封秋娟 牛生杰 侯團結(jié) 范秀平 申東東 楊俊梅

1 南京信息工程大學(xué)大氣物理學(xué)院，南京 210044

2 山西省人工增雨防雷技術(shù)中心，太原 030032

3 中國氣象局云霧物理環(huán)境重點開發(fā)實驗室，北京 100081

4 中國科學(xué)院大氣物理研究所，北京 100029

5 山西省氣象信息中心，太原 030032

1 引言

降雪是中國北方冬季主要天氣現(xiàn)象，山西冬季降雪氣候特征以寒冷干燥為主，降雪稀少，年際變化大，降雪量集中。近年來，由于氣候變化和環(huán)境條件等因素影響山西冬季降雪量減少。在氣候系統(tǒng)中降雪云能發(fā)揮重要作用，影響地氣系統(tǒng)的能量平衡、輻射傳輸和水循環(huán)，對其進行研究，有助于了解山西降雪的發(fā)生、發(fā)展機制。

通過飛機穿云探測可直接獲取云中冰雪晶特征，從而推斷降雪形成和增長的機制。國外開展過一些降雪云結(jié)構(gòu)的飛機觀測（Sekhon and Srivastava,1970; Lo and Passarelli, 1982; Heymsfield et al.,2002）。Rauber（1987）通過對科羅拉多山區(qū)多個冬季降雪系統(tǒng)的遙感、地面觀測、飛機等過程資料進行分析，發(fā)現(xiàn)冰粒子主要在云頂部生成，在地形抬升區(qū)域和深厚云的下部增加。Reynolds and Kuciauskas（1988）分析了Sierra Necada 山區(qū)降雪過程的微波輻射計、雷達、衛(wèi)星等數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)高空鋒面系統(tǒng)的高空急流后存在過冷水高值區(qū)。Woods et al.（2008）等通過分析了飛機觀測收集到的冬季鋒面和地形降水系統(tǒng)在不同高度和溫度下的冰雪晶譜發(fā)現(xiàn)，冰雪晶譜一般呈指數(shù)分布，通過譜擬合參數(shù)的變化進一步研究降雪機制。Saleeby et al.（2011）利用飛機探測資料分析發(fā)現(xiàn)冷云中云微物理參數(shù)不僅與雨滴和冰晶的數(shù)濃度相關(guān)，還和雨滴的最終下落末速度有關(guān)。Geerts et al.（2015）對懷俄明16 次降雪過程進行了飛機觀測，分析了不同動力過程降雪的生長、傳輸和沉積機制，并總結(jié)了概念模型。

在我國也開展了一些降雪云結(jié)構(gòu)的飛機觀測。游來光等（1989, 1992）、陳萬奎（1987）在新疆開展降雪云微結(jié)構(gòu)的觀測，對冰晶核化、雪晶對過冷云滴的撞凍、枝狀雪晶的碰撞攀附等進行研究發(fā)現(xiàn)，1.5 km 以上冰晶以凝華增長為主，并對下層有播種效應(yīng)，1.5 km 以下冰晶以聚合增長為主。Ma et al.（2017）利用地面儀器、遙感和飛機觀測對影響北京海坨山冬季降雪云特征進行觀測發(fā)現(xiàn)12 次降雪過程主要天氣系統(tǒng)是高空槽和低渦，58%的降雪僅出現(xiàn)在夜間，只有8%的降雪發(fā)生在白天，液態(tài)水的第一個峰值出現(xiàn)在降雪的早期，隨地形云的抬升而增加。

最近幾年利用云雷達、風(fēng)廓線雷達、微波輻射計、雨滴譜儀等人影地基觀測設(shè)備，開展對降雪云結(jié)構(gòu)特征的研究（賈星燦等, 2018; 高茜等, 2020）。Jing et al.（2015）利用機載X 波段雙偏振雷達對冬季的6 次降雪過程進行觀測，發(fā)現(xiàn)催化后降雪的增加與反射率的增大一致，并發(fā)生在低層，同時由于水汽的擴散和聚合導(dǎo)致降雪的增加。Kim and Lee（2015）用微波輻射計和風(fēng)廓線對韓國冬季降雪進行觀測，發(fā)現(xiàn)風(fēng)廓線反演的液態(tài)水含量和水汽與微波輻射計結(jié)果一致，降雪熱力特性取決于上升氣流強度和云頂高度。陳羿辰等（2018）以云雷達為主，配合多普勒天氣雷達、人工觀測和自動站等手段對北京山區(qū)降雪進行了觀測，探討了如何利用云雷達估計降雪量和雪粒子含水量。黃鈺等（2020）利用云雷達、風(fēng)廓線雷達、微波輻射計和粒子譜儀等設(shè)備，結(jié)合中尺度數(shù)值模式WRF 對北京延慶海坨山地區(qū)降雪過程進行分析發(fā)現(xiàn)，上升氣流有助于水汽的輸送、冰雪轉(zhuǎn)化以及雪晶凝華、聚合，冰晶數(shù)濃度中心對應(yīng)著上升運動頂部。

本文利用機載云物理設(shè)備直接進入降雪云，并配合常規(guī)天氣資料、雷達和衛(wèi)星等手段，從降雪云的冰雪晶濃度垂直分布、粒子圖像、譜分布及擬合等方面入手，對2011 年11 月29 日山西一次降雪云的宏、微觀特征和形成機制進行研究。對降雪云結(jié)構(gòu)的研究能改進模式中云的參數(shù)化，進一步理解降雪云對氣候變化的影響，并指導(dǎo)人工增雪作業(yè)。

2 降雪云宏觀特征及飛機探測

2011 年11 月29 日08 時（北京時，下同）高空500 hPa 河套地區(qū)至貴州有一個較強冷性低槽，山西全省處于槽前西南急流帶之中，700 hPa 河套底部至成都有一個切變線，沿切變線有西南暖濕空氣向山西北部輸送，850 hPa 蒙古中部有一個冷高壓，山西南部到四川成都有一個倒槽，11 時地面山西中東部受高壓底部回流影響（圖1）。受高空冷槽和地面回流系統(tǒng)共同影響，11 月29 日08 時至30 日08 時山西普降中到大雪，大部分地區(qū)下了暴雪。趙桂香等（2011）以地面系統(tǒng)為依據(jù)，綜合分析了1971～2008 年山西108 個地面氣象觀測站常規(guī)觀測資料，認為山西大雪天氣的主要影響系統(tǒng)有地面回流、河套倒槽及兩者共同作用等三類。地面回流類系統(tǒng)在500 hPa 對應(yīng)位置有-40°C 冷中心，地面冷高壓東移發(fā)展，形成回流，系統(tǒng)強盛時，出現(xiàn)全省性大范圍的大雪天氣，一般持續(xù)時間較短多為1 d。河套倒槽類系統(tǒng)在500 hPa 高原到山西產(chǎn)生弱西南氣流，-40°C 冷中心位于貝加爾湖附近，大雪主要落區(qū)在山西中北部，系統(tǒng)強盛時出現(xiàn)全省大范圍降雪天氣。地面回流與河套倒槽共同作用類系統(tǒng)在500 hPa 高原到山西西南氣流加強，冷高壓位置出現(xiàn)-40°C 冷中心，地面冷高壓東移發(fā)展形成回流，河套倒槽在降雪前一日14 時達到最強盛，大雪落區(qū)主要在山西中南部或全省范圍，降雪持續(xù)時間較長，山西常常出現(xiàn)持續(xù)2 d 以上的大雪天氣。

圖1 2011 年11 月29 日（a）11:00（北京時，下同）的地面氣壓場（黑線，單位：hPa）和（b）08:00 的850 hPa 溫度場（紅線，單位：°C）、高度場（黑線，單位：dagpm）。黑色矩形代表飛行區(qū)域。圖b 中棕色粗實線表示500 hPa 槽線，黃色粗實線表示700 hPa 切變線Fig. 1 Surface pressure field (black lines, units: hPa) at 1100 BJT (Beijing time) and (b) temperature (red lines, units: °C), geopotential height (black lines, units: dagpm) at 850 hPa at 0800 BJT on 29 November 2011. The black rectangle denotes the flight area. In Fig. b, the brown thick solid line represents the 500-hPa trough line and the thick yellow lines represent the 700-hPa shear line

從11 月29 日10 時FY-2D 衛(wèi)星的紅外云圖（圖2）可以看到，河西走廊至成都、內(nèi)蒙古中部至渤海灣覆蓋有大片云系，主要云帶位于500 hPa槽線和700 hPa 切變線附近，其北部及西部邊緣呈人字形，云系中心位于山西中部，云系深厚、色調(diào)均勻、呈紅色、云頂亮溫低、云頂高度較高，對比同時次可見光云圖山西全省有云系覆蓋，云體緊密厚實，分布均勻，主要由中高云系構(gòu)成，分布與地面倒低壓控制范圍一致。

圖2 2011 年11 月29 日10:00 FY-2D 衛(wèi)星的（a）紅外云圖、（b）可見光云圖。黑色矩形代表飛行區(qū)域Fig. 2 (a) Infrared cloud image, (b) visible light cloud image from FY-2D satellite at 1000 BJT on 29 November 2011. The black rectangle denotes the flight area

2011 年11 月29 日 雷 達PPI（plan position indicator）顯示大范圍片狀降雪云回波，強度在10～20 dBZ，回波頂高7 km 以上，1～3 km 鑲嵌了強度超過30 dBZ的塊狀回波（圖3a）。為了研究不同層次和區(qū)域的降雪云發(fā)展情況，結(jié)合飛機軌跡上的雷達回波、云中微結(jié)構(gòu)不均勻性和水平跨度的分布，將穿云探測大致分為三個部分：P1：08:38～08:49（900～3282 m）穿過層狀云降雪回波主體；P2：08:49～09:06（3282～5495 m）穿過層積云降雪回波的上部；P3：09:06～09:20（5495～6364 m）在層狀云降雪回波的上部飛行（圖3b）。雷達徑向速度零線呈較強的“S”型彎曲，同時出現(xiàn)“牛眼”結(jié)構(gòu)，低層為東北到西南的氣流，高層為西南到東北的氣流，從低層到高層有較強的風(fēng)垂直切變，為順時針切變，表現(xiàn)為大尺度暖平流（圖3c）。08:38～09:20 對山西中部（太原—離石）降雪云系進行飛機穿云探測（圖3d），根據(jù)宏觀記錄，最高飛行高度6364 m，未到達云頂。

圖3 2011 年11 月29 日（a）09:02 的1.5°仰角PPI 回波（單位：dBZ），（b）沿飛行軌跡的RHI（range height indicator）回波（單位：dBZ），（c）08:57 的1.5°仰角速度回波（單位：m s-1），（d）08:38～09:20 時間段對應(yīng)的飛行軌跡，色標(biāo)代表高度（單位：m）Fig. 3 (a) PPI (plan position indicator) echo (units: dBZ) at 1.5° elevation at 0902 BJT, (b) RHI (range height indicator) echo (units: dBZ) along the flight path, (c) velocity echo (units: m s-1) at 1.5° elevation at 0857 BJT, (d) flight path (colors indicate heights) during 0838-0920 BJT on 29 November 2011

3 觀測儀器和數(shù)據(jù)處理

本次觀測使用的飛機為運-12，地面配合的觀測儀器是太原C 波段多普勒雷達，在觀測期間同時收集了天氣資料和衛(wèi)星云圖。表1 給出了機載云物理觀測儀器的參數(shù)和測量內(nèi)容，云滴的分布使用CDP（Cloud Droplet Probe）探頭數(shù)據(jù)（2～50 μm），CIP（Cloud Imaging Probe）（25～1550 μm）和PIP（Precipitation Imaging Probe）（100～6200 μm）探頭分別給出冰雪晶粒子的數(shù)濃度、圖像和譜分布，飛機綜合氣象要素測量系統(tǒng)AIMMS-20（Aircraft Integrated Meteorological Measurement System）主要用于測量溫度、濕度、相對濕度、空氣的靜態(tài)氣壓和動態(tài)氣壓、風(fēng)速、風(fēng)向、軌跡等。儀器均安裝在飛機機翼的下方，飛機的巡航速度約為60 m s-1，所有儀器在觀測前都進行了標(biāo)定。

表1 DMT（droplet measurement technology）機載儀器參數(shù)Table 1 DMT (droplet measurement technology) parameter list of detection probes

本文液態(tài)水含量LWC（Liquid Water Content）由CDP 計算所得。CDP 通過測量尺度范圍為2～50 μm 的小粒子，推斷液態(tài)水含量。由于CDP在測量過程中不能區(qū)分液滴和冰粒子，在混合相條件下，CDP 測得的LWC 不可避免地會受到小冰粒子的影響。因此，在分析CDP 估算的液態(tài)水含量時，應(yīng)考慮這些偏差。本文參考Lance et al.（2010）和Hou et al.（2021），在沒有熱線含水量儀的情況下，選擇CDP 數(shù)濃度10 cm-3作為臨界值，當(dāng)CDP 數(shù)濃度大于或等于10 cm-3時，我們判斷溫度低于0°C 的冷層云為混合相云，云內(nèi)含有液態(tài)水。CIP、PIP 由于第一檔激光束誤差導(dǎo)致采樣面積誤差從而導(dǎo)致濃度有誤差，均剔除第一檔數(shù)據(jù)，分別用N50（粒子直徑大于50 μm 的冰雪晶數(shù)濃度）、N200（粒子直徑大于200 μm 的冰雪晶數(shù)濃度）表示冰雪晶粒子數(shù)濃度。

圖4 給出了11 月29 日09:00（對應(yīng)溫度-9.8°C，高度4656 m）CIP 和PIP 聯(lián)合測量的冰雪晶尺度譜，可以看出CIP 測量的小于600 μm 的粒子和PIP 測量的大于600 μm 的粒子之間有很好的重疊。

圖4 2011 年11 月29 日09:00 觀測的冰雪晶譜分布。N、D 分別表示冰雪晶數(shù)譜密度和最大直徑，空心圓來自CIP 探頭資料，實心圓來自PIP 探頭資料Fig. 4 Ice and snow crystal spectral distribution at 0900 BJT on 29 November 2011. N and D represent the spectral density and maximum diameter of ice and snow crystals, respectively. The values of hollow circles and solid circles obtained from CIP (Cloud Imaging Probe) and PIP (Precipitation Imaging Probe) data, respectively

實驗室研究證實，冰水含量IWC（Ice Water Content）取決于粒子質(zhì)量和直徑之間的關(guān)系，其質(zhì)量和直徑符合以下冪指數(shù)分布：

其中，am、bm是經(jīng)驗推導(dǎo)數(shù)值，由冰晶特性決定；D（單位：mm）是單個冰粒子的最大直徑；m(D)（單位：mg）是單個冰粒子的質(zhì)量；i是冰雪晶譜的粒子直徑分檔數(shù)；n（單位：L-1）是粒子數(shù)濃度。根據(jù)Mitchell et al.（1990）研究，am=0.022，bm=2.0，該參數(shù)適用于凇附和無凇附粒子。

4 降雪云的微物理特征

4.1 降雪云的垂直分布特征

穿云探測獲取的云微物理特征量隨時間的分布如圖5 所示。整個爬升階段觀測到的Nc（云滴數(shù)濃度）、LWC 主要集中在P1，Nc、LWC 最大值分別為204.9 cm-3（08:42:13，1828 m）、0.0697 g m-3（08:39:03，1149 m）（表2），且隨高度分布有起伏。Ma et al.（2017）通過飛機觀測發(fā)現(xiàn)北京海坨山冬季降雪云發(fā)展前期液態(tài)水含量主要分布在云的上部，最大液態(tài)水含量高達0.2 g m-3。P1（900～3282 m）穿過層狀云降雪回波，3282 m以下出現(xiàn)三次逆溫（Inversion Layer），分別在08:40:56～08:41:59（1530～1750 m）、08:44:16～08:45:19（ 2220～2440 m）、 08:47:23～08:49:21（2856～3190 m）三個時間段，伴隨著逆溫層的出現(xiàn)，N50減小，如08:40:56～08:41:59（1530～1750 m）段逆溫強度最強，存在液態(tài)水但N50較其他逆溫層偏小，逆溫層阻礙了空氣的垂直對流運動，抑制了降雪云的發(fā)展。P1 時段N50變化范圍為7.6～52.1 L-1，N200量級集中在100L-1。

圖5 2011 年11 月29 日08:38～08:49 時段（P1）（a）N50（黑色實線，單位：L-1）、N200（黑色虛線，單位：L-1）、溫度（T，紅色線，單位：°C）、高度（ALT，藍色線，單位：km），（b）Nc（黑色實線，單位：cm-3）、LWC（黑色虛線，單位：g m-3）、溫度（紅色線，單位：°C），（c）Nc24（黑色實線，單位：cm-3）、IWC（黑色虛線，單位：g m-3）、溫度（紅色線，單位：°C）隨時間的變化。（d-f）同（a-c），但為08:49～09:06 時段（P2）云微物理量隨時間的變化。（g-i）同（a-c），但為09:06～09:20 時段（P3）云微物理量隨時間的變化Fig. 5 Variations of (a) N50 (solid black line, units: L-1), N200 (dashed black line, units: L-1), temperature (T, red line, units: °C), altitude (ALT, blue line, units: km), (b) Nc (the number concentration of cloud droplets, solid black line, units: cm-3), LWC (Liquid Water Content, dashed black line,units: g m-3), temperature (T, red line, units: °C), (c) Nc24 (solid black line, units: cm-3), IWC (Ice Water Content, dashed black line, units: g m-3),temperature (T, red line, units: °C) with time during 0838-0849 BJT (P1) on 29 November 2011. (d-f) As in (a-c), but for variations of cloud microphysical characteristics with time during 0849-0906 BJT (P2) on 29 November 2011. (g-i) As in (a-c), but for variations of cloud microphysical characteristics with time during 0906-0920 BJT (P3) on 29 November 2011

P2（3282～5495 m）穿過層積云降雪回波的上部，冰雪晶主要在這個范圍內(nèi)產(chǎn)生，N50、N200、IWC 隨高度增加先增大后減小，在-9.3°C（4575 m）附近冰雪晶粒子數(shù)濃度N50、N200和冰水含量出現(xiàn)極大值，分別為188.4 L-1、33.5 L-1和0.121 g m-3（表2）。

表2 2011 年11 月29 日08:38～09:20 穿云探測到的不同高度微物理特征量統(tǒng)計。 N 50 、 N 200分別表示直徑大于50 μm、200 μm冰雪晶數(shù)濃度。 N c24表示CDP 獲取的直徑大于24 μm 的粒子數(shù)濃度Table 2 Statistical microphysical characteristics at different altitudes observed by cloud-penetrating exploration during 0838-0920 BJT on 29 November 2011. N50 and N200 represent the concentration of ice and snow crystal number with diameter greater than 50 μm and 200 μm, respectively, Nc24 was the number concentration of particles greater than 24 μm obtained by CDP (Cloud Droplet Probe)

P3（5495～6364 m）在層狀云降雪回波的上部飛行，在云頂-19.5°C 附近觀測到N50、N200和IWC 出現(xiàn)極大值，如-19.5°C（6364 m）觀測到N50、N200和IWC 分 別 為100.1 L-1、96.8 L-1和0.099 g m-3，除云頂外其他高度變化不大。P3 段N50、N200、IWC 變化范圍分別為27.8～100.1 L-1、8.7～104.4 L-1和0.014～0.099 g m-3。

P2、P3 觀測到Nc偏低，量級分別為100g m-3、10-1g m-3，幾乎不存在液態(tài)水。P1、P3 觀測到IWC隨高度的增加逐漸增大，峰值分別為0.039 g m-3、0.099 g m-3。

比較P1、P2、P3 觀測到的微物理量發(fā)現(xiàn)，P1觀測到N50、N200比P2 觀測到低一個量級，P1 段存在液態(tài)水，如P1 在1900 m 觀測到N50、N200和LWC 分別為10.4 L-1、5.8 L-1、0.0488 g m-3，P2在4575 m 觀測到N50、N200分別為188.4 L-1、33.5 L-1（表2）。P1 出現(xiàn)第一次逆溫后，大云滴數(shù)濃度極大值為0.821 cm-3，第二次、第三次逆溫出現(xiàn)時，觀測到大云滴數(shù)濃度Nc24小于P2，P1 第二次、第三次逆溫出現(xiàn)時云滴以小粒子為主。

Braham（1990）在密歇根湖下風(fēng)岸附近對受湖泊效應(yīng)影響的降雪云進行觀測，發(fā)現(xiàn)冰水含量變化范圍從0.002 g m-3到0.264 g m-3。Heymsfield et al.（2002）在熱帶降雨測量項目（TRMM）中獲得的直徑大于100 μm 的粒子總濃度大約在10 L-1到100 L-1之間變化。本次降雪過程觀測到的冰水含量和冰雪晶數(shù)濃度與這兩個地區(qū)觀測值接近。

4.2 粒子總譜分布

圖6 為CDP、CIP 和PIP 探頭獲取的組合粒子譜隨高度和溫度的垂直分布，P1 段08:40:43（第一次逆溫出現(xiàn)時）云滴譜呈雙峰分布，峰值直徑分別為6 μm、9 μm，存在直徑大于24 μm 的大云滴；08:44:13、08:46:33、08:48:29（第二次逆溫處、第三次逆溫出現(xiàn)前后）云滴譜呈單峰分布，峰值直徑為6 μm，但08:40:43、08:44:13 觀測到CIP、PIP各檔粒子數(shù)濃度小于08:46:33、08:48:29，逆溫層存在抑制了降雪云的發(fā)展，且逆溫強度越大抑制作用越大。觀測P2 段08:54:24、09:00:23、09:03:19三個時刻組合粒子譜分布發(fā)現(xiàn)，由于這段產(chǎn)生大量冰雪晶，其中09:00:23 處冰雪晶粒子數(shù)濃度最大，冰雪晶譜分布連續(xù)，雪晶最大直徑為6000 μm，但云滴譜呈單調(diào)遞減分布，云滴最大直徑為16 μm。P3 給出了09:09:00、09:19:00 兩個時刻組合粒子譜分布，09:09:00 云滴譜呈單調(diào)遞減分布，云滴譜寬為6 μm，09:19:00 幾乎不含液態(tài)水，09:19:00 冰雪晶譜大滴段較09:09:00 時刻上翹，導(dǎo)致09:19:00觀測到的冰水含量大于09:09:00 時刻。

4.3 冰晶圖像和降雪機制的分析

云中冰晶的形態(tài)是反映云粒子形成和增長的重要參數(shù)。圖7 給出了穿云過程-1.6°C～-19.7°C 觀測到的冰晶圖像隨溫度的分布，主要形態(tài)包括針狀、柱狀、板狀、輻枝狀、柱帽狀和不規(guī)則狀。

圖7 （續(xù)）Fig. 7 (Continued)

圖7 P1、P2、P3 時段觀測到的冰晶圖像隨溫度的變化（取自CIP 資料）Fig. 7 Ice crystal image changes with temperature during P1, P2, and P3 (from the CIP data)

P1 時段冰晶圖像以輻枝狀和針狀為主。1.8～2.2 km（-1.9°C～-2.9°C）觀測到霰粒子的存在，發(fā)生冰晶的凇附增長；2.4～2.9 km（-2.0°C～-3.5°C）可以探測到大量的針狀冰晶，與Korolev et al.（2000）的觀測結(jié)果一致，即針狀粒子多出現(xiàn)在0°C～-5°C 層，以凝華增長為主。2.9～3.2 km（-3.5°C～-2.6°C）觀測的冰晶形態(tài)主要以輻枝狀為主，實驗室研究證明輻枝狀冰雪晶應(yīng)該形成于-15°C～-10°C 層，-3.5°C～-2.6°C 很難生成輻枝狀冰雪晶，應(yīng)該是由更高的冷云中下落產(chǎn)生。此外P1 時段有少量的柱帽狀冰雪晶，可能是由-18°C～-25°C 生成的柱狀冰雪晶下落穿過-13°C～-18°C 生成的板狀冰雪晶形成的（Heymsfield et al,2002）。

P2 時段3.2～4.7 km（-2.6°C～-10.2°C）觀測的冰晶形態(tài)以凇附狀、輻枝狀為主變?yōu)橐暂椫?、板狀和不?guī)則狀為主。4.7～5.4 km（-10.2°C～-14.4°C）觀測的冰晶形態(tài)以輻枝狀、聚合體、不規(guī)則狀為主及含有少量柱帽狀，主要是由于適宜輻枝狀冰晶形成的溫度為-12°C～-18°C（Heymsfield and KajiKawa, 1987; Bailey and Hallett, 2009）。-9.3°C 觀測到最大冰雪晶數(shù)濃度為188.4 L-1，以輻枝狀和聚合體形狀冰雪晶為主，輻枝狀冰雪晶是勾連、攀附的主要區(qū)域，一方面碰撞攀附使冰雪晶數(shù)濃度減小，另一方面因折裂繁生又使冰雪晶數(shù)濃度增加，同時使冰雪晶譜明顯拓寬。從圖6 組合粒子譜看出，09:00:23（-10.1°C）直徑大于3100 μm和直徑小于1500 μm 的冰雪晶數(shù)濃度明顯增加，這里可能發(fā)生了折裂繁生和碰撞攀附過程。

圖6 2011 年11 月29 日08:38～09:20 時間段CDP、CIP 和PIP 粒子探頭獲取的組合粒子譜在不同高度和溫度的分布Fig. 6 Distributions of combined particle spectrum at different heights and temperatures obtained from CDP, CIP, and PIP during 0838-0920 BJT on 29 November 2011

P3 時段5.4～5.9 km（-14.4°C～-17.5°C）冰晶形態(tài)主要為不規(guī)則狀和柱狀，5.9～6.4 km（-17.5°C～-19.7°C）以不規(guī)則狀為主，P3 時段的冰晶粒子以單個小粒子為主，聚合狀冰晶比較少。

進一步分析本次降雪云的形成機制，-19°C～-10°C、-5°C 層冰晶圖像以針狀、柱狀和不規(guī)則狀為主，其中-5°C 層以下液態(tài)水含量豐富，出現(xiàn)冰晶的凝華增長。

Hallet-Mossop 的觀測指出溫度為-3°C～-8°C，云滴直徑大于24 μm，碰撞速度在1.4～3 m s-1時冰晶撞凍過冷云滴產(chǎn)生的碎片才明顯，-5°C 溫度層的繁生過程最為明顯。P1 時段-1.9°C～-2.9°C出現(xiàn)本次觀測Nc24極大值0.821 cm-3，且存在明顯的凇附增長。Yang et al.（2014）發(fā)現(xiàn)凇附增長發(fā)生時直徑>23 μm 的云滴最大數(shù)濃度為3.4 cm-3，遠大于本次過程的觀測值。P2 時段-2.6°C～-5.1°C（3.2～3.8 km）存在凇附狀冰晶，這可能是3.2 km 以下生成的凇附狀冰晶通過上升氣流抬升而來的。

4.4 冰雪晶譜擬合

根據(jù)地面雪花的觀測Gunn and Marshall（1958）首次提出冰雪晶尺度譜分布符合指數(shù)形式：

其中，D為雪花的直徑；N0和λ 分別表示截距和斜率，取決于降水率。Sekhon and Srivastava（1970）進一步分析Gunn and Marshall（1958）采集的雪晶數(shù)據(jù)，指出指數(shù)分布能充分描述冰雪晶譜的分布。

根據(jù)以往對冬季降雪譜型關(guān)系的研究，Lo and Passarelli（1982）指出Nos與λ隨溫度的變化能反映云內(nèi)微觀物理過程的變化，并根據(jù)譜擬合參數(shù)隨溫度的變化將云內(nèi)粒子生長分為三個階段。第一階段，凝華增長導(dǎo)致Nos的增加和λ的減小，第二階段聚集機制引起Nos、λ均減小，第三階段由于碰撞破碎導(dǎo)致小粒子數(shù)量增多，大粒子數(shù)量減少，Nos、λ 均增加。利用指數(shù)分布對本次降雪過程的冰雪晶譜進行擬合，擬合參數(shù)Nos、λ隨溫度的變化規(guī)律如下（圖8）：-19°C～-17°C，Nos略有起伏、λ增大；-17°C～-14°C，Nos增大、λ增大，凝華增長使粒子數(shù)濃度增加，如-18°C 冰雪晶譜粒子數(shù)濃度在大滴段隨直徑增加而遞增導(dǎo)致λ偏大（圖5）。-14°C～-10°C，Nos增大、λ基本不變，粒子數(shù)濃度和最大直徑均增大，以凝華和聚集增長為主。-10°C～-4°C，Nos減小，-10°C～-8°C，λ減小，-8°C～-5°C，λ基本不變。-5°C 層以下非逆溫層Nos隨高度增加而增大，逆溫層出現(xiàn)導(dǎo)致Nos減小；隨高度的增加，第一次逆溫出現(xiàn)時，λ先減小后增大，第二次逆溫出現(xiàn)時，λ先增大后減小，第三次逆溫出現(xiàn)時，λ先增大后保持不變。-5°C 層以下隨高度的增加，非逆溫層冰雪晶由凇附和聚集增長向凝華和聚集增長轉(zhuǎn)化，逆溫層的出現(xiàn)阻礙了凇附和凝華增長的發(fā)生。

圖8 2011 年11 月29 日08:38～09:20 冰雪晶譜擬合參數(shù)（a）Nos、（c）λ 隨溫度的變化，-5°C 層以下三次逆溫層（Inversion Layer, IL1、IL2、IL3）（b）Nos 和溫度、（d）λ 和溫度隨高度的垂直分布。圖a、c 中的黑點表示每10 s 擬合參數(shù)的平均值Fig. 8 Variations of (a) Nos (fitting parameter, the larger Nos was, the higher the concentration of small particles was), (c) λ (fitting parameter, the larger λ was, the higher the proportion of small particle number concentration to total particle number concentration was) with temperature; vertical distributions of (b) Nos and temperature, (d) λ and temperature with height in three inversion layers (IL1, IL2, IL3) below -5°C level during 0838-0920 BJT on 29 November 2011. In Figs. a and c, the black dots denote the average value of the fitting parameters every 10 s

用指數(shù)形式擬合本次降雪過程的冰雪晶譜分布（圖9a），發(fā)現(xiàn)超過80%的冰雪晶譜分布擬合相關(guān)系數(shù)R2大于0.90。在P1 時段第二次逆溫過程中擬合相關(guān)系數(shù)R2小于0.70，這可能是由于擬合參數(shù)Nos、λ驟減導(dǎo)致的。

一些研究表明冰雪晶譜擬合參數(shù)Nos和λ之間的關(guān)系可以用冪函數(shù)（Nos=aλb，其中a、b為常數(shù)）表示。例如，Yang and Lei（2016）用冪函數(shù)對獲取的空中冰雪晶譜擬合參數(shù)Nos和λ進行相關(guān)性分析，相關(guān)系數(shù)R2最大為0.72。對本次觀測的Nos和λ用冪函數(shù)進行擬合，參數(shù)a和b分別為1.021和1.684，相關(guān)系數(shù)R2為0.86（圖9b）。

圖9 2011 年11 月29 日08:38～09:20（a）指數(shù)分布擬合冰雪晶譜得到的相關(guān)系數(shù)R2、溫度隨時間的變化，（b）指數(shù)擬合參數(shù)Nos 和λ 的散點圖，實線代表Nos 和λ 的回歸函數(shù)Fig. 9 (a) Variation with time and temperature of the correlation coefficient R2 obtained by fitting the ice and snow crystal spectra with the exponential distribution, (b) scatter diagram of the exponential fitting parameters Nos and λ (the line denotes the regression functionof Nos and λ) during 0838-0920 BJT on 29 November 2011

5 結(jié)論

本次觀測利用飛機直接進入降雪云，對山西一次降雪云物理特征進行探測，根據(jù)分析結(jié)果，形成結(jié)論如下：

（1）根據(jù)不同高度層冰雪晶粒子數(shù)濃度、冰晶圖像、組合粒子譜及譜擬合參數(shù)的垂直分布，本次過程冰雪晶主要由冰晶的凝華增長、聚并增長、冰晶碰凍過冷云滴的凇附增長和冰雪晶之間的碰撞破碎等機制產(chǎn)生。

（2）P3 時段（-14.4°C～-19.7°C）以冰晶的凝華增長為主，冰晶粒子圖像為不規(guī)則狀和柱狀，云滴譜呈單調(diào)遞減分布。

（3）P2 時段（-2.6°C～-14.4°C）冰晶圖像以輻枝狀、聚合體和不規(guī)則狀為主，易于冰雪晶勾連、攀附及折裂繁生的發(fā)生，導(dǎo)致-9.3°C 出現(xiàn)冰雪晶數(shù)濃度最大值為188.4 L-1，P2 段以冰晶凝華和聚集增長為主。此外P2 時段（-2.6°C～-5.1°C）存在凇附狀冰晶，這可能是3.2 km 以下云內(nèi)生成后通過上升氣流抬升而來的。

（4）P1 時段云滴譜出現(xiàn)雙峰分布，液態(tài)水含量及直徑>24 μm 的云滴數(shù)濃度遠大于P2 時段，云內(nèi)出現(xiàn)三次逆溫層，第一次逆溫過程發(fā)生凇附和聚集并以凇附為主，第二次逆溫過程出現(xiàn)聚集和凇附并以聚集為主。逆溫層存在抑制了云內(nèi)凇附增長和凝華增長，且逆溫強度越大抑制作用越大。

山西由于地理、地形特殊，造成降雪的時空分布極不均勻，使得降雪的發(fā)生、發(fā)展過程及微物理結(jié)構(gòu)更加復(fù)雜和獨特。降雪云是山西冬季重要降水云系，由于形成的天氣系統(tǒng)不同，云內(nèi)冰晶數(shù)濃度和形態(tài)復(fù)雜多變，因而云系結(jié)構(gòu)和微物理特征也有所不同。目前針對山西冬季降雪云微物理特征直接觀測的研究還未見，本文僅對回流系統(tǒng)影響下山西降雪云宏微觀特征進行分析，其結(jié)果能深入理解降雪云在氣候變化中的作用，為人工增雪作業(yè)實際播云方案的制定提供科學(xué)依據(jù)。未來將進一步結(jié)合空地聯(lián)合觀測及數(shù)值模式，深入研究降雪機理，為模式中云的參數(shù)化過程提供參考。