青藏高原(高原)由于独特地理位置和地形引起的热力和机械强迫作用，对东亚及全球的天气和气候都有重要影响(叶笃正等，1979；Wu, et al, 2007)。青藏高原对大气环流的动力作用主要是迫使气流爬坡和绕流。基于数值试验的结果表明，在高原的纯动力作用下，冬季高原位于西风带中，风场的爬坡和绕流分量相当。夏季西风带北移，爬坡分量小于绕流分量。夏季高原作为一个抬升的热源，上升气流向东可以影响到太平洋和北美地区，向南甚至可达南半球(Li, et al, 2003; 周秀骥等，2009)，从而影响周围大气环流的季节内和年际变率(Li, et al, 1996；张庆云等，2006)，对东亚和南亚季风降水产生重要影响(Zhang, et al, 2004; Chow, et al, 2008)。

青藏高原的水汽收支和降水的多少直接影响着青藏高原及周边地区的水分循环。高原北部主要受中高纬度大气系统的影响，而南部则位于亚洲季风系统控制下，因此高原上降水的区域特征明显(冯蕾，2011)，与降水相关的低频振荡特征也有显著的区域差异(段丽君等，2017)。青藏高原的干、湿季明显，降水主要集中在5—9月。喜马拉雅山南麓和雅鲁藏布江河谷地区均有两个降水峰值，前者表现为7、8月的高峰和2、3月的次高峰，后者表现为4月的高峰和7月的次高峰。其他地区降水均为单峰结构，峰值在7、8月(罗四维，1992；乔全明等，1994)。青藏高原由于其独特的热力和动力作用，夏季是强烈的对流性天气系统活跃区。冯蕾(2011)充分评估了台站观测资料、卫星资料、卫星融合降水资料、基于台站观测的高分辨率格点降水资料及再分析降水资料所描述的青藏高原地区降水的多时间尺度特征，结果发现，尽管多种降水资料均揭示了高原夏季平均降水分布表现出自东南向西北地区递减的特征，但各资料之间降水的空间分布、降水量大小、降水频率、降水日数等特征存在不可忽视的差别。

随着卫星探测技术的发展，卫星资料由于时、空连续性优势，被越来越多地应用到青藏高原气象研究中，特别是卫星的对流观测资料能有效弥补降水资料(冯蕾，2011)和其他云探测资料(吴翀等，2017)在高原地区的巨大差异，能从另一个角度阐释青藏高原的水分循环特征。

Flohm(1968)的研究表明，高原上每十万平方千米就有20到50个发展很强的积雨云，这表明夏季青藏高原局地对流活动非常频繁。江吉喜等(2002)研究指出，高原上的中尺度对流系统活动以95°E为界分为东南部和西南部两个高频率区，并且西南部高频区中尺度对流系统活动更为频繁，且只有很少数的东移和传播进入东部而影响长江流域的降水。尽管只有少数中尺度对流系统能够东移或传播出高原进一步发展，但却常常造成长江中下游地区的暴雨。卓嘎等(2002)研究发现，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。胡亮等(2008)利用ISCCP提供的深对流路径数据集，对源于青藏高原的中尺度对流系统爆发异常强、弱年的高度场和风场进行了分析，概括出它们影响中国降水的可能机制；并对1998—2001年6—8月生成于青藏高原区域的移动性中尺度对流系统进行了统计分析，全面描述了高原地区中尺度对流观测系统的起源、移动路径和地面降水特征(胡亮等2010)，在之后的研究里还进一步讨论了这些对流系统的季节变化特征(Hu, et al, 2016)。卢志贤等(2016)利用CloudSat资料详细对比了青藏高原与东部陆地、南部印度洋和西北太平洋区域积云及深对流云团的水平与垂直尺度，结果表明高原的深对流云的垂直尺度平均约为10 km，小于其他地区。此外，基于第三次青藏高原大气科学试验的加密外场试验的分析结果表明，高原上总云量、高云的云顶、云量和云厚等云的统计参数以及降水云的微物理特征还有明显的日变化(刘黎平等，2015；赵平等，2017)。

虽然利用现有的CloudSat、CLIPSO、ISCCP等卫星资料数据集已对高原的云和对流系统进行了诸多分析，但这些资料在高原地区的时间和空间分辨率都比较低。静止气象卫星的红外黑体亮度温度(Black body temperature，简称TBB)可表示高原上有云区云顶或无云区地面的温度，能够直观体现对流系统的发生、发展和强弱，因此可以较好地反映高原上空对流活动及大气中的湿度分布(江吉喜等，2002；贺懿华等，2006)。朱国富等(1999)利用GMS红外资料统计分析了高原地区夏季对流活动的天气、气候特征，但仅限于1995年的结果，缺乏代表性。林珲等(2006)关于青藏高原中尺度对流系统的时、空演变特征及规律的分析也仅限于1998年的资料。为此，本研究拟利用5 a长度的静止气象卫星TBB资料对高原和周围地区的夏季对流特征进行统计分析，以便更全面了解该地区夏季对流活动的多尺度特征。

使用的对流资料主要来自FY-2E的TBB。FY-2E于2008年6月发射，2009年2月起定位于105°E的赤道上空，自2015年7月1日起漂移至86.5°E，继续提供观测服务，其主要载荷为红外和可见光自旋扫描辐射器(VISSR)。分析采用了VISSR的红外窗区通道(简称IR1)的TBB，该通道的光谱范围为10.3—11.3 μm，星下点分辨率为5 km，主要用途为探测昼夜云、下垫面温度和云雪分区。所用资料时段为2010—2014年。

分析时，首先将3 h间隔(00：00、03：00、06：00、09：00、12：00、15：00、18：00和21：00 UTC)的IR1灰度图转为亮度温度，然后投影到0.1°×0.1°的等经纬度网格上。在IR1的灰度图中，色调越亮，说明TBB越低，云顶发展的越高，对流越强；反之，色调越深，表示TBB越高，对流越不活跃。通常TBB < -32℃(约241 K)的区域为对流活跃区，而TBB < -52℃(约221 K)的区域为强对流的活跃区(姚秀萍等，2005)。

图 1是2010—2014年5—8月高原及周围地区的红外窗区亮温的月平均分布。由图 1a可见，5月，相对于周围地区，整个高原都被亮温的低值区所覆盖，高原大部分地区亮温都低于-13℃，而高原南侧的孟加拉湾和印度地区TBB多高于10℃。6月(图 1b)，云顶亮温的低值区主要位于高原的中部和东部，多低于-10℃，而高原的西半部云顶亮温相对较高。随着亚洲夏季风的爆发和向北推进，孟加拉湾和中国南海地区被大片云团覆盖，亮温较低。7月(图 1c)，亮温的低值区主要位于高原中南部，高原南侧的孟加拉湾地区TBB仍高于高原上的TBB，孟加拉湾、中国南海和高原中南部被大片季风云系覆盖，云顶亮温多低于-10℃。8月(图 1d)TBB的低值区分布与7月类似，但总体来说低值强度明显弱于7月。

图 1 青藏高原及邻近地区5—8月(a—d)TBB(单位：℃)的分布 (红色实线为3000 m地形高度等值线) Figure 1 Distributions of TBB (in unit of ℃) over the Tibetan Plateau and adjacent areas from May to August (a-d) (the read solid line denotes the terrain height of 3000 m)

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以-32℃为阈值，统计青藏高原地区夏季对流的发生频率，结果如图 2所示。5月(图 2a)，高原对流活动主要受西风带影响，对流大值区主要有两个，分别位于高原西北边缘附近和高原的东部边缘，其中高原西北部和东部边缘的大值中心强度接近，对流的发生频率低于12%。虽然在图 1a中5月高原地区的TBB较低，但对流发生频率相对也是较低的(图 2a)，低TBB与较高的云顶高度有关。总体来说，6月，青藏高原上的对流发生频率的分布表现为自东南向西北递减的特征。随着气候态的西风带季节性北移和亚洲夏季风爆发，高原以南地区西南风加强。强劲的西南季风携带孟加拉湾输送来的水汽部分在高原南麓中东部的地形缺口处爬上高原，高原上最强的对流发生在高原的东南部，频率为10%左右，对流发生最频繁的地区与图 1b中TBB低值区吻合。而孟加拉湾地区由于亚洲夏季风的爆发，对流发生频率的大值区数值超过20%。7—8月，高原上对流发生频率总体上表现为由南向北递减分布，且与南亚地区的对流活动相对独立。7月(图 2c)，随着东亚夏季风强度的进一步加强，部分西南风在爬坡作用下，给高原中部带来水汽，高原的南部形成一条对流活跃带，对流发生频率在12%以上，其中有两个对流活动中心，分别位于高原中南部和东南部，中南部中心以(31°N, 90°E)为中心，对流发生频率可超过20%，大于东南部中心的对流发生频率。另外，高原西南侧的孟加拉湾是对流最旺盛的区域，对流发生频率最大的区域由6月的90°E左右向西移至80°E附近。8月(图 2d)，随着亚洲夏季风减弱南撤，对流活动强度弱于7月。高原上主要的对流带仍位于中南部，但对流发生频率降低至12%左右，孟加拉湾地区的对流活动也比7月有所减弱，大部分地区对流发生频率为12%—20%，对流活动中心与7月相比略向东移。

图 2 青藏高原及邻近地区5—8月(a—d)对流(< -32℃)发生的频率 (单位：%，红色实线为3000 m地形高度等值线) Figure 2 Frequencies (%) of monthly convections (where TBB is less than -32℃) occurring over the Tibetan Plateau and its adjacent areas from May to August (a-d) (the read solid line denotes the terrain height of 3000 m)

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以-52℃为阈值，统计青藏高原地区夏季强对流的发生频率，结果如图 3所示。对比图 2和3可知，强对流与对流在高原和周边地区的发生频率在分布形态上十分相似，即强对流在这一地区总是发生在对流频繁的区域。5月(图 3a)，高原上基本没有强对流发生，只有较少的强对流发生在孟加拉湾、印度大陆北部和北部湾地区，发生频率多在6%以下。6月(图 3b)，在高原东南部及其与四川、云南两省交界处出现部分强对流发生频率高于2%的区域。孟加拉湾、南亚大陆和北部湾的强对流已经相对旺盛，出现大范围强对流发生频率高于4%的区域，特别是在90°E附近的孟加拉湾和近海地区。7月(图 3c)，高原的中南部和东南部与四川接壤处各形成一个强对流活动中心，二者对流发生频率强度相当，均在3%—6%。与图 2类似，孟加拉湾和南亚大陆的强对流活动中心由90°E左右向西扩展到75°E，较大范围的强对流发生频率都高于6%。8月(图 3d)，高原东南部的强对流发生频率降低(低于3%)，高原中南部地区的强对流发生频率在2.5%—6%。高原南侧的南亚大陆、孟加拉湾、北部湾强对流发生频率低于7月，与6月强度接近，多在4%以上。

图 3 青藏高原及邻近地区5—8月(a—d)强对流(< -52℃)发生的频率 (单位：%；红色实线为3000 m地形高度等值线) Figure 3 Frequencies (%) of severe convections (where TBB is less than -52℃) occurring over the Tibetan Plateau and its adjacent areas from May to August (a-d) (the read solid line denotes the terrain height of 3000 m)

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季风活动的季节循环包含多种次季节尺度的变化，区域特征十分显著，特别是在青藏高原这种具有复杂地形的区域(Lau, et al, 1988；Kang, et al, 2002)，与东亚夏季风相关的对流活动也具有明显的时间锁相特征。

青藏高原的东、西部地区地形高度有明显的差异。西南部由于喜马拉雅山的存在，海拔高度在7000 m以上，东南部则存在很多南北向分布的大峡谷，高原东、西地区夏季风雨带的向北推进具有不同的特征(冯蕾，2011)。为此，图 4分别给出青藏高原西部(75°—80°E)、中部(80°—95°E)和东部(95°—105°E)夏季云顶亮温的时间-纬度分布。在高原西部(图 4a)，高原南边界平均位置约30°N。夏季低于-2℃的TBB约在第38候出现，47候退出高原西部，最北可达38°N。另外，在高原的西部34°—40°N，从第25候(5月初)开始到夏季一直维持一条TBB的低值带，结合图 1和2可知，这条TBB低值带反映的是5月初到6月出现在高原北部以36°N为中心的多云区。在高原中部(图 4b)，以35°N为中心的一条TBB低值区从5月初一直持续到6月中旬。而另一个低于-2℃的TBB低值区约在34候(6月中旬)也出现在高原中部，一直维持到8月底，最北达到37°N，这条TBB的低值带以30°N为中心。以33°N为中心的TBB低值区在5月初已经出现在高原东部(图 4c)，另一个低于-2℃的TBB低值区出现在高原东部的时间约为第30候(5月底)，这个低值区的中心位于32°N左右，一直维持到8月末，最北可接近37°N。

图 4 青藏高原西部(a)、中部(b)和东部(c)候平均TBB (单位：℃)的时间-纬度剖面 (红色实线表示高原南麓的平均位置) Figure 4 The time-latitude diagrams of pentadal mean TBB (in unit of ℃) averaged over (a) 75°-80°E, (b) 80°-95°E, and (c) 95°-105°E (the average position of the southern foothills of the plateau is represented by red solid lines)

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图 5是5—8月青藏高原西部、中部和东部地区夏季候平均对流发生频率的时间-纬度剖面。由图 5可见，高原西部、中部和东部的对流发生频率的变化具有截然不同的特征。高原西部，西北部在5—6月上旬存在一条对流的相对活跃区(图 5a)，对流发生频率以36°—38°N为中心，与图 2对应，中心最高值可达12%。在高原西部的中南部，对流相对较弱，对流发生频率大于6%的区域到达高原南部的时间约在37候，48候结束，最北可达33°N左右。而高原南部的大陆和印度洋在7月中旬—8月上旬出现了中心发生频率高于20%的对流活跃区。

图 5 同图 4，但为逐候对流发生频率(单位：%) Figure 5 Same as Fig. 4 but for the pentadal mean frequency (%) of convection

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高原中部(图 5b)，北侧在5—6月初存在一个对流发生频率高于4%的区域，在中南部地区，对流发生频率大于6%的开始时间略早于西部，但结束晚，维持整个盛夏，中心强度高于15%。另外，高的对流发生频率在高原中部有3次向北传播的过程，分别发生在34—37、39—42和43—46候，最北可达34°N左右。虽然高原南部印度季风区对流发生频率很高(15%以上)，但由于高原南麓地形非常陡峭，季风水汽输送无法越过整个高原，在高原南麓(27°N左右)形成一个对流频率的相对低值区，高原南麓两侧的对流分别独立发展，仅有部分水汽可沿高原山脉的缺口输送到高原上，使得高原的中部和东部地区的对流得以发展。高原东部(图 5c)地形相对平缓、海拔较低，对流开始时间较早，5月初即存在对流活动，整个夏季对流都处于相对活跃的状态，36—38、40—41和43—46候，对流的高频区分别向北推进，时间上略晚于高原中部，其中最活跃的对流发生在36—40候，以33°N为中心，中心强度高于20%(6月下旬至7月中旬)。

图 6为5—8月青藏高原西部、中部和东部地区夏季候平均的强对流发生频率的时间-纬度剖面。由图 6可见，高原西部、中部和东部的强对流发生频率的变化与对流具有相似的特征。高原西部，强对流开始出现在高原南部的时间约在35候，47候结束，强度很弱。高原中部(图 6b)强对流开始出现的时间约在第34候，但结束晚，整个盛夏一直维持，中心强度高于4%。另外，高的对流发生频率在高原中部有3次向北传播的过程，分别发生在36—38、40—42和43—45候，最北可达35°N左右。虽然高原南部印度季风区强对流发生频率很大(11%以上)，但由于高原南麓的地形非常陡峭，季风水汽输送无法越过整个高原，在27°—28°N也形成一个强对流频率的相对低值区。高原东部(图 6c)强对流在第36—40候最活跃，且只在36—38和43—46候存在两次明显的强对流活跃区的向北推进。

图 6 同图 4，但为逐候强对流发生频率(单位：%) Figure 6 Same as Fig. 4 but for the pentad mean frequency (%) of severe convection

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为检查与对流演变相伴随的降水强度的演变特征，图 7给出5—8月TRMM 3B42候平均降水强度的时间-纬度剖面。尽管从5月初—6月高原上存在一条对流发生频率高值区，但其对应的降水强度很弱。从大于2.5 mm/d的等值线来看，高原西部(图 7a)，雨季大约从第31候开始，至8月底结束，最北可达33°N左右，与对流向北到达的位置相当。虽然南部印度季风降水的强度很大(超过8 mm/d)，但其由于高原南麓陡峭的地形而无法穿越高原，这与图 5a一致。高原的中部(图 7b)雨季开始时间约为34候，与对流发生频率突然升高的时间非常一致，但降水大值带比对流发生频率的中心位置(30°N)偏南，这反映了高原上夏季非对流性降水的贡献。高原东部(图 7c)日降水量大于2.5 mm的区域在5月底就已出现，高于5 mm/d的平均降水出现在第34候，在8月底结束，与对流发生频率的高值区开始(34候)和结束的时间十分一致。第34—40候，高原东部对流性降水的贡献很大，对流中心的位置与降水大值区较吻合。而41候之后，降水大值带比对流发生频率的中心位置(33°N)偏南，反映了高原东部晚夏非对流性降水的贡献。

图 7 同图 4，但为候平均降水强度(单位：mm/d) Figure 7 Same as Fig. 4 but for the pentadal mean precipitation (unit: mm/d)

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由图 5可知，高原南麓的南北两侧由于地形的阻隔，对流具有不同的时间锁相特征。为此，图 8给出5—8月青藏高原主体上对流较活跃的区域(28°—35°N平均)和高原南侧(18°—26°N平均)夏季候平均对流发生频率的时间-经度剖面。由图 8a可知，高原主体上主要的对流约在33候(6月中下旬)同时在93°E和102°E附近突然增强，并逐渐形成两个对流活跃中心，随时间向西传播。西部的对流中心主要经历了两个相对活跃的阶段：33—35候，对流活跃中心从93°E略向西移；36—43候，对流活跃区从93°E传播至85°E附近，中心的候对流发生频率高于15%；43—46候，对流活跃区的中心对流发生频率强度减弱至12%—15%。以102°E为中心的东部对流活跃区位于高原的东南侧，从33候开始逐渐向西移动，直到38候前后，对流活跃区向西扩展至94°E左右，中心的对流发生频率高于20%，并在40候后逐渐减弱。由图 8a还可以看到，在高原下游110°E附近存在一个对流的相对低值区，而115°E以东的对流大值区主要是受东亚夏季风的影响，与高原上的对流的发展和移动特征不同。

图 8 青藏高原主体(a)和高原南部地区(b)候平均对流发生频率(单位：%)的经度-时间剖面 Figure 8 Time-longitude diagrams of the pentadal mean frequency (%) of convection averaged over (a) 28°-35°N and (b) 18°-26°N

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由图 8b可知，与夏季风相关的对流在28候前后突然在高原南部的印度大陆和孟加拉湾增强，并随时间向西传播，31候前后到达83°E附近，这个阶段对流最活跃的中心位于92°E附近。33候该地区的对流再次突然增强并向西传播，34候之后95°E以西基本被对流活跃区覆盖。对流中心在6月底—7月初位于91°E附近，至7月中下旬西移到78°E左右，中心的对流发生频率高于30%；8月初之后对流活跃中心略为东移，46候时中心位于84°E。

图 9给出5—8月高原主体对流较活跃的区域(图 9a)和高原南部(图 9b)的TRMM 3B42候平均降水强度的时间-经度剖面。对比图 9a和8a可知，高原主体上，对流发生频率的大值中心与降水强度的中心并不完全对应，这说明夏季高原上非对流性降水对总降水的贡献还是很显著的。而图 9b中高原南部的南亚大陆和海洋上降水大值中心与图 8b中的对流频率大值中心是基本一致的，体现了这些地区夏季对流性降水对总的季风降水的巨大贡献。

图 9 同图 8，但为逐候平均降水强度(单位：mm/d) Figure 9 Same as Fig. 8 but for the pentad mean precipitation (unit:mm/d)

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在整个夏季的不同时段，对流不是均匀发生的。某些时段持续对流发生频率持续偏高，而某些时段对流发生频次低，因此，在研究气候态的对流特征时，不仅要考虑对流发生的频率大小，还应考虑对流在整个季节内的时间分布情况，即对流发生频率的季节内变率。利用6—8月逐候对流(强对流)发生频率的标准差来表征气候态对流(强对流)发生频率的季节内变率强度。在图 10a中，高原对流发生频率的标准差总体上由南向北减小。高原的对流活动存在两个季节内变率大值区，分别位于高原中南部雅鲁藏布江中段和高原东南部西藏、青海、四川3省交界处，其中前者的季节内变率更大，中心标准差最大值超过5%。这些地区季节内对流活动分布极不均匀，容易发生旱涝灾害。高原北部对流发生频率的标准差较小，数值多在2%以下。

图 10 6—8月候平均对流(a)和强对流(b)发生频率的标准差(单位：%) Figure 10 Standard deviations (%) of the pentadal mean frequencies of (a) convection and (b) severe convection during June to August

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在图 10b中，高原强对流发生频率的标准差总体上也是由南向北减小。高原的强对流活动也存在两个季节内变率大值区，分别位于高原中南部雅鲁藏布江中段和高原东南部西藏、青海、四川3省交界处。与对流活动季节内变率的两个中心强度差异不同，强对流活动季节内变率的两个中心的强度相当，中心标准差高于1.5%。

鉴于在上述分析中，高原上的对流活动主要发生在7—8月，为此，采用正交函数分解(EOF)方法，对2010—2014年7—8月(盛夏)的青藏高原及周边地区逐候的对流发生频率进行分析，根据North准则进行检验，得到青藏高原及附近地区夏季对流活动的前2个独立的主导模态，其空间分布和对应的主分量(PC)分别如图 11—12所示。前2个模态分别占总解释方差的14.9%和10.5%。如图 11a所示，第一主导模态(EOF1)的空间型为在高原的东南部以(30°N，100°E)为中心和高原南部从印度大陆向孟加拉湾延伸的区域对流发生频率的反向变化模态。与时间系数(PC1，图 12a)结合分析可知，该模态主要是在7月上中旬和8月中下旬高原东南部对流发生频率较高，同时青藏高原西北部、印度大陆和孟加拉湾地区对流发生频率较低。而7月中下旬至8月上中旬，青藏高原东南部对流发生频率降低，而高原西北部和印度大陆对流发生频率增高。图 5c中，高原东部对流最活跃的时期就发生在6月底至7月初，而后强度减弱，在8月中旬强度再次增强，持续到8月底。

图 11 7—8月候内对流发生频率的前2个独立主导模态 Figure 11 The first two independent dominant modes of convection frequency during July to August

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图 12 2010—2014年7—8月候内对流发生频率的前2个独立主导模态对应的主分量 Figure 12 The first two principal components of convection frequency during July to August during 2010-2014

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第二主导模态(EOF2)的空间型为高原西部和印度大陆80°E以西地区与南亚大陆80°E以东地区的对流发生频率的三极型变化模态。与时间系数(PC2，图 12b)结合分析可知，在多数年份，该模态对应的时间系数在7月中下旬和8月上旬变为正时，高原90°E以西、印度大陆80°E以西表现为对流发生频率较高，对应图 8中高原主体和南亚地区的这一时期对流活跃区的西部活动中心。此时南亚大陆80°E以东地区对流发生频率偏低。2011年该模态则主要出现在几乎整个7月和8月下旬。

利用2010—2014年中国静止气象卫星FY-2E的红外TBB资料，分析了夏季青藏高原及周围地区对流和强对流的气候分布特征，并进一步讨论了对流的气候态季节内变率及对流发生频率的主导模态，主要结论如下：

(1) 5月，高原的对流活动主要受西风带影响，对流大值区主要有两个，分别位于高原西北边缘附近和高原的东部边缘。6月，随着亚洲夏季风爆发，西南风加强，最强的对流(强对流)发生在高原的东南侧。7—8月，强盛的西南风部分在高原东南部地形缺口处爬坡，给高原中东部带来丰沛的水汽，高原的东南部形成一条对流(强对流)活跃带，存在东、西两个对流(强对流)活动中心。

(2) 高原的西部、中部、东部对流随时间的纬向变动特征截然不同。高原西部，对流相对较弱，对流发生频率大于6%的区域到达西部南麓的时间约在37候，7月底8月初到达最北。高原中部，对流开始活跃的时间略早于西部并维持整个盛夏，分别经历了3次向北推进，最北约到达34°N。高原东部，5月底开始对流都处于相对活跃期，有3次(两次)对流(强对流)的北进。

(3) 高原对流(强对流)发生频率的标准差总体上由南向北减小，存在两个季节内变率大值区，分别位于高原中南部雅鲁藏布江中段和高原东南部西藏、青海、四川3省交界处。

(4) 对流发生频率EOF分析的前2个模态为独立模态。第一主导模态(EOF1)的空间型为在高原的东南部以(30°N，100°E)为中心和高原南部从印度大陆向孟加拉湾延伸的区域对流发生频率的反向变化模态。第二主导模态(EOF2)的空间型为高原西部和印度大陆80°E以西地区与南亚大陆80°E以东地区的对流发生频率的三极型变化模态。

青藏高原的对流活动十分复杂。高原夏季云系上也镶嵌着不同尺度和强度的对流单体，生命史也差别很大。为此，时间和空间尺度都更加精细的资料对于完整描述高原夏季对流活动十分必要。新一代静止气象卫星葵花八号和风云四号能够提供高原地区时空更加密集、观测质量更高、观测通道更全面的卫星资料，未来将利用这些资料对青藏高原地区的夏季对流特征进行更深入的分析。