常用对流参数应用课件.ppt

1、常用对流参数在天气预报常用对流参数在天气预报中的应用中的应用谌芸谌芸 张涛张涛国家气象中心强天气预报中心国家气象中心强天气预报中心20102010年年3 3月月1717日北京日北京主要内容主要内容 一、什么是对流参数一、什么是对流参数 二、对流参数的分类和计算二、对流参数的分类和计算 三、法国三、法国CNPCNP和美国和美国SPCSPC对流参数诊对流参数诊断和应用简介断和应用简介 四、目前四、目前SWPCSWPC对流参数应用介绍对流参数应用介绍 五、对流参数应用应注意的问题五、对流参数应用应注意的问题 六、个例六、个例 七、小结七、小结 一、什么是对流参数一、什么是对流参数 什么是对流什么是对

2、流对流就是垂直方向的大气运动对流就是垂直方向的大气运动 对流与气块法对流与气块法对流分析基础的基本假设对流分析基础的基本假设- -气块法气块法 对流需要的条件对流需要的条件大气层结（水汽大气层结（水汽/ /稳定度稳定度/ /触发触发/ /强化）强化） 基于气块法分析对流条件的参数基于气块法分析对流条件的参数对流参数对流参数 一、对流参数的分类和计算一、对流参数的分类和计算 物理量诊断：物理量诊断：动力因子动力因子：涡度、散度、垂直速度、温度平流、涡度平流、螺旋度涡度、散度、垂直速度、温度平流、涡度平流、螺旋度QQ矢量、风垂直切变矢量、风垂直切变热力因子：热力因子：位温、假相当位温、相当位涡、湿

3、静力能量、有效位能、位温、假相当位温、相当位涡、湿静力能量、有效位能、稳定指数、抬生指数稳定指数、抬生指数有关水汽：有关水汽：可降水量、水汽通量、水汽通量辐合可降水量、水汽通量、水汽通量辐合动力和热力综合的因子：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、湿位涡、锋生函数、压能、风暴指数、能量螺旋度指数、RICHARSONRICHARSON指数指数对流发生发展的基本条件:1. 水汽条件2. 不稳定条件3. 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（大气可降水量（PricipitablePricipitable Water- PW Water

4、- PW）：从地面直：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：中相当水量的深度来表示，单位：cmcm或或mmmm。dpqgPWP001iiwgpqPW)(“水汽的液态水当量水汽的液态水当量”降水诊断降水诊断（宏观成因：宏观成因：1 凝结率凝结率 2 水汽来源水汽来源 微观成因微观成因: 雨滴形成雨滴形成）大气中的水汽大气中的水汽大气水汽的大气水汽的垂直分布垂直分布可降水量可降水量气柱水汽总量气柱水汽总量*水汽垂直分布随水汽

5、垂直分布随高度指数递减，高度指数递减，92%的水汽集中的水汽集中在在500hPa以下以下*气柱最大总水汽气柱最大总水汽量全部凝结降落约量全部凝结降落约为为3040mm降水降水*一次暴雨过程中一次暴雨过程中雨区上空水汽经过雨区上空水汽经过多次替换多次替换结论结论降水取决于降水取决于雨区外来自低层的雨区外来自低层的水汽补充水汽补充1）降水强度公式）降水强度公式（凝结函数）（凝结函数）基本出发点基本出发点*降水时大气处于降水时大气处于 饱和状态饱和状态*空气上升绝热冷却空气上升绝热冷却 水汽不断凝结降落水汽不断凝结降落*凝结函数凝结函数饱和比湿随高度分布饱和比湿随高度分布凝结率凝结率/降水强度降水强

6、度*饱和饱和比湿的递减率比湿的递减率(取决于温度取决于温度/季节季节)*上升速度上升速度(凝结速度凝结速度)(量级范围量级范围100103cm/s)结论：汛期降水强度结论：汛期降水强度主要取决于上升速度主要取决于上升速度大尺度可达大尺度可达101cm/s降水强度降水强度101 mm/天天对流可达对流可达103 cm/s降水强度降水强度103mm/天天气块上升单位高度气块上升单位高度的凝结量的凝结量2）水汽连续方程）水汽连续方程（水汽质量守恒）（水汽质量守恒）水汽水平通量散度水汽水平通量散度水汽垂直通量散度水汽垂直通量散度水汽局地变化水汽局地变化出发点：降水来自于大气中的水汽出发点：降水来自于大

7、气中的水汽降水量等于降水量等于局地水汽收支方程局地水汽收支方程的差额（凝结量）的差额（凝结量）（不必考虑饱和和凝结过程）（不必考虑饱和和凝结过程）水汽局地变化可忽略！水汽局地变化可忽略！垂直通量散度项垂直通量散度项 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。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；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。特殊地形下，垂直通量散度项贡献非常大。水平通量散度项水平通量散度项水汽水平通量散度项包含水汽水平通量散度项包含空气辐合带来

8、的水汽和空气辐合带来的水汽和比湿平流带来的水汽比湿平流带来的水汽水平通量散度的积分水平通量散度的积分根据质量补偿原理根据质量补偿原理在上升运动情况下在上升运动情况下上部辐散，水汽流出，上部辐散，水汽流出，根据水汽垂直分布根据水汽垂直分布上部水汽含量很少，上部水汽含量很少，故只需积分到故只需积分到500hPa降水量取决于降水量取决于*500hPa垂直速度（表征垂直速度（表征低空空气总辐合量）低空空气总辐合量）*低空平均比湿低空平均比湿（与凝结函数法结论相同（与凝结函数法结论相同但从水汽质量守恒出发，但从水汽质量守恒出发，无需考虑是否饱和）无需考虑是否饱和）对流性降水诊断对流性降水诊断垂直速度可达

9、垂直速度可达10 m/s量级，雨强大量级，雨强大尺度小尺度小:数十公里数十公里, 时间短时间短:数十分钟数十分钟降水的降水的时时面面深关系深关系（水文）（水文）垂直速度无法实际诊断垂直速度无法实际诊断诊断大气层结静力稳定度诊断大气层结静力稳定度（从略）（从略）比湿平流项比湿平流项比湿（比湿（q q）：指某容积中水汽质量（：指某容积中水汽质量（mvmv）与同一容）与同一容积中空气（包括水汽）的总质量（积中空气（包括水汽）的总质量（mvmvmdmd）的）的比值。饱和空气的比湿饱和比湿（比值。饱和空气的比湿饱和比湿（qsqs）公式：公式：比湿垂直分布特征：比湿垂直分布特征：平均情况：随高度按指数规律

10、快速减小。平均情况：随高度按指数规律快速减小。9090的水汽在的水汽在500hPa500hPa以以下，下，5050的水汽集中在的水汽集中在850hPa850hPa以下。以下。地面比湿最大的地方：地面比湿最大的地方：湿度逆增湿度逆增：同逆温层同时存在，逆温层的稳定层结阻止了水汽向：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。上输送。保守性：表示空气的湿度保守性：表示空气的湿度vdvMqMMq: q: 比湿；比湿；MdMd 干空气质量；干空气质量；MvMv 水汽质量水汽质量赤道附近赤道附近露点温度：露点温度：空气中在水汽含量和气压都不改变的条件下，冷却空气中在水汽含量和气压都不改变的条件

11、下，冷却到饱和时的温度。到饱和时的温度。 干线（露点锋）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）。度梯度最大处分析干线（露点锋）。当有显著流线自干线（露点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。锋）的干区一侧吹向湿区时，强对流天气易发生。 温度露点差（温度露点差（T-TdT-Td） 温度露点差分析是为了帮助定义显著湿区。温度露点差分析是为了帮助定义显著湿区。 当温度露点差当温度露点差小于等于小于等于55时，每隔时，每隔2 2 分析一条等温度露点差线，如分析

12、一条等温度露点差线，如11，33，5 5 。所有等值线两端须标明露点温度差数值。所有等值线两端须标明露点温度差数值。相对湿度（相对湿度（f f或或rhrh）：空气中实际水汽压与当时气温下的饱：空气中实际水汽压与当时气温下的饱和水汽压的比值，用百分比表示和水汽压的比值，用百分比表示公式：公式：大小：直接表示空气距离饱和的程度；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

13、小。大，反之，温度升高则减小。sqfqf: f: 相对湿度；相对湿度；qsqs 饱和比湿饱和比湿表征大气温湿场表征大气温湿场1）位温位温2）相当位温相当位温pddcRpT1000pcReepT)1000(*qcLTTpe其中: Te为相当温度大气基本物理量大气基本物理量表征大气温湿场表征大气温湿场（续（续1）位温位温 空气沿干绝热过程变化到气压空气沿干绝热过程变化到气压P P1000hPa1000hPa时时的温度称为位温。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力特性，同时位温具有保守性，利用位温这个

14、特性可以鉴别不同高度处的气团性质，别不同高度处的气团性质， 位温一般与干静力温度相对位温一般与干静力温度相对应用可以做静力稳定度判别：应用可以做静力稳定度判别： 不稳定不稳定 中性中性 稳定稳定pddcRpT1000静力0Z假相当位温假相当位温 )exp()1000(CpdcRseTcLrepTpdd ，)(622. 0eper是温度、气压、水汽含量的函数，表示温压湿综合的物是温度、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理量，当气块沿干绝热线上升至抬升凝结高度C C，又经，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湿绝热过程上升，将所

15、含的水汽全部凝结放出后再沿干绝热过程下降到达过程下降到达1000hpa1000hpa时的温度。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。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：假相当位温垂直变化：850hPa850hPa500hPa500hPa差差差动假相当位温平流：差动假相当位温平流： 平流随高度的变化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，可取时的关键是层次的选取：东部地区，可取500和和850hPa。se22)()(pppVpptsesesese85

16、0-700 hPa850-700 hPa差动假相当位温平流差动假相当位温平流 总温度总温度 pttcETT+ + + ZcgpqcLp221Vcp总能量显热能位能潜热能动能总能量显热能位能潜热能动能湿静力温度湿静力温度（处理湿对流过程时的热力学变量）（处理湿对流过程时的热力学变量） TZcgpqcLp= T+ +饱和湿静力温度：饱和湿静力温度：在气压、温度不变条件下，假定空在气压、温度不变条件下，假定空气达到饱和时的湿静力温度。气达到饱和时的湿静力温度。 sppqcLHcTT8 . 9*HTT*0)(*OHLTTI)(1 ()(0*HHspHTTTqcLTTTHTHHTHT* 表示H0处的空气

17、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， 当当 时，时，H0H0处的空气便不能自处的空气便不能自由地穿过由地穿过H H层上升，其能量将储存在层上升，其能量将储存在H H层之下；层之下；当当 时，时，H0H0处的空气及其具有处的空气及其具有的能量将自由地穿越的能量将自由地穿越H H层而往上传递。层而往上传递。因此，因此， 表示表示H H层以下气块湿静力能量层以下气块湿静力能量储存的限度，可简称为储能限。储存的限度，可简称为储能限。条件性稳定度指数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饱和湿静力温度的应用条件性稳定度指数HTT*0温度平流温度平流(

18、 ):引起温度局地变化的原因引起温度局地变化的原因TV量级与计算采用的水平网格长度有关：当水平网格长度取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：时，其量级与单位为：sC1410温度平流对各地天气变化影响很大，是决定日平均气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，常常掩盖了温的主要因子，当温度平流很强时，常常掩盖了“正常正常”日变化。可由水平温度梯度和风计算。日变化。可由水平温度梯度和风计算。风垂直切变（风垂直切变（wind shearwind shear） 在切变环境下，容易使上升气流在切变环境下，容易使上升气流倾斜

19、倾斜，有利于对，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，风的垂直切变还可用减弱上升浮力。而且，风的垂直切变还可增强中增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和冷空层干冷空气的吸入，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。上升，从而加强对流。 垂直风廓线在对流天气中的的作用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

20、风速随高度的变化也较小；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，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。体风暴的大。 对流有效位能（对流有效位能（CAPECAPE）(covective(covective available potential energy) available potential energy)dzTTTgCAPEvevaZZveef)(1)/ln()(11iieiNiaidpp

21、TTRCAPELFCELppvevpdpdTTRCAPEln)(定义：若把在自由对流高度定义：若把在自由对流高度(LFC)(LFC)到到平衡高度平衡高度(EL)(EL)间的层结曲线与状态间的层结曲线与状态曲线所围成的面积称为正面积，表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，并有可能浮力作功而获得的能量，并有可能转化成气块的动能。转化成气块的动能。黑线：温度廓线黑线：温度廓线绿线：露点廓线绿线：露点廓线红线：过程曲线红线：过程曲线下沉对流有效位能下沉对流有效位能（DCAPEDCAPE）引自引自 刘玉玲、刘建文等刘玉玲、刘建文

22、等 dZTTTgDCAPEvaveZZveDsfc)(1 下沉运动是极常见的大气现象，对流下沉开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，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，从而使得增大了局部层结的温度递减率，从而使得下沉发生。下沉发生。下沉对流有效位能从理论上反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映出下沉发生后，气块下沉到达地面时所具有的最大动能具有的最大动能（下击暴流的强度）（下击暴流的强度）即环即环境对气块的负浮力能。境对气块的

23、负浮力能。 把中层干冷空气的侵入点作为下沉把中层干冷空气的侵入点作为下沉起点起点。下沉起始温度以大气在下沉起点的。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曲线所围成的面积所表示的能量为下沉对下沉对流有效位能。流有效位能。 利用实际探空判断下沉起点时，可把利用实际探空判断下沉起点时，可把中层中层大气中湿球位温或假相当位温最小的点作大气中湿球位温或假相当位温最小的点

24、作为下沉起始高度，把该高度处的湿球温度为下沉起始高度，把该高度处的湿球温度作为下沉起始温度。作为下沉起始温度。 对流抑制能量对流抑制能量 (CIN)把气块抬升到把气块抬升到LFCLFC位置通常必须对气块作功，而功的大小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与从气块起始位置到LFCLFC间的状态曲线与层结曲线所围成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的面积成正比，这块面积被称为负面积(NA)(NA)，即对流抑制，即对流抑制能量能量(CIN)(CIN) 。物理意义物理意义：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

25、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。 起始ppdvevpLFCpdRTTCINNAln)(对流抑制能量（对流抑制能量（CINCIN） 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) 。起始ppdvevpLFCpdRTTCINNAln)(1()fsfczaezeCINgTT dzT合适的合适的CIN有利于

26、强对流的发展！有利于强对流的发展！与干暖盖效应类似与干暖盖效应类似几个特征高度：几个特征高度：1 1 、抬升凝结高度、抬升凝结高度(LCL)(LCL)当未饱和湿空气微团被当未饱和湿空气微团被抬升时抬升时, ,随着空气微团抬升、温度按干绝热直减率降低，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，必然会找到一个找到一个( (且只有一个且只有一个) )高度，在此高度处饱和水汽压等高度，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

27、凝结高度高度称为抬升凝结高度( (有时简称凝结高度有时简称凝结高度) )， )()0 () 0 (2wdvpdLTRRTgcgTTz2 2、对流凝结高度、对流凝结高度(CCL)(CCL)与对流温度与对流温度 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，如图中之比湿线相交点的高度，即为对流凝结高度，如图中之C C点点。其中。其中CACA为等饱和比湿线，为等饱和比湿线，SA1(SA1(实曲线

28、实曲线) )为层结曲线。由为层结曲线。由C C点沿干绝热下点沿干绝热下降与地面气压值所交之点降与地面气压值所交之点(A2)(A2)的温度的温度(TA2)(TA2)，称为对流温度。称为对流温度。3 3 、起始抬升高度、起始抬升高度( )( ) 不同起始高度会使不同起始高度会使CAPECAPE和和CINCIN有很大的差别有很大的差别4 4、 自由对流高度自由对流高度(LFC)(LFC)、平衡高度、平衡高度(EL)(EL)与等面积高度与等面积高度(EAL)(EAL) ZLFCZLFC自由对流高度自由对流高度，是，是(Tvp(TvpTveTve) )由负值转正值的高度；由负值转正值的高度；ZELZEL

29、平衡高度平衡高度，是，是(Tvp(TvpTveTve) )由正值转负值的高度；由正值转负值的高度； EALEAL气块到达气块到达B B点后仍能继续上升，直至升到负面积点后仍能继续上升，直至升到负面积NN等于等于其下部正面积的高度其下部正面积的高度H H时，垂直速度才等于时，垂直速度才等于0 0，这也就是说，这也就是说云顶应达到此高度云顶应达到此高度 iZ5 5、00高度高度(Z0)(Z0)：云中水分冻结高度的下限，云中水分冻结高度的下限，识别雹云的重要参数。最有利于降雹的识别雹云的重要参数。最有利于降雹的Z0Z0大大约在约在3 34.5km4.5km或或700700600hPa600hPa，也

30、有，也有5km5km（高原地区）；一般（高原地区）；一般3km3km较有利于降雹。较有利于降雹。6 6、-20C-20C高度高度(Z-20)(Z-20)：大水滴自然成冰的温度在大水滴自然成冰的温度在-20C-20C左右，因此，左右，因此， Z-20Z-20也是表示雹云特征的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。一一个重要参数，随时间和地点的变化较大。一般在般在5 59km9km内变动。在内变动。在5.5-6.9km5.5-6.9km（500500400hPa400hPa）最易形成雹云。）最易形成雹云。不同对流天气的阀值可能不同不同对流天气的阀值可能不同冰雹与短时暴雨冰雹与短时

31、暴雨(1) 冰雹需要考虑冰雹需要考虑0, -10,-20 层的高度层的高度 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短时暴雨是否发生与0层高度无关层高度无关(2) 冰雹对流需要足够的高度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，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但是对水汽条件比短时暴雨要求较低 T-lnp图上的对流有效位能、自由对流高度

32、、平衡高度与等面积高度 抬升指数抬升指数(LI)(LI) （lifted indexlifted 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。TTLI500T当LI0）,表示气层稳定。T639数值预报数值预报8月月22日日14时时CAPE500（阴影）和抬升指数（阴影）和抬升指数00（红色）预报（红色）预报抬升指数抬升指数最大抬升指数最大抬升指数(BLI) (BLI) ： 把最底层厚度为把最底层厚度为300hPa300hPa的大气按的大气按50hPa50hPa

33、间隔分为间隔分为许多层，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线抬升到500hPa500hPa，于是分别得到各点的抬升指数，其，于是分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。中正值最大者即为最大抬升指数。2009年年7月月18日日17时时CAPE500（阴影）和最大抬升指数（阴影）和最大抬升指数0(黄线黄线)预报预报K K指数（指数（K indexK index）：）： 能够反映大气的层结稳定情况，能够反映大气的层结稳定情况，K K指数

34、越大，层指数越大，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。不稳定度。配合散度、涡度分析制作雷暴的客观预报。配合散度、涡度分析制作雷暴的客观预报。一般地：一般地：K20K20C C时时, ,无雷暴；无雷暴；2020CK25CK25C C时时, ,孤立雷暴；孤立雷暴；2525CK30CK30C C时时, ,零星雷暴；零星雷暴；3030CK35CK3535C C时有成片的雷暴产生。时有成片的雷暴产生。K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700温度直减率，低层水汽条件，

35、中层饱和度温度直减率，低层水汽条件，中层饱和度K K指数分布指数分布K K指数分布指数分布2009年年8月月22日短时强降水实况和日短时强降水实况和T639数值预报数值预报K指数（紫色）指数（紫色）K indexKy 指数：指数：是根据山崎孝治认为的对流发生的三个条件是根据山崎孝治认为的对流发生的三个条件（大气稳定度、低层水汽和上升运动）归纳而成的。（大气稳定度、低层水汽和上升运动）归纳而成的。(1)SI15 ，但，但6月月SI3 ，5月月SI4SI为为Showalter稳定度指数稳定度指数(2)850hPa温度露点差：温度露点差：(TTd)853(3)温度平流：温度平流：TA210 S C综

36、合为一个指数即综合为一个指数即Ky指数：指数：Ky=(TASI) (1+ (TTd)850)KyKy指数分布指数分布 肖沃特指数肖沃特指数（showalter index/沙氏指数沙氏指数;缩写为缩写为SI） 把把850hPa850hPa等压面上的湿空气块沿干绝热线上升，到达抬升凝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结高度后再沿湿绝热线上升至500hPa500hPa时具有的气块温度时具有的气块温度( )( )与与500hPa500hPa等压面上的环境温度等压面上的环境温度(T500)(T500)的差值。的差值。SI3 SI3 发生雷暴的可能性很小或没有发生雷暴

37、的可能性很小或没有0 SI3 0 SI3 有发生阵雨的可能性有发生阵雨的可能性-3 SI0 -3 SI0 有发生雷暴的可能性有发生雷暴的可能性-6 SI-3 -6 SI-3 有发生强雷暴的可能性有发生强雷暴的可能性SI-6 SI0F0时，有锋时，有锋生作用；当生作用；当F0F0时，有锋消作用。时，有锋消作用。新雷暴预报指数新雷暴预报指数swiss00swiss00（ swiss12 swiss12 ）：用于确定是否由雷：用于确定是否由雷暴发生的指数暴发生的指数当当swiss005.1swiss005.1时预报由雷暴，否则预报无雷暴时预报由雷暴，否则预报无雷暴当当swiss120.6swiss1

38、20.6时预报由雷暴，否则预报时预报由雷暴，否则预报无雷暴无雷暴6503012)(3.03.0dTTShrSLISWISS6006385000)(1.04.0dTTShrSISWISS风暴相对螺旋度风暴相对螺旋度（SRHSRH） 定义：风暴相对风矢量和涡度的点乘；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忽略垂直速度，只考虑水平速度后的常用简化SRHSRH为为 其中其中 为水平涡度为水平涡度矢量矢量， 即即-( -(v/v/z)i+(z)i+(u/u/z)jz)j 单位：单位：mm2 2s s-2-2 ，当螺旋度大于，当螺旋度大于150150时，发生强对流时，发

39、生强对流的可能性极大。的可能性极大。 物理意义：表示低空物理意义：表示低空3 3公里内入流气流和垂直风切公里内入流气流和垂直风切变的强度变的强度hHdzCVH0)( ZVKH 参数小结参数小结水汽：水汽：PWPW、q q、TdTd、RHRH稳定度：稳定度：CAPECAPE、DCAPEDCAPE、CINCIN、K K、SI SI、LI LI垂直风切变：垂直风切变：wind shearwind shear抬升条件：？（大尺度强迫、中尺度边界）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对流参数的来源、物理意义、性质特点和使用方法 二、法国二、法国CNPCNP和

40、美国和美国SPCSPC对流参数诊对流参数诊断和应用简介断和应用简介月份月份平均温度平均温度oC平均降水总量平均降水总量(mm)平均降水日数平均降水日数日日最低最低日日最高最高一月一月0.96.054.317.0二月二月1.37.646.113.9三月三月2.910.853.516.1四月四月5.014.446.514.7五月五月8.318.263.315.4六月六月11.221.557.812.5七月七月12.924.053.611.4八月八月12.723.851.611.6九月九月10.620.853.812.0十月十月7.716.055.513.9十一月十一月3.810.155.815.4

41、十二月十二月1.76.855.616.2法国巴黎气候信息月份月份平均温度平均温度oC平均降水总量平均降水总量(mm)平均降水日数平均降水日数日日最低最低日日最高最高一月一月-3.88.228.73.7二月二月-1.311.239.64.5三月三月3.616.768.85.8四月四月9.322.270.46.0五月五月14.326.2132.68.0六月六月18.930.7109.56.8七月七月21.434.166.34.9八月八月20.933.666.05.7九月九月16.828.897.56.2十月十月10.223.182.05.3十一月十一月3.715.850.34.3十二月十二月-1.

42、99.935.64.3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三、目前国家气象中心强天气预报中心（中心（SWPCSWPC）对流参数应用介绍）对流参数应用介绍目前强天气目前强天气预报中心所预报中心所选用的同强选用的同强对流天气有对流天气有关的物理量关的物理量强对流条件强对流条件水汽水汽不稳定不稳定抬升抬升垂直切变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 抬升条件系统、地面或低层风分析 四、对流参数应用应注意的问题四、对流参数应用应注意的问题 预报对象的特点要清楚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应用参数的物理意义和局

43、限性要清楚 不同地域和季节气候特点要了解不同地域和季节气候特点要了解 参数变化性要考虑参数变化性要考虑 具体问题具体分析具体问题具体分析 各尺度天气系统分析是根本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四、对流参数应用应注意的问题 预报对象的特点要清楚预报对象的特点要清楚飑线、超级单体、多单体风雹？飑线、超级单体、多单体风雹？大风、冰雹、短时强降水大风、冰雹、短时强降水 四、对流参数应用应注意的问题四、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应用参数的物理意义和局限性要清楚K K的意义？局限？的意义？局限？CAPECAPE的意义？局限？的意义？局限？LI LI、

44、SI SI、BLIBLI的意义？局限？的意义？局限？露点、比湿、相对湿度露点、比湿、相对湿度 四、对流参数应用应注意的问题四、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季风演变带来的层结特点变化湿层厚度的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下垫面热力作用不同季节与地域的重要意义意义 上下冷暖的变化上下冷暖的变化 海拔不同区域的差异海拔不同区域的差异 四、对流参数应用应注意的问题四、对流参数应用应注意的问题 参数变化性要考虑参数变化性要考虑日变化导致的参数变化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天

45、气系统移动及天气过程带来的参数变化化 四、对流参数应用应注意的问题四、对流参数应用应注意的问题 具体问题具体分析具体问题具体分析没有没有“一招鲜吃遍天一招鲜吃遍天”的东西，每个参的东西，每个参数都有局限数都有局限分析参数参考参数必须结合具体的天气分析参数参考参数必须结合具体的天气形势形势/ /地理背景地理背景/ /季节背景季节背景 四、对流参数应用应注意的问题四、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短波槽对中小尺度对流系统发展变化作用关键（用关键（5.65.6广东

46、，广东，6.16.1广西）广西） 五、个例五、个例 初夏飑线（初夏飑线（09.06.0509.06.05华东）华东） 盛夏强降水（盛夏强降水（09.08.0409.08.04华北江南华南）华北江南华南） 仲秋飑线（仲秋飑线（09.11.0909.11.09江南）江南） 早春雷暴天气（早春雷暴天气（10.03.0610.03.06、10.02.1110.02.11） 09.06.0509.06.05华东华东 09.06.0509.06.05华东华东 09.08.0409.08.04华北江南华南华北江南华南 09.08.0409.08.04华北江南华南华北江南华南 09.11.0909.11.09江南江南 09.11.0909.11.09江南江南 10.03.0610.03.06 10.03.0610.03.06 10.02.1110.02.11 10.02.1110.02.11 六、小结六、小结 参数选择参数选择少而精，吃透少而精，吃透 法、美介绍法、美介绍结合自己的特点应用结合自己的特点应用 应用个例、注意事项应用个例、注意事项抓天气系统、全面分析、不迷信抓天气系统、全面分析、不迷信