基于飛機觀測的美國落基山地區冬季混合相態層狀云與夏季對流云的微物理特征

范雯露 景曉琴 楊璟 周思雨

南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心/精細化區域地球模擬和信息中心/中國氣象局氣溶膠—云—降水重點開放試驗室, 南京210044

1 引言

在自然界中，云是大氣輻射收支平衡與水汽循環的重要組成部分（Sun and Shine, 1995; Mazin,2006）。從微觀來說，云與環境、輻射的相互作用與云內的液態水和冰粒子密切相關（Cantrell and Heymsfield, 2005）。根據云的相態結構可以將云分為混合相態云、冰云、水云。觀測表明，混合相態云發生的概率占總觀測周期的41%，占觀測到有云時間的59%，并且還具有持續時間長的特點（Shupe et al., 2006）。由于液滴和冰粒子的形狀、尺寸、結構存在差異，云的宏觀與微物理特性依賴于云相態結構（Shupe et al., 2006; Sun and Shine,2010）。有關研究表明，氣候模擬對云內的相態有較強的敏感性，不同的冰晶參數化方案會極大地影響云相態的分布，從而改變模式中云的輻射強迫和降水結構（DeMott et al., 2010）。因此，混合相態云對數值天氣模式和全球氣候模式的重要性不言而喻。

混合相態云可以分為混合相態層云和混合相態積云，它們的相態結構主要取決于冰相微物理過程。目前，在數值模式中，對混合相態云微物理特征的模擬還存在很大不確定性，尤其是對混合相態云內冰晶生成過程的參數化過于簡單，也沒有考慮層狀云和對流云的云中冰晶生成機制的差別（Yang et al., 2020），導致對云的相態結構模擬不準。由于層狀云和對流云的動力結構不同，其冰晶生成和生長機制可能有較大區別（Cantrell and Heymsfield,2005; Yang et al., 2020）。例如，在層狀云中，冰晶的生成主要為異質核化，依賴于冰核的數濃度和理化特征（Cantrell and Heymsfield, 2005），而在對流云中，冰水的相互作用更為復雜，冰晶繁生等過程也使得云內的冰晶可能快速生成（Korolev and Leisner, 2020）。因此，通過對混合相態層狀云和對流云進行觀測和定量分析，可以加深對它們微物理特征區別的認識，從而為模式的驗證和參數化的改進提供支撐。

目前，人們已開展了許多對混合相層狀云的微物理特征的研究。在國內，對于層狀云的研究進展頗豐，層狀云系是我國北方冬季的主要降水云系。郭學良等（1999）曾將中國北方層狀云系統分為三類，通過數值模擬發現，由強冷鋒抬升形成的層狀云中云頂存在高濃度的冰晶，觸發降水的產生，氣旋天氣背景下形成的層狀云中冰晶濃度相對較低，主要通過凇附、碰并過程形成降水，而弱鋒面層狀云中以過冷水為主，降水主要通過水滴碰并過程完成。陳寶君等（1998）基于M-P 分布和Γ 分布擬合發現層狀云有較窄的雨滴譜，而積雨云和積層混合云的雨滴譜很寬，有較多的大液滴和特小液滴。我國自20 世紀80 年代使用機載設備對云物理特征進行觀測，極大的促進了對層狀云降水的物理認識。李鐵林等（2010）利用PMS 儀器對河南春季一次層狀冷云進行探測，發現云中0°C～-7.5°C 溫度層上小云粒子數濃度隨高度增高而降低，冰晶含量隨高度增大，云底為液態水含量的高值區，且存在以負指數型和單峰型為主的粒子譜?；谝淮斡傻筒矍凶兣c弱冷鋒影響形成的層狀云系，蔡兆鑫（2012）發現云中液態水含量的大值區主要集中在2.5～3.5 km，4 km 以上含水量很低。楊潔帆等（2021）研究發現低槽冷鋒背景下的層狀云降水云系中，-5°C 的冰相層主要發生凝華聚并過程，零度層凇附過程明顯，在垂直上造成分層結構。國外對于層狀云亦有大量的研究，尤其是對云中冰相粒子的特征和成因。例如，Mossop and Ono（1969）指出，根據對新南威爾士州北部云層的冰粒濃度測量發現，云層中含有大致相同的冰粒和冰核濃度。Korolev（1994）發現，層狀云中粒子譜普遍呈雙峰分布，與云中擾動有密切的關系，而與云的溫度、高度及冰晶沒有很大關系。Korolev et al.（2003）在五次不同地區的飛機觀測實驗中發現在中高緯度地區的層云中，-10°C～0°C 的溫度范圍內以液態水為主。Hobbs and Rangno（1985）同樣基于飛機觀測表明在-10°C 層狀云中以過冷水為主，在極個別云中發現了較高的冰晶數濃度（0.1～10 L-1）。Boudala et al.（2004）的研究表明，在0°C 到-38°C 之間，層狀云中的液態水質量分數從0.8 減小到0。部分研究發現在層狀云中冰晶數濃度可能高于自然冰核數 濃 度（Mossop and Ono, 1969; Cooper, 1986;Rangno and Hobbs, 2001; Yang et al., 2020）。例如，Rangno and Hobbs（2001）在北極地區觀測到在云頂溫度高于-10°C 的層狀云中冰晶的數濃度超過1 L-1。Yang et al.（2020）基于飛機觀測資料發現云頂溫度高于-8°C 熱帶海洋層狀云中的冰晶數濃度是冰核數濃度的3 個量級。但是以上大部分研究是針對個例的分析，僅對特定天氣背景條件下的層狀云微物理特征進行研究。

對于混合相態對流云，在中緯度地區主要發生在夏季，目前也有一些研究基于飛機觀測資料討論了不同地區的對流云微物理特征（Yang et al.,2016b, 2018）。大氣中的初級冰晶絕大多數是液態水依靠冰核發生異質核化形成的，但是，Mossop（1970）觀測到，積云中冰濃度比測量的冰核濃度大104倍。因此，僅存在異質凍結核化是無法解釋積云中的高濃度冰粒子的現象。根據不少觀測發現，在溫度為-10°C 并含有毫米級尺度的液滴的積云中，短時間內出現了冰晶快速增多的現象，甚至在約10 min 的時間內，冰晶的濃度可增加達10 倍。（Koenig, 1963; Mossop, 1970）。Koenig（1963）對該過程中產生的小冰粒的形狀、冰核的濃度進行研究。結果表明，該小冰粒的形成不涉及升華過程，也不是通過液滴吸附冰核。因此，Koenig（1963）提出假設，積云中的冰晶增長是連鎖反應，過冷水破碎凍結形成冰晶，隨后冰粒子與液態過冷水發生碰撞，導致新的次生冰晶形成。Mossop（1970）也提出，積云中云相結構的變化是由初級冰晶發生二次制冰造成的，從而導致冰晶繁生，冰粒子數量倍增。隨后，Mossop and Hallett（1974）進行了實驗，實驗結果表明，積云中的冰粒子與過冷液滴發生碰撞，液態水發生凍結，當溫度在-8°C～-3°C之間時，容易形成次生冰晶。后來的研究發現，Hallett-Mossop 過程主要在液態水含量低和垂直速度弱的區域發生（Heymsfield and Willis, 2014）。后續實驗也證明了積云中的冰晶繁生等過程使得云內冰晶快速生成（Korolev and Leisner, 2020）。

基于已有的研究結果，人們已經意識到混合相態層狀云和對流云的微物理特征有所區別，同一溫度層上的對流云與層狀云，對流云中冰粒子濃度更高（Heymsfield and Willis, 2014; Yang et al., 2016b），粒子譜也更寬（陳寶君等, 1998）。但是，上述研究只是分別分析了不同地區的混合相態層狀云或者對流云。目前，對同一地區混合相態層狀云和對流云的定量對比分析還很少，這主要是由于在同一地區針對不同類型云的飛機觀測資料較少。因此，在對上述研究結果進行討論時，必須充分考慮地理因素的不同，這對定量理解層狀云和對流云微物理特征的區別造成了一定影響。因此，本文選取在中落基山地區進行的?ce in Clouds Experiment-Layer Clouds（?CE-L）和High-Plain Cumulus 2003（HiCu03）項目的飛機觀測資料，定量對比分析該地區淺薄的冬季混合相態層狀云和較弱及中等強度的夏季混合相態對流云的微物理特征，加深對混合相態的淺薄冬季層狀云和較弱及中等強度的夏季對流云中微物理特征的認識，從而為驗證模式和改進模式中相關的參數化方案提供依據。本文的結構如下：第2 節描述觀測數據、儀器和分析方法；第3 節對研究結果進行詳細分析；第4 節進一步討論造成層狀云和對流云微物理特征不同的可能機制，以及本文與已有研究的區別；第5 節總結本文的結論。

2 數據和方法

2.1 實驗數據與儀器

本文所使用的觀測資料來自?CE-L 和HiCu 項目的飛機觀測，飛機飛行探測區域位于美國科羅拉多（39°91′N, 105°12′W）和 懷 俄 明（41°32′N,105°67′W）地區上空，飛行路線如圖1 所示。兩個項目均采用隨機穿云的方法，分別對中緯度大陸性較為淺薄的冬季混合相態層狀云和較弱及中等強度的夏季對流云進行采樣，為研究其物理特征提供了高質量的測量手段和高精度的測量結果。

?CE-L 探測項目使用美國國家大氣研究中心（NCAR）運營的美國國家科學基金會（NSF）C-130 型飛機，在中落基山地區（圖1 紅色軌跡所示）對冬季較淺薄的層狀云進行隨機采樣，層狀云厚度在幾百到兩千米之間。飛機飛行時間是2007 年冬季11～12 月，每次航行時間約4 小時，總共飛行7 架次，飛行時長為123396 s，樣本數量較多，可用于統計分析。根據表1，?CE-L 項目的飛機穿云觀測高度在1～7 km，溫度范圍為-32.5°C～-2.5°C。探測數據用于研究云中的熱力特征、垂直速度以及微物理特征。

圖1 ?CE-L 項目（紅色線）與HiCu 項目（藍色線）的飛機飛行軌跡Fig. 1 Flight tracks of the ?ce in Clouds Experiment—Layer Clouds (?CE-L, red lines) and High Plain Cumulus (HiCu, blue lines) project

表1 ICE-L 項目在不同溫度層和高度層的云內采樣時長和云內采樣路程Table 1 Time in clouds and flight length in clouds sampled at different temperature and height ranges in ICE-L project

C-130 飛機配備了全套的云微物理探頭來測量氣溶膠、云滴和冰的大小分布。與本研究相關的儀器有云滴探頭CDP、前向散射粒子譜探頭FSSP-100、圖像類粒子探頭Fast 2D-C、2D-P、King、上下視多普勒云雷達WCR，如表2 所示。其中，CDP 與FSSP 屬于散射類粒子探頭，量程分別為3～43 μm、0.8～50 μm，用于探測云內小粒子濃度。2D-C 和2D-P 屬于圖像類粒子探頭，像素分辨率為25 μm 和200 μm，并且適用于測量直徑較大的粒子。結合不同探頭的探測結果可以描繪出完整的粒子譜。本文考慮了所有粒子中心在采樣區域內的粒子，去除了粒子中心在采樣區域外的粒子，并相對應地減去了其采樣體積（Heymsfield and Parrish,1978）。由于大粒子碰撞到探頭上破碎后會導致小粒子濃度被高估，本文采用基于粒子到達時間的方法來去除2D 探頭（2D-C、2D-P 探頭）觀測數據的大粒子破碎效應（Field et al., 2006），而對于FSSP 探頭，目前還沒有很好的數據后處理方法減少該影響，因此本文不采用FSSP 探頭計算云滴數濃度和液態水含量。云滴液態水含量的測量采用King 熱線探頭，其測量范圍在0.1～6.0 g m-3之間（Yang et al., 2016b）。此外，懷俄明大學的一臺3.2 mm 上下視多普勒云雷達（WCR）提供了反射率測量數據（Heymsfield et al., 2011），本文基于閾值-20 dBZ（Yang et al., 2016a），用于判斷云頂高度。本文中的三維風是通過天線罩陣風系統與慣性參考系統（?RS）組合測量，并利用全球定位系統（GPS）消除實地項目中?RS 的漂移誤差，最終獲 得 精 度 約±0.2 m s-1的 風 速 數 據（Yang et al.,2016a）。

表2 飛機探測儀器名稱、主要探測對象、探測范圍、探測方法Table 2 Summary of detection instruments, main measurement, measurement range, and measurement technique on the aircraft during the research flights

HiCu 的探測平臺為美國懷俄明大學空中國王飛機（UWKA），主要在懷俄明州（圖1 藍色軌跡）進行，飛行時間為2003 年7 月7 日至8 月31 日，共進行了30 架次飛行觀測，研究該地區夏季對流云的微物理結構和動力學。由于飛機的局限性，HiCu 主要針對較弱的和中等強度的對流云進行探測，云中垂直氣流速度在-15～18 m s-1范圍（Yang et al., 2016a），缺少對更強的對流云的探測數據。此次研究累計飛機行程約2000 km。根據表3 所示，HiCu 的飛機穿云觀測在4～9 km 的高度區間、-22.5°C～2.5°C 的溫度區間。

表3 HiCu 項目在不同溫度層和高度層的云內采樣時長和云內采樣路程Table 3 Time and flight length in clouds sampled at different temperature and height ranges in HiCu project

空中國王飛機（UWKA）配備的儀器與?CEL 項目的大致相同，測量小粒子、大粒子濃度的儀器均為FSSP 探頭、2D-C 探頭，并且同樣使用上下視多普勒云雷達WCR。由于HiCu 項目是在2003 年進行的，所采用的2D-C 探頭的二極管陣列像元數為32 個（?CE-L 為64 個），且數據格式稍有不同，但這不影響結果分析。同樣，在對HiCu的2D 探頭數據的處理中，考慮了所有粒子中心在采樣區域內的粒子，并采用基于粒子到達時間的方法來去除2D 探頭觀測數據的大粒子破碎效應（Field et al., 2006）。云滴液態水含量的測量采用King 熱線探頭。

圖2 顯示了在?CE-L 和HiCu 實驗中采樣到的云個例，包括WCR 反射率、溫度、垂直速度、液態水含量、FSSP 探頭探測的數濃度和2D-C 探頭探測的數濃度的原位測量。在?CE-L 實驗中，被穿透的云層厚約2300 m。云中的WCR 反射率范圍為-10～10 dBZ，溫度為-21.5°C～-20°C。垂直速度較小，但由于該地區地形復雜，在部分云中有波狀氣流。?CE-L 項目的探測樣本中的液態水含量在0.1 g m-3左右，云中FSSP 探頭探測的數濃度為150 cm-3，而2D-C 探頭探測的數濃度范圍為2～5 L-1，冰晶粒子濃度較低。在飛機穿透該云個例的過程中，由于儀器數據的缺失導致34 s 時間內2DC 數濃度存在空缺。在HiCu 實驗采樣到的個例中（圖2g–l），飛機穿云高度距離云頂1000 m 以上，對云的中層進行探測。云中的WCR 反射率范圍為0～25 dBZ，溫度在-11°C～-9°C 范圍內。從垂直速度可以看出，HiCu 的采樣個例相較于?CE-L 的采樣個例有更強的上升氣流，速度在-2～6 m s-1范圍內，并且觀測到多個上升氣流和下降氣流存在于同一云中的現象。在HiCu 的采樣個例中，液態水含量范圍為0.5～1.0 g m-3，遠高于?CE-L 的探測結果，并且云內FSSP 探頭探測的數濃度范圍為300～400 cm-3，2D-C 探頭探測的數濃度范圍為20～60 L-1，粒子濃度也明顯大于?CE-L 的采樣個例。從以上對比可以說明，該地區典型的冬季層狀云和夏季對流云的微物理特征具有較大的差異。

圖2 ?CE-L 實驗（左）在2007 年12 月13 日和HiCu 實驗在2003 年7 月28 日（右）采樣到的云個例的（a、g）雷達反射率（單位：dBZ）、（b、h）溫度T（單位：°C）、（c、i）垂直速度w（單位：m s-1）、（d、j）液態水含量LWC（單位：g m-3）、（e、k）FSSP 探頭探測的數濃度（單位：cm-3）、（f、l）2D-C 探頭探測的數濃度（L-1）Fig. 2 (a, g) Radar reflectivity (units: dBZ), (b, h) temperature (T, units: °C), (c, i) vertical velocity (w, units: m s-1), (d, j) LWC (liquid water content,units: g m-3), and NC (number concentration) measured by (e, k) FSSP probe and (f, l) 2D-C probe in cloud examples from ?CE-L project (left) on 13 December 2007 and HiCu project (right) on 28 July 2003

2.2 分析方法

2.2.1 液態水含量的計算

本文對HiCu 和?CE-L 獲得的云內數據進行分析。為了篩選出云內區域數據，通過對液態水含量和FSSP 探頭探測的數濃度設置合理閾值可以判別云區。根據Yang et al.（2016a）的分析，云區定義為同時滿足液態水含量大于0.01 g cm-3且FSSP 探頭探測的數濃度大于2 cm-3兩個條件，或2D-C 探頭探測的數濃度大于1 L-1的區域。本文將滿足云區溫度低于0°C，且每個云區均能探測到至少一個大于100 μm 粒子的探測結果定義為混合相態云。云內采樣時間和路程見表1、表3，在?CE-L 實驗中，累計云內飛行時長為4615 s，累計飛機行程約570 km。在溫度區間-27.5°C～-12.5°C 內，云內采樣時間、采樣路徑占總數的80%，云內數據量較大，因此，由該溫度區間的分析結果更為可靠。HiCu 研究中，累計飛機行程約2000 km，并且在8 km 以下的穿透次數較多，云內采樣路程較長，而8 km 以上的云內數據僅占2%。

對于?CE-L 探測的冬季層狀云，液態水均來自于直徑小于50 μm 的小液滴，因此使用King 探頭測量到的LWC 即可。對于HiCu 項目的探測結果，同樣云內的液滴絕大部分為小云滴，一方面這是由于HiCu 探測的是大陸性積云，另一方面是由于采樣的積云均為弱對流和中等強度的對流，沒有強對流。因此，本文同樣采用熱線探頭的LWC 觀測結果。熱線探頭對直徑≤50 μm 的云滴探測效果很好，對于直徑大于50 μm 的液滴探測效率逐漸降低。通過對2D-C 圖像的分析，我們僅在垂直速度相對較強的少數區域發現了很少的直徑約為50～100 μm的較大圓形粒子（可能為液滴，由于分辨率低，無法準確判斷直徑小于100 μm 粒子的相態），這對統計液態水含量的平均值和中位數等影響非常小。之前已有的對HiCu 數據的研究中，在統計液態水含量時也只考慮了小云滴（Wang et al., 2009）。

飛機探測數據中存在多個探頭可以對液態水含量進行探測，為了衡量液態水含量測量的合理性，本文將King 探頭、FSSP 探頭以及CDP 探頭所測量的云內液態水含量進行對比。相較于散射式探頭CDP 和FSSP 儀器，熱線式King 探頭的精確度相 對 較 高（Heymsfield et al., 2011），所 以 選 擇King 探頭所測量的液態水含量作為對比標準。圖3中散點的分布表明，測量結果離散程度較大，其中對流云中最為明顯，不確定性達到一個數量級，這主要是由于儀器本身的不同和在飛機上安裝位置不同導致的，間接體現了儀器的隨機誤差與云的空間不均勻性（Yang et al., 2016b）。在圖3a 中，計算結果表明CDP 探頭測量的液態水含量高于King 探頭測量的70%，并且兩類探頭之間的測量差異與液態水含量成正相關。圖3b、c 分別為?CE-L 實驗、HiCu 實驗中FSSP 探頭與King 探頭測量液態水含量對比。相較于King 探頭，FSSP 探頭高估?CE-L云中的液態水含量170%，高估HiCu 云中的液態水含量260%，這均是由于大粒子探測的破碎效應導致小粒子數濃度被高估。并且，FSSP 探頭對?CE-L 采樣的云中液態水含量的高估與液態水含量無明顯的相關性，對HiCu 采樣的云中液態水含量的高估卻存在正相關。使用?CE-L 數據得出的結論與HiCu 存在偏差，這可能是因為?CE-L 項目數據量小，且測量為層狀云，云內液態水含量比HiCu實驗測量的對流云低一個量級。但是不同儀器之間的對比趨勢具有一致性，符合儀器特點，間接反映了用King 探頭分析液態水含量的合理性。

圖3 （a）CDP 探頭與King 探頭測量的?CE-L 實驗、（b）FSSP 探頭與King 探頭測量的?CE-L 實驗、（c）FSSP 探頭與King 探頭測量的HiCu 實驗云樣本中液態水含量對比。紅色直線為散點的線性擬合線Fig. 3 Comparison of LWC measured by (a) the CDP probe and the King probe in ?CE-L clouds, (b) the FSSP probe and the King probe in ?CE-L clouds, (c) the FSSP probe and the King probe in HiCu clouds. The red line is a linear fit line with scattered points

2.2.2 冰水含量的計算

冰粒子一般為非球形，不能代入液滴公式計算。根據Locatelli and Hobbs（1974）的研究，云內冰粒子的質量與直徑存在如下關系：

其中，M為單個冰晶粒子質量（單位：g），D為粒子直徑（單位：mm），a、b為擬合參數。與已有的研究相同（Heymsfield et al., 2011），本文定義粒子圖像的最長軸為冰晶直徑。冰水含量則可以通過以下公式計算：

其中，Mj為 第j檔的單個冰粒子質量，nj為第j檔的數濃度，?WC 為總的冰水含量（單位：g m-3）。在計算冰水含量過程中，本文選用2D 探頭測得的數據，且使用的是2D-C 探頭≥100 μm 的檔，2DP 探頭大于500 μm 的檔。

云內冰晶存在不同的形態，Magono and Lee（1966）研究表明，不同形態的云內冰粒子質量和直徑存在不同關系，即公式（1）中a、b的值對不同形狀的冰晶有所不同，因此按照不同參數方案得到的云內冰水含量有所不同。根據Brown and Francis（1995），以及Heymsfield et al.（2007）的飛機觀測研究，本文采用a=0.037，b=1.9來計算?CE-L 樣本的云中冰水含量，該方法適用于片狀、子彈狀、柱狀等不同形狀冰晶的聚合物，這在無降水和降水較弱的層狀云常見。在層狀云中，大多數冰云顆粒在200～800 μm 之間，而在對流云中，粒子最大直徑可達3000 μm，且有較多霰粒子和不規則形狀的冰晶，所以在?CE-L 層狀云中采用的質量—直徑關系并不適用于對流云，本文采用由Wang et al.（2015）通過對對流云的觀測數據擬合得到的參數方案（a=0.029，b=2.1）計算HiCu 樣本的云中冰水含量。為了評估不同冰水含量計算方法的可能影響，本文對通過不同參數方案計算得到的冰水含量進行了對比（圖4）。圖4 中不同符號代表了不同形狀的冰晶，其分類詳見（Magono and Lee, 1966）。在?CE-L 和HiCu 實驗中探測的云中冰含量有很大差異，對流云中的冰含量比層狀云大1～2 個數量級，這超過了采用不同參數方案計算的冰水含量之間的差別，因此，公式本身的誤差不足以改變本文對比層狀云、對流云的冰水含量的結論。

圖4 （a）?CE-L、（b）HiCu 采樣到的云區在不同參數方案下計算的冰水含量在溫度層上的分布。公式表示適用層狀云、對流云的參數方法，紅色、藍色五角星符號分別代表適用方法下計算的冰水含量分布Fig. 4 ?ce water content (?WC) calculated based on different mass–diameter relationships in temperature level observed in (a) ?CE-L clouds and (b)HiCu clouds. ?WC in stratiform and convective clouds is calculated by the formulas. The results are denoted by red and blue pentagrams, respectively

3 結果分析

3.1 液態水、冰水含量

云內的云滴、冰粒子含量與云的熱力動力過程直接相關，同時也影響著云的宏觀物理特征。因此，水含量是表征云微觀特征的重要因素。圖5 為?CEL 采樣的云區、HiCu 采樣的云區以及HiCu 采樣的云區云頂中分別測得的液態水含量LWC、冰水含量?WC、以及液態水質量分數[LWC/(LWC+?WC)]隨溫度的分布情況，反映了層狀云和對流云內的液態、固態水含量的差異以及各自隨溫度的變化情況。由于飛機在穿云過程可以發生在云的各個部位，且對流云通常垂直尺度較大，因此為了可以更好地理解云內冰晶的生成，本文選取對流云云頂部分的微物理特征進行單獨分析。其中，HiCu 探測的云頂數據為HiCu 實驗中飛機飛行高度接近云頂（＜500 m）的測量數據（Yang et al., 2016b）。根據圖5a 可知，?CE-L 實驗探測的云中液態水主要分布在-30°C～0°C 的溫度范圍。在這個區間內，液態水含量絕大多數位于0.01～0.2 g m-3之間，而平均值在0.04～0.18 g m-3之間。?CE-L 實驗探測到云內平均液態水含量在-5°C 溫度層達到最大，總體上呈隨溫度的降低而減小的趨勢，下降幅度達到一個數量級。相比較而言，HiCu 采樣的對流云的液態水含量與層狀云之間差異顯著（圖5a），HiCu 云區的液態水主要分布在-25°C～0°C 的溫度層，云內液態水含量最高可達1 g m-3，而平均值在0.2～0.5 g m-3之間。HiCu 的云內液態水含量平均值隨溫度的變化趨勢也與?CE-L 存在差異。對流云內液態水含量隨溫度的變化較小，在-20°C～0°C 上存在微弱地隨著溫度升高的趨勢。相對而言，各溫度層上對流云的液態水含量均高于?CE-L 采樣的層狀云，并且在-25°C～-10°C 溫度層上，兩類云的液態水含量平均值相差一個數量級以上。這是由于對流云內的強烈上升運動提供了充足的水汽，云內飽和度高導致液滴凝結增長。同時，相對較強的上升氣流使得云內較大的液滴可以懸浮在云內。此外，我們分析了在HiCu 采樣的云區云頂附近的采樣結果。由圖5a 中淺藍色線可知，HiCu 云區云頂的液態水含量平均值在0.3～0.5 g m-3之間，比HiCu 云區中下部探測的液態水含量值高，這是由于對流云云體中下部受到上方下落的冰粒子影響，過冷水液滴被收集，導致液態水含量減少。

圖5 ?CE-L、HiCu 整體以及HiCu 云頂（與云頂距離小于500 m）的云內（a）液態水含量、（b）冰水含量、（c）液態水質量分數分別在各溫度層上的分布。標記符號為平均值，誤差線左右兩端為10、90 百分位點Fig. 5 (a) LWC, (b) ?WC, and (c) liquid mass fraction in temperature level observed in whole ?CE-L, whole HiCu, and HiCu near the convective cloud top (＜500 m). The symbols represent the mean. The left and right ends of error bars represent the 10th, 90th percentile values, respectively

云內冰粒子一般分布在零度層以上。由圖5b可得，?CE-L 實驗測量的云內冰水含量的平均值在2.8×10-5～0.015 g m-3之間，冰濃度最高出現在-20°C 溫度層上，總體冰水含量隨著溫度降低存在一定的升高。在0°C 和-30°C 上冰水含量相對較小，但由于該兩個溫度層采樣少，無法得到明確的結論。結合圖5a 中層狀云液態水含量隨高度降低的結論，說明在層狀云中冰晶主要通過消耗過冷水的貝吉龍過程生長。而從圖5b 中HiCu 云中數據的結果可以發現，冰水含量平均值在0.001～0.16 g m-3之間，比?CE-L 的探測結果高1～2 個量級。這是由于對流云內強烈的垂直運動提供了較高的液態水含量以及大液滴，促使冰水相互作用與冰晶繁生過程的發生。云內的垂直氣流也可以使云內的冰晶維持在云內，甚至持續上升。此外，HiCu 云樣本中冰水含量隨溫度的降低而升高，在-15°C 溫度層達到最大值，然后在-25°C～-15°C 溫度區間內變化較小。由圖5b 中藍色水平線對應的冰水含量范圍可知，尤其在-5°C～-15°C 溫度范圍上，10 百分位點對應冰水含量為0，而90 百分位點對應的冰水含量可接近1 g m-3。因此，有的云區沒有冰晶，而有的云區冰含量很高，對流云中冰水含量的空間變化很大。

層狀云與對流云的液態水質量分數也存在較大的差異。?CE-L 實驗探測到云中的液態水質量分數在0.85 以上，而HiCu 云中的液態水質量分數在0°C～-25°C 之間從1 減小到0.6，明顯小于?CE-L，說明對流云中的冰晶粒子的生成和生長更為活躍。對比HiCu 實驗中云區云頂和整體的觀測結果，在溫度高于-20°C 的云區，HiCu 云中下部的液態水質量分數相對于云頂較大，體現了冰粒子的下落和冰水相互作用。而通過10%～90%范圍線來看，云內的液態水質量分數空間變化很大，尤其是對流云。

圖6 為三個溫度層內?CE-L 采樣的云區、HiCu 采樣的云區以及HiCu 采樣的云區云頂的液態水質量分數的頻率分布。在混合相云中，冰晶與過冷水通常是非均勻分布的，因此，云內不同區域的液態水質量分數存在差異。根據Korolev et al.（2003），將云中液態水質量分數大于0.9 的區域定義為水區，小于0.1 的區域為云內冰區，而液態水質量分數位于0.1～0.9 之間的則為混合相態區。根據圖6a，層狀云的液態水質量分數范圍較大，且頻率較廣，在-30°C～-10°C 溫度范圍內，0～1.0 的液態水質量分數均有被探測到，僅在較暖的-10°C～0°C 溫度層上未發現冰區的存在，可見層狀云內存在相態分布不均勻的現象。在各個溫度層中，?CE-L 云中水區的所占比例隨著溫度的降低而下降，從-10°C～0°C 的0.96 下降到-30°C～-20°C的0.67，由水區轉化為冰區與混合相態區?；旌舷鄳B區的比例隨溫度降低而上升，且各液態水質量分數的區間內均有增長。而冰區相較于混合相態區，頻率增長速度更快，在-30°C～0°C 溫度范圍內從0 增長到10-2，說明隨著溫度降低，混合相態區域的過冷水轉化成了冰晶。根據圖6b、c，對流云的相態分布也不均勻。不同于層狀云，對流云中溫度為-10°C～0°C 的區域，不論是位于對流云中下部（圖6b）還是頂部（圖6c），均觀測到了以冰晶為主的區域（液態水質量分數小于0.4），并且對流云中下部出現的頻率要高于云頂約一個量級。這可能與粒子沉降有關。在各個溫度區間內，對流云內水區的比例隨溫度下降，從0.94 下降到0.59，而HiCu 云頂部分從0.91 下降到0.46。溫度范圍由-10°C～0°C 下降到-20°C～-10°C 時，混合相態區與冰區的比例存在明顯的增大，而在-30°C～-20°C 與-20°C～-10°C 溫度區間內相近。與層狀云相比，對流云的冰區比例偏高，這與圖5 的分析是相符合的。

圖6 不同溫度層中（a）?CE-L、（b）HiCu 整體以及（c）HiCu云頂的云內液態水質量分數的頻率分布Fig. 6 Frequency distributions of the liquid mass fraction at different temperature ranges observed in whole ?CE-L, whole HiCu, and HiCu near the convective cloud top

為了進一步解釋云內不同相態區域中的冰晶增長，本文繼續對水區、混合相態區、冰區的冰水含量隨溫度的變化進行研究。圖7 為不同溫度層冰水含量相對于液態水質量分數的頻率分布。根據圖7a–i， 在?CE-L 和HiCu 實驗中均發現云內冰水含量最高的區域均集中在冰區，而非混合相態區，并且冰水含量與液態水質量呈負相關關系。由圖7a–c 可知，在?CE-L 探測到云中冰區、混合相態區冰水含量的比例隨溫度降低而升高的同時，冰區中冰水含量明顯存在升高的趨勢，而混合相態區與液相區的冰水含量基本不變。結合圖5a 中?CEL 探測到云中液態水含量隨溫度下降的趨勢可知，在層狀云中，隨著溫度降低，冰晶通過貝吉龍過程快速消耗云內液態水而增長，導致部分混合相態區中的過冷水逐漸消失，形成冰水含量較高的冰區。根據圖7d–f，雖然HiCu 實驗中探測到在較暖的-10°C～0°C 溫度層中云內冰區的比例相對較低，但存在較高的冰水含量，說明了對流云中冰晶沉降，并且冰晶掉落過程中同時發生冰晶繁生過程，這可以解釋在對流云較暖的中下層探測到的高冰水含量。由圖7i 發現，在0 到-10°C 之間HiCu 實驗中探測到云頂部分中也存在冰粒子，但冰水含量與出現概率遠低于對流云的中下層。在圖7d–i 中，當溫度位于-30°C～0°C 區間時，隨著溫度的降低，HiCu云內混合相態區的平均冰含量存在升高的趨勢，但冰區的冰含量沒有隨著溫度降低而增加，最大冰含量出現在-20°C 到-10°C 之間的冰區。這種冰含量較高的冰區主要發生在云的內部而非邊緣。由于對流云中的上升氣流會提供較高的飽和度，并且考慮到HiCu 實驗云中的液態水含量隨溫度變化較小（圖5），因此，對流云內的冰晶增長過程中可能通過凇附增長與冰晶繁生等過程快速消耗過冷水，而不僅是貝吉龍過程。由于對流云的垂直速度對云內過冷水補充的速度會產生影響，因此不同區域的冰水轉化效率也不盡相同。當冰晶消耗過冷水的速度大于過冷水增長的速度時，冰區的冰水含量增加，同時冰區在云內區域的占比也會升高；當過冷水含量增長較快時，混合相態區的含冰量會升高。根據圖7d–i 可以發現，在-20°C～-10°C 溫度區間HiCu實驗云中存在較強的冰化效率。

圖7 不同溫度層中?CE-L（左）、HiCu 整體（中）以及HiCu 云頂（右）的云內液態水質量分數和冰水含量的出現頻率（彩色陰影）Fig. 7 Liquid mass fractions and frequency (color shadings) of ?WC occurrence at different temperature ranges observed in whole ?CE-L (left), whole HiCu (middle), and HiCu near the convective cloud top (right)

3.2 粒子譜與粒子特征

圖8 表示的是在不同溫度范圍的粒子尺度分布情況，其中，粒子直徑在1～50 μm 為FSSP 探頭探測的小粒子譜分布，大于50 μm 為2D-C 探頭和2D-P 探頭共同探測的大粒子譜分布。由于儀器的限制，2D-C 探頭對直徑小于100 μm 的粒子濃度的測量結果存在誤差（Heymsfield et al., 2011），因此本文在研究冰晶數濃度時僅考慮直徑≥100 μm的粒子。如圖8a 所示，?CE-L 探測的云樣本中粒子譜在直徑8.81 μm 左右達到峰值，而HiCu 探測的云樣本中粒子譜在直徑13.5 μm 達到峰值。由于FSSP 探頭的局限性，HiCu 探測的云樣本中粒子譜曲線在直徑10～50 μm 的小粒子數濃度會被高估。通過觀察曲線的形態可知，?CE-L 探測的云樣本中粒子譜相對更窄，而HiCu 探測的云樣本中粒子譜較寬。通過計算，對于直徑≥100 μm 的粒子，?CEL 探測到的平均數濃度為1.076 L-1，而HiCu 探測到的平均數濃度為15.94 L-1，遠遠高于?CE-L。因此，層狀云具有較多的小液滴，而對流云內云有更多冰粒子，這與圖5 所得結論相符。與圖8a 相比，各溫度層上?CE-L 和HiCu 探測的粒子譜線形狀與所有溫度層上的平均譜線基本相似（圖8b–d）。特殊的是，由圖8d 可知，在-10°C～0°C 溫度層上，?CE-L 探測的云樣本中粒子譜寬遠小于HiCu，但隨著溫度降低，冰粒子生成，粒子譜變寬。對于?CE-L 實驗，其探測到的冰粒子濃度在-10°C～0°C 溫度層上僅有0.002 L-1，隨著溫度的降低，?CE-L 探測到云中粒子譜的尾部拉長，冰粒子濃度明顯增加，在-30°C～-20°C 溫度層達到2.130 L-1。HiCu 探測到云中粒子譜線也存在隨溫度下降而增寬的現象，冰粒子濃度從-10°C～0°C 的1.472 L-1增長到-30°C～-20°C 的40.61 L-1，在各溫度層中，均存在HiCu 探測的云中冰粒子濃度比?CE-L 至少高一個數量級的現象。通過與圖8a 中的冰晶濃度比較，發現層狀云中冰晶的生成主要發生在-30°C～-20°C 之間，而對流云在-20°C～-10°C 的溫度層內冰晶生成最迅速。

圖8 ?CE-L 和HiCu 實驗中使用FSSP 探頭、2D-C 探頭、2D-P 探頭測量的（a）全部溫度下、（b–d）不同溫度層的粒子譜。直徑（D）在1～50 μm 為FSSP 探頭探測的小粒子譜分布，大于50 μm為2D-C 探頭和2D-P 探頭共同探測的大粒子譜分布。N 表示粒子數濃度Fig. 8 Particle size distributions (PSDs) derived from FSSP, 2D-C,and 2D-P probes at (a) full temperature ranges and (b–d) different temperature ranges in ?CE-L and HiCu. Diameters from 1 to 50 μm are measured by FSSP probe, while those larger than 50 μm are measured by 2D-C probe and 2D-P probe. N represents particle number concentration

由于冰晶的形態依賴于環境溫度、濕度以及生長過程（楊軍等，2011），因此，研究?CE-L 與HiCu 實驗中探測到的粒子形態有利于分析層狀云與對流云在不同溫度層中的冰晶生長過程。在溫度高于-10°C 的溫度層中，觀測到冰晶主要為柱狀，也存在少量不規則形態（圖9a–c）。柱狀冰晶在-8°C～-5°C 之間是通過水汽擴散生長形成（Takahashi et al., 1991）。圖9b 顯示-20°C～-10°C 范圍中多為輻枝狀冰晶，這表明初始冰晶在層狀云中通過凝華擴散增長。而在-20°C 以下時，根據圖9a，觀測到大量的不規則冰晶，表明層狀云中，初始冰晶除了通過凝華增長外，還發生了冰晶之間的碰撞合并，以及冰晶凇附過程。需要說明的是，在0°C 與-20°C 之間也存在大量不規則形狀的冰晶聚合體，形狀與圖9a 相似，特別是在一些相對較為深厚的云中，表明了云內冰晶粒子的生長經過了更復雜的過程。HiCu 對流云內粒子圖像如圖9d–i 所示，各溫度層主要為凍滴、霰粒子與不規則冰晶，表明對流云內通過過冷水凍結生成初始冰晶，并存在明顯的凇附增長過程。在 -10°C～0°C 溫度層中HiCu實驗還發現了針狀、柱狀冰晶，這可能是通過冰晶繁生過程生成的小冰粒通過凝華增長形成（Heymsfield and Willis, 2014）。通常，凇附—破碎這一冰晶繁生過程在-8°C～-3°C 之間較為有效。其他冰晶繁生過程，如大粒子凍結破碎和冰粒子碰撞破碎同樣對對流云內冰晶的大量生成產生促進作用。根據圖9g–i，在對流云云頂同樣發現了大冰晶的存在，這可能是由于云內強烈的上升氣流托舉液滴、小冰晶，并維持在云頂一定高度上增長形成的。

圖9 （a–c）?CE-L、（d–f）HiCu 整體以及（g–i）HiCu 云頂的粒子圖像Fig. 9 Particle images sampled in (a–c) whole ?CE-L, (d–f) whole HiCu, and (g–i) HiCu near the convective cloud top

3.3 垂直速度對對流云微物理特征的影響

對流云中的垂直上升運動是導致其與層狀云微物理特征相異的重要原因，因此，研究云內上升氣流的垂直速度對對流云微物理特征的影響十分重要。如圖10a、d 所示，對流云內的液態水含量在不同垂直速度下隨溫度的變化趨勢是相同的。同一溫度層上，液態水含量與垂直速度具有明顯的相關性，垂直速度越大，云內的液態水含量越高。較弱的上升氣流（1～3 m s-1）與較強的上升氣流（＞5 m s-1）中的液態水含量差值在0.3～0.7 g m-3之間。根據圖10b、e，在對流云中下部與云頂的不同上升氣流中冰水含量均存在隨溫度下降而升高的趨勢，但冰水含量與垂直速度之間沒有明顯相關性，部分溫度層還發現了上升氣流弱的區域的冰水含量更大。圖10c、f 顯示，在對流云中下部與云頂中，不同垂直速度下均呈現液態水質量分數隨溫度降低而減小的趨勢，液態水質量分數在較強的上升氣流中較大，這主要是因為液態水含量隨著垂直速度增加而增大。

圖10 不同溫度層上（a–c）HiCu 整體、（d–f）HiCu 云頂的上升氣流中平均的（a、d）液態水含量、（b、e）冰水含量、（c、f）液態水質量分數的垂直分布Fig. 10 Vertical distributions of (a, d) LWC, (b, e) ?WC, and (c, f) liquid mass fraction in the updrafts sampled in (a–c) whole HiCu and (d–f) HiCu near the convective cloud top at different temperature ranges

圖11 顯示了不同垂直速度下的HiCu 實驗中2D 探頭探測整體云中上升氣流以及云頂部分的上升氣流中的粒子譜。探測到的粒子直徑分布在50～2500 μm 范圍內，因此，該譜線體現的是冰粒子譜線分布。通過觀察可知，各個溫度層和速度范圍內的冰晶數濃度分布譜形較為相似。一方面，與云的中下部相同，對流云頂也存在大粒子，這可能是由于對流云中較強的上升氣流攜帶大量過冷水與小冰晶較長時間地維持在云頂，使得冰晶持續增長，因而在云頂中也能觀測到大冰晶的存在。另一方面，不同垂直速度的上升氣流中同樣均探測到冰晶的存在。由圖11 可知，-30°C～0°C 溫度范圍內，對流云在弱上升氣流（1～3 m s-1）中冰晶濃度相對較高，但整體上在-30°C～-20°C 與-10°C～0°C 溫度層上，粒子譜與垂直速度沒有相關性。在-10°C～0°C 溫度范圍內，根據圖11f，HiCu 采樣的云頂在較強的上升氣流中觀測到更多的大粒子，尤其是直徑在200 μm 以上的冰晶。因此，當對流云云頂溫度較高時，較強的上升氣流有助于冰粒子的生成。但是，由于數據有限，這一點需要今后通過更多的數據進行驗證。

圖11 使用2D-C 探頭測量的（a–c）HiCu 整體與（d–f）HiCu 云頂上升氣流在不同溫度層上的粒子譜分布Fig. 11 PSDs derived from 2D-C probe at different temperature ranges in the updrafts in (a–c) whole HiCu and (d–f) HiCu near the convective cloud top

4 討論

本文基于?CE-L 與HiCu 的飛機觀測數據，定量分析了中落基山地區混合相態的冬季較淺薄的層狀云與較弱的及中等強度的夏季對流云的微物理特征，所得結果有助于加深理解同一地區不同類型混合相態云中微物理特征的區別，為模式的驗證和參數化的改進提供支撐。冬季混合相態層狀云與夏季混合相態對流云中微物理特征的區別主要是由于它們動力結構不同以及冰晶生成機制有所區別引起的，然而，其他一些因素同樣可能導致它們相態結構產生不同。首先，冰核的數濃度和化學成分是影響云內相態結構的重要因素。?CE-L 實驗觀測的是冬季較淺薄的層狀云，該地區冬季冰核數濃度在10-3～6 L-1之間（Field et al., 2012），與本文觀測到的?CE-L 層狀云冰晶數濃度數量級相同，說明異質核化是?CE-L 云中冰晶生成的主要機制。HiCu探測的是較弱的和中等強度的夏季對流云，其冰核的來源、數濃度和化學成分與?CE-L 有所不同。夏季，該地區地表有較多植被，且該地區畜牧業發達，可以提供生物質冰核，促進冰晶在溫度較高的云區形成（Kanji et al., 2017）。同時，對流云與邊界層有更好的耦合，近地表的氣溶膠易通過對流被帶入高空，進而影響高空云內冰晶的生成，可能導致云內冰水含量較多。根據目前已有的研究表明，-20°C～0°C 生物質冰核的數濃度在10 L-1以下，少于HiCu 中觀測到的冰晶數濃度，因此其他冰晶生成過程如冰晶繁生也很重要。由于HiCu 實驗中沒有對冰核進行觀測，以上討論需要進一步驗證。其次，?CE-L 和HiCu 實驗中天氣背景和水汽來源不同。冬季，該地區盛行風為西風，大量水汽在落基山西側通過地形降水被消耗。因此在懷俄明和科羅拉多地區冬季較為干燥，大尺度鋒面系統和地形導致的強迫抬升是該地區層狀云形成的重要原因（Jing et al., 2017）。不同的天氣背景可能導致云的宏觀結構和微物理過程不同，例如，在水汽充沛的條件下，由強冷鋒抬升等過程形成的較為深厚的層狀云中冰晶數濃度較大，冰水含量較高，而弱鋒面層狀云中冰晶較少（陳寶君等, 1998; 郭學良等,1999）。而在夏季，該地區對流云主要通過地形的熱力作用形成，水汽主要來源于地表，對流云的發展高度和強度取決于對流有效位能（CAPE）和靜力穩定度等因素。在HiCu 實驗中，CAPE 為100～500 J kg-1，均為孤立生成的弱對流和中等強度的對流。云的不同發展階段微物理特征所有不同，在對流云發展初期，云中冰晶相對較少，大液滴多，隨著云的發展，冰晶可能通過繁生等機制快速生成；而成熟階段，云中會有大量冰晶，并伴有復雜的冰水相互作用；消散階段，云內主要為冰晶，垂直氣流很弱（Yang et al., 2016a; 蔡兆鑫等, 2019）。層狀云和對流云與周圍未飽和空氣的相互作用不同。層狀云由于其較為扁平的宏觀結構，其頂部與上方空氣的夾卷混合對云內微物理特征起到重要作用，一方面會導致云滴數濃度降低或直徑減小，導致云內的液態水含量和冰水含量減小，另一方面可能改變云內的熱力特征，加強云內的湍流，導致云內的粒子譜變寬。而對流云與周圍空氣的混合不僅發生在云頂，還會發生在云體的側面，這可能是導致對流云水平方向上相態結構不均勻的重要原因之一。

與針對其他地區的研究相比，本文得到的結果不盡相同。如Korolev et al.（2003）統計了五次不同地區的飛機觀測實驗，發現在不同溫度區間混合相態區的比例都很低，在-30°C 及以下以冰晶為主，在-5°C 及以上以液態水為主。在-30°C 與-5°C 之間，云內既有冰晶為主的區域也有液態水為主的區域，但混合相態區域占比很小。這可能由于他們所觀測云更為深厚，在較為深厚的云中大量冰晶的下沉可以快速消耗過冷水，這表明當云內冰晶數濃度較高時，云冰化的時間尺度可能小于云的生命周期。Zhao（2011）等針對阿拉斯加地區的層狀云分析表明，云內的液態水質量分數在0°C 到-20°C 之間從1 下降到0.8，這與本文?CE-L 的結果較為相近。但是，Zhao（2011）同時表明，在沙塵天氣，-15°C以下云內液態水質量分數會有較大程度的減小。?CE-L 觀測期間，未出現沙塵天氣。Yang et al.（2016b）對熱帶海洋對流云的飛機觀測表明，云內液態水含量隨著上升氣流增強而增大，這與本文對HiCu 的分析結果相似，但是Yang et al.（2016b）發現熱帶海洋對流云中冰晶的生成效率相較于HiCu 對流云更高，發展期云中液態水質量分數在0°C 到-15°C 之間從1 下降到了0.3，消散期對流云中的液態水質量分數在0.2 以下。Wang et al.（2015）通過美國南部大平原的中尺度對流系統的飛機觀測資料進行分析，發現在強中尺度對流系統的層狀降水區，以冰晶為主，冰含量達到1.2 g m-3，比本文HiCu 對流云的冰含量高。國內對層狀云與對流云的研究中，蔡兆鑫等（2019）對山西地區的大陸性積云觀測表明，初生階段以小云滴為主，液態水含量為0～0.8 g m-3。在高度3800 m 以上，液態水含量為0～0.4 g m-3，比HiCu 云中的液態水含量稍小。隨著云的發展，有冰晶形成，直徑大于100 μm 的冰晶數濃度相對于HiCu 的觀測結果稍低；冰晶尺度可以達到5000 μm 以上，與HiCu觀測結果相似。楊潔帆等（2021）對太行山東麓一次西風槽天氣系統的影響下的層狀云進行分析，發現在-5°C 溫度層上液態水含量低于0.05 g m-3，低于?CE-L 云中液態水含量；冰粒子尺度在100～300 μm 范圍內，主要為通過凝華增長形成針狀和柱狀冰晶，這與?CE-L 相似。楊文霞等（2005）對河北省春季層狀云個例的分析表明，冰晶尺度隨高度降低而增大，并且在3400 m（-1.5°C）～3100 m（0°C）增長最快，這?CE-L 觀測到的冰晶尺度的變化趨勢相反。冰水含量在4170 m 出現峰值，達到0.237 g m-3，也遠高于?CE-L 在0°C～-5°C 溫度范圍內的觀測值。我國降水云的微物理特征與本文研究的中落基山地區冬季較淺薄的層狀云與較弱的和中等強度的夏季對流云存在明顯的差異。胡朝霞等（2007）對我國東北地區的一次層狀云降水過程進行了分析發現，在0°C～-15°C 之間，FSSP-100 測量的平均液態水含量達到0.49 g m-3，遠高于?CE-L 云中的液態水含量；由2D-C 測量的直徑大于100 μm 的大粒子濃度隨高度的變化較小，而在?CE-L 中存在明顯增多的趨勢。根據2001 年一次飛機測量資料分析得出，西北地區春季層狀云云中平均含水量為0.036 g m-3，并且觀測到由于地形作用導致層狀云局部高含水量（李淑日, 2006）；同年的8 架次飛機探測結果表明，西北地區春季層狀云中云所處溫度范圍在-17°C～-2°C 范圍內，降水性層狀云厚約2000 m，云中液態水含量高于非降水云，平均值為0.05 g m-3（趙增亮等, 2010），均低于?CE-L 的觀測值。根據1989～2008 年山東省23 架次飛機探測資料，張佃國等（2011）研究得出山東省降水云系中存在較為豐富的過冷水，在國內僅次于河北省，平均液態水含量最大可達0.093 g m-3，均低于?CE-L 與HiCu 的探測結果。積層混合云中的冰晶形態與增長過程也與?CE-L 層狀云與HiCu 對流云有所不同，朱士超和郭學良（2014）基于對北京地區飛機聯合探測試驗數據的研究，發現云中的冰晶形狀與云頂溫度和增長方式與其所在位置相關，層云區由凝華方式主導，而嵌入對流區發生還會凇附和聚并過程。

總之，不同地區、不同類型的混合相態云中的微物理特征不盡相同，這些差異是多種因素會導致的。但從本文的研究和與已有研究的討論來看，中落基山地區典型的夏季對流云和冬季層狀云之間微物理特征的區別是明顯的，因此在數值天氣模式和氣候模式中，需要充分考慮兩者的不同，這在云微物理整體參數化方面尤其重要。

5 結論

本文基于?CE-L 和HiCu 實驗中的飛機觀測資料，對中落基山地區較淺薄的冬季混合相態層狀云與較弱的和中等強度的夏季對流云的微物理特征進行定量對比研究。兩個實驗均進行了多架次的隨機穿云采樣，觀測結果具有統計意義。其中，液態水含量使用熱線探頭進行測量，冰晶粒子譜、冰水含量以及冰晶的形狀采用了2D 探頭的觀測資料進行分析。由于層狀云與對流云內冰晶形狀不同，本文選擇了不同的質量—直徑關系對云內冰水含量進行計算，分別適用于層狀云和對流云。本文的主要結論如下：

（1）在-30°C～0°C 的溫度層范圍內，層狀云內液態水含量平均值在0.04～0.18 g m-3之間，且隨溫度的降低而減小，而對流云液態水含量平均值在0.2～0.5 g m-3之間，在-20°C～0°C 上隨溫度的降低而增大。對流云內的液態水含量比層狀云高一個數量級。層狀云內冰水含量總體上隨溫度降低而升高，冰晶通過貝吉龍過程增長。而對流云內冰水含量也隨溫度降低而升高，在-15°C 溫度層達到最大值。對流云的冰水含量比層狀云高一到兩個量級。層狀云的液態水質量分數在0.85 以上，而對流云的液態水質量分數遠小于層狀云，并且隨溫度的減小而遞減。

（2）層狀云與對流云內相態空間分布極不均勻。隨著溫度從0°C 降低到-30°C，在層狀云中冰晶發生貝吉龍過程，云中過冷水為主的區域向混合相態和冰相轉化。而對流云中相態結構更為復雜。相較于層狀云，對流云在-10°C～0°C 溫度層上觀測到更高的冰水含量，冰晶為主的區域出現頻率也更高。在-20°C～-10°C 溫度層上存在較強的冰化效率，僅靠貝吉龍過程無法解釋，體現了對流云中復雜的冰水相互作用，如冰晶沉降與冰晶繁生等過程。

（3）在-30°C～0°C 的溫度范圍內，層狀云的粒子譜相較于對流云更窄，具有更高濃度的小液滴，而對流云冰粒子的濃度更高。當溫度從-10°C～0°C 溫度層下降到-30°C～-20°C 溫度層時，層狀云的粒子譜明顯增寬。在各個溫度層中，?CE-L 層狀云中冰晶的生成主要發生在-30°C～-20°C 之間，而HiCu 對流云在-20°C～-10°C 的溫度層內冰晶生成最迅速。

（4）層狀云中，溫度低于-20°C 時冰晶主要為無規則狀，在-20°C～-10°C 觀測到了輻枝狀和無規則狀冰晶，在-10°C 以上觀測到了柱狀和無規則狀冰晶，說明冰晶的生長主要為凝華增長和碰并增長。而對流云以凍滴、霰粒子與不規則冰晶為主，說明主要為液滴凍結、淞附增長和碰并增長為主。同時在-10°C～0°C，對流云中可能發生冰晶繁生，形成小冰粒并凝華增長形成針狀、柱狀冰晶。在對流云云頂附近以冰晶凍滴、霰粒子與不規則形狀為主，說明液滴的凍結和淞附過程是對流云冰晶快速形成的重要方式。

（5）對流云微物理特征與云內上升氣流的垂直速度存在一定的相關性。較強的上升氣流中存在較高的液態水含量和液態水質量分數，在不同垂直速度的上升氣流中均存在大冰晶。而冰水含量和粒子譜與垂直速度無明顯的相關性，說明在HiCu 對流云中，垂直速度的增加不會使云內冰晶生成的效率明顯增加。