引言

青藏高原约占我国陆地面积的四分之一，平均海拔高度在4000 m以上，它耸立于亚洲大陆南部的大气对流层中，是世界上最高大、地形最复杂的高原，它的存在对东亚大气环流、气候变化以及灾害性天气的形成和发展都有重要影响。高原地区强烈发展的对流活动早已引起人们的重视。Flohn^[1]估算了高原地区积雨云密度，强调了高原东部巨大的积雨云对上层大气输送具有烟囱效应。叶笃正等^[2]分析了青藏高原对流云的地理分布特点及日、季变化，指出高原上的对流云主要位于高原中、东部地区，其次是藏东南地区和位于印度东北部的迪布鲁加尔、高哈蒂一带。朱国富、陈受钧^[3]认为高原上最频繁的对流区在以30°N，90°E为中心的地区，而不在高原东部，三个主要的对流区域依次在孟加拉湾-印度、青藏高原和中南半岛。高原上的两个对流区，一个在高原主体的中南部，对应雅鲁藏布江和念青唐古拉山西段，另一个在29°N，100°E周围的高原东南端，高原上对流活动有明显的年际差异、月季变化和日变化。

1998年长江流域出现了罕见的持续性大暴雨降水过程，卫星资料的分析表明^[4]1998年暴雨大部分由低涡或切变线造成，而造成如此暴雨的某些涡旋系统其胚胎可以追踪到高原上空。其中，对于1998年7月21~23日湖北省武汉等地的特大暴雨的产生，水汽云图的分析揭示出强降水的主要原因是由于青藏高原上有湿核心气旋 (对流云区的核心) 的发生、发展和东移的结果，其东移的条件包括日本海附近“斜压叶”状云系的强烈发展，副热带高压的西北边界位置，从孟加拉湾、青藏高原到长江流域至日本海始终维持稳定较强的水汽带以及新疆西部新水汽带的东移补充以及高低空具有低层辐合、高层辐散的垂直结构。本文以1998年夏季高原上造成降水的对流云团的移动特征作为基础，从风场、涡度、水汽条件以及大气层结稳定度等方面对1998年7月19日至21日的青藏高原对流云团东移的背景条件进行了初步研究，旨在为短期预报提供参考依据。

采用的资料为:1998年6~7月逐时的GMS红外TBB资料，分辨率为0.5°×0.5°，范围为80°~150°E，0°~50°N；1998年对流云团东移过程 (7月18~21日) 的T106客观分析资料以及沿长江5站 (宜宾、恩施、宜昌、汉口、南京) 的探空资料，为了资料的统一，本文讨论中均采用世界时。

1 对流云团的分布特征及时间演变

根据Maddox^[5]的研究，TBB的分布能较好的反映对流云活动的情况，即TBB的低值区对应于对流活动的旺盛区。为了追踪高原上的对流云团，我们利用TBB的逐日间隔3 h资料作出1998年长江中下游洪涝暴雨集中过程 (6月11~30日，7月11~31日) 云顶温度 (云团) 沿着30°N的东西向趋势演变图 (图 1)。由时间剖面图可见1998年长江流域特大暴雨过程对应于特大暴雨发生期TBB低温值区，并且高原上的云团随着时间呈显著的自西向东移动，即对流云团主体的移动轨迹表现出显著的自高原向长江中下游特大暴雨区东移的趋势，并且云团从高原自西向东移动中显著发展。

云顶亮温的时间-经度剖面分布还表明，6月和7月有6次对流云系明显东移出高原 (以105°E为东边界)，它们出现的时段为:6月16~18日，6月21~22日，6月25~26日，6月27~29日，6月30日~7月2日，7月19~21日。将高原上云团东移的时段、位置与长江流域降水的实况^[5]进行比较，并通过上述TBB沿30°N云轨迹特征可以发现高原上的云团东移到长江流域轨迹显著现象。由此说明高原上对流云团的东移是造成长江流域大暴雨的可能原因之一，这与以往的研究结果^[5]基本一致。师春香等^[6]统计了1998年长江流域4个大暴雨时段中的中α和中β尺度的对流云团特征 (表 1)。

2 青藏高原对流云团东移发展过程特征

由上文的分析可以看到1998年高原上空持续有对流系统频繁发展和东移，其中，青藏高原上的对流云团大部分在离开高原之后便会减弱消散，只有少数对流云团在适当的条件下可以东移出高原，并在长江流域继续维持和发展。其中，1998年7月18~21日对流云团东移过程最为明显，因此，我们根据逐时GMS红外TBB资料，对本次过程作进一步分析。

从逐时的TBB分布 (图 2) 可以看到，18日以后青藏高原主体上逐渐有对流单体产生，到19日07:00，青藏高原主体的中东部出现有多个中心的对流单体，19日12:00，这些对流单体开始汇聚在一起，到19日17:00，对流单体在四川盆地聚集成比较强的对流云团，以后云团开始向东移动，19日23:00，对流云团逐渐分裂成两个较强的对流云团，20日00:00，右侧的对流云团已经移出高原，到20日08:00，左侧云团也完全东移出高原，并且高原上有许多的对流单体产生，长江下游也有很强的对流云发展，20日11:00，移出的右侧的对流云团与长江下游的对流云团合并加强，左侧的对流云团继续维持，而高原上产生的那些对流单体有所东移并且开始聚集在一起加强，到20日15:00，移出的左侧高原对流云团基本维持在105°~110°E，26°~31°N的位置，高原上的对流云团不断向该云团进行补充，合并的右侧云团有所东移，但是对流云团中心基本维持在115°E、27°~30°N。

为了更清楚地看到对流云团的移动路线，作出了不同时次TBB＜-60 ℃的分布图 (图 3)。在19日12:00，对流云团A位于高原的东南部，19日17:00，云团A在四川盆地堆积形成范围宽广的云团B，到20日00:00，由B分裂的两个对流云团C1和C2，C2已经移出高原，位于四川盆地东部，C1仍然位于高原的东南端，20日08:00，对应C1、C2的两个对流云团都已经移出高原，D1位于四川盆地东部，D2则移到了宜昌附近，20日11:00，相应的云团E1、E2又继续东移，其中云团E2是由东移云团D2与长江流域原有云团合并组成的。

由此可见，本次过程中高原上的对流云团从对流单体的产生到在四川盆地堆积，再完全东移出高原，历时2~3 d，其中东移过程需要7~15 h。高原上的对流云团移出高原与高原中东部许多对流单体的不断补充以及高原对流云团与长江流域对流云团的合并堆积，造成了长江流域特别是武汉地区强大的暴雨。

3 大尺度环流特征

强对流天气的发生与中尺度对流系统有密切的联系，而中尺度对流系统的生成发展受到大尺度环流条件的制约。环境场不仅能提供强烈天气赖以发展的能源，而且某些大尺度特征 (如锋面、切变线) 还是其触发机制。因此，大尺度环境条件的研究是提高强对流天气预报水平的重要环节。为此，下文从流场 (涡度场)、水汽条件、高低空急流、层结稳定度等方面分析讨论青藏高原对流云团发生发展的环流背景条件场的特征。

3.1 流场及涡度场

1998年7月18日00:00，高层 (200 hPa) 的流场图 (图略) 上，45°N附近的主要系统是巴尔喀什湖低槽和东北地区的低槽，25°N以南为很宽广的东风气流带，高原为高压控制，其中心位于高原的中部。随着上述两槽的东移，东北部的槽由南北向逐渐向西北-东南方向倾斜，青藏高压的中心位置有所东移，到19日12:00(图 4a) 后稳定在30°N，105°E附近。高原西侧不断有小高压单体产生，合并进入高压主体，加强和维持着青藏高压。在低层 (700 hPa) 的流场上，主要影响系统仍然为巴尔喀什湖低槽、东北部的槽以及强大的西太平洋副热带高压。随着巴尔喀什湖低槽的东移，北方强冷空气的输送致使西太平洋副高在19日12:00以后减弱东撤。而位于孟加拉湾南部的低压系统加强发展，这样使得低压前部的偏南气流与副高西侧的偏南气流合并，加强了向长江流域输送的西南暖湿气流。高原上空由于受到北来冷空气以及南部西南暖湿气流的影响，形成了南北气流明显的交汇区和切变辐合区。长江流域受高原南侧的南支波动带来的冷空气以及西南暖湿气流的影响，在21日00:00(图 4b) 形成一个强的气旋性环流。由此可见，东北部的槽由南北向逐渐向西北-东南方向倾斜，中部青藏高压环流东侧的偏西气流可能有利于对青藏高原上的对流云团东移现象。

相应地，200 hPa和700 hPa涡度场 (图略) 分布表明:200 hPa青藏高原主体及长江流域均为负值所占据；700 hPa青藏高原南部以及长江流域基本处于正涡度带中，高值中心在19日00:00以后基本维持在25°~30°N、100°~110°E的范围内。随着时间的推移，正涡度区有所扩张，尤以21日00:00的两个正中心最为显著。这与图 4b中长江流域的气旋性环流是相对应的。因此，高层气流辐散、低层气流辐合的垂直结构特征 (涡度场的分布则为下正上负的结构) 有利于作为低值系统的高原对流云团的东移维持和发展，这与文献[4]中的结论是一致的。

3.2 高低空急流

从1998年7月19~21日风矢量合成结果 (图略) 来看，200 hPa高原北侧上空存在着一支明显的西风急流。急流北侧为向东缓慢移动的长波槽，18日00:00只有高原北部以及黄河流域处于急流北侧的辐散气流之中，19日00:00以后，长江中下游地区也完全处于偏北辐散气流的影响下，高层气流的强烈辐散有利于低层辐合上升和对流运动的发展。700 hPa的分布表明，从孟加拉湾、高原南部到我国江南地区有较强的西南气流，到21日00:00，高原和长江中游地区都形成了气旋性的辐合区，这种形势有利于低层对流运动的发展。

类似地，风速的计算结果 (图略) 显示了急流轴的强度和位置。在200 hPa的水平风速图上，18日00:00东西向的急流轴位于39°N附近，高原上空对应着风速为50 m/s的强风核。以后急流中心不断加强，至19日00:00，风速达60 m/s，并且急流轴线开始向南倾斜。19日12:00以后急流中心值减弱，但急流的中心位置逐渐向东南方向移动，急流轴线的方向仍然不断倾斜，致使在21日12:00，轴线完全由18日00:00的东西向转为西北-东南向。相应地，低层 (700 hPa)，19日00:00的西南急流相对较弱，19日12:00开始逐渐加强，20日00:00在25°N，100°E处的强风速中心值达到16 m/s。到21日00:00，虽然急流的风速中心值有所减小，但是风速的梯度仍然很大。

从图 5a和图 5b给出的200 hPa风速>45 m/s、700 hPa风速>10 m/s急流核19日至20日的演变趋势发现:高空急流的中心值随时间由东-西向向西北-东南方向倾斜，低空急流中心基本维持在原地，与图 2的对流云位置对比分析，可看出对流云团处于反气旋的偏北气流中以及强大的西南低空气流的西南侧。因此，高原北侧的高空急流和高原南侧的西南低空急流都可能有利于高原上低值系统的东移。

3.3 700 hPa水汽通量

图 6a和图 6b分别为7月18日12:00，21日00:00 700 hPa水汽通量图。由图可见，来自孟加拉湾和阿拉伯海的水汽不断地向青藏高原东南部和长江流域输送，并且水汽逐渐在长江中上游地区汇集，20日12:00开始，以30°N、105°E为中心的长江流域形成了一个很强的水汽辐合区，到21日00:00表现得最为明显，到21日12:00水汽辐合中心有所减弱。水汽通量散度的分布 (图略) 也表明青藏高原的南部地区、四川盆地以及长江中游地区获得了来自孟加拉湾的水汽，使得对流云团有充沛的水汽来源而得以维持发展。

3.4 位势不稳定度

这里选取了1998年7月18~21日沿长江的5个站 (宜宾、恩施、宜昌、汉口、南京) 的探空资料，在对流云团东移的时段内进行假相当位温 (θ_se) 的计算，用代表大气层结的位势不稳定度，当这个值为负时，表明大气层结不稳定，假相当位温应用下列公式进行计算:

其中T为气温，p为气压，q为比湿，t_d为露点温度。

为了分析大气层结的稳定度，作出了上述5站的θ_se随时间演变的剖面图，本文给出了宜宾、汉口，南京3站从18日到21日12:00四个时次的θ_se时间演变 (图 7)。在18日12:00恩施、宜昌、汉口、南京4站在500 hPa以下具有深厚的湿不稳定层，宜宾的不稳定层稍浅薄可以达到700 hPa左右；19日00:00宜宾从700 hPa到400 hPa为对流不稳定层，恩施和宜昌的不稳定层分别位于850 hPa到500 hPa以及850到700 hPa。汉口和南京在500 hPa以下为很强的不稳定层；19日12:00宜宾处于很弱的不稳定的大气层结之中，其中以恩施、宜昌在500 hPa以下为很强的不稳定层，汉口和南京在700 hPa以下为浅薄的不稳定层；21日00:00，除南京仍然具有比较深厚 (400 hPa) 的不稳定层结外，其余各站基本上处于稳定层结的状态。总的来说，在青藏高原上的对流云团东移的过程中，沿长江流域各站的大气层结在20日以前基本都处于不稳定状态，对流层中有很强的不稳定能量的堆积，随着时间的推移，长江中部的宜宾、恩施、宜昌的层结稳定度不断增加，逐渐转变为稳定层结，但是长江下游的南京仍然具有比较深厚的不稳定层结。青藏高原上的对流云团带来的扰动能够引起沿长江各站堆积的不稳定能量的释放，从而使得对流运动强烈发展，对流云团伴随着西风带向东移出高原，并且东移出的对流云团在长江中下游不断得到扰动能量的补充，能够继续在长江流域维持和发展，造成长江流域的降水。

4 结论

(1) 1998年长江流域特大暴雨过程对应于特大暴雨发生期TBB低温值区，并且高原上的对流云团随着时间呈现出明显的由高原向长江中下游特大暴雨区东移的趋势，高原上对流单体的不断产生，在四川盆地的堆积以及东移后与长江流域原有云团的合并是造成长江流域特大暴雨的必要条件。

(2) 高层气流辐散、低层气流辐合 (上负下正的涡度带) 的垂直结构，高低空急流的引导作用，高原南部和长江流域充沛的水汽条件以及对流层内大气层结的不稳定性对高原对流系统的东移都具有促进作用。