青藏高原地区深对流系统特征分析

谷艳茹 范广洲

(成都信息工程大学大气科学学院/高原大气与环境四川省重点实验室/气候与环境变化联合实验室，成都 610225)

引言

青藏高原(下简称高原)有“世界屋脊”之称，平均海拔在4500 m以上，由于其特殊的大地形造成的动力及热力作用对东亚乃至全球的气候和环流都有着重要的影响[1-2]。青藏高原地区全年均为对流云发生的高频区[1]，其中强对流云的比例是其他非青藏高原地区的5倍左右[3]。尤其在夏季受高原自身强烈的加热和动力作用影响，使其成为强对流天气系统的活跃区[4-6]。Qie等[7]利用14年的TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)卫星资料分析得出，高原上的深对流系统虽然相比于海洋、南亚地区强度较弱，但其发生频率较高。且在夏季高原的中部和东部地区存在着两个对流系统的频发中心，其中高原东部生成的对流系统频数更多，部分移出高原的对流系统对下游地区降水造成重要影响[8-9]。Gao等[10]的研究结果表明，高原主体地区的深对流系统相较于高原南麓地区对流系统的强度较小、发生频数也更少。其主要是由于高原南麓地区受南亚季风的暖湿气流和喜马拉雅山脉的抬升作用，使其发展高度更高，对流活动则更易发生和发展[11]。虽然高原主体的深对流系统强度相对较弱，但是由于其平均海拔在4500 m以上且强烈的地表加热作用使得一些深对流可以达到对流层顶附近甚至穿透对流层顶而形成穿透性对流(Overshooting Convection)[12]。这些强对流活动通常会产生雷暴、冰雹等强对流天气，在降水和热量传输中起着关键的作用[13]，并且对平流层-对流层间物质和能量的交换也有着十分重要的作用[14-15]。而南亚地区由于大尺度的海陆分布以及高原的影响形成了特殊的大气环流，使得南亚季风区北部的高原及其南坡地区的下平流层出现了较高的水汽含量[16]。有研究表明夏季由南亚季风区和青藏高原地区输送到全球热带平流层的水汽含量占其总量的大约75%[17]，而且青藏高原地区的对流输送是其中的一个重要通道[16]，因此研究高原地区的深对流活动对于进一步探讨高原地区和全球的对流层和平流层间交换有着重要的意义。

近年来有不少学者[6,18-20]利用TRMM、GMS(Geostationary Meteorological Satellite)等卫星的观测资料(TBB、OLR、闪电密度等)对中国及周边地区的对流活动进行研究，但是大多数都主要围绕对流活动的整体分布特征进行讨论，并没有对深对流系统的分布特点和其产生的对流降水之间的关系做进一步的分析。且郑永光等[21]指出青藏高原地区卫星获取的闪电特征分布与观测资料获得的强雷暴分布存在着较大的差异，与其他地区相比一致性较差。而且TBB低值区有时仅反映高云的特征，并不一定与强对流和强降水区相对应，利用这些资料并不能很准确的描述高原地区的深对流活动及其产生的降水特征。因此本文将利用全球降水观测计划GPM(Global Precipitation Measurement)卫星反演的降水资料对高原地区深对流系统的时空分布、降水特征以及深对流系统与其降水间的关系进行进一步的研究。

1 资料与方法

GPM卫星是继TRMM 的新一代卫星降水计划，它相比于TRMM观测范围更广可覆盖至中高纬度地区，且搭载的微波成像仪(GMI)和双频降水雷达(DPR)，有效提高了对弱降水(小于 0.5 mm/h)、固态降水及降水粒子微物理过程的探测能力，比以往卫星降水产品的精度更高[22]。国内学者[23-27]对GPM降水产品在中国不同地区的的适用性进行分析得出，虽然在个别月份和实测降水对比仍然有误差，但是整体上产品的精度较高且优于TRMM。

本文使用的资料是GPM_2BCMB(GPM DPR and GMI Combined Precipitation L2B 1.5 hours 5 km V06)，是由双频降水雷达和微波成像仪组合而成的全球降水测量计划(GPM)二级降水产品。时间范围是2014—2018年3—9月，数据水平分辨率为5 km，时间分辨率为1.5 h。本文采用Liu等[28-29]的方法，将近地表降水率大于0的连续回波区域作为雷达降水特征(Radar Precipitation Features，RPFs)，并从中选取20 dBz回波顶高度大于14 km的RPFs定义为深对流系统(DCS)且不考虑水平尺度。其中系统内20 dBz回波顶高度最大值的像素则代表了此深对流系统的强度和位置[10]，经过筛选并剔除掉不符合实际的数据后共得到495个深对流系统。

2 青藏高原深对流系统的分布特征

2.1 空间分布特征

基于GPM卫星观测资料共统计得到，在2014—2018年的3—9月份高原范围内(25°～40°N，70°～105°E)共有495个深对流系统发生。表1列出了高原范围内20 dBz回波顶高度在不同范围内的深对流系统的个数及所占比例。显示20 dBz回波顶高度主要集中在14～16 km内，其中达到14～15 km的有264个，占深对流系统总数的比例最大(约53%)超过一半以上，达到15～16 km的有171个占34.5%。在16～18 km内的共有60个占总数的12.1%，其中达到17 km以上的只占0.8%，占极少数。高原在夏季作为一个强大的热源存在，使得该地区的对流层顶要比同纬度平原地区高1～2 km左右，大约在17～18 km[30]。因此，高原地区有极少数的深对流可以穿过对流层顶即穿透性对流存在，而主要以非穿透性对流为主。表2是高原深对流系统所占不同面积的个数及占总数的比例，显示系统面积主要集中在25～200 km2范围内，其中15～100 km2占总数的84%，100～200 km2占约12.7%，而面积超过200 km2的占较少数，说明高原范围内的深对流系统的面积普遍较小，与吴学珂等[11]得出的结论一致。

表1 青藏高原20 dBz回波顶高度在不同范围内的深对流系统个数及占总数比例

表2 青藏高原深对流系统所占不同面积的个数及占总数比例

综合表1、2可以得出高原主体的深对流系统的20 dBz回波顶高度较低且面积较小，说明高原地区的深对流系统强度对比于东亚季风区的其他地区较弱[7,11,31-32]。Luo等[31]分析得出与高原南坡及南亚季风区的深对流相比高原深对流系统雷达回波顶高度较低，水平尺度较小的原因可能和当地中性浮力高度低，大气水汽含量低的特殊环境有关。

图1给出了深对流系统的20 dBz回波顶高度和面积在高原上的地理分布。从图中可以看出，深对流系统普遍存在于高原的中部、东部及南部地区，高原西部和北部分布较少。其中图1a显示高原上深对流系统20 dBz回波顶高度普遍低于17 km且主要集中在高原中部和东部地区，而17 km以上的少数深对流系统则主要分布在高原东侧。Qie等[7]同样得出深对流系统在高原中部发生频率较高而在西部地区则较少发生。郑永光等[21]指出我国及周边地区夏季中尺度对流系统(MCS)主要有3条东西分布的带状活跃带，其中一条从青藏高原向东延伸到日本，并且青藏高原的中东部地区分布较多。吴国雄等[33]指出高原强烈的地表加热使得高原上空出现了浅薄的表层低压和深厚的中层高压，因此高原及其东侧为上升运动，西侧为下沉运动，导致东部地区出现较多且较强的对流活动。图1b显示高原上的深对流系统面积大部分小于200 km2，而面积大于200 km2的深对流系统数量较少且主要集中在高原的东部地区。综合图1可以得出高原上大部分地区的深对流系统20 dBz回波顶高度较低，面积较小，而高原东部地区深对流系统的回波顶高度较高，面积较大，这与高原的下垫面性质和局地热力环流有关，导致对流旺盛发展[21]，使得高原东部的深对流系统强度较强。

图1 青藏高原上深对流系统的20 dBz回波顶高度(a)和面积(b)分布(黑色实线为2500 m地形高度等值线)

2.2 时间变化特征

2.2.1 月际变化

从2014—2018年3—9月每月平均产生的深对流系统个数及占比(表3)可以看出，高原上的深对流系统主要发生在6、7、8和9月，而在3、4和5月发生的深对流系统极少，共占约0.4%。系统频数在6月突增并在7、8月达到峰值，在9月又开始下降，显示了高原上深对流系统数量明显的月变化特征。

表3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均产生的深对流系统个数及占比

深对流系统在高原上4—9月(由于3月没有深对流系统发生，图略)的空间分布(图2)显示，在4—9月期间，对流系统的主要分布区域逐渐向南扩展，在东西方向上有较小的变化。在6月西南季风的北移和亚洲夏季风的爆发给高原带来丰富的水汽[34]，深对流系统频数增加且系统大多数集中分布在85°E以东的地区且主要位于中部和东南部地区，在7、8月由于西南风加强作用[34]使得对流系统的活跃区范围进一步扩大，向西推进至80°E左右同时高原整体的对流系统频数增加尤其在南部地区分布较密集，9月系统数量减少，活动区域又退至85°E以东地区，整体集中分布在高原中部、南部地区。

图2 青藏高原上深对流系统发生在4月(a)、5月(b)、6月(c)、7月(d)、8月(e)、9月(f)的空间分布

图3是2014—2018年3—9月每个月平均产生的深对流系统的20 dBz回波顶高度和面积分布。图3a显示在高原上，6、7和8月深对流的发生频数不仅高于其他月份而且20 dBz 回波顶的最大高度部分超过了17 km，而其他月份都基本低于16 km。从图3b则可以得到在3—9月深对流系统的面积主要集中在200 km2以下，只在7、8月有少数超过200 km2甚至达500 km2以上。高原主体在3—9月均表现为热源[35]，其中在6、7和8月强度较大[36]，促使高原对流系统的强烈发展，这种加热强度的变化造成了高原主体地区对流的显著季节变化。结合图3a、b可以看出对流活动大致从6月中旬开始发生并维持到9月中旬，在7、8月都保持着较高活跃性，经过一间歇期后，后续又有少量深对流系统发生。因此由表3和图3可知，高原上的深对流系统主要发生在6、7和8月份且强度也大于其他月份。

图3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均产生的深对流系统的20 dBz回波顶高度(a)和面积(b)分布

2.2.2 日变化

图4表示青藏高原3—9月深对流系统频数的日变化特征。从图中可以看出，在凌晨至中午(00:00—12:00)一段时间内深对流活动较少发生，在午后具有明显的上升趋势，在下午17：00左右达到峰值，后面又逐渐开始下降，在晚上约21:00出现一次峰值后又再次呈下降趋势，因此深对流活动是主要在下午至午夜时段发生，具有午后发展的特点[37-38]，持续时间与郑永光等[21]得出结果比较相对较短。Qie等[7]分析高原-南亚季风区的深对流系统发现，高原上的系统集中发生在午后，在16:00左右达到峰值，但在00:00—10:00几乎没有系统发生这与本文得到的日变化的特点有些偏差但大致相似。深对流系统分布大体上具有单峰型特征与祁秀香等[20]得到的青藏高原、川西高原的对流活动呈单峰型变化也是一致的。郑永光和祁秀香等[20-21]对比中国及周边地区的对流活动分析得出，与青藏高原日变化特征不同，四川盆地和海洋地区的对流活动则具有夜发性的特点，且具有多峰型特征的对流系统多发于盆地和平原地区，这种分布特点不仅与大尺度环流背景相关而且与地形分布、海陆分布等导致的局地环流也是有密切联系的。

图4 深对流系统发生频数的日变化

3 青藏高原深对流系统降水特点

3.1 降水强度

高原地区3—9月深对流系统的降水强度的水平分布如图5所示。从图中我们可以看到，高原地区的降水强度普遍较小且大部分都低于10 mm/h，且通过图6的概率密度分布可以看出系统的降水强度是主要集中在5 mm/h以内，峰值在0.5～2 mm/h左右。通过计算得到高原地区3—9月深对流系统的平均降水强度约为5.3 mm/h，较平原地区偏弱[39]，且比Fu等[40]得到的夏季东亚中纬度陆地对流降水的降水强度为15.5 mm/h要小很多，说明不同的地形条件下对流系统的降水强度也会有一定差异。而且降水强度相对较大的深对流系统主要集中在高原的中部和东部地区，对应着深对流系统的高频发中心，和Maussion等[41]的分析结果一致同时与Sugimoto等[42]得到的高原夏季对流活动分布的两个主要区域也是基本吻合的。

图5 3—9月青藏高原深对流系统降水强度空间分布

图6 3—9月青藏高原深对流系统降水强度的概率密度

3.2 降水贡献

图7为3—9月深对流系统的面积和20 dBz回波顶高度对其降水(体积降水[32])贡献的累积分布频率(Cumulative distribution frequency,CDF)。因为4月和5月各只有一个深对流系统发生，系统的面积和20 dBz回波顶高度均只有25 km2和14 km左右，降水贡献只来源于单一的对流系统，所以其结果并不具有代表性(图略)。其中图7a表示，在9月面积小于150 km2的深对流系统对降水的贡献达到约80%，而6—8月对降水贡献达到70%～80%则集中在200 km2以下，其中7月累积分布频率略高于整体水平，6月和8月偏低。图7b显示9月降水贡献的90%是主要来自于相对较低的对流系统(20 dBz 回波顶高<16 km)，而其他月份20 dBz回波顶高度接近16 km的降水贡献在60%～70%左右，与整体水平大致相同。因此高原上的降水则主要来源于面积较小和回波顶高度较低的对流活动，其中9月的对流系统面积相对更小一些。Xu等[32]研究东亚地区的深对流的降水和对流特点得出，除高原外大多数地区的降水主要来自面积较大和回波高度较高的对流系统，可能与高原上的大气水汽含量较低且受季风环流的影响小于季风关键区有关。

图7 3—9月青藏高原深对流系统的面积(a)和20 dBz回波顶高度(b)对其体积降水贡献的累积分布频率

4 结论与讨论

本文利用2014—2018年3—9月的GPM卫星资料对高原地区的深对流系统进行研究，分析了深对流系统的时空分布和降水特征，得到以下结论：

深对流系统20 dBz回波顶高度主要集中在14～16 km范围内，只有较少数超过17 km穿过对流层顶。大部分系统面积主要分布在25～200 km2，超过200 km2的占较少数。高原上的深对流系统主要集中在中部、东部和南部地区，其他地区分布较少，且对流强度较大的系统大多分布在高原东部。

深对流系统主要发生在夏季，6月频数开始增加， 7、8月达到峰值，且6、7和8月系统的20 dBz回波顶高度较高，面积较大，强度较强，9月数量又开始减少强度也相对减弱。且深对流系统在3—9月的分布范围表现出先逐渐向南、向西扩展后又东退的特征。

高原上的深对流活动主要集中在13：00—21：00时段内发生，在凌晨至上午期间则较少出现。基本从午后开始发展，在17：00左右频数达到峰值，大体上呈单峰分布的特点。

高原深对流系统产生的降水强度普遍较弱，主要集中在5 mm/h以下，降水强度相对较大的对流系统分布在高原中部和东部地区。且深对流产生的降水也主要来源于回波顶高度较低、面积较小的弱对流活动。

通过以上结论我们对高原地区的深对流系统及降水特征有了进一步的了解，同时本文运用GPM卫星数据得到的结论与前人大致相同，在一定程度上验证了数据的可靠性而且进一步对深对流与其降水关系进行了讨论，对后续深入研究高原地区深对流降水有一定的参考，但由于本次选取的数据时间范围较短所以后面需要选取更长时间序列的资料进行全面的分析。而且通过研究我们了解到强烈发展的深对流系统可穿过对流层顶，将对流层低层的物质和能量输送至平流层，而其中水汽和臭氧是很重要的组成部分[43]，因此未来要进一步分析深对流系统是如何影响水汽、臭氧等成分的传输以及其中的物理机制。同时周秀骥等[44]的分析表明，在冬季高原也出现了臭氧总量比同纬度地区偏低的情况，说明高原上空冬季有可能存在从对流层向平流层的输送，即存在着强烈发展的深对流活动，因此要继续补充对冬季深对流系统的分析研究工作。