太行山東麓層狀云微物理特征的飛機觀測研究

楊潔帆 胡向峰 雷恒池 段英 呂峰 趙利偉 , 3

1 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴實驗室，北京 100029

2 河北省人工影響天氣辦公室，石家莊 050021

3 河北省氣象與生態(tài)環(huán)境重點實驗室，石家莊 050021

1 引言

從上世紀70 年代開始，國內外對層狀云進行了大量的外場觀測和數(shù)值模擬研究，主要包括蘇聯(lián)對冬季層狀云的探測和人工影響試驗、美國對溫帶氣旋云系和地形云的探測和數(shù)值模擬、加拿大對混合相云的研究、美國IMPROVE 研究計劃及我國北方層狀云人工降水試驗研究，針對層狀云及積層混合云的降水機制和云降水微物理特征的研究取得了一系列的成果。Houze et al.（1979）利用飛機探測研究氣旋鋒面云系中尺度雨帶的云粒子的大小，相態(tài)及譜分布等垂直變化特征。Hobbs et al.（1980）指出冷鋒引起的層狀云降水由鋒前冷區(qū)雨帶、暖區(qū)雨帶、窄冷鋒雨帶、寬冷鋒雨帶、波狀雨帶和鋒后雨帶6 種雨帶降水組成。在此基礎上，研究了溫帶氣旋中冷鋒云系和暖鋒云系不同部位的雨核特征。Parsons and Hobbs（1983）分析了6 種雨帶在降水過程中各自的形成、發(fā)展及雨帶之間相互作用的特點。Heymsfield et al.（2002）對全球多地的降水性層狀云垂直結構進行了分析與總結，發(fā)現(xiàn)粒子譜由云頂?shù)皆频装l(fā)生拓寬，最大粒子的尺度由幾毫米增長至幾厘米，且1 mm 以下的粒子濃度降低，這是由聚并增長過程導致的，粒子譜基本符合gamma分布和指數(shù)分布。Stith et al.（2002）對熱帶不同地區(qū)的數(shù)次飛機探測結果總結分析發(fā)現(xiàn)，強上升氣流（大于5 m s?1）區(qū)內含有更多的小云滴和小冰粒子；在層狀云區(qū)內過冷水含量低，聚合作用是主要的粒子增長機制。Jourdan et al.（2010）對挪威混合相態(tài)雨層云的飛機觀測表明，?1～?12°C 存在有過冷水且冰晶形狀復雜繁多，過冷雨滴最大直徑可達 500 μm，針柱狀冰晶分布在?3～?6°C，枝狀與板狀冰晶分布在?8°C 層以上。Patade et al.（2016）對混合相態(tài)云的觀測研究發(fā)現(xiàn)在?3～?8°C 層冰粒子和云滴濃度都更高。Taylor et al.（2016）對英國西南部半島的積云進行了地基與飛機觀測，層狀云在積云下風向產生，云滴雨滴的凍結是云中產生大冰粒子的主要過程，新生成的積云中小雨滴的濃度增長迅速，冰晶繁生與暖云過程決定了降水的時機與位置。McFarquhar and Black（2004）研究發(fā)現(xiàn)熱帶氣旋的對流區(qū)以尺度較大的冰晶聚合體為主，層云區(qū)以板狀冰晶、柱狀冰晶及霰粒子為主。Stark et al.（2013）研究發(fā)現(xiàn)溫帶氣旋系統(tǒng)中，云帶前沿以針柱狀冰晶為主，云帶中后部以輻枝狀冰晶為主，嵌入式對流區(qū)可以觀測到子彈狀、輻枝狀和片狀冰晶。Carey et al.（2008）發(fā)現(xiàn)?12～?26°C溫度范圍的云中，云頂位置有板狀冰晶出現(xiàn)，云中較低位置有輻枝狀和聚合狀冰晶出現(xiàn)。Hogan et al.（2002）利用飛機和偏振雷達對暖鋒混合相態(tài)云系的微物理特性進行研究發(fā)現(xiàn)，嵌入式對流區(qū)存在大量的小尺度冰晶，包括有效半徑為24 μm 的過冷水粒子以及凇附的冰晶粒子。Evans et al.（2005）對一次太平洋海岸錮囚氣旋的云結構和降水過程研究發(fā)現(xiàn)，融化層以上水汽凝華是雨帶的主要增長過程，冰粒子淞附增長作用較小，明顯的冰粒子聚合過程發(fā)生在剛超過融化層高度的區(qū)域。融化層中粒子的增長靠與云滴的撞凍增長和凝結過程；融化層以下雨滴的碰并增長不明顯。

近幾十年來，國內對層狀云及積層混合云也開展了大量的觀測研究（汪學林和金德鎮(zhèn), 1987; Guo et al., 2015）。孫可富和游來光（1965）利用鋁箔采樣技術對吉林地區(qū)15 次降水性層狀云不同溫度層的冰晶、雪晶濃度及頻數(shù)分布特征研究發(fā)現(xiàn)，冰晶平均濃度26.2 L?1，雪晶0.18 L?1。冰雪晶濃度集中在小于平均值兩倍的范圍內。劉健等（2005）認為吉林5～7 月降水性層狀云對應的三種云型的過冷水含量、云滴數(shù)密度存在差異，但距零度層高度的分布基本一致。侯團結等（2011）對吉林一次層狀云的宏微觀物理結構和降水機制進行了分析，認為云系符合顧震潮三層概念模型。混合層包括冰雪晶的凝華增長、結凇、聚并及過冷水的直接撞凍。趙仕雄等（2002）通過對青海降水高層云微物理結構研究發(fā)現(xiàn)，降水高層云系垂直微結構配置分為四個發(fā)展分層。李照榮等（2003）指出逆溫強弱對云滴的微物理結構特征分布和降水形成具有顯著影響。龐朝云等（2016）對甘肅一次降水性層狀云的微物理結構特征研究發(fā)現(xiàn)，小云粒子對含水量的貢獻較大。低層云滴濃度和含水量大于上層，而平均直徑小于上層。Zhu et al.（2015）對環(huán)北京地區(qū)積層混合云的冰晶形狀和增長過程研究發(fā)現(xiàn)，嵌入式對流區(qū)以密凇附的輻枝狀冰晶為主，層云區(qū)以六角板狀冰晶為主。張佃國等（2007）對北京層積云和層狀云的微物理特征研究發(fā)現(xiàn)，Sc 和St 云的平均譜存在明顯差異。張磊等（2013）通過對華北一次降水性層狀云不同高度層的微物理過程研究發(fā)現(xiàn)，該次降水符合“播種—供給”機制。洪延超（2012）對層狀云結構及降水機制進行了討論，指出從微觀結構可將降水性層狀云分為三層，每一層對應著不同的物理過程?！肮┙o—催化”云是降水性層狀云的典型結構。

近幾十年來，國內外針對層狀云微物理特征及降水機制進行了大量的飛機觀測研究。但是，由于早期機載探頭的外形結構存在設計缺陷，二維灰度圖像像素低以及數(shù)據質控水平有限，先前研究使用的觀測資料及其反映的云微物理特征及物理過程值得深入探討。近些年來機載探測系統(tǒng)硬件及數(shù)據質控算法都進行了優(yōu)化升級?；诟倪M的機載云微物理探測系統(tǒng)和地面雷達對云系有代表性的部位及層次進行細致的觀測，對于了解層狀云微物理特征及降水機制具有十分重要的意義。

本文利用太行山東麓人工增雨防雹作業(yè)技術試驗的飛機和地面雷達觀測數(shù)據，詳細分析了2018年5 月21 日一次低槽冷鋒天氣系統(tǒng)影響下太行山東麓地區(qū)降水性層狀云不同部位的云降水微物理特征和降水機制。研究太行山東麓不同天氣系統(tǒng)下降水性層狀云系的云微物理結構及降水機制對提高華北地區(qū)人工影響天氣水平均具有重要意義。

2 觀測試驗及儀器簡介

2017 年5 月河北省氣象“十三五”重點工程——云水資源開發(fā)利用工程的重點子項目“太行山東麓人工增雨防雹作業(yè)技術試驗示范項目”正式啟動。針對目前制約人工影響天氣發(fā)展的關鍵科學問題，河北省人工影響天氣辦公室聯(lián)合中國氣象科學研究院、中國科學院大氣物理研究所、南京大學大氣科學學院等單位，開展了為期三年（2017～2019 年）的人工增雨防雹試驗，選取太行山東麓作為試驗區(qū)。太行山東麓西鄰太行山，東接華北平原，覆蓋石家莊、邢臺、邯鄲、衡水、滄州5 個市，面積約5 萬平方公里。太行山東麓屬于東亞暖溫帶大陸性季風氣候。另外，受太行山復雜地形地貌的影響，該區(qū)域還具有山地氣候的特點。受西風槽等主要降水系統(tǒng)以及地形影響，每年5～9 月份太行山東麓地區(qū)經常出現(xiàn)大范圍的降水性層狀云系，因此，該地也是我國華北地區(qū)人工影響天氣作業(yè)的重點區(qū)域。

本次試驗位于圖1 所示的紅色矩形框內。項目組利用高性能人工增雨飛機King-air 350 搭載的機載云微物理探測系統(tǒng)并結合地基觀測網對一次西風槽降水云系的微物理特征進行了觀測研究。云微物理探測系統(tǒng)由多個探頭組成（性能參數(shù)詳見表1），粒徑測量范圍基本覆蓋了從氣溶膠、云滴、雪花到雨滴的各個尺度段，可提供云降水物理研究所需的各種參數(shù)。地基觀測網由布設在石家莊（38°21′7″N，114°42′43″E）、邯鄲（36°27′47″N，114°39′54″E）的兩部S 波段多普勒天氣雷達以及邢臺國家探空站（37°4′44″N，114°30′40″E）組成。

表1 機載云微物理探測系統(tǒng)及主要參數(shù)Table 1 Cloud microphysical detection system and main parameters

圖1 觀測區(qū)域（黑色矩形）和設備分布（星號），陰影：地形高度（單位：m）Fig.1 Schematic of the observation region (black rectangle) and f acility locations (asterisk), shading area: terrain height (units: m)

本次觀測主要使用了TWC、CDP、CIP、CPI探頭及AIMMS-20。試驗開始前對相關探測設備進行了標校。采用標準粒子對云滴譜探頭CDP 進行定期標定，防止激光器老化導致測量精度下降。采用機械臂經過銳化處理的CIP 探頭，能有效防止冰雪晶與探測臂撞擊導致冰雪晶碎片飛濺的現(xiàn)象，有效降低測量誤差（Korolev et al., 2013）。由于CIP探頭景深問題，直徑小于100 μm 的粒子可信度較低（Korolev et al., 2007），數(shù)據處理過程中舍棄了100 μm 以下的數(shù)據。

3 天氣背景

受高空北渦南槽以及切變線的影響，2018 年5 月21 日河北省中南部出現(xiàn)了一次降水天氣過程。從21 日20 時（北京時，下同）500 hPa 高度場、溫度場和風場分布（圖2a）可看出，觀測區(qū)位于高空槽前部，槽區(qū)內溫度場落后于高度場，槽后有較強冷空氣輸送。850 hPa 形勢場（圖2b）表明，觀測區(qū)上空受一強切變線控制，同時溫度場配合風場，觀測區(qū)上空有冷空氣輸送。觀測區(qū)地面位于高壓后部，并逐漸轉為鞍型場低壓控制，低層有偏東風暖濕氣流，提供了良好的水汽輸送條件。河北省中南部地區(qū)位于急流出口區(qū)右側輻散區(qū)，配合700、850 hPa 切變線，在觀測區(qū)形成了高層輻散低層輻合的動力條件。同時伴隨局地冷暖空氣交匯，底層暖濕空氣被大范圍抬升形成層狀降水云系。

20 時邢臺（圖3）探空表明，850 hPa 以下偏東風，700 hPa 以上西風為主。中南部地區(qū)整層相對濕度較大，對流有效位能約43 J kg?1。大氣層結處于弱不穩(wěn)定狀態(tài)，形成了弱的局地對流不穩(wěn)定,在天氣尺度的強迫抬升作用下有利于層狀云內形成較弱的對流區(qū)。

圖2 2018 年5 月21 日20 時（北京時，下同）歐洲中期天氣預報中心再分析資料（a）500 hPa 和（b）850 hPa 位勢高度（黑色等值線）、溫度（紅色等值線，單位：°C）、風場（箭頭）及風云2F 衛(wèi)星VISSR 反演云頂亮溫（陰影，單位：K，簡稱CTT）分布Fig.2 Geopotential height (black contour line), temperature (red contour line), and wind field data reanalysed by the European Center for Mediumrange Weather Forecasts ERA-interim and Cloud Top Temperature (CTT, units: K) retrieved by the FY2F satellite VISSR at 2000 BT 21 May 2018:(a) 500 hPa; (b) 850 hPa

圖3 2018 年5 月21 日20 時邢臺探空曲線（藍色實線代表露點廓線，黑色實線代表溫度廓線，紅色虛線代表狀態(tài)曲線）Fig.3 Soundings at Xingtai station at 2000 BT 21 May 2018 (blue solid line indicates dewpoint profile; black solid line indicates temperature profile;red dashed line represents condition curve)

4 觀測方案

河北省人工影響天氣辦公室的人工增雨飛機King-air 350（B-3523）19:37 從 正 定 機 場 起 飛。20:15 飛機到達試驗區(qū)后，采用盤旋上升的方式先后 在 AB 區(qū)（ 20:23～20:41， 2100～5600 m）、CD 區(qū)（21:14～21:34，1800～5600 m）進行垂直探測。21:52 飛機開始南北向水平分層探測（5600 m/5100 m/4800 m/4300 m/3600 m/3000 m/2400 m/2100 m）。23:20 飛機返航，23:37 落地（圖4、5）。飛行探測期間，雷達采用VCP21 模式進行連續(xù)體掃。從圖4 石家莊雷達回波強度（0.5°仰角）發(fā)現(xiàn)，河北中南部大部分地區(qū)的回波強度約20～30 dBZ，局地存在回波強度約35 dBZ 的發(fā)展旺盛區(qū)，整體上是比較穩(wěn)定的降水性層狀云系。

5 層狀云水平和垂直微物理結構

5.1 層狀云微物理特性的水平分布特征

本節(jié)重點研究分析了DE 段（?5°C 層，5600 m）、FG 段（0°C 層，4300 m）、HI 段（5°C 層，3000 m）（圖5）等特性層的冰/液相含水量、粒子數(shù)濃度及粒子譜。從圖6 給出的沿飛行軌跡（DE 段）的雷達回波垂直剖面可以看出，云頂波動起伏不明顯，回波頂高約6～7.5 km。雷達回波水平分布很不均勻，4 km 以下存在明顯的發(fā)展較為旺盛的區(qū)域。零度層以下具有明顯的下掛強回波帶，與梅雨鋒層狀云的垂直結構較為相似（洪延超等, 1984; 黃美元和洪延超, 1984）。這可能是由于高層冰相粒子融化所造成的。

圖 4 2018 年5 月21 日飛行軌跡（紅色實線，AB 和CD 代表垂直探測區(qū)域），石家莊S 波段雷達0.5°仰角反射率（陰影）分布以及SA 雷達（黑色圓點）、機場位置（黑色矩形）Fig. 4 Flight path (red lines, AB and CD indicate vertical observation areas) on 21 May 2018, radar reflectivity measured by Shijiazhuang Sband radar at an elevation of 0.5° (shading area), black dots indicates location of SA radar and black rectangle indicates airport

圖5 2018 年5 月21 日飛行高度隨時間變化（AB、CD 代表垂直探測，DE、FG、HI 分別代表在不同高度層的水平探測），BT：北京時Fig.5 Flight height variations with time on 21 May 2018 (AB and CD represent vertical observations; DE, FG, and HI represent horizontal o bservations at different heights). BT: Beijing time

圖6 2018 年5 月21 日5600 m 高度的飛行軌跡（紅色實線，圖5 中DE）對應的S 波段雷達反射率剖面（觀測時間：21:33～22:01；溫度范圍：?5.1°C～?4.9°C）Fig.6 Cross section of S band radar reflectivity overlapped by flight path (red line) with horizontal observations performed at 5600-m level (DE in Fig.5) on 21 May 2018 (Observation from 2133 BT to 2201 BT; temperature: ?5.1°C– ?4.9°C)

圖7 給出了DE 段（5600 m）云微物理量的水平分布特征。飛機在DE 段持續(xù)觀測時間約28 min（21:33～22:01）。利用飛機觀測資料和6 個體掃周期的雷達數(shù)據對?5°C 層的云微物理特征進行了研究分析。

從雷達反射率（圖7d）可看出，該高度層的反射率變化范圍為10.1～25.9 dBZ，波動幅度較大。結合雷達反射率垂直剖面（圖6）可知，飛機穿越了層云中上部的冰相層。從含水量水平分布（圖7a、b）可看出，5600 m 高度層的總水含量分布不均勻，過冷水含量非常低。Nevzorov 含水量儀測量的總水含量（TWC）均值約0.12 g m?3，部分區(qū)域躍增至0.4 g m?3，最大達到0.6 g m?3。通過對兩個獨立工作的熱線含水量儀探測的云中過冷水含量進行對比發(fā)現(xiàn)，Nevzorov 測量的過冷水含量（LWC）在大部分區(qū)域均低于0.05 g m?3，峰值超過0.1 g m?3，LWC 峰值與TWC 峰值不完全對應。Hotwire 含水量儀測量給出的過冷水含水量分布特征與Nevzorov類似，但是測量值與Nevzorov 相比較小。云滴數(shù)濃度（圖7c）在云頂部位（21:35～21:37，21:39～21:45，21:49～21:51，21:57～22:01）出現(xiàn)多次躍增，數(shù)濃度從102L?1突然增大至104L?1左右，同時伴隨著云滴譜（圖7e）顯著拓寬，出現(xiàn)直徑大于20 μm 的大云滴。這可能主要是由于低層不同尺度的云滴受較強上升氣流向上輸送的影響，同時低層偏東暖濕氣流抬升使得水汽凝結作用增強所致。

冰雪晶數(shù)濃度（D>100 μm）均值約10 L?1，部分區(qū)域的冰雪晶數(shù)濃度接近102L?1。CIP 冰粒子數(shù)濃度在21:33、21:44、21:49、21:58、22:01 出現(xiàn)峰值，峰值最大達到103L?1左右。從CIP 粒子譜（圖7f）可看出，5600 m 高度主要以直徑300 μm以下的冰粒子為主，這表明云頂部的冰粒子尺度主要集中在100～300 μm。結合圖8 給出的飛行軌跡上的CPI 粒子圖像可以看出，高濃度冰晶區(qū)（21:34～21:46）的冰晶粒子形狀主要以針柱狀（100< D<400 μm）為主，伴隨著少量尺度范圍在20～40 μm的球形液滴。冰晶數(shù)濃度峰值的出現(xiàn)很可能是由于零度層以上垂直上升運動較強的區(qū)域內，冰晶在凇附過程中通過Hallett-Mossop 繁生機制所生成的大量冰屑，在冰面過飽和條件下通過凝華增長成針柱狀冰晶所導致。這與之前的觀測研究結果基本一致（Hogan et al., 2002; Crosier et al., 2014; Yang et al.,2017）。值得注意的是，21:50 之后測量的冰雪晶粒子數(shù)濃度在10～20 L?1，粒子形態(tài)基本為片狀或枝狀。CIP 測量的粒子譜寬明顯大于21:50 之前的區(qū)域，同時CPI 冰雪晶高清圖片未發(fā)現(xiàn)有明顯的凇附過程，表明在該區(qū)域內低層的液滴供應很可能并不充分，凝華過程是冰雪晶生長的主要機制。

圖7 2018 年5 月21 日飛機5600 m（圖5 中DE）微物理量的水平分布特征：（a）總水含量及溫度；（b）Hotwire、Nevzorov 含水量儀測量的液態(tài)水含量；（c）CDP、CIP 和CIP（D>100 μm）粒子數(shù)濃度；（d）雷達反射率（R）；（e）CDP 粒子譜分布；（f）CIP 粒子譜分布（D >100 μm）Fig.7 Microphysical characteristics recorded by aircraft with horizontal observations at a height of 5600 m (DE in Fig.5) on 21 May 2018: (a) Total water content (TWC); (b) liquid water content (LWC) by Hotwire and Nevzorov sensor; (c) number concentrations by CDP (Cloud droplet probe), CIP(Cloud imaging probe), and CIP (D>100 μm); (d) radar reflectivity (R); (e) size distribution of CDP; (f) size distribution of CIP (D > 100 μm)

圖8 2018 年5 月21 日5600 m 平飛階段（圖5 中DE）觀測到的CPI 粒子圖像Fig.8 CPI images obtained while horizontal observations were performed at 5600-m level (DE in Fig.5) on May 21 2018

從FG 段對應的雷達回波垂直剖面（圖9）看出，回波水平分布不均勻，零度層以下存在明顯的強回波區(qū)。這可能是由于對應高層大片冰相粒子融化后造成的。從CPI 粒子圖像（圖11）可看到，存在未融化及正在融化的冰粒子，表明高層較大尺度冰粒子下落到融化層后，融化形成雨滴的過程。

從零度層附近的冰/液相含水量水平分布特征（圖10a、b）可以看出，22:29～22:34 LWC 出現(xiàn)了三個峰值，對應時刻的云滴及冰粒子數(shù)濃度（圖10c）均出現(xiàn)了明顯的躍增，云滴譜（圖10e）也顯著拓寬。零度層以上部分區(qū)域的（22:32～22:33、22:34）云滴數(shù)濃度峰值超過104L?1（圖10c），對應區(qū)域的云滴直徑（圖10e）集中在15～30 μm，最大接近50 μm。這表明小云粒子對豐水區(qū)的貢獻較大。從圖10b 可以看出，Hotwire 和Nevzorov 含水量儀觀測到的液水含量最大值分別為0.58 和0.48 g m?3，遠高于5600 m 的觀測值。通過對比總水含量TWC 與液水含量LWC 發(fā)現(xiàn)，液態(tài)水躍增區(qū)域（22:30、22:32～22:33、22:34）的冰水含量較低，液水含量在總水含量的占比達到70% 以上。其余大部分時段的冰水含量占據主導地位，液態(tài)含水量維持在0.05 g m?3左右。CIP 冰粒子譜（圖10f）顯示在22:30～22:31、22:32～22:33 出現(xiàn)了高濃度的小尺度冰晶，這可能是由于云內的部分大云滴凍結所形成的。

圖9 2018 年5 月21 日4300 m 高度的飛行軌跡（紅色實線，圖5中FG）對應的S 波段雷達反射率剖面（觀測時間：22:29～22:36；溫度范圍：?0.5°C～0.5°C）Fig.9 Cross section of S band radar reflectivity overlapped by flight path (red line) with horizontal observations performed at 4300 m (FG in Fig.5) on 21 May 2018 (Observation from 2229 to 2236 BT;temperature: ?0.5°C–?05°C)

CPI 粒子圖像（圖11）表明，22:30～22:36 主要以冰晶聚合體為主，伴有少量板狀、柱狀冰晶，可見到凇附狀冰晶、霰粒子以及直徑小于50 μm 的近似球形的液滴粒子。層云發(fā)展旺盛區(qū)域，冰晶通過聚合過程迅速長成粒徑比較大的雪花或聚合狀冰晶，大部分聚合狀冰晶的粒子尺度達到了毫米級。22:31～22:32 觀測到了稀凇附的板狀冰晶以及球形液滴，這表明該時段過冷水含量比較豐富。云內的冰粒子以凇附和聚并增長為主。液態(tài)水含量22:31～22:32 沒有出現(xiàn)峰值，這表明云中液態(tài)水可能被消耗。層云區(qū)的冰粒子以聚合增長為主。根據登機人員記載的飛行記錄，22:32 飛機在云中受到輕度到中度顛簸。該區(qū)域云中部位置存在較強的上升氣流。

22:32 飛機進入層云發(fā)展旺盛區(qū)的頂部，反射率波動幅度變大，峰值超過30 dBZ。零度層的雷達反射率比?5°C 層整體偏高。從圖10 可發(fā)現(xiàn)，雷達反射率峰值與冰/液相含水量峰值以及粒子譜寬存在較強的相關性。零度層附近的雷達反射率分布特征除與粒子形狀、尺度有關外，還與冰晶開始融化導致冰晶表面介電常數(shù)增大有關。

圖10 2018 年5 月21 日飛機4300 m（圖5 中FG）微物理量的水平分布特征：（a）總水含量及溫度；（b）Hotwire、Nevzorov 含水量儀測量的液態(tài)水含量；（c）CDP、CIP 和CIP（D>100 μm）粒子數(shù)濃度；（d）雷達反射率（R）；（e）CDP 粒子譜分布；（f）CIP 粒子譜分布（D >100 μm）Fig.10 Microphysical characteristics recorded by aircraft with horizontal observations at a height of 4300 m (FG in Fig.5) on 21 May 2018: (a) Total water content (TWC); (b) liquid water content (LWC) by Hotwire and Nevzorov sensor; (c) number concentrations of CDP (Cloud droplet probe)，CIP (Cloud imaging probe) and CIP (D>100 μm); (d) radar reflectivity (R); (e) size distribution of CDP; (f) size distribution of CIP (D>100 μm)

從HI 段雷達回波垂直剖面（圖12）可以看出，22:47～22:56 飛機在層云中下部區(qū)域飛行。飛行軌跡上的雷達反射率10.7～21.3 dBZ，平均值14.2 dBZ。

22:49～22:50 含水量出現(xiàn)躍增，液態(tài)水占總水含量的比例高達87.5%以上。CPI 粒子圖像（圖14）顯示，3000 m 存在直徑200～500 μm 處于半融化狀態(tài)的冰晶。這可能是導致雷達反射率出現(xiàn)峰值的重要原因。云滴譜（圖13e）顯示，云滴直徑主要集中在10～30 μm。2250:30～2252:30 云滴譜不連續(xù)，LWC 低于0.03 g m?3。22:53～22:56 粒子譜寬顯著拓寬，出現(xiàn)直徑大于40 μm 的大云滴。這可能是由于云滴下落過程中碰并增長所致。22:52～22:56 冰粒子數(shù)濃度增大，數(shù)濃度量級10?1～102L?1。CIP 冰粒子譜（圖13f）顯示，粒子直徑主要集中在100～180 μm。結合CPI 圖像，3000 m 主要以云滴和處于半融化狀態(tài)的球形液滴為主。由此推斷由于處于融化狀態(tài)的冰晶進入CIP 探頭量程，導致冰晶數(shù)濃度增大。5°C 層Hotwire 液水含量0～0.17 g m?3，平均值為0.03 g m?3。Nevzorov 液水含量0～0.14 g m?3，平均值為0.038 g m?3。兩種含水量儀觀測的含水量變化趨勢基本一致。暖區(qū)液態(tài)水含量比融化層低，與?5°C 層接近。

5.2 層狀云垂直微物理結構

圖11 2018 年5 月21 日4300 m（圖5 中FG）平飛階段觀測到的CPI 粒子圖像Fig.11 CPI images with horizontal observations performed at 4300-m level (FG in Fig.5) on 21 May 2018

圖12 2018 年5 月21 日3000 m 高度的飛行軌跡（紅色實線，圖5中HI）對應的S 波段雷達反射率剖面（觀測時間：22:47～22:56；溫度范圍：5.4°C～5.6°C）Fig.12 Cross section of S band radar reflectivity overlapped by flight path (red line) with horizontal observations performed at 3000-m level(HI in Fig.5) on 21 May 2018 (Observations from 2247 to 2256,BT; temperature: 5.4°C–5.6°C)

為了解層狀云微物理量的垂直分布特征，本節(jié)重點對兩次垂直探測過程進行了研究分析。飛機在AB 區(qū)采用盤旋上升的方式進行垂直探測（20:23～20:41），先后經過了液水層、冰水混合層及冰相層。高度2100～5600 m，溫度6.7～?6.3°C，零度層高度約4400 m。從飛機穿云探測期間對應的雷達回波反射率（20:30～20:36，方位角209°）可看出存在明顯的零度層亮帶。這表明AB 區(qū)的云中氣流比較穩(wěn)定，為發(fā)展穩(wěn)定的層狀云。

從含水量垂直廓線（圖16b）可以看出，冰/液相含水量在4000～4300 m 出現(xiàn)極值，總水含量和液水含量分別達到0.66 g m?3、0.27 g m?3。從圖15融化層對應的冰粒子圖像可以看出，零度層以下存在半融化狀態(tài)的冰粒子。高層降落的冰晶經過融化層開始融化導致總水含量出現(xiàn)極值。3500～3700 m 液水含量峰值約0.1～0.2 g m?3。2300～3000 m（逆溫層底部）液水含量存在峰值，低于0.1 g m?3。溫度廓線（圖16a）表明，AB 區(qū)上空2780～3080 m存在逆溫層。這可能是低層不穩(wěn)定能量形成的弱對流未能有效的沖破逆溫層所導致。零度層以上存在峰值約為0.1 g m?3的過冷水，但CDP 的云滴積分含水量表明該區(qū)域的過冷水含量普遍低于0.01 g m?3。從云滴譜（圖16e）可以看出，云滴粒子直徑集中在25 μm 以下。CPI 圖像顯示，零度層以上絕大部分的小粒子圖像均為邊緣不規(guī)則的形狀。因此，推斷AB 區(qū)零度層以上云體冰晶化程度較高。另外，根據云滴數(shù)濃度和云滴譜（圖16c、d），結合登記人員記載的宏觀記錄，可知層狀云在垂直方向上存在分層結構。

從圖16c 冰雪晶數(shù)濃度垂直廓線可以看出，零度層以上冰雪晶粒子數(shù)濃度（D>100 μm）隨高度增加。零度層附近的冰粒子數(shù)濃度約10 L?1，云頂部位達到50～60 L?1。CIP 冰雪晶粒子譜（圖16e）也顯示，冰雪晶主要集中在云體上部。冰粒子直徑主要集中在200 μm 以下，最大超過1500 μm。從圖15 對應的冰粒子圖像可以看出，尺度較大的冰雪類型以針狀、柱狀以及片狀為主，伴隨著大量不規(guī)則狀的粒子出現(xiàn)。同時，由于過冷水含量很低，零度層以上很少出現(xiàn)凇附現(xiàn)象。從CPI 粒子高清圖像上推斷冰雪晶基本以凝華和攀附增長為主，凇附過程僅僅發(fā)生在零度層附近液態(tài)含水量較高的區(qū)域。CPI 圖像顯示零度層附近存在一些凇附有少量過冷水的針狀、柱狀粒子以及數(shù)量很少的霰粒子。零度層以下的冰粒子譜顯著變窄。這是由于冰雪晶開始融化，粒子體積減小，但下落速度增大使得大粒子濃度急劇降低所導致。

21:14～21:34 飛機沿CD 段采用盤旋爬升的方式進行垂直探測，高度1800～5600 m，溫度8.0～?5.4°C。圖17 給出了飛機在CD 探測期間對應的SA 雷達反射率（21:14～21:24，方位角197°）以及不同高度層的典型CPI 粒子圖像。與AB 區(qū)相比，兩區(qū)的云頂高度、零度層高度接近。CD 區(qū)低層云的雷達回波明顯高于AB 段，并且2400～3200 m之間存在一個雷達反射率約35 dBZ 的區(qū)域。

從圖16 給出的飛行軌跡和回波剖面疊加圖可以看出，飛機穿越了弱對流泡的邊緣。對流泡邊緣的弱上升氣流將低層不同尺度的云滴攜卷至高空，導致CD 區(qū)5°C 層以上的云滴數(shù)濃度明顯高于AB 區(qū)。CDP 和CIP 粒子譜垂直分布（圖18d、e）顯示，零度層以上的過冷云滴尺度主要集中在4.5～15 μm，冰粒子集中在100 μm 以下。零度層以上的過冷水含量平均值約0.08 g m?3，總水含量平均值約0.26 g m?3，過冷水占總水含量的比例僅31%。這表明CD 區(qū)零度層以上主要以小尺度的冰粒子為主，伴隨著少量的過冷云滴。從圖17 對應的CPI 圖像可以看出，零度層以上的粒子主要以針柱狀及聚合狀為主。這表明CD 區(qū)過冷層的冰粒子主要通過凝華和聚并過程增長。

零度層附近的液態(tài)水含量達到0.29 g m?3，總水含量0.5 g m?3，液態(tài)水占總水含量的比例約58%。云滴數(shù)濃度廓線（圖16c）顯示，零度層附近云滴數(shù)濃度存在峰值，約1.23×104L?1。CPI 圖像表明，零度層附近的粒子形態(tài)主要以聚合狀和過冷云滴為主，冰雪晶粒子表面凇附過有冷云滴。這表明零度層附近冰雪晶增長機制主要以稀凇附和聚并為主。3～4°C 的液態(tài)水含量存在極值，液態(tài)水含量約0.04 g m?3，總水含量約0.08 g m?3。該高度層的云滴數(shù)濃度量級為104L?1。6°C（2500 m）附近液態(tài)水瞬時峰值達到0.13 g m?3，總水含量約0.29 g m?3。從CIP 粒子譜可以看出，CD 區(qū)2500 m 高度粒子譜拓寬。CPI 圖像表明該高度層主要以球形液滴和處于半融化狀態(tài)的冰粒子為主。因此，2500 m 附近的含水量峰值可能是由于從高空降落的未完全融化的冰雪晶所致。

CD 區(qū)的總水含量比AB 區(qū)低，但AB 和CD區(qū)的液水含量比較接近。對比AB、CD 的CIP 粒子譜（圖16f、圖18f）發(fā)現(xiàn)，CD 區(qū)融化層以上的冰粒子譜比AB 區(qū)窄，對應高度上的過冷水含量遠低于0.1 g m?3。從CPI 圖像可以看出以單個柱狀、聚合狀冰晶，這表明CD 區(qū)零度層以上冰雪晶增長機制主要以凝華和聚并為主。

圖13 2018 年5 月21 日飛機3000 m（圖5 中HI）微物理量的水平分布特征：（a）總含水量及溫度；（b）Hotwire、Nevzorov 含水量儀測量的液態(tài)水含量；（c）CDP、CIP 和CIP（D>100 μm）粒子數(shù)濃度；（d）雷達反射率（R）；（e）CDP 粒子譜分布；（f）CIP 粒子譜分布（D>100 μm）Fig.13 Microphysical characteristics recorded by aircraft with horizontal observations at a height of 3000 m (HI in Fig.5) on 21 May 2018: (a) Total water content (TWC); (b) liquid water content (LWC) by Hotwire and Nevzorov sensor; (c) number concentrations of CDP (Cloud droplet probe)，CIP (Cloud imaging probe) and CIP(D>100 μm); (d) radar reflectivity (R); (e) size distribution of CDP; (f) size distribution of CIP (D> 100 μm)

通過AB、CD 對比發(fā)現(xiàn)，冰晶形態(tài)與其在云中所處的位置有很大關系。冰相層（?5°C 層）的冰雪晶主要通過凝華和聚并過程增長。隨著高度降低，混合層存在過冷水峰值。由于混合層存在較為充沛的過冷水，冰晶的凇附增長也相應增強，觀測到了大量稀凇附的冰雪晶以及少量的霰粒子。這與隨著高度降低云中過冷水增多，冰晶的凇附增長也相應增強的研究結論基本一致（朱士超和郭學良,2014）。混合層冰雪晶增長機制主要以凇附增長為主。

5.3 不同溫度范圍的粒子平均譜

為進一步了解不同溫度層的特征，對不同區(qū)域云的特征云微物理量進行了對比。表2 給出了兩次垂直探測階段不同溫度層云微物理量的平均值。

從表2 可以看出，CD 區(qū)?5～0°C 的冰雪晶濃度比AB 區(qū)低。孫可富和游來光（1965）觀測表明，吉林省降水性層狀冷云中冰晶（100～300 μm）和雪晶（平均直徑1000 μm）的平均濃度分別為26.2 L?1和0.18 L?1，與本次觀測到的冰雪晶濃度基本相當。CD 區(qū)?5～0°C 的云滴數(shù)濃度和過冷水含量比AB區(qū)高，冰雪晶粒子平均直徑比AB 區(qū)大。結合CPI圖像，CD 區(qū)冰相層存在直徑大于300 μm 的片狀冰晶，云滴平均濃度量級達到103L?1。CD 區(qū)的板狀冰晶碰凍過冷云滴產生了大量小尺度的次生冰晶。0～5°C 層AB 區(qū)的云滴濃度比CD 區(qū)高，云暖層較厚，暖層碰并增長作用比CD 區(qū)顯著，使得AB區(qū)的粒子尺度比CD 區(qū)大。

從圖19a 給出的粒子平均譜可看出，AB、CD區(qū)的CDP 云滴譜在0～5°C 之間均呈雙峰分布，峰值位于7.5、13.5 μm 處。云滴主要集中在4.5～30 μm。AB、CD 區(qū)的云滴譜及冰粒子譜的譜型相似。這表明AB、CD 兩區(qū)0°C 層以下的云微物理特征比較接近。從?5～0°C 的粒子平均譜（圖19b）可看出，AB 和CD 的云滴譜型相差較大。CD 區(qū)?5～0°C 的云滴譜呈雙峰分布，分別在6.5、13.5 μm 處出現(xiàn)峰值。CD 區(qū)的云滴數(shù)濃度比AB 高一個量級，并且在10～20 μm 的尺度區(qū)出現(xiàn)一個明顯的峰值，這表明CD 區(qū)零度層以上含有一定量的過冷水，冰相過程還未能充分消耗云內的過冷水。不同溫度層內，AB、CD 的CIP 冰粒子譜型均呈單峰分布。但值得注意的是，由于AB 區(qū)云體已經基本冰晶化，冰相過程發(fā)展的較為充分，過冷水基本上被消耗殆盡。因此，過冷層內AB 區(qū)尺度大于100 μm 的粒子數(shù)濃度要明顯高于CD 區(qū)。融化層內（圖19a，0～5°C）粒子譜形的差別要遠小于冷層。

表2 兩次垂直探測過程中各溫度層云物理量平均值Table 2 Average microphysical properties in different temperature layers in two vertical observations

圖14 2018 年5 月21 日3000 m（圖5 中HI）平飛階段觀測到的CPI 粒子圖像Fig.14 CPI images with horizontal observations performed at 3000-m level (HI in Fig.5) on 21 May 2018

6 結果及討論

圖15 2018 年5 月21 日20:30～20:36 飛機在AB 區(qū)（圖5 中AB）盤旋上升飛行軌跡（黑色實線）與雷達回波分布（陰影區(qū)域）以及典型CPI 粒子圖像Fig.15 Cross sections of radar reflectivity (shading area) overlapped by flight path (black line) during spiral ascent in AB area from 2030 BT to 2036 BT on 21 May 2018 and typical particle images collected by CPI(Cloud particle imager)

圖16 2018 年5 月21 日2023～20:41 飛機在AB 區(qū)盤旋上升探測：（a）環(huán)境溫度；（b）液態(tài)水含量；（c）云滴及冰雪晶數(shù)濃度（藍色點代表CDP，紅色點代表CIP）；（d）云滴譜；（e）冰雪晶粒子譜（前3 檔數(shù)據剔除）Fig.16 Data from airborne instruments during spiral ascent in AB area from 2023 BT to 2041 BT on 21 May 2018: (a) Temperature; (b) LWC;(c) particle number concentrations (blue points are from CDP, red points from CIP); (d) size distribution of cloud droplets measured by CDP; (e) size distributions of large particles measured by CIP (the data of first three bins removed)

此次降水過程主要受低槽冷鋒系統(tǒng)影響。雨區(qū)中存在多個強降水中心，降水分布不均勻。試驗區(qū)內石家莊、邢臺地面平均降水量約4.5～4.7 mm，邢臺中東部地區(qū)大于10 mm。通過搭載云微物理探測系統(tǒng)的飛機觀測平臺采用水平分層及垂直盤旋上升的探測方式，結合天氣雷達、衛(wèi)星、地面自動站等資料，重點研究分析了太行山東麓地區(qū)層狀云的微物理特征、云微物理過程及降水機制。主要結論如下：

圖17 2018 年5 月21 日21:18～21:24 飛機在CD 區(qū)（圖5 中CD）盤旋上升飛行軌跡（黑色實線）與雷達回波分布（陰影區(qū)域）以及典型CPI 粒子圖像Fig.17 Cross sections of radar reflectivity (shading area) overlapped by flight path (black line) during spiral ascent in CD area (CD in Fig.5) from 2118 BT to 2124 BT on 21 May 2018 and typical particle images collected by CPI(Cloud particle imager)

圖18 2018 年5 月21 日21:13～2133 飛機在CD 區(qū)盤旋上升探測：（a）環(huán)境溫度；（b）液態(tài)水含量；（c）云滴及冰雪晶數(shù)濃度（藍色點代表CDP，紅色點代表CIP）；（d）云滴譜；（e）冰雪晶粒子譜（前3 檔數(shù)據剔除）Fig.18 Data from airborne instruments during spiral ascent in CD area from 2113 BT to 2133 BT on 21 May 2018: (a) Temperature, (b) LWC,(c) particle number concentrations (blue points from CDP, red from CIP), (d) size distribution of cloud droplets measured by CDP, and (e) size distributions of large particles measured by CIP (the data of first three bins removed)

圖19 2018 年5 月21 日AB 和CD 區(qū)不同溫度層的粒子平均譜：（a）0°C～5°C；（b）?5°C～0°CFig.19 Average spectra of particles in different temperature layers within AB and CD regions on 21 May 2018: (a) 0°C–5°C; and (b) ?5°C–0°C

（1）飛機水平探測表明：太行山東麓地區(qū)的層狀云水平結構是不均勻的。層狀云云頂附近（?5°C 層）的過冷水含量很低，基本維持在0.05 g m?3以下。云滴及冰雪晶數(shù)濃度存在躍遷現(xiàn)象。冰雪晶數(shù)濃度的高值區(qū)（量級102L?1）往往對應著大量針狀和柱狀冰晶，這可能是Hallett-Mossop 機制和其他冰晶繁生機制共同作用下產生的大量冰晶碎屑在冰面過飽和條件下通過凝華增長所形成的。冰雪晶數(shù)濃度較低的區(qū)域，主要以片狀、枝狀為主，伴有極少量的冰晶聚合體。5600 m 幾乎沒有觀測到凇附狀的冰粒子，表明?5°C 層的凇附過程很弱。

（2）低槽冷鋒層狀云降水云系在垂直方向上具有分層結構。冰相層以凝華以及聚并增長為主。過冷水含量和總水含量極值出現(xiàn)在零度層附近。零度層充沛的過冷水使得冰雪晶凇附增長過程比較明顯，形成密度較大的粒子，并誘發(fā)冰雪晶的繁生。

（3）兩次層狀云區(qū)的垂直探測表明，由于兩個區(qū)域的云頂溫度接近，AB 區(qū)和CD 區(qū)內冰雪晶粒子的形態(tài)基本一致。AB 區(qū)零度層以上過冷水的含量非常低，大部分小粒子（D<50 μm）呈現(xiàn)不規(guī)則狀，因此可以判斷其冰晶化程度較高。冰相粒子在該區(qū)域的增長主要依靠凝華和聚并過程。冰粒子進入暖層（>0°C）后繼續(xù)融化的同時，碰并收集暖區(qū)的云水轉化為雨滴粒子。CD 區(qū)過冷水含量略高于AB 區(qū)，CPI 高清粒子圖像顯示該區(qū)域內部分小粒子呈球形，但同時也存在形狀不規(guī)則的小尺度冰晶（D<50 μm），這表明該區(qū)域內的冰–液相之間的轉化可能并不充分。總的來看，因過冷水含量較低，AB 和CD 區(qū)內大尺度冰相粒子（冰雪晶）的形成均主要依靠凝華和聚合過程，Bergeron 過程和凇附過程在兩個區(qū)域內均較弱，僅在零度層附近發(fā)現(xiàn)有少量的稀凇附粒子，但CD 區(qū)內粒子的凇附程度略高于AB 區(qū)。兩個區(qū)域內零度層下液態(tài)降水粒子主要由零度層上方的冰雪晶粒子融化形成。