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根据TRMM卫星资料对9年内热带地区降水、云和闪电的日周期变化

Chuntao Liu 1 and Edward J. Zipser 1

运用TRMM卫星所搭载的可见光和红外扫描仪VIRS、TRMM微波图像仪TM、降水雷达PR、闪电图像仪LIS以及云和地球辐射能量系统CERESI等仪器，可以对热带地区9年内的地表降水及其降水系统、人口和污染情况、接近对流层顶部的强对流天气、雷暴云及闪电计数以及降水的垂直结构等方面进行系统分析。在陆地上，日周期变化的分析着重包括在傍晚出现最大值的降水系统在云之间由相位差和高度，降水和闪电计数的不同而探测得到的雷达探测回波数值的不同进行分析。在海洋方面，昼夜日周期的着重分析点在于夜间和较早午后降水系统或阵雨的影响因素。在对这些方面的研究中，热带当地海洋时间大约0230和0530之间、在海拔12km以上的海洋云云顶亮温小于235K时的雷达反射率出现了双峰值，一个出现在夜间，一个出现在午后。

1，引言

在1998年TRMM卫星成功发射之前，几乎所有有关热带地区对流云的研究所需数据的采集仅仅只能基于红外数据[e.g., Fu et al., 1990; Janowiak et al., 1994; Garreaud and Wallace, 1997]。在热带所需测量地区所得的一个典型数据，比如当该地被云完全覆盖所探测到云所发出的长波辐射（或者云的红外云顶亮温）往往会小于某个规定值[e.g.， Hall and VonderHaar, 1999; Yang and Slingo, 2001]。当某地被冷气团覆盖时会经常用来等效代替强对流天气或强降雨的研究。研究协会也认可这种研究方法，因为诸如高冷气团和砧状云等现象会直接导致强对流天气系统的形成。

当TRMM卫星发射成功后，对于这方面的研究可以采用TRMM卫星所搭载的可见光和红外扫描仪VIRS、TRMM微波图像仪TM、降水雷达PR、闪电图像仪LIS以及云和地球辐射能量系统CERESI等仪器，并可以做到分离上云，降水，闪电的信息进行单独研究，并表明对流强度。不止是热带，全球范围也可以进行有效的扫描探测。[Nesbitt and Zipser, 2003; Cecil et al., 2005;Liu et al., 2007].另外，降水的垂直结构也可以通过TRMM卫星的降水雷达系统进行测量并得出结论。[e.g., Heymsfield et al., 2000].

这项工作的目的是为了解决以下问题：（1）如何理解降水系统的垂直结构昼夜分布存在差异；（2）热带地区(20°N–20°S)昼夜交替不同时段的云，降水以及闪电所产生的区别，以及影响降水周期长短的相关因素是什么。

为了解决上述问题，我们首先以9年来由TRMM卫星的降水雷达系统PR在不同海拔高度的降水量的探测资料为蓝本进行分析论证。之后我们将选择性地采用以可见光和红外扫描仪VIRS、降水雷达PR、闪电图像仪LIS所探测得到的有关于强对流天气、降水、冷气团和闪电等相关数据资料，生成有关数据日周期变化的结论和图像。这些参数相位和幅度的日周期变化分别对应陆地和海洋进行比较，其得到的结果便可以用于解释影响降水周期长短的相关因素为何。

2，资料介绍和分析方法

不同的海拔高度，在20dBZ 范围左右雷达反射率的不同可作为高度的函数用以演示降水产生的不同。要得到降水系统的日变化趋势，首先以PR资料为蓝本（1998-2006），统计其中雷达反射率大于等于20dBZd的所有像素点，将全图像划分为1°X 1°的像素小格。时区以当地时间1小时为单位划分，分成24个时区间隔；海拔高度以1km为单位划分，分成16个距离间隔。然后在选定的区域中，通过分割总样本图像区域，统计出每个区域内的网格中的20dBZ的像素总数来进行计算统计。在本文中，我们只选定处在热带研究范围内的陆地和海洋即20°S—20°N之间的20dBZ的像素点进行研究分析。

为了证明云、降水、强对流和闪电现象的日变化，我们分别选用其中6个参数（表1中列出）来代表降水和降水系统，接近到达对流层顶部的强对流天气系统，冷气团和闪电现象。这些参数的日变化通过由VIRS、PR和LIS仪器测量所得的24时区间隔中每个被划分的像素小格中符合条件的数据累加所得。然后我们将每个参数中小格所占的总比重分别统一化成百分比形式，得到其百分比分布，从而使每个不同参数的振幅和相位的日变化可以在一起进行比较。

表1：云、降水和降水系统以及雷电等代表参数

3，结果

3.1降水垂直结构的日变化

测量地带（20°S—20°N）陆地和海洋区域中符合条件的20dBZ的测量结果在图1中画出。其测量结果与以往的研究所得结果相对比的结论一致[e.g., Hall and VonderHaar, 1999;Yang and Slingo, 2001; Tsakraklidesand Evans, 2003;Nesbitt and Zipser, 2003]。结果表明陆地的研究对象的日变化波动较之海洋要更为强烈。白天陆地上出现的20dBZd 最大值比夜晚海洋上出现的最大值更强烈，但需要注意的是，由于地面杂波的干扰，20dBZ的出现位置，在陆地会下滑约2km，在海洋上会下滑约1.5km。

图1：TRMM PR测量得到的ge;20dBZ在不同海拔高度上的日周期变化，（a）为陆地，（b）为海洋，数字为20dBZ反射率所占面积与总面积的比值。

图2：雷达反射率ge;20dBZ随海拔高度的变化而出现的不同的回波频率，图中数字为百分比形式，单位为%。

为了研究降水量日周期变化在不同海拔高度的变化幅度，图1中的20dBZ的测量结果用不同海拔高度的等高线进行划分来区分不同高度上20dBZ出现的频率。另外云及降水图显示为图2。由图2的结果可以直接得出两个结论，第一：降水量日变化周期的幅度随高度的增加而增加；第二：最大降水量的发生点在不同高度不同时段都有可能出现。在热带的陆地上，降水量最大值的出现时段大约为1500—1700（仅适用于本文所采用的当地时间），海拔高度在10km之上。一到两个小时之后，最大值的出现约在海拔5—9km的对流层之中。在热带的海洋地带，反射率ge;20dBZ的峰值有两个，其中一个出现在当地时间0230-0530之中，海拔12km以上，另一个则出现在海拔5—9km的平流层中，出现时间约当地时间0400—0700。在较早午后的海洋洋面之上4km处会出现较高于20dBZ的扩展衔接区域。在两图对比分析中，图2 中的某些细节处不如图1中显而易见，其原因是20dBZ出现频次的随着高度的增加有着明显的下降。为了阐明对沿海地带存在影响的可能因素，我们已经选定了类似远离陆地的远海地区进行研究分析，结果为上述海洋地区出现的两个峰值依旧出现在了测量结果中（此结果没有在图中表示出来）。

3.2 云、降水和雷电的日周期变化的差异

采用之前提到的6个参数分别表示热带地区（20°S—20°N）的降水量、降水系统、冷气团、接近对流层顶部的强对流系统以及陆地和海洋上的雷电计数等，具体参数在图3中表示。在Nesbitt and Zipserrsquo;s [2003] 的研究结果中可知，总降水量的日周期循环即使是在亚热带地区也已经得到证实。显然，这些参数的昼夜周期相位有着较大的幅值差异。为了定量比较这些参数的幅值以及它们之间的相位滞后差值，我们选用谐波分析的方法将6个参数进行区域划分的计算。第一次谐波（S1）相位和振幅的最大和最小值列在表2中，需要注意的是，S1阶段并不能完全代表各个变量的各个其它阶段。

在陆地上，S1阶段的探测结果都会比各个参数的最大值要晚0.5—1小时左右，但对于同阶段的不同变量的相位滞后研究它仍然可以当做公平的对比指标进行参考。结果显示，降水系统的回波峰值在当地傍晚时间段达到最大值，紧接连续出现强对流天气并伴随地表降水量以及雷电计数达到最大值，此时20dBZ回波探测高度接近14km，之后砧云等迅速蔓延并且大量云顶亮温210K（13.5km）以及235K（10.2km）在2—3小时之内迅速增长并达到最大值。上述类似模式虽然在相位滞后差值方面略有误差值，但仍然可以用以研究热带地区不同环境陆地区域的差异的研究。例如，对于研究印度尼西亚三个热带区域对流系统日周期变化的最长持续时间等有所推进。

图3：总降水量、降水系统在14km雷达回波大于等于20dBZ的面积区域，冷气团云顶亮温为T B11lt;210K以及235K的面积区域以及20°S—20°N地带雷电计数在陆地（a）和海洋（b）的竖直，垂直线代表昼夜谐波相位的位置（S1），由此图可知，在陆地的日周期变化比海洋具有更大规模和范围。

在海洋区域内，S1阶段无法完全表示在日周期变化中不同变量的不同相位滞后量，其原因是所采用的变化模式不同，尤其是对冷云气团以及云顶亮温（TB11）＜235K（表2，图3）的研究。在接近对流层顶部的强对流天气系统，云顶亮温（TB11）＜210K的冷云气团系统区域面积和雷电计数回波要强于云顶亮温（TB11）＜235K的区域面积和强降水系统。云顶亮温（TB11）＜235K区域面积具有两个峰值，一个出现在夜间，另一个出现在午后。但这种双峰模式研究表明在太平洋的东西两岸以及北大西洋区域不适用，因为在这些沿海区域午后的峰值与研究因素并无相关关系（此结果没有在图中表示出来）。一般来说，降水系统的峰值出现在当地时间0230左右，伴随着强对流天气闪电等现象的交替出现（如果有闪电现象的话，因为当时段在海洋地区闪电较为罕见[Cecil et al.,2005]）之后在凌晨到清晨时段，冷云气团出现（＜210K）并伴随有强降水系统。到午后时，出现较第一次要弱的峰值，降水系统区域主要为云顶亮温＜235K的云系区域中。

4，总结和讨论

在此我们整合了不同高度的降水量的分布，以及强对流系统、云、降水和闪电计数等参数之间的相位差值诸方面的大量数据等来推论热带区域降水系统综合持续时间的影响因素。

在陆地区域上，其结果与早先的研究结论相一致 [e.g., Gray and Jacobson, 1977; Augustine, 1984; Nesbitt and Zipser,2003]，云、降水和雷电计数的日周期变化可以由午后的降水系统变化的相关性轻松得到结论。

在海洋区域方面，一般情况下降水和雷电计数的参数可以和夜间对流系统和午后阵雨等相关参数进行解释，然而在降水和云的日周期变化还需做长远研究才能得出结论。

表2：不同热带区域中降水系统，闪电，20dBZ 14km云顶亮温210K 235K的云区域和降水雨量等探测所得第一阶段谐波振幅及其最大持续时间和时段。

（1）首先，由图2（b）可知，海洋区域中海平面12km以上降水有较高可能性出现双峰值，首次峰值出现在当地时间0230，伴随有相对于0530时间段出现的第二次峰值降水量较少的降水出现。从此片文献来看，其原因可以解释为夜间强深对流天气系统的作用，晨间西太平洋地区的云对于当地的影响或者东太平洋地区在不同天气尺度下风况对其的影响[Pereira and Rutledge, 2006]。

（2）热带海洋区域TB11 ＜235K云的测量幅值要比上述降水所测的两个峰值的信号要强得多，此结果可以用来校正由TRMM IR所探测的海洋降水双峰图[e.g., Augustine, 1984]。海洋区域的午后对流阵雨也可以由午后20dBZ ，5km探测范围内所得，但是此对流阵雨在高海拔区域和极冷云的雷达回波相对较弱（图2（b）和3（b））。为什么午后会出现大量TB11 ＜235K的云呢？我们可以推测，是一些相对于冷云温度较高的一些卷云等的出现，并从其下方渗透了部分长波辐射从而影响了探测结果的准确度，但这也仅仅是处于合理的假设而已，因为白天时热带海洋区域上空确实存在有大量的卷云，但具体原因是否真是如此，仍然需要继续验证。

参考文献

Augustine, J. A. (1984), The diurnal variation of large-scale inferred rainfall over the tropical Pacific Ocean during August 1979, Mon. Weather Rev.,112, 1745–1751.

Cecil, D. J., S. J. Goodman, D. J. Boccippio, E. J. Zipser, and S. W. Nesbitt(2005), Three years of TRMM precipitation features. Part I: Radar, radiometric, and lightning characteristics, Mon. Weather Rev., 133, 543–566.Fu, R., A. D. Del Genio, and W. B. Rossow (1990), Behavior of deep convective clouds in the tropical Pacific deduced from ISCCP radiances,J. Clim., 3, 1129–1152.

Garreaud, R. D., an

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