（大气物理学与大气环境专业论文）夏季青藏高原降水分布特征研究.pdf

摘墓 摘要 本文利用g p c p ( g l o b a lp r e c i p i t a t i o nc l i m a t o l o g yp r o i e c t ) 降水资料、地面 雨量计资糊、t r m m 的3 g 6 8 资牡l 和t r m m 的其它资粑i ，对青臧高原地区夏季 降水进行了分析研究。目的是通过卫星遥感探测结果，了解青减高原夏季降水的 分布及变化特征。g p c p 的分析结果表明青臧高原降水主要集中在东部地区，且 7 月份是雨季降水最强盛时间，而3 g 6 8 的结果表明8 月份是夏季降水最强盛时 期，两者之问存在的差异表明对高原降水的研究还有待深入。t r m m 的测粥雷 达探测表明青减高原夏季多对流单体降水，且多夜雨，这与传统分析一致。本文 还利用地面台站探空资朱j 作了分析对比，研究了高原和平原地区的温度层结温度 状况。研究表明青减高原地区0 8 点与2 0 点都较平原地区不稳定，且青藏高原地 区2 0 点又较0 8 点更不稳定，因此高原降水多发生于傍晚后。此外，论文还对青 减高原上一特殊地形降水个例进行了分析，揭示了陡峭地形强迫下降水结构、闪 电、红外和微波信号特征。对高原降水的周期变化分析表明，1 9 6 0 - - 2 0 0 0 年地 面雨量计资料分析结果显示，2 0 世纪9 0 年代术期高原东南地区处于偏湿期，而 东北和北部则处于偏于期：g p c p l 9 7 9 - - 2 0 0 4 年资荆显示2 1 世纪初期所研究 的5 个区域都处于偏湿期，说明了高原干湿分布的不均匀性。 关键词：青藏高原，热带测雨卫星，g p c p 0 录 a b s t r a c t i nt h i sp a p e r ，g p c p ( g l o b a lp r e c i p i t a t i o nc l i m a t o l o g yp r o j e c t ) d a t as e t ，s t a t i o n r a i ng a u g ed a t a ，3g 6 8d a t as e to ft r m ma n do t h e r sd a t as e t so ft r m ma r eu s e dt o r e s e a r c ht h ed i s t r i b u t i o na n dc h a n g e so fr a i n f a l lo nt i b e t a np l a t e a us u r f a c ed u r i n g s u m m e r ，t ok n o wt h e i rc h a r a c t e r i s t i c sb yr e s u l t sf r o mr e m o t i n gs e n s er a i n f a l lr a t e s r e a c ht h eh i g h e s tv a l u e sa tm o n t hl e v e li nj u l yf r o mg p c p , a n di na u g u s tf r o m3 g 6 8 t h e i rd i f f e r e n c es h o w st h en e e d n e s so ft h ef a r t h e rr e s e a r c hw o r k r e s u l t sf r o m t r m mp rs h o wd i s c r e t ea n di s o l a t e dc u m u l o n i m b u si st h e p h e n o m e n o nw h i c h c o n t a i n st h em o s tp a r to fr a i n f a l lo nt i b e t a np l a t e a ui t ：s u m m e r a n dt h e s ea c c o r dw i t h t h er e s u l t sf r o mt r a d i t i o n a lo n e s t h ed a t a g o t t e nf l o ms o u n d i n gb a l l o o na r e r e s e a r c h e d ，a n dw ef i n dt h a ta t0 8a n d2 0u t c a t m o s p h e r eo nt i b e t a np l a t e a ui sm o r e i n s t a b l et h a np l a i n to fc h i n ae a s tp a r ta n dt h a ta t m o s p h e r eo nt i b e t a np l a t e a ua t2 0 u t ci sm o r ei n s t a b l et h a na t0 8u t c t h e s em a yb et h ei m p o r t a n tf a c t o r st h a ts u c h k i n do fc u m u l o n i m b u so f t e ne m e r g eo nt i b e t a np l a t e a u ，e s p e c i a l l ya ts u n s e tf o rt h e m o r et h ec a s e sa r er e s e a r c h e db yu s i n gs e v e r a lt y p e sd h t ag e tf r o mt r m i v lt h e c h a r a c t e r i s t i c so fc l i m a t eo nt i b e t a np l a t e a ua r er e s e a r c h e db yu s i n gs t a t i o nr a i n g a u g ed a t af r o m19 6 0t o2 0 0 0a tt h ee n do f19 9 0 s ，t h es o u t h e a s tp a r to ft i b e t a n p l a t e a ui si ni t sh u m i ds t a g e ，b u tt h en o r t h e a s ta n dn o r t hp a r t so ft i b e t a np l a t e a ui si l l i t sd r ys t a g ea tt h eb e g i n n i n go f2 0 0 0 s ，t h ef i v es e c t i o n sa r ea l li nt h e i rh u m i ds t a g e f r o mr e s u l t so fg p c pd a t af r o m19 7 9t o2 0 0 4 t h u sr e v e a lt h ei n h o m o g e n e i t yo f r a i n f a l lo nt i b e t a l lp i a t e a u k e yw o r d ：t i b e t a np l a t e a u ，t r m m ，g p c p 前雷 第一章前言 t 1青藏高原大气研究的历史 青臧高原占我国陆地面积的1 4 、亚洲面积的1 6 ，平均海拔在4 0 0 0 m 以上， 是全球海拔最高、面积最大、地形最为复杂的高原，号称地球“第三极”，它已 伸入大气对流层的中部，对气候和天气的影响为世人关注。从5 0 年代开始，高 原上观测台站开始增多、观测事实也不断积累，我国学者研究了青藏高原对东亚 大气环流和气候影响，研究表明青减高原对东亚大气环流、气候变化及灾害性天 气的形成和发展都有重要的影响【1 一j 。 因此，中国政府和学者十分关注青藏高原，先后进行了两次高原科学试验。 我国科学家首先于1 9 7 9 年5 8 月在青藏高原实施了代号为q x p m e x 的首次大 气科学试验。这次试验布设了4 个探空站，6 个热源观测站和1 个雷达站。另外， 高原内外共有2 0 0 余个地面站参加了观测试验。研究内容可概括为四个方面：关 于高原辐射特征的研究，关于青藏高原对行星尺度环流季节变化影响( 包括夏季 风爆发) 的研究，有关高原天气系统和天气的研究以及有关青藏高原底动力学和 热力学影响的研究1 6 j 。 随着气象科技现代化的极大进展，中国两颗极轨气豫卫星( f y 一1 a 和f y l b ) 和地球同步气象卫星( f y 2 a ) 的升空，百万次发展到数亿次巨型机的出 现，新一代边界层观测仪器的精确度和自动化程度也有了迅猛的发展而且资料采 集、加工处理、存储分发等手段也有根本的改革。中国科学家于1 9 9 8 年5 8 月 在青臧高原实施了代号为t p e x 的第二次大气科学试验。与此同时淮河流域能 量和水分循环试验( h u b e x ) 、南海季风试验( s c s m e x ) 和华南中尺度暴雨试 验( h u a m e x ) 这三个试验电在丌展当中。其中h u b e x 是国际大规模科学试 验一能量和水分循环试验( g e w e x ) 的一部分。g e w e x 在中国进行的另一个 中圜斜芎擅术太亏龋士亏幢论土 与此同步的试验代号为g a m e ，_ t i b e t ，其基地在西藏那曲。t p e x 试验拥有良好 的技术条件和国际合作研究背景，取得了丰硕研究成果。t i p e x 研究内容可概括 为5 个方面：高原地气物理过程的研究；高原动力和热力作用对大气环流的影响； 高原对季风活动的影响；高原热源效应对全球气候的影响：青减高原对亚洲灾害 性天气发生发展的影响，其中包括暴雨和洪涝、干旱、涡旋等系统的加强发展等 【引一 1 2 青藏高原降水研究概况 经过两次科学试验的深入研究，气象学家对青减高原及周边地区的天气过程、 气候特性等都有了比较深入的了解。总而言之，我国政府对青藏高原的重视以及 气象学家对青藏高原的研究从解放初期至今从未停止过，对青藏高原的天气和气 候特征的认识不断加深，对青减高原地区降水的有关问题也有相当的了解。 1 2 1 高原低涡和西南低涡的研究状况 大气科学家对高原低涡和西南低涡进行了详尽的分析与研究。高原低涡是夏 半年产生于高原边界层内浅薄的暖性系统，它与高原的热力及动力作用有关，连 同高原切变线一起是夏季高原上主要的降水系统 8 “o i 。青藏高原东南边缘的西南 低涡，是高原东南边缘经常出现的低气压系统，也是长江中下游和淮河流域夏季 降水的重要原因之一 5 1 1 1 。 秦宏德等运用地基雷达研究了由于低涡影响而造 成的t 9 7 9 年那曲最大的一次降水过程，主要分析了这次低涡过程的降水分布、 性质和演变特征。陈忠明等3 1 对1 9 8 9 年7 月发生于四j i j 篙地东部的一次西南低 涡系统的珍断分析，主要揭示了西南低涡成熟期的三维结构。人们不但研究了高 原低涡和西南低涡的个例结构及演化，而且还综合研究了1 9 7 9 年5 8 月青减高 原东部与西部不同动力、热力条件下高原低涡的统计结构特征，及不同地区的初 生涡对高原及周边地区降水的影响n “，及不同阶段高原低涡的综合结构及各阶 段的差异州。陈忠明等对1 9 8 31 9 9 2 年l o 年逐f 1 资判对西南低涡的活动进 行了统计分析，揭示了西南低涡活动的年、季、月和| = f 变化特征。同时学者们从 前考 高原低涡的性质结构、水汽输送、能量学、环境场因子( 如高原上空气的干绝热 率特征) 等方面研究了低涡发生发展的条件 i7 - 2 0 1 。并进一步利用数值试验研究 高原低涡和西南低涡的预报能力和成因 2 1 1 2 。 i 2 2中尺度对流系统的研究状况 夏季，在青藏高原上，中尺度强对流系统( m c s ) 活动办是相当频繁和相当 集中的，多造成阵性降水，有的还伴有雷电现象口1 ”j ，故对其研究也是比较深入 的。朱国富等吲利用闩本地球静止气象卫星( g m s i ) 格点化( o 2 5 。02 5 。) 逛小时红外云顶亮温数据和无线电探空仪资料，研究了1 9 9 5 年7 月2 5 - - 2 8 r 的一系列中尺度对流系统，并对此进行个例分析和结果对比，研究表明中尺度 对流系统大都有明显同变化，中午由于太阳辐射作用，对流活动开始加强并且迅 速形成中尺度对流系统，在当地时削1 8 ：o o 左右达到中尺度对流活动的顶峰， 然后逐渐衰弱。这与江吉喜等【2 6 】运用1 9 9 8 年6 8 月逐日逐时日本地球静止气象 卫星( g m s ) 的辐射亮温( t b b ) 格点资料的研究结果一致。朱国富等1 27 j 运用 m m 5 模式研究表明，中尺度对流系统在青减高原上大尺度天气特征和低层大气 的物理特性( 如青藏高原地表热特性、感热，干绝热过程等) 有密切关系。 1 2 3 对流云的研究状况 有关青域高原的对流活动早己引起人们的注意，袁福茂【4 j 丰旨出高原地区全年 均为对流云高频区，f l o h n l 2 8 l 根据卫星云图资料，估算了高原地区积南云的密度， 强调了高原东南部巨大的积刚云列上层大气输送热量的烟囱效应，叶笃正等【4 1 进而指出夏季高原上的强对流活动对该地区平均环流维持的作用。钱f 安【2 9 j 等利 用i q , 7 9 年5 - 8 月青减高原科学实验期问的资利，分析了1 9 7 9 年夏季高原地区 对流云时空分布特征，对流云的发展与大气温度、层结和天气系统的关系等。研 究表明夏季青减高原地区以对流云为主，大部分地区的对流云量占总云量的6 0 以上，高原中部及沿江流域达9 0 以上，同时指出高原地区对流云的发展与 近地层的位温及其递减率关系密切。秦宏德等口0 j 利用雷达探测研究了那曲雨季对 中回科学监术天季罐t - 学位论主 流性降水回波特征，研究表明，那曲雨季对流性降水回波有明显的日变化，而且 对流单体回波k d 雨季莉0 9 雨季后1 4 ，表明了对流单体在雨季中对流变得十 分旺盛，而群体回波的季节变化不明显为0 ，9 。陈隆勋等 3 | 1 利用r 本静止气象卫 星观测的1 9 8 1 1 9 9 4 年每天8 次的t b b 观测值和1 9 7 8 1 9 9 4 年n o a a 卫星观 测的( 每同二次) l r 观测值研究了青减高原地区夏季对流云系季节变化以及对 流云的同变化和其东西向移动规律。结果表明，青减高原夏季对流云有极为明显 的r 变化，以0 0 - - 0 5 u t c 为最弱，而1 5 1 7 u t c 最强。总而言之，青臧高原上 对流云活动十分活跃，降水主要集中在夏季，以对流云降水为主，多冰雹、雷暴 和阵雨 2 6 珏3 “，并且有明显的r 变化，午后降水明显增强【1 4 , 35 3 9 。 1 2 4 青藏高原降水的气候特性研究 假拉等【4 0 峙艮据西藏高原2 0 年月降水资料，采用自然f 交函数展丌法分析研究 西藏高原汛期( 6 9 月) 降水场的时空分布特征、降水场的持续性及周期性， 并对降水场空间、持续性与周期性的稳定性进行了初步分析。研究表明降水主要 时间周期是2 3 年，且未表现出强的持续性特点。李薇等f 4 1 i 禾, q n1 9 5 5 1 9 9 6 年拉萨逐同降水资料和1 9 9 8 年l 一8 月高原及邻近地区7 0 个站的逐日降水观测 资利以及5 8 月g m s 和t b b 资料，研究了1 9 9 8 年青藏高原雨季的季节变化特 征。研究表明1 9 9 8 年雨季从高原东南部和东北部先丌始，然后向西部方向推进。 7 、8 月出现在高原上的对流有准2 3 周的振荡。林振耀等 4 2 1 利用西藏、青海和 川西的气象台站1 9 5 i 1 9 9 3 年的气温和降水资料研究了青藏高原气温和降水的 气候特征。研究表明，5 0 年代至9 0 年代初期青藏高原地区降水变化存在地域差 异，高原中部以及东北部降水减少，其他地区降水增加。韦志刚【4 m 等通过对青藏 高原7 2 个地面气象站1 9 6 2 1 9 9 9 年的气温和降水变化的分析研究，指出青藏高 原汛期，青海中东部地区降水增加，南部降水减少，西藏南部、东南部以及减北 高原的班戈、申扎带降水增加，其余地区降水减少，注o 世纪8 0 年代后，这种 特征发生了明显变化，西藏区特别是雅鲁减布江流域的汛期降水明显增多，青海 东部特别是江河源地区的汛期降水明显减少。而且高原降水主要存在3 5 年、8 一1 1 年和准1 9 年的周期振荡，其中3 5 年振荡比较明显。 询畜 1 3 本论文研究的意义和内容 研究青藏高原上的降水特性有着重要意义。青减高原降水不但有助于t f t j 4 青 减高原上感热潜热特性、环流形成与维持、气候特征，而且还有助于研究青减高 原对我国东部地区的天气和气候的影响1 4 5 ，4 ”。然而由于青藏高原地形复杂， 气候恶劣，地面台站稀少，地基雷达数目严重不足等因素始终阻碍着青臧高原 降水的系统研究。气象卫星的出现缓解了这一矛盾，这使人们比较全面细致研究 高原上的云和降水成为可能，而且提高了模式结果的精确度和预报能力( 4 “。因此 本文充分利用了气象卫星探测的优越性，结合高原上地面台站资私| t 对青藏高原降 水进行了综合研究。本文第二章将利用g p c p 两版资料以及3 g 6 8 资料研究青减高 原主体( 海拔高度大于3 0 0 0 k m ) 6 、7 、8 月以及夏季平均降水率的水平分布，并 对比分析两种资料的结果。第三章主要是利用热带测雨卫星的综合观测，研究青 藏高原河谷地区一个降水个例。主要分析了该个例强降水水平和垂直结构，强降 水中心l o 个象素的垂直廓线以及红外、微波亮温的特征和闪电等有关信息。然 后揭示出青减高原降水垂直结构的一般特性，并利用平原地区和高原地区的探空 资利对比分析其成因。第四章利用青藏高原上t 9 6 0 - - 2 0 0 0 年地面台站雨量计降 水序列，分区域研究青藏高原降水的气候变化特性。 中回斜亏擅木太季砺士学住论支 第二章青藏高原降水的水平分布特征 2 1 资料简介 本章主要是利用g p c p1 9 7 9 - - 2 0 0 5 年2 5 。2 5 。月平均资判和1 9 9 7 2 0 0 5 年1 。1 。逐r 资料以及3 g 6 81 9 9 8 - - 2 0 0 4 年05 。0 5 。逐小时格点化 数据研究青臧高原主体( 海拔在3 0 0 0 m 以上) 夏季的降水水平分布。 2 1 1g p c p 资料简介 全球降水气候计划g p c p ( g l o b a lp r e c i p i t a t i o nc l i m a t o l o g yp r o j e c t ) 是全球 能量和水循环试验g e w e x ( g t o b a le n e r g ya n dw a t e rc y c l ee x p e r i m e n t ) 的一个 组成部分。g p c p 的主要目的是提供全球降水资判，借以研究全球降水的分布特 征。g p c p 数掘是利用多种探测手段并充分利用其优点而综合得到的降水信息， 其中包含了6 0 0 0 个地面台站雨量计探测结果，与空基红外以及微波被动遥感反 演出的结果。红外降水主要是从美国的g o e s 、同本的g m s 和欧盟的m e t e o s a t 地球静止卫星以及n o a a 的极轨卫星的探测结果综合得到的。被动微波反演降 水是从美国d m s p 卫星上搭载的s s m i 探测结果得到的。 g p c p 有两种时空分辨率的数据序列。种是2 5 。2 5 。格点化的全球 月平均降水数据，现在已经形成了1 9 7 9 - - 2 0 0 5 年的数据序列。还有一种是l 。l 。 格点化的逐日全球降水资料，已经形成1 9 9 7 - - 2 0 0 5 年的数据序列。本章将会利 用这两种数据序列研究青藏高原主体6 、7 、8 各月和夏季降水水平分布特征。 箭磁高压 l 章术的水平分；0 脯船 2 1 23 g 6 8 资料简介 本章研究所采用的3 g 6 8 资料是由t r m m 卫星搭载的t m i ( t r m m m i c r o w a v ei m a g e r ) 和p r ( p r e c i p i t a t i o nr a d a r ) 瞬时视场( i f o v s ) 探测信息反 演出的运小时降水结果，并将其格点化成05 。x0 5 。的数据。3 g 6 8 包含了利 用微波成像仪( t m i ) 探测结果反演出的平均降水率，格点内包含t m i 的总象素 数，有降水的象素数和对流性降水所占的比例：同时它包含测雨雷达( p r ) 探测 结果反演出的平均降水率，格点内包含p r 的总象素数，有降水的象素数和对流 性降水所占的比例。3 g 6 8 并将t m i 和p r 相结合得到综合的平均降水率，格点内 包含p r 的总象素数，有降水的象素数和对流性降水所占的比例。3 0 6 8 综合了被 动微波成像仪( t m i ) 探测结果来反演降水的2 a 2 1 资制，主动测雨雷达( p r ) 探测得到降水的2 a 2 5 资料，以及结合t m i 和p r 得到的降水资料2 8 3 l 4 8 - 5 1 这 三种资料的有关结果和信息。 p r 探测得到的降水结果与t m i 和p r 综合结果十分接近只有细微的差别， 因此本章将它们放在一起共同分析。 2 2g p c p 资料研究结果分析 2 2 1 g p c p 全球月平均降水资料研究结果分析 图l 是g p c p l 9 7 9 - - 2 0 0 5 年2 5 。2 5 。的月平均资料得到2 7 年6 、7 、8 月和夏季平均降水率在高原主体上的水平分布结果。图1 的4 幅总体上可以看出， 最大降水率都集中在高原的最东南部，最小降水率则分布于7 5 。e 一9 5 。e 之间 青藏高原主体的北部边缘地区。降水率从东南部的5 r a m d a y 左右逐渐减小到西 北部的o5 m m d a y 左右，并且降水率有明显的梯度。对比6 、7 、8 三个月降水的 气候平均值可以看出，6 月份最大降水率为5 m m d a y 左右，降水率大于4 5 m m d a y 的区域主要集中在高原主体的东南地区。到了7 月，该区域从6 月份9 0 。e 以 东沿高原主体南部边缘伸展到了8 0 。e 以西，并且该区域的面积达到了夏季的最 大值，同时7 月份的虽大降水率达到了8 m m d a y 左右。8 月份降水率大于 e e 国科雩拉束太辱硕士亏住话在 4 5 m m d a y 的区域丌始向东南回缩，最大降水率也下降到5 m m d a y 左右。总而言 之，夏季降水主要集中在青藏高原东南部地区，而且在7 月份达到雨季的最旺盛 时期，即降水率大于4 5 m m d a y 区域的面积达到6 、7 、8 三个月中最大值，而且 最大降水率达到了8 m m d a y 左右，而其它两个月的最大降水率仅为5 m m d a y 左右。 图lg p c p l 9 7 9 - - 2 0 0 5 年2 ，5 。 6 、7 、8 月平均降水率 25 。月平均资料得到的2 6 年 和夏季总平均降水率。 2 2 ，2g p c p 全球日平均降水资料研究结果分析 图2 是由g p c p l 9 9 7 - - 2 0 0 5 年1 。1 。的逐日资料得到8 年6 、7 、8 月和 夏季平均降水率在高原主体上的水平分布结果。从图2 的4 幅图可以看出高原的 主体上南部降水率比较大，北部降水率比较小。从南向北总体上降水率逐渐减小， 减小的梯度比较明显。对比6 、7 、8 三个月的气候平均降水率的水平分布可以看 出，6 月份最大降水率可达8 n m a d a y ，且分布于高原主体的东南端。7 月份降水 率大于45 m m d a y 的区域从9 0 。e 附近向西伸展到了8 0 。e 以西，且其范围也 前磁高屈障术的术平分别。毒径 向北扩展许多。同时还可以看出，7 月份出现了三个降水率在8 m m d a y 左右的降 水率极大值中心，它们位于高原主体的东南部和中南部地区，其中东南部地区降 水率大于7 m m d a y 的区域最大。8 月份仍然可以看出降水率的三个极大中心，但 是其范围及降水强度相对于7 月份都相应的减小了很多，尤其是强降水中心降水 率大于7 r a m d a y 的区域变得很小。总之，g p c pl9 9 7 2 0 0 5 年l 。x l 。的逐同 资料8 年6 、7 、8 月平均降水率结果表明，夏季青藏高慷降水主要集中在高原主 体的南部和东南部地区；7 月份是高原主体雨季最旺盛时期，有三个强降水中心， 且降水率大于7 m m d a y 的区域范围在6 、7 、8 三个月份当中是最大的。 图2g p c p l 9 9 7 - - 2 0 0 5 年1 。1 。逐同资利得到的8 年 6 、7 、8 月平均降水率，和夏季总平均降水率。 2 2 3g p c p 两种资料研究结果的对比分析 列比图1 与图2 可以看出，图1 的四幅图中降水极大值中心只有一个，且 中回科季磕木大零砺士雩住栳盘 部集中在东南部，从高原主体的东南到西北降水率的等值线比较平滑，梯度比较 明显。图2 降水率水平分粕有了很大不同，虽然从南向北也有明显的梯度但是可 以看到许多更为细微的结构。图2 中6 月份降水率的最大值可达8 m m d a y 而图l 的6 月份最大降水率才5 m r n d a y 左右，且位于高原的东南部降水率大于 4 5 r a m d a y 的大值区中有个降水率在3 5 m m d a y 左右的极小值中心，此结构在图 1 中并没有表现出来。图2 的7 月份有三个大值中心，其中两个位于高原主体的 南端8 0 。e 1 0 5 。e 区域内，而图l 的7 月份只有一个极大值中心。而且7 月 份在8 0 。e 一9 5 。e 内降水率大于5 m m d a y 的区域向北伸展比图l 深入很多。8 月份仍然可以看出三个极大值中心，尽管比7 月份弱了很多，而图1 的8 月份还 仅仅是一个极大值中心，而且最大值仅有5 m m d a y 左右。时空的分辨率的不同 是图l 与图2 差异如此大的原因之一，分辨率高的数据( 图2 ) 更能够比较细致 地刻画出降水水平分布特征。不过g p c p 的两种资料都反映出夏季青减高原主体 降水主要集中在青藏高原东南部和南部边缘地区，而且7 月份达到夏季雨季最旺 盛时期。 2 33 6 6 8 资料研究结果分析 2 3 1 3 g 6 8 t m i 反演降水结果分析 图3 是运用3 g 6 8 资料所包含的利用t m i 探测结果反演得到的降水信息， 得到的1 9 9 8 年- - 2 0 0 4 年7 年6 、7 、8 月和夏季平均降水率的水平分布结果。可 以看出利用t m i 反演出的降水率比较大，最大降水率可达2 5 m m d a y 左右。利 用微波反演陆地降水存在严重的不足之处，由于陆地的背景辐射十分强烈而且没 有极化特征，因而从这样背景辐射当中提取降水辐射信息比较困难，除非是强降 水情况。虽然如此，总体上图3 的结果表明，降水集中于高原的东部边缘和东南 部地区，而中北部地区降水较少。高原主体3 3 。n 以南和9 5 。e 以东是两个比 较明显的降水区域，而9 5 。e 的降水比较旺盛。 前磁高压障术的水平分# 0 骑n 图33 0 6 8 中t m i1 9 9 8 - - 2 0 0 4 年05 。0 5 。迓时资判得到的 7 年6 、7 、8 月平均降水率，和夏季总平均降水率。 2 3 2 3 6 6 8p r 结果以及1 m i 和p r 综合结果分析 图4 是利用p r 探测资料分析得到的t 9 9 8 - - 2 0 0 4 年6 、7 、8 月和夏季平均 降水率在高原上的水平分布结果。图5 是利用t m i 和p r 综合反演降水资料得到 的6 、7 、8 月和夏季的平均降水率在高原上的水平分布结果。这两种结果十分接 近，可以看出较大的降水率主要集中在高原上9 5 。e 以东地区，最大降水率为 1 1 m m d a y 左右。6 月份降水率从高原东部到西部是减小的，降水率有较明显的 区别，大致可以分成四个区域( 7 0 。e 7 8 。e ；7 8 。e - - 8 5 。e ：8 5 。e 9 5 。e ； 9 5 。e 1 0 5 。e ) 。7 月份整个青臧高原的降水都明显增强，尤其是7 8 。e 9 5 。 e 区域。8 月份降水率进一步增大，表明到达夏季青藏高原降水的最旺盛时期。 中国科学盐术太亏硕士亏住话主 图43 g 6 8 中p r19 9 8 - - 2 0 0 4 年o 5 。05 。逐时资料得到的7 年6 、 7 、8 月平均降水率，和夏季总平均降水率。 图53 g 6 8 中p r t m i1 9 9 8 2 0 0 4 年0 5 。05 。逐时资料 得到的7 年6 、7 、8 月平均降水率和夏季总平均降水率。 昔域高压晦木的水平分别蹰犯 2 4 青藏高原降水水平分布特性总结 本章首先研究了g p c p 两种资料，结果表明图2 比图1 更为细致地刻画出 了降水的水平分布特征，分辩率的不同是两种结果不同的原因之一。图2 的结果 大值中心分布范围和强度都比较大，尤其是7 月份。 g p c p 的两种资料结果和3 g 6 8 三种数据的分析表明，夏季青藏高原主体( 海 拔高度大于3 0 0 0 k m ) 上的降水主要集中在高原东部以及南部边缘地区，西部和 北部则降水比较少。g p c p 的研究结果表明，7 月份达到青藏高原雨季的最旺盛 时期，3 g 6 8 的t m i 资粒j 整个夏季降水变化不多，3 g 6 8 的p r 资料的研究结果表 明8 月份达到雨季最旺盛时期。 中国斟学拄术天亏矩士亏( 乏论主 第三章青藏高原降水的垂直结构特征 3 1 资料简介 本章所采用的热带测雨卫星( t r m m t r o p i c a lr a i n f a l lm e a s u r i n gm i s s i o n ) 资利是由日本空间发展属( n a s d a ) 的地球观测中心( e o r c ) 提供，包括p r ( p r e c i p i t a t i o nr a d a r ) 2 a 2 5 降水雷达三维降水结构，t m i ( t r m mm i c r o w a v e m a g e r ) 1 8 1 1t r m m 微波成像仪资料和v i r s ( v i s i b l ea n di n f r a r e ds c a n n e r ) l b 叭 资料。t r m m 卫星发射于1 9 9 7 年1 t 月2 7r 的极轨卫星，轨道倾角约为3 5 。， 飞行高度为3 5 0 k m ( 2 0 0 1 年8 月7 同后改为4 0 0 公罩) 。每天在3 8 。s 3 8 。n 之问约有1 6 条轨道。p r 、t m i 、v i r s 的探测示意图如图6 所示旧 图6t r m mp r 、t m i 、v i r s 探测示意图 精镬高原降水奇勺垂直佬捣翳犯 3 1 1 t r l d l v lp r2 a 2 5 资料 p r 是第一个空基测雨雷达，主要目的是提供三维特别是垂直方向上的降水 结构。p r 频率1 3 8 g h z ，自星下点向两边的扫描角度为1 7 。，扫描的轨道宽度 为2 1 5 k i n ，星下点的水平分辨率为4 3 k i n ，星下点的垂直分辨率是2 5 0 m 。回波强 度大于1 7 d b z 的探测结果比较可靠。根据回波信号p r 可以获得从地面到2 0 k m 高度之阳j8 0 个层次的降水信息。所用的标准资料2 a 2 5 不仅提供了降水廓线而且 还提供了降水类型信启、。降水分为对流降水、层云降水和其它类型降水。如果 p r 回波在冻结层出现亮带，则该降水垂直廓线定义为层云降水廓线；如果p r 回 波无亮带，但回波中一旦出现超过3 9 d b z 的信号，则该降水垂直廓线定义为对流 降水廓线：否则为其它降水廓线5 2 , 5 3 1 。 3 1 2 t r m mt m i1 8 1 1 资料 t m i 是一部被动微波辐射计，接收通道如下：1 0 6 0 h z 、1 9 3 g h z 、2 1 3 g h z 、 3 70 0 h z 和8 5 5 0 h z 。除2 1 3 0 h z 频率仅有垂直极化以为，其它各频率都有水平 和垂直极化通道。t m i 扫描的宽度为7 5 8 5 k m ，视场为一椭圆，这是由t m i 姿态 及运动方式决定的( 视场入射角始终为5 2 8 。) 。各通道频率的水平分辨率不等， 从低频1 06 g h z 约6 3 k m 3 7 k m 到8 55 g h z 的7 k m 5 k m 。本章研究所采用的1 8 1 l 标准资荆是经过标定后的各通道亮温数据。 3 1 3 t r m mv i r s1 8 0 1 资料 v i r s 红外可见光扫描仪有5 个通道，波长范围为0 6 u m 1 2 b t m 。v i r s 的 扫描角度为4 5 。，扫描的宽度为7 2 0 k m 。星下点的分辨率为4 2 2 k m x 2 1 l k m ， 每个象素扫描时间是2 9 2 9 s 。v i r s 很像19 7 8 年以来n o a a ( n a t i o n a lo c e a n i ca n d a t m o s p h e r i ca d m i n i s t r a t i o n ) 卫星系列装载的a v h r r ( a d v a n c e dv e r yh i g h r e s o l u t i o nr a d i o m e t e r ) 的中心波长和通道频带宽度。 中圈科亏擅木大雩帮士亏使馆支 3 1 4l i s 资料 l i s ( l i g h t n i n gi m a g i n gs e n s o r ) 核心是部件是1 2 8x1 2 8 的c c d ( c h a r g e d c o u p l e d d e v i c e ) 组成的影像探测阵列，它能每秒5 0 0 帧对闪电进行成像。而且， l i s 通过多种特殊过滤技术将洲电从白天的背景中分辨出来。l i s 的视场为6 0 0 k m x 6 0 0 k m ，星下点分辨率为3 k m 3 k m 。l i s 可以对扫描范围内探测目标进行9 0 秒的注视观测。l i s 资料包括l 刈电位置( 经度和纬度) 、闪电辐射能、闪电持续 时间、f n 电族和闪电次数，但不能区分云闪和云地闪。研究表明l i s 在傍晚和白 昼的探测效率分别是9 3 4 和7 3 1 1 t ”i 。 3 1 5 探空资料 本章还利用1 9 9 8 - - 2 0 0 3 年高原和平原上地面台站的探空资料对比分析0 8 及2 0 点高原地区与平原地区的温度层结稳定情况，分析研究青藏高原多夜雨及 对流单体、多雷暴的原因。表1 给出了本章研究所采用的高原及平原地区的测站 的详细信息，其中包含了站号、站名、海拔高度和经纬度。 表1 平原地区与高原地区地面台站详细信息 - - 置量韬i 苗_ 越囊酗i l l i r j 1 1 1 3 03 0 0 75 7 4 6 1 宜昌 1 3 4 ，3 3 4 2 8 5 8 0 2 7区 徐州 4 1 91 1 7 1 5 3 0 5 3 5 8 4 2 4 安庆 1 9 61 1 7 0 5 9 2 0 73 1 4 8 5 5 2 9 9那曲 4 5 0 8 0 高原地区 2 9 6 7 5 5 5 9 1拉萨 3 6 5 0 19 l _ 1 3 3 1 1 5 5 6 1 3 7昌都 3 3 0 7 19 7 1 7 昔蓣高屈陴术的垂女诺柏鹅租 3 2 ，1 个例简介 3 2 个例分析 图9 ( a ) + 所示为p r 探测给出的地表降水率分布。由图可见，降水系统发生 于1 9 9 9 年5 月4 只1 3 时5 分( u t c ) ，当地时间为1 9 时2 6 分。落区位于9 5 。e 一9 6 。e ，l 9 。n 3 0 。n 之问的青减高原东南部。地表雨强分布不均，其中强降 水云团的范围很小( 约2 0 k m ) ，位于雨区的西侧，它的地表降水率达到1 0 0 m m h r 以上，其它范围的地表南强在1 0 m m h r 以下。该降水系统在红外l o 8 t m 和微波 8 5 g h z 的特征如图7 、图8 所示。红外1 08 1 a m 通道的亮温分布表明，该降水系 统对应大范围的云系，低于2 5 1 k 的亮温自降水系统径直向东北伸展，其范围超 过2 5 0 k m x2 f i o k m 。t m l 8 5 g i r i z 垂宜极化亮温分布表明，低于2 5 5 ( 的亮温位于降水 系统位置及西北侧和东南侧，降水系统中有大量冰粒子存在。 另外，从图7 、图8 中亮温分御的形状走向可以推测，降水系统及其云系处 于西南气流中。 3 2 2 个例结构分析 借助p r 探测我们对降水系统中的强降水中心的降水垂直结构进行了分析。 图9 为4 k m 高度降水象紊分和和沿强降水中心作的：3 个剖面。剖面图表明该强降 水中，f l , 为发生在谷地中的一强对流。该强对流自谷地向上呈现“蘑菇”状，最大 降水率超过1 0 0 m m h r ，位于谷地中的对流降水云的下部。谷地上方对流降水云 水平展开，并向下风方向延伸，自谷底向上强对流云体高度超过1 0 k m 。另外， 剖面图中还可看到因谷地周边地形对p r 信号的干扰作用，它使得该对流降水云 底部呈锥状。 中回科学丝朱天亏跖士亏佳话盘 图7 ( a ) 红外3 7 8 4 “m 通道亮温分布图，( b ) 红外1 0 8 2 6 扯m 通道亮温分 布图，( c ) 红外120 2 8 9 i n 通道亮温分布图。 前磁高盾降水的垂女诺伯拍犯 图8 ( a ) 是3 7 o g h z 垂宜极化微波亮温分布圈，( b ) 是3 7 o o h z 水平极化微 波亮温分布图，( c ) 是8 5 5 g h z 垂直极化微波亮温分布图，( d ) 是 8 5 5 g h z 水平极化微波亮温分布图。 中国科学拉木天学颔士学位论主 图9 ( a ) 是测雨雷达探测到的表面降水的水平分布，( b ) 是4 k m 处降水分布的 散点图，已经a - - b 、c - - d 、e - - f 三个剖面的位置标识。( c ) 、( d ) 、( e ) 图分别为沿a b 、c - - d 、e - - f 三个剖面获得的垂直剖面。 昔磁南屈障术的垂j 佬拘礴n 为了解降水落区附件地形情况，图1 0 给出了9 5 。e 一9 6 。e ，2 9 。n 一3 0 2 。n 地形等高线及p r 测得降水象素分稚。地形等高线表明山体呈西北走向，最 高山峰可达5 5 5 0 m 以上，在最高山峰的西北和西侧为谷地，其海拔高度低于 2 7 0 0 m 。整个降水系统位于谷地东侧沿山坡直至山峰，但强对流降水中心( 地表 南强大于1 0 m m h r ) 位于谷地东侧的喇叭口区域( 见图中黑线框 。这罩的地形 效应使得气层具有强烈的辐合而造成强剥流发生。另外，l i s 探测结果表明闪电 主要位于强对流降水中心附近，其中各个有关l 刈电象素的详细信息列在表3 中。 总体上闪电与强对流闪电与对流降水有较好的对应关系，这也与很多学者研究结 果比较符合【5 4 6 ”。 图1 0p r 探测到不同表面降水率的空削分布以及刚电( l i s ) 的分布图 根据p r 探测，图i i 给出了强降水中心降水象素和闪电分布及9 条降水廓线。 其中b 、c 、e 、f 、g 的表面降水率超过1 0 m m h r ，为强对流降水廓线。而a 、d 、 h 、| 、j 的表面降水率小于1o m m h r ，为弱对流降水廓线。对照强弱降水廓线可 以看出，表面降水小于1 0 m m h r 的弱对流降水廓线的羽流高度并不一定比大于 1 0 m m h r 的强对流降水廓线的对流高度低。但是弱降水嘛线的降水率随高度向下 的增长率比较小甚至降水率还会减小( 如廓线j ) ，而强降水廓线的降水率随高度 向下迅速增大，说明雨滴在下降过程中是不断碰并增大，从而造成地表出现很大 的降水率。 ! 堕塑茎苎查查至堡主雯堡丝圭 与图1 l 中降水象素相应地表雨强、红外亮温和微波亮温如表2 所示，它表 明红外亮温变化于2 2 7 至2 3 5 k 之间，而微波8 5 g h z 亮温分布较为均匀，多数 在2 2 2 k 左右。一般来说，地表雨强与红外亮温之削无一一对应关系：但总体趋 势为地表雨强越大，红外亮温越低，表明云顶越高，云中的冰粒子越多，n 止l ， 8 5 g h z 亮温越低。 表2 降水象素表面降水率、红外和微波亮温 a b c d e f g h 6l 1 2 39 l o5 4l 1 l4 2 5 48 2 33 8 4 97 2 3 3o 2 3 3 ，0 2 2 14 2 n9 2 3 3 o 2 2 14 2 1 l9 2 2 14 1 9 41 2 4 27 2 净41 2 3 73 2 3 19 2 2 59 2 2 7