引言

层状云系是我国北方大范围降水云系，也是人工增雨最重要的作业对象。按照人工增雨的原理，无论是经典的Bergeron冰水转换理论还是最新考虑的过饱和水汽在增雨中的作用等新机制，过冷水都是层状云人工增雨最主要的条件判据和潜力指标。此外，过冷水还是造成飞机积冰的主要条件和强度指标。因此，研究大范围云系中过冷水区可能的分布演变规律是云物理学的一个基本问题，对科学实施人工增雨作业和减少飞机积冰事故，具有十分重要的应用前景。

国内外的许多综合观测计划得到了过冷水监测和分布规律的一些研究结果(Peter et al，1980；Braham et al，1986；Edmond et al，1988；游来光等，2002；金德镇等，2004)：过冷水主要出现在山体迎风坡和山脊顶；过冷水常在高空冷锋后发展，整体位于-10℃以下；我国北方层状云过冷水量较少，其分布不均匀。除了直接观测手段，利用模式研究云中各种微物理过程、过冷水分布和转化机制有重要意义，许多研究都得到有意义的结果(陈小敏等，2014；王磊等，2014；周黎明等，2015)。André等(1995) 用加拿大RFE模式模拟的温度、液态含水量跟飞机观测对比，并模拟了过冷云水的分布。Reisner等(1998) 曾利用MM5显式模式预报了冬季风暴中过冷水，表明利用当前微物理参数化和高分辨率的格距(< 10 km)精确地预报有限地区的过冷水是可能的。胡志晋等(1983) 用简单的一维冷云模式研究了过冷水量与上升速度、降水量的关系，指出过冷水量与冷云降水量有反相关，同前苏联的观测统计结果一致。胡志晋等(1986) 用一维混合相层状云模式模拟了Hobbs观测的中纬度气旋云系中多种雨带中冰雪和过冷水量的微物理垂直结构，同实测比较一致。王鹏云等(2002) 利用MM5湿物理显式方案模拟研究了1998年5月23—24日自粤北移向南海海岸冷锋前对流云团中的云物理过程，给出了云中过冷水的空间分布和随时间演变及其与水汽、冰相(冰晶、霰、雪)、垂直气流的相互关系。陈小敏等(2011) 利用国家气象中心GRAPES人工增雨模式，详细分析了云内微物理过程，表明重庆东北部地区水汽向云水转化较强，过冷水丰富。石爱丽等(2013) 利用MM5模式模拟河南一次秋季层状云，得出暖区上升运动强，云中过冷水充沛分布在650~400 hPa。彭冲(2014) 曾利用飞机观测资料对一次低槽冷锋层状云结构特征进行了详细分析，发现云中过冷水极少。周黎明等(2014) 利用PMS飞机资料研究不同天气系统层状云中液态含水量及过冷水的区别。杨文霞等(2014) 对河北一次西风槽过程中过冷水的分布特征作了观测研究，表明过冷水含量峰值常出现在云内逆温层的上方。

纵观对于过冷水的研究，结合天气形势、飞机微物理等观测与中尺度数值模拟结合对过冷水进行研究的很少。低槽冷锋又是我国北方层状云降水的主要天气系统之一，本文利用耦合了CAMS云微物理方案的WRF中尺度模式的模拟结果，结合飞机、卫星、雷达、地面雨量等观测资料，对2012年9月25日山西一次低槽弱冷锋降水层状云系的宏微观结构和过冷水分布特征进行了详细分析, 试图研究低槽冷锋层状云系结构特征及过冷水形成的宏微观条件，为人工增雨作业提供依据。

1 云系概况和观测概况 1.1 天气过程

2012年9月24日我国西北存在大范围低槽冷锋云系自西向东移动，进入山西境内，25日20时仍未完全移出山西。500 hPa高度场上，08时低压槽线由贝加尔湖延伸至内蒙古西部、甘肃中部且向东移动，山西位于槽前；14时山西位于槽线附近；20时山西大部分地区位于槽后。700 hPa高度场上存在东北—西南走向的切变线，略领先于500 hPa槽线，可判断该槽为后倾槽，切变线周围伴有水汽大值区，山西一直位于西南气流中，且该地水汽主要集中在700 hPa，地面存在弱冷锋。

1.2 飞机观测简介

2012年9月25日，山西省人工影响天气办公室利用运-12飞机于12:17—14:50在太原—忻州—娄烦—忻州—娄烦—忻州—太原一带进行了综合飞机观测，飞行轨迹如图 1a所示，飞行高度及温度随时间的变化如图 1b所示。飞机装载DMT探测系统，包括CDP探头(量程：3~50 μm)、CIP探头(量程：25~1550 μm)、PIP探头(量程：100~6200 μm)等。

1.3 其他观测资料简介

为了精细分析云系结构演变并检验模式效果，本文还用到了逐小时FY-2E卫星资料及其反演云参数产品(陈英英等，2009)，6 min一次的太原C波段多普勒雷达资料，地面加密雨量资料及NCEP(1°×1°)再分析场资料。

2 云系的数值模拟和模拟结果的验证 2.1 数值模拟简介

本文利用耦合3CAMS WRF V3.5中尺度模式进行数值模拟试验，使用6 h一次1°×1°的NCEP全球再分析资料作为初始场，采用三重双向嵌套方案，地图采用兰伯特投影。模拟时间为2012年9月24日20时(北京时，下同)至25日20时，模拟区域见图 2，外层模拟区域中心位置(36.316°N、112.06°E)，网格格距为30 km，格点数为84×84，中层模拟网格格距为10 km，格点数为187×184，内层模拟网格格距为3.33 km，格点数为286×307，时间积分步长分别为180、60、20 s。模式选用Grell-Devenyi对流参数化方案和CAMS微物理方案、RRTM长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案、Monin-Obukhov近地层方案及YSU行星边界层方案。CAMS微物理方案是由中国气象科学研究院胡志晋等发展的一套混合相双参数微物理方案，包括水汽和云水的比水量(Q_v, Q_c)，冰晶、雪晶、雨水和霰的比水量和比浓度(Q_i, Q_s, Q_r, Q_g, N_i, N_s, N_r, N_g)和云滴谱拓宽度(F_c)11个预报量，考虑了31种云物理过程。该方案现已实现了与中尺度模式WRF、MM5、区域模式GRAPES的耦合，并表现出较好的模拟能力。

在人工影响天气领域云降水精细预报中发挥了重要作用(孙晶等，2008；Lou et al , 2012; Gao et al, 2011)。

2.2 天气形势对比

图 3是2012年9月25日14时NCEP分析场(分辨率1°)与模拟(分辨率30 km)500和700 hPa天气形势图。500 hPa上，模拟位势高度场、温度场、风场的分布趋势与NCEP分析场十分接近，模式较好地模拟出了由山西西北边缘延伸至陕西中部、四川东北的槽，山西位于槽线附近，模拟的上升运动区范围较NCEP分析场大，但基本模拟出了上升运动区东北—西南走向的带状分布，由于模拟的分辨率较高，位势高度细微的变化都能体现出来，故模拟的位势高度等值线不光滑。700 hPa上，模拟水汽通量的分布、大值区位置及风场与NCEP分析场基本一致。从整个模拟的时间段来看，模拟的天气形势的演变与NCEP分析场基本相同，都表明此次影响山西的过程属于低槽弱冷锋系统，且该槽为后倾槽，随着时间的推移锋面坡度逐渐增大。图中黑框为图 1a所示飞行轨迹所在区域，主要探测高度为759~6312 m，可以看出飞机轨迹主要处于锋面前部。

分析时段内存在弱冷锋，因此给出2012年9月25日14时利用NCEP资料和模拟结果沿38.4°N的纬向垂直剖面(忻州所在纬度)。在纬向垂直剖面上(图 4a和4b)，等相当位温线显示在110°~130°E之间存在一条倾斜的锋区，等温线在穿越锋区时略微上折表明锋区东西两侧有一定的温度对比。经向风速分量上可以看出，忻州低空为偏南风，忻州位于上升运动区，零风速线可近似看作槽线，可分析出槽线后倾，槽前为上升运动，发展深厚。将相对湿度大于80%的高湿区近似看做云区(图 4c和4d)，可以看出云区位于槽前，深厚的上升运动使云区向上深厚发展，由纬向剖面可知，云区发展深厚，云顶高，上层云区发展宽广，底层云区较窄。该天气过程为低槽弱冷锋系统。

2.3 降水场对比

将模拟的逐6 h降水与实测进行对比，2012年9月25日02—08时(图略)，模拟的雨区主要位于内蒙古、陕西一带，山西西北侧出现降水，雨带整体雨强最大，模拟雨带量值、位置与实测一致；08—14时(图 5a)，模拟的降水区覆盖了山西中、北部地区，降水量最大值超过10 mm，山西位于雨带大值区，整体雨强减弱，模拟降水范围、量值、移动趋势与实测基本一致；25日14—20时(图 5b)，模拟降水区向东移动，山西位于雨带西侧边缘，最大降水量减弱到5~10 mm之间，模拟降水范围、大小与实测基本一致。模拟的逐6 h降水的量值、分布、位置及随时间的演变都与实测十分吻合。逐小时雨量的实测值和模拟值的等值线分布也一致(图略)，雨带由25日03时开始进入山西，09—16时山西雨量大多在1~3 mm，17—20时雨量减小，山西雨量基本小于1 mm，雨带呈东北—西南分布，自西向东移动。模拟的逐小时降水仍与实测十分接近。

3 锋面云系不同部位的结构特征 3.1 云系水平结构特征

为了了解该层状云系的结构特征，本文将模拟总水成物含量大于0.01 g·kg^-1的部分近似看做云区，云区垂直方向上最顶层高度所对应的温度为云顶温度。2012年9月25日06—20时，层状云系自西向东经过山西，云系具有西南云顶温度高、东北云顶温度低的特点。25日14时模拟的云顶温度(图 6a)低温区分布在山西、河北中北部及内蒙古地区，云顶温度低温区量值介于-55~-45℃。卫星反演云顶温度的值较模拟略高、范围略小，但分布与演变与模拟一致(图略)。因云系移动缓慢，故采用同时刻小时降水描述雨带，图 6a等值线为模拟小时降水，对比可知，雨带呈东北—西南分布，雨区分布在云区低温区前中部一带。本文用模式计算的总水成物(包括云水、冰晶、雪、霰、雨水)的垂直累积含水量来代表模拟的云场。云场由25日05时开始进入山西，自西向东缓慢移动，20时，山西处于云场后部。25日14时模拟云场(图 6b)的含水量大值区与云顶温度低温区相对应，位于山西中北部、山西地区，呈东北—西南分布，云场含水量大值区量值大多介于0.05~0.1 mm。通过分析24日20时至25日20时模拟云场的发展演变(图略)可知，云场分布均匀，含水量整体较小，不超过0.4 mm，自西向东移动，15时起云场含水量大值区逐步减少消散。从700 hPa风场可以看出，风切变前西南气流存在云场含水量大值区。

以上分析表明，雨带呈东北—西南分布，雨区分布在云区低温区前中部一带；结合卫星反演光学厚度(图略)可知：西南光学厚度高、云顶温度高，东北光学厚度低、云顶温度低，表明云场在该范围内西南云低且云水含量相对较大，东北云高且云水含量相对较小。云场整体分布均匀，范围广，云场含水量大值区亦同云场一样，呈带状分布、东北—西南走向。

3.2 云系垂直结构特征

从前面的云系水平结构分析可知，云系水平结构较均匀，呈东北—西南带状分布，降水场分布与云场含水量大值区分布相对应，700 hPa风切变前西南气流存在云场大值区。下面利用模式模拟的25日14时，山西忻州所在纬度(38.4°N)东西向垂直剖面对云系垂直结构进行分析。

25日14时，从不同高度的水平风场(图 7) 上可以看出，在38.4°N存在自东向西，由低到高西北风与西风的风切变，由前面天气形势分析已知此次过程为低槽冷锋系统，用粗实线表示垂直锋面(锋面由模拟的500、700、850 hPa天气形势图得出)，在锋面前方存在垂直上升运动大值区，此处上升运动发展深厚，且大值区基本位于600~250 hPa，高度较高；在700~800 hPa、112°~113°E之间的区域也存在部分上升运动大值区。

用水成物的垂直剖面来分析云系微物理特征。25日14时(图 8)，在陕西、山西境内(107.5°~116.5°E)均有云层覆盖。位于锋前的云系前部：(114.5°~116.5°E)为冷云，云顶温度低于-40℃，云底高，没有降水；锋区：(111.5°~114.5°E)为冷暖混合云，且暖区较浅，云底低，仅在-5~0℃之间存在少量过冷水，催化潜力小，0℃附近的暖区存在未融化的雪和霰，雨水到达地面形成降水，云水的产生对应上升运动区，此处高空存在冰相粒子的大值区，低空存在云水的大值区；处于锋后的云系后部：(107.5°~111.5°E)为冷云，云顶温度-30℃左右，云底高，0℃附近的暖区存在未融化的雪和霰，存在冷云降水。以上垂直结构表明，锋前云顶高，冰相粒子浓度大；锋区为冷暖混合云，云水含量大，冰相粒子浓度最高，云垂直发展深厚，地面出现降水；锋后为高层冷云，但云顶温度相对较高，部分地区存在降水。

以上分析表明，在锋前为高层冷云，云顶温度-40℃左右，以冰相粒子组成，不存在过冷水，没有降水；锋区，云系变成高层冷暖混合云，冷区以少量过冷水和大量冰相粒子组成，地面降水最大；锋后云系为高层冷云，云顶温度-30℃左右，不存在过冷水，以较少冰相粒子组成，地面降水较弱。

3.3 微物理垂直结构特征

25日12:17—12:50，飞机从太原起飞，斜升探测飞向忻州，探测高度为766~6281 m。此时山西仍位于槽前，地面存在降水。飞机探测的云垂直结构见图 9a、9c和9e。零度层位于4013 m；云水分布在2000~4500 m，暖区云水含量最大值达到0.15 g·m^-3，位于2500 m附近；冷区存在少量过冷水，最大值仅为0.04 g·m^-3；CIP、PIP浓度的峰值均在负温区，两者浓度非常高，CIP浓度峰值达到1.6 cm^-3。飞机二维粒子图像模式如图 9i所示，冷区均为冰相粒子，它们下落到暖区开始融化，在2700 m(6℃)以下为雨滴，数浓度也明显减小到0.001 cm^-3。模拟的12时飞机关注区(37.55°~38.53°N、111.83°~112.92°E)内水成物的垂直分布(图 9b、9d、9f和9j)表明，零度层位于630 hPa(约3800 m)左右；云水分布在800~550 hPa(约1890~4890 m)，在700 hPa(约2960 m)出现峰值，为0.1 g·m^-3，过冷云水少；冰晶分布在650~450 hPa(约3550~6490 m)，浓度最大值为0.0012 cm^-3；雪霰浓度最大值在高空300 hPa，达到0.002 cm^-3，随高度向下减小，0℃线以下融化成雨滴，最大浓度在700 hPa达到0.0003 cm^-3，其下由于落速加大浓度减少到2×10^-5 cm^-3。从PIP有效粒子直径(图 9g)和模拟雪霰质量大小(Q_s+Q_g)/(N_s+N_g)(图 9h)可以看出，700 hPa(约3 km)以上，雪霰粒子尺度随高度降低而增大；700 hPa以下，雪霰粒子尺度随高度降低而减小。模拟的垂直分布廓线相似，但降水粒子的数浓度比实测小得多，原因有待进一步研究。

以上飞机观测资料和模式结果共同表明，此锋面云系过冷水垂直厚度薄且含量小，垂直结构上云水含量、冰晶数浓度均呈单峰分布，分别在700、550 hPa附近出现峰值；雪霰数浓度随高度降低而减小，但雪霰粒子尺度却先随高度降低而增大，于700 hPa附近达到极大值，随后随高度降低而减小，雪霰在0℃以下融化成雨滴，浓度在700 hPa达到最大。

4 锋面云系过冷水的分布特征

云中过冷水的存在对于降水的发展发挥重要的作用，认识过冷水的分布对人工增雨作业、减少飞机积冰事故极其重要。由前面的分析可知，本次低槽冷锋系统下的过冷水含量少，且基本分布在-5℃~0℃之间。分析过冷水的分布，首先要弄清决定过冷水的关键是什么，秦琰琰等(2006) 通过理论和观测研究表明，垂直上升气流是过冷水产生和维持的重要动力条件，故先讨论垂直速度与过冷水的关系，分析过冷水分布的动力学因素。对比模拟25日14时600 hPa高度垂直速度场与过冷水场(图 10a、10b)的水平分布可知，过冷水基本上都分布在700 hPa切变线前方的上升运动区，两者在水平尺度上具有相当好的一致性。对比25日14时模拟的飞机关注区域平均垂直速度和云水混合比的垂直变化(图 10c、10d)可知，900~700 hPa，云水混合比和垂直速度均随高度的增加而增大；700~500 hPa，云水混合比随高度增加而减小，直到减小至0 g·kg^-1，但是垂直速度仍随高度的增加而增大，垂直速度的大值区一直维持到400 hPa高度，之后才随高度的增加而减小。正是因为垂直速度的区域平均值最大不超过0.08 m·s^-1，垂直速度大值区处于高于过冷水层的部位，虽然存在较浅的暖区，但是因为过冷水层的垂直上升运动相对较弱，且过冷水层下部垂直速度弱、上部垂直速度强，不能在过冷区长时维持大量液态水，导致过冷水含量较少。

过冷水分布的微物理学因素可以通过分析微物理过程得到，对25日14时各微物理过程的转化效率沿38.4°N的剖面(部分见图 11) 可以看出：过冷水主要来源是水汽的凝结(SVC)，量级：10^-4(图 11a)，锋区内0℃下方的云水可被上升气流带入负温区，且云水的蒸发相对弱于水汽的凝结，可以使得负温区维持一定的过冷水；过冷水的主要汇项是云水和雪晶、霰的碰并(CCS、CCG)，量级：10^-5(图 11b、11c)；冰晶的主要生成项是冰晶的核化(PVI)，量级：10^-9(图 11d)，而冰晶繁生(PCI)的量级为10^-13(图略)远远小于冰晶核化，核化的冰晶大多处于锋面上方，且西风的垂直分布是高层风速大、低层风速小，导致高层风速相对云系移速快、低层风速相对云系移速慢，致使冰晶扩散到整个云系内，通过凝华长大；雪晶的生成项是冰晶自动转化成雪晶(AIS)，量级：10^-5(图 11e)，雪晶生成的大致区位于锋区，此处上升运动强烈，可以将大量雪晶带至300 hPa高度；霰的生成项是雪晶自动转化成霰(ASG)，量级：10^-5(图 11f)，霰生成的效率及范围小于雪晶。

本文模拟采用的CAMS方案中，计算冰晶核化的公式为：$ N{{P}_{ui}}\text{=}\left\{ \begin{align} &-BIN\cdot NIN\frac{\exp \left[ BIN\left(273-T \right) \right]}{\rho }\cdot \\ &{{\left(\frac{{{Q}_{v}}-{{Q}_{si}}}{{{Q}_{sw}}-{{Q}_{si}}} \right)}^{k}}\cdot \frac{\text{d}T}{\text{d}t}, \ \ 当\frac{\text{d}T}{\text{d}t}<0时 \\ &\text{0} , \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ 当\frac{\text{d}T}{\text{d}t}\ge 0\ 时 \\ \end{align} \right.$式中，NIN、BIN为计算冰核浓度参数，$\text{K}={{\left(\frac{{{Q}_{v}}-{{Q}_{si}}}{{{Q}_{sw}}-{{Q}_{si}}} \right)}^{k}} $为相对过饱和率，如果它小于零，则水汽相对冰面不饱和；如果它介于0~1，则水汽相对水面不饱和、相对冰面饱和，若有过冷水就会产生贝吉隆过程，没有过冷水则存在冰晶凝华；如果它大于1，则水汽相对水面饱和。图 12为模拟的25日14时相对过饱和度沿38.4°N的剖面，与图 8对比可以看出，过冷水存在区域，相对过饱和率接近于1，且此处冰相粒子很多，存在很强的贝吉隆过程，水汽优先供应冰晶的生长，剩余的水汽才会生成过冷水。

以上分析表明，本次过程过冷水主要分布在锋面前方，过冷水的存在主要由两大过程决定：一是水汽上升冷却提供可凝结水量；另一是冰相粒子在低于水面饱和而高度冰面饱和条件下凝华增长消耗了上升冷却的过饱和水汽。如果前者大于后者，云水能维持增多，如果后者大于前者，云水会蒸发，即为贝吉隆过程。所以上升气流具有正的作用而冰相粒子量有负作用。故过冷水同600 hPa的升速分布有较好的关系。垂直上升运动十分深厚，大值区在高层，有利于冰粒子的增长和下落，造成在-5~0℃区冰粒子很多，相对过饱和度接近于1，水汽相对水面不饱和、相对冰晶饱和，贝吉隆过程很强；而该区升速较小，过冷水就少。在更低的温度冰面和水面的饱和水汽差更大，过冷水就不能存在了。

5 冰核浓度敏感性试验

由于此次低槽冷锋层状云系过冷水少、冰相粒子多，故通过更改冰核数浓度分析冰核浓度对过冷水的影响。CAMS方案计算冰核核化浓度的公式为：$ {{N}_{N}}=NIN\cdot \frac{\exp \left[ BIN\left(273-T \right) \right]}{\rho }$式中，NIN、BIN为计算冰核浓度参数，保持BIN不变，分别令NIN=0.01，NIN=0.653，NIN=6.53，NIN=65.3，可以看出，冰核初始数浓度对24 h降水几乎没有影响(图 13，仅以NIN=0.01，NIN=6.53做代表，下图相同)，雨带的走向、分布、量值几乎没有变化。再对25日14时四种冰核数浓度下的水成物沿38.4°N做剖面(图 14)，可知：冰核数浓度越大，最终冰晶数浓度越大，但是雪霰含量没有明显变化，-5~0℃区域内的过冷水也没有明显变化。冰晶核化过程主要发生在400 hPa之上，且小于-40℃时，ACI(云水冻结成冰晶)转化效率很大，该区域的过冷水随冰核浓度增大而减少，冰晶大多产生在高层，故对-5~0℃区域的过冷水几乎没有影响。

6 结论

本文利用耦合了CAMS云微物理方案的WRF中尺度模式对2012年9月25日山西一次低槽弱冷锋降水层状云系的宏微观结构和过冷水分布特征进行了模拟分析，影响此次降水过程的系统为低槽弱冷锋，且锋面后倾，结合飞机、卫星、雷达、地面雨量等观测资料分析，模拟的天气过程、云系演变及降水与实测十分吻合，主要结论如下：

(1) 低槽弱冷锋云系水平结构较均匀，云场含水量大值区与云顶温度低温区相对应，降水场分布与云场含水量大值区分布相对应，700 hPa风切变前西南气流存在云场含水量、光学厚度大值区。山西北部地区存在层状云降水，雨强介于1~3 mm·h^-1之间。

(2) 低槽弱冷锋云系，位于锋前的云系前部为高层冷云，云顶温度-40℃左右，以冰相粒子组成，没有降水；锋区云系变成高层冷暖混合云，冷区以少量过冷水和大量冰相粒子组成，地面降水最大；处于锋后的云系后部为高层冷云，云顶温度-30℃左右，不存在过冷水，以较少冰相粒子组成，地面降水较弱。

(3) 低槽弱冷锋云系，过冷水主要分布在锋面前方低于-5℃层，高度偏低、含量偏少，过冷水一方面因垂直上升速度供应水汽维持，另一方面因冰相粒子的凝华而消耗。过冷水层及其下部上升运动较弱、而其上部上升运动较强，不利于在过冷区长时间维持大量液态水，反而促使冰相粒子发展旺盛，此处水汽相对水面不饱和、相对冰面饱和，大量冰相粒子消耗水汽，不利于过冷水的存在，导致云场仅存在少量过冷水。

(4) 本次过程中，冰核浓度的增大仅增大冰晶浓度，对雪霰含量及-5~0℃的过冷水几乎没有影响。