谷艷茹 范廣洲

(成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院/高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室/氣候與環(huán)境變化聯(lián)合實驗室，成都 610225)

引言

青藏高原(下簡稱高原)有“世界屋脊”之稱，平均海拔在4500 m以上，由于其特殊的大地形造成的動力及熱力作用對東亞乃至全球的氣候和環(huán)流都有著重要的影響[1-2]。青藏高原地區(qū)全年均為對流云發(fā)生的高頻區(qū)[1]，其中強對流云的比例是其他非青藏高原地區(qū)的5倍左右[3]。尤其在夏季受高原自身強烈的加熱和動力作用影響，使其成為強對流天氣系統(tǒng)的活躍區(qū)[4-6]。Qie等[7]利用14年的TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)衛(wèi)星資料分析得出，高原上的深對流系統(tǒng)雖然相比于海洋、南亞地區(qū)強度較弱，但其發(fā)生頻率較高。且在夏季高原的中部和東部地區(qū)存在著兩個對流系統(tǒng)的頻發(fā)中心，其中高原東部生成的對流系統(tǒng)頻數(shù)更多，部分移出高原的對流系統(tǒng)對下游地區(qū)降水造成重要影響[8-9]。Gao等[10]的研究結(jié)果表明，高原主體地區(qū)的深對流系統(tǒng)相較于高原南麓地區(qū)對流系統(tǒng)的強度較小、發(fā)生頻數(shù)也更少。其主要是由于高原南麓地區(qū)受南亞季風(fēng)的暖濕氣流和喜馬拉雅山脈的抬升作用，使其發(fā)展高度更高，對流活動則更易發(fā)生和發(fā)展[11]。雖然高原主體的深對流系統(tǒng)強度相對較弱，但是由于其平均海拔在4500 m以上且強烈的地表加熱作用使得一些深對流可以達到對流層頂附近甚至穿透對流層頂而形成穿透性對流(Overshooting Convection)[12]。這些強對流活動通常會產(chǎn)生雷暴、冰雹等強對流天氣，在降水和熱量傳輸中起著關(guān)鍵的作用[13]，并且對平流層-對流層間物質(zhì)和能量的交換也有著十分重要的作用[14-15]。而南亞地區(qū)由于大尺度的海陸分布以及高原的影響形成了特殊的大氣環(huán)流，使得南亞季風(fēng)區(qū)北部的高原及其南坡地區(qū)的下平流層出現(xiàn)了較高的水汽含量[16]。有研究表明夏季由南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原地區(qū)輸送到全球熱帶平流層的水汽含量占其總量的大約75%[17]，而且青藏高原地區(qū)的對流輸送是其中的一個重要通道[16]，因此研究高原地區(qū)的深對流活動對于進一步探討高原地區(qū)和全球的對流層和平流層間交換有著重要的意義。

近年來有不少學(xué)者[6,18-20]利用TRMM、GMS(Geostationary Meteorological Satellite)等衛(wèi)星的觀測資料(TBB、OLR、閃電密度等)對中國及周邊地區(qū)的對流活動進行研究，但是大多數(shù)都主要圍繞對流活動的整體分布特征進行討論，并沒有對深對流系統(tǒng)的分布特點和其產(chǎn)生的對流降水之間的關(guān)系做進一步的分析。且鄭永光等[21]指出青藏高原地區(qū)衛(wèi)星獲取的閃電特征分布與觀測資料獲得的強雷暴分布存在著較大的差異，與其他地區(qū)相比一致性較差。而且TBB低值區(qū)有時僅反映高云的特征，并不一定與強對流和強降水區(qū)相對應(yīng)，利用這些資料并不能很準(zhǔn)確的描述高原地區(qū)的深對流活動及其產(chǎn)生的降水特征。因此本文將利用全球降水觀測計劃GPM(Global Precipitation Measurement)衛(wèi)星反演的降水資料對高原地區(qū)深對流系統(tǒng)的時空分布、降水特征以及深對流系統(tǒng)與其降水間的關(guān)系進行進一步的研究。

1 資料與方法

GPM衛(wèi)星是繼TRMM 的新一代衛(wèi)星降水計劃，它相比于TRMM觀測范圍更廣可覆蓋至中高緯度地區(qū)，且搭載的微波成像儀(GMI)和雙頻降水雷達(DPR)，有效提高了對弱降水(小于 0.5 mm/h)、固態(tài)降水及降水粒子微物理過程的探測能力，比以往衛(wèi)星降水產(chǎn)品的精度更高[22]。國內(nèi)學(xué)者[23-27]對GPM降水產(chǎn)品在中國不同地區(qū)的的適用性進行分析得出，雖然在個別月份和實測降水對比仍然有誤差，但是整體上產(chǎn)品的精度較高且優(yōu)于TRMM。

本文使用的資料是GPM_2BCMB(GPM DPR and GMI Combined Precipitation L2B 1.5 hours 5 km V06)，是由雙頻降水雷達和微波成像儀組合而成的全球降水測量計劃(GPM)二級降水產(chǎn)品。時間范圍是2014—2018年3—9月，數(shù)據(jù)水平分辨率為5 km，時間分辨率為1.5 h。本文采用Liu等[28-29]的方法，將近地表降水率大于0的連續(xù)回波區(qū)域作為雷達降水特征(Radar Precipitation Features，RPFs)，并從中選取20 dBz回波頂高度大于14 km的RPFs定義為深對流系統(tǒng)(DCS)且不考慮水平尺度。其中系統(tǒng)內(nèi)20 dBz回波頂高度最大值的像素則代表了此深對流系統(tǒng)的強度和位置[10]，經(jīng)過篩選并剔除掉不符合實際的數(shù)據(jù)后共得到495個深對流系統(tǒng)。

2 青藏高原深對流系統(tǒng)的分布特征

2.1 空間分布特征

基于GPM衛(wèi)星觀測資料共統(tǒng)計得到，在2014—2018年的3—9月份高原范圍內(nèi)(25°～40°N，70°～105°E)共有495個深對流系統(tǒng)發(fā)生。表1列出了高原范圍內(nèi)20 dBz回波頂高度在不同范圍內(nèi)的深對流系統(tǒng)的個數(shù)及所占比例。顯示20 dBz回波頂高度主要集中在14～16 km內(nèi)，其中達到14～15 km的有264個，占深對流系統(tǒng)總數(shù)的比例最大(約53%)超過一半以上，達到15～16 km的有171個占34.5%。在16～18 km內(nèi)的共有60個占總數(shù)的12.1%，其中達到17 km以上的只占0.8%，占極少數(shù)。高原在夏季作為一個強大的熱源存在，使得該地區(qū)的對流層頂要比同緯度平原地區(qū)高1～2 km左右，大約在17～18 km[30]。因此，高原地區(qū)有極少數(shù)的深對流可以穿過對流層頂即穿透性對流存在，而主要以非穿透性對流為主。表2是高原深對流系統(tǒng)所占不同面積的個數(shù)及占總數(shù)的比例，顯示系統(tǒng)面積主要集中在25～200 km2范圍內(nèi)，其中15～100 km2占總數(shù)的84%，100～200 km2占約12.7%，而面積超過200 km2的占較少數(shù)，說明高原范圍內(nèi)的深對流系統(tǒng)的面積普遍較小，與吳學(xué)珂等[11]得出的結(jié)論一致。

表1 青藏高原20 dBz回波頂高度在不同范圍內(nèi)的深對流系統(tǒng)個數(shù)及占總數(shù)比例

表2 青藏高原深對流系統(tǒng)所占不同面積的個數(shù)及占總數(shù)比例

綜合表1、2可以得出高原主體的深對流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度較低且面積較小，說明高原地區(qū)的深對流系統(tǒng)強度對比于東亞季風(fēng)區(qū)的其他地區(qū)較弱[7,11,31-32]。Luo等[31]分析得出與高原南坡及南亞季風(fēng)區(qū)的深對流相比高原深對流系統(tǒng)雷達回波頂高度較低，水平尺度較小的原因可能和當(dāng)?shù)刂行愿×Ω叨鹊?，大氣水汽含量低的特殊環(huán)境有關(guān)。

圖1給出了深對流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度和面積在高原上的地理分布。從圖中可以看出，深對流系統(tǒng)普遍存在于高原的中部、東部及南部地區(qū)，高原西部和北部分布較少。其中圖1a顯示高原上深對流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度普遍低于17 km且主要集中在高原中部和東部地區(qū)，而17 km以上的少數(shù)深對流系統(tǒng)則主要分布在高原東側(cè)。Qie等[7]同樣得出深對流系統(tǒng)在高原中部發(fā)生頻率較高而在西部地區(qū)則較少發(fā)生。鄭永光等[21]指出我國及周邊地區(qū)夏季中尺度對流系統(tǒng)(MCS)主要有3條東西分布的帶狀活躍帶，其中一條從青藏高原向東延伸到日本，并且青藏高原的中東部地區(qū)分布較多。吳國雄等[33]指出高原強烈的地表加熱使得高原上空出現(xiàn)了淺薄的表層低壓和深厚的中層高壓，因此高原及其東側(cè)為上升運動，西側(cè)為下沉運動，導(dǎo)致東部地區(qū)出現(xiàn)較多且較強的對流活動。圖1b顯示高原上的深對流系統(tǒng)面積大部分小于200 km2，而面積大于200 km2的深對流系統(tǒng)數(shù)量較少且主要集中在高原的東部地區(qū)。綜合圖1可以得出高原上大部分地區(qū)的深對流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度較低，面積較小，而高原東部地區(qū)深對流系統(tǒng)的回波頂高度較高，面積較大，這與高原的下墊面性質(zhì)和局地?zé)崃Νh(huán)流有關(guān)，導(dǎo)致對流旺盛發(fā)展[21]，使得高原東部的深對流系統(tǒng)強度較強。

圖1 青藏高原上深對流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度(a)和面積(b)分布(黑色實線為2500 m地形高度等值線)

2.2 時間變化特征

2.2.1 月際變化

從2014—2018年3—9月每月平均產(chǎn)生的深對流系統(tǒng)個數(shù)及占比(表3)可以看出，高原上的深對流系統(tǒng)主要發(fā)生在6、7、8和9月，而在3、4和5月發(fā)生的深對流系統(tǒng)極少，共占約0.4%。系統(tǒng)頻數(shù)在6月突增并在7、8月達到峰值，在9月又開始下降，顯示了高原上深對流系統(tǒng)數(shù)量明顯的月變化特征。

表3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均產(chǎn)生的深對流系統(tǒng)個數(shù)及占比

深對流系統(tǒng)在高原上4—9月(由于3月沒有深對流系統(tǒng)發(fā)生，圖略)的空間分布(圖2)顯示，在4—9月期間，對流系統(tǒng)的主要分布區(qū)域逐漸向南擴展，在東西方向上有較小的變化。在6月西南季風(fēng)的北移和亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)給高原帶來豐富的水汽[34]，深對流系統(tǒng)頻數(shù)增加且系統(tǒng)大多數(shù)集中分布在85°E以東的地區(qū)且主要位于中部和東南部地區(qū)，在7、8月由于西南風(fēng)加強作用[34]使得對流系統(tǒng)的活躍區(qū)范圍進一步擴大，向西推進至80°E左右同時高原整體的對流系統(tǒng)頻數(shù)增加尤其在南部地區(qū)分布較密集，9月系統(tǒng)數(shù)量減少，活動區(qū)域又退至85°E以東地區(qū)，整體集中分布在高原中部、南部地區(qū)。

圖2 青藏高原上深對流系統(tǒng)發(fā)生在4月(a)、5月(b)、6月(c)、7月(d)、8月(e)、9月(f)的空間分布

圖3是2014—2018年3—9月每個月平均產(chǎn)生的深對流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度和面積分布。圖3a顯示在高原上，6、7和8月深對流的發(fā)生頻數(shù)不僅高于其他月份而且20 dBz 回波頂?shù)淖畲蟾叨炔糠殖^了17 km，而其他月份都基本低于16 km。從圖3b則可以得到在3—9月深對流系統(tǒng)的面積主要集中在200 km2以下，只在7、8月有少數(shù)超過200 km2甚至達500 km2以上。高原主體在3—9月均表現(xiàn)為熱源[35]，其中在6、7和8月強度較大[36]，促使高原對流系統(tǒng)的強烈發(fā)展，這種加熱強度的變化造成了高原主體地區(qū)對流的顯著季節(jié)變化。結(jié)合圖3a、b可以看出對流活動大致從6月中旬開始發(fā)生并維持到9月中旬，在7、8月都保持著較高活躍性，經(jīng)過一間歇期后，后續(xù)又有少量深對流系統(tǒng)發(fā)生。因此由表3和圖3可知，高原上的深對流系統(tǒng)主要發(fā)生在6、7和8月份且強度也大于其他月份。

圖3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均產(chǎn)生的深對流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度(a)和面積(b)分布

2.2.2 日變化

圖4表示青藏高原3—9月深對流系統(tǒng)頻數(shù)的日變化特征。從圖中可以看出，在凌晨至中午(00:00—12:00)一段時間內(nèi)深對流活動較少發(fā)生，在午后具有明顯的上升趨勢，在下午17：00左右達到峰值，后面又逐漸開始下降，在晚上約21:00出現(xiàn)一次峰值后又再次呈下降趨勢，因此深對流活動是主要在下午至午夜時段發(fā)生，具有午后發(fā)展的特點[37-38]，持續(xù)時間與鄭永光等[21]得出結(jié)果比較相對較短。Qie等[7]分析高原-南亞季風(fēng)區(qū)的深對流系統(tǒng)發(fā)現(xiàn)，高原上的系統(tǒng)集中發(fā)生在午后，在16:00左右達到峰值，但在00:00—10:00幾乎沒有系統(tǒng)發(fā)生這與本文得到的日變化的特點有些偏差但大致相似。深對流系統(tǒng)分布大體上具有單峰型特征與祁秀香等[20]得到的青藏高原、川西高原的對流活動呈單峰型變化也是一致的。鄭永光和祁秀香等[20-21]對比中國及周邊地區(qū)的對流活動分析得出，與青藏高原日變化特征不同，四川盆地和海洋地區(qū)的對流活動則具有夜發(fā)性的特點，且具有多峰型特征的對流系統(tǒng)多發(fā)于盆地和平原地區(qū)，這種分布特點不僅與大尺度環(huán)流背景相關(guān)而且與地形分布、海陸分布等導(dǎo)致的局地環(huán)流也是有密切聯(lián)系的。

圖4 深對流系統(tǒng)發(fā)生頻數(shù)的日變化

3 青藏高原深對流系統(tǒng)降水特點

3.1 降水強度

高原地區(qū)3—9月深對流系統(tǒng)的降水強度的水平分布如圖5所示。從圖中我們可以看到，高原地區(qū)的降水強度普遍較小且大部分都低于10 mm/h，且通過圖6的概率密度分布可以看出系統(tǒng)的降水強度是主要集中在5 mm/h以內(nèi)，峰值在0.5～2 mm/h左右。通過計算得到高原地區(qū)3—9月深對流系統(tǒng)的平均降水強度約為5.3 mm/h，較平原地區(qū)偏弱[39]，且比Fu等[40]得到的夏季東亞中緯度陸地對流降水的降水強度為15.5 mm/h要小很多，說明不同的地形條件下對流系統(tǒng)的降水強度也會有一定差異。而且降水強度相對較大的深對流系統(tǒng)主要集中在高原的中部和東部地區(qū)，對應(yīng)著深對流系統(tǒng)的高頻發(fā)中心，和Maussion等[41]的分析結(jié)果一致同時與Sugimoto等[42]得到的高原夏季對流活動分布的兩個主要區(qū)域也是基本吻合的。

圖5 3—9月青藏高原深對流系統(tǒng)降水強度空間分布

圖6 3—9月青藏高原深對流系統(tǒng)降水強度的概率密度

3.2 降水貢獻

圖7為3—9月深對流系統(tǒng)的面積和20 dBz回波頂高度對其降水(體積降水[32])貢獻的累積分布頻率(Cumulative distribution frequency,CDF)。因為4月和5月各只有一個深對流系統(tǒng)發(fā)生，系統(tǒng)的面積和20 dBz回波頂高度均只有25 km2和14 km左右，降水貢獻只來源于單一的對流系統(tǒng)，所以其結(jié)果并不具有代表性(圖略)。其中圖7a表示，在9月面積小于150 km2的深對流系統(tǒng)對降水的貢獻達到約80%，而6—8月對降水貢獻達到70%～80%則集中在200 km2以下，其中7月累積分布頻率略高于整體水平，6月和8月偏低。圖7b顯示9月降水貢獻的90%是主要來自于相對較低的對流系統(tǒng)(20 dBz 回波頂高<16 km)，而其他月份20 dBz回波頂高度接近16 km的降水貢獻在60%～70%左右，與整體水平大致相同。因此高原上的降水則主要來源于面積較小和回波頂高度較低的對流活動，其中9月的對流系統(tǒng)面積相對更小一些。Xu等[32]研究東亞地區(qū)的深對流的降水和對流特點得出，除高原外大多數(shù)地區(qū)的降水主要來自面積較大和回波高度較高的對流系統(tǒng)，可能與高原上的大氣水汽含量較低且受季風(fēng)環(huán)流的影響小于季風(fēng)關(guān)鍵區(qū)有關(guān)。

圖7 3—9月青藏高原深對流系統(tǒng)的面積(a)和20 dBz回波頂高度(b)對其體積降水貢獻的累積分布頻率

4 結(jié)論與討論

本文利用2014—2018年3—9月的GPM衛(wèi)星資料對高原地區(qū)的深對流系統(tǒng)進行研究，分析了深對流系統(tǒng)的時空分布和降水特征，得到以下結(jié)論：

深對流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度主要集中在14～16 km范圍內(nèi)，只有較少數(shù)超過17 km穿過對流層頂。大部分系統(tǒng)面積主要分布在25～200 km2，超過200 km2的占較少數(shù)。高原上的深對流系統(tǒng)主要集中在中部、東部和南部地區(qū)，其他地區(qū)分布較少，且對流強度較大的系統(tǒng)大多分布在高原東部。

深對流系統(tǒng)主要發(fā)生在夏季，6月頻數(shù)開始增加， 7、8月達到峰值，且6、7和8月系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度較高，面積較大，強度較強，9月數(shù)量又開始減少強度也相對減弱。且深對流系統(tǒng)在3—9月的分布范圍表現(xiàn)出先逐漸向南、向西擴展后又東退的特征。

高原上的深對流活動主要集中在13：00—21：00時段內(nèi)發(fā)生，在凌晨至上午期間則較少出現(xiàn)?；緩奈绾箝_始發(fā)展，在17：00左右頻數(shù)達到峰值，大體上呈單峰分布的特點。

高原深對流系統(tǒng)產(chǎn)生的降水強度普遍較弱，主要集中在5 mm/h以下，降水強度相對較大的對流系統(tǒng)分布在高原中部和東部地區(qū)。且深對流產(chǎn)生的降水也主要來源于回波頂高度較低、面積較小的弱對流活動。

通過以上結(jié)論我們對高原地區(qū)的深對流系統(tǒng)及降水特征有了進一步的了解，同時本文運用GPM衛(wèi)星數(shù)據(jù)得到的結(jié)論與前人大致相同，在一定程度上驗證了數(shù)據(jù)的可靠性而且進一步對深對流與其降水關(guān)系進行了討論，對后續(xù)深入研究高原地區(qū)深對流降水有一定的參考，但由于本次選取的數(shù)據(jù)時間范圍較短所以后面需要選取更長時間序列的資料進行全面的分析。而且通過研究我們了解到強烈發(fā)展的深對流系統(tǒng)可穿過對流層頂，將對流層低層的物質(zhì)和能量輸送至平流層，而其中水汽和臭氧是很重要的組成部分[43]，因此未來要進一步分析深對流系統(tǒng)是如何影響水汽、臭氧等成分的傳輸以及其中的物理機制。同時周秀驥等[44]的分析表明，在冬季高原也出現(xiàn)了臭氧總量比同緯度地區(qū)偏低的情況，說明高原上空冬季有可能存在從對流層向平流層的輸送，即存在著強烈發(fā)展的深對流活動，因此要繼續(xù)補充對冬季深對流系統(tǒng)的分析研究工作。