Page 173 - 《高原气象》2022年第6期

高 原 气 象 41 卷
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图3 不同地面雨强等级的反射率因子廓线
（a）~（e）表示不同地面雨强等级的对流性降水的反射率因子廓线，（f）~（j）表示不同地面雨强等级的层云性降水的反射率因子廓线
Fig. 3 Vertical profile of reflectivity factor of different rain rate for the near surface. Fig. 3（a）~（e）represent
convective precipitation，（f）~（j）represent stratiform precipitation

粒子数浓度数。从不同地形下两类强降水的 D m 垂 带充足的水汽进入云体，云体内水汽含量增加也有
直结构（图 4）可见，对于两种类型的降水而言，小 利于雨滴粒径增大。Yan et al（2018）在对青藏高原

直径降水粒子（D m ≤1. 2 mm）均主要集中在雨顶高 的云宏观和微观垂直结构中也提出，垂直上升运动
度和冻结层之间，此高度层内的降水粒子主要是以 加强，也会使冻结层上方的雪和霰粒子迅速增长，
冰晶的形态存在。随着地势抬升， D m 分布域增大 从而更易生成大雨滴。强湍流有利于雨滴碰并聚
而谱高度降低。同类地形下，层云性强降水 D m 分 合成大雨滴的同时，也更易使降水粒子破碎形成小
雨滴，图 4（a）~（c）中高山和山地的 D m 分布域宽于
布域宽度和谱高度均要小于对流性强降水，且 D m
分布域中直径最大值也皆小于对流性强降水。 平原地区能很好地印证这一现象。
冻结层高度几乎不随地势变化，意味着从冻结 D m 与雷达反射率关系密切，在冻结层以下，对
层至地表的气层高度是随着地形升高而减小的，降 流性强降水粒子的 D m 高频区分布范围与雷达反射
水粒子的碰并路径就会随之缩短。从图 4（a）~（c） 率高频区的分布区间高度吻合。对比图 4（a）~（c）
可见，对流性强降水中大雨滴（D m ≥2. 6 mm）出现的 观察不同地形下对流性强降水粒子的 D m 分布情
概率是随着地势升高而增加。推测是由于山地地 况，地面至 4 km 的气层中，平原 D m 主要集中在
形的抬升作用，强上升气流更易形成，上升气流更 1. 7~2. 2 mm，山地 D m 主要集中在 1. 6~2. 0 mm，而
能托起下落雨滴，使其下落速度变慢，同时还会将 其在高山的分布较散，主要集中在 1. 4~2. 0 mm 和
一部分小雨滴抬升至高空与下落的雨滴进行碰并， 2. 7~2. 9 mm。可见，随着地势抬升，地面至 4 km
使得降水粒子的碰并效率增加；强上升气流还能挟 气层中 D m 的主要集中区的分布范围越来越广。对