徐小紅，余興，戴進，劉貴華，朱延年，岳治國

(1.陜西省氣象科學研究所，陜西西安710014;2.陜西省人工影響天氣中心，陜西西安710014)

0 引言

強對流風暴是云內(nèi)和云外熱力、動力和微物理過程復雜變化的綜合表征和體現(xiàn)。通常強對流風暴范圍較小、持續(xù)時間較短，觀測個例少，且不同個例的差異較大，在常規(guī)探空觀測的時空密度情況下，難以觀測到風暴結(jié)構(gòu)，針對風暴的特殊觀測難度大，綜合觀測資料更是缺乏，對分析溫度、水汽、風等環(huán)境場和云內(nèi)微物理過程之間的關(guān)系帶來了較大的困難，一定程度上限制了對這類強風暴成因的了解和認識。

強的上升氣流是強風暴形成的最重要因素。在強風暴中，上升氣流將大量的水汽從云底帶到云中，相態(tài)轉(zhuǎn)變使?jié)摕後尫?，導致上升氣流加速，進一步促進風暴的發(fā)展。凍結(jié)可以促使上升氣流重新增強已經(jīng)被廣泛接受(Johnson and Kriete，1982;Molinié and Pontikis，1995;Williams et al.，2002;Zipser，2003;Rosenfeld，2006)。然而，要準確了解凍結(jié)高度附近水凝物全部凍結(jié)能產(chǎn)生多少浮力是比較困難的，測量就更加困難。Zipser(2003)根據(jù)超級單體風暴個例的探空資料得到產(chǎn)生有效上升氣流浮力的理論溫度估算值為大于4 K。對流云的飛機觀測表明，在云中8～10 km高度上產(chǎn)生熱浮力的溫度為5～8℃(Rosenfeld et al.，2006)。

根據(jù)探空估算增溫作用的相關(guān)報道很少，這是由于探空穿云的難度較大。趙仕雄和李正貴(1991)多次施放入云探空探測冰雹云，在一次高原弱雹暴天氣的入云探空觀測中，由探空資料看出300 hPa增溫最大，平均值為3.9℃。美國強風暴實驗室曾開展穿過龍卷的探空研究，結(jié)果表明該龍卷風暴中氣團以接近濕絕熱遞減率上升，由于潛熱釋放，導致500 hPa高度處溫度較風暴外高10℃(Bluestein et al.，1988)。另一實例是常規(guī)業(yè)務(wù)用探空觀測得到的，探空儀恰好在200 hPa附近穿過積雨云風暴云砧，由探空資料可以看到在210～185 hPa之間存在一個穩(wěn)定層，位溫增加了13℃，主要是由深對流核將云下空氣帶到對流層頂所致(Bosart and Nielsen，1993)。

在強風暴中，由探空(Davies-Jones，1974;Bluestein et al.，1988)和飛機觀測(Musil et al.，1986)到的對流層中層的最大上升速度高達50 m·s－1。即使平均上升氣流速度為20～25 m·s－1，空氣也會在6～8 min內(nèi)從云底升到同質(zhì)凍結(jié)高度(Miller et al.，1988)，如此快的速度，云滴沒有足夠的時間長大，就被帶到同質(zhì)凍結(jié)高度凍結(jié)成為小冰粒子，也使得云滴失去了碰并長大的有效機制(Rosenfeld et al.，2008a)。飛機探測(Rosenfeld and Woodley，2000)和數(shù)值模擬(Khain et al.，2001;Cui et al.，2006)中也觀測到和模擬出了這一現(xiàn)象。形成云頂小冰粒子的同質(zhì)核化機制有兩類(Rosenfeld et al.，2008b):一是對在低層形成的云水的同質(zhì)凍結(jié)(Rosenfeld and Woodley，2000;Rosenfeld et al.，2006)，說明云中上升氣流強，以至于在到達同質(zhì)凍結(jié)高度前異質(zhì)核化過程沒有時間去消耗太多的云水;二是對同質(zhì)凍結(jié)高度附近的新核化云滴的同質(zhì)核化，由于強上升氣流的作用導致在異質(zhì)核化的云中形成大的過飽和度，如果高空環(huán)境能夠提供新的凝結(jié)核，就會核化同質(zhì)凍結(jié)高度附近的新云滴，新云滴會在此高度同質(zhì)凍結(jié)形成小冰粒子(Fridlind et al.，2004;Heymsfieldetal.，2005;Jensenand Ackerman，2006)。飛機觀測(Rosenfeld and Woodley，2000;Rosenfeld et al.，2006)表明，在同質(zhì)凍結(jié)高度附近，云粒子的大小相似，相比于異質(zhì)凍結(jié)形成再上升到云頂?shù)谋Ｗ?，這些凍滴上升到云頂后要小得多。

強上升氣流穿過平流層低層，就會形成強風暴的過(對流層)頂現(xiàn)象，在云砧頂部形成向四周輻散的羽團，呈現(xiàn)出V型特征(Heymsfield et al.，1983;McCann，1983)，羽團在3.7 μm通道的高反射率，說明它是由很小的冰粒子組成(Levizzani and Setvák，1996;Setvák et al.，2003)。

本文通過常規(guī)探空觀測分析，結(jié)合衛(wèi)星觀測和反演，以2006年4月28日和2008年6月3日分別發(fā)生在山東和河南的強對流風暴為例，揭示由同質(zhì)凍結(jié)引起的增溫作用。

1 強風暴概況

2006年4月28日14—20時(北京時，下同)，強風暴過程由西北向東南移經(jīng)山東省，其中心A的發(fā)展演變導致了魯西南以大風、冰雹為主的颮線過程，系統(tǒng)移動的路徑、對應(yīng)時間見圖1。對流云系統(tǒng)初始形成于山西和河北交界處，15—16時進一步發(fā)展，云團范圍迅速擴大，覆蓋濟南上空，其中心位于濟南南部，伴隨有大風冰雹天氣，出現(xiàn)風災(zāi);之后過程向東南方向移動，尤其是17時30分—18時30分強度最大，在臨沂造成災(zāi)害最重，部分地區(qū)瞬時風速超過24 m·s－1，極大風速達28.7 m·s－1，局地冰雹直徑為2～3 cm，20時過程移出山東，持續(xù)時間近6 h。本次強風暴造成以大風為主的嚴重災(zāi)害，多處房屋倒塌，死亡17人，多人受傷，部分地區(qū)供電系統(tǒng)受損停電，全省直接經(jīng)濟損失達16.5億元，在山東歷史上少見。

圖1 2006年4月28日天氣系統(tǒng)移動的路徑和對應(yīng)時間Fig.1 Synoptic system movement route and its corresponding time on 28 April 2006

2008年6月3日河南境內(nèi)的強風暴，14時40分—17時40分持續(xù)了3 h，風暴由河南西北向東南移動，覆蓋了全省大部分地區(qū)，造成強風和冰雹災(zāi)害，其瞬時最大風速達到27.1 m·s－1，冰雹最大直徑為4 cm，全省直接經(jīng)濟損失約13億元，并造成10人死亡。

2 探空分析

2006年4月28日的強風暴持續(xù)時間長，影響范圍廣，章丘(117.55°E，36.70°N，圖1中B點)為風暴途經(jīng)的探空站。由FY-2C靜止衛(wèi)星圖(圖略)可以看出，風暴對流云初始形成于山西和河北交界處，隨著東移在14時云區(qū)覆蓋章丘探空站，直至20時風暴中心移出山東，云區(qū)邊緣靠近章丘站。故選擇章丘站08時和20時的探空分別表示風暴過境前和過境后的大氣狀況(圖2)。

本次強風暴的一個顯著特點是對流層頂較低，在10 km附近，溫度大約為－50℃(圖2)，可能和上層西風急流的壓制作用有關(guān)。在風暴過境前至過境后，對流層頂從9.1 km變?yōu)?0 km，表明隨著風暴的臨近，由于潛熱釋放使得對流層頂被局地抬高，與Bluestein et al.(1988)的分析結(jié)果相一致。

圖2 2006年4月28日08時(a)和20時(b)章丘的探空曲線Fig.2 Sounding profiles at Zhangqiu station at(a)08:00 BST and(b)20:00 BST 28 April 2006

圖3 2006年4月28日強風暴過境前后章丘探空站溫度的垂直分布Fig.3 Vertical distribution of temperature at Zhangqiu sounding station before and after the severe storm on 28 April 2006

圖3為風暴過境前和過境后溫度隨高度的分布，結(jié)合圖2可以看出:1)20時和08時相比，500 hPa以下高度溫度變化不明顯。2)與08時相比，20時500 hPa以上增溫顯著，尤其是300～400 hPa增溫達5℃以上，其中300 hPa增溫高達5.4℃。進一步分析風向的變化，08時主要以西風為主，而20時以北風為主，增溫不可能是以暖平流為主造成的。300～400 hPa整層，08時平均溫度為－43.5℃，20時平均溫度為－38.4℃，正好與水的同質(zhì)凍結(jié)溫度(－40.0℃)相吻合，顯著增溫層也恰好位于－40.0℃附近，且08時和20時850～500 hPa平均溫度變化不明顯，說明增溫主要以凍結(jié)潛熱為主造成;分析08時和20時露點溫度的變化發(fā)現(xiàn)，20時600 hPa以上露點溫度下降較大，可能是過程降水使得大氣中水汽含量降低造成的。3)由于云中強的上升氣流，使云內(nèi)多數(shù)云滴在同質(zhì)凍結(jié)高度以下來不及凍結(jié)，當云滴到達同質(zhì)凍結(jié)高度時迅速凍結(jié)，造成潛熱的集中釋放，且對流層頂又距－40.0℃層很近，使得增溫效應(yīng)在較薄的層內(nèi)就能顯現(xiàn)出來，從而被探空資料所反映。

2008年6月3日河南境內(nèi)的強風暴在15時40分左右接近鄭州，用鄭州08、20時的探空(圖4)分別代表強風暴過境前、過境后的大氣狀況。由圖4可以看出對流層頂較低，在10 km附近，溫度大約為－50℃，風暴過境后對流層中層風向由西風變?yōu)槲鞅憋L，表明在此高度存在一定冷平流。

圖5為6月3日強風暴過境前后的溫度垂直分布，可以看出:1)250 hPa附近，增溫效應(yīng)明顯，其中08時和20時250 hPa的溫度分別為－50.5℃和－46.℃，增溫達4℃;2)300 hPa高度處增溫0.8℃，受冷平流影響，增溫不明顯，如果去除冷平流的影響，增溫效應(yīng)會比較顯著;3)400 hPa處冷平流的影響較為明顯，溫度降低了近3.8℃;4)風暴在15時40分左右接近鄭州探空站，20時已遠離該站，此時探空所反映的是風暴過境4 h后的大氣狀況，在此時間段內(nèi)，大氣已經(jīng)從強風暴的影響中逐步調(diào)整，使得增溫作用減弱。

3 衛(wèi)星反演分析

NOAA衛(wèi)星AVHRR(advanced very high resolution radiometer)資料(星下點分辨率為1.1 km，5個通道中心波長分別為0.65、0.9、3.7、10.8、12.0 μm)包含了許多云降水信息，利用Rosenfeld and Lensky(1998)所提出的方法能夠了解云微物理特征和云的微結(jié)構(gòu)。

圖4 2008年6月3日08時(a)和20時(b)鄭州的探空曲線Fig.4 Sounding profiles at Zhengzhou station at(a)08:00 BST and(b)20:00 BST 3 June 2008

圖5 2008年6月3日強風暴過境前后鄭州探空站溫度的垂直分布Fig.5 Vertical distribution of temperature at Zhengzhou sounding station before and after the severe storm on 3 June 2008

NOAA-18、16衛(wèi)星分別在13時08分和14時32分兩次觀測到2006年4月28日的強風暴。圖6給出了強風暴不同時次的3基色組合真彩圖，其中將可見光反射率賦予紅色(色調(diào)越紅云越厚)，3.7 μm反射率賦予綠色(色調(diào)越綠粒子有效半徑越小)，10.8 μm亮溫賦予藍色(色調(diào)越藍溫度越高)。由圖6可見，在不同的觀測時間，強風暴對流云團C都呈現(xiàn)出亮橙色，即是由多紅色(云厚)、多綠色(小粒子)、無藍色或少藍色(冷)組成，表明此類云為冷的以小冰粒子(低于－40.0℃)為主的厚云。衛(wèi)星所觀測到的云頂?shù)男”Ｗ邮且酝|(zhì)凍結(jié)為主要機制形成的，因為強的上升氣流會在較短的時間內(nèi)把在低層形成的云滴帶到較高的高度上，延緩了粒子的增長，小粒子在被帶到同質(zhì)凍結(jié)高度后瞬間凍結(jié)成為小冰粒子，之后這些小冰粒子以凝華慢增長為主，并被帶到云頂，此時才可能被衛(wèi)星觀測到。

比較兩個時次衛(wèi)星觀測到的強風暴的特征，可以看出強風暴云團面積隨時間變化有較大的增加，與Adler et al.(1983)的統(tǒng)計結(jié)果(面積增長率正比于強對流發(fā)生)相吻合。對流結(jié)構(gòu)更加突出，對流紋理更多，云砧明顯、絲縷狀清晰，說明隨時間演變云團中對流單體的數(shù)量有較大的增加，對流發(fā)展更加旺盛，表明同質(zhì)凍結(jié)增加了潛熱的釋放，使溫度增加，并使對流發(fā)展得到了加強。

從衛(wèi)星觀測到的云頂溫度可以了解過頂現(xiàn)象的特征。13時08分(圖6a)，云團C中70%像元的云頂溫度為－51～－57℃，與探空顯示的對流層頂溫度一致，云頂最高處溫度達－76℃，反映出有部分云像元穿透了對流層頂，過頂幅度達近20℃，表明上升氣流很強(Heymsfield et al.，1983;McCann，1983)，部分證實了凍結(jié)潛熱顯著，在14時32分(圖6b)衛(wèi)星也探測到了這一現(xiàn)象。14時32分云團C的70%像元云頂溫度為－47～－52℃。在13時08分(圖6a)和14時32分(圖6b)，云團C的70%像元粒子有效半徑分別在17～25 μm和19～24 μm之間變化。反映出云頂主要由小冰粒子組成，也證實了小冰粒子主要為同質(zhì)凍結(jié)所致，產(chǎn)生了凍結(jié)潛熱增溫作用，與探空觀測相一致。從衛(wèi)星觀測到的云底溫度為－5℃，與探空顯示的對流凝結(jié)高度大體相當。

圖6 2006年4月28日NOAA衛(wèi)星所觀測到的強風暴的RGB合成圖a.13時08分NOAA-18;b.14時32分NOAA-16Fig.6 RGB composite image of the strong storm observed by NOAA satellites on 28 April 2006a.NOAA-18 at 13:08 BST;b.NOAA-16 at 14:32 BST

對于2008年6月3日的強風暴，NOAA衛(wèi)星也觀測到云頂?shù)男”Ｗ雍瓦^頂現(xiàn)象。圖7給出了NOAA-18衛(wèi)星13時47分過境時的RGB合成圖。強風暴云團云頂呈橙色，云團D的云頂70%像元粒子有效半徑為24～33 μm，云頂主要由較小的冰粒子組成。云團D的大部分像元的溫度在－50℃附近，與探空觀測的對流層頂溫度吻合，云頂最高處溫度為－63℃，說明有部分云像元穿透了對流層頂，過頂幅度達10℃左右，也證實了凍結(jié)潛熱顯著。衛(wèi)星觀測到的云底溫度約為13℃，與探空顯示的對流凝結(jié)高度基本符合。

圖7 2008年6月3日NOAA-18衛(wèi)星13時27分所觀測到的強風暴RGB合成圖Fig.7 RGB composite image of the strong storm observed by NOAA-18 satellite at 13:27 BST 3 June 2008

4 結(jié)論

迄今為止，利用常規(guī)業(yè)務(wù)探空觀測，觀測到的強風暴中同質(zhì)凍結(jié)潛熱增溫的實例不多。本文通過兩個強風暴個例的探空觀測發(fā)現(xiàn)了同質(zhì)凍結(jié)潛熱增溫現(xiàn)象，并且衛(wèi)星觀測也給出了較有力的證據(jù)。強上升氣流能夠把更多的云水帶到0℃層以上或同質(zhì)凍結(jié)高度之上，云水到達同質(zhì)凍結(jié)高度后凍結(jié)，凍結(jié)潛熱釋放使周圍空氣增溫，空氣增溫促使了上升氣流的增強，從而加強了大氣的對流性。同質(zhì)凍結(jié)形成的冰粒子要明顯小于異質(zhì)凍結(jié)所形成的冰粒子，這些小粒子在衛(wèi)星反演圖像上呈現(xiàn)為橙黃色，會出現(xiàn)穿越對流層頂?shù)默F(xiàn)象。當探空儀靠近風暴且對流層頂較低時，同質(zhì)凍結(jié)增溫作用才有可能被探空儀所觀測到。

趙仕雄，李正貴.1991.青海高原冰雹的研究［M］.北京:氣象出版社:115-135.

Adler R F，Markus M J，F(xiàn)enn D D.1983.Detection of severe midwest thunderstorms using geosynchronous satellite data［J］.Mon Wea Rev，113(5):769-781.

Bluestein H B，McCaul Jr E W，Byrd G P，et al.1988.Mobile sounding observations of a tornadic storm near the dryline:The Canadian，Texas，storm of 7 May 1986［J］.Mon Wea Rev，116(9):1790-1804.

Bosart L F，Nielsen J W.1993.Radiosonde penetration of an undilute cumulonimbus anvil［J］.Mon Wea Rev，121(6):1688-1702.

Cui Z，Carslaw K S，Yin Y，et al.2006.A numerical study of aerosol effects on the dynamics and microphysics of a deep convective cloud in a continental environment［J］.J Geophys Res，111，D05201，doi:10.1029/2005JD005981.

Davies-Jones R P.1974.Discussion of measurements inside high-speed thunderstorm udrafts［J］.J Appl Meteor，13(6):710-717.

Fridlind A M，Ackerman A S，Jensen E J，et al.2004.Evidence for the predominance of mid-tropospheric aerosols as subtropical anvil nuclei［J］.Science，304(5671):718-722.

Heymsfield G M，Szejwach G，Schotz S，et al.1983.Upper-level structure of Oklahoma tornadic storms on 2 May 1979.II:Proposed explanation of V pattern and internal warm region in infrared observations［J］.J Atmos Sci，40(7):1756-1767.

Heymsfield A J，Miloshevich C，Schmitt A，et al.2005.Homogeneous ice nucleation in subtropical and tropical convection and its influence on cirrus anvil microphysics［J］.J Atmos Sci，62(1):41-64.

Jensen E J，Ackerman A S.2006.Homogeneous aerosol freezing in the tops of high-altitude tropical cumulonimbus clouds［J］.Geophys Res Lett，33，L08802，doi:10.1029/2005GL024928.

Johnson R H，Kriete D C.1982.Thermodynamic and circulation characteristics of winter monsoon tropical mesoscale convection［J］.Mon Wea Rev，110(10):1898-1911.

Khain P，Rosenfeld D，Pokrovsky A.2001.Simulating convective clouds with sustained supercooled liquid water down to－37.5℃using a spectral microphysics model［J］.Geophys Res Lett，28(20):3887-3890.

Levizzani V，Setvák M.1996.Multispectral，high-resolution satellite observations of plumes on top of convective storms［J］.J Atmos Sci，53(3):361-369.

Molinié J，Pontikis C A.1995.A climatological study of tropical thunderstorm clouds and lightning frequencies on the French Guyana Coast［J］.Geophys Res Lett，22(9):1085-1088.

Miller L J，Tuttle J D，Knight C A.1988.Airflow and hail growth in a severe northern high plains supercell［J］.J Atmos Sci，40(5):736-762.

Musil D J，Heymsfield A J，Smith P L.1986.Microphysical characteristics of a well-developed weak echo region in a high plains supercell thunderstorm［J］.J Climate Appl Meteor，25(11):1051-1073.

McCann D W.1983.The enhanced-V，a satellite observable severe storm signature［J］.Mon Wea Rev，111(4):887-894.

Rosenfeld D.2006.Aerosol-cloud interactions control of earth radiation and latent heat release budgets［J］.Space Sci Rev，125(1):149-157.

Rosenfeld D，Lensky I M.1998.Satellite-based insights into precipitation formation processes in continental and maritime convective clouds［J］.Bull Amer Meteor Soc，79(11):2457-2476.

Rosenfeld D，Woodley W L.2000.Deep convective clouds with sustained supercooled liquid water down to－37.5℃［J］.Nature，405(6785):440-442.

Rosenfeld D，Woodley W L，Krauss T W，et al.2006.Aircraft microphysical documentation from cloud base to anvils of hailstorm feeder clouds in Argentina［J］.J Appl Meteor，45(9):1261-1281.

Rosenfeld D，Lohmann U，Raga G B，et al.2008a.Flood or drought:How do aerosols affect precipitation?［J］.Science，321(5894):1309-1313.

Rosenfeld D，Woodley W L，Lerner A，et al.2008b.Satellite detection of severe convective storms by their retrieved vertical profiles of cloud particle effective radius and thermodynamic phase［J］.J Geophys Res，113，D04208，doi:10.1029/2007JD008600.

Setvák M，Rabin R M，Doswell C A，et al.2003.Satellite observations of convective storm top features in the 1.6 and 3.7/3.9 mm spectral bands［J］.Atmos Res，67:589-605.

Williams E，Rosenfeld D，Madden M，et al.2002.Contrasting convective regimes over the Amazon:Implications for cloud electrification［J］.JGeophysRes，107(D20)，8082，doi:10.1029/2001JD000380.

Zipser E J.2003.Some views on“hot towers”after 50 years of tropical field programs and two years of TRMM data［J］.Meteorological Monographs，29(51):49-58.