一次積層混合云的形成過程和微物理觀測

劉瑩瑩，牛生杰，封秋娟，劉端陽，陸春松，劉霖蔚

(1.南京信息工程大學中國氣象局大氣物理與大氣環(huán)境重點開放實驗室，江蘇南京210044;2.山西省人工降雨防雹辦公室，山西太原030032)

0 引言

我國淡水資源嚴重短缺，人均占有量僅為世界人均的1/4，相當一部分地區(qū)的地下水開采已經(jīng)過量，同時我國是一個氣象災(zāi)害多發(fā)的國家，大面積旱災(zāi)時常發(fā)生，嚴重影響社會經(jīng)濟發(fā)展和人民生活質(zhì)量，因此為了開發(fā)利用空中云水資源，國內(nèi)外多年實踐證實人工增雨是一項重要途徑。積層混合云是由層狀云和嵌入的對流云組成的混合云系統(tǒng)，生命期一般較長，常常帶來大范圍的持續(xù)性或間歇性降水，在冷鋒、東北冷渦、地形云降水等多種天氣系統(tǒng)中都可能出現(xiàn)(洪延超等，1984;黃美元和洪延超，1984;許梓秀和王鵬云，1989;宮福久等，2005;Fuhrer and Schaer，2005)，是我國重要的降水系統(tǒng)和人工影響天氣作業(yè)的主要對象。積層混合云降水回波可按強度和降水性質(zhì)分為兩類:強積層混合云降水回波，回波結(jié)構(gòu)密實，層狀云回波中嵌入較強的對流云帶，單體強度往往較強，在40～55 dBZ左右，雨區(qū)內(nèi)有強降水中心存在;弱積層混合云降水回波，內(nèi)含零星小對流單體，強度一般在40 dBZ以下，降水以穩(wěn)定的層狀云降水為主。積層混合云不同的形成過程，在一定程度上決定了云系形成之后的發(fā)展演變，研究發(fā)現(xiàn)，當兩塊對流云距離和強度比較接近時，很可能出現(xiàn)并合(黃美元等，1987a)，減弱后可形成前一種降水強度較大的積層混合云。由于層狀云中對流云回波生命期一般比孤立對流云長，降水效率和降水量也較大(黃美元等，1987b)，因此科學地開展針對積層混合云的人工增雨作業(yè)需要對其形成過程和微物理結(jié)構(gòu)有全面的了解。

國內(nèi)外在對流云并合方面開展過很多研究。Simpson et al.(1980)于1973年夏季在美國佛羅里達南部3 d的觀測中發(fā)現(xiàn)，對流云合并率僅占10%，但合并部分產(chǎn)生的相應(yīng)降水量卻占全部雨量的86%，并且提出并合主要是由相鄰積云下沉氣流誘發(fā)的陣風鋒相互貼近或迎遇而觸發(fā)的。Westcott(1994)研究了單體并合機制，指出大部分并合是通過“云橋”連接來實現(xiàn)云體水平延伸的，只有15%的個例說明對流云不同的移動速度或者新單體的生成在并合中起明顯作用。陳秋萍等(2002)統(tǒng)計福建省建陽2009年7—9月對流云降水時發(fā)現(xiàn)，多個對流云單體并合降水占17.8%，并合后回波均發(fā)展到0℃層以上。李艷偉等(2009)研究了貴州省貴陽山地對流云并合形成的積層混合云降水過程，指出對流單體通過并合擴大層化形成積層混合云后，對流單體和云系之間相互促進，將極大地改變云團的微物理結(jié)構(gòu)，帶來較大降水。劉慧娟(2009)利用2003—2006年合肥多普勒雷達產(chǎn)品統(tǒng)計了安徽省夏季對流云并合過程，發(fā)現(xiàn)山區(qū)和丘陵地帶是高發(fā)區(qū);小單體間的并合概率最大，占到了75%;并合能夠顯著影響云體發(fā)展，77%以上的云團并合后面積和強度都得到發(fā)展，生命史延長;新生云團強度差在10 dBZ以下發(fā)生并合的概率高達82%。付丹紅和郭學良(2007)利用中尺度非靜力平衡模式研究了一次積云并合過程，指出整個形成過程經(jīng)歷了從單體并合、積云團并合和強中心并合的多尺度并合過程，積云下沉氣流對于積云并合有著重要作用，強輻散出流形成的上升氣流及環(huán)境風相互作用有利于并合的形成和發(fā)展，并合過程導致云內(nèi)上升—下沉氣流增強，對流運動發(fā)展加強，云水含量增大，強中心并合時會導致云水迅速轉(zhuǎn)化為冰晶和霰，有利于強降水的產(chǎn)生。

外場觀測試驗是認識自然云降水微物理過程的最重要途徑。葉家東等(1992)研究了中尺度對流復(fù)合體層狀降水區(qū)的微物理結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)層狀區(qū)內(nèi)某些部位有冰晶聚合帶，冰晶聚合體主要是由不規(guī)則的冰質(zhì)點和枝狀晶體組成，降水質(zhì)點的輕度凇附作用會使得冰質(zhì)點表面略為潮濕，有利于冰質(zhì)點之間的聚并;冰晶聚并過程是層狀區(qū)降水質(zhì)點增長的主要機制，它起源于較高較冷的氣層，在下降途中聚并效率逐漸增強。汪學林等(2001)利用雷達、衛(wèi)星、機載云雨探測和數(shù)值模擬等手段對層狀云中的對流泡進行了系統(tǒng)研究，發(fā)現(xiàn)層狀云降水回波中對流泡直徑一般在300 m～30 km之間，多產(chǎn)生于3～5 km高度上，對流泡頂高3～8 km，比周圍層狀云平均高出2.5 km左右;對流泡內(nèi)云滴數(shù)濃度一般在40～80 cm－3，泡內(nèi)是泡外的2～20倍，泡內(nèi)云滴平均直徑為15～25 μm，是泡外直徑的2倍左右;對流泡內(nèi)譜形基本是多峰譜，平均在20 μm、30 μm等處出現(xiàn);對流泡由于頂高較高，高層有大量冰粒子產(chǎn)生，落入下面層狀云中可起到自然引晶催化作用，導致降水增大。齊彥斌等(2007)對冷渦對流云帶的宏微物理結(jié)構(gòu)進行了分析，指出觀測的對流云系具有明顯的水平帶狀回波結(jié)構(gòu)，垂直尺度小于6 km，云中過冷水含水豐富，最大值為3.3 g/m3，云的上部過冷水含量為2.0 g/m3，冰粒子在高過冷水含量區(qū)的快速長大對降水產(chǎn)生起到重要作用。范燁等(2010)對北京及周邊地區(qū)的3次鋒面系統(tǒng)影響下的層積混合云系結(jié)構(gòu)進行了對比分析，發(fā)現(xiàn)云內(nèi)以直徑5～9 μm、200 μm和400～1 000 μm的云和降水粒子為主;冷鋒云系有多個干層，暖鋒云系無干層，所測粒子濃度最大。

山西省地處黃土高原東部，華北大平原西側(cè)，境內(nèi)太行、呂梁兩山相夾，地形破碎，山丘區(qū)面積占80%以上，對流云并合時有發(fā)生，減弱后可形成積層混合云系。目前對山西省的積層混合云的微物理結(jié)構(gòu)方面缺乏研究，因此本文利用多普勒雷達和飛機穿云觀測資料，分析了山西省一次積層混合云的形成過程，并詳細討論了積層混合云內(nèi)不同高度微物理量的水平分布和譜分布特征，揭示了該云系降水過程的微物理機制。

1 天氣形勢分析

2009年5月8日08時(北京時間，下同)，500 hPa中高緯呈兩槽一脊型，巴爾喀什湖東部至我國新疆北部有一低渦冷槽，河套以西有短波槽活動，東部沿海高壓脊線位于120°E附近，山西省位于槽前西南暖濕氣流中。850 hPa(圖1a)河套北部切變正在形成。地面圖上(圖略)，內(nèi)蒙古地區(qū)有一個中心氣壓為933 hPa的低壓系統(tǒng)，山西省處于低壓環(huán)流前部，受西南氣流控制，有利于水汽輸送。08時太原站探空顯示中低空有弱的切變。20時，500 hPa西風槽東移至山西省。850 hPa(圖1b)山西省北部存在一條東北—西南向切變線。地面圖上(圖略)，低壓移至太行山和華北平原北部，中心氣壓減弱為962 hPa，山西省仍處于低壓環(huán)流控制內(nèi)。天氣形勢在空間上的這種組合有利于山西省局地對流生成，西南氣流提供了豐沛的水汽供應(yīng)，高空槽前系統(tǒng)性上升運動和低空垂直切變提供了動力條件。

2 儀器和資料

2.1 探測儀器

圖1 2009年5月8日08時(a)和20時(b)850 hPa天氣圖Fig.1 Weather charts at 850 hPa on 8 May 2009a.08:00 BST;b.20:00 BST

探測使用了改裝的國產(chǎn)運-12型飛機，機上裝載了山西省人工影響天氣辦公室2006年從美國引進的DMT云物理探測系統(tǒng)。它可測量大氣中直徑為2～6 200 μm的氣溶膠、云和降水粒子，共有3個主要的云微物理測量探頭:云粒子探頭(cloud droplet probe，CDP)為前向散射粒子譜探頭，測量范圍為2～50 μm，分30檔，1～14檔直徑間隔為1 μm，15～30檔直徑間隔為2 μm，其空氣動力學設(shè)計與PMS公司生產(chǎn)的FSSP系列探頭存在一定的差異，主要體現(xiàn)在CDP探頭沒有FSSP探頭所具有的進氣口(McFarquhar et al.，2007);二維灰度云粒子探頭(cloud imaging probe，CIP)和降水粒子探頭(precipitation imaging probe，PIP)的探測原理基本與PMS公司生產(chǎn)的二維圖像探頭相同，CIP測量范圍為25～1 550 μm，直徑間隔為25 μm，PIP的測量范圍為100～6 200 μm，直徑間隔為100 μm;此外，常規(guī)氣象探頭(air data probe，ADP)可以測量溫度、濕度、氣壓、GPS定位及其空氣速度。

2.2 飛行航線

飛機于2009年5月8日15時從太原武宿機場起飛，一路爬升經(jīng)過孝義、汾陽，于16時08分14秒(圖2，A點)進入積層混合云探測，入云高度為4 100 m(0℃)，云系從西南向東北方向移動，飛機跟隨云系平飛一段時間后向上爬升，16時30分03秒到達最大高度5 116 m(－7.0℃)，大概位于云體的中上部。16時43分37秒飛機下降至3 800 m(4.7℃)進行了一段時間的平飛，于16時51分30秒(圖2，B點)出云，出云高度為3 562 m(6.4℃)，完成了對積層混合云的探測，折回太原武宿機場。

圖2 2009年5月8日飛機軌跡水平投影Fig.2 Horizontal projection of the flight track on 8 May 2009

3 積層混合云的形成機制

5月8日飛機于16時08分對位于呂梁山區(qū)西側(cè)的積層混合云系進行了穿云探測，為詳細了解該云系的形成、發(fā)展和降水過程，圖3給出了太原市多普勒雷達觀測的從回波初生至積層混合云減弱階段的演變過程。圖4給出了一些時刻0.5°仰角下沿單體并合部分的反射率因子垂直剖面。

14時57分(圖3a)，太原多普勒雷達測站250°方位角附近的呂梁山區(qū)形成了多個零散的孤立對流單體，其中在中陽縣東北方向的3個單體呈走向一致的帶狀排列，其右側(cè)平行處存在一個孤立的單體B，這些單體均處于新生階段，回波強度在20～30 dBZ。中陽縣南部的兩個單體回波強度和面積相差較大，西側(cè)單體發(fā)展比較旺盛，面積也較大，最大回波強度達到37 dBZ，記為C，東側(cè)單體D剛剛生成，面積較小。

15時07分(圖3b)，中陽縣東北方向的3個孤立單體回波面積均增大，并合形成密實的東北—西南向帶狀云體A，長度為40 km，寬度為7 km左右，內(nèi)部有多個強度接近30 dBZ的回波中心生成，云體后部及鄰近區(qū)域有孤立回波生成，與之平行的單體B回波面積和強度都有明顯增大;此時中陽縣南部的單體C回波面積增大，強度無明顯變化，單體D回波強度和面積均顯著增強，最大回波強度為39 dBZ，并且與單體C相連接，圖4a給出了沿并合方向的垂直剖面，可以看出連接部分的回波強度為15～20 dBZ，高度為1.7～3.8 km。

15時18分(圖3c)，單體C和單體D向東北方向移動，它們之間的連接中斷，可能與中層引導氣流和地形有關(guān)，此時單體C強度明顯減弱，其前部有回波生成;單體D回波面積繼續(xù)增大，在移動過程中與單體B并合形成帶狀云體E，并合位置有些交錯，這種并合方式被稱為追趕并合，在冰雹云的形成過程中比較常見(王昂生等，1980)，具體是指同一移向的兩個單體，由于種種原因(如前一單體受地形影響，移速減慢等)，前者的移動速度減慢，后者逐漸追上，并且兩個單體之間逐漸形成環(huán)流，導致云體并合;與此同時，帶狀云體A及其附近的孤立回波面積增大，使得帶狀云體A與單體B的中部發(fā)生了并合。圖4b和4c分別給出了帶狀云體A和單體B、單體D和單體B沿并合方向的垂直剖面，可以看出回波接地，并合位置均位于云的中下部，回波強度為15～20 dBZ，高度為3 km左右。

圖3 5月8日積層混合云的形成、發(fā)展過程(其中a—e為0.5°仰角;f—j為1.5°仰角)a.14時57分;b.15時07分;c.15時18分;d.15時28分;e.15時39分;f.16時08分;g.16時13分;h.16時19分;i.16時33分;j.16時56分Fig.3 Formation and development of convective and stratiform mixed clouds on 8 May 2009(Elevation angle is 0.5°for a to e and 1.5°for f to j)a.14:57 BST;b.15:07 BST;c.15:18 BST;d.15:28 BST;e.15:39 BST;f.16:08 BST;g.16:13 BST;h.16:19 BST;i.16:33 BST;j.16:56 BST

圖4 單體并合部分的反射率因子垂直剖面a.15時07分C、D單體;b.15時18分A、B單體;c.15時18分D、B單體;d.15時39分A、E單體Fig.4 Vertical section of radar echoes on merging parta.C and D cell of 15:07 BST;b.A and B cell of 15:18 BST;c.D and B cell of 15:18 BST;d.A and E cell of 15:39 BST

15時28分(圖3d)，隨著云系的移動和發(fā)展，單體D和單體B完全并合形成了帶狀云體E，寬度有所增大，中部出現(xiàn)兩個明顯的最大強度為42 dBZ的強中心，回波頂高4.5 km左右，此時帶狀云體A和E并合，面積增大，帶狀云體A內(nèi)部也出現(xiàn)了多個強度接近40 dBZ的強中心，寬度增加比帶狀云體E明顯。

15時39分(圖3e)，云系移動至汾陽、文水的西北部，帶狀云體E中部兩個強中心發(fā)生并合，并合后最大強度增大為50 dBZ，其鄰近處的帶狀云體A內(nèi)部的強中心面積有所增加，圖4d是沿這兩個強中心的垂直剖面，右側(cè)為帶狀云體E中部兩個強中心并合后形成的，可以看出，強中心并合后回波頂高增至6 km，而兩個云體連接處回波強度較弱。

16時08分(圖3f)，帶狀對流云團減弱形成了塊狀積層混合云，長度為27 km，寬度為20 km。云系左右兩側(cè)各有一個最大強度為45 dBZ的強中心，通過垂直剖面發(fā)現(xiàn)強中心回波頂高度均在5.8 km左右，并合區(qū)域內(nèi)的回波頂高在5 km左右。16時13分(圖3g)，兩個強中心的回波面積擴大，最大回波強度均增至47 dBZ。16時19分(圖3h)，云系移動至文水、交城的西北方向。16時33分(圖3i)，云系右側(cè)強中心消失，回波頂高降低，積云層化明顯，左側(cè)強中心分散為兩個較強的回波帶，最大回波強度減小至37 dBZ。16時56分(圖3j)，云系回波面積減小，雖然部分區(qū)域回波仍接地，但是此時云體開始進入消亡期。17時30分，云系基本消散，降水停止，自15時18分單體回波接地到云系基本消散，整個降水持續(xù)時間為2 h 10 min。

從以上分析可以看出，飛機探測到的積層混合云是由對流單體多次并合形成的帶狀對流云團減弱后形成的，主要形成過程是尺度較小的3個對流單體并合形成尺度較大的帶狀云體A，后方單體D通過追趕并合單體B后形成了帶狀云體E，然后兩個帶狀云體中部并合，同時帶狀云體E內(nèi)部出現(xiàn)強中心并合，最后兩個云體邊緣逐漸并合完成，形成帶狀對流云團。多尺度并合在帶狀對流云團形成過程中發(fā)揮了重要作用，主要體現(xiàn)在并合后回波帶長度、寬度、強度或頂高的變化上:尺度較小的3個對流單體之間的并合和單體D與單體B的追趕并合均使得云體長度、寬度和回波強度有明顯增加;帶狀云體A和E的并合使得云體內(nèi)部出現(xiàn)多個強中心，云體A寬度明顯增大;帶狀云體E內(nèi)部強中心并合，使得回波頂高從4.5 km增至6 km，最大回波強度從42 dBZ增至50 dBZ。

4 積層混合云微物理結(jié)構(gòu)

4.1 云中微物理量水平分布特征

圖5給出了飛行高度、溫度及粒子數(shù)濃度、直徑隨時間的變化和不同高度平飛過程中粒子圖像。表1給出了這4個平飛時段內(nèi)CDP、CIP、PIP所測的微物理量特征值。探測期間云系在高空西南氣流引導下向東北方向快速移動，同時對流泡的存在使得積層混合云水平方向不均勻性顯著，所以需要根據(jù)雷達PPI回波圖和飛機GPS定位信息確定大致探測位置，以便于分析。

此次探測0℃層平均高度為4 100 m，飛機在16時08分14秒入云，于16時08分14秒—16時09分34秒(平飛1)在0℃附近進行了水平探測。探測區(qū)域位于積層混合云東側(cè)對流單體的西南周邊區(qū)域(圖3f)，回波強度和頂高很不均勻。CDP所測云粒子數(shù)濃度和直徑均有明顯起伏，CIP和PIP所測粒子數(shù)濃度的平均值和最大值均相差一個量級，CIP所測大云粒子直徑與數(shù)濃度呈負相關(guān);PIP所測降水粒子數(shù)濃度和直徑隨時間變化比較平穩(wěn)。16時08分44秒，粒子形狀為球型，說明是雨滴;16時08分59秒開始出現(xiàn)霰粒子，雨滴粒子和冰雪晶粒子共存，有利于霰粒子增長。16時09分36秒出現(xiàn)了較大尺度的霰粒子。16時09分09秒之后，CIP和PIP測得的主要是冰雪晶粒子，云粒子數(shù)濃度較小，說明大量的冰雪晶粒子在下落過程中通過凇附過程增長，消耗了許多的液態(tài)水。0℃層粒子相態(tài)、數(shù)濃度的變化以及較大尺度霰粒子的出現(xiàn)，說明在積層混合云同一高度的不同部位，其微物理結(jié)構(gòu)有較大的區(qū)別，主要原因是受局地動力條件的影響，不同部位云體發(fā)展高度不同，在積層混合云的層狀云內(nèi)，雖然云體發(fā)展到0℃以上，但由于云頂高度較低，云和降水粒子主要以液態(tài)為主;而在積層混合云的對流泡內(nèi)，上升氣流較強，云頂高度較高，隨著高層冰晶的出現(xiàn)，冷云降水的冰水轉(zhuǎn)化過程出現(xiàn)，在低層出現(xiàn)了尺度較大的霰粒子。

16時12分53秒—16時14分02秒(平飛2)飛機探測高度為4 450 m左右，溫度為－1.9～－2.5℃，這段時間飛機探測穿越了積層混合云西側(cè)的對流單體及其周邊區(qū)域(圖3g)，此時對流單體發(fā)展旺盛，頂高超過6 km，最大頂高達到8 km，周邊區(qū)域強度分布不均勻，在25～35 dBZ之間，頂高為5.2 km左右。CDP所測云粒子數(shù)濃度起伏較大，但直徑變化比較平穩(wěn);CIP所測粒子數(shù)濃度先增大后減小，粒子直徑前半段在100～1000 μm之間波動，后半段趨于穩(wěn)定，維持在500～800 μm左右;PIP所測粒子數(shù)濃度隨時間增加，粒子直徑隨數(shù)濃度的增加逐漸減小，表現(xiàn)出明顯的負相關(guān)性，平均值為1 531.5 μm，最小值為682.2 μm，最大值為2 888.4 μm，最大值是最小值的4倍。此段時間，CIP和PIP觀測到的主要是尺度較大的冰雪晶粒子，由于粒子平均直徑接近CIP的最大量程，故使用PIP所測二維圖像，以獲取較完整的粒子圖像。16時12分55秒，霰粒子大小分布比較均勻;16時13分08秒，霰粒子尺度差別較大，近圓錐體的霰粒子可能是碰凍較小尺度的冰雪晶粒子形成的;16時13分55秒冰雪晶粒子直徑較小，說明尚處于成長初期。同一高度處冰雪晶粒子尺度分布的明顯變化，說明積層混合云內(nèi)水平方向的不均勻性比較顯著。

圖5 飛行高度、溫度及粒子數(shù)濃度、直徑隨時間的變化(a、c、e、g)和不同高度平飛階段粒子圖像(b、d、f、h)a、b.平飛1;c、d.平飛2;e、f.平飛3;g、h.平飛4Fig.5 Time series of altitude and temperature，and CDP，CIP，PIP number concentration and diameter at different heights during(a，c，e，g)horizontal flights and(b，d，f，h)particles imagesa，b.stage 1;c，d.stage 2;e，f.stage 3;g，h.stage 4

16時29分00秒—16時31分30秒(平飛3)飛機探測高度為5 100 m左右，溫度為－6.68～－7.32℃，從雷達PPI回波圖(圖略)可以看出，此段時間云系強度明顯減弱，出現(xiàn)多個塊狀強中心，飛機探測穿越了云體中東部的塊狀強中心，回波強度在30～40 dBZ左右。CDP所測粒子數(shù)濃度和直徑隨時間變化比較平穩(wěn)，直徑基本在21 μm左右。16時30分17秒之前CIP所測粒子數(shù)濃度較低，在10－4～10－2cm－3量級，隨后粒子數(shù)濃度逐漸升高，在100～101cm－3量級。PIP所測粒子數(shù)濃度基本在10－4～10－2cm－3量級，其中16時30分15秒—16時30分45秒出現(xiàn)兩個明顯的大值區(qū)，根據(jù)雷達PPI回波圖和飛機GPS定位信息，此段時間飛機穿越了對流泡。16時29分50秒主要是結(jié)凇冰雪晶粒子，尺度較大，主要形狀為矩形;16時30分23秒出現(xiàn)柱狀冰雪晶聚合體，一些聚合體表面出現(xiàn)凇附現(xiàn)象，但是仍能看出原來形狀;16時30分28秒主要是稀凇附的柱狀冰雪晶聚合體，表明凝華和凇附是基本的增長機制。由以上分析可以得出，在－7℃左右，柱狀冰晶通過凝華長大后，主要靠碰并和凇附機制增長為霰粒子;16時30分15秒—16時30分45秒出現(xiàn)高數(shù)濃度的降水粒子，說明在對流泡內(nèi)部，上升運動較強，水汽供應(yīng)充足，云體發(fā)展高度較高，通過冷云過程產(chǎn)生了大量的冰雪晶粒子，產(chǎn)生了降水粒子數(shù)濃度的水平差異。

16時45分12秒—16時50分32秒(平飛4)飛機探測高度為3 800 m左右，溫度為4.61～5.88℃，這段時間積層混合云移動至交城和清徐西側(cè)，飛機觀測區(qū)域位于云體北部區(qū)域，中間穿越了一個強度為30～40 dBZ的強中心。CDP所測粒子濃度隨時間波動較大，平均在102cm－3量級。CIP和PIP在此高度主要觀測到的是大云滴粒子和雨滴粒子，CIP所測粒子數(shù)濃度基本在10－2～100cm－3量級，PIP所測降水粒子數(shù)濃度在10－3～10－2cm－3量級。16時46分01秒觀測到的是球形雨滴粒子;16時48分43秒觀測到雨滴粒子和柱狀聚合體，同時還有雨滴破碎現(xiàn)象出現(xiàn);16時48分53秒主要是雨滴粒子和形狀不規(guī)則的霰粒子。16時48分43秒和16時48分53秒，飛機觀測高度在0℃以下300 m左右，溫度為5℃左右，邊緣融化的冰雪晶粒子的出現(xiàn)，說明融化層的厚度在300 m以上。

綜合上述分析，積層混合云內(nèi)的不同高度CDP觀測到的云粒子(云滴、冰晶)平均數(shù)濃度變化范圍是132.4～220.2 cm－3，隨著高度的增加，云粒子的最大數(shù)濃度逐漸減小，最大值為482.9 cm－3，最小值為181.1 cm－3;平均直徑變化范圍是12.14～20.94 μm，隨高度增加，平均直徑和最大直徑均逐漸增大，可能是冰晶粒子增多所致。CIP觀測到的大云粒子平均數(shù)濃度變化范圍是1.54×10－1～6.28×100cm－3，最大數(shù)濃度隨著高度增加逐漸增大，最大值為2.16×101cm－3，最小值為3.19×100cm－3;平均直徑變化范圍是390.77～601.08 μm，最大直徑出現(xiàn)在4 450 m，表明霰粒子在下落過程中增長迅速。PIP觀測的降水粒子平均數(shù)濃度和直徑變化范圍分別是9.09×10－4～7.34×10－3cm－3和488.15～1 531.52 μm，平均數(shù)濃度和平均直徑的最大值均出現(xiàn)在4 450 m，表明這里是冰雪晶粒子的活躍增長區(qū)。受局地動力條件的影響，積層混合云在水平方向上微物理結(jié)構(gòu)的不均勻性顯著，具體表現(xiàn)在粒子相態(tài)和尺度方面:CIP在0℃層觀測到雨滴粒子向冰雪晶粒子的轉(zhuǎn)變;PIP在4 450 m觀測到霰粒子直徑最小值為682.2 μm，最大值為2 888.4 μm，最大值是最小值的4倍。此外，飛機在－7℃左右觀測到大量柱狀聚合體和凇附程度不同的冰雪晶粒子，表明柱狀冰晶通過凝華形成后，碰并和凇附是其增長為霰粒子的重要機制。

4.2 云中不同高度粒子譜特征

云中粒子譜分布反映了云中水份按不同尺度的分配特征，可用于推測云水向降水的轉(zhuǎn)化及其物理過程，對于認識云微物理機制有著重要意義。為研究積層混合云的粒子譜特征，分別對4次平飛過程中CDP、CIP、PIP所測粒子譜進行了平均。

圖6給出了飛機平飛階段CDP、CIP、PIP探頭所測不同高度的平均粒子譜。由于CDP探頭為前向散射探頭，粒子相態(tài)不易區(qū)分，故參照國內(nèi)新疆冬季層狀云降水(1989—1993年)的觀測結(jié)果(齊彥斌等，2007):云中負溫層直徑處于3.5～45.5 μm之間的粒子由液態(tài)云滴和固態(tài)云晶組成，其中直徑處于3.5～18.5 μm多為液態(tài)云滴，而直徑處于21.5～45.5 μm為液固粒子共存，僅當3.5～18.5 μm之間云滴數(shù)濃度很低甚至不存在時，21.5～45.5 μm粒子則以云晶為主。由此推測，CDP探測的云中直徑小于18.5 μm的為液態(tài)云滴，直徑大于18.5 μm的為液固粒子共存。從CDP所測的譜分布(圖6a)可以看出，除4 100 m譜寬為40 μm外，其他高度譜寬均為48 μm。從譜型變化看，不同高度7.5 μm之前云粒子譜型變化一致，在2.5 μm、5.5 μm各存在一個峰值，7.5 μm之后不同高度云滴譜型變化不同，但在9.5 μm或10.5 μm均存在一個明顯的峰值。2～18 μm的云粒子數(shù)濃度基本隨著高度的降低而逐漸升高，這是由于低層水汽供應(yīng)較多，凝結(jié)作用較強，導致小云滴數(shù)濃度隨高度減小;24～35 μm粒子數(shù)濃度隨高度增加而增大，其中3 800 m所處的暖層中，粒子數(shù)濃度最低，主要原因是這里小于18 μm的小云滴數(shù)量占優(yōu)勢，碰并效率較低，導致較大云粒子的數(shù)濃度較低;而在0℃以上的冷層中，隨著高度增加，小冰晶逐漸開始出現(xiàn)并且數(shù)濃度隨高度增加而增大，冰相粒子的出現(xiàn)破壞了云中相態(tài)結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定狀態(tài)，當實際水汽壓處于冰面與水面飽和水汽壓之間時，云滴蒸發(fā)，水汽就會在冰面上不斷凝華，使得冰晶粒子得以增長到較大的尺度。35～50 μm、4 450 m和5 100 m粒子數(shù)濃度先減小后增大，而3 800 m粒子數(shù)濃度明顯增加。

根據(jù)平飛階段CIP和PIP觀測的粒子圖像可知，3 800 m粒子基本為液態(tài)，4 100 m為液固粒子共存，4 450 m和5 100 m主要是固態(tài)的冰雪晶粒子。從CIP所測的譜分布(圖6b)可以看出，除4 100 m為雙峰譜外，其他高度均為單峰譜，各高度粒子譜在大直徑端均存在不同程度的波動。粒子譜寬按高度增加分別為1 525、1 000、1 475、1 375 μm，可以看出3 800 m高度的粒子譜寬最大且數(shù)濃度較高。4 100 m高度粒子譜在100～550 μm出現(xiàn)數(shù)濃度大值區(qū)，可能是粒子相態(tài)分布不均勻所致。4 450 m粒子譜寬大于5 100 m，而粒子數(shù)濃度相差不大，表明隨著高度的降低，冰雪晶粒子通過凝華、凇附等冷云過程使得最大尺度有所增加。

圖6 飛機平飛階段CDP(a)、CIP(b)、PIP(c)探頭所測不同高度的平均粒子譜Fig.6 Particle average spectra at different heights during horizontal flighta.CDP;b.CIP;c.PIP

從圖6c中可以看出，不同高度PIP所測粒子譜，在較大直徑端均出現(xiàn)了不連續(xù)現(xiàn)象，可能與儀器取樣體積和粒子空間數(shù)濃度有關(guān)，其中粒子連續(xù)譜寬最大值位于4 450 m，最小值位于4 100 m。3 800 m高度，粒子數(shù)濃度和譜寬僅次于4 450 m，其末端粒子譜的不連續(xù)現(xiàn)象可能與雨滴繁生有關(guān)。List and Gillespie(1976)對隨機碰并及碰撞破裂的研究表明，當直徑大于2～3 mm的水滴落至各種較小水滴組成的云中，在短時間內(nèi)就可以通過破裂改變滴譜分布。4 100 m高度，粒子連續(xù)譜寬最小，僅為1 900 μm，同時數(shù)濃度也最低，可能與所處部位和發(fā)展階段有關(guān);4 450 m高度，粒子數(shù)濃度和譜寬最大，并且在320～4 000 μm之間出現(xiàn)數(shù)濃度大值區(qū)，由4.1節(jié)的分析可知，飛機在4 450 m高度探測時穿越了積層混合云西側(cè)的對流單體及其周邊區(qū)域，此區(qū)域內(nèi)對流單體發(fā)展旺盛，并且據(jù)PIP所觀測的粒子數(shù)濃度和二維圖像可知，此處觀測到的降水粒子主要為霰粒子，其平均數(shù)濃度和直徑均為整層的最大值，說明對流單體及周邊區(qū)域為較大的固態(tài)降水粒子的形成和增長提供了良好的環(huán)境;5 100 m高度，粒子數(shù)濃度和連續(xù)譜寬稍大于4 100 m。

綜合上述分析，不同高度CDP平均譜型存在一定的差異，因低層水汽凝結(jié)作用較強，2～18 μm的云粒子數(shù)濃度基本隨著高度的增加而降低;因暖層中云滴間碰并效率較低和冷層中小冰晶數(shù)濃度隨高度逐漸增加，24～35 μm粒子數(shù)濃度隨高度增加而增大;CIP平均譜，除4 100 m為雙峰譜外，其他高度均為單峰譜，雙峰譜的出現(xiàn)可能是水平方向粒子相態(tài)分布不均勻所致。PIP平均譜，4 450 m高度處的粒子數(shù)濃度和譜寬最大，并且在3 200～4 000 μm之間出現(xiàn)數(shù)濃度大值區(qū)域，表明對流單體及周邊區(qū)域為較大固態(tài)降水粒子的形成提供了良好的環(huán)境。

4.3 降水過程的微物理機制

此次對積層混合云的觀測處于云系發(fā)展的中后期，由4.1節(jié)、4.2節(jié)的分析可知，在對流發(fā)展旺盛的區(qū)域，云頂高度較高，溫度較低，低層有強降水中心出現(xiàn)，降水物理過程大致如下:云的頂部主要是冰晶核化和凝華增長區(qū)，冰晶靠凝華增長速度較慢，部分冰晶通過碰并形成聚合體，加快了尺度增長速率，然后下落至云的中上部(溫度低于0℃)，由于對流泡內(nèi)的上升運動攜帶了較多的水汽，形成了較多的云滴，冰晶的出現(xiàn)破壞了云中相態(tài)結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定狀態(tài)，當實際水汽壓處于冰面與水面飽和水汽壓之間時，水汽就會在冰面上不斷凝華，使得云滴粒子蒸發(fā)，冰晶粒子增大;另根據(jù)準液膜理論，在接近0℃的負溫度范圍內(nèi)冰表面有“準液膜”存在，有利于冰雪晶之間碰并增長，這樣長大的冰雪晶粒子，下落進入暖云中融化為雨滴，對暖云降水起到自然催化作用。而在一些對流發(fā)展比較弱的區(qū)域，云發(fā)展高度不足以形成大量的冰雪晶粒子，在這些區(qū)域降水的產(chǎn)生可能主要來自暖云過程。

5 結(jié)論

1)此次飛機探測到的積層混合云是由對流單體多次并合形成的帶狀對流云團減弱后形成的，帶狀對流云團的形成過程經(jīng)歷了多尺度并合，主要分為單體并合、云體并合和強中心并合，并合過程對云體面積、強度、頂高的發(fā)展具有不同程度的促進作用。

2)CDP觀測到的云粒子(云滴、冰晶)平均數(shù)濃度變化范圍是132.4～220.2 cm－3，平均直徑變化范圍是12.14～20.94 μm，隨高度增加，平均直徑逐漸增大，可能是冰晶粒子增多所致。CIP觀測到的大云粒子平均數(shù)濃度變化范圍是1.54×10－1～6.28×100cm－3，隨著高度增加，大云粒子的最大數(shù)濃度逐漸增大。PIP觀測的降水粒子平均數(shù)濃度變化范圍是9.09×10－4～7.34×10－3cm－3，直徑變化范圍是488.15～1 531.52 μm，平均數(shù)濃度和直徑的最大值均出現(xiàn)在4 450 m，表明這里是冰雪晶粒子的活躍增長區(qū)。

3)CIP和PIP所測的二維圖像表明，冷層中的固態(tài)粒子主要是形狀不規(guī)則的霰粒子，說明過冷水供應(yīng)充足;在－7℃左右觀測到大量柱狀聚合體和凇附程度不同的冰雪晶粒子，表明當凝華增長為柱狀冰晶后，碰并和凇附是冰晶增長為霰粒子的重要機制。受局地動力條件的影響，不同區(qū)域積層混合云回波頂高有時差別在2 km以上，云內(nèi)水平方向上微物理結(jié)構(gòu)不均勻，具體表現(xiàn)在粒子相態(tài)和尺度方面:CIP在0℃層觀測到雨滴粒子向冰雪晶粒子的轉(zhuǎn)變;PIP在4 450 m觀測到霰粒子最大值為2 888.4 μm，最小值僅為682.2 μm，最大值是最小值的4倍。

4)不同高度CDP平均譜型存在一定的差異，因低層水汽凝結(jié)作用較強，2～18 μm的云粒子數(shù)濃度基本隨著高度的增加而降低;因暖層中云滴間碰并效率較低和冷層中小冰晶數(shù)濃度隨高度逐漸增加，24～35 μm粒子數(shù)濃度隨高度增加而增大。CIP觀測到的粒子譜，除4 100 m為雙峰譜外，其他高度均為單峰譜，雙峰譜的出現(xiàn)可能是粒子相態(tài)分布不均勻所致。PIP觀測的降水粒子譜，4 450 m高度處的粒子數(shù)濃度和譜寬最大，并且在3 200～4 000 μm之間出現(xiàn)數(shù)濃度大值區(qū)域，表明對流單體及周邊區(qū)域為較大固態(tài)降水粒子的形成提供了良好的環(huán)境。

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