云和降水的发生、发展演变过程是云中动力过程与微物理过程相互作用的产物，其中，云微物理过程是形成降水的直接过程，并对动力和热力过程具有强烈的反馈作用，不可忽视。云和降水粒子的形成、增长、演变伴随产生的相变潜热，作为一种热源或热汇，影响云的动力场，进而对云和降水的发展、演变产生影响。微物理过程变化(水成物的相变、粒子谱分布等)能影响到降水和云的结构、动量、热量、辐射收支以及周围大尺度环境的相互作用(Yang，1995)，对云系组织及发展十分重要(Zhu et al，2006)，在云和降水的模拟中也起重要的作用(Grabowski et al，1999；郭学良等，1999；洪延超，1999；洪延超等，2002，2005；孙晶等，2007；陶玥等，2007，2009；鞠永茂等，2008；赵震等，2008)。因此，深入研究微物理过程的潜热变化对云和降水过程产生的影响，对了解云和降水形成的本质及发展过程有重要意义。此外，研究微物理过程对云系和降水的反馈作用，对正确理解人工影响天气理论和技术也有重要意义。

许多研究人员都指出云微物理过程造成的潜热作用，在中尺度对流系统(MCS)的触发、组织和发展中起重要的作用，与降水的演变特征有密切联系。研究表明，潜热冷却作用(融化、蒸发及升华)对中尺度下沉气流、冷池强度有影响。融化和蒸发冷却导致了以近地面辐散为特征的中尺度高压扰动(Fujita，1959)，蒸发冷却可激发和维持中尺度对流系统层状降水云下的中尺度下沉气流(Riehl，1969；Zipser，1969；Leary et al，1979；Lord et al，1984)，但对于具有云底高、云下气层干这种特征的温带中尺度对流系统，融化的重要性降低了(Zhang et al，1982)。不考虑融化冷却和层状云区雨滴蒸发冷却的敏感性试验结果说明(Szeto et al，1994)，融化冷却可以影响飑线的动力过程，不仅可以减弱中尺度下沉气流，还可以减弱中尺度上升气流。无融化冷却，则系统后部的层状云薄、冷池弱，位于对流上升气流后部的低压中心消失，此外，接近融化层的垂直热量梯度减弱，导致对流上升气流后部的低气压带减弱；蒸发冷却对产生中尺度下沉气流起重要作用。敏感性试验(Yang，1995)还表明，蒸发和融化冷却是影响模拟云后部入流结构和强度的最重要微物理过程，是对飑线的层状云区潜热冷却过程的动力反应。无蒸发冷却，则飑线移动缓慢，无云下冷池、无中尺度上升和下沉气流。由于缺乏对流的逆切变倾斜，在中层对流区后无低压，所以，在中高层无向后输送水成物的气流。下沉的后部入流和中尺度下沉气流的发展是微物理过程对风暴动力的反馈，尤其是蒸发冷却微物理过程(Smull，1987)。

有些学者也讨论了潜热加热对对流云动力的重要性。Malkus等(1964)指出在过冷云滴冻结和冰粒凝华过程中释放出的潜热补偿浮力能足以使积云可以贯透弱稳定层或者经得住干空气的夹卷。许多学者(Simpson et al，1965，1969；Cotton，1972)用简单的一维云模式计算出的结果表明，在某些情况下，冰晶的凝华增长引起的补偿浮力，可以使对流云塔在高层不断增长，冻结和凝华所释放的潜热给积雨云提供了更多浮力，从而能够加速对流层上层的上升气流。孔凡铀等(1991)及Johnson等(1993)也指出由液相冻结而释放出的潜热能够加大对流云内上升气流，使云体增高、加宽。利用中尺度ARPS模式模拟研究热带海洋飑线过程时发现(Sun et al，2001)，冻结释放的潜热能产生垂直方向上的浮力梯度，从而较明显地加强系统的深对流，有利于有组织对流系统长时间维持。

综上所述，目前研究潜热对云和降水发展影响的工作很多，但早期受计算条件的限制，常常用低维小尺度云模式，即使是中尺度模式，模式中考虑的微物理过程也较简单。其次，云和降水的发展过程离不开动力过程、水汽输送集中过程、热力过程和微物理过程的参与，从云微物理角度研究潜热中尺度对流系统的影响很有必要。本文选择2005年7月22日的一次典型华北暴雨中尺度对流系统作为研究对象，利用对于对流性强降水具有较强模拟能力的中尺度ARPS模式，从动力、热力和微物理3方面，模拟研究此次对流云系及降水发展过程、微物理过程潜热对云系的动力、水汽、水成物和降水场发展演变的影响。 2 2005年7月华北暴雨的数值模拟 2.1 暴雨天气过程和降水实况

从2005年7月22日08时(北京时，下同)天气形势场分布(图略)可以看出，台风“海棠”在福建登陆后向西北方向移动，并逐渐减弱为低气压。在黄海、渤海到日本海之间有阻塞高压，高、中、低纬度同时有槽线配合，又有来自贝加尔湖的冷空气南下补充到低槽区，使低槽加深。槽前和阻塞高压后部有偏南风急流向北输送充足的水汽。在500 hPa阻塞高压的西部，从贝加尔湖到黄河河套、长江流域、华南有发展较深的槽区，这就构成了东部为阻塞高压、西部为低压槽区的东高西低的天气形势。700 hPa高度上，阻塞高压中心在黄海北部，等高线与等温线重叠，说明阻塞高压稳定。在阻塞高压后部有一支东南低空急流，将黄海和台风外围的水汽向华北地区输送，为此次华北暴雨过程提供了充分的水汽条件。地面图上，台风倒槽处于500 hPa高空槽前，槽前正的绝对涡度平流有利于低空倒槽的发展，槽后冷空气从西北部侵袭倒槽。正是由于登陆台风和其减弱后的低压倒槽、阻塞高压、西风槽共同影响产生了这次华北连续两天的大到暴雨天气。从这个暴雨云系的TBB分布(图 1a)可见，云系含有中尺度对流云团，对流云团发展较旺盛，云团深厚，水平范围大，云顶亮温达到-60℃，是典型的中尺度对流系统，有的中尺度对流云团包含若干中小尺度对流系统。从22日08时至23日08时的实测24 h地面降水量(图 1b)可见，暴雨落区位于河南省中北部、河北省南部及东北部，多个强降水中心主要位于115°E附近的河南、河北部分地区，其中，河南南乐县的24 h降水量达212.6 mm，河北大名县的24 h降水量达129.2 mm。强降水区与深厚的中尺度对流云团相对应，强降水由对流云团产生。

图 1 2005年7月22日(a)22时TBB分布(虚线框是模拟域D3)与(b)22日08时到23日08时实测的24 h降水量Fig. 1 In the stage of convective cloud merge distributions of the(a)FY-2C satellite TBB image at 22:00 BT 22 July 2005(the rectangle circled with dashed line is the domain of D3)，and (b)24 hour cumulative rainfall from 08:00 BT 22 to 08:00 BT 23 July 2005

图选项

本文所用的是美国俄克拉荷马州立大学开发的中尺度数值模式ARPS，采用三层嵌套网格(图 2)，由大到小分别用D1、D2和D3表示，中心位置分别为(39.8°N，116.47°E)、(38°N，114.5°E)、(37.5°N，114°E)。三重模拟域水平格距分别为30、10、5 km，格点数分别为77×77、139×121、101×109。D1覆盖了华北、华东大部分地区以及华中部分地区，覆盖了直接影响此次暴雨的天气尺度系统；D2覆盖了此次暴雨的主要降水区；D3主要是为了跟踪引起强降水的中尺度对流云团(图 1a中虚线框区)的发展过程而设计的。模式的垂直层数为43层，格距为500 m。模拟起始时间为2005年7月22日08时，共模拟24 h。模式采用NCEP的1°×1°再分析格点资料、常规地面及探空资料形成初始场。模拟时D1和D2采用对流参数化方案(Kain-Fritsch积云参数化方案)和显式方案(Tao-Lin的冰相微物理方案)相结合的方法，D3仅采用显式方案。

图 2 ARPS中尺度模式三重嵌套的模拟区域D1，D2，D3Fig. 2 Triple-nested simulation domain D1，D2 and D3 used in the ARPS model

图选项

为了验证模拟结果的可靠性，利用NCEP分析资料和实测资料与模拟结果进行对比。对比模拟云系24 h地面降水量(图 3)和实况(图 1b)可以看出，模拟的雨带走向、形状，降水落区和强降水区的分布与实况吻合，雨带走向也与卫星TTB图中带状云系一致，尤其是模拟出了河南北部、河北南部的暴雨区。模拟云系6 h降水与实况也基本吻合(图略)，反映了雨带向东北方向移动这一特点。模式模拟的各时次高、中、低层位势高度场、风场的走向和位置与同时次的实况客观分析场(图略)也基本吻合，说明模拟结果能较好地反映实况，模拟结果再现了大气环流形势和地面降水分布。

图 3 模拟云系2005年7月22日08时—23日08时24 h累积降水量分布Fig. 3 24-hour cumulative rainfall from the simulated cloud system from 08:00 BT 22 to 08:00 BT 23 July 2005

图选项

图 4给出了中尺度对流云团发展过程中3个时刻的雷达PPI回波，同时给出模拟云系的总水凝物比含水量的垂直格点累加量水平分布。雷达回波显示，导致这次强降水的云团22日19时01分(图 4a)在雷达站南部约270 km出现，是小片回波区，最大反射率因子48 dBz，回波呈团块状，表明河南北部有对流云团出现；随后，此块状回波向东北偏东方缓慢移动，移动过程中回波增强，面积逐渐扩大，到21时03分(图 4b)，回波区移到河北南部和山东的交界处，回波强度达到51 dBz，比此前河南北部的块状回波要强，强回波区范围增大，形状近似椭圆形，水平尺度约达180 km，表明河南北部的对流云团不断发展、加强、东北偏东移，最终形成β中尺度对流系统。此中尺度对流系统维持了约5 h后，开始减弱向东北方向缓慢移动，且回波的面积逐渐减小(图 4c)。对流云呈带状分布。从模拟云系相应时刻雷达测量高度范围的中间层(3.5 km)上总含水量的水平分布(图 4d—f)可见，D3模拟区域内主要降水云系的形态、含水量的位置和分布情况和雷达回波 比较一致，而且ARPS模式的模拟结果反映的中尺度对流云系的移动方向和发展过程与雷达回波演变过程也比较一致。

图 4 2005年7月22日—23日石家庄站雷达PPI回波(a—c，仰角0.8°，距离圈92 km)和模拟的同时次D3模拟区域云中各种粒子总含水量在雷达测量高度范围的中间层(3.5 km)的水平分布(d—f，红色圆点代表石家庄雷达站的位置；单位：g/kg)Fig. 4(a-c)PPI radar echo at Shijiazhuang station(elevation: 0.8°; measurement range: 460 km) and (d-f)the horizontal distribution of the total specific water content at 3.5 km height(the middle level of radar range-height)in the D3 from 22 to 23 July，2005 (The red dot indicates Shijiazhuang radar station)

图选项

总的来看，模拟结果再现了中尺度对流云系位于35°—40°N的24 h强降水区、主要降水云团的出现位置、分布情况和发展演变过程。 3 云系的动力场及水成物场演变特征

在分析潜热对中尺度对流系统的云和降水影响之前，首先要研究中尺度系统的动力场和水成物场的演变特征。宏观动力场是对流系统发展的支撑条件，起到集中水汽、输送水汽的作用，其中，动力场引起的辐合是有利于对流发展的重要因素。图 5给出了暴雨中尺度对流系统发展演变过程中3个时刻1.5 km高度上的风矢量及辐合区。可见在系统发展早期的22日20时(图 5a)，产生暴雨的河南北部和河北南部的交界处，流经此处的东南气流出现气旋性弯曲，产生若干辐合区(图中的阴影区)。6 h以后(图 5b)，原来的东南向气流已成为近乎南向气流，在向西北移动过程中产生更大的气旋性弯曲，到达河北南部偏西处反时针弯曲而折向西南，继而向西，与南向气流形成辐合，此时气旋性环流基本形成，但还不够完善，在其西南部还没有形成闭合。在气旋性环流中心周围出现若干辐合区。 到了23日08时(图 5c)，气旋性环流进一步发展、缓慢向东北移动，其周围仍存在若干辐合区。

图 5 1.5 km高度上的风矢量及辐合区分布(a．22日20时，b．23日02时，c．23日08时；阴影是散度为负值的区域，单位：×10-4 s-1)Fig. 5 Convergence area(shaded，unit: ×10-4 s-1) and wind field at the height of 1.5 km at(a)20:00 BT 22 July，(b)02:00 BT 23 July，and (c)08:00 BT 23 July

图选项

从与风场同时刻总含水量的垂直方向格点累加量的分布和演变(图 6)可以看出，中尺度系统云系的高含水量区(格点累加量大，含水量高)与动力场的辐合区配置得很好。开始时主要对流发生在河南北部和河北与河南省的交界处(图 6a)，存在A、B、C这3个较强的对流云团，此处即为动力场的辐合区(图 5a)。云团具有明显的对流云特征，垂直发展旺盛，高含水量中心位于云体上部。在辐合区加强和北移时，对流也明显加强，并与河北南部出现的对流云团合并后向东北移动发展，最终形成自河南北部到河北南部的对流云带。此云系由多个中尺度云团组成(图 6b)，云带最南端的含水量云团与此处的辐合区对应，河北省南部的对流云团与气旋性环流位置一致。随后云带在向东北移动中减弱。从云状和尺度上看，云系属于β中尺度对流系统，它经历了形成、发展加强、向东北移动减弱过程。结合24 h地 面累积降水分布(图 3)可知，强降水主要由在河南北部发展向河北南部移动的对流云团造成。

图 6 22日20时(a)、23日02时(b)和23日08时(c)云中粒子总比含水量垂直方向格点累加量(g/kg)的水平分布Fig. 6 Distribution of vertical gird-accumulation of the total specific water content(g/kg)in the D3 at(a)20:00 BT 22 July，(b)02:00 BT 23 July and (c)08:00 BT 23 July

图选项

由此可见，中尺度对流系统是产生此次华北暴雨的主要云系，与其相配合的是位于暴雨区的气旋性环流，且中尺度系统云系的高含水量区与动力场的辐合区配置得很好，云系的水成物场和动力场辐合区的演变一致。辐合区加强和北移时，对流云团也明显加强，北移合并后形成中尺度对流系统，云团随辐合区向东北移动并减弱。 4 云系微物理过程潜热的分布和作用特征

要分析微物理过程潜热对云系和降水发展的影响，有必要了解云系中不同物理过程产生的潜热的垂直分布和作用。ARPS模式中的位温方程

点击浏览公式

点击浏览公式

图 7给出了中尺度云系强降水中心微物理过程加热廓线以及E_Lv、E_Lf、E_Ls及3项之和的垂直廓线。微物理过程引起的位温变化由3部分组成： E_Lv为水汽的凝结以及云水、雨水蒸发引起的位温变化；E_Lf为冰相粒子融化与液态水冻结过程对位温的影响；E_Ls为冰相粒子的凝华和升华过程导致的加热和冷却作用。云中0℃层高度约5500 m，从图 7a看，在云暖区的5000 m高度以下微物理过程起冷却作用，以上起加热作用。这个高度以上的极大加热率比以下的极大冷却率大得多，而且加热的气层厚度也比冷却的大。因此，总体上讲，微物理过程释放的潜热对云体起加热作用。图 7a中的潜热廓线和Tao(1988)CSH算法得到的大陆上亚洲季风区中尺度系统中层状云降水区潜热廓线相似，即中高层为潜热加热作用，低层为冷却作用。非绝热加热/冷却率的垂直分布(图 7a)和E_Lv、 E_Lf 、E_Ls的3项之和的垂直分布一致。在3000—5000 m高度，融化冷却作用大于凝结加热作用(E_Lf的绝对值大于E_Lv)，其结果表现在图 7a中对应高度范围内为潜热冷却作用，而3000 m以下，只发生蒸发过程，它导致蒸发冷却(E_Lv项)；5000 m以上，E_Lf、E_Lv、E_Ls都为正值，说明冻结、凝结、凝华过程共同起加热作用，其中，凝结过程的加热率最高，其次为凝华过程，冻结过程最小，其结果表现在图 7a中对应高度范围内为潜热加热作用。总的来说，水汽凝结过程释放的潜热最高，无论对高层的加热作用还是对低层的冷却作用都最大(图 7b的E_Lv线)；其次，高层凝华的加热作用较强，低层融化的冷却作用较强。融化冷却率最大值位置在靠近0℃层之下。

图 7 22日22时，强降水中心(35.9°N，114.5°E)(a)非绝热加热/冷却率平均值的垂直廓线与(b)ELv、ELf、ELs及3项之和(micheat)的垂直廓线Fig. 7 Vertical profiles of(a)the diabatic heating/cooling rate and (b)the ELv，ELf and ELs term and their summation at the severe rain center(35.9°N，114.5°E)at 22:00 BT 22 July

图选项

云系发展的其他阶段，强降水中心潜热的垂直分布特征与此类似(图略)。

图 8给出了同时次强降水中心凝结/蒸发过程、冻结/融化过程以及凝华/升华过程产生率的垂直廓线。可见在中高层(5000 m以上)起加热作用的微物理过程主要是水汽凝结过程(c_nd)、霰撞冻云水过程(d_gacw)和云冰初始繁生过程(p_int)以及雪的凝华增长过程(p_sdep)；中层(3000—5000 m，即0℃层附近的冰、水混合层)起加热作用的微物理过程主要是水汽凝结过程(c_nd)，起冷却作用的主要是霰/雹的融化过程(p_gmlt)；雨水的蒸发过程(e_rn)在低层(3000 m 以下)起冷却作用。对应E_Lf、E_Lv、E_Ls对潜热加热率的贡献(图 7b)，可见水汽凝结过程在中高层起潜热加热作用，中层的潜热冷却主要由霰/雹的融化过程导致，低层雨水蒸发过程导致潜热冷却。

图 8 22日22时强降水中心(35.9°N，114.5°E)凝结过程(a)、冻结过程(b)和凝华过程(c)产生率的垂直廓线(+表示潜热加热，－表示冷却。pint代表云冰初生，sub冰粒子升华，pgsub霰升华，pssub雪升华，pgmlt霰融化，psdep雪的凝华，cnd水汽凝结，evo云水蒸发，ern雨水蒸发，dgacw霰撞冻云水，piacr云冰撞冻雨水)Fig. 8 Vertical profiles of the(a)condensation，(b)freezing and (c)deposition producing rate at the severe rain center(35.9°N，114.5°E)at 22:00 BT 22 July(+/- : heating/cooling of latent heat； pint st and s for ice crystal initial，sub for sublimeation of ice particals，pgsub for sublimeation of graupel，pssub for sublimation of snow，pgmlt for melting of graupel，psdep for deposition of snow，cnd for condensation of vapour，evo for evaporateion of cloud water，ern for evaporateion of rain water，dgacw for cloud water accreted by graupel and piacr rain water accreted by cloud ice)

图选项

由前面分析可知，S_mic项中微物理的非绝热加热作用主要为水汽凝结加热过程、霰/雹融化冷却过程和雨水蒸发冷却过程，凝华过程产生的潜热相对较小(图 7b和8c)。因此，以格距5 km的D3为研究区域，在不改变初始侧边界条件情况下，分别改变D3中霰/雹融化冷却吸收的潜热和水汽凝结释放的潜热，研究微物理过程的潜热加热和冷却作用对此次华北暴雨的影响。敏感性数值试验方案见表 1。

云系的发展演变和动力作用是密不可分的，首先分析潜热作用对云系动力场的影响。从低空水平风场的演变图(图略)可见，3个试验云系的走向、位置、移动方向都和辐合区密集带一致，辐合中心的分布和强度不同，云系含水量分布特征也不同。Ngmlt试验的云系覆盖范围及云中总含水量明显增大，Epcnd 试验的云系范围及云中总含水量均明显减 小，都与低层风场辐合范围和强度变化一致。而云中微物理过程产生的潜热对风场有明显影响。对图 5的分析表明，至23日08时(图 5c)，气旋性环流基本形成并发展北移。为了便于比较分析，图 9给出3个试验的云系相同时间的水平风场和辐合区的分布，分别对应图 6c、11c和12c给出的含水量场。23日08时，Ctl试验中(图 9a或5c)形成的气旋性环流还不够完善，环流并没有闭合，在其西南侧存在一个“开口”，这里南向与北向气流辐合形成入流。辐合区还没有形成环形分布。上述分析表明，忽略霰/雹融化潜热，相当于增加云暖区的潜热，促进了对流系统的发展，增大了云团的含水量。与此一致，云系的动力场也有相应的发展和加强。受到云暖区潜热增大的影响，低层风场由不够完善的气旋性环流发展成为典型的气旋性涡旋(图 9b)，环流的外围和内侧风向都存在气旋性旋转，辐合区的分布形式发生显著变化，沿气旋性风场呈环状分布。这个气旋性涡旋对应位于河北省南部的含水量中心，其含水量在云系中是最高的(图 11c)。由此可以认为，忽略云暖区的融化潜热促进了云系的发展，有利于低层气旋性环流的形成和发展。减小20%的凝结潜热(Epcnd试验)，云系的发展受到极大的抑制(图 12)。同样，流场结构也有显著变化，在河北省境内，盛行东南气流，不存在Ctl试验云系中出现的气旋性环流(对比图 9a、c)，辐合区强度也减小。

图 9 3个试验中，23日08时1.5 km的风矢量(箭头)及辐合区(阴影：散度为负值的区域，单位：×10-4 s-1)分布(a. Ctl试验，b. Ngmlt试验，c. Epcnd试验)Fig. 9 Convergence area(shaded，unit: ×10-4 s-1) and the wind field at the 1.5 km level at 08:00 BT 23 July in the Ctl，Ngmlt and Epcnd experiments

图选项

图 10 23日02—08时的水汽通量散度6 h累积量(10-5g/(cm2·hPa))分布(a. Ctl试验，b. Ngmlt试验，c. Epcnd试验; 阴影代表 1.5 km高度上辐合，等值线代表 5.5 km高度上辐散)Fig. 10 Distribution of the 6 h accumulative moisture flux divergence(10-5g/(cm2·hPa))from 14:00 BT 22 July to 20:00 BT 23 July(a. Ctl experiment，b. Ngmlt experiment，c. Epcnd experiment. Shades st and for the convergence at 1.5 km level and isolines indicate the divergence at 5.5 km level)

图选项

图 11 除是 Ngmlt试验外，其余同图 6Fig. 11 As Fig. 6 but for the Ngmlt experiment

图选项

图 12 除是Epcnd试验外，其余同图 6Fig. 12 As Fig. 6 but for the Epcnd experiment

图选项

从上述分析可知，微物理过程的非绝热潜热对云系动力场有重要影响，忽略霰/雹融化过程吸收的潜热时，低层辐合区增大、增强；对本个例而言，有利于气旋性环流的形成。当水汽凝结释放潜热减小20%时，对低层风场影响很明显，不会出现有利于形成辐合的气旋性环流，辐合区减少且强度减弱；在这种动力场下，云系的发展受到抑制。 5.3 潜热作用对水汽场的影响

水汽是降水发生、发展的必要条件，潜热作用引起的动力场变化会直接影响水汽场变化，影响到水汽的辐合及输送，从而影响到降水的发生和发展。从水汽通量散度的6 h累积量在低层和高层的分布(图略)可见，3个试验中低层水汽通量辐合闭合区上空对应有水汽通量辐散，强的低层水汽通量辐合中心和地面强降水中心位置一致，并且，雨带中强降水区的范围和位置随低层水汽辐合中心而变化。在Ngmlt试验中，地面降水也随低层水汽通量辐合的增大而增加；而在Epcnd试验中，地面降水的分布范围和强度也随低层水汽通量辐合区面积和强度的减小而减弱。23日02—08时，潜热对6 h累积降水量的分布影响很明显(图 14)，现分析潜热变化对水汽场(图 10)的影响。

与Ctl试验相比，Ngmlt试验和Epcnd试验中，高、低层水汽通量散度的分布、低层水汽通量辐合区的强度、形状、面积、位置都有显著不同。其中Ngmlt试验中低层辐合区增多，面积增大，对应上空有水汽通量辐散；而Epcnd试验中低层辐合区减少，强度降低，辐合区覆盖面积也大为减小。 5.4 潜热作用对云系发展演变和水成物场的影响

从3个试验模拟区域云系中各种水凝物含水量的垂直格点累加量分布的演变看，Ngmlt试验云系的发展演变过程(图 11)与Ctl试验(图 6)相似，即河南北部出现两个近似圆形结构、尺度相当的对流云团后，逐渐合并，进而在河南和河北交界处形成一个椭圆形中尺度对流系统并逐渐加强，随后开始减弱北移，与河北南部出现的对流云团合并后北移发展，形成对流云带，最后云带北移减弱。虽然忽略融化潜热不会明显影响云系发展演变的趋势，但会明显影响到中尺度对流系统中小尺度云团(含水量中心)的尺度、强度和分布情况，进而影响整个云带的走向，并致使云系的覆盖范围扩大，对流云系的发展明显增强。具体说，Ngmlt试验中河南北部椭圆形中尺度对流系统的形成时间略早，其尺度和强度较大，位置偏北；形成对流云带的位置略偏西、云带的宽度较大。对于Epcnd试验(图 12)，与Ctl试验相比，云系的发展发生了重大变化，中尺度对流系统的尺度和强度较小，消散的速度较快。说明水汽凝结潜热对云系的发展影响是十分明显的。

22日20时：Ctl试验中(图 6a)，在云区的南侧存在呈东西向排列的A、B和C三个高含水量中心，含水量中心值由西向东逐个增大。当云系中不计霰/雹融化潜热时(Ngmlt试验，图 11)，河南河北交界处云系的覆盖范围增大，尤其是A、B和C三个高含水量中心北部的云区范围增大且云中含水量明显增大(原来标有30的等值线是分裂的，现在已连在一起且面积有所扩大，还有新的云区出现)。这3个云团中，云团B含水量明显增大，和Ctl试验(图 13a)相比，从图 13b云团B的垂直剖面看，对流发展旺盛，含水量中心位于云体的中上部，在12 km高度以上，云顶高度和含水量增大，说明对流发展加强。而云团B东西两个云团的含水量减小，尤其是东面的云团C含水量减小得更为明显，云顶高度和水平尺度也减小，这可能是相邻云团相互影响的结果(图 13b)。总体上看，云系整体发展增强，云系多数含水量中心的值增大。当云系中凝结潜热减小(Epcnd试验，图 12)时，云的覆盖范围和云的含水量明显减小，云中含水量极大值中心的数量也明显减少。

图 13 22日20时，经过Ctl(a)和Ngmlt(b)试验的云系中对流云团B和C含水量中心(单位：g/kg)的纬向垂直剖面Fig. 13 Longitudinal vertical section of the total specific water content(g/kg)from the convective cloud clusters B and C at 20:00 BT 22 in the Ctl(a) and the Ngmlt(b)experiments

图选项

23日02时：和Ctl试验(图 6)相比，当云系中不计霰/雹融化潜热(图 11)时，云带的形态和含水 量中心的数值及中心的分布情况发生了显著变化：

23日08时：对Ctl试验而言，云带位于河北省的中南部，内有3个含水量中心区，排列呈东北北—西南南走向，云带较窄。而对Ngmlt试验(图 11)而言，云系中含水量中心明显增多，含水量增大，云带宽度增大，覆盖河北省的中西部，这说明霰/雹融化潜热影响到云系的发展、走向和移动。与图 9b气旋性环流相对应，在河北省境内云带南端的云团含水量最高，发展最强。Epcnd试验中(图 12c)，云系的覆盖范围、形状及云中含水量的极大值都明显减小，含水量极大值中心的数量也明显减少，即由Ctl试验中(图 6c)河北南部的对流云带(多个含水量极大值中心)减小为对流云团(两个含水量极大值中心)，说明云系的形态、结构强度和尺度都发生了根本的改变。

由上述分析可见，微物理过程潜热对中尺度对流系统的发展、演变有重大影响。当云系中不计霰/雹融化潜热时，和控制试验相比，相当于增大了云暖区的潜热，明显地促进了对流云系的发展，改变了云系的形态特征，增大了含水量和覆盖范围，影响到云系中的中小尺度云团的发展、分布形式。如果减少20%的凝结潜热，对流云系发展受到极大的抑制，发展显著减弱，含水量明显减少，云系中云团数量减少，覆盖范围大为减小。

在云系整体加强发展的过程中，有的云团加强发展，而有的云团反而减弱(例如靠近云团B的云团C和A)，这可能是相邻云团相互影响的结果。 5.5 潜热作用对降水的影响

潜热的加热和冷却作用对降水的影响主要是降水量和降水的分布。在对应图 11中的3个时刻，即22日20时、23日02和08时，Ctl、Ngmlt、Epcnd试验云系6 h最大降水量分别为90、140、40 mm，190、250、120 mm，190、250、140 mm。可见，在不计融化潜热时，云系的发展得到加强，降水量也显著增大，和控制试验相比6 h最大降水量3个时刻分别增大了50、60和60 mm；当凝结潜热减小20%时，大大抑制了云系的发展，降水量也显著减小，3个时刻最大6 h降水量比控制试验的云系分别减小了50、70、50 mm。潜热对降水分布也有影响，从23日08时的6 h降水分布(图 14)可以看出，对比图 14a、b，在Ngmlt试验云系覆盖范围内，不但降水量普遍增大，降水范围也有所扩大，尤其是强降水区扩大更为明显，例如Ngmlt试验中100、130 mm以上的雨区面积比Ctl试验的大得多。在Epcnd试验中，由于凝结潜热减少，削弱了云系的发展，云系的覆盖面积减小、含水量减小，因此降水落区大为减小(图 14c)，与含水量分布一致，雨区分散。潜热的加热和冷却作用，对云系动力场有重要影响，进而对水汽场、水成物场、降水有影响。前面分析表明，微物理过程潜热对对流云系的发展演变过程、水成物场和动力场都有影响，对降水也有影响。

图 14 三个试验中，23日08时6 h累积降水量(a. Ctl试验，b. Ngmlt试验，c. Epcnd试验)Fig. 14 6-hour cumulative rainfalls(mm)in the Ctl(a)，Ngmlt(b) and Epcnd(c)experiments from 00:00 BT to 08:00 BT 23 July

图选项

本文利用ARPS中尺度数值模式模拟了2005年7月22日一次典型华北暴雨中尺度对流系统，并通过数值试验研究了微物理过程释放的潜热对中尺度对流系统的动力场、水汽场、水成物场和降水场的影响。该中尺度对流系统由若干对流云团组成，有中尺度气旋性环流配合，垂直发展旺盛，持续时间长，产生了大到特大暴雨天气。对流云团中，霰/雹的融化和凝结碰并过程对雨水的形成起重要作用。

对流云团中潜热的分布和作用特征是：5000 m高度以上微物理过程起加热作用，以下起冷却作用。高层起加热作用的主要有凝结过程、云冰初始繁生过程和雪的凝华增长过程、霰撞冻云水过程；中层起加热作用的主要为凝结过程，起冷却作用的主要为霰/雹的融化过程；低层起冷却作用的主要为雨水的蒸发过程。

微物理过程潜热对云系动力场，进而对水汽场、云分布和降水有重要影响。忽略霰/雹粒子融化潜热，相当于增加云系暖区潜热，促进了低层气旋性环流的形成，增强了低层动力场的辐合，使得低层辐合区增多、增强；动力场的加强又直接影响到水汽输送，中低层水汽通量辐合区增多、面积扩大，位置也有变化；因此明显地促进了对流云系的发展，增大了含水量和覆盖范围，高含水量区明显扩大，云系的降水量显著增加，强降水区覆盖范围扩大。如减少凝结潜热，即使减少的不多(20%)，云系的发展也受到极大抑制；原来的气旋性环流没有形成，低层辐合区减少、强度降低，水汽通量辐合区也同样减少、强度降低，云系对流发展减弱、含水量降低，因此降水量减小，降水范围也显著减小。此外微物理过程潜热还影响到中尺度对流系统发展演变过程，改变了云系的形态、影响到系统的移动和系统中对流云团的发展强度和分布情况。

因此可以认为，此次华北暴雨中尺度对流系统中，增加云中暖区潜热影响途径是：低层潜热的增加，增强了低层动力场，加强了中尺度低压系统，加强了云中的上升运动，进而加强了水汽的集中和输送，增强云中微物理过程，增加了地面的降水量；微物理过程的加强又释放更多的潜热，促进了云系和降水的发展。根据减小很少的水汽凝结潜热可以对云和降水产生显著性影响的事实分析，水汽凝结潜热是暴雨对流云系的云和降水发展最为重要的热源，其影响途径与融化潜热类似。

通过本文的研究，发现了一个重要的现象，即针对此次华北暴雨过程，增加低层的潜热可以促进中尺度气旋性环流的形成，潜热对气旋性环流形成的具体作用机制有待于今后进一步研究。

致谢: 感谢河北省气象局人工影响天气办公室的石立新研究员为本文提供了雷达资料。