康丁元 胡垚
四川省广元市气象局，广元628017；青海省气象台，西宁810001
摘要：本文主要利用欧洲中心ERA-Interm再分析资料，采用天气学诊断方法对2014年7月底一次高原低涡在高原生成-成熟-减弱过程进行诊断分析。得到如下结论：高原涡生成于高原南部的偏南气流与中部的偏东气流所形成的切变流场中。并且涡区处于高层南亚高压的偏北辐散气流下，高层的辐散、低层辐合有利于低涡生成。500hPa涡度场能反应高原涡的强度变化，对应着低涡的垂直动力、热力结构也有明显的变化；涡度方程中的辐散项对总涡源贡献最大，表明大气中低层气旋性辐合流场的维持是高原涡维持与发展的主要影响因素。而中低层涡度平流水平输送项对总涡源为负贡献，不利于低涡维持与发展。
关键词：高原涡，四川暴雨，诊断分析
1、引言
高原涡产生于青藏高原大地形的动力与热力强迫下，是夏季高原上主要的强降水系统之一[1]。一般情况下，高原涡在高原主体生消，在有利的高空环境下，高原涡能东移出高原，造成暴雨等天气过程[2-6]。因此对高原涡的研究是必要的，对促进青藏高原与临近地区的天气预报技术有巨大的科学意义。
有关高原涡的结构特征，前人已做过大量工作。早期通过历史观测资料绘制的天气图，得到了主要的研究成果：高原涡有暖性与冷性涡之分，暖涡几乎整层都是暖性结构[7-8]，冷性涡则表现出上冷下暖的结构，具有较强的斜压性[9]。后来随着多种资料的应用以及数值模式的发展，盛夏时的高原涡周围的对流云系，在卫星云图上表现出与热带气旋相似的螺旋结构[10]。后来也通过理论基础得到证实部分高原涡具有类似于热带类气旋“涡眼”的空心结构，并且高原下垫面感热、层结稳定度对高原涡的维持与发展起到了关键性作用[11-13]。一些学者通过数值模式都表明高原涡具有“涡眼”的空心结构[14-16]。而有关高原涡东移发展机制，也有许多的研究成果，集中于高原下垫面感热、大地形动力、降水潜热在高原涡不同发展时段起着不一样的主导影响[17-21]的研究。同时，也发现阿拉伯海与印度洋上空对流层中上层的水汽含量增大，使向高原主体区域输送的水汽量增加，从而形成利于高原涡生成的水汽条件[22]，冷平流能增强高原涡的斜压性，从而有利于低涡的维持发展[23-25]，后期一些从动力学方程的诊断分析，得出低层辐散流场的维持以及低涡附近的垂直向上输送动量、能量与长时间高原涡东移不消亡有着密切的关系[26-27]。
由此可见，对高原涡东移的结构变化特征的了解，有助于我们进一步对高原涡东移的发展机制的研究。因此，本文选取2014年7月的一次高原涡东移过程，对其生成、发展过程的结构变化特征进行诊断分析，以加大对高原涡结构、发展机制的认识。
2、资料与方法
本文所用到的资料为欧洲中心提供0.75o×0.75o的ERA-Interm再分析数据，时间间距为6小时。主要诊断量：涡度、垂直速度、温度、涡度方程。
3、高原涡个例选取
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文章选取个例为2014年7月28日~8月1日的一次高原涡东移过程，高原涡生成于西藏中西部，然后东移出高原，并在四川、甘肃与青海三省的交界处稳定维持。从降水情况来看（图略），高原涡东移过程中高原上降水量较小。当高原涡移出高原主体后，给四川盆地造成强降水过程，最大降水量可以达到200mm左右。
从环流背景上看，中高纬度地区呈现两槽一脊的环流特征，主要的影响天气系统有巴湖、贝湖冷涡。同时，高原上呈北高南低的环流特征，即在西藏中西部处在两者形成的切边流场中。高原涡形成于青藏高原的南部的偏南气流与中部的偏东气流所形成的切变流场中。随着巴湖冷涡的向东移动，高原涡逐渐东移，并维持在四川、青海与甘肃三省交界处，造成四川盆地强降水过程。200hPa上，高原涡位于南亚高压东北方的辐散风场中，高层辐散，低层辐合的大气状态，有利于高原涡维持与东移发展的[29]。
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高原涡的气旋性环流在500hPa上最为显著，因此选取500hPa上的涡度值代表高原涡强度的变化。表1为高原涡各时刻涡区500hPa涡度值变化情况，可以看出高原涡在高原强度最大，当移出高原后，涡度值减小。由于高原涡个例时间段较长，本文主要针对高原涡在生成与发展，然后在高原上减弱为主要研究对象，通过诊断其动力、热力结构变化，对高原涡东移进行研究。有关高原涡移出高原后维持与造成大降水过程为后续研究的重点方向。
4、高原涡动力与热力结构特征
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图2为高原涡出生、增强与减弱三阶段涡区涡度值垂直分布，可以看出高原涡各时刻涡度为上负下正的垂直分布，这种动力配置有利于高原涡的维持与发展。在低涡初生阶段（图2a），涡区上空的涡度值在500hPa存在一正涡度中心，中心值达到8×10-5s-1。随着低涡发展至成熟阶段（图2b），涡区上空正涡度发展明显，强度中心也向上扩展至300hPa左右，中心强度值达到12×10-5s-1以上。至低涡减弱阶段（图2c）涡区涡度值逐渐减弱，中心强度仅有6×10-5s-1，并且正涡度区逐渐下底层收缩。但此时在涡区的高空300hPa左右有一明显的负涡度区，即高层存在较为明显的幅散区，是有利于低涡不至于较快消亡，在一定的有利条件下，低涡会再次发展。
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图3为低涡初生、成熟及减弱三阶段涡区垂直速度垂直分布。由图可知，低涡在初生时刻（图3a），涡区的上升运动较弱，500hPa~300hPa为上升运动区，其值达到-0.4Pa·s-1。低涡成熟阶段（图3b）上升运动明显发展，基本上从地面至200hPa为上升运动区，强上升运动区位于仍位于500hPa~300hPa，上升运动中心值达到-1.2Pa·s-1。至低涡减弱阶段（图3c），涡区的上升运动又快速减弱，中心强度为-0.4Pa·s-1左右。
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图4为高原涡过程500hPa流场与温度场的空间分布。由图可知，在高原涡生成初期（图4a），整个高原几乎都处于暖区控制下，500hPa高原涡处于暖区中心附近，涡区内最大温度达到2℃。29日12时（图4b）高原涡发展成熟时，低涡北侧为冷区，其南侧为暖区控制。当高原涡移至中东部减弱（图4c）时，低涡涡区再次转为暖区控制，涡区内最大温度仍达到1℃。由此可知，高原涡发展过程其北侧又冷平流沿着偏东风一直卷入低涡涡区，从而增强低涡的斜压性，有利于低涡的维持与发展。
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为了研究高原涡温度的垂直结构，选取低涡中心做温度的经向剖面图。图5为高原涡过程沿着低涡中心的温度经向垂直分布。由图可知，高原涡生成初期（图5a）低涡中心500hPa~300hPa为较弱的暖区分布，300hPa以上为冷区分布。在高原涡东移首次发展成熟时（图5b），低涡中心低层500hPa~400hPa的暖区明显增强，300hPa以上仍为冷区分布。当高原涡移动至高原中东部减弱时（图5c），低涡中心低层500hPa~400hPa的暖区较上一时刻有所减弱。
5、低涡可能的发展机制
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上式中A、B、C、D分别代表水平向上涡度平流的输送项、涡度垂直方向上输送项、风场的散度贡献项和扭转项，E表示总涡区变率。
图（6a、6b、6c）为高原涡过程500hPa上总涡区变率与风场的空间分布。由图可知，500hPa上涡区正涡度变率中心位置与低涡伴随的气旋性辐合中心位置大致相同，并且总涡源大小变化与低涡的强度是呈正相关关系，即低涡强度弱时，总涡源也较弱。因此，高原涡涡区正涡度的发展、维持与涡区正涡度变率的变化有着密切的联系。
又由涡度方程可知，总涡源的大小是由涡度平流的垂直输送项、涡度垂直方向上输送项、风场的散度贡献项和扭转项共同决定的。因此，分析各项对总涡源的影响是必要的，更加有利于对低涡发展机制进一步理解。图6d为低涡成熟阶段各项的垂直分布。由图可知，在中低层600hPa~450hPa总涡源E的值与散度项值分布相似，说明中低层气旋性幅合流场的存在，是高原涡发展的主要影响因素，此外扭转项项对总涡源也有较弱的贡献。而涡度平流的输送项对总涡源起到的负贡献，即低层负涡度平流的输送不利于低涡的发展。而在高层三者的关系与中低层一致。
6、结论
本章对一次高原涡生成-减弱过程进行较浅诊断分析，得到如下结论：
（1）高原涡生成于高原南部的偏南气流与中部的偏东气流所形成的切变流场中。并且涡区处于高层南亚高压的偏北辐散气流下，高层的辐散、低层辐合有利于低涡生成。
（2）在高原涡生成、成熟以及减弱阶段，涡区上空的涡度、垂直速度以及温度变化对低涡的动力热力结构有较好的反应。即低涡上空为上正下负的涡度分布，低涡成熟阶段上升运动向高层伸展至300hPa左右，涡区上空是呈上冷下暖的结构，500hPa上低涡北侧沿着偏东风的冷平流输送，增强了低涡的斜压性，有利于低涡维持发展。
（3）利用涡度方程对低涡进行诊断表明，500hPa上总涡区变率与低涡中心位置对应较好，涡度方程中中低层散度项为总涡源的主要贡献者，扭转项相对较下，即中低层气旋性辐合流场的维持对低涡维持发展影响较大。此外中低层的涡度平流的输送项对总涡源起到的负贡献低层负涡度平流的输送不利于低涡的发展，高层三者的关系与中低层一致。
参考文献
[1]青藏高原气象科学研究拉萨会战组. 1981. 夏半年青藏高原500毫巴低涡切变线研究 [M]. 北京: 科学出版社, 1-7.
[2]肖递祥, 郁淑华, 屠妮妮. 高原低涡移出高原后持续活动的典型个例分析[J]. 高原气象, 2016, 35(1):43-54.
[3]肖云清, 纪晓玲, 苏银兰,等. 宁夏地区“6.8”暴雨天气过程的可能物理成因[J]. 气象科学, 2005, 25(4):410-418.
[4]朱西德，李林，秦宁生，等.青藏高原年降水量的气候变化及其异常类型研究[J].气象科学，2003, 23(4):452-459.
[5]郁淑华. 高原天气系统活动对 1998 年长江大洪峰影响的初步分析［M］. 1998 年长江嫩江流域特大暴雨的成因及预报应用研究. 北京：气象出版社，2001：359 -364.
[6]丁一汇.1991年江淮流域持续性特大暴雨研究.北京:气象出版社，1993: 113-128.
[7]青藏高原气象科学研究拉萨会战组. 1981. 夏半年青藏高原 500 毫巴低涡切变线研究 [M]. 北京: 科学出版社, 218–278.
[8]吕君宁, 钱正安, 单扶民等. 夏季青藏高原低涡的综合结构. 青藏高原气象科学试验文集（二）, 北京: 科学出版社, 195-205.
[9]Wang B. The Development Mechanism for Tibetan Plateau Warm Vortices.[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 2010, 44(20):2978-2994.
[10]乔全明, 张雅高. 青藏高原天气学[M]. 北京：气象出版社, 1994. 120-155.
作者简介：康丁元，（1994-）男，汉族，四川省南充市营山县人，本科学历，助理工程师，从事天气预报工作。