青藏高原夏季帶狀MCSs的分類以及形成原因

丁治英，王小龍，高松，郭宏杰，史永強

(1.氣象災害教育部重點實驗室(南京信息工程大學)，江蘇南京210044;2.南京信息工程大學大氣科學學院，江蘇南京210044;3.重慶市氣象科學研究所，重慶401147;4.中國人民解放軍94188部隊，陜西 西安710077)

0 引言

夏季是強對流天氣(如冰雹、雷雨大風等)頻發的季節，中緯度常見的中尺度對流系統(MCSs)，按其組織形式可分為孤立對流系統、帶狀對流系統以及中尺度對流復合體(MCC)等不同類型(壽紹文等，2003)。夏季青藏高原作為一個典型的對流活躍區，已被研究界所公認，高原上的對流云主要位于高原中、東部地區，其次是西藏東南地區和位于印度東北部的迪布魯加爾、高哈蒂一帶，且對流活動規模與熱帶海洋相似(葉篤正和高有禧，1979)，高原中部地面強熱源或由復雜地形造成的下墊面熱力非均勻性，高原地區側邊界低層暖濕平流或干冷平流交匯影響顯著，形成高原低層強烈不穩定狀態，為高原中小尺度對流發展創造有利條件。深厚的Ekman“抽吸泵”的動力機制，熱對流泡及深厚熱對流混合層綜合效應使高原地區存在促使對流云發展的獨特邊界層動力、熱力機制(徐祥德等，2001)。造成高原下游區域暴雨的某些渦旋系統，其胚胎也可以追蹤到高原上空(江吉喜，1995;師春香等，2000)。利用高時空分辨率的TBB(black body temperature)資料對高原MCSs的研究已取得不少成果，如MCC首先要滿足TBB小于等于－32℃，面積大于等于1×105m2，或者TBB小于等于－52℃，面積大于等于5×104m2(Maddox，1980)。夏季高原上對流主要發生在一日的后半段，11時(世界時，下同)達頂峰，0100至0500 UTC最弱，其中03時達到最低值(江吉喜和范梅珠，2002)。而對流云頂在季風爆發后，無論東西部，均在05時最低，15時最高(陳隆勛等，1999)。低于－52℃的TBB統計特征可以較好地展現中國及其周邊地區夏季MCSs時空分布的基本特征，單峰型MCSs多發生在高原與山地(鄭永光等，2008)。MCSs的生成源地與地形密切相關，青藏高原東側的坡地、黃土高原東南側背風坡等都可以成為MCSs發生的源地，大部分較強降水發生在TBB小于等于52℃的核區內(高潔，2009)。

以上研究對高原MCC或MCSs的時空分布及日變化、動力熱力機制等研究較多，但對高原上這種具有明顯長軸的帶狀MCSs(Banded MCSs，簡寫為BM)及其生成發展機制則少有專門的研究。本文以多個個例為樣本，對高原帶狀MCSs進行定義，同時由于高原帶狀MCSs往往表現出不同的形狀特征，具有不同的形成原因，因此需要按形狀對帶狀MCSs進行歸類，并逐類探討各類帶狀MCSs的生成發展機制。

1 資料和方法

利用FY-2D每小時一次的衛星TBB資料(0.1°×0.1°)，參照 Maddox(1980)的定義，以 TBB≤－32℃為閾值表征中尺度對流系統，若在高原的主體部分(海拔4 000 m以上)有多個這樣的對流系統側向排列后(或者一個系統)，有明顯的長軸，寬度不小于兩個緯距，長寬之比不小于3∶1，則定義為高原上的一個帶狀MCSs。由于高原對流有明顯的日變化，且通常在11時左右達到最強(江吉喜和范梅珠，2002;祁秀香和鄭永光，2009;陳國春等，2011)，因此主要以12時的TBB閾值表征較強時刻的帶狀MCSs進行研究。綜合分析2007—2011年夏季(6、7、8月，下同)的高原帶狀 MCSs，在高原主體部分選取樣本個例，在此基礎上對高原帶狀MCSs進行分類。

其次結合2007—2011年夏季每6 h一次的NCEP分析資料(1°×1°)利用合成分析法探討各類型帶狀MCSs的大尺度背景場、上升運動條件、對流不穩定條件以及水汽輸送條件。由于同一類型的帶狀MCSs個例在位置上相對穩定，因此本文所用的合成分析即是對同類帶狀MCSs個例在累計發生時段上的平均。

最后利用同時段NCEP GDAS資料(1°×1°)結合后向軌跡模型進一步確認各類帶狀MCSs的主要水汽源地。

2 樣本個例選取與分類

為研究高原帶狀MCSs相對穩定的特征，采用以下方法選取樣本個例:若在高原主體的相同區域，連續3 d(含，下同)以上，在12時都有形狀大致相同的帶狀MCSs出現，則認為是特征比較穩定的一次過程，列為一個樣本個例。據此標準，在2007—2011年夏季中共選出了38個樣本個例，其中只有一例分布在高原的西北部，屬于非常少見的情況，其余37例按其在每日12時所表現出來的具體形狀可大致分為三類:北凸型(north convex type，簡寫為NCT)、南界型(south boundary type，簡寫為 SBT)和緯向型(zonal type，簡寫為ZT)。

這三類帶狀MCSs都表現出明顯的單峰型特征，08時左右開始出現，12時達到最強，次日02時消失。所不同的是，北凸型通常穩定在高原的東北部地區(圖1a)，從高原中部延伸至東北部后轉向，再沿川西高原向四川南部延伸，向東北(或正北)方向有明顯的凸起;南界型穩定在高原西南部邊界附近(圖1b)，表現出凹向南方的弧狀;緯向型帶狀MCSs一般發生在高原中東部地區30～35°N(圖1c)，其位置不如上述二型穩定，有時會有一個緯距左右的南北向波動，表現為東北西南向和東西向之間的過渡。

北凸型和南界型帶狀MCSs各有13例，發生的累計天數分別為53 d和46 d，緯向型有11例，累計天數為38 d。其中2010年帶狀MCSs發生得最多，總共有9例累計38 d，2011年為最少的6例21 d。帶狀MCSs的年平均天數為27.4 d，約占整個夏季時段的30%(表1、表2)。

表1 帶狀MCSs個例數的逐年分布Table 1 Annual numbers of BM cases 例

表2 帶狀MCSs發生時間的逐年分布Table 2 Annual numbers of days of BM occurrence d

逐月分布統計(表3、表4)顯示，6月帶狀MCSs發生得最少，總共只有6例，累計23 d，7月最多，共19例累計71 d。北凸型和南界型帶狀MCSs發生最少的月份分別為8月和6月，緯向型只發生在7、8月。

表3 帶狀MCSs個例數的逐月分布Table 3 Monthly numbers of BM cases 例

表4 帶狀MCSs發生時間的逐月分布Table 4 Monthly numbers of days of BM occurrence d

圖1 高原上不同類型的帶狀MCSs(單位:℃) a.北凸型;b.南界型;c.緯向型Fig.1 Different types of BM(units:℃) a.NCT;b.SBT;c.ZT

這些帶狀MCSs個例通常都是相對獨立的，即一個個例結束后需要間隔一定的時間(范圍較大，沒有規律可循)才會出現另一個例，但在2007和2009的7月各出現一次連續10 d(含)以上都有帶狀MCSs發生的情況，并表現出類型轉換的特征。

以上統計結果表明帶狀MCSs是夏季高原上一種比較常見的對流形式，北凸型和南界型的位置比較穩定，緯向型雖有南北向波動，但其振幅較小，對整個高原地區而言其位置也是相對穩定的，因此可以通過合成分析的方法對其進行分類討論。

3 形成帶狀MCSs的大尺度影響因子分

青藏高原平均海拔為4 000～5 000 m，整個高原地區500 hPa以下為熱低壓控制，400 hPa相當于無輻散層，其上轉變為暖高壓，200 hPa高空急流的影響明顯，在100～150 hPa高層輻散強盛，高壓環流達到最強。根據上節對帶狀MCSs的分類，結合NCEP再分析資料，分別對帶狀MCSs做12時平均合成圖，討論其 500、400、200、100 hPa上的系統特征以及對帶狀MCSs的影響。

圖2 帶狀MCSs(陰影區;單位:℃)100 hPa對應流場(細流線)、高度場(粗實線;單位:gpm)、等風速線(粗長虛線;單位:m/s)以及緯向風風速零線(點線)的合成平均 a.北凸型;b.緯向型;c.南界型Fig.2 Synthesis average flow field(thin streamline)，height field(thick solid line;units:gpm)，isotach(thick long dashed line;units:m/s)and zero line of u wind(unit:℃;dotted line)of BM(shadow region)at 100 hPa a.NCT;b.SBT;c.ZT

3.1 100 hPa影響因子

100 hPa最顯著的系統為南亞高壓，作為北半球夏季最強大、最穩定的控制性環流系統，南亞高壓的形態與高原帶狀MCSs的類型有一定的對應關系。

北凸型帶狀MCSs發生時，南亞高壓表現出明顯的帶狀型(羅四維等，1982)特征，在40～140°E有兩個明顯的南亞高壓中心，使得高壓外形呈狹長的帶狀，西部中心位于55°E左右，東部中心位于100°E附近的藏川交界處，16 800 gpm線圍繞這兩個高壓中心也成帶狀分布(圖2a)，強度較其他兩類明顯偏弱，帶狀MCSs主要分布在南亞高壓中心的北側及東側。

緯向型帶狀MCSs主要與西部型高壓(羅四維等，1982)相對應，在40～140°E有一個較為強大的反氣旋環流，中心位于90°E的青藏高原中部地區，帶狀MCSs呈東北西南走向穿過高壓中心(圖2b)，該中心強度大于16 830 gpm，較北凸型強一些。

南界型帶狀MCSs雖然仍對應西部型南亞高壓，但高壓中心的位置較緯向型明顯偏西，位于80°E附近，中心強度超過16 860 gpm，比上述兩類都強，但16 800 gpm線的范圍較緯向型小(圖2c)。帶狀MCSs位于高壓中心的東南部、平均高壓脊線以南(楊云蕓等，2010)，與東北氣流相對應，且在其南側有較強的東風急流與之配合。

進一步對比分析可見南亞高壓中心及脊線附近有利于帶狀MCSs的發生發展，這種高層輻散系統長期穩定存在于高原上空，是維持上升運動的一個重要條件，只是不同類型帶狀MCSs與南亞高壓形態及其中心的相對位置不同，北凸型環繞在高壓中心附近偏北一側，與帶狀型南亞高壓對應;另外兩類都對應西部型高壓，其中南界型位于高壓中心的東南部，緯向型則呈東北西南向穿過高壓中心。

此外，若定義平均風速大于等于30 m/s為高空急流，則發現三類帶狀MCSs都對應有高空東風急流帶，存在于南亞高壓主體以南，急流中心位于印度半島及其兩側區域。受東風急流次級環流的影響，青藏高原既是強上升運動區，同時又是對流活躍區和強降水區(陳樺等，2007)，因而對高原帶狀MCSs發展和維持起積極作用。本文中，南界型的東風急流表現十分明顯，而在其他二型中，東風急流偏弱，且距離帶狀MCSs的發生區域較遠，所以影響也偏小。

3.2 200 hPa影響因子

200 hPa各類型帶狀MCSs與南亞高壓中心的相對位置同100 hPa類似，只是南界型在該層處于高壓中心東部。從南亞高壓的脊線位置來看，從200 hPa到100 hPa，脊線向北移動，顯示出200 hPa到100 hPa由對流層轉平流層的特征，這使得北凸型帶狀MCSs位于高壓脊線以北，緯向型和南界型則壓在脊線上(圖略)。

該層的最主要特征是:在12 500 gpm線所界定的南亞高壓北部有大于等于30 m/s的偏西風急流帶，急流中心一般位于40°N附近。對比分析的結果顯示北凸型和緯向型帶狀MCSs處于西風急流入口區的右后側(圖略)、次級環流上升支所在的區域，分別對應西南急流和準西風急流，從而說明該層西風急流的穩定存在對這兩類帶狀MCSs的發生有一定的促進作用;南界型所對應的西風急流帶較上述兩類偏西，使得高原處于西風急流出口區的右側，受西北氣流控制，入口區次級環流的上升支對其影響不是很明顯，但帶狀MCSs正好處在南亞高壓西北風轉東北風的脊線上，這種形勢也有利于高層輻散場的形成。

3.3 400 hPa影響因子

在這一層，高原上、下游的低值系統通過與橫穿高原的副熱帶高壓帶(以下簡稱副高帶)的相互作用，對應著高原上不同類型的帶狀MCSs。高原上游的低值系統主要為高原大地形對西風帶的繞流作用所形成的地形槽以及孟灣氣旋或者倒槽(何金海等，2002;韋晉和何金海，2004);下游低值系統則表現為西風氣流從北部繞過高原后在下游形成的槽(Wu，1984;丁一匯，2004)及南海倒槽。

北凸型(圖略)帶狀MCSs的西部位于槽前西南氣流中，東部處在脊區的西北氣流中，該處正位于高原下坡地區，地形的影響可能是MCSs形成的主要原因;緯向型帶狀MCSs在大陸高壓中心及東部脊線附近，高原西部地形槽較弱，孟灣氣旋被東風氣流阻隔在洋面上，對高原影響較也較小;南界型帶狀MCSs發生時副高帶表現為兩個較強的高壓主體，西部為大陸高壓，中心位于60°E以西，其東側的西北氣流控制著幾乎整個高原地區，受該氣流的引導，南界型帶狀MCSs相切分布于該西北氣流的前方。

該層的對比分析顯示，帶狀MCSs的位置和形狀與400 hPa高度上高原地區的主體氣流方向相關，北凸型對應西南氣流，南界型對應西北氣流;緯向型對應高壓北部較為平直的偏西氣流，整個高原上以緯向氣流為主。

3.4 500 hPa影響因子

該層最主要的特征是高原地區在大多數情況下都有一條切變線，該切變線由南、北兩支寬廣的氣流帶在高原上交匯而成。該切變線是夏季平均流場上明顯存在的唯一低值系統，且不是單純的熱低壓，可能是在夏季高原地面加熱使高原北側西風加大，高原主體風速減小的基礎上，由地形繞流等動力作用形成的(徐國昌，1984)。

北凸型對應的流場(圖3a)顯示，西風帶遇高原后主要分為兩支，一支從北部繞過高原，受地形動力影響沿高原北邊界產生反氣旋性切變后轉為偏北風吹向高原腹地;另一支遇高原之后在高原西部形成地形槽與西伸的西太平洋副高相遇，使得高原東部、南部由西南氣流控制。這樣，偏北氣流與偏西南氣流在藏青交界處匯合后形成輻合區，帶狀MCSs的西部處在該輻合區的南側，東部對流區沒有明顯的輻合氣流相配合，可能與該區橫斷山脈的地形陡降有關。

圖3 帶狀MCSs(陰影區)500 hPa流場(單位:℃;細流線)的合成平均(粗實線代表地形高度大于4 000 m的區域) a.北凸型;b.緯向型;c.南界型Fig.3 Synthesis average flow field(units:℃;thin streamline)of BM shadow region at 500 hPa(the thick solid line represents the area with terrain height of more than 4 000 m) a.NCT;b.SBT;c.ZT

緯向型流場(圖3b)中，切變線上的北支氣流的形成與北凸型基本相同，南支氣流則有明顯的特點:在印度半島西部、孟加拉灣以及中國海南島附近各有一個氣旋，中心幾乎在同一條直線上，構成一狹長的低壓帶，低壓帶的北部與高原南側這一帶狀區域受東風帶控制，高原東部30°N以南為大陸高壓帶，脊線一直延伸至高原腹地，其西北側的西南氣流與繞流的北支氣流在33°N附近交匯形成一準東西向的切變線，帶狀MCSs平行地分布于切變線的南側。

南界型時高原東側為大槽控制(圖3c)，高原處在槽后較強的西北氣流中，繞流后北支氣流較其他兩型強，并壓至高原的南部，高原南側，印度半島、孟加拉灣、南海為氣旋控制，在孟加拉灣氣旋的北側一支東風氣流越過高原與上述北支氣流匯合形成切變線，加之高原南部大山脈的阻擋作用，使得切變線較緯向型偏南，南界型帶狀MCSs平行地分布于切變線南側、大山脈北側。

以上結果做進一步的對比后表明，高原切變線是產生帶狀MCSs的主要系統，高原帶狀MCSs均發生在切變線的南側，在切變線的北側均受氣流爬坡影響形成的弱的脊前偏北氣流控制。不同類型的帶狀MCSs的形成與高原東部的大槽、太平洋副高以及高原南部的系統有較好的對應關系，在高原南北兩側平直的東、西風氣流下，易發生緯向型帶狀MCSs;若高原北側為平直的西風氣流，孟加拉灣為較強的槽，太平洋副熱帶高壓西伸至孟加拉灣，西南氣流影響高原東、南部，則易發生北凸型MCSs;若高原為西北氣流控制，南側有較強的孟灣氣旋時易發生南界型MCSs。

4 上升運動條件以及穩定度和水汽條件

產生強對流需要有產生上升運動的條件，要有充分的水汽以及對流不穩定等條件。以下對各類帶狀MCSs作合成平均渦度、散度、相當位溫、相對濕度等物理量的垂直剖面，分析各類帶狀MCSs產生條件及垂直結構。

北凸型帶狀MCSs在96°E處(圖4a)，低層400 hPa以下對應輻合與正渦度，中、高層300～150 hPa表現為輻散與負渦度。經向風風速的垂直分布顯示，低層較強的南風從低緯向北延伸一直爬升至高原地區的34°N附近，北風從高緯向南延伸爬上高原后與南風交匯，最強輻合區在南風一側與帶狀MCSs位置(以下簡稱對流區)一致。101°E處對流區的強輻合與正渦度集中在500 hPa以下(圖4b)，500 hPa以上的中、高層為輻散和負渦度，最強值出現在200 hPa附近。低層較強的南風沿著更緩的坡度爬上高原，南、北風的交匯點偏北至38°N附近，帶狀MCSs正處在弱南風區以南與低層輻合區對應。200 hPa高原北側有一大于10 m/s的南風中心，南側為弱北風控制。

南界型帶狀MCSs也對應低層輻合(正渦度)高層輻散(負渦度)的動力結構，處在南、北風交匯點的南側(圖4c)，輻合層次較北凸型高，強輻合與正渦度集中在350 hPa以下，低層南、北風交匯點在31°N北側，且北風比南風要強很多。200 hPa高原北側有大于6 m/s的偏北風中心，南側也為偏北風控制。

緯向型帶狀MCSs渦度、散度的高、低空配置與上述二型基本相同，仍處于南北風交匯點的南側(圖4d)。低層勢力相當的南、北風在33°N附近交匯。200 hPa高原北側有大于2 m/s的南風中心，南側也為偏北風控制，但大于北側。

綜上可見，雨帶偏切變線南側的原因主要是與南風引起的輻合較強有關，高層高原切變線以南均為北風控制，高原切變線以北，北凸型為較強的偏南風控制，南界型均為較強的偏北風控制，緯向型為弱的偏南風控制。且滿足帶狀MCSs的動力條件，均有低層輻合與高層輻散、低層正渦度高層負渦度的配置，高原這種配置常見，圖中顯示出很多地區這種配置大于強對流區，但沒有MCSs產生，其原因可能與穩定度分布以及水汽等條件有關。

對流不穩定的分析顯示，北凸型96°E處(圖5a)高層表現為對流穩定，低層對流不穩定層從低緯一直延伸至高原地區，對流區對應強的上升運動區，同時有對流不穩定層集中在350 hPa以下，并在高原近地面有上凸的高值位溫帶配合。對流區北側，鋒區在34°N附近，400 hPa以下相對濕度大于70%的暖濕空氣(以下簡稱暖濕層)從低緯爬升至高原后在對流區的500 hPa附近形成一濕氣層。101°E(圖5b)處的情況與96°E類似，由于高原南坡的坡度較小，使得對流區濕氣層的范圍和強度明顯擴大。

南界型對流區也有從南部爬上高原的對流不穩定層集中在400 hPa以下(圖5c)，暖濕層位于500～400 hPa，配合著高原南部的上升運動極值區，350 hPa以上基本為對流穩定。高原鋒區位于32°N以北，34°N的上升運動極值區，對流不穩定和高濕層均較對流區弱，且沒有上凸的相當位溫高值區配合，可能是未形成MCSs的主要原因。

緯向型對流區也有類似的對流不穩定層和暖濕氣層與之對應，對流不穩定層集中在350 hPa以下(圖5d)，暖濕層在350～450 hPa，對應極值區南側相對較弱的上升運動，高原北部鋒區附近，雖有最強上升運動配合相對濕度大于80%的高濕層，但沒有上凸的相當位溫的高值區配合，未能形成MCSs。

熱帶形成旺盛的對流活動不能只依靠單純的條件性不穩定層結，還必須有產生輻合上升運動的大尺度流場的配合(壽紹文等，2009)。所以上述分析表明，高原帶狀MCSs的生成機制與熱帶旺盛對流類似，都是相對濕度較大的條件性不穩定氣層在上升運動的配合下產生的，這種濕的對流不穩定氣層是在南風的引導下從高原以南的平地爬上高原后進入對流區的，若低層沒有強的高溫高濕區配合(上凸的相當位溫高值區)，即使有強上升運動和對流不穩定，也不能產生MCSs，說明低層的高溫高濕是高原帶狀MCSs生成和發展的充分條件。產生高溫高濕與高原下墊面的作用有關，強對流一般發生在暖區(南風輻合帶中)，因此一步討論高原低層高濕的形成原因。

5 水汽輸送條件

上述分析表明，高溫高濕區主要發生在500 hPa層，而對流區的水汽與高原南部的水汽輸送密切聯系，以下將從500 hPa水汽通量、水汽通量散度及相當高度的后向軌跡來分析各類帶狀MCSs的水汽輸送條件。

5.1 水汽通量及水汽通量散度

三類帶狀MCSs所對應水汽通量散度的分布形態基本相同(圖6):強輻散區主要圍繞高原分布，從高原以北的95°E附近開始順時針環繞至以南的92°E附近，92°E以東有較強的輻散區分布在高原的東南部;強輻合區主要分布在輻散區所圈定的區域內。結合上述TBB的合成分析，發現三類帶狀MCSs對流區都對應較強的水汽通量輻合。

高原本地以外的水汽輻散源地主要有3個(圖6a中數字標號):1號源地位于高原以北，在新疆南部和新疆與青海的交界處各有一個輻散中心;2號位于高原以西77°E附近;3號位于高原西南側。本地的4號源地位于高原東南部93°E附近。水汽通過這4個源地進入輻合區。

北凸型(圖6a)對流區的水汽主要是在西南氣流的輸送下，通過3、4號輻散源地進入對流區，通過1號源地的水汽主要輸送至高原北部;南界型(圖6b)的水汽主要是在控制高原大部分地區的偏北風和高原南部偏南風的輸送下，分別通過1號和3號源地向對流區匯合，通過4號源地則沒有明顯的水汽輸送;緯向型(圖6c)的水汽主要受偏南風的輸送，通過3、4號源地進入對流區，與北凸型不同的是指向對流區的水汽通量要弱得多。此外三類對流區都有弱的偏西風向其輸送水汽。

圖6 帶狀MCSs所對應的500 hPa合成平均水汽通量(矢量箭頭;單位:kg·s－1·m－1)及水汽通量散度(陰影區;單位:10 －6kg·m －2·s－1) a.北凸型;b.南界型;c.緯向型Fig.6 Synthetic average water vapor flux(vector arrow;units:kg·s－1·m －1)and water vapor flux divergence(shadow region;units:10 －6kg·m －2·s－1)of BM at 500 hPa a.NCT;b.SBT;c.ZT

上述分析表明通過高原南側輻散源地的水汽輸送對帶狀MCSs的發生發展至關重要。北凸型帶狀MCSs對應很強的、通過高原本地輻散源地的西南向水汽輸送，緯向型的西南向水汽輸送要比北凸型弱很多，高原南北兩側水汽輸送相當，南界型的水汽輸送主要源自高原南側，其對流區北側雖有區域寬廣的北向水汽通量，但在高原中部很弱，西南向水汽輸送不明顯。偏西向的水汽輸送在三類帶狀MCSs中都表現得比較弱。

5.2 后向軌跡

本節主要利用HYSPLIT后向軌跡模型(Draxler and Hess，1997)驗證高原上不同類型帶狀MCSs的主要水汽來源。500 hPa在高原地區距離近地面約1 000 m，因此取距離地面1 000 m的高度，在帶狀MCSs對流區選取終點做其后向軌跡的聚類分析。由于所選樣本個例都是3 d以上的過程，平均時間尺度大約為4 d，故聚類分析的時長定為96 h，其結果即為對應軌跡終點的96 h平均后向軌跡(以下簡稱平均軌跡)。

北凸型帶狀MCSs西部軌跡終點的平均軌跡總共有7種(圖7a)，來自高原以南地區的4種(a、b、c、g類)占總數的84.7%，其中水汽通過b類軌跡到達高原西部終點的次數占各類軌跡總次數的比例最大，為41.8%，說明從長期來看，平均軌跡b是進入高原西部的一支最為常見的水汽通道。從北部抵達終點的共3種(d、e、f類)只占總數的15.3%。東部終點的平均軌跡只有3種(圖7b)，來自高原以南的2種(a、c類)占總數的79.6%，其中a類所占比例最大，為75%，即平均軌跡a是進入高原東部的一支最為常見的水汽通道;b類來自正東方向，占總數的20.4%。這表明北凸型對流區東部的空氣質點絕大部分來自孟加拉灣以北的陸地上，這一區域穩定的北上氣流非常利于水汽通過上述3、4號源地輸送至對流區;來自緬甸境內的氣流通過4號源地攜帶水汽進入對流區西部。

南界型西部的平均軌跡總共5種(圖8a)，a、b類從高原以南的平地沿東南方向抵達終點，占總數的84.4%，其中b類所占比例最高，達到65.6%，即南界型帶狀MCSs西部的主要水汽通道表現為平均軌跡b，c、d、e類從北部抵達軌跡終點，共占總數的16.6%。東部終點(圖8b)的偏南向軌跡有3種(a、d、e類)，共占總數的76.7%，主要水汽通道表現為軌跡e，b、c、g類軌跡均占總軌跡數的3.3%。這表明空氣質點主要從孟加拉國境內以東南轉西南氣流的形式進入南界型對流區西部，從孟加拉灣以北的陸地上以偏南氣流進入對流區東部，主要通過上述3號源地輸送水汽。

緯向型西部來自孟加拉國境內的3種軌跡(a、c、d類)占總數的86.8%(圖9a)，其中a類軌跡出現概率最高，達到60.5%，即緯向型西部的主要水汽通道表現為軌跡a，b、e類分別從新疆境內和高原東南部抵達軌跡終點，共占總數的13.2%。東部的6種軌跡中有2種(a、c類)從孟加拉灣以北的陸地上抵達終點(圖9b)，占總數的77.6%，其余4種共占總數的22.4%。這表明緯向型對流區空氣質點的來向與南界型類似，只是其東部有氣流通過4號源地輸送水汽。

圖7 北凸型帶狀MCSs的平均96 h后向軌跡 a.西部終點(96°E，33°N);b.東部終點(101°E，30°N)Fig.7 The average backward trajectory during 96 h of NCT BM a.west end(33°N，96°E)of NCT BM;b.east end(30°N，101°E)of NCT BM

圖8 南界型帶狀MCSs的平均96 h后向軌跡 a.西部終點(84°E，30°N);b.東部終點(90°E，29°N)Fig.8 The average backward trajectory during 96 h of SBT BM a.west end(30°N，84°E)of SBT BM;b.east end(29°N，90°E)of SBT BM

圖9 緯向型帶狀MCSs的平均96 h后向軌跡 a.西部終點(88°E，31°N);b.東部終點(94°E，32°N)Fig.9 The average backward trajectory during 96 h of ZT BM a.west end(31°N，88°E)of ZT BM;b.east end(32°N，94°E)of ZT BM

以上分析表明帶狀MCSs對流區的空氣質點主要來自孟加拉國或孟加拉灣以北的陸地上，只有北凸型對流區東部的空氣質點來自緬甸境內，水汽主要由來自孟加拉國境內的氣流通過3號源地輸送至北凸型和緯向型對流區西部，由來自孟加拉灣以北陸地上的偏南氣流通過4號源地輸送至這兩型對流區的東部。南界型東、西部的水汽都是通過3號源地抵達對流區。來自北部與西部源地的空氣質點較少。

6 結論與討論

本文利用2007—2011年夏季的TBB衛星資料定義了高原上的帶狀MCSs，并選出持續3 d以上的樣本個例加以歸類，再結合NCEP再分析資料對各類帶狀MCSs的大尺度背景場、上升運動條件、對流不穩定條件以及水汽輸送特征進行了合成分析，最后利用NCEP GDAS資料結合后向軌跡模型進一步確定了各類帶狀MCSs的主要水汽源地，得到結論如下:

1)高原上的帶狀MCSs位置穩定，可以按其形狀分為三類:北凸型、南界型和緯向型，北凸型位于高原東北部地區，南界型位于高原西南部邊界附近，緯向型則位于高原中部。其中北凸型發生得最多，緯向型最少。整個夏季有接近30%時間，尤其7月份有接近一半的時間都有這種位置穩定帶狀MCSs發生。

2)500 hPa切變線是帶狀MCSs產生的主要系統，帶狀MCSs均發生在切變線的南側，在切變線的北側均受氣流爬坡影響形成的弱的脊前偏北氣流控制。在高原南北兩側平直的東、西風氣流下，易發生緯向型帶狀MCSs;若高原北部為平直的西風氣流，孟加拉灣為較強的槽，太平洋副熱帶高壓西伸至孟加拉灣，西南氣流影響高原東、南部，則易發生北凸型MCSs;若高原為西北氣流控制，南側有較強的孟灣氣旋易發生南界型MCSs。

3)低層的高溫高濕引起的對流不穩定是高原帶狀MCSs生成和發展的充分條件。高溫與高原下墊面的作用有關，強對流一般發生在暖區，由水汽通量以及水汽通量散度分析北凸型和緯向型對流區的空氣質點(水汽主要源)，均來自高原西南部邊沿南側和高原的東南部，南界型對流區的水汽主要來自高原西南部邊沿南側。高原切變線的低層輻合以及強大的南亞高壓、高空急流右后方造成的高層輻散是帶狀MCSs形成的啟動因子。

4)高原本地以外，尤其高原南側的水汽輸送對帶狀MCSs的生成與發展至關重要，文中提到了高原周圍及其東南部有4個水汽輻散源地，水汽主要由來自孟加拉國境內和孟加拉灣以北陸地上的氣流通過高原南側輸送至對流區，其中北凸型和緯向型對流區還有通過高原東南部的水汽輸送。

陳國春，鄭永光，肖天貴.2011.我國暖季深對流云分布與日變化特征分析［J］.氣象，37(1):75-84.

陳樺，丁一匯，何金海.2007.夏季熱帶東風急流的結構、變化及其與亞非季風降水的關系［J］.大氣科學，31(5):926-936.

陳隆勛，宋玉寬，劉驥平，等.1999.從氣象衛星資料揭示的青藏高原夏季對流云系的日變化［J］.氣象學報，57(5):549-560.

丁一匯.2004.高等天氣學［M］.北京:氣象出版社:494-509.

高潔.2009.陜西南部中尺度對流系統發生的環境和條件［J］.航空氣象(5):31-34.

何金海，溫敏，施曉輝，等.2002.南海夏季風建立期間副高斷裂和東撤及其可能機制［J］.南京大學學報:自然科學，38(3):318-330.

江吉喜.1995.中國南方地區的中尺度對流復合體［J］.應用氣象學報，6(1):9-17.

江吉喜，范梅珠.2002.夏季青藏高原上的對流云和中尺度對流系統［J］.大氣科學，26(2):263-270.

羅四維，錢正安，王謙謙.1982.夏季100毫巴青藏高壓與我國東部旱澇關系的天氣氣候研究［J］.高原氣象，1(2):1-9.

祁秀香，鄭永光.2009.2007年夏季我國深對流活動時空分布特征［J］.應用氣象學報，20(3):286-294.

師春香，江吉喜，方宗義.2000.1998長江大水期間對流云團活動特征研究［J］.氣候與環境研究，5(3):279-286.

壽紹文，勵申申，姚秀萍.2003.中尺度氣象學［M］.北京:氣象出版社:72.

壽紹文，勵申申，壽亦萱，等.2009.中尺度大氣動力學［M］.北京:高等教育出版社:88.

韋晉，何金海.2004.高原南側地形槽與孟加拉灣槽的形成演變特征及其與南海夏季風建立的關系［J］.高原氣象，27(4):764-771.

徐國昌.1984.500毫巴高原切變線的天氣氣候特征［J］.高原氣象，3(1):36-41.

徐祥德，周明煜，陳家宜，等.2001.青藏高原地—氣過程動力、熱力結構綜合物理圖像［J］.中國科學D輯，31(5):428-440.

楊云蕓，李躍清，蔣興文，等.2010.夏季南亞高壓移上高原時間特征的初步分析［J］.高原山地氣象研究，30(1):1-5.

葉篤正，高由禧.1979.青藏高原氣象學［M］.北京:北京大學出版社:74-79.

鄭永光，陳炯，朱佩君.2008.中國及周邊地區夏季中尺度對流系統分布及其日變化特征［J］.科學通報，53(4):471-481.

Draxler R R，Hess G D.1997.Description of the HYSPLIT_4 modeling system［M］.Silver Spring:NOAA Technical Memorandum ERL ARL:244.

Maddox R A.1980.Mesoscale connective complexes［J］.Bull Amer Meteor Soc，61:1374-1387.

Wu G X.1984.The nonlinear response of the atmosphere to large-scale mechanical and thermal forcing［J］.J Atmos Sci，41:2456-2476.