基于GPM與ERA5數(shù)據(jù)的北太平洋冬季風暴路徑降水個例分析

王立羽，傅云飛

(中國科學技術(shù)大學地球和空間科學學院，合肥230026)

引言

風暴路徑(Storm Track)，國內(nèi)也稱風暴軸，是中緯度地區(qū)氣旋盛行的緯度帶，也是大氣活動中天氣尺度擾動最為劇烈的區(qū)域；它可通過大范圍、系統(tǒng)性的熱量、水汽和角動量輸送而影響全球氣候。20世紀50年代以來，不少學者(Petterssen, 1955；Klein, 1958；Whittaker and Horn,1981,1984)研究指出，從中國東海至中緯度太平洋、從落基山東側(cè)至中緯度大西洋及北歐為兩個主要的氣旋多發(fā)帶，從地中海至中亞為第三個氣旋多發(fā)帶，從而明確了北半球風暴路徑的存在。Blackmon等(1977)利用帶通濾波方法，對500 hPa位勢高度均方根場進行濾波，開啟了風暴路徑研究之先河，認為北半球洋面上存在2個主要風暴路徑區(qū)，并通過定量分析給出風暴路徑的空間分布。之后，Lau(1988)利用經(jīng)驗正交函數(shù)分析方法識別出冬季北太平洋和北大西洋的風暴路徑區(qū)。Wallace 等(1988)的研究表明，斜壓波有沿著風暴路徑傳播的趨勢，具體表現(xiàn)為溫帶氣旋在風暴路徑區(qū)域自西向東傳播發(fā)展。張穎嫻等(2012)總結(jié)前人相關(guān)研究成果指出，對風暴路徑的研究主要有2 種基本方法，一是拉格朗日方法(Hoskins and Hodges，2002)，即通過識別并追蹤單個氣旋，統(tǒng)計其強度、空間出現(xiàn)頻率的分布來表征風暴強度與其路徑位置；二是歐拉方法(Blackmon et al.,1977)，即基于對包括海面氣壓、位勢高度、擾動速度等在內(nèi)的大氣參數(shù)進行帶通濾波，保留這些參數(shù)的天氣尺度運動特征來表征風暴路徑的特點。Chang(2009)證實了使用帶通濾波方法研究風暴路徑的有效性。上述研究表明，從天氣學角度對風暴路徑已獲得較為系統(tǒng)的認識，也有學者開始認識到風暴路徑上云和降水觀測研究的重要性。

針對風暴路徑開展較為系統(tǒng)的觀測研究，最早源于鋒面及大西洋風暴路徑試驗FASTEX (Joly et al.,1997)，該試驗為期2 個月，動用了船載和機載探測設(shè)備(探空儀、多普勒天氣雷達、下投式探空儀等)和浮標探測器及衛(wèi)星可見光紅外探測器，在中大西洋的主要斜壓區(qū)進行觀測，旨在揭示大西洋風暴路徑上氣旋發(fā)生發(fā)展的規(guī)律；衛(wèi)星光譜遙感表明，大面積高云頂?shù)脑婆c大尺度斜壓區(qū)和氣旋活動相聯(lián)系(Chaboureau et al.,2001)。由于北半球主要的風暴路徑分布在洋面，因此早期多借助衛(wèi)星搭載光譜儀器和被動微波儀器的探測結(jié)果對其云和降水進行研究，如Kodama 和Tamaoki (2002)試圖利用TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission)衛(wèi)星降水產(chǎn)品資料和GPCP (Global Precipitation Climatological Project)降水產(chǎn)品資料分析中緯度地區(qū)的降水情況。Klepp 等(2003)利用極軌衛(wèi)星搭載的微波成像儀(Special Sensor Microwave Imager, SSM/I)和先進高分辨率輻射計(Advanced Very High Resolution Radiometer，AVHRR)資料分析大西洋氣旋降水，證實了GPCP 降水資料表征氣旋降水的有限性。近10 a來，隨著衛(wèi)星搭載的儀器越來越多，實現(xiàn)了光譜和高光譜及微波、多波段及多角度、主動及被動的對大氣及地表和海表的綜合遙感，衛(wèi)星多儀器遙感結(jié)果也被用在風暴路徑上云和降水的研究。如，Mace (2010)利用A-Train (美國NASA 的多顆衛(wèi)星組成的衛(wèi)星編隊)的測云雷達和激光雷達探測資料分析了大西洋風暴路徑上的云量、液態(tài)水路徑、冰水路徑及其輻射強迫等云特性。另一方面，長時間的衛(wèi)星資料也為研究云和降水的氣候變化提供了便利，如有人通過分析1983—2008 年ISCCP(International Satellite Cloud Climatology Project)云產(chǎn)品資料，證實了風暴路徑上云向極區(qū)移動的結(jié)果(Bender and Ramanathan，2012)。

由于TRMM衛(wèi)星搭載的測雨雷達(PR)只能對地球南北緯37°之間的區(qū)域進行有效探測，而北半球風暴路徑主要活動在40°N 以北，正好2014 年春季升空的GPM 衛(wèi)星搭載的雙頻測雨雷達和微波成像儀則為開展風暴路徑上的降水研究提供了新的機遇。相較于TRMM 衛(wèi)星，其擁有更大的掃描范圍，并能提供更加豐富的降水信息。因此，本文使用GPM雙頻測雨雷達獲取的觀測數(shù)據(jù)，結(jié)合再分析資料，對北太平洋風暴路徑上的降水個例展開研究，期望揭示多維度降水結(jié)構(gòu)特征，并通過大氣背景環(huán)流對具體的降水發(fā)展過程進行解釋。以2014年12月20—24日發(fā)生在北太平洋風暴路徑區(qū)域的一次溫帶氣旋過程為例，選取該氣旋帶來的3 個降水片段，分析其降水結(jié)構(gòu)和云參數(shù)結(jié)構(gòu)特征。此次溫帶氣旋過程生命周期清晰，其先在北太平洋西側(cè)靠近歐亞大陸位置生成，后向東北方向移動，在洋面上發(fā)展成熟，當氣旋處于錮囚階段后，引發(fā)次生氣旋，并逐漸減弱直至消亡，符合典型風暴路徑區(qū)域氣旋發(fā)展特征。此次氣旋活動生命周期，GPM衛(wèi)星共有9 條軌道觀測到其帶來的降水，其中觀測到的33 個降水片段的范圍跨度大、結(jié)構(gòu)清晰，對理解北太平洋冬季風暴路徑上氣旋發(fā)展及其與降水的關(guān)系具有重要價值。

1 數(shù)據(jù)與方法

本文使用的觀測資料為GPM衛(wèi)星的第六版二級產(chǎn)品2ADPR_NS數(shù)據(jù)，其中包括了地表降水率、降水垂直廓線、反射率因子垂直廓線和雨滴粒子譜分布(Droplet Size Distribution，簡稱DSD)等數(shù)據(jù)。這些數(shù)據(jù)基于Ku-PR、KaPR兩個頻段的雷達獲得，水平分辨率為5 km，其中Ku波段有49個掃描點，而Ka波段則只有25個掃描點，兩者垂直分辨率均為125 m，垂直方向共176層。

另外，為了解大氣環(huán)流場情況，本文使用了歐洲中期天氣預(yù)報中心(ECMWF)第五代大氣再分析資料(ERA5)，各層環(huán)境場資料包括地表風場以及200 hPa、500 hPa 和850 hPa 位勢高度場與500 hPa 垂直速度場資料；同時，還有整層水汽含量(Total column water vapour)資料。此再分析資料時間分辨率為1 h，空間分辨率為0.25°×0.25°。

作為TRMM PR 的“繼承者”，GPM DPR 的一大特色是其通過雙頻反演算法獲得雨滴譜信息，這些數(shù)據(jù)有助于更好地了解降水過程中不同尺度的雨滴、云滴分布，從而能更好地理解降水粒子的結(jié)構(gòu)。在GPM DPR 的算法中，雨滴譜采用了三變量Gamma 分布模型，即

其中，D為雨滴粒子半徑；N(D)為單位體積空氣和單位粒子半徑間隔下的粒子數(shù)(簡稱粒子譜)；N0、D0和μ分別為粒子數(shù)濃度、有效粒子半徑和形狀參數(shù)，其中GPM數(shù)據(jù)通過N0和D0兩個參量來表征雨滴譜。

2 結(jié)果與分析

2.1 降水現(xiàn)象描述

本文所選取的3 次被GPM 衛(wèi)星觀測到的氣旋帶來的大范圍降水分別是出現(xiàn)在2014 年12 月20 日18時(世界時，下同。軌道號004607，記為片段Ⅰ)、21 日02時(軌道號004612，記為片段Ⅱ)、22日16時(軌道號004637，記為片段Ⅲ)。

圖1 給出上述3 個降水片段的降雨強度、降雨類型和云頂高度的水平分布和對應(yīng)時次地表風場及850 hPa位勢高度，其中線段AB代表垂直剖面中的沿軌方向，線段CD 代表垂直剖面中的跨軌方向。3 次降水過程的覆蓋范圍均很大，其中，片段Ⅱ的降水區(qū)緯度最高，在40°—55°N 之間，而片段Ⅰ、Ⅲ降水區(qū)緯度大致相同，位于35°—45°N 之間，3 個片段降水區(qū)逐漸東移，與溫帶氣旋隨時間東移相對應(yīng)。從地表降水強度看，片段Ⅰ降水最強，其中心區(qū)域強度超過30 mm·h-1，且強降雨區(qū)域分布呈窄帶狀，結(jié)合地表風場看出，強降水中心對應(yīng)地表水平風切變最大區(qū)。相比之下，片段Ⅱ和片段Ⅲ的降水強度較弱，其雨強未超過10 mm·h-1。在降水類型上(圖1b、e、h)，3 個降水片段均被識別為層云降水，這符合溫帶氣旋造成的鋒面降水特征，但片段Ⅰ(圖1b)、片段Ⅱ(圖1e)中部分區(qū)域被識別為對流性降水，這可能與GPM 在識別降水類型時將不存在明顯的回波亮帶或強度特別大的降水均判斷為對流性降水有關(guān)(Iguchi et al.，2018)。云頂高度的空間分布(圖1c、f、i)大致與降水強度的空間分布(圖1a、d、g)相匹配，總體上，更高的云頂高度往往對應(yīng)更充分的抬升運動和積雨云發(fā)展，從而帶來更強的降水。

圖1 2014年12月20日18∶00(a—c，片段Ⅰ)、21日02∶00(d—f，片段Ⅱ)、22日16∶00(g—i，片段Ⅲ)北太平洋風暴路徑上3個降水片段由GPM DPR探測的降水強度(a,d,g;單位:mm·h-1)、疊加地表風場(箭矢，單位:m·s-1)的降水類型(b,e,h;填色區(qū))與疊加850 hPa位勢高度(等值線，單位∶gpm)的云頂高度(e,f,i;填色區(qū)，單位:km)圖a、d、g中，線段AB、CD分別為沿軌、跨軌垂直剖面；圖b、e、h中，藍色、紅色分別表示層狀云降水和對流性降水，綠色為其他降水Fig.1(a,d,g)Precipitation intensity(mm·h-1)detected by GPM DPR,(b,e,h)precipitation type(color-filled areas)superimposed with surface wind field(arrow,unit∶m·s-1)and(e,f,i)cloud top height(color-filled areas,unit∶km)superimposed with geopotential height(contours,unit∶gpm)at 850 hPa on the north Pacific storm track at(a-c)18∶00 UTC(segment Ⅰ)20,(d-f)02∶00 UTC(segment Ⅱ)21 and(g-i)16∶00 UTC(segment Ⅲ)22 December 2014.In a,d and g the line segments AB and CD denote the vertical section along rail and across rail,respectively.In b,e and h,the green area marks other precipitation,and the blue and red areas mark stratified precipitation and convective precipitation,respectively

2.2 降水的天氣背景

為了更好地理解北太平洋風暴路徑氣旋帶來的這次降水過程，本文通過ERA5 提供的氣旋發(fā)展過程中對流層各層大氣參量來考察其3個片段對應(yīng)的大氣環(huán)境場。圖2給出ERA5再分析產(chǎn)品和DPR軌道探測的這次降水過程不同片段的大氣環(huán)境場。

2014年12月20日06∶00(圖2a1—a4)，氣旋系統(tǒng)處于波動階段，海平面氣壓場出現(xiàn)閉合低壓中心，且低空可見明顯的低壓槽，而在500 hPa 層開始出現(xiàn)位勢高度波動，高空小槽波動落后于低空槽。從溫壓關(guān)系上看，高空溫度場略落后于高度場，氣旋前部為暖平流，后部為冷平流，這使得整個氣旋系統(tǒng)東移發(fā)展。至當日18∶00(圖2b1—b4)，地面低壓中心擴大并增強，低空已發(fā)展出閉合低壓中心，而高空槽發(fā)展十分明顯，地面氣旋此時位于高空槽前方，溫度槽與高空槽的位置距離擴大，溫度平流進一步增強，加速了氣旋發(fā)展。500 hPa高空可見槽前有大范圍較強上升氣流，另外通過與前一時次的大氣整層可降水量對比，可以看到有指向氣旋中心的水汽輸送，為氣旋系統(tǒng)提供充足水汽。在抬升運動和充沛水汽的有利條件下，在暖區(qū)形成大范圍強降水，降水釋放的潛熱又進一步使得氣旋發(fā)展，低壓中心增強并東北移。8 h后(圖2c1—c4)，與前一時次類似，氣旋進入成熟階段，對應(yīng)高空高度槽進一步發(fā)展橫移，槽前依然存在大范圍上升氣流，暖區(qū)觀測到有大范圍降水，但降水強度比20日18∶00要弱，這一點通過比較兩個時次觀測區(qū)域可降水量分布可以得到解釋，前一時次觀測區(qū)域的可降水量更充足，因此對應(yīng)降水更強。溫度場上，此時受冷平流和上升運動的共同影響，氣旋中心后側(cè)500 hPa 大氣溫度下降，溫度槽雖仍落后于高度槽，但離氣旋中心越來越近。再分析資料的溫度場和高度場顯示，此時氣旋中心地表溫度已降到0 ℃以下，而在降水片段北側(cè)925 hPa溫度已低于-2 ℃，同時850 hPa與海平面高度差大致在100～130 dagpm，小于130 dagpm，根據(jù)降水相態(tài)的溫度和厚度判據(jù)(Bourgouin，2000)，可以推斷出圖2d中降水北側(cè)大概率發(fā)生了降雪，這一點也可在其后對反射率因子垂直剖面的分析中得到驗證。在接下來的一天中(圖2d1—d4、e1—e4)，氣旋系統(tǒng)進一步增強，并逐漸進入錮囚階段。此時850 hPa 低壓繼續(xù)發(fā)展、范圍擴大，但低壓中心停止移動，同時500 hPa 出現(xiàn)閉合低壓中心，且低壓面積逐漸擴大，因此地面和高空低壓中心逐漸重合，同時500 hPa 高空溫度槽也逐漸接近低壓中心，在氣旋南部冷平流的作用下最終轉(zhuǎn)變成深厚冷低壓。從圖2d、e中看出，由于鋒面的錮囚，氣旋中心的水汽輸送被切斷，結(jié)合垂直速度場看出，氣旋中心區(qū)域上升運動較弱，該區(qū)域未探測到降水。到22 日16∶00(圖2f1—f4)，氣旋系統(tǒng)已開始減弱，但地面和850 hPa 可見氣旋前側(cè)有小的次生氣旋出現(xiàn)，并在500 hPa有明顯的抬升運動，同時氣旋南部水汽充沛，造成片段Ⅲ降水。

圖2 2014年12月20日06∶00(a1—a4)、21日14∶00(d1—d4)和22日02∶00(e1—e4)ERA5再分析產(chǎn)品與GPM DPR探測的20日18∶00(b1—b4)、21日02∶00(c1—c4)、22日16∶00(f1—f4)大氣環(huán)境場(黑色粗實線為3個降水片段的DPR軌道)a1—f1為疊加2 m溫度(填色區(qū)，單位:℃)的海平面氣壓場(等值線，單位:hPa)；a2—f2為850 hPa高度場(等值線，單位:gpm)和整層可降水量(填色區(qū)，單位:mm)；a3—f3為500 hPa高度場(等值線，單位:gpm)和溫度場(填色區(qū)，單位:℃)；a4—f4為500 hPa垂直速度(填色區(qū)，單位:Pa·s-1)Fig.2 Reanalysis products from ERA5 at(a1-a4)06∶00 UTC 20,(d1-d4)14:00 UTC 21 and(e1-e4)02∶00 UTC 22 December 2014,and the atmospheric environment field detected by GPM DPR at(b1-b4)18∶00 UTC 20,(c1-c4)02:00 UTC 21 and(f1-f4)16∶00 UTC 22 December 2014.Figures a1-f1show sea level pressure field(contours,unit:hPa)overlapped with the temperature(colored area,unit:℃)of 2 m height,figures a2-f2show geopotential height field(contours,unit:gpm)at 850 hPa and whole layer precipitable water(color-filled areas,unit:mm),figures a3-f3show geopotential height field(contours,unit:gpm)and temperature field(color-filled areas,unit:℃)at 500 hPa,and figures a4-f4show vertical velocity(color-filled areas,unit:Pa·s-1)at 500 hPa.The thick black solid lines mark the DPR track in the three precipitation segments

2.3 降水結(jié)構(gòu)和云參數(shù)結(jié)構(gòu)

上文應(yīng)用ERA5 資料分析了2014 年12 月20—24日北太平洋風暴路徑區(qū)域氣旋發(fā)展過程，下文應(yīng)用GPM DPR 提供的降水信息對該過程各降水片段的降水結(jié)構(gòu)特征進行分析。圖3是圖1中降水片段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ的雷達最大反射率因子及其高度分布圖。

從圖3 中可見，由于強降水帶來的反射率因子強度更大，3 個片段中最大反射率因子水平分布與降水強度均有很好的對應(yīng)關(guān)系，但最大反射率因子高度水平分布則與其相反，最大反射率因子較強的區(qū)域，其高度往往較低。究其原因，最大反射率因子主要由大雨滴的散射和零度層回波亮帶造成，前者效應(yīng)往往更強。因此，反射率因子較強的區(qū)域，最大反射率因子由大粒徑雨滴的散射產(chǎn)生，又由于降水過程中雨滴碰并增長過程造成大雨滴往往出現(xiàn)在更靠近地面的位置，所以導致最大反射率因子較強的區(qū)域其高度較低。而在降水較弱區(qū)域，最大反射率因子往往出現(xiàn)在零度層，造成這些區(qū)域最大反射率因子較小而其高度較高。

圖3 圖1中降水片段Ⅰ(a,b)、Ⅱ(c,d)、Ⅲ(e,f)的雷達最大反射率因子(a,c,e;單位:dBz)及其高度(b,d,f;單位:km)分布圖Fig.3 Distribution of(a,c,e)the radar maximum reflectivity(unit:dBz)and(b,d,f)their height(unit:km)for(a,b)segment Ⅰ,(c,d)segment Ⅱand(e,f)segment Ⅲin Fig.1

圖4 是利用DPR_NS 提供的圖1 中3 個降水片段的雨滴譜分布(DSD)，并給出各片段中每個掃描點上前10%的有效粒子半徑D0的均值分布和前10%的粒子數(shù)濃度N0的均值分布。由于DSD 譜反演需要Ku 和Ka兩個波段的數(shù)據(jù)，因此受限于Ka波段的掃描幅寬，NS 模式僅在中間位置的25 個掃描像素有可信的DSD 譜數(shù)據(jù)。圖4a、c、e 顯示，與最大反射率因子類似，3 個降水片段中D0分布也與降水強度分布對應(yīng)關(guān)系很好，如片段Ⅰ強降水窄帶上，D0均大于3.0 mm，遠高于其周邊區(qū)域。比較3 個降水片段可知，降水最強的片段Ⅰ中，D0可達3.0 mm 以上；降水強度較弱的片段Ⅱ、Ⅲ中，D0僅為2.4 mm 左右。而N0分布相對要更復雜，降水強度較弱區(qū)域，如片段Ⅱ、Ⅲ中(圖4d、f)中，N0水平分布與D0水平分布恰好相反，即在D0較大區(qū)域，N0往往較?。黄微裰?，N0與D0水平分布大致相同，尤其在強降水窄帶上，N0同樣為局地最大值，說明N0與D0的關(guān)系較為復雜，與降水強度、降水類型等有關(guān)。

圖4 圖1中降水片段Ⅰ(a,b)、Ⅱ(c,d)、Ⅲ(e,f)前10%有效粒子半徑(D0)均值(a,c,e;單位:mm)與前10%粒子數(shù)濃度(N0)均值(b,d,f;單位:mm-1·m-3)分布圖Fig.4 Distribution of(a,c,e)the effective particle radius(D0,unit:mm)and(b,d,f)the particle number concentration(N0,unit:mm-1·m-3)of top 10%for(a,b)segment Ⅰ,(c,d)segment Ⅱand(e,f)segment Ⅲin Fig.1

為定量分析3 個降水片段的粒子譜分布，圖5 給出圖1 中降水片段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ有效粒子半徑和粒子數(shù)濃度的概率密度分布。從中看到，由于是對同一氣旋系統(tǒng)在2 d 內(nèi)3 個降水片段的觀測，各片段雨滴譜分布形態(tài)相近，其中D0峰值分布為1.0～1.5 mm (圖5a)，N0峰值均位于2 000 mm-1·m-3附近(圖5b)。比較3 個降水片段可知，片段Ⅲ的D0和N0分布最為集中，峰值也最高，說明此片段中降水樣本在3 個降水片段中分布最均勻。相較之下，降水最強的片段Ⅰ，在D0和N0較小時其概率密度分布與片段Ⅲ基本一致，但其最大有效粒子半徑遠超另2 個片段并達到3.0 mm 以上，其粒子數(shù)密度上限也超過了片段Ⅲ，表明其由于更強的降水導致其整體粒子譜分布向右偏移。片段Ⅱ的雨滴譜尤其是粒子數(shù)濃度分布則出現(xiàn)明顯畸變，其中N0分布在100～1 000 mm-1·m-3之間的頻率遠高于其他兩個片段，這一異常結(jié)果可能因其中存在大量的降雪樣本所致。至于這種差異性具體是由對降雪粒子譜的雙頻反演算法的缺陷引起，還是由不同降水相態(tài)粒子譜差異性引起，則還有待進一步研究。

圖5 圖1中降水片段Ⅰ(藍線)、Ⅱ(紅線)、Ⅲ(綠線)有效粒子半徑D0(a,單位:mm)和粒子數(shù)濃度N0(b,單位:mm-1·m-3)的概率密度(PDF，單位:%)分布Fig.5 Probability distribution functions(PDF,unit:%)of(a)the effective particle radius(D0,unit:mm)and(b)the particle number concentration(N0,unit:mm-1·m-3)for segment Ⅰ(blue lines),segment Ⅱ(red lines)and segment Ⅲ(green lines)in Fig.1

除反射率因子和DSD譜的水平分布，還可通過繪制降水參量的垂直剖面圖對降水過程的垂直結(jié)構(gòu)進行分析。圖6 給出圖1 中各降水片段沿線段AB 的DPR_NS 第25 個掃描位置的雷達反射率因子和沿線段CD 過各降水片段中心的跨軌反射率因子剖面圖，其中降水中心由各片段中降水樣本的經(jīng)緯度按地表降水率加權(quán)平均確定。從中可見，在降水較強的區(qū)域，往往也有從地面延伸至低空的較強回波，對應(yīng)這些區(qū)域較大的粒子數(shù)濃度和粒子半徑。另外，由于這些區(qū)域上升運動也更強，云滴往往漂浮的越高，因此會在部分降雨極強區(qū)域高處出現(xiàn)較大反射率因子。值得注意的是，3 個片段的沿軌反射率因子剖面圖中(圖6a、c、e)均有明顯的回波亮帶存在，由于這一亮帶往往出現(xiàn)在0 ℃等溫線以下幾百米位置(張培昌，2001)，而被稱為0 ℃層或融化層。0 ℃層亮帶代表云中冰水轉(zhuǎn)換區(qū)，是層云降水的重要特征；各片段之間亮帶分布也有差異，此差異性與其不同的降水結(jié)構(gòu)有關(guān)，其中片段Ⅰ、Ⅲ(圖6a、e)的回波亮帶位置較高，出現(xiàn)在2 km以上，但片段Ⅲ亮帶從南到北基本維持在同一高度，而片段Ⅰ中亮帶越靠北其高度越低，沿軌反射率因子剖面最北端的亮帶高度已在1.5 km 以下。由圖2c3、f3中500 hPa 溫度場可以對上述現(xiàn)象進行解釋:盡管兩個片段的觀測區(qū)域接近，但在高空溫度場片段Ⅰ南端溫度較高、北端溫度較低，而片段Ⅲ兩端均處在暖氣團的控制下，因此只有片段Ⅰ的融化層會出現(xiàn)隨緯度增高而高度降低。片段Ⅱ的亮帶分布則與片段Ⅰ、Ⅲ有所不同(圖6c)，反射率因子剖面圖中并無從南到北貫穿的亮帶，只是其南側(cè)存在亮帶，且其高度與片段Ⅰ北側(cè)亮帶高度接近，基本在1.5 km 以下，但其北側(cè)并無明顯亮帶存在，這與溫度、高度判據(jù)所揭示的可能存在降雪相契合，由于降水自始至終以冰晶形式存在，因此表明不存在冰水轉(zhuǎn)換引起的回波亮帶。

圖6 圖1中降水片段Ⅰ(a,b)、Ⅱ(c,d)、Ⅲ(e,f)沿線段AB的DPR_NS第25個掃描位置的雷達反射率因子(a,c,e)和沿線段CD過各降水片段中心的跨軌反射率因子(b,d,f)剖面圖(單位:dBz)Fig.6 Cross sections of the reflectivity(unit:dBz)(a,c,e)at the 25 th footprint of DPR_NS(normal scan)along the AB line and(b,d,f)cross the different segment precipitation centers along the CD line for(a,b)segment Ⅰ,(c,d)segment Ⅱand(e,f)segment Ⅲin Fig.1

圖7給出圖1中各降水片段沿線段AB的DPR_NS第25 個掃描位置的有效粒子半徑(D0)和沿線段CD 過各降水片段中心的跨軌D0剖面圖。從D0水平分布看，不管是沿軌還是跨軌剖面上，在反射率因子較強的掃描點，其D0也較大，兩者水平分布呈現(xiàn)出很好的一致性，說明大粒徑雨滴有更強更明顯的散射能力，這與上文對圖4 分析得到的結(jié)果吻合。另一方面，在單個掃描點中，D0與反射率因子的垂直分布存在差異，主要表現(xiàn)在D0的垂直分布中并不存在明顯的亮帶，而呈從上至下遞增的趨勢，造成這種現(xiàn)象的原因是由于雨滴下落過程中存在碰并增長等作用，雨滴粒徑越靠近地表則越大。

圖7 圖1中降水片段Ⅰ(a,b)、Ⅱ(c,d)、Ⅲ(e,f)沿線段AB的DPR_NS第25個掃描位置的有效粒子半徑(a,c,e)和沿線段CD過各降水片段中心的跨軌有效粒子半徑(b,d,f)剖面圖(單位:mm)Fig.7 Cross sections of the effective particle radius(unit:mm)at the 25th footprint of DPR_NS(normal scan)along the AB line and(b,d,f)cross the different segment precipitation centers along the CD line for(a,b)segment Ⅰ,(c,d)segment Ⅱand(e,f)segment Ⅲin Fig.1

另外，從圖8 是圖1 中各降水片段沿線段AB 的DPR_NS 第25 個掃描位置的粒子數(shù)濃度(N0)和沿線段CD 過各降水片段中心的跨軌N0剖面圖。從中可見，相較而言，N0的垂直分布規(guī)律不明顯。從單個降水片段看，N0與降水強度或反射率因子的水平分布不存在一致性，其垂直分布表現(xiàn)出類似D0的從上至下的遞增規(guī)律，但其隨高度變化不如D0的變化明顯。比較上述3 個降水片段的N0值看出，觀測緯度較高的片段Ⅱ的N0最小，而降水最強的片段Ⅰ的N0最大。至于N0分布規(guī)律及其與降水強度、有效粒子半徑的關(guān)系，還有待作進一步研究。

圖8 圖1中降水片段Ⅰ(a,b)、Ⅱ(c,d)、Ⅲ(e,f)沿線段AB的DPR_NS第25個掃描位置的粒子數(shù)濃度(a,c,e)和沿線段CD過各降水片段中心的跨軌粒子數(shù)濃度(b,d,f)剖面圖(單位:mm-1·m-3)Fig.8 Cross sections of the particle number concentration(unit:mm-1·m-3)at the 25th footprint of DPR_NS(normal scan)along the AB line and(b,d,f)cross the different segment precipitation centers along the CD line for(a,b)segment Ⅰ,(c,d)segment Ⅱand(e,f)segment Ⅲin Fig.1

為了進一步針對所選片段的反射率因子進行統(tǒng)計分析，圖9給出圖1中各降水片段雷達射率因子隨高度的概率密度分布(Probability Density Distribution Along Height，PDDAH)，以便探討參量在不同高度不同強度的聯(lián)合概率密度分布，從而探究參量強度隨高度變化的分布變化。從中可見，總體上，越靠近地表，回波反射率越大，其中又以降水強度最大的片段Ⅰ的反射率因子最大，這與上文指出的反射率因子主要受大粒子雨滴影響有關(guān)。同時，從降水片段Ⅰ、Ⅲ(圖9a、c)中均可看到0 ℃亮帶層的存在，即在2 km左右高度其反射率因子突增，而降水片段Ⅱ(圖9b)則不存在明顯的反射率因子突增現(xiàn)象，這是因片段Ⅱ降雪區(qū)不存在回波亮帶所致。片段Ⅲ的0 ℃層又比片段Ⅰ的更清晰，這是因為前者回波亮帶基本維持在同一高度而后者亮帶高度分布在1.5～2.5 km范圍，所以其回波突增的分界線較為模糊。上述特征與上文對圖6 分析得到的結(jié)果相匹配，這進一步說明了3個降水片段降水垂直結(jié)構(gòu)的差異。

圖9 圖1中降水片段Ⅰ(a)、Ⅱ(b)、Ⅲ(c)雷達射率因子隨高度的概率密度(PDDAH)分布(單位:%)Fig.9 Probability density distribution along height(PDDAH,unit:%)of radar reflectivity for(a)segment Ⅰ,(b)segment Ⅱand(c)segment Ⅲin Fig.1

為了比較同一氣旋系統(tǒng)中降水強度與水汽含量的關(guān)系，本文繪制了圖1 中3 個降水片段GPM DPR探測的地表降水率(Ra)和與其對應(yīng)的ERA5 格點中氣柱可降水量(Pw)的散點圖(圖10)。從中看到，Pw越高并不一定帶來更強的降水，二者并非成正比關(guān)系，不同水汽含量的降水樣本中其下限基本一致。但水汽含量決定了降水強度的上限，說明在充分的氣團抬升中，水汽越充沛的區(qū)域就越有可能出現(xiàn)更強的降水。同時，通過比較Ra和Pw的上限發(fā)現(xiàn)，前者增大遠大于后者，結(jié)合圖2中可降水量的時空分布演變，說明在降水過程中到達地表的降水并不只是由其正上方氣柱中的水汽凝結(jié)而成，還與周圍環(huán)境中源源不斷的水汽輸送密切相關(guān)。

圖10 GPM DPR探測的圖1中3個降水片段地表降水率(Ra,單位:mm·h-1)與對應(yīng)位置氣柱可降水量(Pw,單位:mm)的散點圖Fig.10 Scatter diagram of the surface precipitation rate(Ra,unit:mm·h-1)versus the corresponding column integrated precipitable water(Pw,unit:mm)for the three precipitation segments detected by GPM DPR in Fig.1

3 結(jié)論與討論

本文主要利用ERA5 再分析資料和GPM 的降水觀測數(shù)據(jù)，從降水的大氣環(huán)流背景、水平分布與垂直結(jié)構(gòu)等方面，對一次發(fā)生在冬季北太平洋風暴路徑區(qū)域的氣旋過程及其帶來的降水過程進行了分析。主要得到如下結(jié)論：

(1)在北太平洋風暴路徑的溫帶氣旋中，觀測資料顯示的降水結(jié)構(gòu)和再分析資料顯示的大氣環(huán)流相吻合，借助觀測和再分析融合數(shù)據(jù)能更好地推斷出降水事件前后的大氣條件，進而解釋其降水分布，為缺乏地面觀測數(shù)據(jù)區(qū)域的降水研究提供參考。

(2)本次氣旋過程符合典型溫帶氣旋的生命發(fā)展周期。在大氣斜壓性驅(qū)動下，氣旋從波動階段發(fā)展至成熟，再逐漸形成錮囚鋒，最終演變成冷低壓，且3 個較大的降水片段均集中在氣旋活動的東南部，這與北太平洋上水汽分布南北差異和溫帶氣旋中指向中心的水汽輸送過程有關(guān)。通過比較該個例中地表降水率和由再分析資料計算得到的氣柱可降水量，得到同一溫帶氣旋中降水強度和水汽含量的關(guān)系，更多可降水量并不一定導致更大降水強度，氣柱中水汽含量決定降水強度的上限。

(3)對GPM 粒子譜的研究表明，有效粒子半徑分布與針對云物理降水的物理推斷相符。水平分布上，有效粒子半徑、最大反射率因子、地表降水率在強度上存在較好的對應(yīng)關(guān)系；在垂直分布上，有效粒子半徑因雨滴碰并增長過程的影響呈現(xiàn)從上至下遞增趨勢，粒子數(shù)濃度垂直分布特征不明顯。水平分布上，降水較弱區(qū)域與有效粒子半徑呈負相關(guān)關(guān)系。

本研究關(guān)注的是北太平洋風暴路徑上的具體降水過程，通過對其研究獲得了氣旋降水帶集中在氣旋中心東南側(cè)的結(jié)論，并由可降水量分布和氣旋發(fā)展不同時期水汽輸送對這一結(jié)論作了科學解釋。同時，引入包含位勢高度、濕度、垂直運動速度在內(nèi)的大氣參量和適當天氣學演繹。相比Zhang 等(2020)統(tǒng)計不同生命階段溫帶氣旋降水分布得到的結(jié)果，本文獲得了更連續(xù)、更具體的降水圖景，可對測雨雷達揭示的降水分布、強度、相態(tài)等作出較好物理推斷解釋。另一方面，由于個例分析方法的局限性，本文通過觀察降水分布和天氣學演繹獲得的上述結(jié)論是否具有代表性仍需進一步開展統(tǒng)計研究進行驗證。同時，由于本次降水過程時間跨度較長，只能采取“快照”式展示方式，對降水過程盡量均勻采樣，但仍可能丟失一些降水過程的細節(jié)，因此如何動態(tài)展示天氣過程和降水演變?nèi)允且粋€值得深入研究的問題。