2018, Vol. 37
2. 高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室, 四川 成都 610072;
3. 四川省气象台, 四川 成都 610072;
4. 雅安市气象局, 四川 雅安 625000
青藏高原低涡(简称高原涡)和西南低涡(简称西南涡)是起源于西南地区的两个重要低值天气系统, 对西南地区乃至整个高原以东地区天气都产生重要影响。对西南涡的研究至今已有60多年的历史, 高原涡的研究则要晚很多, 但高原涡对中国降水甚至冬季高原暴雪都有密切的关系(蒋艳蓉等, 2009; 王鑫等, 2009; 郁淑华等, 2012)。高原涡不仅影响高原地区天气, 当它东移出高原后, 常给高原以东带来大的降水, 尤其是当高原涡在高原以东地区持续活动时, 使中国广大地区形成暴雨、大暴雨, 造成严重洪涝灾害(Tao et al, 1981; 张顺利等, 2001; 何光碧等, 2009a; 黄楚惠等, 2011; 陈贝等, 2015)。
近些年, 气象工作者对高原涡东移的研究尤为重视。李国平(2002)指出在一定的引导条件下可使低涡移出高原。宋敏红等(2002)发现高原中东部气柱平均厚度可指示高原涡的移动。郁淑华(2002)发现对流层中上部水汽涡旋对高原涡活动有指示意义。Hideo(2003)指出冷空气直接影响高原北部低压发展。郁淑华等(2010, 2012, 2016)指出高原低涡移出高原是受西风带天气系统与副热带天气系统的相互作用及对流层中层与上层的天气系统相互作用造成的, 还指出了移出与未移出高原的低涡在结构特征上的显著差异。何光碧等(2009b)指出高原涡东移过程正涡度东传明显。郁淑华等(2009a, 2009b)指出高原涡是在南支气流增强的情况下移出高原的; 低涡以南的南支气流起到了向低涡区输送水汽通量、正涡度平流的作用。李国平等(2011)认为高原涡既含有涡旋Rossby波又含有惯性重力外波的结构特征。宋雯雯等(2012)分析表明, 高原涡移出高原过程中涡眼处为下沉运动。陈功等(2011)指出了青藏高原低涡的波动特征。Xiang et al(2013), Cheng et al(2016)对高原涡与西南涡的相互作用进行了分析。王毅等(2017)采用敏感性分析方法对高原涡和西南涡引发暴雨进行了分析研究。可见, 对于高原涡东移, 气象工作者们已经做了富有成果的研究, 丰富了对高原涡东移的认识。在东移活动的高原涡中, 有一部分持续时间很长。对于高原涡移出高原后持续活动, Yu et al(2014)基于实测资料进行分析, 揭示出了一些高原涡持续活动以及高原涡出高原后与西南涡共同活动的观测事实, 李超等(2017)分析了长生命史低涡对川渝季节降水的影响, 肖递祥等(2016)对高原涡持续活动的典型个例进行了分析, 但目前, 对高原涡移出高原后长时间持续活动的成因研究还很缺乏。
针对此不足, 本文试图通过对一例移出高原后持续活动长达6天、最终从黄海入海、且有西南涡伴随的高原涡, 采用天气学分析和要素诊断方法, 从位涡和非绝热加热角度进行分析, 试图揭示高空大值位涡下传、非绝热加热在其不同生命阶段里的影响, 探寻高原涡能够长时间持续发展的原因, 以及与西南涡相遇在高原涡生命史中的作用。
2 资料选取和方法介绍 2.1 资料选取所用资料为美国NCEP/NCAR再分析资料、中国气象局提供的历史天气图以及青藏高原低涡切变线年鉴(2013)(彭广等, 2015), 其中NCEP再分析资料的时间分辨率为每日4次[00:00(世界时, 下同), 06:00, 12:00和18:00], 水平分辨率为1°×1°, 垂直层次从1 000~100 hPa共21层。
分析个例选用2013年6月4-10日在中国大陆及海上活动的高原涡和西南涡。其中高原涡于4日生成于曲麻莱(称为曲麻莱涡), 后从黄海入海, 10日后在海上衰减为低槽。西南涡生成于5日, 也从黄海入海, 于10日后在海上消亡。文中涉及地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网下载的审图号为GS(2016)1552的中国地图制作, 底图无修改。
2.2 PV-Q诊断方法分析方法采用PV-Q观点, 从涡度、位涡、非绝热加热角度, 对曲麻莱涡以及西南涡各活动阶段进行诊断、对比分析, 以揭示高原涡、西南涡在不同活动阶段的动力、热力原因。郑永骏等(2013)对埃尔特尔位涡定义进行数学变换, 提出了位涡与垂直涡度发展的关系式:
| $ \begin{align} &\frac{d{{\eta }_{z}}}{dt}=\frac{d}{dt}\left(\frac{P{{V}_{e}}-P{{V}_{s}}}{{{\theta }_{z}}} \right) \\ &\ \ \ \ \ \ \ =\frac{1}{{{\theta }_{z}}}\frac{dP{{V}_{e}}}{dt}-\frac{1}{{{\theta }_{z}}}\frac{dP{{V}_{s}}}{dt}-\frac{{{\eta }_{z}}}{{{\theta }_{z}}}\frac{d{{\theta }_{z}}}{dt}, \\ \end{align} $ | (1) |
沿着拉格朗日质点轨迹的位涡(PVe)变化和静力稳定度
等压面位涡垂直分量:
| $ {{V}_{p}}=-g\left({{\zeta }_{p}}+f \right)\frac{\partial \theta }{\partial p}+g\left(\frac{\partial v}{\partial p}\frac{\partial \theta }{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial p}\frac{\partial \theta }{\partial y} \right)\,\;\;, $ | (2) |
式中: g为重力加速度; ζp为等压面上相对涡度的垂直分量; f为牵连涡度;
吴国雄等(1999)、刘屹岷等(1999)提出, 假设不考虑摩擦耗散和倾斜涡度发展作用, 仅保留外热源加热, 则全型垂直涡度方程可以简化为以下形式(θz≠0):
| $ \begin{align} &\frac{\partial \zeta }{\partial t}=-\left(u\frac{\partial \zeta }{\partial x}+v\frac{\partial \zeta }{\partial y} \right)-\left(u\frac{\partial f}{\partial x}+v\frac{\partial f}{\partial y} \right)+\left(1-\kappa \right) \\ &\ \ \ \ \ \ \ \ \ \cdot \left(f+\zeta \right)\frac{\omega }{p}+\left(f+\zeta \right)\frac{Q}{\theta }+\frac{f+\zeta }{{{\theta }_{z}}}\frac{\partial Q}{\partial z} \\ &\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ -\frac{1}{{{\theta }_{z}}}\frac{\partial v}{\partial x}\frac{\partial Q}{\partial x}+\frac{1}{{{\theta }_{z}}}\frac{\partial u}{\partial y}\frac{\partial Q}{\partial y}\ \ \ \, \;\;, \end{align} $ | (3) |
式中: Q为非绝热加热率。
由公式(3)可以知道, 在非绝热加热垂直梯度为正的地方, 即:
区域平均的热力学方程可写为
| $ \frac{\partial \bar{S}}{\partial t}+\nabla \cdot \bar{S}\vec{V}+\frac{\partial \bar{S}\bar{\omega }}{\partial p}={{Q}_{R}}+L\left(\bar{c}-\bar{e} \right)-\frac{\partial \left(\overline{{S}'{\omega }'} \right)}{\partial p}\ \ \, \;\;, $ | (4) |
式中: S=cpT+gz是干静力能; cpT是焓; gz是位能。
大气中非绝热加热主要为辐射加热、感热加热和潜热释放三部分。视热源Q可表示为:
| $ \begin{array}{l} Q = \frac{{\partial \bar S}}{{\partial t}} + \nabla \cdot \bar S\vec V + \frac{{\partial \bar S\bar \omega }}{{\partial p}}\\ \;\;\;\; = {c_p}\left[ {\frac{{\partial \bar T}}{{\partial t}} + \vec V \cdot \nabla \bar T + {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_p}}}\bar \omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right]\;\;\;, \end{array} $ | (5) |
式中:右边第一、二、三项分别为视热源的局地变化(Q11)、平流输送(Q12)和垂直输送(Q13)。
由公式(4)可知视热源Q的物理意义:视热源由辐射加热、净的水汽凝结和小尺度涡旋感热垂直输送组成, 因此, 视热源能够反映大气中最主要的非绝热加热方式, 故本文采用视热源来表示大气中非绝热加热作用。
尺度分析表明(吴国雄等, 1999), 垂直非均匀加热的影响要比水平非均匀加热的影响大1~2个量级以上, 也比热源本身大1个量级以上, 因此, 本文着重分析非均匀加热的垂直非均匀性对涡旋的影响。
图 1给出了这次高原涡的实况与NCEP再分析资料得出的路径。由图 1看出, 两条东移路径在移出高原后路径变化比较一致, 说明NCEP再分析资料对此次高原涡活动过程的描写与实况吻合度较高, 因此, 利用NCEP再分析资料进行高原涡过程天气、诊断分析是可行的。
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图 1 2013年6月4-10日曲麻莱涡实况(实心圆)和NCEP再分析(实心方)路径 Fig. 1 The observation (solid circle) and NCEP reanalysis (solid square) of Qumalai Vortex from 4 to 10 June 2013 |
6月4日12:00高原涡在高原东部曲麻莱地区生成, 之后该曲麻莱涡东移, 5日06:00曲麻莱涡移出高原进入甘肃后继续东移, 中心强度逐渐增强, 8日00:00低涡即将在江苏东部入海, 06:00时低涡入海, 后转向东北偏东方向移动, 9日00:00低涡中心强度开始逐渐减弱, 于10日00:00移到朝鲜海峡, 之后继续减弱直至消失。并且, 在这次高原涡活动过程中, 有西南涡于5日06:00在四川东部生成, 18:00起沿长江东移, 8日00:00在入海前与曲麻莱涡重叠、入海, 48 h后在海上消亡。在两涡活动期间, 12:00起, 还有台风在130°E以东, 向东北移动(图 2)。
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图 2 NCEP再分析资料的曲麻莱涡(实心圆)、西南涡(实心方)、台风(空心圆)路径 Fig. 2 Reanalysis pathes of Qumalai Vortex(solid circle), Southwest Vortex(solid square) and typhoon(hollow circle) |
500 hPa位势高度、温度及风场(图略)显示, 曲麻莱涡是在西太平洋副热带高压偏南(副高脊线在15°N-20°N)的情况下随中纬度低槽而东移、入海; 入海之后, 低涡在北脊南涡情况下向东北偏东方向移动。在形成后的最初24 h里, 曲麻莱涡处在暖区内, 之后曲麻莱涡一直都有冷温度槽伴随。在入海前, 曲麻莱涡受低槽后部西北方的冷平流影响; 在其入海之后, 曲麻莱涡受高压脊底部东北方的冷平流影响。
200 hPa风场(图 3)显示, 曲麻莱涡在整个生命史中都受到200 hPa上急流和低槽的影响。形成时, 曲麻莱涡北方200 hPa上已有急流(风速≥30 m·s-1), 但急流强度还较弱。移出高原时, 急流区范围较之前稍有减小, 但强度增加, 而且, 曲麻莱涡已处于急流区内; 东移活动期间, 曲麻莱涡一直受急流控制, 被牵引着东移, 其间, 有大值位涡舌靠近曲麻莱涡上空; 曲麻莱涡入海前, 其上200 hPa急流断裂, 该断裂处逐渐演变成低槽, 曲麻莱涡也因为该低槽的加深而强烈发展, 达到生命中的鼎盛期。当曲麻莱涡逐渐位于该低槽的槽后部, 曲麻莱涡进入消亡阶段。
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图 3 曲麻莱涡活动过程中200 hPa急流(绿箭头), 位涡(黑色等值线, 单位: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1), 涡度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)和位势高度(红色等值线, 单位: gpm)分布 Fig. 3 The distribution of jet (green arrow), vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1), potential vorticity (black line, unit: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1) and potential height (red line, unit: gpm) at 200 hPa in Qumalai Vortex lifetimes |
位涡变化可引起垂直涡度变化(郑永骏等, 2013), 同时位涡可细致反映大气中冷空气的活动特征和作用(袁佳双等, 2001; 王建中等, 1996; 丁一汇等, 2007)。为了了解高空位涡与两涡在不同活动阶段的关系及作用, 对曲麻莱涡及西南涡在每个时间点通过涡中心的位涡垂直剖面进行了详细的分析, 一定程度展示了两涡在不同活动阶段涡度变化的原因以及两涡在相同活动阶段涡度变化原因的差异, 以期揭示高原低涡持续活动的机理。为描述方便, 下文中“大值位涡区”指位涡值≥2 PVU(1 PVU=1×10-6 m2·K·s-1·kg-1)的区域, “高位涡区”指位涡值≥4 PVU的区域, “大值涡度区”指涡度值≥10单位(单位: ×10-5 s-1)的区域, “强涡度区”指涡度值≥15单位的正涡度区, “5单位涡度柱”指涡度在5~10单位的涡度区, 同理, “10单位涡度柱”指涡度在10~15单位的涡度区。
4.1 生成阶段图 4是曲麻莱涡在高原上生成、活动阶段的位涡纬向垂直剖面, 剖面纬度为当时高原涡中心所在, 黑点为高原涡所在位置。从图 4中可以看出, 从曲麻莱涡生成的4日12:00至移出高原前的5日00:00, 200 hPa以上的位涡都不超过3 PVU, 大值位涡区范围虽然随时间逐渐扩大, 但一直集中分布在200 hPa以上, 2 PVU位涡等值线一直处于200 hPa高度以上, 高空大值位涡区内也没有正涡度生成。其间, 在经向剖面图上(图略), 曲麻莱涡北方高空大值位涡区内虽有正涡度在逐渐生成, 但直至曲麻莱涡离开高原6 h前(5日00:00), 高空大值位涡区的正涡度区(0单位 < 涡度 < 5单位)才与曲麻莱涡所在的正涡度区连通, 但对曲麻莱涡涡度并未明显增加。
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图 4 曲麻莱涡高原上活动时位涡(曲线, 单位: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1)和涡度(阴影区, 单位: ×10-5 s-1)纬向垂直剖面 Fig. 4 Cross-section of potential vorticity (curve, unit: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1) and vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1) along latitude during Qumalai Vortex in Qinghai-Tibetan Plateau |
上述高空大值位涡区与高原涡的位置关系分析表明, 离开高原前, 曲麻莱涡一直位于200 hPa上大值位涡区南方较远的地方, 高空大值位涡对曲麻莱涡的生成及在高原活动影响甚少。
4.2 东移阶段5日06:00, 曲麻莱涡移出高原, 此时曲麻莱涡完全置于200 hPa急流控制之下[图 3(b)], 被急流牵引着东移。由公式(2)知道, 由于急流区风场容易存在梯度, 因此急流区极易滋生位涡。在曲麻莱涡东移过程中, 200 hPa急流区内一直有一个大值位涡舌或强或弱地从北方或东北方伸向曲麻莱涡[图 3(b)], 使曲麻莱涡一直在大值位涡区附近活动。在300 hPa(图略)上, 这个200 hPa位涡舌对应着一个浅槽, 但槽内能量较高, 位涡值超过4 PVU, 涡度超过15单位, 且随时间不断加强, 正是该浅槽成为了高原涡发展的动力源泉。
从图 5中可以看出, 纬向剖面图上, 曲麻莱涡附近高空不仅有高位涡区, 而且曲麻莱涡上空的大值位涡区呈向下伸展趋势, 2 PVU等值线下伸至300 hPa附近, 同时在250 hPa高度处有大值正涡度区生成, 但尚未与其下面的曲麻莱涡连通。5日18:00, 曲麻莱涡上空的大值位涡区已降至300 hPa, 2 PVU位涡等值线扩展至350 hPa附近, 从高空大值涡度区向下伸展出一个5单位涡度舌, 穿过曲麻莱涡一直抵达700 hPa高度, 曲麻莱涡的位势高度较6 h前下降了2 dagpm。此后, 曲麻莱涡一直处于从高空大值涡度区下伸的涡度舌中。
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图 5 曲麻莱涡在大陆上空活动时位涡(等值线, 单位: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1)和涡度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)纬向垂直剖面 Fig. 5 Cross-section of potential vorticity (isoline, unit: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1) and vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1) along latitude during Qumalai Vortex moving eastward on the land |
上述分析表明, 高空大值位涡下传、大值正涡度区向下伸展进曲麻莱涡区, 维持了曲麻莱涡的正涡度, 是曲麻莱涡移出高原后在大陆持续活动、发展的重要原因, 这与丁一汇等(2007)得出的高位涡中心越向南发展, 对应的低涡系统发展也越强的认识相似。
4.3 入海阶段7日06:00, 曲麻莱涡已东移至江苏境内, 即将入海, 西南涡抵达安徽东南部, 两涡相距约1个经/纬距。此时, 200 hPa急流东亚部分北部北抬, 南部则在山东、黄海上空断裂, 此后, 300 hPa上的浅槽向上发展, 在200 hPa急流断裂处形成一个低槽, 低槽缓慢东移的同时, 槽内位涡和涡度迅速增加, 且有大值位涡区和大值涡度区发展并向南伸展[图 3(e)], 最强时, 3 PVU位涡线抵达27°N附近, 低槽内涡度超过10单位。在此期间, 曲麻莱涡和西南涡随着低槽缓慢东移, 7日18:00至8日12:00, 在200 hPa大值位涡区南伸、接近曲麻莱涡上空的同时, 两涡正经历着相遇、重叠又分离的过程[图 3(d)], 8日18:00之后, 曲麻莱涡逐步远离西南涡, 曲麻莱涡则开始置身于低槽内的大值位涡区下方[图 3(e)], 9日18:00, 曲麻莱涡完全退出低槽的大值位涡区, 位于低槽槽后下方[图 3(f)]。
垂直方向上, 由于200 hPa急流断裂, 低槽还未形成, 这期间的曲麻莱涡主要是从300 hPa的低槽处获得大值位涡区和大值涡度的支持, 同时, 由于西南涡的靠近, 从下方为曲麻莱涡提供了一定的发展能源[图 6(a)]。但随着200 hPa上曲麻莱涡北方的大值位涡区南伸, 曲麻莱涡上空又逐渐恢复大值位涡区和大值涡度区, 8日00:00-06:00, 两涡重叠[图 6(b)], 大值涡度舌下伸穿过曲麻莱涡区, 与从西南涡涡区向上伸展的大值涡度舌连通, 形成了一个从地面贯穿至300 hPa的大值涡度柱, 曲麻莱涡位于强涡度(涡度值≥15单位)柱内, 达到其生命史中最鼎盛时期。之后, 随着西南涡的离去, 高空大值涡度舌向上回缩, 曲麻莱涡强度有所减弱, 但这时曲麻莱涡已逐步进入高空低槽下方[图 3(e)], 有高空大值位涡和大值涡度下传, 曲麻莱涡仍保持着低涡形式在海上活动[图 6(c)]。
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图 6 曲麻莱涡入海阶段位涡(等值线, 单位: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1)和涡度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)纬向垂直剖面 Fig. 6 Cross-section of potential vorticity (isoline, unit: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1) and vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1) along latitude during two Vortexes meeting in the sea |
上述分析显示, 曲麻莱涡入海阶段主要受高空浅槽的影响, 尤其是300 hPa低槽内的高位涡和强涡度, 为曲麻莱涡提供了强大的动力, 加之西南涡从低空的支持, 使得曲麻莱涡达到鼎盛。
4.4 消亡阶段9日00:00以后, 曲麻莱涡移速明显减慢, 基本保持在朝鲜半岛南部海面徘徊, 因而逐渐脱离高空低槽, 10日00:00, 曲麻莱涡已经处于低槽后部[图 3(f)], 至此, 曲麻莱涡进入消亡阶段。
在垂直剖面上, 高空大值位涡区和大值涡度区逐渐从曲麻莱涡正上方向东方偏离, 10日00:00, 曲麻莱涡位势高度增加了2 dagpm, 06:00, 受台风的影响, 曲麻莱涡上空的强涡度区内再次有大值涡度舌下伸进涡区, 但随着台风与曲麻莱涡的远离, 曲麻莱涡上空的高位涡区和强涡度区再次减小, 11日00:00, 曲麻莱涡正上方已没有高位涡区和强涡度区存在, 此时, 曲麻莱涡衰减为低槽。
4.5 西南涡位涡分析对伴行西南涡各阶段位涡垂直剖面图分析显示, 5日06:00西南涡生成时, 高空没有大值位涡和大值涡度, 但在其北方高空300 hPa高度处, 有大值位涡区正逐渐向西南涡上空伸展, 从12:00([图 7(a)], 106°E)开始, 西南涡处在一条与高空大值位涡区连通的5单位的涡度柱中。
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图 7 西南涡各活动阶段位涡(等值线, 单位: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1)和涡度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)沿西南涡中心当时所在经度的垂直剖面 Fig. 7 Cross-section ofpotential vorticity (isoline, unit: ×10-6 m2·K·s-1·kg-1) and vorticity (the shaded, unit: ×10-5 s-1) along longitude for Southwest Vortex in different phases |
6日06:00, 西南涡东移速度加快, 此时西南涡正上方仍没有大值位涡, 1. 5 PVU位涡等值线维持在200 hPa高度以上, 但其北方上空的大值位涡区正逐渐向南伸展。此期间, 西南涡与高空相连的5单位涡度柱已经断裂, 仅有正涡度区与高空连接, 这表明, 西南涡从高空获得的能量有所减弱。然而, 6日12:00至7日06:00期间, 西南涡出现了强烈发展, 一个5单位涡度柱从对流层底层扩展至400 hPa左右, 而6日12:00、7日00:00、7日06:00 3个时次都有强涡度柱自下而上伸展进西南涡, 7日00:00[图 7(b)]强涡度柱更是穿过西南涡直达500 hPa, 使西南涡达到鼎盛。
入海阶段, 随着与曲麻莱涡靠近, 西南涡上高空出现大值位涡区和大值涡度区, 而在西南涡下方, 一个10单位涡度柱也正从地面向上伸展, 7日18:00已伸展至200 hPa, 与高空强涡度区连通, 同时, 一个强涡度柱再次从西南涡下方向上伸展, 于7日12:00抵达西南涡, 并一直维持至8日00:00[图 7(c)], 西南涡再次强烈发展, 但此次西南涡强盛程度不及入海前那次。
之后, 西南涡与曲麻莱涡逐渐并逐步置身于高空槽后部, 西南涡强度开始衰减。8日06:00, 强涡度柱向下退缩到800 hPa, 18:00, 10单位涡度柱断裂, 9日18:00[图 7(d)], 与高空相连的涡度柱断裂, 西南涡步入衰减、消亡阶段。
上述分析表明, 高空大值位涡及其大值涡度在西南涡形成初期有一定程度的影响; 东移过程中, 即使没有高空大值位涡下传, 西南涡也能强烈发展, 达到鼎盛; 与曲麻莱涡相遇, 使西南涡获得了来自高空的支持, 西南涡再次强盛发展。
通过对高原涡、西南涡不同活动阶段与高空大值位涡和大值涡度的关系的分析显示, 高原涡除生成阶段与高空大值位涡关系微弱外, 其余阶段关系都密切相关, 某种程度上, 高空是否有大值位涡下传, 决定了高原涡的生命史, 而来自下方西南涡的支持, 更有利于高原涡达到了鼎盛。西南涡对高空大值位涡的依赖程度远不及高原涡, 即使没有高空大值位涡的下传, 西南涡也可以强烈发展。
5 非绝热加热分析非绝热加热对低涡形成、发展有重要作用(罗四维, 1992)。为分析这次曲麻莱涡活动中非绝热加热的作用, 计算了涡区平均的视热源垂直廓线。涡区平均指在以涡中心为原点、高原涡采用3个经/纬距为半径、西南涡采用2个经/纬距为半径的范围内求取视热源平均值。通过对曲麻莱涡和西南涡不同活动阶段的涡区平均视热源垂直廓线的分析, 以期了解非绝热加热在两涡各活动阶段的作用。下文中“视热源总量”表示公式(5)左边项, 即局地变化、平流变化和垂直输送之和。
5.1 生成阶段曲麻莱涡涡区平均视热源垂直廓线(图 8)显示, 在高原涡完全形成前12 h(4日00:00)至形成后6 h(4日18:00), 视热源总量在高原地面(600 hPa)最大(0. 26 K·s-1), 其上随高度迅速减少, 在400 hPa达到最小值, 再之上, 视热源随高度有小幅增加。值得注意的是, 图中局地变化曲线与视热源总量曲线随高度变化高度一致, 这表明, 在4日00:00, 涡区内视热源主要由局地变化项贡献。
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图 8 2013年6月4日曲麻莱涡形成阶段涡区平均视热源垂直廓线 Fig. 8 Profile of area-averaged apparent heat source while Qumalai Vortex generating on 4 June 2013 |
4日06:00[图 8(b)], 准涡区视热源垂直廓线形态发生了两点显著变化:一是视热源总量不仅最大值增加, 且最大值出现高度上升, 从之前的0. 04 (°)·K·s-1(600 hPa)增加(上升)到1. 9 (°)·K·s-1(300 hPa); 另一点值得注意的变化在于, 此时代表视热源垂直输送的曲线与总量曲线更为接近, 这表明, 涡区内已经出现了热量的垂直输送, 正在改变涡区内非绝热加热的垂直分布形态。至高原涡正式形成的4日12:00[图 8(c)], 这两点特征尤为突出, 涡区视热源随高度迅速增加, 300 hPa上的视热源总量值达到0. 22 K·s-1, 垂直输送廓线的形态与视热源总量廓线形态一致。
如前所述, 这种“右凸”型非绝热加热垂直廓线有利于最“凸”点以下高度的涡度增长, 曲线斜率越大, 越有利于涡度增加。因此, 可以认为, 高原涡涡区内非绝热加热的垂直分布不均匀对高原涡的形成起到了至关重要的作用。高原涡形成之后的4日18:00[图 8(d)], 涡区视热源最大值减小, 出现高度也降至400 hPa。
5.2 东移阶段5日06:00高原涡离开高原, 至7日00:00与西南涡相遇之前, 只有5日06:00至6日00:00这24 h内, 曲麻莱涡涡区内视热源垂直廓线呈非常弱的“右凸”形态(图略), 其表现为视热源值随高度增加幅度小, 且凸点在400 hPa甚至以下, “右凸”点距500 hPa近, 而其余时次, 视热源垂直廓线的斜率几乎为零甚至为负, 因此, 曲麻莱涡东移阶段, 非绝热加热对曲麻莱涡的涡度增加作用微乎其微。
5.3 入海阶段7日06:00, 两涡在入海前相遇, 之后经历入海、重叠、再分离, 曲麻莱涡在此过程中强度达到鼎盛, 但此期间曲麻莱涡涡区内的视热源垂直廓线的斜率几乎都为零甚至负, 显然, 非绝热加热对曲麻莱涡的强盛几乎没有贡献。
5.4 消亡阶段9日00:00以后, 曲麻莱涡逐渐脱离高空低槽, 位于槽后下方, 曲麻莱涡强度进入衰减通道, 而涡区内视热源垂直廓线除06:00呈现弱的“右凸”型外, 其余时间的视热源垂直廓线斜率都为零或负。
上述分析表明, 非绝热加热对曲麻莱涡的形成有非常重要的作用, 但在随后的东移、入海、消亡过程中, 非绝热加热对高原涡涡度变化的贡献有限, 不是曲麻莱涡活动、发展的主要贡献者。
5.5 西南涡非绝热加热分析西南涡涡区视热源垂直廓线分析表明, 西南涡的形成与高原涡类似, 也得益于热量被垂直向上输送、形成了有利于涡度增加的“右凸”型垂直廓线。
如前所述, 西南涡东移期间并没有从高空得到大值位涡的支持, 但6日12:00至7日06:00西南涡却强盛发展。视热源垂直廓线(图 9)显示, 这期间除6日18:00“右凸”较弱外, 其余几个时次的“右凸”特征都非常显著, 右凸点在500 hPa上下, 非常利于西南涡涡度增长, 右凸最显著的7日00:00, 视热源廓线从地面的0 (°)·K·s-1向上迅速增加至400 hPa的5. 0(°)·K·s-1, 从700~400 hPa, 视热源增加了2. 7(°)·K·s-1, 表明, 这期间西南涡的强烈发展, 非绝热加热作用功不可没。
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图 9 2013年6月6日00:00至7日06:00西南涡东移阶段涡区平均视热源垂直廓线 Fig. 9 Profile of area-averaged apparent heat source while Southwest Vortex moving eastward from 00:00 on 6 to 06:00 on 7 June 2013 |
入海阶段, 西南涡下方的视热源垂直廓线出现了显著的“右凸”型, 但凸点在西南涡下方, 最高时只到达850 hPa(8日00:00), 随后, 凸点降至900 hPa, 而西南涡之上的视热源垂直廓线呈弱的“右凸”型, 右凸程度远不及东移阶段。因此, 海上虽然有很强的非绝热加热, 但高度或强度不够, 对西南涡发展的贡献力度有限。
10日00:00以后, 视热源总量和各分量曲线都近似垂直分布, 并集中在0值附近, 西南涡涡度迅速减小, 于18:00后消亡。
上述分析表明, 非绝热加热对西南涡的生成、发展都有重要作用, 即使没有高空大值位涡、大值涡度支持, 仅以非绝热加热也能够使西南涡强盛发展。
对曲麻莱涡和西南涡涡区视热源垂直廓线分析表明, 非绝热加热在曲麻莱涡的形成过程中起到了不可或缺的重要作用, 其中, 垂直输送将高原地面的热量向上输送, 形成了有利于500 hPa高度涡度增长的“右凸”型非绝热加热的垂直廓线, 曲麻莱涡最终形成; 离开高原后, 非绝热加热对曲麻莱涡的影响甚微, 不仅“右凸”型垂直廓线不多, 而且“右凸”程度都较弱。但对西南涡而言, 非绝热加热不仅是西南涡形成的重要因素, 而且仅依赖非绝热加热, 西南涡也可以强烈发展, 达到鼎盛。
6 结论对一例出海高原涡、西南涡的位涡、视热源分析, 得到如下几点结论:
(1) 曲麻莱涡是在副高偏南、随中纬度低槽东移而东移入海的。曲麻莱涡形成初期位于暖区内, 之后都伴有冷温度槽。在曲麻莱涡移出高原后东移活动过程中, 高空200 hPa、300 hPa上的急流及其位置、强度变化对曲麻莱涡的移动、发展都至关重要, 决定着曲麻莱涡的生死存亡。
(2) 曲麻莱涡和西南涡的形成都主要源自非绝热加热, 且主要是因为热量被垂直向上输送, 形成了有利于涡度增长的“右凸”型非绝热加热的垂直廓线。
(3) 在东移过程中, 曲麻莱涡一直处在从高空高位涡区和强涡度区下伸的涡度舌中, 不断从高空获得能量, 非绝热加热不再是主导因素; 而西南涡即使没有高空大值位涡的支持, 仍然由于非绝热加热的作用而强盛发展。
(4) 入海阶段, 两涡相遇、重叠, 都强烈发展, 其中曲麻莱涡主要是从高空获得强大能量的同时, 也从西南涡得到了动力支持, 而西南涡的强盛则是因为非绝热加热和高空能量支持共同作用的结果。但因此次非绝热加热作用力度不足, 西南涡的这次强盛程度不及前一次。
(5) 曲麻莱涡一旦失去高空大值位涡和大值涡度的支持, 迅速衰减、消亡, 而西南涡快速衰减、消亡的原因则是因为同时失去了高空能量的支援和非绝热加热的贡献。
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