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1、常用对流参数在天气预报 中的应用 谌芸 张涛 国家气象中心强天气预报中心 zhangtao 2010年3月17日北京 主要内容 一、什么是对流参数 二、对流参数的分类和计算 三、法国CNP和美国SPC对流参数诊 断和应用简介 四、目前SWPC对流参数应用介绍 五、对流参数应用应注意的问题 六、个例 七、小结 一、什么是对流参数 什么是对流 对流就是垂直方向的大气运动 对流与气块法 对流分析基础的基本假设-气块法 对流需要的条件 大气层结（水汽/稳定度/触发/强化） 基于气块法分析对流条件的参数 对流参数 一、对流参数的分类和计算 物理量诊断： 动力因子： 涡度、散度、垂直速度、温度平流、涡度平
2、流、螺旋度 Q矢量、风垂直切变 热力因子： 位温、假相当位温、相当位涡、湿静力能量、有效位能、 稳定指数、抬生指数 有关水汽： 可降水量、水汽通量、水汽通量辐合 动力和热力综合的因子： 湿位涡、锋生函数、压能、风暴指数、能量螺旋度指数、 RICHARSON指数 对流发生发展的基本条件: 水汽条件 不稳定条件 抬升条件 有组织 强对流发生发展的关键条件 ：4.垂直风切变 大气可降水量（Pricipitable Water- PW）：从地面直 到大气顶的单位截面大气柱中所含水汽总量全部凝 结降落到地面可以产生的降水量。通常用在同面积 中相当水量的深度来表示，单位：cm或mm。 “水汽的液态水当量”
3、 降水诊断 （宏观成因：1 凝结率 2 水汽来源 微观成因: 雨滴形成） 大气中的水汽 大气水汽的 垂直分布 可降水量 气柱水汽总量 *水汽垂直分布随 高度指数递减， 92%的水汽集中 在500hPa以下 *气柱最大总水汽 量全部凝结降落约 为3040mm降水 *一次暴雨过程中 雨区上空水汽经过 多次替换 结论 降水取决于 雨区外来自低层的 水汽补充 1）降水强度公式（凝结函数） 基本出发点 *降水时大气处于 饱和状态 *空气上升绝热冷却 水汽不断凝结降落 *凝结函数 饱和比湿随高度分布 凝结率/降水强度 *饱和比湿的递减率 (取决于温度/季节) *上升速度(凝结速度) (量级范围100103
4、cm/s) 结论：汛期降水强度 主要取决于上升速度 大尺度可达101cm/s 降水强度101 mm/天 对流可达103 cm/s 降水强度103mm/天 气块上升单位高度 的凝结量 2）水汽连续方程（水汽质量守恒） 水汽水平通量散度水汽垂直通量散度 水汽局地变化 出发点：降水来自于大气中的水汽 降水量等于局地水汽收支方程的差额（凝结量） （不必考虑饱和和凝结过程） 水汽局地变化可忽略！ 垂直通量散度项 对整个气柱垂直积分而言，水汽垂直通量散度项只和 下边界水汽流入有关。 平坦地表垂直速度为零，垂直通量散度项无贡献； 特殊地形下，垂直通量散度项贡献非常大。 水平通量散度项 水汽水平通量散度项包含
5、 空气辐合带来的水汽和 比湿平流带来的水汽 水平通量散度的积分 根据质量补偿原理 在上升运动情况下 上部辐散，水汽流出， 根据水汽垂直分布 上部水汽含量很少， 故只需积分到500hPa 降水量取决于 *500hPa垂直速度（表征 低空空气总辐合量） *低空平均比湿 （与凝结函数法结论相同 但从水汽质量守恒出发， 无需考虑是否饱和） 对流性降水诊断 垂直速度可达10 m/s量级，雨强大 尺度小:数十公里, 时间短:数十分钟 降水的时面深关系（水文） 垂直速度无法实际诊断 诊断大气层结静力稳定度（从略） 比湿平流项 比湿（q）：指某容积中水汽质量（mv）与同一容 积中空气（包括水汽）的总质量（mv
6、md）的 比值。饱和空气的比湿饱和比湿（qs） 公式： 比湿垂直分布特征： 平均情况：随高度按指数规律快速减小。90的水汽在500hPa以 下，50的水汽集中在850hPa以下。 地面比湿最大的地方： 湿度逆增：同逆温层同时存在，逆温层的稳定层结阻止了水汽向 上输送。 保守性：表示空气的湿度 q: 比湿；Md 干空气质量 ；Mv 水汽质量 赤道附近 露点温度：空气中在水汽含量和气压都不改变的条件下，冷却 到饱和时的温度。 干线（露点锋） 干线（露点锋）指湿度（露点温度或比湿）的不连续线。沿湿 度梯度最大处分析干线（露点锋）。当有显著流线自干线（露点 锋）的干区一侧吹向湿区时，强对流天气易发生。
7、 温度露点差（T-Td） 温度露点差分析是为了帮助定义显著湿区。 当温度露点差 小于等于5时，每隔2 分析一条等温度露点差线，如1，3， 5 。所有等值线两端须标明露点温度差数值。 相对湿度（f或rh）：空气中实际水汽压与当时气温下的饱 和水汽压的比值，用百分比表示 公式： 大小：直接表示空气距离饱和的程度； 由水汽压和温度的增减决定，通常气温的改变比水汽压的改 变快，温度起主导作用。水汽压一定时，温度降低则相对湿度增 大，反之，温度升高则减小。 f: 相对湿度；qs 饱和比湿 表征大气温湿场 1）位温 2）相当位温 其中: Te为相当温度 大气基本物理量 表征大气温湿场（续 1）位温 空气沿
8、干绝热过程变化到气压P1000hPa时 的温度称为位温。位温和温度比较要更能代表空气块的热 力特性，同时位温具有保守性，利用位温这个特性可以鉴 别不同高度处的气团性质， 位温一般与干静力温度相对 应用可以做静力稳定度判别： 不稳定 中性 稳定 假相当位温 ， 是温度、气压、水汽含量的函数，表示温压湿综合的物 理量，当气块沿干绝热线上升至抬升凝结高度C，又经 过湿绝热过程上升，将所含的水汽全部凝结放出后再沿干绝热 过程下降到达1000hpa时的温度。 在同一气压条件下，越大空气越暖湿，越小空气越冷干。 假相当位温垂直变化：850hPa500hPa差 差动假相当位温平流： 平流随高度的变化 是引起
9、对流性不稳定局地变化的原因之一，计算 时的关键是层次的选取：东部地区，可取500和 850hPa。 850-700 hPa差动假相当位温平流 总温度 T+ + + 总能量显热能位能潜热能动能 湿静力温度（处理湿对流过程时的热力学变量） = T+ + 饱和湿静力温度：在气压、温度不变条件下，假定空 气达到饱和时的湿静力温度。 TH TH 表示H0处的空气上升到H时的温度， 表示H处空气的饱和湿静力温度，且 H大于抬升凝结高度Hc， 当 时，H0处的空气便不能自 由地穿过H层上升，其能量将储存在H 层之下； 当 时，H0处的空气及其具有 的能量将自由地穿越H层而往上传递。 因此， 表示H层以下气块
10、湿静力能量 储存的限度，可简称为储能限。 条件性稳定度指数 饱和湿静力温度的应用条件性稳定度指数 温度平流( ):引起温度局地变化的原因 量级与计算采用的水平网格长度有关：当水平网格长度取 100km时，其量级与单位为： 温度平流对各地天气变化影响很大，是决定日平均气 温的主要因子，当温度平流很强时，常常掩盖了“ 正常”日变化。可由水平温度梯度和风计算。 风垂直切变（wind shear） 在切变环境下，容易使上升气流倾斜，有利于对 流形成的降水脱离出上升气流，而不致于因拖带作 用减弱上升浮力。而且，风的垂直切变还可增强中 层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和冷空 气的外流，通过强迫抬升使
11、流入的暖湿空气更强烈 上升，从而加强对流。 垂直风廓线在对流天气中的的作用 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； 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。 对流有效位能（CAPE） (covective available potential energy) 定义：若把在自由对流高度(LFC)到 平衡高度(EL)间的层结曲线与状态曲 线所围成的面积称为正面积，表示在 自由对流高度上，气块可从正浮力作 功而获得的能量，并有可能转化成气 块的动能。 黑
12、线：温度廓线 绿线：露点廓线 红线：过程曲线 下沉对流有效位能 （DCAPE） 引自 刘玉玲、刘建文等 下沉运动是极常见的大气现象，对流下沉开 始的最基本原因是干冷空气侵入含液态水 的云体后，由于液态水蒸发而使气块降温 ，增大了局部层结的温度递减率，从而使 得下沉发生。下沉对流有效位能从理论上 反映出下沉发生后，气块下沉到达地面时 所具有的最大动能（下击暴流的强度）即 环境对气块的负浮力能。 把中层干冷空气的侵入点作为下沉 起点。下沉起始温度以大气在下沉起点的 温度经等焓蒸发至饱和时所具有的温度作 为大气开始下沉的温度。大气沿假绝热线 下沉至大气底，这条假绝热线与大气层结 曲线所围成的面积所表
13、示的能量为下沉对 流有效位能。 利用实际探空判断下沉起点时，可把中层大 气中湿球位温或假相当位温最小的点作为 下沉起始高度，把该高度处的湿球温度作 为下沉起始温度。 对流抑制能量 (CIN) 把气块抬升到LFC位置通常必须对气块作功，而功的大小 与从气块起始位置到LFC间的状态曲线与层结曲线所围成 的面积成正比，这块面积被称为负面积(NA)，即对流抑制 能量(CIN) 。 物理意义：处于大气底部的气块，若要能自由地参与对流， 至少要从其它途径获得的能量下限。CIN是气块获得对流潜势 必须超越的能量临界值。 对于强对流发生的情况往往是CIN有一较为合适的值：太大， 抑制对流程度大，对流不容易发生
14、；太小，不稳定能量不容易 在低层积聚，对流调整易发生，从而使对流不能发展到较强的 程度。 对流抑制能量（CIN） 把气块抬升到LFC位置通常 必须对气块作功，而功的大小 与从气块起始位置到LFC间的 状态曲线与层结曲线所围成的 面积成正比，这块面积被称为 负面积(NA)，即对流抑制能量 (CIN) 。 合适的CIN有利于强对流的发展！与干暖盖效应类似 几个特征高度： 1 、抬升凝结高度(LCL)当未饱和湿空气微团被 抬升时,随着空气微团抬升、温度按干绝热直减率降低， 与它温度对应的饱和水汽压也随之减小。这样，必然会 找到一个(且只有一个)高度，在此高度处饱和水汽压等 于空气微团的水汽压，于是水
15、汽开始凝结，人们把这一 高度称为抬升凝结高度(有时简称凝结高度)， 2、对流凝结高度(CCL)与对流温度 由于地面加热作用，地面气块沿干绝热上升，水汽达到饱和产 生凝结。在热力图解上层结曲线与地面比湿值所对应的等饱和比 湿线相交点的高度，即为对流凝结高度，如图中之C点。其中CA 为等饱和比湿线，SA1(实曲线)为层结曲线。由C点沿干绝热下降 与地面气压值所交之点(A2)的温度(TA2)，称为对流温度。 3 、起始抬升高度( ) 不同起始高度会使CAPE和CIN有很大的差别 4、 自由对流高度(LFC)、平衡高度(EL)与等面积高度 (EAL) ZLFC自由对流高度，是(TvpTve)由负值转正
16、值的高度； ZEL平衡高度，是(TvpTve)由正值转负值的高度； EAL气块到达B点后仍能继续上升，直至升到负面积N等于 其下部正面积的高度H时，垂直速度才等于0，这也就是说 云顶应达到此高度 5、0高度(Z0)：云中水分冻结高度的下限， 识别雹云的重要参数。最有利于降雹的Z0大 约在34.5km或700600hPa，也有5km（ 高原地区）；一般3km较有利于降雹。 6、-20C高度(Z-20)：大水滴自然成冰的温度在 -20C左右，因此， Z-20也是表示雹云特征的 一个重要参数，随时间和地点的变化较大。一 般在59km内变动。在5.5-6.9km（500 400hPa）最易形成雹云。 不同对流天气的阀值可能不同 冰雹与短时暴雨 冰雹需要考虑0, -10,-20 层的高度 0层高度一般在
