云降水物理期末复习笔记

云降水物理期末复习

概述

什么是云降水物理学

云、雾和降水物理学（简称云物理学）是以大气热力学和大气动力学为基础，研究大气中水分在各阶段所经历的物理过程，具体而言就是研究云、雾和降水和形成、发展、维持和消散规律的科学

• 按研究对象尺度的大小，可以分为宏观云物理学和微观云物理学
• 宏观云物理学研究水平尺度10m_{1000km**，垂直尺度**10m}10km范围内云的形成，发展，消散的动力过程
• 微观云物理学研究云粒子，降水粒子经历的凝华，碰并，蒸发等过程，尺度为0.1微米
• 云雾降水物理中最主要的矛盾是大气在运动中实际可能包含的水汽量和大气中实际存在的水份含量之间的矛盾

研究方式

• 观测和探测
• 理化实验
• 数值模拟
• 人工影响云降水作业

云雾降水形成的物理基础

云雾的组成

• 在云中，水汽是先决条件，空气是存在环境，云雾滴是其维持的保证
• 组成云的云滴或冰晶通过凝结等过程产生，通过蒸发或降水等过程消失
• 云体或云系的维持是由新的云粒子不断生成维持的
• 云体或云系产生的方向是新粒子生成的区域方向，不一定是风的方向

克劳修斯-克拉佩龙方程

相对湿度变化方程

由相对湿度的定义，两边取对数之后可以推出

联立克劳修斯-克拉佩龙方程（L和R都为常数）

• 由右式看出，增加相对湿度的方式：增加水汽（de增大）和降低温度（dT减小）

云雾形成的宏观条件

• 由相对湿度变化方程可以得出，云雾形成的条件是降温，增湿，两者都有

降温

降温有以下过程：

• 上升膨胀冷却——斜升：锋面抬升，地形抬升
• 上升膨胀冷却——风切变，气流过山
• 上升膨胀冷却——对流：孤立对流，比如积雨云等
• 平流冷却：暖湿空气流经冷的地面，比如产生平流雾
• 辐射冷却：夜间辐射量冷却，比如辐射雾和层状云的形成

增湿

• 平流增湿：冷空气流过暖水面，暖空气流过冷地面

乱流混合

• 湿空气垂直混合：又有上升的冷却，又有冷暖空气相遇

云雾形成的微观条件

• 冰相出现
• 大滴出现
• 溶液出现
• 降温
• 增湿
• 水滴带电

绝热含水量

含水量：也叫体积含水量 ，表示单位体积湿空气中所含固态/液态的水的质量，常用$g/m^3$表示

比含水量：也称质量含水量，表示单位质量湿空气中所含固态/液态水的质量，常用g/kg表示

• 空气因绝热膨胀冷却所凝结出的比含水量，称为绝热比含水量或饱和比含水量
• 绝热比含水量 = 云底饱和比湿 - 该高度上的饱和比湿 = 从云底到该高度凝结出的比含水量,
• 即$q_{lz}=q_{sb}-q_{sz}$
• 绝热含水量和绝热比含水量之间相差一个密度，即$W_{az}={\rho }_z{q}_{lz}$，$W_{az}$就是绝热含水量

绝热含水量随高度变化规律

$\frac{d{W}_{az}}{dz}={\rho }_z\frac{d{q}_{lz}}{dz}+q_{lz}\frac{d{\rho }_z}{dz}$

可以看成 $\frac{d{W}_{az}}{dz}={\rho }_{z}A+q_{lz}B$

• 比含水量随高度升高而升高，A>0
• 云底比湿随高度上升而下降，B<0
• 因此需要比较这两项的大小，决定了绝热含水量随高度的变化
• 实际大气中，云底高度较低时候，第一次项大，W随高度增加
• 在较高高度W随高度减小
• 一般云内实际含水量<=可逆湿绝热过程中的理论含水量W，原因如下：

1. 云内夹卷或湍流扩散作用，使含水量偏小
2. 云内的下沉气流区，由于与干空气混合，使含水量偏小
3. 在降水区，云雪粒子的下落速度可能随高度下降而减小，造成降水的堆积，使W偏大
4. 云越厚，云底温度越高，其平均含水量和最大含水量都会越大

降温机制

• 等压降温：比如夜间的辐射冷却，出现凝结和凝华，出现露和霜
• 夹卷降温：气块上升中卷入周围空气与之混合的过程，由于夹卷作用饱和湿空气的温度递减率将大于湿绝热递减率，使气层的不稳定度减小
• 平流降温：气流把空气输送至温度较低区域产生生平流降温
• 辐射降温：最有大气中长波辐射冷却率可达1~3k/d，而吸收太阳辐射的加热率约为0.6k/d，即时白天，含有较多水汽的空气仍为净辐射冷却
• 相变降温：因相变消耗热量导致温度下降；比如秋冬大陆湖泊山上的蒸汽雾就是这样形成的

增湿机制

大气中的水汽来源：

• 水汽的蒸发和平流输送，水汽辐合
• 湍流扩散

抬升凝结高度

一湿空气开始沿干绝热线上升，在一定高度气块达到饱和（气温=露点）之后沿湿绝热线上升，达到饱和的那个高度就是抬升凝结高度，高于这个高度就会发生水汽凝结，就容易成云至雨
在艾玛图上就是干绝热线和等饱和比湿线的交点

• 由公式可以算出抬升凝结高度，可以用来估算对流云底高度
  
• 凝结高度和云底高度不一定重合
• 也可以用地面相对湿度和地面气温来求
  

云雾的宏观特征

云雾的宏观特征是指：形态，水平伸展，垂直伸展，是时间尺度，垂直速度，函数水量，温度，湍流等特征

全球云的分布

• 光学厚度大的高云出现在对流最活跃区域
• 低云出现在海洋上，最频繁的区域是亚热带海洋东部边缘和中高纬海洋
• 总云量最大出现在中纬度海洋上，最小出现在亚热带沙漠地区上空
• 云量的最大值出现在热带强对流地区

全球降水分布

• 全球的降水分布的年际变化和大尺度大气震荡（如ENSO）有关
• 平均而言，降水有3/4发生在海上
• 全球平均降水为2.6mm/d,

积状云

积状云又称对流云，是孤立，分散而又垂直发展的云体，常发生雷暴，暴雨，冰雹，龙卷等灾害性天气

形成过程

这里讨论的是热力扰动形成的过程
云顶是花椰菜状的凸起，人们猜测是由温度较高的热力泡浮升造成

• 热泡达到凝结高度，就可以产生云体
• 由于夹卷，湍流，蒸发的作用，先形成边缘破碎的碎积云
• 当碎积云蒸发，使凝结区的空气湿润，可形成稳定的云体，淡积云
• 热气柱持续发展，使气柱维持高温，如果大气层结促使云梯垂直厚度不断增大，使垂直尺度达到和水平尺度相当的时候，形成浓积云

热泡的形成过程

1. 局地增温
2. 产生的热柱推开上方空气，同时形成下沉的补偿气流
3. 下沉气流将伸长的气柱切断，使上升热柱构成热力湍流泡
4. 地面再次加热，该过程再次发生
   

热泡各部位的气流分布

• 热泡中部上升气流最强
• 上部边缘向四周扩张的气流最强，下部边缘向中心汇聚气流最强
• 中部边缘的下沉气流最强（中部是哪里？？？）
• 从帽顶向萨斯州帽沿下弯，在帽底中心转向上方形成涡旋卷

热泡的升速

• 热泡的半径和热泡虚源至热泡顶的距离z成正比：z = nr
• 平均浮力系数B：$\frac{\rho -{\rho }^{\prime }}{{\rho }^{\prime }}$，表示热泡空气平均密度小于环境空气平均密度百分率，可以用来衡量热泡净浮力的大小
• 热泡升速公式：$\omega =\frac{\sqrt{2n^{3}g{B}_0{r}_0^3}}{z}$,可见上升速度和高度成反比
• 热泡顶距离热源的高度的平方，以及热热泡半径的平方均与时间成正比
  

地形产生的对流云

• 迎风区上升运动，容易形成云，背风坡下沉运动抑制云的生成
• 云随气流平流到山脉地区，云系产生堆积
• 在山的背风坡产生波状云
• 夏季山脉的向阳坡，由于太阳的距地加热，有利于对流云发展
• 如果陆地盛行的风向和海陆风相反，两者就会形成辐合带，如果该辐合带山上由很强的上升运动，就会产生生一条狭长的积雨带或雷暴云带
• 海岸线表现为曲折凹凸，一些地方向海洋突起，一些地方向陆地凹，海风吹向陆地的时候辐散，少云；而凸的地方各个方向海风在此汇聚，容易出现辐合

外形特征

• 底部水平，顶部隆起，云边界明显
• 淡积云：扁平，垂直发展不强盛，厚云快中部有淡影，在晴天常见，水平尺度数百米到数千米
• 碎积云：破碎不规则的积云快
• 浓积云：浓厚，顶部有重叠的圆弧形突起，像花椰菜，几千米到十几千米
• 积雨云：云体浓厚庞大，垂直发展极盛，云顶由冰晶组成，有白色丝缕结构，顶部呈砧状，云底阴沉混乱，起伏明显

各生命史的气流特征

• 初生阶段：云中全部为有组织的上升气流，平均垂直速度在几米每秒，最大上升气流区在云的中部（初生阶段可能会偏下）
• 成熟阶段：上升气流更快，但是出现了和上升气流同量级大小的下沉气流
• 消散阶段：几乎都是下沉气流，在云的下半部分及云底有大量的辐散气流

层状云

层状云是水平范围很广阔的云，在水平防线可以延展到数千千米，较薄的时候不产生降水，很厚的时候可以产生大范围的降雨或降水

形成过程

• 暖锋或缓行冷锋的缓慢斜升运动
• 高空槽前脊后的抬升作用
• 地形作用
• 湍流
• 对流云的衍生

宏观特征

• 水平尺度：10~10^3km
• 垂直尺度：$10^{-}10^{0}km$
• 在云底湍流最强，云顶湍流最弱
• 垂直运动有几厘米每秒

卷云

卷云是由冰晶组成的层状，钩状，带状和纤维状的高云

• 卷云是全球覆盖率最高的云，全球平均覆盖量有20%~50%
• 卷云通过辐射效应影响大气的热力结构，显著地影响全球能量平衡和气候

雾

雾是水汽凝结物悬浮于大气边界层内，使能见度降到1km以下时地天气现象

辐射雾

辐射雾由地面和大气辐射冷却形成，地面和贴地空气地辐射降温率可以达到10度/h，当空气中湿度较大的时候可以形成辐射雾

• 秋冬两季，昼短夜长，近地面处于负净辐射时间较长，容易形成辐射雾
• 高压系统天气晴朗，地面辐射强，减温大，有利于形成辐射雾
• 辐射雾厚度从几米到几百米不等
• 夜间晴空，微风和高相对湿度是辐射雾形成的有利条件

平流雾

当暖湿空气平流流经冷的下垫面时，由于湍流作用将热量传送给下垫面而降温，当温度低于露点的时候形成平流雾

• 冬季大陆冷，海洋暖，当气流从海洋吹上陆地的时候，就为产生平流雾提供了良好的条件

蒸发雾

当暖水面蒸发的水汽在空气中冷却达到过饱和时可形成。冷空气移动到暖水面或暖洋流移动到气团控制区均可形成蒸气雾

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云降水的围观特征

通常指大气中大量离散水凝物粒子的大小分布

• 过冷却：当低于零度的时候，水在没有固定界面时不易冻结，而处于过冷却状态

尺度谱分布

• 由下式可以表示各尺度间隔内云滴的半径分布函数
  

谱分布图

• 集中衡量粒子总体特征的特征物理量
  
  

云滴和雾滴

• 以100微米作为雨滴和云滴的分界线，小于100微米称为雾滴，反之为雨滴
• 雾滴又比雨滴小，雾滴平均半径不到10微米

云雾滴的尺度谱分布

• 常用K-M分布表示 $n(r)=a{r}^2{e}^{-br}$
• 积分后可以得到云滴总数浓度和平均半径

• 不同云的云滴谱分布
  

雨滴

• 雨滴的形状随雨滴大小会有变化，雨滴小于140微米时可以认为是球型，大于140微米会逐渐变为椭球体，大于5mm的时候雨滴会破碎

雨滴的尺度谱分布

• 用M-P分布表示
  $n(r)=N_0{e}^{-\lambda d}$
• 其中N0为常数，为$0.08c{m}^{-4}$,$\lambda$为与降水强度有关的量
• M-P分布只对较大的雨滴有效

液滴下落末速度

下落末速度由三种力决定：重力，浮力，空气阻力

斯托克斯定律：

• 0.5~50微米
  
• 50到500微米
  
• 500微米到5000微米
  

冰晶和雪晶

雪晶是指冰晶通过凝华及撞冻、凝结、碰并等机制增长到尺度大于500微米后的水成物

• 冰晶的形状与生长条件，环境温度，湿度，固有生长率有关

冷云降水物

冷云降水物：
霰：大量冻附的冰质粒包围积集于雪晶四周，掩蔽了雪晶的本来形状
凇晶： 冻附的冰质粒已掩蔽雪晶表面，但未改变原来形状
雹
冻滴
冻雨

雹

一种固态降水物。系圆球形或圆锥形的冰块，由透明层和不透明层相间组成

• 最常见的冰雹形状：圆球、圆锥和椭球三种
• 分层结构：最中心的部分称为雹胚

核化理论

• 核化过程：大气中形成云雾粒子的相变过程
• 核化过程又分为同质核化和异质核化

同质核化：单一相态分子中没有其他物质存在时发生的核化过程
异质核化：有异质核存在时的核化现象
区分就是核是否和外面是同物质

同质核化

同质核化：单一相态分子中没有其他物质存在时发生的核化过程

• 当水汽比较充沛的时候，有些水汽分子会偶然结合成微滴，其大小大于一个临界值就会继续增长，小于就会消失
  
• 微滴增长和消失的速率之间的平衡值决定了微滴的临界尺度
  
• 实验得出只有相对湿度非常非常大，甚至达到800%以上的时候才出现自发凝结现象，因此自然条件下不可能出现水汽同质化凝结形成水滴
• 原因是一个水汽过饱和相并不直接转变为最稳态(冰)，而是先转变为次稳态（或亚稳态），即过冷却水，同质凝结核化即在过冷纯水滴中形成冰晶的过程
• 过冷水中水分子已经按水的排列结构聚在一起，想形成冰胚，首先要破坏其原有结构，改变水分子位置及方向，之后在水中形成新的相态（冰相）
• 水滴直径为1微米的时候，温度要降到-45度以下才能使一半过冷水滴在1度/小时的过冷却率下同质冻结
• 一般将-40度作为同质冻结核化的阈温值，在对流层内一般温度高于-40度，所以大气中不易通过同质冻结核化形成冰晶，但一些高的卷云可以

异质核化

• 水汽在带电粒子上的平衡饱和比湿比不带电的时候小
• 当水滴半径小于0.6纳米时，电荷的影响十分显著

不溶性粒子的核化

• 不可溶平表面：比如潮湿环境下的墙面，镜面，瓷砖表面发生的凝结现象
• 不可溶粒子：随着半径的减小，不可溶粒子上的发生凝结过程所需的过饱和度增大。所以说大多数不可溶粒子不大可能成为自然云的凝结核

可溶性粒子的核化

• 可溶性核上的凝结可以用寇拉方程描述

过饱和度和液滴半径的关系图

可以看出：

• 盐核质量愈大，起始的饱和溶液滴半径也愈大
• 盐核质量愈大，则临界相对湿度愈小，但临界半径却愈大
• 当环境湿度小于临界相对湿度的时候，盐核可以增长到对应的大小，处于稳定态
• 环境湿度等于临界相对湿度的时候，处于亚稳定态，就像在山顶，可能往回倒退也可能继续增大，处于亚稳定态
• 当环境湿度大于临界相对湿度，不需要这么大的过饱和度也可以继续长大成云滴
  （老师上课说的哲理故事）

起核化作用的条件

溶解度条件

各种冰核多为不可溶解的物质组成
冰核应该使无序运动水分子排列有序化（这里还不是太懂）

质粒尺度条件

冰核质粒越大，核化温度越高
半径大于0.1微米的冰核其核化温度较为稳定，小于0.01微米的一般很难起到核化作用（溶解度增大，会破坏其作为冰核的作用）

化学键条件

冰核表面的化学键对成冰有很重要作用。冰的晶格由一定强度及取向的氢键所维系，如果冰核表面也有氢键，必有利于水汽或液水在冰核表面核化成冰。

晶体结构条件

化学键在核面还要有一定的几何排列

活化位置条件

冰核面上异质核化往往从局部位置发动。这些位置往往在善于接收水汽并形成液水的地方。对水汽凝华于核上时的核面形状研究发现，凝华位置往往是在核面的生长阶、裂缝、纹理、空穴、及棱角处

云凝结核（CCN）

大气气溶胶中的一小部分可以作为水汽凝结形成水滴的质粒，而这些质粒在云中实际过饱和度条件下能够活化和凝结增长形成云滴。这些气溶胶质粒称为云凝结核

• 大陆的CCN数浓度高于海洋
• 污染的空气CCN数浓度大于清洁大气
• 海洋的CCN比陆地的大
• 早上六点最小，晚上六点最大
• 来源：植物燃烧，海盐，石油制品燃烧
• 半径大于3微米的气溶胶粒子称为巨凝结核（GCCN），他们可以在很低过饱和度下活化
• 冰核浓度和温度之间呈指数变化

云雾粒子的扩散增长

• 云中水滴达到临界半径后，只要过饱和度持续维持，水滴就能靠水汽的扩散增长

质量扩散方程

水汽分子扩散系数D

A：一个垂直于此水汽密度梯度的球面积
意义：单位水汽密度梯度作用下，在单位时间通过垂直于水汽密度梯度的单位面积的水汽扩散质量；D恒为正值。

方程推导

• 由D的定义可以推出
  
  左右两边积分
  
  得到质量扩散方程
  
  继续推导可以得到半径增长率
  
• 半径增长率与半径成反比，即半径越大，半径增长率越小

热扩散方程

• 定义导热系数K
  
• 热扩散方程
  
• 热量平衡方程
  

云滴群的凝结增长

比湿的变化与P水汽产生项和C凝结项有关

进一步表示为：Q1乘空气垂直速度-Q2乘凝结速率

垂直廓线

• 过饱和度随高度先快速增大，之后缓慢减小
• 云滴浓度先快速增大，在过饱和度最大处达到最大，之后稳定
• 云滴浓度最大值以上谱宽变小
  

蒸凝现象

是指固态或液态物质因升华、蒸发后转变为气态，或自气态因凝华、凝结而转变为固态或液态的现象,物体通过蒸凝过程后可以回复到原来的相，也可以回复到另—个相

发生条件

• 大气中存在有表面饱和水汽压不相同的液水或冰，而当时大气的实际水汽压又介乎这两种表面饱和水汽压之间，其间就一定会发生蒸凝现象
• 对冰、水共存的系统，当实际水汽压介于二者的饱和水汽压之间时，大气中必有水汽从过冷却水滴向冰晶方向扩散
• 云中单靠水汽凝华，冰晶要增大是很困难的，但由于有此效应，主要有过冷水滴共存，虽无碰并现象，冰晶仍可以通过蒸凝过程依靠小号过冷水滴而增大
• 同温度不同大小的水滴共存，造成小水滴不断蒸发变小，大水滴不断凝结变大的蒸凝过程
• 同温度、同大小的溶液滴和纯水滴共存时，水分也会由纯水滴上蒸发而凝到溶液滴上去
• 同大小但不同温度的纯水滴共存，水分就会由高温水滴蒸凝到低温水滴中去

贝基隆效应（冰晶效应）

• 对冰、水共存的系统，当实际水汽压介于二者的饱和水汽压之间时，大气中(指贴水及贴冰的气层之外)必有水汽从过冷却水滴向冰晶方向扩散。
• 这一过程在云雾降水物理学中十分重要。因为云中单靠水汽凝华，冰晶要增大是十分困难的。如果有过冷却水滴共存，则虽无碰并现象，冰晶仍可以通过蒸凝过程靠消耗过冷却水滴而增大
• 一般在自然云中，过饱度往往不超过0.1%。云滴单靠这么小的过饱和度，增长十分慢。但由于过冷水滴与冰晶共存，-11.5℃时，如空气处于水面饱和状态，相对于冰面过饱和度可达12%，即约大两个数量级。此时冰晶凝华相当快。因为这时进行的是蒸凝过程，冰晶是依靠消耗水滴的水分而凝华增长的

液相云降水理论

降水之谜

• 如果单凭凝结作用，半径增大到临近半径之后，由于争食水汽，云滴尺度的增长速度会逐渐减小，云滴长到40微米的时间理论上需要很长时间，不足以在短时间内形成降水
• 降水性云雾厚度的理论值大于实际值
• 因此降水的形成一定不是单单只凭凝结作用
• 就算是凝结核连续碰并增长，理论上的降水形成时间也比实际的大

碰并过程

• 碰并就是碰撞+并合的总称
• 碰并效率（系数）等于碰撞系数和并合系数的乘积

碰撞效率

• 微滴之间的碰撞可以通过静电力，重力，湍流场，空气动力的作用引起，对于云来说，重力效应是最主要的
• 碰撞效率 = 碰撞到的小水滴数 / 大水滴扫过的几何截面内全部小水滴数（可能会碰撞的小水滴数）
  
• 随着尺度的增大，E增长很快，小于20微米的粒子的E很小
• r1为大粒子半径，r2为小粒子半径，当r2/r1—>0，小粒子惯性小，容易绕过大粒子；r2/r1>0.6，粒子尺度相近，导致粒子之间相对速度减小，不利于碰撞
  

并合效率

• 并合的个数与碰撞的个数之比称为并合效率
• 合并的时候有以下几种情况：弹开，并合，并合后分离，破碎
• 是哪种情况取决于两滴之间碰撞角和他们之间的相对速度
  

碰并增长

• 云中出现少数大滴后，碰并小云滴的效率提高，能有效地启动重力碰并机制，形成降水粒子，其碰并增长速率是随大水滴增大而快速增加的

凝结和随机碰并结合的作用

• 最初的时候还没有碰并增长，此时凝结作用为其后碰并增长奠定基础
• 碰并作用开始后，云滴数量急剧减少，水滴数减少，使总凝结表面减少，上升空气因绝热膨胀冷却造成多余的水汽没有充分的凝结面来凝结，使过饱和度激增
• 过饱和度激增又能激发新的凝结核，引起水滴数的增加，然后很快又因为碰并效应消耗掉

冰雹

冰雹增长机制

• 干增长：在含水量小而温度低的云区，因为冰雹碰并的水量少，因而冻结释放的潜热也少。再加气温低，雹块散热快，因此碰撞雹块的过冷水滴未及从冰雹表面漫流开来就已冻结为冰，在一定的程度上保持其圆球形，冻滴之间留有许多空隙，形成不透明层次
• 湿增长：云的含水量比较大，环境气温也不太低，则冰雹的散热不及冻结潜热释放的快，被碰撞水滴只能有一部分冻结，过冷水在冰雹表面铺展成水膜，冻结过程在水与冰的交界面上进行，形成的冰层透明而密度大

冰雹的形成过程

1. 雹胚沿主上升气流边缘上升增长，可长大到1mm
2. 被上升气流带到前方弱上升气流区
3. 在弱上升气流去落入雹胚帘
4. 在雹胚帘底随主上升气流上升迅速增长
5. 在上升气流边缘下落
6. 4和5重复多次，冰雹在零度层上与过冷水碰并
7. 长到足够大后落下
   

锋面降水

暖锋雨带主要机制

暖锋雨带是位于地面暖锋前，平行于暖锋的雨带

• 高空对流泡中通过凝华和结淞增长大量冰晶，成为自然“播种云” ，冰晶降落到低层浓密的层状云中碰并水滴，从而将云水转化为雨水
• 在低层，由中尺度抬升而产生的浓密的层状云为降落下来的降水粒子提供了丰富的云水，成为“供应云”

暖区降水主要机制

暖区雨带：位于地面冷锋前的暖区内，平行于冷锋

• 发展深厚，旺盛的对流区，含水量丰富，高空播撒下来的冰晶很快在这里长大，雨带降水量的50%~60%都来自这里
• 另一个是浓密的层状云，播撒云掉下来的冰晶在这里因凝华和碰并而增长，占暖区降水量的30%~40%左右

两者的共同点

• 两者都存在高空对流泡
• 高空对流泡与锋面上大气层结的位势不稳定特性有关，起到为其下动力性较不活跃的云层供应冰晶的作用，所以是为低空云层产生降水创造条件
• 暖锋面上以及暖区中，单靠边界层或沿锋的对流上升作用往往也能产生大量降水，因此上空的“冰晶产生单元”的自然播云，常仅起到加强降水量的作用
• 两者都存在“播种——供应”降水机制，播种云多以冰晶组成的卷云为主，供应云一般为浓密的层状云，冰晶粒子下落到供应云所在的过冷水云区，云内会启动云水项冰晶的转化过程（贝吉隆效应）