气溶胶影响混合相对流云降水的数值模拟研究

陈倩，银燕，金莲姬，肖辉，王一鸣

(1.南京信息工程大学中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室，江苏南京210044;2.昆明市气象局，云南昆明650034)

0 引言

冰相过程是形成降水的重要过程之一(陈宝君等，2005;房文等，2005)，云中冰相粒子的形成机制主要有两种，即温度低于－37℃条件下液态粒子的同质冻结过程和较高温度条件下的异质冰相核化过程。异质冰相核化过程包括凝华核化、凝结冻结、接触冻结和浸润冻结等过程(Pruppacher and Klett，1997)，这些过程能够引起冰相粒子在液水云中的快速增长，因而能够显著影响降水的形成和发展。在北半球的大部分地区，沙尘是一种主要的冰核(ice nucleation，IN)来源(Sassen et al.，2003;Barahona et al.，2010)，其远距离输送能够影响下游地区冰核的特征(DeMott et al.，2003;Stith et al.，2009)。另外，烟雾和生物质粒子在某些条件下也能成为有效的冰核(Sassen and Khvorostyanov，2008;Koop and Zobrist，2009;Petters et al.，2009)。考虑沙尘做为云凝结核(cloud condensation nuclei，CCN)和 IN 时，不但影响暖云的液滴尺度和反照率，而且影响深对流云中的冰相形成过程(陈丽等，2007;Twohy et al.，2009)，并改变大尺度环境场(Jenkins et al.，2008)。Seifert et al.(2010)的长期观测资料发现，气团中含有沙尘粒子的情况下，云顶温度在－20～－10℃的含冰云量显著增加。Harrington and Olsson(2001)发现在混合相云中增加IN数浓度引起更加快速的Bergeron－Findeisen 过程，Phillips et al.(2007)的模拟研究也发现，IN数浓度极高时，能够完全消耗混合相区域上半部的过冷却水，并抑制同质冻结过程。Prenni et al.(2007b)的观测研究发现异质冰相核化过程可能为云砧区域的大冰晶提供来源，Fan et al.(2010)则认为在湿润的条件下增加IN数浓度能够增加云砧冰晶的数浓度和质量浓度。

由于缺乏足够的观测研究，大部分云模式和中尺度模式中使用的冰相形成参数化方案没有考虑IN类型以及浓度的变化，如孔凡铀等(1990)、Reisin et al.(1996)、Khain et al.(2004)以及 Lynn and Khain(2007)等。这些方案使用温度或冰面过饱和度诊断得到冰晶数浓度。对于凝华—凝结冻结过程，使用较多的方案是Meyers et al.(1992)、Cooper and Lawson(1984)和Fletcher(1962)方案。当IN数浓度较低时，Meyers et al.(1992)的方案高估冰晶数浓度(Prenni et al.，2007a)，Fletcher(1962)方案则在较高温度下低估冰晶数浓度，而在较低温度下高估冰晶个数(Meyers et al.，1992)。Thompson et al.(2004)对比研究了这3种方案，发现Meyers et al.(1992)方案预报的冰晶数浓度比Cooper and Lawson(1984)方案至少高一个量级，云水减少，雪花增加，而Fletcher(1962)方案预报的冰晶数浓度则比Cooper and Lawson(1984)方案低一个量级左右，导致云水含量略微增加。对于浸润冻结过程，Bigg(1953)和Vali(1975，1994)方案在模式中得到了广泛的使用，相比于 Bigg(1953)方案，Vali(1975，1994)方案对温度的依赖性较低(Khain et al.，2000)。研究发现气溶胶的输送高度随着季节和天气系统的变化而变化(Liang et al.，2004)，当气溶胶在对流层中高层输送时，这些粒子可能成为有效的IN(如沙尘)，影响气溶胶源地下游地区云和降水的发展(Fridlind et al.，2004)，对这一问题的研究需要一种能够将IN特性和云微物理过程联系起来的异质冰相核化方案，而使用上述的经典方案很难对IN效应进行直接的研究。

近几年的外场观测和实验室研究加深了人们对异质冰相核化过程的理解，研究得到了几种不同的异质冰相核化参数化方案，如 Khvorostyanov and Curry(2000，2004)、Diehl and Wurzler(2004)、Diehl et al.(2006)、Phillips et al.(2008)以及 Hoose et al.(2010)方案，这些方案都基于不同的气溶胶类型和化学组成预报得到冰晶数浓度。DeMott et al.(2010)结合14 a的外场观测资料，建立了一种新的异质冰相核化方案，认为混合相云条件下，IN数浓度与温度及直径大于0.5 μm的气溶胶粒子数浓度表现出较高的相关性，由于忽略了IN化学成分的变化，这种方案比较容易应用于云模式和气候模式。Storelvmo et al.(2011)将DeMott et al.(2010)的方案引入全球模式，并进行了气溶胶反照率和生命史效应的研究。

Chen et al.(2011)研究了在不同高度处输送的气溶胶作为CCN对对流云和降水的影响，发现对于大陆性云，气溶胶层的存在导致降水减少，气溶胶在边界层高度的输送比对流层中层对云和降水产生更加显著的影响，清洁条件下气溶胶层的影响更加明显。本研究尝试将DeMott et al.(2010)的异质冰相核化方案引入云模式，研究气溶胶同时作为CCN和IN时，在不同高度输送对下游地区对流云和降水的影响，以及这种效应对背景气溶胶数浓度的敏感性。

1 模式介绍和试验设计

本文采用二维分档云模式研究当气溶胶同时作为CCN和IN时，在不同高度输送时对云和降水的影响，模式的动力和微物理过程基于Reisin et al.(1996)研制的轴对称非静力云模式。Yin et al.(2005)对微物理过程进行了改进，增加了气溶胶的清除过程。模式分辨率为150 m×200 m，垂直范围12 km，水平半径6 km。蒸凝过程时步2.5 s，其他过程时步均为5 s，积分时间为80 min。模式初始化使用的大气温湿层结如图1a所示，这是根据高原夏季对流云试验(HIPLEX－1)得到的理想的热动力廓线(Cooper and Lawson，1984;Krauss et al.，1987)，Yin et al.(2000，2002)以及 Yin and Chen(2007)使用该廓线进行了气溶胶对云和降水影响的研究。零度层位于2 700 m左右，云底温度8～10℃，云顶温度－25℃。由于本文的初始探空廓线不代表典型的夏季对流云探空层结，因此模拟的云也并非典型的夏季混合相对流云。本文使用该廓线研究气溶胶层的存在对云发展和降水的影响。

图1 模式初始化使用的温湿廓线(a)、初始气溶胶尺度分布(b)以及初始气溶胶廓线(c)Fig.1 (a)The initial thermodynamic conditions，(b)aerosol size distribution and(c)vertical profiles used in the model

Liang et al.(2004)发现亚洲向东北太平洋输送污染物事件在对流层中层(2～6 km)和下层(0～2 km)的年发生日数分别为15 d和30 d。为了研究气溶胶在不同高度输送对云发展的影响，初始时刻在对流层低层(0～2 km)以及中层(2～4 km和4～6 km)人为增加一定数浓度的气溶胶粒子。背景气溶胶采用Jaenicke(1993)的大陆性气溶胶粒子谱，在不同高度输送的气溶胶谱来自于2004年4月云间接强迫试验(CIFEX)在东太平洋的观测结果(Roberts et al.，2006)。初始气溶胶尺度谱如图1b，地面背景气溶胶和某一高度上输送气溶胶的总数浓度分别是3 840 cm－3和184 cm－3，其中直径大于0.5 μm的气溶胶粒子数浓度分别是1.135、4.968 cm－3。考虑气溶胶为外部混合，模式中将气溶胶分为水溶性和不可溶性粒子，分别假设两种类型气溶胶数浓度的20%(Bates et al.，2008)和16%(Van－Curen，2003)为水溶性粒子，可作为CCN核化形成云滴。

根据游荣高等(1983)的观测研究，假设背景气溶胶总数浓度随高度呈指数递减分布:

其中:N0和Nz分别是地面和高度为z(km)时的气溶胶数浓度;H为气溶胶的标高(km)。李成才等(2003)和Turner et al.(2001)发现夏季气溶胶标高在2 km以上，在模式中取H=2 km。为了单独考虑气溶胶输送高度的影响，在不同高度上使用同样的输送气溶胶谱。

Takeda and Kuba(1982)的研究指出，CCN的化学成分对云滴谱分布影响不大。模式中假设两类气溶胶的水溶性成分都为硫酸铵。由于假设的化学成分相同，对于相同尺度的两类气溶胶，本文并未区分其在核化过程中的作用。考虑气溶胶在某一高度输送时，在初始时刻将相同尺度档的两类气溶胶数浓度相加，得到每档水溶性和不可溶性粒子的数浓度，对于每个格点，当模式计算的过饱和度超过Köhler方程(Pruppacher and Klett，1997)确定的临界值时，大于一定尺度的水溶性气溶胶粒子将核化形成云滴。Yin et al.(2005)对模式中气溶胶的核化处理方案做了详细介绍。

试验设置如表1所示，CONTROL试验使用新的异质冰相核化方案研究大陆性气溶胶条件下云和降水的发展，而 Bigg和Vali试验分别使用 Bigg(1953)和Vali(1975，1994)的浸润冻结方案以及Meyers et al.(1992)凝华—凝结冻结和接触冻结方案，对比研究新方案与经典方案模拟云微物理特征的差异。

在CONTROL试验的基础上，考虑边界层(0～2 km)、对流层中层(2～4 km和4～6 km)输送气溶胶数浓度增加的试验分别称为LAYER1、LAYER2和LAYER3，初始气溶胶垂直廓线如图1c;另外，为了研究气溶胶不同背景数浓度对气溶胶层效应的影响，仅考虑背景气溶胶以及在此基础上气溶胶在边界层(0～2 km)和对流层中层(2～6 km和4～6 km)的输送，试验分别称为 C、C+B、C+M1和 C+M2。模式最低层5种不同的背景气溶胶数浓度分别为960、1 920、3 840、5 760 和 7 680 cm－3，这一数浓度范围能够反映大气条件从清洁到污染状况的变化。例如，范烨等(2007)对北京及周边地区不同天气状况下的气溶胶观测资料进行了分析，发现气溶胶数浓度最大值的量级为102～104cm－3，污染条件下气溶胶浓度较高。不同背景数浓度试验中气溶胶的谱型与图1b类似。不同高度上输送的气溶胶谱(0～2 km、2～4 km和4～6 km)不随背景数浓度的变化而变化。初始地面背景气溶胶总数浓度等于3 840 cm－3时的 C、C+B、C+M1和 C+M2试验相当于前面所述的 CONTROL、LAYER1、LAYER2和LAYER3试验。为了单独考虑气溶胶的作用，所有试验都采用相同的大气温湿条件。

表1 试验设置Table 1 Condition of sensitivity experiments

本文采用Wang(2005)的众数平均(P－平均)方法描述模拟时间范围内的格点平均值。P－平均值(Li et al.，2008)定义为:

其中:c代表一给定的参量，如某种水成物(液滴、冰晶、霰粒)的数浓度或质量浓度。方程(2)适用于给定格点上某种水成物质量浓度q和数浓度n超过最小值时的情况。输出时间步长为t时符合上述条件的总格点数为N(t)，tn是指总的输出步数。

2 新的异质冰相核化方案与经典方案的对比

新的异质冰相核化过程采用DeMott et al.(2010)的参数化方案，混合相云中，在水面过饱和情况下，对于给定的温度活化的IN数浓度(L－1):

其中:a=0.000 059 4，b=3.33，c=0.026 4，d=0.003 3;T是云内温度(K);naer，0.5代表直径大于0.5 μm气溶胶粒子的数浓度(cm－3)。由图1b的初始气溶胶谱分布可见，输送层中的气溶胶对冰相过程的贡献较大。naer，0.5包括当前未活化的CCN以及不可溶的气溶胶粒子。由于异质冰相形成过程对气溶胶的消耗较少(100L－1)，因此本文不考虑IN活化对气溶胶的消耗作用。由于异质冰相核化过程中凝华核化、凝结冻结、接触冻结和浸润冻结等过程形成冰晶的尺度不同，如浸润冻结过程形成的冰晶尺度依赖于液滴的尺度，凝华核化和凝结冻结形成的冰晶尺度相对较小。目前的实验室或外场观测研究很难将这四个过程完全分开，DeMott et al.(2010)参数化方案包括凝结冻结、浸润冻结、接触冻结三种异质冰相核化过程，因而在使用该参数化方案时很难根据IN的尺度确定活化后产生冰晶的大小。本文根据McFarquhar et al.(2007)对混合相云的观测研究，考虑活化形成的冰晶成单分散性分布，假设活化后冰晶的半径为25.2 μm，并进行随后的冰晶凝华增长以及与其他类型云粒子的相互作用过程。

对不同的初始冰晶半径进行试验，发现当初始冰晶半径分别为25.2、12.6和6.3 μm 时，最大冰晶质量浓度分别为0.192 1、0.191 4和0.191 3 g·kg－1，最大霰粒质量浓度分别为 2.267、2.250、2.249 g·kg－1，最大降水率分别为 56.84、57.00 和57.02 mm/h(降水率通过模式最低层即地面上每个格点水成物粒子的质量浓度、数浓度和下落末速度计算得到，详见Tzivion et al.(1989))，因而初始冰晶尺度对云的微物理特性以及降水的影响较小。Ansmann et al.(2008)认为凝华核化不是重要的冰相核化过程，Field et al.(2006)发现温度高于－40℃时没有观测到凝华核化过程，本文的云顶温度为－25℃，因此模式中没有考虑凝华核化作用对云微物理过程的影响。

为了对比研究新的异质冰相核化方案与经典方案的差异，本文使用Meyers et al.(1992)的凝华—凝结冻结和接触冻结方案、Bigg(1953)或 Vali(1975，1994)的浸润冻结方案进行对比试验。对于Bigg方案，液滴的冻结率是液滴个数、质量以及云内温度的函数(Reisin et al.，1996):

其中:Nf和Nw分别是质量为m的冻结液滴和总液滴数浓度(cm－3)，Nw的值通过模式计算得到;ρw是液滴的密度;T是云内温度;A=10－4cm－3·s－1;B=0.66 K－1;T0=273.16 K。A和B的取值与Orville and Kopp(1977)相同。时间步长Δt(t0→t0+Δt)时冻结的液滴个数为:Nf=Nw(m，t0)·

对于Vali方案，单位体积液态水中冻结的液滴个数为:

根据Vali(1975)的研究结果，N0和γ的取值分别是:N0=107m－3，γ=4.4。其中，N指温度高于T的条件下冻结液滴的总个数。因此，对于半径为r的液滴，当前温度条件下单位体积空气中冻结的液滴个数为:

图2给出了Bigg和Vali两种方案在不同温度和液滴半径条件下的冻结概率，图2a中假设时间步长为1 s，图2b中假设ΔT=－1 K。当液滴尺度较小时，Bigg方案的冻结概率总体高于Vali方案，并且对温度的变化更加敏感;当液滴尺度较大时，在较暖的温度条件下，Bigg方案的冻结概率小于Vali方案;但是当温度低于约254 K时，Bigg方案的冻结概率明显增加，高于Vali方案并接近1。

为了研究对流云微物理过程对冰晶初始化参数化方案的敏感性，本文对CONTROL、Bigg和Vali试验结果进行了处理，表2给出了这三种试验中冰晶数浓度和质量浓度以及霰粒和液滴质量浓度的P－平均值。Bigg和Vali试验预报的冰晶个数都高于CONTROL试验，Bigg试验的冰晶数浓度甚至高出了约一个量级，较多的冰晶导致液水含量减少，霰粒质量浓度增加。另外，由于Bigg方案的冻结效率总体高于Vali试验(图2)，Bigg试验预报的冰晶数浓度高于Vali试验。对云顶高度较高的深对流云来说，由于云上部存在同质冻结过程，相比于Bigg方案，采用Vali方案时，由于其在同质冻结高度以下，具有较低的浸润冻结率，导致更多的过冷水滴存在，并随上升气流抬升至同质冻结高度以上，引起有效的同质冻结过程，产生更多的冰晶(图略)。

表2 CONTROL、Bigg和Vali试验中各微物理参量的P-平均值(N和M分别代表数浓度和质量浓度，下标i、g和d分别代表三种水成物粒子(冰晶、霰粒和液滴))Table 2 P－mean values of number concentration of ice crystals，mass concentration of ice crystals，graupel particles as well as drops in CONTROL，Bigg and Vali schemes(N and M indicate P－mean number concentration and mass concentration with i，g and d corresponding to three kinds of hydrometers(ice crystal，graupel and drop)，respectively)

3 气溶胶层的存在对云和降水的影响

图3给出 CONTROL、LAYER1、LAYER2以及LAYER3试验中冰晶、霰粒、液滴质量浓度和数浓度最大值随时间的演变特征。液滴在积分9 min左右开始形成，气溶胶在不同高度的输送对液滴质量浓度最大值影响较小(图3a)。但是，由于气溶胶活化变成CCN这一过程主要在云底进行，气溶胶在边界层输送时会显著增加云滴数浓度，而对流层中层气溶胶数浓度增加对云滴数浓度最大值没有明显的改变(图3b)。云发展阶段液滴数浓度和质量浓度随时间的演变特征和Chen et al.(2011)的结果比较一致，说明模式中异质冰相核化方案的改变对云发展阶段液相过程的影响较小。

图2 不同温度和液滴半径对应的冻结概率 a.Bigg方案;b.Vali方案Fig.2 Freezing probability of(a)Bigg and(b)Vali schemes in a function of T and drop radius

图3 CONTROL、LAYER1、LAYER2 以及 LAYER3 试验中液滴(a，b)、冰晶(c，d)、霰粒(e，f)质量浓度(a，c，e;单位:g·kg－1)和数浓度(b，d，f;单位:cm －3)最大值随时间的演变特征Fig.3 Evolutions of maximum(a，c，e)mass(g·kg－1)and(b，d，f)number(cm －3)concentrations of three kinds of hydrometeors，i.e.，(a，b)drop，(c，d)ice crystal and(e，f)graupel in CONTROL，LAYER1，LAYER2 and LAYER3 schemes

冰晶在积分18 min以后开始产生，图3d显示LAYER3试验中最大冰晶数浓度在云发展的整个阶段一直维持较大值，说明对流层中层4～6 km高度气溶胶数浓度增加引起更加显著的冰晶产生过程。由图4可见，冰晶数浓度显著增加的区域集中在云顶中心以及边界附近(4.5～6 km)，这和Fridlind et al.(2004)的研究结果部分一致，他们发现大多数云砧冰晶主要由对流层中层气溶胶而不是边界层气溶胶形成，并认为远距离污染源可能比局地排放对砧云产生更大的影响。在Chen et al.(2011)的研究中使用经典的异质冰相核化方案，冰晶数浓度通过温度和过饱和度诊断得到，水溶性气溶胶通过核化形成云滴，其随后的凝结增长过程消耗水汽，当云发展到0℃层之上时，影响水汽的凝华—凝结过程，从而间接影响异质冰相核化作用。因此考虑气溶胶在对流层中层输送时最大冰晶数浓度呈现减少的现象。在使用DeMott et al.(2010)方案后由于考虑了气溶胶作为IN的贡献，对流层中层4～6 km气溶胶数浓度增加时冰晶个数增加，能够模拟出与理论比较接近的结果。

图4 30 min时不同试验中云中液滴、霰粒和冰晶的数浓度(单位:cm－3)以及温度场(点线;单位:℃)的空间分布a.CONTROL;b.LAYER1;c.LAYER2;d.LAYER3Fig.4 Spatial distributions of number concentrations(cm －3)of drops，graupel particles and ice crystals，and temperature field(dotted line;units:℃)at 30 min in(a)CONTROL，(b)LAYER1，(c)LAYER2，and(d)LAYER3 schemes

LAYER3试验中冰晶个数的增加引起更加快速的贝吉隆过程，冰晶凝华增长率增加(表3)，液滴蒸发过程增强，液滴尺度减小，冰晶质量浓度增大(图3c)。图5给出了四种试验中不同高度处最大液水含量随时间的演变特征，气溶胶在不同高度处输送均导致40 min后云中液水含量降低，LAYER3试验云中液水含量最低，这主要归因于相对有效的贝吉隆过程。当气溶胶存在于2～4 km高度时(LAYER2试验)，其对云滴核化作用的贡献比LAYER1试验小。另外，由于DeMott方案中温度越高的情况下活化的IN个数较少，因而其对异质冰相核化过程的贡献也较小。4 km和6 km高度处温度分别为－10℃和－23℃，对于图1b的气溶胶尺度分布，通过DeMott方案形成的初始冰晶数浓度分别是0.19、5.41 L－1。CONTROL 试验的最大液态降水率最高，LAYER2和LAYER3试验次之，LAYER1试验最小。图5也显示，气溶胶在4～6 km高度的输送缩短了云的生命史。

LAYER3试验中较多的冰晶引起更加有效的碰冻过程，产生较多的霰粒(图3f)，霰粒的质量浓度显著增加(图3e)。当气溶胶在2～4 km高度输送时，对冰晶核化过程的贡献相对较弱，对最大霰粒数浓度的影响较小，但是液滴数浓度增加，有效半径减小，影响霰粒的碰冻形成过程，霰粒的有效半径和最大质量浓度减小(图6)。气溶胶在边界层输送时对最大冰晶数浓度和质量浓度没有明显的影响(图3c、d)。但是在云的初始阶段，由于LAYER1试验中气溶胶活化形成较多的云滴，在同样的大气热力和动力条件下，云滴的碰并增长过程受到抑制，云滴尺度减小(Chen et al.，2011)，影响随后的霰粒碰冻增长过程，导致最大霰粒质量浓度低于CONTROL试验。

表3 30 min 时 CONTROL、LAYER1、LAYER2 以及LAYER3试验中冰晶的增长速率Table 3 Growth rate of ice crystal in CONTROL，LAYER1，LAYER2 and LAYER3 schemes at 30 min g·kg－1·s－1

图5 CONTROL(a)、LAYER1(b)、LAYER2(c)以及LAYER3(d)试验中不同高度处最大液水含量(单位:g·kg－1)随时间的演变特征Fig.5 Evolution ofmaximum liquid water content(g·kg－1)in(a)CONTROL，(b)LAYER1，(c)LAYER2 and(d)LAYER3 schemes at different altitudes

CONTROL、LAYER1、LAYER2 以及 LAYER3试验的降水初始时刻基本一致，35 min时开始产生液态降水，40 min时产生固态降水(图7)。如前所述，最大液态降水率特征表现为RLCONTROL＞RLLAYER2＞RLLAYER3＞RLLAYER1;最大固态降水率特征表现为RICONTROL＞RILAYER3＞RILAYER2＞RILAYER1，气溶胶在边界层中的输送产生的液态和固态降水率都为最低，LAYER1试验相对于LAYER2和LAYER3试验冰相粒子质量浓度最小，因而产生的固态降水以及冰相粒子融化产生的液态降水量较小。LAYER3试验的最大固态降水率低于CONTROL试验，这主要是由于在云的发展阶段，LAYER3试验中霰粒的有效半径相对较小，在下落的过程中更容易融化损失造成。由图7b发现气溶胶层的高度越高，由于有效的冰晶形成过程，产生的冰相降水也较高。地面降水由液态降水和固态降水组成，由图7c可知，气溶胶做为CCN和IN在不同高度处输送都降低了最大降水率，在大陆性背景气溶胶条件下，LAYER2和LAYER3试验的降水率相当，LAYER1试验的降水率最小，LAYER1、LAYER2和 LAYER3试验中累积降水量分别比CONTROL试验分别减少51%、27%和26%。

4 背景气溶胶数浓度不同的情况下气溶胶层效应的变化

图7 CONTROL、LAYER1、LAYER2以及LAYER3试验中液态(a)、固态(b)最大降水率以及最大地面总降水率(c)随时间的演变特征(单位:mm/h)Fig.7 Time evolution of maximum(a)liquid phase，(b)ice phase and(c)total rainfall rate in CONTROL，LAYER1，LAYER2 and LAYER3 schemes(units:mm/h)

图8 C、C+B、C+M1和C+M2试验中液滴(a)、冰晶(b)、霰粒(c)数浓度以及液滴有效半径(d)的P－平均值Fig.8 P－mean number concentrations of(a)liquid drop，(b)ice crystal，(c)graupel，and(d)P－mean effective drop radius in C，C+B，C+M1 and C+M2 schemes，respectively

图9 C、C+B和C+M试验中液滴(a)、冰晶(b)和霰粒(c)质量浓度的P－平均值，以及最大降水率特征(d)Fig.9 P－mean mass concentrations of(a)liquid drop，(b)ice crystal，(c)graupel，and(d)maximum rainfall rate in C，C+B and C+M schemes，respectively

图8和图9分别给出C、C+B、C+M1以及C+M2试验中液滴、冰晶、霰粒数浓度和质量浓度P－平均值的变化特征。对于C试验，随着初始气溶胶数浓度的增加，平均液滴数浓度增加(图8a)，液滴有效半径减小(图8d)，这和以前的研究结果一致(Fan et al.，2007;Li et al.，2008;Chen et al.，2011)。对于平均冰晶数浓度，由于新的异质冰相核化方案中冰晶数浓度是气溶胶粒子个数和温度的函数，因此，背景气溶胶数浓度增加导致冰晶个数略有增加(图8b)，较多的冰晶和液滴相互作用产生更多的霰粒(图8c)。本文中平均冰晶和霰粒数浓度随初始气溶胶数浓度的变化趋势与Chen et al.(2011)的结果呈现相反的趋势，并且总体数浓度值较低，这主要是由于异质冰相核化方案的不同引起的。Chen et al.(2011)的试验中使用Meyers et al.(1992)和Bigg(1953)机制，初始冰晶的产生依赖于温度、水汽以及液滴数浓度，与气溶胶数浓度无关，在这种情况下，随着初始气溶胶数浓度的增加，气溶胶活化形成CCN以及云滴凝结增长过程消耗更多的水汽，抑制随后的凝华—凝结冻结过程，导致冰晶个数减少。但是本研究中冰晶数浓度强烈依赖于背景气溶胶数浓度，在清洁状况下，IN个数较少，因而活化形成的冰晶个数也较少，而随着背景气溶胶数浓度的增加，冰晶数浓度增加。

随着初始气溶胶数浓度的增加，平均液水含量呈减少趋势(图9a)，这和Chen et al.(2011)结果中平均液水含量的增加趋势相反，这主要是由于在污染的情况下，较多的冰晶和霰粒生长消耗更多的过冷水，导致平均液水含量从清洁状况的0.230 g·kg－1减少到污染状况下的0.183 g·kg－1。Chen et al.(2011)的结果中平均液水含量则从0.140 g·kg－1增加到 0.161 g·kg－1，不同的异质冰相核化方案在清洁状况下表现出较大的差异。液水含量和霰粒质量浓度的降低分别导致地面液态和固态降水减少，地面总降水率随气溶胶初始数浓度的增加而减小(图9d)。气溶胶背景数浓度为7 680 cm－3，试验产生的累积降水量比背景数浓度为960 cm－3，试验减少了98%左右，这与Li et al.(2008)的研究结果一致，他们认为相比于清洁条件，在高污染条件下，降水明显减少，并完全被抑制。

考虑不同初始气溶胶数浓度条件下，气溶胶层所在高度不同对云和降水的影响，由图8可见，气溶胶在边界层和对流层中层2～4 km高度的输送都导致平均液滴个数相对显著的增加(图8a)，气溶胶在4～6 km高度输送的影响较小，这和 Chen et al.(2011)的结论比较一致。气溶胶在对流层中层4～6 km高度输送时产生冰晶个数比不考虑任何气溶胶输送时高一个量级左右(图8b)，这与Stith et al.(2009)的观测结果比较接近，他们发现沙尘层中的IN数浓度比对流层典型值高4～20倍。冰晶的凝华增长消耗更多的过冷水，液水含量减小(图9a)，导致其预报的液滴有效半径小于气溶胶在边界层输送时的情况(图8d)。同样，C+M2试验中较多的冰晶与液滴碰冻产生较多的霰粒(图8c)，而气溶胶在边界层以及2～4 km高度的输送对平均冰晶和霰粒数目的影响相对较小。

气溶胶在对流层中层输送导致液水含量减小的效应随初始气溶胶数浓度的增加而减弱(图9a)。在不同的初始气溶胶数浓度条件下，气溶胶在对流层中层的输送都导致冰晶和霰粒的平均质量浓度增加，而气溶胶在边界层的输送对冰晶的质量浓度基本没有影响，并且减小了霰粒质量浓度，这种减小效应随背景气溶胶数浓度的增加而减弱(图9c)。对于本文模拟的混合相对流云，气溶胶在不同高度的输送都导致最大地面降水率减小，这种减小效应以及C+B、C+M1和C+M2之间的差异也随着气溶胶初始数浓度的增加而减小(图9d)。随着背景气溶胶数浓度的增加，C+B、C+M1和C+M2试验分别造成累积降水量减少28% ～64%、4% ～44%和3% ～46%。Teller and Levin(2006)的研究指出，增加有效的IN个数导致地面总降水量减少，这种减少效应在清洁云中更加明显。

5 结论与讨论

本文尝试将一种新的异质冰相核化参数化方案引入云模式，这种方案依靠气溶胶数浓度和温度预报冰晶个数，由新方案模拟结果与经典方案的比较发现，在大陆性条件下，由于考虑了大于0.5 μm气溶胶粒子的个数对冰核数浓度的影响，导致预报的冰晶数浓度、冰晶和霰粒质量浓度减小，液水含量增加。这种新的异质冰相核化方案用于研究气溶胶同时作为CCN和IN在不同高度输送对云和降水的影响。结果发现，在大陆性条件下，气溶胶在边界层的输送导致液滴数浓度明显增加，较多的液滴争食水分，云滴有效半径减小，霰粒的生长受到抑制，引起霰粒质量浓度降低;而气溶胶在对流层中层4～6 km高度输送时，冰晶和霰粒数浓度明显增加，由于较多的冰晶引起更加快速的贝吉隆过程，冰晶的凝华增长以及云中过冷水的蒸发作用增强，霰粒的质量浓度高于控制试验;气溶胶在对流层中层2～4 km高度输送时冰相形成作用相对较弱，并引起霰粒的数浓度略微增加，由于霰粒的有效半径减小导致其质量浓度下降。气溶胶在不同高度的输送都导致液态和固态降水率降低，气溶胶在边界层的输送产生相对较低的液态和固态降水率。

使用新的异质冰相核化方案研究云和降水对不同背景气溶胶数浓度的响应发现，随着气溶胶数浓度的增加，平均液滴数浓度增加，液滴有效半径减小，这和之前的研究一致。但是，平均液水含量、冰晶和霰粒数浓度分别呈现减少和增加的趋势，这与经典的冰晶核化参数化方案得到的结果差别较大，甚至出现完全相反的趋势，表现出云微物理特征对参数化方案较高的敏感性。不同污染条件下，气溶胶层对云微物理特征的影响对背景气溶胶数浓度的敏感性较低，对于本文研究的理想混合相对流云，气溶胶在不同高度的输送都导致最大地面降水率减小，这种减小效应以及气溶胶层所在高度不同引起的降水差异随着背景气溶胶数浓度的增加而减小。

本文研究了气溶胶同时作为CCN和IN对云和降水的影响，相比于只考虑气溶胶作为CCN的研究(Chen et al.，2011)，使用不同的异质冰相核化方案对模拟结果带来较大的差异，对气溶胶—云相互作用的深入研究还需要更多的观测事实以改进模式，降低不确定性。另外，考虑到模式结果对所取大气热动力条件以及初始气溶胶等参数的依赖性，如荣艳敏和银燕(2010)的研究，发现环境相对湿度对气溶胶效应有显著影响，因此当环境条件变化时，气溶胶在不同高度的输送也可能对对流云和降水产生不同的影响，这需要综合考虑更多的影响因素进行进一步的研究。

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