Индексы неустойчивости. Конспект

Полезные ссылки:
Метеоцентр.Азия - наш сайт с высокодетализированными прогнозами погоды по пунктам Pоссии и мира
Облегчённая версия Метеоклуба (для смартфонов)

Индексы неустойчивости. Конспект

Сейчас в Метеоклубе:
Участников - 1 [ Ruxs ]
Максимальное одновременное количество посетителей: 308 [2 Ноя 2013 22:42]
Гостей - 296 / Участников - 12

 - Начало - Статистика - Pегистрация - Поиск -

МЕТЕОКЛУБ : независимое сообщество любителей метеорологии (Европа и Азия) : ФОРУМ О ПОГОДЕ И ПРИРОДЕ / Метеорология: наука и практика / Индексы неустойчивости. Конспект
. 1 . 2 . >>
Автор Сообщение
CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 07:44


Скопирую сюда наиболее важные сообщения из основной темы.

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 07:44


Описание большого количества конвективных индексов

http://www.juergen-grieser.de/CovectionParameters/ ConvectionParameters.pdf

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 07:45


Примеры карт разных конвективных индексов

Calculation of Convection Parameters over Europe for 15th August 2008

http://www.juergen-grieser.de/CovectionParameters/ ConvectionParameters.htm

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:25


Я объединил расчёт грозы по методу Джорджа (Вайтинга), он же К-индекс, с методом Фатеева.

K = 2*T850-D850-D700-T500

Вер. грозы по методу К равна:

p = 20 + (K-24)*5.5

Индекс Фатеева:

KF = K - 2*D500

Коррекция вер. грозы:

p = p + KF

С учётом этого получаем

p = 20 + (K-24)*5.5 + K - 2*D500

p = -112 + 6.5 * K - 2 * D500

Итоговая формула для вероятности грозы примет вид:

p = 13 * T850 - 6.5 * (D850 + D700 + 0.3 * D500 + T500) - 112

Как видим, дефицит на уровне 500 гПа имеет вес в три раза меньший, чем дефицит на уровне 850 и на уровне 700. Это вполне логично.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:26


При построении карт эта формула даёт результаты, близкие к вероятности грозы по доработанному методу Пескова, которую я рассчитываю так:

Davg = 0.33*(D850+D700+D500)

ui = -0.4*no4lftxsfc - 0.05*Davg + 0.08*vimf + 0.07*shear73

p = 45 + ui * 13


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:26


Короче можно записать вер. грозы по Пескову так:

p = 45 - 5.2 * LI - 0.65 * Davg + 1.04 * vimf + 0.91 * shear73


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:26


Если объединить метод Джорджа-Фатеева

K = 2*T850-D850-D700-T500

p1 = 20 + (K-24)*5.5


KF = K - 2*D500

p1 = 20 + (K-24)*5.5 + K - 2*D500

p1 = 20 + 6.5*K - 132 - 2*D500

p1 = 6.5*K - 112 - 2*D500


p1 = 13*T850 - 6.5*(D850+D700+T500) - 112 - 2*D500

p1 = 13*T850 - 6.5*(D850+D700) - 6.5*T500 - 112 - 2*D500

с методом Пескова

Davg = 0.33*(D850+D700+D500)

ui = -0.4*no4lftxsfc - 0.05*Davg + 0.08*vimf + 0.07*shear73

p3 = 45 + ui * 13

p3 = 45 + (-0.4*no4lftxsfc - 0.05*Davg + 0.08*vimf + 0.07*shear73) * 13


p3 = 45 - 5.2*no4lftxsfc - 0.65*Davg + 1.04*vimf + 0.91*shear73



p3 = 45 - 5.2*no4lftxsfc - 0.21*(D850+D700) - 0.21*D500 + 1.04*vimf + 0.91*shear73

то получим:

p = 0.5 * (p1 + p3)

p = 0.5 * (13*T850 - 6.5*(D850+D700) - 6.5*T500 - 112 - 2*D500 + 45 - 5.2*no4lftxsfc - 0.21*(D850+D700) - 0.21*D500 + 1.04*vimf + 0.91*shear73)

p = 6.5*T850 - 3.25*(D850+D700) - 3.25*T500 - 66 - D500 + 22.5 - 2.6*no4lftxsfc - 0.105*(D850+D700) - 0.105*D500 + 0.52*vimf + 0.46*shear73

Итоговая формула для метода Джорджа-Фатеева-Пескова (GFP):

p = 6.5*T850 - 3.25*T500 - 3.36*D850 - 3.36*D700 - 0.105*D500 - 2.6*no4lftxsfc + 0.52*vimf + 0.46*shear73 - 43.5


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:27


Я упростил расчёт конвергенции для метода GFP (считаю его не интегрально, а как средний для уровней 2 м, 850 и 700 гПа), теперь он работает гораздо быстрее.

'tc = TMPPRS(LEV=850)-273'
'rh = RHPRS(LEV=850)'
'TD850 = tc-((14.55+0.114*tc)*(1-0.01*rh) + pow((2.5+0.007*tc)*(1-0.01*rh),3) + (15.9+0.117*tc)*pow((1-0.01*rh),14))'
'D850 = tc-TD850'
'tc = TMPPRS(LEV=700)-273'
'rh = RHPRS(LEV=700)'
'TD700 = tc-((14.55+0.114*tc)*(1-0.01*rh) + pow((2.5+0.007*tc)*(1-0.01*rh),3) + (15.9+0.117*tc)*pow((1-0.01*rh),14))'
'D700 = tc-TD700'
'T850 = TMPPRS(LEV=850)-273'
'T500 = TMPPRS(LEV=500)-273'
'tc = TMPPRS(LEV=500)-273'
'rh = RHPRS(LEV=500)'
'TD500 = tc-((14.55+0.114*tc)*(1-0.01*rh) + pow((2.5+0.007*tc)*(1-0.01*rh),3) + (15.9+0.117*tc)*pow((1-0.01*rh),14))'
'D500 = tc-TD500'
*
'qu2m = spfh2m*ugrd10m'
'qv2m = spfh2m*vgrd10m'
'vimf2m = -1*hdivg(qu2m,qv2m)*100000'
'qu850 = spfhprs(lev=850)*ugrdprs(lev=850)'
'qv850 = spfhprs(lev=850)*vgrdprs(lev=850)'
'vimf850 = -1*hdivg(qu850,qv850)*100000'
'qu700 = spfhprs(lev=700)*ugrdprs(lev=700)'
'qv700 = spfhprs(lev=700)*vgrdprs(lev=700)'
'vimf700 = -1*hdivg(qu700,qv700)*100000'
'vimf = 1200 * (vimf2m + vimf850 + vimf700)'
*
'du = ugrdprs(lev=300) - ugrdprs(lev=700)'
'dv = vgrdprs(lev=300) - vgrdprs(lev=700)'
'shear73 = sqrt(du*du + dv*dv)'
*
'p = 6.5*T850 - 3.25*T500 - 3.36*D850 - 3.36*D700 - 0.105*D500 - 2.6*no4lftxsfc + 0.52*vimf + 0.46*shear73 - 43.5'
'd p'


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:27


Ещё неплохой индекс Рэклиффа-Джеферсона (по физическому смыслу он схож с методом Фауста), вычисляемый на основе Тсм на уровне 900 гПа, Т500 и среднего дефицита в слое 850-500 гПа:

'tc = TMPPRS(LEV=900)-273'
'rh = RHPRS(LEV=900)'
'TD900 = tc-((14.55+0.114*tc)*(1-0.01*rh) + pow((2.5+0.007*tc)*(1-0.01*rh),3) + (15.9+0.117*tc)*pow((1-0.01*rh),14))'
'Tdc = TD900'
'E = 6.11 * pow ( 10 , (7.5 * Tdc / (237.7 + Tdc)) )'
'P = 900'
'Tc = tc'
'GAMMA = 0.00066*P'
'DELTA = 4098*E/(Tdc+237.3)/(Tdc+237.3)'
'Tw = ((GAMMA*Tc)+(DELTA*Tdc))/(GAMMA+DELTA)'
'RJ = 1.6 * Tw - T500 - 0.5 * Davg - 8'
'p = 4.2 * RJ - 10'
'd p'

Точность прогноза похуже, чем у GFP, но в целом вполне приличная (лучше, чем у всяких К, ТТ и т.п. простых индексов).


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:28


Разработал новый индекс. Судя по физическому смыслу, это что-то вроде индекса Шоултера (а отчасти и Фауста). Назову его условно индекс квази-Шоултера.


Методика расчёта индекса квази-Шоултера:

'Tc = T850'
'Tdc = TD850'
'E = 6.11 * pow ( 10 , (7.5 * Tdc / (237.7 + Tdc)) )'
'P = 850'
'GAMMA = 0.00066*P'
'DELTA = 4098*E/(Tdc+237.3)/(Tdc+237.3)'
'Tw850 = ((GAMMA*Tc)+(DELTA*Tdc))/(GAMMA+DELTA)'
*
'vapr850 = 6.112*exp((17.67*Tw850)/(Tw850+243.5))'
'e850 = vapr850*1.001+(850-100)/900*0.0034'
'w850 = 0.62197*(e850/(850-e850))'
'Te850 = Tw850+(2260000*w850/1004)'
*'ept850mb = (te850mb*pow((1000/850),(287/1004)))'
'Qe850 = Te850 + 0.0098*(HGTPRS(LEV=850)-HGTPRS(LEV=1000))'
*
'vapr500 = 6.112*exp((17.67*T500)/(T500+243.5))'
'e500 = vapr500*1.001+(500-100)/900*0.0034'
'w500 = 0.62197*(e500/(500-e500))'
'T500 = T500+(2260000*w500/1004)'
'Qe500 = T500 + 0.0098*(HGTPRS(LEV=500)-HGTPRS(LEV=1000))'
*
'F = Qe850 - Qe500'
'p = F*6 + 70'
'd p'


То есть:

1. Рассчитывается Т смоченного термометра на уровне 850 гПа (Tw850).
2. По Tw850 рассчитывается ЭПТ (Qe850)*.
3. Рассчитывается ЭПТ на уровне 500 гПа (Qe500), причём воздух на этом уровне считаем насыщенным**.
4. F = Qe850 - Qe500.
5. Вероятность грозы p = F*6 + 70.

* и ** - именно при таких допущениях результат лучше всего. Если брать ЭПТ от Т и Тд на уровне 850 гПа, а не от Тсм, результат хуже. То же самое и если учитывать реальную Тд на уровне 500 гПа.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:30


Нашёлся мостик между изэнтропическим анализом и индексами неустойчивости.

Это coupling index (индекс взаимодействия - далее ИВ) между стратосферой и тропосферой, используемый для прогноза мощных МКК (включая торнадоопасные) с верхней границей КД на тропосфере или даже в стратосфере.

Определяется он как разность ПТ на уровне динамической тропопаузы** и максимальной ПТ (или ЭПТ)* в нижней тропосфере. То есть как бы аналог ЛИ, но вычисляемый относительно уровня тропопаузы, а не 500 гПа.

Вот две свежие статьи о стратосферно-тропосферных взаимодействиях:

http://www.atmos.colostate.edu/ao/ThompsonPapers/B aldwin_Thompson_QJ_2009.pdf

http://cims.nyu.edu/~gerber/pages/documents/tomass ini_gerber_bunzel_giorgetta-JAMES-submitted.pdf

*Думаю, лучше использовать ПТсм (как в методе квази-Шоултера), а не ЭПТ (которая будет завышать силу конвекции).

**Динамическая тропопауза - уровень, где ПВ (потенциальный вихрь) равен 1.5 или 2 единицы, он находится ниже чем уровень классической (термической) тропопаузы, где ПВ равен 3 или 4 единицы.

Необходимые для расчёта ИВ переменные есть в ГФС - это переменные, в названии которых присутствует "1p5pv".

http://nomads.ncep.noaa.gov:9090/dods/gfs_hd/gfs_h d20120822/gfs_hd_00z.info


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:31


Попробовал я вычислять ИВ. Его поле очень похоже на поле ЛИ, особых отличий нет.

*
'Tc = T850'
'Tdc = TD850'
'E = 6.11 * pow ( 10 , (7.5 * Tdc / (237.7 + Tdc)) )'
'P = 850'
'GAMMA = 0.00066*P'
'DELTA = 4098*E/(Tdc+237.3)/(Tdc+237.3)'
'Tw850 = ((GAMMA*Tc)+(DELTA*Tdc))/(GAMMA+DELTA)'
*
'THD = (Tw850+273.16)*pow(1000/850, 0.286) - 273.16'
'X = Tw850'
'FT = 1.8199427E+01+X*( 2.1640800E-01+X*( 3.0716310E-04+X*(-3.8953660E-06+X*( 1.9618200E-08+X*( 5.2935570E-11+X*( 7.3995950E-14+X*(-4.1983500E-17)))))))'
'X = THD'
'FTHD = 1.8199427E+01+X*( 2.1640800E-01+X*( 3.0716310E-04+X*(-3.8953660E-06+X*( 1.9618200E-08+X*( 5.2935570E-11+X*( 7.3995950E-14+X*(-4.1983500E-17)))))))'
'Qw850 = THD + 6.071*( pow(2.72, Tw850/FT) - pow(2.72, THD/FTHD) )'
*
'Ttr = tmp1p5pv - 273.16'
'THD = tmp1p5pv - 273.16 + 0.0098*(hgt1p5pv - HGTPRS(LEV=1000))'
'X = Ttr'
'FT = 1.8199427E+01+X*( 2.1640800E-01+X*( 3.0716310E-04+X*(-3.8953660E-06+X*( 1.9618200E-08+X*( 5.2935570E-11+X*( 7.3995950E-14+X*(-4.1983500E-17)))))))'
'X = THD'
'FTHD = 1.8199427E+01+X*( 2.1640800E-01+X*( 3.0716310E-04+X*(-3.8953660E-06+X*( 1.9618200E-08+X*( 5.2935570E-11+X*( 7.3995950E-14+X*(-4.1983500E-17)))))))'
'Qtr = THD + 6.071*( pow(2.72, Ttr/FT) - pow(2.72, THD/FTHD) )'
*
'CI = Qtr - Qw850'
'set gxout shaded'
'd CI'

При этом я рассчитываю ПТсм для динамической тропопаузы и сравниваю его с ПТсм850. Если брать ПТ (а не Птсм) для тропопаузы, результаты абсурдные получаются.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:32


Самая полная версия индекса молниевого потенциала (апрель 2013 года)

Lightning Potential Index (LPI) = (L1 + L2 + L3 + L4) * maxRH * 0.01


L1 = 0.002 * Moisture * finalCAPE
где
finalCape = muCape – CIN, причём нужно привести его к диапазону: мин. значение 0, максимальное 100
muCape - наибольшая КАПЕ для слоя 1-6 км
CIN - КИН

L2 = -0.2 * Moisture * finalSSP * Qe25
где
finalSSP = SSP * 0.001, где SSP - significant severe parameter
Qe25 - верт. градиент ЭПТ в слое 2-5 км

L3 = -0.2 * Moisture * finalSSP * Qe_10_20
где
Qe_10_20 - верт. градиент ЭПТ в слое от изотермы -10°С до изотермы -20°С

L4 = -0.02 * Moisture * finalSSP * BestLI
где
BestLI - наилучший ЛИ для слоя 850-700 гПа, причём нужно привести его к диапазону: мин. значение -1, макс. значение 0
maxRH - макс. отн. влажность в слое 3-6 км


Параметр влажности

Moisture = PPP + MTM + RH + MaxRH - (100 - MinRH)

где
PPP = 0.025 * PE
PE = PW * MRH03 / 100 - осадкообразующий фактор (мм)
PW - влагосодержание столба атмосферы (мм) - осаждённая вода
MRH03 - средняя отн. влажность в слое 0-3 км
MTM = Q36 * SHR36 - транспорт влаги в слое 3-6 км ( г*м / к*с )
Q36 - средняя удельная влажность в слое 3-6 км (г/кг)
SHR36 - сдвиг ветра в слое 3-6 км (м/с)
RH - средняя отн. влажность в слое 3-6 км
MaxRH - макс. отн. влажность в слое 3-6 км
MinRH - мин. отн. влажность в слое 3-6 км


Параметр значительной тяжести погодных условий

Significant severe parameter

SSP = mlCAPE * SHR06

где
mlCAPE - средняя КАПЕ для нижнего 100 гПа слоя (Дж/кг)
SHR06 - сдвиг ветра в слое 500 м - 6 км (м/с)

Источник:

Central Region Technical Attachment
Number 13-01
April 2013

A Forecasting Methodology that Uses Moisture Parameters to
Pinpoint Locations of Potential Lightning

Paul Frisbie, Jeff Colton, Jim Pringle, Jim Daniels and Mike Meyers
NOAA/National Weather Service, Grand Junction, Colorado


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:33


Недостатки метода ЛПИ:

Underestimated lightning potential in regions of strong dynamical lift and marginal instability or low stability (e.g., lifted index of +1 or +2 in the model data).

If models underestimate instability or moisture, the LPI will be underestimated.

Does not consider slantwise convection.

1. Недооценка молниевого потенциала в регионах с сильным вынужденным подъёмом воздуха и с пограничной неустойчивостью или слабой устойчивостью (например, ЛИ +1...+2 по модельным данным).
2. В моделях, недооценивающих неустойчивость и влажность, ЛПИ будет недооценён.
3. Не учитывается наклонная конвекция.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:40


Метод ЛПИ распознаёт только самые активные грозы:
на активных фронтах в умеренном климате;
в зонах конвекции во влажных тропиках и экв. зоне.

Большинство гроз в засушливом климате (степи, пустыни) он не распознаёт.

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:42


Методика прогноза интенсивности ливневых осадков (ГМЦ РФ, 1979 г.)

Q (мм/ч) = 0.8 * 10^-6 * q850 * m * h * Wk

где
q850 - удельная влажность (г/кг) на уровне 850 гПа
m - толщина КНС (гПа), можно условно принять за 50
h - толщина КД (км)
Wk - средняя конвективная вертикальная скорость (м/с)

Wk = sqrt ( R * (-LI) * ln(Po/P))
где Po - атм. давление на уровне конденсации,
P - атм. давление на уровне ВВГО КД.

Есть и упрощённая формула

Q (мм/ч) = 1.5 * dq850 + 3.0 * dq700
где dq850 и dq700 - уменьшение удельной влажности в частице за счёт подъёма частицы с уровней 850 и 700 гПа.

Или так:
Q (мм/ч) = 1.5 * dq850 + 1.8 * dq700 + dq500

Можно записать проще:

Wk = 8.5 * sqrt ( (-LI) * ln(Po/P))

Контрольный пример из методики:
при LI=-3, Po=700, P=100 получается Wk=20.5 м/с.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:43


Формула приближённого расчёта КАПЕ по ЛИ

CAPE = 1.363 ^ (18. 39 – LI)

коэф-т корреляции 0.74


http://dspace.library.cornell.edu/bitstream/1813/1 3084/1/Gottlieb,%20Robert%20-%20Research%20Honors% 20Thesis.pdf

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:43


Швейцарские индексы гроз

по данным зондирования за 00 СГВ

SWISS00 = SI850 + 0.4 * WSH3_6 + 0.1 * (T600 - Td600)

грозы ожидаются при SWISS00 < 5.1


по данным зондирования за 12 СГВ


SWISS12 = LI - 0.3 * WSH3_6 + 0.3 * (T650 - Td650)

грозы ожидаются при SWISS12 < 0.6

здесь
SI850 - индекс Шоултера от уровня 850 гПа
LI - лифтед индекс (якобы приземный, но лучше наверное брать млЛИ)
WSH3_6 - сдвиг ветра в слое 3-6 км (м/с)


http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520- 0434%281997%29012%3C0108%3ACOTAND%3E2.0.CO%3B2

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:44


Читаю американский учебник по мезомасштабной метеорологии. Там предлагается простой критерий различения типа КД по сдвигу ветра (СВ) в слое 0-6 км:

менее 10 м/с - одноячейковые
10-20 м/с - мультиячейковые
более 20 м/с - суперячейковые

СВ определяется как разность среднего вектора ветра в слое 0-6 км и среднего вектора ветра в слое 0-500 м.

Что-то не оправдывается эта методика для условий СНГ. Я для примера посмотрел сдвиг ветра в слое 500 м - 6 км (СВ) на ЕТ СНГ при грозах в течение 3 дней июня. В основном грозы наблюдаются при СВ от 5 до 10 м/с, и лишь на Балканах и в Причерноморье отмечены при СВ около 15 м/с (в основном же зоны с СВ 15-20 м/с относятся к холодной стороне струйных течений, там низкая плоская СК КЧ облачность и никакими грозами не пахнет).

Но это не значит, конечно, что все грозы в СНГ одноячейковые. Вот вчера в районе Байконура впервые за последние дней 30 возникла мультиячейка (хорошо видимая и визуально и по радару, с ВВГО 8-10 км), однако сдвиг ветра (судя по ГФС) был мизерный и даже отрицательный (при ЛИ около -2). В слое 1-3 км ветер был 320 гр 4 м/с, в слое 5-6 км 340 гр 3 м/с.

В общем, СВ - не панацея для определения типа КД. Возможно, эта методика хорошо подходит для субтропиков при бешеных ЛИ типа -8...-10, но в умеренном климате при ЛИ порядка 0...-3 СВ малоинформативен.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:46


Метод прогноза гроз, разработанный для Флориды в 2007 году


PRB = -1.898 + 1.396*PRECPW - 0.474*PRECPW^2 - 0.633*BESTLI + 0.321*MFLXC2 + 0.103*THEADV5 + 0.152*DIV34 - 0.093*MEANV3

где
PRECPW - осаждённая влага (влагосодержание столба атмосферы), мм
BESTLI - минимальный ЛИ для слоя земля - 700 гПа
MFLXC2 - конвергенция водяного пара на уровне 1000 гПа
THEADV5 - адвекция эквивалентно-потенциальной температуры на уровне 925 гПа
DIV34 - дивергенция ветра на уровне 200 гПа
MEANV3 - v-составляющая ветра в слое 1000-700 гПа


http://journals.ametsoc.org/doi/abs/10.1175/2007MW R2222.1

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:48


Метод прогноза гроз, разработанный японским метеорологом Юонетани (Yonetani) в 1979 году.

II = 0.964 * Gl + 2.46 * ( Gu - Gw ) + 9.64 * j

где
Gl - верт. градиент Т (°С / км) в слое 900-850 гПа
Gu - верт. градиент Т (°С / км) в слое 850-500 гПа
Gw - влажноадиабатический верт. градиент Т (°С / км) при T850
j - средняя отн. влажность в слое 900-850 гПа, выраженная в долях единицы (например, 50% -> 0.5).

Грозы ожидаются:
если II больше 13.0 при j > 0.5;
если II больше 14.5 при j <= 50.

Метод показал хорошие результаты в Японии, а также на Кипре в 1980-х годах.
Оправдываемость прогноза гроз (особенно внутримассовых) по этому методу в данных регионах выше,
чем по ЛИ, Шоултеру, индексу К (Вайтинга-Джорджа).

Можно предположить, что даст хороший результат в Краснодарском крае и подобных приморских регионах
с довольно влажной нижней тропосферой.

Для континентальных степных и пустынных регионов может не подойти, т.к. там ВНГО КД часто находится гораздо выше уровня 850 гПа.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:51


Из статьи
Forecasting the Maintenance of Quasi-Linear Mesoscale Convective Systems.
WEATHER AND FORECASTING, 2007, Vol. 22, p. 556-570.


Индекс вероятности сохраняющихся МКС (%)
(то есть того, что если МКС возникнет, она будет существовать по меньшей мере несколько часов, а не сразу разрушится)

MMP = 1 / ( 1 + exp{ a0 + a1*maxshear + a2*3-8lr + a3*RCAPE + a4*3-12mw } )

где
a0 = 13.0
a1 = -4.59*10^2
a2 = -1.16
a3 = -6.17*10^-4
a4 = -0.17
maxshear - сдвиг ветра от земли до ВВГО КД, м/с
3-8lr - вертикальный градиент Т воздуха в слое 3-8 км, °С
RCAPE - если уровень с наибольшей ЭПТ находится в приземном слое (нижние 70 гПа), рассчитывается CAPE для Т и удельной влажности, осреднённых для этого слоя; в остальных случаях рассчитывается muCAPE для высот выше нижних 70 гПа, Дж/кг
3-12mw - средняя скорость ветра в слое 3-12 км, м/с

Если RCAPE < 100 Дж/кг, ММP не рассчитывается (принимается равной нулю).


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:51


Во-первых, в методах Вайтинга и Фатеева разность Т850 и Т500, необходимая для развития гроз, считается постоянной, что делает ценность этих методов близкой к нулю. Это как бы примитивизированный метод Фауста, где T850-T500 взята при какой-то одной, раз и навсегда взятой, Т850. В настоящем методе Фауста учитывается зависимость T850-T500 от Т850 (отражающая тот факт, что влажноадиабатический градиент зависит от Т).

Во-вторых, даже в методе Фауста есть подводные камни (если отбросить в сторону Вайтинга и Фатеева, как пародию на Фауста, и заняться самим Фаустом). Это не только осреднение дефицита по слою 850-500 гПа (на самом деле слой надо брать плавающий, в зависимости от высоты уровня конденсации (УК)), но и постулирование того факта, что УК находится на уровне 850 гПа (в этом методе частица движется влажноадиабатически от АТ-850 до АТ-500). Тут надо или тоже менять стартовый уровень, или рассчитывать ПТсм по фактическим Т850 и Тд850.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:52


Я раньше считал, что КД могут развиваться при приземном дефиците не более 30 градусов, а дожди могут достигать земли при дефиците не более 25 градусов.

Но после того как года три назад на Байконуре была отмечена гроза с ливнем (довольно ощутимым, достигающим земли) при приземной схеме около 43/07 (дефицит около 36), я понял, что максимального предельного дефицита, гарантирующего отсутствие КД и связанных с ними явлений, в природе не существует :)

С другой стороны, максимальная ВНГО КД в целом зависит от приземной Т (или от Т850, точнее так наверное). Например, летом в средней полосе при Тприз.макс порядка +20 (Т850 +5) ВНГО КД обычно не превышает 2000 м, при Тприз.макс +30 (Т850 +15) - не более 3000 м, ну а на югах при Тприз.макс около +40 (Т850 порядка +25) КД могут развиваться на огромных высотах и иметь ВНГО порядка 4000-5000 м.

Но критерий этот ненадёжный, он скорее зависит от типа ВМ, а не от Т850 как таковой. В частности, зимой КД могут возникать на больших высотах (2000 м и более, включая затопленные КД внутри СД) над полярным фронтом (в тёплом воздухе), то есть в ТВМ (при Т850 выше нуля). А в более холодных ВМ ВНГО КД обычно заметно ниже.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:53


Роль сухости воздуха на высотах двоякая.

Если неустойчивость в нижнем 3-километровом слое слабая, то сухой воздух выше уровня 3 км (АТ-700) с лёгкостью гасит конвекцию, наблюдаются плоские КЧ или вообще ясное небо.

Но если неустойчивость в нижнем 3-километровом слое приличная (а ещё лучше, если тут имеется слой с небольшими дефицитами толщиной хотя бы 1 км), то конвективный поток успевает тут набрать хорошую скорость и выше 3 км сухой воздух уже не разрушает его, а наоборот, за счёт испарения (т.к. внешний край облака имеет Т, близкую к Тсм) создаётся дополнительная подъёмная сила.

В общем, зависит от того, что больше: скорость испарения влаги в сухой окружающий воздух или скорость конденсации влаги в поднимающемся потоке.

В США сильные грозы (к таковым относятся грозы, сопровождаемые градом 2 см и более, или шквалом 26 м/с и более, или торнадо) часто наблюдаются при сравнительно высокой влажности в нижнем 2-3-километровом слое и больших дефицитах (порядка 12-14 градусов) в слое 700-300 гПа.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:56


Параметр значительного града
Signicant Hail Parameter - SHIP


SHIP = (-MUCAPE * qMU * Y500700 * T500 * DLS) / 44000000

где
qMU - удельная влажность (г/кг) на уровне наибольшей неустойчивости
Y500700 - верт. градиент Т (С/км) в слое 700-500 гПа
DLS - сдвиг ветра (м/с) в слое 500 м - 6 км

SHIP более 1 означает существенную вероятность значительного града (диаметр 2 см и более), более 4 - высокую вероятность.
Чаще всего при значительном граде параметр равен от 1.5 до 2.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:57


Самая старая версия ЛПИ

Индекс молниевого потенциала
Lightning Potential Index LPI


LPI = (A + B) * (T850 - 272K)

Изменяется в пределах от 0 до 20000.

A = - RH^2 * (dQe/dz)^2 * min(LI; 0)^2

B = 0.001 * muCAPE * PW * RH

где
T850 - в К
RH - средняя отн. влажность в слое 700-500 гПа
dQe/dz - вертик. градиент ЭПТ в слое 700-500 гПа (видимо, в К/км)
LI - ЛИ
PW - осаждённая вода (влагосодержание атмосферы) в мм


Из формулы видно, что при Т850 ниже 272 К (-1° С) грозы невозможны.

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 08:59


Метод для прогноза конвективных осадков

Q1 = 0.1 * Sq * ( 0.1 * Wm * dH - SD)

где
Sq = q2m + q850 + q700 + q500 - суммарная удельная влажность в г/кг
Wm = 7 - 1.2 * (dT850 + dt700 + dt500) - макс. скорость восходящего потока в м/с
dH = толщина КД в км
SD = 0.375 * (5*D850 + 2*D700 + D500) - средневзвешенный дефицит точки росы
dt500 = Lifted Index (LI)
dt850, dt700 = то же самое что и LI, но рассчитанное по соотношению Тсреды и Тчастицы на уровнях 850 и 700 гПа.

Q = k * Q1
где
Vcb (м/с) 1-2 3-6 7-12 13-16 более 16
k 2.5 1.5 1 0.7 0.5

Vcb - скорость смещения КД, определяется как средний вектор ветра в слое 850-500 гПа при толщине КД менее 8 км,
в слое 850-400 гПа при толщине 8-10 км, в слое 850-300 гПа при толщине более 10 км.


Можно упростить эту формулу для быстрой простой оценки кол-ва конвективных осадков.

Wm = 7 - 1.2 * (2 * dt500)
Wm = 7 - 2.4 * LI

dH = 4 - LI

Q1 = 0.1 * Sq * ( 0.1 * Wm * dH - SD)


Есть ещё западная формула для оценки макс. верт. скорости
Wm = sqrt(2*CAPE)

ИМХО, она сильно завышает скорость. Если взять слабую конвекцию с ЛИ=-1 и КАПЕ=200, по первой формуле получается 10 м/с, а по второй 20 м/с.


CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 15:07


Эта тема - краткий справочник.
Обсуждения и комментарии следует писать в основной теме.

CorvusCorax
Автор сайта

# Дата: 11 Апр 2020 15:44


Vertically integarted moisture flux convergence (VIMFC)


Вычисляется как интеграл в слое от 1000 до 700 гПа от выражения
duq/dx + dvq/dy (10−5 kg m−2 s−1)

где
u и v - составляющие ветра (проекции на оси координат, м/с),
q - удельная влажность (кгк/кг).

Вот так его можно рассчитать в ГРАДСе:

qu=vint(1000,shprs*uprs,700)
qv=vint(1000,shprs*vprs,700)
vimf=-hdivg(qu,qv)
d vimf

Рекомендуется использование VIMFC совместно с SMUL (это минимальный ЛИ, определённый для исх. уровней 1000, 925, 850, 700 гПа; то есть такой же ЛИ, который представлен в ГФС).

Вероятность грозы в радиусе 100 км от точки можно определить по схеме:

http://meteocenter.net/currentmaps/VIMFC_SMUL.png

По гориз. оси отложен индекс VIMFC (10−5 kg m−2 s−1), по вертик. оси SMUL (°С).

Схема взята из статьи:

Vertically integrated moisture flux convergence as a
predictor of thunderstorms. Jeroen van Zomeren, Aarnout van Delden.
Institute for Marine and Atmospheric Research Utrecht, Utrecht.


. 1 . 2 . >>
Эта тема закрыта. Ответы больше не принимаются.
 


Поддержка: miniBB forum software © 2001-2024