引言

长江流域雨季常常因洪涝造成巨大经济损失及人员伤亡，1954、1991、1998、2010、2016年等重灾年更是如此。诸多研究表明造成长江流域致灾暴雨的中尺度对流系统(MCS)与青藏高原对流云团东移有密切关系，长江流域上空对流云或某些涡旋系统其胚胎都可以追踪到高原上空(师春香，2000；江吉喜和范梅珠，2002；单寅，2003；徐祥德和陈联寿，2006；王晓芳等，2013；徐祥德，2015)。高原对流云团东移至四川盆地一般减弱甚至消亡，在某些条件下减弱的高原对流在复杂二级地形大巴山和武陵山脉区域得到加强并继续东移，造成长江流域暴雨。如2016年6月29—30日湖北红安天台山出现794 mm极端强降水、7月18—19日湖北马良镇发生874.6 mm极端强降水，均与高原对流云团东移有关。以往受资料时空分辨率限制，相关研究大多集中在大尺度环流形势、天气尺度系统(西南低涡)、热量和水汽输送等方面(丁一汇，1993；胡伯威，2001；Sun等，2010)。随着观测手段的提高和数值模式的发展，关于复杂地形影响对流发展的中小尺度问题开始受到关注。极端强降水天气在当前预报业务上是重点和难点，准确预报这类灾害性天气在防灾减灾决策服务中有着至关重要的作用。由此有必要将青藏高原对流云团东移影响长江中下游地区强降水的相关研究成果进行梳理总结，以期为该类强降水天气预报业务服务，并给相关业务和科研人员提供借鉴。

本文主要依托国家自然基金委高原专项项目研究成果，并结合国内外相关研究工作，从高原对流云团东移的特征、东移发展的天气学条件及其与天气系统相互作用的研究进展、山脉地形对强降水对流系统影响的研究现状等三个方面来进行阐述。

1 高原对流云团东移的特征研究

2016年7月18—19日青藏高原对流云团东移造成湖北中部极端强降水(图 1)，18日凌晨至上午高原对流云团1东移到盆地上空渐渐减弱，到12:15 (北京时，下同)高原东移云团位于大巴山南侧，同时云团1东部和南部有明显的新生对流云发展，即位于大巴山-武陵山脉一带。下午在盆地东侧二级地形山脉附近增强并激发新对流云团2，合并后在110°E附近继续加强并东移至湖北中部，引发了2016年18日夜间至19日白天湖北中部罕见的极端强降水，湖北沙洋县马良镇32 h降水量达874.6 mm。

近年来统计表明，高原东移云团影响长江流域梅雨期降水事件达60%以上(图 2)，这与Yu(2007a, b)的研究结果相似；东移云团大多在四川盆地减弱或消亡，路径最远能到达110°E附近(图 3)；在盆地东侧复杂二级地形的大巴山-武陵山脉地区，高原东移云团常在一定条件下发展增强并东移造成了下游强暴雨天气(图 1、4)。因此，青藏高原东移对流系统经过大巴山-武陵山脉时，其复杂地形作用使得东移对流云团(图 4中绿框区域2，106°—111°E，27°—32.5°N)增强，这是研究青藏高原对流影响下游地区灾害性天气发生的关键点和关键区域。

多数研究表明夏季青藏高原上对流活动分布主要集中在33°N以南地区，同时以95°E为界存在东南和西南两个高频活动中心，这与高原感热和潜热分布有关；移出高原的对流主要源于高原东南部高频数中心，统计显示只有7%左右的对流能移出高原，其中东移对流超过移出高原对流总数的2/3，一般高原对流东移路径最远可达110°E (图 3)。高原对流东移至四川盆地东侧的大巴山-武陵山脉地区在有利气象条件下加强发展，继续东移造成长江中下游地区的暴雨天气过程(方宗义，1986；江吉喜和范梅珠，2002；过仲阳等，2003a；单寅等，2003；林珲等，2006；胡亮等，2008；Zhang et al., 2015；Mai，2020)。对长江中游特大暴雨个例分析进一步表明，青藏高原对流系统随时间表现出从高原向长江中下游特大暴雨区东移的趋势，高原云系移到长江流域的时期与长江暴雨期基本吻合(卓嘎等，2002)，如1998年夏季长江流域发生特大洪水是在特定的环流形势下，由与高原东移对流云有直接或间接关系的315个β中尺度和α中尺度对流云团直接造成(师春香等，2000)。郑永光等(2008)统计中国夏季MCSs特征指出，30°N纬线上MCSs分布最突出特征是波动状分布的活跃区，并在105°—113°E (四川东部-湖北中部)具有向东传播的显著特点，高原对流云团东移是通过不断再生、发展向下游传播到长江中下游地区(覃丹宇，2006)。

统计2010—2018年120个高原云团东移影响长江流域强降水个例，结果显示高原云团移动路径有三条(图 4)：直接东移占41%，先东南到云贵高原后向东北到达长江流域占40%，偏北路径占19%(王婧羽，2019)。合成分析还发现，在对流层中低层高原东南侧水汽输送至武陵山脉一带与低涡系统相互作用，有利于高原云团在东移路径上增强发展进而影响长江中下游地区强降水。其中在700 hPa上一条水汽输送路径由孟湾经印度北上至高原东南侧，后转向东并朝长江流域输送，这条水汽带为高原东南侧对流活动提供了水汽和热力条件(图 4中红色双虚线，Yang，2019)。

已有研究表明，与ISCCP和地面观测数据相比，CloudSat/CALIPSO数据是可信的(Winker，2007等；Naud and Chen, 2010)。利用这些卫星数据分析表明，高原上云的垂直结构有其独特性，因地形引起的水分供应限制导致对云的压缩作用，即青藏高原的云厚度和云层数减少；云层厚度和云顶高度的变化范围对应于不同的降水强度在青藏高原上的面积明显小于其邻近地区；云量有明显的季节变化(Yan，2016)。李超等(2019)用2007—2016年4—9月ECWMF环流场再分析资料，统计高原低涡东移个例共107例，利用Cloudsat资料研究低涡移动路径上高原、高原东坡、长江流域三个不同区域云团宏观和微物理特征发现：雨季东移影响长江流域降水的高原低涡，5—6月出现频数最多，7—9月出现频数少，而且高原低涡东移过程中诱发的降水逐渐增强，对应低涡云团对流特性不断增强。无论高云、中云、低云，当高原低涡位于高原主体时，低涡云团中雨层云出现频次最多，而当高原低涡移出高原主体时，低涡云团呈现出深对流云频次增加。高原低涡东移期间，云团对应的云层厚度呈现逐渐增加的变化趋势，云层数亦呈现增长的变化趋势。此外，尽管低涡东移期间，诱发的降水云团始终以层状降水云为主，但对流性降水云出现频数呈现显著的增长趋势。

2 高原云团东移发展的天气学条件及其与天气系统相互作用的研究进展

高原地区易形成“地表加热-对流降水”，是由于青藏高原地区强烈的地表热力驱动所致(Chen et al., 2015)，高原南坡多对流多雨中心与高原“热源柱”驱动与高层水汽凝结潜热释放的自激反馈CISK机制有关(Xu et al., 2014)，而高原对流是否向东移出则由对流中层物理量和高度场的配置决定(过仲阳等，2003b；方兆宝等，2004；戴晓燕等，2006)，尤其是盆地对流层中下层的垂直运动和高原南侧对流中上层是否存在反气旋环流较为关键(王婧羽等，2019)。高原云团影响我国东部降水通过高原南北两侧持续的温度梯度异常造成高空西风急流强度和位置异常促成的(Wang et al., 2016)。青藏高原地表感热加热作用使得高原及其周边地区的大气温度梯度发生变化，相应的热成风平衡调整使得对流层低层至高层大气环流和天气系统特征发生显著变化，有利于中国南方的持续性降水增强(李雪松等，2014)；高空槽引导高原云团移出高原，诱生西南涡东移，从而高原云团在东移过程中激发新的对流，造成沿途暴雨天气(覃丹宇，2006)，青藏高原地区MCSs通过波动的形式影响长江中下游地区(张顺利等，2002)。副热带高压异常变动导致热量和水汽输送带的重建以及高原低涡向长江流域传播是1998年特大暴雨发生的背景条件，而下游多MCSs连续生成及其不同形式组合、发展则是降水异常的关键因素(仪清菊和徐祥德，2001)，典型梅雨年份1991年第三段梅雨锋云系的重建过程也包含高原东移云系的外围不同性质云系之间的相互作用(项续康等，1994)。

非绝热加热和大气层结不稳定有利于高原低涡东移，低涡东移则促使高原对流东移过程进一步发展加强(李国平等，2016；刘晓冉和李国平，2007)，反过来高原对流东移可使高原低涡的性质和结构发生变化(如变为冷涡或斜压涡)，从而促使低涡移出高原(李国平等，2002)。高原低涡东移至100°E附近，其低涡东部的正涡度平流及负值非平衡强迫与西南涡发生垂直叠加时，会使高原涡与西南涡同时加强，使对流发展加强(陈忠明和闵文彬，2004)，正涡度平流促使西南涡东移过程发展加强，易激发西南涡东移过程中沿途新对流的发展(王晓芳等，2007)。

关于高原涡和西南涡的关系及其对高原对流东移的影响，Fu等(2019)通过数值模拟和动力诊断总结出高原对流东移过程中高原涡、西南涡发生发展的物理概念模型(图 5)。首先强烈的太阳辐射使得高原地表增温，地表感热加热作用于大气，出现上升运动，高原对流开始出现，并迅速发展。产生凝结潜热的释放，进一步加剧垂直运动，上升运动区低层有强烈的补偿性入流，辐合加强，对环流方程的动力诊断表明在伸展项的作用下，正涡度的制造加强，高原涡生成，并进一步促进对流发展，与低层辐合形成正反馈。高原涡移出后，因地表强烈感热加热消失，与高原对流相伴的垂直运动减弱，低层辐合减弱，伸展项的正涡度制造减弱，使得高原涡减弱。Fu等(2019)通过高时空分辨率的剖面和轨迹追踪分析发现，高原对流系统移出过程中，四川盆地出现的对流是新生的系统，并非直接从高原地区移出来的，西南涡的生成主要受中底层环境气流动力作用影响，不是由高原涡直接移出所致。但高原涡所激发对流产生的正位涡异常可以造成盆地降压以及气旋式风场扰动的增强，这两部分作用都有利于西南涡加强。数值试验进一步表明，高原对流活动的强弱可以显著影响西南涡的强度、位置和时间；敏感性试验和动力诊断的结果均表明，高原对流本身并不是西南低涡形成的必要条件，但它可以调节雨带的位置，使主雨带位于长江流域，通过这种方式影响下游降水(Fu等，2019)。这揭示了影响长江流域暴雨过程的西南涡的生成主因是中低层环流的动力作用，非高原涡直接移出导致，这与已有研究结论略有不同，可见二者的相互作用机制仍需进一步探讨。

高原对流东移过程中，若在四川盆地存在西南涡的发展，则因西南涡的活动，会进一步触发下游地区梅雨锋上的对流和涡旋，其中孟加拉湾水汽增强是一关键条件(Yasunari，2006)；印度西部-阿拉伯海上空对流层中上部水汽增加则使高原上出现有利于低涡形成的高度场、温度场条件(郁淑华和何光碧，2001)，而冷平流、南风脉动、涡度平流是促进低涡东移的重要因子，低涡的东移发展又促使其移动前方新对流的激发，而新对流被激发往往位于川东大巴山-武陵山脉一带(郁淑华等, 2007, 2008；Yu et al., 2016)。

3 山脉地形对强降水对流系统影响的研究现状

青藏高原对流的发展与地形有密切关系(Kurosaki and Kimura, 2002；Yu et al., 2016)，北半球夏季因为白天热力强迫作用，对流常在局地下午时间发展于高原地区，随后向东传播，夜间到达高原下游平原地区(Carbone et al., 2002；Wang et al., 2005；Carbone and Tuttle, 2008)，高原对流云团东移影响梅雨锋降雨是一些天气系统配合和活跃的结果，特别是青藏高原和四川盆地、二级地形和东部平原的MPS(山地-平原环流)环流作用(Sun et al., 2012；Zhang et al., 2014)。在梅雨期常常观测到MCSs和中尺度对流涡旋(MCVs)沿梅雨锋上降雨带发展和东移，遇地形MCSs增强(Ninomiya，2000；Sun et al., 2010)。

始于Gleeson(1951)发展起来的中尺度地形热力强迫环流理论，经过40 a的努力，已对白天谷风、上坡风和夜间山风、下坡风等现象的成因给予了公认性的解释(Defant，1951；Whiteman，1990)(图 6、7)。日出时，上坡风开始(白色箭头)，从前一天晚上开始出现的向下山谷风，并持续(蓝色箭头)，山谷比平原冷(图 6a)。上午中段(约09:00 BT)，强的坡风，从向下山谷风过渡到向上山谷风，山谷与平原的温度相同(图 6b)。中午和下午初，坡风减弱，充分发展的向上山谷风，山谷比平原温暖(图 6c)。下午晚些时候，坡风停止，向上山谷风继续，山谷仍然比平原温暖(图 6d)。到傍晚，下坡风的开始，向上山谷风减弱，山谷比平原略温暖(图 6e)。上半夜时，发展成熟的下坡风，从向上的山谷风过渡到向下的山谷风，山谷和平原的温度相同(图 6f)。午夜时分，下坡风持续，向下的山谷风充分发展，山谷比平原冷(图 6g)。深夜至早晨，下坡风已经停止，向下的山谷风充满了山谷，山谷比平原冷(图 6h)。图 7为由于坡风和山谷风的共同作用山谷中左侧(右侧)的风在一天的过程中顺时针(逆时针)示意图(Whiteman，1990)，如果看向上的山谷风，坡风和山谷风的叠加在山谷的左侧(右侧）随时间会导致顺时针(逆时针）变化。到目前为止，一个被忽略的问题是，在一天的大部分时间里，相对的山谷侧壁不可避免地受到不均匀加热的事实(例如，早晨朝东的坡面比朝西的坡面要温暖）。尽管横向的山谷风通常比坡风和谷风要弱(通常小于等于2 m·s^-1），但由这种加热差异产生的横向山谷风也可能对整个热力山风系统产生影响。横向山谷风以较低的水平从较冷的谷侧壁吹向较暖的谷侧壁，并在较高的谷内沿相反方向产生补偿流。横跨的山谷风的准确大小取决于谷宽和跨谷温度梯度。气流的强度随着谷底宽度的减小和谷底侧壁之间温差的增加而增加。

通过近几年对青藏高原东侧选取代表站做观测试验，利用风廓线和地面温度、气压等观测资料显示，在高原东侧山谷中因温度日变化引起显著的山谷风和坡风环流，特别是在四川九龙站山谷风环流的日变化最为显著，与Whiteman (1990)得到的热力引起的坡风和山谷风模型吻合。陶诗言(1980)等就迎(背)风坡、狭谷和喇叭口地形对局地气流、降水分布、过境冷空气和雷暴云移动的影响做了系统总结。地形的热力效应及其日变化对对流有着重要的影响。地形造成的加热梯度驱动热力环流，在适当的水汽条件下触发对流(Crook and Tucker, 2005)，并和降水天气系统相互作用影响对流强度(Yang and Chen, 2008)。弱层结和弱风下垫面净辐射增加时，热力环流在山脉上发展，伴随着上坡气流在山上辐合激发对流(Banta，1984)。地形上空太阳辐射的日变化引起地形热力环流的日变化，可形成上坡风、下坡风和山谷风，其日变化的非对称性，可能又与重力波的形成有关(Ohata，1981)。加热山脉上空气压扰动可以驱动水平辐合和山脉上坡风，来维持对流发展，而气压扰动又受到山脉入流层结气流、对流边界层顶的高度及空间变化、边界层内的温度变化以及穿透湿对流的影响(Bart et al., 2008)。此外，地形表面的属性差异在太阳辐射及其日变化作用下也强迫出热力环流，从而影响局地对流的发展(毕宝贵等，2005)。

地形特别是中尺度地形强迫大气扰动动力的经典研究，主要集中在：1)把大气简单地分为两层或以上，每层基本气流结构和地形简单地模型化，如气流水平和垂直方向都均一的与山脉垂直，风速和层结在每一层内取常数，地形用“钟形地形”或“高斯地形”，理想试验得到了山波和强烈下坡风的特征，主要取决于层结稳定度、基本风速和山脉宽度(Queney，1947；Smith，1977)。2)地形强迫的斜压波解释了背风气旋产生机制(Smith，1984；Wurtele et al., 1996)，与Ro (Rossby数)和Ri (Richardson数)关系密切。3)气流过山的上游效应，由山的高度hm、基本气流速度U和层结稳定度N组合的Fr=Nhm/U决定了山脉阻挡作用的强弱，形成山前平原地区一定距离的辐合区(风速回涌)，或者环境气流能爬越山脉造成山顶或半山坡上的对流发展(Pierrhumbert，1984；Pierrhumbert and Yman 1985)。

后来越来越多的气象学家也开始关注中尺度地形的动力作用(翟国庆等，1995；Michael and David, 1999；Steven and Louis, 2000；Zhang，2000；崔春光等，2002；孙健等，2002；毕宝贵等，2006；王晓芳和胡伯威，2007)，当地形走向与背景风向交角较大时，暖湿气流沿坡爬升，必然使对流旺盛，造成迎风坡强雨中心；地形阻挡也使对流系统移速减慢，雨时延长(胡伯威，2000)。同时，稳定气流过山时，地形重力波随之发展，山地地形的非线性效应大大增加了背风波的上升运动，强烈的上升运动必然伴随低层水汽辐合的加强，激发新对流(肖庆农和伍荣生，1995)。

诸多研究(LeMone et al., 1998；何光碧等，2005；赵玉春, 2011, 2012；江玉华等，2012；Zhao and Wang, 2012)表明地形造成强对流降水的关键动力因子为：天气系统在地形区域激发强的上升气流、湿的低空急流、条件或潜在不稳定层结、地形动力参数、入流气流的可降水量、对流层中下层风垂直切变等。

4 讨论和展望

本文针对藏高原东移对流云团演变及其机制的相关研究成果进行了回顾和概述，重点介绍了高原云团东移引发长江流域暴雨的观测事实、云团东移的活动特征及其环流条件，特别关注与东移高原云团密切相关的高原涡和西南涡的影响或反馈，凝练了高原云团东移的物理概念模型，最后还简述了中尺度地形影响对流降水发展的经典研究成果。

关于青藏高原大地形对下游地区灾害性天气的影响，大多关注在高原大地形的热力作用激发对流、对流活动统计特征、大尺度环流条件诊断分析、高原涡和西南涡等天气系统发生发展及其形成机制和相互作用等，对下游的长江流域暴雨过程的影响也有针对性的研究。但相关研究(包括项目组新近统计结果)均表明，高原对流云团移动最远距离一般达到110°E附近，大部分高原东移对流云团在四川盆地上空减弱消亡，那么高原东移云团影响长江中下游地区降水，存在一个中间过程，即高原对流云团东移到达川东二级地形区域是如何发展加强？这方面的研究目前尚显不足，故110°E附近的武陵山脉-大巴山二级地形对高原对流云团的影响有必要探索和研究。

高原云团东移过程可伴随低涡或诱发低涡，低涡东移又在大巴山-武陵山脉增强高原东移减弱的对流，低涡东移过程在二级地形的大巴山-武陵山脉区域是否也存在类似高原的热动力作用促使高原东移对流增强？山脉影响高原东移对流发展的中小尺度条件是什么(局地气象要素演变、下垫面热力状况、局地水汽条件和潜热过程等)？地形的动力和热力作用与大尺度环流、低涡、水汽条件相互作用激发增强对流的可能机制是什么？这些问题对长江中下游地区强降水预报业务极为重要，但目前研究较少，有待深入探索。一方面当前业务雷达布网密集，可充分利用业务雷达资料来展开高原对流东移至大巴山-武陵山脉区域的演变特征，同时检验卫星资料(如CloudSat/ CALIPSO卫星等)在二级地形区域的适用性，充分发挥多种高时空分辨率资料的可用性。另一方面，利用近年来多种新型观测资料研究二级地形对高原东移对流的影响机制，可获取山区小尺度系统的演变规律，还可考察已有地形对对流激发和增强的理论和成果的普适性，提高地形对对流演变影响的科学认识。