1 引言
云的时空变化是影响全球天气和气候变化的重要因子之一， 它的辐射效应对地球能量起到了显著的控制作用， 同时也通过直接参与降水过程影响了地球水循环。卷云薄而纤细， 内部主要由冰晶粒子组成。卷云云底高度一般在6 km以上， 云顶一般位于对流层顶下部， 并经常出现在多层云系统中。通过卫星对全球卷云进行观测， 发现其在地球表面的瞬时覆盖率为 20%~40%（杨亦萍等， 2016）。对于卫星难以探测到的不可见卷云（云光学厚度小于0.03）， 不仅对辐射平衡有重要影响， 还会影响到水汽和其他气体从对流层向平流层的传输， 所以对卷云的卫星和地基观测研究一直是个难点和热点问题（Fu et al， 2006）。
在全球不同地区已有几个大型观测实验研究卷云的发生和形成及其气候影响（Platt et al， 2002； Comstock et al， 2002； Pace et al， 2003； Sunilkumar et al， 2005）。目前的研究认为卷云的形成受两个主流机制影响： 深对流溢出（Prabhakara et al， 1993； Wang et al， 1996）、 受大尺度波动（Kelvin波或重力波）或天气尺度抬升引起的局地转化（Boehm and Lee， 2003； Immler et al， 2008； Fueglistaler et al， 2009）。众多观测发现卷云通常出现在对流活动区域附近以及较低的向外长波辐射（OLR）区域附近（Winker and Trepte， 1998； Eguchi et al， 2007）。这是因为深对流活动能够把水凝物粒子从边界层传到上对流层从而促发卷云的形成（Luo et al， 2011）。另外大尺度抬升或大气波动产生的温度起伏也会导致上对流层的卷云局地转化 （Riihimaki and McFarlane， 2010）。
青藏高原作为最为典型的高原地区， 平均海拔在4000 m以上， 被称为“世界屋脊”和“地球第三极”， 它是北半球气候变化的启动区和调节区， 这里的气候变化不仅直接驱动我国东部、 西南部的气候变化， 对全球的气候变化也具有明显的敏感性和调节性。夏季青藏高原受南亚高压影响， 该地区的卷云呈现了与同纬度其他地区不同的特点。一方面亚洲夏季风系统（Asian Summer Monsoon， ASM）通过快速的垂直传输把大量人为气溶胶前体物从亚洲输送到上对流层， 这些物质被限制在上层ASM内反气旋内（Fu et al， 2006； Randel et al， 2010）。另一方面高原地区大地形的抬升运动能够促使暖湿空气上升到高层大气， 有利于卷云的发生发展（Zhao et al， 2019； Yang et al， 2020）。同时， 与副热带地区类似， ASM期间青藏高原的深对流活动显著增强， 它与地形抬升及气溶胶及其前体物的堆积相配合， 有利于冰晶的生成， 从而导致卷云的生成。
由于地形和水汽环流的影响， 青藏高原地区这两种机制对卷云的形成更为复杂， 目前还不是很明确。Gao et al（2003）利用中分辨率成像光谱仪（MODIS）数据分析了水汽和卷云的季节变化， 发现高原上空高云反射率在4月达到最大而11月降到最低。Chen and Liu（2005）研究了高原上空卷云的季节性变化， 发现3 -4月由于地形抬升作用致使暖湿空气缓慢抬升到对流层顶进而产生出现大量的卷云。一些卫星观测也表明高原频繁发生的深对流与卷云的发生密切相关（Li et al， 2005； Jin， 2006）。He et al（2013）利用激光雷达获得了高原上空卷云几何和光学的时空变化特征， 发现卷云的发生与对流层上部的向外长波辐射及温度扰动有很强的相关， 表明亚洲夏季风控制下的深对流和重力波是控制高原上空卷云生消的主要动力因素。
然而， 高原地区对卷云观测的垂直和时间分辨率还是远远达不到要求。之前的地基激光雷达观测通常是在固定站点， 时间也较短， 另外受下层云遮挡， 难以有效观测到上层卷云， 因此对于整个高原范围内不同高度卷云的分布认识还不清楚 （Wang et al， 2005； Noel et al， 2007）。也有研究在高原地区采用CALIPSO对云顶与对流层顶关系（Pan and Munchak， 2011）， 以及生成机制（Zhang et al， 2020）进行过分析， 但由于CALIPSO在探测卷云上存在对大尺度粒子识别较困难的问题， 而CLOUDSAT联合CALIPSO提高了对大尺度粒子的识别能力， 在卷云观测上具有更大的优势， 尤其是识别高层薄卷云的能力大大提高。因此本文利用CLOUDSAT联合CALIPSO数据分析了2007 -2010年高原地区夏季的卷云时空分布特征， 同时采用再分析数据和相关卫星产品对不同高度卷云的形成机制进行了分析， 研究结果将有助于深入理解青藏高原的热动力效应并进一步提高气候模拟的准确度。
2 数据来源及方法介绍
2.1 研究数据
2.1.1 CLOUDSAT联合CALIPSO数据
CloudSat卫星是第一颗用主动毫米波雷达在全球范围内观测及研究云量、 云的分布和垂直结构、 辐射特性及降水信息的卫星。由于其搭载是94 GHz的云廓线雷达（CPR）， 可以有效“切开”云层， 更加有利于研究云的微物理特征， 且对大尺度的粒子较为敏感（潘红林， 2017）。
CALIPSO卫星将主动激光雷达仪器与被动红外和可见光成像仪相结合， 以探测全球薄云和气溶胶的垂直结构和特性。它是首颗搭载532 nm和1064 nm波段的双通道的云-气溶胶正交偏振激光雷达（Cloud-Aerosol Lidar with Orthogonal Polarization， CALIOP）的卫星， 能够同时测得高空的微弱水汽凝结层以及光学厚度较薄的冰云（郑建宇等， 2018）。
CPR雷达和CALIOP激光雷达测量的组合能够精确定位到光学薄云的高度和位置， 可以有效区分那些在没有被较低云遮挡时被地基观测归类的卷云（Sassen et al， 2008）。CLOUDSAT联合CALIPSO产品2B-CLDCLASS-LIDAR（ftp： //ftp.cloudsat.cira.colostate.edu/）在青藏高原地区的探测时间为每日05:00（世界时， 下同） -08:00和17:00 -20:00， 水平分辨率为2.5 km×1.4 km， 云层垂直方向分为10层， 产品中包含云类别、 云顶高度和云底高度等数据。其云分类算法根据云的垂直和水平特征， 是否存在降水， 云体温度及MODIS测得的向上辐射信息将云定义为八种基本云类型， 分别为： 卷云、 高层云、 高积云、 层云、 层积云、 积云、 雨积云和深对流云。为了充分利用该数据， 采用2007 -2010年夏季的所有数据对青藏高原的卷云进行空间分布特征研究。
2.1.2 向外长波辐射（OLR）
向外长波辐射是指大气层层顶向外的长波辐射。该辐射量由云顶温度决定， 云顶越高则云顶温度越低， 向外长波辐射就越小， 表征对流越强； 反之， 向外长波辐射越大， 则对流越弱。OLR低值区是主要的对流区（谢安等， 1988）。本文采用NOAA卫星的日平均OLR数据（https： //www.ncei.noaa.gov/data/outgoing-longwave-radiation-daily）， 时间分辨率为1 d， 水平空间分辨率为1°×1°。以210 W·m-2作为阈值来识别深对流位置及其强度（Fujiwara et al， 2009）。
2.1.3 重力波强度
采用重力波损耗量表征重力波的强度， 该参数的定义是在整个大气柱上每单位面积平均流中的动能转化为热量的平均速率， 受到地形阻塞和地形重力波等相关的应力的影响。为了与CLOUDSAT联合CALIPSO产品的时间精确匹配， 采用欧洲中期天气预报中心第五代再分析资料ERA-5中对应时间内重力波损耗量水平数据格点资料， 空间分辨率为0.25°×0.25°， 时间分辨率为1 h。ERA-5是由欧洲中期天气预报中心（ECMWF）发布的综合性的再分析数据， 覆盖时间为1979年至今（谢劭峰等， 2021）。同时在该数据集中选取了研究区域的水汽含量和垂直风速数据配合分析地形对卷云生成的影响。
2.2 研究方法
3 结果与讨论
3.1 卷云分布特性
图2 2007 -2010年夏季卷云发生次数的分布（单位： 次）蓝色粗线为青藏高原边界； 黑色实线为1000 m和4000 m的地形高度； 黑色虚线为600 m地形高度 Fig.2 The occurrence number of cirrus cloud in the summer of 2007 -2010.Unit： times.The thick blue line is the border of the Qinghai-Xizang Plateau.The black solid lines represent the geographical height contour at 1000 m and 4000 m.The black dotted line represents the geographical height contour at 600 m |
云顶高度在12 km以上卷云的平均发生数为3908次， 远远高于8~12 km卷云的平均发生数。与低层卷云不同， 12 km以上卷云主要分布在青藏高原的南部地区， 且从南到北卷云发生数呈现单调减少的趋势。卷云频发现象主要集中在高原中南部边界地区， 也是印度人口数目最多的北方城邦地区， 最大发生数为12215次。该地区也是低层卷云的多发地区， 同样的水汽堆积为卷云生成创造了必要条件。而卷云少发现象主要发生在高原西北部边界， 四年的卷云平均发生数为13次， 最小发生数为0次， 位于吉尔吉斯斯坦地区。该地区为典型的内陆国家， 远离海洋， 大气中水汽含量较少， 不利于卷云形成。
3.2 卷云发生机制
图3 2007 -2010年夏季平均重力波耗损量分布（单位： J·m-2）蓝色粗线为青藏高原边界； 黑色实线为1000 m和4000 m的地形高度； 黑色虚线为600 m的地形高度 Fig.3 Distribution of average gravity wave loss in summer from 2007 to 2010.Unit： J·m-2.The thick blue line is the border of the Qinghai-Xizang Plateau.The black solid lines represent the geographical height contour at 1000 m and 4000 m.The black dotted line represents the geographical height contour at 600 m |
从重力波耗损量的分布特征看， 其最大值区在青藏高原南部的变化与低层卷云的分布较为相似。我们选择青藏高原南部边界和腹部作为重点关注地区， 得到了研究期间所有格点的年平均重力波耗损量与低层卷云总发生数的对应空间序列。图4 （a）给出了年平均重力波耗损量与低层卷云总发生数的散点变化。从图4 （a）中可以看出， 重力波损耗量与低层卷云发生数存在正相关性， 相关系数为R=0.69， 通过了显著性检验P<0.01。而对于重力波损耗量较小的青藏高原中部地区， 相应的卷云发生数也较少； 虽然青藏高原北部重力波损耗量远小于南部地区， 但北部包含了新疆沙漠半干旱地区， 气溶胶颗粒物丰富， 在低空有利于异质核化形成卷云（黄建平等， 2021）。尽管重力波常常发生在对流层中上部， 但其破碎后的能量也会向上传输得到对流层顶附近甚至平流层。从图5 可以发现， 青藏高原地区西南部和南部边界深对流活动较弱， 但卷云发生数较多， 相应的重力波耗损量也较多。这个区域内重力波损耗量与高层卷云发生数存在正相关性， 相关系数为R=0.61， 通过了显著性检验P<0.01［图4 （b）］。因此可以认为高原地区卷云的形成与重力波导致的温度扰动密切相关， 这是因为随着地形强迫抬升作用增强即重力波损耗量提高， 导致对流层上层的温度扰动， 对流发展更加旺盛， 冷云过程发展提前， 容易促使水汽凝结成核（张灵杰， 2010）。但同时也要考虑到水汽支撑作用， 对于水汽较少的高原西部内陆地区， 即使重力波活动较为频繁， 卷云的生成和发展也比较困难。
图4 重力波日平均耗损量与不同高度卷云总发生次数散点分布Fig.4 Comparison of the daily average loss of gravitational waves and the total occurrence of cirrus clouds at different heights |
图5 2007 -2010年夏季OLR的水平分布（单位： W·m-2）蓝色粗线为青藏高原边界， 黑色实线为1000 m和4000 m的地形高度， 黑色虚线为600 m的地形高度， 红线为OLR 210 W·m-2的等值线 Fig.5 Spatial distribution of OLR in summer from 2007 to 2010.Unit： W·m-2.The thick blue line is the border of the Qinghai-Xizang Plateau.The black solid lines represent the geographical height contour at 1000 m and 4000 m.The black dotted line represents the geographical height contour at 600 m.The red lines represent the contour of OLR at 210 W·m-2 |
式中： x为OLR区间内所有格点四年夏季卷云日平均发生数总和； b为对应OLR区间内的格点总数； y即为归一化后对应OLR区间的卷云日平均发生数。
按照这个处理方案， 在图6 中给出了以10 W·m-2为等间隔的不同区间OLR与相应的日平均卷云发生数的柱状图。从图6 中看出， 当OLR值小于140 W·m-2时即强烈发展的深对流， 相应的卷云日平均发生数达到最大值， 为261次。当OLR值大于140 W·m-2时， 卷云发生数急速降低， 仅有OLR值小于140 W·m-2时的一半左右。OLR值分布在140~260 W·m-2时， 区间内OLR即深对流强度对卷云发生数影响甚微， 卷云日平均发生数在100次上下波动。因此可以认为发展剧烈的深对流活动对卷云的形成起着显著的作用。
图6 不同区间的OLR（深对流）内卷云日平均发生数的柱状图其中红线为对应区间内的误差棒， 标注的数字为区间内格点总数 Fig.6 Histogram of daily average occurrences of cirrus clouds in an interval of 10 W·m-2 for OLR （deep convection）.The red line is the errorbar in the corresponding interval， and the labeled number is the grid count within the OLR interval |
除了上述重力波和深对流活动对卷云生成的影响机制， 高原特殊的地形结构对卷云的生成也会产生显著的影响（康潆文等， 2021）。图7 给出了水汽含量和垂直风速的纬向剖面图。相应的物理量是82°E -92°E之间的平均值， 这个范围也对应了高原的主体。可以看到高原的地形从27°N开始陡峭升高， 到29°N基本达到最高值， 也就是说在200 km的距离内地面海拔升高了近4000 m。这种地势对于水汽和大气运动的阻挡作用非常明显， 使得来自印度洋和印度次大陆的空气块在高原南坡堆积抬升。从图7 （a）中可以看出， 青藏高原南部地区的水汽含量较高， 近地面水汽含量达到最大值为0.0175 kg·kg-1左右， 并呈现从南到北递减的趋势。南坡随着地形抬升， 水汽随着高度也有明显的堆积和上升。在图7 （b）中， 垂直风速为负表示向上的运动。可以看到， 高原南部边界低纬度区域出现了明显的上升运动， 风速大小主要分布在-0.2~-0.12 Pa·s-1之间， 远高于高纬度垂直向上的风速。
图7 水汽含量（a， 单位： kg·kg-1）和垂直风速（b， 单位： Pa·s-1）的纬向剖面图黑色阴影为82°E -92°E之间的平均地形高度， 代表高原主体， 柱状图为该经度范围内以纬向2°等间隔内的卷云发生数 Fig.7 Zonal section of water vapor content （a， unit： kg·kg-1） and vertical wind speed （b， unit： Pa·s-1）.The black shade is the average terrain height between 82°E and 92°E， representing the main body of the plateau.The cylinder is the number of cirrus cloud occurrences in an equally intervals of 2° latitude |
高层卷云的总发生数从南到北逐渐减少， 在高原南坡高层卷云的总发生数达到最大值9013次。这表明高原地形有利于上升暖湿气流爬升， 促使云滴凝结形成冰粒子进而生成高层卷云。而在青藏高原北部新疆等地区， 高层卷云总发生数达到最小值617次。一方面这些地区深居内陆， 远离海洋， 水汽含量较低。另一方面该地区的垂直向上风速较小， 不利于上升气流爬升， 从而导致卷云总发生数较少。因此可以认为高原特殊的地形对气流的阻挡抬升作用也是青藏高原南部地区卷云发生数普遍偏高的原因之一。
4 结论
青藏高原夏季受南亚高压影响， 卷云呈现了与同纬度其他地区不同的特点。本文使用CLOUDSAT联合CALIPSO数据分析了2007 -2010年夏季青藏高原区域的卷云分布特性， 得出主要结论如下：
（1） 高层（云顶高度在12 km以上）卷云发生数明显高于低层（云顶高度在8~12 km）卷云发生数。高层卷云主要分布在高原南部地区， 而低层卷云除了高原西部， 在高原的边缘均有较大的发生频率， 尤其在高原北部卷云发生数远高于高原腹部。与之前对低层卷云进行探测的研究相比， 本文采用的CLOUDSAT联合CALIPSO产品获得的高原北部卷云数量明显较高。这是由于CALIPSO本身波长的限制， 对高原北部受沙尘气溶胶颗粒物影响异质核化形成的大尺度冰晶粒子识别能力较低， 因此遗漏了包含大粒子的低层卷云。
（2） 从发生发展机制上看， 重力波耗损量对不同高度的卷云生成均有贡献， 而深对流活动显著影响了高层卷云的生成， 尤其是强烈的深对流活动有利于高层卷云的数量爆发性增长。同时高原地形的阻挡和抬升作用使得高原南部边界的水汽产生推积以及垂直向上的气流运动， 为卷云的生成提供了充足的水汽和动力条件。
（3） 除了热动力机制， 卷云的生成还与云凝结核或冰核的作用密切相关， 这项研究仅关注了包括地形、 重力波和深对流等卷云的热动力驱动因素。事实上， 高原上空的亚洲夏季风系统会通过快速的垂直传输把大量人为气溶胶前体物从亚洲输送到上对流层， 这些物质被限制在上层ASM内反气旋内。这些物质作为云凝结核或冰核对水汽的异质核化作用也会促进卷云的生成， 下一步我们将结合气溶胶和卷云粒子尺度等信息分析高原地区气溶胶作为云凝结核或冰核在卷云生成发展过程中的作用。