吳國(guó)雄 劉屹岷 毛江玉 何編 包慶 謝永坤 生宸 馬婷婷 李言蹊 , 2

1 中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(LASG), 北京 100029

2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

3 蘭州大學(xué)西部生態(tài)安全協(xié)同創(chuàng)新中心, 蘭州 730000

1 引言

氣候系統(tǒng)由大氣圈、水圈、巖石圈、冰雪圈和生物圈五大圈層組成。太陽(yáng)輻射是導(dǎo)致氣候變化和大氣運(yùn)動(dòng)的最終能源，但直接驅(qū)動(dòng)大氣運(yùn)動(dòng)的能源約三分之二來(lái)自下墊面。大氣水汽的85%集中在近地表約三公里以下。圈層之間的相互作用是氣候系統(tǒng)中的基本物理過(guò)程。一方面，發(fā)生在海陸氣界面上的能量、動(dòng)量和水分交換過(guò)程是氣候變化的最直接的驅(qū)動(dòng)力；另一方面，影響上述交換過(guò)程的海陸氣相互作用又受到大氣環(huán)流的調(diào)控。簡(jiǎn)言之，大氣環(huán)流以及發(fā)生在地球表面上的多圈層交換過(guò)程是驅(qū)動(dòng)氣候系統(tǒng)變化的決定性因素。

從位渦動(dòng)力學(xué)來(lái)看，驅(qū)動(dòng)大氣環(huán)流的位渦（potential vorticity，PV）源匯位于地表。上世紀(jì)中葉發(fā)展起來(lái)的位渦理論（如Rossby, 1940; Ertel,1942）不僅揭示了地球渦動(dòng)環(huán)流變異和天氣發(fā)展的聯(lián)系，還展現(xiàn)了海陸氣相互作用的許多特征。由于位渦理論的推導(dǎo)源自控制大氣和海洋運(yùn)動(dòng)的基本方程組，許多地球流體問(wèn)題都可以用位渦動(dòng)力學(xué)加以描述（如Hoskins et al., 1985）。傳統(tǒng)認(rèn)為，短期天氣過(guò)程主要是一個(gè)初值問(wèn)題，長(zhǎng)期天氣過(guò)程則是一個(gè)包括加熱耗散的邊值問(wèn)題。其實(shí)短期和長(zhǎng)期天氣過(guò)程并沒(méi)有嚴(yán)格的界限。從位渦—位溫（PV-θ）的觀點(diǎn)來(lái)看（Hoskins, 1991），邊界條件對(duì)天氣問(wèn)題也非常重要。這是因?yàn)榻乇淼钠搅?、加熱和摩擦過(guò)程、以及斜壓過(guò)程的異常能夠迅速地影響大氣環(huán)流的變化，乃至激發(fā)出激烈天氣過(guò)程。在存在地形的區(qū)域，表面過(guò)程更為復(fù)雜，其對(duì)激烈天氣氣候事件的發(fā)生發(fā)展的影響更具有特殊性。青藏高原本身就是位渦的重要源區(qū)，發(fā)生在青藏高原及其周邊的位渦制造不僅對(duì)長(zhǎng)期天氣過(guò)程有重要影響，對(duì)短期天氣過(guò)程的影響也毋容置疑。

自從上世紀(jì)80 年代對(duì)經(jīng)典的位渦理論的回顧和推廣（Hoskins et al., 1985）以來(lái)，位渦動(dòng)力學(xué)得到廣泛應(yīng)用。特別是當(dāng)使用等熵坐標(biāo)系時(shí)，流體的動(dòng)力過(guò)程變得簡(jiǎn)單明了（Haynes and McIntyre, 1987,1990）。Johnson（1989）就利用等熵分析對(duì)全球季風(fēng)環(huán)流的激發(fā)和維持進(jìn)行了深入系統(tǒng)地闡述。這是由于PV 變化方程是一個(gè)PV 通量的散度方程，PV 在一個(gè)等熵面θ上的總變化由位渦通量在其邊界的法向分量沿著邊界的線積分確定。而該等熵面與地面的交線就是其邊界線，因此地表狀況對(duì)大氣環(huán)流變化能夠施加直接影響。然而，由于其地表邊界條件是非齊次的，因此對(duì)于受地表?xiàng)l件影響顯著的流體過(guò)程來(lái)說(shuō)，其位渦動(dòng)力過(guò)程就顯得十分復(fù)雜。

自從上世紀(jì)末以來(lái)，諸多學(xué)者首先對(duì)緯向?qū)ΨQ的邊界問(wèn)題開(kāi)展了深入的研討，取得了一系列重要進(jìn)展。Held and Schneider（1999）通過(guò)等熵面的緯向平均動(dòng)量收支去分析等熵面緯向平均質(zhì)量環(huán)流，發(fā)現(xiàn)存在于大氣質(zhì)量環(huán)流中的上部向極支是連續(xù)不間斷的；而位于近地層的下部向赤道支則常常受地表面影響而中斷，而且該下部向赤道支的大部分發(fā)生在一個(gè)比緯向平均地表位溫還要低的等熵層中。他們指出在一個(gè)氣候平衡態(tài)中，近地面向赤道的平均質(zhì)量流必須平衡大氣中位渦所驅(qū)動(dòng)的向極質(zhì)量流，這時(shí)近地面向極的熱通量必須為大氣中向赤道的渦動(dòng)位渦通量所平衡。他們引進(jìn)了一個(gè)“修正余差環(huán)流”，其流線在地表閉合，近地表的向赤道流就能夠平流溫度場(chǎng)。該向赤道的近地表冷平流與近地層逆溫層的形成有關(guān)，并誘發(fā)地表向上的非絕熱加熱。

Koh and Plumb（2004）則把位渦通量和角動(dòng)量輸送聯(lián)系在一起。他們還根據(jù)緯度 ?處的最大位溫 θmax(?,t)和最小位溫 θmin(?,t)（圖1）定義“表面帶（surface zone）”為

圖1 在經(jīng)度—位溫（λ, θ）坐標(biāo)中大氣底部的波狀表面等熵面θz隨經(jīng)度的分布。 λj表示等熵面和地表面的交點(diǎn)（j=1, 2, ···, 2n）。引自Koh and Plumb（2004）并重繪。Fig.1 Undulating bottom surface of the atmosphere in the longitudepotential temperature (λ, θ) plane.Intersections between the isentrope θ and Earth’s surface are labeled as λj, where j = 1, 2, 3, ···, 2n.Cited from Koh and Plumb (2004) and redrawn.

證明近地面的向赤道平均環(huán)流是由等熵面上向東的表面形式應(yīng)力（圖2）所驅(qū)動(dòng)的，也就是說(shuō)近地面的向赤道流在動(dòng)力上是由向東的表面形式應(yīng)力和向西的科氏力之間的平衡所驅(qū)動(dòng)的，而這個(gè)向東應(yīng)力的存在與表面的向極位溫通量緊密相關(guān)。據(jù)此，在厚度為 ε的邊界層中對(duì)向赤道的質(zhì)量通量積分就得到

圖2 （a）北半球中緯度的一組氣旋—反氣旋對(duì)，帶箭頭的流線表示地轉(zhuǎn)風(fēng)，虛線為地表等熵線；（b）在 θ 坐標(biāo)中沿恒定緯度（圖a 中虛線）的地球表面的垂直剖面分布，粗箭頭表示向東的形式應(yīng)力。引自Koh and Plumb（2004）并重繪。Fig.2 (a) A surface cyclone-anticyclone pair in northern midlatitudes,where geostrophic winds are indicated by arrows and surface isentropes are represented by dashed contours; (b) earth’s surface in a vertical cross-section at a constant latitude (dash-dotted line in Fig.a) in θ coordinates.Cited from Koh and Plumb (2004) and redrawn.

它意味著表面帶中逆著表面的赤道—極地溫度梯度向極的渦動(dòng)熱輸送在近地面強(qiáng)迫出近地面的向赤道的、以密度為權(quán)重的質(zhì)量流。這等于說(shuō)，θ坐標(biāo)中表面帶內(nèi)向赤道的平均流的驅(qū)動(dòng)力主要是來(lái)自因地表面波狀分布而產(chǎn)生的表面形式應(yīng)力。他們還證明對(duì)流層自由大氣中與向極質(zhì)量通量相聯(lián)系的渦動(dòng)位渦通量受到表面帶中熱通量的制約，也就是受到表面位溫梯度的制約。這樣就把表面帶中的渦動(dòng)熱輸送與大氣運(yùn)動(dòng)中的環(huán)流緊密地聯(lián)系在一起了。

Schneider et al.（2003）則提出了“廣義位渦”的概念，它等于通常的位渦加上奇異地表位渦，從而可以用簡(jiǎn)單的齊次邊條件去取代原來(lái)的復(fù)雜的非齊次邊條件。他們得到的廣義位渦解Pg等于原來(lái)的位渦P加上由邊界面強(qiáng)迫產(chǎn)生的附加位渦Ps，由此可見(jiàn)地表強(qiáng)迫對(duì)大氣內(nèi)部運(yùn)動(dòng)影響的重要性。

盡管緯向平均位渦方程的求解問(wèn)題取得了一定進(jìn)展，但是三維空間位渦方程的位渦的邊界源匯問(wèn)題仍然面臨挑戰(zhàn)。這是由于盡管等熵位渦的概念簡(jiǎn)單明了，但是等熵面與地面的交線隨時(shí)而變，等熵面與地面的交角也各處不同，而且在近地面十分陡立的等熵面上進(jìn)行水平差分的計(jì)算的誤差很大（例如當(dāng)?shù)褥孛婺媳眱A斜很大時(shí)，計(jì)算渦度項(xiàng) Δu/Δy中的西風(fēng)風(fēng)速u會(huì)位于不同的高度，導(dǎo)致 Δu/Δy的值比氣壓坐標(biāo)水平面上的相應(yīng)值大一個(gè)量級(jí)）。此外，傳統(tǒng)的位渦收支方程用到的是位渦通量（J）的輻散，而位渦通量本身可以是多種表達(dá)（Schneider et al., 2003; Egger et al., 2015）。盡 管Egger et al.（2015）采用位渦密度（位渦物質(zhì)）的柱積分得到唯一確定的位渦密度柱積分的趨勢(shì)，他的計(jì)算只能給出特定區(qū)域（如θ=285 K 所包圍的區(qū)域）的大氣中的總位渦。這樣計(jì)算得到的總位渦總是在冬季最大，夏季最小，因?yàn)槎湎呐沟迷搮^(qū)域冬天擴(kuò)大夏天縮小。由于上述等熵面在地面的邊界線的時(shí)空變異方程復(fù)雜，地表的位渦通量及全球/半球總位渦的計(jì)算和分析仍然面臨重大挑戰(zhàn)。

近5 年來(lái)，在中國(guó)科學(xué)院前沿科學(xué)重點(diǎn)研究項(xiàng)目“位渦源匯模型和全球變暖影響區(qū)域氣候的新機(jī)制”及國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)重點(diǎn)研究項(xiàng)目“青藏高原和東亞地表位渦制造對(duì)我國(guó)東部強(qiáng)降水天氣過(guò)程的影響”的聯(lián)合支持下，我們對(duì)北半球位渦源匯、位渦環(huán)流，及青藏高原及周邊地區(qū)地表的位渦制造及其對(duì)我國(guó)東部強(qiáng)降水的影響進(jìn)行探索，取得了一定進(jìn)展。本文簡(jiǎn)要介紹部分結(jié)果。第2 節(jié)介紹位渦源匯的計(jì)算及其分布。第3 節(jié)討論青藏高原位渦源匯的形成、特征及其對(duì)下游天氣的影響，包括位渦重構(gòu)及位渦平流對(duì)垂直運(yùn)動(dòng)的影響。第4 節(jié)介紹位渦環(huán)流（PV circulation, PVC）和北半球的位渦收支、以及位渦環(huán)流對(duì)氣候異常的影響。討論和結(jié)論在第5 節(jié)給出。

2 位渦源匯的計(jì)算及其分布

位渦P是指單位質(zhì)量氣塊的三維絕對(duì)渦度矢量（ζa）與位溫（ θ）梯度的數(shù)量積，即

其中， ρ為空氣密度。位渦是一個(gè)既包含大氣動(dòng)力變量又包括大氣熱力變量的特殊的物理量。位渦的變化（dP/dt）滿足下面的位渦變化方程（Ertel,1942; Hoskins et al., 1985）：

其中，V是風(fēng)矢，F(xiàn)是摩擦力， θ˙是非絕熱加熱率。上式表明，在絕熱無(wú)摩擦的封閉系統(tǒng)中，位渦P是守恒的。對(duì)于短期和超短期天氣，摩擦和加熱作用通常被略，這時(shí)沿著傾斜的等熵面移動(dòng)的空氣塊的垂直渦度的發(fā)展主要靠位渦從水平向垂直轉(zhuǎn)化（吳國(guó)雄等, 1995; Wu and Liu, 1998）。其實(shí)，即使對(duì)于短期天氣過(guò)程，非絕熱加熱也能夠影響天氣系統(tǒng)，例如高原渦和氣旋的強(qiáng)度和移動(dòng)路徑（吳國(guó)雄等, 2013）。氣候系統(tǒng)是一個(gè)開(kāi)放—耗散系統(tǒng)，方程（2）右端包含非絕熱加熱項(xiàng)和摩擦耗散項(xiàng)，左端則是決定氣候變化的位渦源匯項(xiàng)。因此，除短期和超短期過(guò)程外，由方程（2）給出的位渦方程還是研究氣候變化的理想方程。

定 義 位 渦 物 質(zhì)W為（Haynes and McIntyre,1987, 1990）

則方程（1）所定義的位渦P可以看成是位渦混合比，即單位空氣質(zhì)量中的位渦物質(zhì)W。 這時(shí)位渦方程（2）可以簡(jiǎn)化為

為方便起見(jiàn)，除了特別說(shuō)明，下面也稱W為位渦，稱方程（4）為位渦方程。其中位渦通量：

在等熵面垂直坐標(biāo)中，根據(jù)方程（3），W即為絕對(duì)渦度：

其中，ζθ是等熵坐標(biāo)中的垂直相對(duì)渦度。這時(shí)位渦方程（4）簡(jiǎn)化為等熵面上的二維方程（Haynes and McIntyre, 1987, 1990）：

對(duì)方程（7）在等熵面S上的面積分就得到該面上渦度的制造率Gθ。利用高斯定理，Gθ等于位渦通量J在S邊界處的法向分量（J·n）沿著S的閉合邊界線Γ的積分：

于是就可以得到等熵面θ上區(qū)域S范圍內(nèi)的渦度變化。根據(jù)方程（7）和（8），等熵面S上的渦度凈制造僅由其邊界 Γ上的絕對(duì)渦度通量、非絕熱加熱和摩擦所決定。當(dāng)S為閉合曲面時(shí)， Γ →0,Gθ→0，該等熵面S上沒(méi)有渦度凈制造。

圖3 是地球大氣中等熵面的空間分布的示意圖：地球大氣可分為下部（θ＜300 K）、中部（300 K＜θ＜390 K）、和上部（θ≥390 K）三個(gè)部分（Hoskins,1991）。根據(jù)方程（8），上部大氣和中部大氣中等熵面內(nèi)的位渦守恒（Haynes and McIntyre, 1987,1990; Hoskins, 1991），位渦既不能被制造也不能被消滅，只能從一個(gè)地區(qū)輸送到另一個(gè)地區(qū)；而在下部大氣中由于等熵面與地表相交，出現(xiàn)邊界線，因此存在位渦的制造或耗散，即位渦源匯。理論上，在地球表面沿所有的等熵線Γ對(duì)方程（8）進(jìn)行積分便可以得到地球表面的總位渦制造。但是如上所述，由于地表等熵面的時(shí)空分布變化不斷，等熵面與地面的交角也變化不斷，這種方法在實(shí)際應(yīng)用中面臨的困難較多。

圖3 大氣中等熵面（單位：K）分布和上部大氣、中部大氣、下部大氣的區(qū)域示意圖。粗?jǐn)嗑€為位渦等于2 PVU 的動(dòng)力對(duì)流層頂（1 PVU=10-6 K m2 kg-1 s-1）。改自Hoskins（1991）；吳國(guó)雄等（2016）① 吳國(guó)雄，劉屹岷，2016：中國(guó)科學(xué)院前沿科學(xué)重點(diǎn)研究項(xiàng)目“位渦源匯模型和全球變暖影響區(qū)域氣候的新機(jī)制”申請(qǐng)書(shū)。；Sheng et al.（2021）。Fig.3 Schematic distributions of isentropic surfaces (units: K) and the upper-level, middle-level, and lower-level atmosphere.The bold dashed line indicates the dynamic tropopause with potential vorticity (PV) equal to 2 PVU (1 PVU=10-6 K m2 kg-1 s-1).Modify according to Hoskins (1991); Wu(2016)①; Sheng et al.(2022).

另外一種辦法是采用柱積分方法。根據(jù)Bretherton and Sch?r（1993），方程（5）可以寫(xiě)為

上式表明，被等熵面θT面所覆蓋的大氣其位渦的源匯位于地表。

對(duì)位渦收支方程（4）各項(xiàng)從地面（Es，最低模式層）到動(dòng)力對(duì)流層頂（PV=2 PVU；1 PVU=10-6K m2kg-1s-1）積分可以揭示不同因子對(duì)位渦源匯/變化的不同貢獻(xiàn)。圖4 是利用ERA-Interim 再分析資料（Dee et al., 2011）計(jì)算的北半球?qū)α鲗哟髿馕粶u收支方程各項(xiàng)在1979～2017 年氣候平均的分布。如所預(yù)期，傾向項(xiàng)比通量項(xiàng)和加熱項(xiàng)小兩個(gè)量級(jí)以上，余差項(xiàng)也遠(yuǎn)小于通量項(xiàng)和絕熱項(xiàng)（圖略）。位渦收支分析表明，平均而言，非絕熱加熱所制造的位渦基本上為位渦平流所平衡，從而形成平均氣候態(tài)。圖4 的一個(gè)顯著特征是大值區(qū)出現(xiàn)在大尺度地形周圍，例如青藏高原和落基山脈。無(wú)論是冬季還是夏季，大尺度地形的非絕熱加熱都會(huì)制造正的PV（圖4c，f）。因此，大尺度地形的非絕熱加熱是大氣的重要PV 源，該位渦源在冬季比夏季更強(qiáng)（Xie et al., 2023）。另外一個(gè)特征似乎與陸地和海洋的熱力對(duì)比有關(guān)，冬季（圖4f）比夏季（圖4c）更明顯。對(duì)于冬季（圖4f），非絕熱加熱在溫帶海洋和鄰近的東海岸地區(qū)制造負(fù)PV，在陸地的其余區(qū)域則制造正PV。

圖4北半球?qū)α鲗涌偽粶u（W）收支方程各項(xiàng)面積加權(quán)柱積分得到的1979～2017 年平均分布：（a，d）傾向項(xiàng)?t(W)dz·cos?；（b，e）通量項(xiàng) -?·(VW)dz·cos?；（c，f）絕熱項(xiàng) ?·(θ˙ζa)dz·cosφ。（a-c）為北半球夏季6～8月平均；（d-f）為冬季12～2 月平均。Fig.4Climatedistribution correspondingtothearea-weightedcolumnintegrationof eachterminthebudgetequation forgrossPVinthe Northern Hemi spheric troposphere from 1979 to2017:(a, d) Tendency term ?t(W)dz·cos?; (b, e)flux term -?·(VW)dz·cos?;(c,f)diabatic term ?·(θ˙ζa)dz·cosφ.(a-c)Borealsummer (June-August) mean,(d-f)borealwinter (December-February)mean.

3 青藏高原表層位渦、位渦源匯、及其對(duì)天氣氣候的影響

3.1 青藏高原表層位渦

青藏高原是世界上最為高大的高原，其巨大的熱力作用能夠制造大氣位渦，影響區(qū)域和下游的天氣氣候。由于高大的地形附近低層的等壓面和等熵面與地表相交，傳統(tǒng)在等壓面或者等熵面上計(jì)算PV 和PV 收支方程的方法很難用于計(jì)算高原地表PV 及其收支。由于大多數(shù)大氣環(huán)流模式和再分析資料采用混合σ-p坐標(biāo)，在地形追隨坐標(biāo)系下計(jì)算PV 的方案（Cao and Xu, 2011）也沒(méi)有普適性。目前，僅有MERRA-2（Gelaro et al., 2017）這一套再分析資料提供地表PV，但卻忽略了水平項(xiàng)。Sheng et al.（2021）首先證明位渦和位渦方程的垂直坐標(biāo)不依賴性；然后通過(guò)廣義坐標(biāo)變換，建立混合σ-p坐標(biāo)下包括垂直項(xiàng)和水平項(xiàng)的Ertel 位渦的如下計(jì)算方案：

其中，g為重力加速度，p表示氣壓，θ表示位溫，f為科氏參數(shù)。下標(biāo)H 表示利用混合σ-p坐標(biāo)（Hybrid Coordinate）數(shù)據(jù)進(jìn)行微分。用上式便可以由再分析資料或者模式輸出結(jié)果計(jì)算地表位渦。圖5 給出冬夏季沿85°E～95°E 平均的橫跨青藏高原中部的地表位渦水平項(xiàng)與垂直項(xiàng)之比的絕對(duì)值的經(jīng)向分布。圖5a 為根據(jù)MERRA-2 再分析資料（1980～2014）計(jì)算的結(jié)果，可以看到曲線呈雙峰結(jié)構(gòu)，分別出現(xiàn)在青藏高原南北側(cè)斜坡處，其中南側(cè)的峰值遠(yuǎn)大于北側(cè)。無(wú)論是冬季還是夏季，高原南坡的水平項(xiàng)均為垂直項(xiàng)的2 倍以上，北坡約為0.5 倍。從LASG的大氣環(huán)流模式FAMIL2（圖5b）計(jì)得的結(jié)果與MERRA-2（圖5a）的結(jié)果相似，但量值偏小。這主要是由于FAMIL2 模式中地形梯度較弱，水平分辨率和垂直分辨率相對(duì)較低（ Δx, Δy和 Δp較大）所致。上述結(jié)果證明，地表PV 水平項(xiàng)在陡峭的青藏高原南北斜坡處十分重要，對(duì)天氣氣候有重要影響。

圖5 冬夏季沿85°～95°E 平均的橫跨青藏高原中部的地表位渦水平項(xiàng)與垂直項(xiàng)之比的絕對(duì)值的經(jīng)向分布：（a）MERRA-2 結(jié)果；（b）FAMIL2結(jié)果?；揖€（28°E，38°E）表示青藏高原的南北邊界。引自Sheng et al.（2021）。Fig.5 Ratio of the 85°-95°E mean absolute horizontal component of the surface PV to the absolute vertical component in winter and summer.(a) MERRA2 and (b) FAMIL2 results.The gray lines (28°E, 38°E) indicate the edges of the southern and northern Tibetan Plateau (TP) slopes.Cited from Sheng et al.(2021).

3.2 青藏高原位渦重構(gòu)和高原渦的形成

從位渦變化方程（2）可知，加熱和摩擦都能誘發(fā)位渦變化；在絕熱無(wú)摩擦大氣中，位渦守恒。由于構(gòu)成位渦的因子很多，即使在絕熱無(wú)摩擦大氣中，通過(guò)大氣密度、靜力穩(wěn)定度、斜壓性和風(fēng)的垂直切變的變化，即“位渦重構(gòu)”，也可以導(dǎo)致大氣垂直渦度的發(fā)展（Wu et al., 2020）。根據(jù)全型渦度方程（Wu and Liu, 1998; 吳國(guó)雄和劉還珠, 1999）：

其中，ζv是大氣垂直渦度，對(duì)于絕熱和無(wú)摩擦大氣運(yùn)動(dòng)，靜力穩(wěn)定度θv的變化、斜壓性θh的變化或風(fēng)垂直切變（ ξh=α·?U/?z）的變化均可以由于位渦本身的結(jié)構(gòu)重組而引起垂直渦度的變化。

2016 年夏季，6 月30 日至7 月6 日，長(zhǎng)江流域發(fā)生了嚴(yán)重的持續(xù)性強(qiáng)降水天氣過(guò)程。由于降雨過(guò)多，引發(fā)了災(zāi)難性洪災(zāi)，造成237 人死亡，93人失蹤，經(jīng)濟(jì)損失至少150 億人民幣，成為中國(guó)歷史上第二大與天氣有關(guān)的自然災(zāi)害（Zhou et al.,2018; Chen et al., 2020）。馬婷等（2020）的分析表明，這次大暴雨的形成可以追溯到6 月28 日午夜在青藏高原西部產(chǎn)生的一個(gè)高原渦。其隨后的東移激發(fā)了下游氣旋式環(huán)流和上升運(yùn)動(dòng)的發(fā)展，導(dǎo)致長(zhǎng)江中下游發(fā)生大暴雨。Wu et al.（2022）則證明，該高原渦的形成與位渦重構(gòu)有關(guān)。圖6 給出該高原渦形成前期沿氣流方向（西南—東北）的位溫、水平渦度和風(fēng)的垂直剖面的演變情況。由于地面的強(qiáng)烈增溫，26 日在高原渦形成的位置處位溫出現(xiàn)極大值，400 hPa 以下周圍的等熵面都向該處明顯下傾。26 日18 時(shí)，高原西南側(cè)的低空氣流向西南方向輻散（圖6a）。此后隨著低空西南氣流的發(fā)展，高原西南側(cè)的低空氣流改變方向沿著等熵面向高原渦生成地點(diǎn)下滑輻合，并伴有低空氣流發(fā)展（圖6b，6c），風(fēng)垂直切變（ ξh∝?U/?z＜0）為負(fù)。當(dāng)氣塊從起始的A0 點(diǎn)下滑到A 點(diǎn)時(shí)，靜力穩(wěn)定度θv減少，斜壓性θh增加。根據(jù)方程（12），大氣垂直渦度ζv發(fā)展增加；當(dāng)?shù)褥孛媸侄噶r(shí)，靜力穩(wěn)定度θv很小，垂直渦度ζv發(fā)展變得十分強(qiáng)烈，從而激發(fā)高原渦形成。

圖6 沿氣流方向的位溫（黑色等值線，單位：K），水平渦度（陰影，單位：m s-1 Pa-1）和風(fēng)（白色矢量；單位：m s-1）的垂直剖面。右側(cè)附圖是水平風(fēng)U（垂直于橫截面）在渦旋上游位置（左側(cè)圖中的紫色點(diǎn)虛線所示）的垂直剖面圖。白色虛線表示高原渦形成時(shí)的中心位置。黑色區(qū)域?yàn)榍嗖馗咴?。A0 和 A 分別表示氣塊初始位置和沿等熵面下滑端點(diǎn)的位置。（a）6 月26 日18 時(shí)（拉薩當(dāng)?shù)?時(shí)，下 同）；（b）6 月27 日18 時(shí)；（c）6 月28 日00 時(shí)。引自Wu et al.（2022）。Fig.6 Cross-section along the airflow direction of potential temperature (black contours; units: K), horizontal vorticity (shading;units: m·s-1 Pa-1), and wind (white vectors; units: m s-1) at (a) 1800 LT 26 June (local time in Lhasa, the same below), (b) 1800 LT 27 June,and (c) 0000 LT 28 June.The right-hand panel shows the vertical profile of the horizontal wind U (perpendicular to the cross-section) at the location upstream of the vortex, as indicated by the purple dotdashed line in the left-hand panel.The location of the white dashed line represents the vortex center.Black shading denotes the Tibetan Plateau.A0 and A represent the locations of the initial and down-sliding points,respectively.Cited from Wu et al.(2022).

事實(shí)上，這次高原渦的形成除了位渦重構(gòu)的原因，還與加熱過(guò)程有關(guān)（Wu et al., 2022）。高原渦形成前低空西南氣流的發(fā)展（圖6b）向高原腹地輸送水汽。隨著高原渦形成區(qū)域上空的垂直渦度和上升運(yùn)動(dòng)的發(fā)展，水汽凝結(jié)形成低云，釋放凝結(jié)潛熱。由于夜間地面長(zhǎng)波輻射冷卻，從地面到低空加熱隨高度增加，根據(jù)方程（12），1/θv(f+ζ)?θ˙/?z＞0，垂直渦度因而進(jìn)一步發(fā)展，導(dǎo)致高原渦形成。

3.3 青藏高原位渦重構(gòu)和傳播及其對(duì)天氣氣候的影響

方程（4）還可以寫(xiě)成：

在絕熱、無(wú)摩擦的場(chǎng)合，位渦重構(gòu)簡(jiǎn)化為局地的大氣輻合/輻散引起位渦的加強(qiáng)/減弱。冬季西風(fēng)氣流流經(jīng)青藏高原時(shí)被分流后在高原東部輻合。青藏高原東部因此成為地表位渦（物質(zhì)）的重要源區(qū)。當(dāng)被激發(fā)的位渦在對(duì)流層中部沿西風(fēng)帶向東傳播時(shí)，就可以引起下游地區(qū)上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展，導(dǎo)致異常天氣氣 候 發(fā) 生。Wu et al.（2020）通 過(guò)2008 年1 月17～21 日發(fā)生在我國(guó)南方的低溫凍雨過(guò)程，闡明了相關(guān)機(jī)理（圖7）。

圖7 青藏高原（TP）地區(qū)位渦重構(gòu)及氣旋發(fā)展不同階段（ST）位渦平流對(duì)下游環(huán)流的影響示意圖。階段I：TP 背風(fēng)處的表面氣流輻合制造了局地位渦W，產(chǎn)生正相對(duì)渦度異常，并在TP 附近引發(fā)小雨。階段II：由于靜力穩(wěn)定度減少，向東移動(dòng)的正渦度異常加劇。對(duì)流層中部的正緯向位渦平流和下方增加的偏南風(fēng)和經(jīng)向負(fù)位渦平流增強(qiáng)了氣旋發(fā)展、空氣上升和降水。階段III：經(jīng)向負(fù)位渦平流位于強(qiáng)緯向正位渦平流中心正下方，氣旋渦度、垂直速度和降水達(dá)到峰值。階段IV：經(jīng)向負(fù)位渦平流與緯向正位渦平流中心重合，導(dǎo)致氣旋和上升運(yùn)動(dòng)都減弱，降水減少。 引自Wu et al.（2020）。Fig.7 Schematic of PV restructuring in the TP region and the impact of PV advection on downstream circulation during different stages (ST) of cyclogenesis.Stage I: surface airflow convergence in the lee of the TP increases local PV substance W, generating a positive relative vorticity anomaly and initiating light rain near the TP.Stage II: eastward moving positive vorticity anomaly is intensified because of reduced static stability.Positive zonal PV advection in the mid-troposphere and increased southerly and negative meridional PV advection below enhance cyclogenesis, air ascent, and precipitation.Stage III: negative meridional PV advection is located immediately below the center of strong positive zonal PV advection, and cyclonic vorticity, vertical velocity, and precipitation reach their peaks.Stage IV: negative meridional PV advection tends to overlay the positive center of zonal PV advection.Consequently, the cyclone and air ascent are weakened, and precipitation is diminished.Cited from Wu et al.(2020).

垂直運(yùn)動(dòng)方程和位渦理論是20 世紀(jì)中緯度天氣、氣候動(dòng)力學(xué)中兩個(gè)最基本的成果。Hoskins（2003）首先在絕熱大氣中把兩者聯(lián)系起來(lái)，建立了相應(yīng)的垂直運(yùn)動(dòng)方程。Wu et al.（2020）進(jìn)一步把其推廣到非絕熱大氣中，推導(dǎo)出如下的包括非絕熱加熱作用的、與等熵面位移相聯(lián)系的垂直運(yùn)動(dòng)（ ωID）方程：

式中，qg為地轉(zhuǎn)位渦，

Θ(p)是周邊水平域和相關(guān)時(shí)段上平均的標(biāo)準(zhǔn)位溫分布， Θp是其垂直梯度；C為天氣系統(tǒng)的移動(dòng)速度；其他參數(shù)為常規(guī)氣象符號(hào)。Zhang et al.（2021）把方程（14）右端第一項(xiàng)的地轉(zhuǎn)位渦平流推廣到Ertel 位渦平流，得到類似的結(jié)果方程。 ωID是根據(jù)如下的熱力學(xué)方程：

定義的：

對(duì)于中緯度的大尺度絕熱運(yùn)動(dòng)，L?NH/f，（L和H分別為水平和垂直尺度），由（14）可以得到：

它表明，正的地轉(zhuǎn)位渦平流引起水平輻散，而負(fù)的地轉(zhuǎn)位渦平流引起水平輻合和氣旋性相對(duì)渦度的發(fā)展。因此，當(dāng)青藏高原東部650 hPa 附近的正位渦東移時(shí)，在該層誘發(fā)大氣輻散，在其下面誘發(fā)等熵位移垂直上升運(yùn)動(dòng) ωID發(fā)展和下層的大氣輻合。因?yàn)榻^熱大氣中大氣質(zhì)塊沿等熵面運(yùn)動(dòng)，而中高緯度的等熵面向北上傾，因此下層的輻合氣流誘發(fā)了沿著向北上傾的等熵面上滑的偏南風(fēng)和上升的等熵滑動(dòng)垂直速度（ ωIG< 0）；它不僅向北輸送暖濕氣流，還在低空輸送了負(fù)位渦和大氣輻合，誘發(fā)氣旋位渦發(fā)展（見(jiàn)方程18，圖7 階段I）。如圖7 所示，下方為負(fù)位渦平流，高空為正位渦平流的流形結(jié)構(gòu)，即位渦平流隨高度的增加而增加，將導(dǎo)致上下層之間的上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展和下層的氣旋形成。南來(lái)的水汽輸送和上升運(yùn)動(dòng)相結(jié)合一旦產(chǎn)生降水，其釋放的潛熱使 ωQ<0，會(huì)進(jìn)一步加強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展（方程17，圖7 階段II）。當(dāng)下層的負(fù)位渦平流不斷加強(qiáng)上升并接近上空的緯向正位渦平流時(shí)，上升運(yùn)動(dòng)和氣旋環(huán)流會(huì)強(qiáng)烈發(fā)展（方程14，圖7 階段III）。然而當(dāng)下層的負(fù)位渦平流上升發(fā)展到與上空的緯向正位渦平流重合而相互抵消時(shí)，系統(tǒng)開(kāi)始減弱（圖7 階段IV）。

在此期間，上升運(yùn)動(dòng)各個(gè)分量之間不僅互相促進(jìn)，也相互抑制，位渦平流和加熱也與不同分量的變化緊密聯(lián)系，存在如圖8 所示的正負(fù)反饋。簡(jiǎn)言之，冬季高原東側(cè)高位渦中心頻繁出現(xiàn)是由于大氣環(huán)流在該處表面輻合誘發(fā)位渦重構(gòu)，正位渦在對(duì)流層中層向東平流引發(fā)對(duì)流層下部垂直速度和氣旋環(huán)流發(fā)展。氣旋壽命的演變與垂直速度不同分量的相互作用密切相關(guān)。正是位渦平流隨高度的增加和絕熱加熱的反饋控制著垂直速度的發(fā)展和衰減以及下層氣旋環(huán)流的演化，從而導(dǎo)致青藏高原下游激烈天氣的發(fā)展。

圖8 不同ω 分量之間的相互作用以及絕熱加熱對(duì)水平位渦平流的反饋示意圖：（a）位渦平流觸發(fā)氣旋形成和 ωID上升速度發(fā)展；（b）由于 ωID 上升速度的發(fā)展而激發(fā)的沿等熵面的上滑風(fēng)（→ -VIG ≡→-VID ）及其輻合，以及由于等熵面傾斜而激發(fā)的 ωIG ；（c）由于水汽傳輸（→ -Vq）以及由于負(fù)位渦平流引起的氣旋增強(qiáng)而激發(fā)的加熱上升速度 ωQ。棕色虛線箭頭表示正（上標(biāo)+）和負(fù)（上標(biāo)-）反饋機(jī)制；紅色實(shí)線和虛線箭頭分別表示潛熱對(duì) ω ID的正反饋（上標(biāo)+）和負(fù)反饋（上標(biāo)-）。引自Wu et al., 2020。Fig.8 Schematic showing the interaction among different omega components and feedback of diabatic heating on horizontal PV advection:(a) Triggering of cyclogenesis and ascending ωID by PV advection; (b) triggering of isentropic upgliding wind (→ - VIG ≡→-VID) and convergence due to the development of ascending ωID and generation of ωIG owing to the slope of the isentropic surfaces; (c) generation of ωQ associated with moisture transport (→ -Vq) and intensification of cyclogenesis due to negative PV advection.Brown dashed arrows denote the positive (superscript +) and negative(superscript -) feedback mechanisms, and red solid and dashed arrows denote the positive (superscript +) and negative (superscript -) feedback of latent heating on ω ID, respectively.Cited from Wu et al.(2020).

3.4 青藏高原表層位渦（SPV）對(duì)東亞季風(fēng)的影響

3.4.1 夏季近地表位渦的日變化對(duì)梅雨的影響

2020 年長(zhǎng)江—淮河流域經(jīng)歷了一次不同尋常的梅雨：入梅早，出梅晚，梅雨期長(zhǎng)，降水量成為1961 年以來(lái)之最。Ma et al.（2022）利用ERA-5（Hersbach et al., 2020）和MERRA-2 再分析資料的研究發(fā)現(xiàn)，與氣候態(tài)相比，2020 年夏季青藏高原中、東部（31°～37°N，85°～96°E）近地層水汽充沛，高位渦系統(tǒng)異?；钴S且頻繁東移。東移出高原的高位渦系統(tǒng)對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的梅雨降水有重要影響。該區(qū)域近地層高位渦系統(tǒng)的形成和發(fā)展與高原地表和低空（400 hPa 以下）非絕熱加熱垂直梯度的日變化有關(guān)（圖9）。早上太陽(yáng)輻射使地表溫度升高，地表感熱增強(qiáng)（圖9b），近地層非絕熱加熱隨高度遞減，不利于正位渦制造（圖9a）。隨著地表感熱不斷增強(qiáng)，地表蒸發(fā)增強(qiáng)，一方面減弱了地表總非絕熱加熱，另一方面，蒸發(fā)的水汽進(jìn)入大氣并在低空凝結(jié)釋放潛熱（圖9a），加強(qiáng)了低空的非絕熱加熱。因此，近地層非絕熱加熱的垂直梯度轉(zhuǎn)變?yōu)殡S高度增加（圖9b），有利于高位渦系統(tǒng)的形成和發(fā)展（圖9a）。增強(qiáng)的高位渦系統(tǒng)在近地層西風(fēng)的驅(qū)動(dòng)下向東移動(dòng)，在青藏高原東部對(duì)流層中層輻合上升運(yùn)動(dòng)和水汽條件充沛的情況下，高位渦系統(tǒng)繼續(xù)發(fā)展并移出高原。與氣候態(tài)相比，2020 年夏季印度洋異常增暖導(dǎo)致孟加拉灣上空的異常反氣旋向青藏高原輸送過(guò)多的水汽，使高原地表和400 hPa 之間非絕熱加熱的垂直梯度偏強(qiáng)，是造成梅雨期高原高位渦系統(tǒng)異?；钴S的主要原因。高位渦系統(tǒng)移出高原的時(shí)間對(duì)其后續(xù)的發(fā)展較為關(guān)鍵，下午或傍晚移出高原往往對(duì)應(yīng)著高原東側(cè)地表感熱偏強(qiáng)，輻合上升運(yùn)動(dòng)旺盛，有利于高位渦系統(tǒng)進(jìn)一步加強(qiáng)、移出高原并向下游地區(qū)發(fā)展，增強(qiáng)梅雨期降水。

圖9 2020 年極端梅雨季節(jié)在青藏高原中部（31°～37°N, 85°～96°E）平均的（a）位渦（單位：PVU）和（b）非絕熱加熱（單位：10-5 K s-1）的晝夜循環(huán)。紅線、紫線和黑線分別表示550 hPa、500 hPa 和450 hPa，圖（a）中的綠色實(shí)線和虛線表示從GPM 和ERA5（值乘以0.5）數(shù)據(jù)集獲得的降水量（單位：mm h-1），藍(lán)線表示來(lái)自FY-2G 的云。引自Ma et al.（2022）。Fig.9 Diurnal cycles of (a) PV (units: PVU) and (b) diabatic heating (units: 10-5 K s-1) at 550 (red line), 500 (purple line), and 450 hPa (black line),averaged over the central TP area（31°-37°N, 85°-96°E）, during the 2020 Meiyu period.The green solid and dashed lines in Fig.a denote the precipitation (units: mm h-1) obtained from the GPM and ERA5 (values multiplied by a factor of 0.5) datasets, respectively, and the blue line denotes the cloud data from FY-2G.Cited from Ma et al.(2022).

3.4.2 青藏高原表層位渦和亞洲夏季風(fēng)

青藏高原的表面感熱氣泵的抽吸作用能夠驅(qū)動(dòng)大范圍大氣環(huán)流，與海陸熱力差異一起形成亞洲的氣候格局，影響亞洲季風(fēng)的形成和變異（吳國(guó)雄等, 1997; Wu et al., 2007, 2015）。傳統(tǒng)上人們用青藏高原的表面感熱作為指標(biāo)，分析其與大氣環(huán)流和季風(fēng)降水的相關(guān)。Rajagopalan and Molnar（2013）發(fā)現(xiàn)，這種相關(guān)在亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)前和結(jié)束后很好，但是在夏季風(fēng)期間相關(guān)并不好。這是因?yàn)榧撅L(fēng)降水降低了地表溫度，導(dǎo)致表面感熱變?。▓D10b）。既然驅(qū)動(dòng)大氣運(yùn)動(dòng)的位渦源位于地表，同時(shí)青藏高原在冬夏季都是大氣的強(qiáng)位渦源，那么青藏高原表層位渦源應(yīng)當(dāng)與大氣環(huán)流的變化密切相關(guān)。He et al.（2022）基于地表層位渦表達(dá)式：

圖10 1979～2019 年沿25°～40°N 平均的各要素年循環(huán)特征：（a）降水（單位：mm d-1）；（b）地表感熱通量 （單位：W m-2）；（c）地表層位渦（單位：PVU）。改自He et al., 2022。Fig.10 25°-40°N mean annual cycle of (a) precipitation (units: mm d-1); (b) surface sensible heat flux (units: W m-2); (c) surface potential vorticity(units: PVU) averaged from 1979 to 2019.Cited from He et al.(2022).

提出衡量表面熱力強(qiáng)迫的青藏高原區(qū)域（25°～40°N, 70°～110°E；海拔高度＞500 m）地表層位渦強(qiáng)迫指數(shù)（TP-SPV）ITP：

其中，1 和 σ1分別表示地表和再分析資料底層；Ps表示地表氣壓；而θs和θa分別表示1 和 σ1層上的位溫。利用ERA5 再分析資料的計(jì)算表明，該指數(shù)可以很好的表征青藏高原本身的地形抬升效應(yīng)、地氣溫差、以及表面渦度等因子對(duì)大氣強(qiáng)迫的綜合影響。TP-SPV 的氣候態(tài)年循環(huán)特征（圖10c）表明青藏高原從冬季負(fù)渦源到夏季正渦源的轉(zhuǎn)換從4 月份開(kāi)始加強(qiáng)，到6 月至8 月達(dá)到最大值，和亞洲夏季風(fēng)的推進(jìn)（圖10a）一致。對(duì)1979～2019 年的資料進(jìn)行合成分析進(jìn)一步表明，在青藏高原地表位渦強(qiáng)迫指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)，亞洲夏季風(fēng)降水在孟加拉灣北部，青藏高原南側(cè)及東南側(cè)降水偏強(qiáng)，在東亞地區(qū)華南及南海北部地區(qū)也偏強(qiáng)，而在阿拉伯海地區(qū)，以及熱帶印度洋地區(qū)減弱。這個(gè)分布型和全球季風(fēng)模式比較計(jì)劃試驗(yàn)中有無(wú)青藏高原地形和有無(wú)青藏高原感熱加熱的敏感性試驗(yàn)結(jié)果一致，表明了這個(gè)指數(shù)定義的合理性和普適性。

4 位渦環(huán)流（PVC）和北半球的位渦收支

由方程（3）～（5）可以定義位渦環(huán)流（Sheng et al., 2022）：

即

取大氣層頂為380 K，右邊第二項(xiàng)不隨時(shí)間變化，它是導(dǎo)致氣候態(tài)總位渦質(zhì)量W在北半球?yàn)檎?、在南半球?yàn)樨?fù)的決定因素。右邊第一項(xiàng)的變化取決于沿赤道剖面對(duì)流層頂西風(fēng)風(fēng)速的積分，也影響著南北半球的位渦交換。根據(jù)（24），為了保持北半球總位渦的平衡，北半球地表制造的位渦必須通過(guò)赤道與南半球交換。換言之，跨赤道位渦通量必須通過(guò)北半球內(nèi)部位渦環(huán)流（PVC）的調(diào)控去影響北半球地表的環(huán)流和溫度，進(jìn)而使北半球位渦保持平衡。

圖11 是利用MERRA-2 再分析資料計(jì)算得到的1980/1981-2020/2021 年北半球冬季緯圈平均的位渦W和位渦環(huán)流PVC。位渦環(huán)流總的特征是在北半球高緯度從平流層向?qū)α鲗酉鲁?，然后流向南半球；在南半球高緯度從?duì)流層上升至平流層，然后流回北半球平流層。環(huán)流的閉合中心位于熱帶對(duì)流層高層。位渦環(huán)流的輻合中心位于北半球中高緯度平流層，對(duì)應(yīng)著高的正位渦區(qū)域；而位渦環(huán)流的輻散中心位于南半球中高緯度平流層，對(duì)應(yīng)著高的負(fù)位渦區(qū)域。

圖11 1980/1981～2020/2021 年北半球冬季緯圈平均的位渦W（陰影，單位：10-7 K m s kg-1）和位渦環(huán)流PVC（流線，單位：K m s-1 Pa-1, K s-1）的分布。Fig.11 Climatic state averaged from 1980/1981 to 2020/2021 of zonal mean potential vorticity (W, shading, units: 10-7 K m s kg-1) and potential vorticity circulation (streamline, units: K m s-1 Pa-1, K s-1) during the boreal winter.

Sheng et al.（2022）利用MERRA-2 資料計(jì)算了1980～2017 年逐月絕熱無(wú)摩擦情況下跨赤道面位渦通量（CEPVF=vW）在赤道面上的總和 ：

其中，ps是沿赤道的地表氣壓，pt是對(duì)流層頂氣壓。由于380 K 等熵表面靠近赤道上的對(duì)流層頂（Wilcox et al., 2012），并且由于100 hPa 等壓面幾乎與赤道的380 K 等熵表面重疊，因此100 hPa 等壓面可以被認(rèn)為是赤道的熱帶對(duì)流層頂（pt=100 hPa）。定義如下的跨赤道位渦通量指數(shù)：

其中 σ 和 {CEPVF}′分別是 {CEPVF} 的標(biāo)準(zhǔn)差和異常。圖12a 給出春季CEPVFI 的年際變化；圖12b給出春季地表氣溫在CEPVFI 上的回歸系數(shù)?？梢?jiàn)春季跨赤道向北的位渦通量增加與歐亞大陸中高緯度地表氣溫冷異常密切相關(guān)，沿圖12b 中的黑線分布著三個(gè)顯著的地表氣溫冷異常中心。

圖12 （a）春季CEPVFI 的歸一化的時(shí)間序列；（b） 北方春季地表氣溫SAT 對(duì)CEPVFI 的回歸系數(shù)（陰影，單位：°C）。通過(guò) 0.05 顯著性水平的區(qū)域由黑點(diǎn)突出顯示。引自Sheng et al.（2022）。Fig.12 (a) Normalized time series of spring CEPVTI; (b) regression coefficients of SAT against the CEPVTI during boreal spring (shading, units:°C).Areas exceeding the 0.05 significance level are denoted using black dots.Cited from Sheng et al.(2022).

根據(jù)方程（21）和（22）， 位渦環(huán)流（JC）等于位渦通量（J）的時(shí)間積分，而跨赤道剖面上的位渦環(huán)流 [JCy=(?u/?p)θ] 正比于緯向風(fēng)的垂直切變，因此跨赤道位渦通量及位渦環(huán)流和緯向風(fēng)分布必然存在內(nèi)在聯(lián)系。圖13a 給出了春季跨赤道位渦通量指數(shù)CEPVFI 與赤道面上的位渦環(huán)流和風(fēng)場(chǎng)的相關(guān)分布。在海洋大陸附近（130°E）大氣明顯下沉；然后在太平洋區(qū)域轉(zhuǎn)向東，最大西風(fēng)風(fēng)速位于850 hPa附近（ ?u/?p=0, ?2u/?p2＜0），在600 hPa 以上轉(zhuǎn)為東風(fēng)；在印度洋區(qū)域轉(zhuǎn)向西，最大東風(fēng)風(fēng)速位于700 hPa 附近（ ?u/?p=0, ?2u/?p2＞0），在450 hPa以上轉(zhuǎn)為西風(fēng)。位渦環(huán)流在太平洋區(qū)域的850 hPa以上為正，以下為負(fù)；在印度洋區(qū)域的700 hPa 以上為負(fù)，以下為正。風(fēng)場(chǎng)的分布表現(xiàn)為負(fù)的“印太齒輪”（GIP）（吳國(guó)雄和孟文, 1998）：在太平洋逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，在印度洋順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，呈現(xiàn)出El Ni?o 的特征，表明ENSO 事件可能是驅(qū)動(dòng)跨赤道位渦輸送的一個(gè)因子。

圖13 北半球春季沿赤道截面的位渦環(huán)流JC（陰影）和緯向環(huán)流（矢量）與（a）CEPVFI 和（b）Ni?o34 指數(shù)的相關(guān)系數(shù)分布。矢量只顯示通過(guò) 0.05 顯著性水平，通過(guò) 0.05 顯著性水平的區(qū)域由黑點(diǎn)突出顯示。改自Sheng et al.（2022）。Fig.13 Distribution of the correlation coefficients between the latitudinal circulations (vectors) during boreal spring together with potential vorticity circulation (shading) along the equatorial section and (a) CEPVTI and (b) Ni?o34.Vectors exceeding the 0.05 significance level are shown.Areas exceeding the 0.05 significance level are denoted by black dots.Cited from Sheng et al.(2022).

為檢查ENSO 和跨赤道位渦通量的聯(lián)系，Sheng et al.（2022）利 用COBE 海 表 溫 度 資 料（Ishii et al., 2005）構(gòu)造了區(qū)域（5°S～5°N, 120°～170°W）平均的Ni?o34 指數(shù)，計(jì)算了春季該指數(shù)與赤道面上的位渦環(huán)流和風(fēng)場(chǎng)的相關(guān)分布，結(jié)果如圖13b 所示。其分布與圖13a 的非常相似，說(shuō)明跨赤道位渦通量分布與ENSO 的激發(fā)有關(guān)。再者，春季Ni?o34 指數(shù)與地表氣溫的相關(guān)分析也呈現(xiàn)出與圖12b 接近的結(jié)果（圖略），證實(shí)跨赤道位渦通量分布與ENSO 的激發(fā)密不可分。其實(shí)ENSO 事件發(fā)生時(shí)，沿赤道的Walker 環(huán)流出現(xiàn)異常，使赤道上空的緯向風(fēng)垂直切變改變，就會(huì)導(dǎo)致跨赤道位渦環(huán)流發(fā)生變化。進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，熱帶南大西洋區(qū)域（30°S～0°, 40°W～10°E）的海表溫度異常也能夠?qū)е驴绯嗟牢粶u環(huán)流和歐亞大陸中高緯度大氣地表氣溫的異常，但是強(qiáng)度較?。▓D略）。

圖14 為跨赤道位渦輸送影響春季歐亞大陸地面溫度異常的示意圖。跨赤道位渦環(huán)流異常引發(fā)歐亞大陸中高緯度大氣地表溫度異常是通過(guò)大氣位渦環(huán)流的調(diào)整、PV-θ的約束、以及地表反饋實(shí)現(xiàn)的。當(dāng)El Ni?o 發(fā)生以及熱帶南大西洋海溫偏高時(shí)，赤道上空的緯向風(fēng)垂直切變發(fā)生變化（圖14c），激發(fā)了如圖13 所示的跨赤道的位渦環(huán)流異常分布。赤道印度洋上空的位渦環(huán)流從北半球熱帶流向南半球，在青藏高原北部上空形成位渦環(huán)流輻散帶（圖14a）。水平位渦環(huán)流在歐亞大陸中高緯度對(duì)流層上部輻合，形成一條寬闊的、西南—東北走向的、具有3 個(gè)大值中心的正位渦帶 [方程（23）]。正PV 向下侵入下層并形成三個(gè)正位渦柱（圖14b）。在PV-θ機(jī)制約束下，對(duì)流層下部的等熵面在這些相當(dāng)正壓的正位渦柱內(nèi)向上彎曲，導(dǎo)致歐亞大陸中高緯度地區(qū)地表氣溫整體出現(xiàn)冷異常（圖14b 和c）。冷表面及其冷卻形成的近地表反氣旋環(huán)流通過(guò)表面摩擦制造地表氣旋性渦度并反饋到大氣中，維持位渦柱內(nèi)的對(duì)流層下部的正位渦。因此，跨赤道的位渦環(huán)流變化是和近地層的大氣環(huán)流和溫度變化緊密聯(lián)系的。

圖14 春季跨赤道位渦環(huán)流影響北方歐亞大陸中高緯度地區(qū)地表氣溫SAT 的示意圖：（a）200 hPa 的位渦（陰影）和水平位渦環(huán)流（矢量）；（b）沿歐亞大陸3 個(gè)地表溫度冷中心的位渦（陰影）和位溫（實(shí)線為正，虛線為負(fù)）的橫截面；（c）海洋上的SST 和陸地上的SAT（陰影）。黃色矢量表示赤道上的緯向環(huán)流。引自Sheng et al.（2022）Fig.14 Schematic showing the CEPVT influence on SAT over the midlatitudes to high latitudes of Eurasia during boreal spring.(a) Potential vorticity (PV) (shading) and horizontal PV circulation (vectors) at 200 hPa, (b) cross-section of PV (shading) and potential temperature (contours), and(c) SST over oceans and SAT over land (shading).The yellow vectors denote the zonal circulation over the equator.Cited from Sheng et al., 2022

熱帶大氣環(huán)流和中高緯度大氣環(huán)流的聯(lián)系是天氣氣候動(dòng)力學(xué)中的重大問(wèn)題。Rossby 波的傳播能夠很好地解析中高緯度的天氣氣候變化。但是，Rossby 波不能夠穿越熱帶東風(fēng)帶，用其解析熱帶和中高緯度環(huán)流的聯(lián)系存在局限性。位渦環(huán)流可以穿越或沿著等熵面，位渦環(huán)流理論為建立熱帶和中高緯度環(huán)流的聯(lián)系提供了新思路。

5 討論和結(jié)論

大氣內(nèi)部位渦的再分布能夠誘發(fā)位渦平流明顯的時(shí)空差異，從而導(dǎo)致激烈天氣過(guò)程和極端氣候事件（Hoskins, 1991）。等熵位渦理論指出（Haynes and McIntyre, 1987, 1990; Hoskins, 1991），只有當(dāng)覆蓋大氣的等熵面與地球表面相交時(shí)，沿著地表的交線才有位渦制造。也就是說(shuō)，全球大氣位渦的源匯位于地球表面。由于高大的地形周邊有更多的等熵面與之交割，同時(shí)高大地形地表強(qiáng)烈的非絕熱加熱和摩擦有利于位渦制造，因此落基山和青藏—伊朗高原，特別是青藏高原是全球大氣位渦的重要源匯區(qū)。

本文回顧了近年來(lái)關(guān)于位渦源匯和位渦環(huán)流的研究進(jìn)展。介紹了復(fù)雜地形下的位渦及位渦物質(zhì)制造的計(jì)算方案。在此基礎(chǔ)上分析了青藏高原表層位渦的特征，指出沿著高大地形的陡峭邊界處，位渦的水平項(xiàng)比垂直項(xiàng)更重要，對(duì)天氣氣候的影響不可忽視。證明對(duì)于絕熱和無(wú)摩擦大氣運(yùn)動(dòng)，靜力穩(wěn)定度（ ?θ/?z） 的變化、斜壓性（ ?θ/?x, ?θ/?y）的變化或風(fēng)垂直切變（即水平渦度）的變化均可以通過(guò)位渦本身的結(jié)構(gòu)重組（位渦重構(gòu)）而引起垂直渦度的變化，在夏季可以激發(fā)高原渦的形成。冬季西風(fēng)繞流在青藏高原東部的輻合誘發(fā)的位渦重構(gòu)使高原東部成為重要的表面渦源，其沿西風(fēng)氣流東傳會(huì)引起下游地區(qū)低空氣旋性渦度、偏南風(fēng)、和上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展，導(dǎo)致位渦平流隨高度增加，激發(fā)極端天氣氣候事件。青藏高原近地層位渦具有顯著的日變化特征：白天強(qiáng)烈的地表加熱使靜力穩(wěn)定度減少，位渦減少；另一方面，地表加熱使近地表空氣上升，水汽因絕熱冷卻凝結(jié)形成低云，云底的潛熱釋放在其下方使位渦增長(zhǎng)；入夜后地表的輻射冷卻加速近地層的位渦增長(zhǎng)，因此青藏高原上表面位渦白天值小，夜間達(dá)到最大的峰值，使得低渦降水系統(tǒng)多在午后至夜間發(fā)生發(fā)展。研究還表明，與傳統(tǒng)的青藏高原感熱加熱指數(shù)相比，利用青藏高原地表層位渦作為指數(shù)能夠更好地刻畫(huà)關(guān)于降水的季節(jié)變化，與亞洲夏季風(fēng)降水相關(guān)更密切。

位渦環(huán)流（PVC）的輻散輻合的變化直接與位渦的變化相關(guān)聯(lián)。北半球的總位渦由跨赤道的位渦環(huán)流，地表的位渦環(huán)流和大氣層頂（θ=θT）的位渦環(huán)流共同決定。由于穿越大氣層頂θ=θT的位渦環(huán)流總和的變化由沿該面赤道邊界的緯向環(huán)流的變化決定，因此跨赤道面上的位渦環(huán)流及其上邊界緯向環(huán)流的變化與半球地表的環(huán)流變化和位溫變化密切相關(guān)。為保持北半球位渦總量的相對(duì)穩(wěn)定，上述跨赤道面上的變化與地表的變化必須相互補(bǔ)充，因此跨赤道面上的位渦環(huán)流的變化可以成為監(jiān)測(cè)近地表氣候變化的窗口。近赤道的海氣相互作用能夠直接造成跨赤道面上的緯向風(fēng)垂直切變的變化，激發(fā)跨赤道位渦環(huán)流異常，從而引起北半球近地表的氣候變化。分析表明春季的暖ENSO 事件和南大西洋熱帶的暖海表溫度異常引起的跨赤道位渦環(huán)流異常能夠通過(guò)大氣內(nèi)部位渦環(huán)流的變化和青藏高原的調(diào)控而影響北半球的氣候，導(dǎo)致歐亞大陸中高緯度地區(qū)地表氣溫下降。由此可見(jiàn)，位渦環(huán)流為建立熱帶和熱帶外大氣環(huán)流變化的聯(lián)系開(kāi)辟了新的蹊徑，有著廣闊的應(yīng)用前景。