金 祺 袁 野* 紀 雷 魯德金2) 馮靜夷

1)(安徽省人工影響天氣辦公室，合肥 210031)2)(南京信息工程大學，南京 210044)

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安徽滁州夏季一次颮線過程的雨滴譜特征

金 祺1)袁 野1)*紀 雷1)魯德金1)2)馮靜夷1)

1)(安徽省人工影響天氣辦公室，合肥 210031)2)(南京信息工程大學，南京 210044)

選取2014年7月31日安徽滁州一次颮線過程，使用地基雨滴譜儀資料分析此次過程的雨滴譜特征。根據雷達回波和地面降水強度將這次降水過程劃分為對流降水、過渡性降水和層云降水，并以10 mm·h-1為臨界值將對流降水進一步劃分為對流前沿降水、對流中心降水、對流后沿降水。結果表明：對流中心降水、過渡性降水、層云降水的質量加權直徑均比較穩(wěn)定，平均值分別為1.8 mm,1.0 mm,1.7 mm。對流降水的標準化截距相比層云降水更大。對流中心降水各粒徑段雨滴數濃度均較高；層云降水小雨滴濃度較低，且有少量大雨滴；過渡性降水由小雨滴組成。當雨水含量相同時，層云降水的質量加權直徑相比對流降水更大。當雨強相同時，層云降水的反射率因子相比對流中心降水更大。更為精細的降水類型劃分可有效改善Z-I關系。

颮線； 雨滴譜； 微物理過程； 降水分類

引 言

雨滴譜觀測是云物理研究中的重要一環(huán)。不同類型降水的雨滴譜研究對雷達定量估測降水、數值預報中降水微物理過程的參數化、人工增雨效果檢驗等有重要的理論意義和實用價值。

近年來，很多學者關注對流降水和層云降水的差異。偏振雷達可以反演空中雨滴譜的垂直分布，了解云內的微物理過程。Bringi等[1]比較不同地區(qū)偏振雷達反演的雨滴譜參數，發(fā)現層云降水的體積中值直徑D0與標準化截距Nw近似線性關系。Shusse等[2]研究中國東海海域一次梅雨鋒過程的偏振資料，發(fā)現層云降水與嵌入層云中的對流降水雨滴尺度差異不大，但嵌入層云中的對流降水雨滴數濃度比層云降水高。Oue等[3]分析沖繩海域2006年梅雨季節(jié)的偏振雷達資料發(fā)現，層云降水帶中的對流系統(tǒng)、對流降水帶中的對流系統(tǒng)及獨立對流單體有不同的微物理特征，反映不同的降水機制。偏振雷達的空間和時間分辨率往往不高，因此，需要通過雨滴譜更精細地了解降水微物理特征。嚴采蘩等[4]研究了對流層下部的雨滴譜分布。周毓荃等[5]比較河南干旱年不同類型降水雨滴譜特征的差異，發(fā)現層云降水各參數相比對流降水起伏較小。Tokay等[6]分析TOGA COARE試驗期間的雨滴譜數據發(fā)現，相同的雨強，對流降水以大量的小雨滴為主，層云降水則以大雨滴為主。Atlas等[7]使用與Tokay等[6]相同的數據，在分類時將降水分為對流降水、層云降水及過渡性降水。Chen等[8]分析2009—2011年南京梅雨季節(jié)雨滴譜特征，表明對流降水質量加權直徑和數濃度均大于層云降水。

盡管很多作者研究了對流降水和層云降水雨滴譜分布的差異，但由于降水分類方法不同，所得結果有很大不確定性。如何通過更準確的降水分類，增強對不同類型降水微物理特征的認識是本文研究重點。Ulbrich等[9]研究熱帶地區(qū)雷暴降水時指出，以往研究中，Z-I關系的系數偏小是沒有將過渡性降水從對流降水和層云降水中分離出來，那么在中緯度地區(qū)，不同類型降水Z-I關系的差異與熱帶地區(qū)是否相同。Houze等[10]指出，一個典型的颮線系統(tǒng)應包含3個部分：對流區(qū)、過渡區(qū)和層云區(qū)。因此，颮線是研究不同類型降水雨滴譜特征的理想系統(tǒng)[11-14]。本文選取安徽滁州夏季一次颮線降水過程，此次過程從2014年7月30日23:58(北京時，下同)持續(xù)至7月31日02:50，系統(tǒng)自西向東移動，前端有一條明顯的強回波帶，其后緊跟一弱回波帶，最后方回波出現第2次峰值。地面降水先強后弱，與回波有很好的對應關系。根據雷達回波和地面雨滴譜資料將這次過程劃分為對流降水、過渡性降水和層云降水。分析不同類型降水的地面雨滴譜及微物理參數特征。

1 儀器和數據

1.1 儀器介紹

Parsivel激光降水粒子譜儀是以激光測量為基礎的粒子測量傳感器，能夠測量地面降水的通量譜。采用平行激光束和光電管陣列結合，當有降水粒子穿越采樣空間時，自動記錄遮擋物的寬度，通過穿越時間計算降水粒子的尺度和速度。它能夠提供11種時間分辨率(10 s～1 h)的降水粒子譜數據，且數據可信度優(yōu)于傳統(tǒng)方法。它的譜數據分為32個直徑通道和32個速度通道。由于儀器信噪比的原因，前兩個直徑通道的數據不使用，因此,實際的降水粒子直徑范圍為 0.3～25 mm。

為了減小誤差，對收集到的雨滴譜數據進行變形訂正。根據文獻[15]，定義軸比ar為雨滴徑向和橫向長度的比值。假設粒徑小于1 mm的粒子為球形(ar為1)；粒徑1～5 mm的粒子軸比為1～0.7，具體表達式為

ar=1.075-0.075Deq。

(1)

式(1)中，Deq為等效粒子直徑(單位：mm),粒徑大于5 mm的粒子軸比為0.7。

1.2 數據處理

本文中觀測使用的雨滴譜儀安裝在安徽省滁州市氣象局觀測場內(32.30°N，118.31°E，海拔為24 m)，由于直徑大于6 mm 的雨滴在自然降水中很少見，因此，雨滴直徑有效觀測范圍為0.3～6 mm。觀測記錄中個別時刻出現直徑大于6 mm 的雨滴是由雨滴重疊造成，因此,剔除這部分數據。儀器的時間分辨率設置為1 min，為了保證數據質量，若總雨滴數小于10或者雨強小于0.1 mm·h-1，則該數據被判定為噪音[16]。

雨滴數密度N(Di)根據下面的公式計算：

(2)

式(2)中，ni,j代表尺度第i檔、速度第j檔的雨滴數，A和Δt分別代表采樣面積(單位：m2)和采樣時間(單位：s)，Di代表第i檔的雨滴直徑(單位：mm)，ΔDi代表對應的直徑間隔(單位：mm)，Vj代表第j檔雨滴的下落末速度(單位：m·s-1)，N(Di)代表直徑Di至Di+ΔDi之間的雨滴數密度(單位：mm-1·m-3)。

通過N(Di)可以計算雨強I(單位：mm·h-1)、反射率因子Z(單位：mm6·m-3)和雨水含量W(單位：g·m-3)：

(3)

(4)

(5)

本文中采用Gamma分布對雨滴譜進行擬合，

N(D)=N0Dμexp(-ΛD) 。

(6)

式(6)中，D為雨滴直徑(單位：mm),N0為截距(單位：mm-1-μ·m-3)；μ為形狀因子，當μ>0時曲線上凸，當μ<0時曲線下凹，當μ=0時，Gamma分布變?yōu)镸-P分布；Λ為斜率(單位：mm-1)。Gamma參數的計算使用階矩法，定義n階矩為

(7)

本文使用2階矩、3階矩、4階矩，具體公式參考文獻[17]。

質量加權直徑Dm(單位：mm):

(8)

由于N0的單位是mm-1-μ·m-3，不具有獨立的物理意義。因此，需要找到一個參數和N0具有類似的意義，但單位不隨μ改變。Testud等[18]提出標準化截距：

(9)

式(9)中，ρw為雨水密度(單位：g·cm-3)。Nw和N0類似，與雨滴數濃度有關(單位：mm-1·m-3)，不受μ的影響。

1.3 降水分類

本文主要參考Maki等[19]中的方法對降水進行分類。該方法分為兩步:第1步通過0.5°仰角的雷達PPI回波對降水進行初步分類(合肥雷達，位于31.52°N，117.15°E，數據時間間隔大約6 min)。如圖1所示，颮線自西向東移動，對流降水區(qū)最先經過安徽滁州，2014年7月31日00:15安徽滁州位于最強回波中心，此時颮線已發(fā)展成熟；01:10對流降水區(qū)已移出安徽滁州，此時安徽滁州上空回波很弱，降水類型為過渡性降水，且層云降水開始發(fā)展；01:50 左右整個系統(tǒng)處于消散階段，此時安徽滁州反射率因子出現第2個峰值，層云降水區(qū)十分明顯。第2步通過地面雨滴譜資料對降水類型進行詳細劃分。Testud等[18]指出使用10 mm·h-1為臨界值可以將層云降水從對流降水中剔除。如圖2所示，以10 mm·h-1為臨界值，將7月31日00:02—00:43 之間的降水劃分為對流中心降水。對流中心降水發(fā)生的前、后各有一小段時間，回波接近對流降水，但地面雨強低于10 mm·h-1，因此，將對流中心降水之前的一段降水稱為對流前沿降水(7月30日23:58—7月31日00:01)；對流中心降水之后，轉化為過渡性降水之前的一段降水稱為對流后沿降水(7月31日00:44—00:56)。7月31日00:57—01:33為過渡性降水，01:34—02:27為層云降水(01:27—01:30雨強小于0.1 mm·h-1,數據被剔除)。

圖1 合肥雷達2014年7月31日0.5°仰角的PPI圖像(三角形為雨滴譜儀所在位置)Fig.1 PPI images of Hefei radar with a elevation of 0.5° on 31 Jul 2014 (the black triangle is the location of disdrometer)

圖2 2014年7月30日23:30—31日02:50雨強隨時間變化Fig.2 Changes of rain rate from 2330 BT 30 Jul to 0250 BT 31 Jul in 2014

2 結果分析

2.1 雨滴譜參數隨時間變化

圖3是降水雨滴譜參數隨時間的變化。對流區(qū)降水較強，最大雨強為126.8 mm·h-1，層云區(qū)降水較弱，雨強不超過5 mm·h-1，過渡區(qū)降水最弱，雨強小于1 mm·h-1。由圖3a可以看到，降水開始階段，Dm值從0.8 mm增大到2.1 mm， 2.1 mm也是此次降水過程中Dm的最大值。Dm的增大也伴隨著雨強的快速增長。進入對流中心區(qū)后，最大雨滴直徑超過4 mm，同時小雨滴濃度升高。對流中心區(qū)內，Dm趨于穩(wěn)定，平均值為1.8 mm (表1)。對流后沿區(qū)，大雨滴濃度減少，Dm從1.6 mm逐漸減小到1.1 mm。之后轉化為過渡性降水，最大雨滴直徑不超過2 mm，此時基本沒有大雨滴。過渡性降水的Dm保持穩(wěn)定，基本在1.0 mm左右。Atlas等[7]研究熱帶颮線系統(tǒng)雨滴譜特征時也觀測到類似現象：對流中心降水的Dm保持穩(wěn)定，而過渡區(qū)Dm減小。降水轉化為層云降水后，出現少量直徑在 3 mm 以上的大雨滴，但雨滴數濃度明顯低于對流降水。層云區(qū)降水Dm逐漸升高，增大到一定程度后保持穩(wěn)定，平均值為1.7 mm。

整個降水過程中，lgNw呈下降趨勢，對流中心最大，平均值為4.2 mm-1·m-3，層云區(qū)最小，平均值為3.0 mm-1·m-3。Testud等[18]也有類似結論。Nw是反映雨滴數濃度的物理量，對流降水更大的Nw代表更高的雨滴數濃度(表1)。lgN0在對流區(qū)幾乎為常數(約為5 mm-1-μ·m-3)，過渡區(qū)迅速增大(約為8 mm-1-μ·m-3)，在層云降水區(qū)明顯減小(約為4 mm-1-μ·m-3)，且起伏增大。Waldvogel[20]最早發(fā)現這種現象，并稱之為N0跳躍，認為對流降水轉化為層云降水時N0的減小代表小滴譜向大滴譜轉變；Tokay等[6]提出對流降水和層云降水N0的這種差異可以作為降水分類的依據。μ在對流降水區(qū)比較穩(wěn)定，平均值為2.6；過渡區(qū)迅速增大，平均值為9.2；層云降水區(qū)的μ介于過渡性降水和對流降水之間，且數值起伏較大，平均值為5.2。

2.2 雨滴譜分布

對流降水、過渡性降水和層云降水的雨滴譜如圖4所示。圖4還給出了3種降水的擬合曲線：層云降水和過渡性降水的擬合曲線均能較好地反映雨滴譜實際分布；對流降水在小雨滴端擬合值偏小，在大雨滴端擬合值偏大。

層云降水的譜分布曲線呈多峰結構，直徑 1 mm以下的雨滴的數濃度與過渡性降水比較接近；當D>3 mm時,雨滴數濃度出現一個峰值，最大雨滴直徑為3.4 mm。過渡性降水的譜分布曲線呈雙峰結構，峰值濃度大于層云降水。過渡性降水雨滴最大直徑僅1.5 mm，且D>1 mm時，雨滴數濃度急劇下降，因此，譜分布曲線斜率(Λ)較大。層云降水和過渡性降水的譜分布曲線與文獻[19]中的曲線比較接近。對流降水的譜分布曲線呈單峰結構，各粒徑段雨滴數濃度均較高。相比文獻[19]中對流降水的譜分布曲線，大雨滴端曲線比較接近，但文獻[19]中對流降水在D<1 mm時雨滴數濃度較低，曲線向下彎曲。本文中對流降水在D<1 mm時雨滴數濃度相比文獻[19]更高，曲線向上彎曲。

圖3 2014年7月30日23:30—31日02:50譜分布及各微物理參數隨時間的變化(a)譜分布(彩色代表數濃度，黑色實線代表Dm)，(b)雨強，(c)lgNw，(d)lgN0，(e)μFig.3 Time change of raindrop distribution and microphysical parameters from 2330 BT 30 Jul to 0250 BT 31 Jul in 2014 (a)spectral distribution(the shaded denotes number concentration, the black solid line denotes Dm),(b)R,(c)lgNw,(d)lgN0,(e)μ

參數對流前沿降水(4個樣本)平均值標準差對流中心降水(42個樣本)平均值標準差對流后沿降水(13個樣本)平均值標準差過渡性降水(33個樣本)平均值標準差層云降水(54個樣本)平均值標準差I/(mm·h-1)6.854.05.00.42.3Nt/m-33511032524129441175924410422W/(g·m3)0.290.122.401.370.290.110.030.010.110.03Dm/mm2.00.071.80.151.40.161.00.131.70.14 lgNw/(mm-1·m-3)3.10.194.20.213.80.063.30.273.00.13 lgN0/(mm-1-μ·m-3)3.50.504.70.315.90.887.51.724.40.72μ1.71.782.60.866.41.669.23.435.21.84Λ/mm-12.90.983.60.777.72.0713.23.875.61.58

注：Nt為雨滴總數濃度。

Ulbrich等[8]給出Dm和體積中值直徑D0(單位：mm)的關系：

(10)

根據式(10)將文獻[19]中的D0換算成Dm，得到Maki等[19]中對流降水、過渡性降水、層云降水Dm平均值分別為2.1 mm，1.2 mm，1.7 mm。本文中層云降水的Dm平均值與文獻[19]相同，但對流降水的Dm平均值明顯偏小。這是本研究中對流降水小雨滴濃度較高導致的。本文與文獻[19]對流降水譜分布的差異可能是兩地緯度、海陸(文獻[19]觀測地點位于達爾文島)、氣溶膠濃度(氣溶膠濃度升高，云凝結核的濃度也會相應升高，導致小云滴濃度增大，云滴半徑顯著減小[21-22]，進而導致小雨滴增多)等因素的差異造成。

對比圖3a，圖4雖然只是不同類型降水某一個時刻的瞬時譜分布，但能很好地代表各自類型降水的雨滴譜分布特征。對流降水各個粒徑段雨滴數濃度均較高，特別是小雨滴濃度遠高于其他類型降水；

圖4 2014年7月31日不同降水類型的雨滴譜分布(實線代表Gamma分布擬合曲線)Fig.4 Raindrop spectra of different precipitation type on 31 Jul 2014(solid lines represent fitting curve of Gamma)

層云降水小雨滴濃度不高，有少量大雨滴；過渡性降水小雨滴濃度與層云降水比較接近，但沒有大雨滴。

2.3μ-Λ關系

Zhang等[23]研究美國佛羅里達州降水的μ-Λ關系時指出，μ,Λ的差異主要與微物理過程有關，可能受到氣候、降水類型以及地形等因素的影響。圖5是μ,Λ散點圖，根據文獻[17]，Gamma分布下的μ-Λ關系可以表示為

(11)

式(11)表明μ和Λ的大小受Dm制約。Dm為1.0，1.5，2.0 mm時的μ-Λ關系也在圖5中給出。不同類型降水的μ,Λ分布有明顯差異：對流前沿區(qū)降水無論是Dm還是μ，Λ分布均與對流中心區(qū)降水比較接近；對流中心降水Dm稍大于層云降水，但μ，Λ均小于層云降水；當Λ相同時，對流后沿區(qū)降水的μ小于層云降水，因此，Dm小于層云降水。

圖5 2014年7月30日23:58—31日02:27 μ -Λ關系，(黑色實線對應Dm=(4+μ)/Λ中Dm為1.0，1.5，2.0 mm)Fig.5 μ -Λ relationship from 2358 BT Jul 30 to 0227 BT Jul 31 in 2014 (black solid lines correspond to the relationship Dm=(4+μ)/Λ given Dm of 1.0,1.5, 2.0 mm)

過渡區(qū)降水μ，Λ值較大，圖4中過渡區(qū)降水譜分布曲線比較陡峭，譜寬較窄。由表1可知，過渡性降水與層云降水雨滴數濃度相差不大，但過渡區(qū)降水的雨水含量明顯小于層云降水，說明過渡區(qū)降水是由大量的小雨滴組成。圖6是沿圖1b中線AB的反射率因子剖面。由圖6可知，過渡區(qū)回波較弱，高層回波有明顯的凹槽。Braun等[24]使用多普勒天氣雷達研究中緯度颮線系統(tǒng)的反射率因子、垂直風場、氣壓特征，發(fā)現類似的現象：過渡區(qū)的反射率因子剖面在中高層大氣有明顯下凹，回波頂低于對流和層云降水區(qū)，且以下沉氣流為主。Rosenfeld等[25]指出，下沉氣流導致地面小雨滴增加。過渡區(qū)降水粒子主要來自前部對流區(qū)，類似于上升氣流邊緣。在下沉氣流作用下，來自對流區(qū)的降水粒子來不及增長到較大尺度便下落，很難進一步通過淞附、碰并等過程增長。在這種條件下，過渡區(qū)中高層回波有明顯的下凹，地面降水由大量小雨滴組成。

圖6 沿圖1b中線AB的反射率因子剖面(三角形代表雨滴譜儀所在位置)Fig.6 Vertical cross section of Z along AB in Fig.1b (the triangle denotes the location of disdrometer)

2.4Dm-W關系

圖7給出了不同類型降水的Dm-W關系。對流前沿區(qū)的Dm較大，可能是重力分選作用：降水初期，由于大雨滴降落末速度較大，先于小雨滴到達地面，導致地面雨滴譜以大雨滴為主。層云降水和對流中心降水的Dm相差不大，但層云降水的雨水含量比對流降水小，這是降水動力過程決定的。相比其他類型降水，過渡性降水的Dm和W均為最小。

Maki等[19]在研究不同類型降水的標準化譜時，發(fā)現對流中心降水、對流后沿降水、過渡區(qū)降水的標準化譜比較相似，只是由于雨水含量的差異，導致對流后沿降水和過渡區(qū)降水大雨滴較少，因此,在研究D0-W關系時，將對流中心降水、對流后沿降水和過渡性降水3種類型降水作為整體考慮。圖7是Dm與W的散點圖。盡管對流中心、對流后沿、過渡性降水3種類型降水的Dm-W關系也表現出較好的一致性(Dm=1.7W0.13)，但過渡區(qū)與對流中心區(qū)降水機制不同。因此，這里只將對流中心區(qū)和對流后沿區(qū)的數據一起擬合，得到對流中心和對流后沿降水的Dm-W關系為Dm=1.7W0.12，層云降水的Dm-W關系為Dm=2.6W0.19，層云降水Dm-W關系的系數和指數均大于對流降水。這說明,隨著雨水含量的增大，層云降水的Dm相比對流降水增長更快;與對流降水相比，當雨水含量相同時，層云降水的Dm更大。這與層云降水的降水機制有關。Braun等[24]指出颮線系統(tǒng)中層云區(qū)降水的主要增長機制是水物質沉降和冰相粒子的積聚過程,零度層亮帶中冰粒子的迅速積聚導致層云降水雨滴尺度增大。

圖7 2014年7月30日23:58—31日02:27降水Dm-W關系(實線是對流中心和對流后沿降水的擬合曲線，虛線是層云降水的擬合曲線)Fig.7 Relationship of Dm-W from 2358 BT 30 Jul to 0227 31 Jul in 2014(the solid line denotes the fitting curve of convective center and trailing edge, the dashed line denotes the fitting curve of stratiform)

2.5Z-I關系

大量研究表明，雨強和雷達反射率因子之間存在線性關系[8-9]。Rosenfeld等[25]指出，Z-I關系的差異是由降水的微物理過程決定的。對流降水，碰并、破碎、蒸發(fā)、上升/下沉氣流強度和雨滴下落過程中的重力分選等因素均會影響地面雨滴譜分布。即使是相對均勻的層云降水，零度層亮帶厚度、強度的差異也會對雨滴譜分布產生影響。雨滴譜分布差異進而表現在Z-I關系上。

由于對流降水和層云降水的微物理過程有很大差異，因此,有必要對兩者的Z-I關系分別討論。對流中心降水和層云降水的Z-I關系如圖8所示，可以看到本文中的擬合曲線能較好地反映Z-I關系。層云降水和對流中心區(qū)降水的Z-I關系分別為Z=409I1.48和Z=336I1.22，層云降水的指數和系數均大于對流中心區(qū)降水，說明當雨強相同時，層云降水的反射率因子更大。相比其他文獻中的結果，本文中層云降水的Z-I關系指數和系數均較大，說明此次颮線過程層云降水的大雨滴濃度相對偏高。Huggel等[26]研究零度層亮帶對雨滴譜的影響，發(fā)現零度層亮帶越強，雨滴譜曲線越平緩(Λ較小)，小雨滴越少，大雨滴越多，反射率因子也隨之增大。本文中層云降水較多的大雨滴可能與零度層亮帶的強度有關。

Ulbrich等[9]研究熱帶雷暴的雙偏振雷達特征發(fā)現，以往研究中Z-I關系的系數偏小是由于沒有劃分出過渡性降水。那么，在中緯度地區(qū)將降水劃分為對流降水、層云降水和過渡性降水，對Z-I關系會產生何種影響。這里，將過渡性降水和層云降水數據一起擬合，得到Z=395I1.51。相比前文中層云降水的Z-I關系，不區(qū)分過渡性降水得到的層云降水Z-I關系系數更小，指數更大，與Ulbrich等[9]的結論一致。

圖8 2014年7月30日23:58—31日02:27降水Z-I關系 (a)層云降水，(b)對流降水Fig.8 Relationship between Z and I from 2358 BT Jul 30 to 0227 BT 31 Jul in 2014(a)stratiform precipitation,(b)convective precipitation

3 小 結

本文選取了2014年夏季安徽滁州一次颮線過程，研究了不同降水區(qū)域雨滴譜微物理特征的差異，主要結論如下：

1) 對流中心降水、過渡性降水、層云降水質量加權直徑均比較穩(wěn)定，平均值分別為1.8 mm，1.0 mm，1.7 mm。對流性降水轉化為層云降水時，截距N0和標準化截距Nw均減小，反映雨滴數濃度的減小，雨滴譜由小滴譜向大滴譜轉變。

2) 不同類型降水的雨滴譜分布特征有所差異。對流降水各個粒徑段雨滴數濃度均較高，特別是小雨滴濃度較高，導致本文中對流降水平均質量加權直徑明顯小于熱帶地區(qū)；層云降水小雨滴濃度較低，且有少量的大雨滴，譜分布曲線比較平坦；過渡性降水小雨滴濃度與層云降水比較接近，且沒有大雨滴，譜分布曲線比較陡峭。

3) 層云降水的雨水含量比對流降水小，當雨水含量相同時，層云降水的質量加權直徑比對流降水大；隨著雨水含量的增大，層云降水的質量加權直徑比對流降水增長更快。

4) 雨強相同時，層云降水的反射率因子相比對流中心降水更大。區(qū)分過渡性降水時，得到的層云降水的Z-I關系為Z=409I1.48，不區(qū)分過渡性降水時，得到的層云降水的Z-I關系為Z=395I1.51。不區(qū)分過渡性降水得到的層云降水的Z-I關系系數較小，指數較大。更為精細的降水類型劃分可以有效改善Z-I關系，提高雷達定量估測降水精度。

本文分析了一次颮線過程中不同類型降水的地面雨滴譜特征，但有關颮線系統(tǒng)云內微物理過程的了解仍然不足，未來需要結合雙偏振雷達資料進一步研究不同類型云內降水產生的微物理過程。

致 謝：感謝南京大學陳寶君教授提供的雨滴譜程序及對本文的指導。

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Characteristics of Raindrop Size Distribution for a Squall Line at Chuzhou of Anhui During Summer

Jin Qi1)Yuan Ye1)Ji Lei1)Lu Dejin1)2)Feng Jingyi1)

1)(AnhuiWeatherModificationOffice,Hefei210031)2)(NanjingUniversityofInformationScience&Technology,Nanjing210044)

Characteristics of raindrop size distribution are analyzed using a ground-based disdrometer for a mid-latitude squall line at Chuzhou of Anhui on 31 Jul 2014. The observational precipitation are classified into convective rain, transition rain and stratiform rain based on the radar reflectivity and rain rate at surface. The convective rain is divided into leading edge, convective center and trailing edge according to a threshold rain rate 10 mm·h-1. The raindrop spectrum characteristics in different precipitation regions are studied. Results show that the mass-weighted diameter for convective center, transition region, stratiform region are stable with mean values of 1.8 mm, 1.0 mm and 1.7 mm, respectively. The generalized intercepting parameterNwof convective precipitation is larger compared with stratiform precipitation, indicating a larger number concentration of drops. Theμvalue is the largest for transition precipitation but the smallest for convective precipitation. The raindrop spectrums are different for varied rain type. For convective precipitation, it shows a highest concentration of raindrop within each size range, especially for small size of raindrops, which results in a smaller raindrop size than tropic region. For stratiform precipitation consists of a lower number concentration of small drops and less large raindrops, therefore, the spectrum curve is flat. For transition precipitation, the number concentration of small drops is close to stratiform precipitation without large drops, results in a steep spectrum. The mass-weighted diameter for leading edge is large probably caused by gravity separation at the early stage of precipitation. The rainwater content of stratiform precipitation is smaller compared with convective precipitation. The mass-weighted diameter of stratiform precipitation is larger compared with convective precipitation, and it increases more rapidly compared with convective precipitation as the rain water content increasing. The reflectivity is larger for stratiform precipitation compared with convective center precipitation at the same rain rate. TheZ-Irelationship of stratiform precipitation isZ=409I1.48when partitioning the rain into convective rain, transition rain and stratiform rain, butZ=395I1.51when the partitioning is blurred. TheZ-Irelationship is improved and the accuracy of radar rainfall estimates is enhanced by dividing the rain type more exactly. In summary, although the raindrop size distribution for a squall line at ground is discussed, the knowledge on microphysical process of mid-latitude squall line is still insufficient. Dual polarization radar can be applied to further investigate the microphysical process in different types of internal cloud precipitation in the future.

squall line; raindrop size distribution; microphysical process; precipitation classification

10.11898/1001-7313.20150609

公益性行業(yè)(氣象)科研專項(GYHY201306040),淮河流域氣象開放研究基金(HRM201408)

金祺,袁野,紀雷,等. 安徽滁州夏季一次颮線過程的雨滴譜特征. 應用氣象學報，2015，26(6)：725-734.

2015-01-16收到， 2015-06-23收到再改稿。

* 通信作者, email: hfyuany@sina.com