北京首都国际机场冻雨过程的模拟及其产生的可能机制

为了探讨北京首都国际机场冻雨过程产生的可能机制,利用NCEP再分析资料、风云2号E星（FY-2E）的云顶亮温（Black Body Temperature,TBB）逐小时资料及风云3号A星（FY-3A）反演的云顶高度日平均资料做为检验依据,使用美国非静力中尺度模式（Weather Research and Forecasting,WRF）对2013年1月31日发生在首都机场附近地区的一次冻雨过程进行模拟,得出以下结论:1）模拟结果中的云顶温度与FY-2E的TBB逐小时资料对应较好:此次冻雨过程,整个降水云系云顶温度在0~-6℃之间,模拟结果水成物的垂直分布也得到了较好的印证;通过FY-3A反演的云顶高度日平均资料的检验,证明此次冻雨过程的云高基本维持在3 km左右,而且云微物理固态项的含量少。2）云顶温度、云顶高度实况与模式模拟表明此次过程是一次典型的暖雨机制冻雨,这说明产生北方冻雨的可能机制并不单一,冰相机制与暖雨机制可以同时存在。     

我国冻雨时空分布及温湿结构特征分析

利用2008年1月-2010年4月全国常规地面观测资料和探空资料,根据地面观测冻雨记录,分析了我国冻雨的时空分布规律,并依据冻雨发生时探空分析的云顶同暖层(＞0℃)相对位置等结构配置,初步研究了冻雨温湿结构特征和形成的物理机制类型。结果表明,我国冻雨一般从11月开始,到来年3月结束,以1月居多(占72％);冻雨多发生在...     

北京地区冻雨时空分布及探空温湿特征分析

利用1955年1月至2013年4月北京地区常规地面观测和南郊观象台探空资料,根据地面观测冻雨记录,分析了时空分布规律;依据冻雨发生时探空资料,初步分析了温湿结构特征和形成的物理机制类型。选取2000—2013年11月至次年4月常规地面观测和南郊观象台探空资料,根据地面观测降雨、雨夹雪、降雪记录,分析了与其对应的南郊观象台平均探空温湿结构,并与冻雨进行比较。结果表明,北京地区冻雨多发生在西北部和东南部,从11月开始至次年4月结束,并以暖雨机制为主（86.4%）;850 hPa以下温度层结曲线准垂直,且＜0℃是北京地区冻雨的主要特征;雨夹雪和冻雨的主要差异在850 hPa以下,低层雨夹雪气温高于冻雨。     

基于CloudSat卫星观测的贵州冻雨形成机制分析

利用CloudSat卫星观测资料,从云物理观测和温度垂直结构角度对贵州地区冻雨形成机制进行分析。结果表明,对冰相机制的冻雨,CloudSat卫星的CPR雷达反射率、云冰含量和温度廓线产品能够描述冰相降水粒子在融化层中相变为液态水的"融冰"过程,雷达反射率回波0℃层亮带是该过程的直接反映,云冰含量产品也能够反映融化层对冰相降水粒子的融化作用。对"过冷暖雨"机制的冻雨,CloudSat卫星能够描述降水粒子在整层气温低于0℃的环境中保持过冷水状态下落的过程。研究基于云物理观测证实贵州冻雨存在一种具有融化层的暖雨机制,其大气存在着具有融化层的逆温结构,降水粒子在融化层中为普通液态水,在温度略低于0℃的环境中为过冷水,过冷水下落经过融化层时升温变为普通液态水,再继续下落进入次冻层冷却,最后与低于0℃的地面物体碰并冻结形成冻雨。冻雨形成机制不能通过融化层区分。     

我国冬季冻雨和冰粒天气的形成机制及预报着眼点

利用探空和地面观测资料,通过对2001年冬季至2010年冬季我国不同区域（分为4个区域：北方、江南、华南、西南）的冻雨和冰粒天气形成的物理过程进行分析发现：（1）除北方区域外,我国其他区域的冻雨主要以暖雨机制为主。北方区域的融化类冻雨比例也仅为39％,但纬度越高,出现融化类冻雨的几率高于上述比例。暖层出现是冻雨天气的重要特征,但暖层作用主要是输送水汽和维持锋面系统,以保证降水的发生和持续,低层及地面气温普遍低于0℃可能是最重要的原因。（2）我国冰粒天气的形成机制主要以融化机制为主。冰粒天气的云顶高度普遍高于冻雨天气。冰粒天气的暖层厚度和强度均小于冻雨天气,这主要是由于弱暖层只是部分融化冰晶和雪花,使其重新冻结成为可能。冰粒天气的700hPa风速值普遍小于冻雨天气,这一方面说明冰粒天气对水汽输送条件要低一些,另一方面也反映了冰粒天气暖层较弱的特点。（3）云顶高度、暖层强度和厚度、低层冷层温度露点差、700hPa风速以及地面气温是甄别冻雨和冰粒天气的特征量,但不同区域,这些特征量的有效性不一样。西南区域冻雨和冰粒天气的主要差别在地面气温,其他特征量或差别不明显,或代表性不足,只可以作为辅助判断的因子。     

天津机场地区冻雨天气分析

利用气象常规资料，对天津机场地区1979～2002年出现的3次冻雨天气进行对比分析，找出了冻雨发生的天气形势特点和大气垂直结构特征：地面受低压控制，高空处在槽前，有明显的增温现象，槽前西南暖湿气流强盛，存在低空急流；850hPa到地面存在逆温层；700～500hPa之间有冰晶层，冰晶层内的温度为-10～-14℃：850hPa附近为暖层，暖层底部的高度在1．0～2．0km左右，暖层的厚度大约为1．0～2．0km，暖层内的温度大约为0～2℃；从地面到1．0～2．0km的高度存在冷层，冷层内温度大约为0～-2℃。以2002年12月13～14日的冻雨天气为代表个例，利用客观分析产品进行诊断分析，总结出冻雨天气预报的着眼点，为冻雨天气预报提供参考。     

2018年初江西中北部冻雨暴雪天气过程特征及成因

2018年1月下旬,江西省中北部出现严重雨雪冰冻灾害天气,覆冰和积雪持续时间长达7 d,其间多次出现罕见的雨雪相态转换,先后经历了雨、冻雨、雪、冻雨、雪5个复杂过程。文中对此次天气过程的相态转换特征及成因进行了分析。结果表明： 1） 在有利的环流背景下,西风带小槽发展东移并携带冷空气南下,破坏850 hPa高度层附近的暖性逆温层,是冻雨转雪的重要因素,而700 hPa高度层上西南急流的脉动、偏南风增强为雪转冻雨提供了动力和热力条件。2） 冻雨发生时最强风切变出现在925—850 hPa高度层,降雪发生时出现在850—700 hPa高度层。两次冻雨转降雪过程中,上升运动均增强,降雪时低层辐合、高层辐散强度较冻雨时强。3） 近地面气温接近05 ℃时,850 hPa高度层冷暖平流对中低层大气的降温和升温作用至关重要,冷平流的降温作用剧烈,而暖平流的升温作用需要持续输送。暖层消失,冻雨即可转降雪;雪转冻雨时850 hPa和700 hPa高度层温度升至1 ℃,暖层内最高温度达2 ℃,相态的转变落后于暖性逆温层的形成。4） 此次过程中,九江地区发生雨转冻雨以及冻雨转雪过程,地面气温下降明显。雨转冻雨时,气温≤-05 ℃;冻雨转降雪时,气温≤-1 ℃。雪转冻雨时,地面温度略有上升,仍在-1 ℃以下。高山站气温的持续上升,对雪转冻雨天气有指示意义。     

基于CERES资料的新疆云物理参数时空分布特征

利用2011—2020年ERA5再分析降水资料、CERES云物理参数产品，分析新疆云参数的时空变化分布特征，归纳总结云物理参数与降水的相关性，结果表明：1）云水路径（冰相）值、云粒子有效半径（冰相）、云光学厚度与降水量的空间分布一致，均为山区最大，北疆次之，南疆最小。2）夏季（6—8月）在南、北疆、山区云水路径（液、冰相）、云顶（底）温度、云光学厚度与降水量呈同位相变化；云粒子有效半径（液、冰相）、云顶气压与降水量呈反位相变化。3）夏季（6—8月）北疆、山区的云水路径（液、冰相）值、云顶（底）温度、云光学厚度，南疆云光学厚度与降水量呈正相关；北疆云粒子有效半径（冰相），南疆云粒子有效半径（液相）、云顶气压，山区云粒子有效半径（液、冰相）、云顶气压与降水量呈负相关。     

2008年1月南方一次冰冻天气中冻雨区的层结和云物理特征

2008年1月中下旬, 我国南方经历了四次历史罕见的冰冻雨雪天气。本文针对2008年1月25~29日的一次典型冻雨天气过程, 在实测资料、NCEP再分析资料综合分析的基础上, 利用中国气象科学研究院 (CAMS) 中尺度云分辨模式对1月28日~29日的冻雨天气过程进行了数值模拟, 研究了冰冻天气形成的大气层结及云系冻雨区云的宏微观结构特征, 初步分析了冻雨形成的云微物理过程及云物理成因。结果表明, 深厚而稳定的逆温层和低空冷层的存在是大范围冻雨出现的直接原因。此次南方冰冻过程中, 湖南和贵州两地冻雨形成的云物理机理不同, 不同冻雨区上空为两种不同类型的云, 对应两种不同的云微物理结构和大气层结结构。湖南冻雨区云层较厚, 云顶温度较低, 属于混合相云, 云中高层存在丰富的冰相粒子 (雪的比含水量最大)。湖南冻雨在 "冷—暖—冷" 层结下, 通过 "冰相融化过程" 形成, 即在锋面之上的对流层中层水汽辐合中心内形成的雪, 从高空落入暖层, 雪融化形成雨, 再下落到冷层后, 形成过冷雨滴, 最后接触到温度低于 0℃的物体或降落到地面上, 迅速冻结形成冻雨。而贵州冻雨区云层较薄, 云顶温度较高, 属于暖云, 中高层基本无冰相粒子, 低层为云水和雨水 (云水的比含水量最大)。贵州冻雨是在 "暖—冷" 层结下通过 "过冷暖雨过程" 形成的。即水汽沿锋面抬升, 在对流层中低层的水汽辐合中心内, 经过冷却凝结成云滴, 通过碰并云滴增长的雨滴下落到低空冷层, 形成的过冷却雨滴直接冻结形成冻雨。     

基于探空资料的江西典型冻雨天气过程垂直结构分析

利用探空资料和地面观测资料,对1959—2008年发生在江西的典型冻雨天气过程的大气垂直结构进行了分析。结果表明:冻雨的形成与大气饱和层、冰晶层、暖层、逆温层、冷层及特征物理量等因素的关系密切。对流层中下层的大气呈饱和或准饱和的逆温状态,饱和层顶位于暖层之上是冻雨发生的主要层结特征。冰晶层底部的平均高度为675hPa,平均厚度为2309m;暖层底部的平均高度为834hPa,平均温度为4.1℃,平均厚度为1765m;逆温层的平均温差为7.5℃;冷层的平均厚度为1668m,平均最低温度为-3.9℃;平均地面最低温度为-1.2℃;冻雨发生时大气整层比湿积分指数须增大为1000以上,干暖盖强度指数须降到-5℃以下。     

弱天气系统下陕西暖区暴雨分型及其环境场特征

利用2010—2020年陕西省国家基本气象站、区域站24 h(20—20时)降雨量资料,常规地面观测、高空探测资料,统计并甄别出陕西省弱天气系统影响下的暖区暴雨过程（下称暖区暴雨）14次,按照天气形势将其分为副高冷空气渗透型、副高远距离冷锋型、副高暖脊型。利用国家基本站、区域站逐小时降雨量和探空实况观测资料,分析了暖区暴雨的时空分布特征,暖区暴雨、一般暴雨、平均气候值的物理量及其阈值的比较。结果表明：（1）暖区暴雨的降雨量高值中心基本呈两高型（副高冷空气渗透型）或一高型（副高暖脊型）,三个高值中心分别为沿秦岭分布,榆林中部的长城沿线和黄河沿岸,陕南的汉水谷地和米仓山、大巴山一线;副高远距离冷锋型分布较为平均。（2）暖区暴雨呈现明显的中尺度特征,发生短时强降水的站次频率高达41%;3类暖区暴雨中的短时强降水具有明显的日变化特征,存在两个明显的降水时段,午后15时开始增多,17—19时达到高峰,入夜21时又开始增多,00—04时达到高峰,上午时段短时强降水出现的次数极少。（3）与一般暴雨和气候平均值相比,暖区暴雨发生在风垂直切变较小的弱垂直风切变中,0～6 km垂直风切变的平均值为24×10-3 s-1;0 ℃层高度较高,平均值为47 km;具有异常的高能、高湿条件,K指数平均值达397 ℃,CAPE的平均值为1 334 J/kg,整层水汽含量平均值为3 383 g/kg,850 hPa的温度露点差平均值为26 ℃,暖区暴雨的850 hPa与500 hPa的温度差平均值为249 ℃。     

2010年2月辽宁地区冻雨天气诊断分析

应用常规天气资料,从天气、气候及大气物理量场等方面,对2010年2月下旬发生在辽宁地区历史罕见的冰冻雨雪灾害性天气发生发展的成因、主要特征以及造成严重灾害的主要原因进行诊断分析。结果表明：500 hPa低涡分裂的小槽东移是冻雨天气的环流背景;700 hPa源源不断的水汽输送和低层辐合作用是降水产生的基本条件。地面强冷空气是冻雨天气的触发机制;高层为冷的冰晶层,对流层中低层有温度t>0℃的暖的融化层,近地面1-2 km为气温t<0℃的冷层,同时地面达到 0℃以下,这种复杂的逆温层是冻雨产生的天气条件。高层暖平流是维持中空暖层结构的重要条件之一,对暖层的建立和破坏起较大作用,暖层消失冻雨天气也随之结束。中低空水汽饱和度、地面温度和中低空上升、下沉运动与冻雨的强度有密切关系。     

基于稠密观测资料的近10年西安地区暴雨特征

利用2013—2022年西安市国家气象站和区域气象站观测资料及MICAPS资料，采用统计学方法、天气学分析法对近10 a西安暴雨特征进行分析。结果表明:（1）10 a中，2021年暴雨日最多，为24 d，其他年份在6～16 d之间；暴雨集中出现在7月中旬到8月中旬，8月上旬暴雨日最多，累计达14 d；强降水频次日变化分布呈双峰型，主要集中在12时前后和00时前后；强降水极值雨强频次分布具有三峰型特征，第一峰区在08—12时，第二峰区位于01时，第三峰区位于16时，易发时段为下午到傍晚。（2）暴雨日呈北少南多的分布特征，南部山区为9～23 d，城区及北部区县暴雨日为3～7 d；暴雨极值大值区主要位于周至、长安、蓝田、临潼；4月暴雨日最少，主要集中在周至和蓝田，5月暴雨日增多，主要在南部区县，6月暴雨主要发生在城区和南部区县，7月和8月暴雨范围逐渐东西向扩大，9月逐渐收缩。（3）影响西安区域性暴雨的环流形势分为副高-西风槽型、西风槽型、低涡型、西北气流型等4 种概念模型。（4）西安稳定性暴雨，雨强起伏变化不大，一般CAPE值＜100 J/kg，K指数＜36 ℃，SI指数＞0 ℃，CIN值＞50 J/kg，0 ℃层高度在48～51 km；对流性暴雨，小时雨强大，一般CAPE值＞800 J/kg，K指数＞36 ℃以上；SI指数＜0 ℃，CIN值＜50 J/kg，0 ℃层高度51～54 km。CAPE值越大、K指数越大，SI指数越小，越有利于对流系统发展。     

咸阳三类强对流天气环境物理量指标研究

利用探空资料对2016—2020年咸阳市暖季（4—9月）雷暴大风、短时强降水和冰雹三类强对流天气发生的环境物理量特征进行分析,提炼强对流天气的关键物理量参数及预报指标。结果表明：（1）咸阳雷暴大风的高发期在4—5月,短时强降水和冰雹的高发期在6—8月,三类天气均主要出现在14—20时。（2）K指数、CAPE值、垂直风切变、0 ℃层高度和-20 ℃层高度均有明显的季节变化,相对高的0 ℃层高度、较厚的暖云层厚度以及相对小的中高层温度露点差可以区别短时强降水和其他两种强对流天气类型。（3）雷暴大风和冰雹发生时中低层一般表现出“上干下湿”的层结特征,雷暴大风的下沉对流有效位能相对较大,应超过120 J/kg。冰雹形成除了考虑较大的对流有效位能和深层垂直风切变外,还需要适宜的0 ℃层高度（39～51 km）。短时强降水要求“整层湿”,即500 hPa和850 hPa的温度露点差均较小,同时暖云层厚度应超过35 km。     

2014年夏季青藏高原云和降水微物理特征的数值模拟研究

为了加强对青藏高原（高原）云和降水微物理特征的深入认识,采用高分辨率中尺度数值预报模式（WRF）,对第三次青藏高原大气科学试验2014年7月3-25日发生的6次不同强度云和降水过程进行了数值模拟分析。研究结果表明:（1）青藏高原夏季云和降水过程具有独特性。高原夏季对流的促发机制主要是午后高原加热造成的,云和降水具有明显的日变化。午夜后,对流性降水一般转化为层状云降水,具有明显的0℃层回波亮带,并且会产生强降水。大部分对流云云顶高度超过15 km（海拔高度）,最大上升气流速度为10-40 m/s。（2）6次云过程中均具有高过冷云水含量,主要分布在0—-20℃层,冰晶含量主要分布在-20℃层以上的区域,强盛的对流云中,可出现在-40℃层以上区域;雨水集中分布在融化层之下,说明其主要依赖降水性冰粒子的融化过程;雪和霰粒子含量高,分布范围广,说明云中冰相过程非常活跃。（3）高原夏季云中水凝物的转化过程和降水的形成机理具有明显特点。霰粒子的融化过程是地面雨水的主要来源,暖雨过程对降水的直接贡献很小,但通过暖雨过程形成的过冷雨滴的异质冻结过程对云中霰胚的形成十分重要。霰粒子的增长主要依靠凇附过程以及聚并雪晶的增长过程。      

南方不同类型冰冻天气的大气层结和云物理特征研究

利用观测资料和CAMS中尺度云分辨模式,对南方3次不同类型冻雨天气过程进行模拟,重点研究了冰冻天气中冻雨区云系宏、微观结构及大气层结特征,初步分析了冻雨形成的云物理机制.结果表明:(1)逆温层的存在是冻雨发生的必要条件,低层湿度较大的逆温常与冻雨天气有关.3次冻雨过程的冻雨区都存在逆温层,其中第一、二次过程属于锋面逆温,而第三次过程属于平流逆温.可见,逆温层结有利于冻雨的发生,但逆温层的存在仅是形成冻雨的条件之一.冻雨的发生还与水汽(湿度)、风向风速、地面特征有关.低层有水汽输入到冻雨区、地面温度等于或低于0℃,有利于冻雨形成和过冷雨水的冻结.(2)冻雨的形成需要满足3个主要条件:在对流层中高层存在冻结层,冻结层下要有暖层和逆温层,近地层有一个温度＜0℃的冷却层,并且低层的冷却层相对湿度较高.中高层冻结层主要产生冰相降水粒子,中层的暖层可以确保上层降落下来的固态降水粒子(雪或霰)融化成雨滴或在融化层中直接产生液态降水.这样,雨滴下降到低空冷却层后会逐渐变成过冷雨滴,当过冷却雨滴接触到＜0℃的地面或者其他物体表面时,迅速冻结形成冻雨.(3)不同冻雨区上空存在2种不同类型的云,对应云中有2种明显不同的温度层结:混合相云中的“冷-暖-冷”层结和水云中的“暖-冷”层结.具有2种不同层结特征的不同冻雨区云系,对应2种不同的微物理结构,具有2种不同的冻雨形成的云物理机制.(4)同一类型天气系统中的冻雨区,可以存在不同的温度层结、云的微物理结构和冻雨形成的机制;不同类型天气系统也可以存在特征相同的冻雨区,即冻雨形成的温度层结、云的微物理结构和冻雨形成的物理机制都相同.     

青藏高原那曲夏季云中水成物分布特征的毫米波雷达观测

结合2014年7—8月第三次青藏高原大气科学试验获得的毫米波雷达资料与探空温度资料,利用模糊逻辑法反演了西藏那曲地区夏季云中水成物的相态并对其分布特征开展了研究。首先,分析了层积云、雨层云以及深对流云的典型个例,发现三类云反射率因子、多普勒速度、速度谱宽以及退偏振因子垂直分布均有较大差别,相应的云中水凝物的回波特征与相态分布差别也较大。其次,研究了液相、混合相和冰相云层的云雷达探测特征,发现液相云层在0℃层以下的暖云层和0℃层以上的过冷水云层均具有反射率因子高值中心,混合云层的反射率因子高值中心随高度上升变化不大,冰云层的反射率因子高值主要集中在6 km以上,且随高度上升而趋于集中;三种相态云层出现频率高值分别集中在地面以上1、2～3、3～4 km高度层;液相云层在上午出现频率最高,混合相云层高频率发生在下午,冰相云层在晚上的出现频率最高。三种相态云层出现在上午的高度与下午和晚上相比较低,出现在晚上的高度范围最大;液相云层厚度一般小于0.3 km,冰相云层云顶位于9 km左右高度层时平均厚度最大,中云内的混合相和冰相厚度变化较小。     

上海短历时强降水的雷达和闪电活动特征

用雷达反射率及其导出产品(分层垂直液态水含量(VIL)、分层平均反射率等)与闪电和大气温度层结资料,通过对降水系统时间演变、反射率垂直结构和闪电活动的分析,将上海2010年6—11月的短时强降水(1 h雨量≥20 mm)分为层状暖云型、对流暖云主导型和对流冷云主导型。(1) 与雨强密切相关的关键因子是:低层(0 ℃层以下、高度在0～1 km、0～2 km、0～3 km和0～4 km)的VIL、低层(高度在1～2 km、2～3 km和3～4 km)的平均反射率和整层最大反射率;(2) 不同类型强降水中,高层(高度在0 ℃、-10 ℃和-20 ℃层以上)的VIL、整层VIL、高层(高度在5～6 km、6～7 km和7～8 km)的平均反射率、总地闪和负地闪频次这5个因子对雨强的作用各有不同;(3) 对应不同降水类型的平均反射率垂直廓线具有不同的垂直结构和发展演变特征;(4) 在三类强降水中,对流冷云主导型的雨强与总地闪和正地闪的相关性最好。      

1960—2013年北京地区冻雨天气过程特征分析

利用地面气象站的观测资料、观象台的探空资料和NCEP/NCAR再分析资料对1960—2013年北京地区20个地面气象观测站冻雨天气过程的特征及其发生条件进行了分析。结果表明:1960—2013年北京地区11月至翌年4月均可能出现冻雨天气,北京东南部的大兴区和通州区、西北部的昌平区为冻雨发生相对较频繁的地区。低层丰富的水汽和抬升条件有利于冻雨天气的出现,大气层结的垂直结构可分为无融化层(整层<0℃)和有融化层(冷—暖—冷)两类,两种类型冻雨出现的概率相当(各占50%)。通过对北京地区冻雨天气过程典型个例的对比研究发现:850—700hPa暖平流对逆温强度的变化有重要影响;无融化层时,云顶高度较高,700hPa以下气层温度为-10~0℃,降水以过冷却水的形式降落至地面发生冻结形成冻雨;有融化层时,湿层较浅薄(位于850hPa以下),暖湿空气在近地层的"冷垫"上滑行,是此类冻雨发生的有利因素之一。     

2008年河南持续低温、冻雨和暴雪成因

应用常规气象观测和1°×1°NCEP资料,分析了2008年1月中下旬河南持续低温、冻雨、暴雪的成因,结果表明：1月中下旬500 hPa极涡较历史同期明显偏东偏南,咸里海和孟加拉湾地区的高度明显偏低;冻雨出现时大气的温度垂直分布呈现中暖下冷的特征,存在明显的逆温层和〉0℃的暖层;暴雪产生时底层东北风明显加大。极涡位置偏东,有利于极地冷空气不断沿贝加尔湖脊前西北气流南下,中纬环流东高西低,有利于孟加拉湾水汽持续向东北方向输送,两者是导致河南出现持续低温雨雪天气的主因。冻雨发生时上空需存在厚度超过500 m的暖层（t〉0℃）,暖层下有近2000 m的t〈0℃的冷层,且950-750 hPa大气相对湿度〉90%。近地面东北急流的出现或东北风的加强,促进了低层的辐合或抬升,有助于垂直风切变加强和上升运动发展,对降水的加强有指示意义。