云南一次典型降雹過程的冰雹微物理形成機(jī)理數(shù)值模擬研究

劉春文 郭學(xué)良 段瑋 李辰 尹麗云

1 云南省人工影響天氣中心，昆明 650034

2 中國科學(xué)院大氣物理研究所，北京 100029

3 云南省氣象科學(xué)研究所 昆明 650034

1 引言

云南位于低緯高原地區(qū)，地形地貌復(fù)雜，天氣氣候特殊（秦劍等, 1997; 陳宗瑜, 2001; 許美玲等,2011），由強(qiáng)對(duì)流天氣過程產(chǎn)生的冰雹災(zāi)害，給農(nóng)業(yè)生產(chǎn)造成了嚴(yán)重?fù)p失。通過開展人工防雹保護(hù)露天農(nóng)作物順利生長已成為重要的防災(zāi)減災(zāi)科技手段，而對(duì)冰雹生成和發(fā)展進(jìn)行準(zhǔn)確的預(yù)報(bào)和識(shí)別是保證人工防雹有效性的重要前提（Adams-Selin and Ziegler, 2016; 段瑋等, 2017）。由于冰雹云形成與演變過程復(fù)雜（Doswell III, 2001; 蔡淼等, 2014; 范皓等, 2019），目前的觀測(cè)手段難以滿足對(duì)其動(dòng)力、熱力和微物理過程的觀測(cè)（Battan, 1975; Anderson et al., 2011; Skripniková and ?ezá?ová, 2014），云模式數(shù)值模擬的最大優(yōu)勢(shì)在于能夠以高時(shí)空分辨率將云內(nèi)各種微物理過程與宏觀動(dòng)力、熱力過程實(shí)現(xiàn)有機(jī)結(jié)合，可模擬研究冰雹云的宏、微觀結(jié)構(gòu)、演變特征和形成機(jī)理。

在強(qiáng)對(duì)流云體中，冰雹的形成與雹胚類型、數(shù)量，過冷水含量和上升氣流強(qiáng)度密切相關(guān)。已有的研究表明，雹胚主要來源于霰、凍滴（Macklin,1977; Knight, 1981; Knight and Knight, 2001）。雹胚的不同來源會(huì)影響冰雹的形成和增長過程（Knight and Knight, 1970）。雹云中霰胚和凍滴胚的占比數(shù)因地區(qū)而異，與雹云的云底溫度有較好的相關(guān)性，云底溫度高則凍滴胚占比大，這是因?yàn)樵频诇囟雀哂欣谂赀^程和過冷雨滴的形成，或與雹胚再循環(huán)有關(guān)（Knight, 1981）。對(duì)美國國家冰雹研究試驗(yàn)（NHRE）1972～1974 年期間收集的科羅拉多州東北部高原冰雹過程分析發(fā)現(xiàn)，雹云中主要是霰胚，只有20%雹胚是來源于凍滴，而催化云中的凍滴胚占比數(shù)要高于非催化云（Knight et al., 1974; Knight and Knight, 1979）。我國江蘇大冰雹中以霰粒為雹胚的占70%，新疆的小冰雹中凍滴胚約占52%（王鵬飛和李子華, 1989）。陜西咸陽（胡朝霞等, 2003）和華北（劉術(shù)艷等，2004）冰雹過程中，雹胚主要為凍滴。青藏高原東部瑪曲地區(qū)冰雹過程中雹胚主要是霰胚（胡朝霞等,2007a），德國南部慕尼黑1990 年6 月的一次混合型雹暴中，凍滴與霰粒在數(shù)量上基本相同（胡朝霞等, 2007b）。陳寶君等（2012）對(duì)美國堪薩斯州2000 年6 月的一例典型超級(jí)單體風(fēng)暴模擬研究表明，在風(fēng)暴發(fā)展早期有少量霰胚出現(xiàn)，但對(duì)冰雹形成貢獻(xiàn)不大，在風(fēng)暴成熟期，雹胚主要來源于雨滴的凍結(jié)。郭欣等（2019）的冰雹分檔模擬顯示，北京大冰雹胚胎的主要來源以冰晶與過冷雨滴碰撞造成的異質(zhì)凍結(jié)過程為主。

累積帶模型是冰雹增長的重要概念模型，也是當(dāng)前我國開展人工防雹的重要依據(jù)。Sulakvelidze et al.（1967）就冰雹的增長提出累積帶模型：在0°C 層以上存在過冷雨滴的高含量區(qū)。周玲等（2001）對(duì)1997 年7 月發(fā)生在陜西咸陽地區(qū)的一次降雹過程模擬表明，雹云中存在過冷雨水累積區(qū)，其出現(xiàn)在最大上升氣流之上，冰雹生長在此累積區(qū)內(nèi)。胡朝霞等（2003）利用改進(jìn)的三維參數(shù)化冰雹云模式，對(duì)1999 年7 月發(fā)生在陜西咸陽地區(qū)的一次強(qiáng)冰雹天氣過程模擬發(fā)現(xiàn)在雹云初期存在過冷雨水累積帶。馬振驊（1977）根據(jù)北京地區(qū)對(duì)冰雹云的雷達(dá)觀測(cè)分析指出，至少在某些風(fēng)暴的云體中上部的雨水累積帶是確實(shí)存在的。郭欣等（2019）利用三維冰雹分檔模式對(duì)北京一次大冰雹過程模擬發(fā)現(xiàn)在冰雹云-35°C～-10°C 層存在含量達(dá)12～16 g kg-1的高過冷雨水累積區(qū)。但NHRE（Foote and Knight, 1979）觀測(cè)的多個(gè)冰雹過程中很少發(fā)現(xiàn)存在過冷雨水累積區(qū)，即使存在，對(duì)冰雹的增長貢獻(xiàn)也不大。鄭國光（1987）對(duì)新疆地區(qū)的冰雹過程分析后也提出過冷雨水累積區(qū)是否存在的討論。陳寶君等（陳寶君和肖輝, 2007）對(duì)美國對(duì)流降水協(xié)作試驗(yàn)（CCOPE）期間的1981 年8 月一次雹云過程進(jìn)行模擬，未發(fā)現(xiàn)有過冷水累積帶存在。胡朝霞等（2007a）利用三維參數(shù)化冰雹云模式，對(duì)青藏高原東部瑪曲地區(qū)1998 年7 月的一次冰雹云過程模擬也發(fā)現(xiàn)在雹云中存在過冷雨水累積帶，但維持時(shí)間很短。

云南屬于低緯高原地區(qū)，夏季受午后太陽照射加熱易出現(xiàn)地面熱擾動(dòng)觸發(fā)局地對(duì)流，加之云南地形地貌復(fù)雜，局地對(duì)流受地形抬升作用，在適合天氣背景下，這類局地強(qiáng)對(duì)流易快速發(fā)展增強(qiáng)為強(qiáng)度大、云體高的雹云（周泓等, 2014），但對(duì)這類低緯高原夏季雹云的微物理形成機(jī)理研究很少。鑒于雹胚類型和過冷雨水累積區(qū)研究對(duì)于人工防雹催化作業(yè)的重要性（Young, 1977; Knight, 1981），本研究采用中國科學(xué)院大氣物理研究所建立的冰雹分檔云模式（郭學(xué)良, 1997），對(duì)云南2016 年7 月11日一次典型降雹過程進(jìn)行了數(shù)值模擬，通過對(duì)該冰雹過程的冰雹微物理形成機(jī)理研究，揭示和認(rèn)識(shí)低緯高原夏季雹云的特征，對(duì)提高人工防雹催化作業(yè)技術(shù)有重要作用。

2 降雹實(shí)況與天氣形勢(shì)

2016 年7 月11 日在云南的昆明、曲靖、玉溪、紅河、昭通和文山等多地出現(xiàn)雹災(zāi)，近2 萬畝的農(nóng)經(jīng)作物受災(zāi)，其中，位于玉溪市紅塔區(qū)的玉屏村，在15:00～16:00（北京時(shí)，下同）出現(xiàn)降雹，降雹持續(xù)時(shí)間5 min，冰雹最大直徑10 mm，農(nóng)經(jīng)作物受災(zāi)640 余畝，絕收360 余畝。分析降雹前500 hPa環(huán)流形勢(shì)可以看到（圖1），2016 年7 月11 日14:00 588 dagpm 等值線西伸至124°E 附近，青藏高壓范圍縮小但穩(wěn)定維持在105°E 的云南東北部，隨著副熱帶高壓西進(jìn)北抬，與青藏高壓之間的高空槽發(fā)展加深，槽后干冷空氣沿青藏高壓東南側(cè)向云南中東部地區(qū)入侵。700 hPa（圖略）上孟加拉灣北部為低壓中心，低壓東側(cè)西南急流明顯，高溫高濕能量源源不斷向云南輸送，溫度場(chǎng)上，云南中東部850 hPa與500 hPa 溫度差T850-500≥ 30°C，形成上層干冷、下層暖濕的垂直結(jié)構(gòu)，不穩(wěn)定層結(jié)加大，為此次強(qiáng)對(duì)流天氣過程提供了有利的中尺度環(huán)境場(chǎng)。

圖1 2016 年7 月11 日14:00（北京時(shí)，系統(tǒng)）天氣環(huán)流形勢(shì)，粗黑實(shí)線為低壓倒槽線，橙色實(shí)線為500 hPa 高度場(chǎng)（單位：dagpm），箭頭為500 hPa 風(fēng)場(chǎng)（單位：m s-1），陰影為850 hPa 與500 hPa 溫度差T850-500（單位：°C）Fig. 1 Synoptic situation at 1400 BJT (Beijing time) on July 11, 2016. Thick black solid lines indicate the inverted trough with low pressure and orange solid lines indicate the height field of 500 hPa (units: dagpm), arrows indicate the wind field of 500 hPa (units: m s-1), and the shaded areas are the temperature difference between 850 hPa and 500 hPa (T850-500; units: °C)

圖2 是利用中尺度模式WRFV4，采用三層嵌套，選用KSAS 積云對(duì)流參數(shù)化方案（Han and Pan, 2011）、Morrison 2-moment 云微物理顯式方案（Morrison et al., 2009），以分辨率為1°×1°，時(shí)間間隔為6 小時(shí)的NCEP 再分析資料作為模式初始場(chǎng)和側(cè)邊界條件，模擬時(shí)間為2016 年7 月10日08:00 至12 日08:00，模擬獲得的2016 年7 月11 日15:00 玉屏村（24.21°N，102.52°E）處的模擬探空曲線。15:00 玉屏村上空0°C 層位于5.8 km高度，-20°C 層位于9.1 km 高度，濕對(duì)流有效位能（CAPE）為1270 J kg-1。低層（750 hPa 附近）相對(duì)濕度大，中層（700～400 hPa 間）相對(duì)干冷（圖2a）。600 hPa 以下經(jīng)向風(fēng)（U）和緯向風(fēng)（V）都出現(xiàn)波動(dòng)（圖2b），造成近地面為西南風(fēng)，700 hPa層為偏西風(fēng)，500 hPa 以上緯向風(fēng)（V）轉(zhuǎn)為偏西風(fēng)并隨高度不斷加強(qiáng)，造成500 hPa 層附近由西南風(fēng)逆轉(zhuǎn)偏南風(fēng)，400 hPa 層為偏東風(fēng)。風(fēng)向隨高度逆轉(zhuǎn)，說明有冷平流存在。低層飽和、中層干冷，加之風(fēng)向逆切變冷平流的存在，將有利于風(fēng)場(chǎng)和水汽的輻合和進(jìn)一步的抬升。綜合而言，大氣垂直層結(jié)是有利于在該地區(qū)出現(xiàn)對(duì)流天氣的。

圖2 昆明2016 年7 月11 日15:00 的玉屏村處模擬探空曲線：（a）溫度廓線（T，實(shí)線）和露點(diǎn)溫度廓線（Td，虛線）；（b）風(fēng)廓線（實(shí)線為U 分量，虛線為V 分量）Fig. 2 Atmospheric sounding curves from the simulation at 1500 BJT (Beijing time) on July 11, 2016, Kunming: (a) Temperature profile (T, solid line) and dew point temperature profile (Td, dashed line), (b) wind profiles (U-wind, solid line; V-wind, dashed line)

3 冰雹分檔模式及模擬設(shè)置

本研究采用的模式（郭學(xué)良, 1997; 郭學(xué)良等,2001a, 2001b）的動(dòng)力學(xué)框架是一組時(shí)變、非靜力以及可壓縮的完全彈性方程組，模式將水成物劃分為云水、雨水、云冰、雪團(tuán)和霰/冰雹，再利用Berry（1967）提出的指數(shù)分檔法將霰和冰雹劃分為21 檔（粒子直徑約100 μm～7 cm），微物理過程考慮了云水、雨水、云冰、雪團(tuán)和霰/冰雹等云中主要水成物的核化、凝結(jié)/蒸發(fā)、凍結(jié)/融化、凝華/升化、自動(dòng)轉(zhuǎn)化、連續(xù)碰并、冰晶叢集/繁生以及貝吉隆過程等。模式對(duì)側(cè)邊界的法向速度采用輻射邊界條件，其它預(yù)報(bào)量在側(cè)邊界的值可通過求解預(yù)報(bào)方程獲得。模式的上下邊界取為剛性邊界，并在上邊界附近增加一定厚度的波吸收層來抑制深厚系統(tǒng)所激發(fā)的重力內(nèi)波在這一強(qiáng)穩(wěn)定層內(nèi)的垂直振蕩。模式采用標(biāo)準(zhǔn)交錯(cuò)網(wǎng)格和時(shí)間分離技術(shù)，以及選用模擬域隨風(fēng)暴移動(dòng)技術(shù)。

模擬采用熱泡啟動(dòng)方法觸發(fā)對(duì)流的產(chǎn)生。模擬域的范圍為36 km×36 km×19 km，水平格距為1 km，垂直格距為0.5 km，大時(shí)步長為5 s，小時(shí)步長為0.25 s，積分時(shí)間為80 min，熱泡擾動(dòng)位溫取為2.5°C。模擬采用2016 年7 月11 日15:00 WRF中尺度模式輸出探空數(shù)據(jù)作為冰雹模式初始場(chǎng)。

4 模擬結(jié)果與觀測(cè)對(duì)比

為檢驗(yàn)冰雹模式對(duì)云南2016 年7 月11 日冰雹過程的模擬能力，將模式輸出與觀測(cè)實(shí)況進(jìn)行比較。昆明C 波段多普勒雷達(dá)（25.05°N，102.58°E；2482 m）觀測(cè)，造成此次玉屏村雹災(zāi)的對(duì)流云體于14:56 在距昆明雷達(dá)站94 km 偏南方向，距玉溪市23 km 西南方向開始出現(xiàn)，隨后向偏東方向移動(dòng)發(fā)展，至15:08 回波增強(qiáng)至44 dBZ，回波高度達(dá)8.9 km，15:13 最強(qiáng)盛，回波頂高達(dá)17 km，50 dBZ強(qiáng)回波達(dá)9.5 km 高度，隨后回波開始減弱下降。模擬在5 min 有回波出現(xiàn)（超過5 dBZ），11 min模擬回波頂高達(dá)6 km，回波強(qiáng)度已達(dá)56 dBZ，21 min模擬回波最強(qiáng)達(dá)59.8 dBZ，回波頂高達(dá)16 km，55 dBZ強(qiáng)回波達(dá)9.5 km 高度，隨后回波開始減弱下降。圖3 是2016 年7 月11 日15:13 昆明多普勒雷達(dá)觀測(cè)與模式模擬21 min 輸出雷達(dá)回波的沿西南向的垂直剖面圖。從圖3 比較來看，實(shí)況觀測(cè)與模擬的回波最強(qiáng)盛期，回波頂高差1 km，考慮到實(shí)況觀測(cè)的垂直剖面圖是由14 層PPI（Plan Position Indicator）掃描插值獲得，其回波頂高存在插值分辨誤差。因此，實(shí)況觀測(cè)的17 km 高度與模擬的16 km 高度應(yīng)該可以認(rèn)為是相符的。強(qiáng)回波的高度上，實(shí)況觀測(cè)的50 dBZ回波頂高9.5 km，與模式55 dBZ強(qiáng)回波頂高一致。兩者相差5 dBZ，考慮到實(shí)況觀測(cè)的探測(cè)距離衰減引起的誤差，兩者強(qiáng)回波的高度也可以認(rèn)為是相符的。但兩者在回波的水平尺度上存在差異，模擬垂直剖面寬度約18 km，而實(shí)況觀測(cè)垂直剖面僅約14 km，相差約4 km。從時(shí)間上比較，實(shí)況回波14:56 開始生成，至15:13 最強(qiáng)盛，從回波出現(xiàn)至最強(qiáng)，形成時(shí)間僅17 min。模擬回波從5 min 出現(xiàn)至21 min 最強(qiáng)，形成經(jīng)歷了16 min。實(shí)況回波與模擬回波的演變時(shí)間大致相同，回波頂高上實(shí)況的略大于模擬的，強(qiáng)回波高度上模擬的要大于實(shí)況的，回波水平尺度上模擬要大于實(shí)況的，綜合之，模擬回波與實(shí)況回波基本一致。

圖3 2016 年7 月11 日15:13 昆明（a）多普勒雷達(dá)觀測(cè)與（b）模式模擬的21 min 雷達(dá)回波垂直剖面分布Fig. 3 Vertical distributions of reflectivity factor (a) observed by Kunming Doppler radar at 1513 BJT and that (b) simulated by hail model at 21 min on July 11, 2016

從降水實(shí)況看，玉溪市玉屏自動(dòng)氣象站2016年7 月11 日的降水從15:09 開始至15:49 結(jié)束，降水主要集中在15:14～15:22，9 min 累積降水11.5 mm，其中15:15 和15:21 降水1.7 mm（降水強(qiáng)度為102 mm h-1）。模擬降水從12 min 時(shí)出現(xiàn)，至68 min 結(jié)束，降水強(qiáng)度最大出現(xiàn)在31 min，為129 mm h-1，模擬的降水強(qiáng)度略大于觀測(cè)實(shí)況值。圖4 是2016 年7 月11 日紅塔區(qū)玉屏自動(dòng)站14:50～16:10 之間的實(shí)況觀測(cè)的分鐘降水強(qiáng)度與模擬輸出最大降水強(qiáng)度的變化對(duì)比圖，圖4 中實(shí)線為自動(dòng)站觀測(cè)降水強(qiáng)度值（單位：mm h-1），虛線為模式輸出最大降水強(qiáng)度值（單位：mm h-1）。以實(shí)況雷達(dá)回波為參照，將模擬過程與實(shí)況過程在時(shí)間上進(jìn)行對(duì)應(yīng)，實(shí)況是15:09（19 min）出現(xiàn)降水，模擬是15:02（12 min）出現(xiàn)降水。實(shí)況最大降水出現(xiàn)在15:15（25 min），而模擬最大降水出現(xiàn)在15:21（31 min）。從時(shí)間上看，模擬產(chǎn)生降水早于實(shí)況降水，而模擬的最大降水時(shí)間則晚于觀測(cè)的最大降水時(shí)間，模擬輸出降水持續(xù)58 min，實(shí)況觀測(cè)降水持續(xù)39 min。從最大降水強(qiáng)度看，模擬最大降水強(qiáng)度為129 mm h-1，而實(shí)況最大降水強(qiáng)度為102 mm h-1，模擬的最大降水強(qiáng)度大于實(shí)況的。從累計(jì)降水量上看，模擬最大累計(jì)降水為19.6 mm，紅塔區(qū)玉屏自動(dòng)站在此過程觀測(cè)降水為14.2 mm。對(duì)比實(shí)況降水與模擬降水，總體來看，模擬較好地再現(xiàn)了此次降水的形成、演變過程。對(duì)于模擬中出現(xiàn)降水時(shí)間早于觀測(cè)以及模擬降水持續(xù)時(shí)間大于觀測(cè)的情況，可能由兩方面的原因引起，一是自動(dòng)站的位置與回波的強(qiáng)降水區(qū)的對(duì)應(yīng)可能不一致，以及實(shí)況降水云體處于移動(dòng)中，二是模擬的誤差（如初始場(chǎng)、物理過程）等原因。進(jìn)一步比較分析發(fā)現(xiàn)，實(shí)況觀測(cè)降水呈雙峰型，而模擬降水是單峰形，說明實(shí)況對(duì)流云體的變化比模擬的要復(fù)雜。

圖4 2016 年7 月11 日玉屏自動(dòng)氣象站觀測(cè)的分鐘降水強(qiáng)度（單位：mm h-1）與模式輸出最大降水強(qiáng)度（單位：mm h-1）變化對(duì)比Fig. 4 Comparison of the temporary variations of precipitation intensity (units: mm·h-1) in one minute observed by Yuping automatic weather station and the maximum precipitation intensity (units:mm·h-1) output by the model on July 11, 2016

2016 年7 月11 日約15:00 在玉屏村出現(xiàn)降雹，實(shí)況觀測(cè)到降雹持續(xù)5 min，降雹最大直徑10 mm，但實(shí)況記錄中無降雹的具體起止時(shí)間。對(duì)模擬輸出雹/霰粒子9～15 檔（即粒子直徑1.38～9.85 mm）在近地面層的變化與分布進(jìn)行分析，以比較實(shí)況降雹與模擬降雹。圖5 是模擬近地面層9～15 檔雹/霰最大數(shù)濃度變化時(shí)序圖與地面降雹分布平面圖，從圖5a 可以看出，26 min 時(shí)，9～13 檔雹/霰粒子均在地面層出現(xiàn)，13 檔（5.11 mm）即冰雹檔，其數(shù)濃度僅為4×10-4m-3，至30 min 增大至10.7 m-3，34 min 減小至8.6×10-4m-3，35 min 進(jìn)一步減小至4.3×10-7m-3，從26～35 min，可視為5.11 mm冰雹降雹的開始與結(jié)束，共10 min。32 min 時(shí)14檔（7.10 mm）冰雹在地面層出現(xiàn)，其數(shù)濃度僅6.8×10-12m-3，33 min 增大至9.1×10-7m-3，34 min時(shí)15 檔（9.85 mm）冰雹在地面層出現(xiàn)，其數(shù)濃度為6.5×10-11m-3，35 min 降下為6.6×10-23m-3。以26～35 min 為降雹時(shí)段，則7.10 mm 冰雹降雹4 min（32～35 min），9.85 mm 冰雹降雹1 分鐘（34 min）。圖5b 是地面降雹平面分布圖，圖中灰色陰影區(qū)是5.11 mm 冰雹26～35 min 降雹分布區(qū)，綠實(shí)線區(qū)是7.10 mm 冰雹降雹分布區(qū)，紅實(shí)線區(qū)是9.85 mm 冰雹降雹分布區(qū)，從圖5b 可以看出，5.11 mm 冰雹的分布區(qū)遠(yuǎn)大于7.10 mm 和9.85 mm的冰雹分布區(qū)。從降雹的持續(xù)時(shí)間和降雹的分布區(qū)大小都表明此次降雹過程是以5.11 mm 冰雹為主，較大冰雹降落產(chǎn)生于降雹過程的后期，7.10 mm 和9.85 mm 冰雹的落區(qū)并未出現(xiàn)在5.11 mm 冰雹的降雹中心區(qū)。此次降雹過程實(shí)況觀測(cè)冰雹最大為10 mm，降雹5 min，模擬冰雹直徑的大小比實(shí)況的是一致的。在降雹持續(xù)時(shí)間上，模擬結(jié)果為10 min，考慮到實(shí)況觀測(cè)到10 mm 大小冰雹，說明實(shí)況觀測(cè)點(diǎn)處于較大冰雹的降落區(qū)，而模擬9.85 mm 冰雹的落區(qū)是處于5.11 mm 降雹分布的東南邊沿區(qū)，這一區(qū)域5.11 mm 冰雹的降雹開始要晚。9.85 mm 冰雹分布區(qū)的5.11 mm 冰雹的降雹開始于29 min，止于35 min，持續(xù)時(shí)間為6 min，與實(shí)況其本一致。綜上，數(shù)值模擬比較好地模擬出了降雹這一實(shí)況。

圖5 2016 年7 月11 日模擬的近地面層9～15 檔雹/霰粒子（a）最大數(shù)濃度在24～40 min 期間的變化與（b）降雹濃度水平分布。圖5b 中綠色線和紅色線分別表示直徑為7.10 mm 和9.85 mm 的冰雹數(shù)濃度分布區(qū)，灰色陰影為5.11 mm 的冰雹數(shù)濃度分布區(qū)Fig. 5 (a) Temporal evolution of the modeled maximum number concentration during 24-40 min and (b) horizontal distribution of hail/graupel in 9-15 bins at the near-surface on July 11, 2016. The green line in Fig.5b is the number concentration of hailstones in diameters of 7.10 mm, red line is for 9.85 mm, and the shaded area is for 5.11 mm.

5 模擬結(jié)果分析

5.1 雹云垂直氣流速度

云中垂直上升氣流速度是表征云發(fā)展?fàn)顩r的一個(gè)重要參量。研究表明（許煥斌等, 2006），云中上升氣流如要支撐雹胚長大到1～2 cm 以上，氣流上升速度應(yīng)大于15 m s-1，Miller et al.（1990）對(duì)蒙大拿州邁爾斯附近觀測(cè)到的超級(jí)單體風(fēng)暴診斷出上升氣流值超過40 m s-1。對(duì)模擬上升氣流速度沿Y=18 km 進(jìn)行最大值計(jì)算，圖6 是模擬最強(qiáng)上升氣流與下沉氣流速度時(shí)間變化。從圖6 可以看出，在熱泡的擾動(dòng)作用下，上升氣流迅速增強(qiáng)，2 min 上升氣流速度僅為2.4 m s-1，7 min 就增強(qiáng)至11 m s-1，14 min 增強(qiáng)到最大，為28.7 m s-1。其上升氣流速度比樊明月等（2013）模擬獲得的上升氣流速度要快要強(qiáng)（22 min，24.2 m s-1），比劉術(shù)艷等（2004）模擬結(jié)果（27 min，33.9 m s-1）和付丹紅等（2003）模擬結(jié)果（18 min，48 m s-1）要快但弱。從強(qiáng)上升氣流區(qū)的位置來看，14 min 最大上升氣流區(qū)約位于-40°C～-50°C 上層區(qū)。從14～18 min，最大上升氣流速度為維持期，隨后開始減弱，至31 min減弱至9.7 m s-1。上升氣流速度的迅速增強(qiáng)和迅速減弱，說明對(duì)流發(fā)展快，衰減也快。在上升氣流速度不斷增強(qiáng)的同時(shí)，下沉氣流也開始被激發(fā)。下沉氣流的增強(qiáng)與減弱并不與上升氣流速度的增強(qiáng)與減弱同步，下沉氣流至23 min 最大，為13.5 m s-1，其后開始減弱。使用最大上升氣流速度Wmax和對(duì)流有效位能（CAPE）關(guān)系式（Cotton et al., 2010）：

圖6 2016 年7 月11 日模擬的最大上升和下沉氣流速度時(shí)間變化。圖中實(shí)線為最大上升氣流速度，虛線為最大下沉氣流速度Fig. 6 Time evolution of the simulated maximum updraft and downdraft. The solid line indicates the updraft, and the dashed line indicates the downdraft on July 11, 2016

對(duì)2016 年7 月11 日15:00Wmax進(jìn)行計(jì)算。模擬探空CAPE 為1270 J kg-1，計(jì)算出Wmax為50.4 m s-1，云模擬得到的最大上升氣流速度為28.7 m s-1，約為其二分之一。在模式模擬中，由于垂直氣壓梯度力擾動(dòng)、雨水與雹/霰固態(tài)降水下曳等因素共同影響，理論計(jì)算值應(yīng)減縮50%左右（Bluestein, 1993）為25.4 m s-1，與模擬值大致相近。

5.2 雹胚產(chǎn)生機(jī)理

模式系統(tǒng)對(duì)雹/霰胚的生成考慮了5 個(gè)方面：（1）雨水在溫度低于-40°C 時(shí)勻質(zhì)凍結(jié)核化為雹/霰胚生成率（HNUrg，文中用到的云模式變量英文縮寫見表1）；（2）過冷雨滴概率凍結(jié)為雹胚生成率（GNUrg）；（3）冰晶碰凍雨滴形成雹胚生成率（FRrg）；（4）雪團(tuán)凇附或雪團(tuán)間碰并形成霰胚生成率（Rgaut）；（5）雪團(tuán)碰凍過冷雨滴形成霰胚生成率（CLrsg）。圖7 是雹/霰胚產(chǎn)生時(shí)序圖與高度—時(shí)間變化分布圖，圖7a 是10～35 min雹胚粒子最大生成率時(shí)間變化。從圖7a 可以看出，此次降雹過程的雹胚主要來自GNUrg 和FRrg，即過冷雨滴凍結(jié)為雹胚（GNUrg）和冰晶碰凍雨滴形成雹胚（FRrg），雖然也有Rgaut 型雹胚出現(xiàn)，但其量級(jí)相對(duì)于GNUrg 和FRrg 小約2 個(gè)量級(jí)。GNUrg在7 min 開始產(chǎn)生，僅為2.0×10-13g kg-1s-1，F(xiàn)Rrg 從11 min 開始產(chǎn)生，為2.4×10-5g kg-1s-1。隨后GNUrg 和FRrg 快速增長，GNUrg 14 min 時(shí)增長最大，為0.02 g kg-1s-1，F(xiàn)Rrg 15 min 增長最大，為0.008 g kg-1s-1，比較增長最大值，GNUrg是FRrg 的2.5 倍。雖然也有Rgaut 型雹胚出現(xiàn)，但出現(xiàn)的時(shí)間和量級(jí)都要比GNUrg 和FRrg 短和小，7～30 min Rgaut 型雹胚僅在13 min、14 min 時(shí)出現(xiàn)，且生成率低于5.0×10-5g kg-1s-1。GNUrg 在14 min 開始下降，F(xiàn)Rrg 在15 min 開始下降，F(xiàn)Rrg的下降速度要快于GNUrg，F(xiàn)Rrg 的下降速度呈現(xiàn)波動(dòng)。FRrg 至21 min 時(shí)已低于10-3g kg-1s-1量級(jí)，GNUrg 至32 min 也低于10-3g kg-1s-1量級(jí)。

表1 文中符號(hào)的物理意義Table 1 List of Symbols

圖7b 是GNUrg、FRrg、qr 和qi 的最大值的高度—時(shí)間分布（這里的最大值是求其分析量的同一高度上所有格點(diǎn)上的最大值）。從圖7b 可以看出，qr 分布在11.5 km 以下，qi 分布在9.0 km 以上，GNUrg 在12～31 min 分布于8～12 km 高度，F(xiàn)Rrg 在12～20 min 分布于9.5～12 km 高度。qr 強(qiáng)中心區(qū)分布于9.0 km 以下，而qi 強(qiáng)中心區(qū)在10 km以上，雖然GNUrg 和FRrg 都位于過冷雨水區(qū)，但qi 分布偏高，是造成FRrg 型雹胚生成數(shù)遠(yuǎn)少于GNUrg 型雹胚生成數(shù)的主要原因。綜合圖7ab)來看，雖然FRrg 與GNUrg 大致相當(dāng)，但在分布范圍上GNUrg 要遠(yuǎn)大于FRrg。計(jì)算12～32 min 的GNUrg 和FRgr 總量，GNUrg 和FRrg 分別約占95%和5%，因此，此冰雹過程的雹胚主要來自過冷雨水凍結(jié)核化過程的轉(zhuǎn)化。這一結(jié)果與國外冰雹個(gè)例的相關(guān)研究（Knight et al., 1974; 胡朝霞等,2007b; 陳寶君等, 2012）和我國其他地區(qū)的研究（王鵬飛和李子華, 1989; 胡朝霞等, 2003, 2007a; 劉術(shù)艷等, 2004; 郭欣等, 2019）結(jié)果比較，在雹胚來源和凍滴胚胎所占比例方面有明顯差異。本模擬分析表明，云冰和過冷雨水的分布高度和分布范圍影響雹胚來源及其比例。云南地處青藏高原東南側(cè)，靠近孟加拉灣和南海兩個(gè)熱帶海洋，夏季受印度西南夏季風(fēng)和東亞副熱帶夏季風(fēng)的影響，此次天氣過程，孟加拉灣西南暖濕氣流（圖1）為云南地區(qū)提供了豐沛的水汽，過冷雨滴的概率凍結(jié)成為冰雹胚胎的比例高，應(yīng)該與云南地區(qū)夏季充足的水汽來源有關(guān)。

圖7 模式模擬的雹/霰胚（a）最大生成率時(shí)序圖與（b）高度—時(shí)間分布：（a）GNUrg、FRrg；（b）qr、qi 與GNUrg、FRrg。（a）中黑實(shí)線、紅實(shí)線分別代表GNUrg、FRrg（單位：g kg-1 s-1）。（b）中黑實(shí)線代表GNUrg，紅實(shí)線代表FRrg，單位：10-3 g kg-1·s-1；綠虛線代表qr，藍(lán)虛線代表qi，單位：g kg-1Fig. 7 Time sequence of the simulated hail/graupel embryo production rates and altitude-time distribution: (a) The maximum GNUrg (black solid line), FRrg (red solid line), units: g kg-1 s-1; (b) height-time variation distribution of the maximum qr (green dotted line, units: g kg-1), qi (blue dotted line, units: g kg-1) and GNUrg (black solid line, units: 10-3 g kg-1 s-1) and FRrg (red solid line, units: 10-3 g kg-1 s-1)

冰雹分檔模式（Farley and Orville, 1986）的優(yōu)勢(shì)在于可以分檔觀察不同大小雹（胚）的生長變化。圖8 是分檔（1～13 檔）雹/霰最大數(shù)濃度的時(shí)間變化。圖8 中在13 min，1～9 檔（粒子直徑0.10～1.38 mm）雹/霰粒子開始出現(xiàn)，但雹/霰粒子相對(duì)較少；14 min，10 和11 檔（1.91 mm、2.65 mm）雹/霰粒子開始出現(xiàn)；16 min，12 和13 檔（3.68 mm、5.11 mm）雹/霰粒子開始出現(xiàn)。比較圖7 和圖8，雖然雹/霰胚生成率在7 min 已發(fā)生，但雹/霰粒子數(shù)濃度在13 min 才發(fā)生，說明如果雹/霰胚生成率太?。ㄐ∮?0-5g kg-1s-1量級(jí)）并不能有效形成雹/霰胚粒子。雹/霰胚粒子出現(xiàn)后，其數(shù)濃度快速躍升，如第6 檔（0.52 mm）雹/霰胚粒子數(shù)濃度由13 min 的0.93 m-3躍升至15 min 的111.03 m-3，18 min 達(dá)500.03 m-3，是分檔增長最快的。22 min第5 檔（0.37 mm）雹/霰胚粒子達(dá)535.06 m-3，是分檔的最大數(shù)濃度。1～13 檔的數(shù)濃度增長基本呈正態(tài)分布（圖略），中間檔次增長快些，兩端增長慢些。對(duì)雹/霰數(shù)濃度累計(jì)（模式所有點(diǎn)上的雹/霰數(shù)濃度累加），其累計(jì)增長也是基本呈正態(tài)分布，最大為第7 檔（0.72 mm）。

圖9 是1～13 檔雹/霰最大數(shù)濃度的高度分布時(shí)序圖，其中圖9a 為1、2 檔雹/霰最大數(shù)濃度的分布變化圖，圖9b 至圖9l 分別為3～13 檔的雹/霰最大數(shù)濃度的分布變化圖。從圖9 可以看出，雹/霰粒子在-40°C 層附近生產(chǎn)，數(shù)濃度最大值與分布范圍都呈現(xiàn)出逐檔增大又減小的變化，但各檔雹/霰粒子在高度上的分布變化不盡相同。1～4 檔（粒子直徑0.10～0.27 mm），即圖9a 至圖9c 中的雹/霰粒子主要呈現(xiàn)出向上層發(fā)展，高度增至16 km，-80°C 層附近，下向僅延伸至8 km，-20°C 層附近，強(qiáng)中心基本處于-40°C 層上下。5、6 檔（0.37 mm、0.52 mm），即圖9d 和e 中的雹/霰數(shù)濃度最大，向上向下發(fā)展也強(qiáng)，向上達(dá)-80°C 層附近，向下達(dá)0°C 層附近。從第7 檔（0.72 mm），即圖9f 開始，雹/霰數(shù)濃度的最大值逐漸減小，雹/霰粒子分布強(qiáng)中心也明顯向下層延伸，而且向上發(fā)展的高度也開始下降，至第13 檔（5.11 mm），即圖9l 雹/霰粒子分布總體已處于-40°C 層以下。從各檔雹/霰粒子在高度上的發(fā)展變化看，較小雹/霰粒子易向上層發(fā)展，較大雹/霰粒子易向下層發(fā)展，這可能與過冷水分布區(qū)內(nèi)上層較小的雨水粒子多，而下層較大的雨水粒子多，以及不同大小雹/霰粒子的下落未速度差異有關(guān)。綜合各檔雹/霰粒子的高度-時(shí)間變化來看，-40°C 層以上有利于較小雹/霰粒子的生產(chǎn)，但較小的雹/霰粒子難于下落到0°C 層以下；適宜的雹/霰粒子大小（直徑）較有利于雹/霰粒子的生產(chǎn)，本模擬過程中，大于0.3 mm 與小于3 mm 的雹/霰粒子易于生產(chǎn)（數(shù)濃度在200 m-3以上）。圖8、圖9 中13 min 開始出現(xiàn)雹/霰粒子，并在16 min 就有第13 檔雹粒子（5.11 mm）出現(xiàn)，鑒于此次過程的雹/霰胚主要來源于凍雨滴，可能的情況是有較大雨滴被直接凍結(jié)成雹/霰胚。在模擬過程中，在4 min 就開始出現(xiàn)雨水，隨著上升氣流的加強(qiáng)，雨水區(qū)頂高也不斷升高。由于大雨滴易于破碎，自然界很少能觀測(cè)到大于6 mm 的大雨滴，實(shí)驗(yàn)室中得到雨滴自發(fā)破碎的臨界半徑是4.3 mm，而自然界中雨滴在半徑3～3.5 mm 時(shí)就會(huì)自發(fā)破碎，雨滴的自發(fā)破碎阻止了大于直徑6 mm 的大雨滴凍結(jié)成雹/霰胚情況的出現(xiàn)，上升氣流超過3 或4 m s-1，可產(chǎn)生直徑為5 mm 的雨滴（梅森, 1979），5 mm大小的雨滴隨著上升氣流的增強(qiáng)和升高被輸送到-30°C 層附近的高度上，就可能被凍結(jié)成大雹/霰胚。綜合分析雹/霰胚粒子開始出現(xiàn)的時(shí)間和冰雹（第13 檔雹粒子）的出現(xiàn)時(shí)間，我們認(rèn)為大雨滴凍結(jié)是此過程冰雹生產(chǎn)快的主要因素。

圖9 模式模擬（a）1、2 檔和（b-l）3～13 檔雹/霰數(shù)濃度（填色，單位：m-3）高度—時(shí)間分布Fig. 9 Height-time distribution of the simulated number concentration (shaded, units: m-3) of hail/graupel embryos in (a) 1 and 2 bins, (b) 3-13 bins

5.3 雹胚增長機(jī)理

雹/霰胚碰并過冷云水、過冷雨水是冰雹的主要增長方式。本模式系統(tǒng)冰雹的增長考慮了：（1）雹/霰碰并過冷云水增長（CLcg）、（2）雹/霰碰并過冷雨水增長（CLrg）、（3）雹/霰碰并雪團(tuán)增長（CLsg）、（4）雹/霰碰并云冰增長（CLig）、（5）雹/霰的凝華/升華（VDgv）等過程，也考慮了雹/霰融化過程向雨水的轉(zhuǎn)化（MLgr）。對(duì)12～32 min 的CLcg、CLrg、CLsg 和CLig 的比含量進(jìn)行累計(jì)（模擬區(qū)所有格點(diǎn)逐時(shí)間累加）為總碰并量，其中CLcg 占99.9%以上，說明該次冰雹過程的冰雹增長主要是通過CLcg 過程實(shí)現(xiàn)冰雹的增長。雖然CLrg 和CLig 過程對(duì)冰雹的增長也有貢獻(xiàn)（其總碰并量小于0.1%），但遠(yuǎn)小于CLcg 的貢獻(xiàn)，而CLsg過程的貢獻(xiàn)非常小，可忽略。

為進(jìn)一步分析不同大小雹/霰粒子的CLcg 碰并過冷云水的差異，對(duì)CLcg 按雹/霰粒子分檔進(jìn)行最大值統(tǒng)計(jì)，圖10 是10～35 min 的3～13 檔的最大CLcg 的變化時(shí)序圖。1、2 檔（0.10 mm、0.14 mm）CLcg 為零，說明該兩檔雹/霰粒子的CLcg 未發(fā)生，CLcg 僅在3～13 檔發(fā)生?？傮w上，CLcg 隨雹/霰粒子直徑的增大而增大，每檔的CLcg 變化都伴隨有躍升，隨后減弱。從CLcg 最大增長量來看，第3 檔（0.19 mm）CLcg 小于10-5g kg-1s-1，第4 檔（0.27 mm）CLcg 小 于10-4g kg-1s-1，5、6 檔（0.37 mm、0.51 mm）CLcg 小于10-3g kg-1s-1，7～11 檔（0.72～2.65 mm）和13 檔（5.11 mm）CLcg 小于10-2g kg-1s-1，而12 檔（3.68 mm）CLcg可達(dá)10-2g kg-1s-1為最大，第3 檔（0.19 mm）CLcg 增長量較之第12 檔（3.68 mm），相差103量級(jí)。從各檔CLcg 變化看，小于0.3 mm 的雹/霰粒子，CLcg 增長量在10-4g kg-1s-1以下，而大于1.5 mm 的雹/霰粒子CLcg 的增長變化相近，CLcg增大并沒有隨著雹/霰粒子直徑的增大而一直增大。為進(jìn)一步分析比較雹/霰粒子對(duì)云水、雨水的分檔碰并特征，對(duì)CLrg 的分檔碰并進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn)，12～32 min，CLrg 在1～13 檔都有發(fā)生，而CLcg僅在3～13 檔間發(fā)生，且CLrg 的分檔碰并是隨雹/霰粒子直徑的增大而明顯增大的，這也是與CLcg不同的。因此，CLcg 和CLrg 不僅在碰并總量差異大，而且兩者在碰并機(jī)理也是有差異的，但兩者差異大的主要還是表現(xiàn)在CLrg 碰并效率遠(yuǎn)比CLcg 的低。CLrg 碰并效率很低，是否是造成模擬中冰雹較實(shí)況小的因素，有待進(jìn)一步研究。

圖10 模擬時(shí)間10～35 min 的3～13 檔雹/霰粒子碰并過冷云水增長率(CLcg)最大值的時(shí)間變化Fig. 10 Time evolution of maximum growth rate through collection of supercooled water by gaupel/hail (CLcg) in 3-13 bins for the simulation time 10-35 min

為分析Sulakvelidze et al.（1967）定義的累積帶的分布與變化特征，圖11 給出了模擬過程沿雹云中心（X=18 km，Y=18 km）的12～17 min 上升氣流速度與雨水混合比隨時(shí)間的高度變化。從12～17 min，隨著雹云的發(fā)展，0°C 層高度略有下降，-25°C 層高度出現(xiàn)起伏，-25°C 層高度12～14 min 上升，而后下降。雹云中心（X=18 km，Y=18 km）的氣流最大上升速度從12 min 的22.3 m s-1增大到17 min 的27.9 m s-1，同時(shí)，氣流最大上升速度的所在高度由12 min 的6.9 km 升高到17 min的10.5 km，雨水混合比（qr）的最大值由12 min的10.8 g kg-1增大到17 min 的19.9 g kg-1。圖11中以陰影方式表示12～17 min 過冷水和累積帶的高度分布與數(shù)量大小，灰色陰影區(qū)代表過冷水區(qū)，淺藍(lán)色陰影區(qū)代表累積帶區(qū)。從圖11 中可以看出，隨著0°C 層的下降、qr 的增大與抬升，冷過水區(qū)隨之增大。圖11a 和b 中，由于-25°C 層高度基本處于qr 的頂高，因此累積帶區(qū)沒有出現(xiàn)。圖11c）至圖11e)，隨著qr 的增大與抬升，以及-25°C 層高度的下降，累積帶開始出現(xiàn)并加厚。圖11f 即17 min，由于上升氣流強(qiáng)中心的快速上升，上升氣流衰減線明顯抬升并超過-25°C 層高度，基本達(dá)到qr 頂部，累積帶以上升氣流衰減線來界定，累積帶基本減弱消失。雖然從13～17 min 都有累積帶陰影區(qū)，但13 min 和17 min 的陰影區(qū)太小，因此，僅15～16 min 可視為有累積帶存在，即累積帶存在時(shí)間僅2 min。圖12 是模擬14～17 min 雹/霰數(shù)濃度（Ng）與雨水混合比（qr）分布垂直剖面圖（X=18 km）。從圖12 可以看出，14～17 min，雹云發(fā)展迅速，過冷水區(qū)隨著-40°C 層的抬升而升高，Ng 快速增大，由14 min 的138 m-3增大到17 min 的2099 m-3，Ng 中心區(qū)位于-40°C 層附近，并隨著-40°C 層上升而抬升。為考察累積帶對(duì)不同大小雹/霰粒子增長的作用，圖12 中給出了直徑大于2.0 mm，即11 檔（2.65 mm）以上的雹/霰粒子數(shù)濃度分布（圖中綠色等值線區(qū)）。從圖12a）可以出，14 min 大于2.0 mm 雹/霰粒子開始出現(xiàn)，但其數(shù)濃度僅為0.1 m-3，其生成區(qū)在Ng 中心大值區(qū)。15 min，大于2 mm 雹/霰數(shù)濃度值快速增大，達(dá)8 m-3，但其中心區(qū)明顯與Ng 中心區(qū)分離而偏向下方，在-25°C 層附近。16 min，大于2.0 mm 的Ng值增大至68.5 m-3，其中心區(qū)位于-25°C～-30°C高度層間。17 min，大于2.0 mm 雹/霰粒子的數(shù)濃度增大至148.8 m-3，其中心區(qū)仍位于-25°C～-30°C 高度層間。綜合圖11 和圖12，累積帶在15 min、16 min 存在，累積帶內(nèi)的過冷水區(qū)自下而上減弱，而較大雹/霰粒子處于累積帶下部，可以獲得較多的過冷水，有利于較大雹/霰粒子的增長。因此，累積帶的存在有利于較大雹/霰粒子的增長，由于累積帶存在時(shí)間較短，對(duì)雹/霰胚粒子增長雖有一定貢獻(xiàn)，但并不起決定性作用。

圖11 沿雹云中心（X=18 km，Y=18 km）的模式時(shí)間（a-f）12～17 min 上升氣流速度和雨水混合比廓線分布。黑實(shí)線為雨水含量，綠實(shí)線為上升氣流速度，灰色陰影區(qū)為過冷雨水區(qū)，淺藍(lán)色陰影區(qū)為累積帶區(qū)；黑虛線、藍(lán)虛線分別為0°C、-25°C 層所在高度位置，綠虛線為最大上升氣流速度所在的高度Fig. 11 Profiles of the updraft and rainwater mixing ratio at hail cloud center (X=18 km, Y=18 km) during stimulation time 12-17 min. The vertical axis is the height (units: km), the low horizontal axis is updraft (units: m s-1), and the upper horizontal axis is rainwater mixing ratio (units: g kg-1). The black solid line is the profile of the rainwater content, and the green dashed one is the profile of the updraft. The gray shaded area is the supercooled rainwater and the shallow blue shaded area is the accumulation zone. The horizontal black and blue dashed lines are the heights of 0°C and -25°C,respectively. The horizontal green dashed lines are the heights with the maximum updraft

圖12 模式模擬時(shí)間（a-d）14～17 min 雹/霰數(shù)濃度（Ng）與雨水混合比（qr）垂直剖面（X=18 km）分布。圖中水平黑色虛線為溫度等值線（單位：°C），彩色陰影區(qū)為Ng 分布（單位：m-3），藍(lán)色等值線為qr 混合比（單位：g kg-1），綠色等值線為直徑大于2.5 mm 的Ng（單位：m-3）Fig. 12 Simulated vertical profiles of hail/graupel number concentration (Ng) and rainwater mixing ratio (qr) during stimulation time (a-d) 14-17 min(X=18 km). Black dashed lines correspond to the temperature (units: °C). The color shaded area is the distribution of Ng (units: m-3), the blue solid lines represent the rainwater content qr (units: g kg-1), and the green solid lines represent the Ng (units: m-3) with a diameter greater than 2.5 mm

6 結(jié)論與討論

通過三維冰雹分檔模式對(duì)云南2016 年7 月11日一次冰雹過程的微物理形成機(jī)理進(jìn)行了模擬研究，得到如下結(jié)論：

（1）模擬結(jié)果表明，此次降雹過程的雹/霰胚主要來源于凍滴，雹/霰胚主要通過過冷雨水的概率凍結(jié)而形成，過冷雨水的高度分布不利于冰晶碰凍雨滴型雹/霰胚的產(chǎn)生。雹/霰胚粒子的產(chǎn)生，多數(shù)集中在0.3 mm 至3.0 mm 大小間。大雨滴的凍結(jié)是冰雹胚胎（5 mm）形成的主要來源。整個(gè)雹胚產(chǎn)生過程中，GNUrg 和FRrg 生成總量分別為95%和5%，因此，此冰雹過程的雹胚主要由過冷雨水凍結(jié)核化過程的生成。這一結(jié)果與國外和我國其他地區(qū)的結(jié)果比較，在雹胚來源和凍滴胚胎所占比例方面有明顯的差異，過冷雨滴的概率凍結(jié)成為冰雹胚胎的比例很高，這應(yīng)該與該地區(qū)充足的水汽來源有關(guān)。

（2）雹胚的增長主要通過碰并云水過程實(shí)現(xiàn)，雹胚的增長躍升快，直徑小于0.3 mm 的雹/霰粒子難以增長；較小雹/霰粒子易于向上層發(fā)展，而較大雹/霰粒子易于向下層發(fā)展。

（3）過冷水累積帶有利于較大雹粒子的增長，但因強(qiáng)上升氣流中心區(qū)的快速提升，導(dǎo)致過冷水累積帶存在時(shí)間較短，過冷水累積帶對(duì)雹/霰胚的增長有一定貢獻(xiàn)，但并不是決定性因素。

從本個(gè)例冰雹的模擬結(jié)果看，過冷雨滴的凍結(jié)是冰雹胚胎的主要來源，在人工防雹作業(yè)中應(yīng)盡可能早地消耗過冷雨滴的量，由于冰雹云早期的上升氣流不強(qiáng)，通過作業(yè)使過冷雨水冰晶化，快速下落融化，達(dá)到消減冰雹的目的。因此，冰雹云的預(yù)報(bào)和冰雹產(chǎn)生區(qū)的早期識(shí)別對(duì)人工防雹非常重要。