[科普中国]-湿对流

简介

湿对流（Moist convection）是一种对流天气，通常会带来降雨，有云形成，如塔状云等。湿对流包含了很宽的空间尺度：孤立湿对流、有组织的雷暴（有的达几百km尺度）。湿对流的活动范围经常到达对流层的大部分。

背景知识对流运动：当一团空气温度比周围空气温度高时，这团空气因密度较周围空气小而上升，相应的，周围的空气下沉。

大气对流

大气中的一团空气在热力或动力作用下的垂直上升运动。通过大气对流一方面可以产生大气低层与高层之间的热量、动量和水汽的交换，另一方面对流引起的水汽凝结可能产生降水。热力作用下的大气对流主要是指在层结不稳定的大气中，一团空气的密度小于环境空气的密度，因而它所受的浮力大于重力，则在净的阿基米德浮力作用下形成的上升运动。在夏季经常见到的小范围的、短时的、突发性的和由积雨云形成的降水，常是热力作用下的大气对流所致。动力作用下大气对流主要是指在气流水平辐合或存在地形的条件下所形成的上升运动。在大气中大范围的降水常是锋面及相伴的气流水平辐合抬升作用形成的，而在山脉附近的固定区域产生的降水常是地形强迫抬升所致。一些特殊的地形（如喇叭口状的地形）所形成的大气对流既有地形抬升的作用，也有地形使气流水平辐合的作用。

一方面热力和动力作用可以形成大气对流，另一方面大气对流又可以影响大气的热力和动力结构，这就是大气对流的反馈作用。在大气所处的热带地区，这种反馈作用尤为重要，大气对流形成的水汽凝结加热常是该地区大范围大气运动的重要能源。

特征（1）湿对流系统存在较强的可预报性限制；

（2）湿对流过程(不稳定性)是对流系统误差增长和传播的必要条件；

（3）在对流强盛期间，湿对流比干对流更能增强底层辐合和高层辐散；

（4）湿对流能产生大的垂直速度；

（5）湿对流能使大气底层温度降低，高层温度升高。

湿对流与干对流对流活动对大尺度环境的反馈作用，干绝热过程（干调整）和包含水汽及凝结潜热释放的湿过程（湿调整），两种调整过程包含的不稳定能量不同，对环境场造成的影响也不同。

干、湿对流的区别区别干湿对流可从湿层厚度、垂直温度递减率和高低空系统配置条件等方面着手。1

（1）在对流强盛期间，湿调整比干调整更能增强底层辐合和高层辐散；

（2）当对流消失后即大气从不稳定调整到稳定状态后，两种调整过程对水平风场的影响基本相同；

（3）当层结不稳定能量释放时，强上升运动中心中下层辐合增加，高层辐散增加。当对称不稳定能量释放时，高层指向冷区一侧的水平风分量增强，底层指向暖区一侧的水平风分量增强。

（4）不稳定能量释放后，水平风场受其影响改变的量值与原有量值相当，不稳定能量释放可影响到对流中心周围5个经纬距之上的范围。

（5）不稳定能量释放之后，将使垂直风场急剧增幅。湿调整比干调整过程产生的垂直风场更强。

（6）湿调整比干调整产生的垂直速度更大；

（7）湿调整比干调整更能使大气底层温度降低，高层温度升高。

干、湿对流的相同点干、湿调整过程都是不稳定能量释放过程，当层结不稳定能量释放、产生强对流时，强上升运动中心的中下层辐合增加、高层辐散增加，当对称不稳定能量释放时，高层指向冷区一侧的水平风分量增强，底层指向暖区一侧的水平风分量增强。水平风场受对流影响后改变的量值与原有量值相当；不稳定能量释放可影响到对流中心周围5个经纬距以上的范围。2

深厚湿对流分类（1）无组织的深厚湿对流（普通雷暴）：

形成条件：水汽条件、不稳定条件、抬升条件；

（2）有组织的深厚湿对流（强雷暴）：垂直风切边。

作用DMC对天气和气候起重要作用：

（1）热度DMC：重要的降水来源；传输热量、水汽、气溶胶等，成为热带大气环流的重要组成部分。

（2）中纬度DMC：强对流天气与有组织的DMC（强雷暴/对流风暴）有关。

扰动误差与湿对流系统因为大气的混沌特性和各种不确定性的普遍存在,引入的小振幅扰动在非线性作用下快速发展,目前并没有适合于风暴尺度集合预报的扰动方法。在天气尺度系统中，这种过程主要是由斜压不稳定过程控制;而在中小尺度系统方面，学者通过对中尺度气旋可预报性的研究认为是受到湿对流不稳定性的影响,因此应用在天气尺度系统中的初值扰动方法不再适用,需要发展新的集合预报扰动方法。目前,湿对流系统中误差快速增长和传播的机制并不清楚,作为发展有针对性的扰动方法的前提条件之一,清楚的了解误差增长和传播的特征以及动力机制是必要的。

利用WRFV2.2模式,对一典型超级单体风暴进行了集合预报试验,分析扰动误差与湿对流的联系和系统的非线性作用；通过敏感性试验检验环境场对扰动误差的影响;讨论导致误差传播的可能机制。结果表明:

（1）误差的增长、主要分布（水平、垂直）和风暴的强度、主要活动区域有显著的对应关系。同时，随着扰动区域与风暴活动区域的重叠范围扩大，非线性的作用也增大，可见湿对流系统（强不稳定性）作为一个必要条件影响误差的增长和空间分布。

（2）对于风暴尺度系统而言，初始扰动振幅越小，误差增长越大，致使非常小的初始扰动在一段时间后仍可破坏预报技巧，减小初始扰动振幅可延长有效的预报时效。这些特征体现了湿对流系统存在较强的可预报性限制。

（3）环境场风切变和不稳定度影响风暴的发展强度和非线性作用,进而影响饱和误差值和误差的饱和时间。

（4）误差传播可分为两个阶段:初始阶段主要是通过声波传播,能量较小,但在不稳定区域可激发出新的上升中心;此后误差的传播通过重力波和湿对流不稳定的共同作用实现。3

湿对流模拟湿对流过程的模拟包含对流输送，云微物理过程，次网格水汽凝结，和边界层过程的参数化。这些参数化过程在海气耦合模式中紧密结合，影响着模式对热带区域海陆温度，湿度，降水的季节性变化和分布，ENSO的变率和位置，赤道辐合带，MJO，日变化，云垂直方向分布的模拟。

湿对流过程的模拟都对这些重要气候偏差有影响，这些影响对我们进行热带气候模拟，分析，和模式开发的启示如下。

（1）热带双ITCZ偏差

耦合气候模式中热带双ITCZ偏差几十年来一直困扰着模式开发者们。这个偏差主要表现在在年平均SST分布上在南美，北美，和南非东岸沿海冷水区模拟的SST偏暖，从而和赤道中太平洋的暖SST异常以及赤道冷舌形成双ITCZ结构，从而在模式中赤道南边产生过多降水。研究发现，即使非耦合的大气模式中仍然存在双ITCZ偏差。研究发现，大气湿对流过程中对降水模拟的误差可以扭曲大尺度热带降水模态。并且海表风应力和湍流辐射通量的模拟也会引起非局地较大误差。而海气耦合会扩大这种非局地误差相应，从而形成较为显著的双ITCZ偏差。

（2）ENSO 偏差

研究发现，在多数CGCM中，ENSO存在振幅过小，周期过短（2-3年），异常区域偏窄，最大异常区偏西的普遍偏差。尽管导致误差的原因有很大的模式依赖性，但ENSO的振幅和周期对大气模式中的风应力模拟更为敏感。一种延迟振子的理论认为，大部分耦合模式忽略了湿对流过程中和风应力的反馈作用。如果积云对流参数化中提高对垂直动量输送的模拟能力，风应力异常对SST异常的相应更偏向赤道，到达西边界的赤道外的Rossby波响应将更小。通过延迟Kelvin波发展， ENSO的周期会显著变长。ENSO的相关偏差也将极大减小。

（3）MJO偏差

MJO是赤道30-90天周期的降水变化模态。耦合模式中的优化常常为了得到合理的模式热带气候态，这使得热带气候的变率被忽略，甚至模拟的非常差，尤其是MJO。湿对流常发生在MJO中上对流层干热异常，下对流层湿异常的相位后，从而通过一系列机制影响着下一轮的MJO。MJO对积云对流参数化方案极为敏感。基于水汽闭合的参数化方案常常模拟出的MJO周期偏短。改进后的对流有效位能闭合方案限制深对流只在边界层和低对流层足够湿润的情况下发生，极大提高了模式对MJO的模拟能力。并且，积云对流参数化中的动量输送通过damping也影响着MJO的模拟。耦合模式可以帮助减缓MJO周期过短的偏差，但主要的影响还是来自于大气模式中的积云对流参数化。

（4）日变化偏差

模式中低纬度降水的峰值常常比观测早几个小时，尤其在陆地上。这主要是由于现有的湿对流参数化方案对相对湿度的变化不够敏感导致。云解析模式能够很好的避免这个问题，使得模拟的大气对湿度变化更加敏感，浅对流和深对流的发展交替过程模拟的更加完善，使得深对流的形成时间加长，从而减小降水日变化的偏差。

（5）云偏差

云的模拟对气候系统辐射能量收支平衡的作用自然不用赘述。然而比较模式和观测表明，在上升（深对流）区域，模式倾向于产生的中层云偏少，中等光学厚度的云偏少，而高云，厚云偏多。而在下沉区域，模式产生过多厚度大的低层云，较少的薄云和中等厚度的云。这些对云的高度，厚度模拟的偏差直接影响模式对辐射模拟的偏差。主要原因有三个。其一与模式的粗分辨率有关。气候模式的时间步长常常在30分钟甚至更长，以至于模式中的对流常常生命期偏短，云偏厚以抵消大尺度产生的不稳定。其次，湿对流过程中还有许多我们不够了解的物理过程没有被准确刻画，比如水汽变化，云的覆盖率，水汽凝结过程，冰晶的模拟等等。参数化方案中对这些过程和云团的简单分类和模拟常常有较大误差。其三湿对流过程中包含众多参数化过程，这些参数化过程之间的协调性很差，不同参数化方案之间物理对接十分粗糙重复。以至于对湿对流过程的优化过程更像是误差之间的相互补充，尤其是参数的优化过程。