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{{NoteTA|G1=Weather}}
{{refimprove|time=2017-02-04T03:16:44+00:00}}
[[File:Convective_instability_animation_12Z_21Z_Jan08.gif|右|缩略图|350x350像素|這張斜溫圖顯示出早晨和下午的大氣垂直特徵。綠色、紅色以及黃色線分別為露點溫度、溫度和舉升氣塊之溫度。早晨時，大氣中層較乾，近地面氣塊舉升後在各高度幾乎均為負浮力，對流不易發展。中午過後，近地面氣塊受加熱作用明顯增溫，配合中層氣溫下降，使得對流發生的可能性增加。]]
{{地区用词|as=译|cn=对流有效位能|tw=對流可用位能|start={{lang|en|convective available potential energy<ref>1.M. W. Moncrieff, M.J. Miller (1976). "The dynamics and simulation of tropical cumulonimbus and squall lines". Q. J. R. Meteorol. Soc. 120 (432): 373–94.
[[Bibcode]]:[http://adsabs.harvard.edu/abs/1976QJRMS.102..373M 1976QJRMS.102..373M]. [[doi]]:[http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/qj.49710243208/abstract;jsessionid=CB3D85594B9480EEC25C6929BDAEB693.f03t02 10.1002/qj.49710243208] {{Wayback|url=http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/qj.49710243208/abstract;jsessionid=CB3D85594B9480EEC25C6929BDAEB693.f03t02 |date=20170204004535 }}.</ref>, '''CAPE'''}}}}是[[大氣科學]]當中使用的名詞，為評估垂直大氣是否穩定、[[對流]]是否容易發展的指標之一。近地面的空氣塊受垂直[[風切]][[湍流|擾動]]或地形等其他因素而沿著[[氣溫垂直遞減率|絕熱線]]上升時，在一定高度以上其[[溫度]]若比周圍環境溫度高，意味著氣塊[[密度]]較周圍環境空氣小，則周圍環境將給予氣塊向上的[[浮力]]。周圍環境對空氣塊的[[作用力]]與空氣塊[[位移]]相乘，而得到周圍環境對氣塊所做的[[功]]，這部分的[[能量]]在理想狀態下將會儲存在空氣塊中，使其具有向上發展的[[動能]]。一般對流可用位能的計算範圍，是以[[自由對流高度]]以上到[[平衡高度]]為止，周圍環境所能提供的浮力對高度[[積分]]而得。

== 機制 ==
[[File:B_and_LCL-LFC.jpg|右|缩略图|363x363像素|標示出大氣垂直特徵的斜溫圖。]]
對流可用位能的單位為每公斤空氣所具有的[[焦耳]]數（J/Kg），當其值大於零時便有發生對流的可能。一般的對流可用位能計算方式為：加總氣塊相對於環境之浮力，從自由對流高度至平衡高度為止，如下列積分式：

<math>\mathrm{CAPE} = \int_{z_\mathrm{f}}^{z_\mathrm{n}} g \left(\frac{T_\mathrm{v,parcel} - T_\mathrm{v,env}}{T_\mathrm{v,env}}\right) \, dz</math>

其中，<math>z_\mathrm{f}</math>代表[[自由對流高度]]（英語：Level of free convection,LFC）；<math>z_\mathrm{n}</math>代表[[平衡高度]]（英語：Equilibrium level,EL），浮力為零；<math>T_\mathrm{v,parcel}</math>代表氣塊的[[虛溫]]；<math>T_\mathrm{v,env}</math>代表環境的虛溫；<math>g</math>代表[[標準重力]]。一個地區的對流可用位能通常由[[熱力學圖]]或{{le|探空圖|Atmospheric sounding}}（例如：[[斜溫圖]]）上的[[溫度]]和[[露點溫度]]資料來計算。

對流可用位能在定義上為大於或等於零的值，若浮力對上升距離之積分為負值時，則為[[對流抑制能]]。對流抑制能存在的高度內，氣塊之虛溫較環境低，因此氣塊的密度較環境大，不利氣塊上升。氣塊必須先具備足夠動能，才能突破對流抑制能的限制。

== 限制 ==
對流可用位能代表的是[[積雲]]或[[積雨雲]]中的氣塊上升經過正能區(氣塊密度小於環境)時浮力所作的正功，因此可以藉此估算氣塊動能的增加。然而，現實當中需要考慮其他因素。首先，理論上對流可用位能無法完全轉換為氣塊的動能，因為環境的補償性下降運動會使環境溫度上升、密度下降，進而使浮力下降<ref>Bjerknes, J. "Saturated-adiabatic ascent of air through dry-adiabatically descending environment." Quart. J. Roy. Meteor. Soc 64.275 (1938): 325-330.</ref>。其次，氣塊上升過程中，環境空氣會（[[逸入 (氣象學)|逸入作用]]）氣塊中，使氣塊變乾，這會使氣塊中水滴或冰晶汽化、溫度下降、密度上升，進而使浮力下降。其三、計算對流可用位能時不考慮氣塊中的水滴或冰晶，這導致低估氣塊密度，因為水[[相變]]時所釋放的潛熱會有部分留在水滴或冰晶中而未釋放到空氣中，且水滴或冰晶受到空氣的[[拖曳作用]]之反作用力也會使浮力下降。其四，計算對流可用位能時亦不考慮非[[流體靜力平衡|靜力平衡]]的氣壓梯度力。以上除第四項可能增加也可能減少浮力外，其餘三項均導致浮力下降，故對流可用位能對於氣塊動能的增加的估算會有落差。另外，對流可用位能的計算本身也有誤差來自不同的高度上升的氣塊。對流可用位能為評估{{le|大氣不穩定度|Atmospheric instability}}的一項指標，但對流可用位能越大不代表發生對流的強度一定較強，仍需要其他因素配合。通常對流可用位能值大於1000J/Kg以上視為不穩定的大氣狀態，在某些極端例子中對流可用位能可達5000J/Kg以上。

== 參考資料 ==
{{Reflist|2}}
{{氣象學資料與變數}}

[[Category:恶劣天气与对流]]
[[Category:大气热力学]]
[[Category:流体动力学]]
[[Category:气象量]]