对流性积雨云的演变和影响Word文档格式.docx
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四、对流性积云发展后常出现的几种恶劣天气
1、多单体雷暴
2、超级单体雷暴
3、飑线和类似系统
4、龙卷风和下击爆流
五、雷暴内部的电荷分布与雷击现象
六、总结与名词解释
说明：
1、本文基于《XX百科》和《大气科学》缩写，旨在扫盲性教育作用，请勿作为教材使用。
2、因笔者能力有限，本文基本不涉及热力学、动力（静力）学方面的内容，特别是公式类。
3、本文涉及较多笔者理解，可能会有所偏差，请随意跟帖指正，谢谢！
一、对流性积云的定义：
对流性积云一般是夏日午后，或中尺度环流形势造成的结层不稳定情况下，诞生于热对流中心附近的一类中型云体（有时可以较大）。
通常情况下云体是垂直发展的，云体在初生之时较为分散，云底平整暗灰，云顶呈现不规则的亮白色。
对流性积云的初始形成条件是大气的结层不稳定，也就是在大气边界层①内侧，相对上升气团的有效位能转化为重力势能后其高度大于或等于当时的边界层临界高度（云盖逆温的位置），当处于临界高度和0℃等温面之间时，常常形成暖积云，一般无降水或较少；
而一旦高于0℃等温面，其会出现冷云并形成各种演变。
而有效位能又直接想关于其相对于同一层面的其他气块的温度正差，所以也可以理解为：
当一个气块绝热上升②时，其温度下降到和周围环境温度想同时的铅直高度，如果这个高度大于等于临界高度，那么就有较大可能形成积云，特别是当这个高度大于等于0℃等温面时，形成积云几乎是一种必然。
从环境条件上看的话，这种不稳定一般出现于地面和高空的垂直温度梯度异常的情况下。
其在我国还是比较多见的，比如冬季冷锋过境时的锋面强降水带、春季长时间在长江流域维持的梅雨锋、夏季我国中东部常出现的热对流系统，以及风季的热带气旋……这些系统中的局地临近降水预报都可以用对流的演变情况来做一定的参考分析。
积雨云的发展过程：
当局地的垂直条件满足结层不稳定时，常常会出现一个个散乱的相对热中心，因为该地区气团温度升高，则必然体积增大，气压升高（不一定），密度下降，当其体积或气压增大到一定的程度——一般是浮力大于重力时，气团遍开始出现垂直上升的速度分量，此时因为大背景气流的关系，常常会出现上升路径偏向气流下游所在位置的情况，而同时上升热柱有旋转倾向，但是在垂直尺度上不明显（因为科氏力作用于小系统的量级相对较低，常常忽略）。
众所周知，大气边界层内是处于相对于对流层是逆温的情况下的，也就是高度越高、气温越高，这样在气团逐渐上升的过程中，其相对于周围的环境温度正差会降低，对应于浮力的减小，而当系统一旦在没有达到临界高度的时候浮力已经小于重力，那么将转为水平发展，也就发展不出积云乃至积雨云了。
而一旦系统突破了这个临界高度，那么系统开始正式进入积云的初发展期——浅积云状态。
在对流层顶和云盖逆温之间，气温是随着高度的逐渐增加而下降的。
相对较热的气团在其中做绝热抬升，温度也会随着高度的下降而下降，对应于内部饱和水汽值的下降。
这样当气团上升过程中内部的水汽含量大于饱和值时，也就是系统内达到水汽过饱和状态，则必然会有小水滴释出，从而逐渐形成我们常见的云。
而在系统尚未达到0℃等温面的时候，这种云叫做暖积云。
在浅积云中，其主要特点是云体上端外围不规则但是有明显的边界，而底层开始出现灰色或深灰色的深色调。
同时因为在对应的上升气流中，水平尺度的气团内部参数差异一般很小，所以积云的云底较平，有时还可以看到明显的纹路。
发展期的上升流，其速度一般较慢，但是对流范围集中，内部温度梯度很小，气团和周围的热交换也比较少，所以通常突破临界层的对流一般都可以出现对应的暖积云。
而因为这类云团的形成原因，在大片天空看其分布常常呈现不规则的散乱块状，其原因是各个上升柱之间因为气团的相对运动，会出现沿着云体下沉的补偿性气流，而这种气流通常是绝热的，也就是随着其下沉，内部温度上升，饱和水汽值上升，导致云体间晴空区的出现。
积雨云初期：
随着系统的逐渐上升，其云体逐渐抬升到0℃以上时便开始出现云内水汽的凝结过程，此时我们称原来的浅积云转化为浓积云，同时云体进入冷云阶段。
当一个积云进入浓积云阶段后，其内部开始出现小水滴析出并结冰的过程，此时积云的中层的外边缘开始逐渐变得模糊，同时云体内部出现小雪晶。
而因为上升气流的推动，小水滴在没有达到一定的重量之前很少会快速下坠脱离积云云体，此时对流依然近似处于绝热上升状态，气温继续随着高度的增加而下探。
同时此时云体一般已经受到中层风的影响，其铅直方向上的摆动不在呈现一致性，也就对流热泡在上升过程中可能会在不同层面因为不同的风向和风速而向不同的层面摆动。
当一个对流单体在继续上升的过程中，特别是当对流单体的云顶逐渐接近冻结高度的时候，其内部因过饱和而析出的水汽分子往往会因为互相之间的合并、尘埃的作用……外界因素而逐渐膨胀其本体体积并加大重力，通过流体动力方程我们可以得到其重力的膨胀率一般＞空气阻力对它的支持力增率，当系统的重力一旦大于空气阻力，就会产生一个向下的加速度，于是相对于周围的速度增大，支持力增大，加速度再次向上，相对速度减小……在如此往复循环的过程中，水滴的重力愈来愈大，直到其支持力再也无法达到其重力的大小，此时水滴开始以一个基本恒定的加速度下落，并最后达到其稳定速度并脱离云底——降水形成。
降水形成的另一个结果是水滴对于其周围的空气产生了一个向下的拖拽力，虽然对于单个水滴来说这可以忽略不计，但是如果考虑到云体内以千万计的总量，这个力就相当的可观了——探测表明，在一个接近成熟的对流单体（积雨云体）内，其下降的气态外物质下降导致的下拽力在局部地区可以抵消上升浮力和云体重力，导致云体内局部的下沉气流出现。
而众所周知，这个下沉气流对于积雨云的继续发展是不利的，可以说是云内自身携带的一种自我销毁机制。
浓积云阶段的系统，一般云底已经可以看出明显的暗灰色，云中段边缘通常整体较为平整，但是有密集的小突起和凹陷，而云顶则呈现明显的圆弧形突起，顶部不规则但是边界比较清晰，又是可以看到在云体上方还有快速移动的小的丝状云。
同时浓积云因为周围依然有补偿性气流存在，和其他的对流单体之间的连接还不是很充分，所以虽然其范围较浅积云更大，但是还可以看到两者之间的间隙，只是这个云间的过度区已经日益狭窄。
浓积云：
在浓积云阶段，积云体在上升过程中已经可以产生较大幅度的降水，而其高度仍未达到一个强对流体理想的程度。
随着其继续发展，当云体上端开始接触冻结层时，系统就进入了成熟阶段。
顾名思义，当系统的云顶部分刚进入冻结层时，因为水平温度差太大的缘故，系统内的水汽会直接析出并凝结成冰晶，固态的冰晶和雪片、水滴的折射率……完全不同，所以在凝结层高度以上的云体比下端对留柱看上去边缘要更透明，边界更不清晰，同时云顶部分还会出现丝状云系，这些都是冰晶形成的高层云。
而从云顶的角度来说，由于此时云顶云顶的析出的水汽已经直接形成冰晶而掠过了密度较小的雪片环节，同等质量下其体积小，受到的空气阻力也小，于是当其达到一定重量，下称突破冻结层后，在中下层的云体中，其会作为一个凝结核对于降水产生加强的作用，底层在这个时候开始出现降水强度的明显带状分布，通常以对流上升气柱最为强烈的地区为降水中心（有时在发展期的浓积云中其他性质的气溶胶也能造成同样的效果）。
在浓积云云顶高于冻结层高度不多的时候，我们可以称之为秃积雨云。
这是一种很短暂的过度阶段，常常只能维持几分钟左右，其特点是在云顶边缘附近有白色丝状云系产生，同时云顶轮廓开始模糊不清，从地面上观察通常云顶的部分还会偏蓝。
一般情况下，秃积雨云的形成和快速演变为鬃积雨云或演变出宽大的云砧系统，则代表着一个强对流单体，也就是一个雷暴单体即将诞生。
秃积雨云：
随着时间的发展，秃积雨云云体在凝结高度以上的部分越来越多，其顶部结晶程度加剧，此时云顶部分的温度一般都可以达到-60℃左右，外观上出现越来越多的白色毛状云系。
当系统的顶层开始接触对流层高层的急流之后，系统便转化为鬃积雨云，同时云顶开始向四周扩散，并逐渐形成云砧。
从气流的角度看，接触250hPa及其以上的高空急流后，云顶部分的流出条件一下子转好，云体内部的对流热柱也加速上升，此时积雨云编进入了其成熟期后期。
在这一阶段，云体上部的冰凝结核产生量急剧增大，内部冰晶互相合并、增大，逐渐下坠后在云体中部不断被水汽附着其上并逐渐融化，而后脱离云体落地成雨。
有的时候整个对流强度过大、内部下沉补偿流强烈，同时云顶温度很低，冰凝结核在落地时并没有完全融化，则会在近地面产生冰雹过程，其强度直接正比于冰晶核下降的速度。
从云体外观上看，因为平流层是热稳定层（温度随着高度的增加而增加），所以对流热柱主体在上升到接触平流层的位置时停止，并随着高层风向向西周扩散形成大范围云砧，当高层风矢量较小时会形成对称的蘑菇状云团（类似核弹爆炸），云砧边缘一开始较为清晰，后期随着冰凝结核的增多而逐渐模糊、多丝状云带向外延伸，其在积雨云达到极盛期的时候在水瓶尺度上甚至会膨胀到远离对流中心5-15倍的热柱直径。
鬃积雨云在进入极盛期前：
当一个鬃积雨云发展处云砧或者明显而平整的云顶时，一般可以说该对流单体进入了极盛期，同时这个时刻也是积雨云作为一个雷暴单体形成的零时刻（本节下文和下一节以此作为时间轴了）。
云砧：
从气流动态来看，此时的积雨云内部的上升气流逐渐达到最大值，但是其云顶部分的温度因为先假绝热，后绝热上升的关系，内部温度已经等于或者低于周围的云体，形成位于对流层上层的冷区，从扫描上可以很明显得看到这个迹象。
而同时底层的辐合中心强度也逐渐达到最大值，内部的下拽气流稍落后于上升气流的发展，使得一个单体雷暴在形成初期依然会有比较明显的强度跃升过程。
而同时高层的云砧在风的作用下向四周扩散，同时热柱所在位置因为惯性，还会形成一片凸起的冰晶云上冲到平流层中，这一部分通常镶嵌在云砧上风向的一侧，称之为上冲云顶。
另外，随着系统中心的强上升气流的发展，系统移动路径的后侧常常会形成一个下沉性的气流补充地区，这个地区近地面处常常盛行凉干冷的下沉风，气压相对于周围其他地区有明显的升高，会形成所谓的雷暴高压，其变化幅度有时可以达到5hPa左右。
同时这个系统对于周围环境中其他的对流热柱有加剧其抬升的作用，条件符合时其连锁反应可以导致最初的系统周围一连串的雷暴发展并逐渐融合，此时就会有多单体雷暴乃至飑线的发展。
在一个雷暴单体的内部，通常存在一条移动方向前部的上升气流柱，一条后侧的下沉补偿气流，同时期间还夹杂有大量降水形成的下拽气流。
而系统的下拽气流处一般对应于底层降水最猛烈的位置，同时在降水带前侧通常有一个明显的风向变化过程——气旋性转反气旋性，这是因为雷暴作为一个主体，是热柱上升气流，其前部底层自然是辐合形态的气旋性环流，而后侧随着下拽和补偿气流导致的雷暴高压的形成，底层会出现一个小尺度高压中心，其周围通常有1：
2于雷暴主体大小的反气旋区域，在两种环流相交的地区就形成了一条小切变线，通常两侧风速会达到整个系统过境时的最大值，对于一个成熟的系统来说越在6-7级左右，如果形成其他类型的系统则下文另说。
从降水的角度来分析，雷暴内部从水汽类型可以分为：
液态水、雪片、冰晶三种，而从水的相态分析则有凝结层、0℃等温面、冻结层三层。
其中凝结层为气团由饱和转为过饱和的一个层面，也是浅积云开始形成和云底的位置；
而0℃等温面是水汽由液态向固态变化的过程，其下部小水滴占主要，而上部则是雪片和冰晶占大头，该层面是浅积云转换为浓积云的标志，也是暖云转冷云的位置；
最后凝结层是析出的水分直接凝结为冰晶的一个分界层面，其下部以雪片为主，上部以冰晶为主，同时该层面也是浓积云向秃积雨云转化的位置，白色的羽状云簇产生也在这个层面开始产生。
同时值得注意的一点是，因为下拽和摩擦力的作用，通常在这三个层面并不是水的相态的完全分界线，其上方的相态可能在下方出现，也有下方的系统因为上升气流的作用在上方出现的可能，但其幅度一般不会太大，却直接导致了某些极端天气过程产生的原因。
补充一下，在冬季寒冷的时候。
当边界层内温度低于0℃的时候，不存在析出后仍然呈液态的水，这个时候就会有降雪形成。
而据目前所知并不存在连降雪层也不存在的情况，即使是南极大陆。
另外，从一个积雨云发展为雷暴开始，其云体外部的下沉气流就开始随着云体的膨胀而外廓，逐渐将上升柱的范围囊括了周边其他的浅积云，这个时候雷暴的发展就会比较强烈——同时遮蔽了大范围的空域，有的时候可以覆盖超过一个中型城市的面积。
一个极盛期的雷暴持续时间一般都在15min左右，而后其内部因为摩擦下拽力越来越大，同时上升柱的热力支持开始减弱，等到热泡大部分都抬升完毕，内部气流逐渐被下沉补偿填塞的时候，一个雷暴单体的消散期就来临了。
极盛期：
其实消散期的积雨云从外观上很容易分辨——云体底部的纹理不再清晰，同时云系下端的蘑菇地不再稳固，降水减小，颜色变淡，云体上端上冲云顶逐渐消失，云砧出现放射状的高云，整个云体的结构明显不在紧密，中间甚至有时会有阳光透出。
一般来说，积雨云的减弱主要是由下拽力和不稳定条件减弱所致的，特别是在不稳定条件减弱，也就是底层的水平热力差异减小乃至为负的时候，内部的上升柱将会快速减弱并被下沉气流取代，外侧的补偿流逐渐向云体内部延伸，最后和下沉流回合，带动内部大量的剩余水份降落——所以一个积雨云降水最强的时刻往往是其消散期中期的某个时间点。
而后，原先垂直的云体开始分层。
底层的云消散，并很快成为小块的碎积云分布在大约400-2500m左右的低层面，云体常呈乌黑色，如果云体够大，有的时候其经过的地方会有很短的太阳雨出现。
而中层的热柱会逐渐分流，其中一部分向四周扩散，形成2500-6000m左右的积云性层积云，云体通常呈现灰白色，面积较大，但是一般都没有降水的情况出现，特别是有的时候层云的云顶部分会有冰晶状的白色云簇出现，这一点有点类似秃积雨云。
而高层云因为仍然受到上升气流的补充，通常在消散初期依然维持积雨云的形态，而随着上升流的减小，上冲云顶消失，云砧的结构开始向四周扩散，中心逐渐转为高积云，周围转为其他类型的高层云系，高层云云体呈比中层云更浅的灰白色，同时常常随着周围光线的变化而变化，比如黄昏的时候会出现金色的云体，白天晴空时会有乳白色平底出现，高层云可以说是一种并不常见的云的类型，作为摄影题材或者背景是非常好的。
这是对流云中最常见的一种成因，可以说没有之一。
顾名思义，热泡对流一般是在午后，由地面附近出现了强烈的热泡发展，此时边界层内的垂直温度梯度减小乃至反转，随着水瓶尺度上局地热泡的出现，一个个小的上升热柱开始发展。
一般其中大部分都会有几个突破边界层顶，进入自由对流层中发展为浅积云，少数几个形成浓积云。
因为成因的关系，局地热泡对流是一种分布相对均匀，同时无规则性和难预测性非常强的对流云，其在我国主要的体现就是夏季东部地区和南部地区常见的午后热对流，通常持续时间较短，同时一天内容易在一片地区形成多场对流过程。
从预报的角度来看，局地对流是一种难以作出中长期预测的过程，甚至在一天预报中也只能通过沙氏指数、K指数和地面积热情况等一切指标性项目作出诞生可能性的不准确预测。
在局地对流形成后，乃至浓积云或者鬃积雨云形成后，其行动方向也只能预测出一个大概的趋势，因为其降水区域受到三层风向的影响几乎相同，路径上虽然通常有季节一致性，但是如果大尺度环流有较大的变动，有时候也会出现异常的行为，比如夏季东北向西南行的、冬季自东向西行的……
从云体的组成结构来说，因为其出现的均匀性和多单体性，局地热泡对流在形成后一般有多个浓积云会合的情况出现，容易发展为多单体对流乃至雷暴。
同时如果热力条件合适，水平温度梯度也配合的话也会发展为超级单体雷暴，这一般发生在季节交换期的美国大平原或者类似的地区。
锋面对流在我国也是相对常见的，特别是在春秋季冷空气南下时、冬季南支槽强烈发展时、或者夏季梅雨锋受到北方强冷补充时等等，而从世界范围来看，在冬季温带气旋的冷锋悬臂前方是锋面对流的高发区。
锋面对流的起因一般是由于地面锋引起的强迫抬升，其热力条件的要求非常低，而对动力条件较高。
同时因为锋面的存在，云体内部的冷暖回合会异常强烈，同时整个云带呈条状分布，一般是位于冷锋前方或者暖锋锋后。
而在锋区内，大气边界层的范围比较难以确定，有的时候甚至完全没有边界层的存在，这里以冷锋（冷式切变对流）做例子：
从图上我们可以明显的看见，在冷锋锋前有大量的暖气团存在，这个时候云体类型其实有多条划分带：
在锋前一定距离，多层状降水云系，一般式暖平流的自然抬升所致，在温带气旋的暖锋锋前也有明显的体现。
而在锋区的狭窄范围中，就会出现本文提到的锋面对流。
锋面对流的主要起因是锋后冷气团在前进过程中逐渐进入暖气团底层，后者受迫沿着锋面逐渐抬升，同时由锋后的冷气团充当补偿气流，所以这类锋面很少会有明显的雷暴高压出现（先低压槽、而后气压开始快速升高，但是性质是冷高压）。
同时这类系统因为是受迫而产生的动力抬升，在沿着锋面上升的过程中产生降水的时间通常比其他类型的积雨云要早，但是最强降水的阶段持续时间短，强度较强，而且在锋面过境后还会有持续的小强度降水出现，这是因为对流到高层后转为中高层的降水层云，一般能够维持12-24h左右。
从预报的角度看，这可以说是最好预报的一种降水，因为冷锋属于中到大尺度的天气系统，其移动路径稳定，一般受到局地条件影响比较小，在预报中可以提前半个月左右作出趋势预报，5天左右作出具体的预报，且准确率较高，变动较少，按照笔者的话说就是“气象局的最爱”。
强迫辐合对流是几种对流类型中比较少见的一类，在我国主要的体现是出现在各地的各种中小尺度涡旋，常见的比较强的有江淮气旋、黄淮气旋等。
其影响的范围比较广，几乎内部每个单体对流都是因为中尺度的强迫辐合而产生，故名强迫辐合对流。
当一个中尺度环境中出现了外界强迫其作出的气旋性环流，处于中心的气流会向上抬升以维持其物理学稳定，此时就出现了所谓的强迫对流。
不同于锋面和热泡，这种对流的产生是受迫性的，是相对不稳定的，中心很可能在短期内出现多次波动和变换，降水中心也会因为其变动而多次跳跃，所以受到强迫对流控制的地区常常出现多波次不稳定的强的降水过程。
而从强度和内部结构看，强迫对流在整个中尺度环境中常常只能维持少量的上升柱，但一般其范围维持圆或近圆型，同时内部上升强度较弱，通常不会产生短时大暴雨。
但是系统可以说属于中尺度系统，对应其维持时间较长，路径较稳定，有这类系统过境时常常会出现持续1-2天的降水过程。
从预报角度来说，强迫辐合是一种比较好预测的过程。
但是其影响因素还是偏多，形成的时候虽然有明显前奏但是前奏较短，同时有时会类似其他系统，故一般其趋势预测一般提前3-5天作出，准确的预报在1-2天左右。
多单体雷暴，是一种常常由锋面系统或者大范围热泡而形成的中小尺度系统。
其平均范围约在30-100km左右，内部强度分布不均匀，在雷达回波上常常可以看到明显的降水条带分布在其移动方向的前部，而后侧常呈现相对较弱的大片回波区。
我们知道，在一个单体雷暴发展得比较强烈的时候，底层会出现明显的下沉气流。
而当周围的条件比较适合，亦或者已经有浅积云存在的时候，该下沉气流近地面形成的辐散风，会在近地面形成类似于锋面的作用，从而产生激发周围其他对流体的效应。
于是，一个成熟雷暴周围越来越多浅积云被激发而发展为积雨云，并汇入先前已经发展形成的雷暴单体中，源源不断形成一个形成了又消散的循环，此时多单体雷暴形成。
从正前方看一个发展中的多单体雷暴：
图上部盘状的是云砧，前方散乱的浓积云是被激发体。
多单体雷暴的机构，从一个方面说和雷暴单体之间有很大的不同，这主要体现在其内部气流的分布。
因为一个多单体系统的生成时刻是第一个雷暴的诞生时刻，所以从一开始起其就有在云体后侧的下沉补偿气流（相对于云体的前进方向，下同），而随着其他对流体的卷入和合并，整个云体会逐渐形成一个长宽高比2：
1：
2左右的类长方体，且在主体前方通常都能看到一大堆被激发而逐渐卷入的对流单体，而在主体后侧，也就是云体前部最强上升柱的后方，往往会形成一个逐渐抬升的由各层面内积云性层云构成的云系，其水瓶范围较大，同时云体逐渐变薄、变亮，另外值得注意的是，在主上升柱后侧的层云中通常还会存在一些对流较强的部分，其主要是移动到主对流后侧的单个雷暴云的内部小上升气流所致，在实况中这里也有可能会形成仅次于主对流的大降水强度区域，但是面积一般非常小，在多单体雷暴中后期多成带状。
另外，一个发展完全的系统，其补充气流通常是沿着后侧层云云底一下部分流入了，其近地面的下沉气流前锋一般在降水带后部和下拽气流衔接，而后沿着云底到地面之间很薄的一层向前水平推进，直到在气压梯度和地面摩擦力平衡时构成雷暴云的阵风锋，而后逐渐向上卷起并入上升气流中。
阵风锋一般是整个系统内风速最大的地方，如果是锋面对流的话这里很大可能就是锋面所在的地方。
随着阵风锋的过境，风速在出现最大之后逐渐减小，而气压在锋前会又一个下探的过程，而后快速涌升，在一个非锋面系统中其气压振幅越在5-10hPa左右，某些比较强烈的多单体系统会出现大于15hPa的气压振幅，而降水一般都会在阵风锋过境后5min左右开始，而最大降水出现的时间是关于系统的移动速度和系统长度（纵深）的一个函数，在我国夏季一般都是在7-10min左右达到最大值，维持时间越在10-30min。
超级单体雷暴其实是一种比较特别的雷暴，在我国境内并不常见，全球范围内也主要是北美中部地区出现的较为频繁，同时超级单体也是龙卷风最常见的母云，可以说是平均破坏力最大的一种系统之一。
超级单体雷暴的形成，目前来说并没有什么一定的形成原因。
其出现的时间和空间地点都比较广泛，可以从普通单体的强烈发展演变而来，也可以在飑线或者MCC系统中成型。
但其成型后有一个和其他类型雷暴完全不同的特点——锋区和气流涡柱，这同样也是超级单体的命名来源。
一个超级单体，如果在近地面有足够多的地面站实测数据的话可以明显的发现在整个系统中存在2条冷锋（一般都是两条），而两条冷锋就是上升气流和下沉补偿的汇合处，也是整个系统中降水强度较大的地带，而在两条冷锋交汇处自然形成了整个系统的旋转轴，也是垂直旋转气流（龙卷风）最常出现的地点。
在超级单体雷暴的一生中，其中心可以因为周围环境的变化而发生多次变化，但是该中心总是在系统的旋入风场中，同时每一次中心的置换一般都会引起一次龙卷过程的发生，于是我们常常可以看到在一次超级单体的过程中有好多好多的龙卷风先后诞生和消散，在陆地上可以描述出一张精确的系统中心路径图。
而因为超级单体雷暴特殊的系统结构，其锋后侧的下沉气流也往往是旋转下沉的，其前方阵风锋往往随着冷锋的移动而移动，一般在雷暴云砧过境后不久就可以感受到瞬间的阵风锋过境，这种风速有时可以到达7-9级，而在锋后如果往搞出看，往往能够看到一堵灰黑色的云墙，也就是系统的旋转中心的位置，其云底因为涡流的关系通常不像普通雷暴办维持平整而是凹凸不平，同时多呈现同心圆状态，而且在系统前进方向上的云底较高，后侧的云底更低。
有的时候因为超级单体发展得太过强烈，往往会出现中心云体和地面接触的情况，这个情况需要和龙卷风作出区分。
发生在美国的几个超级单体雷暴：
飑线其实一组单
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