暖雲人工降水

暖雲人工降水是大氣科學理論，也是人工降雨技術理論的一種，是指在整個雲體溫度高於0℃的暖雲中，如果缺乏適當多的大水滴（半徑>20—25nm），則暖雲能保持膠性穩定而不產生降水，人工把食鹽（NaCl）微粒等吸濕性核撒入雲中，形成一些溶液雲滴，並能迅速凝結增長，產生相當數量的大雲滴，再通過重力碰撞等過程形成降水。也可直接引入30—40μm的大水滴，從而拓寬滴譜，加速碰並增長的過程，達到降水的目的。或引入表面活性物質（能顯著減小水滴表面張力又可抑制蒸發的物質），改變水滴的表面張力狀態，以利於形成大水滴並促使其破碎，加速鏈鎖反應，從而形成降水。世界上許多國家都大量引暖雲人工降水理論進行人工降水。

基本介紹

• 中文名：暖雲人工降水
• 目的：降水
• 原理：改變水滴的表面張力狀態
• 難題：對流雲中的大雲滴形成問題等

原理

碰並增長

世界上的大部分降水是以雨的形式降落到地面上的，其中許多雨產生在雲頂溫度高於0℃的雲內,這類“暖”雲中產生降水的機制是雲滴間的碰並。碰並作用在熱帶的降水形成過程中占有非常重要的地位，而在雲頂低於凍結溫度的中緯度積雲中碰井作用也有一定的意義。

雲滴的半徑一般很小。雲中群滴增長時，如單憑凝結作用，則當半徑增大到超過臨界值後，由於爭食水汽，造成的雲滴譜也僅是半徑為1到10微米間的較均勻的狹譜。要想使雲滴形成一個半徑1毫米的雨滴，單憑凝結增長十分困難。因為一個半徑為1毫米的雨滴，其質量或體積相當於100萬（106）個半徑為10微米的雲滴。而凝結增長時，其半徑的增長速度是隨半徑的增長而很快變慢的。在整個雲的生命期中，是不足以靠凝結增長而達到雨滴的半徑的。

根據研究，雲滴轉化為雨滴，主要是靠雲滴間的碰並過程。碰並過程之所以重要，是因為這種作用是隨半徑的增大而加速的。

研究雲滴碰並，這裡著重研究兩體碰並。習題4給出的是較典型的大陸積云云滴特徵，數密度為200個/cm3，半徑10μm，通過計算可知，其含水量為0.84g/m3（常用典型值1g/m3），雲滴間平均距離為0.21cm，由此可知，一個雲滴至少要移過其本身直徑的近100倍才能與其它水滴相碰。所以，雲體事實上是水滴的稀氣溶膠。在這種情況下，其主要碰並形式，自然就是兩體碰並了。

雨滴譜

降水不管最初是如何形成的，在地球上大多數地區當它到達地面時多表現為雨。 最常用的測定降水的巨觀特徵量就是地面上的降雨率（降水強度：單位時間單位面積上的

雨量，mm/h）。而最常用的表示降水的微觀特徵量便是雨滴大小的分布函式（即滴譜，以空間每單位體積內每單位大小間隔（習慣上取直徑d）的雨滴數來表示）來完整地說明降水的特徵。有關這類分布已經在世界上大多數氣候區，採用各種方法進行了測定。儘管雨滴大小的分布隨時間和空間而變，但可以看出隨著雨滴尺度的增大，相應的雨滴數密度就迅速減小。這種趨勢對直徑超過1毫米的雨滴表現更為明顯。通常雨滴數密度也隨雨強而產生系統的變化，降水率增大時，大滴數隨之也增加。

暖雲人工降水

觀測結果表明，雨滴大小的分布非常接近於一個負指數函式（對比氣溶膠粒子的負冪函式分布）的形式，特別是在非常穩定的降雨中，這一特徵表現得更為明顯。馬歇爾和帕爾默(J.S.MarshallandW.M.Palmer，1948)根據在加拿大渥太華夏季的觀測資料，首先提出這種近似關係。

雖然並不是所有的雨滴分布都具有簡單的指數函式形式。但是從許多不同地區的觀測結果來看，指數分布形式仍然可以作為各個雨滴樣本平均情況的極限形式。此外，對中緯度大陸的穩定性降水來說，採用馬歇爾和帕爾默的λ和N0的值一般可以得到接近實況的結果。

中國長江中下游地區的梅雨鋒降水，其平均譜基本符合M-P分布，但小滴數密度偏少，大滴略偏多。對於具體的樣本，梅雨滴譜有三種譜型：無峰型、單峰型和多峰型。1）雨強小於1mm/h時，無峰型譜出現最多，但隨著雨強增大，無峰型所占比例迅速減小；2）當雨強在1-5mm/h之間時，單峰型出現較多；3）當雨強大於5mm/h時，多峰型出現的幾率迅速增大。就平均情況來看，梅雨鋒降雨以多峰型譜為最多。雨滴譜中出現的這種多峰、雙峰或單峰現象，在M-P分布中是表達不出來的。

雨滴的繁生

降水的研究，不僅要解決前面討論的水滴在雲中尺度增大的問題，還要解決水滴數密度增加的問題，特別是觀測發現隨著高度的降低，降水質粒的數密度增大。這就需要研究空中水滴的繁生機制。

雨滴繁生主要途徑有二，一是雨滴在空中因互相碰撞而濺散，二是雨滴在空中變形而破裂。

水滴形狀的改變

當雲滴變大而成為雨滴下降時，在通過空氣的過程中，由於空氣動力效應，就使它自己周圍的氣層中外壓強發生改變。於是雨滴底面因迎著空氣，外壓強變大，在雨滴的四側因氣流運動較快外壓強最小，在雨滴的頂面，由於氣流的渦動，外壓強也有適當的減少。但當時雨滴各部分的內壓強未變，所以雨滴的表面各部分就用調節曲率的方法來改變壓強，以使雨滴表面各處仍處於力的平衡狀態。這就是說，雨滴的底部表面曲率變小，變得很平坦；水滴的四側表面曲率變大，變得很彎曲，雨滴的頂部表面變得介於四周表面曲率與底部表面曲率之間的大小。這象倒懸的蓮蓬了，隨著水滴的變大，就愈來愈扁。

但這還不是最後的情況。當雨滴呈蓮蓬的形狀下降不久，由於空氣阻力的緣故，就不再加速下降，而卻變為等速下降了，這時的速度，即為下降末速度。在雨滴加速自由下降時，雨滴內部流體靜力作用極小，可是當雨滴處於下降末速時，雨滴內部流體靜壓強作用就變得明顯。那就是說，如果將雨滴內部水平地分成許多層次，則下層必定受到上層壓強的作用。因此雨滴內壓強的分布就有了改變，雨滴下部的內壓強必大於上部的內壓強。內壓強分布一旦改變，雨滴的表面張力以及表面曲率必然會相應地發生改變(此時假定外壓強末變)，以便使雨滴各部分的表面仍處於力的平衡狀態。於是雨滴下部表面的曲率就會變小些，雨滴頂部表面的曲率就會變大些。但這裡尚未考慮水滴內部的環流。當下降中的水

滴半徑達500微米以上時，水滴內部就會發生環流，它必然會影響水滴內壓強。這一過程對於水滴頂及底的內壓強的影響最大。 由此可見在表面張力一定時，水滴在空中的形狀主要受內外壓強差決定，而這又與流體動力學效應、流體靜力學效應和水滴內部環流等有關。在水滴下降時，半徑愈大，底部愈有明顯的凹陷，它是水滴破碎的先兆。

暖雲

水滴的破碎

大量實驗研究指出：水滴在相當半徑如大到4.5毫米時，就會破裂。破裂主要與下降水滴的底部發生凹入現象有關。當水滴大到臨界尺度時，這個凹入區由於人流空氣的作用而會爆發性地加深，很快發展為一個擴大的口朝下的袋形。此袋的袋口邊緣就成為一個粗環，環中包含大部分的水體。但袋壁則受到入流空氣的繼續進入而不數變薄。不久入流空氣將袋壁穿破，在表面張力作用下形成甚多的小水滴；而袋口環則在表面張力作用下變成數目較少的較大水滴。這就是雨滴的“口袋式脹破”機制。

在此過程中，亂流對水滴的破裂也有作用。但一般也要在亂流尺度已接近靜止大氣中水滴尺度時才有作用。

自然雨滴尺度

雨滴的最大直徑可達5mm左右，甚至最近的理論和實驗證實了可大到10mm的水滴的存在。但在自然界降水中，水滴直徑一般很少大於2--3毫米的。這說明在自然界，雨滴的繁生並不主要由孤立水滴受氣流影響變形所致，更主要的乃是空中水滴碰撞破碎造成。因此碰撞繁生過程更為重要。

降水效率

雲是大氣中的水汽轉換成降水的中間階段的產物。並不是所有的雨雲在完成這種轉換中都有相同的效力，都同樣產生降水。例如，小積雲往往增長很快，但一旦發展到出現降水質粒時，它就開始消散了，因此有許多雲水不能轉換為雨水，只能保留在高空，最後蒸發消失。由於各種不同的原因，許多層狀雲在產生降水方面也不是很有效的，雖然這些層狀雲可以在空中持續幾小時，但它們既沒有利於碰並的高液水含量，也沒有發動冰晶過程所需的低溫。因此，即使雲體在高空處於過冷卻狀態，相對於冰晶過程來說，它是處於微物理不穩定狀態的，但也只能產生少量降水。

能否降水與雲中微物理條件及過程有關，能否降大量降水則與雲的巨觀條件有關。本該共同發展的這兩者在現實中卻是此起彼覆的。

人們曾從不同觀點套用降水效率的概念來描述一塊雲把水汽或其凝結物轉換成降水的有效程度。主要有以下幾種定義：

1）到達地面的降水質量與進入雲中的水汽質量之比(R．R．Braham，1952)。根據這一定義，一般小雷暴的降水效率僅為11%，大雷暴可達50%。

2）最終到達地面的凝結水占凝結總量的分數；根據這一定義，一般小雷

暴的降水效率則為19%，對雷暴的降水效率來說，常引用此值。 3）下落的降水總量與假絕熱上升運動凝結出來的可被利用的水量之比。從這個意義上講，降水效率最高的雲是大範圍層狀雲中嵌入的積雲。

暖雲人工降水

4）單位時間內降水質點掃掠的幾何截面占雲內單位水平面積的分數（Houghton,1968）。對此的研究發現，分布陡的滴譜（即M-P分布公式中的截距值大）降水最為有效。這與大粒子少，雲有更多的發展時間。同理陣雨的降水效率低（定義1有19%）。除了單個雲的降水效率外，人們更多關心的系統性降水。P.V.Hobbs等(1980)曾討論溫帶氣旋內若干中尺度雨帶的降水效率，以及在人工降水中的套用。

5）地面雨區的總降水率與雨帶的總凝結率之比。按此定義，汪學林等（1984）計算了東北地區主要降水系統—蒙古氣旋各部位的降水效率。發現蒙古氣旋中心附近降水效率最高（94%），其次是冷鋒面（87%）和暖鋒面（75%）附近，暖區（60%）和冷鋒後（49%）降水效率最低。

未解難題

對流雲中的大雲滴形成問題

對流雲中的大雲滴形成問題一直是雲和降水微物理中的一個中心問題。對流雲降水的雨滴平均半徑是1000微米，它的生長過程可分兩個階段：第一階段由大氣凝結核（半徑可視為是0.1微米）通過凝結增長成雲滴（平均半徑為10微米），此時，半徑增長了兩個數量級，體積則增加了100萬倍；第二階段由雲滴通過重力碰並增長成雨滴，此時半徑又增加了兩個數量級，體積又增加了100萬倍，也就是說，要100萬個雲滴才能碰並成一個雨滴，可見這過程的艱難。雲物理理論早已證明雲滴凝結增長速度會隨雲滴半徑的加大而降低，最大到20微米為止。另一方面重力碰並增長速度卻隨半徑的減小而降低，最小到30微米為止。於是在20—30微米之間就形成了一個雲滴生長溝，現有的理論很難跨越過去。

暖雲人工降水

1935年Bergeron提出了一個冷雲降水學說。他認為當雲頂伸展到溫度0℃以上的高度時，雲滴就成為過冷水滴，此時若過冷雲中出現了少量冰晶，由於冰面的飽和水汽壓遠低於同溫度下過冷水面的飽和水汽壓，於是當過冷水滴和冰晶共存時，在冰晶表面就會出現非常大的過飽和水氣壓，比一般在暖雲中的過飽和水氣壓大兩個數量級，因此過冷水滴就會迅速蒸發通過轉移凝華到冰晶上去，相當容易地突破生長溝而形成降水。

冷雲降水學說

1939年Findeisen對數千次歐洲降水雲的觀測證實它們絕大多數雲頂已伸展到溫度0℃以上的高度，雲頂出現了冰晶後才有降水產生。於是，Bergeron的冷雲降水學說就得到大家的承認並成為人工增雨技術的一個重要基礎。然而這一學說卻無法解釋對流暖雲沒有冰晶出現時的降水。1960年代初，前蘇聯和中國的一些學者提出了對流暖雲產生降水的新機制。這一學說認為對流暖雲中存在的各種湍流起伏場對雲滴突破生長溝產生大雲滴有決定性的作用，其中最樂觀的理論認為，對流雲的湍流加速度起伏場甚至可相當迅速地直接產生雨滴。但是後來對湍流加速度起伏場的相關時間的分析研究表明，後者的計算並不恰當，湍流加速度起伏場相關時間極短，它們不可能直接產生雨滴也不可能產生大雲滴；但是湍流水汽過飽和起伏場和湍流含水量起伏場雖也是短相關起伏場，但其相關時間卻比湍流加速度起伏場長好多，因此它們對突破生長溝，形成大雲滴卻仍然足夠有效（1964，1966，溫景嵩）。以上這些理論在國際上發表後，迅速在西方引起了一場爭論。一些西方學者從均勻湍流混合觀點出發，全盤否定了我們這一學派的理論（1968,Bartlett,1972,Bartlett,Jonas,1974,Mason,Jonas,1978,Pruppacher,Klett）。一直到1977年才出現了轉機。此時曼徹斯特大學的LathamandReed,做了一個垂直風洞實驗，結果證明均勻湍流混合的觀點不對，雲中的湍流混合乃是非均勻混合，這種非均勻湍流混合仍然對大雲滴的形成有正面效應。於是在1979年Manton從非均勻湍流混合觀點出發進行了新的計算，他的新結果比較圓滿地解釋了對流雲中的大雲滴的產生。然而事情並未就此結束。

暖雲人工降水

對流暖雲降水新學說

在1980年代，西方一些學者組織了大規模的野外對流雲的直接觀測。觀測表明，Manton在他的計算中對對流雲中湍流結構作了一些特殊的假設， 急需降水的土地而這些假設卻未能在1980年代的野 外對流雲的觀測中得到證實。於是，又出現了許多新的作者對雲中湍流場的性質和結構提出了一些新的理論假設，然而到現 在還莫衷一是沒有一個理論得到大家的公認，問題就仍然是一個懸案。儘管 如此，從1960年代前蘇聯和中國學者的這一學派提出了對流暖雲降水新學說後，近五十年來的研究已經證明湍流在形成對流暖雲大雲滴上確實是一個重要因素，這一點已經得到公認（1993，Cotton,Anthes）。 難解的問題是對流雲內的湍流究竟是如何在大雲滴的形成中起作用的問題。這對各國的雲物理學者，以及湍流學者都是一個巨大的挑戰。戰勝這一挑戰就會是雲和降水微物理的一次突破性進展，而且對於更一般的湍流研究也是一大貢獻。