强对流（冰雹）云中水凝物的积累和云水的消耗

《强对流（冰雹）云中水凝物的积累和云水的消耗》由会员分享，可在线阅读，更多相关《强对流（冰雹）云中水凝物的积累和云水的消耗（10页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。

1、强对流(冰雹)云中水凝物的 积累和云水的消耗?许焕斌(北京应用气象研究所, 北京, 100029)段 ? 英( 河北省人工影响天气办公室, 石家庄, 050021)摘? 要? ? 在冰雹云中过冷水的累积对冰雹增长起重要作用。文中回顾了水凝物累积和过冷水消耗机制中的不确定性,利用三维 Euler 强对流云模式和三维 Lagrange 粒子群运行增长模式, 重新研究了对流云中水凝物粒子的累积机制和过冷水的消耗图像, 得出以下结果: (1)强对流( 冰雹) 云具有翻滚式对流流场, 流场的性质决定云中存在着一个动力吸引区, 它处于主上升气流区旁侧水平气流近于零的区域, 粒子在增长运行中向这里集中, 造

2、成水凝物的累积; (2)这种粒子的集中和水凝物的累积, 是流场动力特征和粒子增长行为相互作用的表现; ( 3) 粒子的集中和水凝物的累积是动态循环式的, 而不是静态平衡式的, 粒子可以进入吸引区, 也可以吹离吸引区, 在进入和吹离的循环中动态地形成了集中和累积, 累积可以发生在主上升气流上方, 也可以延伸到其下方; (4) 粒子的集中和水凝物的累积是受流场和粒子运动的动力过程控制的, 而累积粒子是液相雨滴, 或是固相霰粒、 雪团和冰雹是受降水发展过程属液相或固相占优势来决定的; ( 5) 云水场中云水量, 只在大粒子的集中区才被显著消耗; 而在区外的云水量消耗不显著; (6) 对于云水含量高达

3、 6 g/kg 的云水场, 播撒粒子浓度达到 100 个/m3时, 在考虑消耗时, 已不能增长成直径大于 1 cm 的冰雹。关键词: 水凝物积累, 过冷水消耗, 冰雹形成机制。1? 引? 言? ? 在冰雹形成过程中, 雹胚或冰雹与过冷云水或过冷雨水的并冻是冰雹长大的主要方式, 因此, 形成灾害性冰雹的一个条件就是强对流云中存在大量的过冷水。 观测表明: 在强对流云中, 上升气流的垂直分布在中层有一个极大值, 该层其下和其上上升气流分别随高度的降低和升高而减小。这种垂直速度分布 与云中水凝物粒子群因增长而变化着的尺度和落速相互作用, 就会引起粒子群的积累。观测和理论分析都证明了积累现象的存在 1

4、 3。但把这种积累认定为过冷雨滴的积累, 以及它在冰雹形成机制与 防雹中的作用则引起了质疑 4 6。主要疑点是:( 1) 强对流( 冰雹) 云中的强回波区是大的水凝结粒子积累的佐证, 但一些观测发现强回波区中的大粒子主要是固态的, 而不是以过冷雨滴为主。( 2) 在积 累区中的冰雹增长方式, 不能解释冰雹的分层结构。( 3) 观测表明, 从强对流云出现第一次回波到降雹只有十几分钟, 大雹的形成是很快的, 这要求有高的含水量; 分层增长又要求雹块以循环方式去经历不同 的增长环境, 其中一个环境是具有积累能力的高过冷水( 云水或雨水) 的湿增长区, 另一个环境是干增长区。那么, 在冰雹云中这二种区

5、域是怎样形成的 呢? 雹块又是如何在两个区域中循环穿行并快速增长的呢?冰雹云具有自身的特征回波结构, 冰雹也有自身的特征分层结构, 这些宏、 微观结构的出现应当是 雹云的温、 湿、 水凝物场、 流场和水凝物粒子群运行增长行为之间相互作用的综合反映。粒子在运行增第 60卷第 5期 2002 年 10月? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ?气? 象? 学? 报 ACTA METEOROLOGICA SINICA? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ?Vol. 60, No. 5 October 2002?初稿时间: 2000 年 11 月 15 日; 修改稿时间: 2001 年 8 月

6、16 日。资助课题: 河北省? 九五?重大科技攻关项目( 96?95 ?12?13) 。长过程中向某处集中就是积累, 而冰雹群去并冻某地的过冷水就是消耗。而粒子群在某时的态势, 换算成反射率, 就是云的回波结构。冰雹生长过程中经历不同的生长环境, 交替干、 湿增长就是分层结 构。为此, 本文拟用三维非静力全弹性模式( GF) 7来给出强对流( 冰雹) 云的温、 湿、 云水量场和流场,再通过三维粒子增长运行模式( H3TRAJ) 8, 9来描 述粒子群在云的背景场中的运行增长行为。由于粒子的增长是受温、 湿、 含水量和粒子大小、 相态、 落速控制的, 而运行是由流场( u, v, w ) 和粒子

7、落速控制的, 增长条件因粒子在流场驱动下位置的变化而 改变, 而粒子的增长引起的尺度和落速的变化又影响粒子的运行, 所以粒子的运行增长行为是宏观场与粒子群相互作用的基本行为表现。本文希望从考 察这种基本行为出发来探讨强对流( 冰雹) 云中过冷水的积累和消耗, 说明雹块分层结构, 以及强对流( 冰雹) 云回波特征结构的数值模拟再现。2? 三维强对流云流场和云水场的模拟模式 GF 和 H3TRAJ 的计算区域是 40 ? 40 ?12. 5 km3。水平方向 40 个格点, 格距 1. 0 km, 垂直方向 25 个格点, 格距 0. 5 km。x 方向, 格点数为 I= 1, 2?40, y 方

8、向, 格点数 J= 1, 2 ?40; z 方向, K= 1, 2?25。大时间步长为 10. 0 s, 积分时间 1 h。初始条件是: 对 XGL 算例 温度: TK= TK - 1- ? ?z, T1= 285 K, ?为垂直温度递减率 ? / 100 m, ?z 为垂直格距, 单位是100 m。当 K = 2 8, ?= 0. 8; K = 9 20, ?= 0. 7; K = 21 25, ? = 0. 01。露点: TdK=TK- 5. 0+ 0. 5? K ? K 20 风: 单位为 cm/ s? 当 K ? 9 时uK= - 800. 0+ ( K - 1) ? 100. 0vK

9、= ( K - 1) ? 50. 0? 当 K 9 时uK= uK - 1+ 150. 0vK= vK - 1- 150. 0 这种层结和风的初始条件虽是理想结构, 但它是发 生旋转性强对流的典型环境条件。对 ZJK 算例 (实例: 张家口, 1997 年 5 月 28 日08 时, 见表 1)。 ? 用GF 模式模拟到25分钟时的流场给在图1表 1? ZJK 算例的探空数据高度( m)气压( hPa)温度 T ( ? )露点 Td( ? )风向( deg)风速( m/ s) 726. 0929. 0? ? ?12. 1? ? ?6. 1270. 01.0 756. 0920. 010. 44

10、. 4270. 03.0 1453. 0850. 05. 0- 1. 0320. 07.0 2999. 0700. 0- 7. 5- 12. 4335. 015. 0 5530. 0500. 0- 25. 3- 32. 3265. 08.0 7110. 0400. 0- 37. 7- 45. 7300. 011. 0 9050. 0300. 0- 43. 1- 51. 1285. 015. 0 10270. 0250. 0- 45. 9- 53. 9275. 018. 0 11750. 0200. 0- 47. 7- 56. 7265. 029. 0 13640. 0150. 0- 51. 1

11、- 60. 1235. 024. 0 16250. 0100. 0- 53. 3- 62. 3250. 014. 0? ? ? 回波移向 130. 0; 回波移速 30. 0 km/ h中。从图 1 可以看出, 流场在 K = 5 时具有强辐合; 在 K = 9 时具有强旋转, 南部逆时针转, 北部顺时针转, 在 J= 22 处附近具有强主入流; 而在 K = 13 时流场则具有强辐散。这是典型的强冰雹云流场结 构10( 参见文献 10 图 10) 。? ? 文献 9 曾指出, 对流云的流场是垂直滚翻式 的, 在主上升气流中心主入流区上方的相对水平速度为零( u= v ?0) 的邻域( 简称零

12、域) 对粒子运行增 长行为有重要的动力意义, 即粒子在增长运行中向这里集中, 并从这里进入主上升气流中去进一步增长, 因而需要着重展示出这个区域的位置。图 2a 给出了 u= 0曲面上的 v 的分布, 在 v ?0 的地方就是 水平速度近于零的区域。从图上看, 在 I = 13 15,J= 20 23 和 K = 10 15 之间, 是零域所在地。图2b 则给出了 J= 22 处的流场, 上升气流值和 u= 0 的垂直剖面图。图 2c 显示了在 J= 22 处云水场的垂直剖面。由于这个垂直剖面穿过主入流区和主上 升气流区的零域所在处, 其动力特征表现最鲜明 9, 是显示特征回波、 累积、 耗散

13、最主要的地方, 所以在本文的下几节, 主要展示的是这个剖面。另外在文献 9 也曾指出, 在流场时变的动态摸拟中,也清楚地展现出流场定常时的静态摸拟中得到的规576? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? 气? 象? ? 学? ? 报? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? 60 卷?图 2? XGL 算例模拟到 25 分时流场中 u= 0的曲面 v 分布和J= 22 处垂直剖面、 云水场剖面( a. u= 0 曲面; b. u= 0 曲面上的 v 分布( 细实线) , v= 0 用最粗的线表示, 中等粗实线是 u= 0 面高度;c

14、. J= 22 处垂直剖面, 带箭头的线是流线, 粗实线表示 u= 0, 细闭合线为上升速度; d. J = 22 处云水场垂直剖面)577? 5 期? ? ? ? ? ? ?许焕斌等: 强对流(冰雹) 云中水凝物的积累和云水的消耗? ? ? ? ? ? ?律, 为清晰起见, 作为初步研究, 本文只给出了静态摸拟的结果。3? 对流云中粒子群累积的数值模拟以三维云模式( GF) 模拟到 25 分钟的流场、 温、湿和云水含量场作背景场, 在模拟区域内 I= J= 11 30, K = 6 20 的中心地区中的 6000 个点上, 每 个点播撒一个粒子, 用三维粒子增长运行模式(H3TRAJ) 来模

15、拟它们的增长运行, 看它们是否在增长运行中向某地集中, 也就是说发生累积 。为了解它们的行踪对每个粒子给了一个固定编号( 1 6000) 。初始播撒粒子的直径为 0. 05 cm( 500 ? m) ,密度取 0. 9 g/ cm3, 每个格点播撒一个, 换算成比含水量是 5. 89 ? 10- 5g/ kg, 浓度为 1 个/ m3。 图 3给出了H3TRAJ 模式运行到 8. 3, 16. 7 和25. 0 分钟时粒子集中( 累积) 区( 粒子比含量大于0. 05 g/ kg) 与上升气流区、 零线( u= 0) 的分布图。? ? 由图 3 可以清楚地看出, 粒子群是先在水平速 度近于零的

16、区域和主上升气流边侧集中, 随着粒子的增长, 逐步向主上升气流中心靠近, 并进入主上升气流区而且累积区并不仅仅处于最大上升气流上 方, 而是可以延伸到其下方。由于累积造成的粒子比含量增长是迅速的, 8. 3 分钟时最大值为 0. 1 g/kg, 16. 7 分钟时增大到 2. 5 g/ kg, 25. 0 分钟时已达到 36. 2 g/ kg。但是, 如果粒子不增长, 它们在运行 中难以集中, 也进入不了主上升气流区, 2168 号粒子在这种情况下运行轨迹在 xz 垂直剖面和在 xy水平剖面上的投影( 图 4) , 清楚地说明了这一点, 粒子对空气运动跟随性越强越不易积累, 正如空气团难以累积的道理一样。空气在运动中因流场的辐合应会发生质量累积, 但累积后的质量密度变化会引起气压梯度力的反馈, 使辐合转成辐散, 阻止累积的进一步发展, 这种动力作用在小尺度是十分快的, 所 以对云滴粒子来说, 由于他们紧跟着空气运动, 不会造成明显的累积, 这时云水的含量主要受凝结或凝华过程控制。