Page 169 - 《高原气象》2025年第3期

3 期 王智敏等：基于GPM观测的山谷风对伊犁河谷地形降水的影响研究 727

图8 山谷风降水的平均风速（a）、 R（b）和STH（c）的PDF分布
Fig. 8 PDF distribution of mean wind speed （a）， R （b） and STH （c） of mountain-valley wind RC

图9 山谷风降水Z的CFAD分布
（a）谷风， （b）山风
Fig. 9 CFAD distribution of Z for mountain-valley wind RC.（a） valley wind， （b） mountain wind
STH沿地形高度升高逐渐增加，， 在 2~3 km附近 STH 统计发现谷风和山风 RC 的 dBN 分别在 28~39
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出现隆起（6~9 km）， 而后迅速下降， STH 出现先升 和 29~40 之间， 如图 10（c）和 11（c）所示， 山风降水
高后降低的现象与 Zhang et al （2018）研究相一致， dBN 在经向截面的平原地区较大， 谷风降水 dBN w
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后者认为在地形抬升作用下云中水汽凝结产生降 在经向截面山坡区域 2~3 km 处存在峰值（36~39），
水， STH 不断增加， 随着云中液水含量的不断损耗 谷风 RC 的 dBN 比山风偏小 3% 左右。图 10（d），
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STH 逐渐下降。山风降水 STH 小于 6. 5 km， 随地形 图 11（d）显示了 D 沿地形横截面的分布情况， D 主
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变化不明显， 可能是由于上升气流被下坡风抑制。在 要集中在 1. 0~1. 75 mm。谷风降水在经向截面迎
R变化特征［图10（b）， 图11（b）］中， 平原地区山风降 风坡区域的 D 出现明显的突起（1. 5~1. 75 mm）较
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水的 R（0. 65 mm·h ）是山坡区域（0. 35 mm·h ）的 平原地区（1. 2~1. 3 mm）大 30%~35%， Zwiebel et al
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1. 86 倍。谷风降水的 R 随山脉高度增加不断增强， （2016）认为低层湿空气在沿着山坡地形爬升的过
在 2~3 km 高度处达到峰值 0. 6~0. 7 mm·h ， 其后 程中， 促进液相区域的碰并生长过程， 导致在山坡
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随地势高度的增加而逐渐下降， 由于河谷地表的湿 局部区域 D 较大。在纬向截面山风 RC 的 D 大值
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度和潜热通量大而富集了大量水汽， 在上坡风、 局 区集中在 1. 25~1. 5 mm。通过对比发现谷风降水
地热力过程等的影响下， 强降水主要分布在2~3 km 的平均D（1. 63 mm）较山风（1. 38 mm）偏大18. 1%。
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高度的山坡附近（Fu et al， 2018）。新疆地区干燥的 这可能是因为山风 RC 垂直结构较谷风 RC 的液相
低层空气， 空气柱中水汽较少的原因， 降水较中东 区域 Z 较低， 当冰粒子下降到较低的干燥层时， 大
部偏小（Li et al， 2021）。 液 滴 破 碎 蒸 发 导 致 近 地 面 dBN 偏 多 而 D 较 小
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