英语口语学习网对流有效位能垂直分布作用的评价
D.O.Blanch ard
(NO AA/强风暴实验室，博尔德，科罗拉多州)
摘要 对流有效位能(CA PE)与评价大气对流潜力的标准的不稳定指数，例如抬升指数(LI)，只有中等程度的相关。这是由于LI仅反映单层的浮力，而C AP E反映了积分厚度和浮力。将C AP E值除以积分厚度，使其正规化，得到一个指数(N CA PE)，它与厚度无关，是一种方便的求气块平均浮力的方法。正规化有效地区别了CA PE类似而其浮力不同，积分厚度不同的环境。而且由于C AP E的垂直分布对对流上升气流的强度可能有很大影响，因而把CA PE和N CA PE分成若干层是有利的。N CA PE对于自由对流厚度浅、总C AP E小的环境，可提供更有用的指标。并指出，结合CA PE计算N CA PE来估计对流潜力。
引言
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用单一的指数评价大气的状态由来已久，并不断有新的指数引入。特别是设计了许多指数，将对流中、低层温湿特性和风切变结合，估计大气产生对流和强天气的可能性，这些指数包括Show alter指数(SI)、抬升指数(LI)、总体指数，总能量指数、强天气威胁指数、对流有效位能(C APE)、粗里查逊数、能量-螺旋度指数、涡度产生潜势等。Peppler (1988)很好地描述了许多大气指数。
各种指数都有其长处和弱点，但没有一个指数被认为能全面刻划大气的状态。事实上，这些指数可能平滑掉或失去了递减率结构的重要细节。例如,SI的定义为500h Pa 环境温度与气块从850h Pa干绝热抬升到其凝结高度，然后，湿绝热抬升到500h Pa高度时的温度之差。如果水汽不能从地面伸展到850h Pa，或如果地表高度高到不能很好地代表边界层，此指数则没有代表性。若地面气压小于850hPa，则SI无定义。另外,SI是基于探测时间的温度和露点的“状态指数”，未考虑午后可能发生的加热变化。
除了抬升气块气压、温度、和露点的确定外,LI的计算方法类似于SI。设定气块的混合比为最低的1000m的平均混合比(通常一般取最低500m,50h Pa或100h Pa的变化)，位温是根据预报的午后最高气温气块干绝热的位温。由此可见,LI是一“预报指数”，因为它使用了预计的情况。和SI一样，如果500h Pa温度不能代表其上下环境空气温度，例如，如果对流层中层存在逆温层或稳定层，稳定度值没有代表性，而LI易受其影响，亦没有代表性。SI现在很少有人使用，而LI在业务和研究工作中则经常使用。lookup
近些年,CAPE成为最常用的计算大气是否发生对流的方法。与单层稳定度指数相反,CAPE是一个垂直积分指数从自由对流高度(LFC，气块温度超过其环境温度，气块相对于其环境是不稳定的高度)到平衡高度(EL，环境温度超过气块的温度，气块相对其周围环境是稳定的高度)测量自由对流层(FCL)的累积浮力能。可由下式定义:
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CAP E=g∫Z E L Z L FC T V p-T V e
T V
e
d z(1)
式中T V
p 是气块的虚温,T V
e羡慕的意思是什么
是环境空气虚
温,Z EL是平衡高度,Z LFC是自由对流高度,g 是重力加速度。此定义采用的是美国空军气象局(AW S,1961)的方法，最近Dosw ell等(1994)用虚温代替温度。计算的C APE值可随所选的气块变化很大。Do sw ell讨论了用于确定初始气块的各种方法。
随着业务和科研环境积累的经验的增多,CAPE某些变化特征已很清楚，需要充分了解此指数的优势。
1 CAPE的解释
多年来，关于探空图解上正面积的度量法有不少的名称。美国空军气象局(AW S) (1997年更名为The Air Fo rce W eather Ag ency)简单地称其为正面积。Mo ncrieff等(1976)首先使用对流有效位能一词。Fritsch 等(1980)称其为位势浮力能(PBE)。这个变化包含正浮力能和净浮力能。尽管名称很多，但事实上CAPE是标准的专门术语。AW S 定义积分式(1)用虚温,Mo ncrieff等(1976)和Fritch等用温度。
应当指出,CAPE至少不是与LI和SI 同样意义上的不稳定度的度量。LI和SI是计算某一高度上气块温度高出环境温度的大小，其单位是度，而C APE是气块浮力能的垂直积分量，其单位为J·kg-1。Fritsch也提到，正面积是浮力能，在气块从LFC到EL 抬升中会增大。然而，许多年来,CAPE替代LI代表稳定度，因此，需要根据上下文判断其用意。
1.1 正面积的纵横比
若观察一个“实际”热力图解(即其面积与能量成比例)，例如斜T-log p图或温熵图，可看出，正面积(即式(1)的积分，环境温度与湿绝热抬升气块温度廓线间面积)由下列两个参数决定:①LFC到EL间FCL的厚度;②浮力的平均大小，用抬升气块高出环境空气的虚温ΔT v(下称虚温超量)表示。若CAPE(即正面
积)是一定的,FCL的厚度增大(减小)，则整个FCL层内的平均浮力必然减小(增大)。因此，在推断CAPE值时，应考虑正面积的纵横比(即C APE是“细高”，还是“短粗”)。
最近,Lucas等(1994a,b)提出了CAPE 同样大小的洋面对流比陆面对流垂直速度小的问题。他们注意到，洋面上空探空得到的正面积通常是“极瘦”的，不稳定度小，但在对流层的大部分都存在。在陆地上空，正面积是“胖”的，不稳定度大，但较浅薄。他们推断：在考虑载水量对上升气流的作用时，陆地环境可能有较大的虚温超量。Zipr等(1980)在分析海洋对流时提到类似的发现，并声称, CAPE可能是度量对流稳定度的简单方法。关于正面积与稳定度的关系,AW S(1961)提出了相似的结果。
显然,CAPE相同而纵横比不同的探空，其稳定度(如用较简单的LI指数计算)可出现很大的不同。因此，很明显,CAPE的浮力能积分与LI温度超量及其他类似的指数，不是一对一的关系。
1.2 浮力和垂直速度stimulate
最近,Wicker等(1996)对“微型超单体”(Kennedy等,1993;Devies,1993)试验的模拟工作提出了有关低层CAPE作用的有趣的结果。微型超单体的定义为：顶部低(通常为6～8km)、水平尺度小的对流风暴(风暴或中尺度气旋)。他们选用C APE为600、1100和2000J·kg-1的3次探空资料。
3次探空的温湿廓线在500h Pa以下是相同的，因此，在500h Pa以下，正浮力垂直廓线相同。结果表
明，低层切变与低层CAPE (即CAPE限于或仅在最底层的几公里范围内)结合，对风暴内旋转特征的发展，比CAPE在较厚的FCL达到较大值看来更重要。例如Wicker等(1996)的时间平均垂直速度廓线显示，对3个环境，向上直到5km速度类似，表明低层CAPE的估计适合于确定
低层加速度和垂直速度。
McCaul等(1996)的另一项模拟工作对CAPE的分布是非常重要的这种看法给予支持。他们利用了CAPE相同(800J·kg-1)的垂直廓线，修正温度廓线，使最大浮力发生在不同的高度。他们发现，对零风模拟，浮力极大值在 2.75km高度时，瞬时上升气流峰值约为35m·s-1，几乎是浮力极大值在5.82 km高度时的2倍(19m·s-1)。
Johns等(1992)及M oller等(1994)也提到，大部分超级单体，其CAPE小于1500 J·kg-1。许多超级单体可能是发生在总CAPE小，但低层C APE相对较大的环境。这些模拟研究和观测研究有力地说明, CAPE的垂直分布，尤其是低层的C APE在对流风暴的发展演变中起着重要的作用，可能需要把总CAPE分成多层讨论。
2 计算技术方法
本节给出一些与CAPE和对流抑制(CIN,Co lby,1984)有关的估算浮力的大小和垂直分布的简单的信息性方法。
2.1 归一化C APE和CIN
在推断CAPE值时，应当考察探空曲线上CAPE或正面积的纵横比。现给出确定纵横比的一种简单方法。归一化CAPE (N CAPE)定义为总CAPE除以FCL厚度，即
NCAP E=CAP E/FCL(2)式中FCL=Z EL-Z LFC,N CAPE单位为J·kg-1·m-1，可简化为m·s-2(即加速度单位)。由于CAPE已被FCL厚度除，所以它代表了FCL层的平均浮力或加速度。由于N CAPE是FCL层的加速度，这就清楚地表明为什么总CAPE的纵横比是评价对流云增长潜力的重要特征(如Zipr,1980和LeMo ne等1994所提出的)。
CAPE还可以除以用h Pa表示的FC L 厚度(即,FCL=P LFC-P EL)，则其单位为J·kg-1·h Pa-1。虽然用气压表示FCL厚度的NC APE不能简单地表达为加速度，但因为其单位为熟悉的归一化的CAPE单位，所以是可取的。经验表明，用气压表示FCL 厚度的NCAPE取值范围一般在1～6J·kg-1·h Pa-1。
CIN是探空曲线上“负面积”的度量，是气块通过比其暖的气层达到自由对流高度(LFC)所需作的功。这块负面积通常称为“盖”。CIN的计算类似于CAPE，定义为:
CI N=g∫Z LFC Z SFC T V p-T V e
T V
e
d z(3)式中Z SFC是地表高度,Z LFC是LFC的高度。可通过除以负面积的厚度，计算出CIN的纵横比指数，即
NCI N=CI N/(Z SFC-Z LFC)(4)
式中NCIN为归一化CIN。和CAPE一样, CIN可有不同的纵横比。一个给定的CIN值可分布在一深厚的气层内，因此，对流稳定度ΔT v的量，或去盖，在任一特定层都小；而在同样的CIN值情况下，其垂直厚度可以很浅，则ΔT v在某一层可以较大。
2.2 C APE的分层计算
可把总CAPE分成几层计算。最近的模拟结果(Wicker等1996,M acaul等1996)指出，低层C APE(相对)大，与其有关的强加速度刚好位于云底上，对低层气压扰动和低层中尺度气旋发展起关键作用。快速、简便的描述总CAPE的垂直分布和低层CAPE对业务工作很重要。计算从LFC到某一高度(比如从LFC到3km高度(LFC3))的CAPE很简单，可以很快得到云底以上这一区域有多
AW S人工确定两类负面积。对地面气块加热来说，负面积是从地面向上到对流凝结高度的面积。这是必须通过地面加热克服的负面积。此面积是在热力图解上位于环境温度曲线暖的一侧，与相应的对流东国大学怎么样
温度的干绝热线包围的面积。对抬升气块来说，负面积位于抬升凝结高度与L FC之间。这是当某些过程(如地形、锋面或辐合过程)发生抬升，而对流温度还没达到时，必须克服的负面积。负面积为在热力图解上位于环境温度曲线的冷侧，与上升气块湿绝热线所包围的面积。
少浮力能。可简单地通过修改积分上下限来完成，即
CAP E LFC3=g ∫
Z LFC3
Z LFC
T V p -T V e T V e d z (5)
NCA P E LFC3=CAP E /(Z LFC3-Z LFC )(6)
应当注意,3km 层是任意选的，可以选其他层，甚至更多层。3 实例
现给出几个CAPE 、LI 和NCAPE 实例，以帮助理解前几节讨论的特征。将与CAPE 类似、与N CAPE 不同的探空资料进行比较，说明FC L 厚度的变化可以改变
CAPE
。选择的无线电探空资料代表了美国暖季各种典型暖气团的环境。分别选堪萨斯州Dodg e C ity (DDC )、佛罗里达州Tam pa Bay ,(TBW )和卡罗来纳州北部Greensboro (GSO)代表高原环境、副热带环境和变性副热带/中纬度环境。探空资料取自NOAA 预报系统实验室和NO AA 国家气候中心分发的北美1946～1995年CD -ROM 。
选取以上3站1990～1994年暖季(3～8月)所有的12:00(U TC，下同)探空资料。使用上午12:00探空资料是因为它比00:00资料受对流影响小。对上述3站的所有探空进行了处理，并选取有正CAPE 值的探空资料(其中DDC 有595次、TBW 有791次、GSO 有460次)进一步讨论。
CAPE 、LI 的计算步骤如下：首先计算最底层500m 的平均混合比(w -)(此高度对
DDC 太浅了，因为这里边界层时常超过500m，但为了便于比较,3站都取同样的高度)。由此，可确定对流凝结高度(CCL)和对流温度(T c )。假定气块已达到T c ，湿度为w -。
这些气块先干绝热抬升到CCL，然后湿绝热抬升到EL 。用此方法，没有从地面开始的负面积或CIN 需要克服，尽管升到CCL 以上一定有CIN 。此方法可能提出了给定探空资料CAPE 的上限。为了保持一致，计算
CAPE 和LI 都使用虚温，尽管传统上使用温
度计算LI 。
在图1中，用小方块比较3站(DDC ,TBW 及GSO)CAPE 的分布。由图1可以看出,DDC 和TBW 的C APE 值分布大致相似，尽管DDC 比TBW 的C APE 值范围大，但DDC 的CAPE 值中值(1415J ·kg -1)小于TBW (1740J ·kg
-1
)。GO S 的中值为905
J ·kg -1
，比DDC 、TBW 的取值范围都小。
图1 DDC 、T BW 和G SO 3个探空站CA PE 分布
(黑框包含了50%的资料，其中的水平线表示中值，上下底分别表示含有25%的资料；从每个黑框区伸出的垂直线所示范围表示可接受的极大值和极小值的范围，可接受范围为:U Q + 1.5(IQD)或LQ- 1.5(IQD)，其中UQ (LQ)是上(下)四分位值,IQD 是四分位差(距离)(UQ -LQ);ou tliers 用在框区的计算，可接受范围以外的值用分离点表示)个人资料英文
图2给出了DDC 、TBW 和GSO 3站的NCAPE 的分布图。从图2很容易看出,DDC 和
TBW 中值相似，分别为2.9和2.6J
·kg -1·h Pa -1
，而4分点
的分布(IQD ，即中间的50%的值)差别很大,TBW 为1.7～ 3.4J ·kg -1·h Pa -1,
DDC 为1.6～ 4.4J ·kg -1·h Pa -1。GOS 的NCAPE 范围最小，为1.1～ 2.4J ·kg -1
·h Pa -1
，中值也最小，为1.6J ·kg -1
·h Pa -1。
图3给出了DDC 、TB W 、GSO 3站探空的FC L 厚度分布。从图中可看出,3站的FC L 厚度明显不同,DDC 最浅薄,TBW 最深厚。结果说明,FCL 厚度(定义CAPE 的两分量之一)变化相当大。可以预料，在某种程度上,CAPE 的变化与FCL 厚度的关系比与虚温
图2 D DC 、TBW 、G SO 3个探空站N CA PE 分布 图3 DDC 、T BW 、GSO 3个探空站FCL 分布
(说明同图1) (说明同图1)
超量(ΔT v )的关系大。地形、LFC 和对流层顶高度(未给出)的影响的试验指出,FCL 的变化首先是由于LFC 的变化，其次是对流层顶高度的变化，地形(和EL)的作用是第3位的
。
smilence图4 DDC(·)、T BW (+)、G SO ( )3个探空
站CA PE-LI 点聚图(C APE 值限在1000～
3000J ·kg -1范围内)
图4是DDC 、TB W 、和GSO 3站的
CAPE-LI 的点聚图。CAPE 的变化范围限在
1000～3000J ·kg -1
，因此,CAPE 高值端的少数极值和低值端的一组值不能过多地影响统计(低值是任意定的，但改变它，比如说，改成750J ·kg -1
对结果影响不大)。在此范围内,DDC 、TBW 、GSO 3站CAPE 和LI 的R 2
(相关系数R )分别为0.44(0.66)、0.56brakes
(
0.75)和0.55(0.74)。其中,R 2
可看作能被
oxford english最小平方回归线解释的总变化部分，指出几乎50%的C APE 变化不是由于稳定度(即,ΔT v )的原因。这些结果表明:CAPE(气块浮力积分)与LI (单层虚温超量)仅有中等相关,CAPE 的变化是稳定度和FCL 厚度共同引起的。图4的试验显示，对应CAPE 2000J ·kg -1
值,LI 取值范围大概为- 3.5～7.5这样一个相当大的范围。
图5是DDC 、TBW 和GSO 3站CAPE -FC L 厚度点聚图。由图可见,CAPE 增大到
图5 DDC(·)、T BW (+)、G SO ( )3个探空
站CA PE-FCL 点聚图
约1000J ·kg -1,3站FCL 厚度都明显增大。注意，在TBW 和GSO 探空资料中，甚至当CAPE 超过1500J ·kg -1
时,FCL 厚度仍相应地增大。而在DDC 、CAPE 超过1500J
