2017, Vol. 75
中国气象学会主办。
文章信息
- 章丽娜, 周小刚, 徐丽娅. 2017.
- ZHANG Lina, ZHOU Xiaogang, XU Liya. 2017.
- 从不稳定能量角度对条件不稳定相关问题的讨论
- A discussion about the conditional instability from the perspective of unstable energy
- 气象学报, 75(3): 517-526.
- Acta Meteorologica Sinica, 75(3): 517-526.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2017.036
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文章历史
- 2016-10-31 收稿
- 2017-03-20 改回
2. 中国气象局气象干部培训学院湖北分院, 武汉, 430074
2. Hubei Branch of China Meteorological Administration Training Center, Wuhan 430074, China
水汽、不稳定和抬升通常被称为雷暴生成3要素，即对流发生的必要条件和充分条件。大气中对流运动能否得到发展，对流发展的强弱与持续时间的长短，主要取决于大气的层结特性，即静力稳定度(也称为层结稳定度)。通常用气块法来判别静力稳定度，并将其分成绝对稳定、绝对不稳定和条件不稳定3类。雷暴等对流天气是在不稳定大气层结下出现的现象。由于大气中绝对不稳定的层结很少，大多数情况是属于条件不稳定。因此，条件不稳定的分析与实际天气预报关系密切。
条件不稳定是针对湿空气而言的。在非常浅薄的气层中，条件不稳定的判据为γs < γ < γd，即环境大气的垂直温度递减率介于干绝热和湿绝热递减率之间。使用这个判据时需要判断薄气层是否饱和。例如，满足γs < γ < γd的未饱和薄气层是稳定的，而薄云层是不稳定的(许绍祖，1993)。由于对流产生在非常深厚的环境大气中，即是由若干个薄气层组成的，这些薄气层分别具有不同的温度直减率(γ)。因此环境大气在不同高度的静力稳定度特性也不相同，用前述判据很难判断深厚气层的稳定度情况。为了定量考虑较厚气层对由底部上升气块所可能产生的总影响，则需要用到不稳定能量的概念(许焕斌等，1986；Markowski, et al, 2010)。不稳定能量的计算比较复杂，而利用T-lnp图上的面积来表示其大小却比较方便，这也是T-lnp图被称为绝热能量图解并在天气预报中被广泛应用的原因。这样就将条件不稳定与不稳定能量联系起来了。
在大尺度能量学研究中，洛伦茨提出了有效位能的概念，即能转换为动能的最大全位能称为有效位能(洛伦茨，1976)。与此类似，在T-lnp图上也定义了对流有效位能(CAPE)的概念(刘健文等，2005)。在培训教学中，科研业务人员在有关条件不稳定应用中感到困惑的集中有以下几个问题：(1) 如何正确理解和应用CAPE的概念，并将其用于预报实践？(2) 在条件不稳定层结中，气块动能的增加是否与湿静力能的减少有关？(3) 为什么基于单站探空资料的不稳定能量和基于单站地面资料计算的湿静力能时序变化都可以用于对流性天气预报，两者之间是否有关联？
针对上述问题，文中从能量角度讨论了条件不稳定问题中的不稳定能量及其应用，并对对流有效位能的定义进行溯源和分析；对气块上升过程中湿静力能的变化进行了简要分析，并说明单站地面湿静力能时序变化可以用于对流性天气预报的原因。
2 不稳定能量、对流有效位能的定义及应用讨论根据能量守恒原理，只要知道起始状态和终止状态的能量分布，便可确定终止状态的大气运动状况。
从T-lnp图中能量转换过程示意(图 1)可见，抬升pA高度的空气微团，初始因空气微团未饱和，故气块先沿干绝热线上升，达抬升凝结高度(LCL)后空气饱和，再向上则按湿绝热线上升。这条气块的温度变化曲线被称为状态曲线，它在图 1中与环境温度曲线有两个交点，分别为自由对流高度(LFC)和平衡高度(EL)。在自由对流高度和平衡高度之间，气块的温度高于环境温度；而在自由对流高度以下，气块的温度低于环境温度。严格意义上这种层结性质为潜在不稳定。因为使用针对薄层的条件不稳定判据时，如果抬升气块本身是饱和的，则为不稳定。而推导潜在不稳定判据时，并不要求气块在起始高度饱和(图 1中pA高度上，气块不饱和)，只要它抬升凝结以后释放的潜热使气块温度高于环境温度就称为潜在不稳定。通常，潜在不稳定大气必为条件不稳定的。
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| (气块起始抬升高度pA的温度和露点分别为TA和TdA，到pB饱和。PA和NA分别表示正不稳定能量和负不稳定能量, 抬升凝结高度、自由对流高度、平衡高度3个特征高度分别用LCL、LFC和EL表示) 图 1 T-lnp图中能量转换过程示意 (The air parcel is lifted from pA with a temperature of TA and a dew point temperature of TdA and then saturates at pB. PA and NA mean positive and negative unstable energy, respectively. LCL, LFC and EL indicate the lifting condensation level, level of free convection and equilibrium level) Figure 1 Schematic model of energy transformation in T-lnp plot |
由气块法假定，环境大气是静止的，且不受其中升降气块的影响。仅考虑气块作垂直位移时，气块的运动方程为
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(1) |
式(1) 左边是单位质量空气块的垂直加速度，右边是气块所受的向上浮力。其中下标e表示环境变量，i表示气块变量。
不考虑环境的影响，由全微分与偏微分关系
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(2) |
气块法仅考虑气块由底部作垂直上升运动，且运动是定常的，则式(2) 可以简化为
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(3) |
将式(3) 代入式(1)，由于wi只与z有关，则
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(4) |
对式(4) 积分，即考虑较厚气层对由底部上升气块所可能产生的总影响。从地面(z0)积分到平衡高度(zEL)，并利用静力学关系对积分高度作变换，则
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(5) |
式(5) 表明，在条件不稳定大气中，气块上升过程中动能的增加等于气块所受浮力在气层中所做的功，它在T-lnp图上与状态曲线和层结曲线所围的面积有关。
2.2 不稳定能量与对流有效位能定义将状态曲线和层结曲线所围的面积用T-lnp图的正、负面积大小表示，则
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(6) |
式(6) 中，PA(Positive Area)为图 1中的正面积，NA(Negative Area)为图 1中的负面积。
在许多教科书中，将气块从初始位置抬升至使其达到平衡高度时气块所增加的净动能称为不稳定能量。由式(6)，不稳定能量即为T-lnp图中正面积与负面积的差值。正面积又称为正不稳定能量，负面积又称为负不稳定能量。
有效位能的含义是指有可能转换为动能的位能。对上升气块而言，对流有效位能有两种定义：一种观点认为对流有效位能即等于不稳定能量(许绍祖，1993；Emanuel，1994)，即正、负不稳定能量之差。通过对对流有效位能定义的溯源发现，Moncrieff等(1976)第一次提出对流有效位能命名时，是从运动方程组出发，利用流线上的能量守恒关系(伯努里方程)导出的动能变化量，实际上就是上升气流中浮力沿流线的积分，并将其称为对流有效位能。将其应用到热力学图解上，即对应于正面积减去负面积。也就是说，原始的对流有效位能定义是第一种观点。目前多数采用以PA表示对流有效位能，即第二种观点认为，对流有效位能为在自由对流高度和平衡高度之间，气块可从正浮力做功而获得的能量(正不稳定能量)。
下面对第一种观点和第二种观点的对流有效位能应用做讨论时，分别将其称为不稳定能量、对流有效位能的应用讨论。
2.3 不稳定能量、对流有效位能的应用讨论 2.3.1 不稳定能量的应用讨论不稳定能量主要用于判断强对流天气能否发生。通常认为积云对流单体中的上升运动至少达到10 m/s(寿绍文，2009)。但不同强度的对流系统，云中的最大上升速度也不尽相同。比如，普通单体雷暴中约10 m/s，而中纬度飑线中为15—20 m/s(王秀明等，2013)，超级单体雷暴中有时实测可达55 m/s(Musil, et al，1986)，龙卷中的上升速度甚至大于75 m/s(Markowski, et al，2010)。
下面用式(6) 分不同情况来加以讨论。
(1) 当PA>0而NA=0时。这种情况对应的往往是午后热对流，对流强度不大，属于普通雷暴，假设对流中最大上升运动wi(zEL)=10 m/s。则当
(2) PA和NA都不等于0，但PA-NA=0。在这种极端情况下，图 1中正负面积相等，即不稳定能量等于0，也就是从地面到平衡高度的浮力总做功为0。这时对流还能不能产生呢？此时式(6) 变为
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即wi(z0)=wi(zEL)。如果初始垂直速度wi(z0)=10 m/s，对流还是能发生。这要求低层有非常强的垂直上升运动。根据以往的一些分析结果，在地形、冷锋、海风锋、重力波、冷池出流等作用下，可以在低层产生中尺度的强上升运动，不过一般量级在0.1—1 m/s(卢焕珍等，2012；王秀明等，2014)。在某些情况下，也有可能存在接近10 m/s的强上升运动。比如，数值模拟表明，当干线上存在小扰动时，初始上升运动速度超过5.5 m/s(Campbell, et al, 2014)。因此，即使PA=NA，如果气块初始时的垂直上升运动足够强，仍有可能发生对流。但一般情况下，初始垂直上升运动超过10 m/s的情况非常罕见。产生局地强雷暴时，更多见的是下面讨论的第3种情况。
(3) PA和NA都不等于0，且PA>NA，这也是最常见到的条件不稳定层结(图 1)。由前所述，不同类型、不同强度的对流对应的最大上升速度的大小有较大差别。首先看普通单体雷暴，至少需要wi(zEL)=10 m/s。如果PA-NA < 50 J/kg，则wi(z0)=0时，对流难以产生；如果wi(z0)≠0但wi(z0)较小，则需要满足
上面只是考虑普通单体雷暴的情形，很多强对流中的上升速度都远大于10 m/s，如超级单体风暴，最大上升速度常常超过50 m/s。若取wi(zEL)=50 m/s，这时
上述分析可以解释为什么南方暖季出现的很多强对流并没有很强的低层初始抬升。暖季，南方低层的暖湿条件非常好，抬升凝结高度很低，这时PA往往很大而NA非常小，比较容易出现上述第(3) 类中PA-NA较大的情况，因此不需要很强的低层抬升就能发生强对流，有时候甚至初始扰动非常弱，此时常常由于很难找到明显的低层扰动而造成漏报。例如，2013年7月8日，受对流系统影响(图 2a)，广西中东部午后发生了1 h雨量超过20 mm的短时强降水(图 2b)，但由于华南低层都盛行西南气流，低层的辐合抬升条件非常不明显(图 2c)，预报员在当天的强对流潜势预报中漏报了此次短时强降水过程。广西东部梧州当天08时(北京时，下同)的探空显示(图 2d)，PA=498 J/kg，NA=20 J/kg，PA-NA=478 J/kg。在忽略初始动能的情况下，由式(6) 估算的最大上升速度wi(zEL)=30 m/s。也就是说，即使低层的辐合抬升力不强，由于PA-NA较大，仍能出现强的上升速度，从而形成强对流，造成强对流天气。
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| (a. 15时红外云图，b. 15时1 h加密观测降水量，单位：mm，c. 08时850 hPa天气图，d. 08时梧州站的T-lnp图；a—c中蓝色圆点为梧州站位置) 图 2 2013年7月8日的观测情况 (The Wuzhou station is denoted by the blue dot in figure (a)-(c)) Figure 2 Observations on 8 July 2013: (a) infrared satellite image at 15:00 BT, (b) observed hourly precipitation at 15:00 BT (unit: mm), (c) wind, geopotential height, temperature (red) and dew point depression at 850 hPa at 08:00 BT and (d) the T-lnp at Wuzhou at 08:00 BT |
这里的CAPE指的是对流有效位能定义的第2种观点，即T-lnp图上的正面积。目前，针对CAPE本身的计算方法已有较多研究，如计算CAPE时是否采用虚温订正(Doswell, et al，1994)、采用何种湿绝热过程(Li, et al，2004)、自由对流高度的取法问题(章丽娜等，2016)等。而对流有效位能在强对流天气预报中的主要应用有以下两种:
(1) 利用对流有效位能的大小估计最大对流速度
在假设wi(zLFC)=0(Markowski, et al，2010)时
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(7) |
此种特殊情况下，不稳定能量演变为
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(8) |
在这种假设下，由式(8) 可以估计出最大对流速度
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(9) |
比较式(6) 和(9) 发现，式(6) 表达了在T-lnp图上能转换为气块动能的大小，与对流有效位能的含义相符。而这里所指的对流有效位能则是在假定wi(zLFC)=0时，可以给出对流上升运动可能达到的最大强度。此外，由式(6) 可知，当状态曲线和层结曲线确定后，如果初始上升速度比较大，在自由对流高度，垂直速度并不会减弱为0。由图 1和式(1) 也可知，在自由对流高度，环境温度等于气块温度，垂直加速度为0，并不意味着垂直速度一定为0。
(2) 利用对流有效位能分析不稳定能量
式(6) 中，PA用CAPE表示，NA用对流抑制能量(CIN)表示，则式(6) 可以表示为
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一般认为，对流有效位能大、对流抑制能量小是有利于雷暴或深厚湿对流发生的层结特征(陈佑淑等，1989；俞小鼎等，2012)。很多个例分析也证实了这一特征。例如，针对华南春季的一次对流过程，蒙伟光等(2012)的分析表明对流发生在具有较大对流有效位能(>1200 J/kg)和较小对流抑制能量( < 10 J/kg)的区域。而苏涛等(2016)分析了海南地区夏季的一次雷暴过程后指出，在发生对流的地区，前期对流有效位能达到了2523 J/kg，而对流抑制能量只有2 J/kg。这与2.3.1节中不稳定能量的讨论是类似的。
近年来，中国科研、业务人员在强对流天气预报中越来越多地使用对流有效位能，并在对流有效位能与强对流天气关系方面进行了广泛的研究和应用(叶爱芬等，2006；魏东等，2011；李云静等，2013；张建春等，2014；郑媛媛等，2015；孙继松等，2015)。但要注意的是，仅统计对流有效位能大小与强对流发生的关系没有明显意义。实际应用中更值得关注的是不稳定能量与强对流天气的关系。
3 湿静力能定义及其应用讨论能量和不稳定是大气动力学研究的两个重要方面，并有密切关系。能量研究实际上可以认为是大气运动方程组的另一种形式，优点是只要知道初态和终态的能量分布，就可知道终态的大气运动状况。早在20世纪80年代，中国就开展了对单站地面湿静力能的计算和应用(雷雨顺，1986)，目前仍有一些台站将其作为强对流预报指标来使用。在气块上升运动中，也可以计算出其湿静力能。在条件不稳定中，不稳定能量与湿静力能是否有关？单站地面湿静力能既然也能作为强对流预报指标来使用，那么它与上节讨论的不稳定能量是否有关联，与不稳定能量相比，它的优越性是什么？针对上述科研业务人员容易混淆的问题，下面对气块湿静力能和单站地面湿静力能的区别及其应用进行讨论。
3.1 气块湿静力能的定义与变化感热能、位能、潜热能和动能是大气热力学和动力学中的4种基本能量形式。除动能以外的能量称为湿静力能。
气块的湿静力能定义为
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(10) |
前面已讨论(如图 1所示)气块上升过程中动能的变化取决于T-lnp图上的不稳定能量。从能量转换角度，是否有湿静力能向动能的转换？下面简要说明在图 1所示的干绝热和湿绝热过程中湿静力能是守恒的。
图 1中，抬升凝结高度以下为干绝热过程，湿静力能即成为干静力能。干空气的状态曲线可表示为
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(11) |
式(11) 稍作变换可写为
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(12) |
式(12) 表明，未饱和湿空气块的干静力能守恒，即在抬升凝结高度以下，状态曲线上的干静力能为常数。
图 1中抬升凝结高度以上为湿绝热过程。目前，常用的热力学图解中湿绝热线大多采用假绝热线(Li, et al，2004; Markowski, et al, 2010)。
这里考虑单位质量的饱和湿空气块(不含液态水和固态水)，假设含qs水汽。设该饱和湿空气从压强为pi、温度为Ti的高度z处上升，在z+dz高度处，压强为pi+dpi，温度为Ti+dTi，饱和比湿为qs+dqs。由于气块凝结出dqs的水，则潜热释放为Lvdqs，其中Lv为潜热系数。
根据热力学第一定律及pi=pe，则湿绝热方程为
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(13) |
式中，cpm=cp(1+0.84qs)是湿空气的定压比热，Rm=Rd(1+0.608qs)是湿空气的比气体常数，由于qs远小于1，一般可以取cpm≈cp，Rm≈Rd，故式(13) 可简化为
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(14) |
由于环境空气满足
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近似认为
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(15) |
式(15) 又可改写成
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(16) |
可见在湿绝热过程中，湿静力能是守恒的。饱和湿空气在上升过程中重力位能(gz)的增加被感热能(cpTi)的减小和潜热(Lvqs)的释放所抵消。
因此，在气块上升过程中，湿静力能是守恒的，不存在湿静力能向动能的转换。
3.2 单站地面湿静力能的定义及应用 3.2.1 单站地面湿静力能的定义湿静力能是在20世纪40年代初，为鉴别气团属性而提出的。70年代末，雷雨顺提出了“能量天气学”，将湿静力能量的概念系统地应用于对流天气，特别是冰雹天气的预报。目前仍有不少台站利用单站地面湿静力能的时序变化来预报暴雨、强对流天气的发生(李法然等，1998；赵桂香等，2006)。
在计算单站低层湿静力能时，主要的分析对象是环境大气，它是一个开放系统。单站地面环境大气总能量公式为
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(17) |
特别说明：这里定义的总能量与大尺度封闭系统中的总能量是不一样的，大尺度封闭系统中的总能量不包括潜热能。由于动能项较其他项小2—3个数量级，一般不予考虑。因此总能量可化为
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(18) |
即前面提到的湿静力能。
由式(18) 可见，对于单站地面的环境大气而言，ze是固定的。Eσe反映的是地面Te和qe变化的综合效应。当存在外界的低层水汽或(和)温度平流输送达到本站，都会引起该站地面某一时刻湿静力能的变化。
3.2.2 单站低层湿静力能与不稳定能量的关系前面的分析已经表明，对于某一个时刻、某站被抬升的气块而言，对流的发生、发展与不稳定能量有关。在自由大气中无明显温、湿平流的情况下，地面环境的温度和比湿变化就可以引起正不稳定能量的变化。王秀明等(2012)研究初步表明，地面环境温度和湿度的变化对PA变化有较大影响，温度改变1℃，PA增加200 J/kg，露点改变1℃，PA增加500 J/kg。而在地面环境温度升高、露点升高的情况下，负不稳定能量通常减小(图 3)。初始抬升气块的温湿特性的变化必然引起气块初始湿静力能发生变化。因此，从这个意义上，如果将两者联系起来，单站地面湿静力能的时序变化用于对流预报的意义在于预示着PA和NA的改变。某一时刻的单站地面湿静力能增加后，会影响地面抬升气块的(PA-NA)值，且往往是PA增大而NA减小，从而有利于该时刻气块不稳定能量的增加，对流易于发生。
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| (新得到的各变量用上标“′”表示，灰色线条表示图 1中由气块原来的温度、露点得到的等饱和比湿线和状态曲线。当地面温度由原来的TA增温至T′A时，由于近地面湍流混合的作用，pA和pC之间的温度层结曲线变为干绝热线，但C点之上的层结曲线不变) 图 3 同图 1，但为地面温度和露点升高为T′A和T′dA后的能量转换示意 (The new variables are labeled with superscript. The grey line indicates the original line in Fig. 1. When the temperature increases to T′A, the environmental temperature profile between pA and pC turn to be dry adiabatic line due to the turbulent mixing, and the profile above pC remains unchanged) Figure 3 Same as Fig. 1, but the surface temperature and dew point temperature increase to T′A and T′dA |
可以从图 1和图 3的对比来说明这个问题。假设图 1表示某地08时探空，则计算地面起始气块总能量时，主要由TA和TdA决定其数值大小。在假设未来12 h内自由大气的层结廓线(图 3蓝色实线)不变的情况下，如果下午某时地面温度和露点分别升高为T′A和T′dA，则对应地面起始气块的总能量增大，具体数值可以根据前面给出的总能量公式算得，式(18) 中的Te和qe由图 3中的T′A和T′dA代入。可以定性地判断，在如图 3给出的情况下，地面气块的总能量是增大的。而同时图 3中的PA增大为PA′，而NA减小为NA′，所以不稳定能量(PA′-NA′)也是增加的。
因此，湿静力能的变化趋势与不稳定能量的变化趋势是一致的。假设在自由大气层结曲线不变的前提下，地面湿静力能的变化可以用于表征不稳定能量的变化。定性而言，地面湿静力能增加时，预示着不稳定能量也增加。但目前尚未研究两者的定量关系。但是如果大气层结廓线也发生明显变化，则不管是定性还是定量上都很难判断地面湿静力能与不稳定能量的关系。
3.2.3 湿静力能时序变化的应用将式(18) 两边同除以cp，可以得到湿静力温度，它的逐时变化和湿静力能(Eσe)的逐时变化趋势和强度是一致的。2012年北京“7.21”暴雨发生期间，北京54511站08时的PA=954 J/kg，NA=43 J/kg(表 1)。根据表 2中湿静力温度的逐时变化可以看到，21日10—13时，湿静力温度在47.5℃以上，对应了地面较高的温度和露点，表明这段时间内，不稳定能量处于增加阶段。14时探空表明PA=2090 J/kg，NA=4 J/kg(表 1)。但值得注意的是，14时地面湿静力能已经比13时明显减小而基于14时探空计算的PA仍较大，可能是因为实际探空仪器释放的时间大约在13时，即14时探空实际表示13时前后的环境大气(表 1、表 2)。
| 时间(北京时) | 地面温度(℃) | 地面露点(℃) | 海平面气压(hPa) | PA(J/kg) | NA(J/kg) |
| 08 | 28 | 24 | 1000 | 954 | 43 |
| 14 | 28 | 26 | 998 | 2090 | 4 |
| 20 | 24 | 24 | 995 | 0 | 0 |
| 时间(北京时) | 地面温度(℃) | 地面露点(℃) | 海平面气压(hPa) | 湿静力温度(℃) | 湿静力温度逐时变化(℃) | 1 h降水量(mm) |
| 08 | 28 | 24 | 1004 | 47.2 | ∕ | 0 |
| 09 | 28 | 24 | 1004 | 47.2 | 0 | 0 |
| 10 | 28 | 25 | 1004 | 47.7 | 0.5 | 0 |
| 11 | 29 | 25 | 1003 | 48.8 | 1.1 | 0 |
| 12 | 29 | 24 | 1002 | 48.3 | -0.5 | 0 |
| 13 | 28 | 25 | 1001 | 47.8 | -0.5 | 1 |
| 14 | 26 | 25 | 1000 | 45.8 | -2.0 | 3 |
| 15 | 26 | 25 | 1000 | 45.8 | 0 | 0.2 |
| 16 | 26 | 25 | 997 | 45.9 | -0.1 | 3 |
| 17 | 25 | 24 | 990 | 44.5 | -1.4 | 3 |
| 18 | 24 | 24 | 985 | 43.6 | -0.9 | 5 |
| 19 | 24 | 23 | 990 | 43.0 | -0.6 | 14 |
| 20 | 24 | 24 | 992 | 43.5 | -0.5 | 51 |
由上述个例的分析表明，由于地面的温度和露点观测时次较密，在自由大气中没有明显温、湿平流的情况下，利用逐时的湿静力温度可以更加细致地刻画本站不稳定能量的变化趋势，从而弥补由于高空探测时间分辨率较粗、不能计算逐时PA和NA、从而难以计算(PA-NA)逐时变化的不足。
4 结论和讨论条件不稳定是许多局地对流发生的重要条件之一。文中从能量角度讨论了条件不稳定问题中的不稳定能量、对流有效位能的定义等。此外，还结合实例分析了单站地面湿静力能与条件不稳定中的不稳定能量的关系。主要结论和讨论如下：
(1) 对流有效位能的定义有两种观点。第一种观点认为动能的增加是环境对气块做功所致，数值上等于T-lnp图上积分正面积区(PA)和积分负面积(NA)之差，即不稳定能量。由于其表达式中包含了低层抬升速度，可以更全面地用于强对流天气的预报，尤其是中国南方暖季的强对流预报。第二种观点认为对流有效位能的定义为T-lnp图上的正面积区。通常在实际应用中，如考虑正面积很大而负面积很小，易发生强对流天气时，与第一种观点是类似的。此外，使用第二种对流有效位能定义可以推测出最大对流速度，但仅统计对流有效位能(正面积)大小与强对流发生的关系没有明显意义。
(2) 在条件不稳定情况下，上升气块的总能量为湿静力能与动能之和，总能量的变化等于外界合力对气块做功的大小，即T-lnp图中PA-NA大小。由于无论是干绝热还是湿绝热中，气块的湿静力能是守恒的，因此总能量的变化就是动能的变化。即气块上升过程中，不存在湿静力能向动能的转换。
(3) 某一时刻，基于单站地面资料计算的总能量可以用湿静力能表示，湿静力能的变化趋势与不稳定能量的变化趋势是一致的。从本质上来说，单站低层湿静力能的时序变化用于对流预报的意义在于预示着PA和NA的改变，从而影响到不稳定能量(PA-NA)的值。这可以弥补由于高空探测时间分辨率较低、不能计算逐时PA和NA、从而难以计算(PA-NA)的不足。
| 陈佑淑, 蒋瑞宾. 1989. 气象学. 北京: 气象出版社: 216-221. Chen Y S, Jiang R B. 1989. Meteorology. Beijing: China Meteorological Press: 216-221. |
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