造成“0911”华北暴雪天气过程的主要微物理降水机制

　　1  引言
 
　　在全球气候变暖的背景下，大气中能量分布也发生了变化，海洋和大气循环、大气中温度场分布出现了紊乱，使得天气气候变化规律被打乱，极端天气变得越来越频繁。2009 年 11 月，华北地区出现了有气象记录以来的特大暴雪天气，据统计，9-13 日河北省共有 82 站出现 10 mm 以上的降雪，其中石家庄地区有 8 站超过 50 mm，石家庄测站降雪最多为 93.3 mm。受降雪天气影响，石家庄大部、邢台西部、邯郸西部累计积雪深度超过 30 cm，石家庄市区积雪最深达 55 cm。据省民政部门统计，此次暴雪共致 328.4 万人受灾，直接经济损失达 15.2743 亿元。

　　这次极端天气事件发生在 10 月下旬到 11 月上旬北半球环流指数明显偏高，全国大部分地区异常偏暖的背景下，暴雪伴随剧烈降温天气；10 月 30 日到 11 月 2 日，西风环流指数变化曲线处于低值区域。高空 500 hPa 图上西伯利亚地区为一高压脊，鄂霍次克海地区为低涡区并与南掉的极涡打通，鄂海低压横槽转竖，东亚大槽建立，冷空气沿槽后脊前偏北气流大举南下形成入秋以来最强冷空气入侵中国北方地区，京津地区提前一个月出现降雪天气。侯瑞钦等分析了本次暴雪的天气成因，张迎新等使用 MM5 数值试验结果分析了中小尺度地形对本次降雪的影响，吴伟等对本次暴雪过程进行数值模拟研究，诊断分析结果表明，700  hPa 西南低空急流对水汽的输送使得华北地区成为很强的湿度区，为强降雪的发生提供了充足的水汽条件。由于低空辐合，高空辐散，导致上升运动加强以及低层正涡度中心的产生和维持，由此产生的垂直方向上水汽凝结是此次暴雪的形成机制。借助新型卫星 CloudSat 的星载云廓线雷达（CPR）资料对比分析模拟的雪水和冰水含量。但是对本次极端天气过程微物理降水形成机制的研究还不多见，回流天气是造成华北冬、春、秋季节较强降水的主要天气类型　，也是人工增雨作业的主要对象之一　，研究本次暴雪的云微物理过程，对开发空中云水资源、提高极端天气预报准确率都有积极意义。
　　本文利用ARPS中尺度模式，对本次暴雪过程进行三重嵌套单向模拟，以2009年11月11日00：00 UTC河北中南部 6 h 累积强降水中心为例，分析本次暴雪过程的云微物理降水形成机制。

　　2  模拟方案及模拟效果检验

　　2.1  模拟方案设计

　　利用修改后的高分辨率非静力平衡 ARPS（Advanced Regional Prediction System）模式，利用美国国家环境预报中心（NCEP）逐 6  h 全球最终分析资料（FNL）与 Micaps 系统下全球地面资料和探空资料进行资料同化，做为初始场和边界条件，进行三重嵌套细网格模拟，网格格距分别为 27、9 和 3 km，在 3 km模拟时关闭积云对流参数化方案，仅采用 Lin-Tao 显式云微物理方案，输出水凝物场及云中各种粒子源项微物理过程产生量和它们的时间、空间累积量等，这对研究云系微观过程和降水机理有重要作用

　　本研究采用三重单向嵌套数值模拟，主要参数如下：

　　第一层 dtbig=30，中心（40°N，116.5°E），格距：27 km×27 km×500 m，格点：77×77×43第二层 dtbig=15，中心（38°N，116°E），格距：9 km×9 km×500 m，格点：177×157×43第三层 dtbig=8，中心（38°N，116°E），格距：3 km×3 km×500 m，格点：157×177×43其中第一层模拟区域包括整个天气系统主要发展移动区域，第二层模拟区域包括整个华北地区，第三层模拟区域集中在河北省中南部地区，这种选择有利于提高数值模拟效果。模拟时间为 2009 年 11 月 9 日0600 UTC 至 2009 年 11 月 11 日 0600 UTC，每 6 h 输出一次模拟结果。

　　2.2  模拟效果检验

　　将模式模拟的风场与 NCEP/NCAR 全球最终分析资料（FNL）风场 U、V 分速度场强度进行对比检验（图略）。2009 年 11 月 9 日 0600 UTC 河北中南部地面为负的 U 风速控制，中心达到-7 m/s，模拟的风场移动比实况较慢；9 日 1200 UTC-7 m/s  中心范围增大并移动到天津、冀东一带；9 日 1800 UTC -6 m/s 风速等值线斜穿过河北中南部，模拟结果与实况非常一致；10 日 0000 UTC 的模拟结果与实况非常一致，10日 0600 UTC～11 日 0000 UTC 模拟的 U 风速较实况偏弱，V 风速的对比分析类似，综合分析表明，模式较好地模拟出河北中南部的风场。

　　将 2009 年 11 月 10 日 0000 UTC 模拟的云顶高度和雷达回波对比（图 1），可以看出经过强降水中心的云顶高度在 8 km 以下，与雷达观测情况基本一致。

　　将模拟的 6 小时累积降水量与观测资料进行对比检验（图略），呈现如下特点：模拟的降水落区较观测值移动快，模拟的降水强度偏弱，10 日 1200  UTC 是 6 小时累积降水量最大的时次，强降水中心达到16 mm，但是模拟的强降水中心强度仅为 8 mm，说明普通的模拟方法对极端天气过程的模拟效果较差，可调整模式初始水汽场和侧边界提高模拟准确率。图 2 为 2009 年 11 月 11 日 0000 UTC 模拟的 6 小时累积降水量与观测资料对比检验，图中可见模式较好地模拟出了降水落区和强降水中心强度，选择本时次 8 mm强降水中心（37°N，115°E），进行微物理降水形成机制研究。

　　

　　3  强降水中心微物理降水形成机制分析

    3.1  水汽场和温度场垂直结构特征

    沿 2009 年 11 月 11 日 0000 UTC   8mm 强降水中心（37°N，115°E），做经向剖面，分析水汽场和温度场垂直结构。图 3 可见水汽主要位于 8 km 高度以下，水汽含量自低层向高层逐渐减小，8 km 高度位于-35℃附近，零度层位于地面至 1 km 高度，云中过冷水汽含量丰富。

　　

　　3.2  强降水中心微物理降水形成机制

　　3.2.1  冰晶形成机制

　　ARPS 模式  Lin-Tao  冰相微物理方案中冰晶的微物理增长过程包括：云水均质核化（pihom），云冰凝华增长同时消耗云水（pidw）和云冰初生（pint）。如图 4 所示，云水均质核化峰值出现在 8 km 高度，温度位于-35℃～-40℃，云冰产生后消耗云水凝华增长，非均质核化（pint）峰值约位于 6 km 高度。

　　3.2.2  雪形成机制

　　层状云中冰晶在下落过程中长大成雪，ARPS 模式中雪的形成和增长主要有 9 个过程：冰晶向雪的自动转化（psaut），冰晶通过贝吉龙过程凝华增长成雪（psfi）；云水通过贝吉龙过程凝华繁生形成雪（psfw）；冰晶接触雨水转化为雪（piacr）；雨水收集冰晶产生雪（praci）；雪的凝华增长（psdep）、雪收集冰晶增长（psaci）、雪撞冻雨水增长（psacr）和雪撞冻云水增长（psacw）。图 5 为强降水中心点的雪形成机制，图中可见，冰晶通过贝吉龙过程生长为雪和雪的凝华增长是雪形成的两个重要微物理机制，贝吉龙过程的峰值位于 6 km 高度，雪凝华增长峰值位于 5 km 高度附近，贝吉龙过程和雪的凝华增长异常活跃，峰值分别达到 250×10-5g·kg-1s-1和 430×10-5g·kg-1s-1。

　　

　　3.2.3  霰形成机制

　　雪继续生长会成为霰，ARPS 数值模式中考虑了 14 个霰的形成和增长微物理过程：冰晶接触雨水使其成霰（piacr），雨水冻结为霰（pgfr），雪自动转化为霰（pgaut），雨水收集云冰转化成霰（praci），霰收集云冰干增长（dgaci）和湿增长（wgaci），霰撞冻云滴增长（dgacw），霰撞冻雨水干增长（dgacr）和湿增长（wgacr），雪撞冻云水使其成霰（psacr），霰收集雪增长（pgacs），霰收集雪干增长（dgacs）和湿增长（wgacs），雨水接触雪使其成霰（pracs）。如图 6 所示，霰收集雪干增长（dgacs）、雨水接触雪使其成霰（pracs）和霰撞冻云滴增长（dgacw）是最主要的 3 种霰产生机制，霰收集雪干增长（dgacs）峰值位于 4～4.5 km 高度，雨水接触雪使其成霰（pracs）峰值位于 2 km 高度附近，温度位于-5℃附近，杨文霞等用雷达高显资料观测到冰相粒子尺度在 0～-5℃温度区间快速增长①，数值试验表明是由于较高温度下雨水接触雪使其成霰（pracs）微物理过程所致。

　　3.2.4  云水形成机制

　　冷云中冰相粒子的增长以消耗过冷云水和过冷水汽做为基础，ARPS 模式  Lin-Tao  冰相微物理方案中云水微物理增长主要包括 2 个微物理过程：水汽凝结（蒸发）（cnd，＞0 时为凝结，＜0 时为蒸发）和冰晶融化（pimlt）。图 7 为强降水中心的云水形成机制。云水产生的峰值位于 6  km 高度左右，与贝吉龙过程的峰值出现高度一致。

　　

　　4  小结

　　云冰初生（pint）和云水均质核化（pihom）是本次暴雪过程产生冰晶的主要微物理机制，云水均质核化过程（pihom）峰值发生在 8 km 高度，温度为-35℃～-40℃，云冰初生（pint）峰值约出现在 6 km 高度。

　　雪形成机制以冰晶通过贝吉龙过程生长为雪，雪通过凝华过程进一步增长为主，贝吉龙过程的峰值位于 6 km 高度，雪凝华增长峰值位于 5 km 高度附近。

　　霰收集雪干增长（dgacs）、雨水接触雪使其成霰（pracs）和霰撞冻云滴增长（dgacw）是最主要的 3种霰产生机制，霰收集雪干增长（dgacs）峰值位于 4～4.5 km 高度，雨水接触雪使其成霰（pracs）峰值位于 2 km 高度附近，游来光等用雷达高显资料观测到冰相粒子尺度在 0～-5℃温度区间快速增长，数值试验表明是由于较高温度下雨水接触雪使其成霰（pracs）微物理过程所致。

　　云水形成以水汽凝结为主，云水产生的峰值位于 6  km 高度左右，与冰晶贝吉龙过程的峰值出现高度一致。云中 6  km 高度水汽凝结产生丰富的过冷水，使贝吉龙过程和雪的凝华增长过程异常活跃，是产生本次暴雪过程的原因之一。

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