一次青藏高原低涡和西南涡同步变化过程

黄鸿惠 李 论2)*

1)(中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室, 北京 100081)

2)(南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044)

引 言

青藏高原(简称高原)极大地影响着我国天气气候[1-3]。青藏高原低涡(简称高原低涡,Tibetan Plateau vortex,TPV)是造成夏季高原降水的主要天气系统之一[4-5],定义为形成于高原500 hPa等压面上具有闭合等高线的低压或三站风向呈气旋性环流的低涡,水平尺度约为500～800 km,垂直厚度约为2～3 km[6]。高原低涡一般在高原中西部形成,消失于高原东部[7-9]。在特定条件下,高原低涡能东移出高原,导致途经区域大范围暴雨、雷暴等灾害性天气过程[5,10],继而引发次生灾害。西南涡(southwest vortex,SWV)是在高原特殊地形和一定环流条件下,生成于高原东侧背风坡(26°～33°N, 99°～109°E)700 hPa 或850 hPa等压面的气旋性环流或具有闭合等高线的低涡,水平尺度约为300～500 km[11],其演变和高原低涡存在密切联系[12]。与高原低涡类似,大多数西南涡在源区生消,但也有少数移出源区[13],进而对我国西部、中部、东部地区的降水产生重大影响[14-15],我国多次罕见特大洪涝灾害均与西南涡的活动关系密切[15-16]。

由于高原低涡和西南涡生成及活动的地理位置相毗邻,高原低涡东移时必然与以西南涡为代表的高原背风坡天气系统相互影响[17]。两涡同步作用下所产生的降水往往比两种系统单独作用时的强度更大、影响范围更广、持续时间更长、致灾性更强[18-20]。因此,针对高原低涡与西南涡同步变化认识的研究,对理解高原下游地区的降水变化和提升相关降水预测,以及防灾减灾有重要科学意义。

研究发现,东移发展的高原低涡可通过诱发西南涡发展引发暴雨[17]。两涡共存时,在一定位置配置下可促进对流层低层的辐合上升运动,为降水提供有利的动力条件[18];同时在水汽辐合条件下,促进中尺度对流云团发展成熟,导致大暴雨天气发生[21]。此外, 高原低涡诱生的低层偏东气流被地形强迫抬升,对流有效位能释放激发中尺度对流系统产生强降水,期间所释放的凝结潜热使西南涡快速发展;在特定条件下,西南涡的发展会进一步增强降水,实现正反馈[22-23]。

研究表明,高原低涡与西南涡的相互作用因两者的位置配置不同而产生不同结果[18-19,24]。高原低涡对西南涡的影响主要集中在对流层中层[25],高原低涡西侧的干冷空气对低层西南涡的发展和移动有积极作用[26]。移出高原的高原低涡通过动力和热力过程对西南涡形成影响显著[23]。在高原低涡诱发西南涡时,两涡移向多数一致,这与高原低涡、西南涡涡区的正涡度平流及两者上空正涡度平流随高度增加的强迫上升运动密切相关[24]。两涡耦合期间(两涡位置几乎重叠),西南涡可通过强烈的垂直运动将涡动动能输送给高原低涡,对高原低涡发展维持起重要的动力作用[27]。还有研究表明：高原低涡和西南涡发生合并和再分离,主要受水平位涡平流和垂直不均匀分布的非绝热加热所导致的位涡生成影响,同时,非绝热加热对垂直运动的反馈也有重要作用[28]。

总体上,关于高原低涡和西南涡的研究主要关注两涡共存时暴雨的发生发展过程,着重探究对降水的强度、范围等的影响,少数关于高原低涡和西南涡自身变化的研究往往侧重于高原低涡对西南涡的影响。事实上,高原低涡和西南涡同步变化的现象较为常见,而对于两涡同步变化的物理机制认识还不清晰。因此,本文选取 2020 年 6月1—4日一次高原低涡与西南涡同步变化过程,通过分析两涡的强度、结构、移动路径等演变特征,结合诊断结果,揭示两涡同步变化的物理机制。

1 资料与方法

使用欧洲中期天气预报中心提供的2020年6月1—4日ERA5逐小时再分析资料,其水平分辨率为0.25°×0.25°,研究区域覆盖北半球0°～70°N,垂直方向为24层,以及国家气象信息中心提供的中国地面站降水观测资料。

通过计算整层大气水汽通量及水汽通量散度[29]了解过程中的水汽情况;同时为明晰两低涡同步变化时各自的物理机制,对高原低涡和西南涡的位势涡度收支[22,28,30]分别进行诊断分析。其中,以大气视热源作为位涡收支方程中的加热项讨论加热作用对低涡的影响,大气视热源可根据热力学方程计算得到[31-32]。

2 高原低涡、西南涡移动轨迹及强度变化

该过程发生于2020年6月1日23：00—4日09：00(世界时,下同),由高原低涡、西南涡的活动轨迹(图1a)可知,高原低涡在青藏高原西部(33.8°N,84.7°E)形成后向东移动,并最终移出高原。在其东移至33.8°N,94.8°E时有一西南涡在四川盆地生成(28.8°N,108.6°E),并在源地附近活动。由于西南涡生成时与高原低涡相距约10个经度,明显大于高原低涡半径,推测此时西南涡受高原低涡影响较小。随后伴随高原低涡持续东移,西南涡向西北移动,两涡逐渐靠近。由于西南涡于6月4日10：00后并入其东侧的气旋式环流中,故此后时间将不予考虑。为便于研究,计算高原低涡(西南涡)中心区域的500 hPa(700 hPa)平均垂直涡度,以此作为高原低涡(西南涡)的强度,根据两涡强度变化特征(图1b),选取5个特殊时刻进行研究。这5个时刻分别是西南涡的发生时刻T1(6月3日10：00),峰值时刻T2(6月3日15：00),最小值时刻T3(6月3日21：00),高原低涡发展的大值时刻T4(6月4日01：00),西南涡并入其东侧气旋式环流的前一时刻T5(6月4日09：00),两涡在各时刻位置如图1a所示。其中,T1—T2时刻,高原低涡和西南涡相距较远,认为两涡处于无相互影响时期。T3—T5时刻,两涡处于同步变化时期。

图1 2020年6月1日23：00—4日09：00高原低涡和西南涡移动轨迹(圆点代表高原低涡,三角代表西南涡,绿色表示高原低涡与西南涡共存时各自的轨迹,红色三角为西南涡生成位置,橙色线表示青藏高原,下同)(a)及强度随时间变化(b)Fig.1 Trajectory(dots denote the TPV,triangles denote the SWV,green lines denote trajectories of the TPV and the SWV,the red triangle denotes the genesis location of the SWV,the orange line denotes the Tibetan Plateau,similarily hereinafer)(a) and intensity(b) of the TPV and the SWV from 2300 UTC 1 Jun to 0900 UTC 4 Jun in 2020

3 大尺度环流场特征

由200 hPa位势高度分布(图2)可知,在高原低涡活动期间,南亚高压始终位于高原低涡南侧,200 hPa高空急流主要位于高原低涡东侧,高原低涡伴随高空急流的东移而向东移动。高原低涡靠近高原东边界时强度减弱,移出后增强,此期间南亚高压主体先南撤后北进。此后12500 gpm线持续北抬,南亚高压影响范围继续向北延伸。200 hPa 高空急流主体持续移向我国黄海上空,高原低涡逐渐靠近高空急流入口区附近,位于急流轴西南侧。

图2 T1—T5时刻200 hPa位势高度(等值线,单位：gpm)和全风速(阴影)、500 hPa位势高度(等值线,单位：gpm)和风场(矢量)、整层水汽通量(矢量)及水汽通量散度(阴影)(红线分别代表南亚高压(200 hPa)和副热带高压(500 hPa)北界位置)Fig.2 200 hPa potential height(isolines,unit：gpm) and wind speed(the shaded),500 hPa potential height(isolines,unit：gpm) and wind(the vector),vertically integrated water vapor flux(the vector) and the water vapor flux divergence(the shaded) at T1-T5(red isolines denote the northern boundary of the South Asia high(200 hPa) and the subtropical high(500 hPa))

500 hPa等压面上(图2),高原低涡移出高原前(T1—T2时刻),高原低涡位于33.8°N,94.8°E,西南涡在四川盆地东部形成,随后向西北方向移动,在水平方向上逐渐与东移的高原低涡靠近(图略)。此期间位于高原低涡东南侧的西北太平洋副热带高压(以下简称副高)强度逐渐增强,可西伸至南海甚至中印半岛附近上空,增强了由阿拉伯海向高原低涡东侧的水汽输送。在高原低涡靠近高原东边界时(T3时刻),副高减弱东撤,导致低涡东侧的风场辐合减弱。西南涡受其西北侧减弱的高原低涡影响,西南涡强度减弱,同时其东侧出现一气旋式环流(图略)。T4时刻,副高增强,脊线再次西伸,高原低涡东移出高原。此时,高原低涡东南侧的西南气流增强,与其东侧的西北气流在低涡东侧辐合。与此同时西南涡和高原低涡逐渐靠近,西南涡中心及北侧附近的风场辐合增强,西南涡增强(图略)。其后(T5时刻)副高强度再次减弱东退,高原低涡逐渐向其东北侧的气旋靠近,最终消失于该系统南侧的气旋式环流中,西南涡亦最终并入其东侧的气旋性环流。T1—T5时刻700 hPa的主要环流系统及其变化与500 hPa的情况相似,故在本文中不重复说明。

T1—T5时刻,高原东部的水汽主要来源于阿拉伯海和孟加拉湾,四川盆地及其东部的水汽主要来源于受高原地形阻挡发生绕流的来自阿拉伯海和孟加拉湾的水汽,以及副高西侧偏南气流携带的南海水汽。由图2可知,T1时刻高原东南部出现水汽辐合,此时四川盆地的水汽辐合很弱;T2时刻,随着副高西伸,四川盆地及贵州水汽辐合明显增强;T3—T5时刻,随着副高东撤,水汽辐合区主要位于四川盆地东侧及长江以南地区。

4 高原低涡和西南涡结构特征

4.1 高原低涡

在T1,T2时刻,西南涡与高原低涡相距甚远,认为两涡处于无相互影响阶段(图1)。T1时刻,500 hPa高原低涡涡区上升运动可达200 hPa,辐合上升运动主要位于高原低涡中心及其东侧(图略)。T2时刻,高原低涡中心强度比T1时刻稍弱,结构也稍浅薄,其正涡度区域主要在600 hPa至400 hPa(图3三角标记处)。低层辐合高层辐散区以及上升运动区相对低涡中心轴呈准对称分布,纬向上低层辐合高层辐散中心强度减小,此时高原低涡中心附近存在辐合场(图3)。T3时刻,高原低涡(位于32.5°N,101°E附近)处于青藏高原东侧下坡地形,此时由于加热场调整,高原低涡减弱[30],结构松散,其所在层为600 hPa至450 hPa,涡心位于500 hPa(图3三角标记处)。低涡中心及附近的辐合上升运动减弱,甚至为辐散场,上升运动在400 hPa之下,低层辐合场主要位于高原低涡南侧和北侧(图3)。T4时刻,高原低涡移出高原,强度较T3时刻增强,结构变得深厚,低涡主要位于600 hPa 至400 hPa(图3三角标记处),经向上低涡相关的正涡度范围在垂向上可接近300 hPa。与高原低涡相关上升运动区变深厚,几乎为整层上升,主要位于低涡中心及其东南侧,上升运动最大值中心在400 hPa 高度附近(图3)。T5时刻,与高原低涡相关的辐合上升运动区主要位于高原低涡东北侧(图略)。

图3 高原低涡涡度(暖色等值线;单位：10-5 s-1)、散度(填色)垂直速度(蓝色等值线,单位：Pa·s-1)的经向、纬向垂直剖面图及500 hPa平面图Fig.3 Meridional and zonal vertical profiles of vorticity(warm isolines,unit：10-5 s-1),divergence(the shaded) and vertical velocity(blue isolines,unit：Pa·s-1) with horizontal distribution at 500 hPa for the TPV

续图3

4.2 西南涡

T1时刻,西南涡处于生成阶段,强度较弱,仅在涡区东北和东南侧有微弱上升运动(图略)。T2时刻,西南涡发展到峰值,其垂向结构相应变得深厚,低涡相关正涡度范围从800 hPa向上可突破600 hPa甚至接近550 hPa,500 hPa辐散场和700 hPa辐合场以及上升运动区主要位于低涡中心及其北侧,且上升运动十分浅薄,主要位于400 hPa以下(图4)。T3时刻,西南涡中心距离高原低涡中心约5个经度,此时高原低涡减弱,其东侧的辐合上升运动减弱,位于高原低涡以东的西南涡强度减弱,西南涡低涡中心四周风速相应减弱(图略)。此时西南涡所在层次为800 hPa至650 hPa,具体位于700 hPa标记处;低涡中心上升运动减弱,主要位于低涡偏东北侧,且被抑制在500 hPa以下(图4)。T4时刻,西南涡位于30.5°N,106.5°E附近,与高原低涡相距约3个经度,西南涡比T3时刻增强,结构再次变深厚,相关正涡度区域从800 hPa向上延伸至接近600 hPa。此时,高原低涡东侧和西南涡中心附近的辐合上升运动叠加,导致700 hPa西南涡中心附近的辐合场明显增强。此时上升运动区范围变得更大、更加深厚,几乎为整层上升运动(图4)。T5时刻,西南涡继续维持,相关正涡度范围垂向上保持在800 hPa至600 hPa,上升运动主要位于低涡东北侧(图略)。

图4 同图3,但为西南涡及700 hPa平面图Fig.4 The same as in Fig.3, but for the SWV with horizontal distribution at 700 hPa

由上述分析可见,高原低涡结构随强度变化明显,其对应高低层散度及垂直运动有相应改变,西南涡也有类似变化规律。随着两低涡逐渐靠近,受高原低涡东侧及南侧上升运动的影响,西南涡周围的上升运动得到加强,促进其发展。

5 诊断分析

利用位势涡度倾向方程对高原低涡、西南涡进行诊断分析,主要讨论水平位涡通量散度、垂直位涡通量散度及加热场作用所引起的位涡倾向。

5.1 高原低涡

T1和T2时刻位涡收支情况相似,此处仅对T2时刻进行详细说明。图5为高原低涡500 hPa位涡收支。其中T2时刻,高原低涡中心北侧及南侧的风场辐合使水平位涡通量辐合,在对应区域有正位涡倾向;此时高层辐散低层辐合减弱,高原低涡涡区内上升运动有所减弱,但南北两侧上升运动仍较强维持,在其中心处存在微弱下沉运动,故低涡中心南北侧存在垂直位涡辐合引起的正位涡倾向,低涡中心有辐散引起的负位涡倾向。辐合上升运动所导致的凝结潜热加热对位涡倾向的正贡献主要位于高原低涡东侧和南侧,是维持高原低涡东移的主要因素。

图5 高原低涡500 hPa位涡(阴影)及500 hPa位涡水平、垂直位涡通量散度、加热场所引起的位涡倾向(等值线,单位：PVU)Fig.5 500 hPa potential vorticity of the TPV(the shaded) and 500 hPa PV tendency(isolines,unit：PVU) caused by the horizontal and vertical potential vorticity flux divergence as well as the heating field

T3时刻,高原低涡处于高原东边界附近,高原低涡中心附近的辐合场减弱,上升运动最大值位于400 hPa及以下层次。高原低涡周围大部分区域出现位涡水平通量辐散所引起的负位涡倾向,同时由于低涡北侧的风场辐合,此处存在微弱的位涡水平通量辐合。此时,由于辐合上升运动减弱,凝结潜热加热减弱。已有研究指出,当高原低涡位于高原东侧陡峭下坡地形区时,凝结潜热的加热结构发生改变,加热场正贡献减弱甚至导致负位涡倾向。在加热场对位涡倾向的负作用下,高原低涡减弱。

T4时刻,高原低涡东南侧的西南气流增强并与其东北侧的强西北气流在高原低涡东侧辐合,所造成的位涡水平通量辐合有利于此处正的位涡倾向,有利于高原低涡的维持和东移。同时,低涡涡区的强上升运动最大值位于400～500 hPa,导致低涡中心附近位涡垂直通量辐散,引起负位涡倾向。此外,水汽辐合抬升释放凝结潜热,加热作用使低涡中心附近出现正位涡倾向,有利于低涡的维持和东移。可见,高原低涡移出高原后,风场辐合导致的位涡水平通量辐合和加热场作用引起的正位涡倾向是高原低涡维持和东移的主要因子,但与高原低涡在高原上不同,此时位涡水平通量辐合起主导作用。T5时刻与T4时刻相似,维持低涡发展的是水平位涡通量散度和加热作用项,但此时水平位涡通量散度的作用明显大于加热场(图略)。

可见,影响高原低涡发展的主要是位涡水平通量散度和加热场。其中高原低涡移出高原前,加热场对高原低涡的发展起到主导作用,高原低涡移出高原后,位涡水平通量散度作用更大。

5.2 西南涡

T1和T2时刻位涡收支情况相似,此处仅对T2时刻进行详细说明。图6为西南涡700 hPa位涡收支。T2时刻,西南涡中心附近及其北侧的辐合场使水平位涡通量辐合引起的正位涡倾向位于位涡中心及其偏北侧。此时上升运动导致的负位涡倾向位于低涡中心北侧。相应地,水汽辐合抬升凝结释放的凝结潜热对位涡倾向的正贡献十分微弱,主要位于低涡中心及其北侧。此时水平位涡通量散度和加热场的作用促使西南涡的维持,但前者起主要作用。

图6 同图5,但为西南涡的700 hPa位涡Fig.6 The same as in Fig.5,but for the SWV at 700 hPa

T3时刻,高原低涡和西南涡开始同步变化,此时高原低涡在高原东侧下坡地形区,强度急剧减弱。相应地,仅西南涡东侧和北侧有微弱的辐合上升运动,因此,位涡水平通量辐合对西南涡维持的正贡献与前两个时刻相比急剧减弱,在西南涡北侧对位涡倾向有微弱的正贡献;同时,加热场在低涡中心及其西侧引起较强的负位涡倾向,在东侧引起微弱正位涡倾向。可见,此时位涡水平通量辐合的正贡献显著减小是西南涡减弱的重要原因,其在低涡北侧对位涡倾向的正贡献有利于西南涡维持和北移。

T4时刻,高原低涡和西南涡相对距离较近,西南涡位于高原低涡东侧,高原低涡东侧的辐合上升运动叠加在西南涡涡区,使西南涡中心附近的辐合上升运动增强。西南涡北侧及其东南侧的辐合上升运动导致低涡中心附近由位涡水平通量辐合所引起的正位涡倾向,有利于西南涡增强。同时在涡区内上升运动较强,使涡区内为位涡垂直通量辐散引起的负位涡倾向;此时,涡区内加热场对位涡倾向仅有十分微弱的正贡献(由于数值很小,正倾向等值线在图6中未显示)。因此,此时西南涡的维持主要依靠位涡水平通量辐合和加热场的作用,前者是西南涡得以维持和移动的主要因子。

T5时刻的位涡收支(图略)与T4时刻类似。结合高原低涡在T4和T5时刻的位涡收支可知,此时西南涡维持的机制与高原低涡相似,均依靠位涡水平通量辐合和加热场作用,其中前者起主要作用。

可见,在高原低涡和西南涡同步变化前,高原低涡的维持东移主要依靠加热场作用,而此时西南涡的生成和维持主要依靠位涡水平通量散度项作用。两涡同步变化时(T3—T5时刻),高原低涡和西南涡维持机制一致,均主要依靠低涡中心附近的位涡水平通量散度项的作用。

6 结论与讨论

利用ERA5再分析资料及站点观测资料,分析2020年6月1—4日一次青藏高原低涡与西南涡同步变化过程,选择5个特殊时刻(T1—T5)进行研究,结果如下：

1) 两涡活动期间,高原低涡位于高空急流西侧,并随其东移而向东移动。南亚高压始终位于高原低涡南侧,先后经历南撤(T3时刻)北进(T4—T5时刻)过程,同时副高经历东撤及再西伸过程。

2) T1—T5时刻,高原低涡结构随强度变化明显：高原低涡在高原上(T1—T2时刻),垂直上升运动区宽厚,相对低涡中心轴呈准对称分布;当其在高原东侧陡峭下坡地形区减弱时(T3时刻),位于低涡中心及附近的上升运动减弱,西北侧为下沉运动区;当高原低涡移出高原与西南涡耦合时(T4时刻),其上升运动区变得深厚,主要位于中心及低涡东南侧;当高原低涡在T5时刻减弱时,上升运动区变浅薄,主要位于低涡中心及其东北侧。

3) 西南涡结构变化规律与高原低涡相似。在生成时刻(T1)西南涡强度较弱,仅在中心东侧有微弱上升运动;T2时刻,垂直上升运动增强但仍较浅薄,主要位于低涡中心及其北侧;T3时刻西南涡减弱,上升运动减弱并被抑制在500 hPa以下;当高原低涡和西南涡耦合时(T4时刻),上升运动变得十分深厚;T5时刻,西南涡即将并入其东侧的气旋式环流前,涡区内辐合上升运动变浅薄。

4) 由诊断结果可知,高原低涡和西南涡发生相互影响前(T1—T2时刻),高原低涡和西南涡的发展均依靠位涡水平通量辐合和加热场的作用。但加热场对高原低涡的发展东移起主导作用,西南涡的生成维持主要由位涡水平通量辐合作用所致。高原低涡和西南涡同步变化时(T3—T5时刻),两涡强度变化相似,演变机理一致,即高原低涡和西南涡的维持均主要依靠位涡通量水平辐合,加热场作用次之。

本文基于个例研究所得结论是否具有普遍性需通过大量工作验证。此外,本研究分别揭示高原低涡和西南涡维持东移机制,并发现两者同步变化时维持东移机制一致,但对于两低涡相互作用的机理以及两者所触发的降水过程未详细分析,今后将针对这些方面进行深入研究。