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1、 资助课题国家科技部西部开发科技行动 重大攻关项目(2001BA901A41) 1一次降水过程空中降水粒子特征分析 何军1 樊鹏1 陈保国1 郭强1 陈万奎2严采蘩21 陕西省人工影响天气中心 西安 7 1 0 0 1 5 2 中国气象科学研究院 北京 摘 要 本文分析了一次层状降水云系不同时段不同部位 O - 2 层中降水粒子部分特征得出了不同降水时段降水粒子平均数浓度N冰水含量Q雨强I之间存在较大差异特别是在 0 - 2 层云下有暖云层时经 0 - 2 层下降的冰相粒子融化后可在暖云层中继续碰并增长在暖层中形成I= 1 . 4 3 m m / h降水它和地面雨强大致相等没有暖云层时下落融化
2、的粒子不再碰并增长还可能蒸发只有少数较大粒子可降落到地面因其浓度小地面雨强不足 1 m m / h 关键词降水粒子特征分析 1 引 言 陕北秋季降水层状云属混合云系 能产生较大降水不仅要有一定厚度的冷层云 以使冷 云降水机制得以激发维持使之形成尺度在 0 . 0 2 c m 以上浓度在 1 021 04/ m3的冰相降水元如雪花还要有一定厚度的暖云层供下落融化的冰相粒子继续碰并云滴增长成雨滴 国内这方面的观测研究工作不多本文提供的实例不仅对深入了解自然降水过程有所裨益 同时对于适宜催化云层条件的识别催化部位催化时机的选择都有较大参考价值 2 天气形势和飞行观测航迹 2 0 0 2 年 9 月
3、1 3 日 0 8 时 5 0 0 h P a 高空图上 图 1副高有一次明显的西伸东退过程造 成了北侧冷空气随西北气流中的短波槽东移南压 并迅速下滑进入河套区上空 与南侧偏南 暖湿气流交汇在河套上空形成大面积稳定降水云系7 0 0 h P a河套底部维持偏南气流0 8 时延安上空有一切变与 5 0 0 h P a 低槽配合 8 5 0 h P a 5 0 0 h P a为深厚暖湿层 地面图上 图 2 冷高压南移迅速1 4 点云图图 3 已显示延安地区处于降水层状云系的后部主体云已南 压 2图 1 1 3 日 0 8 时 5 0 0 百帕形势 图 2 1 2 日 1 4 时地面形势 虚线为 2
4、 0 时 5 8 8 线位置与短波槽的配置 箭头所指为 1 3 日 1 4 时高压移动位置 图 3 2002 年 9 月 13 日卫星红外云图 图 a14 时图 b16 时 依据延安探空和雷达实时观测上午第一架次在延安上空 5 0 K M 范围内云系为有较厚 暖云层0 在 3 6 0 0 - 3 7 0 0 M 探测作业区处于主体云边缘第二架次 1 5 时 3 5 分在延安机场 起飞爬高地面实况小雨趋于停止3 6 0 0 M入云底1 6 0 1到宜川后转向洛川1 6 2 0 转向黄陵1 6 2 6转向白水1 6 3 7到达白水后返航延安图略飞行观测高度 3 7 0 0 M 左右其下暖层云已不存
5、在云系处于减弱消散阶段 3 降水粒子部分特征 3 . 1资料处理方法 机载 F S S P - 1 0 0测量尺度为 2 - 4 7 m 的云粒子浓度 nc( di) ( c m- 3) 2 D - P测量尺度2 0 0 - 6 4 0 0 m 粒子的浓度 np- ( D i) ( m- 3) 和粒子图象第一架次本场盘旋爬高获取云系后部2 D - P F S S P - 1 0 0 所测粒子垂直分布自机场高度起每 1 0 0 M 厚度平均直到 5 1 0 0 M 层相对机 场高度相应温度- 1 . 7第二架次航线爬高南风跟踪减弱消散云系在 0 - 2 层间云 底水平飞行探测高度约 3 7 0
6、0 m以 1 分钟飞行长度约 4 . 2 K m 计求取粒子平均浓度及相 应特征值 3 . 2主要观测分析结果 1 冰相粒子数浓度特征 根据 2 D - C 和 2 D - P 粒子优势图象判别和便于和第一架次比较 在 0 - 2 层冰相粒子以霰粒子计算冰水含量和雨强 QIg / m- 3IIm m / h0 层以上暖层以球形水滴计算雨水含水量 QW和雨强 IW计算方法见文献1若以 N1N2N3c m- 3分别表示粒子尺度 D 0 . 0 2 0 . 0 4 0 . 1 c m 的冰相粒子平均浓度不同降水时段粒子特征列于表 1 3表 1 0 - 2 冷层云中降水粒子特征 特征量 N 1N 2N
7、 IQ II NN1NN2( m3) ( m3) ( m3) ( g m3) ( m m h r1) 主体云系后部 1 9 8 0 1 7 2 0 4 1 6 1 6 . 2 1 050 . 2 9 0 . 3 6 4 0 . 0 0 8 云系减弱消散 2 5 8 8 3 1 0 6 9 9 6 6 5 . 3 1 050 . 2 4 0 . 4 1 3 0 . 0 0 2 减弱消散云系后部比值 0 . 7 6 5 0 . 6 7 3 2 . 4 3 9 1 . 1 7 1 . 2 1 0 . 8 8 4 . 0 从表 1 可得出如下结果和推论 ( a ) 降水云系不同阶段粒子平均浓度存在差异
8、云系后部 N 和 N1较低仅是减弱消散阶段 N N1的 0 . 7 7 和 0 . 6 7 倍但 N2却明显高于减弱消散阶段约是它的 2 . 4 倍NN2比值是减弱消散阶段的 4 倍 ( b ) N2和NN2值大提示我们在主体云系后部较云系减弱消散阶段有较好供粒子增长为 D 0 . 1 c m 的生长环境 从人工催化分析 显然在主体云系后部引入人工冰相胚元长成N2的机会较大加上背景 N和 N1较小人工冰相胚元经 N N1长成 N2的比例亦大最终导致人工增加的降水份额比例大而在云系减弱消散阶段N2和NN2低表明在这样的云环境中长成 0 . 1 c m 以上降水粒子的机会较小N 和 N1转化为 N
9、2的比例亦小即使有催化效果增水份额比例不大 2冰相粒子浓度水平分布不均匀 同在云系减弱消散阶段云系边缘和主体云系附近浓度差异明显1 5 5 2 1 6 0 0飞行航 迹位于云系边缘1 6 0 1 1 6 2 5 接近主体云系F S S P 1 0 0 2 D C 2 D P 测值的平均分布绘于图 4N N1N2均值列于表 2 图 4 F S S P - 1 0 0 2 D - P 2 D - C 测值的平均分布 4表 2 0 - 2 层云中冰相粒子不均匀 特征量 N n N1 n1 N2 n2 NN1NN2( m3) ( m3) ( m3) ( m3) ( m3) ( m3) 降水时段 2 3
10、 0 0 1 1 2 8 5 8 5 2 4 6 0 7 7 7 5 3 0 . 3 7 0 . 0 0 3 1 5 5 2 1 6 0 0 1 6 0 1 1 6 2 5 2 6 8 4 1 2 2 7 1 1 1 6 0 5 1 0 0 6 6 5 6 1 0 . 4 3 0 . 0 0 2 25:1601:1600:1652:15 比值 0 . 8 6 0 . 5 6 0 . 7 3 0 . 6 0 1 . 1 8 0 . 8 7 0 . 8 6 1 . 5 注表中是浓度均方差 从表 2看出同处云系减弱消散阶段不同位置的 N N1N2是不同的和不同时段表 1 的值相比差异明显变小特别是
11、N2和NN2而同一云系减弱消散阶段十分接近各为 0 . 3 7 0 . 4 3 和 0 . 0 0 3 0 . 0 0 2 而不同时段的NN2各为 0 . 0 0 8 和 0 . 0 0 2 因此从催化角度来讲云系已处于减弱消散虽亦能找出一些部位有较大 F S S P1 0 0 2 D C 2 D P 数浓度区但要形成 D 0 . 1 c m的粒子并无显著差异催化增雨效果远不如主体云系边 缘或主体云区 3 暖云层对降水的影响 暖云层是冷层云中下落的冰相粒子融化成水滴后 继续碰并增长的重要生长环境 对霰 粒子融化成水滴的直径转换关系可由其质量与尺度关系求出 1 霰粒质量gm= 6 . 6 6 9
12、 1 02883. 2 gD 水滴质量wm= 5 . 2 3 6 1 01000.3 wD 式中 m 单位( g ) 直径 D 单位( c m ) , 由gm=wm求得: wD= 5 . 0 3 1 1 01961. 0 gD 不同gD对应wD值列于表 3 表 3 霰粒融化成水滴直径gD与wD对应关系 gD 0 . 0 2 0 . 0 4 0 . 0 6 0 . 0 8 0 . 1 0 0 . 1 2 0 . 1 4 0 . 1 6 0 . 1 8 0 . 2 0 0 . 2 2 0 . 2 4 ( c m ) wD 0 . 0 1 2 0 . 0 2 3 0 . 0 3 4 0 . 0 4
13、4 0 . 0 5 5 0 . 0 6 6 0 . 0 7 6 0 . 0 8 6 0 . 0 9 7 0 . 1 1 0 0 . 1 1 7 0 . 1 2 8 ( c m ) 5表 3 对应关系表明从 0 - 2 层中下落的霰粒子只要直径 D 0 . 0 4 c m 即 2 D P 测量的第二道粒子到暖层中融化后可形成直径 0 . 0 2 3 c m 的水滴它完全可被 2 D P 探 测到 但D 0 . 0 2 c m 的霰粒子下落融化后仅为直径0 . 0 1 2 c m 粒子 它将不被2 D P 探测 2 D P 探测下限为 0 . 0 1 4 c m 第一架次探测到冷层云下有暖云层存在
14、不仅gD0 . 0 4 c m 的霰粒子下落被探测到还因有暖层云供其碰并增长形成更大水滴第一道霰粒子D = 0 . 0 2 c m 下落融化后亦将可能在暖层云中继续增长被 2 D P 探测到因而 N 特别是 N1在 0 - 2 层和暖云层暖层中应相当接近 事实是第一架次 冷层云中 N1= 7 0 2 4 m- 3 II= 0 . 2 9 m m / h暖层云中 N1= 5 9 9 4 m- 3wI= 1 . 6 4 m m / h 暖层中 N1= 5 4 9 8 m- 3,wI= 1 . 4 3 m m / h 即暖云层存在使从冷层下落的霰粒可增长维持加之下落速度增加使雨强增加明显更加之暖云层存在使粒子在暖层中蒸发的距 离缩短有利于降水粒子及地形成降水暖层中平均 1 . 4 3 m m / h 降水和延安地面实况比较吻 合 第二架次虽然 0 - 2 度冷层云中N和 N1有增加但 N2明显减小雨强略小为 0 . 2 4 m m / h 因无暖层云由冷层中下落的霰粒融化后不仅不能在暖云层中继续增长还因 蒸发距离加长加速蒸发难于在地面形成降水仅有那些较大尺度的粒子 如 D g 0 . 1 c m 才有可能及地但它们浓度低只能维持零星降水这是降水结束时常出现的降水现象实 况显示从延安到宜川一线雨基本趋于停止雨强小于 1 m m / h 第二架次从延安直飞航线爬高
