低压倒槽影响下积层混合云形成过程模拟研究

王巍巍，李艳伟

(南京信息工程大学中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室，江苏南京210044)

0 引言

大范围的暴雨和特大暴雨往往是由较为深厚的层状云和嵌入其内的对流云组成的积层混合云产生的(黄美元和洪延超，1984;李子华等，1986;Tian，1991;刘黎平等，2004;张云等，2008)。从人工增雨作业统计结果来看，积层混合云是人工增雨作业的有利对象(白卡娃，1999;陈宝君等，2005)。对于积层混合云的降水特点，国内外学者开展了一系列研究工作。黄美元等(1986)通过二维时变模拟指出，层状云环境给积云提供良好的发展条件，对积云的发展和降水量的增大起促进作用，有利于产生高强度的降水。但也有观测给出不同的观点，如Frederic et al.(1993)研究发现，层状云降水会破坏弱对流云结构，削弱其对流的发展。宫福久等(1997)、袁成等(2001)利用地面雨滴谱仪观测分析了层状云、积层混合云、积雨云三种云的雨滴谱特征，结果表明:积层混合云的雨滴数密度量级处于层状云和积雨云之间，滴谱较宽，云内结构不均匀。Houze and Churchill(1987)、崔莲等(2001)、张佃国等(2007)、刘莹莹等(2012)利用飞机探测资料分析了云内微物理结构，认为云内微物理结构在水平和垂直方向上都存在一定的起伏变化，具有明显的空间分布不均匀性。数值模拟结果亦有类似结论(邹倩等，2008;于翡和姚展予，2009)。

上述研究多集中于积层混合云成型阶段的结构特征和微物理特性。此外，积层混合云形成过程的研究也取得一些有意义的结果，如:James and Kevin(2003)通过多单体风暴的模拟结果指出，单体间距为行星边界层厚度的0.75倍有利于并合过程发生;李艳伟等(2009a，2009b)研究贵州地区山地对流云发现，距离较近的对流单体在传播移动过程中很容易跨接、合并、扩大、层化，并进一步发展形成范围宽广的片状或带状云系(即积层混合云)，能够带来大面积、长持续时间的降水。

山西省太原市地处山西高原，东、西、北三面环山，地形复杂，干旱是该地春夏之交较为多发的气象灾害之一。低压倒槽系统是有利于形成大范围降水的天气条件，研究该天气条件下云系的形成、发展特点，抓住有效时机，开展人工增雨作业，能够有效缓解旱情，减少干旱造成的损失。为此，本文以2009年5月9日下午到10日凌晨发生在太原及周边地区的一次降水过程为例进行模拟，利用模拟结果以及常规气象资料、雷达资料分析了本次降水过程的大气环流背景和云系发展过程。

1 天气环流背景及雷达回波

1.1 影响系统

5月9日500 hPa欧亚大陆中纬度乌拉尔山以东为一阻塞高压，新疆西北部维持一低压(图略)，冷空气沿槽后西北气流向内陆输入。青藏高原东部不断有短波槽产生，9日夜间太原地区有一短波小槽过境。850 hPa太原地区位于一东北—西南走向的冷式切变线北侧，该切变线从四川向东北延伸，经山西南部、山东和河北交界处，至辽宁境内。切变线有利于不稳定能量的积累。切变线南侧的低空急流为降水的发生提供充沛水汽。9日11时，我国中东部地区海平面气压场呈现高—低—高分布(图1)，内蒙古、蒙古交界处有一高压，四川一直到山西南部、河南、山东等地为一大范围的低压倒槽区，东南部海面为高压。由于两处高压势力相当(王西磊等，2009)，整个气压场相对稳定。稳定的低压区为该地区提供了上升气流。同时，华北地区地面有一条近似东西向分布的弱冷锋，正缓慢向南移动，该冷锋于9日夜间经过太原。上述分析表明，高低空的环流配置有利大范围降雨过程发生。

图1 2009年5月9日11时海平面气压场(等值线;单位:hPa)、17时地面冷锋(粗实线)以及08时850 hPa切变线(粗虚线)和850 hPa低空急流(箭矢)Fig.1 The synoptic chart of sea level pressure field(contours;units:hPa)at 11:00 BST，ground cold front(thick solid line)at 17:00 BST，850 hPa shear line(thick dashed line)at 08:00 BST，and 850 hPa low level jet(arrows)at 08:00 BST 9 May 2009

1.2 雷达回波特征

太原雷达站位于 112.6°E、37.7°N，海拔高度为817 m，探测距离为150 km，涵盖太原及邻近地区。9日11时(图2a)，太原西南侧开始有强度小于30 dBz的单个回波生成，并向东偏北方向移动。移动过程中，距离较近的回波发生并合。14时，有一较强回波群向雷达中心移动，并与前方小回波群并合(图2b)。18:17该回波群与来自太原北部的小回波逐渐并合，并迅速发展，基本覆盖整个雷达监测界面。但强回波区(≥30 dBz)较为零碎，一直到22时在雷达站西侧才形成两个范围较大的回波区，23:28强回波覆盖面积达到最大(图2c)。沿图2c黑色虚线作雷达回波的垂直剖面(图2d)，可以看出，有若干强单体回波镶嵌在层状云回波中，强回波区集中在3 km左右的高度，最大回波强度达到45 dBz，整个回波顶部较为平坦，无明显起伏，属典型的积层混合云降水回波(宫福久等，2006)。

2 模拟方案

单站雷达探测范围有限，难以反映积层混合云完整的发展过程。而中尺度天气预报模式WRF(Weather Research Forecasting)对各种中尺度天气系统有较好的预报性能，在业务试验预报和科学研究中得到应用广泛，对积层混合云云系造成的大范围降水也有较好的模拟能力(Li and Niu，2012)，因此本文采用该模式对本次过程进行模拟。选取相应时段的NCEP/NCAR(the National Centers for Environmental Prediction and the National Center for Atmospheric Research)1°×1°GRIB资料为模式初始场。以112°E、38°N为中心，采用二重嵌套网格，粗、细网格分辨率分别为12 km和4 km。各方案选择如下:积云参数化方案为Kain-Fritsch(new Eta);边界层方案为Schemeysu scheme;微物理方案采取Lin方案;考虑云和地面湍流通量对辐射的影响，长波辐射采用 rrtm scheme方案，短波采用 Dudhia scheme方案。

图2 2009年5月9日11:49(a)、14:02(b)和23:28(c)太原雷达回波分布(仰角1.5°)以及沿图2c中黑色虚线的雷达回波反射率垂直剖面(单位:dBz)Fig.2 Radar echo reflectivity of Taiyuan at 1.5°elevation at(a)11:49 BST，(b)14:02 BST and(c)23:28 BST 9 May 2009，and(d)PPI radar reflectivity along the black dashed line in Fig.2c(units:dBz)

3 模拟结果

3.1 模拟的雷达回波比较

在数值模式第二层嵌套网格输出结果的基础上，本文对雷达回波的产生、演变情况进行了分析，并与实际雷达回波特征进行比较。为清楚起见，图3给出了该地区数值模式中的地形高度分布，其中南北走向的吕梁山脉位于太原盆地的西侧，太岳山位于盆地的东南侧。受山体热力对流的影响，9日10:20有多个独立小回波在太原西部吕梁山脉(111°E左右)和南部太岳山(112°E左右)附近开始生成(图4a)。吕梁山山脉回波大致分布在一条南北向线上，最大强度可达40 dBz，水平尺度在几km至十几km。小回波不断发展、并合，形成两个较大回波群。太岳山的回波形状也与山形类似，由于受到切变气流影响，回波迅速发展，回波最强达50 dBz以上。同时，受地面低压倒槽和切变线西部及500 hPa西南向引导气流影响，大片回波经由陕西中部不断向东北移动(图4a、b左下角回波)。三个回波区在向东北方向移动的过程中，有逐渐连接成片的趋势(图4c、d)。比较相近时次的图2c和图4g发现，太原站回波的位置和强度都模拟得比较接近，但西南方向回波偏弱。总体来看，模拟的雷达回波开始生成、移动方向、强度、覆盖面积、消散等基本与实际降水过程的雷达回波相匹配。

图3 模式中地形高度分布(单位:m;阴影处地形高度大于等于1 000 m)Fig.3 Terrain height in the model(units:m;the shadings denote values greater than or equal to 1 000 m)

3.2 并合过程

从整个降水过程中雷达回波的演变可以看到，本次积层混合云的形成包括多个并合过程，主要有对流单体并合、积云团并合、积层混合云内强中心的并合。

3.2.1 对流单体并合

以图4a的多个对流单体发展为例，可见:受到吕梁山地形抬升作用，A1、A2、A3、A4四个对流单体在山体上逐渐发展起来。垂直方向上以上升气流为主，对流层中下层仅有微弱的下沉气流(图5a)，随着上升运动发展，对流加强，有降水产生。由于降水物的拖曳作用，在下部产生下沉气流(如A1和A2之间，A2和A3之间;图5b)，相邻两个单体之间的下沉气流，填补上升气流造成的“密度流失”，使得相邻两个单体的中上部发生倾斜，有利于单体的并合过程发生。A2与A3先并合，后又与A1并合成较大的对流单体群。并合后，单体上升速度有不同程度的增长。以A2为例，并合前单体最大速度为1.8 m/s，并合后最大速度为2.7 m/s，有效地延长了单体生命周期。与大尺度强对流造成的上升运动(阎凤霞等，2005)相比，这种局地发展的对流单体垂直速度要比前者低一个量级。

从云水总含量随高度分布(图6)来看，并合前对流单体含水量较小，最大值为1.0 g/kg，最大值中心在650 hPa左右(0℃线以下)，云中以云水、雨水含量为主，各个单体之间，界限明显(图6a)。随着并合过程发生，并合后的对流单体最大含水量达2.0 g/kg，最大值中心高度在650～600 hPa之间，个别在500 hPa即0℃线以上(图6b)。如果以0.1 g/kg云总含水量值作为云体轮廓，那么，并合前对流单体云顶高度不到400 hPa，而并合后的积云团云顶高度达300 hPa左右，个别可达200 hPa。并合过程一般在单体行进方向的左侧，并合位置发生在700～500 hPa之间。表1给出了云水、雨水、冰晶、雪、雹等各量混合比。可见，并合后各个物理量都有不同程度的增长;并合后，由于对流高度增高，云砧发展，使得高空300 hPa冰晶含量增多。

图4 模拟的5 月9 日10:20(a)、11:50(b)、12:40(c)、13:10(d)、19:40(e)、20:20(f)和23:30(g)700 hPa雷达回波图及风场分布(黑三角号为太原雷达所在位置)Fig.4 The simulated 700 hPa radar reflectivity and wind at(a)10:20 BST，(b)11:50 BST，(c)12:40 BST，(d)13:10 BST，(e)19:40 BST，(f)20:20 BST，and(g)23:30 BST 9 May(the black triangle is the location of Taiyuan radar)

图5 5月9日10:20(a)和11:50(b)风矢量(v·5w;箭矢;单位:m/s;)和相对湿度(实线;单位:%)沿111.15°E的垂直剖面Fig.5 Vertical sections of wind vector(v·5w;arrows;units:m/s)and relative humidity(solid lines;units:%)along 111.15°E at(a)10:20 BST and(b)11:50 BST 9 May

图6 5月9日10:20(a)和11:50(b)总云水混合比沿111.15°E垂直剖面(单位:g/kg)以及0℃和－20℃温度线Fig.6 Vertical sections of total cloud water mixing ratio(units:g/kg)along 111.15°E and the two temperature lines denoting 0℃and－20℃at(a)10:20 BST and(b)11:50 BST 9 May

表1 图6中各单体对应的云水、雨水、冰晶、雪、霰混合比最大值Table 1 The maximum of cloud water，rain water，ice crystal，snow and graupel mixing ratio of convection cells in Fig.6 g/kg

同时发现，对流单体合并后，由于湍流作用，云体外部物理量发生变化，但各单体的个体特征仍然明显，且这种单体之间的并合并不稳定，受到环境影响就会分开。从不稳定能量的计算结果来看，以对流单体A1为例，不稳定能量并合时达到最大(图7a)。由该时段假相当位温随高度的变化(图7b)可见，对流层低层700 hPa以下一直维持大范围对流性不稳定，有利于对流的维持和新对流的产生。

3.2.2 积云团合并

图7 单体A1中心对流有效位能随时间的变化(a;单位:J/kg)以及11:50假相当位温沿115.15°E的垂直剖面(b;单位:K)Fig.7 (a)Temporal evolution of convective available potential energy(units:J/kg)of single cell A1，and(b)vertical section of pseudo-equivalent potential temperature(units:K)along 115.15°E at 11:50 BST

图4c、4d显示了在吕梁山脉和太岳山脉上发展起来的两个较大的积云团 B1、B2的并合过程。12:40吕梁山脉发展的积云团B1已移至海拔高度较低的盆地上空，内部正垂直速度分成上下两个中心(图8a)，云体左侧出现较强下沉气流，正处于减弱阶段。由于切变气流的加强，太岳山脉的积云团B2正处于发展阶段。两个积云团的水平尺度约为1个经纬距。B1积云团移动较快，13:10追赶上太岳山脉积云团B2，两者连成一体。太岳山脉积云团上层的上升气流与吕梁山脉积云团内的上升气流发生贯通，加剧了太岳山脉积云团的上升运动，B2最大上升速度从2.1 m/s突增到7.0 m/s以上(图8b)，总云水含量中心较大值面积迅速扩大(图9a、b)。强烈的上升运动把低层的液态水带到高空形成霰粒子，使得B2中霰、雨水的含量增幅较大(表2)，更加有利于强降水发生。600 hPa以上，在两积云团之间存在着水平风场辐合(图10)，有利于水汽聚集，加快垂直的运动发展。积云团并合时也伴随不稳定能量的大幅增长(图略)。吕梁山脉积云团B1在并合后迅速减弱、消散。

本次过程几个积云团并合个例研究表明:如果有两个发展阶段接近的云团合并，则两者的强度都有小幅增加;如果是发展阶段和减弱阶段的云团合并，则发展阶段云团瞬间增强，消散阶段云团渐弱，甚至消亡。在对流单体、积云团逐渐减弱阶段，雨水、霰中心逐渐消失，但云水、冰晶和雪中心仍然存在，出现积云层化的特征(图略)，并与后方云系连接，进而扩大整个云系的覆盖范围。

3.2.3 积层混合云特征

图8 垂直速度沿图4c、4d所示直线的垂直剖面(单位:m/s;阴影表示负垂直速度) a.12:40;b.13:10Fig.8 Vertical sections of vertical speed(units:m/s)along the lines in(a)Fig.4c at 12:40 BST and(b)Fig.4d at 13:10 BST(shadings denote negative vertical speed)

图9 总云水混合比沿图4c、4d所示直线的垂直剖面(单位:g/kg;阴影表示值大于等于0.01 g/kg)以及0℃和－20 ℃温度线 a.12:40;b.13:10Fig.9 Vertical sections of total cloud water mixing ratio(units:g/kg)along the lines in(a)Fig.4c at 12:40 BST and(b)Fig.4d at 13:10 BST(the shadings denote values greater than or equal to 0.01 g/kg)，and the two temperature lines denoting 0℃and－20℃

表2 图9中各单体对应的云水、雨水、冰晶、雪、霰混合比最大值Table 2 The maximum of cloud water，rain water，ice crystal，snow，graupel mixing ratio in Fig.9 g/kg

图10 5月9日13:10散度沿图4d所示直线的垂直剖面(单位:10－4s－1)Fig.10 Vertical section of divergence along the line inFig.4d at 13:10 BST 9 May(units:10 －4s－1)

因5月9日夜间有弱冷锋过境，太原北部有较强回波生成，并向偏西方向移动，与西南方向移来的地面倒槽系统形成的回波群汇合，形成大片的积层混合云回波，并有多个大于40 dBz的强中心。沿图4e、4f所示直线作总含水量的垂直剖面(图11)，可见云顶(总含水量为0.01 g/kg)较为平坦，垂直方向厚度较大，云内镶嵌多个对流中心。地形有利于对流中心强度增加。对流中心在云体内也不时发生并合，并合后中心强度略减，但高值覆盖面积有所增加，有利于有效降水面积的扩大。同时冰晶数量明显多于对流单体和积云团(图略)。此时，由于不稳定能量要远低于日间山体对流产生回波的不稳定能量(图12)，所以对流发展较低。随冷锋后冷空气影响加强，水汽来源被切断，降水过程结束，云体消散。

4 结论

利用雷达和数值模拟结果对发生在太原及周边地区的一次积层混合云的形成过程进行分析，得到以下结论:

1)低压倒槽、弱冷锋是本次积层混合云降水的主要影响系统，山地的存在有利于初始阶段对流单体的生成和加强。积层混合云的形成包括多个并合过程:对流单体并合、积云团并合、层积云内部强中心并合过程。并合过程有利于云系扩大。

2)在环境风场的影响下，距离较近的对流单体易发生并合，但此种并合的稳定性较差，并合后各单体的个体特征仍然明显。积云团的并合可以带来较强烈的天气，特别是减弱阶段的积云团和发展阶段的积云团并合后可导致爆发性增长，垂直速度呈现跨越式增强，总云水含量特别是霰、雨水的含量大幅增长。并合后对流单体、积云团中心的不稳定能量均有大幅增长。

3)积层混合云强中心的并合特征为，雷达回波面积增大，而强度增大不明显，常有多个中心生成。积层混合云的冰晶数量多于对流单体和积云团冰晶;积层混合云的不稳定能量比对流单体和积云团低很多。

图11 总云水混合比沿图4e、4f所示直线的垂直剖面(单位:g/kg;阴影表示值大于等于0.01 g/kg) a.19:40;b.20:20Fig.11 Vertical sections of total cloud water mixing ratio(units:g/kg)along the lines in(a)Fig.4e at 19:40 BST and(b)Fig.4f at 20:20 BST(the shadings denote values greater than or equal to 0.01 g/kg)

图12 对流单体、积层混合云内强中心处对流有效位能随时间的变化(单位:J/kg;横坐标的时间间隔:10 min)Fig.12 Temporal evolutions of convective available potential energy of the centers in the convective cell and the convective and stratiform mixed clouds(units:J/kg;time interval of abscissa:10 min)

致谢:山西省人工影响天气办公室提供多普勒雷达资料，谨致谢忱。

白卡娃.1999.江苏盛夏飞机人工增雨作业的雷达气象学分析［J］.气象科学，19(4):98-402.

陈宝君，周德平，宫福久，等.2005.2002年7月沈阳一次降水过程的催化数值模拟研究［J］.南京气象学院学报，28(4):483-491.

崔莲，郭学良，杨军.2001.吉林地区一次积层混合云宏微观结构特征观测分析［J］.吉林气象(1):31-34.

宫福久，刘吉成，李子华.1997.三类降水云雨滴谱特征研究［J］.大气科学，21(5):607-614.

宫福久，王吉宏，幕熙昱，等.2006.辽宁省7—8月降水回波特征［J］.气象科学，24(4):427-431.

黄美元，洪延超.1984.在梅雨锋云系内层状云回波结构及其降水的不均匀性［J］.气象学报，42(1):80-87.

黄美元，徐华英，洪延超.1986.混合云系中的层状云对对流云发展影响的数值模拟研究［J］.成都气象学院学报，1(1):48-54.

李艳伟，牛生杰，罗宁，等.2009a.山地对流云并合形成积层混合云的过程分析［J］.气象科学，29(2):157-164.

李艳伟，牛生杰，罗宁，等.2009b.积云并合扩展层化型积层混合云的数值模拟分析［J］.地球物理学报，52(5):1165-1175.

李子华，夏晓青，章晴.1986.梅雨锋云系亮带的初步研究［J］.气象科学，4(1):82-90.

刘黎平，邵爱梅，葛润生，等.2004.一次混合云暴雨过程风场中尺度结构的双多普勒雷达观测研究［J］.大气科学，28(2):278-286.

刘莹莹，牛生杰，封秋娟，等.2012.一次积层混合云的形成过程和微物理观测［J］.大气科学学报，35(2):186-196.

王西磊，吕淑芳，赵京峰，等.2009.2009年5月9—10日山东大暴雨天气分析［J］.暴雨灾害，28(2):173-178.

阎凤霞，寿绍文，张艳玲，等.2005.一次江淮暴雨过程中干空气侵入的诊断分析［J］.南京气象学院学报，28(1):117-124.

于翡，姚展予.2009.一次积层混合云降水实例的数值模拟分析［J］.气象，36(12):3-11.

袁成，樊玲，李亚滨.2001.哈尔滨地区春夏季降水微结构特征［J］.南京气象学院学报，24(2):250-257.

张佃国，郭学良，付丹红，等.2007.2003年8～9月北京及周边地区云系微物理飞机探测研究［J］.大气科学，31(4):596-610.

张云，雷恒池，钱贞成.2008.一次东北冷涡衰退阶段暴雨成因分析［J］.大气科学，32(3):883-894.

邹倩，刘奇俊，刘卫国.2008.积层混合云结构和云微物理的数值模拟［J］.干旱气象，26(2):74-82.

Frederic F，Isztar Z，Stephen C.1993.The influence of stratiform precipitation on shallow convective rain:A case study［J］.Mon Wea Rev，121:3312-3325.

Houze R A，Churchill D D.1987.Mesoscale organization and cloud microphysics in a bay of bengal depression［J］.J Atmos Sci，44(14):1845-1867.

James R S，Kevin R K.2003.Cell merger potential in multicell thunderstorms of weakly sheared environments:Cell separation distance versus planetary boundary layer depth［J］.Mon Wea Rev，131:1678-1695.

Li Y W，Niu S J.2012.The formation and precipitation mechanism of two ordered patterns of embedded convection in stratiform cloud［J］.Sci China:Earth Sci，55:113-125.

Tian S C.1991.Effect of merging of the convective cloud clusters on occurrence of heavy rainfall［J］.Adv Atmos Sci，8(4):499-504.