560 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 度呈减小趋势, 而它们的对流降水率廓线差异较大, 降水增长区分别由碰并层向冰水混合层转移和由冰水混合层向碰并层转移的趋势 ;(3) 雷达风廓线上, 发现 大暴雨区存在低层辐合高层辐散的典型垂直

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1 /2010/68(4) 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 气象学报 基于犜犚犕犕卫星探测对宜宾夏季 两次暴雨过程的比较分析 李德俊 1,2 李跃清 1 柳草 3 林莉 4 LIDejun 1,2 LIYueqing 1 LIU Cao 3 LINLi 4 1. 中国气象局成都高原气象研究所, 成都, 湖北省人工影响天气办公室, 武汉, 武汉中心气象台, 武汉, 成都信息工程学院, 成都, 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犘犾犪狋犲犪狌犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔, 犆犕犃, 犆犺犲狀犵犱狌 , 犆犺犻狀犪 2. 犠犲犪狋犺犲狉犕狅犱犻犳犻犮犪狋犻狅狀犗犳犳犻犮犲狅犳犎狌犫犲犻犘狉狅狏犻狀犮犲, 犠狌犺犪狀 , 犆犺犻狀犪 3. 犠狌犺犪狀犆犲狀狋狉犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犗犫狊犲狉狏犪狋狅狉狔, 犠狌犺犪狀 , 犆犺犻狀犪 4. 犆犺犲狀犵犱狌犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犐狀犳狅狉犿犪狋犻狅狀犜犲犮犺狀狅犾狅犵狔, 犆犺犲狀犵犱狌 , 犆犺犻狀犪 收稿, 改回. 犔犻犇犲犼狌狀, 犔犻犢狌犲狇犻狀犵, 犔犻狌犆犪狅, 犔犻狀犔犻 犆狅犿狆犪狉犪狋犻狏犲犪狀犪犾狔狊犻狊犫犲狋狑犲犲狀狋狑狅狊狌犿犿犲狉犺犲犪狏狔狉犪犻狀犲狏犲狀狋狊犻狀犢犻犫犻狀犫犪狊犲犱狅狀狋犺犲犜犚犕犕犱犪狋犪. 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪,68(4): 犃犫狊狋狉犪犮狋 UsingtheobservationaldatafromtheTRMMsateliteandDopplerradaratYibin,theVerticalWindProfile(VWP) changecharacteristics,rainfalstructurecharacteristicsandrainfalprofilesforthetworegionalheavyraineventsinyibinin 2007areanalyzedinthispaper.Theresultsshowthat:(1)Thetwoprecipitationsarealcausedbymesoscalesystemsasindi catedbytheirrespectivehorizontalrainfalpatern,andalthoughtherainfalintensityandscopeoftheeventoccurredinjuly aremuchlargerthanthoseoftheeventinaugust,theirverticalstructureimpliesasevereconvectivecloudclusterdeveloped thereinwithitscloudtopheightupto17,14km;(2)thediferencebetweenthetwoprofilesofstratusprecipitationrateisnot distinctwiththetrendofprecipitationintensitywasreduced withincreasingheight,whiletheirconvectiveprecipitationrate profilesarequitediferentfromeachotherwiththeshiftingdirectionofprecipitationgrowthareasbeingjustopposite:forthe formereventtheareaisshiftedfromcoagulationlayertomixedlayerandforthelateritisfrom mixedlayertocoagulationlay er;(3)thetypicalverticalcirculationstructureofconvergenceinlowerlevelsanddivergenceinupperlevelsisfoundoverthe heavy/torrentialrainareasinthe July event basedonthevwpdatawiththeprecipitationcloudclustersmovingcontinuous ly,butthereexistsnosuchatypicalstructurewiththe Angustevent inwhichthealternativewarmorcoldadvectionoccurs inthecaseofeasterlywavescomingandtheactivityofrainfalisdiscontinuous. 犓犲狔狑狅狉犱狊 TRMMsatelite,Rainfalstructure,Rainfalprofile,Radarwindprofile 摘要利用 TRMM 卫星和宜宾多普勒雷达探测结果, 比较分析了 2007 年夏季在宜宾发生的 和 两次区域性暴雨过程降水云团的水平和垂直结构变化特征 降水云团风廓线变化特征, 结果表明 :(1) 这两次暴雨过程降水水平结构均为中尺度对流降水系统, 但 暴雨过程比 的降水强度和范围要大得多, 且垂直结构表现为强对流性降水云团的云顶高度分别达 17 14km;(2) 两次过程的层云降水率廓线差异并不大, 随高度增加, 降水强 资助课题 : 成都区域气象中心项目 西南区域数值预报发展与业务系统建议, 中国气象局数值模式创新基地科研业务项目 青藏高原东部及下游关键区大气边界层科学试验前期预研究 作者简介 : 李德俊, 主要从事多普勒雷达与卫星资料处理与分析方面的研究 E mail:esldj@163.com

2 560 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 度呈减小趋势, 而它们的对流降水率廓线差异较大, 降水增长区分别由碰并层向冰水混合层转移和由冰水混合层向碰并层转移的趋势 ;(3) 雷达风廓线上, 发现 大暴雨区存在低层辐合高层辐散的典型垂直环流结构, 减弱时降水云团的高度有所下降, 且在垂直方向上降水云团活动均为连续的, 而发现 东风波过来时有冷暖平流的一个变化情况, 且降水云团活动是时断时续的 关键词 TRMM 卫星, 降水结构, 降水廓线, 雷达风廓线中图法分类号 P 引言夏季青藏高原东侧的四川盆地受到西南低涡和南海西行台风的影响, 极易发生暴雨 大暴雨乃至特大暴雨天气 已有研究表明 ( 秦剑等,1997; 朱禾等, 2002; 陈忠明等,2002), 影响该区域暴雨的天气系统主要有西南低涡 冷锋 切变线 南海西行台风等, 由西南低涡影响造成盆地发生大到暴雨甚至特大暴雨就占了相当大的比例, 四川盆地受南海西行台风影响的次数较少, 但也常常会引起暴雨 这些研究主要集中在天气学诊断分析 数值模拟和气候统计方面, 对西南低涡和南海西行台风引起四川盆地暴雨的降水云团风廓线变化特征, 降水结构等方面的研究还不太多 近些年来,TRMM 卫星资料已经被广泛用来研究低纬地区 (35 S 35 N) 的降雨特征 (Schumach er,etal,2003;liu,etal,2001;short,etal,2001; 姚展予等,2002; 何文英等,2006; 吴庆梅等,2003;Jin, etal,2003; 程明虎等,2004) 傅云飞等 (2003, 2005,2006,2007) 用 TRMM 的测雨雷达 (PR) 资料研究东亚地区降水的季节性变化特征, 并用测雨雷达 (PR) 和微波成像仪 (TMI) 资料结合分析中国江淮地区的两个暴雨过程, 后来又利用 TRMM/PR 资料分析了青藏高原中部夏季降水在经向剖面和纬向剖面上表现的塔桅结构, 并详细分析了使用传统方法来确定青藏高原降水类型明显存在不足的地方 何会中等 (2006) 用 TRMM 资料详细研究了鲸鱼台风降水和水粒子空间分布的三维结构特征 郑媛媛等 (2004) 用 TRMM 卫星资料对淮河一次暴雨的降水结构与闪电活动进行了研究 刘奇等 (2007) 利用 TRMM/TMI 的资料, 首次借助卫星遥感对夏季青藏高原地区的潜热水平分布形式 垂直结构及其变化特征进行了分析 此外, 通过 TRMM 卫星探测信息来分析强对流降水的潜热变化特征和降水的结构特征, 可在一定程度上反映出强降水云团的性质和所处的 状态, 云团的热力和动力结构, 以及云团中降水的微物理性质 (Hobbs,1989;Zipser,1994) 本文使用 TRMM 卫星的观测资料以及宜宾雷达风廓线资料对宜宾夏季发生的 2007 年 7 月 9 日 ( ) 和 2007 年 8 月 日 ( ) 两次区域性暴雨过程中降水云团的水平和垂直结构变化特征 降水云团风廓线变化特征进行比较分析, 从而找出西南低涡和南海西行台风导致川南发生的暴雨在降水结构和风廓线上的共同特征和差异, 以及这些特征的演变情况 2 暴雨概况和天气形势 2007 年 7 月 8 日 20 时 9 日 20 时和 8 月 23 日 20 时 25 日 20 时宜宾均出现了区域性暴雨天气过程 ( 图 1) 暴雨天气过程为连续性降水, 有 28 站出现暴雨, 其中 3 站达大暴雨, 分别为南溪 (182.6 mm) 红桥 (131.8 mm) 和宜宾县 (114.7mm);2 站达特大暴雨, 分别为孔滩 (315.2 mm) 铁清 (287.1 mm), 降水中心出现在宜宾中北部的宜宾县和孔滩, 东部的红桥和南溪 暴雨天气过程中, 降水不连续, 且时大时小 3d 的降水过程中有 32 站雨量大于 50mm, 其中 12 站雨量大于 100 mm, 降水中心在宜宾中西部的屏山县 珙县和筠连县 2007 年 7 月 7 日 08 时到 10 日 08 时, 在川西北地区对流层低空始终有西南低涡活动, 正涡度深厚 高空为强大的南亚高压控制, 高层负涡度强度强 范围大, 在特大暴雨期间存在低层辐合高层辐散的暴雨典型结构 ( 图略 ) 8 日 20 时西南低涡南压, 范围扩大 ( 图 2), 在川南下起了暴雨 暴雨过程是受圣帕台风登陆后东风波的影响,23 日 20 时东风波开始进入四川盆地,24 日 02 时东风波与南部暖低压共同影响川东和川南地区,24 日 08 时东风波继续向川南延伸加强, 在宜宾下起了暴雨 ( 图 3)

3 李德俊等 : 基于 TRMM 卫星探测对宜宾夏季两次暴雨过程的比较分析 561 图 年 7 月两次暴雨过程的雨量分布 (a.8 日 20 时 9 日 20 时,b.8 月 23 日 20 时 25 日 20 时 ; 北京时 ) Fig.1 TotalrainfalsduringthetworegionalheavyraineventsinYibin (a.from20:00bt8julyto20:00bt9july2007,b.from20:00bt23augustto20:00bt25august2007) 图 年 7 月 8 日 14 时 (a) 20 时 (b)700hpa 位势高度 (dagpm) 及比湿 ( 阴影区 90%) Fig.2 Height(solidline,unit:dagpm)andhumidity (theareaswithhumidity 90% areshaded)fieldsat700hpa(a.at14:00bt,b.at20:00bt8july2007) 图 年 8 月 24 日 02 时 (a) 08 时 (b)700hpa 位势高度 (dagpm) 及比湿 ( 阴影区 90%) Fig.3 AsinFig.2butfor a.at02:00bt23,b.at08:00bt24august2007

4 562 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 3 资料 (1)TRMM 卫星资料 TRMM 卫星搭载的 PR TMI 和 VIRS 是基本测雨仪器 本文用到的是 PR 第 2 级产品 2A25, 它可以提供降水类型和降水率的垂直廓线等其他资料 在 宜宾暴雨天气过程中,TRMM 卫星探测到了 2 个时次的资料, 这两个时次为 2007 年 7 月 9 日 08 时 44 分 34 秒和 2007 年 7 月 9 日 13 时 38 分 19 秒 ( 均为北京时, 以下均同 ), 分别记为犃 犅时刻 这 2 个时刻正好对应着 暴雨第 2 次降水集中时段 (9 日 时 ) 的降水发展旺盛阶段以及降水减弱阶段 ( 以宜宾 孔滩 南溪和红桥 4 站为例, 图 4) 在 区域性暴雨天气过程中,TRMM 卫星其有 5 个 时次的资料, 分别为 8 月 23 日 09 时 37 分 35 秒 8 月 24 日 08 时 41 分 51 秒和 13 时 35 分 27 秒 ( 降雨发展旺盛阶段 ), 以及 8 月 25 日 09 时 23 分 42 秒和 14 时 17 分 20 秒 ( 降雨减弱阶段 ), 分别记为犆 犇 犈 犉 犌时刻 本文重点分析 和 暴雨过程中分别处于降雨发展旺盛阶段的犃 犇时刻和降雨减弱阶段的犅 犌时刻 (2) 宜宾雷达资料本文用到了 2007 年 7 月 8 日 20 时 10 日 20 时和 8 月 23 日 20 时 25 日 20 时宜宾多普勒雷达风廓线资料 4 结果 4.1 降水的水平结构考虑到宜宾附近地区海拔较高,4km 高度以下地表对 PR 回波会造成干扰, 选取 4.5km 高度做出降水率的水平分布, 时间方面分别选取了处于旺盛阶段的犃 犇时刻和减弱阶段的犅 犌时刻 ( 图 5 和 6) 从图 5 中可以看出, 发展旺盛阶段它们相同之处均是中尺度降雨系统, 可以看到降水系统由一个主降水云团和几个零散的降水云团组成, 不同之处, 降水水平范围比 要 大, 犃时刻主降水云团的水平范围大约 200km, 犇 图 年 7 月 8 日 20 时 9 日 20 时每小时雨量 Fig.4 Hourlyprecipitationduringthe periodof20:008 20:00BT9July2007 时刻主降水云团的水平范围大约 100km 从图 6 中可以看出, 减弱阶段犅时刻还保持着大块的降水云团, 犌时刻则只剩下零星的降水云团, 减弱阶段降水强度和范围比强盛阶段都有所减弱 图 5 发展旺盛阶段 4.5km 高度处降水率的水平分布 (a. 犃时刻,b. 犇时刻 ) Fig.5 Rainfalrateatthe4.5kmheightatthestageofdevelopment(a. 犃 time,b. 犇 time)

5 李德俊等 : 基于 TRMM 卫星探测对宜宾夏季两次暴雨过程的比较分析 563 图 6 减弱阶段 4.5km 高度处降水率的水平分布 (a. 犅时刻,b. 犌时刻 ) Fig.6 AsinFig.5butforthestageofdecayand (a. 犅 time,b. 犌 time) 4.2 降水的垂直结构对发展旺盛阶段犃 犇时刻, 减弱阶段犅 犌时刻的降水云团作垂直剖面 从图 7 可以看出发展旺盛阶段, 强对流降水的云顶高度可达 17km, 此高度远远超过了一般对流云的高度, 这是由于云中上升气流很强, 云体被抬升的很高 而 强对流降水的云顶高度相对矮一些, 约为 11km, 表明对流没有前者那么旺盛 另外二者云中降水强度随高度都呈非均匀分布, 最大降水强度出现在 6km 高度以下的对流层中低层 ; 从图 8 可以看出减弱阶段, 对流降水的云顶也可达 14km 左右的高度, 而 最高只有 7km, 降水强度随高度分布相对发展旺盛阶段也要均匀一些 从图 7 和图 8 可以看出, 层云的降水强度小于 10mm/h 4.3 降水率廓线分布 TRMM/PR 实测的降水率廓线各有区别, 但 Liu(2001) 和 Fu(2001) 利用主成分分析方法对降水廓线进行统计分析, 结果揭示第一主成分量在热带地区可解释总方差的 80% 以上, 且其重建廓线与平均廓线甚为相似, 表明平均降水廓线具有很好的代表性 这为我们利用平均廓线进行降水垂直结构研究提供了理论依据 平均廓线获取法 : 找到地面雨强在 1mm/h 附近的 (±0.5 mm/h 范围内 ) 的所有降水点, 对这些点垂直方向上各层对应的降水强度分别求平均, 做出平均降水廓线 依据这个方法, 再分别做出地面雨强分别为 和 35mm/h 的平均降水廓线 分析廓线时检查了宜宾当地两次过程的探空曲线, 过程中的 0-10 和 -20 C 温度层平均高度分别为 5.8 图 7 发展旺盛阶段犃 犇时刻降水垂直剖面 ( 所作剖面水平位置见图 5)(a b) 犃时刻,(c d) 犇时刻 Fig.7 Rainfalcross sectionatthestageofdevelopmentalongthehorizontalpositionsshowninfig.5 (a./b. 犃 time,c./d. 犇 time)

6 564 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 图 8 减弱阶段犅 犌时刻降水垂直剖面 ( 所作剖面水平位置见图 6)(a b) 犅时刻,(c d) 犌时刻 Fig.8 AsinFig.7butforthestageofdecayand (a./b. 犅 time,c./d. 犌 time) 图 9 对流降水率廓线 (a. 犃时刻,b. 犇时刻,c. 犅时刻,d. 犌时刻 ) Fig.9 Convectiverainfalprofiles(a. 犃 time,b. 犇 time,c. 犅 time,d. 犌 time) 7.6 和 9.2km, 而 过程的分别为 和 8.8km( 图略 ) 为了对比分析两次暴雨过程中降水强度随高度变化的情况, 这里给出了两次过程中犃 犅 犇和犌时刻的对流降水率廓线 ( 图 9) 和层云降水率廓线 ( 图 10) 从图 9 看出 的犃时刻对流降水率廓线 2 6km 出现明显的增雨现象, 说明 6km 以下存在强烈的雨滴碰并增长过程,6km 以上迅速减小 当到犅时刻时, 虽然与犃时刻相隔 427min, 但可以看到它的变化趋势,2 6km 呈减少趋势,

7 李德俊等 : 基于 TRMM 卫星探测对宜宾夏季两次暴雨过程的比较分析 km 呈增加趋势,8km 以上呈迅速减少趋势, 说明增长区由碰并层向冰水混合层转移 而 的犇时刻对流降水率廓线 2 5km 呈减小趋势,5 8km 呈增大趋势,8km 以上呈迅速减小趋势 ; 犌 时刻 2 4km 呈减小趋势,4 7km 呈增加趋势,7km 以上呈减小趋势, 说明增长区由冰水混合层向碰并层转移 从图 10 看出两次过程的层云降水廓线差异并不 大, 随高度增加, 降水强度呈减小趋势, 发展旺盛阶段约在 6 8km 减小最快, 减弱阶段约在 6km 以上降水强度快速减小 表明层云降水的物理过程稳定, 即层云降水主要来自冻结层冰雪的融化或水汽稳定抬升凝结成降水的 但也看出它们的一些细微的差别, 犃时刻层云降水层次可以达到 1 25mm 等 6 个层次, 而犅 犇和犌时刻减弱成 1 15mm 等 4 个层次, 犌时刻中 4 6km 有一个增雨现象 图 10 层云降水率廓线 (a. 犃时刻,b. 犇时刻,c. 犅时刻,d. 犌时刻 ) Fig.10 AsinFig.9butforstratiformrainfal 4.4 雷达风廓线分析从 2007 年 7 月 9 日 雷达风廓线演变图 ( 图 11) 看出,9 日上午 07 时 26 分 08 时 56 分 ( 犃时刻对应 08 时 39 分 08 时 48 分 ), 近地面至 4km 一直吹着西北风, 低层有强冷空气侵入 ; km 中高层西南风维持, km 高层出现了 20 m/s 的东到东北风急流, 高层辐散增强, 从而在暴雨区存在低层辐合高层辐散的典型垂直环流结构, 加上风向随高度顺转, 有暖平流, 为强的上升运动提供 了有利条件 13 时 22 分 13 时 45 分 ( 犅时刻对应 13 时 31 分 13 时 40 分 ), km 中高层由西南风转变为西北风, 随着风向的转变, 降水减弱直至停止 TRMM 卫星探测到犆 犌时刻, 雷达风廓线分别对应于 23 日 09 时 34 分 09 时 43 分,24 日 08 时 43 分 08 时 52 分 13 时 29 分 13 时 38 分,25 日 09 时 18 分 09 时 26 分和 14 时 12 分 14 时 21 分 从 雷达风廓线演变图 ( 图

8 566 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 12) 看出, 受到东风波影响, 犆时刻对应的风廓线有 3 段东北风,24 日 08 时 43 分调整为 km 整层东北风, 给后来强降水阶段犇时刻, 带来了大量的水汽 ; 犇时刻前后, km 整层的东北风, 犈时刻前后东北风高度降低, 仅 km 存在 至 25 日减弱时段, 降水云团活动区域再次下降, 在 3.4km 以下, 风速由东北转为东南风, 宜宾东 南部的云贵高原阻挡了水汽的输送通道, 降水逐渐停止 比较有意思的是犆时刻风向由低层 0.6km 处的东南风逆转为中层 4.3km 的东北风, km 由东北风逆转为西北风, 表明存在冷平流 ; 犇 犌时刻, 由西北风顺转为东北风, 表明有暖平流 冷暖平流的变化表明东风波过来时先降温后增湿, 为宜宾产生暴雨天气提供了条件 图 11 雷达探测 2007 年 7 月 9 日宜宾上空垂直风廓线变化 Fig.11 Temporalchangesintheverticalwindprofileat Yibinon9July2007asdetectedbytheradar 图 12 雷达探测 2007 年 8 月 日宜宾上空垂直风廓线变化 Fig.12 AsinFig.11buton23-25August2007

9 李德俊等 : 基于 TRMM 卫星探测对宜宾夏季两次暴雨过程的比较分析 567 由表 1 可以看出, 降水云团的垂直高度总体要小于 的 另外 西南低涡引起的暴雨过程, 风廓线上反映出降水云团垂直方向是连续的, 减弱时降水云团活动高度有所下降, 与降水率高度相差 2 4km, 对应的降水也是连续性的 而 东风波引起的暴雨过程, 风廓线上反映出降水云团活动时断时续, 与降水率高度相差 0 8km, 对应的降水也时断时续, 时大时小 造成这个现象的原因是西南低涡在川西高原形成以后, 迅速南压东移, 当影 响到宜宾地区甚至还有所加强, 引起的降水强度和范围要大得多 而南海台风随着西行能量逐渐消耗掉, 再加上宜宾附近地区海拔较高, 紧挨着云贵高原和川西高原, 东风波到达宜宾以后强度会逐渐减弱 综合比较图 10 和 11, 发现 大暴雨区存在低层辐合高层辐散的典型垂直环流结构, 而 暴雨过程不存在这种典型结构, 主要由于东风波槽前的东北风将水汽输送到宜宾地区, 由于川西高原和云贵高原大地形的阻挡, 水汽在宜宾抬升引发降水 表 1 犃 犌时刻卫星探测的降水率 (>1mm/h) 高度和雷达探测的降水云团高度 ( 单位 :km) Table1 Rainfalheightwithitsratelargerthan1mm/haswelastherainfalcloudclusterheight(unit:km) for 犃 - 犌 timesasdetectedbythesateliteandradar 项目内容 犃时刻 犅时刻 犆时刻 犇时刻 犈时刻 犉时刻 犌时刻 层云降水率高度 对流降水率高度 降水云层高度 ( 雷达风廓线 ) ( 不连续 ) ( 不连续 ) 结论利用 TRMM 卫星和宜宾多普勒雷达探测结果, 比较分析了 2007 年夏季在宜宾发生的 和 两次区域性暴雨过程降水云团的水平和垂直结构变化特征 降水云团风廓线变化特征, 从而找出川南由西南低涡和南海西行台风引发的暴雨在降水结构和风廓线上的共同特征和差异, 以及这些特征的演变情况 根据分析, 得到如下结论 : (1) 降水水平结构特征 : 两次过程中发展旺盛阶段降水系统均由一个主降水云团和几个零散的降水云团组成, 但 主降水云团的水平范围要大一些, 约 200km, 主降水云团的水平范围大约 100km 减弱阶段 还保持着大块的降水云团, 则只剩下零星的降水云团 (2) 降水垂直结构特征 : 发展旺盛阶段, 强对流降水的云顶高度可达 17 km, 而 的约为 11km, 另外二者云中降水强度随高度都呈非均匀分布, 最大降水强度出现在 6 km 高度以下的对流层中低层 ; 减弱阶段, 的云顶也可达 14km 左右的高度, 而 最高只有 7km, 降水强度随高度 分布相对发展旺盛阶段也要均匀一些 (3) 平均降水率廓线和最大降水率廓线变化情况是 km 逐渐增大, 在 km 达到最大,5 8km 迅速减小, 降水率廓线高度与降水云团活动相差 2 4km, 而 降水率廓线高度与降水云团高度相差 0 8km (4) 比较这两次暴雨过程的雷达风廓线, 发现 大暴雨区存在低层辐合高层辐散的典型垂直环流结构, 减弱时降水云团活动高度有所下降, 但雷达风廓线上反映出降水云团活动垂直方向均为连续的, 对应的降水也是连续性的, 而 暴雨过程的雷达风廓线上反映出降水云团活动是时断时续的, 对应的降水也是时断时续和时大时小的 致谢 : 感谢四川省气象台顾清源高工, 宜宾市气象局尧登宇高工和宜宾雷达站黄晓文工程师提供宝贵的雷达资料 参考文献 陈忠明, 黄福均, 何光碧 热带气旋与西南低涡相互作用的个例研究 I: 诊断分析. 大气科学,26(3): 程明虎, 刘黎平, 张沛源等 暴雨系统的多普勒雷达反演理论和方法. 北京 : 气象出版社, 傅云飞, 冯静夷, 朱红芳等 西太平洋副热带高压下热对流降水结构特征的个例分析. 气象学报,63(5):

10 568 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2010,68(4) 傅云飞, 刘栋, 王雨等 热带测雨卫星综合探测结果之 云娜 台风降水云与非降水云特征. 气象学报,65(3): 傅云飞, 宇如聪, 徐幼平等.2003.TRMM 测雨雷达和微波成像仪对两个中尺度特大暴雨降水结构的观测分析研究. 气象学报,61 (4): 何会中, 程明虎, 周凤仙 号 ( 鲸鱼 ) 台风降水和水粒子空间分布的三维结构特征. 大气科学,30 (3): 何文英, 陈洪滨.2006.TRMM 卫星对一次冰雹降水过程的观测分析研究. 气象学报,64(3): 李万彪, 陈勇, 朱元竞等 利用热带降雨测量卫星的微波成像仪观测资料反演地面降水. 气象学报,59(5): 刘奇, 傅云飞 夏季青藏高原潜热分布及其廓线特征. 中国科学技术大学学报,30(3): 秦剑, 琚建华, 解明恩 低纬高原天气气候. 北京 : 气象出版社, 吴庆梅, 程明虎, 苗春生 用 TRMM 资料研究江淮 华南降水的微波特性. 应用气象学报,14(2): 姚展予, 李万彪, 高慧琳等 用 TRMM 卫星微波成像仪遥感地面洪涝研究. 气象学报,60(2): 郑媛媛, 傅云飞, 刘勇等 热带测雨卫星对淮河一次暴雨降水结构与闪电活动的研究. 气象学报,62 (6): 朱禾, 邓北胜, 吴洪 湿位涡守恒条件下西南涡的发展. 气象学报,60(3): AwakaJ,IguchiT,OkamotoK.1998.Earlyresultsonraintype classification by the tropical rainfal measuring mission (TRMM)precipitationradar.Pro.8th URSIcommission F OpenSymp,Averior,Portugal, FuYunfei,LiuGuosheng,WuGuoxiong,etal.2006.Towermast ofprecipitationoverthecentraltibetanplateausummer.geo physreslets,33(l05802):1 4 FuYunfei,LiuGuosheng.2007.Possiblemisidetificalofraintype bytrmm PRoverTibetenPlatean.JApplMeteorClimatol, 46(5): HobbsP V.1989.Researchoncloudsandprecipitationpast,pres ent,andfuture.bulamermeteorsoc,70: JinXin,LiWanbiao,ZhuYuanjing.2003.Astudyonthe Meiyu front using TRMM/ PR data during the 1998 GAME/ HUBEX.AdvAtmosSci,20: LiuG,FuY.2001.Thecharacteristicsoftropicalprecipitationpro filesasinferredfromsateliteradarmeasurements.jmeteorsoc Japan,79: SchumacherC,HouzeR A.2003.Stratiformraininthetropicsas seenbythetrmmprecipitationradar.jclimate,16(11): ShortD A,NakamuraK.2000.TRMMradarobservationsofshal lowprecipitationoverthetropicaloceans.jclimate,13(23): ZipserEJ,LutzK R.1994.Theverticalprofileofradarreflectivity ofconvectivecels:astrongindicatorofstorm intensityand lightningprobability.mon WeaRev,122:

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