WRF-WSM3微物理方案在青藏高原地區(qū)暴雪模擬中的改進(jìn)及試驗(yàn)

王坤 張飛民 孫超 王澄海

蘭州大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院/甘肅省干旱氣候變化與減災(zāi)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州730000

1 引言

WRF是世界上大氣、海洋和環(huán)境等領(lǐng)域廣為應(yīng)用的數(shù)值天氣模式。WRF模式模擬產(chǎn)生的降水主要來自于兩部分，一部分來自格點(diǎn)尺度降水（由微物理參數(shù)化方案產(chǎn)生），另一部分來自積云降水（由積云參數(shù)化方案產(chǎn)生）。微物理參數(shù)化方案在很大程度上影響著大尺度降水的模擬結(jié)果，尤其在固態(tài)降水的模擬方面，由于降水粒子的統(tǒng)計(jì)特征隨著地區(qū)的差異相差較大，因此，選擇不同的微物理參數(shù)化方案會(huì)影響降水的模擬。

Shi et al.（2010）用 WRF-Goddard 微物理方案（Goddard microphysics scheme）耦合衛(wèi)星數(shù)據(jù)模擬部分（WRF-SDSU），模擬了加拿大東部2007年1月 20～22日的兩場(chǎng)降雪，模擬結(jié)果和雷達(dá)及衛(wèi)星資料進(jìn)行比較的結(jié)果顯示，模式準(zhǔn)確的模擬出了降雪事件的發(fā)生和終止時(shí)間，但沒有預(yù)報(bào)出在觀測(cè)點(diǎn)（Care）的強(qiáng)降雪，認(rèn)為采用 Goddard 方案（One moment bulk microphysics scheme）能夠抓住云的宏觀結(jié)構(gòu)，但在微觀結(jié)構(gòu)上則不足。采用更為完善的微物理參數(shù)化方案是提高模式模擬暴雪過程能力的一個(gè)可能途徑。

微物理過程對(duì)微物理參數(shù)方案敏感。Lin et al.（2009）采用MM5模式中Reisner2 顯式微物理參數(shù)化方案，試驗(yàn)不同雪傾斜截距參數(shù)對(duì)東北地區(qū)強(qiáng)降雪模擬的敏感性結(jié)果表明，不同的雪傾斜截距參數(shù)并不能顯著地影響累積降雪量，但是一些微物理特征會(huì)受到影響，Thompson et al.（2004）在關(guān)于微物理參數(shù)敏感性分析中指出，關(guān)于毛毛雨過程的模擬，用單參數(shù)方案和指數(shù)尺寸分布譜需要雨的截?cái)鄥?shù)增長，從而減小雨的終極速度來實(shí)現(xiàn)毛毛雨的更多特征。

孟金平（2006）在對(duì)一次華北暴雪個(gè)例的MM5模擬試驗(yàn)中，比較分析了兩個(gè)不同的云微物理參數(shù)Reisner2方案和Goddard（GSFC）方案對(duì)暴雪模擬結(jié)果的影響，結(jié)果顯示兩個(gè)方案模擬的降雪量相差不大，但具體的微物理過程存在著差別。 對(duì)1995年1月17～18日（簡稱“95.1”）高原暴雪進(jìn)行天氣學(xué)分析的基礎(chǔ)上，利用非靜力中尺度數(shù)值模式MM5暴雪過程進(jìn)行了數(shù)值模擬，模擬了復(fù)雜大地形條件下“95.1”高原暴雪中尺度低渦的發(fā)生、發(fā)展及結(jié)構(gòu)演變，但模擬的降雪量較實(shí)況偏小，認(rèn)為可能是由于使用 Dudhia顯式降水方案的云微物理過程參數(shù)化相對(duì)簡單引起（隆霄和程麟生，2001）。

近年來，隨著觀測(cè)手段的改進(jìn)和資料的不斷豐富，微物理參數(shù)化方案的發(fā)展較快。但是，模式對(duì)于降水的模擬仍然存在著較大的問題。由于微物理方案中計(jì)算降水的主要環(huán)節(jié)是冰核濃度的確定，冰核濃度一般是溫度的函數(shù)，而云內(nèi)溫度又和對(duì)流及環(huán)境卷入有關(guān)。青藏高原是一個(gè)特殊的地理單體，也是檢驗(yàn)數(shù)值模式性能的良好場(chǎng)所（王澄海和余蓮，2011）。本文試圖通過青藏高原這一特殊地區(qū)的暴雪過程的模擬，在幾個(gè)主要微物理方案比較的基礎(chǔ)上，研究降水對(duì)冰核濃度、冰核濃度對(duì)溫度的敏感性。本文首先利用WRF模式（V3.2.1）對(duì)2008年10月26～28日的青藏高原一次暴雪過程進(jìn)行模擬分析，然后對(duì) WSM3方案中冰核濃度的計(jì)算方案進(jìn)行分析和修正，診斷冰核濃度對(duì)溫度變化的敏感性，為探索微物理參數(shù)化方案中冰核濃度的合理優(yōu)化，提高模式對(duì)復(fù)雜地形下暴雪過程的模擬能力提供科學(xué)依據(jù)。

2 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

為了檢驗(yàn)?zāi)Ｊ礁魑⑽锢韰?shù)化方案在高原地區(qū)的性能，選擇對(duì)流性貢獻(xiàn)相對(duì)較少的10～3月份的降水過程進(jìn)行研究。本文首先對(duì) 2008年 10月26～28日發(fā)生在青藏高原東部地區(qū)（包括林芝、那曲、山南、日喀則、昌都、德欽等地）的一次大范圍暴雪天氣過程進(jìn)行模擬試驗(yàn)，這次強(qiáng)降雪過程范圍大，強(qiáng)度強(qiáng)，時(shí)間較早，是歷史上罕見的大暴雪過程之一（周倩等，2011），該次暴雪中心位于西藏的錯(cuò)那、波密和貢山3站附近，3站過程累計(jì)降雪量分別為106.6 mm、109.0 mm和146.9 mm，降雪主要集中在10月27日。

模式初邊界資料使用NCEP-FNL資料，水平分辨率為1°×1°，時(shí)間間隔為6 h。觀測(cè)資料取自中國氣象局的基本和基準(zhǔn)地面氣象觀測(cè)站及自動(dòng)站的日降水量數(shù)據(jù)（北京時(shí)20時(shí)至次日20時(shí)），在青藏高原地區(qū)（25°～40°N，80°～105°E）共 146個(gè)站；為了在更細(xì)的空間上分析降水變化，文中還使用了TRMM的0.25°×0.25°格點(diǎn)每3小時(shí)的衛(wèi)星資料數(shù)據(jù)集。

WRF模式設(shè)定3重網(wǎng)格嵌套（如圖1），最外層區(qū)域（d01）的格距為30 km，包括中國大部分區(qū)域以及作為水汽主要通道的孟加拉灣地區(qū)；第二層區(qū)域（d02）的網(wǎng)格距為10 km，包括了整個(gè)青藏高原；最內(nèi)層（d03）網(wǎng)格距為 3.333 km，覆蓋了青藏高原東南部此次暴雪過程發(fā)生的主要區(qū)域。模式的物理參數(shù)化方案選擇為 Dudhia 短波方案（Dudhia, 1989）， RRTM長波方案（Mlawer et al.,1997），Kain-Fritsch (new Eta) 積云對(duì)流參數(shù)化方案(Kain, 2004)，Noah陸面過程方案（Chen and Dudhia,2001）和YSU邊界層參數(shù)化方案（Hong and Lim,2006）。

圖1 WRF模式模擬區(qū)域Fig.1 Simulation domains of WRF model

3 試驗(yàn)結(jié)果分析

我們?cè)诜治隹疾鞄追N微物理方案（WSM3、Lin、WSM6、Thompson graupel）對(duì)此次暴雪過程模擬效果的基礎(chǔ)上，考慮到WSM3運(yùn)行效率高，業(yè)務(wù)運(yùn)行常選用該方案。因此，本文分析WSM3方案在青藏高原地區(qū)的模擬性能，圖 2給出了 WSM3方案下模擬和觀測(cè)降水偏差的時(shí)空變化特征。從d02區(qū)域的降水量可知（圖2），10月27日WRFWSM3模擬與TRMM觀測(cè)降水落區(qū)基本一致，但WRF模擬的降水范圍偏大，同時(shí)在高原南部的邊坡地區(qū)的降水量也明顯偏大；從TRMM資料來看10月28日降水明顯減少。總體而言，WRF模擬的降水范圍和降水量都偏大。在 d02區(qū)域和 d03區(qū)域（圖略）上的降水量模擬結(jié)果基本一致，尤其在降水發(fā)生的主要階段10月27日模擬較好。

為了分析冰核濃度形成在微物理過程中的貢獻(xiàn)，同時(shí)考慮到模式模擬的降水大于觀測(cè)，我們分析模擬和觀測(cè)降水極值的差異，需要指出的是，在模擬和觀測(cè)的降水中提取的極值有可能不在同一格點(diǎn)。 圖3給出了d02區(qū)域內(nèi)日降水量極大值（圖3a），［由于TRMM數(shù)據(jù)10月27日21:00（協(xié)調(diào)世界時(shí)，下同］缺測(cè)，10月28的TRMM數(shù)據(jù)可能存在偏差），其中降水極值是 d02區(qū)域內(nèi)降水的極大值，觀測(cè)和模擬的極值可能不在同一個(gè)點(diǎn)上。可以看出，WRF模擬的降水明顯偏大于觀測(cè)，27和28日WRF模擬的降水極值分別大于臺(tái)站觀測(cè)降水的3.74和 2.9倍。為了消除由于TRMM資料和WRF D02區(qū)域尺度不一致造成的誤差，圖3b 給出了臺(tái)站、TRMM觀測(cè)、WRF模擬等格點(diǎn)、對(duì)流降水、總降水量對(duì)應(yīng)空間（25°～35°N，86°～105°E）平均降水量，可以看出，WRF模擬的總降水量（Prc）比觀測(cè)值分別大2.13和 2.62倍。圖3中也清楚地顯示出，本次過程的降水主要來自于大尺度降水，而對(duì)流性降水較小。

從10月26日00:00至10月28日12:00降水區(qū)平均值（圖4）的演變來看，TRMM觀測(cè)與WRF模擬的降水變化，其演變特征基本相同，降水集中在10月26日12:00至10月27日12:00，TRMM觀測(cè)的降水強(qiáng)度最大出現(xiàn)在10月27日06:00，WRF模擬的也是接近的；在降水率數(shù)值上，WRF模擬結(jié)果較TRMM觀測(cè)值偏大2～3倍，個(gè)別時(shí)次偏差較大。

圖2 d02區(qū)域TRMM觀測(cè)（左）和WRF-WSM3模擬（右）降水量（單位mm）：（a，b）10 月27日；（c，d）10月28日Fig.2 Precipitation from TRMM observation (left) and WRF-WSM3 simulation (right) in domain d02: (a, b) 27 Oct; (c, d) 28 Oct

圖3 d02區(qū)域模擬和觀測(cè)的降水量比較：（a）日降水量極大值；（b）日降水量區(qū)域（25°～35°N，86°～105°E）平均值。WRF（prc）為WRF模擬的總降水量，WRF（rainnc）為WRF模擬的格點(diǎn)降水量，WRF（rainc）為WRF模擬的對(duì)流性降水量Fig.3 Comparison between simulated and observed precipitation in domain d02: (a) The maximum of daily precipitation; (b) the daily precipitation averaged over (25°–35°N, 86°–105°E).WRF (pre), WRF (rainnc), WRF (rainc) represent the total precipitation, the large-scale precipitation, the convective precipitation in WRF model, respectively

綜上所述，WRF-WSM3方案下模擬的降水總體比觀測(cè)的降水量在量值上偏大，尤其對(duì)于降水中心的模擬偏差更大；在降水空間分布上，模擬和觀測(cè)的降水相對(duì)較為接近。也就是說，WRF-WSM3對(duì)于降水極值的計(jì)算可能存在著問題。

4 WSM3微物理方案的調(diào)整優(yōu)化

WRF模擬的降水主要由兩部分組成，一部分來自格點(diǎn)（大尺度）降水（Rainnc），另一部分來自積云降水（Rainc）。在此次過程中，格點(diǎn)降水占主要部分，因此微物理方案對(duì)于降水的模擬具有關(guān)鍵性的作用。上述結(jié)果表明，WRF-WSM3模擬的結(jié)果平均比觀測(cè)偏大約2～3倍， 而從WSM3微物理方案中的各微物理過程來看，水汽成冰過程（Pigen）對(duì)降水貢獻(xiàn)較大，尤其冰核濃度對(duì)Pigen過程有著重要影響。研究也指出，改變冰核濃度對(duì)微物理過程轉(zhuǎn)換項(xiàng)會(huì)產(chǎn)生較大影響（孟金平，2006）。因此，我們?cè)噲D對(duì) WSM3微物理方案中冰核濃度的計(jì)算方案進(jìn)行修正，探索改進(jìn)WRF模式對(duì)青藏高原降水模擬性能的途徑。

圖4 模擬和觀測(cè)（TRMM）的降水率（落區(qū)平均值）。方塊線為WRF模擬，三角形線為TRMM資料；落區(qū)范圍（25°～35°N，86°～105°E）Fig.4 Evolution of simulated (WRF) and observed (TRMM) precipitation rate averaged over (25°–35°N, 86°–105°E) in 60 h

大氣冰核是指大氣中可以引起水蒸氣發(fā)生凝華或過冷水滴發(fā)生凍結(jié)而形成冰晶的固體粒子（游來光，1976），大氣冰核在自然界中通過凝華、凝結(jié)、凍結(jié)、浸沒、接觸凍結(jié)4種活化方式形成冰晶；在冷云降水中起著激發(fā)過冷水向冰晶轉(zhuǎn)化的作用（李麗光和周德平，2011），從而影響著降水過程。自然活動(dòng)和人類活動(dòng)均能產(chǎn)生冰核，大氣冰核的來源包括沙塵粒子，礦物塵埃，工業(yè)煙塵，火山爆發(fā)的火山灰和流星塵埃。

4.1 方案一（MOD1）

大氣中的冰核濃度變化較大，1962年，F(xiàn)letcher（1962）提出如下經(jīng)驗(yàn)公式：

在WSM3微物理方案中，Hong et al.（2004）假定冰核濃度在較冷的溫度下相對(duì)較高，但不如Fletcher（1962）公式中對(duì)溫度那么敏感，修改（1）式為：

因N0和a隨各地以及各種核來源不同而異，用混合云室方法在青海瑪曲測(cè)得的冰核濃度得到的擬合關(guān)系式為：(m?3) = 3.5exp[0.38(T?T)]（李0娟和黃庚，2000），在西寧測(cè)得的冰核濃度，擬合關(guān)系式為：m?3) = 8exp[0.312(T?T)]（德力格0爾，2000）， 用Big型混合云室對(duì)2003年10月5～26日青海省河南縣的地面大氣冰核的觀測(cè)得到的擬合關(guān)系式為：(m?3) = 5.01× 103exp[0.11(T?T)]，0但該次觀測(cè)的平均冰核濃度高于往年，隨溫度變化的斜率減小較大（石愛麗等，2006）。

考慮到青藏高原南部地區(qū)工業(yè)生產(chǎn)活動(dòng)很少，大氣受污染物濃度影響程度較小，綜合上述兩個(gè)方案（李娟和黃庚，2000；石愛麗等，2006）并進(jìn)行反復(fù)模擬試驗(yàn)，我們將WSM3微物理方案中的冰核濃度和溫度的關(guān)系修改如下：

4.2 方案二（MOD2）

研究也表明，冰核濃度不僅與溫度有關(guān)，也隨冰面上過飽和度的變化而變化（盛裴軒等，2003），在方案一的基礎(chǔ)上，采用Meyer（1992）公式：

其中，a=? 0.639,b= 0.1296,SI為 過飽和度 。

圖 5a 給出了公式（1）、（2）、（3）、（4）式的計(jì)算結(jié)果。可以看出，在溫度較低時(shí)，F(xiàn)letcher經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算的冰核濃度迅速增大，不符合實(shí)際情況，而Cooper公式和Hong方案對(duì)Fletcher經(jīng)驗(yàn)公式做了修正，本文所采用的公式和Hong公式斜率相差不大，冰核濃度變化也在合理范圍內(nèi)。由圖5b可見，當(dāng)冰的過飽和度為30%以下時(shí)，冰核濃度較小，每立方米不超過0.1。當(dāng)溫度高于－5°C時(shí)，冰核化被強(qiáng)行截?cái)啵?/p>

方案一中溫度和冰核濃度的關(guān)系如圖 5a所示；方案二中冰核濃度隨冰的飽和度的變化如圖 5 b所示。

圖6給出了兩種方案對(duì)d02區(qū)域內(nèi)降水極大值的模擬改進(jìn)。可以看出，在d02區(qū)域，對(duì)日降水量極大值的模擬，方案一（MOD1）在10月27日比原方案（ORI）的降水偏差減少了22.06 mm, 10月28日減少了13.98 mm；方案二（MOD2）在10月27日減少了25.72 mm，10月28日減少了3.53 mm。兩種改進(jìn)方案均使模擬結(jié)果更接近于觀測(cè)。這表明冰核濃度對(duì)溫度變化具有較強(qiáng)的敏感性。同時(shí)，我們也注意到模擬的降水仍然和觀測(cè)降水量之間存在著較大的誤差，除去冰核濃度和溫度的統(tǒng)計(jì)關(guān)系仍然需要進(jìn)一步改進(jìn)外，對(duì)流參數(shù)化方案和對(duì)流引起的溫度變化也是造成偏差的原因。圖6也表明，不管是方案一還是方案二，對(duì)d02區(qū)域內(nèi)日降水量區(qū)域平均值的改進(jìn)不大，同時(shí)也表明，原方案在溫度較高時(shí)對(duì)冰核濃度的估計(jì)偏高。

圖5 （a）修正前后冰核濃度和溫度的關(guān)系；(b) 冰核濃度隨冰的過飽和度變化Fig.5 (a) The relationship between unmodified and modified ice nucleus density and temperature; (b) the ice nucleus density change with supersaturation of ice

圖6 兩種方案修訂冰核濃度及其冰核濃度減少80%對(duì)降水模擬結(jié)果的比較：（a）d02區(qū)域日降水量極大值；（b）d02區(qū)域日降水量落區(qū)平均值。圖中ORI為模式控制試驗(yàn)，MOD1、MOD2分別為修改的方案一、方案二的試驗(yàn)，MOD3為冰核濃度減少80%的試驗(yàn)Fig.6 The comparison of simulation effects with ice nucleus density modified by two schemes and ice nucleus density reducing by 80%: (a) The maximum of daily precipitation in d02; (b) the domain average precipitation in each day in d02.ORI indicates the control experiment, MOD1 and MOD2 are modified scheme 1 and scheme 2, MOD3 indicates the reduction of 80% of ice nucleus density

4.3 敏感性試驗(yàn)

上述兩種方案的結(jié)果顯示，不管通過改進(jìn)溫度還是冰面飽和度冰核濃度的關(guān)系對(duì)降水量的模擬有所改進(jìn)，但效果是有限的。為進(jìn)一步評(píng)估冰核濃度的計(jì)算對(duì)降雪過程中降雪（水）量的影響，我們?cè)O(shè)計(jì)了一個(gè)敏感性試驗(yàn)：將冰核濃度人為減少，對(duì)模擬和觀測(cè)的降水進(jìn)行比較。結(jié)果表明，當(dāng)模式中的冰核濃度減少到80%（MOD3）時(shí)，模擬出的降水（雪）量和觀測(cè)值在空間平均值上能很好地吻合（圖6），但仍然不能改善對(duì)極值的模擬效果。這就意味著，冰核濃度是決定降水（雪）量的基本而重要環(huán)節(jié)和要素；但冰核濃度不僅是溫度的函數(shù)，水汽含量（輸送）在冰核濃度和冰面過飽和度的形成過程中也是關(guān)鍵因素。

5 個(gè)例驗(yàn)證

為了進(jìn)一步分析微物理方案改進(jìn)的有效性及其冰核濃度和溫度之間的關(guān)系，我們選擇了另外 2次暴雪過程進(jìn)行模擬試驗(yàn)。在個(gè)例選取時(shí)，主要考慮對(duì)流性降水貢獻(xiàn)相對(duì)較小，且和第1節(jié)的個(gè)例在空間區(qū)域、發(fā)生時(shí)間相近的過程，和第1節(jié)個(gè)例在空間區(qū)域上相差不大，但氣溫回升較快，時(shí)段為東亞大氣環(huán)流由冬季向夏季調(diào)整的春季暴雪過程（2006年3月），用來檢驗(yàn)兩種改進(jìn)方案的有效性。

5.1 驗(yàn)證個(gè)例1

2003年 10月 24～27日的降雪過程，在發(fā)生時(shí)間和地區(qū)位置上和前述的2008年個(gè)例基本相同。模擬試驗(yàn)中模式采用同樣的物理參數(shù)化方案和嵌套，模擬時(shí)間為10月24日12:00（UTC），模擬時(shí)間長度為84小時(shí)，圖7a，b給出了兩種改進(jìn)方案的降水模擬結(jié)果和TRMM衛(wèi)星觀測(cè)的降水結(jié)果。

由圖可見，方案1（MOD1）和方案2（MOD2）對(duì)日降水量極大值模擬結(jié)果均有明顯改善，同樣，在日降水量空間平均值，改進(jìn)的方案與原方案無大的差別。

圖7 修正的冰核濃度方案的模擬和觀測(cè)比較。（a）、（b）分別為個(gè)例1的日降水量區(qū)域的極大值和平均值；（c）、（d）分別為個(gè)例2的日降水量區(qū)域的極大值和平均值Fig.7 The comparison between observation and simulation with modified ice nucleus density scheme.(a), (b) the maximum and average of daily precipitating in the domain in case 1, respectively; (c), (d) same as (a), (b), but for case 2

5.2 驗(yàn)證個(gè)例2

第2個(gè)個(gè)例為青藏高原2006年3月10～12日的降水過程。模式物理參數(shù)化方案和嵌套與前述暴雪個(gè)例相同，模式開始模擬的時(shí)間為春季的3月10日 00:00（UTC），模擬時(shí)間為 60小時(shí)。模擬和觀測(cè)（TRMM）結(jié)果如圖 7c，d。由圖可見，改進(jìn)后的方案的結(jié)果和原方案相比，其特征和前2次的結(jié)果有所不同，改進(jìn)的方案反而比原方案和觀測(cè)的偏差更大。這表明，隨著季節(jié)的不同，形成降雪的大尺度環(huán)流背景不同，水汽來源的不同，降雪的微物理過程也可能有所差別。這也意味著修正的冰核濃度與溫度關(guān)系存在著季節(jié)性的差異，是需要進(jìn)一步觀測(cè)和模擬試驗(yàn)驗(yàn)證的問題。

6 小結(jié)與討論

WRF模式中包含了 Lin，WSM3，WSM6，Thompson graupel等多種微物理方案， WSM3方案（Cooper，1986）中主要的物理過程包括冰晶沉降和其他一些冰相過程，與其他方法主要的不同在于對(duì)冰核濃度的診斷是基于冰的質(zhì)量含量而不是溫度；水物質(zhì)主要包括水汽、云水（冰）和雨（雪）三類：以溫度是否低于0°C為區(qū)分云冰和云水，雨滴和雪晶的區(qū)分采取相同方法。盡管包括了冰相過程，但缺乏對(duì)過冷水和平緩融化速率的描述，考慮到該方案的運(yùn)行效率高，業(yè)務(wù)運(yùn)行還是常選用該方案。本文用 WRF（V3.2.1）模式對(duì)青藏高原 2008年10月26～28日暴雪過程的模擬來看，就整體而言，WRF-WSM3模擬的降水量與TRMM觀測(cè)的落區(qū)基本一致，暴雪中心也基本吻合，但模擬的落區(qū)范圍稍大，降雪量偏大，WRF模擬的日降水量極大值以及日降水量空間平均值約是實(shí)況觀測(cè)的 2～3倍。從降水過程來看，WRF模擬的降水演變與TRMM觀測(cè)的降水變化基本一致，最強(qiáng)降水時(shí)間段也比較吻合，在降水量值上，WRF模擬偏大TRMM 2～3倍。我們也分別對(duì) Lin，WSM6，Thompson graupel 方案（Thompson et al., 2004）對(duì)該過程在相同的模式設(shè)置下進(jìn)行模擬比較，WSM3和Thompson graupel方案基本接近，但各方案的模擬結(jié)果相差不大。

不管是理論還是 WRF模擬的非局地性降水中，大尺度降水（由微物理參數(shù)化方案決定）是總降水量的主要部分。因此，選擇高原地區(qū)地面氣溫較低，對(duì)流相對(duì)較弱的冬半年的 10月份，便于我們考察大尺度降水過程中冰相過程的作用，有利于考查冰核濃度和溫度之間的統(tǒng)計(jì)關(guān)系來診斷微物理過程中溫度對(duì)水汽凝結(jié)過程的敏感性。

水汽和冰的轉(zhuǎn)變過程（Pigen）對(duì)降水起著關(guān)鍵性的作用，在Pigen過程中冰核濃度又是關(guān)鍵性因素。對(duì)比青藏高原觀測(cè)得到的關(guān)系式結(jié)果和WSM3的模擬結(jié)果，WSM3對(duì)冰核濃度的估計(jì)偏高；本文的試驗(yàn)結(jié)果顯示，通過調(diào)整冰核濃度可以有效地減小模擬降水大的偏差，尤其可明顯改變降水極值的模擬。本文的數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果也顯示，冰核濃度雖然決定于溫度，但冰核濃度的形成并不完全決定于溫度的變化。已有的研究（盛裴軒等，2003）表明，冰核濃度不僅與溫度有關(guān)，也隨冰面上的過飽度的變化而改變。本文在修正了Meyer et al.(1992) 假定溫度高于－5°C時(shí)，冰的過飽和度不再冰核化的方案后，結(jié)果顯示對(duì)降水的模擬有一定的改進(jìn)；但是將上述2種方案合并后，對(duì)模擬效果的改變并不明顯。敏感性試驗(yàn)表明，通過修正冰面飽和度和溫度改進(jìn)冰核濃度，對(duì)降水（雪）量的改進(jìn)是有限的。

本文通過對(duì) WRF-WSM3方案的 2種修正方案，用敏感性試驗(yàn)和3個(gè)個(gè)例進(jìn)行檢驗(yàn)，其結(jié)果顯示，冰核濃度對(duì)于降水形成的物理過程有著重要作用。WSM3在青藏高原地區(qū)過高地估計(jì)了冰核濃度是降水模擬偏大的主要原因之一，冰核濃度的形成存在著一個(gè)溫度區(qū)間。這也許意味著，水汽的輸送和垂直分布對(duì)降水（雪）的模擬更為關(guān)鍵，需要進(jìn)一步的數(shù)值試驗(yàn)和觀測(cè)研究；個(gè)例2的試驗(yàn)結(jié)果也顯示出，冰核濃度的變化在溫度較低的固態(tài)降水的形成中也許比在溫度相對(duì)較高的固態(tài)降水中更重要，這也是需要進(jìn)一步的深入研究的方面。

致謝 感謝兩位認(rèn)真負(fù)責(zé)的匿名審稿專家提出的建設(shè)性意見。甘肅省超級(jí)計(jì)算中心、中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所計(jì)算機(jī)網(wǎng)絡(luò)室、甘肅省高性能網(wǎng)格計(jì)算中心提供了計(jì)算和模式運(yùn)行平臺(tái)，在此一并致謝！

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