云动力学讲义演示教学.doc

Good is good, but better carries it.精益求精，善益求善。云动力学讲义-云动力学及其数值模拟讲义（1-7章）金莲姬第一章绪论平均而言，地球表面将近十分之六的面积被云层所覆盖，云分布在从地面到20km高度范围内。云的宏观形态复杂多样，高度、水平范围、生命期也是多种多样。云是由空气和水凝物构成的漂浮在大气中的可见聚合体。而雾、雨、雷和冰雹也都在不同地区发生着，影响着人类的生产和生活。云雾降水至少在以下诸多方面都起着重要作用：1、 地球-大气水分循环中的一个关键环节由地表（包括陆地和海洋）蒸发的水汽进入大气，在大气中又凝结形成云，再经云中各微物理过程成为降水落下。这种水分在地球-大气系统中的周转，即是水分循环。大陆和海洋之间的水分循环称为水分的外循环，大陆上和海洋上的循环称为水分的内循环。在水分循环中，云和降水起着关键作用。2、影响地球辐射平衡和能量平衡云一方面反射太阳辐射，同时又吸收地球所发射的红外辐射。在地球的能量收支中，云的作用很大。（1）云对行星反照率的贡献很大；（2）在向空间发射的红外辐射中，云所发射的又占了一定的比例；（3）潜热的释放要依赖于云。Cloud20%3、湿沉降4、大气中液相化学反应床5、影响大气的垂直输送6、雷暴影响全球大气电平衡过程7、人工影响天气的主要对象人工影响天气的试验研究直接驱动了云和降水物理的发展，它为探索人工影响天气的原理和方法提供了理论基础。因此，在很多领域的研究中，不得不重视云。例如，在气候变化研究中，假设地球气候系统受到一个强迫，使用不同云参数化方案的全球气候模式（GCM）所得到的气候系统对该强迫的响应差异很大。尽管自然界只有一个真理，但其结果是：CO2加倍后的增温量相差2倍以上（differsmorethanafactorof2）。这在很大程度上归因于不同GCM对云及其反馈过程处理方法的差异。在天气预报和气候模式中，对云的处理是最重要的误差和不确定性的来源(Randalletal.,2006)。因此，国际全球变化研究计划(GCRP)-美国气候变化初步研究(USCCRI,2001)所确定的最优先解决的问题，要么与云直接相关，要么与云-辐射相互作用相联系。在预测任何未来潜在气候变化时，云是造成其不确定性的最大来源之一(Wielickietal.1995;Houghtonetal.2001,Randalletal.2007)。云科学在逐步形成，它包括：n 云物理学(云雾降水物理学的简称)n 云气候学n 云化学(大气化学)n 云电学(大气电学)n 人工影响云和降水云物理学即云、雾和降水物理学，它是以大气热力学和大气动力学为基础，研究大气中水分在各阶段所经历的物理过程，具体而言，就是研究云、雾和降水的形成、发展和消散过程，是大气科学中最为重要的分支学科之一。按研究对象尺度的大小，云物理学可分为宏观云物理学和微观云物理学二部分。前者研究云体的宏观特征以及云体形成、发展和衰亡的过程。后者研究云体的组成元素云粒子（包括云滴和冰晶）和降水粒子（雨、雪和冰雹等）所经历的凝结（华）、碰并和蒸发等过程。其尺度仅10-5100cm。前者主要是大气动力学问题，后者则更多的是水汽的相变热力学和气溶胶学问题。二者相互依存、相互作用。云物理学的研究虽然可以追溯到几个世纪以前，但其作为一门独立的学科大约是在20世纪的40年代，这与当时微波天气雷达、探测飞机的应用以及一些云室和高山云雾观测站的建立是密不可分的。20世纪4060年代，云和降水的研究重点在于微物理学；其后，云的动力学研究也得到了深入的开展。在20世纪后期，云和降水物理研究又进入了一个新阶段，其主要标志是：（1）有了更多更先进的探测手段，对多类云和降水开展了一系列外场综合观测分析研究；（2）在实验室内以高性能计算机为主要工具，开展了云和降水的微物理过程、动力过程及云与环境场相互作用等的数值试验及模式研究。云动力学定义、内容和方法1.1.1定义研究云雾中的动力、热力过程及云雾演变机理。（1）云动力的重要性云雾中的动力、热力过程为微观云物理过程提供背景，决定性地影响了云质点的数密度、初始大小分布及其物理性质，规定了微物理过程进行的速率、持续时间和空间范围，以及最终降水量的大小，从而影响云体的形成、发展和消亡。气流的运动可以使空气温度变化，可以使水汽辐合或辐散，从而可以改变相对湿度。相对湿度的变化如果使空气由不饱和成为饱和，则有利于水汽的凝结或凝华，导致云粒子的出现。在气溶胶理化特性固定时，过饱和度决定了初始云质点的数密度、初始大小分布。如果空气由饱和成为不饱和，则使云中粒子蒸发或升华。很多微物理过程都与温度、湿度条件有关。例如，某直径的单个云滴、冰晶的质量凝结、凝华增长率与过饱和度、温度有关；冰晶的异质凝冻/凝华核化、云滴的异质冻结核化、雨滴的冻结都与过冷却度有关；云滴的均质冻结核化除了温度还与过饱和度有关；冰晶的Hallett-Mossop繁生机制所发生的温度通常为-8-3。因为冻结过程与温度有关，所以不同温度对应不同相态。一般认为，大于0时对应水滴，在0-10之间对应过冷水滴，-10-38时过冷水滴和冰相粒子共存，低于-38时对应冰相粒子。冰相粒子类别也与温度有关，例如，-12-17，是雪花的一个多发区。原因：一是冰面过饱和度最大的温度，二是产生枝状冰晶的温度，枝叉结构的冰晶相碰容易“钩连”和“攀附”在一起。因此，云雾中的动力、热力场对云雾降水形成、发展和消亡具有重要的作用。（2）云动力的影响因子积云能否发展与产生降雨，常常在很大程度上决定于天气尺度和中尺度的气象环境条件。气象环境条件是有层次的，有大中尺度天气条件作为直接环境条件的背景。1、大中尺度条件（天气系统、地形）锋面、低压系统、低压槽、切变线等天气系统，以及地形的抬升作用产生垂直运动。云动力学并非把天气系统和地形对云动力的影响作为其核心论题。2、直接环境条件(温湿层结,风切变,气溶胶)温湿层结影响气块净浮力，从而影响云中垂直速度，影响云内降温速度，影响温度。直接环境条件对云动力及云物理的研究，利用数值模拟方法做得较多。例如，徐华英等利用他们所建立的二维直角坐标非定常积云降水模式研究的大气温度递减率、地面温度和大气湿度对积云降水的影响。他们的结果表明，大气温度递减率较大时，云发展旺盛，云厚较大，所以降雨强度和总降水量都显著增大，但降雨持续时间较短，降水效率略小；地面温度较高时具有较大的降雨强度和总降雨量，而降雨持续时间较短，降水效率较小；从最大降雨强度和降雨持续时间来看，大气中上层的湿度值影响不大，而大气下层的湿度值对降水的影响却十分明显。湿度越大，降雨量和最大雨强也愈大。看来积云降水的水汽供应主要是否能从温来自云下。从降水效率来看，中上层湿度影响明显，湿度越小，降水效率愈大。湿层结中提取一个或几个决定对流强度的参量，是人们希望解决的问题。过去很多人认为CAPE决定对流强度，但观测分析和数值模拟结果表明，并不能肯定对流强度就是由CAPE决定的。近几年有人提出抬升凝结高度和冻结高度之间的厚度对对流强度的影响很大。因此，这是一个尚待解决的问题。观测表明，风速的垂直切变对云的发展是有影响的。Browning,Marwitz等人指出，一种强烈冰雹云常常形成于风在垂直方向有较强切变的环境中。在温带地区，一般水汽的含量在中低空大，而风速垂直切变在高空急流附近最大，因此有人认为，对流云在中低空主要靠凝结潜热维持，在高空则有盛行风供给能量。但是当风切变很大时对冰雹云的发展也是不利的。黄美元等对昔阳地区42块冰雹云的分析表明：比较强烈的冰雹云多出现在中等强度的环境风切变条件下，风切变值多在3.04.0m.s-1.km-1,大多数较弱的冰雹云是发生在较弱的风切变环境中，平均值为2.2m.s-1.km-1，观测到很强的风切变并不有利于冰雹的形成。1973年Schlesinger用二维非定常模式研究了低层湿度和中层风切变对积云发展的影响。模拟结果表明，在湿度很大的情况下，风切变愈大，云发展愈持久，云湿度较小的情况下，强切变并不能支持一个持久的风暴，这时中等强度的风切变条件下云发展得最持久。在低湿度强切变时，所形成的云最弱，生命时间最短。徐华英等在1985年研究了风切变对积云降水的影响。模拟结果表明，在各种大气层结下，线性风切变的存在都是使云发生倾斜，对积云降水发展起到减弱的作用。总的来说，层结不稳定时，风切变对积云降水发展的不利影响相对较小，云倾斜较小，降水量的减少也最小。低层适当强度的切变风使得积云发展峰值强度减弱，但有利于维持低层稳定持久的水汽供应源，使积云生命史大大加长，地面降水总量大幅度提高，雨区扩大，峰值雨强减小。（见黄美元和徐华英，1999）3、物理过程:辐射过程,云微观过程,云合并和分裂过程在云层形成后，由于云体的长波辐射很强，云顶强烈冷却，可使云层加厚，并在地面长波辐射使云底增暖的联合作用下使云层内形成不稳定层结而使云变形，层状云系中夜间有时会激发对流云活动，一些强对流风暴系统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。微物理过程对热力、动力过程有重要的反馈作用。云和降水粒子的凝结和凝华、蒸发和升华改变了水汽含量，所伴随的相变潜热的释放和吸收，提供了重要的热源和热汇，它极大地影响了云（特别是对流云）内外空气的运动。降水粒子的拖曳作用，又常常是促使云体消散、崩溃的重要因素。1.1.2内容一、在云发生发展过程中,云中气流、热力场的演变规律二、各种影响因子对云动力的影响例如，温湿层结、风切变、云微物理过程对云动力的影响研究对象所涉及尺度跨度很大,从0.1m到1000km1.1.3方法一、云雾探测气象卫星气象雷达双多卜勒、双波长、测雨雷达气象飞机下投式探空仪通过探测可以获得有关云雾的感性认识，其研究成果往往可以为云与降水的数值模拟提供具有一定价值的物理依据。云雾探测研究至今仍是薄弱环节,主要问题:探测手段本身的问题;探测资料的处理问题。二、数值模拟方法预测云行为的物理或数值框架就是云模式。利用云模式或中尺度模式（预报量中包含有云微观变量）再现云降水过程叫云降水数值模拟。1.1 数值模式中许多参数具有主观人为性。云动力学发展简史1.2.1理论研究和观测研究一、始于20世纪40年代积云的经典气块理论到夹卷理论,雷暴三阶段模型。1946-1947年美国雷暴研究计划和气团雷暴发展三阶段模型（Byers-Braham）；二、50年代初,提出动力夹卷理论同时根据室内实验的结果,指出夹卷率与对流单体的半径成反比.在湍流夹卷和动力夹卷假说基础上,提出了对流云发展的气块模式和气柱模式。三、60年代,指出环境风的垂直切变有助于建立和维持稳定持久的强风暴系统，并提出了强风暴的三维结构模式。四、70年代初，美国为了验证建立在累积带理论基础上的“竞争场”防雹原理而开展的“国家冰雹研究计划”（NHRE），还有“科罗拉多联合冰雹计划”，美国和加拿大合作的“阿尔伯塔冰雹研究计划”。1979年为研究龙卷、冰雹等灾害性天气而在美国中部开展的“强风暴和中尺度试验”计划（SESAME）五、1981年5月-8月在美国西北部对流云降水协作试验CCOPE是为了研究对流风暴的降水效率及其与环境的相互作用，以及动力过程与微物理过程的相互作用。T-28型装甲飞机，可测云内运动场的多普勒雷达，气象卫星特别是地球同步气象卫星和各种遥感仪器。如可测冰雹的双波长雷达，能辨认出非球形固体降水质点的偏振光雷达，监测龙卷等强风暴源的灵敏微压计以及激光、微波探测计，声波探测器等。1.2.2数值模拟1.2 60年代以来,云数值模拟研究发展很快。先后出现了一维、二维和三维云模式。一维模式只考虑垂直方向的空间分布；二维模式分为“轴对称”和“面对称”两大类。轴对称模式使用空间柱坐标系并假定物理量不随方位角变化，二维面对称模式采用笛卡儿直角坐标系并假定物理量在某一水平轴方向（一般取y轴）无变化。三维模式：本课程的学习内容第一章绪论第二章积云动力学成果简介第三章积云对流和强风暴的动力结构第四章积云动力学方程组第五章云微物理过程参数化1.3 第六章积云降水数值模式及模拟主要参考书1.叶家东，李如祥编著.积云动力学.北京：气象出版社，1988.2.Cotton,W.R.,andR.A.Anthes著.叶家东等译.风暴和云动力学.气象出版社，19933.黄美元，徐华英.云和降水物理.科学出版社，19994.RobertA.Houze,Jr.CloudDynamics.AcademicPress,1993雾、层状云动力学（不要求）2.1雾的概念及动力学雾的危害¡ 雾对交通的危害最为直接浓雾往往造成高速公路汽车追尾相撞，航班延误甚至发生空难，海上轮渡停航甚至相撞，造成巨大的人员伤亡和经济损失。¡ 雾使电网发生污闪，造成大面积供电中断事故输变电设备外绝缘受到雾中污染物和水分影响，常常发生污闪，造成停电事故。¡ 雾降低农产品产量和品质，增加植物病虫害的发生概率雾中污染物含量高，尤其是酸雾，可导致植株出现斑点、叶片黄化，最终使作物产量和品质下降雾缩短了日照时数，减少了到达地面的太阳辐射，降低了绿色植物的光合效率¡ 雾严重损害人体健康雾日的逆温，使污染物积聚；雾中产生的二次污染物毒性更大。国外雾研究现状¡ 雾的系统观测研究始于20世纪20年代从天气学分析到微物理特征测量目前：新的观测仪器设备¡ 雾水化学研究始于20世纪50年代从成分测量逐步发展到雾中化学过程目前：液相、气相化学反应¡ 雾的数值模拟研究始于20世纪60年代从辐射雾到平流雾；从物理过程到加入化学过程目前：多种物质、多种过程相互作用¡ 雾的预测预警始于20世纪初从天气学方法到数值预报方法目前：以数值预报为主，包含详细物理化学过程¡ 雾的人工消除始于20世纪40年代从加热法到利用雾形成发展微物理机制目前：以人工消冷雾为主国内雾研究现状¡ 雾的系统观测始于20世纪60年代天气学分析和微物理观测同时起步¡ 雾水化学研究始于20世纪80年代以化学特征测量为主¡ 雾的数值模拟研究始于20世纪80年代末一维到多维，物理过程为主¡ 雾的预测预警始于20世纪80年代天气分析方法为主¡ 雾的人工消除始于20世纪80年代方法多种，试验为主2.1.1雾的定义及分类定义：雾是水汽凝结(华)物悬浮于大气边界层内,使水平能见度降至1km以下时的一种天气现象。雾的厚度薄的不到1m，厚的可达几百米。分类：分类方法有多种,例如,天气学分类法,发生学分类法,温度分类法，相态分类法，地域分类法 天气学：气团雾和锋面雾（锋前、锋区和锋后三类） 发生学：辐射雾、平流雾、蒸发雾； 温度：暖雾（温度高于0）和冷雾（温度低于0） 相态：水雾、冰雾和（冰、水）混合雾三类； 地域：海雾、陆雾、海岸雾、湖泊雾、山谷雾、极烟和都市雾等。2.1.2 各种雾形成的宏观过程辐射雾： 陆地上最为多见，大都出现于后半夜，日出后消散，强度大的可持续到午后。 辐射雾由地面和大气辐射冷却而形成。地面和贴地层空气的辐射降温率可达10/h左右，如果空气湿度大，就会有雾形成。雾形成之后，降温中心将逐渐抬升而位于雾的上部，地面则因雾层覆盖增强了向下辐射而使有效辐射减小，不再降温。大陆上秋冬二季的高压天气系统内最有利于辐射雾的形成。平流雾： 当暖湿空气移行于冷下垫面时，空气因湍流将热量输送给下垫面而降温，温度低于露点时就有雾形成。这种由平流冷却而形成的雾称为平流雾。我国冬季沿海是平流雾的多发区。此时，陆地冷而海洋暖，当气流自海洋向陆地运动时，就形成了产生平流雾的良好条件。蒸发雾： 又称蒸汽雾，在极地称极烟。当冷空气移行在暖水面上使暖水面上的蒸汽凝结形成。 秋季陆上小水域（池塘、湖、河和沼泽地等）上的晨雾是夜间陆地上空气辐射冷却后移到暖水面（水体热容量大，不易冷却）上形成的蒸发雾，又称湖泊雾；河谷地区、夜间坡地上辐射冷却形成的冷空气流至河面生成的河谷雾，沿海陆地或岛屿夜间辐射冷却生成的冷空气以陆风形式移至暖海面上形成的岸滨雾，皆为蒸发雾。尺度更大的蒸发雾是由冬季大陆流出的冷空气到达暖洋面或者海洋极地空气流向中纬暖洋面时产生，其水平范围可达上千km。2.1.3辐射雾的热力结构（黄建平等，1998）最大的温度、湿度梯度出现在雾顶附近。雾区为相对湿度的高值区,同时又是比湿的低值区。成熟阶段,底部为绝对不稳定,中上部接近中性层结,雾顶逐渐趋于稳定。消散阶段,雾体已抬高演变为层云,云底下整个气层的温度递减率趋于湿绝热递减率(0.6/100m),近似中性层结。2.1.4辐射雾动力学(见Cotton和Anthes)一、辐射冷却的作用1、在辐射雾形成过程中的作用辐射雾是从地面的强辐射冷却开始的。按照Taylor(1917)指出的，夜间晴空、微风和高的相对湿度有利于辐射雾。辐射冷却地面，然后地面通过传导，冷却与其相邻接的空气。此外，在湿空气中的净辐射通量密度也是重要的。Brown和Roach(1976)的结论是，气体辐射冷却对考虑雾在几个小时的观测时间尺度上的形成是必要的。2、在雾发展过程中的作用一旦雾在上空形成，则雾顶部的净辐射通量密度会增大雾顶部及其上部的稳定度，而雾内部和其下部的稳定递减率减小。结果造成冷的雾气和其下部接近饱和的晴空垂直混合，从而使雾向下扩展；在雾顶部的辐射冷却也使液水含量增大，并使雾区能见度降低，这常常也使雾向上扩展。辐射对雾中各个水滴的大小也是重要的。Roach(1976)和Barkstrom(1978)在球形水滴的热量和水质量收支方程中，就包括了辐射传输项。当与双克方程结合时，他们求得一个水滴增长方程。对水滴表面饱和水汽压导得的表达式，包括辐射损失的影响。结果指出，水滴增长能发生在未饱和的环境中Brown(1980)和Mason(1982)进一步指出，水滴与其环境之间的辐射交换，在洁净雾中和海洋层云中最大，在严重污染的空气中将最小。二、露的作用许多研究者都曾强调露凝结对雾形成的作用。露在地面凝结对水汽向下输送和夜间露点逆温的形成都起着极重要的作用。而观测到的露点逆温可伸展到地面以上40到200m之间。某些供给露凝结的水汽可以来自下垫面土壤，然而，大多数则来自上方的气团。因此，Lala等（1975）和Brown与Roach（1976）把露凝结看作雾形成的“调节器”。对于给定的、促使空气趋向饱和的辐射冷却率，如果露凝结率及其伴随向下的水汽输送大，那么，雾的形成可能受到抑制。如果露在地面的凝结稍许小些，则辐射冷却足以引发雾的形成。Pilie等（1975）也把观测到的雾在上空先形成，归因于因露凝结引起露点逆温发展所致。然而，Jiusto（1980）指出，许多内陆辐射雾首先在地面发展，然后再向上扩展形成。与在上空形成的雾相比较，在地面形成雾的一些条件还不大清楚。从雾形成之时直至日出，露除了维持一个饱和的下边界之外，并不起任何重要作用（Pilie等，1975）。然而，在日出后，地面温度开始升高，露开始蒸发。由于雾层变暖，为了维持其饱和，则需供给水汽。Pilie等（1975）计算指出，露的蒸发率足以使雾比地面无露时多持续几个小时，最终，由于太阳加热造成饱和水汽压增大到实际水汽压之上，尽管有露蒸发也是如此，这就导致雾消散，这首先在地面，然后上传。三、湍流的作用热量和水汽的湍流输送，在雾的演变中起着重要的作用。然而，湍流的作用或者是有利的、贡献于雾的形成，或是破坏性的、主要促使雾消散，还没有一致的看法。Brown与Roach（1976）的结论是，湍流抑制辐射雾的形成。Tiusto和Lala(1980)从观测推断，如果辐射冷却和较高的湿度伸展到更大的高度，那么，垂直湍流混合在有辐射冷却出现时，会对雾的增长有正的贡献。用不同的近地层湍流交换公式，Welch等（1986）得到的结论是，湍流增强和稳定度减小将有助于雾的形成。他们还指出，雾在日出后浓密，是由于增强湍流产生，并使雾上部的液态水向下部地面混合所造成的。很多人一致认为，雾的结构和雾的出现与不出现，都强烈地依赖于特定的湍流粘滞率廓线或所使用湍流模式。而且，Brown与Roach（1976）得到结论，更真实地处理湍流是必需的，特别是在雾顶部之下那个区域。特们指出，深厚雾的顶部表现出有点象地面，这不仅对辐射过程，而且对湍流输送也如此。更复杂的湍流模式同观测的雾结构表明，雾演变的逼真模拟是能够获得的。该工作进一步强调了湍流输送对雾演变的重要性。四、水滴沉降的作用Brown和Roach(1976)得到这样的结论，即水滴沉降在雾结构的演变过程中能起重要的作用。他们把云滴沉降引入模式，不然的话，液水含量就会被预报得高到不真实。五、植被覆盖的作用Brown和Roach还研究了地面植被对地面冷却率的作用。他们认为，草地将比裸露地面有更低的地面温度，这是因为其热容量小；而且，草将部分地防护土壤的辐射损失；因此，空气流过草覆盖地面时，向较冷地面放射的将比向裸露土壤放射的多，并且空气也将变的更冷。六、雾因日射引起的消散Brown和Roach(1976)用数值模式研究了雾因太阳加热引起的消散。他们引入了一个简单的短波辐射传输模式，其中，略去了雾内的太阳吸收。他们认为雾的光学厚度如此之薄，以致太阳加热率相对长波辐射冷却和热量的湍流输送是无关紧要的。Welch等（1986）推论，雾在日出后加强是由高层液态水加强向地面混合造成的，这是由于地面加热增强了湍流的结果。露和土壤水份的蒸发也供给了水汽补充。当地面热通量对相对湿度的影响超过了来自地面的水汽供给或来自雾顶的向下混合的影响时，雾最终就出现消散。Forkel等（1987）用一个两维模式作过预报，雾在污染大气中消散的更快，这是由于较大的气溶胶浓度造成雾内有更大的太阳加热率。2.2层状云的特点及动力学2.2.1层状云的概念在云物理学研究中，为了通过云的外形特征（与生成过程有关）揭示云的物理本质，通常将云区分为积状云（即直展云、对流云）和层状云。层状云是水平范围很广阔的云，广义地说，它包括对流云以外所有云，例如，Ci,As,Ac,Sc,St,Ns2.2.2层状云的宏观特点层状云是一种主要的大范围降水系统，尤其是层状冷云，是我国北方冬半年的主要降水源，而且层状云系也是我国雨季从南向北推进的主要降水云系。层状云是稳定气层受大、中尺度的辐合、锋面抬升、地形抬升等造成的垂直上升运动引起的。云的外形：云层范围宽广，均匀幕状，无明显起伏的连续云层。水平方向上结构较均匀，层积云均匀性不及层云，因为有乱流，故厚度也大一些。水平尺度：101103km;垂直尺度：10-1100km。水平尺度比垂直尺度大一两个量级。较薄时可能不产生降水，很厚时（如气旋层状云系）可能产生大范围的降雨或降雪。垂直速度大小与分布：一般在10-1102cm/s；对于大范围槽前的滑升运动，常常不超过几cm/s；但在气旋辐合上升运动时，上升速度可达530cm/s。利用探空资料，对层状云的理查森数（Ri）的计算结果表明云底湍流最强，云顶湍流最弱，云中介于之间。雷达回波：均匀、亮带结构（位于0度层以下80400m，厚度15150m，呈水平带状）生命期：一般约101小时。由不规则扰动形成的层状云生命时间约为5-6h；锋面层状云系生命时间较长，对一个系统来说可长达一个星期以上，对固定地点也由1-3天。气温直减率：观测表明，层状云中垂直温度梯度接近湿绝热递减率，（湿绝热递减率0.65/100m），最小可为0.43/100m，最大可能值也不超过-0.75-0.79/100m;。云顶以下常伴随1-2个逆温层，多数情况下在云顶以下0.1-0.2km内有逆温，可达+2.0-3.5/100m。雨强：一般10-1100mm/h。层状云降水持续时间长，一般为几小时到十几小时，可连续几天（如江南梅雨），相对来说层状云降水连续平稳，但层状云降水在时间和空间上也有不均匀性，所谓层状云的宏微观结果比较均匀和变化小，是相对积状云而言的，如锋面层状云和层积云降水中，常观测到阵性，雨强随时间的变化有时不比积云降雨小。2.2.3层状云的微观特点含水量：含水量10-1g/m3。在北方较薄的层状云，及冰云和混合云的过冷部分，常在10-2g/m3，但在我国南方积低纬度的层状云中，特别是在雨层云和层积云的对流泡中含水量可高达2-3g/m3。对于非降水性的St，Sc，含水量的极大值在云的中上部，对于降水性层状云，As-Ns系统，含水量的极大值一般在云的中下部，垂直速度越大，该值越大。暖季比冷季大些。相态：层云和层积云因为高度较低，因此温度较高，一般多为暖云，云体由水滴组成，也有上部存在过冷水滴的情形，但高纬冬季也可以出现冰晶。As、Ns往往上部由冰晶、中部由过冷水和冰晶、下部由非过冷水组成；卷层云（Cs）都由冰晶组成。冰相粒子形状：辐枝状，柱状，片状。冰晶的形状主要取决于生长的温度,其次决定于水汽条件。如刘文保【冷云中冰晶浓度的分布特征】研究发现无论降水云或非降水云中在-3-7范围内均出现高浓度冰晶,而在降水云中另外还存在2个冰晶高浓度区,处于-9-12及-17-19范围内。一般在云顶大都是柱状、薄片状冰雪晶;云的中上部大都由薄片状、带核心圆盘板状和柱状组成,夹杂着很少的枝状、针状晶;云的中下部多为板状和破碎板状,枝状和破碎枝状以及针状组成;云底多为针状和枝状晶。粒子数浓度：层状云云滴浓度约为101102个cm-3；冰晶粒子数浓度约为101102个/L粒子尺度：层云和层积云因为气流上升速度小，云层薄，所以云滴较小。刚形成的云，其底部云滴小而且均匀，半径约23微米，随着时间的推移逐渐拓宽其谱分布，平均半径为几微米。云中冰晶尺度101102微米，平均直径大于100微米的粒子称为雪晶。粒子尺度谱：我国层状云云滴谱可用伽玛分布拟合，相关系数R>0.9、相关显著水平高于0.01；X-M分布对一些层状云的底部和顶部拟合较好但多数拟合值低于实测谱。云中冰晶谱、雪质粒谱可用指数式拟合。层状云雨滴谱呈指数分布，分布窄，最大雨滴直径约为3mm，M-P分布与伽马分布和实测谱偏差都比较小，两种拟合也比较接近。云中质粒总谱是由不同尺度范围内的质粒群叠加而成。总质粒谱具有按幂函数递减的总趋势。2.2.4我国在层状云动力学方面的研究成果早在20世纪60年代，中国科学院顾震潮等科学家分析了云降水特征，提出了暖云降水理论，指出云滴群体在环境参量起伏和云滴离散分布下的凝结碰并增长能较快产生大云滴形成降水。层状云模拟在国际上开展较少，我国80年代研制了一维模式，成功地模拟了不同雨带的云物理垂直结构；以及多尺度外场观测揭示了层状云中人工降水资源分布特征，大范围大剂量引晶催化可能引起局部温度增加、中尺度上升气流增强，导致降水增加。90年代研制了三维模式，建立了一维、二维层状云模式，模拟了雾和低云的形成发展过程，研究了湍流、辐射、大气边界层风场和环流以及云物理过程的作用。1、层状云云物理模式和模拟研究1981年建立了层状冷云和层状暖云模式【书人工影响天气的现状与展望】，1985年建立了包括18种微物理的冷、暖云模式。（国家重点课题北方层状云人工降水试验）如利用一维层状冷云模式模拟人工引晶催化的结果表明：人工引晶催化20min后降水强度开始增大，50min后降水强度强度峰值，高降水强度持续1h左右；当云顶温度为-20左右时，有最佳增雪效果，垂直上升气流强时自然降水加强。胡志晋和严采繁【层状云微物理过程的数值模拟1986-1978】提出了一维时变框架下比较完整的层状云参数化微物理方程。利用二维层状云微物理模式模拟人工催化冷云的效果表明：对均匀的层状云催化可加强降水，在短时间内促使有更多的过冷水向降水转化，影响宽度约为10km,其中显著增加降水的范围约5km。胡志晋等在原有工作基础上研制了新版中尺度层状云数值模式，并作了大量的催化数值试验。中尺度层状云系数值模式是将6个预报量的中尺度大气模式MM4及12个云降水预报量的云物理模式结合起来，考虑了21种云物理过程，构成一个三相三维双向套网格的几种中尺度宏观场和云的微物理场的三维层状云模式。其关键技术是使层状云物理方程组的建立同中尺度大气热力学模式耦合。赵震等【西北地区一次层状云降水云物理结构和云微物理过程的数值模拟研究】利用MM5中增加的双参数显式云物理方案模拟了西北地区一次层状云降水过程,对小雨的模拟效果较好,即对层状云降水模拟效果较好,但对中雨以上的评分低而且位置有偏差。翟菁等【河南省层状降水云系中尺度结构的数值模拟】利用MM5模式对河南省春季一次层状降水云系的中尺度结构进行了模拟分析,模拟和观测资料都显示,该云系具有非均匀结构特征,雪和霰对雨水形成的贡献较大。胡鹏等【河南省春季一次层状云降水云系结构和降水机制的数值模拟】利用MM5中的双参数显式云物理方案,模拟了2007年河南省春季一次层状云降水过程，分析了云系不同部位结构特征和粒子质量通量分布,发现雨水的形成在不同部位依靠不同的过程。邵洋等【河南省春季层状云系降水的空中水资源特征分析】利用ARPS中尺度数值模式对河南省层状云系降水过程中的云水资源特征进行了模拟分析,结果表明降水域小时降水效率和地面小时降水量的时间变化趋势较为一致,但明显滞后于水汽流入率的时间变化。最近三维层状云模式模拟结果提出，【王广河等，人工增雨农业减灾技术研究】人工播云催化后，水汽补充凝华增长加上过冷水冻结，和在一起释放的潜能，使空气加热K的量级，导致云中上升气流速递增大m/s的量级，促使催化云区内云和降水进一步发展。而且云系下部暖云区的云水量，也可通过碰并增长进一步转化为降水。2、层状云系中降水形成机制赵柏林和丁荣良曾首先研究了非封闭系统锋面层状云系中冰水转化及其人工影响问题，指出：在上升气流为10m/s，含水量为0.1g/m3，可沉降的冰粒子临界尺度取100m的情况下，要达到最大降水效率，需要的冰晶浓度为每升125个。刘玉宝（1989）采用输入动力场的详细微物理过程二维冷云模式。模拟结果表明LSC内液水含量充分，冰质粒稀少，主要通过淞附过程产生少量降水。当LSC嵌入发生泡扰动后，低层发生泡不仅能加强水汽凝结，提供较多云水，还能产生大量冰晶。胡志晋(1983)【层状冷云数值模拟】利用一维时变层状云模式讨论其降水形成机制，认为云厚是关键，一般要求云厚达1km，此时可通过随机重力碰并产生雨滴，在给定天气系统上升运动，其垂直空气速度随高度呈抛物线分布，云的中下部达最大，雨滴主要在云体上部产生，而且雨滴产生速率与下部含水量为负反馈。3、北疆冬季降水的探测研究观测和模拟发现【王谦等，新疆乌鲁木齐地区冬季层状云研究，1988】北疆的降水主要集中于天山北坡，与山区地形密切相关。降水过程主要背景是高空大槽东摆与断裂，导致地面气旋锋面东移，冷空气入侵。冷空气的入侵，改变了低云维持的原有条件，冷空气沿北坡爬升，促使低云加强，云中液水含量较多，成为降水主体的典型供水云，即低层层状云LSC。【刘玉宝等，新疆准格尔盆地冬季系统降水研究】游来光等（1989）通过对新疆冬季降雪云的观测和分析发现，降雪主要出现在地面冷锋后，存在锋上和锋下两个雪增长区。4、梅雨锋云系层状云研究黄美元等（1999）【云和降水物理】根据梅雨期间雷达探测资料，梅雨锋中的层状云回波，常表现出不均匀结构。【李子华等，强积层混合云降水回波特征】强层积混合云中在其融化层以及上方相当范围内，降水回波强度随高度减低而线性增强，斜率较陡，平均每下降1km，回波增强10dB,这在单纯的层状云中是很少见的。在积层混合云中，层状云的存在对积云的发展有显著的促进作用，数值模拟计算和分析表明【黄美元等，层状云对积云发展和降水的影响】当中层或整层有层状云时，积云中心轴上的最大上升气流速度都获加强，层状云越厚，加强值越大。洪延超【积层混合云数值模拟研究(l)云相互作用及暴雨产生机制】建立了一个二维平面对称混合云数值模式及云中微物理过程参数化模式，结果表明，在积层混合云中，当对流发展时其周围层状云减弱甚至消散，层状云的降水强度随着离开对流云距离增大而增大。数值试验说明:层状云给积云提供良好的发展条件，饱和的环境及伴随层状云的辐合场使对流云具有长生命期、产生持续性的高强度降水和间歇性的特高强度降水。5、水汽输送水汽输送条件对云系的发生发展和降水的产生非常重要,对层状云系来说,尤其需要大尺度的水汽持续的辐合输送,才能发生、发展和维持,并最终形成地面降水。【邵洋，郑国光，河南省春季层状云系降水的空中水资源特征分析】胡鹏等对河南省春季一次层状云降水云系结构和降水机制的数值模拟分析可知低层持续的西南暖湿气流输送和明显的冷暖气流辐合是导致降水的重要条件,辐合中心与降水中心具有很好的一致性。中低层水汽处于饱和状态,云底很低,暖云较厚。无对流不稳定,低层存在的逆温层和风切变有利于水汽聚集形成降水。6、气溶胶对云的影响黄梦宇等【华北地区层状云微物理特性及气溶胶对云的影响】对华北地区层状云微物理特性的探测资料分析得到秋季云下气溶胶的数浓度和平均直径都小于春季,春季气溶胶粒子较大,云下气溶胶数浓度同云滴数浓度之间存在着正相关关系,云滴数浓度随气溶胶数浓度的增加而增加。7、逆温层李照荣等【兰州地区秋季层状云垂直微物理特征分析】分析发现兰州地区云层的谱宽随高度增加有增大趋势,在云体上部附近,滴谱较宽。这是由于云顶强逆温的阻挡,湍流作用减弱,水汽不能向上输送,造成了液态水的累积。逆温层位于0层之下时,逆温较强时,气流的垂直速度、云厚度、水汽输送都被抑制,雨滴增长有限。没有逆温层或逆温很弱时,云体底层有较好水汽供应,云体厚度大,形成播撒供水结构,雨滴有较好的增长空间,易于形成较大降水。逆温层很强且位置在0以上,雨滴少而且小,层状云不易形成降水。齐麟等【陕北地区夏季降水性层状云系】的宏观特征分析研究发现层状云中的温度递减率基本与湿绝热递减率一致，最小为0.43/100m，最大可为0.8/100m。云顶或云底出现的逆温层，除与云中的干层有关外，还与高空锋区存在，或处于天气系统尾部因辐合区上升运动减弱而形成夹层有关。8、湍流王俊等对【山东省层状云系中湍流扩散系数的分布特征】分析得平均K值一般是随高度增加逐渐增大。不同天气系统云中K的平均值在各个高度层上相差不大(江淮气旋除外)。34km高度层间的湍流扩散系数,云中60%以上的K值分布在2070m2·s-1间,云外80%以上的K值小于30m2·s-1,云内K值从分布范围和平均值都明显大于云外。9、地形影响我国新疆北部沿天山北坡广大地区，自20世纪70年代末期持续多年对冬季层状云进行人工增雪催化作业。近年来的研究表明，在一定的天气系统下，受地表影响，主要表现为通过地形抬升作用，增强低层云的水份凝结率，使低层云的供水作用加强。由于地形的影响，入侵中国新疆北部的冷锋，其降水过程中常存在频繁有序的中小尺度结构，并形成较强的降水带，既有生消频繁、生命期较短、与局地地形有关的地形降水带，也有随锋面，而移动、受地形影响而加强的弱对流带和天气系统与地形共同作用产生的波动等生产机制。第二章积