Page 108 - 《高原气象》2026年第2期

高 原 气 象 45 卷
408

图6 所有云-降水、 WCP、 CCP的Ka-CPR观测的云底高度、 云顶高度和云厚度的箱线图（a~c）和不同雨强下
DSG4观测的降水样本数及雨量占比（d）
Fig. 6 Boxplots of Ka-CPR measured cloud base height， cloud top height and cloud thickness （a~c） and percentages of DSG4
observed rain sample numbers and rain amounts under different rain rates （d） for all cloud-precipitation， WCP and CCP

过程在强水汽输送或强上升条件下造成大量小雨 等（2020）对 2018 年 7 月 14 日雅安市发生的一次暖
滴凝结（杨康权等， 2019）； 665 m和350 m附近为小 区暴雨的研究中， 也发现了在低层水汽充沛和强上
雨滴主要聚集的高度。与之相比， CCP的小雨滴浓 升运动情况下， 尽管该地区降水发展高度甚至不超
度呈“先增大后减小”的趋势， 这是由于在 770 m 高 过3 km， 但可导致地面出现较多的大雨滴。
度层以上， CCP 的冰相粒子融化成小雨滴， 且融化 进一步利用 MRR-2 观测的雨滴谱计算出雨滴
速率大于雨滴碰并速率， 故小雨滴浓度有所增大； 的质量加权平均直径 D（单位： mm）和数浓度截距
m
-3
-1
而在 770 m 高度层以下， 雨滴增长主要以碰并为 参数 N（单位： m ·mm ）， D 和 N 分别代表了雨
w
m
w
主， 使得小雨滴浓度有所下降。碰并作用也使得两 滴谱整体的粒径和浓度情况， 且是目前雨滴谱模型
类降水的中大雨滴浓度整体都随高度下降而升高。 ―标准化 Gamma 分布的两个核心参数。图 8 为两
从各个高度层的平均谱差异来看， 在 455 m 高度层 类降水 D 和 N 随高度的概率分布。从统计结果可
m
w
及以上， WCP 几乎所有粒径的雨滴数浓度都低于 见， WCP 的 D 明显比 CCP 的小， 但 N 则更大， 这
w
m
CCP； 但到 455 m 以下， WCP 的小雨滴和大雨滴浓 与图 7 的结论一致， 即说明暖云-降水整体粒径更
度高于 CCP， 中雨滴浓度则更低， 这种现象的原因 小、 但数浓度却更高， 而冷云-降水因融化形成的
也是由于一些强烈的暖云-降水过程在低层强水汽 初始雨滴更大， 碰并-破碎等更倾向于平衡， 使得
输送和上升气流的作用下， 低层不仅有大量小雨滴 中型雨滴的数浓度更高， 导致积分得到的 D 更大、
m
凝结， 同时可一直碰并产生部分更大的雨滴。闵涛 N 更小。从高度变化来看， WCP 的 D 整体上随高
w
m