常 祎 郭学良 唐 洁3) 卢广献 亓 鹏4)

1)(中国气象局云雾物理环境重点开放实验室， 北京 100081)

2)(中国科学院大气物理研究所， 北京 100029)

3)(南京信息工程大学气象灾害预报预警预评估协同创新中心， 南京 210044)

4)(中国科学院大学， 北京 100049)

引 言

青藏高原(简称高原)位于我国西南部，平均海拔超过4000 m，覆盖面积超过2×105km2，是全球最大的高原，被称为“世界屋脊”、“第三极”[1]。高原上以冰川、冻土、湖泊、河流等形式储存大量水资源，是亚洲众多主要河流的发源地，通过“亚洲水塔”这一陆地-海洋-大气水分循环过程影响亚洲乃至全球的气候和水循环过程[2-6]。一直以来，由于自然环境恶劣，观测站点稀疏，人们对高原上的云降水物理过程缺乏足够认识。与此同时，人类对于高原环境的影响也较小，因此高原也是研究大气过程，尤其是对流云降水过程的天然试验场。

夏季青藏高原云降水过程最显著的特征是对流云和降水过程非常活跃。由于海拔较高、空气稀薄，强烈的太阳辐射使高原在夏季成为一个高耸入对流层中部的巨大热源，为夏季高原上的对流活动提供重要的热力条件[7-10]，配合高原特殊的大气层结[10-11]和来自热带洋面的水汽输送[3,12]，使得对流在夏季频繁发生。另一方面，由于海拔较高，水汽供应不足，且缺少大尺度天气系统形成的大范围动力抬升，因此高原夏季对流虽然发生频率高，但强度弱[9-10,13-17]。高原对流活动另一个显著特征是受局地热力影响的日变化过程，高原对流活动通常上午开始发展，午后迅速增强并形成降水，傍晚达到最强降水，降水持续至午夜并向层状云降水转化，从午夜一直到清晨，云系和降水逐渐消散[14,18-21]。高原上的中尺度对流系统在一定条件下会向东移出高原，从而对下游地区造成影响[10,22-25]。

特殊的热力、动力条件使高原上对流云与低海拔地区差异显著。强烈的太阳辐射使高原在白天具有深厚的边界层，因此高原上对流云云底更高[9-10]，夏季风爆发后，对流云云顶高度显著升高并超过16 km(海拔高度，下同)，甚至超过20 km[14,18,26-28]。第二次青藏高原科学试验期间，那曲地区的对流单体通常为水平尺度小、垂直厚度高的柱状单体，这些单体在一定条件下可以突破上层“暖盖”，形成“爆米花”的云结构[10]。Fu等[29]利用TRMM卫星观测资料研究表明：高原对流单体降水呈“塔”状结构，降水系统由孤立、零散的云团构成，而这些云团垂直剖面呈“馒头”状，且呈现出挤压状态[21]，CloudSat/CALIPSO卫星数据研究也表明高原上的深对流系统云顶组织更为紧密[30]。

由于缺乏直接观测，相关研究只能利用地面观测、遥感和数值模式对高原云降水的微物理过程和降水形成机制进行分析研究。地面雨滴谱数据可以用于云降水过程中的微物理特征研究，高原地区的雨滴谱分布与降水类型、强度、密切相关，且由于空气密度低、更易发生雨滴破碎，进而影响滴谱的分布[31-32]，高原雨滴谱随降水强度增加而拓宽，相比于层状云降水滴谱，对流性降水雨滴谱在白天有更大的等效直径和更小的截断[33]，Γ分布更适合描述高原雨滴谱分布[18,31]。利用卫星遥感资料可以获得高原云系内部的微物理特征，傅云飞等[34]利用TRMM卫星资料发现高原强对流云系内大云滴/雨滴在下落过程中的碰并过程会增大地面的降水率；利用CloudSat/CALIPSO卫星资料，汪会等[35]发现高原的云滴谱较宽；李典等[36]利用CloudSat资料研究发现高原地区云内可降冰粒子浓度较高且集中在近地面；同样利用CloudSat资料，陈玲等[37]发现高原地区的降水多为冷云降水，冰相粒子的有效粒径大于四川盆地及过渡区，粒径差异较大、滴谱较宽，因此更容易产生降水。数值模式是研究云微物理过程和降水形成机制的有效手段，唐洁等[38-39]利用WRF模式研究第三次青藏高原大气科学试验(TIPEX-Ⅲ)期间对流云降水过程的微物理特征和降水形成机制，结果表明：夏季高原对流云中过冷水和霰粒子丰富，冰相过程活跃，霰粒子的融化过程对降水有重要贡献，暖雨过程贡献较小，高层对流云内冰晶主要通过聚并过程增长，下层主要为凇附过程。

近年随着外场观测试验的开展和新型遥感设备的使用，虽然对青藏高原云微物理特征有了一定的认识，但由于缺乏飞机观测等直接探测手段，相关遥感资料尤其是卫星观测资料在高原上的应用和数值模式对高原大气过程的模拟仍存在很大不确定性[38-43]。为了进一步加深对高原夏季对流云物理过程的认识，在第三次青藏高原大气科学试验(TIPEX-Ⅲ)期间[44]，2014年夏季在那曲地区开展飞机云物理观测研究，获取了宝贵的飞机穿云探测资料，为研究高原夏季初始对流云的微物理特征和降水形成机制提供重要依据。本文主要利用2014年7月TIPEX-Ⅲ 期间的飞机观测资料，探讨高原夏季对流云的微物理特征和降水形成机制。

1 仪器、数据与方法

1.1 观测区域及设备

2014年7—8月，TIPEX-Ⅲ在那曲地区(图1)开展外场观测。飞机观测区域位于唐古拉山脉与念青唐古拉山脉之间，地势较为平坦，该地区夏季对流十分活跃[18-19,45]，因此具有较好代表性。除飞机观测外，那曲城内设有两个观测点，分别位于那曲气象局(31.5°N，92.1°E)和那曲中信大酒店(31.3°N，92.0°E)，那曲气象局观测点架设有Ka波段毫米波云雷达和雨滴谱仪各1部，那曲中信大酒店观测点架设有C波段连续波雷达和雨滴谱仪各1部，其中两部雷达的主要性能参数可以参考文献[18，44]。两部雨滴谱仪传感器型号为OTT公司的Parsivel，可以测量32个粒径档位、32个速度档位共1024档的降水粒子，该设备在本文中主要用于判定降水情况，其详细的参数可以参考文献[18，33]。

图1 2014年夏季TIPEX-Ⅲ期间那曲地区外场观测概况(红色方框区域为主要飞机观测区域，×和+分别为那曲气象局和那曲中信大酒店观测点)

外场观测期间，针对云降水的微物理特征和降水形成机制，还进行飞机穿云探测。此次飞机探测采用北京市人工影响天气办公室的King Air 350ER飞机，飞机搭载的设备为SPEC公司(http:∥www.specinc.com)的机载探测系统，该探测系统主要包含以下探测设备(系统)：机载气象探测系统(AIMMS-20)、热线含水量仪(Nevzorov)、二维灰度粒子谱仪(2D-S)、快速云滴粒子谱探头(FCDP)、降水粒子谱仪(HVPS)、三维视场云粒子成像仪(3V-CPI)，各探测设备的主要技术参数见文献[44]。该探测系统已经广泛应用于云微物理过程的探测与研究中[46-47]，具有良好的性能和较高的分辨率。

1.2 资料与方法

本文利用欧洲中期天气预报中心的ERA-Interim再分析资料(https:∥apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily/levtype=pl/)对观测个例进行天气分析，该资料的时间分辨率为6 h，空间分辨率为0.125°，垂直方向从1000～1 hPa共37层，本文主要分析位势高度、位势涡度和水平风场的特征。

飞机观测期间的云系特征由那曲气象局C波段气象业务雷达资料(http:∥data.cma.cn)给出。由于飞机探测主要在上午进行，探测的云系强度较弱，有的云系通过天气雷达无法精确探测，为了更准确地了解观测期间云系特征，本文还利用FY-2E气象卫星资料(http:∥satellite.nsmc.org.cn)，其时间分辨率为0.5 h或1 h，空间分辨率在可见光波段为1 km×1 km。

此外，本文还用到那曲气象局地面交换站那曲站的气候降水资料，作为地面雨滴谱观测的补充，其时间分辨率为1 h。

由于高原大气条件复杂，飞机在飞行过程中多次遭遇积冰，因此飞机观测期间存在较多资料缺测，尤其是飞机穿云时的温度，缺测的温度主要通过TIPEX-Ⅲ期间的加密探空数据确定。一般而言，在飞机观测研究中，小云粒子(直径D<50 μm)探头探测到的粒子数浓度大于 104L-1作为入云的判据[48-50]，但由于高原特殊的自然环境，高原上的云系在探测过程中云滴数浓度较低，因此在本文的统计过程中，一般将浓度高于103L-1的观测样本计入统计。

2 天气背景及探测云系特征

2014年TIPEX-Ⅲ观测期间，飞机观测主要在7月，从7月1—24日共进行12次飞行探测，获得6个有效个例，分别为7月3日、10日、13日、20日、21日和24日。由于飞机从青海格尔木机场起飞，距离观测区域较远，且高海拔地区飞机起降条件较为严格，因此飞机在目标探测区域的观测时段主要集中在09:00—13:00(北京时，下同)之间，高原夏季对流活动通常有明显的日变化特征，飞机观测时段的云系通常为处于初生、发展过程中的对流云系或夜间降水的残留云系[18,27]。此外，24日的飞行个例中3V-CPI探头积冰严重，粒子图像无法识别。

表1为6个飞行个例飞机探测的基本情况。夏季高原主要受短波槽、低涡、切变线等中尺度天气系统影响。6个个例中，2014年7月3日飞机观测区域位于短波槽前脊内，云系主要为初生对流云；10日主要受切变线影响，云系在上午迅速发展，云系为处于发展阶段的对流云；13日在那曲西南方向存在一高原低涡，受其影响，13日高原南部地区有系统性的云系发展，探测云系为处于发展阶段的对流云；20日高原中西部主要受短波槽影响，根据雷达和卫星观测，飞机观测时段为夜间云系消散和新生对流云系发展的间歇，主要为残留云系；21日高原中西部的短波槽发展为低涡，但与20日类似，飞机观测时段仍然处于夜间降水云系消散和新生对流云云系发展的间歇，探测对象主要为残留云系；24日高原中北部被反气旋控制，那曲西南有一切变线，那曲位于两个系统的过渡地带，飞机观测区域位于切变线影响下系统云系的边缘，探测云主要为处于发展阶段的对流云。

由表1可以看到，TIPEX-Ⅲ期间飞机穿云探测的高度主要集中在5500 ～ 9000 m高度，温度均低于0℃，按云型主要分为初生、发展阶段的对流云和夜间降水的残留云系，从相态看，观测的结果多为冰水混合云系。

表1 2014年TIPEX-Ⅲ期间6次飞机观测个例的飞行高度、温度和探测云类型

3 云微物理参数统计特征

表2为对TIPEX-Ⅲ飞机观测期间所有观测数据的统计。观测期间高原夏季云系小云粒子(D<50 μm)的最大和平均数浓度分别为1.1×105L-1和(9±10)×103L-1，数量级一般为104L-1，最大数浓度出现在7月10日处于发展阶段的对流云中，温度为-2.5 ℃，此时云内主要为液态过冷云滴。大云粒子的最大和平均数浓度分别为28.82 L-1和(7±19)×10-1L-1，数量级一般在100～101L-1，最大数浓度在7月13日的对流云中，温度为-12.9 ℃，此时云内存在活跃的冰化过程，大云粒子主要为霰粒子和大云滴(雨滴)。观测期间最大液态水含量(LWC)为0.25 g·m-3，且都为过冷水，最大总含水量(TWC)为1.33 g·m-3，LWC和TWC的数量级均为10-1～100g·m-3。由于观测时段集中在上午，对流云处于初生、发展阶段，因此并未观测到较强的上升气流，探测期间垂直上升速度(V)最大为4.3 m·s-1，一般为1～4 m·s-1。

表2 TIPEX-Ⅲ飞机观测期间小云粒子(D<50 μm)数浓度、大云粒子(D≥50 μm)数浓度、LWC和TWC及V的最大值、最小值和数量级统计结果

青藏高原夏季云微物理特征与其他平原、海洋地区有显著区别。首先，高原夏季云系的云滴和大粒子数浓度要远低于其他地区的对流云系[46,51-52]，在同样的上升速度范围内，Lawson等[46]在热带地区洋面观测到的云滴数浓度很多超过100 cm-3，比本文的观测结果高1～2个数量级，而在大陆性对流云的观测中，对流云云滴的数浓度更高[53-54]，对比我国华北和西北地区的云系，高原夏季对流云的云滴数浓度仍偏低[50,55-59]，这与高原清洁的大气环境密切相关。另一方面，高原对流云内的上升速度低于其他地区的对流云[46]，对流相对偏弱，而过冷水含量相对丰富，因此高原的云内必定存在更多大云滴和雨滴，这也得到观测资料的证实。

4 云微物理特征和降水形成机制

4.1 对流云

由表1可以看到，此次观测试验期间飞机共探测到4个对流云个例，由于2014年7月24日对流云个例积冰严重，因此本节仅讨论7月3日、10日和13日3个对流云个例。 对流云个例中，7月3日为初始对流云，7月10日和13日均为发展过程中的对流云，其中7月10日主要为过冷云，7月13日为冰水混合云系。

4.1.1 7月3日初始对流云

图2为7月3日飞机探测结果。7月3日飞机探测高度在5740 m，温度为-1.1 ℃，探测时段C波段业务雷达无明显回波，C波段连续波雷达和Ka波段毫米波云雷达的回波十分微弱，探测对象为初始对流云。对流云的最大LWC基本低于0.1 g·m-3，最大TWC低于0.15 g·m-3，高原初始对流云的含水量低于我国北方地区的层积混合云[56,59]，与一些海洋对流云云底的含水量接近[46]，但远低于云内部[46,60]。N(D)为对应粒子直径D上的数浓度。

初始对流云内最大云粒子数浓度约为2×104L-1，由图2b可以看到，云内的滴谱宽度一般不超过30 μm，呈双峰分布，两个峰值分别在2.1 μm和21.1 μm，双峰型的滴谱与我国北方层状云滴谱和高原北部三江源地区存在显著区别[56,58]，与一些海洋性对流云类似[61]，且在对流云的边缘经常存在一些单峰型的滴谱，峰值在10.7 μm。

图2 2014年7月3日初始对流云探测

另一个值得注意的现象是，尽管7月3日个例仍然处于对流云发展的初始阶段，但已有冰相粒子产生，这表明由于高原对流云发展的层结温度较低，冰相过程在最开始阶段已存在，有利于形成降水。

4.1.2 7月10日过冷对流云

与7月3日初始对流云不同，卫星云图、C波段连续波雷达和Ka波段毫米波云雷达均显示7月10日的云系明显偏强，结合3V-CPI图像，10日的对流云基本为过冷云，并未发现冰相粒子。理论上讲，冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，因此在湿润的环境中，冰晶容易形成。但飞机探测具有较大不确定性，可能并未观测到。

图3为7月10日的飞机探测结果。由图3可以看出，相比于7月3日，7月10日的探测结果云滴数浓度和LWC更高、滴谱更宽，7月10日最大云滴数浓度、最大LWC和最大上升速度分别为1.1 ×105L-1，0.20 g·m-3和3.7 m·s-1。绝大多数云滴谱呈双峰分布，其中一部分滴谱与7月3日峰值相同，但由于10日的对流云正处于发展阶段，上升速度较强导致更多的云凝结核被活化，过冷水含量也更高，因此双峰型的滴谱在小粒子方向有向更小峰值、在大粒子方向存在向更大峰值扩展的趋势。整体而言，10日的粒子谱宽度比3日的探测结果更宽。

图3 2014年7月10日发展对流云探测 (a)飞机探测高度和温度，(b)液态水含量，(c)HVPS探测的大云粒子数浓度，(d)FCDP探测的小云粒子数浓度，(e)图3d对应时刻的云滴谱分布

7月10日个例的显著特征是云内存在大云滴和小雨滴，且随着上升速度的增大和液态水含量的增加，云滴谱存在明显的由稳定型滴谱向不稳定型滴谱的变化趋势[62]，表明云系正处于迅速发展阶段。由该个例可以看到，高原对流云另一个显著特征是大云滴和雨滴出现较早，表明高原对流云在发展过程中暖云过程活跃，这些大云滴和雨滴在高原上以过冷水形式存在，而过冷大云滴和雨滴对于冰相过程发展和降水形成至关重要[46]，这也是高原对流云易形成降水的另一个重要因素。

4.1.3 7月13日混合对流云

图4和图5为7月13日对流云个例的飞机探测结果，从图4a可以看出，7月13日飞机主要在大约6300 m(-2.4 ℃)、6600 m(-4.3 ℃)和7800 m(-13.0 ℃)3个高度层探测。由探测结果可以看到，当日云系为冰水混合对流云系。3个高度层的最大LWC和TWC分别为0.15 g·m-3和0.24 g·m-3，0.20 g·m-3和0.43 g·m-3，0.15 g·m-3和0.45 g·m-3，相比于高层(7800 m)，低层的最大上升速度明显偏高(大于3 m·s-1)。

图4 2014年7月13日发展对流云探测

续图4

图5 2014年7月13日飞机观测不同高度的粒子图像

低层(-2.4℃和-4.3℃)最显著的特征是存在大量大云滴和小雨滴，尤其在-2.4℃的大量雨滴，表明高原对流云中暖云碰并过程在温度相对较高的过冷层十分活跃，这与7月10日的观测结果相同。-4.3℃层存在一个高TWC区域，由3V-CPI图像可以看到，该区域内存在一些高度凇附的大云粒子，有活跃的凇附过程发展，这表明高原地区对流云内一旦存在初始冰粒子，在过冷水相对丰富的地区可以迅速通过凇附过程增长，并形成降水。

结合FCDP探头探测的小云粒子浓度和较高LWC值可以看到，高层(-13.0℃)仍然存在较为丰沛的过冷水，但与低层不同的是，由于温度更低，该层存在很多单体冰晶粒子和不规则的小冰晶粒子，表明随着温度降低，冰化作用开始对冰相粒子的形成产生较为明显的作用。在10:00前的探测结果中，大的冰相粒子较少，而TWC与LWC有些时刻的差异仍然较大，存在大量冰水，这表明高层存在活跃的冰化过程。随着云体进一步发展，10:00后对流云中过冷水被消耗，云内大粒子浓度明显升高(图4c)，由对应粒子图像(图5)看，此时云内不仅存在大量的单体冰晶粒子，破碎的雨滴(大云滴)、霰和冰晶聚合体同时存在，这表明云内正在进行迅速的冰化过程，所有冰相粒子均呈现密实不透光的特征，这与该高度层存在丰富的过冷水有关，过冷水中的大云滴和雨滴对于整个云体内迅速冰化以及后续的凇附过程至关重要[46,63]。

4.1.4 对流云降水形成机制

以上3个个例表明：即使处于初生阶段的对流云，高原云内的云滴谱也呈双峰型分布，这是由于高原较为清洁的空气环境使高原云滴数浓度偏低，而偏低的云滴数浓度在一定水汽条件下更容易通过凝结增长引发碰并过程，使得滴谱呈双峰型分布，因而更易产生降水尺度粒子。图6为3个对流云个例中典型云滴谱分布情况，7月3日和10日的滴谱较为类似，但由于10日上升速度更大，更多的云凝结核被活化，因此云滴谱的峰值向小粒子端偏移，且浓度更高。随着对流的进一步发展，由于碰并作用云滴谱不断拓宽(图6中7月13日紫色滴谱)，且消耗更多直径为10～20 μm的云滴，形成降水尺度。当对流发展至降水阶段，云滴谱呈现多峰分布(图6中7月13日绿色滴谱)，云内活跃的冰相过程迅速消耗过冷水，滴谱趋于扁平且不连续。

图6 2014年7月3日、10日、13日FCDP探头探测到的典型对流云滴谱分布(图中所选滴谱均位于云内过冷水区)

总体看，高原对流云在初生、发展阶段主要为单体对流云系，且云体大部分都在0℃层以上发展，云系为过冷云或混合云。相对比于其他地区的对流云系，高原对流云有两个显著特点：一是高原对流云通常在温度低于0℃的条件下生成和发展，因此冰相过程更为活跃；二是高原对流云云滴数浓度低，但存在较多的大云滴和雨滴，这对于暖雨过程和冰相过程均有重要的促进作用。

4.2 残留云系

观测期间共有两个残留云系的探测个例，分别为7月20日和21日，其中7月20日为冰云，7月21日为混合云。7月20日和21日C波段连续波雷达观测结果如图7，图8为7月21日个例的飞机探测结果。

图7 2014年TIPEX-Ⅲ期间残留云系C波段连续波雷达反射率因子随时间变化(图中红色线为飞机飞行高度随时间变化)

图8 2014年7月21日飞机探测结果

续图8

由图7可以看到，7月20日残留云系为卷云，云顶高度在13000 m左右。飞机探测高度在8900 m(-16.9 ℃)，探测云系基本不存在过冷水(LWC)，并且总含水量低于0.1 g·m-3，云内最大粒子数浓度为21.7 L-1，粒子直径基本小于400 μm，云内冰粒子情况与7月13日类似，但不存在过冷水，因此很可能是发展强盛对流云消散后在高层的残留云系。根据3C-CPI的探测结果，云内冰相粒子主要由六角板状、子弹状、玫瑰簇状和不规则冰晶构成，粒子基本呈密实不透光状态，这与其他的飞机观测和室内实验结果相吻合[47,64-65]。

与7月20日不同，7月21日的残留云系呈层状云分布，但云内仍有着柱状的单体结构，并且存在一定量的过冷水，飞机探测的云可以分为冰云和混合云两部分。在冰云部分，大粒子谱的分布与20日接近，但总水含量稍高(最大值超过0.1 g·m-3)，粒子谱的峰值也较20日偏高，但大云粒子的浓度稍低(最大浓度小于15 L-1)，冰粒子图像与20日类似，但存在直径更大的粒子。在混合云区，由于海拔高、温度低，液态水的含量相对较低(最大值小于0.05 g·m-3)，滴谱较宽，但仍呈双峰型分布，为降水过程结束后的滴谱，过冷水的存在使得混合云区的冰粒子存在一定程度的凇附和聚并现象，但由于过冷水含量较少，凇附过程并不显著。

总体看，虽然本研究的两个残留云系以卷云和层状云的形式，但仍保留对流云的一些特征，在层状云系中存在柱状单体，云内冰粒子大部分仍然为密实不透光的霰粒子，在存在过冷水的区域云滴谱仍为双峰型分布。

5 结论与讨论

本文利用第三次青藏高原大气科学试验(TIPEX-Ⅲ)期间的飞机探测数据，研究高原中部那曲地区夏季对流云及其降水的微物理特征和降水形成机制，主要结论如下：

1) TIPEX-Ⅲ观测试验期间飞机探测云系主要为初生、发展阶段的对流云以及残留云系，云体温度均低于0℃，因此大部分为混合云，存在过冷云和冰云。

2) 高原夏季对流云的平均云滴数浓度为(9±10)×103L-1，数量级为104L-1，比其他地区低1～2个数量级；大云粒子最大浓度为28.82 L-1，数量级为100～101L-1；过冷水和总水含量数量级在100～101g·m-3；云内上升速度集中在1～4 m·s-1。高原云滴谱主要呈双峰分布，但峰值随对流发展的不同阶段有所不同，对流云内过冷水丰富，大云滴和雨滴浓度较高，冰粒子多为密实、不透光的霰粒子，云内凇附过程明显。

3) 由于对流云基本在0℃层以上发展，因此冰相过程出现较早；清洁的大气环境使高原云滴数浓度较低，云滴更容易通过凝结长大触发碰并增长，进而触发暖雨过程形成大云滴和雨滴，而过冷大云滴和雨滴有利于冰相过程的发展；综合作用下高原对流云内凇附过程显著，更易形成降水。对流云在初生阶段就存在冰相粒子，云体进一步发展后，通过暖云过程形成的大云滴和雨滴会促进冰相过程的发展，冰相过程产生的冰粒子通过活跃的凇附迅速增长形成降水。

4) 高原上的残留云系仍保留对流云的一些特征，云内冰相粒子与对流云中的类似但更干，多为密实不透明冰粒子，一些温度较低的云内仍然存在过冷水，且云滴谱为双峰型。总体看，残留云系由之前的对流云系发展而来，是对流云的消散阶段。

本研究加深了对高原对流云和降水特征的了解，但仍然存在一定局限性。由于TIEPX-Ⅲ观测试验期间飞机的起降机场位于格尔木，距离观测区域较远，无法对那曲地区的云系进行长时间观测。与此同时，受高原起降条件影响，飞机观测只能在上午进行，无法获取其他时段的观测资料。此次飞机探测期间也并未携带气溶胶/云凝结核等相关探测设备，无法获得云凝结核/冰核等微物理参数的直接探测结果。