華北地區一次氣溶膠與淺積云微物理特性的飛機觀測研究

蔡兆鑫蔡淼李培仁 李軍霞 孫鴻娉楊怡曼任剛高欣

1山西省人工降雨防雹辦公室，太原030032

2北京師范大學，北京100081

3中國氣象局中國氣象科學研究院云霧物理實驗室，北京100081

4寧波市奉化區氣象局，浙江寧波315500

5山西省氣象服務中心，太原030002

1 引言

云在地球能量平衡（Ramanathan et al.,1989;Norris, 2005）和水循環（Andreae and Rosenfeld,2008;Li et al.,2016）中起到重要作用，對區域和全球的氣候有重要影響。當大氣中相對濕度條件適宜時，氣溶膠可以作為云凝結核（CCN）和冰核（IN）參與云的形成過程（Pruppacher and Klett,1997）。自工業革命以來，氣溶膠大幅度增加，云和降水特性的變化可以通過氣溶膠—云相互作用（ACI）和氣溶膠—輻射相互作用這兩種途徑來解釋（Boucher et al.,2013）。前者導致云滴數量增加，但云滴尺度減小，從而增加云的反射率，提高云的反照率，即氣溶膠第一間接效應（Twomey,1977）。后者導致云中存在數量較多但尺度較小的水滴，從而降低碰撞聚合效率，延長云的生命史，并抑制雨的形成，即氣溶膠第二間接效應（Albrecht,1989）。大量的研究為上述氣溶膠間接效應（AIE）提供了觀測證據和理論解釋（Peng et al.,2002; Feingold et al., 2003;Wang et al.,2014; Qiu et al.,2017;Liu and Li,2018）。氣溶膠間接效應對全球和區域氣候的影響引起了廣泛關注，政府間氣候變化專門委員會（IPCC）發布的評估報告也對其進行了評估（IPCC,2007,2013）

在過去的幾十年中，大多數關于ACI的研究都集中在含有液相粒子的海洋層狀云或層積云。一方面，這些云覆蓋范圍廣，生命史較長，可以對氣候產生明顯的輻射效應（Ackerman et al.,2004;Matheson et al.,2005;Liu et al.,2016）；另一方面，沿海地區的水云對氣溶膠的增加更為敏感（Zhao et al.,2018b）。近年來，越來越多的人開始關注氣溶膠對陸地上空的積云或對流云的間接效應，但對流發展機制以及氣溶膠對混合相云和冰相云的影響仍有許多未解之謎（Fan et al.,2016）。因此，很多科學家開始對淺積云進行測量，獲取云底以下氣溶膠和云內微物理特性的信息，從而研究氣溶膠對積云發展的影響。例如，一些野外觀測和模式研究表明，在陸地上空的淺積云中，氣溶膠濃度越高，云滴數目越多，云粒子尺度越小（Xue and Feingold,2006;Lu et al.,2008;Gustafson et al.,2008;Shrivastava et al.,2013）。但Jiang et al.（2008）研究指出，氣溶膠增加對淺積云壽命的影響微不足道。Lohmann and Hoose（2009）和Lu et al.（2013）研究了淺積云中夾卷混合和微物理特性之間的關系，但很難確定占主導地位的是均勻混合還是極不均勻混合。此外，Saleeby et al.（2015）的模式研究表明，通過考慮微物理和動力反饋的相互作用，氣溶膠的增加有利于從淺積云到深對流云的發展。通過對衛星資料的分析，Yuan et al.（2011）發現在信風積云中，火山氣溶膠對云量有增強作用。盡管如此，氣溶膠對淺積云的間接影響仍然有較高的不確定性，輻射強迫的信號和大小尚未確定（Xue et al.,2008）。在從淺積云向對流云發展的過程中，氣溶膠的作用仍有較大爭議。

在華北地區，由于人為污染嚴重，氣溶膠和CCN 的數濃度極高（Guo et al.,2009;Duan et al.,2012;Wang et al.,2018）。分析華北地區氣溶膠和淺積云的微物理特性對于我國大氣科學研究具有重要意義，因此近些年來在華北地區也開展了一些關于氣溶膠和云物理特性的飛機觀測研究。孫霞（2013）統計了2006～2010年華北平原上空云的微物理參量，發現淡積云中云粒子濃度Nc為140±125 cm-3，LWC（liquid water content）為0.845±0.533 g m-3。盧廣獻和郭學良（2012）利用2009年春季開展的“環北京云觀測試驗”觀測的氣溶膠和CCN數據，研究了試驗期間大氣氣溶膠的分布、來源特征及其與CCN 的轉化關系。Zhang et al.（2011）利用7次飛機觀測數據分析了北京高污染地區的氣溶膠—云相互作用，以及氣溶膠數濃度和LWC對云滴大小的影響。Zhao et al.（2018a）利用6架次飛機觀測資料，研究了河北地區大氣氣溶膠與云微物理特性之間的關系，分析該地區大氣氣溶膠第一間接效應約為0.10～0.19。Yang et al.（2019）發現氣溶膠對淺積云的間接效應既受污染物的影響，也受到水分供應的制約。Li et al.（2019）利用2013年5月在山西開展的六架次飛機觀測資料，統計分析了氣溶膠粒子模態特征，云滴數濃度、尺度和液態含水量等參量之間的關系。然而，由于飛行安全、空域限制以及其他原因，利用飛機對氣溶膠和云的空間分布和微物理特性的觀測仍十分缺乏。

山西地處華北平原和黃土高原之間，是我國重要的能源基地，環境污染較為嚴重，了解該地區的氣溶膠分布特征和淺積云微物理特性具有較大意義。2014年7～9月，山西省人工降雨防雹辦公室在山西省忻州地區組織開展了一系列針對我國大陸性淺積云的飛機穿云觀測試驗，取得了大量寶貴的飛機觀測資料。本文利用試驗中8月15日一次飛行探測個例，分析華北地區氣溶膠與淺積云微物理特征，其結果可為氣溶膠—CCN—云滴相互作用的研究提供觀測依據。

2 儀器和數據處理

2.1 機載儀器介紹

本文所使用的資料為機載探測資料，探測飛機為運-12，該飛機飛行速度約為60～70 m s-1，爬升和下降速度約為2～5 m s-1。飛機搭載了美國DMT（Droplet Measurement Technology）云物理探測系統，采樣探頭主要包括：（1）氣溶膠探頭（Passive Cavity Aerosol Spectrometer Probe，PCASP），測量范圍為0.1～3μm，用來測量氣溶膠粒子。（2）云凝結核計數器（Cloud Condensation Nuclei Counter，CCNC），此次試驗用的是CCN-200，具有兩個獨立云室，可以同時測得兩個不同過飽和度下的云凝結核數量。（3）熱線含水量儀器探頭（The hot-wire cloud liquid water content，Hot-wire-LWC），用來測量云中液態水含量。（4）云粒子探頭（Cloud Droplet Probe，CDP），測量范圍為2～50μm，共分為30檔，分辨率為1～2μm，用來測量霾、云滴等粒子。（5）云粒子圖像探頭（Cloud Imaging Probe，CIP），測量范圍為25～1550μm，共分為62檔，分辨率為25μm，主要用于探測冰晶和大云滴。（6）降水粒子圖像探頭（Precipitation Imaging Probe，PIP），測量范圍為100～6200μm，共分為62檔，分辨率為100μm，主要用于探測降水粒子。（7）飛機綜合氣象要素測量系統（Aircraft-Integrated Meteorological Measurement System，AIMMS-20），主要用于測量溫度、濕度、相對濕度、空氣的靜態氣壓和動態氣壓、風速、風向、軌跡等（蔡兆鑫等,2019）。（8）高清攝像機兩部和照相機一部，主要用于記錄宏觀特征資料。在探測之前，所有儀器均經過地面標定，各探頭參數見表1。

2.2 數據處理

表1 DMT云物理探測系統的各探頭參數列表Table 1 List of all the DMT(Droplet Measurement Technology)instrumentson theaircraft during the research flights

據CDP探測粒子譜計算的云滴有效直徑（cloud droplet effective diameter，記為Dc），單位：μm。（4）Hot-wire-LWC探測的液態水含量（liquid water content，LWC），單位：g m-3。

根據前人研究，判斷飛機入云有不同的方法，本文參考蔡兆鑫等（2019）的方法，當Nc>10 cm-3且LWC>0.001 g m-3時認為飛機入云。

2.3 飛行方案描述

3 氣溶膠和CCN的觀測結果與分析

3.1 氣溶膠分布特征

飛機入云前，針對太原和忻州地區（37.7°～38.3°N，112.6°～112.8°E）的氣溶膠進行了采集，下墊面主要為丘陵和山區（海拔高度為1100 m）。飛機探測的Na、Da、溫度（T）和相對濕度（RH）的垂直廓線，以及氣溶膠粒子譜如圖2所示。

由圖2c可以看出，2400 m 高度層以下，RH隨高度變化不大，高于2400 m 時，RH 隨高度增加迅速增大。溫度隨高度單調遞減，無明顯的逆溫層，溫度垂直遞減率約為8.5°C km-1，接近干絕熱遞減率。根據位溫垂直變化結果（圖略）發現，2400 m 以下，?θ/?z>0，溫度層結穩定，2400～3600 m 范圍內，? θ/?z=0，溫度層結為中性，3600 m高度以上，?θ/?z>0，溫度層結穩定（盛裴軒等,2003），可以判定邊界層海拔高度約為3600 m。

圖1 2014 年8月15日飛機探測的（a）飛行軌跡、（b）飛行高度（藍線，單位：m）及對應溫度（黑線，單位：°C）的時間序列、（c）積云照片、（d）穿云過程中機窗上出現的積冰照片Fig.1 Aircraft observation on 15 August 2014:(a)Flight trajectory;(b)time series of flight altitude(blue line,units:m)and temperature(black line,units:°C);(c) photo of a cumulus;(d)in-cloud photo of ice through aircraft window

機載探測氣溶膠資料取300 m 平均，如900 m高度的數據為750～1050 m 范圍內的觀測結果的平均值。分析可見，2400 m 以下，由于溫度穩定層結，近地面氣溶膠向上傳輸受到抑制，Na隨高度增加而迅速減小（圖2a），近地面層Na可達2500 cm-3，2400 m 高度約為615 cm-3，Da則隨高度增加而增加（圖2b）。2400～3600 m 為中性層結，湍流運動較強，Na隨高度增加而增大，3600 m 的Na達到1000 cm-3；Da先減小后增大。3600 m 高度以上，溫度穩定層結，Na和Da均隨高度增加而減小。總體而言，本研究中觀測到的氣溶膠垂直廓線變化復雜，這與北京（Liu et al.,2009）和內蒙古（Yang et al.,2017）的觀測結果有較大差異。

圖2d 為900～4500 m 高度范圍內不同高度的氣溶膠粒子譜分布。可以看出，直徑0.1～0.3μm的氣溶膠粒子在不同高度的譜型較為相似，900～2400 m 高度層，粒子濃度隨高度的增加而減少；2400～3600 m 高度層，粒子濃度隨高度增加變化不大；3600 m 高度以上，粒子濃度隨高度的增加而減少。直徑1.1～3.0μm 的氣溶膠粒子在2400 m 以下粒子譜分布連續，且數值較大；2400～3600 m，譜線偶有斷裂，粒子濃度隨高度增加明顯降低；3600 m 以上，濃度進一步降低。Na結果接近時（如3000 m 和3900 m），高層Da明顯較小，譜線也有較大不同，表明邊界層內外的氣溶膠可能有不同的來源。

3.2 CCN垂直分布

圖3給出了云底以下CCNN2和CCNN1的垂直廓線。可以看出，CCN數濃度也存在明顯分層，2400 m 高度以下，不同過飽和度的CCN 數濃度均隨著高度增加而降低；2400～3600 m，CCNN2隨著高度增加變化并不明顯，CCNN1隨著高度增加先降低再增加；3600 m 高度以上，CCNN2隨著高度增加而降低，CCNN1隨高度增加起伏變化。2400 m 高度以上CCN的誤差棒小于該高度層以下的誤差棒（橫坐標為對數坐標），說明高層的CCN 離散度更低。邊界層高度以下，CCNN2和CCNN1分別為1000～6000 cm-3和400～1400 cm-3，與北京（Zhang et al.,2011）觀測到的SS=0.3%時，CCN 濃度最大值為3260 cm-3的結果接近。此外，由于PCASP探頭探測能力所限，大量在0.4%的過飽和度下可以被活化的核模態（直徑D<0.1μm）和粗模態（D>3μm）的氣溶膠粒子無法被探測到（Li et al.,2015），所以邊界層高度以下，CCNN2結果比Na更大。

圖2 2014 年8月15日16 時（北京時）4500 m 高度以下（a）N a，（b）D a，（c）溫度（實線，單位：°C）、相對濕度（虛線），（d）氣溶膠粒子譜的垂直分布。圖d 中的N 和D分別表示粒子的數濃度和直徑Fig.2 Vertical profilesof (a) N a (aerosol particlenumber concentration),(b) D a (aerosol particle effective diameter),(c) temperature(solid line,units:°C)and RH(Relativehumidity,dashed line),and (d)spectrum of aerosol particles measured below theheight of 4500 m at 1600 BJT (Beijing time)15 August 2014.In Fig.d, N, D represent number concentration and diameter of particle, respectively

圖3 2014 年8月15日（a）CCNN2、（b）CCNN1、（c）不同過飽和度活化率的垂直廓線Fig.3 Vertical profiles of (a)CCNN2,(b)CCNN1,and (c)activation ratio(AR)at SS=0.2%and SS=0.4%on 15 August 2014.CCNN1 and CCNN2 represent the cloud condensation nuclei number concentration at supersaturations(SS)of 0.2% and 0.4%

CCN 的形成與氣溶膠尺度，吸濕性以及環境的過飽和度有關，CCN 和氣溶膠數濃度的比值可以表示在某種過飽和度下氣溶膠轉化為CCN 的活化率（Activation Ratio, AR），不同高度上的AR一定程度上也體現了該高度上氣溶膠粒子直徑和吸濕性信息（圖3c）。3900 m 以下，過飽和度為0.4%的AR 大于1，近地面層的活化率可接近2.5，說明該高度層以下存在大量核模態和粗模態的氣溶膠粒子被活化。2400～4500 m，活化率隨著高度的增加而減小，說明該高度層內積聚模態（0.1μm

3.3 氣溶膠來源分析

本研究中的氣溶膠和CCN 數據表明，邊界層內和邊界層上方可能有不同的氣溶膠來源。根據Zhang et al.（2016）和Li et al.（2017）的研究結果，山西省地面氣溶膠成分主要是硫酸鹽和氨鹽、氮氧化物以及黑碳氣溶膠，它們對邊界層內的CCN有潛在貢獻。然而，對于高空，尤其是云底附近的氣溶膠組分仍缺乏研究。因此，本文利用后向軌跡模式HYSPLIT4（Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory）來分析各高度層氣團的來源，從而推測其主要組分。

圖4顯示了模擬的1200 m、2000 m、2800 m、3600 m 和4400 m 高度層上48 h 的氣團后向軌道。結果表明，1200 m 高度氣溶膠主要來源于觀測區域周邊近地面形成的污染性細粒子氣溶膠，2000 m高度的氣團主要來源于陜西黃土高原的近地面層粗粒子沙塵氣溶膠，氣團向東北方向移動，并隨著地形抬升而來。這些氣溶膠容易在邊界層內均勻混合，使得本來新鮮排放出來時為不可溶的沙塵轉變為可吸濕/可溶的混合型沙塵，又因為其尺寸較大，從而易被活化成為CCN。2800 m、3600 m 和4400 m的氣團主要來自中國西北部和外蒙古，沿途帶來沙漠和干旱地區（如戈壁沙漠）的沙塵氣溶膠，且一直在較高的高度向觀測區水平傳輸。傳輸過程中，較大沙塵氣溶膠受重力作用下沉，氣團中所剩沙塵氣溶膠主要為亞微米顆粒，因為沒有機會與大量污染性氣溶膠混合，可以認為大部分高空傳輸來的沙塵氣溶膠仍保持不可溶/不吸濕的特性。這些細小的、難溶解的沙塵微粒難以活化成為CCN，但在一定條件下可以成為IN，因此2800 m 以上的氣溶膠活化率顯著降低，高空的CCN 主要來源于低層傳輸或高空光化學過程產生硫酸鹽氣溶膠。

圖4 觀測區域不同高度氣團48 h 后向軌跡分布，終止時間為2014 年8月15日16時。綠線、藍線、紅線、黑線和黃線分別表示1200 m、2000 m、2800 m、3600 m、4400 m 的后向軌跡Fig.4 48-h backward trajectories of air mass at fiveheight levelsin the measurement area,ending at 1600 BJT 15 August 2014.The green, blue,red,black,and yellow linesrepresent the backward trajectories at 1200 m,2000 m,2800 m,3600 m and 4400 m height, respectively

通過分析可以發現，邊界層和云底以下的氣溶膠來源不同，因此具有不同的特征。2400 m 以下的氣溶膠可能是來自局地排放的細模態可溶性顆粒物和來自附近黃土高原的粗模態的沙塵顆粒，沙塵氣溶膠與局部吸濕性污染物混合后易于溶解。3600 m以上的懸浮粒子主要為可溶性硫酸鹽和從長距離輸送的不溶性沙塵等亞微米粒子，長距離傳輸中，大于1μm 的粒子在重力作用下沉，所剩的亞微米級的沙塵粒子保持難溶的特性，CCN的主要來源為硫酸鹽氣溶膠，因此，邊界層中混合均勻的氣溶膠粒子濃度較高，尺度隨高度變化不大。

以上研究表明，在受人為氣溶膠和沙塵氣溶膠雙重影響的華北地區，地面附近和云底以下的沙塵顆粒具有不同的特征大小和溶解度，說明當云底海拔相對較高（約4000 m）時，在邊界層獲得的氣溶膠數據可能難以很好地代表云下的氣溶膠特征。

4 積云觀測結果與分析

積云形成過程中，往往會受環境中氣溶膠濃度和組分的影響。此次飛行過程，對兩塊積云做了不同程度的探測，由于兩塊積云的距離和穿云飛行時間均相隔不大，可以認為形成兩塊積云的環境氣溶膠特性相同。

4.1 云微物理量的時間演變

圖5 2014 年8月15日飛機探測的兩塊積云（Cu-1、Cu-2）中（a）LWC、（b）N c、（c）D c、（d）N d、（e）N r 隨時間的變化Fig.5 Time series of (a)LWC(cloud water content),(b)N c (cloud particle number concentration),(c)D c (cloud droplet effective diameter),(d)N d(drizzledroplet number concentration),and (e) N r (rain droplet number concentration)for the two cumulusclouds (Cu-1,Cu-2)observed by theaircraft on 15 August 2014

由圖1b可知，兩個積云的云內溫度均低于0°C，為冷云。探測時段內云微物理參量隨時間的變化如圖5所示。可以看出，云內和云外LWC有明顯差異，云內LWC含量較高，整體超過0.1g m-3，最大值為1.14 g m-3。Cu-1的LWC 數值較為穩定，約0.5 g m-3；Cu-2發展較為旺盛，云中LWC含量較大，有多個超過1 g m-3的大值區域。Nc的變化趨勢與LWC較為接近，Cu-1中Nc平均值為278.3 cm-3，Cu-2 中Nc平均值為445.3 cm-3，最大值為1240 cm-3。本次Cu-2的飛機探測結果，LWC 和Nc的數值與北京地區積云的觀測結果（Deng,2009）較為接近；與內蒙地區相比，LWC數值接近，但Nc偏小（Lü,2017）；與河北地區相比，LWC和Nc均較大（Zhao,2018a）。結合飛行錄像可以發現，當云中Nc超過500 cm-3時，飛機機窗容易出現積冰，說明云中主要為過冷水。飛機穿越Cu-1時窗口積冰較薄，飛至晴空區后積冰融化所需時間約10 s，而穿越Cu-2時窗口積冰明顯偏厚，飛至晴空區后積冰融化用時約為1 min，表明Cu-1的過冷水含量低于Cu-2，這與云微物理量的探測結果相符。Cu-1中Dc全部小于14 μm，難以產生降水（Rosenfeld,2000;Ramanathan et al.,2001），而Cu-2的云粒子直徑最大可達30～40μm。Cu-1中毛毛雨滴粒子很少，Nd的最大值僅為0.002 cm-3，云中幾乎無降水粒子。Cu-2中毛毛雨滴粒子和降水粒子濃度均高于Cu-1，Nd的最大值為0.006 cm-3，主要集中在Cu-2 的中上部，Nr的最大為0.00078 cm-3。云中出現降水粒子時，往往伴隨著小云粒子的低值，這可能是碰撞—聚并過程的結果。

4.2 云微物理量的垂直廓線

圖6為兩塊積云中微物理量隨高度的變化。垂直方向做百米平均處理，如，4000 m 高度的LWC數值為3950～4050 m 高度范圍內的平均值。分析可見，Cu-1中，隨著高度的增加，LWC和Nd均呈現先增加后減小的趨勢，Nc隨著高度緩慢增加；Dc隨高度緩慢增加，靠近云頂附近則迅速減小，可能是由于夾卷作用導致云滴蒸發變小。Cu-2中，LWC 在4300 m 高度以下分布較為均勻，基本在0.1g m-3左右；4400 m 以上LWC躍增，平均值起伏變化明顯，數值集中在0.2～0.5 g m-3之間，且高層的數值離散度更大，說明該云的中上部出現了部分LWC極大值。Nc總體變化不明顯，但不同高度上的離散度均比較大，說明小云粒子空間分布不均。Nc的最大值出現在4400 m 高度附近，為云的中下部，Nc在4300 m 以下隨著高度降低逐漸增大，4400 m 以上隨著高度增加而緩慢減小，靠近云頂附近時，Nc出現低值，應為夾卷過程所致。Dc總體隨著高度增加而增加，最大值小于14μm，說明云中以凝結增長為主，Cu-2中處于零度層以下，故云中云滴為過冷水滴，云頂附近出現冰晶，說明云中粒子直接從凝結增長狀態進入到混合相態，符合Rosenfeld and Woodley（2003）提出的污染條件下對流云中云粒子隨云厚增長的概念（Martins et al.,2011）。Nd和Nr均隨著高度增加而增大。此外，4500～5000 m 高度范圍內，Cu-1和Cu-2中相同高度的有效粒子直徑Dc基本相同，這與Rosenfeld and Lensky（1998）的研究結果一致。

圖6 2014 年8月15日兩塊積云（Cu-1、Cu-2）中（a）LWC、（b）N c、（c）D c、（d）N d、（e）N r 的垂直分布特征Fig.6 Vertical profilesof (a) LWC,(b) N c,(c) D c,(d) N d,(e) N r for the two cumulusclouds(Cu-1,Cu-2)on 15 August 2014

結合氣溶膠和CCN 的研究結果可知，兩積云中都是以較小尺寸的不可溶沙塵氣溶膠為主，由于氣溶膠含量較多，云中粒子難以長大，有效粒子半徑較小，低于0°C時以過冷云滴為主。Cu-2的云水含量明顯高于Cu-1，Cu-1中冰晶粒子很少，而Cu-2 中存在的冰晶粒子相對較多，由此可以初步判斷出Cu-2 的垂直發展比Cu-1旺盛。Cu-1為一組積云群，積云間隙較大，夾卷更為明顯，云與氣溶膠混合更加充分，云中含水量和過飽和度較低，且存在一定量的蒸發，云滴濃度較少。Cu-2為孤立積云，與Cu-1相比，飛機穿飛Cu-2時候更加顛簸，說明Cu-2中上升速度更大；云中水汽充足，過飽和度相對較大，可以活化更多的沙塵氣溶膠，使得云滴偏多。此外，在Cu-2云頂約-8°C的部位，通過云滴與沙塵的接觸凍結核化可以生成冰晶。這兩塊積云中是否出現冰晶，是由云中不同的垂直速度特征決定的。

4.3 不同高度的粒子譜分布特征

為了進一步了解積云中粒子尺度大小及濃度分布情況，圖7給出了兩塊積云內部不同高度的粒子數濃度全譜分布（DSD）。

Pruppacher and Klett（1997）研究指出，大多數小于20μm 的粒子是由凝結增長產生的。Cu-1中，大于20μm 的粒子出現在4800 m 以上，并形成部分大冰晶。4500 m、4800 m 和5100 m 高度的粒子譜均呈雙峰分布，第一個峰值均為7μm，第二個峰值為11μm 或13μm。粒子譜寬隨著高度增加而增大，4500 m 的粒子譜寬為23μm，4800 m的粒子譜寬為125 μm，5100 m 的粒子譜寬為400 μm。不同高度的粒子尺度大多集中在30 μm 之內，50 μm以上粒子濃度低且譜線不連續，云中基本為過冷水云滴。

Cu-2中，4500 m 以下粒子譜型呈單峰分布，4500 m 以上（含4500 m）呈雙峰分布。所有高度的粒子譜寬均超過500μm，說明云中存在冰晶和降水粒子。4200 m 以下，高濃度粒子的尺度小于20μm，可以認為以過冷水為主，大于50μm 的粒子含量很低，且譜線極不連續，應為高處冰晶掉落所致。4500 m 以上出現大量大于30μm 的粒子，發生接觸凍結核化形成了冰晶，凍結過程釋放潛熱促使云中垂直運動加強，結合4.2節結果可以看出，此高度以上LWC顯著增加。5100 m 的粒子譜較為連續，粒子尺度最大可達900μm，該高度的冰晶應為自然過程生成，結合4.1節的分析結果可知，云中為過冷水滴和冰晶的混合。

圖7 2014 年8月15日兩塊積云（Cu-1、Cu-2）中不同高度粒子譜分布Fig.7 Distributionsof droplet sizeat different altitudesin the two cumulusclouds(a)Cu-1 and (b)Cu-2 on 15 August 2014

綜合來看，隨著高度的增加，兩塊積云中的粒子譜寬增大，譜型由單峰型向多峰型轉變，云中由純過冷水逐漸轉化為過冷水與冰晶混合。4.2節分析結果表明，相同高度上Cu-1和Cu-2的有效粒子直徑基本一致，但Cu-2的粒子濃度更高，粒子譜更寬，說明兩塊積云發展階段并不完全一致。因此，簡單利用云滴數濃度和有效粒子半徑并不能真實反映云內部的發展狀況。

4.4 不同高度的粒子圖像特征

圖8給出了不同高度上CIP和PIP圖像。整個飛行過程中，Cu-1中只有霰粒子圖像（圖8a），Cu-2 中可以看到有霰粒子、針狀以及板狀冰相粒子存在（圖8b-g）。將圖6、圖7和圖8結合分析可以發現，4500 m 以上Cu-2的LWC 值較高，云中粒子的生長速度明顯快于Cu-1。根據3.3節分析結果，Cu-2中的冰核主要由亞微米的不溶性沙塵粒子組成，冰晶可能首先在云頂附近（5100 m，-8°C）通過異質核化凍結形成。冰粒子長大后掉入低層過冷水富集區，當冰晶與過冷水滴共存時，冰晶可以通過貝吉隆過程消耗過冷水繼續增長。凍結過程釋放潛熱，促進云體進一步發展，使冰晶等粒子在混合相層停留更長時間，變得更大（Rosenfeld et al., 2008）。因此，我們推測沙塵氣溶膠作為冰核粒子導致了毛毛雨滴粒子和降水粒子的增長（圖7b中DSD的第二個峰值）。相反，在Cu-1中，由于垂直速度較弱和LWC較低，沙塵氣溶膠上不會形成冰粒子。當兩個積云中氣溶膠條件相同時，垂直運動強度是決定冰相粒子出現的最重要因素。

4.5 氣溶膠—CCN—云滴相互關系

此次探測過程中，積云的云底高度約為3900 m，結合3.1、3.2和4.2節的觀測結果，可以分別得到積云的云下氣溶膠數濃度（Na）、CCN的數濃度（CCNN），以及云底的云滴數濃度（Nc）的分布。分析發現，云下附近Na約為1000 cm-3，CCNN1濃度約為420 cm-3，CCNN2濃度約為1260 cm-3，云底附近云滴數濃度約為250 cm-3。通過計算Na、CCNN 和Nc平均值的比值可知，氣溶膠轉換為云滴的比率約為25%。若云中過飽和度為0.2%，云底約有42%的氣溶膠可以活化，約有60%的CCN 可以轉成為云滴；若云中過飽和度為0.4%，會有大量小于100 nm 的氣溶膠被活化，其活化率超過100%，約有20%的CCN 可以轉成為云滴。

圖8 2014 年8月15日兩塊積云中不同高度、溫度的CIP和PIP 圖像：（a）Cu-1的PIP粒子圖像；（b-d）Cu-2的CIP粒子圖像；（e-g）Cu-2的PIP粒子圖像。CIP和PIP的圖像寬度分別代表1550μm 和6200μm 的測量范圍Fig.8 CIP(Cloud Imaging Probe)and PIP(Precipitation Imaging Probe)array probe images at various sampling altitudes and temperatures in the two cumulus clouds:(a)Cu-1 PIPimage;(b-d)Cu-2 CIPimages;(e-g)Cu-2 PIPimages.The width of the CIParray is 1550μm and that of the PIP array is6200μm

5 結論與討論

本文利用2014年8月15日在山西黃土高原開展的氣溶膠和云的飛機探測資料，詳細分析了氣溶膠、CCN 和淺積云微物理特性及其相互影響。主要結論如下：（1）此次過程的邊界層高度約為3600 m，地面到云底高度可分為穩定層結、中性層結和穩定層結三層，近地面氣溶膠濃度可達2500 cm-3。不同層結中，氣溶膠粒子濃度、有效直徑和CCN 數濃度的垂直廓線明顯不同，穩定層結時，氣溶膠和CCN 數濃度隨高度增加而減小，中性層結時，氣溶膠濃度隨高度增加而增大，CCN 數濃度起伏變化。（2）0.2%過飽和度下，AR 在各高度層的結果變化不大，結果在0.36～0.56之間；由于PCASP探頭探測能力所限，因此在0.4%過飽和度下，近地面層會出現AR 接近2.5的情況，2400 m 高度以上，AR 隨著高度增加而降低；CCN的主要來源為積聚模態、愛根模態或者核模態的氣溶膠顆粒。（3）后向軌跡模式分析表明，2 km 以下的氣溶膠主要來自于當地城市排放，由細顆粒污染物組成，具有較高的溶解度。2 km 以上的氣溶膠主要來源于中國西北和蒙古地區的沙漠，由亞微米沙塵組成，溶解度相對較低，可作為潛在的冰核。僅從地面或邊界層數據獲取的氣溶膠特性可能為氣溶膠—云研究提供誤導性的氣溶膠特性信息，因此，本文的研究結果強調了在研究氣溶膠對于中高層云的影響時，對云底附近的氣溶膠觀測的必要性。（4）本文細致分析了兩塊相鄰積云的微物理特性。Cu-1云底高度約為4500 m，云厚約為600 m，云體松散，夾卷較多；云中LWC基本相同，約0.5 g m-3；Nc與LWC變化趨勢相近，Nc平均值為278.3 cm-3；云中Dc相差不大，整體在15μm以內；Nd很少，最大為0.002 cm-3，幾乎無降水粒子；隨著高度增加，粒子譜寬增大，但主要集中在30μm 以內。Cu-2云底高度約為3900 m，云厚約1200 m，云體密實；云中過冷水豐沛，LWC的大值隨著高度的增加而增加，有多個超過1 g m-3的區域；積云內部粒子水平分布不均，同一高度Nc相差較大，最大可達1240 cm-3；Dc隨著高度增加而增大，但最大值不超過14μm，說明云中以凝結增長為主；云中存在大量過冷水滴，云頂附近出現冰晶，說明云中粒子直接從凝結增長狀態進入到混合相態；隨著高度增加，云中粒子譜寬增大，最大可達1100μm，譜型由單峰分布向多峰轉變；降水粒子和冰晶圖像大多為霰粒子、針狀和板狀。

然而，由于缺乏云底附近氣溶膠化學組分、上升氣流以及云頂附近夾卷等觀測數據，本文研究中仍存在一些推測和不確定性，此外，氣溶膠和CCN 的探測也不足以包含所有的氣溶膠和CCN。因此今后需要加大對于積云內外動力場和氣溶膠背景場的觀測，全面提高復雜的氣溶膠和動力對于華北積云的影響的認識能力。

致謝 感謝“973”項目“氣溶膠—云—輻射反饋過程及其與亞洲季風相互作用”（2011CB403401）在本次試驗數據質量控制方面做出的貢獻。