與直線型對流大風相關的強風暴形態結構和熱動力學過程*

孫繼松

1 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081 2 南京氣象科技創新研究院，南京 210041

提 要： 從預報預警業務的視角，重點討論了直線型對流大風形成機理與對流風暴形態結構演變、風暴內部熱動力學與云-水微物理過程之間的科學邏輯關系，以及它們在現代業務觀測體系中的“顯性表征”，對一些存在不同觀點或解釋的科學問題進行了探討，以期幫助相關人員科學理解“觀測現象”背后的物理邏輯、提高科學預警能力。主要結論：對流風暴引發的直線型地面強風，直接驅動因子來自于風暴內部的垂直運動，而垂直運動的主要貢獻來自于“熱力學作用造成的擾動氣壓垂直變化”和對流冷池效應強迫，它們又與風暴內部的蒸發(凝結)、融化(凝華)等云-水微物理過程直接相關；這些熱動力學和云-水微物理過程的演變可以通過一系列的“觀測現象”表征出來，例如雷達觀測到的弱回波槽口、后側入流急流、中層徑向強輻合、中氣旋、陣風鋒等,以及地面氣象要素隨時間的劇烈變化。線型風暴系統的形態變化特征是由于風暴系統內部的動力學過程或者風暴系統與環境大氣相互作用導致的，并不是所有的線型風暴系統都會演變為弓狀回波特征的颮線；RKW理論本質上解釋了整體颮線系統與環境風垂直切變之間的相互作用問題，實質上環境風場更多是在主導颮線移動和傳播，而颮線的發展、維持可能主要是由風暴內部的熱動力學過程控制的。

引 言

隨著我國精細化探測能力和預報預警技術的發展，強對流天氣的業務預報能力總體上呈現明顯上升趨勢(唐文苑等，2017;俞小鼎和鄭永光，2020；Zhang et al,2020)。然而，目前對于短時強降水、冰雹、雷暴大風和龍卷等強風暴的準確預報預警能力仍然很低。主要原因在于，對我國不同區域復雜而獨特的天氣氣候背景下的不同類型、不同尺度的強風暴系統精細化結構演變與風暴內部的熱動力學過程、云微物理過程及其地面災害性天氣現象之間的科學邏輯關系認識不足，風暴尺度動力學理論本身的完善程度遠不及天氣尺度動力學和次天氣尺度動力學，因此面對迅速發展演變的對流風暴系統，很多一線預報員依然停留在“看圖說話”、線性外推或者基于短時臨近客觀預報系統的主觀解釋上，而有些主觀判斷的依據未必完全源于對不同類型風暴演變過程動力學的科學認識，更多的是基于并不嚴謹的所謂“經驗判斷”或者半經驗式的統計指標，從某些觀測現象來推斷可能引發什么類型的天氣災害，這必然造成有效預警時效短、預警針對性差等問題。盡管基于對流可分辨的數值預報模式在一定程度上能夠提升組織化程度較高的對流系統影響范圍以及對流降水系統的預報能力，但是在可預見的未來若干年內，業務模式依然不太可能大幅提高極端對流性災害天氣的直接預報能力，例如對極端性短時強降水、大冰雹、極端陣風和龍卷等天氣現象的準確預報。而對這些天氣現象的準確預報預警正是拯救生命、有效降低災害損失的前提。因此，正確理解對流風暴生命史過程中一系列形態結構特征的演變過程及其內在的熱動力學主導機制，依托精細化多源觀測資料，依然是科學有效預警不同類型強對流災害天氣的主要手段。

能夠預報“對流風暴系統”并不等于能夠預報“強對流災害天氣”，正如我們能夠準確預報天氣系統(如高空槽、低渦、鋒面等)的演變，并不等于我們能夠準確預報這些天氣系統到底能夠帶來多大的降水量一樣。與強對流風暴有關的災害性天氣一般包括短時強降水、直線型對流大風、冰雹和龍卷，只有將風暴熱動力學知識“具象化”地與高分辨率觀測資料結合起來，才能理解“觀測現象”背后的物理學邏輯，從而實現基于科學邏輯的針對性預警。限于篇幅，本文將主要從預報預警的業務角度出發，討論直線型對流大風與對流風暴結構演變、風暴內部熱動力學與云-水微物理過程之間的科學邏輯關系，以期幫助預報預警業務人員理解強風暴系統一系列觀測現象演變背后的物理邏輯，進而提高強風暴分類預警的針對性和有效性。

1 直線型對流大風的形成機制

與強對流過程有關的地面對流大風可以簡單地分為三類(孫繼松等，2014)：離向風暴系統的大風(包括下擊暴流、出流陣風)、指向風暴系統的前側入流大風和高速旋轉大風(包括龍卷、塵卷)。前兩類可以被統稱為直線型對流大風。上述大風既可以由孤立對流風暴(單體或超級單體)造成，也可以出現在高度組織化的多單體對流系統中，如線型對流系統(颮線)、非線型對流多單體風暴系統等。對流性大風必然是由對流風暴引發的，但是對流風暴不一定都會產生地面大風，這是因為不同的對流風暴內部存在不同的熱動力學和云-水微物理過程。

從動力學的角度來看，地面水平風必然是與大氣中的垂直運動伴隨的。取一個以對流風暴邊沿為界的大氣柱，對于不可壓的氣柱來說：

(1)

式中v′是流線s方向的擾動風速，于是可以得到距離垂直運動中心一定距離的水平擾動風速：

(2)

因此風暴前側的強上升運動(updraft)和風暴后側的強下沉運動(downdraft)必然對應有低層大風：由于地面的垂直速度為零，即w0=0,在強上升運動的前側，因為?w/?z>0，低層水平風為指向風暴系統的入流大風, 強下沉運動的前側為指向風暴前側的出流大風(?w/?z<0)，強下沉運動的后側為指向風暴后側的出流大風(此處Δx<0)(圖1a)。指向風暴的入流大風之所以很少被關注，是因為其極大風不一定出現在地面上，例如高架雷暴中的入流大風、對流冷池上的入流大風很少被地面觀測站捕捉到，但存在地形起伏的區域容易被監測到，例如從2016年 6月6日發生在湖北的一次颮線造成的地面大范圍對流大風事件中(圖1b)可以清晰地看到位于陣風鋒后側的入流大風。

測站觀測的是全風速，在不考慮風暴移動的情況下，v=V+v′，其中V為環境風速。當對流風暴位于地面冷鋒上或者氣旋后側時，更容易形成單一指向的極端出流大風，此時強下沉運動前側的擾動風速與環境風方向一致(如圖1a中的A點)，強下沉運動后側的地面風向與環境風方向相反，在遠端被快速削弱，于是我們看到圖1a中由下擊暴流造成的輻散狀地面大風，最大負速度(指向雷達)的位置(如圖1a中的B點)比最大正速度的位置(A點)更靠近下擊暴流中心的位置；同理，當風暴位于地面氣旋前側時，因風暴入流與氣旋環境風的風向相同，地面觀測站上更容易觀測到地面極端入流大風而減弱出流大風風速。

圖1 (a)典型下擊暴流過程中0.5°仰角觀測到的雷達徑向速度示意圖(改繪自Markowski and Richardson，2010；黃色箭頭為環境風方向，紅星位置對應下沉氣流中心，A、B點分別為最大正、負徑向速度的位置)；(b)2016年6月6日一次對流大風事件中颮線系統對應的當前一小時內地面極大風與1.5°仰角雷達反射率(引自郭英蓮和孫繼松,2019；粉色圈內為入流風，棕色圈為極大風出現位置)Fig.1 (a) Radar radial velocity of a typical downburst observed at 0.5° elevation (adapted from Markowski and Richardson, 2010; the yellow arrow represents the ambient wind direction, and red star corresponds to downdraft center; A, B indicate the maximum positive and minimum negative radial velocities, separately), and (b) surface extreme gale within the current hour corresponding to a squall line and radar reflectivity at 1.5° elevation on 6 June 2016(adapted from Guo and Sun, 2019; the pink circle represents surface inflow wind and the brown circle refers to the extreme gale within an hour)

那么，風暴內部的強垂直運動是如何形成的呢？取追隨風暴系統移動的坐標系(這樣可以大致忽略環境平流作用的影響)，可以得到垂直運動方程(Takemi and Satomura，2000；Peters et al,2019)：

[B′-g(qc+qr+qi+qs+qg)]

(3)

風暴系統內的云水物質拖曳項總是造成向下的強迫作用，擾動氣壓的動力學垂直變化項大多數情況下起到阻尼作用，一般認為這兩項對強下沉運動形成過程相對于熱力學效應要弱得多(Wakimoto and Bringi，1988；Proctor，1989；許煥斌和魏紹遠，1995；Fu and Guo，2007；Mahale et al，2016)。這一點可以從某些極端短時強降水事件中并不存在地面大風的對流事件中被證實：盡管存在高密度大粒徑水物質拖曳效應，但地面風速很小，與之對應的地面冷池很弱(表明風暴中不存在強烈的蒸發和融化)，這樣的天氣表現一般發生在較為深厚的飽和濕環境中。

在存在明顯干層和一定垂直風切變環境下的對流風暴中，在風暴前側弱回波區附近，存在強烈的水汽凝結和凝華過程，潛熱釋放造成?P′b/?z<0，氣塊向上加速；同時該區域低層為指向前側的強位溫梯度(冷濕指向暖干，B′>0)，氣塊向上加速，它們的共同作用加強了上升氣流；在水凝物下落區后側，由于存在強烈的蒸發、冰相水物質融化過程，冷卻效應必然造成最大融化、蒸發層擾動氣壓比低層更大，即?P′b/?z>0，氣塊向下加速，同時低層形成由蒸發冷中心指向后側的位溫梯度(B′<0)，它們的共同作用進一步加強了下沉氣流。因此，風暴內部的非絕熱過程是垂直運動(downdraft,updraft)強弱變化的主要強迫源。從2016年6月30日15:03雙多普勒雷達反演的青島附近三維風場(圖2)可以清楚地看到地面極端大風主要強迫源的作用：其中風暴頂部存在明顯的回波缺口，該缺口的形成主要是由于蒸發、融化作用造成(Mahale et al，2016)，由于該區域存在強烈的蒸發冷卻、融化冷卻和大粒子拖曳，因此對應著最強的下沉氣流，這支下沉氣流也是地面極端大風的主要強迫源；另外，風暴后側的下沉入流、低層密度流(斜壓強迫)也是地面極端大風形成的重要機制之一。

圖2 2016年6月30日15:03雙多普勒雷達反演的風場(風矢)和雷達反射率因子(填色)的垂直剖面(引自萬夫敬等，2021)Fig.2 Vertical cross-section of radar reflectivity (shaded) and winds (vector) retrieved by the dual-Doppler radar at 15:03 BT 30 June 2016 (cited from Wan et al, 2021)

2 觀測現象與對流大風形成機制的邏輯關系

風暴內部的垂直運動與地面大風存在直接的對應關系，然而現代觀測系統幾乎仍然無法直接觀測到“垂直運動速度”，即便是利用雷達天頂徑向速度(此時的徑向速度就是垂直運動速度)也存在極大誤差，這是由于水凝物下落速度“污染”造成無法直接觀測到“空氣”的垂直運動。但是，通過雷達觀測和地面要素觀測，是可以間接揭示風暴內部的某些動力學、熱力學和云微物理過程的，這是透過“觀測現象”來識別(客觀或主觀)是否存在地面災害性大風的主要依據，因此理解觀測現象背后的物理邏輯是科學發布不同類型對流災害天氣預警的前提。

2.1 陣風鋒與地面極端大風

圖3 2021年4月30日19—23時江蘇如東站氣溫(紅線)、氣壓(黑線)、極大風向(風羽)風速(藍線)的時間演變(引自吳海英等，2022)Fig.3 Time series of temperature (red line), pressure (black line), maximum wind direction (wind barb) and speed (blue line) at Rudong Station of Jiangsu Province from 19:00 BT to 23:00 BT 30 April 2021 (cited from Wu et al, 2022)

2.2 后側入流急流、后側入流槽口、中層強輻合(MARC)、中氣旋與地面大風

圖4 (a)風暴后側向下伸展的后側入流急流(引自梁維亮等，2016)和(b)颮線系統動力學結構垂直剖面(加工自Houze，1989)Fig.4 (a) The descending rear inflow jet from radar radial velocity (cited from Liang et al, 2016), and (b) vertical cross-section of dynamic structure in a typical squall line (adapted from Houze, 1989)

在強風暴系統的雷達徑向速度圖上，常常可以看到風暴中層的正負速度對，如果該“速度對”是不旋轉的，被稱為“中層徑向輻合”；如果是旋轉的速度對，則被稱為“中氣旋”。從空氣質量守恒的角度來說，近地面層的強輻散(如下擊暴流)必然對應風暴中層的徑向強輻合(MARC)，因此徑向強輻合常常可以作為地面強風的預警指標。從Houze(1989)給出的概念模型(圖4b)可以理解徑向強輻合與風暴前側入流和后側入流的關系：如果在某一個雷達仰角觀測中，這一高度上的前側入流與后側入流強度相同，徑向強輻合的徑向風速呈對稱分布，否則為非對稱分布，左側速度越大(出現明顯的后側入流急流)，下沉氣流強度越強，對應地面強風越大。

依據對流風暴內部中氣旋出現的高度不同，被分別稱為“中層中氣旋”(mid-level mesocyclone)和“低層中氣旋”(low-level mesocyclone)，中層中氣旋和低層中氣旋可能是兩個相互獨立的渦旋系統(圖5a)。低層中氣旋被認為是與龍卷渦旋直接相關的渦旋，因此有些強風暴存在龍卷渦旋特征(TVS)而沒有觀測到中氣旋，而大多數具有中氣旋特征的超級單體并不會引發龍卷。這兩種中氣旋的初始渦度來源不同，尺度上一般也存在差異：超級單體中必然存在中層中氣旋(是否存在中氣旋是判斷風暴是否為超級單體風暴的主要判據之一)，它是低層強垂直切變(或者說水平渦度)在強上升運動拉伸作用下演變成為垂直渦度的結果，其水平尺度可達幾千米至十幾千米甚至更大；低層中氣旋水平尺度往往更小，一般緊貼超級單體勾狀回波的云墻(wall cloud)，其垂直渦度首先產生于后側傾斜下沉氣流(RFD)的水平渦管中，之后垂直渦管快速拉伸增強被認為是低層中氣旋的主要產生機制(Markowski and Richardson，2010)，因此，后側下沉氣流(Wurman et al，2012)以及與之相關的冷池水平斜壓渦度被認為對低層中氣旋的產生至關重要(Markowski and Richardson，2009；2014；2017)。

中氣旋不是下擊暴流(或者對流大風)的必然伴隨現象(或者說不是必要條件)，也就是說，是否存在中氣旋本身不能單獨作為地面大風的預警指標，例如干空氣夾卷進入一般風暴系統，完全由蒸發融化過程產生的下擊暴流(Mahale et al，2016)，特別是干下擊暴流風暴中很少觀測到中層中氣旋而更容易觀測到徑向強輻合；在整層接近飽和的環境大氣中發展起來的、以短時強降水為主要特征的一些超級單體(即存在明顯的中層中氣旋特征)，也不會出現地面強風。但是中層中氣旋的旋轉加速、垂直拉伸過程往往預示可能產生很強的下擊暴流，例如，2021年“4·30”強風事件中，一個超級單體造成江蘇淮北極端對流大風(下擊暴流)時刻，中氣旋同時出現向上和向下的強烈拉伸過程并伴隨著旋轉性快速增強、渦旋半徑收縮(圖5b)，這是由于超級單體前側的強上升氣流與后側的強下沉氣流大多存在“耦合”關系，否者超級單體是無法維持的：中氣旋垂直拉伸過程表明前側低層入流正在快速增強，為了保持風暴內部大氣質量的近似平衡狀態，后側下沉入流必然也會快速增強，即下沉氣流加強；根據角動量守恒原理，旋轉速度加快必然伴隨渦旋半徑收縮。

圖5 (a)超級單體風暴內部渦線結構與中氣旋(引自Markowski et al，2008)；(b)2021年4月30日一次超級單體下擊暴流過程中的中氣旋直徑(柱狀)、底高(虛線)和頂高(點劃線)、切變值(實線)的時序變化(引自吳海英等，2022)Fig.5 (a) The vortex line structure inside a supercell storm and mesocyclone (cited from Markowski et al, 2008), and (b) time series of mesocyclone diameter (column), bottom height (dashed line)， top height (dotted line) and shear (solid line)during a supercell downburst on 30 April 2021(cited from Wu et al, 2022)

3 關于颮線和RKW理論的應用問題

颮線是一類高度組織化的多單體線型風暴系統，往往造成大范圍災害性對流大風，在我國中東部平原地區比較常見(Meng et al，2013)。大多數颮線的演變進程與Fujita(1981)給出的弓狀回波(颮線)演變概念模型類似，極端大風一般出現在“弓”的頂端或鉤狀回波附近，與下擊暴流(DB)對應(圖6a)。弓狀回波的形成很大程度上與后側入流急流的強迫有關(圖6b)：下擊暴流的后側必然存在更強的水平補償氣流，即出現后側入流急流；后側入流急流與兩側環境氣流之間的速度差分別構成氣旋式(cyclonic)、反氣旋式(anticyclonic)切變，造成颮線兩端相對向內彎曲，形成弓狀回波；如果環境場存在深厚干層，與后側入流急流軸對應必然出現“弱回波槽口”。

圖6 (a)弓狀回波(颮線)演變概念模型(引自Fujita,1981)和(b)成熟颮線的動力學特征(黑點為下擊暴流發生的位置)Fig.6 (a) Schematic showing the evolution of a squall line with bow echo (adapted from Fujita, 1981) and (b) the dynamic structure of a mature squall line(Black spots represent positions of downburst events)

直線形態的多單體對流風暴系統演變為弓狀颮線的另外一種機制，與不同單體的傳播速度差異有關。如果颮線系統移動前方存在非均勻的水汽輻合(如與線性風暴存在交角的海風鋒、湖風鋒或者其他類型的輻合線)，颮線前側的陣風鋒與之相互作用，更容易誘發新生風暴，新生風暴與原來的直線型風暴系統合并后快速發展，其后側原來的老單體因失去水汽供應而逐漸減弱，直線形態的颮線演變為弓狀颮線(孫繼松等，2013；萬夫敬等，2021；雷蕾等，2021)。總之，線型風暴系統的形變特征是由于風暴系統內部的動力學過程或者風暴系統與環境相互作用造成不同位置的單體傳播速度差異導致的，因此，并不是所有的線型風暴系統都一定會演變為弓狀回波特征的颮線。

Rotunno、 Klemp和 Weisman 于1988年提出了一種長生命史強颮線的維持機制(Rotunno et al，1988)，被稱為RKW理論。其核心思想是當颮線冷池強度與低層環境風垂直切變強度達到平衡時(即：C/ΔU≈1，其中C為冷池強度，ΔU為低層垂直風切變)，颮線強度達到最強并維持，因此這一理論也被稱為水平渦度平衡理論。后來Weisman(1993)對該理論做了進一步完善，考慮垂直風切變時加入了后側入流急流。盡管該理論發表后引發了一些爭論(Weisman and Rotunno，2004；2005)，該理論依然被廣泛用來討論颮線系統的演變機制(陳明軒和王迎春，2012；袁招洪，2021)。為了更好地理解RKW理論的實際業務應用中所面臨的問題，需要對該理論推導過程中的一些限定條件進行剖析。

忽略摩擦效應，將三維渦度方程展開，可以得到指向y軸方向的水平渦度方程為：

(4)

式中：ξ=?u/?z-?w/?x，為指向y方向的水平渦度，B為冷池強度。

不考慮地轉效應，將質量方程代入式(4)，可以得到：

(5)

對式(5)進行空間積分可以得到：

(6)

由于上述邊界條件的限定，RKW理論本質上只能用來解釋“風暴系統整體”與環境垂直切變之間的相互作用問題，其利用邊界設定條件“巧妙地”規避了颮線內部動力學過程在風暴系統發展、維持過程中的作用。實質上環境風場更多是在主導著颮線移動和傳播，颮線的發展、維持主要是由風暴內部的動力學過程控制的(如圖4b所示)，如果將式(5)的空間積分邊界改為圖7的紅色位置：即左右邊界取在冷池前側的最大溫度梯度區，右邊界R1緊貼冷池前沿，其上空只存在強上升運動(updraft)，左邊界L1地面之上由強下沉氣流控制(downdraft)，上邊界取在風暴內部(厚度為H>d)。利用上述邊界條件對式(5)進行空間積分可以得到：

圖7 成熟颮線剖面示意圖(d為冷池厚度，L、R、h分別為RKW理論定義的左、右側邊界和積分高度；L1、R1、H分別為本文選取的左、右邊界和積分高度；紅色箭頭為冷池密度流方向，左右兩側的黑色箭頭代表風暴后側的下沉氣流和風暴前側的上升氣流)Fig.7 Schematic diagram of a mature squall line section (d is thickness of the cool pool; L, R, h represent the left boundary, right boundary and integral height in RWK theory; L1, R1, H are the left boundary, right boundary and integral height in this paper; the red arrow indicates the direction of cool pool density flow; the black arrows in left and right sides represent the rear downdraft and front updraft of the storm, separately)

(7)

(8)

式中：uR1,0為氣壓梯度力(PGF)造成的地面陣風，wH,L1、wH,R1分別對應下沉氣流、上升氣流的強度。如果取風暴追隨坐標，不考慮摩擦損耗，地面陣風與冷池密度流相同，即：

因此：

(9)

4 結論與討論

以正確理解風暴動力學基礎理論為前提，利用高時空分辨率觀測資料作為具象化的認知工具，輔以方便快捷的工作平臺，才能夠實現真正的強對流天氣災害的科學預警。從這個角度來說，現代天氣業務對從事臨近預報預警工作的專業人員的科學素養要求極高：由于目前有關風暴氣象學的基礎理論遠不如天氣尺度氣象學完備，需要不斷追蹤風暴尺度動力學、熱力學與云微物理學等基礎研究進展，并將這些知識“具象化”地與高分辨率觀測資料結合起來，才能理解“觀測現象”背后的物理學邏輯，從而達到更具針對性預警的目的。正是從這一角度出發，本文從預報預警業務的視角，重點討論了直線型對流大風形成機理與對流風暴結構演變、風暴內部熱動力學與云水微物理過程之間的科學邏輯關系，以及它們在現代業務觀測體系中的“顯性表征”，以期幫助預報員能夠科學理解“觀測現象”背后的物理機制。簡單歸納如下：

(1)對流風暴引發的直線型地面強風，直接驅動因子來自于風暴內部的垂直運動，而垂直運動的主要貢獻來自于“熱力學作用造成的擾動氣壓垂直變化”和“冷池效應”，這兩項又與風暴內部的蒸發(凝結)、融化(凝華)等云-水微物理過程直接相關。

(2)上述熱動力學和云-水微物理過程的演變可以通過一系列的“觀測現象”表征出來，例如雷達觀測到的弱回波槽口、下沉的后側入流急流、中層強輻合、中氣旋、陣風鋒等以及地面氣象要素隨時間的劇烈變化。

(3)線型風暴系統的形變特征是由于風暴系統內部的動力學過程或者風暴系統與環境相互作用造成不同位置的單體傳播速度差異導致的，并不是所有的線型風暴系統都會演變為弓狀回波特征的颮線。

(4)RKW理論本質上只能用來解釋“整體風暴系統”與環境垂直切變之間的相互作用問題，實質上環境風場更多是在主導著颮線移動和傳播，颮線的發展、維持可能主要是由風暴內部的動力學過程控制的。

對流系統內部的下沉氣流被認為能夠將水平動量從高層帶到低層，在近地面產生較強的輻散氣流，這一過程被認為是產生地面大風的重要動力學過程，預報員將其稱為動量下傳過程(張琳娜等，2018；侯淑梅等，2022；王一童等，2022；彭霞云等，2022)，這一現象在雷達徑向速度剖面圖上表征為一支向下伸展的后側入流急流(如圖2、圖4)。從能量學的角度來看，動量下傳可以被理解為中層水平動能(與中層后側入急流對應)在下沉氣流(與強下沉氣流對應)的“傳導”作用下，轉化為近地面層的水平動能(與地面水平大風對應)的過程，向下的后側入流急流可以被視為動能輸送帶。所謂“動量下傳”這一觀點還缺乏足夠的理論依據或極高分辨率觀測事實(例如分鐘以下時間分辨率的觀測資料)的支撐。從能量轉換的角度來看，風暴后部的強下沉氣流更多來源于向下勢能(即負浮力)的轉化過程(向下的勢能轉化為下沉動能)，而中層后側入流急流的增強過程可能與這支下沉氣流的水平補償效應有關，這是由質量方程決定的；從觀測事實來看，王一童等(2022)的統計結果表明，在34次存在后側入流急流對應的超級單體致災大風(極大風速達到25 m·s-1以上)事件中，僅有12次出現后側入流急流高度下降，表明所謂的動量下傳僅在少數超級單體造成的地面大風事件中能夠被識別出來，而且超級單體內的后側入流急流也并非是連續存在的。上述觀測事實暗示，后側入流急流增強過程與下沉氣流引發的下擊暴流很可能是同時發生的，并不存在明確的“自上而下的傳導”時序問題，即只有當下擊暴流發生時，才能觀測到后側入流急流增強過程，因而后側入流急流不是連續存在的，而且伴隨著地面極端大風的后側入流急流也并不總是存在高度下降過程。當然，這些現象也可能是由于目前業務雷達觀測方式的時間分辨率不夠高造成的。因此，對流風暴內部的熱動力學過程非常復雜，還存在著很多不同的解釋或觀點，需要不斷探索和求證。