李函璐，孫禮璐，楊柳，羅晶，傅云飛

(中國科學技術大學地球和空間科學學院，合肥 230026)

引 言

位于亞熱帶季風氣候區(qū)和高原山地氣候區(qū)的青藏高原東坡包括川西高原，地形地貌復雜多樣，海拔高度從高原和山地向丘陵和盆地過渡。這里暴雨頻發(fā)，強降水極易引發(fā)山洪、泥石流、滑坡等次生災害(郁淑華等，2012)，易造成人員傷亡和經濟損失。研究表明引起青藏高原東坡降水主要天氣系統(tǒng)有高原低渦、西南低渦、南支槽等(陳茂強等，2008；趙玉春和王葉紅，2010；郁淑華等，2012；李明等，2013；馮良敏和陳朝平，2019)，其中高原低渦與西南低渦的耦合作用引起該區(qū)域降水時間尺度更長、范圍更大(周玉淑等，2019)，同時在川西高原地形的抬升作用下，高原東側偏東氣流也會造成高原東坡降水(徐明等，2015)。

以往的研究，學者多是利用地面氣象觀測站資料、再分析資料對青藏高原東坡降水進行探討，如歐洲中期天氣預報中心再分析資料(ECMWF Re-Analysis Interim data，ERA-Interim)、美國的NCEP/NCAR再分析資料等。曾波等(2018)分析四川地區(qū)141個氣象站近56 a的降水資料，指出青藏高原東坡的降水多發(fā)生在夜間且夜間降水量較大；熊光潔等(2012)分析中國西南地區(qū)103個氣象站近50 a的逐日降水量資料，給出了青藏高原東坡夏季降水量的氣候變化規(guī)律，指出川西高原以西的青藏高原地區(qū)降水量明顯增加，而川西高原以東的四川盆地降水量明顯減少；周長春和吳蓬萍(2015)利用常規(guī)觀測資料、加密自動站降水資料和NCEP再分析資料，對比分析了發(fā)生在青藏高原東坡的兩次暖區(qū)強降水過程，發(fā)現(xiàn)青藏高原東坡地形抬升強迫其東側的偏東南氣流，有利于形成降水；趙玉春等(2012)利用地面氣象觀測站雨量資料，分析了發(fā)生在青藏高原東坡與四川盆地過渡帶的12次暴雨過程，得出該地形過渡帶區(qū)對流暴雨形成的物理概念模型。但是由于青藏高原東坡地面氣象觀測站稀少，且地基測雨雷達在山地觀測存在盲區(qū)，所以該過渡帶地區(qū)降水類型及其結構特征尚需系統(tǒng)研究。

1997年發(fā)射的熱帶測雨衛(wèi)星(Tropical Rainfall Measuring Mission，TRMM)搭載的測雨雷達(Precipitation Radar，PR)是專門用于定量測量熱帶、副熱帶降雨的儀器，它能提供降水強度、降水類型、降水的水平分布和垂直結構等信息，為了解熱帶和副熱帶降雨時空分布及其氣候變化提供了新的數據。近年來許多學者已經利用PR探測結果，揭示了熱帶和副熱帶對流降水和層狀降水的時空分布及垂直結構特征(Liu and Fu，2001)，研究局地中尺度強降水系統(tǒng)的結構(傅云飛等，2003)，分析東亞降水類型及其垂直結構特征(傅云飛等，2007)。利用PR探測結果還可以揭示以往難以得到的一些降水現(xiàn)象，如青藏高原河谷的特殊地形降水，由于陡峭谷地對氣流的強迫作用，使得強對流降水云團呈“蘑菇”傘狀(傅云飛等，2007)。對長時間PR探測結果的統(tǒng)計研究，還發(fā)現(xiàn)了青藏高原地區(qū)與周邊地區(qū)降水廓線的異同(劉奇和傅云飛，2007)，指出青藏高原夏季降水云如同“云塔”狀在垂直方向高聳(Fu et al.，2006)。此外，潘曉和傅云飛(2015)、傅云飛等(2016)將TRMM可見光/紅外(VIRS)觀測數據與PR探測數據相融合進行研究，揭示了青藏高原深厚與淺薄降水的結構特征、云頂不同相態(tài)降水的降水結構特征；孫禮璐等(2019)利用再分析數據分析天氣環(huán)流，結合PR探測降水數據，揭示了青藏高原橫切變線引起的降水的結構特征；王夢曉等(2020)將PR與探空溫濕廓線數據融合，揭示拉薩地區(qū)降水云內的大氣溫濕結構與降水回波結構的對應特點。上述研究表明PR探測降水的數據能可靠地用于研究降水時空分布及結構特征。

對青藏高原周邊陡峭地形降水已有較多研究，如李德俊等(2009)分析了PR探測數據及風廓線數據，得出了青藏高原東坡一次暴雨過程的不同階段降水粒子風廓線、潛熱和降水結構特征。蔣璐君等(2014，2015)通過分析PR探測的川東一次西南渦強降水，并與高原低渦強降水系統(tǒng)進行對比，發(fā)現(xiàn)高原低渦引起的降水強度更大、范圍更廣，但西南低渦引起的降水雨頂高度更高。通過分析PR探測的喜馬拉雅南坡降水，Houze等(2007)發(fā)現(xiàn)深厚強對流降水通常發(fā)生在喜馬拉雅低海拔地區(qū)，F(xiàn)u等(2018)則發(fā)現(xiàn)印度次大陸北部至喜馬拉雅南坡山腳的降水強度大、降水深厚，而在喜馬拉雅山脈的山腰地帶降水強度小、降水頻次高，這與以往概念中山腰地形抬升造成降水強不同，其原因是因為發(fā)生在山腳的強降水消耗量大量水汽，殘存水汽在山腰形成不了大的降水強度。上述研究表明，對發(fā)生在青藏高原東坡降水的研究欠系統(tǒng)和深入，而模式模擬該地區(qū)降水結構等特征，需要觀測依據來進行模擬結果檢驗。眾所周知，降水結構可分為水平結構和垂直結構，降水水平結構包含降水強度、小時或多小時累計降水量(或平均降水量)等的分布，還包括降水類型的水平分布，它們可以在一定程度上反映降水云團水平空間的性質及其發(fā)展情況；降水的垂直結構包含降水回波強度的垂直分布、不同性質降水云回波強度垂直分布特征，它們反映了降水云團動力和熱力結構信息。本文利用PR探測數據首先分析了發(fā)生在青藏高原東坡的一次較強降水個例的天氣環(huán)流背景、降水水平分布和垂直結構特征，在此基礎上研究了青藏高原東坡多年夏季的天氣環(huán)流狀況，降水及對流和層狀降水的日均降水量、降水發(fā)生頻次、降水垂直結構特征，以期揭示青藏高原東坡降水結構特征。

1 資料選取和研究方法

使用的降水資料是TRMM第七版標準產品PR 2A25和3B42。PR是基于TRMM衛(wèi)星的主動式測雨雷達，可以定量測量陸地和海洋的降水，為研究降水結構提供水平和垂直分布數據。2A25產品是通過PR探測到的回波信號反演得到的軌道數據，水平分辨率為4.3 km(2001年升軌后變?yōu)? km)，垂直分辨率為0.25 km，垂直方向上共80層，從地表至20 km高度，探測范圍為180°W—180°E、40°S—40°N(Kummerow et al.，1998)。此外，2A25還提供了降水類型的數據，將降水分為對流降水、層狀降水和其他類型降水(Simpson et al.，1988；Iguchi et al.，2000)。由于本研究中其他類型降水出現(xiàn)很少，所以只針對對流降水和層狀降水進行研究。研究還使用了3B42數據，它是PR及微波成像儀(TRMM Microwave Imager，TMI)結合其它衛(wèi)星搭載儀器遙感反演的降水產品之一(Huffman et al.，2007)，其水平分辨率為0.25°×0.25°，時間分辨率為3 h，覆蓋范圍為180°W—180°E、50°S—50°N。

研究中還使用了最新版本的全球再分析資料ERA5來分析降水產生的天氣條件和水汽變化，該數據來源于ECMWF，其水平分辨率為0.25°×0.25°，時間分辨率為1 h。研究中使用的地形數據來源于美國國家地球物理資料中心(National Geophysical Data Center，NGDC)，水平分辨率為0.03°。

本文選取了1998—2012年共15 a夏季(6—8月)的2A25數據進行研究，在作圖時，計算處理PR的軌道級數據，將其處理成空間分辨率為0.25°×0.25°的格點數據。由于地球球形幾何形狀的緣故，PR在南北方向上探測次數不同，即在某一時間尺度(如月、季節(jié)等)，PR探測樣本隨緯度的分布非均勻(傅云飛等，2008)，所以需要對探測次數的南北差異進行標準化，以獲得某一時間尺度的平均降水量，故15年夏季平均日降水量Rt(單位：mm·d-1)表示為

其中Ri/Ni為降水平均強度(單位：mm·h-1)，Ni為格點內相應的降水次數，M為格點內總的探測次數，故Ni/M為降水頻次。

圖1給出了研究區(qū)域的示意圖，由圖可知，研究區(qū)域位于青藏高原東部與四川盆地的交界區(qū)域，按照地形海拔高度的不同，并考慮到地形坡度，將高原東坡分出四個區(qū)，其中A、B區(qū)位于青藏高原東部，A位于東部偏北，B位于東部偏南，地形海拔高度都在2.5 km以上，它們在夏季受到的季風影響的程度有所差異；C區(qū)為高原東部與盆地的過渡區(qū)域，大體位于被稱為川西高原的位置，地形高度在1.5~2.5 km；D區(qū)為四川盆地，地形海拔高度低于1.0 km。

圖1 青藏高原東坡研究區(qū)域示意圖(A區(qū)為青藏高原東部偏北,B區(qū)為青藏高原東部偏南,C區(qū)為青藏高原東坡,即高原東部與平原的過渡區(qū),D區(qū)為四川盆地,下同陰影為海拔高度,單位:km)Fig.1 Division of studied area on the eastern slope of the Qinghai-Tibet Plateau(A area represents the north-eastern region of the Qinghai-Tibet Plateau,B area represents the south-eastern region of the Qinghai-Tibet Plateau,C area represents the connection area between eastern plateau and Sichuan Basin and D area represents Sichuan Basin,hereafter.The shadow is altitude,unit:km)

2 結果分析

2.1 個例分析

首先分析了一次發(fā)生在研究區(qū)域的強降水過程，發(fā)生時間為2006年7月6日18:40(世界時，下同)，PR探測的軌道號為49234。該個例選擇的準則就是PR探測的降水范圍大，且非弱降水。降水個例的近地表降水強度水平分布如圖2a所示，從中可見降水雨帶呈東北-西南分布，位于B區(qū)和C區(qū)南部及D區(qū)南部，它由一個主強降水雨帶和幾個零散的降水云團組成。主強降水雨帶存在幾個強降水中心，其中最大降水強度超過20 mm·h-1，位于105.187°E、28.659°N附近。

圖2 2006年7月6日18:40青藏高原東坡近地面降水強度(單位:mm·h-1)和地形高度分布(陰影,單位:km)(a)、研究區(qū)域的近地面降水強度分布(b,單位:mm·h-1)。圖2a中黑色虛線為TRMM PR探測的軌道,下同;圖2b中直線A1B1、A2B2和C1D1、C2D2分別為沿軌道方向和垂直于軌道方向的降水回波反射率因子剖面位置Fig.2(a)Distribution of near-surface precipitation rate(unit:mm·h-1)and terrain height(shadow,unit:km),and(b)distribution of near-surface precipitation rate(unit:mm·h-1)over the eastern slope of the Qinghai-Tibet Plateau at 18:40 UTC on July 6,2006.The black dotted line represents the orbit of TRMM in Fig 2a,hereafter.Cross sections of precipitation intensity are shown by the black lines A1B1,A2B2,C1D1 and C2D2 in Fig 2b

該降水個例發(fā)生的大氣環(huán)流背景如圖3所示。850 hPa等壓面上(圖3a)，在C區(qū)中部與D區(qū)交匯處存在一個水汽輻合強中心，這也是四川盆地與川西高原的交匯處；在500 hPa等壓面上(圖3b)，A區(qū)、B區(qū)、C區(qū)及大部分D區(qū)均為氣流的上升運動區(qū)，降水區(qū)域則位于低壓槽內，表明氣流在低空輻合上升；在200 hPa等壓面上(圖3c)，研究區(qū)域的大部分范圍處于氣流輻散高值區(qū)，其散度數值可達9×10-5s-1，且降水位于高壓脊區(qū)域，表明低層氣流輻合上升運動在高空向周圍輻散。通常這種低層輻合上升、高層輻散的動力配置有利于降水得產生(Long et al.,2016)。

圖3 2006年7月6日18∶00青藏高原東坡850 hPa位勢高度場(黑色等值線,單位:dagpm)和水汽通量散度場(陰影,單位:10-7 g·cm-2·hPa-·1 s-1)(a),500 hPa位勢高度場(黑色等值線,單位:dagpm)和垂直速度場(陰影,單位:Pa·s-1)(b),200 hPa位勢高度場(黑色等值線,單位:dagpm)和散度場(陰影,單位:10-4 s-1)(c)(黑色方框為研究的降水區(qū)域，下同)Fig.3(a)Geopotential height field(black counter,unit:dagpm)and divergence field of moisture flux(shadow,unit：10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)at 850 hPa,(b)geopotential height field(black counter,unit:dagpm)and vertical velocity field(shadow,unit:Pa·s-1)at 500 hPa,and(c)geopotential height field(black counter,unit:dagpm)and divergence field(shadow,unit:10-4 s-1)at 200 hPa on the eastern slope of the Qinghai-Tibet Plateau at 18∶00 UTC on July 6,2006.The black box represents the precipitation area studied,hereafter

由于PR探測是瞬時完成，因此對這次個例降水的整個過程，PR探測不能描述。為此，利用3B42對這次降水個例過程進行分析。圖4顯示了從2006年7月5日22∶30—6日22∶30青藏高原東坡3 h平均降水強度的水平分布?？梢钥吹浇邓畯难芯繀^(qū)域的西北部(即圖1中A區(qū)和C區(qū)北部)向東南部的移動過程：03∶00降水位于C區(qū)中部，強度較00∶00增強，降水面積也增大；09∶00降水呈帶狀，東北西南向地分布在D區(qū)北部、C區(qū)中部、B區(qū)；12∶00帶狀降水基本移出研究區(qū)域(圖1中矩形框)，C區(qū)南部只存在小片的弱降水，但研究區(qū)域西南側出現(xiàn)一個大面積強降水區(qū)(最大可達12 mm·h-1以上)；15∶00 B區(qū)和C區(qū)南部及D區(qū)中部再次出現(xiàn)強降水(最大可達12 mm·h-1以上)；18∶00該雨區(qū)向東南方向移動，到了D區(qū)的東南部，此時PR經過這里，PR軌道內正好探測到部分強降水；在21∶00時，該個例降水達到強盛，最大降水強度超過20 mm·h-1，主要位于D區(qū)東南部，這里是云貴高原與四川盆地的交界地。

了解降水的垂直結構，有助于理解降水云團的熱動力狀況。圖5為沿圖2b中黑色實線A1B1、C1D1、A2B2、C2D2所示位置的雷達反射率因子剖面圖，它們分別對應降水雨區(qū)的2個強降水中心，其中C1D1穿過第一個強降水中心，C2D2穿過第二個強降水中心。圖5a、b顯示近地面上空高于44 dBz的對流降水呈柱狀自地面向上延伸，回波頂高度可達15 km，說明對流云中垂直上升氣流強烈；超過44 dBz的雷達反射率因子出現(xiàn)在2—6 km高度，說明在此高度上的粒子尺度較大，而其上部的雷達反射率因子由40 dBz逐漸減小為20 dBz，說明小粒子在降水云團的中上部。A2B2位置(圖5c)的回波頂高度超過12 km，它們對應近地面回波大于44 dBz(對流降水)，而對應36~40 dBz的降水估計是層狀降水。C2D2位置(圖5d)的回波頂高度均低于12 km，其中對應3—6 km高度的大于44 dBz回波強度的降水應該是發(fā)展階段的對流降水，強上升運動把粒子帶到了大氣中層附近?？傮w上，該降水個例的對流降水回波剖面展現(xiàn)了回波頂高度分布不均勻，可清楚地看到對流降水和層狀降水垂直結構的不同，由此大體可推測降水云團內上升運動狀況和潛熱釋放情況。

圖5 青藏高原東坡降水雷達反射率因子沿圖2中A1B1(a)、C1D1(b)、A2B2(c)、C2D2(d)的垂直剖面(單位:dBz)Fig.5 Vertical section of precipitation radar reflectivity factor over the eastern slope of Qinghai-Tibet Plateau along(a)A1B1,(b)C1D1,(c)A2B2 and(d)C2D2 shown in Fig.2(unit:dBz)

雷達反射率因子概率密度分布隨高度(The distribution of probability density with height，DPDH)的變化可用來統(tǒng)計降水回波強度在各個高度上出現(xiàn)的頻次，由此來表征降水的垂直結構特征。整個研究區(qū)域降水DPDH如圖6所示，圖中水平坐標的間隔為1 dBz，垂直坐標的間隔為0.25 km(即PR垂直分辨率)。圖6a表明此降水個例的降水回波頂高度超過17 km，近地面降水回波強度可達50 dBz，更多的回波主要集中在20~40 dBz、2~10 km，其中7 km為層狀降水的亮帶高度(圖6c)，這是因為降水系統(tǒng)中的層狀降水比例大的緣故，所以圖6a展示的DPDH外形像層狀降水?；赥RMM提供的降水類型數據，圖6b、c分別給出了對流降水和層狀降水的DPDH，可以看到這兩類降水垂直結構的明顯差異。對流降水回波頂高度超過17 km，最強回波可達50 dBz，發(fā)生的概率均小于0.05%；概率密度大于0.15%的回波分布外形類似典型的對流降水廓線外形(Liu and Fu,2001；Fu et al.2003)，它們對應18~45 dBz的降水回波強度，主要集中在3~11 km高度，回波強度小于25 dBz分布在5 km以上。層狀降水的回波頂高度小于14 km，最大回波強度只有42 dBz；概率密度大于0.35%的回波分布外形類似典型的層狀降水回波廓線(Liu and Fu，2001；Fu et al.2003)，它們對應18~35 dBz的降水回波強度，主要集中在3~9 km高度，7 km附近存在一個亮帶回波，它比中國東部平原及熱帶洋面夏季的層狀降水亮帶高度高2 km，說明青藏高原東坡地形對層狀降水垂直結構產生了作用。值得注意的是，該個例降水的兩類降水回波頂高度與東亞季風區(qū)多的年統(tǒng)計結果(夏靜雯和傅云飛，2016)類似，即對流和層狀降水的回波頂高度分別為17 km和13 km，說明高原東坡地形抬升沒有影響降水的回波頂高度，而是降水柱受到了壓縮。

圖6 2006年7月6日研究區(qū)域內降水(a)、對流云降水(b)、層狀降水(c)雷達反射率因子的概率密度分布隨高度變化(單位:%)Fig.6 The distribution of probability density with height(DPDH)of TRMM PR reflectivity data for(a)precipitation,(b)convective cloud precipitation and(c)stratiform precipitation in the study area on July 6,2006(unit:%)

為細致地了解PR探測的B、C、D區(qū)的DPDH，分別給出了各區(qū)的降水DPDH(如圖7所示)。因為B區(qū)位于高原上，其地形海拔高度在3.5 km以上，故4 km以下沒有雷達回波，但其降水回波頂高度超過12 km，甚至可達17 km；近地面回波強度35~45 dBz之間，7 km高度附近亮帶明顯，而概率密度大于0.35%的回波分布類似對流降水廓線外形，這也符合圖2a該區(qū)域中的不少強降水(即對流降水)。C區(qū)為高原向盆地的過渡地區(qū)，這里地形高度變化較大，降水回波強度從3 km向上可達12 km高度，近地面回波強度變化寬(20~40 dBz)，7 km附近同樣有一明顯亮帶；概率密度大于0.35%的回波分布也類似層狀降水，這也符合圖2a該區(qū)域的弱降水(層狀降水)。D區(qū)位于四川盆地，這里地形高度小于2 km，但降水垂直方向表現(xiàn)最為深厚，降水回波強度可從2 km向上達17 km高度。Fu等(2018)在研究喜馬拉雅南坡降水時，發(fā)現(xiàn)最深厚的降水出現(xiàn)在山脈底部附近而不是在山腰，這是否表明大地形降水具體這種共性，尚需更多的研究來證實。D區(qū)降水的近地面回波強度18~50 dBz之間，概率密度大于0.2%的回波分布類似層狀降水，但亮帶不明顯，而DPDH整體外形像對流降水外形，這也符合圖2a中該區(qū)域存在的部分強降水。上述三個區(qū)降水垂直結構存在的明顯差異，說明青藏高原東坡復雜地形對降水垂直結構的作用不同，這對天氣模式或云降水模式模擬該地區(qū)降水結構特征會有指示價值。

圖7 2006年7月6日青藏高原東坡B區(qū)(a)、C區(qū)(b)、D區(qū)(c)內降水雷達反射率因子的概率密度分布隨高度變化(單位:%)Fig.7 The distribution of probability density with height(DPDH)of TRMM PR reflectivity data for precipitation in(a)area B,(b)area C,and(c)area D over the eastern slope of Qinghai-Tibet Plateau,respectively,on July 6,2006(unit:%)

2.2 高原東坡夏季降水的氣候特征

通過上述個例分析，大體認識了青藏高原東坡降水結構特點，也為統(tǒng)計分析青藏高原東坡的降水結構特征奠定了基礎。為了解青藏高原東坡的大氣環(huán)流特點，利用1998—2012年夏季(6—8月)再分析數據，計算統(tǒng)計了大氣環(huán)流場(圖8)。分析可知，700 hPa等壓面上，青藏高原東坡處于來自孟加拉灣的暖濕氣流控制區(qū)，該氣流整體呈氣旋式旋轉，這是因為夏季青藏高原整體呈現(xiàn)大氣熱源，導致高原低層為低壓區(qū)。該氣旋式氣流經過云貴高原，深入到高原東坡，且有速度輻合態(tài)勢。在500 hPa等壓面上，等高線東向西近乎平直分布，只是受高原東坡陡峭地形影響而顯得一些抖動，總體上青藏高原東坡主要受偏西氣流控制；必須注意在C區(qū)和D區(qū)等高線變得稍稀疏，故偏西氣流在C區(qū)出現(xiàn)輻合。對照圖8c可見A區(qū)和B區(qū)500 hPa為上升運動，最大上升運動可達-0.2 Pa·s-1，而C區(qū)出現(xiàn)下沉運動，這與圖8a、b的流場不配，再分析數據對這類復雜多變山地的大氣參數描述還有待評估。C區(qū)真實的大氣運動應該是500 hPa輻合上升、200 hPa氣流輻散(圖8d所示)，這樣才能體現(xiàn)山地強迫和季風環(huán)流的大形勢場，且能符合圖9a、c、e中的降水分布。D區(qū)500 hPa等壓面上大氣垂直云頂弱，而在200 hPa等壓面上大氣呈現(xiàn)弱輻散運動，因此這里的平均降水量應該不大，圖9a中D區(qū)的夏季平均降水量小于2 mm·d-1正好說明此。

圖8 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原東坡700 hPa風場(a,黑色箭頭,單位:m·s-1)、500 hPa位勢高度場(b,黑色實線,單位:gpm)、500 hPa垂直速度場(c,彩色區(qū),單位:Pa·s-1)、200 hPa散度場(d,彩色區(qū),單位:104 s-1)(灰度為地形高度,黑色等值線為3 000 m地形高度)Fig.8(a)Wind field at 700 hPa black arrow(unit:m·s-1),(b)geopotential height field at 500 hPa(black counter,unit:dagpm),(c)vertical velocity field at 500 hPa(color area,unit:Pa·s-1),and(d)divergence field at 200 hPa(color area,unit:104 s-1)on the eastern slope of the Qinghai-Tibet Plateau in summer(June,July and August)from 1998 to 2012(Grayscale represents the terrain height,black contour represents the 3 000 m terrain height)

高原東坡降水的氣候特征，通過對15 a夏季PR逐日逐軌探測數據處理計算獲得，計算在水平分辨率為0.25°×0.25°格點上進行，夏季日平均降水量、對流降水日平均降水量和層狀降水日平均降水量如圖9a、c、e所示。圖9a表明降水量在A區(qū)和B區(qū)小(小于5 mm·d-1)、C區(qū)最大(大于5~10 mm·d-1)、D區(qū)介于它們之間(3~6 mm·d-1)，但A區(qū)比B區(qū)相對小、C區(qū)南部也比北部的大，且C區(qū)北部降水量落區(qū)位于靠近四川盆地的位置，可能是因為暖濕氣流能到達這些地域的原因。對流降水量在這四個區(qū)域的空間分布基本與總降水量的空間分布類似，只是分布顯得零散，因為夏季對流降水局地性強，另外在C區(qū)沒有出現(xiàn)降水量的南北部明顯差異，大體平均日降水量為2.5~6 mm·d-1。同樣對于層狀降水量而言，其空間分布型與總降水量的非常相似。

降水頻次的空間分布如圖9b所示，可見D區(qū)的四川盆地降水頻次為5%~8%、C區(qū)南部為7%~10%、C區(qū)北部為4%~8%、A區(qū)小于6%、B區(qū)為5%~10%，川西高原西部與高原東部北側的交界處降水頻次最小低于4%。結合圖9a可知A區(qū)與C區(qū)交界區(qū)降水量小、降水頻次低，這里為相對少雨區(qū)，而B區(qū)與C區(qū)交界區(qū)降水量大、降水頻次高，這里是多雨區(qū)，后續(xù)研究需要使用地面雨量計觀測來檢驗。圖9d表明夏季高原東坡大部分地區(qū)對流降水頻次小于1.4%，最大頻次也僅為2%左右，其中A區(qū)、D區(qū)及C區(qū)北部的對流降水頻次較低(小于1.2%)，而B區(qū)和C區(qū)南部對流降水頻次相對較高(大部分地區(qū)大于1.2%)。圖9f所示的層狀降水頻次在高原東坡大部分地區(qū)超過3%(最高可達9%)，僅在C區(qū)北部低于3%，B區(qū)也可達到5%以上。上述表明夏季高原東坡以層狀降水形式為主，對流降水只占層狀降水比例的1/5左右；雖然層狀降水頻次遠高于對流降水頻次，但因對流降水強度高于層狀降水強度，所以它們的日均降水量相當，這與Liu和Fu(2001)、Fu等(2003)得到熱帶及副熱帶、東亞的結果相近，說明兩類降水頻次和強度遵從普遍性規(guī)律。

圖9 1998—2012年TRMM PR探測的夏季(6—8月)青藏高原東坡每0.25°×0.25°格點內平均降水強度(a,單位:mm·d-1)、降水頻次(b,單位:%)、對流降水降水強度(c,單位:mm·d-1)、對流降水降水頻次(d,單位:%)、層狀降水降水強度(e,單位:mm·d-1)、層狀降水頻次(f,單位:%)的水平分布Fig.9 Distribution of(a)mean precipitation rate(unit:mm·d-1),(b)precipitation frequency(unit:%),(c)convective precipitation rate(unit:mm·d-1),(d)convective precipitation frequency(unit:%),(e)stratiform precipitation rate(unit:mm·d-1)and(f)stratiform precipitation frequency(unit:%)in each grid detected by TRMM PR in eastern slope of the Qinghai-Tibet Plateau in summer(June,July and August)from 1998 to 2012

為了解青藏高原東坡降水垂直結構的普遍性規(guī)律，分別對定義的四個區(qū)域降水做DPDH計算，結果如圖10所示，圖中水平坐標間隔5 dBz、垂直坐標間隔0.25 km。因受四個區(qū)域地形海拔高度的影響，它們相應降水回波最低高度受到相應的抬升。A區(qū)(圖10a)海拔高度最高，在5 km以上出現(xiàn)回波信號，回波頂高度最高可達18 km，近地表降水回波強度變化于15~50 dBz，概率密度大于0.1%的回波強度變化于15~35 dBz、高度為6~12 km；總體上該區(qū)的DPDH形狀沒有明顯的層狀降水亮帶，也沒有典型的層狀降水外形。B區(qū)和C區(qū)的DPDH外形分布較為相似，在3 km以上出現(xiàn)回波信號，回波頂高度最高可達18 km，近地表降水回波強度也變化于15~50 dBz，概率密度大于0.1%的回波強度也變化于15~35 dBz，但高度為4~11 km；同樣，這兩個區(qū)的DPDH形狀沒有明顯的層狀降水亮帶，也沒有典型的層狀降水外形，也不像對流降水的外形。D海拔高度低，其DPDH分布在2~20 km之間，回波強度最大達55 dBz，由此可知在氣候態(tài)上這里的降水最為深厚、具有出現(xiàn)強降水的概率，這與個例分析結果一致；概率密度大于0.1%的回波強度位于2~11 km高度、15~35 dBz；該區(qū)DPDH外形與非高原及洋面降水的類似，大體可見亮帶高度位于6.5 km，這比非高原及洋面高出1 km左右。

圖10 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原東坡A區(qū)(a)、B區(qū)(b)、C區(qū)(c)、D區(qū)(d)降水雷達反射率因子的概率密度分布隨高度的變化(單位:%)Fig.10 The distribution of probability density with height(DPDH)of TRMM PR reflectivity data for all precipitation in(a)area A,(b)area B,(c)area C,and(d)area D over the eastern slope of Qinghai-Tibet Plateau,respectively,in summer(June,July and August)from 1998 to 2012(unit:%)

為了解青藏高原東坡降水垂直結構的類型屬性差異，對四個區(qū)域15 a夏季的對流降水和層狀降水分別進行計算DPDH，繪圖方法與圖10一致。圖11顯示A區(qū)域和B區(qū)域的對流降水DPDH分布形狀和特征較為相似，只是A區(qū)海拔高度較B區(qū)高，故整個DPDH分布被抬高了大約1 km，兩區(qū)回波垂直伸展高度分別為6~19 km和5~18 km，近地面最大回波強度接近50 dBz，概率密度大于0.1%的回波強度分布在15~40 dBz、6.5~12 km，說明A和B區(qū)的對流降水云中小粒子(或粒子譜密度小)經常出現(xiàn)在這個高度。C區(qū)對流降水回波垂直伸展高度為3~19 km，近地面最大回波強度50 dBz多點，概率密度大于0.1%的回波強度分布在15~43 dBz、4~11 km，而概率密度大于0.2%的回波強度(17~40 dBz)幾乎隨高度(5~10 km)線性分布，這也指示了構成這個高度范圍對流降水回波的云粒子特性(大小和濃度)大體分布情況。位于四川盆地的D區(qū)，其對流降水回波垂直伸展高度為2~19 km，近地面最大回波強度接近55 dBz(說明時有強對流降水出現(xiàn))，概率密度大于0.1%的回波強度分布在15~45 dBz、3~10 km，其中30~40 dBz、4~7 km存在一個高概率密度中心(大于0.15%)，意味著D區(qū)近地面時常出現(xiàn)中等的對流降水，該特征與非高原(中國東部或熱帶副熱帶洋面)的類似(夏靜雯和傅云飛，2016；邵慧等，2017；Wang and Fu，2017)。

圖11 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原東坡A區(qū)(a)、B區(qū)(b)、C區(qū)(c)、D區(qū)(d)對流云降水雷達反射率因子的概率密度分布隨高度的變化(單位:%)Fig.11 The distribution of probability density with height(DPDH)of TRMM PR reflectivity data for convective precipitation in(a)area A,(b)area B,(c)area C,and(d)area D over the eastern slope of Qinghai-Tibet Plateau,respectively,in summer(June,July and August)from 1998 to 2012(unit:%)

總體上，與非高原地區(qū)(中國東部或熱帶副熱帶洋面)相比，A區(qū)和B區(qū)的對流降水DPDH分布外形與它們存在差異，估計是高原地形抬升了降水云的云底高度，而高原與同緯度地區(qū)的對流層頂高度基本相同(Feng et al.，2011)，因此地形壓縮了對流層大氣柱，降水云柱也受到相應壓縮，造成了高原地區(qū)對流降水垂直結構的獨特(潘曉和傅云飛，2015；傅云飛等，2016)。C區(qū)在高原與盆地交界處，這里海拔高度降低了，故其對流降水的DPDH外形已經接近非高原地區(qū)對流降水的DPDH，D區(qū)海拔高度更低，其大氣柱與非高原地區(qū)的高度基本相同，故這里的對流降水DPDH與非高原的類似。

圖12顯示了四個區(qū)域的層狀降水DPDH分布，A和B區(qū)的DPDH分布形狀相似，但它們既不像非高原地區(qū)的層狀降水DPDH(夏靜雯和傅云飛，2016；邵慧等，2017；Wang and Fu，2017)，也不似圖11a、b中的對流降水DPDH，但它們的共同特點是回波垂直伸展高度低(最大頂高度小于17 km)、近地面回波強度分布弱(最大回波強度小于40 dBz)，概率密度大于0.1%的回波強度小于35 dBz、高度低于12 km(與對流降水情況一致)。C區(qū)的層狀降水DPDH與非高原地區(qū)的比較接近，而D區(qū)的層狀降水DPDH與非高原地區(qū)的一致，即小于30 dBz回波強度所占比例高(圖12d顯示概率密度大于0.15%)，且亮帶層(約6.5 km左右，非高原的為5 km左右)明顯。由此可見，青藏高原東部及其與四川盆地交界的復雜山地也影響了這里的層狀降水結構。上述分析結果的機理尚需要云模式或天氣模式來進一步研究。

圖12 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原東坡A區(qū)(a)、B區(qū)(b)、C區(qū)(c)、D區(qū)(d)層狀降水雷達反射率因子的概率密度分布隨高度的變化(單位:%)Fig.12 The distribution of probability density with height(DPDH)of TRMM PR reflectivity data for stratiform precipitation in(a)area A,(b)area B,(c)area C,and(d)area D over the eastern slope of Qinghai-Tibet Plateau,respectively,in summer(June,July and August)from 1998 to 2012(unit:%)

3 結論

利用TRMM衛(wèi)星測雨雷達15 a夏季的探測數據，結合ECMWF再分析資料，首先分析了2006年7月發(fā)生在青藏高原東坡的一次較強降水個例的天氣環(huán)流背景、降水水平分布和垂直結構特征，在此基礎上研究了青藏高原東坡多年夏季的天氣環(huán)流狀況，降水及對流和層狀降水的日均降水量、降水發(fā)生頻次、降水垂直結構特征，得出以下主要結論：

(1)青藏高原東坡的較強降水個例發(fā)生在低層輻合、高層輻散的典型降水環(huán)境背景場中。PR探測的雨帶呈東北-西南分布，降水系統(tǒng)由一個主強降水雨帶和幾個零散的降水云團組成，最大降水強度超過20 mm·h-1；降水反射率因子垂直剖面顯示多個對流降水呈柱狀向上可伸展至15 km高度，強回波區(qū)可位于近地面上空，也可懸于4~5 km高度。雷達反射率因子的概率密度分布隨高度變化顯示對流降水回波頂高度超過17 km，且外形似非高原地區(qū)的對流降水垂直結構；層狀降水回波頂高度低于15 km，6.5 km高度存在亮帶，且外形也似非高原地區(qū)的層狀降水垂直結構。

(2)15 a夏季再分析資料的統(tǒng)計分析表明，青藏高原東坡大部分地區(qū)為低層輻合、高層輻散的動力配置，其中高原東部低層輻合上升和高層輻散下沉運動普遍高于四川盆地。再分析數據沒有能表現(xiàn)高原東部與四川盆地交界區(qū)的低層輻合，但能表現(xiàn)這里高層的輻合，說明再分析數據表現(xiàn)復雜山地低層大氣運動的局限性。

(3)15 a夏季PR探測結果的統(tǒng)計分析表明，該地區(qū)多年夏季降水頻次在B區(qū)南部和C區(qū)南部大(可達10%)，其中這里的對流降水和層狀降水的最大頻次分別為1.5%和8%，A區(qū)和D區(qū)的降水頻次及對流和層狀降水頻次均比B區(qū)和C區(qū)小。多年平均的日降水量和層狀降水日降水量的最大值皆位于B南部和C區(qū)南部(分別達8 mm·d-1和4 mm·d-1)，對流降水的日均降水量在B區(qū)南部和整個C區(qū)(C區(qū)北部貼近四川盆地)有最大值(約4 mm·d-1)。

(4)降水垂直結構的統(tǒng)計分析表明，D區(qū)的對流降水和層狀降水外形、不同高度回波的分布及層狀降水亮帶，均類似非高原地區(qū)相應的降水類型。A區(qū)和B區(qū)的對流降水和層狀降水外形及回波隨高度的分布，均不像非高原地區(qū)相應的降水類型，而C區(qū)這兩類降水垂直結構介于高原與非高原之間。詳細原因尚需要云模式或天氣模式模擬研究來討論背后的原因。