位于东亚夏季风边缘摆动区(曾剑等，2016)西界、青藏高原东坡的甘肃陇东南与陕西交界区，年平均暴雨日数为0.1—0.4 d(李栋梁等，2000)，暴雨多由中尺度强对流系统诱发(张之贤等，2013；刘燕飞等，2015；傅朝等，2015)，并伴随短时强降水、雷暴等剧烈天气，加之该地区特殊而复杂的地质、地理和生态环境，强降水极易引发山洪地质灾害并造成较大的人员伤亡和财产损失(曲晓波等，2010；郭慧等，2007)。作为强降水的主要观测手段，气象雷达可以清晰探测到降水系统的水平和垂直结构，是强降水临近预报和科学研究的主要工具(Gorgucci, et al, 2000；张亚萍等，2006；Germann, et al, 2006；Battaglia, et al, 2015)，但地基气象雷达受到地形条件和地物环境的限制(刘黎平，2002；寇蕾蕾等，2016)，往往存在探测盲区，观测资料存在缺陷，难以揭示强降水的详细内部结构，对强降水云系特征的认识也较为缺乏。1997年发射的热带测雨卫星(Tropical Rainfall Measure Mission，TRMM)，其主要任务是探测热带、亚热带地区的降水结构、雨强及降水分布和变化，为了解全球气候变化机制和监测环境变化提供数据积累。卫星探测器所发射的微波可以穿透一定的云层，对云中微物理特征的探测更为直观；利用云层中的雨滴对微波辐射传输的强烈衰减，可以用星载微波辐射计探测到更多的降雨信息。TRMM卫星的升空运行，极大地丰富了对降水过程的探测手段，也为陆面降水的研究提供了便利条件(Kummerow, et al, 2000)。利用TRMM卫星探测资料来研究强降水结构特点，可以弥补地基观测的不足，是认识强降水系统发生、发展规律的手段之一。

对TRMM卫星探测资料的研究已经引起中国学者的重视，在近20年来的科研工作中被广泛应用。傅云飞等(2003, 2005, 2016)利用TRMM卫星的测雨雷达和微波成像仪探测结果，研究了发生在武汉地区和皖南地区的两个中尺度强降水系统的三维结构特征、中国东南部副热带高压(副高)下的热对流降水结构特征，并针对TRMM卫星探测资料误判青藏高原降水类型的不足提出基于云顶亮温和降水回波顶高的重新分类方法。郑媛媛等(2004)利用TRMM卫星探测资料发现淮河暴雨在冷锋加强时锋面降水均属强对流性质，与武汉附近中尺度强降水垂直结构的对比表明，最大雨强出现的高度有显著差异，闪电活动均发生在冷锋的强对流降水云团中。何文英等(2006)利用TRMM卫星探测资料对一次冰雹降水过程的观测分析表明，对流云降水强度一般大于30 mm/h，且随着降水的延续呈逐渐减弱的趋势，降水高度主要集中在8—12 km，云顶高度接近15 km；李德俊等(2009, 2010)利用TRMM探测资料对四川盆地的降水结构进行分析，袁铁等(2010)利用TRMM卫星探测资料研究了华南飑线的闪电与降水结构的关系，指出系统中对流降水面积仅为层云的一半，但是总雨强却远大于层云，绝大多数闪电发生在对流云区，6 km高度上闪电发生区附近的最大雷达反射率因子主要集中在35—50 dBz。蒋璐君等(2015)利用TRMM卫星探测资料对青藏高原涡与西南涡引发的强降水进行对比研究，发现青藏高原涡比西南涡的降水强度和范围大，但西南涡对流降水的比例比青藏高原涡高，其对应的雨顶高度比青藏高原涡高。

上述研究表明，TRMM卫星探测资料已被广泛应用于中国东部平原、青藏高原等地中尺度对流降水的三维结构研究。地处青藏高原东坡的甘肃陇东南—陕西西部位于青藏高原大地形和中东部低海拔的过渡区，目前利用TRMM卫星探测资料对这一区域强降水的研究尚少；与此同时，地基天气雷达的探测受地形分布的影响和制约，在青藏高原东坡的复杂山地地形条件下，地基雷达存在很多探测盲区，利用高时、空分辨率的TRMM探测资料研究该地区强降水的三维结构可以有效避免地基雷达的缺陷。因此，本研究利用TRMM卫星的探测资料，甘肃、陕西地面观测逐时加密降水量资料，西峰C波段多普勒雷达反射率因子和径向速度资料，NCEP/NCAR逐日1°×1°再分析资料，ERA-Interim逐日0.125°×0.125°再分析资料，对2013年7月21日发生于甘肃陇东南—陕西关中西部地区的一次大范围暴雨过程进行分析，以此了解青藏高原东坡强降水系统的水平和垂直结构特征，进一步认识降水云团的温、湿度和动力结构以及云中微物理过程的发展过程。

2013年7月21日08时—22日08时(北京时，下同)，青藏高原东坡的甘肃省陇东南与陕西的交界处发生了一场区域性暴雨天气过程，两省共有317个乡镇出现暴雨、80个乡镇大暴雨，1个乡镇特大暴雨(平凉市灵台县东王沟村降水288.7 mm)，甘肃境内的灵台、宁县、甘谷、秦城等4县(区)24 h降水量突破了历史极值。从24 h雨量和短时强降水频次分布(图 1)可以看出，暴雨带呈西南—东北走向，主要出现在甘肃天水—平凉—庆阳与陕西的交界处，特大暴雨中心位于甘肃灵台县和陕西麟游县；同时暴雨区出现了大范围的短时强降水(≥20 mm/h，中国中央气象台标准)，其中，甘肃138个乡镇，陕西68个乡镇；大暴雨区强降水的频次普遍≥2次，特大暴雨中心附近为4—7次。从图 2可以看出，20—23时是对流天气发展最为旺盛的阶段，甘陕两省108个乡镇出现了短时强降水，且≥30 mm/h的降水几乎都发生在这一时段，最大小时雨量为20日21时灵台县东王沟村的82.3 mm。

图 1 2013年7月21日08时—22日08时24 h降水量(色阶)及短时强降水频次(数字)出现乡镇(黑点)分布 Figure 1 Distribution of stations with short-term strong rainfall (black dots, number) and total rainfall (shaded) from 08:00 BT 21 to 08:00 BT 22 July 2013

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图 2 短时强降水散点分布 Figure 2 Time series of short-term strong rainfall

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西北东部暴雨与对流性天气的多发始于6月下旬，其中，7月下旬和8月上旬是降水最集中、强度最强的时段，具有明显的“七下八上”之规律。从图 3a可以看出，2013年7月21日20时，副热带高压(副高)已西伸北抬至110°E附近，副高西北侧青藏高原东坡形成了西低东高的环流形势，四川盆地—河套有一西南—东北向的低压槽，槽后偏北风携带的冷空气与槽前偏南气流携带的暖湿空气在甘肃陇东南与陕西交界的地区交汇。从700 hPa水汽通量的配置可以看出(图 3b)，来自中国南海的水汽在偏南急流的携带下输送至40°N以北的地区，并且在陇东南—陕西中部一带形成风速、风向的辐合，充沛的水汽在这一区域汇聚，为强降水提供了良好的水汽条件。从风速的分布来看，陇东南地区位于低空大风速带前端左侧，具有良好的辐合抬升条件(高守亭等，2003；陶祖钰, 1980)，急流的强风速脉动对于中尺度雨团也有明显的触发作用(孙淑清等，1980)。

图 3 (a) 500 hPa高度场(等值线，gpm)叠加700 hPa风场(风矢)和2 km以上地形(绿色阴影)，(b) 700 hPa水汽通量及风场(色阶，单位：kg/(hPa·m·s)) Figure 3 500 hPa height (contours, unit: gpm) superimposed on 700 hPa wind (barb arrow) (a) and 700 hPa moisture flux (shaded, unit: kg/(hPa·m·s)) (b) at 20:00 BT 21 July 2013 (The areas shaded in green indicate topography higher than 2 km)

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研究表明，西北、华北地区夏季的短时强降水一般与对流过程有关，中尺度对流系统(MCS)是这类过程的典型触发系统(郭大梅等，2015), 多单体途经同一地点形成的“列车效应”往往造成平均降水量达到暴雨(≥50 mm)甚至大暴雨(≥100 mm)的降水(孙继松等，2015)。深厚对流发生必须满足水汽、不稳定、抬升等3个条件(俞小鼎，2011；Doswell Ⅲ，1987)，而在实际预报业务中，预报员通常通过分析表征对流天气的中尺度环境条件来判断强对流发生的潜势，这可以给预报员提供一个清晰的预报思路。

图 4给出了基于NCEP/NCAR再分析资料计算的本次强对流天气中尺度环境条件(黄玉霞等，2014)，可以看出，21日20时，来自中国南海的暖湿空气被副高西南侧的偏南气流(700 hPa显著流线)输送至甘肃陇东南和陕西交界的青藏高原东坡附近，整层大气可降水量(PW)在40 mm以上，其中暴雨区更是≥45 mm(远大于7月短时强降水发生时大气可降水量需满足≥35 mm的临界阈值)；同时，在甘肃陇东南和陕西交界处存在一个对流有效位能(CAPE)大值区(≥450 J/kg)，1100 J/kg的对流有效位能大值中心位于天水—陕西宝鸡交界处，暴雨区位于对流有效位能的高梯度分布区，同样对强降水有较好预报指示意义的不稳定对流参数(LI)在暴雨区也都＜-2.5℃，甚至＜-3.5℃，700、200 hPa也存在(2.0—6.0)×10^-5 s^-1正涡度区和(-9.5—-3.0)×10^-5 s^-1的负涡度区(图略)，这都预示着大气已处于极度的热力不稳定状态；最后，在500、700 hPa槽线或切变线及地面冷锋或辐合线的触发下产生强降水，低层急流、高低层辐散(辐合)以及槽前正涡度平流产生的强上升运动都为对流的维持和发展提供了动力条件，降水落区多位于700 hPa切变线与地面辐合线的右侧。

图 4 2013年7月21日20时中尺度分析 Figure 4 Meso-scale analysis at 20:00 BT 21 July 2013

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TRMM卫星搭载了测雨雷达(Precipitation Radar，PR)、微波成像仪(TRMM Microwave Imager，TMI)、闪电成像仪(Lightning Imaging Sensor，LIS)、可见光与红外扫描仪(Visible Infrared Scanner，VIRS)和云及地球辐射平衡系统(Clouds and the Earth's Radiant Energy System，CERES)五个探测器，本研究主要使用TRMM的第7版本卫星探测资料，包括PR的2A23(降水特征)和2A25(雨强和降水廓线)标准产品，TMI的1B11(辐射)和2A12(水汽廓线)标准产品。

其中，TRMM标准资料2A23、2A25、1B11和2A12分别来自PR和TMI探测结果的处理和反演(Kummerow, et al, 1998)。PR是主动测雨雷达，可以定量测量陆地和海洋的雨强，为研究降水结构提供雨强的水平和垂直分布数据。PR的工作频率是13.8 GHz，水平分辨率为星下点4.3 km，垂直分辨率为星下点250 m，可以从地表均匀地探测到20 km高度处。PR的标准产品2A25中的雨强数据由Z-R关系计算而来，可以提供降水的三维结构特征(Iguchi, et al, 2000)。TMI是一部被动微波遥感器，有9个通道，以圆锥方式进行扫描，扫描宽度为758.5 km，水平分辨率随频率在5至39 km变化。TMI可以从地面不均匀地探测到18 km高度处(Kummerow, et al, 1998)，其标准产品2A12包含可降水、可降冰、云水、云冰以及潜热的垂直廓线，共14层(Schumacher, et al, 2003)。

由于TRMM卫星运行轨道与赤道平面成35°角，是一颗非太阳同步卫星，每天不定点、不定时扫描38°S—38°N的范围，要找到与TRMM资料时、空匹配较好的个例及天气系统发展过程，存在一定的难度，文中所研究的2013年7月21日青藏高原东坡强降水过程，TRMM卫星过境时间为2013年7月21日21时37分，轨道号为89318。由图 2可知，此时正值对流发展的旺盛阶段，将利用TRMM卫星探测资料来分析这次强降水过程的三维结构、雨顶高度以及降水廓线等结构特征，以期能够丰富对青藏高原东坡强降水结构的认识，对于了解青藏高原东坡暴雨成因及发展演变也具有重要意义。

TRMM卫星通过所搭载的雷达是否探测到0℃亮带以及雷达回波强度是否超过39 dBz来区分层云降水和对流云降水，这些降水类型数据由2A25资料提供。从本次过程中TRMM卫星于21时37分过境时探测的两种类型降水样本点分布可知(图 5)，在降水较为集中的(34°—36°N，105°—109°E)区域中，数量较少的对流云样本被大量的层云样本包围着，统计表明对流降水和层云降水的样本数分别为191和2579(表 1)，二者的比约为0.07。从样本数量上看，对流降水只占总样本的6.9%，但是对流降水的平均雨强约为层云降水的4.7倍，对流降水对总雨强的贡献达到了25.6%。

图 5 2A25对流降水和层云降水的样本分布 Figure 5 Distribution of samples of convective and stratiform precipitation

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从TMI 85 GHz微波辐射亮温(图 6a)可以看出，降水云系呈西南—东北走向的片状分布，暴雨区的微波亮温值几乎均＜250 K，特大暴雨中心附近还存在＜190 K的亮温区，说明处于对流旺盛阶段的降水云中非均匀的分布着含量较多的冰粒子，因为降水云中的冰粒子含量越高，散射信号越强，微波亮温越低，并且亮温越低的区域降水越强(何文英等，2006；傅云飞等, 2003, 2007)。考虑到青藏高原东坡的复杂地形(图 6b)，4.5 km高度以下地表对PR回波会造成干扰，因此，给出了PR捕捉到的4.5 km高度附近卫星雷达图像。

图 6 21时37分(a)TMI 85 GHz微波辐射亮温、(b)青藏高原东坡地形高度、(c) 4.5 km反射率因子、(d)整层平均雨强及(e)21时小时雨量分布 Figure 6 21:37 BT (a) brightness temperature detected by the TMI 85-GHz microwave radiometer from TRMM TMI, (b) topography height higher than 1000 m along the eastern slope of the Tibetan Plateau, (c) reflectivity factor at 4.5 km height averaged rainfall rate from rain top to rain bottom, (d) 1 h rainfall at 20:00 BT

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对比微波辐射亮温和回波强度、雨强水平分布可知，微波亮温与回波强度、雨强分布在空间走向趋势上有很好的对应关系，即微波辐射亮温＜210 K的地方对应45—50 dBz的强回波信号(图 6c)，同时对应30—50 mm/h的强降水(图 6d)，20—30 mm/h强降水对应的亮温则为220—230 K，对应的强回波也明显减弱，为35—40 dBz。从图 7c、d还可以看出，降水系统的水平结构主要呈带状分布，东西长约400 km，南北宽约100 km，主雨带中零散分布着3个尺度20—50 km的β中尺度对流性降水雨团(A—C)，最强的降水雨团A位于泾川、灵台县附近区域，中心最大小时雨量≥32 mm，与地面观测的主降水中心位置和雨强量级均较为一致(图 6e)。值得注意的是在对流发展旺盛阶段，降水仍以大范围、强度弱的层云降水为主，两种类型降水共同构成了此次过程的混合性带状降水雨团。

图 7 西峰多普勒雷达0.5°(a—c)与1.5°(d—f)仰角21时49分(a、d)、22时(b、e)、22时20分(c、f)径向速度 Figure 7 Real-time radial velocity observed by Doppler radar at (a) 21:49 BT, 0.5°; (b) 22:00 BT, 0.5°; (c) 22:20 BT, 0.5°; (d) 21:49 BT, 1.5°; (e) 22:00 BT, 1.5°; (f) 22:20 BT, 1.5°

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TRMM卫星探测区域是一条有限的窄带，一天最多两次扫过目标区，无法给出降水系统的演变信息。为了弥补这一不足，刘黎平(2002)、周淼(2014)利用地基雷达对降水系统的演变进行了验证和补充。因此，文中利用距离降水中心最近的西峰多普勒雷达研究了TRMM卫星观测邻近及后续阶段降水系统的演变特征，从雷达观测到的径向速度分布(图 7，去模糊化)可以看出，从21时49分开始，在灵台附近区域出现较明显的风速辐合，在径向速度图上表现为逆风区(图中红色方框所示)，逆风区内最大风速超过12 m/s，且对应着回波强度最大的地方(图略)；逆风区的位置与TRMM卫星探测到的主降水中心的位置很接近，随着时间推移，逆风区范围逐步扩大，并在灵台—长武一带发展维持，说明在这一区域附近偏北风和偏南风的辐合也在不断发展，辐合上升的对流活动持续时间超过1 h(图中给出了逆风区出现到最强的前30 min图像)。这一特征的出现反映了局部整层抬升或强对流内的上升气流引起的水平动量交换过程，这种动量的交换影响了水平辐合、辐散的强弱和分布。较稳定的对流活动位置和较长的对流持续时间是这一带强降水的成因。此外，在雷达西南方70 km距离附近的大片辐合带与图 4给出的地面辐合线位置较为一致。

雨强频率(谱)分布(图 8)表明，对流降水的雨强谱比层云降水宽得多。对流降水的雨强谱集中在1—50 mm/h，其中20—30 mm/h的雨强占总雨强的29%，贡献最大，30—50 mm/h贡献不足15%，与江淮地区有显著区别，如武汉和皖南中尺度特大暴雨中30—50 mm/h对总雨强的贡献最大(傅云飞等，2003)；1—30 mm/h 4个范围内雨强百分比依次增大，而样本数所占百分比则与之相反。层云降水的雨强谱主要集中在0—20 mm/h，从雨强分布来看，1—5 mm/h的雨强对总雨强的贡献最大，可以达到50%，样本比例也最高，达53%；其次是5—10 mm/h，对总雨强的贡献为35%，样本比例约37%。

图 8 对流降水(a)和层云降水(b)的近地面雨强谱分布 Figure 8 Spectra distributions of surface precipitation rate for (a) convective and (b) stratiform precipitation

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研究表明，降水的垂直结构可反映降水雨团的热力和动力结构特性以及雨团中降水的微物理特性(Zipser, et al，1994)。图 9c是利用2 mm/h等雨强面给出的主雨带3维视图，与图 9a区域相对应，可以直观地看出层云降水和对流降水的分布及结构区别：主降水带中层云降水顶部相对较为平缓，对流降水的顶部则凸起明显；主降水带中弱回波空隙也有所体现，大范围的降水雨团之间存在着弱降水区甚至无降水区，造成这现象的原因可能是周围的上升运动引发的垂直环流在这些区域形成了气流下沉(王建捷等，2002)。

图 9 4.5 km高度处雨强(a)与沿CD线段剖面(b)，2 mm/h等雨强面三维结构(c，E点为(a)中AB与CD交点，也是最大雨强中心在地面的投影点)及沿(a)中AB线段剖面(d) Figure 9 Distribution of near surface precipitation rate captured by TRMM (a), 3D structure derived from precipitation rate in the surface of 2 mm/h precipitation isoline (c) and vertical cross sections of the main precipitation clouds along CD (b) and AB (d) shown in Fig. 9a

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图 9b、d是TRMM卫星测雨雷达探测的降水云系中雨强大值中心沿CD和AB所做的垂直剖面，可以看出对流降水云呈柱状自地面伸展，对流雨团顶部在E点附近，对流雨团E的雨顶的最大高度可达12 km，除去地形高度以后强对流的雨顶高度也可以达到约10 km，说明对流雨团中垂直上升气流很强，云体被抬升至较高的高度。除此之外，大部分降水的雨顶在10 km左右。雨强垂直剖面还表明，雨强大(≥50 mm/h)的质心高度多出现在2—6 km，这与郑媛媛等(2004)、李德俊等(2010)的研究相同。

同样地，作为对TRMM卫星探测结果的补充，对卫星探测邻近和后续时次(21时38分、22时和22时20分)的西峰地基多普勒雷达探测结果进行了分析。图 10给出了TRMM PR(图 10a，21时37分)和西峰雷达探测的4.5 km高度回波反射率因子(图 10b—d，探测时次分别为21时38分、22时和22时20分，与图 7的3个探测时次对应)。可以看出在邻近时次(图 10a、b)，两种雷达探测到的主降水中心区域回波都呈L形分布(图 10a、b中红色曲线标注)，回波的轮廓形态和空间位置都较为一致，但二者探测的强回波面积和强度不同，相对于地基雷达探测结果，PR探测的强回波中心区域面积较大且回波强度较强(约5 dBz)。刘黎平(2002)的研究曾指出，地基雷达和TRMM PR探测会使高于18 dBz的回波面积分别增加2%和13%，并且TRMM PR可在强回波中心探测到更高的反射率因子，此对比结果与其研究结论一致。另外，从图中还可以看出，相对于PR探测结果，地基雷达的水平回波形态更为清晰。对21时38分的地基雷达4.5 km高度回波反射率因子做了和图 9相同路径的剖面，如图 10e、f，分别给出了沿AB和CD的反射率因子剖面(剖面路径对应图 9b和d)，可以看出，相邻时次的地基雷达反射率因子和PR雨强给出降水系统垂直结构(图 9)较为相似，反射率因子和PR雨强的大值中心位置基本吻合；高于30 dBz的回波主要集中在2 km以下高度，属于低质心降水回波，且在垂直方向回波无倾斜现象，在这种回波特征条件下，出现短时强降水的概率较大(段鹤等，2014)。地基雷达的反射率因子剖面与PR探测的雨强剖面结构较为一致，仅从反射率因子强度来看，强降水中心附近的回波垂直发展并不旺盛，但是PR则提供了更为精细和直接的雨强探测结果，有助于更好地探究强降水系统的结构特征。

图 10 2013年7月21日4.5 km高度反射率因子 (a.21时37分PR探测，b.21时38分地基雷达探测，c.22时地基雷达探测，d.22时20分地基雷达探测，e.沿(b)中AB剖面，f.沿(b)中CD剖面) Figure 10 (a) TRMM PR reflectivity image at 4.5 km at 21:37 BT, (b) reflectivity factor observed by Doppler radar at 4.5 km at 21:38 BT, (c) reflectivity factor observed by Doppler radar at 4.5 km at 22:00 BT, (d) reflectivity factor observed by Doppler radar at 4.5 km at 22:20 BT, (e) reflectivity profile along AB shown in (b), (f) reflectivity profile along CD shown in (b)

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对降水云团内部大气特征及差异的认识对进一步研究降水云团内水成物结构和潜热结构特点等有着非常重要的意义，夏静雯等(2016)利用TRMMPR和全球探空数据集，通过融合计算的方式研究了雨季东亚和南亚降水云内的温、湿度结构和不稳定能量特点。因此，文中试利用探空或再分析资料研究这次大暴雨中心附近大气内部温、湿、风的垂直结构。由于探空时间固定，要利用探空站资料研究降水云内的大气温、湿度结构，就必须以探空时间为基准，对PR逐轨道降水资料进行匹配，即要求降水廓线位于探空站0.25°经纬度范围内、时间窗口为±1.5 h(夏静雯等，2016)。这次强降水过程TRMM卫星的过境时间为21时37分，距离暴雨区最近的平凉探空站(36.6°N, 106.7°E)虽然能满足时间窗口的匹配，但不能满足0.25°经纬度范围的匹配要求，所以文中将利用ERA-Interim逐日再分析数据(垂直方向37层，0.125°×0.125°)，给出了最大降水中心灵台县(35.12°N，107.6°E)附近的探空曲线——斜T-lgp图(图 11)。

图 11 强降水中心(35.12°N，107.6°E)斜T-lgp图 (a.14时，b.20时；红色虚线为状态曲线，黑色实线为温度廓线，蓝色实线为露点温度廓线，右侧为风廓线) Figure 11 Skew-T-lgp diagrams in the precipitation core (35.12°N, 107.6°E) (a. 14:00 BT, b. 20:00BT; State line, red; Temperature profile, black; Dew point temperature profile, blue)

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14时(图 11a)，对流层底层和高层的湿度条件较好，但中层较干，温度露点差大于8℃，对流有效位能为1920 J/kg，850—300 hPa盛行西南风，300—200 hPa均受西风控制，200 hPa以上转西北风。至20时(图 11b)，水汽条件最显著的变化是对流层中高层(500—300 hPa)迅速增湿，温度露点差约为2.0℃，同时对流层低层850—600 hPa的温度露点差也进一步减小，小于0.5℃，大气接近饱和状态；对流有效位能为2533 J/kg，较14时增加了613 J/kg；对流层各层的风向基本没有发生变化，但风速显著变大，其中，对流层中下层(850—500 hPa)增大约2 m/s，中高层(500—300 hPa)增幅最大，约6 m/s，这也是该层水汽条件快速增大的原因。20时大气柱温、湿、风配置表明，降水中心区域大气为潜在不稳定型，非常有利于对流系统的发展。

雨顶高度是TRMM PR天线接收的第一个信号高度，也是降水廓线的最大高度，雨顶高度低于云顶高度，然而相对于云顶高度，雨顶高度能更好地反映出降水系统的垂直发展程度(蒋璐君等，2014)。近地表(4.5 km处)不同地表雨强条件下雨顶高度的变化表明(图 12)，对流降水平均雨顶高度随地面雨强的增强而不断升高，平均雨顶的高度在5—12 km，这与傅云飞等(2005, 2012)的研究结论一致，最大雨顶高度超过11 km，与前文雨强垂直剖面给出的结果(~12 km)较为吻合，说明这一时段低层有较强的辐合上升运动，强降水系统垂直发展较为旺盛。层云降水的雨顶高度和对流降水相比存在一定的差异，1—10 mm/h雨强随雨强增大而升高，但雨强大于10 mm/h后出现随雨强增大而降低现象，与青藏高原涡层云降水的特点一致(蒋璐君等，2014)；层云降水的雨顶高度没有突破7.5 km，主要分布在6—7.5 km。

图 12 不同地表雨强条件下对流雨团雨顶高度 (a.对流降水，b.层云降水) Figure 12 Changes in the top of the heavy precipitation system corresponding to different surface precipitation rate (a. convective, b. stratiform)

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Liu等(2001)的研究指出，给定降水类型和地表雨强，平均降水廓线可以代表实际廓线的80%以上变化特点。傅云飞等(2003)、何文英等(2006)以及蒋璐君等(2014)都曾在研究强降水结构时使用了这一方法。文中选取地面雨强±0.5 mm/h范围内的所有降水样本的垂直廓线，求其平均廓线作为该雨强对应的降水垂直廓线，得到图 13，其中图 13a和b分别为对流降水和层云降水的平均廓线。可以看出，在对流降水中，随着高度的升高，不同地表雨强减弱最为明显的高度主要集中在6 km以下，降水强度随高度升高的总趋势趋于减弱，但在一定高度(6 km以下)范围内存在雨强随高度升高而增大的情况，并且在多个地表雨强廓线中都有所体现，其中，50 mm/h地表雨强廓线在5 km高度附近的转折最为明显，说明对流系统的垂直发展是不均匀的；对流降水的廓线最高高度主要集中在12 km以下。与之相比，层云降水的垂直廓线则相对简单，层云降水不同地表雨强的廓线整体随高度升高而减弱的趋势较为一致，主要的变化范围集中在6—7 km以下，在此之上，降水廓线的变化非常微弱。

图 13 对流降水(a)和层云降水(b)在不同地表雨强条件下的降水平均廓线分布 Figure 13 Distributions of averaged precipitation rate profiles observed by TRMM PR (a. convective, b. stratiform)

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利用TRMM卫星探测资料和NCEP再分析资料，结合地面观测资料，以2013年7月21日发生于青藏高原东坡甘陕交界处一次大暴雨过程为例，研究分析了暴雨强降水系统的水平和垂直结构特征，以及降水的雨顶高度、垂直廓线和不同类型降水的雨强谱分布等特征，得到以下主要结论：

(1) 高能、高湿的不稳定大气在700 hPa切变线和地面辐合线的触发下产生了此次大暴雨过程，对流天气的中尺度环境条件分析表明，暴雨降水具有明显的强对流性质。

(2) 从水平结构来看，降水系统由成片的层云雨团中分散分布的多个对流性雨团组成，对流样本数远少于层云，但平均雨强是层云的4.7倍，对总降水的贡献达到25.6%。以超过10 mm/h雨强为强度标准，3个20—50 km、回波强度在45—50 dBz的β中尺度对流雨团零散地分布在主雨带中，对应＜210 K的微波辐射亮温区和≥32 mm/h的地面强降水。对流降水的雨强谱集中在1—50 mm/h，其中20—30 mm/h的降水对总雨强的贡献最大，而90%的层云降水雨强均小于10 mm/h，这与中国东部降水有着显著区别。相对于TRMM PR探测结果，地基雷达的水平回波形态更为清晰，从不同仰角给出的径向速度分布可以看出，在强降水中心区域有逆风区发展并维持超过1 h，较稳定的对流活动位置和较长的对流持续时间是这一带强降水的成因。

(3) 从垂直结构来看，主降水带中层云降水顶部相对较为平缓，对流降水的顶部则凸起明显，主降水带中弱回波空隙也有所体现，大范围的降水雨团之间存在着弱降水区甚至无降水区。降水中心区域大气探空曲线配置表明，大气湿层深厚且对流层低层接近饱和，对流有效位能≥2500 J/kg，非常有利于对流系统的发展和强降水的形成。对流降水云呈柱状自地面伸展，平均雨顶高度随地面雨强的增强而不断升高，在5—12 km，强降水中心区域的质心在6 km以下，地基雷达也表现出了显著的低质心回波特征，而TRMM PR则提供了垂直方向更为精细的降水系统结构特征。降水廓线反映出强降水系统中降水主要集中在6 km以下高度范围，且降水强度在垂直方向分布不均匀，对流降水和层云降水的降水强度随高度升高的总趋势是趋于减弱，但在一定高度范围内，对流降水中存在降水强度随高度升高而增大的情况，并且在多个地表雨强廓线中都有所体现。