微爆流生成环境与观测.docx
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微爆流生成环境与观测
微爆流生成環境與觀測
研究者：
黃馨儀
指導者：
劉清煌 教授 金若蘭 老師
零、摘要
微爆流是一個劇烈天氣系統，在台灣地區幾乎沒有完整的個案資料，而在國外所觀測到的個案也多半是在實驗計畫中所得到的。
因此，研究微爆流並非如研究其他天氣系統一樣容易。
本研究針對過去在美國所觀測到的個案做一有系統的回顧，並探討產生微爆流之天氣系統。
因微爆流發生時會伴隨強烈的風切，本研究最後探討台灣地區用以偵測低空風切的LLWAS系統。
截至目前為止LLWAS並未偵測到微爆流之個案，故本研究選取2001年9月16日納莉颱風侵台時所產生的強烈風切為分析之個案。
本論文之結果摘錄如下：
一、微爆流發生時間多發生在氣溫偏高造成對流旺盛，具有強烈降水的五到七月。
二、微爆流發生最密集之時段則為十二到十四時，與平均一天內氣溫最高的時段吻合，故可知高溫是微爆流生成的條件之一。
三、本次採用的皆為美國個案，由地圖可知其多發生於北方乾冷氣流與南方的濕暖氣流交會，大氣極不穩定且多強烈對流的美國中部大平原上。
故可推知微爆流生成須在熱量及溼度上變化極大之處。
四、當天氣系統中存在有雷雨雲、積雲、弓形回波，以及巨爆流時特別容易產生微爆流。
且濕微爆多分布於較濕潤地區，乾微爆則分布於內陸。
五、由2001年9月納莉颱風侵襲時在松山機場LLWAS所偵測到的低空風切，發現風速在3-5分鐘內可由15節增強到45節（S07測站），而附近各站的風速風向也有明顯的改變，所產生的風切可達微爆流之強度。
此風切雖然不是微爆流所造成的，但其結果可與日後真正的微爆流個案做比對。
壹、前言
暑假時為了尋找專研題目，翻閱了不少地科方面的書籍，然而始終找不到理想的題材。
但在有天讀高二下的地科課本，看見這個前所未聞的新名詞——微爆流（microburst）後，我便對這個在台灣極少聽過，而且課本上又介紹不多的天氣現象產生了許多疑問，例如：
台灣有微爆流的記錄嗎？
微爆流是怎麼被發現的？
微爆流的生成環境有哪些條件？
要如何偵測？
……。
這些問題一直在我的腦中縈繞著，使我對它有了濃厚的興趣，想對它做更深入的研究。
因此，我便決定以它的生成環境及分類作為本次專研的題目。
本報告的內容結構：
第二部分將介紹微爆流的歷史、相關破壞之觀測及微爆流之分類。
第三部分介紹產生微爆流之系統。
第四部分為微爆流之實際觀測與偵測。
藉由此研究對微爆流有更進一步之了解。
貳、微爆流的歷史、相關破壞之觀測及微爆流之分類
一、什麼是微爆流
微爆流是一種小型的劇烈天氣系統，其近地面層（100公尺以下）水平範圍少於4公里，最大風速可達75公尺/秒，且常伴隨有強烈的下降氣流及徑向外流（radialoutflow）、水平風切（windshear），這些氣流或外流現象，會在近地面層形成一股破壞性的水平方向吹散風（如同廚房水龍頭流出來的水，碰到水槽底部時，四濺開來的模樣），此吹散風即是微爆流。
二、微爆流的歷史及相關破壞之觀測
（一）1974年4月3－4日，美國發生148個龍捲風的超級大爆發（superoutbreak）。
在之後的災害調查研究中，Fujita發現某些地區樹倒下的圖案非常特別。
這些樹倒下時所排成的形狀異於龍捲風所造成的螺旋形，而是呈星爆流（starburst）狀，且放射中心處的樹幾乎都被連根拔起（圖一）。
圖一 西維吉尼亞州於1974年4月3－4日的龍捲風「超級大爆發」後，所遺留下的樹倒痕跡，顯示強烈的微爆流也可以形成如龍捲風般的破壞。
（摘自：
Fujita1985）
（二）1975年6月24日，Fujita在美國紐約市研究東方航空公司66班次班機的飛安事故時，他以他的星爆流理論為基礎做出假設，再搭配以詳盡的FDR（飛安數據記錄器）數據與事故目擊者的陳述作佐證後，Fujita將這種氣流的型態命名為「下爆流」（Downburst）。
這種風的強度足以吹落一架噴射機，但其尺度卻極小，故無法由地面風速表即時探測到，並向接近中的飛機發出警告，是一種極為危險的天氣現象。
在下爆流中心所拍得的空照及地面照片，皆顯示氣流在撞擊到地表或地面物體時，其方向會有由垂直到水平的變化。
例如在下爆流中心的附近的玉米桿，都被從田中一處所爆發出的強烈直線風所吹倒或折斷。
另一個例子顯示下沉氣流遇到傾斜的屋頂時會轉向，造成吹向玉米田的強烈水平氣流。
一般來說，地面上的物體對水平氣流而言是扮演障礙物的角色，以致於會形成一條從物體處順風延伸而成的氣流較弱帶。
但若不假定向下氣流會因傾斜的屋頂而轉向的話，就很難解釋照片上所見到的強烈噴射狀氣流了（圖二）。
圖二 （上）位處微爆流觸地中心的玉米田（1977年9月30日攝於印第安那州）
（下）由傾斜屋頂造成的水平噴射氣流所造成的痕跡。
（摘自：
Fujita1985）
（三）本研究除上述兩個個案外，另有12個個案之分析，結果詳見附錄一。
三、微爆流之分類
（一）微爆流與巨爆流
下爆流是一種會引發（近）地面破壞性風的下降氣流。
其破壞風的差異度極大，不是直線即是彎曲行進。
下爆流的大小從小於一公里到超過十公里者皆有之，其中可由它們破壞風的水平規模再加以細分成「巨爆流」（macroburst）與「微爆流」（microburst）（表一）。
表一 巨爆流與微爆流之比較
大小
最大風速
持續時間
巨爆流
＞４公里
60公尺/秒
5~30分鐘
微爆流
＜４公里
75公尺/秒
＜10分鐘
巨爆流由於尺度較大的關係，其特色在於由來自雲底的下降氣流連續的軟著陸（soft-landing）所造成的大量冷空氣。
當冷空氣丘（colddome）比包圍它的暖空氣重時，丘內的氣壓便會高於高於丘外。
此時向外的氣壓梯度力便會推動冷空氣，造成位於冷空氣前緣後方的暴風。
1977年7月4日，北威斯康辛州發生一連串的大型強烈巨爆流，數郡遭到侵襲。
其最大風速約有50~70公尺/秒，破壞力有如特大型的龍捲風，且巨爆流中還有微爆流生成，造成當地極大的災害（圖三，四）。
圖三 1977年7月4日威斯康辛州一棟大型建築遭巨爆流摧毀，使許多居民誤以為是龍捲風侵襲。
（摘自：
Fujita1985）
圖四 1977年7月4日威斯康辛州巨爆流中生成的微爆流在地面所留下的破壞痕跡。
（摘自：
Fujita1985）
（二）微爆流的分類
1.乾與濕微爆流（wetanddrymicroburst）
微爆流可分為乾型（降雨量<2.54公厘/小時）及濕型（降雨量>2.54 公厘/小時）。
一般而言，在潮濕地區，如美國南部的佛羅里達州及路易西安那州等地，其微爆流多半會伴隨有大雨的出現，即為濕微爆。
然而在乾燥且雲底較高的地區，微爆流中的雨滴往往在落地之前便已蒸發。
但是只要被雨滴所拖曳的氣流具有足夠的下衝力時，此氣流仍可抵達地面，形成無雨或微雨的乾微爆（圖五）。
由於氣塊內部含水量的差異，乾與濕微爆流落下時的溫度變化也不相同。
如濕微爆中因水氣含量多，故氣塊中多冰雹。
落下的冰雹在通過離地3.3公里的熔解層時開始熔解（圖六），但並不會馬上有明顯的氣溫變化。
這是因為冰雹熔解需要時間，故一直要到離地1~2公里處才會有足夠的冰雹熔解量。
此時熔解的冰雹將大量吸收微爆流內的熱能，造成微爆流內的氣溫急速下降。
反之，乾微爆因為下的是含水量低的雪，即便下降到氣溫0℃以上的區域，可蒸發的冰晶及水滴也有限，故氣塊的溫度變化不大。
圖五 由左至右為濕與乾微爆流。
濕微爆發生於潮濕地區，而乾微爆則普遍存在於乾燥且雲底高之處。
（摘自：
Fujita1985）
2.準靜型與移動型微爆流（stationaryandtravelingmicroburst）
微爆流內部的氣流會因微爆流移動速度的不同而有不同的變化。
如果一個微爆流於無干擾的環境下伸展開來，那我們將可看到一個帶有環狀疾風圈（annularringofhighwinds）的完整星爆流，此種微爆流即稱為「準靜型微爆流」。
然而在現實狀況下，微爆流的移動常會使其氣流扭曲成橢圓形，使得前端的風增強而後端風減弱，造成彎月狀的疾風帶。
若微爆流的移動相當快速時，其地表風會變成直線或近似平行的流線，這型的風被稱為「直線風」（straightlinewind）（圖七上）。
圖六 乾濕微爆流與外界環境之溫差。
ΔT＝微爆流內部氣溫－外圍環境氣溫。
帶有雪的乾微爆與帶有冰雹的濕微爆，因水的三態變化而導致內部溫度變化的垂直
剖面圖。
（摘自：
Proctor1989）
3.放射型與旋轉型微爆流（radialandtwistingmicroburst）
如果微爆流不旋轉，則可見放射狀的流線，此即「放射型微爆流」，其特色是直線型的外流。
然而當微爆流是生成自一個強烈中尺度氣旋時，它的地表氣流便會形成特殊的氣旋式旋轉（旋轉型）流線，此即「扭曲型微爆流」（圖七下）。
4.空中型與地面型微爆流（midairandsurfacemicroburst）
微爆流皆源於對流雲的底層，當一個微爆流的風高於風速表的高度時，稱作「空中型微爆流」。
空中型微爆流可能會停留在空中直到消散，也可能落下至地面（圖八）。
落至地面的微爆流稱為「地面型微爆流」。
當微爆流在地面上展開時，仍在向下沉的氣流會繼續供應空氣，直到其完全落地。
之後，微爆流會漸漸變平，最後終止伸展。
圖七 準靜型及移動型微爆流（上）與放射型及旋轉型微爆流（下）灰色點區代表疾風區。
（摘自：
Fujita1985）
圖八 微爆流落地三部曲。
空中型微爆流有可能降至地面，一旦其落至地面，它的外爆流風將在著地的一瞬間迅速發展。
圖中灰色區代表疾風區。
（摘自：
Fujita1985）
5.流出型與滾軸氣團微爆流（outflowandrotormicroburst）
伴隨有強烈下沉氣流（downflow）及外流（ourflow）的微爆流即「流出型微爆流」，是微爆流中常見的類型。
經觀測證實，緩慢移動的流出型微爆流常會被渦旋環（vortexring）所包圍。
當地面型微爆流逐漸成長時，渦旋環會不斷伸展直到極限。
之後，渦旋環會斷裂成數段具有水平軸的渦旋卷（vortexroll）。
有一些渦旋卷會自其生成地離開，造成可維持二到三分鐘的疾風帶。
「滾軸氣團微爆流」是一種不受控制的渦旋卷，看起來就如同一個滾筒的樣子（圖九），侵襲過後的地方會留下一道帶狀的破壞痕跡，此種狹窄的破壞痕跡常被誤認為是龍捲風所留下的傑作。
1981年，Fujita與Wakimoto將此種由滾軸氣團微爆流所產生的破壞痕跡命名為「爆流行跡（burstswath）」（圖十）。
圖九 流出型與滾軸氣團微爆流。
流出型微爆流是最常被觀測到的一種，而部分的滾軸氣團微爆流則是生成於巨爆流的陣風鋒面（gustfront）後方。
（摘自：
Fujita1985）
圖十 由滾軸氣團微爆流所引發的爆流行跡。
（摘自：
Fujita1985）
6.帶有小尺度氣旋的微爆流（microburstwithmisocyclones）
流出型微爆流的外爆流風幾乎是不旋轉的，這代表外爆流風的方向是呈放射狀展開，而非繞著外流中心旋轉。
但是，由JointAirportWeatherStudies（JAWS）中的都卜勒雷達所測得的空中風場，卻清楚的顯示向下氣流的高處有旋轉的跡象。
其中有90%為逆時針方向旋轉，10%為順時針方向旋轉（圖十一）。
這種藏在微爆流的向下氣流中的小型氣旋，稱為小尺度氣旋。
在JAWS期間由懷俄明大學所測得的飛行數據也證實了向下氣流區附近確實有小尺度氣旋的存在。
因此，小尺度氣旋很可能扮演著蒐集這些注入強烈向下氣流的水氣的角色。
圖十一 帶有小尺度氣旋的微爆流示意圖。
大部分的小尺度氣旋直徑皆小於四公里，
順氣旋方向旋轉。
（摘自：
Fujita1985）
參、產生微爆流之系統
一、微爆流之母雲分類
（一）弓形回波（bowecho）
弓形回波是強烈微爆流及巨爆流的生成者。
通常一開始時是線型回波（lineecho），然而當有疾風從其後方推進時，便會漸漸彎曲形成弓形回波（圖十二）。
弓形回波成熟時，可同時在其前、後端產生龍捲風與微爆流（圖十三）。
此後由於反氣旋方向旋轉的右翼不利於系統生成，故會逐漸消散；反之，左翼則會更加發達而形成勾狀的旋轉頭，而使整個回波變成逗點形回波（commaecho）。
如圖十二所示，當進入消散期後，水滴及水氣會以極快的速度被吹出，使回波源頭逐漸乾燥，最後消散。
圖十二 弓形雷達回波中黑點處為可能產生微爆流的位置，弓形回波可生成強大的下爆流。
（摘自：
Fujita1978）
圖十三 （由左至右）弓形回波的水平形狀，微爆流的形成期與成熟期的垂直剖面圖。
（摘自：
Fujita1985）
（二）孤立陣雨雲（isolatedshower）
造成前文所提到的東方航空公司66班次班機飛安事故的微爆流，其母雲即為本類型。
這種孤立陣雨雲造成的微爆流尺度小且出現時間短，雲底高度相差很多，且不一定有雷暴的現象（圖十四）。
此外，造成其即時發出警告相當困難的原因，在於並非所有的孤立陣雨雲都會引發微爆流，而且雷達回波的強度和微爆流的風速也幾乎無關。
圖十四 孤立陣雨雲的凍結高度會因季節與地點而異，當雲底溫度低於０℃時稱「冷雲底」反之稱「暖雲底」。
（摘自：
Fujita1985）
（三）積雲（cumuluscloud）
指大型積雲，高積雲或堡狀雲。
它們所下的雨大部分尚未落至地面就幾乎蒸發，又可分為蕈狀、排水口狀，及食蟻獸狀（圖十五）。
1.蕈狀──大型積雲的中心發生微爆流，但因其雲頂極高，故小山般的形狀不會受到太大的影響，加上微爆流後形狀就如香菇一般，稱為蕈狀雲。
2.排水口狀──垂直高度上略有成長的積雲在中心發生微爆流時，可能因為雲頂高度不足而使中心附近的雲被強烈的下衝氣流向下拖曳，而形成如排水口狀的樣子。
3.巨食蟻獸狀──當雲頂結冰的高積雲在迎風面發生微爆流時，迎風處的雲底即會降低，形成巨食蟻獸狀雲。
微爆流會由食蟻獸的頭部下降至地面，當地面型微爆流生成時，整個巨食蟻獸狀雲的頭部都會隨之降落，變形成無頭的食蟻獸。
本型母雲只能以雷達垂直距離指示器（Rangeheightindicator；RHI）掃描圖觀測到（圖十六）。
圖十五 三種母雲（由左至右）：
蕈狀雲、排水口狀雲、巨食蟻獸狀雲。
（摘自：
Fujita1985）
圖十六 （左上）食蟻獸。
（右上）RHI掃描圖中的巨食蟻獸雲。
（下）RHI回波之等值線圖。
（摘自：
Fujita1985）
（四）鐵砧雲（anvilcloud）與超級胞（supercell）
超級胞是一種獨立的強烈對流系統，與一般熱雷雨最大的不同之處，在於它的氣流上升與下降處是分開的，故不會造成氣流互相抵銷，且具有極強的旋轉。
所以它可以持續存在數小時到一天，是一種相當強的中尺度氣旋。
超級胞雷雨常在中間兩陣風鋒面交接部位生成龍捲風。
而在風暴後的大氣調查研究中，常發現微爆流出現在龍捲風附近，顯示這二者有相當的關聯。
但其動力學上的關係至今尚未明瞭。
超級胞的後方常會形成微爆流，前面則會延伸成鐵砧雲，鐵砧雲下的乳房狀雲因為很不穩定，所以有形成微爆流的可能（圖十七）。
經觀察發現，微爆流會出現在從已成熟鐵砧雲處下降的旛狀雲的下方。
然而，若鐵砧雲的後方沒有一強烈系統（如超級胞或雷雨雲）支持的話，即使是在潮濕地區的鐵砧雲是也不可能在地面上產生微爆流。
圖十七 在乾燥地區，微爆流會形成於鐵砧雲的乳房狀雲（mammatus）之下，而超級胞則是龍捲風與微爆流的生成者。
（摘自：
Fujita1985）
由於超級胞乃一強烈對流系統，產生微爆流與龍捲風的機率很高，因此對超級胞的生成做進一步的說明。
在有水平風的垂直風切之處有時會生成水平方向的對流卷（horizontalconvectiveroll），若對流卷被上升氣流頂成圈環狀，兩側的對流卷就會分別形成順氣旋和反氣旋方向的旋轉。
此時超級胞的雲漸漸成形，中心部分開始下雨。
由豐沛降水所造成的下降氣流從兩個強烈的上升氣流胞之間生成，將對流卷從中向下壓彎成兩個渦旋對，形成以順、反、順、反氣旋方向的四個對流卷。
其中中間兩個將會被降雨造成的下降氣流所拉斷，後來中和消失，外側的反氣旋則會因環境大氣的垂直風切隨高度變化而不利於系統的成長而消散掉，故最後整個超級胞多半會以順氣旋方向進行旋轉（圖十八）。
圖十九是超級胞的地面風示意圖。
擁有充沛水氣的風自東南方吹向超級胞，在斜線區形成上升氣流後，於超級胞的後方開始降雨，造成超級胞氣流的後緣下降區域（rare-flankdowndraft；RFD）；而因為空氣量守恆的緣故，超級胞的前端也會出現一個前緣下降區域（forward-flankdowndraft；FFD）。
與後緣下降區域不同的是，前緣大範圍下降區域的產生是為了空氣平衡。
這兩個下降區域產生後，會在地面形成兩股陣風鋒面，分別名為前陣風鋒面（forwardgustfront；FGF）和後陣風鋒面（raregustfront；RGF）。
兩股陣風鋒面交會之處因為大氣極不穩定，故易產生「超級胞龍捲風」（supercelltornado）；而後陣風鋒面處產生的則稱「非超級胞龍捲風」（nonsupercelltornado），一般而言，鐵砧雲微爆流產生在前緣下降區域，超級胞微爆流則產生於後緣下降區域，如圖十七所示。
圖十八 大環境風切中的典型渦管（vortextube）在與對流胞（convectivecell）發生交互作用時的示意圖（由東南方視之）。
圓柱型箭頭代表雲內的氣流方向，實線代表渦旋線（vortexline），灰色箭頭代表會促進新的上升與下降氣流的影響方向，垂直虛線代表降水區。
（a）初始期（initialstage）：
渦管被上升氣流頂成垂直的圈環狀。
（b）分裂期（splittingstage）：
下降氣流從強烈的上升氣流胞（updraftcell）之間生成，將渦管向下壓彎成兩個渦旋對（vortexpairs）。
地面上帶刺狀的線代表在風暴下所展開的冷空氣的邊界。
（摘自：
Klemp 1987）
圖十九 超級雷雨胞的地面風示意圖。
灰色陰影處代表雷達回波，實線和鋒面符號代表
陣風鋒面結構，斜線代表上升氣流的地面投影位置，網格線代表前翼和後翼的下降氣流，
標註有「T」的區域表示龍捲風的可能位置。
（摘自：
Wakimoto2001）
由於超級胞易產生微爆流與龍捲風，圖廿為微爆流與龍捲風之比較。
微爆流與龍捲風皆屬於小型劇烈天氣，兩者最大的差異在於其渦旋。
龍捲風的渦旋是垂直的，位於中心部分。
而微爆流的渦旋則是由中央的下降氣流撞擊到地面後捲起生成的，故呈水平環狀圍繞在外圍。
圖廿一即是由微爆流渦旋所捲起的塵雲。
微爆流的渦旋不會只固定在一處，它也會移動，如圖廿二。
圖廿三為流出型微爆流造成的塵環（ringofdust）。
而對於超級胞的內部壓力結構可用圖廿四說明之，透過水平風的垂直風切與上升氣流的交互作用，會導致風暴的上游出現高氣壓，下游出現低氣壓。
這種現象可以用溪水衝擊河中的石頭作一簡單比喻：
當溪水（水平風）衝擊河中的石頭（超級胞）時，上游的部分會自動分開來繞過石頭（輻散），下游部分的水則會匯集（輻合）；就有如石頭（超級胞）的上游有高氣壓將水向外推，下游有低氣壓將水向內集中一般。
用這個比喻，也可用於解釋高山的背風面為何會有旗狀雲的產生。
然而，超級胞本身並非固體，故上述說法並不足以完全解釋高低氣壓的產生原因。
更正確來說，超級胞在其中心有強烈的上升氣流，越往四周越弱。
當發生水平風的垂直風切時，超級胞的上、下游區各會出現垂直的順時針方向擾動渦旋。
不同的是，上游的擾動渦旋在上升時所受到的超級胞上升氣流較小，缺乏助力；下降時又遇到超級胞中心較強的上升氣流，造成抵銷的現象，故有減速的效果，可視為高氣壓。
相反的，下游的擾動渦旋上升時正好遇到超級胞中心的強大上升氣流，下降時超級胞四周的阻力又較小，所以有加速的效果，故視為低氣壓。
根據以上所講的概念，若風切的方向不隨高度改變（圖廿五a），皆由超級胞的後方往前，則整個系統都會呈現高氣壓在前，低氣壓在後，左半部呈順時針方向旋轉，右半部呈反氣旋方向旋轉的現象。
此時超級胞的前端氣流上升，後端氣流下降，這種構造並不會對超級胞兩側中的任一側有特別幫助。
因此，氣旋式及反氣旋式中尺度氣旋均可同時存在。
但若風切方向是呈順時針方向旋轉時（圖廿五b），超級胞內部的風切便隨之有所變化，使得超級胞高處與低處的風切方向不同，氣壓大小也不同。
此時在超級胞的右翼便會出現下方高氣壓，上方高氣壓，垂直氣壓梯度上升的現象；而左翼正好相反。
因此順時針旋轉的風切，對超級胞右翼生成新雷雨胞會特別有幫助。
以美國中部平原而言，風切在垂直方向的變化多呈順時針方向旋轉，對氣旋發展較有利。
因此我們觀測到的超級胞均以氣旋式旋轉。
圖廿 微爆流與龍捲風比較示意圖。
（摘自：
Fujita1985）
圖廿一 1978年7月1日，堪薩斯州微爆流造成的水平渦旋。
（摘自：
Fujita1985）
圖廿二 移動中的水平渦旋（1982年7月15日）（摘自：
Fujita1985）
圖廿三 1982年7月14日在科羅拉多州的Stapleton機場東方27公里處發生微爆流，
此微爆流帶有相當清楚的塵環。
（摘自：
Fujita1985）
圖廿四 對流雲中的尾流卷入〈wakeentrainmet〉。
H與L代表高氣壓和低氣壓擾動。
（摘自：
KnuppandCotton1985）
圖廿五 當上升氣流與環境風切發生交互作用時，氣壓與垂直渦度出現擾動的示意圖。
（a）不隨高度改變方向。
（b）隨高度而成順時針方向旋轉。
高低氣壓（H與L）的梯度變化平行於風切的向量（扁平型箭頭），和順氣旋（＋）與
反氣旋（－）方向的渦度一起標註。
灰色箭頭代表垂直氣壓梯度。
（摘自：
Klemp1987）
肆、觀測
一、微爆流觀測資料分析
由都卜勒雷達上來看微爆流時，所得的就近似圖廿六。
圖中的冷色系表接近雷達中，暖色系表正在遠離雷達。
由於都卜勒雷達僅能探測到徑向上的速度，故圖中微爆流的顏色幾乎都分成兩邊（圖廿六中粗箭頭之指示方向）。
從圖A開始可見地面逐漸出現吹向雷達的風，隨著微爆流的發展，吹入風與吹出風的輻散也越來越明顯（圖B、C），然而整體而言仍是吹向雷達的風強於吹離雷達的風，整個微爆流有朝雷達方向前進的趨勢。
到圖D時整個微爆流達到極盛狀態，之後漸漸趨緩而變成圖E。
前後歷時不到十分鐘，可見微爆流是一存在時間極短的劇烈天氣現象。
若使用雙都卜勒雷達（dual-Dopplar），在微爆流的兩個方位進行不同角度的觀測，就可運用三角測量的技術推算出微爆流的水平風場。
如圖廿七即為一例，當中箭頭的輻散中心即是微爆流的中心。
除雷達觀測外，當微爆流通過一測站時，其風速風向等變化也會被紀錄下來。
由圖廿八可發現，微爆流的前方疾風（front-sidepeakwind）發生在14點10分至11分之間，來得十分迅速且造成風速極大的改變，持續2~3分鐘後即進入風速極小，幾近無風的微爆流眼（eyeofmicroburst）。
然而這種平靜極為短暫，一下子微爆流的後方疾風（back-sidepeakwind）便由反方向襲來，此疾風發生在14點13分至14分之間，約持續一分鐘之後才漸消退。
會造成此微爆流的兩次疾風在風速、風向上有所差異的原因，主要是因為此為一移動型微爆流，
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