1 引言
西北地区东部是我国主要的干旱-半干旱过渡区，受东亚夏季风北边缘带摆动的影响（涂长望和黄士松，1944；黄士松和汤明敏，1987；朱乾根和杨松，1989），该地区既是季风区和非季风区的过渡带，也是我国主要的气候敏感区之一（符淙斌等，2005）；因其地处黄土高原、 青藏高原的交界处，山脉纵横交错，地形地貌多变，影响降水的因素相对复杂。Zipser et al（2006）发现半干旱地区是全球强对流发生的热点区域，祁秀香和郑永光（2009）以及郑永光等（2010）的研究则指出，西北地区东部是我国夏季对流活动的热点区域。李栋梁等（2013）研究指出，东亚夏季风直接控制该地区水汽变化，导致该地区夏季降水较多、 变率大。研究表明这一区域接近70%的对流性降水集中在夏季，全年对流性降水占总降水的比例最高可达44%（李栋梁等，1997；黄晨然等，2015）。西北地区也是我国主要的干旱区商品粮基地，农业经济在当地经济结构中比重较大（尚杰等，2006），对流性降水作为这一区域全年水分循环收支的关键因素，对当地农业经济发展的影响非常显著。
西北地区东部活跃的夏季强对流系统往往在短时间内产生局地性的强降水，尤其是在以复杂山地地形为主的高原边坡地带，地质结构特殊，新构造差异运动幅度大、 现代地震剧烈等多种因素导致该区域地层岩性松脆，强降水一旦发生就极易引发山洪、 泥石流和滑坡等地质灾害，给人民的生命财产安全带来极大的威胁。在近几年该区域强对流活动日益频繁、 灾害日趋多发的背景下，人们对西北地区东部强对流活动的认知亟待拓展和丰富，针对该区域对流性降水的高致灾性开展强对流系统的深入研究十分重要。
强对流系统研究中常用的资料包括地基微波辐射计、 地基雷达以及卫星红外成像仪、 星载雷达等观测数据（Gettelman et al，2002；Cifelli et al，2002；Hong et al，2005；李积明等，2009；俞小鼎等，2012；吴学珂等，2013）。在以往的西北地区东部强对流系统研究工作中，学者们更多依赖于地基观测资料（井喜等，2008；刘治国等，2008；张之贤等，2013；许东蓓等，2016）。地基资料时间序列长，观测误差相对小，然而在下垫面复杂的西北地区东部，地基观测存在站点稀疏和地形遮挡等问题，往往无法得到完整的云团信息（Matrosov and Heymsfield，2008）。与之相比，卫星观测具备覆盖范围广、 连续观测、 参数完备等优势，可以有效补充地基观测的不足。热带降雨测量任务卫星（Tropical Rainfall Measuring Mission，TRMM）和全球降水观测卫星（GPM，Global Precipitation Measurement）在对流系统探测方面具有较大优势，是目前在该领域应用较广的卫星。
GPM/TRMM观测数据引起了国内外学者的关注，被广泛应用于近年来的科研探索中。Hirose and Nakamura（2005）使用TRMM数据分析了对季风区对流系统的水平和垂直特征；傅云飞等（2007，2012）利用TRMM资料研究了发生在青藏高原和我国中东部地区的中尺度强对流系统，得到了对应地区典型强对流系统的降水云结构特征；王宝鉴等（2017）利用TRMM-PR资料结合地基雷达观测，分析了西北地区暴雨过程中的强对流系统特征；Xu and Zipser（2015）利用TRMM资料研究了青藏高原强对流降水和闪电活动特征；有学者（何文英和陈洪滨，2006；袁铁和郄秀书，2010；蒋璐君等，2015）利用TRMM卫星资料对我国不同类型的降水特征进行了详细的分析研究；程立真等（2020）利用气象站实测降水数据对TRMM-3B42卫星产品进行了评估。作为TRMM卫星的后续计划卫星，GPM（Global Precipitation Measurement）卫星于2014年2月在日本发射升空，其轨道倾角为65°，观测范围可延伸至北极圈，较TRMM有所扩展；此外，GPM卫星搭载了全球首部星载双频降水测量雷达和多波段微波成像仪（Hou et al，2014）。基于GPM的探测结果，学者们开展了很多研究工作。Tang et al（2016）对TRMM和GPM卫星的三级降水产品进行了对比分析，结果表明GPM降水产品可以充分替代TRMM 降水产品，具有广阔的应用前景；Liu and Liu（2016）利用一年的GPM-KuPR资料对全球穿透性对流分布进行了研究；Tan and Duan（2017）利用GPM-IMERG（IMERG，Integrated Multi-satellitE Retrievals for GPM）结合TRMM-TMPA（TMPA，TRMM Multi-satellite Precipitation Analysis）对新加坡附近区域的热带降水系统进行了研究；Zhao et al（2018）针对中国大陆区域，对GPM的6类降水观测产品进行了系统的分区评估和对比检验；赵震（2019）利用GPM-IMERG数据研究了台风发展演变过程中的降水特征；肖柳斯等（2019）利用地面雨量站观测数据评估了GPM-IMERG资料在极端降水过程中的性能。GPM卫星目前已有较好的数据积累，各项探测能力均优于TRMM卫星，为深入研究西北地区东部强对流系统特征提供了良好的数据基础。与此同时，随着全球卫星遥感技术的进步，我国卫星探测技术也有了较大提升。我国新一代静止气象卫星FY-4A于2016年12月11日升空，搭载有14通道的辐射成像仪（分辨率0.5~4 km，时间隔15 min）、 干涉式大气垂直探测仪等多种探测仪器，探测能力和探测精度较上一代FY-2系列卫星有大幅提升。FY-4A的高精度、 多通道观测能力和丰富的实况观测产品，为更准确的对流云团观测提供了全新的高质量卫星遥感数据。
卫星资料已广泛应用于我国中尺度对流降水的三维结构研究中。西北地区的高原边坡地带属于高原山地和中东部低海拔区域的过渡带，地形复杂导致强对流地基观测受到较大限制；目前利用GPM卫星对这一区域强降水的研究工作相对较少，GPM观测数据是对该区域强对流系统地基观测的补充。因此，本文利用全球降雨观测GPM卫星资料、 FY-4A卫星资料、 NCEP-FNL和ERA-Interim再分析资料，结合地面观测资料，分析了2018年7月1日高原东坡地带的一次大范围暴雨强降水过程，详细诊断该区域强降水系统的温湿、 动力和降水结构及云粒子特征。
2 降水实况与物理量场分析
2018年7月1日08:00（北京时，下同）至2日08:00，受高原低涡系统东移影响，位于高原东坡的甘肃省河东地区大部发生了一场区域性暴雨强对流天气（图1，由地面气象自动观测站逐分钟降水观测数据计算绘制）。甘肃省共出现55站暴雨，8站大暴雨，最大降水量出现在会宁县新添堡站（136.7 mm）；与此同时，暴雨区出现了大范围的短时强降水（降水率≥20 mm·h-1），全省共出现109个站次短时强降水，强降水主要在夜间开始，其中1日21:00 -22:00出现14个站次短时强降水，最大小时雨强为宕昌县南河（36.4 mm）。
图2是NCEP-FNL再分析数据给出的2018年7月1日20:00实况物理量场，其中NCEP-FNL直接给出了对流有效位能（Convective Available Potential Energy， CAPE）和大气可降水量（Precipitable Water Vapor， PWV），图2中红框内为关注区域，黑点对应图1的强降水中心。 CAPE反映不稳定能量情况，7月1日午后甘肃境内甘南州大部的CAPE值≥500 J·kg-1，其中玛曲、 碌曲、 夏河、 临潭、 卓尼、 舟曲等县CAPE接近1000 J·kg-1，表征在这一区域强降水发生前积聚了较大的不稳定能量。从水汽通量散度和风场给出的动力抬升条件来看，在副高外围西南气流的引导下，来自孟加拉湾的水汽通道打通（显著流线带风速≥10 m·s-1），并在高原东部形成辐合，较明显的水汽通量辐合区从青海东南部自东向西移动，陇东南出现一条较为显著的水汽通量辐合带，水汽通量的辐合对应着700 hPa风场在这一区域显著的南北风辐合切变，切边线随着时间推移由甘南高原边坡一带向陇东南缓慢移动，为这一区域暴雨的形成提供了充足的动力抬升条件。在水汽条件方面，从700 hPa比湿和整层大气可降水量（图2）可以看出，700 hPa我省武威以东大部比湿均在10 g·kg-1以上，偏南区域部分地方比湿最大可以达到14~16 g·kg-1，已经超过甘肃省河东地区夏季暴雨比湿阈值8 g·kg-1；与单一高度层比湿相比，PWV更为直观地反应了整层大气的水汽条件，可知从1日20:00我省陇东南地区的PWV普遍为40~50 kg·m-2，大气可降水量非常可观，表明在西南水汽通道建立以后，甘肃省偏南区域的水汽条件充沛，非常有利于强降水的发生。
图2 2018年7月1日700 hPa水汽通量散度［a， 彩色区，单位： ×10-5 kg·（s·m2·hPa）-1］、 对流有效位能（b，单位： J·kg-1）、 700 hPa比湿（c，单位： g·kg-1）及整层大气可降水量（d，单位： kg·m-2）分布图（a）中矢量为700 hPa风场（单位： m·s-1） Fig.2 Divergence of water vapor flux at 700 hPa ［a， color area， unit： ×10-5 kg·（s·m2·hPa）-1］， convection effective potential energy （b， unit： J·kg-1）， specific humidity at 700 hPa （c， unit： g·kg-1） and precipitable water vapor （d， unit： kg·m-2） on 1 July 2018.In Fig.2（a）， the vector denote wind field （unit： m·s-1） at 700 hPa |
在此基础上，进一步利用探空曲线分析对流系统旺盛区域的大气温湿风垂直结构。由于卫星捕获的云团位置距离周边探空站较远，地面探空观测数据代表性较差，本文利用ERA-Interim资料，计算并绘制了最大降水中心附近（35°N，104°E）的探空曲线~斜温T-lnP图（图4）。从14:00 -20:00，850~500 hPa的中低层湿度显著增加；对流层中下层温度露点差≤0.5 ℃，大气准饱和；对流有效位能（CAPE）达到1500 J·kg-1；700 hPa以下为偏南风，中高层偏西风转西北风，且垂直风切变较强，其中对流层中下层（850~500 hPa）风切变约10 m·s-1。从图4可以看出，降水中心区域大气的潜在不稳定是对流发展的有利条件。
3 GPM观测暴雨云团
GPM是非太阳同步卫星，扫描范围为60°S -60°N，扫描轨迹不固定，要找到与强对流系统发展过程时空匹配较好的轨道观测数据难度较大。2018年7月1日青藏高原东坡强降水过程中，GPM卫星在2018年7月1日21:30左右过境甘肃省南部附近区域上空，轨道号为024656，此时正值对流系统东移发展阶段，GPM卫星捕捉到了这一时段的暴雨云团信息，这为此次暴雨强对流降水系统详细结构特征诊断提供了良好的数据条件。
3.1 强降水水平结构
2018年7月1日21:30，GPM卫星轨道扫过关注区域上空，捕获了此次过程的部分重要信息，图5（a）给出了卫星过境33°N -36°N、 101°E -105°E区域时探测的对流降水和层云降水的样本分布情况。从图5（a）中可以看出，该时刻作为主体降水类型的层云降水中间包裹着数量较少的对流降水样本，结合表1的定量化统计，层云和对流云的降水样本数分别为1906和438个，二者的比例约为4.35；对流降水在样本数上只占总样本的18%，但其平均降水率是达到层云的14倍，对总降水率的贡献更是达到75%，对流性降水贡献远高于南方强降水系统（傅云飞等，2003；郑媛媛等，2004；袁铁和郄秀书，2010）。由于该区域下垫面地形复杂，为了避免地形干扰，从4.5 km高度附近卫星反演的反射率因子［图5（b）］中可知。反射率因子反映了降水系统局部结构，东西长约300 km，南北宽约100 km，主雨带中有数个尺度20~50 km的β尺度对流单体，中心最大反射率因子≥50 dBz，最大小时雨强≥35 mm·h-1 ［图7（b）］，与地面观测站观测的的主降水中心位置和雨强较为吻合。
图5 GPM卫星水平观测： 对流降水（红色）和层云降水（蓝色）的样本分布（a）、 KuPR探测4.5 km反射率因子（b，单位： dBz）Fig.5 GPM horizontal observation： Sample distribution （a） of convective precipitation （red） and stratospheric precipitation （blue）， reflectivity factor at a height of 4.5 km from KuPR detection （b， unit： dBz） |
表1 GPM 卫星降水样本数、 总降水率和平均降水率Table 1 Precipitation sample number， total precipitation rate and average precipitation rate of GPM satellite |
| 降水类型 | 样本数/个 | 总降水率/（mm·h-1） | 平均降水率/（mm·h-1） |
|---|---|---|---|
| 对流降水 | 438 | 2650.76 | 6.05 |
| 层云降水 | 1906 | 845.34 | 0.44 |
图6 层云降水（a）和对流降水（b）的地面雨强频率分布Fig.6 The near-surface rainfall intensity distribution of stratiform precipitation （a） and convective precipitation （b） |
图7 用GPM观测的2 mm·h-1降水率等值面绘制的三维结构示意图（a）、 整层平均降水率（b）、 降水率沿图（b）中AB线段（c）以及沿CD线段（d）的剖面（单位： mm·h-1）Fig.7 Three-dimensional structure drawn with 2 mm·h-1 precipitation rate （a） of GPM vertical observation， average precipitation rate of the whole layer （b）， section of precipitation rate along line AB （c） and CD （d）.Unit： mm·h-1 |
3.2 强降水垂直结构
3.3 雷达反射率因子垂直分布
等频率高度最初用来显示风暴的三维特征（Yuter and Houze， 1995），利用改进的等频率高度算法，对整层样本进行归一化，计算每个高度和数值范围内反射率因子出现频数占总数的百分比，得到归一化等频率高度图（图8）。图8中色斑为不同高度反射率因子频率，其中廓线表征了每个高度高频反射率因子的连线，该曲线可以被认为是云粒子垂直结构分布廓线。
从图8（a）可以看出，此次降水过程中，对流云内云粒子的最大高度可达15 km，其中2~10 km是云粒子的主要分布高度，云粒子反射率范围为15~55 dBz。反射率因子频率大值区在20~50 dBz均有分布，说明云内云滴谱较宽，云粒子半径差异较大。从反射率因子廓线（图8）来看，5 km以下反射率因子随高度变化不大，5~10 km随高度的增高而减小。6~13 km为反射率因子大梯度区，说明随着高度的降低云粒子在迅速增长；2~5 km有反射率峰值且梯度变化不明显，该高度区间内云粒子增长放缓，并在此高度层累积或滞留。这一分布特征与上升气流分布有关，上升气流速度先随高度的增高而增大，随后减小，云中水凝粒子下落过程中在上升气流速度最大的高度层累积滞留；2 km以下粒子反射率迅速减小，Matrosov and Heymsfield（2008）研究指出这种现象可能与低层降雨衰减有关。
4 FY-4A观测暴雨云团
通过GPM卫星单个时刻的观测可以对暴雨强对流系统的局地特征进行详细诊断，但是无法描述系统和与之对应的云团的发展和移动特征。在之前工作的基础上，利用FY-4A卫星可见光0.65 μm波段、 红外10.8 μm波段观测数据，结合ERA-Interim资料给出的500 hPa风场、 高度场和700 hPa风场，对此次强降水过程中的完整暴雨云团进行了分析，研究了此次强降水过程中，暴雨强对流系统的移动和发展。结果表明，暴雨云团有以下特点：
图9 FY-4A卫星云图与Interim数据叠加的2018年7月1日17:00 700 hPa风场（a，风羽， 单位： m·s-1）、 20:00 500 hPa风场（风羽， 单位： m·s-1）及高度场（黑色实线， 单位： gpm）（b）、 7月2日02:00红外云图叠加700 hPa风场（c，风羽， 单位： m·s-1）图（a）中白色箭头代表干侵入，红色箭头代表对流云团A从10:00 -20:00 的移动轨迹；图（c）中棕色双实线代表切变线 Fig.9 The wind field of 700 hPa at 17:00 （a， barb， unit： m·s-1）， the wind field （barb， unit： m·s-1） and height field （black solid line， unit： hPa） of 500 hPa at 20:00 （b） on 1 July 2018 and 700 hPa wind field （barb， unit： m·s-1） at 02:00 on 2 July 2018 （c）.In Fig.9（a）， the white and red arrow line denote dry intrusion and track of cloud cluster A from 10:00 to 20:00， respectively.In Fig.9（c）， the double solid brown lines represent the shear lines |
之前的工作利用GPM和FY-4A两种不同运行轨道的卫星数据，诊断了强对流降水云团的特征。为了直观展现两种卫星的配合观测能力，图10 给出了GPM过境时段（2018年7月1日21:30）KuPR与同时刻FY-4A红外波段黑体亮温的叠加观测。可以看出，在FY-4A静止卫星大范围、 连续性观测的基础上，结合GPM卫星观测，可以给出更为精细的对流系统特征和降水特性。
图10 2018年7月1日21:30 FY-4A黑体亮温（彩色区，单位： ℃）叠加GPM-KuPR轨道观测降水样本分布（像素点，蓝色代表层云降水，绿色代表对流云降水）Fig.10 FY-4A infrared cloud map （color area， unit： ℃） superimposed with precipitation sample distribution observed by GPM-KuPR ［pixel， stratospheric （blue） and convective （red） precipitation］ at 21:30 on 2 July， 2018 |
5 结论
（1） 在副高外围西南气流的引导下，来自孟加拉湾的水汽通道打通，甘肃省南部700 hPa比湿最高达到14~16 g·kg-1，其中陇东南地区的PW普遍达到了40~50 kg·m-2以上，高能高湿的不稳定大气在700 hPa切变线及地面辐合线的触发下产生大范围的强降水，降水前期能量充沛，具有明显的强对流性质。
（2） 从水平结构看，降水系统在空间上以层云雨团为主，其中分散分布有数个中尺度对流性雨团。对流样本数仅有层云的1/5，但平均降水率是层云的14倍，对总降水的贡献达到75%，对流性降水贡献远高于南方强降水系统；对流降水的雨强谱在1~30 mm·h-1都有分布，范围比层云降水更宽，其中5~10 mm·h-1的降水率占总雨强的30%以上；30 mm·h-1以上降水对总降水率的贡献不足10%。层云降水雨强频率则主要分布在0~20 mm·h-1，1~5 mm·h-1是层云降水率最大贡献区间（可达60%），该区间样本占总样本数一半以上。
（3） 垂直结构方面，强降水质心离地高度约2 km，具有比我国南方同类强对流系统更明显的低质心特征。对流云高度可达15 km，主要分布在2~10 km，反射率在15~55 dBz；雷达反射率频率大值区自20~50 dBz均有分布，说明云内云滴谱较宽，云粒子半径差异较大。层云与对流云的垂直分布存在明显差异，高度仅至10 km左右，主要分布在5~10 km，反射率在15~30 dBz，雷达反射率频率大值区集中在30 dBz以内，说明层云内云粒子半径差异较小。
（4） 从FY-4A云图上来看，降水云团在云图上表现为呈弧形带状排列的中尺度对流复合体，受云团前侧高压脊阻挡，云团从高原东部初生至发展旺盛阶段用时接近4 h，自西向东移动约3个经度，属于准静止型暴雨云团，暴雨云团移速缓慢是导致陇东南地区出现局地极端强降水的重要原因。