李函璐，孙礼璐，杨柳，罗晶，傅云飞

(中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026)

引 言

位于亚热带季风气候区和高原山地气候区的青藏高原东坡包括川西高原，地形地貌复杂多样，海拔高度从高原和山地向丘陵和盆地过渡。这里暴雨频发，强降水极易引发山洪、泥石流、滑坡等次生灾害(郁淑华等，2012)，易造成人员伤亡和经济损失。研究表明引起青藏高原东坡降水主要天气系统有高原低涡、西南低涡、南支槽等(陈茂强等，2008；赵玉春和王叶红，2010；郁淑华等，2012；李明等，2013；冯良敏和陈朝平，2019)，其中高原低涡与西南低涡的耦合作用引起该区域降水时间尺度更长、范围更大(周玉淑等，2019)，同时在川西高原地形的抬升作用下，高原东侧偏东气流也会造成高原东坡降水(徐明等，2015)。

以往的研究，学者多是利用地面气象观测站资料、再分析资料对青藏高原东坡降水进行探讨，如欧洲中期天气预报中心再分析资料(ECMWF Re-Analysis Interim data，ERA-Interim)、美国的NCEP/NCAR再分析资料等。曾波等(2018)分析四川地区141个气象站近56 a的降水资料，指出青藏高原东坡的降水多发生在夜间且夜间降水量较大；熊光洁等(2012)分析中国西南地区103个气象站近50 a的逐日降水量资料，给出了青藏高原东坡夏季降水量的气候变化规律，指出川西高原以西的青藏高原地区降水量明显增加，而川西高原以东的四川盆地降水量明显减少；周长春和吴蓬萍(2015)利用常规观测资料、加密自动站降水资料和NCEP再分析资料，对比分析了发生在青藏高原东坡的两次暖区强降水过程，发现青藏高原东坡地形抬升强迫其东侧的偏东南气流，有利于形成降水；赵玉春等(2012)利用地面气象观测站雨量资料，分析了发生在青藏高原东坡与四川盆地过渡带的12次暴雨过程，得出该地形过渡带区对流暴雨形成的物理概念模型。但是由于青藏高原东坡地面气象观测站稀少，且地基测雨雷达在山地观测存在盲区，所以该过渡带地区降水类型及其结构特征尚需系统研究。

1997年发射的热带测雨卫星(Tropical Rainfall Measuring Mission，TRMM)搭载的测雨雷达(Precipitation Radar，PR)是专门用于定量测量热带、副热带降雨的仪器，它能提供降水强度、降水类型、降水的水平分布和垂直结构等信息，为了解热带和副热带降雨时空分布及其气候变化提供了新的数据。近年来许多学者已经利用PR探测结果，揭示了热带和副热带对流降水和层状降水的时空分布及垂直结构特征(Liu and Fu，2001)，研究局地中尺度强降水系统的结构(傅云飞等，2003)，分析东亚降水类型及其垂直结构特征(傅云飞等，2007)。利用PR探测结果还可以揭示以往难以得到的一些降水现象，如青藏高原河谷的特殊地形降水，由于陡峭谷地对气流的强迫作用，使得强对流降水云团呈“蘑菇”伞状(傅云飞等，2007)。对长时间PR探测结果的统计研究，还发现了青藏高原地区与周边地区降水廓线的异同(刘奇和傅云飞，2007)，指出青藏高原夏季降水云如同“云塔”状在垂直方向高耸(Fu et al.，2006)。此外，潘晓和傅云飞(2015)、傅云飞等(2016)将TRMM可见光/红外(VIRS)观测数据与PR探测数据相融合进行研究，揭示了青藏高原深厚与浅薄降水的结构特征、云顶不同相态降水的降水结构特征；孙礼璐等(2019)利用再分析数据分析天气环流，结合PR探测降水数据，揭示了青藏高原横切变线引起的降水的结构特征；王梦晓等(2020)将PR与探空温湿廓线数据融合，揭示拉萨地区降水云内的大气温湿结构与降水回波结构的对应特点。上述研究表明PR探测降水的数据能可靠地用于研究降水时空分布及结构特征。

对青藏高原周边陡峭地形降水已有较多研究，如李德俊等(2009)分析了PR探测数据及风廓线数据，得出了青藏高原东坡一次暴雨过程的不同阶段降水粒子风廓线、潜热和降水结构特征。蒋璐君等(2014，2015)通过分析PR探测的川东一次西南涡强降水，并与高原低涡强降水系统进行对比，发现高原低涡引起的降水强度更大、范围更广，但西南低涡引起的降水雨顶高度更高。通过分析PR探测的喜马拉雅南坡降水，Houze等(2007)发现深厚强对流降水通常发生在喜马拉雅低海拔地区，Fu等(2018)则发现印度次大陆北部至喜马拉雅南坡山脚的降水强度大、降水深厚，而在喜马拉雅山脉的山腰地带降水强度小、降水频次高，这与以往概念中山腰地形抬升造成降水强不同，其原因是因为发生在山脚的强降水消耗量大量水汽，残存水汽在山腰形成不了大的降水强度。上述研究表明，对发生在青藏高原东坡降水的研究欠系统和深入，而模式模拟该地区降水结构等特征，需要观测依据来进行模拟结果检验。众所周知，降水结构可分为水平结构和垂直结构，降水水平结构包含降水强度、小时或多小时累计降水量(或平均降水量)等的分布，还包括降水类型的水平分布，它们可以在一定程度上反映降水云团水平空间的性质及其发展情况；降水的垂直结构包含降水回波强度的垂直分布、不同性质降水云回波强度垂直分布特征，它们反映了降水云团动力和热力结构信息。本文利用PR探测数据首先分析了发生在青藏高原东坡的一次较强降水个例的天气环流背景、降水水平分布和垂直结构特征，在此基础上研究了青藏高原东坡多年夏季的天气环流状况，降水及对流和层状降水的日均降水量、降水发生频次、降水垂直结构特征，以期揭示青藏高原东坡降水结构特征。

1 资料选取和研究方法

使用的降水资料是TRMM第七版标准产品PR 2A25和3B42。PR是基于TRMM卫星的主动式测雨雷达，可以定量测量陆地和海洋的降水，为研究降水结构提供水平和垂直分布数据。2A25产品是通过PR探测到的回波信号反演得到的轨道数据，水平分辨率为4.3 km(2001年升轨后变为5 km)，垂直分辨率为0.25 km，垂直方向上共80层，从地表至20 km高度，探测范围为180°W—180°E、40°S—40°N(Kummerow et al.，1998)。此外，2A25还提供了降水类型的数据，将降水分为对流降水、层状降水和其他类型降水(Simpson et al.，1988；Iguchi et al.，2000)。由于本研究中其他类型降水出现很少，所以只针对对流降水和层状降水进行研究。研究还使用了3B42数据，它是PR及微波成像仪(TRMM Microwave Imager，TMI)结合其它卫星搭载仪器遥感反演的降水产品之一(Huffman et al.，2007)，其水平分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为3 h，覆盖范围为180°W—180°E、50°S—50°N。

研究中还使用了最新版本的全球再分析资料ERA5来分析降水产生的天气条件和水汽变化，该数据来源于ECMWF，其水平分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为1 h。研究中使用的地形数据来源于美国国家地球物理资料中心(National Geophysical Data Center，NGDC)，水平分辨率为0.03°。

本文选取了1998—2012年共15 a夏季(6—8月)的2A25数据进行研究，在作图时，计算处理PR的轨道级数据，将其处理成空间分辨率为0.25°×0.25°的格点数据。由于地球球形几何形状的缘故，PR在南北方向上探测次数不同，即在某一时间尺度(如月、季节等)，PR探测样本随纬度的分布非均匀(傅云飞等，2008)，所以需要对探测次数的南北差异进行标准化，以获得某一时间尺度的平均降水量，故15年夏季平均日降水量Rt(单位：mm·d-1)表示为

其中Ri/Ni为降水平均强度(单位：mm·h-1)，Ni为格点内相应的降水次数，M为格点内总的探测次数，故Ni/M为降水频次。

图1给出了研究区域的示意图，由图可知，研究区域位于青藏高原东部与四川盆地的交界区域，按照地形海拔高度的不同，并考虑到地形坡度，将高原东坡分出四个区，其中A、B区位于青藏高原东部，A位于东部偏北，B位于东部偏南，地形海拔高度都在2.5 km以上，它们在夏季受到的季风影响的程度有所差异；C区为高原东部与盆地的过渡区域，大体位于被称为川西高原的位置，地形高度在1.5~2.5 km；D区为四川盆地，地形海拔高度低于1.0 km。

图1 青藏高原东坡研究区域示意图(A区为青藏高原东部偏北,B区为青藏高原东部偏南,C区为青藏高原东坡,即高原东部与平原的过渡区,D区为四川盆地,下同阴影为海拔高度,单位: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 结果分析

2.1 个例分析

首先分析了一次发生在研究区域的强降水过程，发生时间为2006年7月6日18:40(世界时，下同)，PR探测的轨道号为49234。该个例选择的准则就是PR探测的降水范围大，且非弱降水。降水个例的近地表降水强度水平分布如图2a所示，从中可见降水雨带呈东北-西南分布，位于B区和C区南部及D区南部，它由一个主强降水雨带和几个零散的降水云团组成。主强降水雨带存在几个强降水中心，其中最大降水强度超过20 mm·h-1，位于105.187°E、28.659°N附近。

图2 2006年7月6日18:40青藏高原东坡近地面降水强度(单位:mm·h-1)和地形高度分布(阴影,单位:km)(a)、研究区域的近地面降水强度分布(b,单位:mm·h-1)。图2a中黑色虚线为TRMM PR探测的轨道,下同;图2b中直线A1B1、A2B2和C1D1、C2D2分别为沿轨道方向和垂直于轨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

该降水个例发生的大气环流背景如图3所示。850 hPa等压面上(图3a)，在C区中部与D区交汇处存在一个水汽辐合强中心，这也是四川盆地与川西高原的交汇处；在500 hPa等压面上(图3b)，A区、B区、C区及大部分D区均为气流的上升运动区，降水区域则位于低压槽内，表明气流在低空辐合上升；在200 hPa等压面上(图3c)，研究区域的大部分范围处于气流辐散高值区，其散度数值可达9×10-5s-1，且降水位于高压脊区域，表明低层气流辐合上升运动在高空向周围辐散。通常这种低层辐合上升、高层辐散的动力配置有利于降水得产生(Long et al.,2016)。

图3 2006年7月6日18∶00青藏高原东坡850 hPa位势高度场(黑色等值线,单位:dagpm)和水汽通量散度场(阴影,单位:10-7 g·cm-2·hPa-·1 s-1)(a),500 hPa位势高度场(黑色等值线,单位:dagpm)和垂直速度场(阴影,单位:Pa·s-1)(b),200 hPa位势高度场(黑色等值线,单位:dagpm)和散度场(阴影,单位:10-4 s-1)(c)(黑色方框为研究的降水区域，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探测是瞬时完成，因此对这次个例降水的整个过程，PR探测不能描述。为此，利用3B42对这次降水个例过程进行分析。图4显示了从2006年7月5日22∶30—6日22∶30青藏高原东坡3 h平均降水强度的水平分布。可以看到降水从研究区域的西北部(即图1中A区和C区北部)向东南部的移动过程：03∶00降水位于C区中部，强度较00∶00增强，降水面积也增大；09∶00降水呈带状，东北西南向地分布在D区北部、C区中部、B区；12∶00带状降水基本移出研究区域(图1中矩形框)，C区南部只存在小片的弱降水，但研究区域西南侧出现一个大面积强降水区(最大可达12 mm·h-1以上)；15∶00 B区和C区南部及D区中部再次出现强降水(最大可达12 mm·h-1以上)；18∶00该雨区向东南方向移动，到了D区的东南部，此时PR经过这里，PR轨道内正好探测到部分强降水；在21∶00时，该个例降水达到强盛，最大降水强度超过20 mm·h-1，主要位于D区东南部，这里是云贵高原与四川盆地的交界地。

了解降水的垂直结构，有助于理解降水云团的热动力状况。图5为沿图2b中黑色实线A1B1、C1D1、A2B2、C2D2所示位置的雷达反射率因子剖面图，它们分别对应降水雨区的2个强降水中心，其中C1D1穿过第一个强降水中心，C2D2穿过第二个强降水中心。图5a、b显示近地面上空高于44 dBz的对流降水呈柱状自地面向上延伸，回波顶高度可达15 km，说明对流云中垂直上升气流强烈；超过44 dBz的雷达反射率因子出现在2—6 km高度，说明在此高度上的粒子尺度较大，而其上部的雷达反射率因子由40 dBz逐渐减小为20 dBz，说明小粒子在降水云团的中上部。A2B2位置(图5c)的回波顶高度超过12 km，它们对应近地面回波大于44 dBz(对流降水)，而对应36~40 dBz的降水估计是层状降水。C2D2位置(图5d)的回波顶高度均低于12 km，其中对应3—6 km高度的大于44 dBz回波强度的降水应该是发展阶段的对流降水，强上升运动把粒子带到了大气中层附近。总体上，该降水个例的对流降水回波剖面展现了回波顶高度分布不均匀，可清楚地看到对流降水和层状降水垂直结构的不同，由此大体可推测降水云团内上升运动状况和潜热释放情况。

图5 青藏高原东坡降水雷达反射率因子沿图2中A1B1(a)、C1D1(b)、A2B2(c)、C2D2(d)的垂直剖面(单位: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)

雷达反射率因子概率密度分布随高度(The distribution of probability density with height，DPDH)的变化可用来统计降水回波强度在各个高度上出现的频次，由此来表征降水的垂直结构特征。整个研究区域降水DPDH如图6所示，图中水平坐标的间隔为1 dBz，垂直坐标的间隔为0.25 km(即PR垂直分辨率)。图6a表明此降水个例的降水回波顶高度超过17 km，近地面降水回波强度可达50 dBz，更多的回波主要集中在20~40 dBz、2~10 km，其中7 km为层状降水的亮带高度(图6c)，这是因为降水系统中的层状降水比例大的缘故，所以图6a展示的DPDH外形像层状降水。基于TRMM提供的降水类型数据，图6b、c分别给出了对流降水和层状降水的DPDH，可以看到这两类降水垂直结构的明显差异。对流降水回波顶高度超过17 km，最强回波可达50 dBz，发生的概率均小于0.05%；概率密度大于0.15%的回波分布外形类似典型的对流降水廓线外形(Liu and Fu,2001；Fu et al.2003)，它们对应18~45 dBz的降水回波强度，主要集中在3~11 km高度，回波强度小于25 dBz分布在5 km以上。层状降水的回波顶高度小于14 km，最大回波强度只有42 dBz；概率密度大于0.35%的回波分布外形类似典型的层状降水回波廓线(Liu and Fu，2001；Fu et al.2003)，它们对应18~35 dBz的降水回波强度，主要集中在3~9 km高度，7 km附近存在一个亮带回波，它比中国东部平原及热带洋面夏季的层状降水亮带高度高2 km，说明青藏高原东坡地形对层状降水垂直结构产生了作用。值得注意的是，该个例降水的两类降水回波顶高度与东亚季风区多的年统计结果(夏静雯和傅云飞，2016)类似，即对流和层状降水的回波顶高度分别为17 km和13 km，说明高原东坡地形抬升没有影响降水的回波顶高度，而是降水柱受到了压缩。

图6 2006年7月6日研究区域内降水(a)、对流云降水(b)、层状降水(c)雷达反射率因子的概率密度分布随高度变化(单位:%)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:%)

为细致地了解PR探测的B、C、D区的DPDH，分别给出了各区的降水DPDH(如图7所示)。因为B区位于高原上，其地形海拔高度在3.5 km以上，故4 km以下没有雷达回波，但其降水回波顶高度超过12 km，甚至可达17 km；近地面回波强度35~45 dBz之间，7 km高度附近亮带明显，而概率密度大于0.35%的回波分布类似对流降水廓线外形，这也符合图2a该区域中的不少强降水(即对流降水)。C区为高原向盆地的过渡地区，这里地形高度变化较大，降水回波强度从3 km向上可达12 km高度，近地面回波强度变化宽(20~40 dBz)，7 km附近同样有一明显亮带；概率密度大于0.35%的回波分布也类似层状降水，这也符合图2a该区域的弱降水(层状降水)。D区位于四川盆地，这里地形高度小于2 km，但降水垂直方向表现最为深厚，降水回波强度可从2 km向上达17 km高度。Fu等(2018)在研究喜马拉雅南坡降水时，发现最深厚的降水出现在山脉底部附近而不是在山腰，这是否表明大地形降水具体这种共性，尚需更多的研究来证实。D区降水的近地面回波强度18~50 dBz之间，概率密度大于0.2%的回波分布类似层状降水，但亮带不明显，而DPDH整体外形像对流降水外形，这也符合图2a中该区域存在的部分强降水。上述三个区降水垂直结构存在的明显差异，说明青藏高原东坡复杂地形对降水垂直结构的作用不同，这对天气模式或云降水模式模拟该地区降水结构特征会有指示价值。

图7 2006年7月6日青藏高原东坡B区(a)、C区(b)、D区(c)内降水雷达反射率因子的概率密度分布随高度变化(单位:%)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 高原东坡夏季降水的气候特征

通过上述个例分析，大体认识了青藏高原东坡降水结构特点，也为统计分析青藏高原东坡的降水结构特征奠定了基础。为了解青藏高原东坡的大气环流特点，利用1998—2012年夏季(6—8月)再分析数据，计算统计了大气环流场(图8)。分析可知，700 hPa等压面上，青藏高原东坡处于来自孟加拉湾的暖湿气流控制区，该气流整体呈气旋式旋转，这是因为夏季青藏高原整体呈现大气热源，导致高原低层为低压区。该气旋式气流经过云贵高原，深入到高原东坡，且有速度辐合态势。在500 hPa等压面上，等高线东向西近乎平直分布，只是受高原东坡陡峭地形影响而显得一些抖动，总体上青藏高原东坡主要受偏西气流控制；必须注意在C区和D区等高线变得稍稀疏，故偏西气流在C区出现辐合。对照图8c可见A区和B区500 hPa为上升运动，最大上升运动可达-0.2 Pa·s-1，而C区出现下沉运动，这与图8a、b的流场不配，再分析数据对这类复杂多变山地的大气参数描述还有待评估。C区真实的大气运动应该是500 hPa辐合上升、200 hPa气流辐散(图8d所示)，这样才能体现山地强迫和季风环流的大形势场，且能符合图9a、c、e中的降水分布。D区500 hPa等压面上大气垂直云顶弱，而在200 hPa等压面上大气呈现弱辐散运动，因此这里的平均降水量应该不大，图9a中D区的夏季平均降水量小于2 mm·d-1正好说明此。

图8 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原东坡700 hPa风场(a,黑色箭头,单位:m·s-1)、500 hPa位势高度场(b,黑色实线,单位:gpm)、500 hPa垂直速度场(c,彩色区,单位:Pa·s-1)、200 hPa散度场(d,彩色区,单位:104 s-1)(灰度为地形高度,黑色等值线为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)

高原东坡降水的气候特征，通过对15 a夏季PR逐日逐轨探测数据处理计算获得，计算在水平分辨率为0.25°×0.25°格点上进行，夏季日平均降水量、对流降水日平均降水量和层状降水日平均降水量如图9a、c、e所示。图9a表明降水量在A区和B区小(小于5 mm·d-1)、C区最大(大于5~10 mm·d-1)、D区介于它们之间(3~6 mm·d-1)，但A区比B区相对小、C区南部也比北部的大，且C区北部降水量落区位于靠近四川盆地的位置，可能是因为暖湿气流能到达这些地域的原因。对流降水量在这四个区域的空间分布基本与总降水量的空间分布类似，只是分布显得零散，因为夏季对流降水局地性强，另外在C区没有出现降水量的南北部明显差异，大体平均日降水量为2.5~6 mm·d-1。同样对于层状降水量而言，其空间分布型与总降水量的非常相似。

降水频次的空间分布如图9b所示，可见D区的四川盆地降水频次为5%~8%、C区南部为7%~10%、C区北部为4%~8%、A区小于6%、B区为5%~10%，川西高原西部与高原东部北侧的交界处降水频次最小低于4%。结合图9a可知A区与C区交界区降水量小、降水频次低，这里为相对少雨区，而B区与C区交界区降水量大、降水频次高，这里是多雨区，后续研究需要使用地面雨量计观测来检验。图9d表明夏季高原东坡大部分地区对流降水频次小于1.4%，最大频次也仅为2%左右，其中A区、D区及C区北部的对流降水频次较低(小于1.2%)，而B区和C区南部对流降水频次相对较高(大部分地区大于1.2%)。图9f所示的层状降水频次在高原东坡大部分地区超过3%(最高可达9%)，仅在C区北部低于3%，B区也可达到5%以上。上述表明夏季高原东坡以层状降水形式为主，对流降水只占层状降水比例的1/5左右；虽然层状降水频次远高于对流降水频次，但因对流降水强度高于层状降水强度，所以它们的日均降水量相当，这与Liu和Fu(2001)、Fu等(2003)得到热带及副热带、东亚的结果相近，说明两类降水频次和强度遵从普遍性规律。

图9 1998—2012年TRMM PR探测的夏季(6—8月)青藏高原东坡每0.25°×0.25°格点内平均降水强度(a,单位:mm·d-1)、降水频次(b,单位:%)、对流降水降水强度(c,单位:mm·d-1)、对流降水降水频次(d,单位:%)、层状降水降水强度(e,单位:mm·d-1)、层状降水频次(f,单位:%)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

为了解青藏高原东坡降水垂直结构的普遍性规律，分别对定义的四个区域降水做DPDH计算，结果如图10所示，图中水平坐标间隔5 dBz、垂直坐标间隔0.25 km。因受四个区域地形海拔高度的影响，它们相应降水回波最低高度受到相应的抬升。A区(图10a)海拔高度最高，在5 km以上出现回波信号，回波顶高度最高可达18 km，近地表降水回波强度变化于15~50 dBz，概率密度大于0.1%的回波强度变化于15~35 dBz、高度为6~12 km；总体上该区的DPDH形状没有明显的层状降水亮带，也没有典型的层状降水外形。B区和C区的DPDH外形分布较为相似，在3 km以上出现回波信号，回波顶高度最高可达18 km，近地表降水回波强度也变化于15~50 dBz，概率密度大于0.1%的回波强度也变化于15~35 dBz，但高度为4~11 km；同样，这两个区的DPDH形状没有明显的层状降水亮带，也没有典型的层状降水外形，也不像对流降水的外形。D海拔高度低，其DPDH分布在2~20 km之间，回波强度最大达55 dBz，由此可知在气候态上这里的降水最为深厚、具有出现强降水的概率，这与个例分析结果一致；概率密度大于0.1%的回波强度位于2~11 km高度、15~35 dBz；该区DPDH外形与非高原及洋面降水的类似，大体可见亮带高度位于6.5 km，这比非高原及洋面高出1 km左右。

图10 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原东坡A区(a)、B区(b)、C区(c)、D区(d)降水雷达反射率因子的概率密度分布随高度的变化(单位:%)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:%)

为了解青藏高原东坡降水垂直结构的类型属性差异，对四个区域15 a夏季的对流降水和层状降水分别进行计算DPDH，绘图方法与图10一致。图11显示A区域和B区域的对流降水DPDH分布形状和特征较为相似，只是A区海拔高度较B区高，故整个DPDH分布被抬高了大约1 km，两区回波垂直伸展高度分别为6~19 km和5~18 km，近地面最大回波强度接近50 dBz，概率密度大于0.1%的回波强度分布在15~40 dBz、6.5~12 km，说明A和B区的对流降水云中小粒子(或粒子谱密度小)经常出现在这个高度。C区对流降水回波垂直伸展高度为3~19 km，近地面最大回波强度50 dBz多点，概率密度大于0.1%的回波强度分布在15~43 dBz、4~11 km，而概率密度大于0.2%的回波强度(17~40 dBz)几乎随高度(5~10 km)线性分布，这也指示了构成这个高度范围对流降水回波的云粒子特性(大小和浓度)大体分布情况。位于四川盆地的D区，其对流降水回波垂直伸展高度为2~19 km，近地面最大回波强度接近55 dBz(说明时有强对流降水出现)，概率密度大于0.1%的回波强度分布在15~45 dBz、3~10 km，其中30~40 dBz、4~7 km存在一个高概率密度中心(大于0.15%)，意味着D区近地面时常出现中等的对流降水，该特征与非高原(中国东部或热带副热带洋面)的类似(夏静雯和傅云飞，2016；邵慧等，2017；Wang and Fu，2017)。

图11 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原东坡A区(a)、B区(b)、C区(c)、D区(d)对流云降水雷达反射率因子的概率密度分布随高度的变化(单位:%)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:%)

总体上，与非高原地区(中国东部或热带副热带洋面)相比，A区和B区的对流降水DPDH分布外形与它们存在差异，估计是高原地形抬升了降水云的云底高度，而高原与同纬度地区的对流层顶高度基本相同(Feng et al.，2011)，因此地形压缩了对流层大气柱，降水云柱也受到相应压缩，造成了高原地区对流降水垂直结构的独特(潘晓和傅云飞，2015；傅云飞等，2016)。C区在高原与盆地交界处，这里海拔高度降低了，故其对流降水的DPDH外形已经接近非高原地区对流降水的DPDH，D区海拔高度更低，其大气柱与非高原地区的高度基本相同，故这里的对流降水DPDH与非高原的类似。

图12显示了四个区域的层状降水DPDH分布，A和B区的DPDH分布形状相似，但它们既不像非高原地区的层状降水DPDH(夏静雯和傅云飞，2016；邵慧等，2017；Wang and Fu，2017)，也不似图11a、b中的对流降水DPDH，但它们的共同特点是回波垂直伸展高度低(最大顶高度小于17 km)、近地面回波强度分布弱(最大回波强度小于40 dBz)，概率密度大于0.1%的回波强度小于35 dBz、高度低于12 km(与对流降水情况一致)。C区的层状降水DPDH与非高原地区的比较接近，而D区的层状降水DPDH与非高原地区的一致，即小于30 dBz回波强度所占比例高(图12d显示概率密度大于0.15%)，且亮带层(约6.5 km左右，非高原的为5 km左右)明显。由此可见，青藏高原东部及其与四川盆地交界的复杂山地也影响了这里的层状降水结构。上述分析结果的机理尚需要云模式或天气模式来进一步研究。

图12 1998—2012年夏季(6—8月)青藏高原东坡A区(a)、B区(b)、C区(c)、D区(d)层状降水雷达反射率因子的概率密度分布随高度的变化(单位:%)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 结论

利用TRMM卫星测雨雷达15 a夏季的探测数据，结合ECMWF再分析资料，首先分析了2006年7月发生在青藏高原东坡的一次较强降水个例的天气环流背景、降水水平分布和垂直结构特征，在此基础上研究了青藏高原东坡多年夏季的天气环流状况，降水及对流和层状降水的日均降水量、降水发生频次、降水垂直结构特征，得出以下主要结论：

(1)青藏高原东坡的较强降水个例发生在低层辐合、高层辐散的典型降水环境背景场中。PR探测的雨带呈东北-西南分布，降水系统由一个主强降水雨带和几个零散的降水云团组成，最大降水强度超过20 mm·h-1；降水反射率因子垂直剖面显示多个对流降水呈柱状向上可伸展至15 km高度，强回波区可位于近地面上空，也可悬于4~5 km高度。雷达反射率因子的概率密度分布随高度变化显示对流降水回波顶高度超过17 km，且外形似非高原地区的对流降水垂直结构；层状降水回波顶高度低于15 km，6.5 km高度存在亮带，且外形也似非高原地区的层状降水垂直结构。

(2)15 a夏季再分析资料的统计分析表明，青藏高原东坡大部分地区为低层辐合、高层辐散的动力配置，其中高原东部低层辐合上升和高层辐散下沉运动普遍高于四川盆地。再分析数据没有能表现高原东部与四川盆地交界区的低层辐合，但能表现这里高层的辐合，说明再分析数据表现复杂山地低层大气运动的局限性。

(3)15 a夏季PR探测结果的统计分析表明，该地区多年夏季降水频次在B区南部和C区南部大(可达10%)，其中这里的对流降水和层状降水的最大频次分别为1.5%和8%，A区和D区的降水频次及对流和层状降水频次均比B区和C区小。多年平均的日降水量和层状降水日降水量的最大值皆位于B南部和C区南部(分别达8 mm·d-1和4 mm·d-1)，对流降水的日均降水量在B区南部和整个C区(C区北部贴近四川盆地)有最大值(约4 mm·d-1)。

(4)降水垂直结构的统计分析表明，D区的对流降水和层状降水外形、不同高度回波的分布及层状降水亮带，均类似非高原地区相应的降水类型。A区和B区的对流降水和层状降水外形及回波随高度的分布，均不像非高原地区相应的降水类型，而C区这两类降水垂直结构介于高原与非高原之间。详细原因尚需要云模式或天气模式模拟研究来讨论背后的原因。