青藏高原夏季带状MCSs的分类以及形成原因

丁治英，王小龙，高松，郭宏杰，史永强

(1.气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044;2.南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044;3.重庆市气象科学研究所，重庆401147;4.中国人民解放军94188部队，陕西 西安710077)

0 引言

夏季是强对流天气(如冰雹、雷雨大风等)频发的季节，中纬度常见的中尺度对流系统(MCSs)，按其组织形式可分为孤立对流系统、带状对流系统以及中尺度对流复合体(MCC)等不同类型(寿绍文等，2003)。夏季青藏高原作为一个典型的对流活跃区，已被研究界所公认，高原上的对流云主要位于高原中、东部地区，其次是西藏东南地区和位于印度东北部的迪布鲁加尔、高哈蒂一带，且对流活动规模与热带海洋相似(叶笃正和高有禧，1979)，高原中部地面强热源或由复杂地形造成的下垫面热力非均匀性，高原地区侧边界低层暖湿平流或干冷平流交汇影响显著，形成高原低层强烈不稳定状态，为高原中小尺度对流发展创造有利条件。深厚的Ekman“抽吸泵”的动力机制，热对流泡及深厚热对流混合层综合效应使高原地区存在促使对流云发展的独特边界层动力、热力机制(徐祥德等，2001)。造成高原下游区域暴雨的某些涡旋系统，其胚胎也可以追踪到高原上空(江吉喜，1995;师春香等，2000)。利用高时空分辨率的TBB(black body temperature)资料对高原MCSs的研究已取得不少成果，如MCC首先要满足TBB小于等于－32℃，面积大于等于1×105m2，或者TBB小于等于－52℃，面积大于等于5×104m2(Maddox，1980)。夏季高原上对流主要发生在一日的后半段，11时(世界时，下同)达顶峰，0100至0500 UTC最弱，其中03时达到最低值(江吉喜和范梅珠，2002)。而对流云顶在季风爆发后，无论东西部，均在05时最低，15时最高(陈隆勋等，1999)。低于－52℃的TBB统计特征可以较好地展现中国及其周边地区夏季MCSs时空分布的基本特征，单峰型MCSs多发生在高原与山地(郑永光等，2008)。MCSs的生成源地与地形密切相关，青藏高原东侧的坡地、黄土高原东南侧背风坡等都可以成为MCSs发生的源地，大部分较强降水发生在TBB小于等于52℃的核区内(高洁，2009)。

以上研究对高原MCC或MCSs的时空分布及日变化、动力热力机制等研究较多，但对高原上这种具有明显长轴的带状MCSs(Banded MCSs，简写为BM)及其生成发展机制则少有专门的研究。本文以多个个例为样本，对高原带状MCSs进行定义，同时由于高原带状MCSs往往表现出不同的形状特征，具有不同的形成原因，因此需要按形状对带状MCSs进行归类，并逐类探讨各类带状MCSs的生成发展机制。

1 资料和方法

利用FY-2D每小时一次的卫星TBB资料(0.1°×0.1°)，参照 Maddox(1980)的定义，以 TBB≤－32℃为阈值表征中尺度对流系统，若在高原的主体部分(海拔4 000 m以上)有多个这样的对流系统侧向排列后(或者一个系统)，有明显的长轴，宽度不小于两个纬距，长宽之比不小于3∶1，则定义为高原上的一个带状MCSs。由于高原对流有明显的日变化，且通常在11时左右达到最强(江吉喜和范梅珠，2002;祁秀香和郑永光，2009;陈国春等，2011)，因此主要以12时的TBB阈值表征较强时刻的带状MCSs进行研究。综合分析2007—2011年夏季(6、7、8月，下同)的高原带状 MCSs，在高原主体部分选取样本个例，在此基础上对高原带状MCSs进行分类。

其次结合2007—2011年夏季每6 h一次的NCEP分析资料(1°×1°)利用合成分析法探讨各类型带状MCSs的大尺度背景场、上升运动条件、对流不稳定条件以及水汽输送条件。由于同一类型的带状MCSs个例在位置上相对稳定，因此本文所用的合成分析即是对同类带状MCSs个例在累计发生时段上的平均。

最后利用同时段NCEP GDAS资料(1°×1°)结合后向轨迹模型进一步确认各类带状MCSs的主要水汽源地。

2 样本个例选取与分类

为研究高原带状MCSs相对稳定的特征，采用以下方法选取样本个例:若在高原主体的相同区域，连续3 d(含，下同)以上，在12时都有形状大致相同的带状MCSs出现，则认为是特征比较稳定的一次过程，列为一个样本个例。据此标准，在2007—2011年夏季中共选出了38个样本个例，其中只有一例分布在高原的西北部，属于非常少见的情况，其余37例按其在每日12时所表现出来的具体形状可大致分为三类:北凸型(north convex type，简写为NCT)、南界型(south boundary type，简写为 SBT)和纬向型(zonal type，简写为ZT)。

这三类带状MCSs都表现出明显的单峰型特征，08时左右开始出现，12时达到最强，次日02时消失。所不同的是，北凸型通常稳定在高原的东北部地区(图1a)，从高原中部延伸至东北部后转向，再沿川西高原向四川南部延伸，向东北(或正北)方向有明显的凸起;南界型稳定在高原西南部边界附近(图1b)，表现出凹向南方的弧状;纬向型带状MCSs一般发生在高原中东部地区30～35°N(图1c)，其位置不如上述二型稳定，有时会有一个纬距左右的南北向波动，表现为东北西南向和东西向之间的过渡。

北凸型和南界型带状MCSs各有13例，发生的累计天数分别为53 d和46 d，纬向型有11例，累计天数为38 d。其中2010年带状MCSs发生得最多，总共有9例累计38 d，2011年为最少的6例21 d。带状MCSs的年平均天数为27.4 d，约占整个夏季时段的30%(表1、表2)。

表1 带状MCSs个例数的逐年分布Table 1 Annual numbers of BM cases 例

表2 带状MCSs发生时间的逐年分布Table 2 Annual numbers of days of BM occurrence d

逐月分布统计(表3、表4)显示，6月带状MCSs发生得最少，总共只有6例，累计23 d，7月最多，共19例累计71 d。北凸型和南界型带状MCSs发生最少的月份分别为8月和6月，纬向型只发生在7、8月。

表3 带状MCSs个例数的逐月分布Table 3 Monthly numbers of BM cases 例

表4 带状MCSs发生时间的逐月分布Table 4 Monthly numbers of days of BM occurrence d

图1 高原上不同类型的带状MCSs(单位:℃) a.北凸型;b.南界型;c.纬向型Fig.1 Different types of BM(units:℃) a.NCT;b.SBT;c.ZT

这些带状MCSs个例通常都是相对独立的，即一个个例结束后需要间隔一定的时间(范围较大，没有规律可循)才会出现另一个例，但在2007和2009的7月各出现一次连续10 d(含)以上都有带状MCSs发生的情况，并表现出类型转换的特征。

以上统计结果表明带状MCSs是夏季高原上一种比较常见的对流形式，北凸型和南界型的位置比较稳定，纬向型虽有南北向波动，但其振幅较小，对整个高原地区而言其位置也是相对稳定的，因此可以通过合成分析的方法对其进行分类讨论。

3 形成带状MCSs的大尺度影响因子分

青藏高原平均海拔为4 000～5 000 m，整个高原地区500 hPa以下为热低压控制，400 hPa相当于无辐散层，其上转变为暖高压，200 hPa高空急流的影响明显，在100～150 hPa高层辐散强盛，高压环流达到最强。根据上节对带状MCSs的分类，结合NCEP再分析资料，分别对带状MCSs做12时平均合成图，讨论其 500、400、200、100 hPa上的系统特征以及对带状MCSs的影响。

图2 带状MCSs(阴影区;单位:℃)100 hPa对应流场(细流线)、高度场(粗实线;单位:gpm)、等风速线(粗长虚线;单位:m/s)以及纬向风风速零线(点线)的合成平均 a.北凸型;b.纬向型;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影响因子

100 hPa最显著的系统为南亚高压，作为北半球夏季最强大、最稳定的控制性环流系统，南亚高压的形态与高原带状MCSs的类型有一定的对应关系。

北凸型带状MCSs发生时，南亚高压表现出明显的带状型(罗四维等，1982)特征，在40～140°E有两个明显的南亚高压中心，使得高压外形呈狭长的带状，西部中心位于55°E左右，东部中心位于100°E附近的藏川交界处，16 800 gpm线围绕这两个高压中心也成带状分布(图2a)，强度较其他两类明显偏弱，带状MCSs主要分布在南亚高压中心的北侧及东侧。

纬向型带状MCSs主要与西部型高压(罗四维等，1982)相对应，在40～140°E有一个较为强大的反气旋环流，中心位于90°E的青藏高原中部地区，带状MCSs呈东北西南走向穿过高压中心(图2b)，该中心强度大于16 830 gpm，较北凸型强一些。

南界型带状MCSs虽然仍对应西部型南亚高压，但高压中心的位置较纬向型明显偏西，位于80°E附近，中心强度超过16 860 gpm，比上述两类都强，但16 800 gpm线的范围较纬向型小(图2c)。带状MCSs位于高压中心的东南部、平均高压脊线以南(杨云芸等，2010)，与东北气流相对应，且在其南侧有较强的东风急流与之配合。

进一步对比分析可见南亚高压中心及脊线附近有利于带状MCSs的发生发展，这种高层辐散系统长期稳定存在于高原上空，是维持上升运动的一个重要条件，只是不同类型带状MCSs与南亚高压形态及其中心的相对位置不同，北凸型环绕在高压中心附近偏北一侧，与带状型南亚高压对应;另外两类都对应西部型高压，其中南界型位于高压中心的东南部，纬向型则呈东北西南向穿过高压中心。

此外，若定义平均风速大于等于30 m/s为高空急流，则发现三类带状MCSs都对应有高空东风急流带，存在于南亚高压主体以南，急流中心位于印度半岛及其两侧区域。受东风急流次级环流的影响，青藏高原既是强上升运动区，同时又是对流活跃区和强降水区(陈桦等，2007)，因而对高原带状MCSs发展和维持起积极作用。本文中，南界型的东风急流表现十分明显，而在其他二型中，东风急流偏弱，且距离带状MCSs的发生区域较远，所以影响也偏小。

3.2 200 hPa影响因子

200 hPa各类型带状MCSs与南亚高压中心的相对位置同100 hPa类似，只是南界型在该层处于高压中心东部。从南亚高压的脊线位置来看，从200 hPa到100 hPa，脊线向北移动，显示出200 hPa到100 hPa由对流层转平流层的特征，这使得北凸型带状MCSs位于高压脊线以北，纬向型和南界型则压在脊线上(图略)。

该层的最主要特征是:在12 500 gpm线所界定的南亚高压北部有大于等于30 m/s的偏西风急流带，急流中心一般位于40°N附近。对比分析的结果显示北凸型和纬向型带状MCSs处于西风急流入口区的右后侧(图略)、次级环流上升支所在的区域，分别对应西南急流和准西风急流，从而说明该层西风急流的稳定存在对这两类带状MCSs的发生有一定的促进作用;南界型所对应的西风急流带较上述两类偏西，使得高原处于西风急流出口区的右侧，受西北气流控制，入口区次级环流的上升支对其影响不是很明显，但带状MCSs正好处在南亚高压西北风转东北风的脊线上，这种形势也有利于高层辐散场的形成。

3.3 400 hPa影响因子

在这一层，高原上、下游的低值系统通过与横穿高原的副热带高压带(以下简称副高带)的相互作用，对应着高原上不同类型的带状MCSs。高原上游的低值系统主要为高原大地形对西风带的绕流作用所形成的地形槽以及孟湾气旋或者倒槽(何金海等，2002;韦晋和何金海，2004);下游低值系统则表现为西风气流从北部绕过高原后在下游形成的槽(Wu，1984;丁一汇，2004)及南海倒槽。

北凸型(图略)带状MCSs的西部位于槽前西南气流中，东部处在脊区的西北气流中，该处正位于高原下坡地区，地形的影响可能是MCSs形成的主要原因;纬向型带状MCSs在大陆高压中心及东部脊线附近，高原西部地形槽较弱，孟湾气旋被东风气流阻隔在洋面上，对高原影响较也较小;南界型带状MCSs发生时副高带表现为两个较强的高压主体，西部为大陆高压，中心位于60°E以西，其东侧的西北气流控制着几乎整个高原地区，受该气流的引导，南界型带状MCSs相切分布于该西北气流的前方。

该层的对比分析显示，带状MCSs的位置和形状与400 hPa高度上高原地区的主体气流方向相关，北凸型对应西南气流，南界型对应西北气流;纬向型对应高压北部较为平直的偏西气流，整个高原上以纬向气流为主。

3.4 500 hPa影响因子

该层最主要的特征是高原地区在大多数情况下都有一条切变线，该切变线由南、北两支宽广的气流带在高原上交汇而成。该切变线是夏季平均流场上明显存在的唯一低值系统，且不是单纯的热低压，可能是在夏季高原地面加热使高原北侧西风加大，高原主体风速减小的基础上，由地形绕流等动力作用形成的(徐国昌，1984)。

北凸型对应的流场(图3a)显示，西风带遇高原后主要分为两支，一支从北部绕过高原，受地形动力影响沿高原北边界产生反气旋性切变后转为偏北风吹向高原腹地;另一支遇高原之后在高原西部形成地形槽与西伸的西太平洋副高相遇，使得高原东部、南部由西南气流控制。这样，偏北气流与偏西南气流在藏青交界处汇合后形成辐合区，带状MCSs的西部处在该辐合区的南侧，东部对流区没有明显的辐合气流相配合，可能与该区横断山脉的地形陡降有关。

图3 带状MCSs(阴影区)500 hPa流场(单位:℃;细流线)的合成平均(粗实线代表地形高度大于4 000 m的区域) a.北凸型;b.纬向型;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

纬向型流场(图3b)中，切变线上的北支气流的形成与北凸型基本相同，南支气流则有明显的特点:在印度半岛西部、孟加拉湾以及中国海南岛附近各有一个气旋，中心几乎在同一条直线上，构成一狭长的低压带，低压带的北部与高原南侧这一带状区域受东风带控制，高原东部30°N以南为大陆高压带，脊线一直延伸至高原腹地，其西北侧的西南气流与绕流的北支气流在33°N附近交汇形成一准东西向的切变线，带状MCSs平行地分布于切变线的南侧。

南界型时高原东侧为大槽控制(图3c)，高原处在槽后较强的西北气流中，绕流后北支气流较其他两型强，并压至高原的南部，高原南侧，印度半岛、孟加拉湾、南海为气旋控制，在孟加拉湾气旋的北侧一支东风气流越过高原与上述北支气流汇合形成切变线，加之高原南部大山脉的阻挡作用，使得切变线较纬向型偏南，南界型带状MCSs平行地分布于切变线南侧、大山脉北侧。

以上结果做进一步的对比后表明，高原切变线是产生带状MCSs的主要系统，高原带状MCSs均发生在切变线的南侧，在切变线的北侧均受气流爬坡影响形成的弱的脊前偏北气流控制。不同类型的带状MCSs的形成与高原东部的大槽、太平洋副高以及高原南部的系统有较好的对应关系，在高原南北两侧平直的东、西风气流下，易发生纬向型带状MCSs;若高原北侧为平直的西风气流，孟加拉湾为较强的槽，太平洋副热带高压西伸至孟加拉湾，西南气流影响高原东、南部，则易发生北凸型MCSs;若高原为西北气流控制，南侧有较强的孟湾气旋时易发生南界型MCSs。

4 上升运动条件以及稳定度和水汽条件

产生强对流需要有产生上升运动的条件，要有充分的水汽以及对流不稳定等条件。以下对各类带状MCSs作合成平均涡度、散度、相当位温、相对湿度等物理量的垂直剖面，分析各类带状MCSs产生条件及垂直结构。

北凸型带状MCSs在96°E处(图4a)，低层400 hPa以下对应辐合与正涡度，中、高层300～150 hPa表现为辐散与负涡度。经向风风速的垂直分布显示，低层较强的南风从低纬向北延伸一直爬升至高原地区的34°N附近，北风从高纬向南延伸爬上高原后与南风交汇，最强辐合区在南风一侧与带状MCSs位置(以下简称对流区)一致。101°E处对流区的强辐合与正涡度集中在500 hPa以下(图4b)，500 hPa以上的中、高层为辐散和负涡度，最强值出现在200 hPa附近。低层较强的南风沿着更缓的坡度爬上高原，南、北风的交汇点偏北至38°N附近，带状MCSs正处在弱南风区以南与低层辐合区对应。200 hPa高原北侧有一大于10 m/s的南风中心，南侧为弱北风控制。

南界型带状MCSs也对应低层辐合(正涡度)高层辐散(负涡度)的动力结构，处在南、北风交汇点的南侧(图4c)，辐合层次较北凸型高，强辐合与正涡度集中在350 hPa以下，低层南、北风交汇点在31°N北侧，且北风比南风要强很多。200 hPa高原北侧有大于6 m/s的偏北风中心，南侧也为偏北风控制。

纬向型带状MCSs涡度、散度的高、低空配置与上述二型基本相同，仍处于南北风交汇点的南侧(图4d)。低层势力相当的南、北风在33°N附近交汇。200 hPa高原北侧有大于2 m/s的南风中心，南侧也为偏北风控制，但大于北侧。

综上可见，雨带偏切变线南侧的原因主要是与南风引起的辐合较强有关，高层高原切变线以南均为北风控制，高原切变线以北，北凸型为较强的偏南风控制，南界型均为较强的偏北风控制，纬向型为弱的偏南风控制。且满足带状MCSs的动力条件，均有低层辐合与高层辐散、低层正涡度高层负涡度的配置，高原这种配置常见，图中显示出很多地区这种配置大于强对流区，但没有MCSs产生，其原因可能与稳定度分布以及水汽等条件有关。

对流不稳定的分析显示，北凸型96°E处(图5a)高层表现为对流稳定，低层对流不稳定层从低纬一直延伸至高原地区，对流区对应强的上升运动区，同时有对流不稳定层集中在350 hPa以下，并在高原近地面有上凸的高值位温带配合。对流区北侧，锋区在34°N附近，400 hPa以下相对湿度大于70%的暖湿空气(以下简称暖湿层)从低纬爬升至高原后在对流区的500 hPa附近形成一湿气层。101°E(图5b)处的情况与96°E类似，由于高原南坡的坡度较小，使得对流区湿气层的范围和强度明显扩大。

南界型对流区也有从南部爬上高原的对流不稳定层集中在400 hPa以下(图5c)，暖湿层位于500～400 hPa，配合着高原南部的上升运动极值区，350 hPa以上基本为对流稳定。高原锋区位于32°N以北，34°N的上升运动极值区，对流不稳定和高湿层均较对流区弱，且没有上凸的相当位温高值区配合，可能是未形成MCSs的主要原因。

纬向型对流区也有类似的对流不稳定层和暖湿气层与之对应，对流不稳定层集中在350 hPa以下(图5d)，暖湿层在350～450 hPa，对应极值区南侧相对较弱的上升运动，高原北部锋区附近，虽有最强上升运动配合相对湿度大于80%的高湿层，但没有上凸的相当位温的高值区配合，未能形成MCSs。

热带形成旺盛的对流活动不能只依靠单纯的条件性不稳定层结，还必须有产生辐合上升运动的大尺度流场的配合(寿绍文等，2009)。所以上述分析表明，高原带状MCSs的生成机制与热带旺盛对流类似，都是相对湿度较大的条件性不稳定气层在上升运动的配合下产生的，这种湿的对流不稳定气层是在南风的引导下从高原以南的平地爬上高原后进入对流区的，若低层没有强的高温高湿区配合(上凸的相当位温高值区)，即使有强上升运动和对流不稳定，也不能产生MCSs，说明低层的高温高湿是高原带状MCSs生成和发展的充分条件。产生高温高湿与高原下垫面的作用有关，强对流一般发生在暖区(南风辐合带中)，因此一步讨论高原低层高湿的形成原因。

5 水汽输送条件

上述分析表明，高温高湿区主要发生在500 hPa层，而对流区的水汽与高原南部的水汽输送密切联系，以下将从500 hPa水汽通量、水汽通量散度及相当高度的后向轨迹来分析各类带状MCSs的水汽输送条件。

5.1 水汽通量及水汽通量散度

三类带状MCSs所对应水汽通量散度的分布形态基本相同(图6):强辐散区主要围绕高原分布，从高原以北的95°E附近开始顺时针环绕至以南的92°E附近，92°E以东有较强的辐散区分布在高原的东南部;强辐合区主要分布在辐散区所圈定的区域内。结合上述TBB的合成分析，发现三类带状MCSs对流区都对应较强的水汽通量辐合。

高原本地以外的水汽辐散源地主要有3个(图6a中数字标号):1号源地位于高原以北，在新疆南部和新疆与青海的交界处各有一个辐散中心;2号位于高原以西77°E附近;3号位于高原西南侧。本地的4号源地位于高原东南部93°E附近。水汽通过这4个源地进入辐合区。

北凸型(图6a)对流区的水汽主要是在西南气流的输送下，通过3、4号辐散源地进入对流区，通过1号源地的水汽主要输送至高原北部;南界型(图6b)的水汽主要是在控制高原大部分地区的偏北风和高原南部偏南风的输送下，分别通过1号和3号源地向对流区汇合，通过4号源地则没有明显的水汽输送;纬向型(图6c)的水汽主要受偏南风的输送，通过3、4号源地进入对流区，与北凸型不同的是指向对流区的水汽通量要弱得多。此外三类对流区都有弱的偏西风向其输送水汽。

图6 带状MCSs所对应的500 hPa合成平均水汽通量(矢量箭头;单位:kg·s－1·m－1)及水汽通量散度(阴影区;单位:10 －6kg·m －2·s－1) a.北凸型;b.南界型;c.纬向型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

上述分析表明通过高原南侧辐散源地的水汽输送对带状MCSs的发生发展至关重要。北凸型带状MCSs对应很强的、通过高原本地辐散源地的西南向水汽输送，纬向型的西南向水汽输送要比北凸型弱很多，高原南北两侧水汽输送相当，南界型的水汽输送主要源自高原南侧，其对流区北侧虽有区域宽广的北向水汽通量，但在高原中部很弱，西南向水汽输送不明显。偏西向的水汽输送在三类带状MCSs中都表现得比较弱。

5.2 后向轨迹

本节主要利用HYSPLIT后向轨迹模型(Draxler and Hess，1997)验证高原上不同类型带状MCSs的主要水汽来源。500 hPa在高原地区距离近地面约1 000 m，因此取距离地面1 000 m的高度，在带状MCSs对流区选取终点做其后向轨迹的聚类分析。由于所选样本个例都是3 d以上的过程，平均时间尺度大约为4 d，故聚类分析的时长定为96 h，其结果即为对应轨迹终点的96 h平均后向轨迹(以下简称平均轨迹)。

北凸型带状MCSs西部轨迹终点的平均轨迹总共有7种(图7a)，来自高原以南地区的4种(a、b、c、g类)占总数的84.7%，其中水汽通过b类轨迹到达高原西部终点的次数占各类轨迹总次数的比例最大，为41.8%，说明从长期来看，平均轨迹b是进入高原西部的一支最为常见的水汽通道。从北部抵达终点的共3种(d、e、f类)只占总数的15.3%。东部终点的平均轨迹只有3种(图7b)，来自高原以南的2种(a、c类)占总数的79.6%，其中a类所占比例最大，为75%，即平均轨迹a是进入高原东部的一支最为常见的水汽通道;b类来自正东方向，占总数的20.4%。这表明北凸型对流区东部的空气质点绝大部分来自孟加拉湾以北的陆地上，这一区域稳定的北上气流非常利于水汽通过上述3、4号源地输送至对流区;来自缅甸境内的气流通过4号源地携带水汽进入对流区西部。

南界型西部的平均轨迹总共5种(图8a)，a、b类从高原以南的平地沿东南方向抵达终点，占总数的84.4%，其中b类所占比例最高，达到65.6%，即南界型带状MCSs西部的主要水汽通道表现为平均轨迹b，c、d、e类从北部抵达轨迹终点，共占总数的16.6%。东部终点(图8b)的偏南向轨迹有3种(a、d、e类)，共占总数的76.7%，主要水汽通道表现为轨迹e，b、c、g类轨迹均占总轨迹数的3.3%。这表明空气质点主要从孟加拉国境内以东南转西南气流的形式进入南界型对流区西部，从孟加拉湾以北的陆地上以偏南气流进入对流区东部，主要通过上述3号源地输送水汽。

纬向型西部来自孟加拉国境内的3种轨迹(a、c、d类)占总数的86.8%(图9a)，其中a类轨迹出现概率最高，达到60.5%，即纬向型西部的主要水汽通道表现为轨迹a，b、e类分别从新疆境内和高原东南部抵达轨迹终点，共占总数的13.2%。东部的6种轨迹中有2种(a、c类)从孟加拉湾以北的陆地上抵达终点(图9b)，占总数的77.6%，其余4种共占总数的22.4%。这表明纬向型对流区空气质点的来向与南界型类似，只是其东部有气流通过4号源地输送水汽。

图7 北凸型带状MCSs的平均96 h后向轨迹 a.西部终点(96°E，33°N);b.东部终点(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

图8 南界型带状MCSs的平均96 h后向轨迹 a.西部终点(84°E，30°N);b.东部终点(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

图9 纬向型带状MCSs的平均96 h后向轨迹 a.西部终点(88°E，31°N);b.东部终点(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

以上分析表明带状MCSs对流区的空气质点主要来自孟加拉国或孟加拉湾以北的陆地上，只有北凸型对流区东部的空气质点来自缅甸境内，水汽主要由来自孟加拉国境内的气流通过3号源地输送至北凸型和纬向型对流区西部，由来自孟加拉湾以北陆地上的偏南气流通过4号源地输送至这两型对流区的东部。南界型东、西部的水汽都是通过3号源地抵达对流区。来自北部与西部源地的空气质点较少。

6 结论与讨论

本文利用2007—2011年夏季的TBB卫星资料定义了高原上的带状MCSs，并选出持续3 d以上的样本个例加以归类，再结合NCEP再分析资料对各类带状MCSs的大尺度背景场、上升运动条件、对流不稳定条件以及水汽输送特征进行了合成分析，最后利用NCEP GDAS资料结合后向轨迹模型进一步确定了各类带状MCSs的主要水汽源地，得到结论如下:

1)高原上的带状MCSs位置稳定，可以按其形状分为三类:北凸型、南界型和纬向型，北凸型位于高原东北部地区，南界型位于高原西南部边界附近，纬向型则位于高原中部。其中北凸型发生得最多，纬向型最少。整个夏季有接近30%时间，尤其7月份有接近一半的时间都有这种位置稳定带状MCSs发生。

2)500 hPa切变线是带状MCSs产生的主要系统，带状MCSs均发生在切变线的南侧，在切变线的北侧均受气流爬坡影响形成的弱的脊前偏北气流控制。在高原南北两侧平直的东、西风气流下，易发生纬向型带状MCSs;若高原北部为平直的西风气流，孟加拉湾为较强的槽，太平洋副热带高压西伸至孟加拉湾，西南气流影响高原东、南部，则易发生北凸型MCSs;若高原为西北气流控制，南侧有较强的孟湾气旋易发生南界型MCSs。

3)低层的高温高湿引起的对流不稳定是高原带状MCSs生成和发展的充分条件。高温与高原下垫面的作用有关，强对流一般发生在暖区，由水汽通量以及水汽通量散度分析北凸型和纬向型对流区的空气质点(水汽主要源)，均来自高原西南部边沿南侧和高原的东南部，南界型对流区的水汽主要来自高原西南部边沿南侧。高原切变线的低层辐合以及强大的南亚高压、高空急流右后方造成的高层辐散是带状MCSs形成的启动因子。

4)高原本地以外，尤其高原南侧的水汽输送对带状MCSs的生成与发展至关重要，文中提到了高原周围及其东南部有4个水汽辐散源地，水汽主要由来自孟加拉国境内和孟加拉湾以北陆地上的气流通过高原南侧输送至对流区，其中北凸型和纬向型对流区还有通过高原东南部的水汽输送。

陈国春，郑永光，肖天贵.2011.我国暖季深对流云分布与日变化特征分析［J］.气象，37(1):75-84.

陈桦，丁一汇，何金海.2007.夏季热带东风急流的结构、变化及其与亚非季风降水的关系［J］.大气科学，31(5):926-936.

陈隆勋，宋玉宽，刘骥平，等.1999.从气象卫星资料揭示的青藏高原夏季对流云系的日变化［J］.气象学报，57(5):549-560.

丁一汇.2004.高等天气学［M］.北京:气象出版社:494-509.

高洁.2009.陕西南部中尺度对流系统发生的环境和条件［J］.航空气象(5):31-34.

何金海，温敏，施晓辉，等.2002.南海夏季风建立期间副高断裂和东撤及其可能机制［J］.南京大学学报:自然科学，38(3):318-330.

江吉喜.1995.中国南方地区的中尺度对流复合体［J］.应用气象学报，6(1):9-17.

江吉喜，范梅珠.2002.夏季青藏高原上的对流云和中尺度对流系统［J］.大气科学，26(2):263-270.

罗四维，钱正安，王谦谦.1982.夏季100毫巴青藏高压与我国东部旱涝关系的天气气候研究［J］.高原气象，1(2):1-9.

祁秀香，郑永光.2009.2007年夏季我国深对流活动时空分布特征［J］.应用气象学报，20(3):286-294.

师春香，江吉喜，方宗义.2000.1998长江大水期间对流云团活动特征研究［J］.气候与环境研究，5(3):279-286.

寿绍文，励申申，姚秀萍.2003.中尺度气象学［M］.北京:气象出版社:72.

寿绍文，励申申，寿亦萱，等.2009.中尺度大气动力学［M］.北京:高等教育出版社:88.

韦晋，何金海.2004.高原南侧地形槽与孟加拉湾槽的形成演变特征及其与南海夏季风建立的关系［J］.高原气象，27(4):764-771.

徐国昌.1984.500毫巴高原切变线的天气气候特征［J］.高原气象，3(1):36-41.

徐祥德，周明煜，陈家宜，等.2001.青藏高原地—气过程动力、热力结构综合物理图像［J］.中国科学D辑，31(5):428-440.

杨云芸，李跃清，蒋兴文，等.2010.夏季南亚高压移上高原时间特征的初步分析［J］.高原山地气象研究，30(1):1-5.

叶笃正，高由禧.1979.青藏高原气象学［M］.北京:北京大学出版社:74-79.

郑永光，陈炯，朱佩君.2008.中国及周边地区夏季中尺度对流系统分布及其日变化特征［J］.科学通报，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.