背景资料，暖云降水，南开 温景嵩

霁雪

背景资料，暖云降水，南开 温景嵩
温景嵩南开理论气象学教授。是属于国内的理论气象学的权威了。以下是我抄录的他的一篇博文。至少说明了一个目前国际学术水平的一个大概。仅供大家参考。

暖云人工降水
目录

    * 1 理论内容
    * 2 降水效率
    * 3 研究意义
    * 4 未解难题

        大气科学理论，也是人工降雨技术理论的一种，是指在整个云体温度高于0℃的暖云(整个云体温度 高于0℃的云称为暖云)中，如果缺乏适当多的大水滴（半径＞20—25nm），则暖云能保持胶性稳定而不产生降水，人工把食盐（NaCl）微粒等吸湿性核撒入云中，形成一些溶液云滴，并能迅速凝结增长，产生相当数量的大云滴，再通过重力碰撞等过程形成降水。也可直接引入30—40μm的大水滴，从而拓宽滴谱，加速冲并增长的过程，达到降水的目的。或引入表面活性物质（能显著减小水滴表面张力又可抑制蒸发的物质），改变水滴的表面张力状态，以利于形成大水滴并促使其破碎，加速链锁反应，从而形成降水。世界上许多国家都大量引暖云人工降水理论进行人工降水。

暖云人工降水-理论内容
  
碰并增长
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        世界上的大部分降水是以雨的形式降落到地面上的，其中许多雨产生在云顶温度高于0℃的云内,这类“暖” 云中产生降水的机制是云滴间的碰并。碰并作用在热带的降水形成过程中占有非常重要的地位，而在云顶低于冻结温度的中纬度积云中碰井作用也有一定的意义。
        云滴的半径一般很小。云中群滴增长时，如单凭凝结作用，则当半径增大到超过临界值后，由于争食水汽，造成的云滴谱也仅是半径为1到10微米间的较均匀的狭谱。要想使云滴形成一个半径1毫米的雨滴，单凭凝结增长十分困难。因为一个半径为1毫米的雨滴，其质量或体积相当于100万（106）个半径为10微米的云滴。而凝结增长时，其半径的增长速度是随半径的增长而很快变慢的。在整个云的生命期中，是不足以靠凝结增长而达到雨滴的半径的。
        根据研究，云滴转化为雨滴，主要是靠云滴间的碰并过程。碰并过程之所以重要，是因为这种作用是随半径的增大而加速的。
        研究云滴碰并，这里着重研究两体碰并。习题4给出的是较典型的大陆积云云滴特征，数密度为200个/cm3，半径10μm，通过计算可知，其含水量为0.84g/m3（常用典型值1g/m3），云滴间平均距离为 0.21cm，由此可知，一个云滴至少要移过其本身直径的近100倍才能与其它水滴相碰。所以，云体事实上是水滴的稀气溶胶。在这种情况下，其主要碰并形式，自然就是两体碰并了。

雨滴谱
        降水不管最初是如何形成的，在地球上大多数地区当它到达地面时多表现为雨。

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        最常用的测定降水的宏观特征量就是地面上的降雨率（降水强度：单位时间单位面积上的雨量，mm/h）。而最常用的表示降水的微观特征量便是雨滴大小的分布函数（即滴谱，以空间每单位体积内每单位大小间隔（习惯上取直径d）的雨滴数来表示）来完整地说明降水的特征。
        有关这类分布已经在世界上大多数气候区，采用各种方法进行了测定。尽管雨滴大小的分布随时间和空间而变，但可以看出随着雨滴尺度的增大，相应的雨滴数密度就迅速减小。这种趋势对直径超过1毫米的雨滴表现更为明显。通常雨滴数密度也随雨强而产生系统的变化，降水率增大时，大滴数随之也增加。
        观测结果表明，雨滴大小的分布非常接近于一个负指数函数（对比气溶胶粒子的负幂函数分布）的形式，特别是在非常稳定的降雨中，这一特征表现得更为明显。马歇尔和帕尔默(J.S.MarshallandW.M.Palmer，1948)根据在加拿大渥太华夏季的观测资料，首先提出这种近似关系。
        虽然并不是所有的雨滴分布都具有简单的指数函数形式。但是从许多不同地区的观测结果来看，指数分布形式仍然可以作为各个雨滴样本平均情况的极限形式。此外，对中纬度大陆的稳定性降水来说，采用马歇尔和帕尔默的λ和N0的值一般可以得到接近实况的结果。
        中国长江中下游地区的梅雨锋降水，其平均谱基本符合M-P分布，但小滴数密度偏少，大滴略偏多。对于具体的样本，梅雨滴谱有三种谱型：无峰型、单峰型和多峰型。1）雨强小于1mm/h时，无峰型谱出现最多，但随着雨强增大，无峰型所占比例迅速减小；2）当雨强在1-5mm/h之间时，单峰型出现较多；3）当雨强大于5mm/h时，多峰型出现的几率迅速增大。就平均情况来看，梅雨锋降雨以多峰型谱为最多。雨滴谱中出现的这种多峰、双峰或单峰现象，在 M-P分布中是表达不出来的。

雨滴的繁生
暖云人工降水暖云
        降水的研究，不仅要解决前面讨论的水滴在云中尺度增大的问题，还要解决水滴数密度增加的问题，特别是观测发现随着高度的降低，降水质粒的数密度增大。这就需要研究空中水滴的繁生机制。
        雨滴繁生主要途径有二，一是雨滴在空中因互相碰撞而溅散，二是雨滴在空中变形而破裂。

水滴形状的改变
        当云滴变大而成为雨滴下降时，在通过空气的过程中，由于空气动力效应，就使它自己周围的气层中外压强发生改变。于是雨滴底面因迎着空气，外压强变大，在雨滴的四侧因气流运动较快外压强最小，在雨滴的顶面，由于气流的涡动，外压强也有适当的减少。但当时雨滴各部分的内压强未变，所以雨滴的表面各部分就用调节曲率的方法来改变压强，以使雨滴表面各处仍处于力的平衡状态。这就是说，雨滴的底部表面曲率变小，变得很平坦；水滴的四侧表面曲率变大，变得很弯曲，雨滴的顶部表面变得介于四周表面曲率与底部表面曲率之间的大小。这象倒悬的莲蓬了，随着水滴的变大，就愈来愈扁。
        但这还不是最后的情况。当雨滴呈莲蓬的形状下降不久，由于空气阻力的缘故，就不再加速下降，而却变为等速下降了，这时的速度，即为下降末速度。在雨滴加速自由下降时，雨滴内部流体静力作用极小，可是当雨滴处于下降末速时，雨滴内部流体静压强作用就变得明显。那就是说，如果将雨滴内部水平地分成许多层次，则下层必定受到上层压强的作用。因此雨滴内压强的分布就有了改变，雨滴下部的内压强必大于上部的内压强。内压强分布一旦改变，雨滴的表面张力以及表面曲率必然会相应地发生改变(此时假定外压强末变)，以便使雨滴各部分的表面仍处于力的平衡状态。于是雨滴下部表面的曲率就会变小些，雨滴顶部表面的曲率就会变大些。但这里尚未考虑水滴内部的环流。当下降中的水滴半径达500微米以上时，水滴内部就会发生环流，它必然会影响水滴内压强。这一过程对于水滴顶及底的内压强的影响最大。

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        由此可见在表面张力一定时，水滴在空中的形状主要受内外压强差决定，而这又与流体动力学效应、流体静力学效应和水滴内部环流等有关。
        在水滴下降时，半径愈大，底部愈有明显的凹陷，它是水滴破碎的先兆。

水滴的破碎
        大量实验研究指出：水滴在相当半径如大到4.5毫米时，就会破裂。破裂主要与下降水滴的底部发生凹入现象有关。当水滴大到临界尺度时，这个凹入区由于人流空气的作用而会爆发性地加深，很快发展为一个扩大的口朝下的袋形。此袋的袋口边缘就成为一个粗环，环中包含大部分的水体。但袋壁则受到入流空气的继续进入而不数变薄。不久入流空气将袋壁穿破，在表面张力作用下形成甚多的小水滴；而袋口环则在表面张力作用下变成数目较少的较大水滴。这就是雨滴的“口袋式胀破”机制。
        在此过程中，乱流对水滴的破裂也有作用。但一般也要在乱流尺度已接近静止大气中水滴尺度时才有作用。

自然雨滴的尺度
        雨滴的最大直径可达5mm左右，甚至最近的理论和实验证实了可大到10mm的水滴的存在。但在自然界降水中，水滴直径一般很少大于2--3毫米的。这说明在自然界，雨滴的繁生并不主要由孤立水滴受气流影响变形所致，更主要的乃是空中水滴碰撞破碎造成。因此碰撞繁生过程更为重要。

暖云人工降水-降水效率
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        云是大气中的水汽转换成降水的中间阶段的产物。并不是所有的雨云在完成这种转换中都有相同的效力，都同样产生降水。例如，小积云往往增长很快，但一旦发展到出现降水质粒时，它就开始消散了，因此有许多云水不能转换为雨水，只能保留在高空，最后蒸发消失。由于各种不同的原因，许多层状云在产生降水方面也不是很有效的，虽然这些层状云可以在空中持续几小时，但它们既没有利于碰并的高液水含量，也没有发动冰晶过程所需的低温。因此，即使云体在高空处于过冷却状态，相对于冰晶过程来说，它是处于微物理不稳定状态的，但也只能产生少量降水。
        能否降水与云中微物理条件及过程有关，能否降大量降水则与云的宏观条件有关。本该共同发展的这两者在现实中却是此起彼覆的。
        人们曾从不同观点应用降水效率的概念来描述一块云把水汽或其凝结物转换成降水的有效程度。主要有以下几种定义：
        1）到达地面的降水质量与进入云中的水汽质量之比(R．R．Braham，1952)。根据这一定义，一般小雷暴的降水效率仅为11%，大雷暴可达50%。
        2）最终到达地面的凝结水占凝结总量的分数；根据这一定义，一般小雷暴的降水效率则为19％，对雷暴的降水效率来说，常引用此值。
         3）下落的降水总量与假绝热上升运动凝结出来的可被利用的水量之比。从这个意义上讲，降水效率最高的云是大范围层状云中嵌入的积云。
         4）单位时间内降水质点扫掠的几何截面占云内单位水平面积的分数（Houghton,1968）。对此的研究发现，分布陡的滴谱（即M-P分布公式中的截距值大）降水最为有效。这与大粒子少，云有更多的发展时间。同理阵雨的降水效率低（定义1有19%）。除了单个云的降水效率外，人们更多关心的系统性降水。P.V.Hobbs等(1980)曾讨论温带气旋内若干中尺度雨带的降水效率，以及在人工降水中的应用。
        5）地面雨区的总降水率与雨带的总凝结率之比。按此定义，汪学林等（1984）计算了东北地区主要降水系统—蒙古气旋各部位的降水效率。发现蒙古气旋中心附近降水效率最高（94%），其次是冷锋面（87%）和暖锋面（75%）附近，暖区（60%）和冷锋后（49%）降水效率最低。

暖云人工降水-研究意义
暖云人工降水干旱已成为世界性的难题
        云的降水效率研究的是各类云的降水潜力问题，在当前来讲，主要可用于人工影响天气（从此意义上讲，人工降水的一个目的就是提高云的降水效率），或时髦地称为空中水资源的开发。
        比如就平均而言，蒙古气旋总降水效率为73%，其人工影响潜力即是27%。雷暴云，特别是冰暴云的降水效率最低，因此也最便于进行人工影响。但实际作业的机会仅仅在某些特定的条件和特定的时间内才会出现。

暖云人工降水-未解难题
        对流云中的大云滴形成问题一直是云和降水微物理中的一个中心问题。
        对流云降水的雨滴平均半径是1000微米，它的生长过程可分两个阶段：第一阶段由大气凝结核（半径可视为是0.1微米）通过凝结增长成云滴（平均半径为10微米），此时，半径增长了两个数量级，体积则增加了100万倍；第二阶段由云滴通过重力碰并增长成雨滴，此时半径又增加了两个数量级，体积又增加了100万倍，也就是说，要100万个云滴才能碰并成一个雨滴，可见这过程的艰难。云物理理论早已证明云滴凝结增长速度会随云滴半径的加大而降低，最大到20微米为止。另一方面重力碰并增长速度却随半径的减小而降低，最小到 30微米为止。于是在20—30微米之间就形成了一个云滴生长沟，现有的理论很难跨越过去。
        1935年Bergeron提出了一个冷云降水学说。他认为当云顶伸展到温度0℃ 以上的高度时，云滴就成为过冷水滴，此时若过冷云中出现了少量冰晶，由于冰面的饱和水汽压远低于同温度下过冷水面的饱和水汽压，于是当过冷水滴和冰晶共存时，在冰晶表面就会出现非常大的过饱和水气压，比一般在暖云中的过饱和水气压大两个数量级，因此过冷水滴就会迅速蒸发通过转移凝华到冰晶上去，相当容易地突破生长沟而形成降水。
        1939年Findeisen对数千次欧洲降水云的观测证实它们绝大多数云顶已伸展到温度0℃以上的高度，云顶出现了冰晶后才有降水产生。于是，Bergeron的冷云降水学说就得到大家的承认并成为人工增雨技术的一个重要基础。然而这一学说却无法解释对流暖云没有冰晶出现时的降水。

暖云人工降水暖云
        1960年代初，前苏联和中国的一些学者提出了对流暖云产生降水的新机制。这一学说认为对流暖云中存在的各种湍流起伏场对云滴突破生长沟产生大云滴有决定性的作用，其中最乐观的理论认为，对流云的湍流加速度起伏场甚至可相当迅速地直接产生雨滴。但是后来对湍流加速度起伏场的相关时间的分析研究表明，后者的计算并不恰当，湍流加速度起伏场相关时间极短，它们不可能直接产生雨滴也不可能产生大云滴；但是湍流水汽过饱和起伏场和湍流含水量起伏场虽也是短相关起伏场，但其相关时间却比湍流加速度起伏场长好多，因此它们对突破生长沟，形成大云滴却仍然足够有效（1964，1966，温景嵩）。
        以上这些理论在国际上发表后，迅速在西方引起了一场争论。一些西方学者从均匀湍流混合观点出发，全盘否定了我们这一学派的理论（1968,Bartlett,1972,Bartlett,Jonas,1974,Mason,Jonas,1978,Pruppacher,Klett）。一直到1977年才出现了转机。此时曼彻斯特大学的LathamandReed,做了一个垂直风洞实验，结果证明均匀湍流混合的观点不对，云中的湍流混合乃是非均匀混合，这种非均匀湍流混合仍然对大云滴的形成有正面效应。于是在1979年Manton从非均匀湍流混合观点出发进行了新的计算，他的新结果比较圆满地解释了对流云中的大云滴的产生。然而事情并未就此结束。
        在1980年代，西方一些学者组织了大规模的野外对流云的直接观测。观测表明，Manton在他的计算中对对流云中湍流结构作了一些特殊的假设， 急需降水的土地而这些假设却未能在1980年代的野外对流云的观测中得到证实。于是，又出现了许多新的作者对云中湍流场的性质和结构提出了一些新的理论假设，然而到现 在还莫衷一是没有一个理论得到大家的公认，问题就仍然是一个悬案。尽管如此，从1960年代前苏联和中国学者的这一学派提出了对流暖云降水新学说后，近五十年来的研究已经证明湍流在形成对流暖云大云滴上确实是一个重要因素，这一点已经得到公认（1993，Cotton,Anthes）。
        难解的问题是对流云内的湍流究竟是如何在大云滴的形成中起作用的问题。这对各国的云物理学者，以及湍流学者都是一个巨大的挑战。战胜这一挑战就会是云和降水微物理的一次突破性进展，而且对于更一般的湍流研究也是一大贡献。[1]


参考资料：
        温景嵩 微大气物理学导论 北京 科学出版社 1989 165-191页
        温景嵩 概率论与微大气物理学 北京 气象出版社 1995 192-229页
        温景嵩 创新话旧：谈科学研究中的思想方法问题 北京 气象出版社 2005，157-193页