Page 177 - 《高原气象》2022年第6期

高 原 气 象 41 卷
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图8 不同地面雨强等级的dBN w 廓线
（a）~（e）表示不同地面雨强等级的对流性降水的dBN w 廓线，（f）~（j）表示不同地面雨强等级的层云性降水的dBN w 廓线
Fig. 8 Vertical profile of dBN w of different rain rate for the near surface. Fig. 8（a）~（e）represent
convective precipitation，（f）~（j）represent stratiform precipitation
率因子在近地层波动较大且呈减弱趋势。对流性 越大。
强降水中，随着地势抬升，雷达反射率因子中心高 （3） 分析降水粒子的 dBN w 垂直结构可知：两
度也随之升高。 类降水的 dBN w 廓线总体均随高度降低而增大。对
（2） 分析降水粒子的 D m 垂直结构可得：同类 于对流性强降水，平原的 dBN w 高频区的分布较山
地形下对流性强降水的D m 分布域宽度、谱高度、分 地和高山更为集中，而层云性强降水的情形正好相
布域中直径最大值都要大于层云性强降水。随着 反。在 10 km 以上的高空，高山强降水的 dBN w 明
地势升高，两类强降水类型的 D m 分布域都随之增 显比平原小，降水粒子呈现数浓度较低、尺度较大
大但谱高度降低。在对流性强降水中，随着地势升 的 特 征 ，可 能 与 10 km 以 上 的 云 内 丰 富 的 水 冰
高，大雨滴（D m ≥2. 6 mm）出现的概率增加，地面至 有关。
4 km 的气层中 D m 主要集中区的分布范围变广，这 （4） 雷达反射率、 D m 和 dBN w 三者之间关联密
可能与地形作用引起的强上升气流有关。对于层 切。冻结层以下，对流性强降水粒子的 D m 高频区
云性强降水，高山冻结层高度以下中等直径的降水 分布范围与雷达反射率高频区的分布区间高度吻
粒 子（1. 4 mm≤D m ≤1. 65 mm）出 现 的 概 率 比 平 原 合。对流性强降水的降水粒子在近地面的 D m 比层
高，可能是由于高山下垫面距离冻结层更近，更有 云性强降水的大，但其 dBN w 却比层云性强降水的
利于水汽垂直输送至冻结层，使冻结层上方的雪和 小，从而显示出两类强降水在近地面雷达反射率的
霰粒子迅速增长，从而更易生成粒径偏大的雨滴。 差异并不大。
地面雨强等级为强降水时，在 10 km 以上的高空， 本文利用 GPM 双频降水雷达对发生在平原、
山地和高山的 D m 均大于平原，且地势越高其值 山地和高山三类地形上的强降水事件进行了分析