鄭 蓓，范廣洲，吳戰(zhàn)平，白 慧

(1.貴州省山地環(huán)境氣候研究所,貴州 貴陽 550002；2.貴州省山地氣候與資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,貴州 貴陽 550002；3.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川 成都 610225)

0 引言

青藏高原影響我國乃至整個(gè)東亞地區(qū)的氣候變化，龍園等[1]指出我國西南地區(qū)的春季降水對(duì)青藏高原的熱力作用有一定的響應(yīng)，高原上的天氣系統(tǒng)對(duì)我國氣候也會(huì)產(chǎn)生影響，馬端良等[2]指出長江中下游夏季降水異常與南亞高壓有關(guān)。除此之外，高原季風(fēng)與高原渦也為眾多氣象學(xué)者關(guān)心。高原季風(fēng)是由于熱力差異而形成的，反映在600 hPa高度距平圖上表現(xiàn)最為明顯[3-5]。湯懋蒼等[6]發(fā)現(xiàn)在美國西部高原也存在與青藏高原相仿的高原季風(fēng)現(xiàn)象。1984年，湯懋蒼等[7]利用600 hPa逐月高度距平差值場定義了傳統(tǒng)高原季風(fēng)指數(shù)PMI。華維等[8]發(fā)現(xiàn)傳統(tǒng)高原季風(fēng)指數(shù)在1958—2010年這一長段時(shí)間的趨勢是呈增長的狀態(tài)。陳悅等[9]采用小波功率譜分析等方法研究了高原季風(fēng)的季節(jié)內(nèi)振蕩特征，表明高原夏季風(fēng)的季節(jié)內(nèi)振蕩在環(huán)流和大氣熱源上主要表現(xiàn)為東傳的特征。

高原渦是一種主要活動(dòng)在500 hPa等壓面上的產(chǎn)生于青藏高原主體邊界層，水平尺度400～500 km的α中尺度低壓渦旋[10]。羅四維等[11-12]從能量轉(zhuǎn)化的角度指出：高原渦生消的原因主要是看低渦能量區(qū)里能量的轉(zhuǎn)換。李國平等[13-14]通過建立物理模型，指出地面感熱是否利于高原渦發(fā)展，與兩者之間中心位置的配置相關(guān)。

高原季風(fēng)與高原渦不是獨(dú)立的系統(tǒng)，夏季高原不同尺度的天氣系統(tǒng)之間既互相維持，又互相制約。目前，高原季風(fēng)與東亞季風(fēng)、南亞季風(fēng)、華西秋雨和南亞高壓[15-18]之間的相互作用得到了廣泛的關(guān)注。但高原季風(fēng)與高原渦之間關(guān)系以及相互作用的研究相對(duì)較少，作為兩個(gè)獨(dú)特的高原天氣系統(tǒng)，從氣候?qū)W角度出發(fā)，研究高原季風(fēng)對(duì)高原渦的影響，能進(jìn)一步加深高原渦的影響機(jī)制、發(fā)展機(jī)制的認(rèn)知。

1 資料與方法

采用1988—2017年的ERA-interim逐日再分析資料和月平均再分析資料，分辨率為1°×1°。主要研究范圍為整個(gè)高原主體。高原渦數(shù)據(jù)集來自于林志強(qiáng)[19]提供的《青藏高原低渦客觀識(shí)別數(shù)據(jù)集》，該數(shù)據(jù)集為ERA-interim再分析資料，分辨率為1°×1°，時(shí)間分辨率為6 h。本文所用的高原季風(fēng)指數(shù)是周懿[20]等利用散度特征來表征的指數(shù)：Div_PMI。

2 環(huán)流場特征

2.1 高原近地層環(huán)流場特征分析

從圖1可以看出：4月(圖1a)高原北側(cè)有較為平直的環(huán)流特征線，在整個(gè)4月，位勢梯度由南向北有一個(gè)明確的增加方向，而高度場梯度則與之相反。弱槽出現(xiàn)在高原的西北部，并隨著時(shí)間向東南方向移動(dòng)，受柴達(dá)木盆地的熱力作用，空氣加熱輻合上升低槽也隨著移動(dòng)加深。高原東北側(cè)有弱高壓脊出現(xiàn)，并隨著時(shí)間向東移動(dòng)。5月(圖1b)，由于地面熱效應(yīng)的加強(qiáng)，在近地層中，從地面上升的氣流輻合增強(qiáng)，這種氣流傳動(dòng)輸送了地面的熱量，并使之源源不斷的運(yùn)往高空，閉合低壓在高原中部形成，并向西北方向移動(dòng)。溫度場的分布由南向北遞減，在中部形成高溫中心。6—7月(圖1c、圖1d)由于地面熱力作用加強(qiáng)，閉合中心強(qiáng)度增強(qiáng)，低壓槽加深，繼續(xù)向西北方向移動(dòng)。高溫中心加強(qiáng)，且范圍變廣，幾乎整個(gè)高原受地面熱力作用的加強(qiáng)，高溫中心影響范圍擴(kuò)大。8—9月(圖1e、圖1f)高原地區(qū)的地面熱力作用減弱，上升氣流減緩，閉合中心的移動(dòng)也變緩慢，高溫中心溫度降低且影響范圍變窄，周圍溫度也漸漸降低，高原地區(qū)又重新屬于較為平直的等高線的控制之下。

圖1 1988—2017年4—10月青藏高原600 hPa形勢場(等值線為高度場，單位：gpm；填色為溫度場，單位：℃；矢量為風(fēng)場，單位：m/s)a：4月,b:5月c:6月，d:7月，e:8月，f:9月Fig.1 600 hPa situation field on the Qinghai-Tibet Plateau from April to October,1988—2017(The contour line is the height field,unit:GPM;Coloring is the temperature field,unit:℃;The vector is the wind field,unit:m/s)a:April,b:May c:June,d:July,e:August,f:September

2.2 散度場特征

在近地層，風(fēng)場在高原主體和高原東側(cè)呈逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)。在低層(圖2a)，6月風(fēng)在高原主體有較為明顯的切變，7月和8月的風(fēng)切變減弱。在高層200 hPa(圖3)，風(fēng)場在高原主體是反氣旋式環(huán)流，與低層輻合上升相對(duì)應(yīng)。6月高原主體風(fēng)切變方向與低層相反，其強(qiáng)度隨季節(jié)的變化相同。在近地層，正散度帶縈繞在高原主體區(qū)域周圍，而在高原主體，有一顯著的負(fù)值中心。表明在近地層，風(fēng)從四周吹向高原主體，在200 hPa高層，高原主體為一正值中心，情況與高原低層相反。

圖2 1987—2017年6月(a)、7月(b)、8月(c)及夏季(d)600 hPa散度場與風(fēng)場(矢量箭頭為風(fēng)場、單位：m/s，填色圖為散度場，單位：10-6s-1)Fig.2 600 hPa divergence field and wind field in June(a),July(b),August(c)and summer(d)from 1987 to 2017(The vector arrow is the wind field,unit:m/s;the color-filled graph is the divergence field,unit:10-6s-1)

圖3 1987—2017年6月(a)、7月(b)、8月(c)及夏季(d)200 hPa散度場與風(fēng)場(矢量箭頭為風(fēng)場、單位：m/s，填色圖為散度場，單位：10-6s-1)Fig.3 1987—2017 June(a),July(b),August(c)and summer(d)200 hPa divergence field and wind field(The vector arrow is the wind field,unit:m/s;the color-filled graph is the divergence field,unit:10-6s-1)

3 高原季風(fēng)強(qiáng)弱對(duì)高原渦的影響

3.1 高原季風(fēng)與高原渦的相關(guān)分析

在夏季，高原季風(fēng)強(qiáng)度最大，各項(xiàng)特征也最為明顯。由圖4a可以看出：在高原中部、東部散度場與高原渦頻數(shù)呈顯著的負(fù)相關(guān)，東北部和西部大部分區(qū)域呈正相關(guān)；由于高原季風(fēng)指數(shù)越小，季風(fēng)越強(qiáng)。除了高原東北部和西部地區(qū)，在高原主體，高原季風(fēng)強(qiáng)度與高原渦生成頻數(shù)呈正比。圖4b是1988—2017年夏季高原季風(fēng)指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化距平。當(dāng)高原季風(fēng)指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化距平大于1時(shí)，則選為高原季風(fēng)強(qiáng)年；小于-1，則選為弱年。一共選取5個(gè)偏強(qiáng)年：1988、1991、1993、1998、2010年；7個(gè)偏弱年：1994、1997、2001、2002、2003、2013、2015年。

圖4 青藏高原600 hPa散度場與高原低渦頻數(shù)相關(guān)系數(shù)圖(陰影表示通過90%信度檢驗(yàn)，黑色方框?yàn)楦咴撅L(fēng)主要區(qū)域)及夏季高原季風(fēng)指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化距平Fig.4 The correlation coefficient graph of 600 hPa divergence field over the Qinghai-Tibet Plateau and low vortex frequency over the Qinghai-Tibet Plateau (shadow indicates 90% reliability test,and black box represents the main area of the Plateau monsoon)and the standardized anomaly of the Plateau monsoon index in summer

3.2 高原季風(fēng)強(qiáng)弱對(duì)高原渦的影響

3.2.1 生成頻數(shù)對(duì)比 黃楚惠等[21]將高原渦初生位置劃分為西、中、東部(87°E以西、87～93°E、93°E以東)；若高原渦源地在101～103°E，則規(guī)定移至110°E為東移高原渦。由圖5可以看出：大部分高原渦生成在高原中西部，而高原季風(fēng)強(qiáng)弱年高原渦生成頻數(shù)在中西部差異不大，在高原東部差異較大，強(qiáng)年比弱年年平均多生成2.7個(gè)。大部分高原渦都未移動(dòng)。高原季風(fēng)強(qiáng)年高原渦東移的個(gè)數(shù)比弱年年平均多4個(gè)。高原季風(fēng)強(qiáng)年的高原渦東移的現(xiàn)象更為明顯。

圖5 高原季風(fēng)強(qiáng)、弱年平均生成個(gè)數(shù)及生成區(qū)域分布、未移出高原及東移出高原個(gè)數(shù)Fig.5 The annual mean number and regional distribution of strong and weak monsoon over the Plateau,the number of not moving out of the Plateau and moving east out of the Plateau

高原渦高發(fā)帶在30～36°N，80～93°E。高原渦在逐漸消亡的過程中，部分生命周期較短的高原渦，移動(dòng)到高原中東部消亡，而一小部分生命周期較長的高原渦，則東移出高原。由圖6b可以看出，高原渦大都生成于高原西部，并逐漸東移消失。

圖6 高原渦生成源地(a)及消失位置(b)分布圖(藍(lán)色圓點(diǎn)代表弱年，紅色圓點(diǎn)代表強(qiáng)年)Fig.6 Distribution of Plateau Vortex Generation Source (a)and Disappearance Location (b) (blue dots represent weak years and red dots represent strong ones Years)

3.2.2 面積、冷暖性質(zhì)、強(qiáng)度對(duì)比 由圖7可以看出：在初始階段，季風(fēng)強(qiáng)年年平均強(qiáng)度為8.25 gpm，弱年年平均強(qiáng)度為7.42 gpm。隨著高原渦的發(fā)展，季風(fēng)強(qiáng)弱對(duì)高原渦強(qiáng)度的影響逐漸減弱；在初始階段，強(qiáng)年年平均暖心溫度為0.82 ℃，弱年為0.79 ℃，高原季風(fēng)強(qiáng)弱年高原渦的暖心溫度之間的差異較小。季風(fēng)強(qiáng)年更有利于暖性渦的生成。高原渦的面積在初始時(shí)期和整個(gè)生命史，兩者差距都不太明顯。

圖7 高原渦強(qiáng)度(左列：初生階段，右列：高原渦整個(gè)生命史，單位：gpm)、暖心強(qiáng)度(同上，單位：℃)及面積(同上，單位：10 000 km2)柱狀圖Fig.7 Histographs of Plateau Vortex Strength (left column:primary stage,right column:entire life history of Plateau Vortex,unit:GPM),Warm core strength (ibs,unit:℃),and area (ibs,unit:10 000 km2)

圖8a、8b：在初生時(shí)期，強(qiáng)年和弱年都有超過50%高原渦面積小于20×104km2，其中強(qiáng)年占整個(gè)高原渦的61%，弱年占56%。初生面積在20×104～60×104km2的高原渦數(shù)量較少。高原季風(fēng)強(qiáng)弱對(duì)高原渦初生面積影響較小，高原渦初生面積變化也對(duì)高原季風(fēng)強(qiáng)弱不敏感。

高原渦初始時(shí)刻暖心溫度的選取：若第1個(gè)時(shí)次為0，則選取下1個(gè)時(shí)次的溫度作為初始時(shí)刻的溫度，以此類推。由圖8c、8d：初生的大部分是暖性高原渦且大都位于0～1 ℃，冷性高原渦大都位于-1～0 ℃。高原季風(fēng)強(qiáng)年，暖心溫度大于2 ℃的高原渦比例達(dá)到整個(gè)強(qiáng)年總數(shù)的22%；弱年，暖心溫度大于2 ℃的高原渦比例只有15%。暖性溫度偏高的高原渦數(shù)量較多，且強(qiáng)年的高暖性溫度高原渦分布在中部，弱年大多分布在西部。均出現(xiàn)了極強(qiáng)冷心(-2 ℃)的高原渦。

圖8e、8f：大部分高原渦初生強(qiáng)度都小于5 gpm，其中強(qiáng)年占48%，弱年占50%，且這類高原渦的源地都在高原東部，強(qiáng)度較大的高原渦分布在高原中西部。高原季風(fēng)強(qiáng)年的大強(qiáng)度(>15 gpm)高原渦的比例(14%)略高于弱年(12%)。

圖8 高原渦初生時(shí)期面積(a、b，單位：10 000 km2)、冷暖性質(zhì)(c，d，單位：℃)及強(qiáng)度(e，f，單位：gpm)分布圖(高原季風(fēng)強(qiáng)年：a，c，e；高原季風(fēng)弱年：b，d，f)Fig.8 Distribution of area (a,b,unit:10 000 km2),temperature and temperature properties (c,d,unit:℃)and intensity (e,f,unit:GPM)during the initial formation of the Plateau Vortex(Plateau monsoon years:a,c,e;Weak Plateau Monsoon Years:b,d,f)

3.2.3 持續(xù)時(shí)間對(duì)比 高原渦的生命周期一般為1～3 d，將初生到消亡整個(gè)過程持續(xù)時(shí)間大于等于60 h的高原渦定義為長生命史高原渦[22]。由圖9可以看出：高原季風(fēng)強(qiáng)年平均每年生成16.2個(gè)長生命史高原渦，弱年生成19.8個(gè)。在高原季風(fēng)弱年，長生命史高原渦在各個(gè)持續(xù)時(shí)次的個(gè)數(shù)比高原季風(fēng)強(qiáng)年偏多。

圖9 高原渦持續(xù)時(shí)次(a：高原季風(fēng)強(qiáng)年，b：高原季風(fēng)弱年，單位：6 h/時(shí)次)Fig.9 Duration of Plateau Vortex (a:Plateau Monsoon Strong Year,b:Plateau Monsoon Weak Year,Unit:6 h/hour)

高原季風(fēng)強(qiáng)年的長生命史高原渦，大都分布在高原西部，在高原東部也有持續(xù)時(shí)次大于19個(gè)時(shí)次的高原渦分布；弱年長生命史高原渦在初生階段，更加緊湊的分布在高原中西部，而分布在高原東部的長生命史高原渦也較為分散，個(gè)數(shù)也較少。無論是強(qiáng)年還是弱年，生命史越長的高原渦越趨向于往高原西部靠攏。

3.3 溫度場和水汽場

由圖10a可以看出：在高原季風(fēng)弱年，絕大部分高原地區(qū)的潛熱大于強(qiáng)年。高原東側(cè)的強(qiáng)潛熱區(qū)，利于高原渦在整個(gè)過程中的東移，使高原季風(fēng)強(qiáng)弱年高原渦之間強(qiáng)度在發(fā)展東移的過程中縮小。由圖10b可以看出：高原中西部位于明顯的正值區(qū)，高原東部地區(qū)為明顯負(fù)值區(qū)，表明：高原季風(fēng)強(qiáng)年的感熱大于高原季風(fēng)弱年。且由于在季風(fēng)強(qiáng)年高原中西部的感熱強(qiáng)，強(qiáng)度較大的高原渦大都初生在高原中西部，高原渦的強(qiáng)度在初生時(shí)較強(qiáng)。

圖10 高原季風(fēng)強(qiáng)弱年地面潛熱(a)及感熱(b)差值分布圖(單位：W/m2)(陰影區(qū)域代表通過90%的信度檢驗(yàn))Fig.10 Difference distribution diagram of surface latent heat (a)and sensible heat (b)in Plateau monsoon years (unit:W/m2)(Shaded areas represent 90% reliability test.)

由高原季風(fēng)強(qiáng)年500 hPa溫度平流及高度場圖(圖略)可以看出：6月，高原西部有強(qiáng)且范圍較廣的冷平流帶，中東部有大范圍的暖平流；7月，高原西部的冷平流區(qū)域的強(qiáng)度和范圍變小，高原北部冷平流的區(qū)域和強(qiáng)度也逐漸減小，高原中東部大片地區(qū)被暖平流控制；8月，暖平流控制區(qū)域逐漸擴(kuò)大，冷平流萎縮到西部地區(qū)為一個(gè)弱冷平流帶。整個(gè)夏季，高原西部和北部被冷平流控制，中東部被暖平流控制，隨著季節(jié)變化，冷平流減弱，暖平流增強(qiáng)。

由高原季風(fēng)弱年500 hPa溫度平流及高度場圖(圖略)可知：6月，高原西部有很明顯的大部分冷平流，中東部則有明顯的暖平流帶，南北的溫度梯度也較大；7月，高原西部明顯的強(qiáng)冷平流帶漸漸變?yōu)槿趵淦搅鲙?，位于高原東部的暖平流帶斷裂，只有高原中部區(qū)域有少許暖平流，大部分高原地區(qū)在7月都處在冷平流之下；8月，中部的暖平流區(qū)域擴(kuò)大，高原中東部以及部分高原西部地區(qū)為暖平流區(qū)域，高原北部區(qū)域的強(qiáng)冷平流范圍和強(qiáng)度逐漸變小。在整個(gè)夏季，南北之間的溫度梯度逐漸變小。

郁淑華等[23]指出，強(qiáng)烈的冷平流有利于高原渦的生成和發(fā)展。大部分高原渦生成于高原西部，不論高原季風(fēng)強(qiáng)年弱年，高原西部總在冷平流的控制下。高原季風(fēng)強(qiáng)年的冷平流的強(qiáng)度比弱年強(qiáng)，但冷平流所控制的范圍，弱年大于強(qiáng)年，所以，弱年的高原渦的持續(xù)時(shí)次比強(qiáng)年要多，而在源地生成的高原渦個(gè)數(shù)，強(qiáng)年大于弱年。

圖11 高原季風(fēng)強(qiáng)年(a)及弱年(b)500 hPa水汽通量矢量(單位：g·cm-2·hPa-1·s-1)及水汽通量散度(單位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1)與30 a平均值(1988—2017年)的差值場Fig.11 The difference field of 500 hPa water vapor flux vector (g·cm-2·hPa-1·s-1)and the divergence of water vapor flux (10-5g·cm-2·hPa-1·s-1)in strong monsoon years (a)and weak monsoon years (b)over the Plateau and the 30-year average (1988—2017)

在高原季風(fēng)強(qiáng)年，水汽輸送較30 a平均水汽場偏強(qiáng)，水汽輻合大值區(qū)在高原中部，其產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱有利于高原渦在中部發(fā)展。而在弱年，水汽輸送較30 a的平均水汽場偏弱，水汽輻合明顯減弱，水汽條件變差，只在高原的邊界有水汽輻合大值區(qū)，不利于高原渦在高原主體的發(fā)展。

4 結(jié)論

本文采用林志強(qiáng)的《青藏高原低渦客觀識(shí)別數(shù)據(jù)集》，將高原季風(fēng)強(qiáng)弱年的高原渦的各項(xiàng)要素進(jìn)行對(duì)比分析，了解其影響機(jī)制，主要結(jié)論如下：

①在低層，高原上有明顯的熱低壓中心，高原夏季風(fēng)由四周吹向主體；在高層的主體地區(qū)有明顯的正散度中心，高原夏季風(fēng)由高原主體吹向四周。

②高原季風(fēng)強(qiáng)度與高原渦生成頻數(shù)、東移個(gè)數(shù)、高原東部高原渦的生成頻數(shù)呈正比，與高原渦長生命史呈反比。強(qiáng)年的環(huán)流形勢場與動(dòng)力場有利于維持強(qiáng)烈的輻合上升氣流，而充沛的水汽源源不斷往高原中部輸送，有利于高原渦的生成。

③在初始階段，高原渦強(qiáng)度對(duì)季風(fēng)強(qiáng)弱感知比較敏感，高原東側(cè)的強(qiáng)潛熱區(qū)利于高原渦東移。且由于在季風(fēng)強(qiáng)年高原中西部的感熱強(qiáng)，強(qiáng)度較大的高原渦大都初生在高原中西部，高原渦的強(qiáng)度在初生時(shí)較強(qiáng)。