低空云的降水

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图5.2所选场景T与re的局部相关性不同的线是每1°C区间的re的第10、25、50、75和90个百分位。五个微物理阶段:(1)凝析生长带，(2)碰撞生长带，(3)雨淋区，(4)混相区，(5)冰川区。面板(a)和(b)来自大陆场景，(c)和(d)来自海洋场景。改编自Rosenfeld和Lensky(1998)。

微波辐射，云水对微波辐射的吸收能力要小得多。Masunaga等人(2002)提出了一种结合使用可见/红外成像仪和微波辐射计来分析液滴尺寸垂直不均匀性的技术。在他们的算法中，用微波反演的LWP和可见光反演的x从公式5.3推导出了一个云层平均r(或r ave)。同时，利用Nakajima and King(1990)方法估算了云顶re(或retop)。微波辐射测量中的部分波束填充效应是利用微波视场内的云分数来修正的，云分数是由配置可见辐射亮度确定的。云分数低于三分之一的区域被排除在分析之外，从而使表面微波发射的不确定性引起的反演噪声保持在最低限度。误差分析和方法论的进一步细节可以在Masunaga et al.(2002)中找到。目标云仅限于那些最高温度高于273 K的云。

relive和retop的全局分布如图5.3所示。两种不同版本的有效液滴半径有一个共同的整体模式，除了reave的变异性在振幅上明显大于retop。有效雨滴半径在热带辐合区最大，r值显著超过毛毛雨阈值或15 pm，表明暖雨频繁发生。一个有趣的特征是SPCZ的北部镜像，它从赤道西太平洋延伸

再保险(NV)

4 8 12 16 20 25 30 50有效液滴半径(pm) 2000年1月- 3月

图5.3 2000年1 - 3月reive(上)和r_t0P(下)的月平均全球分布。改编自Masunaga et al.(2002)。

4 8 12 16 20 25 30 50有效液滴半径(pm) 2000年1月- 3月

图5.3 2000年1 - 3月reive(上)和r_t0P(下)的月平均全球分布。改编自Masunaga et al.(2002)。

向东北靠近夏威夷。在大西洋也观察到类似的“蝴蝶”图案。在浅雨气候学中观察到一对类似的蝴蝶翅膀(稍后讨论)，而当包括来自深云的降水时，南翼在大小上压倒了北翼。

有些地区的有效滴半径没有达到毛毛雨阈值。尤其值得注意的是靠近主要大陆西海岸和中国东海的亚热带海洋，在那里，回填层甚至比还原层还要小。液滴在低空云层中的增长可能受到多种原因的抑制，包括对流层下部的高稳定性(Klein and Hartmann 1993)和高气溶胶浓度(Twomey 1977;阿尔布雷特1989年)。通过对reave和rgtop的分析，Matsui et al.(2004)证实了毛毛雨和暖雨过程进行的程度与对流层下部的稳定性和气溶胶浓度系统相关。的影响静态稳定低云上的气溶胶在本卷的其他地方分别进行了更详细的讨论(例如，Bretherton和Hartmann;Feingold和Siebert)。

星载云剖面雷达

2006年发射的CloudSat卫星包含w波段(94 GHz)云分析雷达(CPR)，它为我们从太空观测云的能力带来了一个新的维度。作为a - train星座的一部分，CloudSat在与编队飞行的其他卫星上的被动传感器结合使用时特别有用。Stephens和Haynes(2007)试图根据CPR和rc观测到的雷达反射率以及MODIS重新反演的雷达反射率来估计液滴的合并速率。Suzuki和Stephens(2008)设计了一种利用MODIS和AMSR-E评价的CPR反射率和reave相结合的方法，在观测上分离凝聚生长阶段和合并阶段。预计未来会有更多研究提出利用CloudSat和A-Train功能的新想法。

全球浅层雨气候学

在卫星红外图像中，浅云顶与背景表面的对比并不明显。对于给定的LWP，微波辐射测量对云层或降水层的深度都不敏感。因此，从原则上讲，通过常规卫星遥感分离浅层雨是很困难的。热带降雨测量任务(TRMM)降水雷达(PR)的出现带来了一个突破，该雷达能够直接对降水的垂直结构进行剖面分析。Short和Nakamura(2000)分析了全球PR回波顶高度(或风暴高度)，发现浅层积云构成了热带和亚热带海洋风暴高度柱状图中的一个明显峰值。在本节中，我们介绍了由1998-2006年9年TRMM PR观测构建的全球浅层雨气候学。我们分析了存储在TRMM 3A25数据集中的半度全球网格上的月度PR近地表降雨。浅层雨的定义是回波顶高度大大低于冰点的情况。根据TRMM产品惯例，浅层雨根据附近是否有较发达的降水，分为孤立和非孤立两类。因此，非孤立的浅云可能是有组织降水系统的一部分，如中尺度对流系统和热带气旋。 PR sensitivity (> 17-18 dBZ) to drizzle and light rain (< 1 mm hr-1) is marginal, so that shallow precipitation estimated from PR measurements is attributed mainly to warm rain from (relatively developed) shallow对流云团．我们注意到来自层积云的降水非常少，因此在下面的结果中无法观察到。

图5.4a、b分别显示2月及8月的个别浅云月雨量。孤立的浅云在亚热带海洋和ITCZ的降水最多。整体的全球分布与云滴半径的分布相似(图5.3)。前面提到的“蝴蝶”模式在太平洋和大西洋再次被观察到。非孤立浅雨(图5.4c, d)与孤立浅雨在空间分布上有明显对比。Schumacher和Houze(2003)指出，非孤立的浅积云通常紧密地集中在热带辐合带的核心附近，而孤立的浅云则倾向于在辐合带的边缘或在辐合带之外。非孤立浅积云的降雨率比孤立浅积云大

2月4日孤立小雨(毫米)

2月4日孤立小雨(毫米)

(e) 2月对总雨量的贡献较浅。

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 2月非孤立性浅雨(毫米)

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(e) 2月对总雨量的贡献较浅。

8月孤立小雨(毫米)

8月孤立小雨(毫米)

10 12 14 16 18 20 8月非孤立浅雨(毫米)

10 12 14 16 18 20 8月非孤立浅雨(毫米)

2 4 6 8 10 12 14 16 18对8月总雨量的贡献不大。

2 4 6 8 10 12 14 16 18对8月总雨量的贡献不大。

图5.4由TRMM PR 3A25数据集构建的2月(a)和8月(b)浅层孤立云团月雨量气候学。浅层非孤立雨如图(c)和(d)所示，参数相同;(e)和(f)表示孤立和非孤立的浅雨占总降水量的比例。

但在热带辐合区，浅积云对总降水的贡献只是次要的(图5.4e, f)。相反，在几个有限的区域，包括亚热带海洋，特别是在冬季半球，以及在SPCZ和SACZ的东部边缘，浅雨解释了总降水的90%以上。所有这些区域都位于哈德利环流和沃克环流的下沉分支之下，伴随着相对温暖的海面。这些地区的强逆温阻碍了深对流的发展，并捕获了来自下面海洋的水分，这使得浅层云占主导地位。

图5.4显示，与热带海洋相比，热带大陆上来自浅层积云的温暖降雨非常少，除了雨季的亚马逊盆地(图5.4c)。抑制大陆浅层降水的因素包括(但不限于)充当CCN的气溶胶的丰度和陆地上相对有限的水分供应。

总结

本文描述了低空云降水大尺度变率的观测特征。这样的观测需要一种遥感技术来区分毛毛雨和雨云与非降水云。综述了现有的三种方法，利用(a)云光学厚度和有效液滴半径，(b)云顶温度和有效液滴半径，(c)层顶和层平均有效液滴半径。这些分析方法的结果与我们过去几十年通过原位观测获得的低云性质的知识是一致的。卫星观测显示，云微物理状态在大范围空间尺度上的系统变异性超出了个别实地活动的范围。卫星数据分析显示，低空云的性质有一个大规模的梯度，从经常发生浅雨的热带深处，向主要大陆的亚热带西部海岸移动，典型的海洋层积云，降水很少。

层平均有效液滴半径可达50 pm甚至更大，表明热带和亚热带海洋的广大地区频繁发生暖雨。这些区域不仅包括ITCZ、SPCZ和SACZ，还包括北半球的SPCZ和SACZ。TRMM PR测量结果证实了2月北半球亚热带海洋和8月南印度洋浅层降水的优势。暖海表层丰富的水汽供给和强逆温的普遍存在可能是这些地区有利于浅层降水的主要因素。然而，我们并不完全理解为什么这样的条件以准对称的“蝴蝶”模式出现。相比之下，热带辐合带在地理上限制了深对流降水，在赤道附近高度不对称。

如前所述，低空云层的降水完全没有危险。然而，浅降水可能在热力学上促成极端降水事件。下面，我们将讨论浅层云对低层对流层的润湿可能在更深和更有组织的对流系统的发展中发挥作用的可能性。

极端降雨

鉴于气候变化对人类社会的影响，极端降雨的变化与总降raybet雷竞技最新雨量的变化同样重要，尤其是在防灾方面。人们经常指出，全球大气湿度随着气候变暖而增加(正如从《气候变化》中诊断出来的那样)raybet雷竞技最新克劳修斯——克拉珀龙方程方程) ~6.5% /开尔文，气候模型的预测表明，全球平均降水的变化将为3.4raybet雷竞技最新% /开尔文。这种差异是在能量平衡的背景下理解的，因为全球平均降水受到大气辐射冷却速率的限制，而不是大气含水量的限制(例如，Hartmann和Larson 2002)。虽然平均降水量不随大气含水量的增加而增加，但极端降水的频率会显著增加。

Karl et al.(1995)分析了每日降水站数据覆盖美国，前苏联(FSU)和中国。他们发现，1911-1994年期间，极端降水类别(>50.8 mm d-1)的年比例在美国显著增加，尽管中等降水类别(12.7-25.4 mm d-1)和轻度降水类别(2.54-12.7 mm d-1)的比例有所下降。夏季极端降水增加超过夏季总降水的2%;这相当于平均每两年增加一次极端事件。他们还指出，这种增加不是由于强度的增加，而是由于天数的增加。在FSU或中国，降水变率几乎没有系统变化。

在本节中，我们概述了气候模式中极端降雨的未来预测。raybet雷竞技最新为了解决当前对极端降雨的理解，我们讨论了与极端降雨相关的个别现象，并强调在不考虑时间或空间尺度的情况下不能对极端降雨进行定义。

从气候模式角度看极端降雨和未来变化raybet雷竞技最新

什么是“极端降雨”?人们可以很容易地想象，同样的降水水平，50毫米d-1，在潮湿的地方会有不同的看法季风区域相对于半干旱的亚热带地区。当然，它不能用一个全球的降雨强度阈值来定义。因此，为了解决在气候模式中表示极端降水的问题，经常使用极端降水的局部值(例如，24小时降水的年极端值的20年返回值)。raybet雷竞技最新

Emori和Browraybet雷竞技最新n(2005)利用6个气候模式实验，分别研究了平均降水和极端降水的动力和热力成分的未来变化。对于极端降水，在每个格点使用第四大值的多年平均值。Emori和Brown表明，从1981-2000年算起，2081-2100年A1B情景的全球平均降水变化为6%，而极端降水的全球平均降水变化高达13%。极端降水变化主要集中在热力分量上，即使在平均降水变化不大或减少的地区，热力分量也总体上呈增加趋势。他们假设，在更潮湿的大气中，相同数量的质量收敛或发散导致更大的质量水分收敛这就导致了极端降水的增加。

Kharin等人(2007)在一组全球耦合气候模式中研究了具有20年回归期的极端降水，作为IPCC第四次评估报告诊断工作的一部分。raybet雷竞技最新对于未来极端降水的预测，SRES A1B实验的日降水增加的多模式20年中值回报值为6-7% /开尔文，与预测值接近克劳修斯——克拉珀龙方程而对应的平均降水变化为3.4% /开尔文。这一结果也与Emori和Brown(2005)的研究相一致。Kharin等人指出，模拟的当今降水极端在热带外地区是合理的，但在热带地区，模式间存在很大差异。热带地区的不确定性非常大，不仅在模式中，而且在可供比较的再分析数据中也是如此，这降低了对极端降水变化预测的置信度。

最先进的气候模式结果强烈表明，与极raybet雷竞技最新端降水相关的一些物理过程在模式中没有很好地表现出来，特别是在热带地区。虽然大多数关于极端降雨的模型研究都是基于日降水量，但我们必须注意到，“极端”在很大程度上取决于时间尺度现象和数据的时间分辨率。接下来，我们回顾了观测结果，以研究在不同的时间分辨率下是什么现象导致了极端降水。

观测方面的极端降雨

图5.5显示了世界纪录的深度-持续时间关系降雨根据Jennings(1950)收集的降水数据，Ninomiya和Akiyama (1978, pers)绘制的数据。通讯)。在不同时间尺度上，记录点的变化表明不同类型的强降水系统促成了不同时间尺度上的降雨积累记录。在Cherrapunji(印度东北部)发现了每年10天的创纪录降水。在一周到一天的范围内，热带地区的累积量最大。从一天到30分钟，亚热带地区出现了创纪录的降水水平，而在不到一小时的中纬度地区和热带地区出现了创纪录的降水。

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图5.5世界纪录雨量与日本纪录雨量的深度-持续时间关系。改编自《七宫秋山》(1976年)。

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持续时间

图5.5世界纪录雨量与日本纪录雨量的深度-持续时间关系。改编自《七宫秋山》(1976年)。

Trenberth(1999)强调了了解与不同类型风暴相关的降水变化的重要性，并建议收集每小时的降水数据集。下面，我们将举例说明不同类型的风暴如何在不同区域和不同时间尺度上促成极端降水。

Tropical-Extratropical交互

一些研究表明这是极端的降水发生在干旱或半干旱地区，沿大陆西海岸，与热带-温带相互作用有关。Higgins等人(2000)利用美国西海岸的3天累积降水数据，发现极端降水事件发生在厄尔尼诺事件发生前的中立冬季Niño。这是热带太平洋季节内活动很大的时期。Jones(2000)研究了加州的日降水量，表明当与马登-朱利安振荡相关的热带对流活动较高时，极端事件的频率更常见。

根据Higgins等人(2000)和Jones等人(2000)的分析，美国西南部半干旱地区冬季的极端日降水与热带羽流的增强有关(即从热带腹地延伸到亚热带和中纬度地区且仅持续几天的云带)(McGuirk等人，1988;Knippertz和Martin 2007)。图5.6提供了一个由GOES West红外图像捕捉到的东太平洋热带羽流的例子。Knippertz和Martin(2007年)指出，热带羽流或“潮湿输送带”增强了行星边界层上方约700 hPa的水汽通量，并与覆盖的干燥空气一起引起潜在的不稳定。

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图5.6 2007年1月14日00z向西GOES的红外图像所捕捉到的东太平洋热带羽流。获得http://www．satmos.meteo.fr /目录/ qkl_sat / quicklook.pl

在非洲西北部干旱地区，还观察到与极端降水有关的热带羽流。Knippertz和Martin(2005)研究了西非的三次极端降雨。有两个地区的降水量在短短几天内就超过了当地气候年降水量的一半。另一种情况超过相应的月气候值。随着热带外槽向热带加深，观测到热带羽流将中层(~600 hPa)的水分输送，从而产生一个潜在的不稳定分层，对流可能在其中开始。

与白羽锋有关的日本极端降雨

日本所处的地区在其纬度上经常遭受异常强降雨的影响。图5.5显示日本在不同时间尺度的雨量累积纪录。可以看出，日本观测到的从数小时到一天累积的降雨量水平与相应的世界纪录相当。这是因为日本地处亚热带湿润地区，同时受到亚热带活跃锋面和低气压系统以及热带湿润气团的影响，因此与中尺度降水系统相关的极端降雨在日本上空频繁发生。我们注意到在美国东南部也存在类似的环境状况

Ninomiya和Akiyama(1978)研究了日本降雨极端事件在不同时间尺度上的分布，发现极端10分钟的经向梯度累积雨量分布是很小的。与总可降水量的梯度相似。他们表明，10分钟的降雨记录值对应于大气中最大可降水量(~50毫米/10分钟)，或饱和大气的一次翻转。从这个角度来看，每小时累积的降雨量代表了潮湿大气被颠覆的次数，或者自我系统将水分聚集到对流中的有效程度。假设50 mm/10 min极端降水的典型空间尺度为104 km2，要实现每小时300 mm hr-1的极端降水，需要将6 × 104 km2的面积在1小时内缩小为104 km2。这对应于大约2 x 10-4秒-1的收敛，这是中尺度系统的典型值。因此，估计在中尺度系统存在的情况下，持续翻转1小时(~300 mm hr-1)是可能的。此外，小时极值的分布比10分钟极值有更大的经向梯度。这很可能是由于海洋向南流造成的，它为中尺度系统中更有效的水汽辐合做好了准备，但并不局限于特定的地理位置。

然而，每天的极端天气被发现相对锁定在地理位置。与每小时降雨记录相比，日极端值远不是潮湿大气的持续颠覆:第一天没有~7200毫米的降水，而且由于大规模扰动不能有效地聚集水分，日极端值由中尺度系统的间歇性恢复组成。

从TRMM观测到的强烈雷暴

短期极端降水被认为与强雷暴有关。Zipser等人(2006)利用从降水特征(PFs)数据库中获得的各种指数，利用TRMM的卫星观测来描述极端强烈雷暴的全球分布。图5.7显示了不同指标下的极端(最高0.01%频率)pf的分布情况。结果表明，在赤道非洲观测到最极端的气流，美国东南部以及南美洲东南部。在3月至5月和6月至8月期间，非洲东南部地区、印度北部和东部地区都发现了极端的pf

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	V
最低85 GHz PCT < 75.1 (K) HHf*		图5.7从降水特征数据库获取的不同参数出现率阈值为0.01%的极端类别的季节周期最上面的两幅图分别是基于频率分别为37 GHz和87 GHz的TRMM微波观测的最小降水量。第三个面板基于TRMM降水雷达反射率，最大高度阈值为40 dBZ > 14.2 km。底部面板基于闪光速率> 126.7 min 1的TRMM LIS观测。改编自Zipser等人(2006)。 印度支那和中国东部，而12月至2月在澳大利亚北部发现PFs。极端强烈雷暴的分布与占主导地位的区域(如亚马逊和海洋大陆)的总降雨量有很大的不同。这些极端事件的分布对应于强烈的中尺度对流复合体的分布。 Takayabu(2006)利用TRMM降水雷达和闪电成像传感器(LIS)数据计算了每闪雨量(RPF)值。RPF是用闪电数归一化的总降雨量;因此，它代表了与降雨量无关的降雨特征。图5.8显示了RPF的8年平均分布和平均降雨率。最强烈雷暴的区域用较小的RPF值表示。最重要的是，在陆地和海洋之间看到了强烈的RPF对比，这与大多数雷暴是在陆地上观测到的观测结果一致。这一特征与平均降雨率相反，平均降雨率表现出热带雨带在海洋和陆地上相当连续的分布。极小RPF值的分布与图5.7中赤道非洲、美国东南部、南美洲东南部以及赤道外围的极端PF事件的分布很好地对应青藏高原以及澳大利亚北部。也很容易观察到，年总人数最多的地区 TRMM RPF雨/ FIRate (*e7 kg fl-1) 1998-2005年平均值 ANN98-05 0 3 5 7 10 15 20 30 50 70 100 150 300 5001000 0 3 5 7 10 15 20 30 50 70 100 150 300 5001000 30°w 0 30°e 60°e 90°e 120°e 150°e 180 150°w 120°w 90°w 60°w 30°w 图5.8 8年平均每闪雨量(a)和整个时期平均无条件平均降雨率(b)的全球分布。颜色尺度的单位为(a) 107 kg fl 1和(b) mm hr 1。平均每闪雨量是用总降水量除以平均时期的总闪数得到的。 30°w 0 30°e 60°e 90°e 120°e 150°e 180 150°w 120°w 90°w 60°w 30°w 图5.8 8年平均每闪雨量(a)和整个时期平均无条件平均降雨率(b)的全球分布。颜色尺度的单位为(a) 107 kg fl 1和(b) mm hr 1。平均每闪雨量是用总降水量除以平均时期的总闪数得到的。 降水，如亚马逊和海洋大陆，在雷暴强度方面是次要的，RPF值较小。这与Zipser等人(2006)的结论一致。RPF和PFs所代表的降雨特征的整体对应表明，卫星观测有效地探测到与强烈中尺度对流系统相关的极端降雨，其分布不同于发生在几天内的累积极端降雨。 讨论 到目前为止，气候模式中涉及的极端降雨主要基于日降水量。raybet雷竞技最新然而，最近的卫星观测能够有效地探测到与中尺度对流系统直接相关的极端降雨。先前的研究表明(如Ninomiya和Akiyama 1978;Trenberth 1999;Knippertz和Martin 2005)，极端小时降水对应于强烈的中尺度系统，而极端日降水受更大的天气尺度系统控制。我们必须认识到控制天气尺度系统和中尺度系统强度的因素是完全不同的。有一种气候模式模拟的讨论认为，极端降雨的增加速率与大气湿度的增加成raybet雷竞技最新正比。然而，中尺度系统的辐合可以获得持续的大气翻转量，而天气尺度辐合不能维持持续的翻转量。因此，当考虑日极端降水时，我们必须同时考虑大气含水量和天气尺度系统的充分表征。虽然大气含水量比总降雨量更直接地影响极端降雨的假设可能是正确的，但关于日极端降雨的定量结论需要重新检验。 最后讨论浅对流与深对流、强对流的关系。图5.9显示了TRMM观测9年平均12 - 2月季节7.5 km和2.0 km处Q1-QR的对流加热分布，由方程5.5定义。这是用光谱计算出来的潜在的加热(SLH)算法由Shige等(2004)提出。Qj称为表观加热(Yanai et al. 1973)， D1 5s 5s T - r-。5 s是“ Qx = - ~ + v. vs + ffl - = Qr + L(c -e)-v。sV—(5.5)Dt ot op op其中s = CpT+gz，过杠表示大尺度值，素数表示涡度值。L是潜汽化热， QR为大气辐射发热量，c为凝结速率，e为蒸发速率，其中Cp为恒压下的热容，T为温度，gz为位势。请注意，这两个高度是典型的冷和暖 UncondMean Q1R 97-06 DJF Lev: 7.5公里，2.0公里和OISSTv2 30°n 20°n 10°n 0°10°s 20°s 30°s 60°w 30°w 0 30°e 60°e 90°e 120°e 150°e 180 150°w 120°w 90°w 60°w 30°w 60°w 30°w 0 30°e 60°e 90°e 120°e 150°e 180 150°w 120°w 90°w 60°w 30°w 0 0.5 1.1 1.7 2.3 2.9 3.5 4.1 4.7" 图5.9 1997-2005年12 -2月季无条件平均Q1-QR(视热源减去辐射加热)的全球分布。上图(a)为7.5 km高度，下图(b)为2.0 km高度。灰度单位为K d降雨量，对应平均升温廓线出现两个峰值。从SLH表中还可以得知，2公里的加热峰值对应4-5公里的雨顶高度(未显示)。 较高(7.5 km)的加热分布与我们熟悉的总降雨量分布相似。较浅(2.0 km)的加热分布与图5.4所示的浅云的加热分布相对应，表明与较高的加热分布存在一些差异。陆海对比更明显，几乎只在海洋上空观察到浅层加热，而在陆地上观察到的浅层加热不多，除了海洋大陆区域的陆地上空。许多研究表明，在海洋大尺度有组织对流系统成熟对流之前，浅层对流预处理对湿润对流层下层的重要性。在印度洋、西太平洋暖池、ITCZ和SPCZ上空，高层和浅层对流加热明显并存。在这些区域，浅水对流是考虑为高对流开始准备潮湿的对流层低层。 然而，在某些特定地区，浅层加热普遍存在，而高层加热则不普遍。这些区域分布在海面温度较高的区域和副热带高压区纬度的外围。一个区域位于“蝴蝶形”浅云的北翼，从西太平洋暖池延伸到夏威夷群岛(上面讨论过)。对应的北翼 从大西洋西部到中部，也发现了没有更高的加热。由于2.0 km加热峰对应SLH表中4 ~ 5 km雨顶高度的暖雨，对流层低层受到浅对流的滋润，而高对流受到副高沉降的抑制。有趣的是注意到前面提到的两个热带羽流区域，在东太平洋和大西洋上空，从这些北翼的东端延伸到干旱和半干旱大陆。据报道，热带羽流的水汽输送轴为600-700 hPa，源于中等对流，这似乎与这里观测到的暖雨相对应。热带羽流将来自干旱和半干旱大陆上暖雨地区的对流层中下部的水分连接起来。 总之，这些结果表明，如果我们希望充分再现极端日降水，那么现实的天气系统再现以及浅对流及其与天气尺度系统的相互作用是必不可少的。 参考文献 阿尔布雷希特，1989年。气溶胶，云微物理，和分数云量。科学245:1227 - 1230。 艾森，S.和S. 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