青藏高原地區(qū)深對(duì)流系統(tǒng)特征分析

谷艷茹 范廣洲

(成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院/高原大氣與環(huán)境四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/氣候與環(huán)境變化聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室，成都 610225)

引言

青藏高原(下簡(jiǎn)稱高原)有“世界屋脊”之稱，平均海拔在4500 m以上，由于其特殊的大地形造成的動(dòng)力及熱力作用對(duì)東亞乃至全球的氣候和環(huán)流都有著重要的影響[1-2]。青藏高原地區(qū)全年均為對(duì)流云發(fā)生的高頻區(qū)[1]，其中強(qiáng)對(duì)流云的比例是其他非青藏高原地區(qū)的5倍左右[3]。尤其在夏季受高原自身強(qiáng)烈的加熱和動(dòng)力作用影響，使其成為強(qiáng)對(duì)流天氣系統(tǒng)的活躍區(qū)[4-6]。Qie等[7]利用14年的TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)衛(wèi)星資料分析得出，高原上的深對(duì)流系統(tǒng)雖然相比于海洋、南亞地區(qū)強(qiáng)度較弱，但其發(fā)生頻率較高。且在夏季高原的中部和東部地區(qū)存在著兩個(gè)對(duì)流系統(tǒng)的頻發(fā)中心，其中高原東部生成的對(duì)流系統(tǒng)頻數(shù)更多，部分移出高原的對(duì)流系統(tǒng)對(duì)下游地區(qū)降水造成重要影響[8-9]。Gao等[10]的研究結(jié)果表明，高原主體地區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)相較于高原南麓地區(qū)對(duì)流系統(tǒng)的強(qiáng)度較小、發(fā)生頻數(shù)也更少。其主要是由于高原南麓地區(qū)受南亞季風(fēng)的暖濕氣流和喜馬拉雅山脈的抬升作用，使其發(fā)展高度更高，對(duì)流活動(dòng)則更易發(fā)生和發(fā)展[11]。雖然高原主體的深對(duì)流系統(tǒng)強(qiáng)度相對(duì)較弱，但是由于其平均海拔在4500 m以上且強(qiáng)烈的地表加熱作用使得一些深對(duì)流可以達(dá)到對(duì)流層頂附近甚至穿透對(duì)流層頂而形成穿透性對(duì)流(Overshooting Convection)[12]。這些強(qiáng)對(duì)流活動(dòng)通常會(huì)產(chǎn)生雷暴、冰雹等強(qiáng)對(duì)流天氣，在降水和熱量傳輸中起著關(guān)鍵的作用[13]，并且對(duì)平流層-對(duì)流層間物質(zhì)和能量的交換也有著十分重要的作用[14-15]。而南亞地區(qū)由于大尺度的海陸分布以及高原的影響形成了特殊的大氣環(huán)流，使得南亞季風(fēng)區(qū)北部的高原及其南坡地區(qū)的下平流層出現(xiàn)了較高的水汽含量[16]。有研究表明夏季由南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原地區(qū)輸送到全球熱帶平流層的水汽含量占其總量的大約75%[17]，而且青藏高原地區(qū)的對(duì)流輸送是其中的一個(gè)重要通道[16]，因此研究高原地區(qū)的深對(duì)流活動(dòng)對(duì)于進(jìn)一步探討高原地區(qū)和全球的對(duì)流層和平流層間交換有著重要的意義。

近年來(lái)有不少學(xué)者[6,18-20]利用TRMM、GMS(Geostationary Meteorological Satellite)等衛(wèi)星的觀測(cè)資料(TBB、OLR、閃電密度等)對(duì)中國(guó)及周邊地區(qū)的對(duì)流活動(dòng)進(jìn)行研究，但是大多數(shù)都主要圍繞對(duì)流活動(dòng)的整體分布特征進(jìn)行討論，并沒(méi)有對(duì)深對(duì)流系統(tǒng)的分布特點(diǎn)和其產(chǎn)生的對(duì)流降水之間的關(guān)系做進(jìn)一步的分析。且鄭永光等[21]指出青藏高原地區(qū)衛(wèi)星獲取的閃電特征分布與觀測(cè)資料獲得的強(qiáng)雷暴分布存在著較大的差異，與其他地區(qū)相比一致性較差。而且TBB低值區(qū)有時(shí)僅反映高云的特征，并不一定與強(qiáng)對(duì)流和強(qiáng)降水區(qū)相對(duì)應(yīng)，利用這些資料并不能很準(zhǔn)確的描述高原地區(qū)的深對(duì)流活動(dòng)及其產(chǎn)生的降水特征。因此本文將利用全球降水觀測(cè)計(jì)劃GPM(Global Precipitation Measurement)衛(wèi)星反演的降水資料對(duì)高原地區(qū)深對(duì)流系統(tǒng)的時(shí)空分布、降水特征以及深對(duì)流系統(tǒng)與其降水間的關(guān)系進(jìn)行進(jìn)一步的研究。

1 資料與方法

GPM衛(wèi)星是繼TRMM 的新一代衛(wèi)星降水計(jì)劃，它相比于TRMM觀測(cè)范圍更廣可覆蓋至中高緯度地區(qū)，且搭載的微波成像儀(GMI)和雙頻降水雷達(dá)(DPR)，有效提高了對(duì)弱降水(小于 0.5 mm/h)、固態(tài)降水及降水粒子微物理過(guò)程的探測(cè)能力，比以往衛(wèi)星降水產(chǎn)品的精度更高[22]。國(guó)內(nèi)學(xué)者[23-27]對(duì)GPM降水產(chǎn)品在中國(guó)不同地區(qū)的的適用性進(jìn)行分析得出，雖然在個(gè)別月份和實(shí)測(cè)降水對(duì)比仍然有誤差，但是整體上產(chǎn)品的精度較高且優(yōu)于TRMM。

本文使用的資料是GPM_2BCMB(GPM DPR and GMI Combined Precipitation L2B 1.5 hours 5 km V06)，是由雙頻降水雷達(dá)和微波成像儀組合而成的全球降水測(cè)量計(jì)劃(GPM)二級(jí)降水產(chǎn)品。時(shí)間范圍是2014—2018年3—9月，數(shù)據(jù)水平分辨率為5 km，時(shí)間分辨率為1.5 h。本文采用Liu等[28-29]的方法，將近地表降水率大于0的連續(xù)回波區(qū)域作為雷達(dá)降水特征(Radar Precipitation Features，RPFs)，并從中選取20 dBz回波頂高度大于14 km的RPFs定義為深對(duì)流系統(tǒng)(DCS)且不考慮水平尺度。其中系統(tǒng)內(nèi)20 dBz回波頂高度最大值的像素則代表了此深對(duì)流系統(tǒng)的強(qiáng)度和位置[10]，經(jīng)過(guò)篩選并剔除掉不符合實(shí)際的數(shù)據(jù)后共得到495個(gè)深對(duì)流系統(tǒng)。

2 青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)的分布特征

2.1 空間分布特征

基于GPM衛(wèi)星觀測(cè)資料共統(tǒng)計(jì)得到，在2014—2018年的3—9月份高原范圍內(nèi)(25°～40°N，70°～105°E)共有495個(gè)深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生。表1列出了高原范圍內(nèi)20 dBz回波頂高度在不同范圍內(nèi)的深對(duì)流系統(tǒng)的個(gè)數(shù)及所占比例。顯示20 dBz回波頂高度主要集中在14～16 km內(nèi)，其中達(dá)到14～15 km的有264個(gè)，占深對(duì)流系統(tǒng)總數(shù)的比例最大(約53%)超過(guò)一半以上，達(dá)到15～16 km的有171個(gè)占34.5%。在16～18 km內(nèi)的共有60個(gè)占總數(shù)的12.1%，其中達(dá)到17 km以上的只占0.8%，占極少數(shù)。高原在夏季作為一個(gè)強(qiáng)大的熱源存在，使得該地區(qū)的對(duì)流層頂要比同緯度平原地區(qū)高1～2 km左右，大約在17～18 km[30]。因此，高原地區(qū)有極少數(shù)的深對(duì)流可以穿過(guò)對(duì)流層頂即穿透性對(duì)流存在，而主要以非穿透性對(duì)流為主。表2是高原深對(duì)流系統(tǒng)所占不同面積的個(gè)數(shù)及占總數(shù)的比例，顯示系統(tǒng)面積主要集中在25～200 km2范圍內(nèi)，其中15～100 km2占總數(shù)的84%，100～200 km2占約12.7%，而面積超過(guò)200 km2的占較少數(shù)，說(shuō)明高原范圍內(nèi)的深對(duì)流系統(tǒng)的面積普遍較小，與吳學(xué)珂等[11]得出的結(jié)論一致。

表1 青藏高原20 dBz回波頂高度在不同范圍內(nèi)的深對(duì)流系統(tǒng)個(gè)數(shù)及占總數(shù)比例

表2 青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)所占不同面積的個(gè)數(shù)及占總數(shù)比例

綜合表1、2可以得出高原主體的深對(duì)流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度較低且面積較小，說(shuō)明高原地區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)強(qiáng)度對(duì)比于東亞季風(fēng)區(qū)的其他地區(qū)較弱[7,11,31-32]。Luo等[31]分析得出與高原南坡及南亞季風(fēng)區(qū)的深對(duì)流相比高原深對(duì)流系統(tǒng)雷達(dá)回波頂高度較低，水平尺度較小的原因可能和當(dāng)?shù)刂行愿×Ω叨鹊停髿馑康偷奶厥猸h(huán)境有關(guān)。

圖1給出了深對(duì)流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度和面積在高原上的地理分布。從圖中可以看出，深對(duì)流系統(tǒng)普遍存在于高原的中部、東部及南部地區(qū)，高原西部和北部分布較少。其中圖1a顯示高原上深對(duì)流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度普遍低于17 km且主要集中在高原中部和東部地區(qū)，而17 km以上的少數(shù)深對(duì)流系統(tǒng)則主要分布在高原東側(cè)。Qie等[7]同樣得出深對(duì)流系統(tǒng)在高原中部發(fā)生頻率較高而在西部地區(qū)則較少發(fā)生。鄭永光等[21]指出我國(guó)及周邊地區(qū)夏季中尺度對(duì)流系統(tǒng)(MCS)主要有3條東西分布的帶狀活躍帶，其中一條從青藏高原向東延伸到日本，并且青藏高原的中東部地區(qū)分布較多。吳國(guó)雄等[33]指出高原強(qiáng)烈的地表加熱使得高原上空出現(xiàn)了淺薄的表層低壓和深厚的中層高壓，因此高原及其東側(cè)為上升運(yùn)動(dòng)，西側(cè)為下沉運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致東部地區(qū)出現(xiàn)較多且較強(qiáng)的對(duì)流活動(dòng)。圖1b顯示高原上的深對(duì)流系統(tǒng)面積大部分小于200 km2，而面積大于200 km2的深對(duì)流系統(tǒng)數(shù)量較少且主要集中在高原的東部地區(qū)。綜合圖1可以得出高原上大部分地區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度較低，面積較小，而高原東部地區(qū)深對(duì)流系統(tǒng)的回波頂高度較高，面積較大，這與高原的下墊面性質(zhì)和局地?zé)崃Νh(huán)流有關(guān)，導(dǎo)致對(duì)流旺盛發(fā)展[21]，使得高原東部的深對(duì)流系統(tǒng)強(qiáng)度較強(qiáng)。

圖1 青藏高原上深對(duì)流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度(a)和面積(b)分布(黑色實(shí)線為2500 m地形高度等值線)

2.2 時(shí)間變化特征

2.2.1 月際變化

從2014—2018年3—9月每月平均產(chǎn)生的深對(duì)流系統(tǒng)個(gè)數(shù)及占比(表3)可以看出，高原上的深對(duì)流系統(tǒng)主要發(fā)生在6、7、8和9月，而在3、4和5月發(fā)生的深對(duì)流系統(tǒng)極少，共占約0.4%。系統(tǒng)頻數(shù)在6月突增并在7、8月達(dá)到峰值，在9月又開(kāi)始下降，顯示了高原上深對(duì)流系統(tǒng)數(shù)量明顯的月變化特征。

表3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均產(chǎn)生的深對(duì)流系統(tǒng)個(gè)數(shù)及占比

深對(duì)流系統(tǒng)在高原上4—9月(由于3月沒(méi)有深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生，圖略)的空間分布(圖2)顯示，在4—9月期間，對(duì)流系統(tǒng)的主要分布區(qū)域逐漸向南擴(kuò)展，在東西方向上有較小的變化。在6月西南季風(fēng)的北移和亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)給高原帶來(lái)豐富的水汽[34]，深對(duì)流系統(tǒng)頻數(shù)增加且系統(tǒng)大多數(shù)集中分布在85°E以東的地區(qū)且主要位于中部和東南部地區(qū)，在7、8月由于西南風(fēng)加強(qiáng)作用[34]使得對(duì)流系統(tǒng)的活躍區(qū)范圍進(jìn)一步擴(kuò)大，向西推進(jìn)至80°E左右同時(shí)高原整體的對(duì)流系統(tǒng)頻數(shù)增加尤其在南部地區(qū)分布較密集，9月系統(tǒng)數(shù)量減少，活動(dòng)區(qū)域又退至85°E以東地區(qū)，整體集中分布在高原中部、南部地區(qū)。

圖2 青藏高原上深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生在4月(a)、5月(b)、6月(c)、7月(d)、8月(e)、9月(f)的空間分布

圖3是2014—2018年3—9月每個(gè)月平均產(chǎn)生的深對(duì)流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度和面積分布。圖3a顯示在高原上，6、7和8月深對(duì)流的發(fā)生頻數(shù)不僅高于其他月份而且20 dBz 回波頂?shù)淖畲蟾叨炔糠殖^(guò)了17 km，而其他月份都基本低于16 km。從圖3b則可以得到在3—9月深對(duì)流系統(tǒng)的面積主要集中在200 km2以下，只在7、8月有少數(shù)超過(guò)200 km2甚至達(dá)500 km2以上。高原主體在3—9月均表現(xiàn)為熱源[35]，其中在6、7和8月強(qiáng)度較大[36]，促使高原對(duì)流系統(tǒng)的強(qiáng)烈發(fā)展，這種加熱強(qiáng)度的變化造成了高原主體地區(qū)對(duì)流的顯著季節(jié)變化。結(jié)合圖3a、b可以看出對(duì)流活動(dòng)大致從6月中旬開(kāi)始發(fā)生并維持到9月中旬，在7、8月都保持著較高活躍性，經(jīng)過(guò)一間歇期后，后續(xù)又有少量深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生。因此由表3和圖3可知，高原上的深對(duì)流系統(tǒng)主要發(fā)生在6、7和8月份且強(qiáng)度也大于其他月份。

圖3 2014—2018年3—9月青藏高原月平均產(chǎn)生的深對(duì)流系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度(a)和面積(b)分布

2.2.2 日變化

圖4表示青藏高原3—9月深對(duì)流系統(tǒng)頻數(shù)的日變化特征。從圖中可以看出，在凌晨至中午(00:00—12:00)一段時(shí)間內(nèi)深對(duì)流活動(dòng)較少發(fā)生，在午后具有明顯的上升趨勢(shì)，在下午17：00左右達(dá)到峰值，后面又逐漸開(kāi)始下降，在晚上約21:00出現(xiàn)一次峰值后又再次呈下降趨勢(shì)，因此深對(duì)流活動(dòng)是主要在下午至午夜時(shí)段發(fā)生，具有午后發(fā)展的特點(diǎn)[37-38]，持續(xù)時(shí)間與鄭永光等[21]得出結(jié)果比較相對(duì)較短。Qie等[7]分析高原-南亞季風(fēng)區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)現(xiàn)，高原上的系統(tǒng)集中發(fā)生在午后，在16:00左右達(dá)到峰值，但在00:00—10:00幾乎沒(méi)有系統(tǒng)發(fā)生這與本文得到的日變化的特點(diǎn)有些偏差但大致相似。深對(duì)流系統(tǒng)分布大體上具有單峰型特征與祁秀香等[20]得到的青藏高原、川西高原的對(duì)流活動(dòng)呈單峰型變化也是一致的。鄭永光和祁秀香等[20-21]對(duì)比中國(guó)及周邊地區(qū)的對(duì)流活動(dòng)分析得出，與青藏高原日變化特征不同，四川盆地和海洋地區(qū)的對(duì)流活動(dòng)則具有夜發(fā)性的特點(diǎn)，且具有多峰型特征的對(duì)流系統(tǒng)多發(fā)于盆地和平原地區(qū)，這種分布特點(diǎn)不僅與大尺度環(huán)流背景相關(guān)而且與地形分布、海陸分布等導(dǎo)致的局地環(huán)流也是有密切聯(lián)系的。

圖4 深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生頻數(shù)的日變化

3 青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)降水特點(diǎn)

3.1 降水強(qiáng)度

高原地區(qū)3—9月深對(duì)流系統(tǒng)的降水強(qiáng)度的水平分布如圖5所示。從圖中我們可以看到，高原地區(qū)的降水強(qiáng)度普遍較小且大部分都低于10 mm/h，且通過(guò)圖6的概率密度分布可以看出系統(tǒng)的降水強(qiáng)度是主要集中在5 mm/h以內(nèi)，峰值在0.5～2 mm/h左右。通過(guò)計(jì)算得到高原地區(qū)3—9月深對(duì)流系統(tǒng)的平均降水強(qiáng)度約為5.3 mm/h，較平原地區(qū)偏弱[39]，且比Fu等[40]得到的夏季東亞中緯度陸地對(duì)流降水的降水強(qiáng)度為15.5 mm/h要小很多，說(shuō)明不同的地形條件下對(duì)流系統(tǒng)的降水強(qiáng)度也會(huì)有一定差異。而且降水強(qiáng)度相對(duì)較大的深對(duì)流系統(tǒng)主要集中在高原的中部和東部地區(qū)，對(duì)應(yīng)著深對(duì)流系統(tǒng)的高頻發(fā)中心，和Maussion等[41]的分析結(jié)果一致同時(shí)與Sugimoto等[42]得到的高原夏季對(duì)流活動(dòng)分布的兩個(gè)主要區(qū)域也是基本吻合的。

圖5 3—9月青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)降水強(qiáng)度空間分布

圖6 3—9月青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)降水強(qiáng)度的概率密度

3.2 降水貢獻(xiàn)

圖7為3—9月深對(duì)流系統(tǒng)的面積和20 dBz回波頂高度對(duì)其降水(體積降水[32])貢獻(xiàn)的累積分布頻率(Cumulative distribution frequency,CDF)。因?yàn)?月和5月各只有一個(gè)深對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生，系統(tǒng)的面積和20 dBz回波頂高度均只有25 km2和14 km左右，降水貢獻(xiàn)只來(lái)源于單一的對(duì)流系統(tǒng)，所以其結(jié)果并不具有代表性(圖略)。其中圖7a表示，在9月面積小于150 km2的深對(duì)流系統(tǒng)對(duì)降水的貢獻(xiàn)達(dá)到約80%，而6—8月對(duì)降水貢獻(xiàn)達(dá)到70%～80%則集中在200 km2以下，其中7月累積分布頻率略高于整體水平，6月和8月偏低。圖7b顯示9月降水貢獻(xiàn)的90%是主要來(lái)自于相對(duì)較低的對(duì)流系統(tǒng)(20 dBz 回波頂高<16 km)，而其他月份20 dBz回波頂高度接近16 km的降水貢獻(xiàn)在60%～70%左右，與整體水平大致相同。因此高原上的降水則主要來(lái)源于面積較小和回波頂高度較低的對(duì)流活動(dòng)，其中9月的對(duì)流系統(tǒng)面積相對(duì)更小一些。Xu等[32]研究東亞地區(qū)的深對(duì)流的降水和對(duì)流特點(diǎn)得出，除高原外大多數(shù)地區(qū)的降水主要來(lái)自面積較大和回波高度較高的對(duì)流系統(tǒng)，可能與高原上的大氣水汽含量較低且受季風(fēng)環(huán)流的影響小于季風(fēng)關(guān)鍵區(qū)有關(guān)。

圖7 3—9月青藏高原深對(duì)流系統(tǒng)的面積(a)和20 dBz回波頂高度(b)對(duì)其體積降水貢獻(xiàn)的累積分布頻率

4 結(jié)論與討論

本文利用2014—2018年3—9月的GPM衛(wèi)星資料對(duì)高原地區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)進(jìn)行研究，分析了深對(duì)流系統(tǒng)的時(shí)空分布和降水特征，得到以下結(jié)論：

深對(duì)流系統(tǒng)20 dBz回波頂高度主要集中在14～16 km范圍內(nèi)，只有較少數(shù)超過(guò)17 km穿過(guò)對(duì)流層頂。大部分系統(tǒng)面積主要分布在25～200 km2，超過(guò)200 km2的占較少數(shù)。高原上的深對(duì)流系統(tǒng)主要集中在中部、東部和南部地區(qū)，其他地區(qū)分布較少，且對(duì)流強(qiáng)度較大的系統(tǒng)大多分布在高原東部。

深對(duì)流系統(tǒng)主要發(fā)生在夏季，6月頻數(shù)開(kāi)始增加， 7、8月達(dá)到峰值，且6、7和8月系統(tǒng)的20 dBz回波頂高度較高，面積較大，強(qiáng)度較強(qiáng)，9月數(shù)量又開(kāi)始減少?gòu)?qiáng)度也相對(duì)減弱。且深對(duì)流系統(tǒng)在3—9月的分布范圍表現(xiàn)出先逐漸向南、向西擴(kuò)展后又東退的特征。

高原上的深對(duì)流活動(dòng)主要集中在13：00—21：00時(shí)段內(nèi)發(fā)生，在凌晨至上午期間則較少出現(xiàn)?；緩奈绾箝_(kāi)始發(fā)展，在17：00左右頻數(shù)達(dá)到峰值，大體上呈單峰分布的特點(diǎn)。

高原深對(duì)流系統(tǒng)產(chǎn)生的降水強(qiáng)度普遍較弱，主要集中在5 mm/h以下，降水強(qiáng)度相對(duì)較大的對(duì)流系統(tǒng)分布在高原中部和東部地區(qū)。且深對(duì)流產(chǎn)生的降水也主要來(lái)源于回波頂高度較低、面積較小的弱對(duì)流活動(dòng)。

通過(guò)以上結(jié)論我們對(duì)高原地區(qū)的深對(duì)流系統(tǒng)及降水特征有了進(jìn)一步的了解，同時(shí)本文運(yùn)用GPM衛(wèi)星數(shù)據(jù)得到的結(jié)論與前人大致相同，在一定程度上驗(yàn)證了數(shù)據(jù)的可靠性而且進(jìn)一步對(duì)深對(duì)流與其降水關(guān)系進(jìn)行了討論，對(duì)后續(xù)深入研究高原地區(qū)深對(duì)流降水有一定的參考，但由于本次選取的數(shù)據(jù)時(shí)間范圍較短所以后面需要選取更長(zhǎng)時(shí)間序列的資料進(jìn)行全面的分析。而且通過(guò)研究我們了解到強(qiáng)烈發(fā)展的深對(duì)流系統(tǒng)可穿過(guò)對(duì)流層頂，將對(duì)流層低層的物質(zhì)和能量輸送至平流層，而其中水汽和臭氧是很重要的組成部分[43]，因此未來(lái)要進(jìn)一步分析深對(duì)流系統(tǒng)是如何影響水汽、臭氧等成分的傳輸以及其中的物理機(jī)制。同時(shí)周秀驥等[44]的分析表明，在冬季高原也出現(xiàn)了臭氧總量比同緯度地區(qū)偏低的情況，說(shuō)明高原上空冬季有可能存在從對(duì)流層向平流層的輸送，即存在著強(qiáng)烈發(fā)展的深對(duì)流活動(dòng)，因此要繼續(xù)補(bǔ)充對(duì)冬季深對(duì)流系統(tǒng)的分析研究工作。