2011, Vol. 37 
2. 山西省气象科学研究所，太原 030002
2. Shanxi Institute of Meteorological Sciences, Taiyuan 030002
层状云降水是自然界中一种重要的降水形式。大量的观测和分析表明[1-2]层状云结构和降水过程也是复杂的，不仅与云中冰晶浓度、云的厚度和过冷水含量有关，也与暖层特性有关，还与云内的微物理过程和动力过程有关[3-4]。1950年，Bergeron[5]就提出了“播种云-供应云”的降水机制，Hobbs等[6]和Herzegh等[7]的观测也证实在暖锋雨带和宽冷锋雨带中存在着“播种云-供应云”的机制。层状云系，尤其是层状冷云，是我国北方冬半年的主要降水云系，是缓解北方春季干旱开展人工增雨的主要作业对象。近年来，在我国北方地区开展过一些观测计划[8-11]，游来光等[9]发现北方的层状云中也存在“播种云-供应云”的配置，有时中间还常夹有干层。胡志晋等[12]还结合数值模拟研究，探讨了层状云降水的机理和人工增雨的可能性[13]。洪延超等[14]用一维层状云模式研究了一次冷锋云系中的“催化供给”云的微物理结构，分析了降水形成的过程。顾震潮[15]在20世纪60年代提出了一个层状云降水粒子形成的概念模型，把层状云的垂直结构分成三层：冰晶层、过冷水层和暖水层。
云中过冷水含量是云中重要的微物理要素之一，特别是在人工增雨工作中该物理量显得尤为重要。就层状冷云人工增雨潜力条件而言，云中的过冷水含量是最重要的参数之一[16]。根据Bergeron提出的关于冰晶水滴共存、水滴蒸发和冰晶凝华增长的降水理论可知，云中过冷水含量的多少及云体过冷却部分是否缺乏冰晶是衡量云中降水转化效率的主要指标。因此，对降水性层状云中过冷水含量分布特征进行研究，可以为人工增雨外场作业中寻找过冷水含量大值区提供理论依据，减少外场作业中存在的盲目性，进一步提高人工增雨效率。
山西省人工降雨防雹办公室利用引进的美国粒子测量技术(DMT)在山西云降水观测外场试验区对2009年3月11—12日的降水性层状云进行探测。针对云粒子探头(CDP)所取得的微观资料中的云含水量资料进行处理、分析，找出云中过冷水含量在云中的分布特征，同时采用顾震潮的三层概念模型分析云的结构、降水形成过程及降水性层状云的微物理特征，进一步了解降水云系的结构及自然降水形成机理，为人工增雨作业提供理论依据。
本次飞行采取边作业边取样的飞行方式。对云水区和非云水区的判别采用游来光的方法[17]，当CDP探头观测到云中大于2 μm的云粒子总浓度超过10个·cm-3时看作是云水区，这一判据被Vail、Hobbs等人在工作中应用，并被应用于西班牙进行的增水计划(PEP)中。
由于冰面饱和水汽压的作用，大多数冰粒迅速长大到可分辨的尺度，混合态云中大于25 μm的不结冰粒子存在时间不超过1分钟，所以冰粒子和云滴可由尺度来区分，因此云滴谱采用CDP资料，冰粒子谱采用二维云粒子图像探头(CIP)资料。冰晶与雪晶的区分主要根据粒子尺度，国内常把尺度大于300 μm的晶体作为雪晶；根据Ono1969年的研究结果[18]，直径大于300 μm的片状雪晶具有较大的落速。并开始碰冻过冷云滴，这一结果可做为用300 μm尺度为界区分冰、雪晶的物理依据，雪粒子采用二维降水粒子图像探头(PIP)资料。
1 天气背景分析2009年3月11—12日山西省出现大面积稳定层状云降水过程。雨带基本呈东北—西南走向，与高空低槽的移向基本一致。
1.1 天气背景3月11日08时，由图 1可见, 500 hPa高空图山西受冷槽前西南气流影响，700 hPa影响系统亦为中南部切变线，地面有冷锋配合。从卫星云图资料来看，东北至华北地区主要受来自西伯利亚和中亚地区的冷锋影响，地面冷锋位置处于云带的前沿。由图 2可见，3月11日20时锋面经山西时，此时境内云量明显增加、云层变厚。随着冷锋东移，云带边缘曲率减小，云带变宽。
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图 1 2009年3月10日08时500 hPa图 Fig. 1 The 500 hPa synoptic map at 08:00 BT 10 March 2009 |
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图 2 2009年3月11日20时500 hPa图 Fig. 2 The 500 hPa synoptic map at 20:00 BT 11 March 2009 |
2009年3月11日08时至3月12日08时，全省出现雨雪天气，24小时降水量在0.3~13.7 mm之间，曲沃最大。其中，大同市、朔州市、忻州市大部，晋中市、阳泉市、吕梁市、长治市部分县市降小雨转雨夹雪，太原市全区、临汾市大部、晋城市大部、运城市部分县市降小雨，运城市大部、临汾市部分及高平、兴县、柳林、交口等17个县市降中雨。
1.2 多普勒雷达回波特征在这次过程中，多普勒雷达回波在强度图上表现出典型的层状云降水回波特征。在飞行区域内，回波呈片状分布，且移速较慢，几乎呈准静止状态。3月10日16：44，在平遥、介休一带出现弥散状的片状回波，回波边缘破碎，回波强度在15 dBz左右，1小时后，回波面积增大，到了18：16(图 3)，发展成均匀连续的片状降水回波，20：20，回波强度增大到20 dBz左右，向NE偏N方向移动。之后，随着下层风向的顺转，回波于3月12日凌晨移出观测范围。
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图 3 2009年3月10日18：16多普勒雷达回波 (a)强度回波图；(b)速度回波图；(c) RHI回波图 Fig. 3 Doppler fields at 18:16 BT 10 March 2009 (a) Doppler intensity display, (b) Doppler velocity display, (c) RHI display |
在3月11日18—21时的速度图上，在低层始终存在着由负速度中心指向正速度中心的西南气流，在50 km范围内，零速度线呈反S型分布，为冷平流。且零速度线弯向正速度区的逆转程度大于弯向负速度区的逆转程度，为冷平流加辐合；在100 km等距离圆上，负速度区面积大于正速度区面积，风向性辐合明显；从正、负速度中心最大值来看，负速度区最大值为-16 m·s-1，正速度区最大值也为16 m·s-1，但是负速度的大值区范围略大于正速度的大值区范围，即：Sv-max＞Sv+max，具有风速性辐合的特征。总体来说，测站附近为冷平流和辐合相结合的形势，有利于降水系统的发生发展。
在飞机探测飞行区域19:03的RHI图上可以看到，回波结构均匀，顶部平整，高度在4~7 km左右，且回波的水平尺度远大于垂直尺度。这些均为典型的层状云降水回波的RHI特征。
2 飞行探测方案设计 2.1 探测仪器介绍这次探测使用的是运-12飞机，采用的机载云粒子探头为从美国DMT(Droplet Measurement Technologies)公司引进的CAPS(Cloud Aerosol and Precipitation Spectrometer)、CCN(Cloud Condensation Nuclei Counter)等探头。相比而言，DMT的探头在PMS的基础上做了大量改进，如对云滴探头增加了后向散射的测量，对光阵粒子探头中以二极管激光器取代了原来的He-Ne激光器，且光电探测器阵列由30档增加到62档，因此可以对不同尺度的粒子进行更为精细准确的测量。飞机上装载的云粒子探头如表 1所示。
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表 1 探测飞机上装载的云粒子探头及其量程 Table 1 Airborne measuring equipments |
2009年3月11日08时开始，降水云系开始进入山西省西部地区上空，为了解不同层次云的微物理结构，获得对华北地区特定层状云降水形成过程、人工增雨机理及潜力分析的新认识，我们对云系进行了垂直分层探测(图 4)。以600 m为层间间隔，由云底开始，盘旋上升，每层水平飞行5分钟，到云顶后仍以600 m间隔垂直分层下降直到安全高度。此种飞行方式可以给出粒子谱相态、含水量等随高度的连续分布，通过对粒子谱垂直分布的分析，可以推知降水形成的主要物理过程。
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图 4 2009年3月11日飞机探测区域及轨迹图 Fig. 4 The maps of (a) flight area and (b) spatial flight line on 11 March 2009 |
3月11日18：38飞机在太原武宿机场起飞，当时本场还没有降水，地面温度5.2℃，探测高度与温度随时间的变化如图 5所示，探测最高温度6023 m，温度-17.7℃，18：49升至1400 m高度(云底)，云状以层积云(Sc)为主不连续分布，偶而可见地面，上升到2100 m后，机外云状为高层云(As op)为主，到平遥(3000 m)后，开始探测，在飞行至3900 m高度处发现机翼结冰，19：28到达最高处(约6023 m)，此时可看见星空(云顶)，然后飞机下降，下降过程中观测到机外云状仍为高层云(As op)，共穿云两次，20：15飞机落地，整个探测区域均为稳定层状降水云系，图 6可见飞机探测的是层状云系主体的西南部分边缘。从飞机探测的结果可知：此次天气系统的降水云系主要由高层云(As)、层积云(Sc)组成，高层云云底高2100 m，云的顶部平均高度约为7000 m左右；层积云云底高1400 m，云顶高2500 m，云系分布较均匀，0℃层高度1500 m附近。飞机探测云雷达观测结果完全一致。
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图 5 2009年3月11日探测高度与温度随时间的变化曲线 Fig. 5 Variations of the aircraft altitude and temperature with time on 11 March 2009 |
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图 6 2009年3月11日19时红外云图(a)和可见云图(b) Fig. 6 Satellite IR (a) and visible (b) cloud images at 19:00 BT 11 March 2009 |
从地面到高空，大气处于稳定状态，空气湿度大，0℃层高度位于850 hPa (1500 m)附近，此次过程为冷云降水。
3 云微观结构特征与可播性条件分析根据顾震潮三层模型，层状云系成熟阶段存在三层结构，其中第一层为冰晶层，第二层为过冷水层，第三层暖层。本次飞机探测在降水过程的中后期，仅存在第二层和第三层，其中第二层(混合层)厚度为3~4 km，温度范围为0~-17.7℃，第三层(暖层)厚度约为0.6 km，探测方案的主要目标为混合层。
3.1 云中过冷水含量特征云中液态水含量(LWC)采用云粒子探头(CDP)探测资料，CDP为前向散射探头，探测范围为：2~50 μm，分为30档，CDP-LWC通过粒子谱计算得到，单位为g·m-3
| $ LWC = N \times {10^{ - 6}} $ |
根据CDP所探测到的微观资料，在探测时间序列内，云中过冷水含量平均为0.012 g·m-3。计算了云中过冷水含量距0℃层高度的变化情况，为了便于对比分析，对云中过冷水含量按距0℃层高度每百米间隔进行计算，通过计算得到，云中过冷水含量距0℃层高度的分布情况见图 7。
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图 7 2009年3月11日探测时段云中过冷水含量距0℃层高度的分布 Fig. 7 Vertical distribution of the supercooled water content in cloud in relation to the 0℃ layer height during detecting on 11 March 2009 (unit: m) |
从图 7中可以看出云中过冷水含量距0℃层高度的垂直分布：在距0℃层高度以上100 m处过冷水含量较小，随着距0℃层高度的增加，过冷水含量增大。此次探测过程云中过冷水含量最大值出现在距0℃层高度以上400 m处，其最大值为0.416 g·m-3；之后随着距0℃层高度的增加，云中过冷水含量迅速减小，到0℃层高度以上600 m处基本为最低，之后直到云顶，云中过冷水含量维持低值。这种分布特征的产生与山西省的天气结构有关，据历史探测资料统计[2]，在山西省降水性层状云中，0℃层以上300~500 m处云中的上升气流速度最大，所托附的液滴最多，因此，在此高度范围内产生了过冷水含量大值区。
可见此次降水过程在距0℃层高度100~600 m(海拔1500~2000 m)过冷水丰富。
3.2 云微物理量的垂直分布 3.2.1 过冷水丰富层(海拔1500~2000 m)云微物理量垂直分布特征DMT机载云物理探头在实际探测中的取样频率为1 s-1，需要说明的是，云中物理量的剧烈起伏变化给定量分析造成不便，为此我们对其作了平滑处理，图中给出的即是经5 s滑动平均后得到的曲线。图 8~10给出了过冷水丰富层(海拔1500~2000 m)CDP，CIP和PIP探测到粒子的浓度(N)、平均直径(D)、液态含水量(LWC)随高度的垂直分布。
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图 8 CDP探测到粒子的N(a)、D(b)和LWC(c)随高度的垂直分布图 Fig. 8 The number concentration (a), average diameter (b) and LWC (c) of cloud particles sampled with CDP probe |
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图 9 CIP探测到粒子的N(a)和D(b)随高度的垂直分布图 Fig. 9 The number concentration (a) and average diameter (b) of cloud particles sampled with CIP probe |
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图 10 PIP探测到粒子的N(a)和D(b)随高度的垂直分布图 Fig. 10 The number concentration (a) and average diameter(b) of cloud particles sampled with PIP probe |
由云粒子浓度随高度分布图 8可见，云滴浓度随高度变化呈多峰分布，且起伏较大，LWC与N具有较好的正相关性，相关系数0.84。0℃层附近，云滴、云粒子谱、冰晶粒子谱、降水尺度粒子浓度均变化较大，图像凌乱，这说明在0℃层存在粒子相态的迅速变化。之后维持低值，在1650 m高度附近增大后迅速降低为0，之后随高度增加，云滴浓度在1800 m高度附近达到最大值452个·cm-3，LWC也随之升高达最大。在过冷水丰富高度附近(海拔1500~2000 m)，云滴平均直径与浓度也呈正相关，但2000 m以上随着云滴浓度迅速减小，云滴平均直径出现了明显的跃增，呈反相关。
图 9和10是CIP与PIP测量的粒子浓度、平均直径随高度的分布。在过冷水丰富层上粒子浓度变化不大，较一致，且CIP和PIP测量的粒子浓度与平均直径均呈较为明显的反相关，大的云滴直径对应小的云滴浓度，CIP测量的粒子平均浓度为10-2个·cm-3量级，PIP测得的粒子平均浓度为10-3个·cm-3量级，在云中尤其是在冷层(0℃层以上)中，CDP测量的粒子浓度比CIP的结果高约4个量级，说明云中小于25 μm的粒子数较多。
图 8~10可见，在过冷水丰富层(海拔1500~2000 m)上粒子的平均直径变化不大，三个探头测量的平均直径分别为8.01、385.18和165.28 μm。说明云中过冷云粒子的平均直径不大。从图 11可以看出探测的粒子在过冷水丰富区下降的过程中，直径增大，可知该区域是雨滴的碰并增长和云滴凝结增长区。
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图 11 某些高度的二维粒子图像 Fig. 11 Two-dimensional particle images at some heights |
Hobbs曾经提出，当利用FSSP-100探头观测到云中大于2 μm的粒子总浓度超过107个·m-3或10个·cm-3时，看作是云水区。游来光[17]指出，这一判据的确定依据可以理解为，经验和理论都表明，由于冰核核化的自抑制过程，在自然云中的冰晶浓度不可能超过107个·m-3或10个·cm-3。根据这一判据，似乎当云滴浓度超过10个·cm-3时，云中就有过冷水存在，引入适量的人工冰核即有可能使其转化为降水。此阶段云滴浓度最大达451个·cm-3，平均163.6个·cm-3，而冰晶浓度只有10-2个·cm-3量级，过冷水丰富，具有较大的人工增雨潜力。
3.2.2 云内粒子随时间的变化为了了解云系不同部位微物理结构及降水分布等特征、降水形成机制及人工增雨的可播性，将探测路线叠加到了图 3给出的雷达回波图上，图 12给出了探测过程中CDP探测的云中的粒子数浓度N1和LWC，CIP探头探测的云中大粒子数浓度N2，T为探测温度，参照这4个物理量的配置情况，将探测时间分为如图所示的不同段，各段的云中参量平均值列于表 4，下面分别对各段进行人工增雨可播性分析。
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图 12 CDP探测的云中物理量随时间变化(C1C2C3C4区段号) Fig. 12 Temporal variations of the cloud microphysical values sampled with CDP probe |
从图 12可以看出，云内云滴数浓度N最大为432个·cm-3，最小仅为0.11个·cm-3，两者相差4个量级。C1段飞机为下降探测，各探头探测到微物理量值变化较大，LWC最大为0.42 g·m-3，最小几乎为0，C1段云滴数浓度、液态水含量和冰晶数浓度均出现一峰值，该段为降水粒子的活跃增长层。C2段飞机继续下降，微物理量变化减小，C3段20:08:34到达0℃层后水平飞行。从雷达RHI回波图(图略)可以看出，0℃层有明显的融化层亮带，融化层亮带附近回波强度有所增强，是云层中雪花、冰晶融化、降水粒子碰并等造成的，反映了在层状云降水中存在明显的冰水转换层。C4段基本在0℃层附近探测，探测到微物理量值变化仍较大。
从所分析的探测资料来看，当温度低于-4℃时，CIP探测到的均为冰相粒子，在其量程范围内没有过冷水滴存在，因此，当N1不小于10个·cm-3时(具有一定可播度)，还可以根据CIP探测的大粒子浓度进一步判断云中可播度的大小，大粒子浓度反映了自然云中降水(或其胚胎)粒子的多少，如果人工冰晶浓度比自然冰晶浓度小得多，显然不会有作用，如果自然冰晶浓度太大，引入人工冰晶后，可能使降水粒子过多过小，导致云下蒸发加强而减少降水。所以，大粒子浓度大，可播度就小，反之亦然，从这次探测过程看，在较大的空间范围内没有大的起伏，而相应的N2均小于10个·cm-3，这样的云区对于人工增雨是最为有利的，因此，在N1不小于10个·cm-3的前提下，可以将N2小于10个·cm-3的云区称为强可播区，否则为可播区。
参照这4个物理量的配置情况，给出各层各探头粒子谱如图所示。从图 13云粒子谱分布可以看出，在过冷水较丰富2000、1800、1500 m云滴粒子谱呈双峰分布，且谱宽明显大于过冷水含量较低的1700 m高度，0℃层1500 m峰值直径为29 μm，1700 m峰值直径24 μm，可见冷云中LWC含量主要由较大尺度云滴贡献。图 13所示四个高度云滴谱型均呈双峰分布，这与高层大粒子沉降有关，云中粒子浓度在LWC较高时段均大于LWC较低时段值。可见在LWC较低时段存在冰雪晶聚合体以及比较多的冰晶和少量的较小尺度过冷云滴，而LWC较高时段可以明显地发现以过冷云滴的存在为主，这说明冰雪晶粒子对云中过冷水云滴产生了消耗，使得过冷水含量降低，云滴各档粒子数浓度降低且谱变宽而降水尺度粒子数浓度增加且谱变宽。
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图 13 不同高度云中粒子谱分布 Fig. 13 The particle spectrum distribution in relation to heights |
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表 2 20:06—20:11 DMT探测的物理量值及各区段的可播度 Table 2 Cloud microphysical values sampled with DMT probe and cloud seedability |
游来光[17]曾经讨论过云中粒子的相态区分问题，认为当冰晶与云滴同时存在时，粒子谱出现不连续变化并出现第二峰值，从而提出根据云粒子的尺度谱分布判断云粒子相态的方法。图 13给出了此探测过程中典型区域的粒子谱，可以看出，探测到粒子谱出现第二峰值的区段，而且在这种区段上的N1都不超过30个·cm-3，但常常给出很可观的含水量，但是，粒子谱中第二峰值的出现标志着相应区段上可能有冰粒子存在，因而给出的含水量实际上是虚假的，对人工增雨来说，并没有意义，反过来看，凡是N1在30个·cm-3以下的区段，粒子谱形都是这样的，因此，可以认为，只有当N1不小于30个·cm-3时，相应云区才具有一定的可播度。
3.3 混合层上层云系的云物理结构此次探测过程对整层云系进行了探测，图 14和15给出了在过冷水丰富层以上上升和下降过程中CDP、CIP探测分别观测到粒子的浓度(N)、平均直径(D)、液态含水量(LWC)随高度的垂直分布。
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图 14 CDP测量的粒子浓度随高度的分布 (a)上升测量；(b)下降测量 Fig. 14 Vertical distribution of the number concentration sampled with CDP probe in ascending flight (a) and decending flight (b) |
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图 15 CIP测量的粒子浓度随高度的分布 (a)上升测量；(b)下降测量 Fig. 15 Vertical distribution of the number concentration sampled with CIP probe in ascending flight (a) and decending flight (b) |
图 14和15是CDP和CIP在探测上升和下降阶段测量的粒子浓度随高度的分布。可以看出，云滴浓度较过冷水丰富层明显减小，平均减少104量级，随高度变化呈多峰分布，但粒子浓度变化不大，CDP测量的粒子平均浓度为0.12个·cm-3，CIP测得的粒子平均浓度为0.02个·cm-3；CDP和CIP测量的粒子浓度在4600 m附近均出现极小值，但CDP测量的粒子浓度在5800 m附近出现极大值0.35个·cm-3, CIP测量的粒子浓度在4150和5300 m附近出现两次峰值。CDP测量的粒子浓度比CIP的结果高约1个量级，说明云中小于25 μm的粒子数仍较多。
3.3.2 粒子大小的垂直分布图 16和17为CDP和CIP测量的粒子平均直径随高度的分布，云粒子直径随高度变化也表现为多峰分布，云滴直径与云滴浓度在呈现正相关性，粒子的平均直径变化不大。CDP、CIP、PIP探头测量的平均直径分别为8.32、320和99 μm说明云中过冷云粒子的平均直径较大。
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图 16 CDP测量的粒子平均直径随高度的分布 (a)上升测量；(b)下降测量 Fig. 16 Vertical distribution of the average diameter of cloud particles sampled with CDP probe in ascending flight (a) and decending flight (b) |
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图 17 CIP测量的粒子平均直径随高度的分布 (a)上升测量；(b)下降测量 Fig. 17 Vertical distribution of the average diameter of cloud particles sampled with CIP probe in ascending flight (a) and decending flight (b) |
从CIP资料可以看出，粒子浓度较大，平均直径变化较小，下降阶段粒子浓度较上升阶段明显减少，上升和下降的资料对比显示粒子直径有增大趋势，说明大云粒子在下降过程中有增大趋势，在云的上部探测的冰相粒子以柱状粒子为主。
3.3.3 过冷水含量随高度的变化图 18是含水量随高度的变化，上层云系的明显小于下层过冷水丰富区，绝大多数位置含水量值为0，说明该高度为云顶以上，随高度升高液态含水量仍然呈多峰分布，基本小于0.1 g·m-3。
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图 18 CDP测量的LWC随高度的分布 (a)上升测量；(b)下降测量 Fig. 18 Vertical distributions of the liquid water content (LWC) of cloud particles sampled with CDP probe in ascending flight (a) and descending flight (b) |
云降水的宏微观物理特征的观测和研究，有助于建立典型的云降水多尺度结构模型，为确定科学的人工增雨催化方案提供重要依据，借助于雷达、卫星等多种遥感探测手段，结合飞机的云中观测，对2009年3月11日山西云降水观测外场试验区的一次云降水过程实施了综合探测，分析了此次云降水过程的宏微观物理特征，此次云降水系统属于比较典型的低槽、冷锋活动所造成的一次小至中雨过程。雷达PPI回波显示为大面积的回波带，强度不大，RHI显示回波云顶高度平均在6 km左右，除存在一些20~30 dBz的回波团外，回波强度比较均匀，回波中存在明显的融化层亮带，这次降水为锋上高积云(As)和其下部的层积云(Sc)结合而成。
计算了云中过冷水含量距0℃层高度的垂直分布：云中过冷水含量最大值出现在距0℃层高度以上400 m处，其最大值分别为0.416 g·m-3；之后随着距0℃层高度的增加，云中过冷水含量迅速减小，到0℃层高度以上600 m处基本为最低，之后直到云顶，云中过冷水含量维持低值。总的来说，人工增雨要在有过冷水存在的云区引入适量的人工冰核，促使其转化为降水，但由于DMT的CDP探头探测的含水量常常失真，将其作为可播度的判别指标是不可靠的，CDP探头探测的云中粒子浓度以及CIP探头探测的云中大粒子浓度应作为判别云中可播度的两项主要指标，CDP探测的粒子浓度不小于30个·cm-3的云区才具有一定的可播度，其中CIP探测的大粒子浓度小于10个·cm-3时，可确定为强可播区。
云滴浓度随高度变化呈多峰分布，且起伏较大，LWC与N具有较好的正相关性，相关系数0.84。0℃层附近，云滴、云粒子谱、冰晶粒子谱、降水尺度粒子浓度的均变化较大，在过冷水丰富高度附近(海拔1500~2000 m)，云滴平均直径与浓度也呈正相关，但2000 m以上随着云滴浓度迅速减小，云滴平均直径出现了明显的跃增，与浓度呈反相关。
云中粒子谱型主要为双峰或多峰型，粒子直径大部分小于25 μm，大粒子浓度很低，且呈不连续分布，随着云中微物理过程的发展和降水的形成，粒子浓度明显增高，粒子直径逐渐增大。此探测过程中典型区域的粒子谱中均出现第二峰值的区段，分析表明只有当云粒子浓度不小于30个·cm-3时，相应云区才具有一定的可播度。
| [1] |
Rutledge S A, Hobbs P V. The mesoscale and microscale structure and organization of clouds and precipitation in mid-latitude cyclones. Ⅷ:A model for the "seeder feeder" process in warm frontal rainbands[J]. J Atmos Sci, 1983, 40: 1185-1206. DOI:10.1175/1520-0469(1983)040<1185:TMAMSA>2.0.CO;2 |
| [2] |
Rangno A L, Hobbs P V. Ice particles in stratiform clouds in the arctic and possible mechanisms for the production of high ice concentrations[J]. Geophys Res, 2001, 106: 15065-15075. DOI:10.1029/2000JD900286 |
| [3] |
Heymsfield A J. Precipitation development in stratiformic clouds: A microphysical and dynamical study[J]. J Atmos Sci, 1977, 34: 367-381. DOI:10.1175/1520-0469(1977)034<0367:PDISIC>2.0.CO;2 |
| [4] |
Orville H D, Farley R D, Hirsch J H. Some surprising results from simulated seeding of stratiform-type clouds[J]. J Appl Meteor, 1984, 23: 1585-1600. DOI:10.1175/1520-0450(1984)023<1585:SSRFSS>2.0.CO;2 |
| [5] |
Bergeron T. Uberden Mechanisums der Ausgiebigen Niederschlage[J]. Ber Deut Wetterd, 1950, 12: 225-232. |
| [6] |
Hobbs P V, Matejka T J, Herzegh P H, et al. The mesoscale and microscale structure and organization of cloud and precipitation in midlatitude cyclones.I:A case study of cold front[J]. J Atmos Sci, 1980, 37: 568-596. DOI:10.1175/1520-0469(1980)037<0568:TMAMSA>2.0.CO;2 |
| [7] |
Herzegh P H, Hobbs P V. The mesoscale and microscale structure and organization of clouds and precipitation in mid-latitude cyclones.Ⅱ:Warm-frontal clouds[J]. J Atmos Sci, 1980, 37: 597-611. DOI:10.1175/1520-0469(1980)037<0597:TMAMSA>2.0.CO;2 |
| [8] |
汪学林, 金德镇. 云雨物理论文[M]. 北京: 中国科学技术出版社, 1987: 28-38, 269-280.
|
| [9] |
游来光, 马培民, 胡志晋. 北方层状云人工降水试验研究[J]. 气象科技, 2002, 30(增刊): 19-56. |
| [10] |
赵增亮, 毛节泰, 魏强, 等. 西北地区春季云系的垂直结构特征飞机观测统计分析[J]. 气象, 2010, 35(6): 71-77. |
| [11] |
苏正军, 黄世鸿, 刘卫国. 一次华北冷涡降水的云物理飞机探测特征[J]. 气象, 2000, 25(06): 16-20. DOI:10.3969/j.issn.1000-0526.2000.06.004 |
| [12] |
胡志晋, 秦瑜, 王玉彬. 层状冷云数值模式[J]. 气象学报, 1983, 41(2): 194-202. DOI:10.11676/qxxb1983.021 |
| [13] |
胡志晋. 层状云人工增雨机制、条件和方法的探讨[J]. 应用气象学报, 2001, 12(增刊): 10-13. |
| [14] |
洪延超, 周非非. "催化供给"云降水形成机理的数值模拟研究[J]. 大气科学, 2005, 29(6): 885-896. |
| [15] |
顾震潮. 云雾降水物理基础[M]. 北京: 科学出版社, 1980: 173-179.
|
| [16] |
李大山. 人工影响天气现状与展望[M]. 北京: 气象出版社, 2002.
|
| [17] |
游来光. 利用粒子测量系统研究云物理过程和人工增雨条件[M]//云降水物理和人工增雨技术研究. 北京: 气象出版社, 1994: 236-249.
|
| [18] |
黄美元, 徐华英. 云和降水物理[M]. 北京: 气象出版社, 1999: 218-232.
|