濕對流

濕對流（Moist convection）是一種對流天氣，通常會帶來降雨，有雲形成，如塔狀雲等。

基本介紹

• 中文名：濕對流
• 外文名：Moist convection
• 性質：氣流方式
• 特點：含水量極高
• 影響：帶來降雨，有雲形成

簡介

濕對流（Moist convection）是一種對流天氣，通常會帶來降雨，有雲形成，如塔狀雲等。濕對流包含了很寬的空間尺度：孤立濕對流、有組織的雷暴（有的達幾百km尺度）。濕對流的活動範圍經常到達對流層的大部分。

背景知識

對流運動：當一團空氣溫度比周圍空氣溫度高時，這團空氣因密度較周圍空氣小而上升，相應的，周圍的空氣下沉。

大氣對流

大氣中的一團空氣在熱力或動力作用下的垂直上升運動。通過大氣對流一方面可以產生大氣低層與高層之間的熱量、動量和水汽的交換，另一方面對流引起的水汽凝結可能產生降水。熱力作用下的大氣對流主要是指在層結不穩定的大氣中，一團空氣的密度小於環境空氣的密度，因而它所受的浮力大於重力，則在淨的阿基米德浮力作用下形成的上升運動。在夏季經常見到的小範圍的、短時的、突發性的和由積雨雲形成的降水，常是熱力作用下的大氣對流所致。動力作用下大氣對流主要是指在氣流水平輻合或存在地形的條件下所形成的上升運動。在大氣中大範圍的降水常是鋒面及相伴的氣流水平輻合抬升作用形成的，而在山脈附近的固定區域產生的降水常是地形強迫抬升所致。一些特殊的地形（如喇叭口狀的地形）所形成的大氣對流既有地形抬升的作用，也有地形使氣流水平輻合的作用。

一方面熱力和動力作用可以形成大氣對流，另一方面大氣對流又可以影響大氣的熱力和動力結構，這就是大氣對流的反饋作用。在大氣所處的熱帶地區，這種反饋作用尤為重要，大氣對流形成的水汽凝結加熱常是該地區大範圍大氣運動的重要能源。

特徵

（1）濕對流系統存在較強的可預報性限制；

（2）濕對流過程(不穩定性)是對流系統誤差增長和傳播的必要條件；

（3）在對流強盛期間，濕對流比干對流更能增強底層輻合和高層輻散；

（4）濕對流能產生大的垂直速度；

（5）濕對流能使大氣底層溫度降低，高層溫度升高。

濕對流與乾對流

對流活動對大尺度環境的反饋作用，乾絕熱過程（乾調整）和包含水汽及凝結潛熱釋放的濕過程（濕調整），兩種調整過程包含的不穩定能量不同，對環境場造成的影響也不同。

乾、濕對流的區別

區別乾濕對流可從濕層厚度、垂直溫度遞減率和高低空系統配置條件等方面著手。

（1）在對流強盛期間，濕調整比干調整更能增強底層輻合和高層輻散；

（2）當對流消失後即大氣從不穩定調整到穩定狀態後，兩種調整過程對水平風場的影響基本相同；

（3）當層結不穩定能量釋放時，強上升運動中心中下層輻合增加，高層輻散增加。當對稱不穩定能量釋放時，高層指向冷區一側的水平風分量增強，底層指向暖區一側的水平風分量增強。

（4）不穩定能量釋放後，水平風場受其影響改變的量值與原有量值相當，不穩定能量釋放可影響到對流中心周圍5個經緯距之上的範圍。

（5）不穩定能量釋放之後，將使垂直風場急劇增幅。濕調整比干調整過程產生的垂直風場更強。

（6）濕調整比干調整產生的垂直速度更大；

（7）濕調整比干調整更能使大氣底層溫度降低，高層溫度升高。

乾、濕對流的相同點

乾、濕調整過程都是不穩定能量釋放過程，當層結不穩定能量釋放、產生強對流時，強上升運動中心的中下層輻合增加、高層輻散增加，當對稱不穩定能量釋放時，高層指向冷區一側的水平風分量增強，底層指向暖區一側的水平風分量增強。水平風場受對流影響後改變的量值與原有量值相當；不穩定能量釋放可影響到對流中心周圍5個經緯距以上的範圍。

深厚濕對流

分類

（1）無組織的深厚濕對流（普通雷暴）：

形成條件：水汽條件、不穩定條件、抬升條件；

（2）有組織的深厚濕對流（強雷暴）：垂直風切邊。

作用

DMC對天氣和氣候起重要作用：

（1）熱度DMC：重要的降水來源；傳輸熱量、水汽、氣溶膠等，成為熱帶大氣環流的重要組成部分。

（2）中緯度DMC：強對流天氣與有組織的DMC（強雷暴/對流風暴）有關。

擾動誤差與濕對流系統

因為大氣的混沌特性和各種不確定性的普遍存在,引入的小振幅擾動在非線性作用下快速發展,目前並沒有適合於風暴尺度集合預報的擾動方法。在天氣尺度系統中，這種過程主要是由斜壓不穩定過程控制;而在中小尺度系統方面，學者通過對中尺度氣旋可預報性的研究認為是受到濕對流不穩定性的影響,因此套用在天氣尺度系統中的初值擾動方法不再適用,需要發展新的集合預報擾動方法。目前,濕對流系統中誤差快速增長和傳播的機制並不清楚,作為發展有針對性的擾動方法的前提條件之一,清楚的了解誤差增長和傳播的特徵以及動力機制是必要的。

利用WRFV2.2模式,對一典型超級單體風暴進行了集合預報試驗,分析擾動誤差與濕對流的聯繫和系統的非線性作用；通過敏感性試驗檢驗環境場對擾動誤差的影響;討論導致誤差傳播的可能機制。結果表明:

（1）誤差的增長、主要分布（水平、垂直）和風暴的強度、主要活動區域有顯著的對應關係。同時，隨著擾動區域與風暴活動區域的重疊範圍擴大，非線性的作用也增大，可見濕對流系統（強不穩定性）作為一個必要條件影響誤差的增長和空間分布。

（2）對於風暴尺度系統而言，初始擾動振幅越小，誤差增長越大，致使非常小的初始擾動在一段時間後仍可破壞預報技巧，減小初始擾動振幅可延長有效的預報時效。這些特徵體現了濕對流系統存在較強的可預報性限制。

（3）環境場風切變和不穩定度影響風暴的發展強度和非線性作用,進而影響飽和誤差值和誤差的飽和時間。

（4）誤差傳播可分為兩個階段:初始階段主要是通過聲波傳播,能量較小,但在不穩定區域可激發出新的上升中心;此後誤差的傳播通過重力波和濕對流不穩定的共同作用實現。

濕對流模擬

濕對流過程的模擬包含對流輸送，雲微物理過程，次格線水汽凝結，和邊界層過程的參數化。這些參數化過程在海氣耦合模式中緊密結合，影響著模式對熱帶區域海陸溫度，濕度，降水的季節性變化和分布，ENSO的變率和位置，赤道輻合帶，MJO，日變化，雲垂直方向分布的模擬。

濕對流過程的模擬都對這些重要氣候偏差有影響，這些影響對我們進行熱帶氣候模擬，分析，和模式開發的啟示如下。

（1）熱帶雙ITCZ偏差

耦合氣候模式中熱帶雙ITCZ偏差幾十年來一直困擾著模式開發者們。這個偏差主要表現在在年平均SST分布上在南美，北美，和南非東岸沿海冷水區模擬的SST偏暖，從而和赤道中太平洋的暖SST異常以及赤道冷舌形成雙ITCZ結構，從而在模式中赤道南邊產生過多降水。研究發現，即使非耦合的大氣模式中仍然存在雙ITCZ偏差。研究發現，大氣濕對流過程中對降水模擬的誤差可以扭曲大尺度熱帶降水模態。並且海表風應力和湍流輻射通量的模擬也會引起非局地較大誤差。而海氣耦合會擴大這種非局地誤差相應，從而形成較為顯著的雙ITCZ偏差。

（2）ENSO 偏差

研究發現，在多數CGCM中，ENSO存在振幅過小，周期過短（2-3年），異常區域偏窄，最大異常區偏西的普遍偏差。儘管導致誤差的原因有很大的模式依賴性，但ENSO的振幅和周期對大氣模式中的風應力模擬更為敏感。一種延遲振子的理論認為，大部分耦合模式忽略了濕對流過程中和風應力的反饋作用。如果積雲對流參數化中提高對垂直動量輸送的模擬能力，風應力異常對SST異常的相應更偏向赤道，到達西邊界的赤道外的Rossby波回響將更小。通過延遲Kelvin波發展， ENSO的周期會顯著變長。ENSO的相關偏差也將極大減小。

（3）MJO偏差

MJO是赤道30-90天周期的降水變化模態。耦合模式中的最佳化常常為了得到合理的模式熱帶氣候態，這使得熱帶氣候的變率被忽略，甚至模擬的非常差，尤其是MJO。濕對流常發生在MJO中上對流層乾熱異常，下對流層濕異常的相位後，從而通過一系列機制影響著下一輪的MJO。MJO對積雲對流參數化方案極為敏感。基於水汽閉合的參數化方案常常模擬出的MJO周期偏短。改進後的對流有效位能閉合方案限制深對流只在邊界層和低對流層足夠濕潤的情況下發生，極大提高了模式對MJO的模擬能力。並且，積雲對流參數化中的動量輸送通過damping也影響著MJO的模擬。耦合模式可以幫助減緩MJO周期過短的偏差，但主要的影響還是來自於大氣模式中的積雲對流參數化。

（4）日變化偏差

模式中低緯度降水的峰值常常比觀測早幾個小時，尤其在陸地上。這主要是由於現有的濕對流參數化方案對相對濕度的變化不夠敏感導致。雲解析模式能夠很好的避免這個問題，使得模擬的大氣對濕度變化更加敏感，淺對流和深對流的發展交替過程模擬的更加完善，使得深對流的形成時間加長，從而減小降水日變化的偏差。

（5）雲偏差

雲的模擬對氣候系統輻射能量收支平衡的作用自然不用贅述。然而比較模式和觀測表明，在上升（深對流）區域，模式傾向於產生的中層雲偏少，中等光學厚度的雲偏少，而高雲，厚雲偏多。而在下沉區域，模式產生過多厚度大的低層雲，較少的薄雲和中等厚度的雲。這些對雲的高度，厚度模擬的偏差直接影響模式對輻射模擬的偏差。主要原因有三個。其一與模式的粗解析度有關。氣候模式的時間步長常常在30分鐘甚至更長，以至於模式中的對流常常生命期偏短，雲偏厚以抵消大尺度產生的不穩定。其次，濕對流過程中還有許多我們不夠了解的物理過程沒有被準確刻畫，比如水汽變化，雲的覆蓋率，水汽凝結過程，冰晶的模擬等等。參數化方案中對這些過程和雲團的簡單分類和模擬常常有較大誤差。其三濕對流過程中包含眾多參數化過程，這些參數化過程之間的協調性很差，不同參數化方案之間物理對接十分粗糙重複。以至於對濕對流過程的最佳化過程更像是誤差之間的相互補充，尤其是參數的最佳化過程。