常用对流参数应用课件.ppt

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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、涡度平流、螺旋度Q矢量、风垂直切变热力因子：位温、假相当位温、

2、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”,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

3、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100103cm/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

4、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500h

5、Pa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（mvmd）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

6、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。,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

7、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

8、,，,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

9、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

10、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

11、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

12、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)

13、 。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；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

14、)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

15、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-20

16、C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（500400hPa）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600毫巴左右(否则,下落过程会融化) 短时暴雨是否发生与0层高度无关冰雹对流需要足够的高度 -回波高度一般可达1214km (-20 层的高度以上) 是否发生暴雨与对流高度无关，相反，对流质心越低，降水效率越高 -冰雹需要足够大的垂直运动(可达101m/s)(3) 冰雹发生的环境一般比短时暴雨更不稳定，但是对水汽条件比短时暴雨要求较低,

17、T-lnp图上的对流有效位能、自由对流高度、平衡高度与等面积高度,抬升指数(LI) （lifted index）平均气块从修正的低层3000英尺高度沿干绝热线上升，到达凝结高度后再沿湿绝热线上升至500hPa时所具有的温度( )与500hPa等压面上的环境温度(T500)的差值。,当LI0）,表示气层稳定。,T639数值预报8月22日14时CAPE500（阴影）和抬升指数0（红色）预报,抬升指数,最大抬升指数(BLI) ： 把最底层厚度为300hPa的大气按50hPa间隔分为许多层，并将各层中间高度处上的各点分别按干绝热线上升到各自的抬升凝结高度，然后又分别按湿绝热线抬升到500hPa，于是分

18、别得到各点的抬升指数，其中正值最大者即为最大抬升指数。,2009年7月18日17时CAPE500（阴影）和最大抬升指数0(黄线)预报,K指数（K index）： 能够反映大气的层结稳定情况，K指数越大，层结越不稳定，但它不能明显表示出整个大气的层结不稳定度。,配合散度、涡度分析制作雷暴的客观预报。一般地：K35C时有成片的雷暴产生。,K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700,温度直减率，低层水汽条件，中层饱和度,K指数分布,K指数分布,2009年8月22日短时强降水实况和T639数值预报K指数（紫色）,K index,Ky 指数：是根据山崎孝治认为的对流发生的三个条件（大气稳

19、定度、低层水汽和上升运动）归纳而成的。(1)SI15 ，但6月SI3 ，5月SI4SI为Showalter稳定度指数(2)850hPa温度露点差：(TTd)853(3)温度平流：TA210 S C综合为一个指数即Ky指数：Ky=(TASI) (1+ (TTd)850),Ky指数分布,肖沃特指数（showalter index/沙氏指数;缩写为SI） 把850hPa等压面上的湿空气块沿干绝热线上升，到达抬升凝结高度后再沿湿绝热线上升至500hPa时具有的气块温度( )与500hPa等压面上的环境温度(T500)的差值。SI3 发生雷暴的可能性很小或没有0 SI3 有发生阵雨的可能性-3 SI0

20、有发生雷暴的可能性-6 SI-3 有发生强雷暴的可能性SI-6 有发生严重对流天气(如龙卷风)的危险,SI指数,shawalter index,R=2CAPE/(Uz2),粗理查森数BRN：反映垂直风切变与静力不稳定之间平衡关系的指数。,强对流可以发生在弱的垂直风切变结合强位势不稳定或相反的环境中，这表明在强对流过程中，垂直风切变和大气不稳定度存在着某种平衡关系，粗里查森数正是很好地反映这种平衡关系的参数。大量的观测研究表明,出现雷暴大风冰雹的样本, BRN 大多较小，在强位势不稳定的条件下，可以将BRN作为雷暴大风、冰雹的一个预报指标。,对流有效位能CAPE：表示气块相对于环境的正浮力所作功

21、的大小。风垂直切变：Uz = U500hPa- U850hPa，代表供给风暴的近地面层入流，也代表了上升气流产生旋转的能量。 R代表了对于控制风暴结构和发展都很重要的因子（热力和运动能量）之间的一种相对平衡关系。多单体风暴Bulk Ri数大，超级单体风暴 Bulk Ri数小CAPE 一定时， Uz 增大 ，超级单体风暴 产生的可能性增大。,风暴强度指数 SSI Turcotte 与Vigeux采用浮力能风切变图区分强雷暴与非强雷暴， 进而得到了风暴强度指数， 它表达了浮力能和垂直风切变之间的线性关系。其表达式为： SSI = 1002 + 0.27 ln（SHR）+ 2.01110-4CAPE

22、 式中SHR为0H 间的密度加权平均垂直风切变（ H 为离地高度），由公式可看出，当大气中热力不稳定条件越强，上下层间垂直风切变越大时，SSI 越大， 产生强风暴天气的可能性以及风暴强度就越大。,全总指数（TT）：20世纪70年代由Miller引入的，至今仍在应用。,公式：该式右端T与 分别表示温度与平均露点温度，单位为 .,TT越大，越容易发生对流天气,强天气分析预报指数,单位：无量钢,美国：龙卷和强雷暴个例分析：发生龙卷时其临界指数为400，强雷暴（伴有25m/s以上大风，或直径1.9cm以上的冰雹）发生时临界值为300,强天气威胁指数（SWEAT）: 根据328次龙卷风资料和日程预报经验

23、得出的一个预报指数，表达式为：,锋生函数,设两起团过渡区附近 的水平梯度为 ，则 的水平梯度大小（绝对值）的个别变化公式为：,在上式中，F称为锋生函数。当F0时，有锋生作用；当F0时，有锋消作用。,新雷暴预报指数swiss00（ swiss12 ）：用于确定是否由雷暴发生的指数,当swiss005.1时预报由雷暴，否则预报无雷暴,当swiss120.6时预报由雷暴，否则预报无雷暴,风暴相对螺旋度（SRH） 定义：风暴相对风矢量和涡度的点乘；忽略垂直速度，只考虑水平速度后的常用简化SRH为 其中为水平涡度矢量， 即-(v/z)i+(u/z)j 单位：m2s-2 ，当螺旋度大于150时，发生强对流

24、的可能性极大。 物理意义：表示低空3公里内入流气流和垂直风切变的强度,参数小结,水汽：PW、q、Td、RH稳定度：CAPE、DCAPE、CIN、K、SI、LI垂直风切变：wind shear抬升条件：？（大尺度强迫、中尺度边界）对流参数的来源、物理意义、性质特点和使用方法,二、法国CNP和美国SPC对流参数诊断和应用简介,法国巴黎气候信息,美国俄克拉何马城气候信息,三、目前国家气象中心强天气预报中心（SWPC）对流参数应用介绍,目前强天气预报中心所选用的同强对流天气有关的物理量,强对流条件水汽不稳定抬升垂直切变,最常用参数,水汽PW、se不稳定度CAPE、KI、BLI垂直风切变SHR抬升条件系

25、统、地面或低层风分析,四、对流参数应用应注意的问题,预报对象的特点要清楚应用参数的物理意义和局限性要清楚不同地域和季节气候特点要了解参数变化性要考虑具体问题具体分析各尺度天气系统分析是根本,四、对流参数应用应注意的问题,预报对象的特点要清楚飑线、超级单体、多单体风雹？大风、冰雹、短时强降水,四、对流参数应用应注意的问题,应用参数的物理意义和局限性要清楚K的意义？局限？CAPE的意义？局限？LI、SI、BLI的意义？局限？露点、比湿、相对湿度,四、对流参数应用应注意的问题,不同地域和季节气候特点要了解季风演变带来的层结特点变化湿层厚度的变化下垫面热力作用不同季节与地域的重要意义上下冷暖的变化海拔

26、不同区域的差异,四、对流参数应用应注意的问题,参数变化性要考虑日变化导致的参数变化天气系统移动及天气过程带来的参数变化,四、对流参数应用应注意的问题,具体问题具体分析没有“一招鲜吃遍天”的东西，每个参数都有局限分析参数参考参数必须结合具体的天气形势/地理背景/季节背景,四、对流参数应用应注意的问题,各尺度天气系统分析是根本所有强对流天气必有关键影响系统短波槽对中小尺度对流系统发展变化作用关键（5.6广东，6.1广西）,五、个例,初夏飑线（09.06.05华东）盛夏强降水（09.08.04华北江南华南）仲秋飑线（09.11.09江南）早春雷暴天气（10.03.06、10.02.11）,09.06.05华东,09.06.05华东,09.08.04华北江南华南,09.08.04华北江南华南,09.11.09江南,09.11.09江南,10.03.06,10.03.06,10.02.11,10.02.11,六、小结,参数选择少而精，吃透法、美介绍结合自己的特点应用应用个例、注意事项抓天气系统、全面分析、不迷信,谢谢大家!,