一次积层混合云的形成过程和微物理观测

刘莹莹，牛生杰，封秋娟，刘端阳，陆春松，刘霖蔚

(1.南京信息工程大学中国气象局大气物理与大气环境重点开放实验室，江苏南京210044;2.山西省人工降雨防雹办公室，山西太原030032)

0 引言

我国淡水资源严重短缺，人均占有量仅为世界人均的1/4，相当一部分地区的地下水开采已经过量，同时我国是一个气象灾害多发的国家，大面积旱灾时常发生，严重影响社会经济发展和人民生活质量，因此为了开发利用空中云水资源，国内外多年实践证实人工增雨是一项重要途径。积层混合云是由层状云和嵌入的对流云组成的混合云系统，生命期一般较长，常常带来大范围的持续性或间歇性降水，在冷锋、东北冷涡、地形云降水等多种天气系统中都可能出现(洪延超等，1984;黄美元和洪延超，1984;许梓秀和王鹏云，1989;宫福久等，2005;Fuhrer and Schaer，2005)，是我国重要的降水系统和人工影响天气作业的主要对象。积层混合云降水回波可按强度和降水性质分为两类:强积层混合云降水回波，回波结构密实，层状云回波中嵌入较强的对流云带，单体强度往往较强，在40～55 dBZ左右，雨区内有强降水中心存在;弱积层混合云降水回波，内含零星小对流单体，强度一般在40 dBZ以下，降水以稳定的层状云降水为主。积层混合云不同的形成过程，在一定程度上决定了云系形成之后的发展演变，研究发现，当两块对流云距离和强度比较接近时，很可能出现并合(黄美元等，1987a)，减弱后可形成前一种降水强度较大的积层混合云。由于层状云中对流云回波生命期一般比孤立对流云长，降水效率和降水量也较大(黄美元等，1987b)，因此科学地开展针对积层混合云的人工增雨作业需要对其形成过程和微物理结构有全面的了解。

国内外在对流云并合方面开展过很多研究。Simpson et al.(1980)于1973年夏季在美国佛罗里达南部3 d的观测中发现，对流云合并率仅占10%，但合并部分产生的相应降水量却占全部雨量的86%，并且提出并合主要是由相邻积云下沉气流诱发的阵风锋相互贴近或迎遇而触发的。Westcott(1994)研究了单体并合机制，指出大部分并合是通过“云桥”连接来实现云体水平延伸的，只有15%的个例说明对流云不同的移动速度或者新单体的生成在并合中起明显作用。陈秋萍等(2002)统计福建省建阳2009年7—9月对流云降水时发现，多个对流云单体并合降水占17.8%，并合后回波均发展到0℃层以上。李艳伟等(2009)研究了贵州省贵阳山地对流云并合形成的积层混合云降水过程，指出对流单体通过并合扩大层化形成积层混合云后，对流单体和云系之间相互促进，将极大地改变云团的微物理结构，带来较大降水。刘慧娟(2009)利用2003—2006年合肥多普勒雷达产品统计了安徽省夏季对流云并合过程，发现山区和丘陵地带是高发区;小单体间的并合概率最大，占到了75%;并合能够显著影响云体发展，77%以上的云团并合后面积和强度都得到发展，生命史延长;新生云团强度差在10 dBZ以下发生并合的概率高达82%。付丹红和郭学良(2007)利用中尺度非静力平衡模式研究了一次积云并合过程，指出整个形成过程经历了从单体并合、积云团并合和强中心并合的多尺度并合过程，积云下沉气流对于积云并合有着重要作用，强辐散出流形成的上升气流及环境风相互作用有利于并合的形成和发展，并合过程导致云内上升—下沉气流增强，对流运动发展加强，云水含量增大，强中心并合时会导致云水迅速转化为冰晶和霰，有利于强降水的产生。

外场观测试验是认识自然云降水微物理过程的最重要途径。叶家东等(1992)研究了中尺度对流复合体层状降水区的微物理结构，发现层状区内某些部位有冰晶聚合带，冰晶聚合体主要是由不规则的冰质点和枝状晶体组成，降水质点的轻度凇附作用会使得冰质点表面略为潮湿，有利于冰质点之间的聚并;冰晶聚并过程是层状区降水质点增长的主要机制，它起源于较高较冷的气层，在下降途中聚并效率逐渐增强。汪学林等(2001)利用雷达、卫星、机载云雨探测和数值模拟等手段对层状云中的对流泡进行了系统研究，发现层状云降水回波中对流泡直径一般在300 m～30 km之间，多产生于3～5 km高度上，对流泡顶高3～8 km，比周围层状云平均高出2.5 km左右;对流泡内云滴数浓度一般在40～80 cm－3，泡内是泡外的2～20倍，泡内云滴平均直径为15～25 μm，是泡外直径的2倍左右;对流泡内谱形基本是多峰谱，平均在20 μm、30 μm等处出现;对流泡由于顶高较高，高层有大量冰粒子产生，落入下面层状云中可起到自然引晶催化作用，导致降水增大。齐彦斌等(2007)对冷涡对流云带的宏微物理结构进行了分析，指出观测的对流云系具有明显的水平带状回波结构，垂直尺度小于6 km，云中过冷水含水丰富，最大值为3.3 g/m3，云的上部过冷水含量为2.0 g/m3，冰粒子在高过冷水含量区的快速长大对降水产生起到重要作用。范烨等(2010)对北京及周边地区的3次锋面系统影响下的层积混合云系结构进行了对比分析，发现云内以直径5～9 μm、200 μm和400～1 000 μm的云和降水粒子为主;冷锋云系有多个干层，暖锋云系无干层，所测粒子浓度最大。

山西省地处黄土高原东部，华北大平原西侧，境内太行、吕梁两山相夹，地形破碎，山丘区面积占80%以上，对流云并合时有发生，减弱后可形成积层混合云系。目前对山西省的积层混合云的微物理结构方面缺乏研究，因此本文利用多普勒雷达和飞机穿云观测资料，分析了山西省一次积层混合云的形成过程，并详细讨论了积层混合云内不同高度微物理量的水平分布和谱分布特征，揭示了该云系降水过程的微物理机制。

1 天气形势分析

2009年5月8日08时(北京时间，下同)，500 hPa中高纬呈两槽一脊型，巴尔喀什湖东部至我国新疆北部有一低涡冷槽，河套以西有短波槽活动，东部沿海高压脊线位于120°E附近，山西省位于槽前西南暖湿气流中。850 hPa(图1a)河套北部切变正在形成。地面图上(图略)，内蒙古地区有一个中心气压为933 hPa的低压系统，山西省处于低压环流前部，受西南气流控制，有利于水汽输送。08时太原站探空显示中低空有弱的切变。20时，500 hPa西风槽东移至山西省。850 hPa(图1b)山西省北部存在一条东北—西南向切变线。地面图上(图略)，低压移至太行山和华北平原北部，中心气压减弱为962 hPa，山西省仍处于低压环流控制内。天气形势在空间上的这种组合有利于山西省局地对流生成，西南气流提供了丰沛的水汽供应，高空槽前系统性上升运动和低空垂直切变提供了动力条件。

2 仪器和资料

2.1 探测仪器

图1 2009年5月8日08时(a)和20时(b)850 hPa天气图Fig.1 Weather charts at 850 hPa on 8 May 2009a.08:00 BST;b.20:00 BST

探测使用了改装的国产运-12型飞机，机上装载了山西省人工影响天气办公室2006年从美国引进的DMT云物理探测系统。它可测量大气中直径为2～6 200 μm的气溶胶、云和降水粒子，共有3个主要的云微物理测量探头:云粒子探头(cloud droplet probe，CDP)为前向散射粒子谱探头，测量范围为2～50 μm，分30档，1～14档直径间隔为1 μm，15～30档直径间隔为2 μm，其空气动力学设计与PMS公司生产的FSSP系列探头存在一定的差异，主要体现在CDP探头没有FSSP探头所具有的进气口(McFarquhar et al.，2007);二维灰度云粒子探头(cloud imaging probe，CIP)和降水粒子探头(precipitation imaging probe，PIP)的探测原理基本与PMS公司生产的二维图像探头相同，CIP测量范围为25～1 550 μm，直径间隔为25 μm，PIP的测量范围为100～6 200 μm，直径间隔为100 μm;此外，常规气象探头(air data probe，ADP)可以测量温度、湿度、气压、GPS定位及其空气速度。

2.2 飞行航线

飞机于2009年5月8日15时从太原武宿机场起飞，一路爬升经过孝义、汾阳，于16时08分14秒(图2，A点)进入积层混合云探测，入云高度为4 100 m(0℃)，云系从西南向东北方向移动，飞机跟随云系平飞一段时间后向上爬升，16时30分03秒到达最大高度5 116 m(－7.0℃)，大概位于云体的中上部。16时43分37秒飞机下降至3 800 m(4.7℃)进行了一段时间的平飞，于16时51分30秒(图2，B点)出云，出云高度为3 562 m(6.4℃)，完成了对积层混合云的探测，折回太原武宿机场。

图2 2009年5月8日飞机轨迹水平投影Fig.2 Horizontal projection of the flight track on 8 May 2009

3 积层混合云的形成机制

5月8日飞机于16时08分对位于吕梁山区西侧的积层混合云系进行了穿云探测，为详细了解该云系的形成、发展和降水过程，图3给出了太原市多普勒雷达观测的从回波初生至积层混合云减弱阶段的演变过程。图4给出了一些时刻0.5°仰角下沿单体并合部分的反射率因子垂直剖面。

14时57分(图3a)，太原多普勒雷达测站250°方位角附近的吕梁山区形成了多个零散的孤立对流单体，其中在中阳县东北方向的3个单体呈走向一致的带状排列，其右侧平行处存在一个孤立的单体B，这些单体均处于新生阶段，回波强度在20～30 dBZ。中阳县南部的两个单体回波强度和面积相差较大，西侧单体发展比较旺盛，面积也较大，最大回波强度达到37 dBZ，记为C，东侧单体D刚刚生成，面积较小。

15时07分(图3b)，中阳县东北方向的3个孤立单体回波面积均增大，并合形成密实的东北—西南向带状云体A，长度为40 km，宽度为7 km左右，内部有多个强度接近30 dBZ的回波中心生成，云体后部及邻近区域有孤立回波生成，与之平行的单体B回波面积和强度都有明显增大;此时中阳县南部的单体C回波面积增大，强度无明显变化，单体D回波强度和面积均显著增强，最大回波强度为39 dBZ，并且与单体C相连接，图4a给出了沿并合方向的垂直剖面，可以看出连接部分的回波强度为15～20 dBZ，高度为1.7～3.8 km。

15时18分(图3c)，单体C和单体D向东北方向移动，它们之间的连接中断，可能与中层引导气流和地形有关，此时单体C强度明显减弱，其前部有回波生成;单体D回波面积继续增大，在移动过程中与单体B并合形成带状云体E，并合位置有些交错，这种并合方式被称为追赶并合，在冰雹云的形成过程中比较常见(王昂生等，1980)，具体是指同一移向的两个单体，由于种种原因(如前一单体受地形影响，移速减慢等)，前者的移动速度减慢，后者逐渐追上，并且两个单体之间逐渐形成环流，导致云体并合;与此同时，带状云体A及其附近的孤立回波面积增大，使得带状云体A与单体B的中部发生了并合。图4b和4c分别给出了带状云体A和单体B、单体D和单体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，回波强度为15～20 dBZ，高度为3 km左右。

图3 5月8日积层混合云的形成、发展过程(其中a—e为0.5°仰角;f—j为1.5°仰角)a.14时57分;b.15时07分;c.15时18分;d.15时28分;e.15时39分;f.16时08分;g.16时13分;h.16时19分;i.16时33分;j.16时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

图4 单体并合部分的反射率因子垂直剖面a.15时07分C、D单体;b.15时18分A、B单体;c.15时18分D、B单体;d.15时39分A、E单体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时28分(图3d)，随着云系的移动和发展，单体D和单体B完全并合形成了带状云体E，宽度有所增大，中部出现两个明显的最大强度为42 dBZ的强中心，回波顶高4.5 km左右，此时带状云体A和E并合，面积增大，带状云体A内部也出现了多个强度接近40 dBZ的强中心，宽度增加比带状云体E明显。

15时39分(图3e)，云系移动至汾阳、文水的西北部，带状云体E中部两个强中心发生并合，并合后最大强度增大为50 dBZ，其邻近处的带状云体A内部的强中心面积有所增加，图4d是沿这两个强中心的垂直剖面，右侧为带状云体E中部两个强中心并合后形成的，可以看出，强中心并合后回波顶高增至6 km，而两个云体连接处回波强度较弱。

16时08分(图3f)，带状对流云团减弱形成了块状积层混合云，长度为27 km，宽度为20 km。云系左右两侧各有一个最大强度为45 dBZ的强中心，通过垂直剖面发现强中心回波顶高度均在5.8 km左右，并合区域内的回波顶高在5 km左右。16时13分(图3g)，两个强中心的回波面积扩大，最大回波强度均增至47 dBZ。16时19分(图3h)，云系移动至文水、交城的西北方向。16时33分(图3i)，云系右侧强中心消失，回波顶高降低，积云层化明显，左侧强中心分散为两个较强的回波带，最大回波强度减小至37 dBZ。16时56分(图3j)，云系回波面积减小，虽然部分区域回波仍接地，但是此时云体开始进入消亡期。17时30分，云系基本消散，降水停止，自15时18分单体回波接地到云系基本消散，整个降水持续时间为2 h 10 min。

从以上分析可以看出，飞机探测到的积层混合云是由对流单体多次并合形成的带状对流云团减弱后形成的，主要形成过程是尺度较小的3个对流单体并合形成尺度较大的带状云体A，后方单体D通过追赶并合单体B后形成了带状云体E，然后两个带状云体中部并合，同时带状云体E内部出现强中心并合，最后两个云体边缘逐渐并合完成，形成带状对流云团。多尺度并合在带状对流云团形成过程中发挥了重要作用，主要体现在并合后回波带长度、宽度、强度或顶高的变化上:尺度较小的3个对流单体之间的并合和单体D与单体B的追赶并合均使得云体长度、宽度和回波强度有明显增加;带状云体A和E的并合使得云体内部出现多个强中心，云体A宽度明显增大;带状云体E内部强中心并合，使得回波顶高从4.5 km增至6 km，最大回波强度从42 dBZ增至50 dBZ。

4 积层混合云微物理结构

4.1 云中微物理量水平分布特征

图5给出了飞行高度、温度及粒子数浓度、直径随时间的变化和不同高度平飞过程中粒子图像。表1给出了这4个平飞时段内CDP、CIP、PIP所测的微物理量特征值。探测期间云系在高空西南气流引导下向东北方向快速移动，同时对流泡的存在使得积层混合云水平方向不均匀性显著，所以需要根据雷达PPI回波图和飞机GPS定位信息确定大致探测位置，以便于分析。

此次探测0℃层平均高度为4 100 m，飞机在16时08分14秒入云，于16时08分14秒—16时09分34秒(平飞1)在0℃附近进行了水平探测。探测区域位于积层混合云东侧对流单体的西南周边区域(图3f)，回波强度和顶高很不均匀。CDP所测云粒子数浓度和直径均有明显起伏，CIP和PIP所测粒子数浓度的平均值和最大值均相差一个量级，CIP所测大云粒子直径与数浓度呈负相关;PIP所测降水粒子数浓度和直径随时间变化比较平稳。16时08分44秒，粒子形状为球型，说明是雨滴;16时08分59秒开始出现霰粒子，雨滴粒子和冰雪晶粒子共存，有利于霰粒子增长。16时09分36秒出现了较大尺度的霰粒子。16时09分09秒之后，CIP和PIP测得的主要是冰雪晶粒子，云粒子数浓度较小，说明大量的冰雪晶粒子在下落过程中通过凇附过程增长，消耗了许多的液态水。0℃层粒子相态、数浓度的变化以及较大尺度霰粒子的出现，说明在积层混合云同一高度的不同部位，其微物理结构有较大的区别，主要原因是受局地动力条件的影响，不同部位云体发展高度不同，在积层混合云的层状云内，虽然云体发展到0℃以上，但由于云顶高度较低，云和降水粒子主要以液态为主;而在积层混合云的对流泡内，上升气流较强，云顶高度较高，随着高层冰晶的出现，冷云降水的冰水转化过程出现，在低层出现了尺度较大的霰粒子。

16时12分53秒—16时14分02秒(平飞2)飞机探测高度为4 450 m左右，温度为－1.9～－2.5℃，这段时间飞机探测穿越了积层混合云西侧的对流单体及其周边区域(图3g)，此时对流单体发展旺盛，顶高超过6 km，最大顶高达到8 km，周边区域强度分布不均匀，在25～35 dBZ之间，顶高为5.2 km左右。CDP所测云粒子数浓度起伏较大，但直径变化比较平稳;CIP所测粒子数浓度先增大后减小，粒子直径前半段在100～1000 μm之间波动，后半段趋于稳定，维持在500～800 μm左右;PIP所测粒子数浓度随时间增加，粒子直径随数浓度的增加逐渐减小，表现出明显的负相关性，平均值为1 531.5 μm，最小值为682.2 μm，最大值为2 888.4 μm，最大值是最小值的4倍。此段时间，CIP和PIP观测到的主要是尺度较大的冰雪晶粒子，由于粒子平均直径接近CIP的最大量程，故使用PIP所测二维图像，以获取较完整的粒子图像。16时12分55秒，霰粒子大小分布比较均匀;16时13分08秒，霰粒子尺度差别较大，近圆锥体的霰粒子可能是碰冻较小尺度的冰雪晶粒子形成的;16时13分55秒冰雪晶粒子直径较小，说明尚处于成长初期。同一高度处冰雪晶粒子尺度分布的明显变化，说明积层混合云内水平方向的不均匀性比较显著。

图5 飞行高度、温度及粒子数浓度、直径随时间的变化(a、c、e、g)和不同高度平飞阶段粒子图像(b、d、f、h)a、b.平飞1;c、d.平飞2;e、f.平飞3;g、h.平飞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时29分00秒—16时31分30秒(平飞3)飞机探测高度为5 100 m左右，温度为－6.68～－7.32℃，从雷达PPI回波图(图略)可以看出，此段时间云系强度明显减弱，出现多个块状强中心，飞机探测穿越了云体中东部的块状强中心，回波强度在30～40 dBZ左右。CDP所测粒子数浓度和直径随时间变化比较平稳，直径基本在21 μm左右。16时30分17秒之前CIP所测粒子数浓度较低，在10－4～10－2cm－3量级，随后粒子数浓度逐渐升高，在100～101cm－3量级。PIP所测粒子数浓度基本在10－4～10－2cm－3量级，其中16时30分15秒—16时30分45秒出现两个明显的大值区，根据雷达PPI回波图和飞机GPS定位信息，此段时间飞机穿越了对流泡。16时29分50秒主要是结凇冰雪晶粒子，尺度较大，主要形状为矩形;16时30分23秒出现柱状冰雪晶聚合体，一些聚合体表面出现凇附现象，但是仍能看出原来形状;16时30分28秒主要是稀凇附的柱状冰雪晶聚合体，表明凝华和凇附是基本的增长机制。由以上分析可以得出，在－7℃左右，柱状冰晶通过凝华长大后，主要靠碰并和凇附机制增长为霰粒子;16时30分15秒—16时30分45秒出现高数浓度的降水粒子，说明在对流泡内部，上升运动较强，水汽供应充足，云体发展高度较高，通过冷云过程产生了大量的冰雪晶粒子，产生了降水粒子数浓度的水平差异。

16时45分12秒—16时50分32秒(平飞4)飞机探测高度为3 800 m左右，温度为4.61～5.88℃，这段时间积层混合云移动至交城和清徐西侧，飞机观测区域位于云体北部区域，中间穿越了一个强度为30～40 dBZ的强中心。CDP所测粒子浓度随时间波动较大，平均在102cm－3量级。CIP和PIP在此高度主要观测到的是大云滴粒子和雨滴粒子，CIP所测粒子数浓度基本在10－2～100cm－3量级，PIP所测降水粒子数浓度在10－3～10－2cm－3量级。16时46分01秒观测到的是球形雨滴粒子;16时48分43秒观测到雨滴粒子和柱状聚合体，同时还有雨滴破碎现象出现;16时48分53秒主要是雨滴粒子和形状不规则的霰粒子。16时48分43秒和16时48分53秒，飞机观测高度在0℃以下300 m左右，温度为5℃左右，边缘融化的冰雪晶粒子的出现，说明融化层的厚度在300 m以上。

综合上述分析，积层混合云内的不同高度CDP观测到的云粒子(云滴、冰晶)平均数浓度变化范围是132.4～220.2 cm－3，随着高度的增加，云粒子的最大数浓度逐渐减小，最大值为482.9 cm－3，最小值为181.1 cm－3;平均直径变化范围是12.14～20.94 μm，随高度增加，平均直径和最大直径均逐渐增大，可能是冰晶粒子增多所致。CIP观测到的大云粒子平均数浓度变化范围是1.54×10－1～6.28×100cm－3，最大数浓度随着高度增加逐渐增大，最大值为2.16×101cm－3，最小值为3.19×100cm－3;平均直径变化范围是390.77～601.08 μm，最大直径出现在4 450 m，表明霰粒子在下落过程中增长迅速。PIP观测的降水粒子平均数浓度和直径变化范围分别是9.09×10－4～7.34×10－3cm－3和488.15～1 531.52 μm，平均数浓度和平均直径的最大值均出现在4 450 m，表明这里是冰雪晶粒子的活跃增长区。受局地动力条件的影响，积层混合云在水平方向上微物理结构的不均匀性显著，具体表现在粒子相态和尺度方面:CIP在0℃层观测到雨滴粒子向冰雪晶粒子的转变;PIP在4 450 m观测到霰粒子直径最小值为682.2 μm，最大值为2 888.4 μm，最大值是最小值的4倍。此外，飞机在－7℃左右观测到大量柱状聚合体和凇附程度不同的冰雪晶粒子，表明柱状冰晶通过凝华形成后，碰并和凇附是其增长为霰粒子的重要机制。

4.2 云中不同高度粒子谱特征

云中粒子谱分布反映了云中水份按不同尺度的分配特征，可用于推测云水向降水的转化及其物理过程，对于认识云微物理机制有着重要意义。为研究积层混合云的粒子谱特征，分别对4次平飞过程中CDP、CIP、PIP所测粒子谱进行了平均。

图6给出了飞机平飞阶段CDP、CIP、PIP探头所测不同高度的平均粒子谱。由于CDP探头为前向散射探头，粒子相态不易区分，故参照国内新疆冬季层状云降水(1989—1993年)的观测结果(齐彦斌等，2007):云中负温层直径处于3.5～45.5 μm之间的粒子由液态云滴和固态云晶组成，其中直径处于3.5～18.5 μm多为液态云滴，而直径处于21.5～45.5 μm为液固粒子共存，仅当3.5～18.5 μm之间云滴数浓度很低甚至不存在时，21.5～45.5 μm粒子则以云晶为主。由此推测，CDP探测的云中直径小于18.5 μm的为液态云滴，直径大于18.5 μm的为液固粒子共存。从CDP所测的谱分布(图6a)可以看出，除4 100 m谱宽为40 μm外，其他高度谱宽均为48 μm。从谱型变化看，不同高度7.5 μm之前云粒子谱型变化一致，在2.5 μm、5.5 μm各存在一个峰值，7.5 μm之后不同高度云滴谱型变化不同，但在9.5 μm或10.5 μm均存在一个明显的峰值。2～18 μm的云粒子数浓度基本随着高度的降低而逐渐升高，这是由于低层水汽供应较多，凝结作用较强，导致小云滴数浓度随高度减小;24～35 μm粒子数浓度随高度增加而增大，其中3 800 m所处的暖层中，粒子数浓度最低，主要原因是这里小于18 μm的小云滴数量占优势，碰并效率较低，导致较大云粒子的数浓度较低;而在0℃以上的冷层中，随着高度增加，小冰晶逐渐开始出现并且数浓度随高度增加而增大，冰相粒子的出现破坏了云中相态结构的稳定状态，当实际水汽压处于冰面与水面饱和水汽压之间时，云滴蒸发，水汽就会在冰面上不断凝华，使得冰晶粒子得以增长到较大的尺度。35～50 μm、4 450 m和5 100 m粒子数浓度先减小后增大，而3 800 m粒子数浓度明显增加。

根据平飞阶段CIP和PIP观测的粒子图像可知，3 800 m粒子基本为液态，4 100 m为液固粒子共存，4 450 m和5 100 m主要是固态的冰雪晶粒子。从CIP所测的谱分布(图6b)可以看出，除4 100 m为双峰谱外，其他高度均为单峰谱，各高度粒子谱在大直径端均存在不同程度的波动。粒子谱宽按高度增加分别为1 525、1 000、1 475、1 375 μm，可以看出3 800 m高度的粒子谱宽最大且数浓度较高。4 100 m高度粒子谱在100～550 μm出现数浓度大值区，可能是粒子相态分布不均匀所致。4 450 m粒子谱宽大于5 100 m，而粒子数浓度相差不大，表明随着高度的降低，冰雪晶粒子通过凝华、凇附等冷云过程使得最大尺度有所增加。

图6 飞机平飞阶段CDP(a)、CIP(b)、PIP(c)探头所测不同高度的平均粒子谱Fig.6 Particle average spectra at different heights during horizontal flighta.CDP;b.CIP;c.PIP

从图6c中可以看出，不同高度PIP所测粒子谱，在较大直径端均出现了不连续现象，可能与仪器取样体积和粒子空间数浓度有关，其中粒子连续谱宽最大值位于4 450 m，最小值位于4 100 m。3 800 m高度，粒子数浓度和谱宽仅次于4 450 m，其末端粒子谱的不连续现象可能与雨滴繁生有关。List and Gillespie(1976)对随机碰并及碰撞破裂的研究表明，当直径大于2～3 mm的水滴落至各种较小水滴组成的云中，在短时间内就可以通过破裂改变滴谱分布。4 100 m高度，粒子连续谱宽最小，仅为1 900 μm，同时数浓度也最低，可能与所处部位和发展阶段有关;4 450 m高度，粒子数浓度和谱宽最大，并且在320～4 000 μm之间出现数浓度大值区，由4.1节的分析可知，飞机在4 450 m高度探测时穿越了积层混合云西侧的对流单体及其周边区域，此区域内对流单体发展旺盛，并且据PIP所观测的粒子数浓度和二维图像可知，此处观测到的降水粒子主要为霰粒子，其平均数浓度和直径均为整层的最大值，说明对流单体及周边区域为较大的固态降水粒子的形成和增长提供了良好的环境;5 100 m高度，粒子数浓度和连续谱宽稍大于4 100 m。

综合上述分析，不同高度CDP平均谱型存在一定的差异，因低层水汽凝结作用较强，2～18 μm的云粒子数浓度基本随着高度的增加而降低;因暖层中云滴间碰并效率较低和冷层中小冰晶数浓度随高度逐渐增加，24～35 μm粒子数浓度随高度增加而增大;CIP平均谱，除4 100 m为双峰谱外，其他高度均为单峰谱，双峰谱的出现可能是水平方向粒子相态分布不均匀所致。PIP平均谱，4 450 m高度处的粒子数浓度和谱宽最大，并且在3 200～4 000 μm之间出现数浓度大值区域，表明对流单体及周边区域为较大固态降水粒子的形成提供了良好的环境。

4.3 降水过程的微物理机制

此次对积层混合云的观测处于云系发展的中后期，由4.1节、4.2节的分析可知，在对流发展旺盛的区域，云顶高度较高，温度较低，低层有强降水中心出现，降水物理过程大致如下:云的顶部主要是冰晶核化和凝华增长区，冰晶靠凝华增长速度较慢，部分冰晶通过碰并形成聚合体，加快了尺度增长速率，然后下落至云的中上部(温度低于0℃)，由于对流泡内的上升运动携带了较多的水汽，形成了较多的云滴，冰晶的出现破坏了云中相态结构的稳定状态，当实际水汽压处于冰面与水面饱和水汽压之间时，水汽就会在冰面上不断凝华，使得云滴粒子蒸发，冰晶粒子增大;另根据准液膜理论，在接近0℃的负温度范围内冰表面有“准液膜”存在，有利于冰雪晶之间碰并增长，这样长大的冰雪晶粒子，下落进入暖云中融化为雨滴，对暖云降水起到自然催化作用。而在一些对流发展比较弱的区域，云发展高度不足以形成大量的冰雪晶粒子，在这些区域降水的产生可能主要来自暖云过程。

5 结论

1)此次飞机探测到的积层混合云是由对流单体多次并合形成的带状对流云团减弱后形成的，带状对流云团的形成过程经历了多尺度并合，主要分为单体并合、云体并合和强中心并合，并合过程对云体面积、强度、顶高的发展具有不同程度的促进作用。

2)CDP观测到的云粒子(云滴、冰晶)平均数浓度变化范围是132.4～220.2 cm－3，平均直径变化范围是12.14～20.94 μm，随高度增加，平均直径逐渐增大，可能是冰晶粒子增多所致。CIP观测到的大云粒子平均数浓度变化范围是1.54×10－1～6.28×100cm－3，随着高度增加，大云粒子的最大数浓度逐渐增大。PIP观测的降水粒子平均数浓度变化范围是9.09×10－4～7.34×10－3cm－3，直径变化范围是488.15～1 531.52 μm，平均数浓度和直径的最大值均出现在4 450 m，表明这里是冰雪晶粒子的活跃增长区。

3)CIP和PIP所测的二维图像表明，冷层中的固态粒子主要是形状不规则的霰粒子，说明过冷水供应充足;在－7℃左右观测到大量柱状聚合体和凇附程度不同的冰雪晶粒子，表明当凝华增长为柱状冰晶后，碰并和凇附是冰晶增长为霰粒子的重要机制。受局地动力条件的影响，不同区域积层混合云回波顶高有时差别在2 km以上，云内水平方向上微物理结构不均匀，具体表现在粒子相态和尺度方面:CIP在0℃层观测到雨滴粒子向冰雪晶粒子的转变;PIP在4 450 m观测到霰粒子最大值为2 888.4 μm，最小值仅为682.2 μm，最大值是最小值的4倍。

4)不同高度CDP平均谱型存在一定的差异，因低层水汽凝结作用较强，2～18 μm的云粒子数浓度基本随着高度的增加而降低;因暖层中云滴间碰并效率较低和冷层中小冰晶数浓度随高度逐渐增加，24～35 μm粒子数浓度随高度增加而增大。CIP观测到的粒子谱，除4 100 m为双峰谱外，其他高度均为单峰谱，双峰谱的出现可能是粒子相态分布不均匀所致。PIP观测的降水粒子谱，4 450 m高度处的粒子数浓度和谱宽最大，并且在3 200～4 000 μm之间出现数浓度大值区域，表明对流单体及周边区域为较大固态降水粒子的形成提供了良好的环境。

陈秋萍，曾光平，冯宏芳，等.2002.利用雷达回波资料对夏季对流云降水的初步探讨［J］.应用气象学报，13(3):339-346.

范烨，郭学良，张佃国，等.2010.北京及周边地区2004年8、9月层积云结构及谱分析飞机探测研究［J］.大气科学，34(6):1187-1200.

付丹红，郭学良.2007.积云并合在强对流系统形成中的作用［J］.大气科学，31(4):635-644.

宫福久，周德平，陈宝君，等.2005.东北冷涡云物理及导变技术［M］.北京:气象出版社.

洪延超，黄美元，王首平.1984.梅雨云系中亮带不均匀性的理论探讨［J］.大气科学，8(2):197-204.

黄美元，洪延超.1984.在梅雨锋云系内层状云回波结构及其降水的不均匀性［J］.气象学报，42(1):80-87.

黄美元，徐华英，吉武胜.1987a.积云并合及相互影响的数值模拟研究［J］.中国科学B辑(2):214-224.

黄美元，洪延超，徐华英，等.1987b.层状云对积云发展和降水的影响——一种云与云之间影响的数值模拟［J］.气象学报，45(1):72-77.

李艳伟，牛生杰，罗宁，等.2009.山地对流云并合形成积层混合云的过程分析［J］.气象科学，29(2):157-164.

刘慧娟.2009.安徽省夏季对流云合并雷达回波特征统计及分析［D］.南京:南京信息工程大学大气科学学院.

齐彦斌，郭学良，金德镇.2007.一次东北冷涡中对流云带的宏微物理结构探测研究［J］.大气科学，31(4):621-634.

王昂生，黄美元，徐乃璋，等.1980.冰雹云物理发展过程的一些研究［J］.气象学报，38(1):64-72.

汪学林，秦元明，吴宪君，等.2001.层状云中对流泡特征及其在降水场中的作用［J］.应用气象学报，12(S1):146-150.

许梓秀，王鹏云.1989.冷锋前部中尺度雨带特征及其机制分析［J］.气象学报，47(2):198-206.

叶家东，范蓓芬，Cotton W R，等.1992.一个缓慢移动的中尺度对流复合体内层状降水区的微结构分析［J］.大气科学，16(4):464-475.

Fuhrer O，Schaer C.2005.Embedded cellular convection in moist flow past topography［J］.J Atmos Sci，62(8):2810-2828.

List R，Gillespie J R.1976.Evolution of raindrop spectra with collisioninduced breakup［J］.J Atmos Sci，33(10):2007-2013.

McFarquhar G M，Um J，Freer M，et al.2007.Importance of small ice crystals to cirrus properties:Observations from the Tropical Warm Pool International Cloud Experiment(TWP-ICE)［J］.Geophys Res Lett，34(13)，L13803.doi:10.1029/2007GL029865.

Simpson J，Westcott N E，Clerman R J，et al.1980.On cumulus mergers［J］.Arch Met Geophy Biokl，29(1/2):1-40.

Westcott N E.1994.Merging of convective clouds:Cloud initiation，bridging，and subsequent growth［J］.Mon Wea Rev，122:780-790.