凝结潜热在高原涡东移发展不同阶段作用的初步研究

董元昌，李国平

（成都信息工程学院大气科学学院，四川成都610225）

0 引言

青藏高原低涡（以下简称高原涡）是夏季青藏高原（以下简称高原）地区出现的主要的天气系统。大部分高原涡在高原上产生和消失，小部分则可以移出高原。高原涡是高原主要的降水系统，若其移出高原则会对高原周边和下游地区的降水产生重大影响，常常引发高原以东地区的暴雨、强对流等灾害性天气。20世纪60年代以来，中国气象工作者对高原涡作了长期研究，对高原涡的形成、发展、路径和生命史等性质有了一定的认识。影响高原涡生成发展的因素分为动力作用和热力作用。在热力作用中水汽扮演了十分重要的角色。一方面高原涡的影响主要表现为降水，另一方面水汽蒸发和凝结潜热的释放又对高原涡的发生发展起重要作用，因此加强水汽及其加热对高原涡作用的研究，对更深刻地认识高原涡具有重要意义。

潜热加热对涡旋系统的维持作用前人已做出许多方面的探索。丁治英等[1]在研究台风耗散及维持过程中指出：在无外接系统配合时，潜热释放是台风维持的主要原因，同时也指出水汽的量会对潜热加热作用有重要影响。钱正安等[2]指出潜热加热作用使得空气柱的气温升高，造成高层升压、低层降压，有加强气旋性环流的作用，但从潜热加热到其他场的变化有不同程度的时间滞后性。张晓芳等[3]在研究梅雨锋暴雨过程中发现潜热加热存在正反馈机制，即潜热加强了垂直运动，使大气高层辐散、低层辐合，而这种高低层散度场的配置又加强了垂直运动，使得低层水汽上升继续释放潜热。赵平等[4]在研究西南涡时发现潜热加热在垂直方向上的不同分布会影响低涡的发展，低层的加热往往有利于西南涡的发展，高层加热则对发展不利。臧增亮等[5]研究表明如果没有潜热的释放，水汽对背风波的影响十分有限。潜热的释放会破坏原先大气的层结分布，造成特定区域强烈的垂直运动。对于高原涡而言，垂直运动是维持涡区上层辐散、下层辐合的关键。高原的热力作用是青藏高原影响天气、气候的主要因子之一。吴国雄等[6]论证了高原加热的气候影响。赵瑞星[7]研究表明水汽的移动加热特性是天气系统上游效应的重要因素。Shen et al.[8]提出感热和潜热在高原涡发生发展过程中所起作用不同。认为由于失去了潜热加热的作用，高原涡在移出高原之后减弱消失。Bin Wang等[9－11]通过数值模拟的方法揭示了潜热释放是雨季高原背风涡发生发展的重要影响因素。郁淑华[12]指出高原涡的形成与印度洋、阿拉伯海等地区输送水汽的流场维持有关。水汽涡旋的位置对高原涡的移动有重要指示作用。郁淑华等[13]发现水汽对高原涡形成与发展的影响存在个例差异，并指出差异的原因主要与水汽在输送过程中是否发生相变释放潜热有关。宋雯雯等[14]的数值模拟认为土壤蒸发潜热对高原涡的作用不太明显，大气凝结潜热对高原涡的生成不起决定性作用，但对高原涡的维持和结构演变有关键影响。徐裕华和濮梅娟[15]的数值研究同样证实了潜热加热对高原涡发展的重要作用。文中以2005年5月1～3日（以下简称“5.01”过程）和2005年6月23～28日（简称“6.23”过程）两次高原涡为个例，进行大气加热的诊断计算，主要分析了凝结潜热加热对高原涡发展东移的影响，并初步探讨了潜热加热影响高原涡生命史的可能机制。

1 资料及计算方法

运用美国NCEP1°×1°每日4次的再分析资料以及中国气象科学数据共享服务网提供的中国地面降水日值0.5°×0.5°格点数据集（V2.0），并参考了成都高原气象研究所《青藏高原低涡切变线年鉴（2005）》[16]中高原涡的中心位置。经过验证NCEP资料分析出的500hPa高原涡的位置及强度与年鉴统计的高原涡位置和强度十分接近（图略）。

视热源Q1代表单位时间单位质量空气由于感热加热引起的增温率，视水汽汇Q2代表单位时间单位质量水汽凝结释放的热量引起的大气增温率，计算公式分别为：

式中下标t，h和ω分别代表时间变化项，平流项和垂直输送项，其它皆为气象常用物理量符号。

2 2005年高原涡概况及大尺度水汽、风场

2.1 全年高原涡概况

2005年共发生47次高原涡过程（图1），多数发生在高原东部。除2月、11月、12月其余月份均有高原涡发生。其中4月、6月、7月高原涡发生次数最多，分别为8次、10次、8次。5月上半月、6月下半月、7月下半月是高原涡的多发时段，5月、6月移出高原的高原涡最多，占全年移出量的67%。全部高原涡均出现降水过程，文中选取该年5月1～4日（以下简称“5.01”过程）和6月23～28日（以下简称“6.23”过程）两个东移高原涡个例分别出现在高原涡移出频次最高的两个月，“5.01”高原涡过程降水持续影响中国中西部十余省份，降水持续时间2～4日。其中四川、安徽等地出现了大片25mm以上的降水区域，极值雨量出现在四川蓬溪（170.9mm）。相比之下“6.23”高原涡过程降水影响区域更广（20省份，甚至影响到了东北地区），降水持续时间更长（2～6日），累计降水量更大（辽宁、吉林等多地出现大片降水量超过50mm的区域），极值区域在四川蓬溪（181.6mm）。

图1 2005年4～10月高原涡发生频次分布图

3.2 两次高原涡个例的发展过程

“5.01”过程的高原涡生成于（90.7°E；32.3°N），消亡于（108°E；34°N），2005年5月1日12时（UTC，下同）在500hPa高度上出现，初生阶段550～450hPa高度上流场特征明显。5月2日18时东移到100°E附近（开始下坡），下坡过程中高原涡的垂直厚度增加。5月3日12时垂直厚度又一次突然增厚，5月4日00时迅速减弱、消亡，历时66小时。“6.23”过程的高原涡生成于（96°E；33°N），消亡于（125°E；43°N），2005年6月23日00时在500hPa上出现，6月23日12时东移到100°E附近（开始下坡），6月26日18时移动到（115°E；41°N）附近（完全移出高原），下坡过程中和下坡后，高原涡的垂直厚度增厚且维持，6月28日12时消亡，历时132小时（文中只讨论其前90小时发展过程）。

图2 两次高原涡垂直厚度的时间－高度剖面图

两次高原涡过程（图2）按照东移的位置可以分为下坡前、下坡中、下坡后3个阶段。初生阶段主要在近地面气层中，厚度大约100hPa；在东移过程中，在没有下坡之前，高原涡厚度变小，一直呈现比较浅薄的状态，且明显的低涡中心不总是在500hPa高度上，而是在550～400hPa上下变动。在下坡过程中，高原涡的厚度大幅增加，“5.01”过程高原涡在下坡过程中，低涡中心在300hPa都可见，垂直厚度超过250hPa。“6.23”过程的高原涡发展过程与“5.01”过程类似，前期浅薄，低涡中心在500hPa上下小幅移动，在下坡过程中低涡伸展厚度迅速增大。

2.3 “5.01”过程的水汽场和风场

高原涡发生时期的500hPa高度场上（图3a），高原的主体部分位于西风槽底部，风速较小。高原以南的西南风比较强盛，孟加拉湾的湿润空气带一直延伸到高原东部（105°E以东地区），高原东部有明显的湿润区。高原以北的西北风也比较强盛，湿润气流和干冷气流在高原东部辐合，高原以外的湿空气主要来自南部的孟加拉湾和高原以西的上游地区。

2.4 “6.23”过程的水汽场和风场

高原涡发生时期（图3b），高原北侧的西风气流比较平直，高原南部的西南风较弱。印度半岛、孟加拉湾及中南半岛有大片湿润带。高原主体水汽比较充沛（大值中心达到4.5g／kg）且呈现西北、东南两个湿润区，东南部更为湿润。高原南部边缘处有较大的水汽梯度，这是由于高原的阻挡作用，高原以南的水汽未能全部进入高原主体。

图3 两次高原涡发生时期风场（单位：m／s）、比湿（单位：g／kg）时间平均图

2.5 高原涡高发和少发时段的水汽垂直分布

下面对比分析高原涡高发期和少发期水汽垂直分布状况。2005年5月下半月是高原涡少发时段，水汽的垂直分布如图4（a），0.5g／kg等值线处于350hPa附近，高原东部湿层较西部略厚，垂直梯度小。2005年6月下半月是高原涡多发期如图4（b），湿层明显增厚：90°E以东地区，0.5g／kg等值线已经上升到300hPa以上高度，高原东部湿层明显高于西部，且垂直方向上湿度梯度显著加大。为高原涡的发生发展提供了有利的水汽层结条件。

图4 比湿的纬向（28°N～33°N）平均剖面图

3 高原涡东移发展过程分析

3.1 水汽、涡度上传特征

图5 “5.01”过程的比湿（单位：g／kg）和相对涡度（单位：10－5·s－1）时间－高度剖面图

“5.01”过程的高原涡在东移过程中，涡柱内伴有明显的水汽上传现象（图5a）。从5月1日12时～5月3日00时，伴随高原涡的湿度中心从600hPa一直上升到250hPa附近，此时高原涡已经东移到（103°E；33°N）附近。高原涡的最大涡度中心也同时上传。5月3日00时之后，高原涡处于下坡过程，水汽在高原涡的下坡过程中由于强烈的上升运动，加速凝结释放潜热，同时大气湿度下降。5月3日00时～5月4日18时左右，整层涡度迅速加大（图5b）。此次高原涡过程以103°E为界可分为两个阶段，第一阶段（低涡移出高原前）水汽和涡度的上传有较好的一致性，说明前期潜热加热对高原涡强弱的起主要作用。第二阶段在高原涡下坡的过程中，垂直速度加大，水汽加速凝结，高原涡区域大气水汽量迅速下降（图7a），这一阶段由于涡柱内水汽含量下降，潜热加热率为负值，所以潜热加热并不是高原涡涡度增强的因素。5月3日18时之后，垂直方向上没有出现上传的水汽大值中心，高原涡的暖中心消失。此次高原涡过程经历了下坡前稳定发展，下坡时迅速增强，最终在109°E附近消亡的发展历程。

“6.23”过程的高原涡下坡前的水汽、涡度在垂直方向上与“5.01”过程基本一致（图6），有较为一致的水汽、涡度上传现象。不同的是，此次高原涡过程在7月25日00时（东移到109°E）之后，上升运动减弱，低层又重新出现了上传的水汽大值中心。潜热加热使得高原涡在下坡之后暖心结构继续维持，低涡也继续东移发展。

图6 “6.23”过程的比湿（单位：g／kg）和相对涡度（单位：10－5·s－1）的时间－高度剖面图

图7 两次高原涡过程的比湿、垂直速度（单位：g／kg，10－1·Pa／s）的纬向平均时间－高度剖面图

3.2 潜热加热的作用

一般情况下，高原上空的大气温度会随着高度的增加而降低。由图8可知，同一时刻高原上空600～200hPa有40K左右的温度差，但高原涡的暖中心温度从底层到高层始终保持在270K左右。由图8（a），图9（a）和图10（a）可以看出，“5.01”过程的高原涡生成初期，涡区的暖中心从5月1日12时的600hPa左右，逐渐上升到5月3日00时的200hPa以上。5月2日06时到5月3日00时，400～150hPa高度上为整层Q2的正值区，最大中心加热率5K·d－1，位置在400hPa以上，与高原涡的暖中心位置比较一致。与此同时，Q1在相同高度层上则为整层负值区，最大负值中心位于600hPa附近（－30K·d－1）。Q1、Q2的这种分布状况说明在高原涡下坡之前，大气加热主要是由潜热释放造成的。在下坡过程中，垂直速度突然增大，如图垂直速度由5月2日00时的－0.02pa／s上升到6小时后的－0.1pa／s，短时间内增加了5倍，之后一直处于加强状态。强烈的上升作用导致水汽加速凝结，大气水汽含量下降，如图7垂直速度增大后，高原涡区域的比湿下降了30%～50%。这使得水汽凝结产生的潜热释放减少，高原涡的暖中心消失，大气温度在短时间内下降到230K左右。

在“5.01”过程的高原涡下坡过程中，高原涡的强度加强（垂直增厚、中心正相对涡度加强）。由于下坡过程中涡柱内水汽含量锐减，潜热加热作用对高原涡下坡加强的贡献微乎其微。水汽含量的降低，潜热加热作用减弱，高原涡的暖中心结构消失，高原涡在下坡之后，强度迅速减弱，随后消亡。“5.01”过程潜热加热主要发生在高原涡下坡前期（5月2日06时～5月3日00时）如图8，5月12日00时左右和下坡过程后期（5月3日12时），这与此次高原涡下坡前期水汽大量凝结和后期高原涡减弱消失前厚度突然增厚有较好的对应关系。“6.23”过程的高原涡在强度上的变化与“5.01”过程类似。水汽凝结潜热作用区域较小，但强度较大（图9b）。在其完全下高原之后，低层充足的水汽供应通过550～250hPa水汽潜热加热使得高原涡在其完全移出高原之后依旧维持暖中心结构，所以“6.23”过程的高原涡得以继续存在、发展，而不同于“5.01”过程的高原涡下坡后迅速减弱消亡。

垂直速度、水汽含量和潜热加热3者关系较为复杂，上节和图7已经说明了垂直速度和水汽含量的基本关系。值得注意的是：水汽含量的减少会削弱潜热加热的作用，垂直运动的增加是造成大气中水汽凝结减少的重要原因，但是垂直速度与潜热加热却不是简单的反相关关系。对照图7（a）和图8（b）可知，在5月2日12时，垂直速度大幅增加的时段，Q2出现了大片大值区域。垂直速度的突然增加导致低涡区水汽在短时间内集中凝结，使得之后大气变得干燥，潜热加热作用大大削弱，在这点上垂直速度是不利于高原涡的长期发展的。但如果水汽量充足，凝结的水汽能够得到及时补充，较大的垂直速度又能使高原涡区域始终获得较大的潜热加热，垂直速度对高原涡的发展又是十分有利的。如图6（a）和图9（b），6月25日12时之后水汽量增加、潜热加热加强正好说明了这一点。

图8 高原涡东移过程的温度（单位：K）纬向平均高度－时间剖面图

图10 高原涡东移过程的Q1／Cp（单位：K·d－1）纬向平均高度－时间剖面图

“5.01”过程高原涡前期潜热加热（图8b）主要发生在5月2日12时～5月3日00时，期间高原涡中心位置处于（92°E～101°E；31°N～34°N）（图11a）。后期潜热加热主要发生在5月3日12时左右，期间高原涡中心位置大约位于（107°E；33°N）（图11b）。“6.23”过程前期潜热加热过程（图9b）主要发生在6月23日12时到6月24日00时之间，期间高原涡中心位置处于（101°E～103°E；32°N～33°N）（图11d）。后期潜热加热主要发生在6月25日00时到6月26日00时，期间高原涡中心位置大约位于（108°E～114°E；36°N～38°N）（图11d）。两次高原涡过程的4次主要潜热加热过程均发生在当日24小时累计降水大值中心附近，图中点线框区域为潜热加热期间高原涡中心的活动区域。4次潜热加热均伴有明显的降水过程，间接佐证了再分析资料计算出的潜热加热在高原地区的真实性。

图11 24h降水量（单位：mm）与对应时段高原涡中心位置（点线框标注）

5 结束语

利用NCEP1°×1°再分析资料，通过大气热源的诊断计算研究了2005年两次高原涡东移过程中垂直结构的特征及其演变，重点分析了水汽及其凝结潜热对高原涡的作用，得出以下主要结论：

（1）高原涡多发期，高原垂直方向上水汽梯度增大，湿层增厚明显。

（2）两次高原涡在发展东移过程的前期（未下坡前），在垂直方向上有明显的水汽、涡度上传现象，且两者在垂直方向上的大值中心存在很好的一致性。

（3）涡柱内潜热释放对高原涡垂直厚度、强度有重要影响，潜热加热作用的发挥主要在高原涡下坡之前和下坡后期以及下坡之后（即移到四川盆地），潜热加热使得高原涡保持暖心结构，暖心结构对高原涡能否维持具有较好的指示作用。

（4）潜热加热作用是高原涡下坡之后能否继续维持、发展的重要因素。

限于篇幅，高原涡在下坡过程中涡度加强的动力成因有待后续研究。另外，文中潜热加热区与降水大值区并不完全重合，而是出现在大值中心或大值区附近，其原因也值得进一步分析。

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