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CAPE等环境参数在强对流风暴分析中应用与研究.pdf
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“鲇鱼”来了，聊聊威力不容小觑的强对流天气
雷霆之怒，声色俱厉。最早，人类对惊天动地的霹雳和划破长空的闪电感到无比恐惧。不论是中国古代、古罗马或美洲古文明皆有与雷暴相关的神话。欧美人认为“雷电是上帝之火”，中国古代信奉“雷公”、“电母”。 东汉时期，王充在《 论衡 》中最先试图从科学角度阐述雷电现象，他断言雷是太阳热量激荡空气而成。强对流天气造成的气象灾害可不容小觑。 最近挪威南部发生雷暴，300多头驯鹿毙命。雷暴是强对流天气现象之一。而强对流其实就是空气强烈的垂直运动而导致出的天气现象。 其生命史如昙花一现，短暂并带有明显的突发性，约为一小时至十几小时，较短的仅有几分钟至一小时。 最典型的就是夏季午后的强对流天气：白天地面不断吸收太阳发出的短波辐射，温度上升，并且放出长波辐射加热大气。当近地面的空气从地球表面接受到足够的热量，就会膨胀，密度减小，这时大气处于不稳定的状态。这就像水缸里的油和水一样，当密度较小的油处于水缸底部，而水处于上部时，一定会产生强烈的上升运动，最终油会浮到水面上。同理，近地面较热的空气在浮力作用下上升，并形成一个上升的湿热空气流。当上升到一定高度时，由于气温下降，空气中包含的水蒸气就会凝结成水滴。当水滴下降时，又被更强烈的上升气流携升，如此反复不断，小水点开始积集成大水滴，直至高空气流无力支持其重量，最后下降成雨。这也是为什么夏天雷雨不像春雨那样细雨绵绵，水滴较大的原因。决定对流产生和组织结构的环境因素包括大气层结的稳定性、 风的垂直切变、 水汽条件和抬升( 触发) 机制。 通常用对流有效位能 CAPE 来代表发生对流的潜势。在垂直风切变较弱时, 一般只会出现单单体对流风暴或组织松散的多单体风暴，在中到强的垂直风切变条件下, 有利于组织完好的多单体强风暴和飑线的出现; 如果用来表示垂直风切变的风矢端图在低层有较大曲率, 则有利于超级单体风暴的产生 。任何对流风暴( 雷暴) 都是由对流单体构成, 对流单体在雷达反射率因子图上表现为一个能分辨出反射率因子的密实区域。 对流风暴划分为：但是，这种划分并不是相互排他的，即多单体风暴和飑线中的某个或某几个单体可以是超级单体。 在超级单体风暴和强烈多单体风暴之间的区别并不是非常明显的，所谓的超级单体风暴实际上也具有一定程度的多单体结构。强的对流不稳定，中等到强的垂直风切变和充沛的低层水汽供应加上适当的抬升条件是强对流风暴产生的有利环境。对流风暴的能量来源主要来自水汽凝结后的潜热释放, 因此强风暴的产生和维持需要低层充分的水汽( 燃料) 供应。上述对流前环境的确定目前主要依靠探空。强对流发生前的冷层云结构和超低温结构,可提取强对流天气转折性变化的先兆信息,有助于灾害性天气的潜势预报。 天气雷达是监测和预警强对流天气的主要工具。
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全球范围定性分析全球范围天文动力结构分析是对月相变化的分析，通过分析可以发现天文动力不稳定层结在被强迫回归的时刻可以很好地把握爆发天气的区域，构成天文动力对灾害性天气的定点分析方法。天文动力全球范围日平均位置的三维结构分析，因为垂直力场最稳定，具有较好的连续性。所以可以用来做代表进行重点分析（见图3）。从图3中可以看到，22日全球范围天文动力垂直分量有利于纬向环流的维持和发展。其中，新疆北疆地区位于上升力中心的西北侧，由于天文动力水平分量动力辐散作用，这个位置正是天文动力场最有利于形成较强的整层下沉运动的关键区域，与西面的上升力中心东北侧形成的动力辐合上升关键区形成较强的的动力对流偶。由于动力背景为纬向环流，下沉力作用范围较小，可以激发的上升运动区域也相对较小，从而引发了奎屯地区的冰雹强对流性天气过程。由此可以看出，从21日到22日，在天文动力场的调制作用下，强的下沉动力将高空冷空气直接灌入北疆准噶尔盆地，破坏了前期在奎屯地区建立起来的对流层中层干冷盖，使近地面层的潜热不稳定能量得以释放，形成冰雹天气。３
不稳定度条件不稳定大气中可供气块作垂直运动的潜在能量，E = -∫△T·RdlnP分析层结曲线和状态曲线之间所包围的面积。便可得到正不稳定能量面积（即位于状态曲线左方和层结曲线右方之间的面积）。３.1
对流有效位能（CAPE）分析大气对流是对流有效位能（CAPE）向对流运动动能的转换的强弱，反应了对流层低层的气块参与对流的难易程度，这个参量在近年的强对流天气预报中得到广泛的应用[1-2]。本文运用克拉玛依探空站来分析温度-对数压力图，距车排子55 km。20时正不稳定能量面积扩大升高，从680 hPa至250 hPa，20时各要素值：K = 36，SI = -1.22，CAPE = 876.2（湿对流有效位能） ，CIN = 341.7（对流抑制有效位能），ZH = 3 896.8（0度层位势高度），LFC - p = 694.2（自由对流高度），TCL - p = 832（抬升凝结高度），SSI = 295.6（风暴强度指数）。３.2
K指数和稳定度指标沙氏指数（SI）K指数是综合了垂直温度梯度、低层水汽含量和湿层厚度的一个气团属性，它可以用来表示大气中低层暖湿程度和大气稳定度，对强对流天气的预报具有一定的指导意义[3]，沙氏指数是大气层结稳定度的判据，如果SI ＞ 0，则表示稳定，SI ＜ 0，则表示不稳定。日08时K指数K08 = 21，沙氏指数SI08 = 1.82，稳定；20时K指数K20 = 36，沙氏指数SI20 = -1.22，不稳定（见图3）。４
FY2E气象卫星红外云图分析日20时至22日2时奎屯河流域冰雹天气过程，从FY2F红外云图上可以看出，时间尺度在6 h之内，空间尺度在25 km之内，是中-γ尺度系统。另外，冰雹云发展比较有特点，对流云系发展在高空低涡主云系的后部，而不是系统性云系的前部。主要原因是高空低涡云系过境后，大气层结处在不稳定，有较好的水汽凝结，又处于负涡度区向正涡度区过度，上升气流强，使得冰雹对流云系发展。冰雹对流云系的发展过程：22时对流云团开始在奎屯河流域西北部区出现，23时对流云团的面积扩大，强度增强，22日0时至1时对流云团强度达最强，发展的比较完整，并且在奎屯河流域北部车排子垦出现强冰雹，22日2时该对流云系逐渐减弱西北移。５
多普勒雷达回波特征利用克拉玛依多普勒天气雷达资料对此次强对流系统的演变和结构特征进行分析。５.1
对流的演变日23：50，在相对雷达位置“255°，95 km” 托里东南方向一二六团西面及“150°，35 km”2处出现强回波中心。此后，相对雷达位置“255°，95 km”托里南方向的一二六团西面强回波不断发展加强，并向东偏南方向移动，22日00：12左右，对流系统发展达到强盛，已进入车排子垦区，交替发展并维持到00：34，随后减弱。在VIL图上，23：50对流单体中心VIL值已经较大。随着对流向深厚发展，VIL大值范围出现增大，局部地区有冰雹生成，00：12前后达到最强盛，00∶34时对流减弱VIL值也减小。00：12 ~ 00：17的2个体扫中（图4），对流单体进一步加强，VIL值也出现迅增。在1.5°仰角强度图上，可以看到沿其前进方向的右侧，低层反射率因子等值线在入流一侧出现很大的梯度。垂直剖面显现出对流云团的回波悬垂结构及有界弱回波区（BWER）的结构。显现出强对流单体的回波特征。位于该风暴移动方向前沿，沿入流方向穿过最强回波位置的反射率因子剖面可见明显的弱回波悬垂结构。
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&本站推荐的论文卫星接收到的能量少，更白亮；15、；四、雷暴和强对流的临近预报；1、世界气象组织定义的甚短期预报(verysho；2、临近预报（nowcasting）只是短时天气；3、雷暴（thunderstorm）：不太强的湿；对流风暴（convective?storm）：比；4、雹暴（hailstorm）：产生冰雹的对流风；深厚湿对流（DeepMoist?Convect
卫星接收到的能量少，更白亮。夜间可以和红外图像结合判断低云和雾。
四、雷暴和强对流的临近预报
1、世界气象组织定义的甚短期预报(very short range weather forecasting, VSRF)即短时预报是指0～12小时以内的天气预报。
2、临近预报（nowcasting）只是短时天气预报中的特定内容，专指当时的天气监测和0～2小时的外推预报，主要预报对象是该时段内出现明显变化的天气现象，主要包括雷暴、强对流、降水、冬季暴风雪、能见度、天空云量等。随着近年来气象观测手段的不断提高和数值模式在天气预报中的成功应用，目前在短时临近预报界，基本认为临近预报的预报时效是0～6小时。
3、雷暴（thunderstorm）：不太强的湿对流系统；
对流风暴（convective?storm）：比较强的湿对流系统，风：伴随地面大风，翻译故
4、雹暴（hailstorm）：产生冰雹的对流风暴
深厚湿对流（DeepMoist?Convection）
5、通常把一个强上升区（垂直速度大于10m/s，水平尺度1～100km，垂直尺度达到对流层顶）称为一个对流单体。
6、只由一个对流单体构成的雷暴系统为单体雷暴，不同的雷暴以其出现的天气现象的强烈程度又分为普通雷暴（闪电、雷鸣阵风、阵雨）和强雷暴（强风、冰雹、龙卷）。普通雷暴分为单体雷暴（普通单体雷暴）和雷暴群。
7、对流单体演变过程和雷达回波特征：
（1）塔状积云阶段：云中空气都是暖而有浮力的上升空气。初始回波形成后，向上向下同时增长，回波的强中心在云体中上部，回波不及地；
（2）成熟阶段：降水开始为标志，上升与下沉气流共存，回波及地。回波不向上扩展，出现水平伸展的云砧。（地面阵风锋）；（3）消亡阶段：下沉气流为主，回波高度降低，近地面回波强度减弱。
8、雷暴或DMC形成的三要素
（1）．大气层结不稳定
（2）．水汽：雷暴的发展要求低层有足够的水汽供应。雷暴常形成于低层有湿舌或强水汽辐合的地区。水汽是雷暴中动能的主要来源之一。当水汽随云底上升气流进入雷暴云中，在凝结成云滴或冰晶时，潜热释放出来，驱动了雷暴内的上升气流。水汽大多数情况下来自于大气低层。
(3)．抬升触发机制CAPE和CIN
对流有效位能CAPE：指气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一个重要指标。在T-lnP图上，CAPE正比于气块上升曲线（状态曲线）和环境温度曲线（层结曲线）从自由对流高度（LFC）至平衡高度（EL）所围成的区域的面积。CAPE数值的增大表示上升气流强度及对流发展的潜势增加。
CIN=0不等于一定有雷暴
9、探空代表性和和订正
大气静力稳定度、水汽及垂直风切变主要根据探空进行分析。一般要求：事发地点-探空站&150km，事发-探空时间&4小时
订正方法：1. 找对流温度；2. 软件订正；3. 重建数据
10、垂直风切变及其作用
垂直风切变：是指水平风速 (包括大小和方向)随高度的变化,? 环境水平风向风速的垂 直切变的大小往往和形成风暴的强弱密切 相关。
一般来说，在一定的热力不稳定条件下， 垂直风切变的增强将导致风暴进一步加强。具体：（1）．上升与下沉气流分开；（2）．出流边界不远离雷暴主体；（3）．增加低层相对风暴入流；（4）．产生水平涡度，扭曲成为垂直涡度；(5)．垂直涡度与风切变相互作用产生向上垂直气压梯度力，增加上升气流强度和导致雷暴右移。
11雷暴的触发机制：
(1)．地面边界（锋面、干线、边界层辐合线）（2）．地形抬升(3)．中尺度重力波
12、边界层辐合线的定义、种类 ：
地面附近的风场辐合线，包括雷暴出流边界（阵风锋）、天气尺度锋面、海风锋等，在距离多普勒 比较近时，通常可以被探测到，其反射率因子通常在15-30dbz之间。
13、边界层辐合线与雷暴生成、加强和消散的关系：（1）雷暴倾向于在边界层辐合线附近生成；
（2）两条边界层辐合线相碰更容易导致雷暴生成；（3）雷暴的维持与低层大气垂直风切变有关；
（4）雷暴合并往往导致雷暴加强；(5)雷暴与边界层辐合线保持紧贴有利于雷暴强度维持，反之，辐合线逐渐远离雷暴意味着雷暴趋于消散；(6)雷暴进入稳定区也会减弱或消散
14、冰雹形成和增长的环境特征
冰雹是由雷暴产生的，产生雷暴的三个必要条件：垂直层结不稳定、水汽和抬升机制也是冰雹产生的必要条件。环境的对流有效位能和垂直风切变较大，产生比较强的持续上升气流，有利于冰雹生长。环境温度0℃层到地面的高度不宜太高。 附：美国指标：?-10oC到-30oC之间的CAPE值 ；?0-6km垂直风切变 ；?0oC层的高度
15、强冰雹的雷达探测特征：
A:反射率因子回波特征
(1).高悬的强反射率因子核心； （2）.-20℃等温线以上超过50dBZ的反射率因子 （3）.弱回波区，回波悬垂，有界弱回波区 （4）.垂直积分液态水含量（VIL）值高(由于冰雹单体并非由液态水构成，导致很强的VIL，所以有助于识别较大的冰雹单体) (5).三体散射长钉（由于云体中大冰雹散射作用非常强烈，由大冰雹侧向散射到地面的雷达波被散射回大冰雹，再由大冰雹将其部分能量散射回雷达，在大冰雹区向后沿雷达径向的延长线上出现由地面散射造成的虚假回波）。
B:径向速度特征:(1)．风暴顶辐散 （2）．中气旋
16、雷暴大风：
指的是对流风暴产生（区别于冷空气）的龙卷以外的地面直线型（区别于龙卷）强风事件。 17雷暴大风和龙卷区别：
1）前者辐散，后者辐合。2）前者出流，后者入流。
18、下沉气流和上升气流特征比较：
1）上升气流轻微过饱和，下沉不饱和。2）凝结物微物理细节对下沉气流影响更大。3）尺度超过1KM的湿对流，上升气流中正浮力远大于下沉气流中负浮力。
19、雷暴大风的形成：
1）对流风暴中的下沉气流，在近地面处向水平辐散。2）对流风暴中下沉气流由于蒸发降温形成冷池，由密度流扩散导致大风。3）偶尔，低空入流进入上升区时，受到抽吸作用加速，形成大风。4）动能下传。
19、强冷池的形成：
1）对流层中低层环境相对干。2）有MCS（超级单体冷池范围小、强度弱）。3）中低层环境温度直减率大。4）足够多的水凝物粒子。
20、产生雷暴大风的风暴系统：
弱风垂直切变下1）产生下击暴流的普通单体风暴。2）脉冲风暴。中等到强风垂直切变下：1）超级单体风暴。2）强飑线或者天气尺度强迫下的弱飑线。3）弓形回波。
21、下击暴流：
能在地面产生17m/s以上瞬时风的强烈下沉气流。按尺度分为1）微下击暴流。水平辐散尺度小于4KM，持续时间2-10分钟。2）宏下击暴流。水平辐散尺度大于等于4KM，持续时间5-20分钟。按伴随降水分为1）干下击暴流。不伴有或很少伴有降水。由蒸发或融化形成的负浮力发动，由热负浮力维持。2）湿下击暴流。常伴有大雨和冰雹。由载水（拖曳作用）发动，由负热浮力和蒸发导致负浮力维持。
22、下击暴流雷达特征：
1）一个迅速下降的反射率因子核。2）强且深厚的中层辐合。3）反射率因子核往往开始出现在比其他雷暴单体核更高的高度。4）中层旋转。5）强烈风暴顶辐散。
23、超级单体雷暴大风：
1）热力层结与湿下击暴流类似。2）强风垂直切变下。3）范围小，其合并能造成致灾大风。
24、什么样的MCS会产生灾害性雷暴大风：
1）强天气尺度强迫下的弱飑线。2）强飑线。3）弓形回波
25、飑线：
线性组织的多单体风暴。飑线中弓形回波和超级单体是致灾的主要系统，弓形出现是地面直线风害发生处。
26、弓形回波：
有弓形凸出的飑线，是飑线的一部分。大部分弓形回波产生地面直线型风害（尺度大持续时间长时成为DERCHO）。形成于强垂直风切变下。灾害性大风由后侧入流急流、下沉气流辐散和冷池流出共同作用造成。后侧下沉气流动量下传。
27、雷暴大风的短临预报思路：
背景潜势分析，看是否有利形成强烈下沉气流。雷达图上雷暴大风特征识别。弓形回波的反射率因子特征，重点是反射率梯度大的区域。中层径向辐合，呈带状分布。后侧有入流气流（中层干冷平流、急流）。低层径向速度大值区（配合地面冷池和大风区）。窄带回波速度（阵风锋）。
低层中涡旋。
地面特征：通过地面变压判断冷池、自动站资料看出流阵风。
判断回波移动：当前移动方向为平流和传播的合成。平流方向及单体移动方向，常取云层平均环境风。传播方向是单体新生的方向，冷池前沿多触发新单体。
影响未来移动因素：环境风及切变，风暴相对风垂直分布，冷池强度，阵风锋与风暴低层入流的相对方向，稳定度梯度，边界相互作用。
五、多普勒天气雷达原理练习题
1． 填空：
1） 雷达发射的脉冲电磁波与降水粒子的主要相互作用方式是散射和吸收，天气雷达对于降水天气系统的探测是基于降水粒子对雷达波的散射。
2） 多普勒天气雷达波束在传播中的衰减主要由降水粒子的散射和吸收造成的。
3） 我国多普勒天气雷达的观测方式主要采用体积扫描方式，目前的体扫方式有三种，分别是VCP11、
VCP21和VCP31。
4） 雷暴单体的生命史分为三个阶段，分别是塔状积云阶段、成熟阶段和消散阶段。
5） 根据雷达回波形态，可以将对流风暴分为单单体风暴、多单体风暴、超级单体风暴和线状多单体风暴（飑线）。
6） 强对流天气是指直径超过2cm直径的冰雹、超过17m/s（八级）的雷暴大风、任何级别的龙卷和对流性暴雨。
7） 多普勒天气雷达测量散射粒子径向速度的主要方式是通过测量相继返回的两个脉冲之间的位相差（或相移）。
8） 超级单体风暴定义为具有持久深厚中气旋的对流风暴。
9） 雷暴或深厚湿对流产生的三个要素是大气垂直层结不稳定、水汽和抬升触发机制。
10） 强冰雹的产生要求雷暴内具有强烈上升气流；而雷暴大风的产生通常要求雷暴内具有强烈下沉气流。
11） 晴空情况下的天气雷达探测到的窄带回波主要是由于昆虫对于雷达波的散射造成的。
12） 导致边界层辐合线产生的系统主要包括锋面、干线、雷暴出流边界（阵风锋）、海风锋等；
13） 超级单体可分为：经典超级单体风暴、强降水超级单体风暴、弱降水超级单体风暴 选择题：
1）下列特征中哪个不是强冰雹的雷达回波特征C
A）50dBZ回波扩展到－20℃等温线以上高度；
B）风暴顶强烈辐散；C）低层辐散；D）存在弱回波区和有界弱回波；
2）下列特征中哪个不是雷暴大风的雷达回波特征D
A）反射率因子核心不断下降；B）中层径向辐合MARC；C）低层强烈辐散；D）有界弱回波区BWER的出现；
3）下列因子中哪个不是有利于强冰雹产生的环境因素B
A）CAPE值较大；B）对流层中层相对湿度较大；
C）0℃层高度不过高；D）环境垂直风切变较大；
4）下列特征中哪个不是经典超级单体风暴的典型特征C
A）钩状回波；B）有界弱回波区；C）中层径向辐合；D）中气旋；
5）下列因素中哪个有利于较强龙卷的发生B
A) 大气中下层比较干；B) 低层大气相对湿度较大；C）垂直风切变较弱；D）对流抑制较大；
6） 下列陈述中哪个是正确的B
A) 在不考虑降水粒子对雷达波衰减的情况下，用正确标定的C波段雷达和S波段雷达探测同样一个强烈雹暴，所得到的最大反射率因子大小相同 ；B) 在不考虑降水粒子对雷达波衰减的情况下，用正
确标定的C波段雷达和S波段雷达探测同样一个强烈雹暴，所得到的最大反射率因子大小不同 ；
7）下列哪个条件有利于对流有效位能增加B
A) 低层冷平流；B）高空冷平流；C）地面温度减低；D）地面露点降低；
1）下列因素中哪些有利于对流性暴雨的产生ABCDEH
A） 低层反射率因子较大；
B） 雷达回波在某处停滞不动；
列车效应（强回波反复经过同一地点）；
D） 低空急流较强；
E） 环境相对湿度大；
高空风较强；
G） 环境垂直风切变较大；
H） 抬升凝结高度到0℃层之间的距离较大；
2）下列因素中哪些有利于雷暴的产生ACE
A）较大的对流有效位能CAPE;B）较大的对流抑制CIN；C）存在边界层辐合线；D）低层水汽很少；E)
存在积云；
3）发布龙卷警报主要基于什么判据BC
A）观测到中气旋；B）观测到强中气旋；
C）观测到位于中气旋内部的TVS；D）观测到位于对流层中层的中等强度中气旋；
4）下列因素中哪些有利于雷暴大风的产生AC
A）对流层有相对较干的气层；B）低层大气相对湿度很大；C）中低对流层环境温度直减率较大；D）0℃层高度很高；
5） 下列哪些因素有利于雷暴消散；BDE
A) 边界层辐合线与雷暴相遇；B) 雷暴逐渐远离其出流边界；C) 雷暴与另一个雷暴相遇；D) 雷暴进入一个稳定区；E) 白天雷暴由陆地移到很大的湖面上；
6）下列哪些是有利于雷暴生成的条件ACDE
A）高空冷平流；B）高空暖平流；C）天气尺度上升气流区；D）地面温度和露点增加；E）存在边界层辐合线；F）低层温度不高，但相对湿度大；
1）下图为组合反射率因子图，请分别指出位于雷达东南箭头所指团状强回波、雷达北部箭头所指的西北-东南走向窄带回波、和雷达西南的箭头所指的并排排列的多条西南南-东北北走向窄带回波所代表的中尺度系统，另外指出造成上述回波的散射体特征分别是什么？。
答案：位于雷达东南的箭头所指回波为对流风暴的回波，产生的原因是降水粒子（雨滴、霰和冰雹）散射；位于雷达北部箭头所指的回波类型是由对流风暴的出流边界产生的回波，而位于雷达西南箭头所指回波是由对流云街产生的回波，出流边界和对流云街产生回波的原因是沿着出流边界和对流云街
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对流有效位能(CAPE)
§14. 1 对流有效位能(CAPE)的定义
§ 14.1.1 热力学图解上的正面积PA
Smith(1997)指出，若把在自由对流高度(LFC)到平衡高度(EL)(图14.1.1)间的层结曲线与状态曲线所围成的面积称为正面积(PA)，且忽略摩擦效应和冻结过程等造成的潜热释放，则上述PA与LFC到EL间正浮力产生的动能大小成正比。确切地说，如果气块上升到LFC位置时速度为wLFC，则气块在EL处的速度可
由下式决定：
wEL?wLFC?2PA
LFC??pLpELFCRd(Tvp?Tve)dlnp
2. 正面积的名称
关于热力学图解上正面积的名称，叫法不甚统一。Moncrieff与Miller(1976)称其为对流有效位能CAPE；Desautels与Verret(1996)称其为浮力能BE。Blanchard(1998)认为，其名称尽管很多，但对流有效位能(CAPE)一词是较为标准的专门术语。可能正是这个原因，该叫法目前最为流行。
T-lnp图上的浮力能、平衡高度与等面积高度（该图取自朱乾根等(1992)）
§ 14.1.2 对流有效位能(CAPE)的定义式
1. 常见的定义式
对于热力学图解上的正面积，目前大多数气象学家沿用Moncrieff与Miller(1976)的叫法，称曰对流有效位能CAPE，采用如下定义式：
CAPE?ZELZLFC(Tvp?TveTve)dz
(14.1.4) ?pL
pELFCRd(Tvp?Tve)dlnp
其中，Tv－虚温；下标e，p分别表示与环境以及气块有关的物理量；ZLFC－自由对流高度，是(Tvp－Tve)由负值转正值的高度；ZEL－平衡高度，是(Tvp－Tve)由正值转负值的高度；余为惯用符号。
2. CAPE的单位
由式(14.1.4)可知：
U(CAPE)~U[Rd(Tvp?Tve)]~Jkg?1?deg?Jkg?1
3. 几何意义
从几何意义上说，对流有效位能CAPE正比于热力学图解(如T-lnp图)上的正面积。
4. CAPE与“不不稳定能量”的差别
与上述定义不同，有的文献中把气块从初始位置抬升至使其达到平衡高度EL时气块增加的净能量值称为对流有效位能CAPE，亦即CAPE为正区与负区的差值。
从目前的大多数文献看，CAPE的前一种定义(即式(14.1.3)或(14.1.4)定义的)较为流行。这可能是因为：(a)式(14.1.3)或(14.1.4)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。因为这部分能量对大气有着积极的作用，并有可能转化成气块的动能，称其为对流有效位能符合“有效位能”(或“用*”)的原义。(b)后一种定义，很难从很多有关“动力气象学”、“天气学”、“大气热力学”教科书中已有的“不稳定能量”概念中区分出来。(c)正面积PA表示气块达到LFC后，其将受正浮力作用而上升；而负面积PA表示抑制气块被抬升到LFC的能量。两者虽都具有能量单位，但其含义截然不同。两者合起来表示什么意义，是一个较难解释清楚的问题。
§14.2 与CAPE计算有关的几个问题
§14.2.1 CAPE与起始抬升高度的关系(见第2章§2.3 )
§14.2.2 抬升气块起始时的温度和湿度
(i)选用当时实测的温度和湿度
在过去的教科书与文献中，多采用这种方法绘制气块的状态曲线。
(ii)起始抬升高度处温度和湿度改用预测值
Turcotte与Vigneux(1987,TV87)在“利用标准探空资料导出的参数制作强雷暴和强降雹预报”一文中计算浮力能Eh(相当于这里的CAPE)的步骤是：(a)选择出代表气团(雷暴在其中发展)的探空；(b)对其底层进行修正，亦即将底层T与Td用对流即将爆发时低层的T与Td代之。
从预报角度考虑，TV87上述做法的动机是可以理解的。
(iii)选用模式输出资料
TV87的上述做法，对于事后诊断分析而言，较易做到，但将其用于日常预报业务则较困难。这里所说的困难，是指模式预报不甚发达和不甚普及的昨天；在模式输出探空进入日常业务的今天，其难度已大大减小。例如,Cook与Shirey(1998,下称CS98)曾经指出,在目前这个现代化时代,在网格化的数值模式输出产品中即包括最大CAPE预报。Johns和Hirt(1987)的文章明确提出了对这些模式预报产品的精确度要求。按这一要求，在他们的所有Derechos(得莱卓)研究个例(对流普遍产生了风暴)中84%出现了强局地风暴指数满足阈值的情况。
在本小节最后想指出的一个问题是：CAPE的计算值对于抬升气块的温度、湿度之轻微变化很敏感。例如，Bluestein和Jain(1998)指出，在一次典型的飑线探测中(混合层的混合比至少是11g?kg?1),混合比每增加1g?kg?1或温度升高1
?1℃，都会使CAPE增加500~600Jkg,即约增大20%。类似的例子，还可见Mapes
和Houze(1992)的论文。
§14.2.3 采用哪种绝热过程？
在湿大气深厚对流中，上升气块或下沉气块遵循的真实物理过程极其复杂。可能正是这个缘故，在某些讨论深厚湿对流的文献中，作者们总是首先声明他们采用的是假绝热过程或者可逆湿绝热过程或其他别的过程进行计算。
我们倾向性的意见是：采用假绝热过程。
§14.2.4 冻结作用
在讨论深厚湿对流，或者在计算CAPE时，另一个需要考虑的物理过程是冻结作用。我们倾向于对此作用暂不考虑。
用T?代替式(14.1.2)中Tv的情况
正如Smith(1997)所指，若假定上升过程是可逆饱和湿绝热过程，则可用密度温度T?取代式(14.1.2)的虚温TV计算对流有效位能CAPE。
由密度温度T?的含义可知，若用T?代替式(14.1.2)中TV，在考虑浮力及对流
有效能量时，计入了液、固态水的影响。
考虑到目前使用密度温度T?计算CAPE的文献尚不多，这里暂仅限于对式
(14.1.2)，即用TV计算CAPE的情况进行讨论。
§14.2.6 虚温订正对CAPE计算的影响
由于CAPE涉及上升气块和周围环境的密度差异，并且由于密度的准确计算需要虚温，显然,对于计算CAPE时可否忽略虚温订正进行详细讨论是必要的。
Doswell与Rasmussen(1994,下称DR94)曾经专门研究过该问题。DR94对于在CAPE计算中忽略虚温订正所产生的影响进行了简单的理论分析后提出：当忽略虚温订正时，对于大的CAPE不会导致较大误差，但对于小的CAPE值产生的相对误差就较大。对这一理论分析的经验检验是通过找出1992年具有正值的（当进行虚温订正时）CAPE的所有探测，忽略其虚温订正对CAPE产生的误差来进行的。这一经验性的检验结果证实：忽略虚温订正的相对误差随着CAPE值的减少而增大。在分析相关论点后，DR94认为，在大多数场合，CAPE的计算应该包括虚温订正，特别是在做CAPE值对比的时候。
§14.2.7 小结
从目前的大多数文献看，由式(14.1.2)定义的CAPE(对流有效位能)较为流行。
按照第一篇第2章§3.1 所述的起始抬升高度选取方法，最后计算出的CAPE，就是CS98与Desautels与Verret(1996,下称DV96)所说的bCAPE(最佳对流有效位能)。
在深厚湿对流中，上升气块或下沉气块遵循的真实物理过程极其复杂。在目前的日常业务中，一般把对流上升与下沉运动视作为假绝热过程。
从DR94看出，在进行CAPE计算时，以考虑虚温订正为好。
§14.3 CAPE编程中要考虑的几个问题
在编制对流有效位能(CAPE)的计算程序时,至少必须解决以下几个问题:
1. 气块从何处抬升(或起始抬升高度Zi)；
2. 用什么公式计算比湿q(水汽压e)；
3.用什么公式计算抬升凝结高度(LCL)，如何确定LCL处的气压与气温；
4. 用什么办法绘制状态曲线(或说气块上升遵循什么物理过程)；
5. 怎样确定自由对流高度(LFC)；
6. 怎样确定平衡高度(EL)；
7. 是否要考虑虚温(TV)；
8. 是否要考虑密度温度(T?)；
9. 用什么办法确定气块中的液、固态水含量；
10.用什么办法确定正面积的面积有多大；
11.怎样制作面化图(即CAPE平面分布图)；
12.用什么办法论证(或阐明)计算结果是可信的；
13.如何与国内以及国外已有的程序对比以及取长补短。
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