一次淺對流云人工消云試驗的飛機和衛星觀測研究

蔡兆鑫++蔡淼++孫鴻娉++楊俊梅

摘 要：根據2015-08-20在山西定襄附近上空實施的一次淺對流云消云試驗的資料，結合極軌衛星觀測資料，分析了一次淺對流云的發展及其消散階段的情況。結果表明，此次探測區域內分布著較為稀疏的淺對流云，探測的對流云粒子直徑小于20 μm，譜線單調下降，粒子數濃度在100～1 000個/cm3之間，具有大陸性云微物理特征，6 μm以內的粒子濃度在不同高度上相差不多。隨著高度的增加，10 μm以上的粒子濃度逐漸增大，云頂溫度比較高，粒子有效半徑比較小，為典型的過冷水云，云內有凝結增長機制和碰并增長機制。由飛機觀測結果可知，作業后，積云消散的情況比較明顯，云中粒子數濃度明顯降低，作業有效。

關鍵詞：淺對流云；消云試驗；飛機觀測；衛星微物理分析

中圖分類號：P412.292 文獻標識碼：A DOI：10.15913/j.cnki.kjycx.2016.06.026

在我國，對流云的活動較為頻繁，對流云邊界明顯，成長機制也較為簡單，所以，研究對流云的發生、發展、消散條件和結構有非常重要的意義。初生的淺對流云內部上升氣流不強，可以直接利用飛機對淺對流云撒播過量的吸濕性催化劑，達到人工消云的目的。通過合理的設計飛行，對淺對流云進行直接穿飛探測，利用機載DMT儀器可以獲得淺對流云內部的液態含水量和粒子譜分布信息。這些觀測結果對于進一步了解對流云的發展，評估夏季對流降水和積層混合云降水的降水潛力至關重要。20世紀六七十年代，我國曾對積云做過相應的飛機觀測，之后就很少直接觀測云中粒子譜和含水量。目前，我國的對流云參數是否需要修正還沒有直接判定依據，因此，對對流云的飛機觀測工作就顯得十分重要。Rosenfeld等人在以色列南非等地進行積云觀測，結合衛星遙感提出了T-re理論，并解釋了多種天氣現象。Rosenfeld在不同高度的積云云頂進行飛行探測，對比了飛行探測結果和極軌衛星的反演結果，利用云頂溫度（T）和有效半徑（re）分析了云垂直結構和降水的形成過程，提出了T-re的分析方法。蔡淼等人移植應用了該方法，利用我國FY2C靜止衛星觀測資料分析一次對流云團合并降水過程前后的云垂直結構發現，在對流云團合并初期，云底由小粒子組成，在T-re圖上表示為深厚的凝結增長區域；合并時，整層云粒子的有效半徑明顯增長，粒子相態達到混合相態區，凍結層的溫度不斷升高。通過對積云的飛行探測，分析不同過飽和度下CCN的凝結時發現，CCN決定了云底的云滴濃度，而云底粒子濃度決定了云粒子尺度的垂直發展情況和降雨高度。Kenneth Sassen等人利用遙感手段和飛機觀測資料對積云中液水含量作了初步研究，ZhiEn Wang等人結合飛機資料和機載激光雷達研究了不同上升下沉氣流下云的宏觀、微觀特征。在我國，趙仕雄等人利用二維動力、熱力場和水凝物粒子分檔數值模式對黃河上游河曲地區淺對流云降水微物理特征進行了試驗性模擬。結果顯示，淺對流云中暖雨增長機制可以單獨形成雨，并且其成雨速率快于冷雨過程。王斌等人運用三維雙參數對流云模式和常規單站探空資料進行湖北西北部山地夏季對流云降水實例的批量數值模擬，使用地面降水量和雷達回波資料檢驗模擬效果，并統計、分析降水微物理過程特征，歸納、總結冰相粒子的形成、增長機制以及液態水和冰相粒子的相互轉化機制。另外，馬新成也研究了黃河上游秋季對流云降水特征的觀測分析和數值模擬，總結了對流云的概念模型。

從以往的觀測分析研究中可以看出，受資料、技術手段等的限制，國內對對流云的研究僅限于數值模擬，飛機觀測方面的研究還處于空白階段。

1 資料和觀測儀器介紹

文中所用資料主要為MODIS衛星觀測資料和飛機觀測資料。探測飛機為運-12，由它搭載美國DMT云物理探測系統。云物理探測系統主要包括空氣狀況探頭ADP（Air-Data Probe）（用于測量溫度、濕度、相對濕度、空氣的靜態氣壓和動態氣壓、風速、風向、GPS軌跡等），采樣探頭，括溫、濕度探頭和北斗地空通訊系統。采樣探頭的主要技術參數詳見表1.PIP探頭主要用于探測降水粒子，其測量范圍為100～6 200 μm，分辨率為100 μm。CDP探頭主要用于探測云粒子，為前向散射粒子探頭，其粒子測量范圍為2～50 μm，共分為30檔——前12檔的間隔為1 μm，后18檔的間隔為2 μm。CIP探頭主要用于探測冰晶和大云滴，其測量范圍為25～1 550 μm，分辨率為25 μm。

表1 DMT系統各探頭參數列表

2 飛行概況

此次消云試驗共有3架飛機參與，其中包括1架探測飛機和2架作業飛機，探測飛機為運-12飛機，作業飛機為運-8飛機。運-12（3817）飛機2015-08-20T13：30在太原武宿機場起飛，飛行軌跡如圖1所示，起飛后一直爬升，向定襄方向飛行，14：00到達定襄機場上空，高度3 700 m，溫度-0.79 ℃。此時，附近無云，繼續向北飛行。14：04，飛機到達定襄北部，天空分布著比較稀薄的淺對流云，飛機開始穿云探測飛行。14：08左右，在定襄和五臺之間發現了一片較大的淺對流云團，云團底部約4 000 m，頂部約4 400 m，所以，確定該云團為作業目標云團，在云頂附近進行穿云觀測，高度4 370 m，溫度-3.16 ℃，穿云后，調頭繼續穿云觀測，如此反復探測5次。14：40，2架運-8飛機依次從定襄機場起飛，準備利用吸濕性催化劑對觀測云團進行消云試驗，運-12飛機飛離觀測點盤旋等待，結束對目標云團的觀測。15：20，作業結束，運-12飛機飛回定襄附近上空，對作業后的云團進行探測飛行。16：20，探測結束，飛機返回武宿機場落地。

a. 飛機飛行軌跡 b. 飛行高度、溫度隨時間的變化

圖1 運-12飛機飛行概況

3 淺對流云極軌衛星分析

利用多條通道信息的組合可以探明云的類型、云頂粒子相態、云厚、粒子有效半徑和云中氣溶膠與云的相互作用等。因此，可賦予可見光反射率、云頂溫度和3.7 μm通道反射率不同的基色值，通過組合編碼形成RGB彩色圖像。具體可按照以下方案設計：①可見光反射率編碼為紅色，反射率越大，色調越紅；②反演的3.7 μm通道反射率編碼為綠色，它代表著云頂粒子的有效半徑，有效半徑越小，色調越綠；③11 μm通道亮溫編碼為藍色，溫度越高，色調越藍。

可見光的反射率主要取決于云的光學厚度——云光學厚度越大，反射率就越高；3.7 μm通道的反射率主要取決于re值——re越小，3.7 μm的反射率就越大；11 μm的亮溫主要取決于云頂高度（T）——云頂高度越高，亮溫越低。賦予可見光反射率紅色，色調越紅，反射率越大，說明云越厚；賦予3.7 μm反射率綠色，色調越綠，re越小；賦予11 μm亮溫藍色，色調越藍，溫度越高。因此，可將紅、綠、藍3種顏色組合起來反映云物理特征，從而達到可視化顯示云特征的效果。

對流云的云頂溫度會隨高度的增加而降低，因此，可以用云頂溫度（T）替代云頂高度來估計云的垂直發展情況。只要沒有降水發生，在給定的溫度條件下，云粒子有效半徑保持不變。對于發展中的對流云，云頂溫度和有效半徑的關系可以表明云中粒子的相態和由此引發的云中降水形成過程的演變規律。根據Rosenfeld和Lensky提出的代表對流云頂垂直增長規律的T-re概念模型及其關系式，選定一個云團，把每隔1 ℃的re分布計算出來就可以得到T-re的曲線。圖2為T-re關系曲線模型，從下到上依次為凝結增長區、碰并增長區、雨胚形成區、混合相態區和凍結區。

注：方框為飛機觀測范圍

圖3 MODIS衛星觀測結果與T-re關系圖

圖3指出了2015-08-20T13：50 MODIS衛星觀測和飛機探測區域（圖中藍色框所示）的T-re關系。衛星經緯度范圍為（40.35，110.74；41.22，122.33；35.82，112.05；36.69，122.8）。由相關分析可知，此次飛機探測區域有多個分散的對流云，云團整體表現為暖黃色。這說明，云頂溫度比較高，粒子的有效半徑比較小，可能是過冷水云。而對流所占面積較小且在多個對流云中有一片明顯的晴空區（圖中數值周圍的藍色區域）說明，該區域對流云分布比較稀疏，多為淺對流云。該區域的云垂直結構在T-re圖上表現為典型的大陸性云微物理特征，云底約15 ℃，它是由粒子有效半徑小于10 μm的小云滴組成的。云中小粒子通過凝結過程緩慢增長，凝結增長層非常厚。到-10 ℃時，粒子的有效半徑約10 μm.此時，該高度向上，粒子通過碰并過程迅速長大，直徑超過15 μm。另外，云頂約-12 ℃，在負溫區有效半徑普遍較小，在3～15 μm之間。這說明，云頂以過冷云滴為主。

4 飛機觀測云宏微觀物理量分析

圖4為淺對流云不同高度的平均的粒子譜。從圖4中可以看出，該淺對流云內的粒子直徑小于20 μm，云內無雨胚形成，譜線單調下降，粒子數濃度在102～103個/cm?之間，為典型的大陸性對流云。6 μm以內粒子濃度在不同高度上相差不多。隨著高度的增加，10 μm以上粒子濃度逐漸增大，粒子相態應為液態，云頂以過冷云滴為主。如果該結果與衛星觀測結果相符，則說明云內只存在凝結增長機制和碰并增長機制。

圖4 淺對流云不同高度的平均云粒子譜

圖5為整個飛行過程中DMT粒子探測系統觀測結果，由上至下分別為LWC、CDP、CIP、PIP粒子探頭觀測結果隨時間的分布情況。由圖3的分析結果可知，作業前，觀測到的積云中平均含水量約為0.000 47 g/m?，最大含水量約為0.03 g/m?，作業后，沒有觀測到液態水；作業前，積云內CDP觀測到的粒子濃度平均值約為13.595個/cm?，最大值為631.724個/cm?，作業后，平均值為0.114 5個/cm?，最大值為0.657個/cm?；作業前，積云內CIP觀測到的粒子濃度平均值為0.001 7個/cm?，最大值為0.006個/cm?，作業后，平均值為5.46×10-5個/cm?，最大值為0.004個/cm?；作業前，PIP觀測到粒子濃度平均值為0.000 285個/cm?，最大值為0.002 5個/cm?，作業后，PIP為0.綜上所述，作業后目標云系內的云粒子數目明顯減少。

圖5 飛機觀測微物理量隨時間的變化

圖6為飛機上航拍云團實況。其中，a為催化前的云團，b為催化中云團，圖中亮點為作業飛機，c為作業后云團。作業前，積云團較密實，云頂較為平整，無明顯空擋，云團的直徑約為7 km，云厚約為400 m；作業時，積云開始出現空檔；催化后，積云結構松散，無法連成片狀，云厚不足200 m。綜合飛機觀測到的云宏觀、微觀結果可知，此次作業有效。

5 結論

MODIS資料顯示，此次探測區域內分布著較為稀疏的淺對流云。T-re結果顯示，該淺對流云具有大陸性云微物理特征，云頂溫度較高，粒子有效半徑較小，為典型的過冷水云。

由飛機觀測粒子譜可知，此次觀測的對流云粒子直徑小于20 μm，譜線單調下降，粒子數濃度在100～1 000個/cm?之間，為典型的大陸性對流云。6 μm以內粒子濃度在不同高度上相差得不多，隨著高度的增加，10 μm以上粒子的濃度逐漸增大，粒子相態應為液態，云頂以過冷云滴為主，與衛星觀測結果相符。這說明，云內有凝結增長機制和碰并增長機制。

機載DMT分析結果顯示，作業前后云中粒子數濃度明顯降低，作業有效。根據航拍的云團實況，作業后積云消散的情

況較為明顯，所以，判定此次作業有效。

a.催化前

b.催化中 c.催化后

圖6 飛機觀測到的作業云團實況

參考文獻

[1]封秋娟，李培仁，晉立軍，等.山西夏季層積云降水微物理特征分析[J].高原氣象，2012，31（2）：538-546.

[2]Andreae M.O.，D.Rosenfeld，P.Artaxo，et al.Smoking rain clouds over the Amazon[J].Science，2004（303）： 1337-1342.

[3]Rosenfeld D.Suppression of Rain and Snow by Urban and Industrial Air Pollution[J].Science，2000，287（5459）：1793-1796.

[4]D.Rosenfeld，W.L.Woodley，T. W. Krauss，et al.Aircraft Microphysical Documentation from Cloud Base to Anvils of Hailstorm Feeder Clouds in J Appl[J].Meteor，2006（45）：1261-1281.

[5]蔡淼，周毓荃，朱彬.一次對流云團合并的衛星等綜合觀測分析[J].大氣科學學報，2001，34（2）：170-179.

[6]Kenneth Sassen，Gerald G，Mace，et al.Continental Stratus Clouds：A Case Study Using Coordinated Remote Sensing andAircraft Measurements[J].Sassenetal，1999（15）：2345-2358.

[7]Zhien Wang，Jeff rey French，Gabor Vali，et al.Single aircraft integration of remote sensing and in situ sampling for the study of cloud microphysics and dynamics[J].American Mereorological Society，2012，93（5）：653-668.

[8]趙仕雄，許煥，德力格爾.黃河上游對流云降水微物理特征的數值模擬試驗[J].高原氣象，2004，23（4）：495-499.

[9]王斌，石燕，吳濤，等.鄂西北夏季對流云降水微物理過程數值模擬[J].暴雨災害，2008，27（1）：9-16.

[10]馬新成.黃河上游秋季對流云降水特征的觀測分析和數值模擬研究[D].北京：中國氣象科學研究院，2004.

[11]Rosenfeld D，Lensky IM.Satellite-based in sights in to precipitation formation processes in continental and maritime convective clouds[J].Bulletin of American Meteorological Society，1998（79）：2457-2476.