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  高原气象  2018, Vol. 37 Issue (3): 702-720  DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00054
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杨颖璨, 李跃清, 陈永仁. 2018. 高原低涡东移加深过程的结构分析[J]. 高原气象, 37(3): 702-720. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00054
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Yang Yingcan, Li Yueqing, Chen Yongren. 2018. The Characteristic Analysis of an Eastwards Plateau Vortex by Its Strengthening Process[J]. Plateau Meteorology, 37(3): 702-720. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00054.
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资助项目

国家自然科学基金重点项目(91337215);国家自然科学基金面上项目(41275051);四川省应用基础研究计划重点项目(2016JY0046)

通讯作者

李跃清(1960), 男, 四川人, 研究员, 主要从事高原气象的研究.E-mail:yueqingli@163.com

作者简介

杨颖璨(1992), 女, 湖南衡阳人, 硕士研究生, 主要从事高原天气研究.E-mail:576021368@qq.com

文章历史

收稿日期: 2017-02-08
定稿日期: 2017-07-25
高原低涡东移加深过程的结构分析
杨颖璨1,2, 李跃清2, 陈永仁3     
1. 中国气象科学研究院, 北京 100081;
2. 中国气象局成都高原气象研究所, 四川 成都 610072;
3. 四川省气象台, 四川 成都 610072
摘要: 利用NCEP再分析资料、常规观测资料和FY-2E黑体亮温(TBB)资料对2010年7月21-26日一次成熟阶段垂直厚度大于500 hPa的深厚高原涡的结构和演变特征进行了综合分析,探讨了此次深厚型低涡的发生发展与高层环流的关系。结果表明:(1)深厚型高原涡生成阶段,低涡内辐合弱,下沉运动强,动力辐合作用不是该低涡发展至对流层高层的原因。南亚高压北侧、东侧高空急流的下沉支流将高层高位涡、高动量的空气向下输送,促使该低涡生成、发展。深厚型高原涡的演变与南亚高压联系密切,南亚高压东部脊线北抬,形成“东北西南”向,其东南侧的东北气流引导深厚型低涡向西移动。(2)浅薄型高原涡500 hPa上暖心明显,其上为冷性结构。深厚型高原涡在热力结构上分层明显,时空演变较为复杂,低涡在250 hPa上与南压高压具有相同的暖性结构,250 hPa以下为冷性结构,冷性结构的转变过程在不同高度上存在差异。(3)对比不同阶段深厚型高原涡与浅薄型高原涡的动力差异发现,低涡形成前期,深厚型高原涡有强辐合和上升运动,而浅薄型高原涡辐合较弱,以下沉运动为主;在消散期,深厚型高原涡主要减弱因子是水平涡度平流,而垂直涡度转换成水平涡度是造成浅薄型高原涡垂直涡度下降的主要原因。
关键词: 垂直厚度    高原涡    高层环流    
1 引言

夏季, 从青藏高原(下称高原)上移出的高原低涡(下称高原涡)是造成高原东部及其下游地区暴雨过程的特殊天气系统。从第二次青藏高原科学实验(TIPEX)以来, 对高原涡的研究有了重要进展, 主要体现在其活动规律(林志强, 2015; 王鑫等, 2009; 郁淑华等, 2006)、影响因子(郁淑华等, 2008; 董元昌等, 2014; 李国平等, 2016)、结构特征(罗四维, 1992; 郁淑华, 2002)及形成机制(陈伯民等, 1996; 吴国雄等, 2013; 何光碧等, 2009)的认识上。其中, 关于高原涡的结构一直是研究的重点, 已有工作(李国平等, 2013; 叶笃正等, 1979)指出, 高原涡是生成于高原主体的中尺度气旋性涡旋, 主要活动于400 hPa以下, 500 hPa上最明显, 属于典型的边界层低涡。水平尺度为400~500 km, 发展旺盛期可达600~800 km。以水平流场出现闭合气旋性环流的上下等压面之间的厚度为低涡垂直厚度, 高原涡垂直厚度浅薄, 一般为2~3 km, 生命期为1~3天。

在高原涡的动力结构的特征上, 罗四维等(1992)发现在高原涡整层为上升气流, 在350~400 hPa最强。低层辐合, 高层辐散, 无辐散层在400 hPa附近。刘福明等(1986)指出东移的高原涡在其东部为散度辐合大值区, 并伴有上升运动调整两层质量。郁淑华等(2010)在对比两例移出与未移出的高原低涡演变特征后, 指出移出高原的高原涡, 厚度有3 km左右, 涡区内绝大部分为上升运动区, 强度随低涡发展而加强; 未移出的高原涡厚度为1.5 km左右, 涡区内也为上升运动区, 但上升运动逐渐减弱。柳草等(2009)发现东移高原涡垂直方向上几乎都是正涡度。乔全明等(1994)认为盛夏时高原涡螺旋结构明显, 与热带气旋类似, 具有眼区特征。罗四维(1992)李国平等(2002, 2005)从能量学诊断方法和动力学角度也证实了高原低涡的螺旋结构。

一般, 高原涡(青藏高原气象科研拉萨会战组, 1981)按其热力学特征可以分为暖性涡和冷性涡, 其中绝大部分高原涡为暖性结构。吕君宁等(1984)认为暖性涡从地面到100 hPa都为暖性结构, 具有正压性; 冷性涡低层是冷心, 高层暖心, 具有斜压性。郁淑华等(2010)指出500 hPa高原涡上有较强暖心, 500 hPa以上为冷区。宋雯雯等(2010)利用数值模拟指出高原低涡在强盛期具有明显暖心结构, 500 hPa温度场水平分布为离涡心越近, 温度越高。李国平等(2000)利用相平面分析法, 从理论上解释暖性高原涡的形成, 指出这种暖心结构满足动力学约束条件, 而且与高原强大的地面加热有关。

近年的研究表明(Cheng et al, 2016), 中国西南地区对流层中低层的低涡系统并不是一个浅薄系统, 除生成初期和减弱后期外, 其主要生命史都维持着垂直厚度深厚的结构特征, 能发展至300 hPa甚至200 hPa等压面。Xiang et al (2013)利用TRMM卫星分析了一次高原涡降水结构, 指出高原涡内存在强烈上升气流, 可使雨顶达到15 km。由于这类深厚的高原涡之前并未被认识, 它的结构与之前研究较多的浅薄高原涡在热动力结构上是否一致?它的形成机理是什么?这些问题都尚不清楚。同时, 当低涡发展至300 hPa甚至200 hPa等压面, 此时已到达南压高压所在高度, 可能会与南压高压发生一些直接的相互作用。目前, 对于高原涡与行星尺度之间的相互作用方面, 尤其是与南压高压的相互作用的认识上一直是薄弱点(李国平等, 2013; 郁淑华等, 2016)。

因此, 有必要分析研究以上这类垂直厚度深厚的低涡动力和热力结构、演变特征及发展机制, 从天气学角度揭示其与高层南亚高压深层的关系, 分析它和浅薄性型低涡的异同。以弥补前人研究的不足, 为认识高原天气系统及其与高层环流之间的关系提供科学依据。

2 资料介绍和方法

使用的资料为: (1)时间分辨率为6 h, 水平分辨率为1°×1°的NCEP-FNL再分析资料。(2)中国国家级地面自动站逐6 h降水资料。(3)水平分辨率0.1°×0.1°的逐小时FY-2E卫星TBB数据。

目前, 低涡系统的垂直厚度多使用高度单位(km)定义, 但气压随高度并不满足线性相关, 高度单位不能直观反映低涡垂直方向上的发展程度。因此, 采用气压单位描述低涡厚度。根据已有的研究及统计结果, 这里, 将一次深厚型高原涡生成定义为在青藏高原地区具有一定强度、能发展至300 hPa甚至200 hPa等压面、形成阶段垂直厚度(水平流场出现闭合气旋性环流的上下等压面之间的厚度)至少为300 hPa的对流层中层500 hPa低涡系统。

同时为了深入探究深厚型高原涡和浅薄型高原涡在生成、发展过程中的异同, 参考《青藏高原低涡切变线年鉴》(李跃清等, 2012), 选取2012年6月4-6日的一例浅薄型高原涡做对比分析。

3 天气形势及低涡演变 3.1 低涡概况

2010年7月21日00:00(世界时, 下同)在青海曲麻莱地区有一高原涡生成东移出高原, 23日18:00向西折回, 于25日12:00减弱消失, 这次低涡造成了四川、陕西、山西和河南等地暴雨及大暴雨天气[图 1(a)]。在这次高原涡演变过程中, 从各层低涡的生成时间和中心位置(表 1)可看出, 此次低涡初生于500 hPa, 随低涡东移出高原不断向高层发展, 一直到200 hPa等压面, 最终形成一个成熟阶段垂直厚度大于500 hPa的深厚型高原涡系统。并且, 各层的低涡中心与500 hPa高原涡中心基本吻合, 范围相差不大。根据500 hPa高原涡活动, 考虑低涡垂直厚度, 可将此次深厚型高原涡活动划分为以下5个阶段: A阶段(高原涡初始生成阶段, 7月21日00:00-18:00), 高原涡初始生成于青藏高原上, 低涡出现在600~500 hPa间, 垂直方向还很浅薄, 主要活动于高原及其东部[图 1(b)]; B阶段(深厚型高原涡形成阶段, 7月22日00:00-18:00), 低涡东移出高原[图 1(c)], 垂直方向发展剧烈, 形成深厚型高原涡, 厚度达到定义的300 hPa(从700~400 hPa等压面); C阶段(深厚型高原涡发展阶段, 23日00:00-12:00), 深厚型高原涡进一步发展, 并向南移动[图 1(d)], 垂直厚度增长到400 hPa, 已发展至300 hPa等压面; D阶段(深厚型高原涡成熟阶段, 7月23日18:00至24日06:00), 低涡向上发展至200 hPa, 深厚型高原涡已发展成熟, 垂直厚度达到最大, 并逐步向西返回高原[图 1(e)]; E阶段(深厚型高原涡减弱阶段, 24日12:00至25日12:00), 深厚型高原涡西移, 从下至上减弱消亡。这里, 在每个阶段中选取一个时次作为该阶段的代表(表 1中加粗的时次): A阶段(7月21日06:00), B阶段(7月22日06:00), C阶段(7月23日06:00), D阶段(7月23日18:00), E阶段(7月24日18:00)。

图 1 2010年7月21日00:00至25日00:00深厚型高原涡活动的移动路径(不同颜色线段)与降水分布(彩色区, 单位: mm) 黑色圆点为低涡中心位置 Figure 1 The moving path (different color lines) and precipitation (color area, unit: mm) distributions of the deep Plateau Vortex in the whole stage (a) and the other different stages from 00:00 on 21 to 00:00 on 25 July 2010.The black dot is the center of the Low Vortex
表 1 2010年7月21-25日深厚型高原涡的演变过程 Table 1 Change progress of the deep Plateau Vortex during 21-25 July 2010

对比各个阶段的降水情况[图 1(b)~(f)]可见, 随着高原涡的东移发展, 其垂直厚度增大, 降水量也随之增多, 但降水量最多, 范围最大的时期是在深厚型高原涡移出高原后发展的C阶段而不在其成熟的D阶段。水汽通量表明[图 2(a)], C阶段水汽通量辐合区主要位于低涡东侧, 最大值大于1.4×10-5 g·cm-1·hPa-1·s-1。值得注意的是, D阶段, 深厚型高原涡正好进一步向西折回, 水汽通量辐合减小且分布零散[图 2(b)]。此时, 虽然低涡处于旺盛阶段, 但是水汽通量辐合强度小于C阶段, 所以D阶段降水明显少于C阶段。

图 2 2010年7月23日700 hPa水汽通量(矢量, 单位: g·cm-1·hPa-1·s-1)和水汽通量散度(彩色区, 单位: ×10-5g·cm-1·hPa-1·s-1) 灰色阴影代表超过3 000 m的地形, D为低涡的位置 Figure 2 Vapor flux (vector, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and its divergence (color area, unit: ×10-5g·cm-1·hPa-1·s-1) at 700 hPa on 23 July 2010.Grey shaded areas are the terrains above 3 000 m, The capital D is the position of the Lower Vortex
3.2 环流形势

由200 hPa环流高度场、温度场以及高空急流(图 3)可见, 21日00:00, 200 hPa高原上空为东西纬向的南亚高压控制, 脊线位于30°N[图 3(a)], 其东部一大槽伸至湖北、重庆附近, 温度槽落后于高度槽。500 hPa欧亚大陆中高纬度, 蒙古地区维持一宽广高压, 中心强度达到5 860 gpm, 脊线为西北东南走向, 中低纬度西太平洋副热带高压呈东西带状存在, 位置偏南偏西, 脊线位于25°N, 5 880 gpm等值线位于115°E, 整个30°N以南高度场大于5 840 gpm, 蒙古高压西部的高度槽与温度槽近似重合, 在温度槽随高度向西倾斜的环境场下, 高原涡生成于蒙古高压西南侧的短波槽中, 位于高层南亚高压东北侧的辐散区内[图 4(a)]。由于冷空气随槽后的偏北气流南下, 同时, 槽前正涡度平流有利于高原涡的维持, 而高层强大的抽吸动力作用进一步促进高原涡的发展。22日00:00至23日06:00, 随着高层大槽东移, 南亚高压东部脊线北抬并西收, 即反时针旋转, 南亚高压变为东北西南向, 在其东北部有一低槽形成并向西南加深[图 3(b), (c)], 中高层高原涡移出高原到达低海拔的四川盆地, 由于位涡守恒, 低涡向上下垂直发展, 开始形成深厚型结构, 同时, 副高受西南部低纬热带气旋影响, 副高减弱北抬, 脊线位于30°N, 高原涡的东移发展又受到蒙古高压、副高的阻挡, 基本维持在甘肃一带, 逐渐演变成斜压性低涡[图 4(b), (c)]。23日18:00, 高层南亚高压脊线维持东北西南向, 并发展到45°N以北, 其东北部出现一低涡, 表明中层深厚型高原涡已发展至高层200 hPa[图 3(d), 图 4(c)]。24日12:00到25日00:00, 高层南亚高压一直维持东北-西南向[图 3(e), (f)], 其东南部的低涡西南移动, 表明中层深厚型低涡受高压阻挡转向, 自下而上在南亚高压东南侧下方向西南方向移动。

图 3 2010年7月200 hPa环流高度场(黑色等值线, 单位: gpm)、温度场(红虚线, 单位: K)以及高空急流(黑虚线, 单位: m·s-1) D为低涡所在位置 Figure 3 The geopotential height field (black contour, unit: gpm), the temperature field (red dashed lines, unit: K) and the upper-level-jet (black dashed lines, unit: m·s-1) at 200 hPa in July 2010.The capital D marks the position of the Vortex
图 4 2010年7月500 hPa环流高度场(黑色等值线, 单位: gpm)和温度场(红虚线, 单位: K)以及200 hPa高空急流(黑虚线, 单位: m·s-1) D为低涡所在位置 Figure 4 The geopotential height field (black contour, unit: gpm) and the temperature field (red dashed lines, unit: K) at 500 hPa and the upper-level-jet (black dashed lines, unit: m·s-1) at 200 hPa in July 2010.The capital D marks the position of the Vortex
4 低涡结构 4.1 动力特征 4.1.1 涡度、散度特征

采用离差剖面图(图 5)揭示深厚型低涡不同时期的结构特征, 即沿一纬度(或经度)求得各层上的高度或者温度平均, 再用某点的实际值减去相应层与相应纬度(或经度)的平均值, 即该点该层上的离差。

图 5 2010年7月沿低涡中心(黑点)37°N(a)和36°N(b)的位势高度离差(等值线, 单位: gpm)和涡度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)的纬向剖面 灰色部分为地形 Figure 5 Vertical cross section of geopotential deviation (contour line, unit: gpm) and vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1) along the center of the Plateau Vortex (black dot) at 37°N (a) and 36°N (b)in July 2010.The shaded denote terrains

结果表明, 低涡的A阶段, 高原涡生成, 主要活动在青藏高原上, 对流层中低层为一相对低压区[图 5(a)]。低涡中心区域涡度散度量级相当(图略), 散度在700~300 hPa, 为一强辐合层, 最大辐合中心在低涡东部400 hPa附近, 辐合层深厚随高度向东倾斜(图 6), 辐合最大值为-8×10-5 s-1, 辐合层上方300~150 hPa为一强辐散层, 最大辐散中心于250 hPa附近, 辐散最大值为14×10-5 s-1。对流层高层300 hPa有一条正涡度高值带从我国东北方向西南方向延伸[图 7(a)], 200 hPa(图略)涡度分布与300 hPa类似, 但强度更强。这种涡度和散度的分布有利于中层低涡生成并发展。低涡的B阶段, 随着低涡东移出高原, 其垂直厚度不断发展, 但低涡东侧辐合区范围强度明显减弱, 中心区域400 hPa以下为弱辐散, 而400 hPa以上为弱辐合区, 但一直伸展到150 hPa(图 6)。同时, 低涡上空东北对流层高层300 hPa有一正涡度带生成并东移, 但此阶段中高原涡不论在水平(图略)或者垂直方向上都一直在增强发展(表 1)。低涡的C阶段, 随着不断东移, 低涡内部辐合有所增强, 散度在700~250 hPa为一强辐合层, 最大辐合中心在低涡中心500 hPa, 辐合层深厚并随高度向东倾斜更明显, 辐合最大强度为-10×10-5 s-1, 辐合层上方300~150 hPa为一强辐散层, 最大辐散中心200 hPa附近, 辐散最大值为12×10-5 s-1(图 6)。南亚高压东北侧的正涡度带向南加深, 围绕深厚型高原涡中心形成一东北西南向的正涡度带[图 7(c)]。低涡的D阶段, 低涡向西逐步返回青藏高原, 辐合区位于低涡中心东部, 整个低层辐合、高层辐散的结构基本维持, 但强度、范围、深厚程度都明显比C阶段减弱(图 6), 散度比涡度小一个量级(图略)。涡度垂直剖面图上表现为一单独深厚垂直正高涡度区[图 5(b)], 从700 hPa一直到150 hPa, 最大值在300~200 hPa。低涡的E阶段, 低层涡度的逐渐减小, 深厚型高原涡自下而上减弱, 对流层高层的正涡度带西移减弱(图略)。

图 6 沿冷涡中心(黑点, a: 37°N, b: 38°N, c: 37°N, d: 36°N)的散度(等值线, 单位: ×10-5 s-1)和垂直速度(彩色区, 单位: Pa·s-1)的纬向垂直剖面矢量表示垂直速度u×(-100ω), 灰色部分为地形 Figure 6 Vertical cross section of the divergence (contour line, unit: ×10-5 s-1) and vertical velocity (color area, unit: Pa·s-1) along the center of the cold Plateau Vortex (black dot).Vector represents u×(-100ω) and the shaded denote terrans
图 7 2010年7月300 hPa不同阶段(a~d)的水平风场(矢量, 单位: m·s-1)和涡度场(阴影, 单位: ×10-5s-1)分布 Figure 7 The distribution of horizontal wind field (vector, unit: m·s-1) and vorticity field (the shaded, unit: ×10-5s-1) at 300 hPa at different stages (a~d) in July 2010

由上可知, 在深厚型高原涡的位于高原上的A阶段和离开高原后的C、D阶段, 都表现出低涡中心东侧存在辐合区且呈随高度向东倾斜的特征, 辐散区主要位于低涡中心西部, 3个阶段的辐散辐合结构相似, 但D阶段相对更弱。而东移出高原的B阶段, 虽然是深厚型高原涡的生成阶段, 但对比看到, 其散度与涡度场结构发生了明显的调整, 低涡东部的辐合区大大减弱, 低涡中心区域对流层中低层以弱辐散, 高层以弱辐合为主, 但此时低涡不论在垂直方向还是水平方向都在不断发展, 尤其是环流、范围, 并无减弱趋势。这可能与高原到四川盆地地形的陡峭变化影响密切相关。

在浅薄型高原涡的演变过程中(图略), 其涡散特征与之前研究相同, 辐合区位于低涡中心东部也随高度向东略有倾斜, 辐合随低涡发展而逐渐增强, 辐合最强的阶段是浅薄型高原涡的发展阶段, 这与深厚型低涡演变相同。

4.1.2 风场结构

深厚型高原涡各阶段风场垂直分布(图 6)表明, 在低涡的A、B和C阶段, 低涡中心西部为大面积的下沉运动, 不同的是A、C阶段上升运动主要位于低涡中心东部500 hPa以上, B阶段低涡东部的上升运动明显减弱, 与此阶段低涡中心东部的辐合显著减弱相联系, 但低涡中心西侧的下沉运动明显增强, 这可能与低涡离开高原到达四川盆地上空地形剧烈变化相关。D阶段, 低涡中心东部为从低层到高层一致的上升气流, 但低涡西部下沉运动减弱, 出现了上升运动, 低涡开始向西部移动。从TBB演变图(图 8)也能看到, 在深厚型高原涡的演变阶段, 有一段时间低涡涡区内为无云区, 说明此阶段低涡以下沉运动为主, 上升运动较弱。对比各个阶段的风场图, 正好对应深厚型高原涡形成的B阶段, 低涡经过高原到盆地的地形剧烈变化, 动力结构发生明显调整, 辐合辐散强度减弱, 上升与下沉运动转换, 低涡环流范围延伸, 这可能与深厚型高原涡的形成密切联系。

图 8 2010年7月深厚型高原涡的黑体亮温演变(单位: K) 虚线区域为低涡的主要区域 Figure 8 TBB evolution of the Deep Vortex in July 2010.Unit: K.The dash-area is the key area of Vortex

在浅薄型高原涡的发展过程中, 上升运动最强阶段在低涡发展阶段, 涡区内从600~300 hPa为强上升运动。这也与深厚型高原涡形成阶段主要为下沉运动相反。

4.2 热力结构

天气系统发展的主要热力强迫来源于大气的非绝热加热(杨克明等, 2006), 视热源Q1表示单位时间内单位质量空气的增温率, 视水汽汇Q2表示单位时间内单位质量水汽凝结释放热量引起的增温率, 两者的表达式如下:

$ {Q_1} = {c_p}\left[ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} + \vec V \cdot \nabla T + {{\left({\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^\kappa }\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right], $ (1)
$ {Q_2} = - L\left[ {\frac{{\partial q}}{{\partial t}} + \vec V \cdot \nabla q + \omega \frac{{\partial q}}{{\partial p}}} \right], $ (2)

式中: cp为定压比热; θ为位温(单位: K); $\kappa = \frac{R}{{{c_p}}}$; L为潜热系数; ω为垂直速度(单位: Pa·s-1); q为比湿(单位: g·kg-1); $\vec V$为水平风矢量; $\nabla T$为水平温度平流; $\nabla q$为水平比湿平流; P为气压值; P0为1 000 hPa。右端三项分别代表局地变化项、水平平流项和垂直输送项。刘英等(2012)利用$Q = \left({\frac{{{Q_1}}}{{{c_p}}}} \right) + \left({\frac{{{Q_2}}}{{{c_p}}}} \right)$揭示过东北冷涡发展过程中冷暖中心形成因素。本文用$Q = \left({\frac{{{Q_1}}}{{{c_p}}}} \right) + \left({\frac{{{Q_2}}}{{{c_p}}}} \right)$$\frac{{{Q_2}}}{{{c_p}}}$分别表示低涡发展过程中的总热源和视水汽汇, 以揭示此次低涡过程中热力结构的变化特征。

深厚型高原涡和浅薄型高原涡对比表明:浅薄型高原涡(图略)500 hPa上暖心明显, 与之前高原涡热力结构研究一致, 但深厚型高原涡的热力结构演变则更复杂。对深厚型高原涡而言, 低涡的A阶段, 其中心附近500 hPa及以上为明显暖区, 仅地面有微弱冷中心, 说明初生的高原涡为暖性低涡。低涡中心东侧暖平流较强(图 9)。此时, Q的正值中心在低涡东侧500~200 hPa间[图 10(a)], 此阶段降水少, Q的增加并不是因为凝结潜热, 可能与太阳辐射加热、强暖平流或高原感热有关。低涡的B阶段, 其东部对流层中高层强暖平流强度减弱, 但范围、垂直厚度增大, 而对流层中高层300~200 hPa低涡西北部冷平流有所加强(图 9), 低涡西北部700~300 hPa出现Q的负值区域[图 10(b)]。在此阶段, 低涡发展至400 hPa, 深厚型高原涡形成, 低涡内部自东北向西南逐渐转为冷性结构。低涡的C阶段, 低涡发展至300 hPa, 400 hPa以下的低涡形成冷性结构, 但400~350 hPa的低涡冷性结构形成较之前不同, 由于低涡东侧至南侧降水的增加导致潜热释放增加[图 10(c), (d)], 再加上低涡东北部位于南亚高压东侧低槽内, 低槽向南加深, 槽前暖平流加强, 两者共同影响造成低涡中心东侧和南侧强Q的正值中心, 维持了低涡中心东侧的暖性结构, 这一层次内的低涡内部由西北部向东北部转为冷性结构。400 hPa以下在低涡东侧存在由于水汽凝结潜热释放产生的非绝热加热, 但低涡西部有冷平流, 可能冷平流的强度大于非绝热加热强度, 所以400 hPa以下维持冷性结构。低涡的D阶段, 200 hPa有一强暖中心, 北边的冷平流, 西边的暖平流强度都大大增加(图 9)。低涡的E阶段(图略), 低涡西南部冷平流在西移过程中减弱, 200 hPa以上为Q的负值, 深厚型低涡趋于减弱。

图 9 深厚型高原涡在不同阶段(a~d)沿低涡中心(黑点)的温度平流(彩色区, 单位: ×10-4 K·s-1)和温度离差(等值线, 单位: K)的纬(左)、经(右)向垂直剖面图灰色部分为地形 Figure 9 Vertical cross section at latitude (left) and longitude (right) of temperature advections (color area, unit: ×10-4 K·s-1) and temperature deviations (contour, unit: K) along the center (black dot) of the Deep Vortex at different stages (a~d).The shaded denote terrains
图 10 沿低涡中心(黑点, a: 37°N, b: 38°N, c: 35°N, d: 35°N)的热源(Q) (a~c)和视水汽汇(Q2/Cp) (d)的纬向垂直剖面图[单位: K·(6h)-1] 灰色部分为地形, 实线为正值, 虚线为负值 Figure 10 Vertical cross section of heat source (Q) (a~c) and apparent moist sink (Q)2/Cp) (d) along the center of the Plateau Vortex (black dot, a: 37°N, b: 38°N, c: 35°N, d: 35°N).Unit: K·(6h)-1. The shaded denote terrains, the solid line is positive and the dotted line is negative

以上分析表明, 该深厚型高原涡在热力结构上分层明显, 时空演变较为复杂, 250 hPa以下低涡为冷性结构, 以上有明显暖心, 高空200 hPa温度场和高度场(图 3), 温度场落后于高度场, 暖空气在南亚高压东北侧低槽形成加深时被卷入, 在深厚型高原涡发生发展过程中, 冷空气对冷性结构形成影响非常重要。在深厚高原涡形成前, 低涡西部青藏高原上的非绝热加热利于暖性低涡的维持, 随着低涡东移出高原, 低涡自下而上发展为冷性结构, 400 hPa以下的低涡主要受东部暖平流减弱和非绝热冷却影响自东北部顺时针逐渐转为冷性结构, 400~350 hPa低涡受南压高压东南部的冷空气影响自西北向东北转为冷性结构。

4.3 深厚型高原涡发展机制

由对深厚型高原涡的热力、动力性质分析可知, 此次深厚型高原涡的生成过程(B阶段), 其辐合动力作用无法促进低涡发展至对流层高层, 导致低涡内部为大范围下沉运动控制, 下沉运动强度随深厚高原涡的发展不断增强。图 3图 4表明, 该下沉气流与南亚高压急流北侧的强高空急流密切相关, 高空急流随南亚高压北抬而增强, 低涡北部一直处于高空急流出口区的右侧, 造成了深厚型低涡不同阶段西部至北部大范围不断增强的下沉运动。23日00:00(C阶段)高空急流分裂一部分随低槽南压, 并于23日18:00(D阶段)加强至60 m·s-1, 深入低涡中心, 此时低涡西侧正在高空急流出口区的右侧, 而中心位于高空急流出口区左侧, 这解释了D阶段低涡从低层至高层为一致的强上升运动区的原因。

在高原涡初生的A阶段(图 11), 低涡位于高原上, 500 hPa附近是一个单独的高位涡区, 高层高位涡从200 hPa往下向低涡中心东西两侧延伸; 在深厚型高原涡形成的B阶段, 此时低涡东移出高原, 高层的高位涡向下发展与500 hPa的高位涡区连成带状, 根据位涡理论(寿绍文, 2010), 正位涡异常时, 会在异常区激发气旋性环流, 因此低涡逐渐发展, 形成深厚的低涡系统; 在深厚型高原涡的发展的C阶段和成熟的D阶段, 200 hPa以上的高位涡呈“丁”字型往下向低涡中心发展, 500 hPa上的位涡得到了加强。在350 K等熵位涡图上(图 12), 可以明显看到在低涡的B、C、D阶段, 200 hPa高位涡区有沿下沉气流向南南下传播的过程, 在340 K和345 K等熵图上也有如此现象, 一直延伸至500 hPa(图略)。

图 11 深厚型高原涡在不同阶段(a~d)四个不同位涡的纬向剖面图(单位: PVU) 灰色部分为地形, 黑点为位涡中心 Figure 11 Vertical cross section of potential vorticity along the different center of the deep vortex at different stages (a~d).Unit: PVU.The shaded denote terrains, black dots are the center of the vortex
图 12 深厚型高原涡在不同阶段(a~d)350 K等熵面上的气压(实线, 单位: hPa)、水平风(矢量, 单位: m·s-1)以及位涡(彩色区, 单位: PVU)分布 Figure 12 The pressure (solid line, unit: hPa), horizontal wind (vector, unit: m·s-1) and potential vorticity (color area, unit: PVU) of 350 K isentropic surface of the Deep Vortex at different stages (a~d)

因此, 低涡初生初期, 强辐合和上升运动是高原涡东移发展的主要因子, 同时南亚高压和高空急流为高原涡发展提供了良好的辐散动力条件。由于南亚高压北侧的高空急流随南亚高压东侧脊线的北抬, 位置有所变化, 低涡北部至西部位于高空急流出口处的右侧, 增强低涡西部、北部的下沉运动, 而高层高位涡、高动量的干冷空气被下沉气流带入低层, 可能促进了深厚型低涡的生成, 在低涡发展至旺盛期, 下沉气流持续增强再加上强辐合的动力作用, 两者共同维持了深厚型高原涡的垂直深厚特征。

5 涡度收支

以上主要是定性分析了深厚型高原涡的热力、动力发展因子, 由于低涡发展具体表现为垂直涡度的急剧增大, 在天气分析中, 常用涡度方程来定量诊断涡旋的演变。Kirk(2007)用它比较了两类中尺度涡旋的动力演变过程, 而Fu(2013, 2015)将其应用于揭示西南涡的普遍发展演变特征及机制, 并得到一些有意义的成果。利用涡度方程[式(3)], 计算500 hPa深厚型高原涡活动范围的涡度变化。

$ \begin{array}{l} \frac{{\partial \xi }}{{\partial t}} = \\ - {{\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V}}_h} \cdot {\nabla _h}\xi - \omega \frac{{\partial \xi }}{{\partial p}} + \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over k} \cdot \left({\frac{{\partial {{\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V}}_h}}}{{\partial p}} \times {\nabla _h}\omega } \right) - \left({\xi + f} \right){\nabla _h} \cdot \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V} - \beta v + RES\\ \;\;\;\;\; = {V_a} + {V_v} + {V_h} + {V_d} + {V_f} + RES, \end{array} $ (3)

其中, ${V_a} = - {\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V}_h} \cdot {\nabla _h}\xi ;\;\;{V_v} = \omega \frac{{\partial \xi }}{{\partial p}};\;\;{V_h} = \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over k} \cdot \left({\frac{{\partial {{\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V}}_h}}}{{\partial p}} \times {\nabla _h}\omega } \right);$${V_d} = - \left({\xi + f} \right){\nabla _h} \cdot \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V};\;\;{V_f} = - \beta v$。式中: Va是水平涡度平流; Vv是垂直涡度平流; Vh为倾侧项, 即水平涡度和垂直涡度的转换项; Vd是散度项; Vf是地转涡度; ξ为垂直涡度; ${\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over V} _h} = u\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over i} + v\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over j} $, 为水平风速; $\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over i}, \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over j}, \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over k} $分别为xyz方向的分量; ${\nabla _h} = \frac{\partial }{{\partial x}}\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over i} + \frac{\partial }{{\partial y}}\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over j} $为二维微分矢量算子; 科氏参数f=2Ωsinφ; Ω为地转角速度; φ为纬度; p是气压; ωP坐标下的垂直速度, $\omega = \frac{{dp}}{{dt}}, \beta = \frac{{\partial f}}{{\partial y}}$

分析表明, 深厚型高原涡的A阶段[图 13(a)], VvVd利于涡度发展, 其中Vd起主要作用, Vv起次要作用。而VhVa不利于涡度发展, 这是因为垂直涡度转化为水平涡度以涡度平流的形式在水平方向上扩散。低涡的B阶段[图 13(b)], Vv的作用明显加强, Vd大幅度减弱, 符合前面分析得到的此阶段中辐合作用不是促进深厚型低涡发展至高层的主要原因这一结果, 在这一阶段中, 垂直输送有重要作用, 这可能与低涡离开高原达到四川盆地, 地形剧烈降低、下垫面性质改变、气柱拉伸等引起的物理过程相关。低涡的C阶段[图 13(c)]和A阶段类似, VvVd促进低涡发展, 垂直输送作用逐渐增强, 而Va减弱低涡发展。低涡的D阶段[图 13(d)], Vd作用有所增强, 但其主要促进因子还是Vv, Vh起主要的减弱作用。低涡的E阶段[图 12(e)], 低涡逐渐消散, 而高层低涡仍维持, Vd是高层低涡维持的主要因素, 但此时Va起减弱作用。

图 13 深厚型高原涡在不同阶段(a~e)关键区平均的涡度收支 虚线代表低涡发展的垂直厚度 Figure 13 Key-area-averaged vorticity budget terms of the deep vortex at different stages (a~e). The dashed line stand for the vertical stretching of the Vortex

但在浅薄型高原涡形成时[图 14(a)], Vh, Vd促进低涡发展, Va, Vv不利于低涡发展。即有强的辐合和水平涡度转化为垂直涡度。低涡的发展阶段[图 14(b)], Vd对低涡发展起促进作用, Vh不利于低涡发展, 而Va减弱低层低涡发展。低涡的成熟阶段[图 14(c)], Va, Vv促进低涡中低层发展, 而Vh, Vd减弱低涡中低层发展, 但Vh促进低涡高层发展。低涡的减弱阶段[图 14(d)], Vh起主要的减弱作用, Vv起维持作用, VaVd对低涡不同层次的维持有一定作用。

图 14 浅薄型高原涡在不同阶段关键区平均的涡度收支 虚线代表低涡发展的垂直厚度 Figure 14 Key-area-averaged vorticity budget terms of the shallow vortex at different stages The dashed line stand for the vertical stretching of the Vortex

综上分析, 对比深厚型高原涡和浅薄型高原涡的发展演变过程, 可知, 在两类低涡形成初期, Vd都利于低涡发展, Vv利于深厚型高原涡发展但减弱浅薄型高原涡, 即在深厚型高原涡的形成过程中, 垂直输送对其有重要作用, 而它们自发展期到成熟期差异不大, Vd, Vv增强其发展, VaVh减弱低涡。而在两类低涡减弱消散期, 深厚型高原涡中Va起主要减弱作用, 而浅薄型高原涡中Vh不利于低涡发展。

6 云图演变

黑体亮温TBB表示云顶温度, 可以作为对流活动强弱的判据。它的变化能反映系统云团的演变规律(傅昺珊等, 2006)。分析表明, 深厚型和浅薄型两类高原涡在演变过程中, 云系变化区别明显。除发展阶段外[图 8(b), (c)], 深厚型高原涡涡区内云系发展旺盛, 有明显的界线, 呈“西少东多”的特征, 这与深厚型高原涡内东侧为上升运动, 西侧为下沉运动有关。而浅薄型高原涡涡区内(图略)都有一定的对流活动, 但强度不强, 北部强于南部。在深厚型高原涡减弱阶段[图 8(h), (i)], 东部云系逐渐脱离低涡环流, 对流活动主要集中在低涡南部, 这与地形阻挡作用有关。

7 结论与讨论

利用NCEP再分析资料、常规观测资料和FY-2E黑体亮温TBB资料综合分析了一次深厚型高原涡个例的结构特征、形成机制、与高层环流的关系, 并对比了与浅薄型高原涡演变的异同及初步成因, 得到如下主要结论:

(1) 此次深厚型高原涡是一个中尺度斜压系统。在高原涡初始生成的A阶段、深厚型高原涡发展的C阶段和成熟的D阶段, 低涡中心东部有强辐合和上升运动, 西部为大面积的下沉气流。而在深厚型高原涡形成的B阶段, 低涡中心东部的辐合上升运动大大减弱, 而中心西部的下沉气流较A阶段明显增强, 低涡内部主要为下沉气流, 而浅薄型高原涡在生成至发展阶段, 其内部主要为上升气流。因此, 中尺度动力作用可能并不是促进该阶段低涡发展至高层的原因。

(2) 深厚型高原涡的热力结构具有分层性, 低涡在250 hPa具有与南亚高压相同的暖性结构, 以下都为冷性结构, 但不同层次的冷性结构形成过程不同。400 hPa以下, 低涡受东部暖平流减弱及非绝热冷却影响自东北部顺时针逐渐转为冷性结构, 400~350 hPa低涡受南压高压东南部的冷空气影响自西北向东北转为冷性结构。而浅薄型高原涡500 hPa暖心结构明显, 其上为冷性。

(3) 在此次深厚型高原涡异常路径的演变过程中, 对流层高层, 深厚型高原涡与南亚高压系统相互作用突出, 表现为南亚高压东部脊线北抬, 逐渐转为东北西南向, 深厚型高原涡在南压高压东南侧向西南方向移动, 两系统相对绕行。同时, 南亚高压北侧高空急流位置随南压高压形态变化而调整, 低涡北部一直处于高空急流出口区的右侧, 形成了深厚型高原涡不同阶段西部至北部大范围不断增强的下沉运动。

(4) 深厚型高原涡在形成上与浅薄型高原涡有明显不同。在两类低涡形成初期, Vd都利于低涡发展, Vv利于深厚型高原涡发展但减弱浅薄型高原涡, 即深厚型高原涡的形成与垂直输送密切相关。它们从发展期至旺盛期类似, Vd增强其发展, VaVh减弱低涡。其减弱因子存在差异, 深厚型高原涡中Va起主要减弱作用, 而浅薄型高原涡中Vh不利于低涡发展。

(5) 两类高原涡在演变过程中, 云系变化区别明显。除发展阶段外, 深厚型高原涡区内云系发展旺盛, 有明显的界线, 呈“西少东多”的特征, 这与其涡内东侧为上升运动, 西侧为下沉运动有关。而浅薄型高原涡涡区内都有一定的对流活动, 但强度不强, 北部强于南部。在深厚型高原涡减弱阶段, 东部云系逐渐脱离低涡环流, 对流活动主要集中在低涡南部, 这与地形阻挡作用有关。

通过分析深厚型高原涡的结构及演变特征, 并对其与高层环流的相互作用进行了初步的探讨, 表明此次深厚型高原涡的发展变化对应高层大气热力、动力过程的异常演变, 并且, 与高原到四川盆地陡峭地形相关的大气热力、动力过程与深厚型高原涡形成有密切的关系, 而南亚高压脊线旋转变化, 高空急流下沉支的下传作用可能对深厚型高原涡的发展有所影响。另外, 高原上250 hPa附近可能是平流层与对流层的折叠区, 此次深厚型高原涡在250 hPa上的暖心结构可能与平流层过程有关系。因此, 此后应针对多个个例, 全面深入地开展对流层中低层天气系统演变与高层大气(包括平流层)过程相互作用等问题的研究非常必要。

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The Characteristic Analysis of an Eastwards Plateau Vortex by Its Strengthening Process
YANG Yingcan1,2 , LI Yueqing2 , CHEN Yongren3     
1. Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081, China;
2. Institute of Plateau Meteorology, China Meterological Administration Chengdu 610072, Sichuan, China;
3. Sichuan Meteorological Observatory, Chengdu 610072, Sichuan, China
Abstract: A present understanding of Plateau Vortex (PV) is regarded as a shallow vortex. However, some studies have pointed out that PV is not always a shallow system. A case of PV with a vertical thickness greater than 500 hPa were analyzed using the NCAR/NCEP reanalysis data, the conventional observations as well as the TBB data from FY-2E, and we discussed the relationship between the deep plateau vortex and the upper circulation. The results show:(1) In the developing stage, the convergence of vortex is weak while the downdrafts are strong, convergence is not the reason for the development of the deep plateau vortex which extended to the upper troposphere. The downdrafts of the high potential vorticity and high momentum form the upper air transported by the upper-level jet stream which in the north and east of the South Asian High(SAH) led to the generation and development of vortex. The evolution of the deep plateau vortex is related to SAH. Therefore, the eastern ridge of the SAH moved to the north and a "northeast-southwest" pattern was formed, the northeast flow of southeast SAH led the deep plateau vortex to the west. (2) The shallow PV has a warm character in thermal structure with a warm core at 500 hPa. The deep vortex has stratification in thermal structure and complex variety in time and space, Besides, it has a warmer structure as same as the SAH at 250 hPa and a colder structure below 250 hPa, the changes of the cold part of the vortex vary from height in different stages. (3) Comparing the dynamic characters between deep and shallow vortices in various stages, we found the deep PV has a stronger convergence and ascending motion in the early than the shallow PV which dominated by the subsidence movement. During the dissipation stage, horizontal vorticity advection is the main factor which causes the deep PV become weaker. On the other hand, the vertical vorticity conversion to the horizontal is the main reason for the decrease of the shallow PV.
Key Words: Vertical thickness    Plateau Vortex    upper circulation