青藏高原地區深對流系統特征分析

谷艷茹 范廣洲

(成都信息工程大學大氣科學學院/高原大氣與環境四川省重點實驗室/氣候與環境變化聯合實驗室，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流都有著重要的影響[1-2]。青藏高原地區全年均為對流云發生的高頻區[1]，其中強對流云的比例是其他非青藏高原地區的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的活躍區[4-6]。Qie等[7]利用14年的TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)衛星資料分析得出，高原上的深對流系統雖然相比于海洋、南亞地區強度較弱，但其發生頻率較高。且在夏季高原的中部和東部地區存在著兩個對流系統的頻發中心，其中高原東部生成的對流系統頻數更多，部分移出高原的對流系統對下游地區降水造成重要影響[8-9]。Gao等[10]的研究結果表明，高原主體地區的深對流系統相較于高原南麓地區對流系統的強度較小、發生頻數也更少。其主要是由于高原南麓地區受南亞季風的暖濕氣流和喜馬拉雅山脈的抬升作用，使其發展高度更高，對流活動則更易發生和發展[11]。雖然高原主體的深對流系統強度相對較弱，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生雷暴、冰雹等強對流天氣，在降水和熱量傳輸中起著關鍵的作用[13]，并且對平流層-對流層間物質和能量的交換也有著十分重要的作用[14-15]。而南亞地區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流，使得南亞季風區北部的高原及其南坡地區的下平流層出現了較高的水汽含量[16]。有研究表明夏季由南亞季風區和青藏高原地區輸送到全球熱帶平流層的水汽含量占其總量的大約75%[17]，而且青藏高原地區的對流輸送是其中的一個重要通道[16]，因此研究高原地區的深對流活動對于進一步探討高原地區和全球的對流層和平流層間交換有著重要的意義。

近年來有不少學者[6,18-20]利用TRMM、GMS(Geostationary Meteorological Satellite)等衛星的觀測資料(TBB、OLR、閃電密度等)對中國及周邊地區的對流活動進行研究，但是大多數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的分布特點和其產生的對流降水之間的關系做進一步的分析。且鄭永光等[21]指出青藏高原地區衛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，與其他地區相比一致性較差。而且TBB低值區有時僅反映高云的特征，并不一定與強對流和強降水區相對應，利用這些資料并不能很準確的描述高原地區的深對流活動及其產生的降水特征。因此本文將利用全球降水觀測計劃GPM(Global Precipitation Measurement)衛星反演的降水資料對高原地區深對流系統的時空分布、降水特征以及深對流系統與其降水間的關系進行進一步的研究。

1 資料與方法

GPM衛星是繼TRMM 的新一代衛星降水計劃，它相比于TRMM觀測范圍更廣可覆蓋至中高緯度地區，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)、固態降水及降水粒子微物理過程的探測能力，比以往衛星降水產品的精度更高[22]。國內學者[23-27]對GPM降水產品在中國不同地區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，但是整體上產品的精度較高且優于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)二級降水產品。時間范圍是2014—2018年3—9月，數據水平分辨率為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的連續回波區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(DCS)且不考慮水平尺度。其中系統內20 dBz回波頂高度最大值的像素則代表了此深對流系統的強度和位置[10]，經過篩選并剔除掉不符合實際的數據后共得到495個深對流系統。

2 青藏高原深對流系統的分布特征

2.1 空間分布特征

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

表1 青藏高原20 dBz回波頂高度在不同范圍內的深對流系統個數及占總數比例

表2 青藏高原深對流系統所占不同面積的個數及占總數比例

綜合表1、2可以得出高原主體的深對流系統的20 dBz回波頂高度較低且面積較小，說明高原地區的深對流系統強度對比于東亞季風區的其他地區較弱[7,11,31-32]。Luo等[31]分析得出與高原南坡及南亞季風區的深對流相比高原深對流系統雷達回波頂高度較低，水平尺度較小的原因可能和當地中性浮力高度低，大氣水汽含量低的特殊環境有關。

圖1給出了深對流系統的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，深對流系統普遍存在于高原的中部、東部及南部地區，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，而17 km以上的少數深對流系統則主要分布在高原東側。Qie等[7]同樣得出深對流系統在高原中部發生頻率較高而在西部地區則較少發生。鄭永光等[21]指出我國及周邊地區夏季中尺度對流系統(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了淺薄的表層低壓和深厚的中層高壓，因此高原及其東側為上升運動，西側為下沉運動，導致東部地區出現較多且較強的對流活動。圖1b顯示高原上的深對流系統面積大部分小于200 km2，而面積大于200 km2的深對流系統數量較少且主要集中在高原的東部地區。綜合圖1可以得出高原上大部分地區的深對流系統20 dBz回波頂高度較低，面積較小，而高原東部地區深對流系統的回波頂高度較高，面積較大，這與高原的下墊面性質和局地熱力環流有關，導致對流旺盛發展[21]，使得高原東部的深對流系統強度較強。

圖1 青藏高原上深對流系統的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月每月平均產生的深對流系統個數及占比(表3)可以看出，高原上的深對流系統主要發生在6、7、8和9月，而在3、4和5月發生的深對流系統極少，共占約0.4%。系統頻數在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數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生的深對流系統個數及占比

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

圖2 青藏高原上深對流系統發生在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月每個月平均產生的深對流系統的20 dBz回波頂高度和面積分布。圖3a顯示在高原上，6、7和8月深對流的發生頻數不僅高于其他月份而且20 dBz 回波頂的最大高度部分超過了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月深對流系統的面積主要集中在200 km2以下，只在7、8月有少數超過200 km2甚至達500 km2以上。高原主體在3—9月均表現為熱源[35]，其中在6、7和8月強度較大[36]，促使高原對流系統的強烈發展，這種加熱強度的變化造成了高原主體地區對流的顯著季節變化。結合圖3a、b可以看出對流活動大致從6月中旬開始發生并維持到9月中旬，在7、8月都保持著較高活躍性，經過一間歇期后，后續又有少量深對流系統發生。因此由表3和圖3可知，高原上的深對流系統主要發生在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生的深對流系統的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月深對流系統頻數的日變化特征。從圖中可以看出，在凌晨至中午(00:00—12:00)一段時間內深對流活動較少發生，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生，具有午后發展的特點[37-38]，持續時間與鄭永光等[21]得出結果比較相對較短。Qie等[7]分析高原-南亞季風區的深對流系統發現，高原上的系統集中發生在午后，在16:00左右達到峰值，但在00:00—10:00幾乎沒有系統發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的對流活動則具有夜發性的特點，且具有多峰型特征的對流系統多發于盆地和平原地區，這種分布特點不僅與大尺度環流背景相關而且與地形分布、海陸分布等導致的局地環流也是有密切聯系的。

圖4 深對流系統發生頻數的日變化

3 青藏高原深對流系統降水特點

3.1 降水強度

高原地區3—9月深對流系統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的降水強度是主要集中在5 mm/h以內，峰值在0.5～2 mm/h左右。通過計算得到高原地區3—9月深對流系統的平均降水強度約為5.3 mm/h，較平原地區偏弱[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主要集中在高原的中部和東部地區，對應著深對流系統的高頻發中心，和Maussion等[41]的分析結果一致同時與Sugimoto等[42]得到的高原夏季對流活動分布的兩個主要區域也是基本吻合的。

圖5 3—9月青藏高原深對流系統降水強度空間分布

圖6 3—9月青藏高原深對流系統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發生，系統的面積和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，所以其結果并不具有代表性(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(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月的對流系統面積相對更小一些。Xu等[32]研究東亞地區的深對流的降水和對流特點得出，除高原外大多數地區的降水主要來自面積較大和回波高度較高的對流系統，可能與高原上的大氣水汽含量較低且受季風環流的影響小于季風關鍵區有關。

圖7 3—9月青藏高原深對流系統的面積(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 結論與討論

本文利用2014—2018年3—9月的GPM衛星資料對高原地區的深對流系統進行研究，分析了深對流系統的時空分布和降水特征，得到以下結論：

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

深對流系統主要發生在夏季，6月頻數開始增加， 7、8月達到峰值，且6、7和8月系統的20 dBz回波頂高度較高，面積較大，強度較強，9月數量又開始減少強度也相對減弱。且深對流系統在3—9月的分布范圍表現出先逐漸向南、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時段內發生，在凌晨至上午期間則較少出現?；緩奈绾箝_始發展，在17：00左右頻數達到峰值，大體上呈單峰分布的特點。

高原深對流系統產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分布在高原中部和東部地區。且深對流產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。

通過以上結論我們對高原地區的深對流系統及降水特征有了進一步的了解，同時本文運用GPM衛星數據得到的結論與前人大致相同，在一定程度上驗證了數據的可靠性而且進一步對深對流與其降水關系進行了討論，對后續深入研究高原地區深對流降水有一定的參考，但由于本次選取的數據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展的深對流系統可穿過對流層頂，將對流層低層的物質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，在冬季高原也出現了臭氧總量比同緯度地區偏低的情況，說明高原上空冬季有可能存在從對流層向平流層的輸送，即存在著強烈發展的深對流活動，因此要繼續補充對冬季深對流系統的分析研究工作。