高原季风强弱对高原涡的影响

郑 蓓，范广洲，吴战平，白 慧

(1.贵州省山地环境气候研究所,贵州 贵阳 550002；2.贵州省山地气候与资源重点实验室,贵州 贵阳 550002；3.成都信息工程大学大气科学学院，四川 成都 610225)

0 引言

青藏高原影响我国乃至整个东亚地区的气候变化，龙园等[1]指出我国西南地区的春季降水对青藏高原的热力作用有一定的响应，高原上的天气系统对我国气候也会产生影响，马端良等[2]指出长江中下游夏季降水异常与南亚高压有关。除此之外，高原季风与高原涡也为众多气象学者关心。高原季风是由于热力差异而形成的，反映在600 hPa高度距平图上表现最为明显[3-5]。汤懋苍等[6]发现在美国西部高原也存在与青藏高原相仿的高原季风现象。1984年，汤懋苍等[7]利用600 hPa逐月高度距平差值场定义了传统高原季风指数PMI。华维等[8]发现传统高原季风指数在1958—2010年这一长段时间的趋势是呈增长的状态。陈悦等[9]采用小波功率谱分析等方法研究了高原季风的季节内振荡特征，表明高原夏季风的季节内振荡在环流和大气热源上主要表现为东传的特征。

高原涡是一种主要活动在500 hPa等压面上的产生于青藏高原主体边界层，水平尺度400～500 km的α中尺度低压涡旋[10]。罗四维等[11-12]从能量转化的角度指出：高原涡生消的原因主要是看低涡能量区里能量的转换。李国平等[13-14]通过建立物理模型，指出地面感热是否利于高原涡发展，与两者之间中心位置的配置相关。

高原季风与高原涡不是独立的系统，夏季高原不同尺度的天气系统之间既互相维持，又互相制约。目前，高原季风与东亚季风、南亚季风、华西秋雨和南亚高压[15-18]之间的相互作用得到了广泛的关注。但高原季风与高原涡之间关系以及相互作用的研究相对较少，作为两个独特的高原天气系统，从气候学角度出发，研究高原季风对高原涡的影响，能进一步加深高原涡的影响机制、发展机制的认知。

1 资料与方法

采用1988—2017年的ERA-interim逐日再分析资料和月平均再分析资料，分辨率为1°×1°。主要研究范围为整个高原主体。高原涡数据集来自于林志强[19]提供的《青藏高原低涡客观识别数据集》，该数据集为ERA-interim再分析资料，分辨率为1°×1°，时间分辨率为6 h。本文所用的高原季风指数是周懿[20]等利用散度特征来表征的指数：Div_PMI。

2 环流场特征

2.1 高原近地层环流场特征分析

从图1可以看出：4月(图1a)高原北侧有较为平直的环流特征线，在整个4月，位势梯度由南向北有一个明确的增加方向，而高度场梯度则与之相反。弱槽出现在高原的西北部，并随着时间向东南方向移动，受柴达木盆地的热力作用，空气加热辐合上升低槽也随着移动加深。高原东北侧有弱高压脊出现，并随着时间向东移动。5月(图1b)，由于地面热效应的加强，在近地层中，从地面上升的气流辐合增强，这种气流传动输送了地面的热量，并使之源源不断的运往高空，闭合低压在高原中部形成，并向西北方向移动。温度场的分布由南向北递减，在中部形成高温中心。6—7月(图1c、图1d)由于地面热力作用加强，闭合中心强度增强，低压槽加深，继续向西北方向移动。高温中心加强，且范围变广，几乎整个高原受地面热力作用的加强，高温中心影响范围扩大。8—9月(图1e、图1f)高原地区的地面热力作用减弱，上升气流减缓，闭合中心的移动也变缓慢，高温中心温度降低且影响范围变窄，周围温度也渐渐降低，高原地区又重新属于较为平直的等高线的控制之下。

图1 1988—2017年4—10月青藏高原600 hPa形势场(等值线为高度场，单位：gpm；填色为温度场，单位：℃；矢量为风场，单位：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 散度场特征

在近地层，风场在高原主体和高原东侧呈逆时针旋转。在低层(图2a)，6月风在高原主体有较为明显的切变，7月和8月的风切变减弱。在高层200 hPa(图3)，风场在高原主体是反气旋式环流，与低层辐合上升相对应。6月高原主体风切变方向与低层相反，其强度随季节的变化相同。在近地层，正散度带萦绕在高原主体区域周围，而在高原主体，有一显著的负值中心。表明在近地层，风从四周吹向高原主体，在200 hPa高层，高原主体为一正值中心，情况与高原低层相反。

图2 1987—2017年6月(a)、7月(b)、8月(c)及夏季(d)600 hPa散度场与风场(矢量箭头为风场、单位：m/s，填色图为散度场，单位：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)

图3 1987—2017年6月(a)、7月(b)、8月(c)及夏季(d)200 hPa散度场与风场(矢量箭头为风场、单位：m/s，填色图为散度场，单位：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 高原季风强弱对高原涡的影响

3.1 高原季风与高原涡的相关分析

在夏季，高原季风强度最大，各项特征也最为明显。由图4a可以看出：在高原中部、东部散度场与高原涡频数呈显著的负相关，东北部和西部大部分区域呈正相关；由于高原季风指数越小，季风越强。除了高原东北部和西部地区，在高原主体，高原季风强度与高原涡生成频数呈正比。图4b是1988—2017年夏季高原季风指数的标准化距平。当高原季风指数的标准化距平大于1时，则选为高原季风强年；小于-1，则选为弱年。一共选取5个偏强年：1988、1991、1993、1998、2010年；7个偏弱年：1994、1997、2001、2002、2003、2013、2015年。

图4 青藏高原600 hPa散度场与高原低涡频数相关系数图(阴影表示通过90%信度检验，黑色方框为高原季风主要区域)及夏季高原季风指数的标准化距平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 高原季风强弱对高原涡的影响

3.2.1 生成频数对比 黄楚惠等[21]将高原涡初生位置划分为西、中、东部(87°E以西、87～93°E、93°E以东)；若高原涡源地在101～103°E，则规定移至110°E为东移高原涡。由图5可以看出：大部分高原涡生成在高原中西部，而高原季风强弱年高原涡生成频数在中西部差异不大，在高原东部差异较大，强年比弱年年平均多生成2.7个。大部分高原涡都未移动。高原季风强年高原涡东移的个数比弱年年平均多4个。高原季风强年的高原涡东移的现象更为明显。

图5 高原季风强、弱年平均生成个数及生成区域分布、未移出高原及东移出高原个数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

高原涡高发带在30～36°N，80～93°E。高原涡在逐渐消亡的过程中，部分生命周期较短的高原涡，移动到高原中东部消亡，而一小部分生命周期较长的高原涡，则东移出高原。由图6b可以看出，高原涡大都生成于高原西部，并逐渐东移消失。

图6 高原涡生成源地(a)及消失位置(b)分布图(蓝色圆点代表弱年，红色圆点代表强年)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 面积、冷暖性质、强度对比 由图7可以看出：在初始阶段，季风强年年平均强度为8.25 gpm，弱年年平均强度为7.42 gpm。随着高原涡的发展，季风强弱对高原涡强度的影响逐渐减弱；在初始阶段，强年年平均暖心温度为0.82 ℃，弱年为0.79 ℃，高原季风强弱年高原涡的暖心温度之间的差异较小。季风强年更有利于暖性涡的生成。高原涡的面积在初始时期和整个生命史，两者差距都不太明显。

图7 高原涡强度(左列：初生阶段，右列：高原涡整个生命史，单位：gpm)、暖心强度(同上，单位：℃)及面积(同上，单位：10 000 km2)柱状图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)

图8a、8b：在初生时期，强年和弱年都有超过50%高原涡面积小于20×104km2，其中强年占整个高原涡的61%，弱年占56%。初生面积在20×104～60×104km2的高原涡数量较少。高原季风强弱对高原涡初生面积影响较小，高原涡初生面积变化也对高原季风强弱不敏感。

高原涡初始时刻暖心温度的选取：若第1个时次为0，则选取下1个时次的温度作为初始时刻的温度，以此类推。由图8c、8d：初生的大部分是暖性高原涡且大都位于0～1 ℃，冷性高原涡大都位于-1～0 ℃。高原季风强年，暖心温度大于2 ℃的高原涡比例达到整个强年总数的22%；弱年，暖心温度大于2 ℃的高原涡比例只有15%。暖性温度偏高的高原涡数量较多，且强年的高暖性温度高原涡分布在中部，弱年大多分布在西部。均出现了极强冷心(-2 ℃)的高原涡。

图8e、8f：大部分高原涡初生强度都小于5 gpm，其中强年占48%，弱年占50%，且这类高原涡的源地都在高原东部，强度较大的高原涡分布在高原中西部。高原季风强年的大强度(>15 gpm)高原涡的比例(14%)略高于弱年(12%)。

图8 高原涡初生时期面积(a、b，单位：10 000 km2)、冷暖性质(c，d，单位：℃)及强度(e，f，单位：gpm)分布图(高原季风强年：a，c，e；高原季风弱年：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 持续时间对比 高原涡的生命周期一般为1～3 d，将初生到消亡整个过程持续时间大于等于60 h的高原涡定义为长生命史高原涡[22]。由图9可以看出：高原季风强年平均每年生成16.2个长生命史高原涡，弱年生成19.8个。在高原季风弱年，长生命史高原涡在各个持续时次的个数比高原季风强年偏多。

图9 高原涡持续时次(a：高原季风强年，b：高原季风弱年，单位：6 h/时次)Fig.9 Duration of Plateau Vortex (a:Plateau Monsoon Strong Year,b:Plateau Monsoon Weak Year,Unit:6 h/hour)

高原季风强年的长生命史高原涡，大都分布在高原西部，在高原东部也有持续时次大于19个时次的高原涡分布；弱年长生命史高原涡在初生阶段，更加紧凑的分布在高原中西部，而分布在高原东部的长生命史高原涡也较为分散，个数也较少。无论是强年还是弱年，生命史越长的高原涡越趋向于往高原西部靠拢。

3.3 温度场和水汽场

由图10a可以看出：在高原季风弱年，绝大部分高原地区的潜热大于强年。高原东侧的强潜热区，利于高原涡在整个过程中的东移，使高原季风强弱年高原涡之间强度在发展东移的过程中缩小。由图10b可以看出：高原中西部位于明显的正值区，高原东部地区为明显负值区，表明：高原季风强年的感热大于高原季风弱年。且由于在季风强年高原中西部的感热强，强度较大的高原涡大都初生在高原中西部，高原涡的强度在初生时较强。

图10 高原季风强弱年地面潜热(a)及感热(b)差值分布图(单位：W/m2)(阴影区域代表通过90%的信度检验)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.)

由高原季风强年500 hPa温度平流及高度场图(图略)可以看出：6月，高原西部有强且范围较广的冷平流带，中东部有大范围的暖平流；7月，高原西部的冷平流区域的强度和范围变小，高原北部冷平流的区域和强度也逐渐减小，高原中东部大片地区被暖平流控制；8月，暖平流控制区域逐渐扩大，冷平流萎缩到西部地区为一个弱冷平流带。整个夏季，高原西部和北部被冷平流控制，中东部被暖平流控制，随着季节变化，冷平流减弱，暖平流增强。

由高原季风弱年500 hPa温度平流及高度场图(图略)可知：6月，高原西部有很明显的大部分冷平流，中东部则有明显的暖平流带，南北的温度梯度也较大；7月，高原西部明显的强冷平流带渐渐变为弱冷平流带，位于高原东部的暖平流带断裂，只有高原中部区域有少许暖平流，大部分高原地区在7月都处在冷平流之下；8月，中部的暖平流区域扩大，高原中东部以及部分高原西部地区为暖平流区域，高原北部区域的强冷平流范围和强度逐渐变小。在整个夏季，南北之间的温度梯度逐渐变小。

郁淑华等[23]指出，强烈的冷平流有利于高原涡的生成和发展。大部分高原涡生成于高原西部，不论高原季风强年弱年，高原西部总在冷平流的控制下。高原季风强年的冷平流的强度比弱年强，但冷平流所控制的范围，弱年大于强年，所以，弱年的高原涡的持续时次比强年要多，而在源地生成的高原涡个数，强年大于弱年。

图11 高原季风强年(a)及弱年(b)500 hPa水汽通量矢量(单位：g·cm-2·hPa-1·s-1)及水汽通量散度(单位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1)与30 a平均值(1988—2017年)的差值场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)

在高原季风强年，水汽输送较30 a平均水汽场偏强，水汽辐合大值区在高原中部，其产生的凝结潜热有利于高原涡在中部发展。而在弱年，水汽输送较30 a的平均水汽场偏弱，水汽辐合明显减弱，水汽条件变差，只在高原的边界有水汽辐合大值区，不利于高原涡在高原主体的发展。

4 结论

本文采用林志强的《青藏高原低涡客观识别数据集》，将高原季风强弱年的高原涡的各项要素进行对比分析，了解其影响机制，主要结论如下：

①在低层，高原上有明显的热低压中心，高原夏季风由四周吹向主体；在高层的主体地区有明显的正散度中心，高原夏季风由高原主体吹向四周。

②高原季风强度与高原涡生成频数、东移个数、高原东部高原涡的生成频数呈正比，与高原涡长生命史呈反比。强年的环流形势场与动力场有利于维持强烈的辐合上升气流，而充沛的水汽源源不断往高原中部输送，有利于高原涡的生成。

③在初始阶段，高原涡强度对季风强弱感知比较敏感，高原东侧的强潜热区利于高原涡东移。且由于在季风强年高原中西部的感热强，强度较大的高原涡大都初生在高原中西部，高原涡的强度在初生时较强。