风矢量以大小和方向来表示。225/20节”所表示的风指的矢量尾源于原点，矢量上的箭头表示风的去向，例如，是吹向东北方向，其大小为20节（以一定的比例尺表示）垂直风切变、切变矢量和速度矢图垂直风切变是指水平方向的风速随高度的变化。在给定的层次中，切变风矢指的是高层和底层风矢量之差（见图6-11），切变

30、风矢可以在所有风场资料层上绘出。速度矢图是由切变风矢组成的。14图6-10风矢量在极坐标中的表示速度矢图的意义在弱垂直风切变环境中风暴发展的速度矢图通常呈现出较弱气流和无组织的垂直风廓线的特点，不利于风暴侧新生单体周期性地发展，因而在弱切变环境中的风暴具有短生命史和无组织的特征。在热力不稳定环境中，垂直风切变的加强通常能导致对流更强和生命史更长风暴的产生和发展，即有利于组织完善的非超级单体风暴和超级单体风暴的发展。这两类风暴在速度矢图上的特征如下：（1）组织完善的非超级单体风暴的速度矢图通常表现为基本上单一方向的风切变（如图6-12），这种风切变分布能促使新生单体在现存单体的有利一侧周期性地产

31、生和发展，如果切变足够强，那么非超级单体风暴将会发展成为超级单体风暴。（2）超级单体风暴速度矢图的明显特征表现在低层具有强的风切变和明显的速度矢图的曲率，这有利于加强了风暴发展的旋转和发展。值得注意的是速度矢图的曲率指的是风切变矢随高度的变化，而不是风速矢随高度的变化。在这种环境中所产生和发展的风暴已经具有增加自身发展为超级单体风暴的潜势。10图6-11垂直风切变矢量示意图图6-12风矢及其相关的速度矢图据统计分析，图6-13为加拿大伯塔地区三种不同类型雹暴的典型速度矢图，图中横坐标和纵坐标均为风向和风速坐标，每一点的数字表示风矢的高度。这种速度矢图能很好地表示环境水平风向风速随高度的变化情况

32、。由图可见，产生普通单体雹暴（图a）的环境随高度的分布杂乱无章，基本上是一种无序的分布，而且风速随高度的变化也较小；而多单体雹暴（图b）和超级单体风暴（图c）的风向风速随高度分布是有序的，风向随高度的变化值也比普通单体雹暴的大。从图上还可以看出，多单体雹暴和超级单体在整个对流层中，它们的风向和风速的垂直切变值，没有明显的差别。它们之间最大的差别在于云底以下低层中风速和风向随高度的变化，所以，强的对流层风切变对于强对流天气的产生是必要的。13图6-13加拿大阿尔伯塔（Alberta）地区三种不同类型雹暴的典型速度矢图（a）普通单体雹暴（b）多单体雹暴（C）超级单体雹暴（由Chisolm和Reni

33、ck,1972提供垂直风切变及水平涡度如果忽略水平变化对垂直运动的贡献，那么水平涡度主要由水平风的垂直变化所产生的，因此水平涡度是垂直风切变的产物。速度矢图上的水平涡度速度矢图上某层水平涡度矢指向此层切变风矢的左侧并与其成90交角的矢量，水平涡度大小与此层的平均风切变大小成正比，如图6-14所示。速度矢图上的垂直涡度根据风暴运动和垂直风切变特征，风暴运动部分水平涡度能够并入风暴的上升气流中，从而产生旋转效应即产生垂直涡度。风暴相对气流(storm-relativeflow)风暴相对气流是指在某个层次上，相对地面风速V减去风暴运动速度C。即Vr=V-C,风暴相对风速Vr可以表示为从风暴运动风矢尾

34、C的矢指向相对地面风速V矢尾的矢量。如图6-15所示。当环境风为西风且其风速大小随高度而线性增长，风暴单体以环境平均风速大小向西运动时，风暴相对气流示意图如图6-16所示。此时，在低层风暴相对气流方向向西（东风），中间不存在风暴相对气流，至高层向东（西风）。图6-14速度矢图的垂直风切变矢量（S）和水平涡度矢量（H）关系示意图图6-15对于一个移动速度矢量等于环境风矢量（左边）的单体的风暴相对风（右边）io图6-16风暴相对风：由地面相对风V减去风暴运动C而获得。10图6-17相对地面速度矢图（ground-relativehodograph）风暴相对气流和降水的关系风暴相对气流决定了降水分布

35、。由于降水形成于凝聚层（或其上），风暴相对气流在这一层上尤为重要，这表现在：（1）如果降水降落到风暴低层气流入流处，那么风暴的进一步发展受到抑制。（2）如果风暴相对气流携带着降水远离风暴低层气流入流处，那么新生单体将会重新获得不稳定能量，风暴相对气流能导致风暴一侧辐合的加强，从而使得新生单体在此侧周期性地产生和发展。所以，风暴相对气流对风暴的生成和发展起着重要的作用。风暴相对气流对低层入流气流的作用风暴相对气流能够反映低层入流气流强度，从而有助于确定新生上升气流发展的位置及其潜在强度。风暴相对气流使得阵风锋不能远离风暴，这就很大程度上加强了风暴下方的气流辐合，从而导致更强的上升气流。同时，低层

36、风暴相对气流的强度和方向还决定了风暴水平涡度是如何倾斜转换成为垂直涡度以及水平涡度。另外，相对地面速度矢图和风暴相对速度矢图的实例如图6-17和6-18所示，与垂直运动中心的关系也就是超级单体风暴产生旋转原因之所在。10图6-18风暴相对速度矢图（storm-relativehodograph）沿流线方向涡度水平涡度可以分解为两个分量即沿流线方向的涡度和垂直于流线方向的涡度，沿流线涡度是指平行于风暴相对气流的水平涡度分量，垂直于流线方向的涡度是指垂直于风暴相对气流的水平涡度分量。如图6-19所示。沿流线的涡度对旋转的作用表现在：沿流线方向的涡度决定了上升气流所产生的旋转，切变（水平）涡度能通过

37、风暴上升气流倾斜作用产生垂直涡度，沿流线方向涡度决定了垂直涡度中心（产生于倾斜）和垂直速度中心（与风暴上升气流有关）之间的关系。（1）如果水平涡度沿流线方向的分量不够大，那么由倾斜产生的垂直涡度将位于上升气流的一侧，而不是位于其中心。（2）沿流线方向涡度分量的增加将导致上升气流核和进入上升气流的切变涡度之间的联系更加密切，随着沿流线方向涡度分量的增大，上升气流中心和垂直涡度中心将在同一位置上。（3）如果沿流线方向的水平涡度足够大，那么风暴的上升气流将产生明显的旋转，此时还要求低层风暴相对气流足够强，大约超过20节（10m/s）。12图6-19风暴相对速度矢量的涡度的分解其中h为水平涡度，s为流

38、线方向涡度，c为垂直流线方向涡度，S为风切变矢量风暴相对螺旋度(storm-relativehelicity)Brandes于1989年提出风暴相对螺旋度，它是衡量螺旋度的一个具有明确意义的物理量。风暴相对螺旋度取决于风暴相对气流沿流线方向的涡度，而这些因子又取决于低层垂直风切变的强度和方向以及风暴的运动。其表达式为：z-Hsr=0(V_C)rdz图6-20风暴相对螺旋度的定义螺旋度的几何意义风暴相对螺旋度简单的几何意义为：它与速度矢图中两个层次之间的风暴相对风矢量所扫过的区域成正比，通常情况下，两个层次是指地面和可观察到风暴入流的顶即LFC高度,实际应用时，气流的入流层大约是指0-2km或0

39、-3km间的层次。如图6-21所示。10图6-2103km高度内层风暴相对螺旋度的示意图其中.H3为3km高度上的水平涡度矢，Q为3km高度上的风切变矢，VSRO为地面风暴相对速度螺旋度与旋转潜势的关系相对风暴螺旋度反映了一定气层厚度内环境风场的旋转程度和输入到对流体内环境涡度的多少，其量值反映了旋转沿运动方向运动的强弱。单位为m2s-2。风暴相对螺旋度可以用以估算垂直风切变环境中风暴运动所产生的旋转潜势，也就是说，气流入流层上沿流线方向的涡度可以进入并与上升气流核作用，在风暴的相当深层产生强大持久的旋转。当沿流线方向的强涡度与低层强风暴相对气流相结合时，风暴相对螺旋度或旋转潜势尤其大。实际上

40、的速度矢图的高曲率与20节以上的风暴相对气流结合时，就有可能产生大的螺旋度或旋转势。螺旋度与垂直风切变以及风暴运动之间的关系在业务工作中可以利用垂直风廓线计算螺旋度，但是由于中尺度的风场变化对速度矢图的影响较大，所以有效地应用风暴相对螺旋度的关键就是在风暴发展前后对速度矢图进行修正，这在实际操作上却相当困难。如今多采用风廓线仪、VWP、网格预报资料以及“FD”风场对风廓线进行订正。风暴相对螺旋度计算时还应考虑另一个关键的因子即风暴运动。然而在许多个例中，由于准确预报风暴运动是不可能的。因此，业务上对风暴运动所产生的潜在效应的认识就变得尤为重要。这表现在：对于给定的速度矢图，在风暴运动的范围内，

41、沿流线方向的涡度和风暴相对入流可能达到最大。在较为准确的垂直风廓线所提供的斜T-logP图或速度矢图就可以确定超级单体风暴所产生最大威胁的风暴运动范围。如果风暴的运动速度非要达到不现实的程度才能使得风暴相对螺旋度超过150m2/s2或者低层强入流气流（其速度通常超过20节），那么不可能出现超级单体风暴。220/15图6-22Conway，MO测站的风廓线，其中风暴运动为图6-23Conway，MO测站的风廓线，其中风暴运动为220/45如果对风暴运动的大多数合理估计与风暴相对螺旋度（低层强的风暴相对气流）的大值有关，则超级单体出现的可能性将相应提高。如果所观测风暴运动与风暴相对螺旋度大值有关，

42、那么风暴环境将有利于超级单体风暴的发展。图22和23为不同的风暴运动对风暴相对螺旋度和风暴相对入流的影响情况。风暴相对螺旋度与龙卷之间的关系初步研究表明龙卷强度与风暴相对螺旋度之间存在着一定的关系，剧烈龙卷通常伴随着强风暴相对螺旋度的发展而产生。如图6-24所示，在0-3km的层次中（此层大约是风暴气流入流层），弱龙卷（F0-F1）、强龙卷（F2-F3）和剧烈龙卷（F4-F5）所对应的风暴相对螺旋度值分别达到299m2/s2、300-449m2/s2和450m2/s2。然而，这些数值仅是依据少数的样本而得到的，因此，以上数值并非绝对标准。在龙卷的发展过程中，还应该考虑其他的因子，比如CAPE、

43、中层的风暴相对气流强度、入流层实际厚度等，因为这些因子对龙卷的发展也有实质的影响。图6-24平均风暴相对螺旋度与龙卷强度（F尺度）的关系尽管风暴相对螺旋度能够很好地估计风暴的旋转潜势。然而，风暴相对螺旋度并不能同样有效地确定风暴是否将发展成为龙卷或者所发展龙卷的强度。风暴相对螺旋度与CAPE之间的关系观测和研究表明，强中气旋常常与风暴相对螺旋度的大值有关，同时风暴相对螺旋度和造成强烈旋转上升气流的CAPE之间也存在着密切的关系。图6-25所示的02km之间的风暴相对螺旋度和CAPE之间的关系表明，当CAPE减弱（增强）时，02km之间风暴相对螺旋度的增大（减小），有利于剧烈龙卷的发展。显然，对

44、于给定的CAPE值，对应于一个与风暴旋转程度相符的风暴相对螺旋度值的范围。通常风暴相对螺旋度的大值产生于低层强入流气流，同时，如果CAPE足够大的话，临界的风暴相对螺旋度仍然能够使得风暴旋转得以维持，图6-26至图6-29是不同螺旋度和CAPE所对应的超级单体环境的实例，剧烈龙卷出现在前三种实例中。在龙卷爆发时，风暴相对螺旋度大值能在大范围的风暴运动区域内维持数个小时。然而，这并不能说明较小的风暴相对螺旋度值就意味着不存在孤立的剧烈龙卷；只是由于孤立的剧烈龙卷尺度很小，以致于探空网络无法探测到。小值风暴相对螺旋度环境能成为局地龙卷环境应归因于风暴尺度过程及其相互作用。13图6-25CAPE和0

45、2kmAGL上风暴相对螺旋度之间的关系分布图单位：CAPE:Jkg-1螺旋度：m2s-2（此图由Johns等1992年提供）其中资料来源于JDJ资料库中20R85和30R75风暴运动的242个个例，图中三角形所代表的风暴运动为30R75,其余形状所代表的风暴运动为20R85；30R75的风暴运动表示风暴在偏离平均风左侧30方向以其75的速度运动；本节小结速度矢图是研究垂直风切变最有效的工具。速度矢图由切变矢量组成，其长度表示切变矢量的强度，在速度矢图上可以很简单地表示出风暴的运动和风暴相对风场。超级单体风暴的速度矢图通常在风暴入流层中呈现出强烈的顺时针切变，但是，切变足够强时，直线形式的速度矢

46、图也能够产生超级单体型对流。垂直切变的出现表明了水平涡度的形成，并且，水平涡度能够通过风暴的上升气流而倾精品文档斜成为垂直方向的涡度。顺流线方向的水平涡度分量决定了与上升气流中心相关的水平涡度的强度。风暴相对螺旋度：指的是风暴相对风场和顺流线方向涡度的积分效应。其大小与速度矢图上两个层次之间风暴相对风所扫过的区域成比例。能够用以估计风暴从上升气流中获得的旋转潜势大小。6.3超级单体风暴动力学引言在决定超级单体风暴的结构、运动特征和持续时间时，认识其动力过程极其重要，这表现在：（1）当正在发展的超级单体与垂直切变的环境相互作用时，中层强旋转作用能够产生抬升力使得上升气流加强，这种效应与浮力无关。

47、（2）同时抬升力也促进了风暴的分裂，并且引起超级单体沿着风暴承载层（storm-bearinglayer）平均风的右侧（或左侧）持续传播。而且，在超级单体内上升气流的旋转作用使得风暴能以准静止状态存在。（3）在切变风矢随高度顺时针变化环境中的动力相互作用能使得气旋式旋转的右移风暴加强，抑止分裂对中的左移风暴。要注意的是，此章描述的概念模型是基于数值模式的研究，在一定程度上，这些结果对于研究实际风暴是有帮助的，然而，模式模拟也存在理想化（即具有水平均匀、不存在边界等特征）的不足，并且模式的某些参数化过程还存在争议。对流层中层旋转发展的初始特征以下讨论基于单向风切变环境中风暴数值模拟的结果。上升气

48、流两侧的旋转特征当风暴中的上升气流与环境垂直切变气流相互作用时，水平涡度将倾斜为垂直涡度（图6-30a），结果使得气旋（反气旋）性涡旋在初始上升气流的右侧（左侧）（注意：此处的左右侧是相对于环境风而言的，下同）得以发展，形成一对涡偶。上升气流两侧的上升运动特征与上升气流有关的拉伸效应能够使得涡偶环流振幅明显增强，从而导致对流层中层上升气流两侧强大旋转的产生，此旋转作用能产生垂直气压梯度，有利于初始上升气流的两侧新生单体的发展（图6-30a）。中心附近的下沉运动特征当上升气流驱动的降水集中于主上升气流时，降水拖曳能激发下沉气流的产生，形成两对涡偶（如图6-30b所示）。风暴分裂的特征冷池的作用在

49、超级单体风暴成熟阶段，与下沉气流相关的冷池从风暴底部向外扩展（图6-30b）。冷池与风暴运动的关系密切，这表现在：（1）由于风暴冷性外流气流很快切断低层的暖湿气流，从而使得在弱垂直风切变环境中发展的风暴生命史较短。（2）强的垂直风切变（大约10-2/s）能使风暴维持时间较长。这是由于当垂直风切变强时，风暴入流气流和阵风锋的冷池外流气流之间的平衡给发展中的风暴单体提供了源源不断的暖湿空气。同时产生于对流层中层强旋转作用的抬升力也能加强主上升气流两侧新生单体的发展。16图6-30在西风切变环境中典型涡管与对流单体相互作用的示意图（a）初始阶段：此时涡管在上升气流的作用下形成一对涡偶（b）分裂阶段：

50、此时分裂的上升气流使得涡管向下倾斜，形成下沉气流，出现两对涡偶。其中左上角图示为环境风分布、柱状箭头表示风暴相对气流的方向，粗实线代表涡线，环状箭头表示旋转，阴影箭头表示促使上升气流和下沉气流发展的外力，垂直方向上的虚线区为降水区。（从东南方向来看）侧向传播由于作用于初始上升气流两侧抬升力的作用，使得新生上升气流在初始上升气流的左右两侧得以发展（注意：此处的这里“左右”是指相对于风暴的初始运动，通常相当于风暴承载层的平均风）。这种传播过程使得初始上升气流分裂成为两支新生上升气流，其中一支以气旋式旋转并向平均风的右侧移动，另一支以反气旋式旋转并向平均风的左侧移动。沿流线涡度的增加最初，气旋（反气

51、旋）式旋转位于主上升气流的右（左）侧。然而，传播过程使得风暴运动更倾向于初始主风暴运动方向的右（左）侧，从而改变了风暴相对入流气流。正如图6-30b虚线柱状箭头所示，分裂风暴两侧的沿气流方向的水平涡度经历了一个增长的过程。上升气流中心的旋转随着流线方向水平涡度分量的增加，上升气流中心和垂直涡度的关系越密切。也就是说，整个上升气流开始旋转，并不只是某一侧上升气流出现旋转（假定流线方向水平涡度分量和风暴入流是足够强）。双旋转风暴的结果取决于单向风切变环境中垂直风切变的大小，分裂过程最终能够导致气旋（反气旋）式的旋转上升气流，此旋转上升气流移向风暴承载层平均风（和垂直切变风矢）的右（左）侧。以这种方

52、式，风暴分裂过程能大大增强某一风暴获得旋转的潜势（从而出现超级单体风暴）。旋转诱发产生了沿上升气流两侧的垂直气压梯度，这是风暴分裂过程的基础，甚至在无降水诱发下沉气流时亦如此。同时降水能够大大加强风暴的分裂，但这并不是必要条件，因为模式所模拟的无降水风暴仍然存在风暴的分裂。右移风暴的选择性加强风暴的分裂过程能够产生气旋（反气旋）旋转风暴，并移向风暴承载层平均风的右（左）侧。但是，持续气旋式旋转风暴出现的频率比反气旋式旋转风暴出现的频率大得多。因为与强垂直风切变有关的速度矢图中的风切变矢量随着高度的变化，从低层到中层通常表现为顺时针方向旋转（如图6-31a）,所以气旋式旋转风暴一般是加强的。注意

53、我们这里说的是风切变矢量随高度顺时针旋转，而不是风矢量！环境风矢量可以出现较大的随高度的顺时针旋转但仍然与单向性切变相联系（图6-31a）。切变导致的垂直气压梯度当切变风矢量随高度顺时针变化时，动力作用诱发的垂直气压梯度能使得分裂产生的在主上升气流右侧的上升气流得以加强，而抑制了其左侧的上升气流。垂直气压梯度并不是由旋转作用产生的，而是由低层到中层的切变矢量的取向产生的。这表现在：（1）当上升气流与垂直风切变气流相互作用时，一个沿各层切变矢量方向的从高压指向低压的水平气压梯度穿过上升气流（见图6-32a）,水平气压梯度是切变风矢和与上升气流有关的垂直运动的梯度的函数。（2）在单向性切变中，各层

54、高压（低压）的发展位于上升气流的逆切变（顺切变）一侧（见图6-32a）。对于定常的切变而言，由于高空上升气流（因此垂直运动的梯度）比近地面强，因此这些气压梯度随着高度而增强，结果，在上升气流的逆（顺）切变一侧，高空的气压与近地面的气压的差值较高（低）。这种垂直气压的分布加强了上升气流顺（逆）切变一侧的低层上升（下沉）运动；上升气流顺切变一侧的上升运动加强了低层风暴相对入流，并有利于新生单体在顺切变的发展。然而，与单向性风切变有关的垂直气压梯度对于分裂偶中气旋式或反气旋式的风暴加强并没有作用。这可以参考图6-33和图6-34的上图。图6-31描述风矢、风切变矢和风暴运动之间关系的速度矢图（a）单

55、向性切变（b）弯曲切变廓线其中细实线矢量表示在某一高度层上的相对地面风，细虚线矢量表示相对地面左移（L）和右移（R）的超级单体运动方向，粗矢量表示给定高度上的风切变矢量。上述两种情况的风矢量随着高度均顺时针变化。（3）当切变风矢量随高度顺时针变化时，分裂的上升气流对中的气旋式旋转的上升气流加强（见图6-32b），与单一方向的垂直切变风矢量情况一样，在各层切变矢量方向上，形成穿过上升气流的水平气压梯度。然而，如果切变风矢随高度顺时针变化，水平气压梯度加强了风暴右侧（左侧）的上升运动（下沉运动）。这些水平气压梯度增强（削减）了由旋转产生的位于初始上升气流右侧（左侧）的垂直气压梯度。这可参见图6-3

56、3和图6-34的下图。总之，当速度切变矢图表现为较大的顺时针弯曲时，左侧上升气流可以被抑制到相当大的程度，以致于在雷达回波图上表现不出明显的风暴分裂过程，风暴将向此风暴承载层平均风的右侧移动。总结超级单体风暴与非超级单体风暴的区别在于前者具有强的、持续的旋转。当上升气流与环境风垂直切变相互作用时，水平涡度能倾斜为垂直涡度继而产生旋转。由于上升气流的拉伸作用，在初始阶段，旋转在高空最强。但是，此时上升气流中心和垂直涡度中心的相关性并不好。作为对中层强大旋转的响应，动力作用所产生的抬升力使得上升气流加强并促使风暴分裂，这就使得由倾斜产生的垂直涡度中心和上升气流中垂直速度之间的关系更加密切了。当风暴

57、在强的单向性切变中发展时，风暴分裂导致气旋（反气旋）式旋转风暴移向风暴承载层平均风的右侧（左侧）。图6-35和图6-36揭示了1964年4月3日的风暴分裂过程。当切变矢量随高度顺时针变化时，分裂产生的上升速度对中的右移上升速度（左移）将增强（减弱）。一段时间后，这个过程将在上升气流的主要部分导致强的、持久的旋转。非超级单体风暴主要是由不稳定能量和阵风锋驱动的。这些因子也有利于超级单体风暴的发展，但是动力学过程（产生于风暴和垂直切变环境之间的相互作用）在决定超级单体风暴发展及其特征时起了更加重要的作用，同时动力过程也对非超级单体风暴有所影响，不过其影响程度较小。图6-32垂直气压梯度力和上升气流

58、与环境风切变相互作用示意图（a）表示环境风切变方向随高度不改变的情形（b）表示环境风切变方向随高度顺时针变化的情形其中左上角图示为环境风分布、平状箭头为平行于切变风矢的由高气压（H）指向低气压（L）的水平气压梯度，+和表示气旋式和反气旋式涡度，黑色箭头表示垂直气压梯度方向（摘于Rotunno和Klemp1982）图6-33在弱和强的垂直风切变廓线中上升气流的演变过程其中左侧的速度矢图指示了0,2.5和5km层次上的风矢类型，大圆圈和小圆圈分别代表相对强和弱的上升气流，点线表示上升气流单体的路径。图上描述了各个风暴初期和成熟期的上升气流结构，L为中层中低压的位置，上升气流的旋转方向（若具有的话）

59、由箭头指示出。14图6-34地面至7.5km高度之间具有风切变的两种风廓线环境对风暴40、80和120分钟的数值模拟结果的俯视图上图为风暴在单向性切变环境中的发展过程，下图为风切变矢量在地面至2.5公里高度间随高度顺时针旋转而2.5公里以上的风切变矢量随高度的变化与上图相同时的风暴演变过程其中风切变矢量在地面至2.5km高度之间随高度顺时针旋转（粗实线），图上显示了低层（1.8km）的降水场，其等值线间隔为2g/kg，中层（4.6km）上升气流区（虚影区域）以及地面冷锋外流边界（勾状线）图上亦标出各时次上升气流中最大上升气流速度（m/s）,虚线为上升气流中心的轨迹，图6-351964年4月3日

60、风暴的速度矢图图上显示了直线的特征（摘于Charba和Sasaki,1971）19图6-361964年4月3日风暴运动的轨迹由于环境风切变矢量的方向随高度基本不变，左移和右移风暴都显示岀持续性(摘于Charba和Sasaki,19716.4强风暴的雷达反射率因子特征目的了解弱回波区(WER)的雷达反射率因子三维特征了解超级单体风暴的雷达反射率因子特征引言一旦对流环境和可能的风暴类型被预报，对于雷达操作者来说，明确所有风暴种类的特点、结构及其演变是极其重要的。只有具备了以上的知识，才能提前预报强天气的发展。本节将集中描述风暴的反射率因子特征及其演变，包括弱垂直风切变环境中强风暴的发展，即所谓的“

61、脉冲风暴(pulsestorm)”；中等程度的垂直风切变环境中强风暴的发展以及超级单体风暴。弱垂直风切变环境中的强风暴即脉冲风暴(pulsestorm)的特征脉冲风暴是发展迅速的强风暴，它产生于弱的垂直风切变环境中、较深的低层湿层、高度的垂直不稳定性。尽管脉冲风暴具有单个单体的特征，但是真正单个单体很少出现。强脉冲通常是在松散组织风暴中几个演变单体中的一个。强脉冲单体通常是晚于浅对流和若干非强单体而出现的。这是因为：(1) 非强单体风暴调整了局地风暴环境的气流结构和热/湿层结构。(2) 如果低层丰富的湿空气局限于一薄层中，那么非强单体风暴的作用会使薄层变厚。一段时间之后，局地环境被前期单体的这

62、些作用所“调节（conditioned）”，接着强脉冲单体生成。而强脉冲单体生成以后所产生的的单体通常为非强单体。虽然强单体通常是短命的（一般小于30分钟），其母风暴也许能存在一到两个小时（取决于垂直风切变的强度）。强天气通常局限于生命史较短（约515分钟）的下击暴流、冰雹（直径通常少于1英寸）以及弱的（如非超级单体风暴）龙卷，然而，强烈的微下击暴流（microburst）和强冰雹也的确会出现。脉冲风暴的雷达回波演变过程由图6-37可见，脉动风暴的回波结构有三个特点：（1）出现初始回波的高度，一般在6km9km之间；（2）强回波中心值一般大于50dbz；（3）强中心所在的高度也较高，一般在-1

63、00C的高度左右。由上面回波强度可以说明云中的上升气流很强，而且上升气流的上面存在水份积累区。这对云中的冰雹生长是很重要的。与脉动风暴相伴随的强烈天气现象通常包括短时暴雨、下击暴流、小冰雹（通常直径小于2.5cm）以及龙卷。然而，强烈的微下击暴流和大冰雹有时也会发生。另外，多普勒雷达回波速度场中可分辨出的气流包括风暴顶的强辐散，云底附近或其上的强辐合。如果强单体风暴能产生下击暴流，那么近地面强辐散信号对应于地面的强风。通常，高空强辐合与近地面强外流气流有关，而且，近地面最强外流气流的位置常常在高空最强辐合中心的下方。由于脉冲风暴所诱发的强天气过程是快速爆发的（515分钟），因此，一旦探测到近地

64、面的辐散信号，也无法对脉冲风暴发出有效警报。雷达探测脉冲风暴的较有效的方法是要注意出现初始回波的高度，最大回波强度值及其所在高度。同时，也可以应用VIL产品和CR产品来帮助识别这类风暴，当VIL值较大，CR产品中的最大回波强度值很大及其所在高度较高时，可以推断可能产生强脉冲单体风暴。图6-37上图为普通风暴垂直剖面的演变过程，下图为脉冲风暴垂直剖面的演变过程其中等值线为logZ，暗区的强度超过50dBz中等到强垂直风切变环境中风暴的特征由于多单体风暴由处于不同发展阶段的单体组成，强烈多单体风暴和普通多单体风暴的特征存在差别。因此识别强和非强风暴之间的雷达回波差别极其重要。同时，明确超级单体风暴和非超级单体风暴之间的基本动力学及其相应的雷达回波特征之间的区别也是很重要的。风暴结构之间的差异与强天气过程（如龙卷、大冰雹和灾害性风