云微物理对一次吉林暖区降水过程的影响

祁璇 平凡 沈新勇 1,,3

1 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，南京 210044

2 中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴重点实验室（LACS），北京 100029

3 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东珠海 519082

4 浙江省气象安全技术中心，杭州 310008

1 引言

近年来随着全球气候变暖加剧，我国暴雨及强对流等极端天气频发，其中暖区降水作为近年来致灾严重、预测难度大的一种典型降水类型，呈现出时空分布广、降水频次多的趋势，如2012 年7 月21 日北京暖区降水（周玉淑等, 2014; Zhong et al.,2015）、2016 年5 月7 日广州暖区降水（伍志方等, 2018; Huang et al., 2018）以及2015 年5 月16日粤西暖区降水（吴亚丽等, 2018）。上述暖区降水过程都有一个显著特点，即引发暖区暴雨的降水系统都是由局地触发及组织化发展的中尺度对流系统（谌芸等, 2018），同时云微物理过程在暖区降水过程中有重要影响，可显著得引起暖区降水的增幅（Mao et al., 2018）。因此，利用数值模式，准确模拟再现暖区降水过程、细致探究云微物理对暖区降水的影响将加深对暖区降水的形成及演变机制的理解，提高暖区降水的预测能力。

暖区降水的多尺度环境特征及分布特点已有了大量研究。1970 年前后，Nozumi and Arakawa (1968)提出锋面气旋中还存在暖区雨带。Matejka et al.（1980）通过数值模拟发现暖区暴雨位于冷锋前部和暖锋后部，多表现为线状对流系统，降水雨带也呈带状分布。国内关于暖区暴雨的研究刚开始主要集中在华南地区，黄士松（1986）对发生在华南的暖区暴雨进行定义，认为发生在地面暖区的距锋面200～300 km 位置的雨带称为暖区暴雨。暖区暴雨具有明显的中尺度特征，常常伴随着强对流天气，容易引发洪涝灾害（陶诗言, 1980; 何立富等,2016），因此正确理解暖区暴雨并对其进行准确预报具有重要的实际意义。

暴雨及强对流系统的中尺度特征、触发及组织化机制的研究取得了长足的进展。Huang et al.（2018）应用观测数据和数据同化模拟了广州“5.7”降水过程，指出中尺度地形强迫、地面冷池的出流与暖湿的南风交汇作用以及城市效应是造成广州这次暴雨的主要原因。Mao et al.（2018）结合多源观测资料及同化技术对2012 年北京“721”暴雨进行模拟研究，发现该次暖区降水过程中河套气旋发挥了非常重要的作用。因此，引发暴雨和强对流的中尺度系统的触发及组织化发展是发生在特定的多尺度天气环境下，由干线、海风锋、冷锋、阵风锋、静止锋等天气及中尺度系统所触发及组织化发展而成（Weiss and Bluestein, 2002; Wilson and Roberts, 2006; Xue and Martin, 2006; Su and Zhai,2017）。

云微物理过程对暴雨及中尺度系统的影响一直是暴雨研究的关键科学问题。中高纬度降水主要由冷云过程产生（Schlamp et al., 1975），那么冷云过程中冰相粒子的凝华、撞冻以及淞附等现象在我国大部分地区的降水过程中都发挥着极其重要的作用。孔凡铀等（1991）的研究指出：冰相微物理过程在风暴的发展演变过程中不可忽视，通过凝结、凝华和冻结等冰相粒子的形成过程释放大量潜热加热大气，从而加强大气的正浮力以维持强对流的发展。洪延超（2012）模拟研究了一次“催化—供给”冷锋层状云降水的微物理过程，发现水汽凝华和冰晶撞冻增长形成的冰相粒子降落到云的暖区中融化形成雨水，是降水形成的主要物理机制。Yin et al.（2018）研究发现冰雹胚胎主要在垂直上升气流的“胚胎帘”中收集冰晶、雨水和霰粒子，胚胎通过上下循环收集云滴和雨滴增长。由此可知，云微物理过程不仅改变降水形成过程，而且会对降水系统的热动力过程产生重要的影响（Van Weverberg et al., 2011）。

暖区降水发生在湿梯度和热梯度较小的区域中，与冷锋降水相比，暖区降水有其特有的云微物理特性。目前暖区暴雨的的云微物理特征已有了一些研究成果，Hobbs（1980）研究了暖区雨带的结构及其产生降水的机制，指出“播撒—供给”云机制以及强对流对于暖区降水的产生都有非常重要的作用。茅家华和平凡（2015）研究了北京“721”暴雨过程中暖区降水和冷锋降水阶段的云微物理差异，发现水汽凝结为云水、雪和霰收集云水后融化为雨水以及雨水蒸发为水汽的反馈作用是暖区降水阶段雨水含量明显高于冷锋降水阶段的主要原因。傅佩玲等（2018）研究了2017 年中国广州一次特大暖区暴雨的微物理特征，发现雨滴总体浓度强，低质心与暖区降水特征是产生短时暴雨的重要原因。

综上所述，国内外对暖区降水的多尺度环境特征、中尺度对流系统的触发及组织化、云微物理对降水过程的影响的研究都取得了一定的进展，但目前关于暖区降水云微物理特征方面的研究仍存在很多不足，其模拟预测及形成和演变机制的研究亟待深入，突出表现在以下几个方面：（1）数值模式能否准确模拟再现暖区降水过程?（2）能否准确模拟再现造成暖区降水的中尺度对流系统的触发及组织化的细致过程?（3）在此基础上，能否揭示云微物理过程对暖区降水的影响并探究其影响的可能机制?

2017 年7 月13 日吉林永吉爆发一次强的暖区特大暴雨过程，造成了严重的人员伤亡和经济财产损失。本文将以此次永吉降水过程为研究个例，模拟和再现暴雨过程，特别是细致模拟和再现此次暖区降水的触发及组织化发展演变过程；在此基础上，着重研究云微物理过程对降水的影响，探究其影响暖区降水的可能机制。本文其余章节组织如下：第二部分，介绍此次暴雨个例，分析其形成的大气环流背景和层结条件；第三部分，简要叙述本文涉及的资料以及WRF 中尺度模式实验设计方案，了解中尺度系统实际发展演变过程，同时用模拟的雨带分布、降水量和雷达回波与其进行对比，选择最优方案得到云分辨尺度模拟数据；第四部分，基于云分辨尺度模拟数据，剖析中尺度对流系统发生发展的云微物理特征；第五部分，利用数值模式输出结果，通过分析云水物质的质量和热量收支情况，探讨云微物理过程对此次暖区暴雨的可能影响机制；第六部分，总结主要科学结论，并讨论文章的创新点和不足。

2 个例介绍及天气学分析

2.1 个例介绍

2017 年7 月13 日吉林省中部的永吉县发生了一次罕见的暖区暴雨过程，降水主要集中在地面冷锋前部的四平市、长春南部以及吉林中南部地区（图1），是典型的暖区降水过程（探空观测见图2）。因永吉处于长白山西侧的平原向山地的过渡地带，水汽以及气流的辅合作用造成中尺度对流系统在四平市东部地区触发，在大尺度天气系统的东移背景下，中尺度对流系统组织化发展为强烈的弓状降水雨带，给吉林市永吉县（图1 的黑色五角星位置）造成严重的暴雨灾害，7 月13 日的日累计降水量达到295.7 mm，是吉林省自1951 年以来最强暴雨过程，此次降水过程具有时间短，强度大，落区重复的特点，致使18 人遇难，26 万人受灾，造成严重的经济损失（王宁等, 2018; 于佳含等, 2019）。

图1 2017 年7 月13 日00:00（左列；协调世界时，下同）和12:00（右列）天气尺度背景场分布：（a，e）200 hPa 高空急流（填色阴影区域，单位：m s-1），500 hPa 位势高度（蓝色实线，单位：dagpm）、温度（红色实线，单位：K）、槽线（红色粗实线）和西太平洋副热带高压（588 黑色实线，单位：10 gpm）；（b，f）700 hPa 位势高度（蓝色实线，单位：10 gpm），广义位温（红色虚线，单位：K）、底层切变线（红色实线）和风场（矢量箭头，单位：m s-1）；（c，g）850 hPa 水汽通量（绿色阴影区，单位：g s-1 hPa-1 cm-1）、位势高度（蓝色实线，单位：10 gpm）、广义位温（GPT，红色虚线，单位：K）、风场（矢量箭头，单位：m s-1；打点区为低空急流区）和底层切变线（红色实线）；（d，h）地面气压场（蓝色细实线，单位：hPa）、风场（矢量箭头，单位m s-1）和地面冷锋（蓝色粗实线）。图中五角星代表永吉，下同；字母“H”、“L”分别代表高压中心和低压中心位置Fig. 1 Background circulation fields at 0000 UTC (left column) and 1200 UTC (right column) on July 13, 2017 : (a, e) High-level jet (shaded, units:m s-1) at 200 hPa; geopotential height (blue solid contours, units: 10 gpm), temperature (red solid contours, units: K), trough line (red bold line), the western Pacific subtropical high (black contours; units: 10 gpm) at 500 hPa. (b, f) Geopotential height (blue solid contours, units: dagpm), generalized potential temperature (red dash contours, units: K), trough-line (thick red solid line), and winds (vectors; units: m s-1; dotted areas denote lower-level jet) at 700 hPa. (c, g) Water vapor flux (shaded; units: g s-1 hPa-1 cm-1), geopotential height (blue solid contours; units: dagpm), generalized potential temperature (red dashed contours; unis: K), wind field (vectors; units: m s-1) and trough-line(red solid line) at 850 hPa. (d, h) Sea level pressure (blue thin solid contours, units: hPa), 10-m winds (vectors; units: m s-1), and cold front (blue bold solid line). Position of Yongji is marked by the star, the same below. Letters “H” and “L” denote high-pressure and low-pressure centers, respectively

图2 2017 年7 月13 日（a）00:00、（b）06:00、（c）12:00 长春站（54161）的探空观测以及（d）模式模拟区域。层结曲线（蓝色粗实线），状态曲线（黑色粗实线）。Fig. 2 Atmospheric sounding data as observed at Changchun station (54161) at (a) 0000 UTC, (b) 0600 UTC, and (c) 1200 UTC on July13, 2017,The location of the model domain is shown in (d). stratification curve (thick blue solid line), state curve (thick black solid line).

2.2 天气学分析

2.2.1 大气环流分析

此次暴雨过程发生在多尺度天气背景条件下，本节着重对其发生的大气环流及大气层结条件进行分析，以探讨中尺度对流系统发展演变的天气学背景。基于实际降水的发生发展情况，选用0.5°×0.5°的NCEP/NCAR 每6 小时一次的再分析资料，2017 年7 月13 日00:00（对流系统触发前）和12:00（中尺度对流系统发展旺盛阶段）为典型时次（协调世界时，下同），根据不同等压面上的特征物理量分析中尺度系统发生发展的大气环境条件。

图1 是2017 年7 月13 日00:00（左 列）与12:00（右列）不同高度的天气尺度背景场分析。由此可见，13 日00:00，500 hPa（图1a）上中国东北地区存在强的冷涡中心，永吉位于槽前西南气流中，脊前有弱冷空气输送；至12:00（图1e），东部槽线逆时针旋转，永吉上空出现200 hPa 急流区，冷平流强，因此此时高空处于干冷状态且抽吸作用强，有利于强烈垂直运动的发生和维持。700 hPa上，13 日00:00（图1b），从冷涡中心伸出的切变线呈东北—西南走向，此时广义位温（Gao et al.,2004）所代表的高温高湿舌（广义位温的316 K 特征线）位于中国中部地区；至13 日12:00（图1f），永吉地区完全处于切变线前部西南气流控制之下，此时高温高湿舌东伸至吉林中部地区，永吉相比于12 小时前处于暖的广义位温梯度密集区，为中尺度对流系统的发展增强提供充足的能量供应。850 hPa 等压面上，13 日00:00（图1c），降水中心位于西南急流（打点阴影区）出口区左侧、两条急流带交汇区，底层辐合作用强，水汽条件充沛。12 小时后（图1g），低层南海的充沛水汽源源不断地向降水区域输送，配合此时永吉上空的低空急流增大，辐合作用增强，永吉产生强降水过程。地面图上13 日00:00 和12:00（图1d 和h），东北地区存在闭合的气旋中心，冷锋从气旋中心伸展出来，永吉始终位于锋前暖区的西南气流控制之下。

2.2.2 大气层结条件分析

除了有利的天气学环境以外，大气层结条件也为该次暴雨提供了有利的发展背景。由于台站实况资料不完整，我们仍选用0.5°×0.5°的NCEP/NCAR再分析资料来分析中尺度系统不同发展阶段（发生前00:00、触发时06:00 以及发展旺盛阶段12:00）的大气层结条件。

图2 是长春站探空观测。在00:00 即对流触发前（图2a），大气由低到高为湿—干—湿的分布，此时对流不稳定能量较大。6 小时后（图2b），高层变干，覆盖在700 hPa 附近的湿层上，底层不稳定能量的堆积，一旦触发对流的条件满足，中尺度对流系统将突破湿暖盖向高层发展增强。12:00（图2c），不稳定能量减小，说明此时该站附近有强烈的对流发生；低层湿空气汇合且向上输送，整层空气湿度增加，对流系统发展强烈，相变潜热的释放有利于强对流的发展维持。

综合上述分析可知，此次暖区降水发生在深厚的东北冷涡维持阶段，始终位于地面冷锋前部暖区中。暴雨发生前（13 日00:00）降水区上空从低层到高层呈前倾槽结构，高空干冷空气叠加在低层暖湿气流之上，使得不稳定能量在永吉上空堆积。暴雨过程中（13 日12:00）500 hPa 槽线逆时针转竖，永吉位于槽底冷平流中，低层由于充沛的水汽供应变为高湿区，配合高层急流增强形成强烈的抽吸作用，有利于永吉地区强垂直运动的发展及维持，中尺度对流系统发展增强从而产生暴雨过程。

3 数值试验设计及模拟结果验证

如上节所述，此次暴雨发生在底层湿暖且抽吸作用强烈的天气背景条件下，由实况累计降水量（图3）和实况雷达拼图（图4）可知，造成此次暖区降水过程的中尺度对流系统主要分为以下几个阶段：触发（07:00～08:00）、组织化发展（08:00～13:00）、弓状回波（13:00～15:00）以及消亡（15:00～19:00），因此本节拟利用数值模式对此次降水过程进行模拟，再现暖区暴雨的细致过程，特别是再现中尺度对流系统发展演变的典型阶段，这是进行云微物理研究的前提和基础。

图3 2017 年7 月13 日中尺度对流系统演变过程中观测（左列，obs）和模拟（右列，wrf）的累计降水分布（填色，单位：mm）对比：（a、b）07:00～13:00 6 小时累计；（c、d）13:00～19:00 的6 小时累计；（e、f）07:00～19:00 的12 小时累计Fig. 3 Comparison of the observed (left column; obs) and simulated (right column; wrf) accumulative precipitation distributions (shaded, units: mm)during the evolution of the mesoscale convective systems: (a, b) 6-h period from 0700 UTC to 1300 UTC; (c, d) 6-h period from 1300 UTC to 1900 UTC; (e, f) 12-h period from 0700 UTC to 1900 UTC on July 13, 2017

图4 2017 年7 月13 日中尺度对流系统演变过程中的（a-f）实况雷达拼图和（g-l）模拟综合雷达反射率（填色，单位：dBZ）：（a，g）07:30；（b，h）09:30；（c，i）11:30；（d，j）13:30；（e，k）15:30；（f，l）17:30。黑色五角形代表永吉所在位置Fig. 4 The (a-f) observed and (g-l)simulated composite radar reflectivity (shaded; units: dBZ) during the evolution of the mesoscale convective system, at (a, g) 0730 UTC, (b, h) 0930 UTC, (c, i) 1130 UTC, (d, j) 1330 UTC, (e, k) 1530 UTC, and (f, l) 1730 UTC on July 13, 2017, respectively.Yongji's location is indicated by the star

3.1 模拟实验设计

本文使用的常规资料包括：2017 年7 月13 日00:00 至14 日00:00 探空资料，1000～100 hPa 温度、高度、风场及温度露点差；该时段地面加密观测资料和24 小时累计降水量资料；该时段长春站、白山站以及延边站C 波段雷达资料；同时，利用7 月13 日00:00 至14 日00:00 的一天4 次、垂直方向19 层的0.5°×0.5° NCEP/NCAR 再分析资料作为模式初始场和边界条件，利用WRFV3.9 模拟此次暖区降水过程，模式在垂直方向上设置为37 层，模式层顶气压10 hPa，水平方向设定三层嵌套网格，网格中心为（43.42°N，126.31°E），最外层网格距为9 km，最内层网格距为1 km（图2d），每5 分钟输出一次计算结果。具体实验设计方案见表1。

表1 WRFV3.9 模式物理参数化方案配置Table 1 Physical parameterization scheme configurations of WRFV3.9 mode

本文数值模拟采用的是Morrison 2-mom 混合双参方案，该方案包括水汽qv 及5 种水物质混合比：云水（qc）、雨水（qr）、冰晶（qi）、雪（qs）、霰（qg）以及4 种水物质数浓度：雨水（Nr）、冰晶（Ni）、雪（Ns）、霰（Ng）；考虑了暖云和冷云过程中精细全面的云微物理过程，因此对复杂的对流过程适应程度较高（袁敏, 2018;），用该云微物理方案来模拟研究此次永吉暖区降水过程能最大程度再现降水的云微物理过程，便于进行后续云微物理机制的研究。

3.2 模拟结果验证

根据以上模式输出结果，我们分别对实况与模拟的累计降水量、中尺度系统演变过程的雷达反射率进行对比分析，着重比较了中尺度系统的触发、组织化以及弓状回波等典型阶段的雷达回波特征。

3.2.1 降水实况与模拟对比

根据实际降水情况，我们将暖区降水中尺度系统发展过程分为触发及组织化发展阶段（07:00～13:00）与弓状回波至消亡（13:00～19:00）。图3为实况与模拟的降水累计分布对比。中尺度对流系统触发及组织化阶段（07:00～13:00）的6 小时实况累计降水（图3a）可见，雨带呈东西带状分布，累计降水最大值区位于永吉北侧，累计降水量大于102.4 mm；模拟累计降水雨带和最大降水中心（图3b）与实况对应情况较好。弓状回波以及消亡阶段（13:00～19:00）的6 小时模式模拟的累计降水（图3d）的雨带方向与实况（图3c）基本一致，最大降水中心比实况略微偏南。模拟的07:00～19:00 的12 小时累计降水（图3f）的雨带和强降水中心位置强度与实况（图3e）对应情况良好。

3.2.2 雷达回波的实况与模拟结果对比

基于累计降水情况，本节讨论此次暖区降水整体过程（每两小时一次）的实况雷达反射率，以便详细了解此次暖区降水中尺度系统的发展演变情况，同时用模拟输出结果与实况进行对比，进一步验证模式模拟效果。

图4 是暖区降水中尺度系统发展演变过程的雷达反射率的实况与模拟情况对比分析。由实况雷达拼图可知，中尺度对流系统在四平市东部和长春南部地区触发（图4a），其在东移过程中组织化合并增强，形成的主要雨带呈东西带状分布，横跨吉林省中部地区（图4b、c），此时永吉地区开始产生小雨；至13:00 左右，在四平市东部地区形成强烈的弓状回波（图4d），并逐渐向东南部移动、发展增强，永吉地区重复受灾；两小时后（图4e），主要降水系统移动到吉林省东南部地区，此时永吉降水减弱，随后中尺度系统东移消亡（图4f），降水过程结束。用模拟的雷达反射率（图4g-l）与实况进行对比，结果可得：模拟的各时段中尺度系统的演变状态、位置以及回波强度都能很好地与实况对应。

3.2.3 暖区降水中尺度系统的触发及组织化过程模拟对比

根据上节反映的中尺度系统的总体演变过程，我们从中挑选了几个典型时次来代表其发展演变的不同阶段：07:05 代表单体触发阶段，07:15 代表线状对流群触发阶段，08:00 代表组织化发展阶段，14:00 代表弓状回波阶段，并利用这些典型时次重点分析暖区降水中尺度系统的触发及组织化的细致过程。

图5a-d 分别代表中尺度系统不同发展阶段典型时次的实况雷达拼图，图5e-h 为模拟的典型时次雷达反射率。由图可知，07:00 长春南部、四平市东部地区触发团状小面积的对流单体（图5a），大约15 分钟后在单体触发区出现呈东北—西南向的线状群体触发现象（图5b），经过1 小时发展，这些小的对流单体开始增强并组织化合并（图5c），在东移动过程中发展为强烈的弓状回波（图5d）。通过与模拟的雷达反射率进行对比，发现模拟的雷达反射率在云分辨尺度上也能与实况对应。

通过以上累计降水量及雷达回波的对比表明：数值模式能够准确模拟再现此次暖区降水过程，特别是能够再现造成此次暴雨过程的中尺度对流系统的触发、组织化发展以及弓状回波等典型阶段的细致过程，可用模式输出的高分辨率资料来研究此次暖区降水中尺度系统的云微物理特征及其对降水过程的可能影响机制。

4 暖区暴雨中的云微物理特征

暖区降水作为一种典型的降水类型，其区域平均的粒子混合比以及粒子数浓度影响着粒子蒸发/凝结、垂直运动以及碰并等过程（Gao et al., 2005; Fan et al., 2007），因此本节拟利用第三节中模式输出结果，着重分析暖区降水中的云微物理的时空演变，特别是暖区降水的中尺度系统的发展演变的云微物理时空分布，探究暖区降水过程的云微物理特征。

4.1 云微物理特征随时间的演变

本小节通过分析雨滴、云滴、雪、冰晶、霰等主要水物质组成成分随时间高度的演变特征，讨论其在中尺度对流系统发展演变过程中的含量及分布情况，揭示不同水物质在中尺度系统发生发展过程中的作用。通过第三节讨论发现：造成此次暖区降水中尺度对流系统的触发和发展都在图6a 黑色方框中进行，故本小节选取了该区域为典型区域；图6 是各种水成物混合比和数浓度在图6a 中黑色方框内的区域平均值的时空变化，用虚线将中尺度系统发展演变过程分割为三部分：对流触发阶段、组织化发展阶段、弓状回波阶段。

图6 表明各种水物质在空间中由高到低依次分布为：冰晶、雪、霰、云滴和雨滴。冰相粒子（雪、冰晶、霰）分布位置较高，混合比均值较大，因此此次暖区降水中尺度系统主要是冷云系统。值得注意的是，冰晶的数浓度显著大于其他水物质，是其他水物质的103倍，但其混合比相对较少，且其混合比及数浓度区域均值的最值都出现在强降水发生之前，所以大量的冰晶粒子是强降水的发生的基础（图6e）。霰粒子混合比平均值的峰值集中在400 hPa附近，且在弓状回波阶段最强（图6f）。霰粒子与雪粒子混合比的区域均值在弓状回波时段达到峰值，因此其在云中的形成、增长和融化过程势必会影响地面降水。

图6 2017 年7 月13 日（a）14:00 模拟的雷达反射率（填色，单位：dBZ，黑色方框区域为选取的典型区域），（b）模拟的云滴混合比在（a）方框内的区域均值（填色，单位：10-3 kg kg-1）随时间—气压的变化，（c）模拟的雨滴混合比区域均值（填色，单位：10-3 kg kg-1）和雨滴数浓度区均值（黑色实线，单位：m-3）随时间—气压的变化；（d）同（c），但为雪；（e）同（c），但为冰晶；（f）同（c），但为霰；虚线用来分割不同阶段Fig. 6 (a) The simulated composite radar reflectivity at 1400 UTC on July 13, 2017 (shaded; units: dBZ), the black box represent the selected typical area; (b) the change of simulated cloud regional average mixing ratios (shaded; units: 10-6 kg kg-1 s-1) with time and pressure over the box on (a);(c) the change of simulated rain regional average mixing ratios(shaded; units: 10-6 kg kg-1 s-1) and number concentration (black solid line; units: m-3)with time and pressure over the box in (a). (d) Same as (c), but for snow. (e) Same as (c), but for ice. (f) Same as (c), but for graupel. Dotted lines are used to divide the different stages

4.2 暖区降水中尺度系统云微物理特征

暖区降水的触发及组织化发展是模拟和预报此次降水过程的关键，本节在第三节细致模拟降水过程的基础上，我们选取图5e-h 中不同发展阶段典型剖面（黑色箭头位置）和典型区域（黑色方框），重点探究中尺度系统中各水物质的时空分布特征及云微物理的中尺度细致结构。

图5 2017 年7 月13 日实际观测（a）07:00、（b）07:18、（c）08:42 和（d）13:54 雷达回波拼图（填色，单位：dBZ）以及模拟的（e）07:05、（f）07:15、（g）08:00 和（h）14:00 雷达综合雷达回波（填色，单位：dBZ）分布。黑色箭头代表选取的剖面位置，黑色方框代表选取的典型区域Fig. 5 The observed composite radar reflectivity (shaded; units: dBZ) at (a) 0700 UTC, (b) 0718 UTC, (c) 0842 UTC, and (d)1354 UTC on July 13,2017, and the simulated composite radar reflectivity (shaded; units: dBZ) at (e) 0705 UTC, (f) 0715 UTC, (g) 0800 UTC, and (h) 1400 UTC on July 13,2017, respectively. The black arrows indicate the positions of selected cross sections, and the black boxes indicate the typical areas

图7 展示了不同阶段雷达回波及风场的垂直剖面。由图可知：对流单体触发阶段（图7a），雷达回波还未触地，地面降水较少或没降水，低层为一致的偏西风，触发区域存在弱的上升运动。10分钟以后，在图7a 生成的对流单体上下游有众多小对流单体呈东北—西南向线状群体触发（图7b），此时雷达回波最大值位于4 km 高度上，地面仍保持偏西风，上升运动相比较单体触发阶段有明显增强，每个对流单体上升区后部开始出现弱下沉运动，上升和下沉运动交错出现，有波动特征。群体触发后各单体分别增长并组织化合并发展为空间尺度较大的中尺度对流系统（图7c），雷达回波向上伸展到14 km 高度，地面附近回波较强，开始产生降水；此时中层风向为偏西风，相对于触发阶段，低层风向开始出现弱的偏东风，回波中心区域上升运动增强。在高低空不同尺度环境场作用下，中尺度系统逐渐发展为雷达反射率大于55 dBZ的弓状回波（图7d），其后部存在大面积的层状云，前部偏东风较上一阶段范围扩大，强度增强，与后部的后向入流在弓状回波区汇合上升，形成强烈的辅合作用，可能是辐合区上升运动维持且增强的原因。

图7 2017 年7 月13 日模拟的（a）07:05、（b）07:15、（c）08:00 和（d）14:00 沿图5e-h 箭头位置的雷达反射率（填色，单位：dBZ）和风场（矢量箭头，水平分量单位：m s-1；垂直分量单位：0.2 m s-1）的剖面Fig. 7 The simulated vertical cross sections of radar reflectivity (shaded; units: dBZ) and flow vectors (vector arrow, horizontal component unit:m s-1; vertical component unit: 0.2 m s-1) following the black arrows at the corresponding times given in Fig. 5e-h at (a) 0705 UTC, (b) 0715 UTC,(c) 0800 UTC and (d) 1400 UTC on July 13, 2017

图8 与图9 反映了不同阶段垂直速度与各种水成物混合比在垂直剖面上的分布情况，图10 是不同阶段各水成物混合比的区域平均值垂直廓线。由图8a、图9a 和图10a 的对流触发阶段水物质对比可知，该阶段水物质主要由液相粒子（云水和雨水）构成，其中雨滴混合比较大，高度较低；冰相粒子含量较少，主要由冰晶组成，分布高层。线状对流群触发阶段，水成物大部分位于4～6 km 高度上，液相水物质分布在10 km 高度以下（图8b、图9b），此时地面有少量降水（图10b）；该阶段出现少量雪粒子和霰粒子。至组织化发展阶段，由图8c 可得：最大上升速度在8～12 km 之间，对流后部有弱下沉运动且存在层状云砧，图9c 表示-20°C 以上存在液态水，由于暖区温度高，因此过冷水范围大，伸展高度高，侵入高层冰晶分布区域，造成大量冰晶粒子与过冷水共存。冰相粒子是水物质的主要组成部分（图9c），表明中尺度系统是冷云系统。弓状回波阶段，从图8d、图9d 可知：在特征剖面上水物质主要分布在4 km 以上的中高层，弓状回波区上空的水物质含量最大，“播种”效应（Mao et al., 2018）使得冰晶粒子与云水的碰并作用显著，在共存区下方生成大量霰粒子，弓状回波阶段强降水的产生与霰向雨水的转化有关。

图8 同图7，但为垂直速度（填色，单位：m s-1）、水成物总量混合比（黑色等值线，单位：g kg-1）剖面。细实线代表0°C 等温线，细虚线代表-20°C。Fig. 8 Same as Fig. 7, but for vertical velocity (shaded; units: m s-1) and total amount of hydrometeors (bold black contours; units: g kg-1). The thin black lines denote the 0°C (solid) and -20°C (dashed) isotherms

图9 同图7，但为液态水成物总量（填色，单位：g kg-1）和冰相粒子总量（黑色等值线，单位：g kg-1）混合比的剖面Fig. 9 Same as Fig. 7, but for the total amount of liquid hydrometeors (shaded; units: g kg-1) and total amount of ice particles (bold solid contours;units: g kg-1)

图10 2017 年7 月13 日模拟的（a）07:05、（b）07:15、（c）08:00 和（d）14:00 对应的图5e-h 典型区域内各水物质混合比区域平均值（单位：g kg-1）的垂直廓线。符号说明见附录，下同Fig. 10 Vertical profiles of the simulated mixing ratio of hydrometeors (units: g kg-1) averaged over the boxes at the corresponding times given in Fig. 5e-h at (a) 0705 UTC, (b) 0715 UTC, (c) 0800 UTC and (d) 1400 UTC on July 13, 2017. See the appendix for the symbols in the chart, the same below

综合以上两节讨论可知，中尺度对流单体发展演变过程中，在对流触发阶段，水物质主要由云滴和雨滴构成，冰相粒子含量较少；至对流组织化发展阶段，上升运动增强，使水汽凝结速度加快，霰粒子与雪粒子开始增多，“播种”效应生成大量雪和霰；在弓状回波阶段，弓状回波区大量霰向雨水的转化可能是强降水产生的主要原因。

5 云微物理过程对暖区暴雨的影响机制

上节细致分析了触发和组织化过程中云微物理的时空演变，探究了关键时刻云微物理的细致结构，推测冰相粒子尤其是霰粒子对于强降水的产生具有极其重要的作用。在此基础上，为了细致探究云微物理的可能影响机制，本节我们首先讨论不同发展阶段雨水的质量转化，得到雨水的主要源汇；其次针对暖区降水中尺度对流系统的不同发展阶段，着重对其热量源汇项的三维结构进行细致分析，得到由于相变转化产生的潜热释放对于降水的可能影响；最后在上述分析的基础上，得到此次暖区降水的云微物理概念模型，综合探讨云微物理过程对暖区降水的可能影响机制。

5.1 雨水的质量收支

图11 为典型区域内的中尺度对流系统发生发展过程中，不同阶段雨水混合比源汇项区域平均的垂直廓线。由图11a、b 可知：在单体触发和线状群体触发阶段，雨滴的主要源项是中低层的云滴碰并增长（pra），线状群体触发阶段雨水的主要汇项是冰晶碰并雨滴转为霰（piacr），霰收集雨滴（pracg_r2g）与雪收集雨滴（pracg_r2s）是次要汇项，汇项主要分布在5～7 km 高度上。组织化发展阶段（图11c），雨水蒸发作用（pre）是低层的主要汇项，5 km 以上雨水的汇项是冰晶收集雨滴转化为霰（piacr）以及霰（pracg_r2g）和雪（pracg_r2s）收集雨滴，且相较上一阶段有所增强；此时雨水源项中较触发阶段增加了霰融化（pgmlt），分布在3～6 km 高度上。弓状回波阶段（图11d）的云水碰并形成雨水（pra）仍旧为主要源项，霰融化作用（pgmlt）增强，表明弓状回波阶段霰融化对降水的增强发挥着非常重要的作用；此时低层雨水蒸发消耗雨滴的作用（pre）明显增强，高层雨水的消耗主要是霰对雨滴的收集（pracg_r2g）。

图11 同图10，但为雨水质量收支的垂直廓线（单位：10-6 kg kg-1 s-1）Fig. 11 Same as Fig. 10, but for the mean conversion rate (units: 10-6 kg kg-1 s-1) related to rain

综合降水过程的雨水质量收支情况可知，雨水的源项在降水前期主要是云水碰并作用转化为雨滴（pra），而弓状回波阶段除了云水碰并作用以外，还增加了霰融化（pgmlt）。在对流系统发生发展过程中，雨水的汇项在高层主要由霰收集雨水（pracg_r2g），低层汇项是雨水的蒸发（pre）。由此可知，霰的相态转化是弓状回波阶段降水量显著增加的主要原因。

5.2 热量收支

云微物理过程对暖区降水系统及环境的影响主要通过相变潜热释放进行的，而冰相粒子的相变潜热对中尺度对流系统的发展演变过程具有特殊的意义。本节主要通过研究永吉暖区降水过程的非绝热加热/冷却项，以期探讨影响暖区降水的特殊云微物理机制。图12 反映了不同时次大气的热量收支情况，并从中挑选了不同发展演变阶段，对大气加热/冷却起主要作用的转化项做垂直剖面形成图13，以探讨这些转换项的三维分布特征极其对中尺度对流系统的影响机制。

由图12a、b 可知，在对流触发阶段，水汽凝结为云滴（pcc_pos）释放大量潜热加热低层大气，对流单体后部云滴蒸发作用（pcc_neg）冷却大气（图13a 和b），两者的共同的作用使对流触发期低层大气加热（tot 为正）。组织化阶段以及发展为弓状回波时（图12c、d），降水增强且出现多种冰质粒子，雨水的蒸发（pre）分布在最强上升位置的近地面层（图13c），其作用使得该阶段大气低层冷却（tot 小于0）；此时由于大气中水汽充沛，1 km 以上大气的主要热源仍为水汽的凝结作用（pcc_pos），中高层水汽凝华为霰粒子（prdg）、水汽的凝华为冰晶（prd）的作用对大气的加热作用贡献较小；低层雨水的蒸发（pre）、中层霰粒子的升华（eprdg）、融化（pgmlt）也起到冷却大气的作用，图13d 中蓝色虚线主要分布在层状云区，表示雨水蒸发作用（pre）在弓状回波后部的层云区起到了主要的冷却作用。

图12 同图10，但为热量收支的垂直廓线（单位：10-3 K s-1）Fig. 12 Same asFig. 10, but for the latent heating rate (units: 10-3 K s-1)

图13 2017 年7 月13 日模拟的（a）07:05、（b）07:15、（c）08:00 和（d）14:00 沿对应的图5e-h 箭头方向剖面上的总绝热加热率（阴影；单位：K s-1）、水汽凝结为云滴pcc_pos（黑色等值线；0.01～0.1，间隔为0.02 K s-1）、水汽凝华为霰粒子prdg（紫色等值线；0.0005～0.0065，间隔为0.002 K s-1）以及雨水蒸发pre（蓝色等值线；-0.002～-0.008，间隔为-0.002 K s-1）加热率的垂直剖面Fig. 13 Vertical cross sections along the black arrows at the corresponding times given in Fig. 5e-h at (a) 0705 UTC, (b) 0715 UTC, (c) 0800 UTC and (d) 1400 UTC on July 13, 2017: the total diabatic heating rate (shaded; units: K s-1), heating rate via condensation of cloud droplet (pcc_pos)(black solid contours; 0.01 to 0.1, at intervals of 0.02; units: K s-1), deposition of graupel (prdg) (purple contours; 0.0005 to 0.05, at intervals of 0.002;units: K s-1), and evaporation of rain (pre) (blue contours; -0.002 to -0.008, at intervals of -0.002; units: K s-1)

5.3 云微物理过程影响暖区降水系统的可能机制

以上两节细致分析了雨水的主要质量收支以及由此产生的潜热释放在中尺度系统演变过程中的时空分布，在此基础上，本节对上述质量及热量收支情况进行总结，分别陈列了中尺度系统不同发展阶段雨水的主要质量收支项（表2）以及热量的主要收支项（表3）区域平均的整层积分，并对雨水的主要源项做了敏感性试验，同时给出了此次暖区降水过程云微物理概念模型，以期探究云微物理对暖区降水中尺度系统的可能影响机制。

表2 中尺度系统不同发展阶段，雨水的主要质量收支项区域平均值的垂直积分总量（单位：10-6 kg kg-1 s-1）Table 2 Total vertically integrated regional average values of the main mass sources and sinks (units: 10-6 kg kg-1 s-1) related to rain during different stages of the mesoscale system development

表3 中尺度系统不同发展阶段主要热量收支项区域平均值的整层积分总量(单位：10-3 K s-1)Table 3 The total integrated regional average values of primary sources and sinks of latent heat (units: 10-3 K s-1) during different stages of the mesoscale system development

表2 表示中尺度系统发展过程中雨水的主要质量收支项区域平均的整层积分总量，可以得到，触发及组织化发展阶段降水产生的主要来源是云水碰并增长为雨水（pra），到弓状回波阶段，霰粒子融化为雨水（pgmlt）成为降水的主要来源之一。在对流组织化发展阶段，雨水的最大汇项是冰晶粒子对雨水的收集（piacr），同时，霰粒子含量的增加使得其碰并雨滴的作用（pracg_r2g）开始增强；至弓状回波阶段，冰晶对雨水的收集作用大幅减弱，高层霰粒子收集雨滴（pracg_r2g）以及低层雨水的蒸发（pre）都是主要汇项。

表3 是中尺度对流系统不同发展阶段的主要热量收支项区域平均的整层积分总量。由此可知，水汽凝结为云滴加热大气的作用（pcc_pos）与云滴蒸发为水汽的冷却作用（pcc_neg）是对流触发阶段主要的源项和汇项，此时凝结加热作用大于蒸发冷却作用使得大气升温。随着对流系统的发展增强，低层雨水（pre）蒸发以及高层霰粒子的融化（evpmg）吸热作用增强，表明此时霰粒子为强降水的产生有很大的贡献。

为验证霰融化对于弓状回波阶段暖区降水的增幅作用，在保证雨水其他源汇项不变的前提下，将模式中霰粒子融化项乘以2 后重新模拟，得到弓状回波阶段雨水的源汇如表4 与图14，由图表可得，相较于表2 与图11，霰融化（pgmlt）扩大后，雨水的总量和主要质量源项都产生了一定的增幅。因此，除云水碰并（pra）外，霰大量融化确实是此次暖区降水增强的主要原因。

表4 霰粒子融化项扩大两倍后，弓状回波阶段雨水的主要质量收支项区域平均值的垂直积分总量（单位：10-6 kg kg-1 s-1）Table 4 Total vertically integrated regional average values of the main mass sources and sinks (units: 10-6kg kg-1 s-1) related to rain during the bow-shaped echo stage after the hail is doubled

图14 同图10a，但为雨水质量收支的垂直廓线（pgmlt 数值扩大两倍，单位：10-6 kg kg-1 s-1）Fig. 14 Same as Fig. 10a, but for the mean conversion rate (the pgmlt value is doubled, units: 10-6 kg kg-1 s-1) related to the rain

图15 为此次永吉暖区降水的云微物理概念模型，由此来综合分析中尺度系统动热力结构及其云微物理机制。研究表明：触发及组织化发展阶段，对流单体前部入流较弱，其内部上升气流将云滴托举到高层快速生成大量冰晶，“播种”机制使冰晶层下方生成大量霰；云滴碰并成雨滴是强降水的主要来源，主要由水汽的凝结作用加热大气。弓状回波阶段，强降水主要由云滴碰并增长以及霰融化过程产生，该阶段中尺度系统前部低层存在入流，后部层状云区低层为冷垫，中层存在后向入流；前部低层东向入流遇到地面冷垫后，与后向入流汇合产生强烈的上升运动，上升气流携带水汽快速穿过混合层到达高层，故暖区暴雨的冷云顶很高，高空大量的冰晶收集雨水、霰收集雨水以及水汽快速凝华，使霰粒子含量显著增多；由于对流旺盛，水汽凝结释放大量潜热，云体内部温度高、湿度大，霰粒子混合比最值区与高温区重合，故霰粒子在该处大量融化，产生强降水过程。

图15 2017 年7 月13 日永吉暖区降的云微物理机制概念模型Fig. 15 Conceptual model of cloud microphysics mechanisms related to the warm sector precipitation over Yongji

6 结论及讨论

本文运用WRF3.9 区域数值模式，模拟了2017 年7 月13 日吉林省永吉县暖区暴雨过程，再现了造成暖区降水的中尺度系统发展演变的细致过程。在此基础上，分析了造成暖区降水的中尺度对流系统的的云微物理特征，探讨了其影响降水的可能机制。本文的主要结论概括如下：

（1）2017 年7 月13 日吉林省永吉县的暖区降水过程发生在多尺度环流背景下。降水过程处于东北冷涡维持阶段，雨带位于地面冷锋前部暖区中，是典型的暖区降水过程。本文的数值试验较准确地模拟和再现了此次暖区暴雨的落区、强度以及雨带方向，并能够很好地再现其中尺度对流系统的单体触发、线状群体触发、组织化发展以及弓状回波等典型阶段的细致过程。

（2）此次暖区降水中尺度系统是冷云系统，冰相粒子是水凝物的主要组成部分，其峰值分布在200 hPa 附近，主要是冰晶粒子。暖区温度高，过冷水范围大，伸展高度高，侵入高层冰晶分布区域，造成大量冰晶与过冷水共存，共存区的“播种”效应使得在冰晶层下方生成大量霰。

（3）综合降水过程的雨水质量和热量收支情况可知，触发及组织化阶段，雨水的主要源项是云滴碰并增长为雨滴，此时雨水的汇项在高层是冰晶收集雨滴以及霰收集雨滴，造成霰含量增加，低层汇项为雨水的蒸发；在弓状回波阶段，雨水的源项是霰融化与云滴碰并增长，主要汇项是雨水蒸发。中尺度系统的主要热源是水汽凝结为云滴释放的潜热，雨水的蒸发、云水的蒸发是热量的主要汇项。

（4）综合云微物理概念模型可知，触发和组织化发展阶段，云滴碰并成雨滴是雨水的主要来源，主要由水汽的凝结作用加热大气；弓状回波阶段，强回波前方的入流遇到地面冷垫后与层状云中层的后向入流汇合产生强烈的上升运动，气流携带低层水汽快速进入高层生成大量冰晶，“播种”机制以及霰收集雨滴的作用使冰晶层下方生成大量霰且在垂直方向上分布较广，霰粒子含量最值区与高温区重合，故霰粒子在该处大量融化，产生强降水过程。

本文根据暖区降水不同发展阶段，研究了暖区降水关键的雨水相变物理过程，所给出的各水物质的时空演变，为分析暖区降水中尺度系统发展演变的云微物理特征提供了新的科学认识。同时建立了暖区降水云微物理概念模型，分别从动热力角度和云微物理角度分析了暴雨产生的主要原因，为暖区降水的触发和强降水过程的影响提供了新的思路；

然而，本文还存在以下一些不足：由于资料的限制，本文关于永吉暖区降水中尺度对流系统的触发机制以及云微物理机制的研究缺乏偏振雷达观测资料的佐证。应用双偏振雷达观测可以观测到云微物理粒子的尺寸、形状、降水类型，更准确地估计降水区域。后期工作将加入双偏振雷达资料同化，更准确地模拟和再现降水过程，以揭示其触发和云微物理机制。

本文研究主要应用bulk 云微物理方案（即体积水方法），该方案虽然程序处理便捷，计算要求低，但在一定程度上对粒子之间的相互作用即运动状态的描述上有一定的歪曲（许焕斌和段英,1999），因此，后续工作将考虑使用bin 云微物理方案（即分档法）进行分档研究，根据水凝物的相态、形状、密度和大小将水凝物分成几十或者几百档（郭学良等, 1999; 杨洁帆等, 2010），以便更加细致得分析暖区降水的云微物理特征和机制。

本文所有研究结果都是基于吉林永吉2017 年7 月13 日一次个例所得，未来考虑研究更多北方暖区降水个例并进行模拟验证，以期找到暖区暴雨的一个共性和个性特征问题，不断加深对我国暖区暴雨的认识，能为提高我国暖区暴雨暴雨的预测能力提供线索。

附录A

表A1 本文中符号说明Table A1 Description of symbols in the paper