傅云飛 潘曉 劉國勝 李銳 仲雷

中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，合肥230026

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基于云亮溫和降水回波頂高度分類的夏季青藏高原降水研究

傅云飛 潘曉 劉國勝 李銳 仲雷

中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，合肥230026

摘 要本文利用熱帶測雨衛(wèi)星（TRMM, Tropical Rain Measuring Mission）第七版逐日逐軌測雨雷達（PR, Precipitation Radar）及可見光和紅外掃描儀（VIRS, Visible and Infrared Scanner）的融合數(shù)據(jù)集，研究了夏季青藏高原上降水類型的特征。統(tǒng)計結(jié)果表明第七版PR降水回波強度及降水率廓線資料（2A25）仍舊誤判青藏高原上以層云降水為主（比例高達85%）；以云頂相態(tài)定義的青藏高原降水類型統(tǒng)計表明，冰相云頂和冰水混合相云頂?shù)慕邓謩e占43%和56%；以降水回波頂高度定義的降水類型統(tǒng)計表明，深厚弱對流降水和淺薄降水分別占77% 和22%，而深厚強對流降水僅占1%?？臻g分布的統(tǒng)計表明，冰相云頂降水和冰水混合相云頂降水的頻次和強度自高原西部向高原東部和東南部增加，其降水回波頂高度自高原西、中部向東部降低。深厚強對流降水和淺薄降水的頻次由西向東增加，而深厚弱對流降水頻次分布是西少、北少、南多，高原南部比北部的深厚弱對流降水頻次高出近1倍；深厚弱對流降水和淺薄降水的平均強度也表現(xiàn)了自高原西部、中部向東部的增大，而其降水回波頂高度分布則相反?？傮w上，夏季青藏高原降水頻次和強度自西向東增多和增大，而云頂和降水回波頂高度則相反。

關(guān)鍵詞青藏高原 云 降水 熱紅外亮溫 測雨雷達 熱帶測雨衛(wèi)星

資助項目 國家自然科學(xué)基金項目41230419、91337213、40730950、40375018，公益性行業(yè)（氣象）科研專項 GYHY201306077

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 41230419, 91337213, 40730950, 40375018), Special Scientific Research Fund of Meteorological Public Welfare Profession of China (Grant GYHY201306077)

Characteristics of Precipitation Based on Cloud Brightness Temperatures and Storm Tops in Summer Tibetan Plateau

FU Yunfei, PAN Xiao, LIU Guosheng, LI Rui, and ZHONG Lei

School of Earth and Apace Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026

Abstract Characteristics of precipitation types are investigated in summer over the Tibetan Plateau based on the merged 2A25 and 1B01 datasets issued by TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission). The statistics show that many more stratiform precipitation samples are included in 2A25, version 7, in summer over the Tibetan Plateau, and their ratio reaches 85%. In the definition of precipitation types based upon the cloud top brightness temperature (i.e., cloud phases) observed by the thermal infrared channel of VIRS (Visible and Infrared Scanner), results indicate about 43% and 56% of precipitation with ice, mixed ice and water in the top precipitating clouds, respectively, in summer over the Tibetan Plateau. This compares to versus about 77%, 22% and 1% for deep weak convective precipitation, shallow precipitation,and deep strong convective precipitation, respectively, according to storm top classification. The spatial distribution indicates that the frequency and rain intensity of precipitation with ice or mixed ice and water in the top of precipitating clouds increases from the western plateau towards the eastern and southeastern plateau. However, the storm top altitudes for these precipitating clouds decrease from the western and central plateau towards the eastern plateau. In the category of precipitation types defined by storm top altitudes, their spatial distributions show that the frequency of the deep strong convective and shallow precipitation increases from the western plateau towards the eastern plateau, while the frequency of the deep weak convective precipitation shows that it is less in the western and northern plateau, opposite to that in the southern plateau where it is usually one time higher than that in the northern plateau. The spatial distribution of rainfall intensity for both deep weak convective precipitation and shallow precipitation also displays an increasing trend from the western and central plateau towards the eastern plateau, with the opposite variation of storm top altitudes for both precipitation types. In conclusion, the variation in the frequency and intensity of precipitation in summer over the Tibetan Plateau increases from the western to the eastern plateau, contrary to the altitude variation of cloud top and storm top.

Keywords Tibetan Plateau, Cloud, Precipitation, Thermal infrared brightness temperature, Precipitation radar, TRMM

1 引言

青藏高原是地球上海拔高度最高和面積最大的高原，它使得其周邊大氣運動產(chǎn)生強制性的爬繞和繞流（葉篤正和高由禧，1979；葉篤正，1988；李斐等，2012），在青藏高原上產(chǎn)生獨特的云和降水等天氣現(xiàn)象，形成高原上獨特的大氣熱動力學(xué)過程，并極大地影響著周邊天氣和氣候（黃榮輝，1985；葉篤正，1988；陶詩言等，1998；吳國雄等，2002，2005；韋志剛等，2003；徐祥德和陳聯(lián)壽，2006；丁一匯和張莉，2008；汪會等，2011；徐祥德等，2015）。研究表明降水類型既反映了降水云團內(nèi)的熱力動力特性，同時也是云團內(nèi)云微物理作用過程的結(jié)果，而且不同類型降水的潛熱垂直結(jié)構(gòu)也存在差異，如層云降水所釋放的潛熱主要位于對流層上部，對流云降水相應(yīng)的潛熱幾乎位于整個對流層（Li et al., 2013; Min et al., 2013; Tao et al., 1993）。諸多研究結(jié)果表明在非高原地區(qū)，大氣溫濕垂直結(jié)構(gòu)分布特點決定了降水多以層云降水或?qū)α鹘邓蚧旌辖邓问匠霈F(xiàn)（Houze，1981，1993；傅云飛等，2008a），它們在測雨雷達回波上也有相應(yīng)的結(jié)構(gòu)特征，如層云降水在融化層高度出現(xiàn)回波亮帶，而強對流降水的回波強且常常出現(xiàn)在融化層之上（Houze，1993）。然而對于平均海拔高度超過4000 m的青藏高原，其對流層頂高度并沒有明顯升高（Feng et al.，2011），故對流層大氣在垂直方向上受到了地形的“擠壓”，發(fā)生在這里的降水一定有其獨特性。

早年的青藏高原氣象科學(xué)實驗和相關(guān)研究表明，夏季青藏高原以對流云為主，它主要分布在高原中、東部地區(qū)、藏東南地區(qū)（葉篤正，1988）；對流云云量超過總云量的60%，高原中部等地可達90%以上；對流云云頂高度平均可達8 km（距地面高度）；對流降水日變化特征顯著，主要發(fā)生在午后至午夜期間（錢正安等，1984；陳隆勛等，1999；Uyeda et al.，2001；江吉喜和范梅珠，2002；Fujinami et al.，2005；Fu et al., 2006）。近年來，學(xué)者們利用熱帶測雨衛(wèi)星（TRMM）的測雨雷達（PR）探測結(jié)果，對青藏高原的降水特性及時空分布進行了分析（Fu et al.，2006；Qie et al.，2014），結(jié)果表明夏季青藏高原降水云團多呈孤立塊狀分布，在垂直方向上降水云較周邊地區(qū)呈塔狀高聳（Fu et al.，2006）；因受到高原地形的“擠壓”，青藏高原較其東部平原地區(qū)的降水平均廓線斜率大，即高原上降水粒子大小在單位高度上的變化大，釋放的潛熱量就多（傅云飛等，2008b）。此外，學(xué)者們還從季風(fēng)活動等角度研究了高原降水特點（毛江玉和吳國雄，2012）。

由于青藏高原上的地形地貌復(fù)雜，陡峭地形也常常引起局地小范圍的強對流活動，而這類強降水僅憑衛(wèi)星紅外亮溫和被動微波亮溫還難以識別（傅云飛等，2007）。根據(jù)美國戈達德空間飛行中心（GSFC）發(fā)布的PR標準資料，降水類型主要分為對流降水、層云降水及其他類型降水（Awaka et al., 1997; Kummerow et al., 1998; Iguchi et al., 2000），但因青藏高原地表海拔高度與夏季同緯度非高原地區(qū)的融化層高度接近，導(dǎo)致PR將高原地表回波識別為層云亮帶，而將高原上很多弱對流降水誤判為層云降水，使得PR第六版資料中層云比例高達70%以上（Fu and Liu，2007），這與以往青藏高原科學(xué)試驗的結(jié)果相悖，表明PR的降水類型識別方法在青藏高原上具有局限性。作者通過對第六版PR的降水廓線分析，根據(jù)PR測得的降水回波頂高度及降水最大回波強度，初步將青藏高原降水分為深厚強對流降水、深厚弱對流降水及淺薄降水（劉奇等，2007），但是這些降水的空間分布尚未揭示。

最近，作者利用青藏高原地面站和探空資料，統(tǒng)計了高原夏季降水情況與非降水情況下的大氣溫度露點差廓線，結(jié)果表明降水情況下7.5 km以下至近地面的溫度露點差約2°C，并幾乎保持不變，即表明這個高度層以下大氣基本接近飽和（潘曉和傅云飛，2015）；而對PR給出的降水廓線分析也表明，高原上被誤判的對流降水和層云降水平均降水廓線均在7.5 km高度處發(fā)生斜率突變（劉奇等，2007；傅云飛等，2008b）。由此可見青藏高原上空7.5 km是個特別的大氣層結(jié)高度，它對高原上的降水有著特別的意義。

其實，降水分類并不唯一。除了利用PR的回波信號特征給出降水分類外，還可以利用云頂高度（或相態(tài)）特征來進行降水識別和分類，如利用VIRS (Visible and Infrared Scanner) 的熱紅外通道10.8 μm信號對云頂高度的探測對降水云進行分類。還可以根據(jù)可見光和近紅外信號反演得到云的光學(xué)厚度及熱紅外信號反演得到的云頂氣壓（高度），對云進行二維分類，如國際衛(wèi)星云氣候計劃（ISCCP）中就是使用該方法對云進行分類（Rossow and Schiffer，1999）。

鑒于對青藏高原上降水類型空間分布認識的有限，PR第七版降水類型識別在青藏高原上是否正確？本文擬通過對PR十五年逐日逐軌探測資料的分析，以揭示第七版PR自身定義的降水類型特點，并側(cè)重通過對PR和VIRS融合資料集（由國家自然科學(xué)基金重點項目支持，作者課題組自主設(shè)計算法實現(xiàn)）的分析，旨在揭示青藏高原上以云頂相態(tài)定義的降水類型和以降水回波頂高度定義的降水類型之頻次、強度、降水回波頂高度及降水回波垂直結(jié)構(gòu)的特征，為進一步研究星載測雨雷達的高原降水分類技術(shù)及數(shù)值模擬高原降水等研究提供事實依據(jù)。

2 資料和方法

本文使用了第七版PR降水回波強度及降水率廓線資料（2A25）和VIRS可見光反射率及紅外輻射亮溫資料（1B01），兩者均為逐日逐軌資料。PR可提供逐軌49個像元的跨軌掃描，星下點像元分辨率約為4.5 km（水平方向）和250 m（垂直方向）；2A25給出了自海平面至20 km高度上的降水回波強度及降水率的垂直分布，即回波強度廓線與降水率廓線；據(jù)GSFC給出的PR降水類型定義，2A25含有對流降水、孤立淺薄對流降水、非孤立淺薄對流降水、層云降水和其他類型降水（詳見http://www.eorc.jaxa.jp/TRMM/documents/ PR_ algorithm_product_information/pr_manual/PR_Instru ction_Manual_V7_L1.pdf [2011-07-20]）。VIRS有五個通道，這些通道中心波長分別為0.63、1.6、3.75、10.8、12 μm，其跨軌掃描有261個像元，星下點像元水平分辨率為2.2 km；1B01給出了標定后的可見光反射率和紅外亮溫。

為獲得降水云的回波強度廓線和降水率廓線相應(yīng)的云頂可見光反射率和紅外亮溫，本文利用了2A25和1B01的融合資料（傅云飛等，2011）。該融合資料將2A25像元內(nèi)的多個1B01像元進行距離加權(quán)平均，得到2A25像元上的可見光反射率和紅外亮溫。研究表明10.8 μm通道熱紅外亮溫（Tb）融合后的均值較融合前的變化小于0.7%，均方差小于2.5%，故融合處理沒有對該通道原始Tb造成歪曲；故該融合資料給出了2A25逐條降水回波強度廓線及降水率廓線相應(yīng)的可見光反射率和紅外亮溫。Liu et al.（2009）曾利用該融合資料率先揭示了熱帶和副熱帶降水云與非降水云的云光學(xué)參數(shù)的差異，F(xiàn)u（2014）也利用該融合資料和云參數(shù)反演方法揭示了中國東部及近海降水率與云參數(shù)之間的關(guān)系。

因為VIRS 10.8 μm的Tb的大小反映了云頂?shù)母叩?，指示了云頂?shù)南鄳B(tài)，可按照云頂相態(tài)來進行降水類型分類。根據(jù)文獻可知，當10.8 μm通道測到云頂Tb小于等于235 K時，云頂一定是冰相（Braga and Vila, 2014）；而對水云而言，10.8 μm通道測到的Tb基本就是云頂?shù)臏囟龋螄校?004），所以云頂Tb大于等于273 K對應(yīng)水云（即暖云降水）?？紤]到水相云和冰相云之間Tb具有40 K的溫度范圍，本文把它分為兩段，以便了解不同云頂高度混合相態(tài)降水云的特征。故本文依據(jù)Tb將降水云分為云頂冰相（Tb≤233 K）、云頂高度較高的混合相降水云（233 K＜Tb＜253 K，簡稱混合相1型降水）、云頂高度較低的混合相降水云（253 K≤Tb＜273 K，簡稱混合相2型降水）及云頂水相降水云（273 K≤Tb，簡稱水相降水，即暖云降水）。

依據(jù)降水回波頂高度進行降水類型分類，就是利用2A25給出的降水回波強度廓線，計算廓線中20 dBZ的最大海拔高度（Liu and Zisper，2009；傅云飛等，2012），并參考廓線中的最大回波強度，來進行降水云分類。本文將青藏高原降水分為深厚強對流降水、深厚弱對流降水及淺薄降水。深厚強對流降水定義為雨頂高度高于7.5 km，且PR測得回波信號中至少有一層的強度超過39 dBZ；深厚弱對流降水的雨頂高度也高于7.5 km，但PR測得回波信號中的強度均小于39 dBZ；淺薄降水的雨頂高度則低于7.5 km。探空資料的研究表明該7.5 km高度反映了青藏高原發(fā)生降水時的大氣溫濕結(jié)構(gòu)特點，即該高度以下大氣接近飽和（潘曉和傅云飛，2015）。

本文使用的2A25和1B01時間長度為15年（1998至2012年的6、7、8月）夏季，因2A25 和1B01為逐日逐軌資料，為便于統(tǒng)計計算和作圖，本文在0.5°×0.5°格點上進行數(shù)據(jù)處理；研究已表明2A25在0.5°格點上具有統(tǒng)計學(xué)上的大樣本（傅云飛等，2008a），故本文統(tǒng)計結(jié)果可信。降水頻次、降水強度、雨頂高度及降水回波分布具體計算方法參見文獻（傅云飛等，2008a，2010）。

3 結(jié)果

3.1 PR降水分類的缺陷

依據(jù)PR三類降水（對流性降水、層云降水和其他類型降水）及對流降水中存在孤立淺對流和非孤立淺對流兩種情況，表1統(tǒng)計了青藏高原主體（30°N～36°N，80°E～102°E）2A25中這五種降水的數(shù)量、各自數(shù)量占總降水樣本比例及平均降水強度。表中可見青藏高原的層云降水比例最高（～85%），平均降水強度為1.2 mm h?1；對流降水比例～14%，平均降水強度為4.2 mm h?1；孤立淺對流、非孤立淺對流降水及其他類型降水的比例幾乎為零。表1統(tǒng)計結(jié)果與中國兩次青藏高原科學(xué)實驗觀測結(jié)果及其他研究相悖（錢正安等，1984； Uyeda et al.，2001；Fujinami et al., 2005；Fu et al., 2006）。作者曾對第六版2A25進行過統(tǒng)計，結(jié)果顯示該資料在青藏高原上的層云降水比例達70%以上，其原因是PR將高原地表回波識別為層云亮帶，因為夏季青藏高原地表高度與同緯度非高原地區(qū)的融化層高度接近，而層云亮帶多出現(xiàn)在此高度，因此PR將很多弱對流降水誤判為層云降水（Fu and Liu，2007）。

表1 青藏高原主體（30°N～36°N，80°E～102°E）2A25（第七版PR降水回波強度及降水率廓線資料）的五種降水的數(shù)量、各自占總降水樣本比例及平均降水強度Table 1 　Samples of the five rain types, ratios of each sample type to the total rain samples, and the mean rain rate of each type issued by 2A25 (Tropical Rain Measuring Mission (TRMM) product of Precipitation Radar (PR) rainfall rate and profile) over the main part of the Tibetan Plateau (30°–36°N, 80°–102°E)

圖1所示為2002年7月23日12:18（協(xié)調(diào)世界時，下同）TRMM第26723軌道過境拉薩（站號：55591，位置：29.67°N、91.13°E，海拔高度：3650 m）時2A25給出的近地表降水（圖1a）、凍結(jié)層高度(圖1b)、軌道對應(yīng)地形高度（圖1c，由分辨率30秒的數(shù)字地形資料給出，源自http://www.ngdc. noaa.gov/mgg/global/relief/ETOPO2/ETOPO2v2-200 6/ETOPO2v2c/ [2007-05-15]）、凍結(jié)層高度與地形高度之差的分布（圖1d）、對流降水與層云降水分布（圖1e）及VIRS熱紅外通道（10.8 μm）測得軌道上的Tb(圖1f)。表明軌道上出現(xiàn)大量對流降水雨團，它們多呈零散狀分布，其中幾塊降水強度超過6.5 mm h?1（圖1a）；還可以看到2A25給出軌道上凍結(jié)層高度范圍為5.7～6.0 km，且分布均勻（圖1b）；而軌道對應(yīng)地表海拔高度范圍為3.6～5.6 km，且復(fù)雜多變（圖1c），對應(yīng)的凍結(jié)層高度與地形高度之差范圍為0～2 km（圖1d）；圖1e表明PR測到大量層云降水，而對流降水很少；而圖1f則清楚地表明大部分降水雨團發(fā)生在云頂Tb低于220 K的對流云團中。如果對照圖1d和1e，可以看到在凍結(jié)層高度與地形高度之差小于1.5 km的位置，均出現(xiàn)層云降水，這與圖1a和1f展示的實際降水性質(zhì)不同。綜合表1和圖1，可以認為第七版2A25資料仍沒有解決高原降水識別問題。

圖1 TRMM過境拉薩[站號：55591，位置：29.67oN、91.13oE，海拔高度：3650 m；軌道號：26723，時間：2002年07月23日12:18時（協(xié)調(diào)世界時，下同）]，2A25給出的（a）近地表降水、（b）凍結(jié)層高度、（e）對流降水（紅色）、層云降水（深藍）、無降水（淺藍）像元分布，1B01給出的（f）熱紅外通道亮溫分布，以及（c）地形高度和（d）凍結(jié)層高度與地形高度之差的分布Fig. 1 The distribution of (a) near surface rain rate, (b) frozen layer height, (e) each pixel location of convection (red) , stratiform precipitation (dark blue), and no rain (light blue) in 2A25, (f) infrared brightness temperature in 1B01 (TRMM product of visible and infrared radiance), and (c) the altitude and (d) the difference between the frozen layer height and the altitude corresponding to the swath of the precipitation radar when TRMM passed Lhasa [station number: 55591; location: (29.67°N, 91.13°E); altitude: 3650 m; scan number: 26723] at 1218 UTC 23 July 2002

圖2 2A25中的青藏高原（a）層云降水、（b）對流降水、（c）其他類型降水的頻次分布Fig. 2 The frequency distribution of (a) stratiform, (b) convection, and (c) other precipitation in 2A25 over the Tibetan Plateau

圖3 2A25中的青藏高原（a）層云降水、（b）對流降水、（c）其他類型降水的平均降水強度分布Fig. 3 The distribution of mean rain rate for (a) stratiform, (b) convection, and (c) other precipitation in 2A25 over the Tibetan Plateau

即便如此，仍有必要考察2A25中的夏季層云降水、對流降水和其他類型降水在高原上出現(xiàn)頻次分布（見圖2，圖中青藏高原用3000 m等高線表示，以下圖相同），表明高原層云出現(xiàn)頻次自西向東由1%增加到4%以上（見圖2a），它明顯多于對流降水頻次（自西向東由0.2%增加到0.8%，見圖2b）；2A25給出高原上其他類型的降水頻次小于0.02%（除個別局地出現(xiàn)0.03%頻次外），研究已表明非高原地區(qū)這類降水多為對流頂部溢出且靠近對流主體的云砧，它們中只有少部分出現(xiàn)降水（傅云飛等，2010）。上述還表明第七版2A25資料給出青藏高原上對流降水出現(xiàn)頻次仍舊小于層云降水頻次，這與實際不符。

圖3為2A25中的層云降水、對流降水和其他類型降水的平均降水強度分布，可以看到青藏高原上層云降水的平均強度小于1.8 mm h?1、對流降水的平均強度為2～6 mm h?1，且高原東部降水強度均大于高原中部和西部，其他類型降水的平均強度小于0.6 mm h?1（靠近對流云體附近的云砧有時可降水），且沒有明顯的區(qū)域性差異。

降水回波頂高度在一定程度上反映了降水云團內(nèi)上升運動的強弱，上升運動強烈則氣流將大的云粒子或降水粒子或冰粒子帶到云頂上部，這時PR就可以測到較高的降水回波頂；反之，PR探測的降水回波頂就低。對于波長2.2 mm的PR來說，其探測的降水回波頂高度要低于云頂高度。夏季熱對流強降水個例研究已表明隨著地面降水強度的增大，降水回波頂高度和云頂高度都相應(yīng)升高，且這兩者的高度愈來愈接近（Fu et al.，2007）。圖4所示表明2A25中的高原層云降水的降水回波頂平均高度都低于9.5 km（高原中部和西部）或低于8.5 km（高原東部），對流降水的降水回波頂平均高度大多高于9.5 km（高原中部和西部）或高于8.5 km（高原東部），而其他類型降水的平均降水回波頂高度可高于10 km，特別在高原西部它可高于12 km，估計在高原上這類降水也多為云砧，因此其高度很高。

圖4 2A25中的青藏高原（a）層云降水、（b）對流降水、（c）其他類型降水的平均降水回波頂高度分布Fig. 4 The distribution of mean storm top height for (a) stratiform, (b) convection, and (c) other precipitation in 2A25 over the Tibetan Plateau

根據(jù)青藏高原科學(xué)試驗及相關(guān)研究結(jié)果，應(yīng)該再次指出上述2A25中的青藏高原降水類型存在錯誤，即虛假地給出了青藏高原存在大量層云降水，其原因還是PR做降水類型識別時，用到了融化層高度來識別層云降水；而夏季非高原地區(qū)的融化層高度與青藏高原地表高度接近（Shin et al., 2000），PR容易把地表回波誤認為層云亮帶，導(dǎo)致大量弱對流被誤判為層云降水。

為了進一步證實2A25中的青藏高原上層云降水和對流降水分類錯誤，圖5對青藏高原中部（28.5°N～36°N，85°E～93°E，以下皆同，這里地形高度相對變化?。┑慕邓夭◤姸冗M行了CFADs統(tǒng)計，CFADs (Contoured Frequency by Altitude Diagrams) 方法（Yuter and Houze，1995）統(tǒng)計降水回波強度在各高度出現(xiàn)的頻次，它可以反映降水回波強度在垂直方向上出現(xiàn)的頻次，故該方法可以給出降水回波的垂直結(jié)構(gòu)。對于非高原地區(qū)的層云降水，CFADs圖上可以看到層云降水的最主要特征，即亮帶。圖5a表明2A25中高原上層云降水多數(shù)回波信號低于27 dBZ，且易出現(xiàn)在6～10 km之間；層云降水回波最大強度不超過35 dBZ，且沒有非高原地區(qū)層云降水的亮帶，因此它不是通常意義下的層云降水；如果對比2A25中高原上對流降水的CFADs（圖5b），就會看到兩者外形具有相似性，故2A25中青藏高原上的層云降水應(yīng)該是高原上夏季常見的弱對流降水。只是2A25中高原上的對流降水CFADs伸展高，可達17 km，且其回波最大可達45 dBZ；最易出現(xiàn)降水回波的高度范圍和dBZ范圍分別為：6～10 km、17～35 dBZ，在7 km高度出現(xiàn)兩個dBZ中心，分布為17 dBZ和34 dBZ，故2A25中青藏高原上的對流降水應(yīng)該是夏季高原上比較強的對流降水。對于2A25中的其他類型降水CFADs，可以看到它的回波均小于22 dBZ，且多分布在7～12 km，估計是強對流云上部輻散流出不遠的云砧，它比通常的卷云粒子尺度大，故2.2 cm波長的PR能探測到其存在。

3.2 基于云亮溫分類的降水特征

由于PR降水分類在青藏高原上出現(xiàn)失誤，我們有必要嘗試新的降水分類。為了充分利用PR對降水結(jié)構(gòu)探測的信息（盡管2A25降水分類在高原上存在問題）、VIRS 10.8 μm通道對云頂高度的探測信息，本文利用前面所述的2A25與1B01的融合資料，根據(jù)1B01中的10.8 μm通道Tb來識別降水云的云頂高度（和相態(tài)相聯(lián)系），將降水云分為四種：云頂冰相降水、云頂混合相1型降水、云頂混合相2型降水及云頂水相降水（定義見前面的資料和方法）。表2為這四種降水的樣本數(shù)、各自樣本占總降水樣本的比例及平均降水強度，它表明青藏高原上云頂冰相降水樣本占總降水樣本的比例為43%，云頂混合相1型降水的比例為39%，云頂混合相2型降水的比例為18%，而云頂水相降水的比例少（不足0.5%），這表明青藏高原上絕大部分降水云團云頂高度都高于凍結(jié)層高度，而低于凍結(jié)層高度的降水云非常少。

表2 基于云紅外亮溫（Tb）分類的青藏高原主體（30°N～36°N，80°E～102°E）四種降水的數(shù)量、各自占總降水樣本比例及平均降水強度Table 2 Samples of the four rain types, ratios of each sample type to the total rain samples, and the mean rain rate of each type based on cloud brightness temperature （Tb）over the main part of the Tibetan Plateau (30°–36°N, 80°–102°E)

上述四種降水的頻次水平分布如圖6所示，它表明高原上冰相降水出現(xiàn)頻次自西部（不足0.5%）向東南部（高于3%）增加，冰水混合相1型降水出現(xiàn)頻次自西部（不足0.5%）向中部（1.5%）東部（2%）增加，冰水混合相2型降水出現(xiàn)頻次則自西部（不足0.5%）向中部（不足1%）和東部（高于1%）增加，相比之下高原暖云降水基本出現(xiàn)在高原33oN以南，頻次的東西方向分布差異不明顯，且頻次小于0.08%。上述說明如果以云頂相態(tài)來對降水分類，青藏高原上大多數(shù)降水的云頂都為冰相或冰水混合相，而暖云降水極少。

圖7所示為上述四種降水的近地表降水強度分布，表明高原上云頂冰相降水的強度最大，在高原東部可達4 mm h?1，在高原中部和西部變化于1.2～3 mm h?1之間；云頂冰水混合相態(tài)1型降水的強度除在高原東部和中部小范圍達到1.8 mm h?1外，在大部分地區(qū)均小于1.5 mm h?1；云頂冰水混合相2型的降水強度分布與云頂冰水混合相1型的相近，只是更偏小，在高原西部甚至小于1.2 mm h?1；暖云降水強度起伏大、分布變化也大，在高原西部、喜馬拉雅山脈南部邊沿、高原北部降水強度可大于4 mm h?1，而在高原中部降水強度通常小于1.5 mm h?1?？傮w上，除暖云降水外，高原上降水云的云頂越高，近地表的降水率越大，這和非高原地區(qū)降水類似；高原上的這種現(xiàn)象也證實了早年利用衛(wèi)星熱紅外亮溫反演地面降水方法具有較好的適用性（Arkin and Xie，1994）。

與圖4類似，圖8為這四種降水的平均降水回波頂高度，由于VIRS的10.8 μm通道Tb反映云頂高度，所以按照該通道亮溫進行降水分類，冰相降水具有最高的降水回波頂高度，圖8a表明高原中西部這種降水的降水回波頂平均高度超過9.5 km，高原94°E向東降水回波頂平均高度由低于9.5 km繼續(xù)降低至8 km；對于混合相1型降水，其降水回波頂平均高度在高原西部和中部為8.5～9 km，而94°E向東由低于8.5 km繼續(xù)降低至103°E附近的7.5 km；相比之下，混合相2型降水，在整體上它較混合相1型降水的平均降水回波頂高度偏低0.5 km，分布類似。高原上的暖云降水回波頂高度非常奇怪，大約一半以上的這種降水云的平均雨頂高度高于9 km，甚至達到10 km以上，顯然已經(jīng)高于高原上凍結(jié)層的高度，似乎不符合云物理學(xué)中暖云降水的定義。為什么青藏高原夏季暖云降水雨頂高度高于凍結(jié)層，而其云頂Tb卻高于273 K? 細節(jié)正在研究之中。

基于云Tb分類的青藏高原四種降水在垂直結(jié)構(gòu)上也表現(xiàn)了差異（圖9），如冰相云頂降水就表現(xiàn)了非常深厚的垂直結(jié)構(gòu)和強近地表降水強度，其最大回波超過40 dBZ（6.5 km高度上），17～25 dBZ易出現(xiàn)在6.5～10 km；混合相1型降水與混合相2型降水的CFAD分布相似，只是前者的降水回波頂高度比后者稍高，可能這兩種降水表征了實際降水過程的不同發(fā)展階段；對比圖9a、b、c，可以看到CFADs右側(cè)等值線斜率自冰相降水向混合相2型降水的減小，表明按照云頂熱紅外Tb的降水分類，能反映青藏高原降水云某些內(nèi)在結(jié)構(gòu)特征。與圖8d指示意義類似，水相降水的CFADs同樣給我們驚訝，因為其降水回波頂高度超過6 km的比例高。研究表明夏季高原主體近地面（高度4～5 km）平均氣溫可達8°C（高由禧等，1984），故可以推斷0°C層高度在5～6 km左右，因此我們定義的大部分水相降水云的降水回波頂已經(jīng)高于0°C層高度。一種合理的解釋是：高原淺對流內(nèi)上升氣流強，將環(huán)境0°C層以下的水相粒子和暖空氣攜帶至此高度以上，在低于0°C環(huán)境中形成一暖塊，故熱紅外通道測到的Tb高于273 K，但PR卻測到高于0°C層高度的降水回波頂。詳細正在分析中。

圖5 2A25中的青藏高原中部（a）層云降水、（b）對流降水、（c）其他類型降水的回波CFADs (Contoured Frequency by Altitude Diagrams）Fig. 5 The CFADs (Contoured Frequency by Altitude Diagrams) of radar echo for (a) stratiform, (b) convection, and (c) other precipitation, in 2A25 over the central part of the Tibetan Plateau

圖6 基于云Tb分類的青藏高原四種降水的頻次分布：（a）冰相降水；（b）混合相1型降水；（c）混合相2型降水；（d）水相降水Fig. 6 The frequency distribution of precipitation with (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, and (d) water phase, in precipitating cloud tops inferred from cloud brightness temperatures over the Tibetan Plateau

3.2 基于降水回波頂高度分類的降水特征

圖7 基于云Tb分類的青藏高原四種降水的平均降水強度分布：（a）冰相降水；（b）混合相1型降水；（c）混合相2型降水；（d）水相降水Fig. 7 The distribution of mean rain rate for precipitation with (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, and (d) water phase, in precipitating cloud tops inferred from cloud brightness temperatures over the Tibetan Plateau

圖8 基于云Tb分類的青藏高原四種降水的平均降水回波頂高度分布：（a）冰相降水；（b）混合相1型降水；（c）混合相2型降水；（d）水相降水Fig. 8 The distribution of the mean storm top height for precipitation with (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, and (d) water phase, in precipitating cloud tops inferred from cloud brightness temperatures over the Tibetan Plateau

圖9 基于云Tb分類的青藏高原中部四種降水的回波強度的CFADs：（a）冰相降水；（b）混合相1型降水；（c）混合相2型降水；（d）水相降水Fig. 9 The CFADs of radar echo for precipitation with (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, and (d) water phase, in precipitating cloud tops inferred from cloud brightness temperatures over the central part of the Tibetan Plateau

利用高原地面站和探空資料，作者統(tǒng)計了1991～2006年夏季降水與非降水兩者情況下的平均大氣溫度露點差廓線，發(fā)現(xiàn)在降水情況下7.5 km以下至近地面的大氣溫度露點差約2°C，而這個高度以上大氣溫度露點差迅速增大，表明高原上7.5 km高度是個特別的大氣層結(jié)高度（潘曉和傅云飛，2015）；先前作者對高原及其東部平原2A25降水廓線的分析結(jié)果發(fā)現(xiàn)，青藏高原降水廓線在7.5 km高度的斜率變化最大（Fu and Liu, 2007；劉奇等，2007）。為此，作者將青藏高原上的降水分為深厚強對流降水、深厚弱對流降水及淺薄降水（定義見第2節(jié)資料和方法）；作者已經(jīng)初步分析了夏季青藏高原這三種降水的平均強度分布及紅外信號特征，并對其日變化特點和降水的經(jīng)向移動特征進行了分析（潘曉和傅云飛，2015）。這里我們對這三種降水的頻次、強度及降水回波頂高度做進一步的討論。由表3可知青藏高原深厚強對流降水數(shù)占總降水數(shù)比例最少（約1%），但其平均降水強度可達18 mm h?1，淺薄降水的比例次之（約22%）、強度約1 mm h?1，而深厚弱對流降水的比例極高，占三種降水比例的77%，其平均強度約1.6 mm h?1。

表3 青藏高原主體（30°N～36°N，80°E～102°E）按照降水回波頂高度分類的三種降水數(shù)量、各自占總降水數(shù)的比例及平均降水強度Table 3 Samples of each type for the three rain types, ratios of each sample type to the total rain samples, and the mean rain rate of each type based on storm top over the main part of the Tibetan Plateau (30°–36°N, 80°–102°E)

夏季青藏高原深厚強對流和深厚弱對流及淺薄降水的頻次分布如圖10所示，表明深厚強對流降水出現(xiàn)頻次非常小，且頻次由西向東增加，在高原中部和西部深厚強對流出現(xiàn)頻次小于0.08%，而高原97°E以東地區(qū)其頻次可達0.2%，說明青藏高原夏季降水云在東移過程中發(fā)展。對于深厚弱對流降水，其頻次分布在高原上主要表現(xiàn)為南北的差異，高原南部頻次可超過3%、北部小于2%；深厚弱對流降水頻次是深厚強對流降水頻次的十倍以上，使得深厚弱對流降水成為高原上的降水特色。高原上的淺薄降水出現(xiàn)頻次分布也是中西部小、東部大，在90°E 以西其頻次小于0.5%，90°E～98°E小于1.5%，而在98°E以東則高于2%。

必須指出深厚與淺薄是相對概念。在夏季非高原地區(qū)，如洋面和平原地區(qū)，學(xué)者常用云頂或降水回波頂是否達到10 km高度來描述對流降水是否為深厚對流（劉鵬等，2012），而用0°C層高度（4.5 km左右）來描述降水是否為淺薄降水（暖云降水，Liu and Zipser，2009 ）；正如前面指出的由于夏季高原主體地面平均氣溫可達8°C（高由禧等，1984），因此高原主體的0°C層高度應(yīng)該在地表高度以上1 km左右。故上述青藏高原上的淺薄降水不是高原上的暖云降水。根據(jù)前面分析可知，青藏高原暖云降水出現(xiàn)頻次極低（小于0.08%），這也許是高原地面至0°C層高度只有1 km左右的垂直空間，難以讓云產(chǎn)生降水。

圖10 基于降水回波頂高度分類的青藏高原三種降水頻次分布:（a）深厚強對流降水；（b）深厚弱對流降水；（c）淺薄降水Fig. 10 The frequency distribution of (a) deep strong convection, (b) deep weak convection, and (c) shallow precipitation, based on storm top altitude over the Tibetan Plateau

青藏高原深厚強對流降水、深厚弱對流降水和淺薄降水的平均強度如圖11所示，可以看到高原西部和東部的深厚強對流降水平均強度多在18至20 mm h?1之間，高原中部多在16～20 mm h?1之間；高原上深厚弱對流降水平均強度存在東西分布的差異，在100°E以東其平均強度在2～3 mm h?1之間，而在中部和西部則變?。?.2～2 mm h?1，且分布均勻；淺薄降水平均強度分布與深厚弱對流降水平均強度分布類似，100°E以東其平均強度在大于1.2 mm h?1，而在中部和西部則小于1.2 mm h?1，且分布均勻。

圖11 基于降水回波頂高度分類的青藏高原三種降水平均降水強度分布：（a）深厚強對流降水；（b）深厚弱對流降水；（c）淺薄降水Fig. 11 The distribution of mean rain rate for (a) deep strong convection, (b) deep weak convection, and (c) shallow precipitation, based on storm top altitude over the Tibetan Plateau

圖12a表明高原大部地區(qū)夏季深厚強對流降水回波頂平均高度均高于12 km，98°E以東及34°N以北其平均高度稍減?。?0～12 km）；深厚弱對流降水的回波頂平均高度則低于10 km，且98°E以東及34°N以北其平均高度也減?。ǖ陀? km）；而淺薄降水的回波頂平均高度小于7.5 km（因為這樣定義淺薄降水的），但高原98°E以東的淺薄降水回波頂平均高度要低于7 km?？傮w上，高原西部和中部降水云的回波頂高于高原東部，這與PR降水分類及云頂熱紅外亮溫降水云分類給出的高原夏季降水回波頂平均高度分布一致。

圖12 基于降水回波頂高度分類的青藏高原三種降水平均回波頂高度分布：（a）深厚強對流降水；（b）深厚弱對流降水；（c）淺薄降水Fig. 12 The distribution of mean storm top height for (a) deep strong convection, (b) deep weak convection, and (c) shallow precipitation, based on storm top altitude over the Tibetan Plateau

基于降水回波頂高度分類的三種降水CFADs特征如圖13所示，它表明高原深厚強對流降水的回波強度的CFADs呈弧形管狀分布，其下端在近地面分布于33～47 dBZ，對應(yīng)近地面的強降水，其上段分布于9～17 km，表明高聳的回波頂高度，說明其內(nèi)部對流活動非常強烈；回波多出現(xiàn)在近地面至10 km高度。深厚弱對流降水回波強度的CFADs則沒有深厚強對流那樣高聳、近地面回波強度不超過39 dBZ，說明這種降水云團內(nèi)的對流活動相對弱。高原淺薄降水回波強度的CFADs表明它是一種弱降水，回波強度均小于35 dBZ，這與圖11c相符。如果比較圖9d與圖13c，就會發(fā)現(xiàn)以云頂熱紅外亮溫定義的暖云降水與這里用降水回波頂高度定義的淺對流降水的回波強度分布存在差異，因為著眼點的不同，故給出的降水垂直結(jié)構(gòu)就會存在差異。

3.4 對青藏高原上2A25的層云降水和對流降水的理解

如前所述，2A25中青藏高原層云降水樣本占總降水樣本的85%，這與高原實際情況不符。為了解第七版2A25高原上層云降水與對流降水和本文定義降水類型的關(guān)系，表4列出了表1中2A25層云降水、對流降水、孤立淺對流、非孤立淺對流及其他類型降水的相應(yīng)云頂不同相態(tài)（冰相、冰水混合態(tài)1型、冰水混合態(tài)2型、水相）的樣本數(shù)及比例，以及相應(yīng)不同深厚程度降水（深厚強對流降水、深厚弱對流降水及淺薄降水）的樣本數(shù)及比例，可以看到2A25的層云降水中冰相降水占44%，冰水混合態(tài)1型和2型降水分別占40%和16%，水相降水比例僅占0.1%，說明高原上2A25中的大部分層云降水為云頂冰相或云頂較高的冰水混合相降水，這個與非高原的層云降水存在多大差異，正在分析中。如果以降水回波頂高度來考察青藏高原2A25的層云降水，則從表4中可以看到2A25中的大部分層云降水為深厚弱對流降水云（占78%），淺薄降水只占近22%，這再次證實我們先前的結(jié)論，在青藏高原上2A25中絕大部層云降水為深厚弱對流降水（Fu and Liu，2007）。

為了直觀地了解青藏高原上第七版2A25中層云降水與本文定義降水類型之間的關(guān)系，圖14給出了青藏高原中部2A25層云降水樣本中分別為冰相降水、冰水混合態(tài)1型和2型降水、水相降水的CFADs，以及分別為深厚弱對流降水及淺薄降水的CFADs，表明冰相降水（圖14a）、冰水混合態(tài)1型和2型降水（圖14b，c）的CFADs分布中均沒有層云典型的回波亮帶；而2A25層云降水樣本中的深厚弱對流降水CFADs分布（圖14e）也與對流降水回波CFADs外形相似； 2A25層云降水樣本中水相降水和淺薄降水的CFADs，兩者均表現(xiàn)了弱對流降水特征。

表4表明青藏高原2A25對流降水樣本中冰相降水云占36%，冰水混合相1型和2型降水均占31%，水相降水比例不足2%；說明高原上2A25對流降水云的云頂多為冰相或冰水混合相，它們合在一起可達98%，云頂為水相的降水云很少。同樣，如以降水回波頂高度來考察青藏高原2A25的對流降水，表4則告訴我們它們大部分為深厚弱對流降水云（占67%），深厚強對流降水僅占7%，淺薄降水近26%，這再次證實我們先前的結(jié)論，高原上2A25中的降水絕大部為深厚弱對流降水（Fu and Liu，2007），青藏高原上深厚強對流降水比例少。

圖13 基于降水回波頂高度分類的青藏高原中部三種降水的CFADs：（a）深厚強降水；（b）深厚弱降水；（c）淺薄降水Fig. 13 The CFADs of radar echo for (a) deep strong convection, (b) deep weak convection, and (c) shallow precipitation, based on storm top altitude over the central part of the Tibetan Plateau

圖14 青藏高原主體2A25層云降水樣本中的（a）冰相降水、（b）冰水混合相1型降水、（c）冰水混合相2型降水和（d）水相降水的降水回波CFADs及（e）深厚弱對流降水和（f）淺薄降水的CFADsFig. 14 The CFADs of radar echo of (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, (d) water phase, (e) deep weak convection, and (f) shallow precipitation, among stratiform precipitation in 2A25 over the main part of the Tibetan Plateau

表4 青藏高原主體（30°N～36°N，80°E～102°E）2A25各降水類型中相應(yīng)云頂不同相態(tài)及不同降水回波頂高度的樣本數(shù)及比例和平均降水強度（表中各降水類型中第一行為樣本數(shù)，第二行百分比，第三行括號中為平均降水強度，單位：mm h?1）Table 4 Categories of 2A25 rain types and their corresponding categories in different phases in the cloud top and different storm tops over the main part of the Tibetan Plateau (30°–36°N, 80°–102°E) (samples, ratios, and average rain rates are represented by the first row, second row, and the third row of each category, respectively)

青藏高原中部2A25對流降水樣本中分別為冰相降水、冰水混合相1型和2型降水、水相降水的CFADs，以及樣本中分別為深厚強對流降水、深厚弱對流降水及淺薄降水的CFADs如圖15所示，可以看到由于云頂高度（圖15a–d）或降水回波頂高度（圖15e–g）的差異，CFADs伸展高度也不同，冰相降水（圖15a）、冰水混合相1型和2型（圖15b、c）及水相的降水回波最大高度分別為17、13、11和9 km，它們有可能指示著青藏高原降水系統(tǒng)發(fā)展的不同階段（詳細正在分析中）。2A25對流降水中的深厚強對流降水與深厚弱降水的CFADs分布（圖15e、f）的差異也很分明，如8 km以下前者的回波出現(xiàn)在33～47 dBZ之間，而后者在17～37 dBZ之間，雖然兩者的回波都可以達到17 km高度；而2A25對流降水樣本中的淺薄降水，其CFADs 與2A25層云降水樣本中的淺薄降水CFADs類似，均表現(xiàn)為弱對流降水的回波特征。

由此可見，在夏季青藏高原上2A25中的層云降水實際上是高原上的弱對流降水，其中大部分為深厚弱對流降水，其比例可達78%，它們的云頂較高，多為冰相（Tb低于233 K）或冰水混合相（Tb在253 K至233 K之間）。而青藏高原上2A25資料中對流降水中也包含了很多深厚弱對流降水，比例可達67%，深厚強對流降水比例不到8%，毫無疑問它們的云頂也較高，基本上都是冰相或冰水混合相。青藏高原上2A25資料中大約包含了20%多的淺薄降水，但它們中極少是暖云降水。

4 結(jié)論

本文利用第七版TRMM PR降水回波強度廓線及降水率廓線資料（2A25）和VIRS的可見光反射率及紅外亮溫資料（1B01）的融合數(shù)據(jù)，對青藏高原上的降水類型及其氣候分布特征進行了研究。首先分析了青藏高原上2A25各降水類型的特點，然后分析了以云頂相態(tài)定義的降水類型和以降水回波頂高度定義的降水類型之降水頻次、降水強度、降水回波頂高度及降水回波垂直結(jié)構(gòu)的特征。

研究結(jié)果表明，2A25給出的青藏高原層云降水比例約85%，平均降水強度為1.2 mm h?1，對流降水比例約14%，平均降水強度為4.2 mm h?1，表明該資料在青藏高原上仍以層云降水為主；這些層云降水的垂直結(jié)構(gòu)中沒有非高原地區(qū)層云降水的亮帶，且降水回波強度外形與對流降水的相似，故2A25資料給出青藏高原上的層云降水不是通常意義的層云降水。

對以云頂相態(tài)定義的青藏高原降水類型的分析結(jié)果表明，冰相云頂?shù)慕邓?、云頂較高和較低的冰水混合云頂?shù)慕邓⒃祈斔嗟慕邓壤謩e為43%、39%、18%和不足0.5%，說明青藏高原上降水云的云頂高度絕大部分都高于凍結(jié)層高度，暖云降水稀少?；诮邓夭敻叨鹊慕邓诸惤y(tǒng)計表明，夏季青藏高原以深厚弱對流降水為主，其比例可達77%，但其平均降水強度僅1.6 mm h?1；淺薄降水次之（比例約22%），且其平均降水強度?。s1 mm h?1）；而深厚強對流降水數(shù)比例少（約1%），但其平均降水強度可達18 mm h?1。說明以云頂相態(tài)和降水回波頂高度定義的各降水類型具有不同的內(nèi)在含義，所以它們之間必然存在差異。

但如果考察空間分布，就可發(fā)現(xiàn)它們之間有著一定的聯(lián)系。對于降水頻次而言，冰相和冰水混合相云頂及深厚強對流降水的頻次均自高原西部向高原中部、東部和東南部增加，其中冰相云頂、云頂較高和較低的冰水混合云頂?shù)慕邓l次在高原西部不足0.5%，而在高原東部可達2%左右，深厚強對流降水頻次在高原西部和中部小于0.08%，而在高原97oE以東地區(qū)可達0.2%。深厚弱對流降水頻次分布獨特，表現(xiàn)為南多北少，它是深厚強對流降水頻次的十倍左右，在高原南部其頻次可超過3%、北部小于2%，且其云頂多為冰相。云頂水相與淺薄降水的頻次分布在高原東部一致性好。

圖15 青藏高原主體2A25對流降水樣本中的（a）冰相降水、（b）冰水混合相1型降水、（c）冰水混合相2型降水和（d）水相降水的降水回波CFADs以及（e）深厚強對流降水、（f）深厚弱對流降水和（g）淺薄降水的CFADsFig. 15 The CFADs of radar echo of (a) ice phase, (b) mixed phase 1, (c) mixed phase 2, (d) water phase, (e) deep strong convection, (f) deep weak convection, and (g) shallow precipitation, among convective precipitation in 2A25 over the main part of the Tibetan Plateau

圖16 青藏高原降水頻次、強度及深厚程度的自西向東分布示意圖Fig. 16 Schematic diagram of the distribution for the frequency, intensity, and depth of precipitation from the western to eastern Tibetan Plateau (TP)

就降水強度空間分布而言，云頂冰相與深厚強對流降水的分布相似性好，它們均在高原東部最大，而在高原中部相對小，但因定義不同，它們的降水強度差異大，如云頂冰相的降水強度均小于4 mm h?1，而深厚強對流降水的最大平均強度可達22 mm h?1。云頂混合相態(tài)和深厚弱對流的降水強度空間分布很一致，均在高原東部達到最大，分別為2 mm h?1和3 mm h?1。云頂水相和淺薄降水的分布差異大，后者強度自高原中部向東增大，在高原東部最大可達1.5 mm h?1，而前者沒有這些規(guī)律。

除去水相云頂降水外，云頂冰相和混合相、深厚強對流和弱對流及淺薄降水的平均回波頂高度的空間分布均一致地自高原西部向東部降低；由于降水類型定義的差異，云頂冰相降水和深厚強對流降水的回波頂最大平均高度分別為10 km和13 km；云頂混合降水和深厚弱對流的降水回波頂平均高度接近（約9 km左右）。 高原上淺薄降水與云頂水相降水差異大，具體有待進一步揭示。

從降水回波的CFADs分布看，不論云頂相態(tài)差異，還是降水回波頂高度的不同，高原上降水的垂直結(jié)構(gòu)中均沒有亮帶特征，且它們外形與非高原地區(qū)的對流降水回波外形相似，說明在高原上2A25給出的層云降水類型存在問題。

總之，青藏高原上絕大部為深厚弱對流降水，其云頂多為冰相或云頂較高的冰水混合相，其次為淺薄但非暖云降水，而深厚強對流降水少；青藏高原降水頻次和降水強度自西部向東部增大和增強，而降水云的云頂高度及回波頂高度則由西部向東部降低（見圖16）。

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作者簡介傅云飛，男，1961年出生，博士，教授，主要從事氣象衛(wèi)星遙感資料的分析處理、反演及其在天氣和氣候方面的應(yīng)用研究。E-mail: fyf@ustc.edu.cn

收稿日期2015-03-24；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-07-29

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1507.15165

文章編號1006-9895(2016)01-0102-19

中圖法分類號P426

文獻標識碼A