凝結潛熱在高原渦東移發展不同階段作用的初步研究

董元昌，李國平

（成都信息工程學院大氣科學學院，四川成都610225）

0 引言

青藏高原低渦（以下簡稱高原渦）是夏季青藏高原（以下簡稱高原）地區出現的主要的天氣系統。大部分高原渦在高原上產生和消失，小部分則可以移出高原。高原渦是高原主要的降水系統，若其移出高原則會對高原周邊和下游地區的降水產生重大影響，常常引發高原以東地區的暴雨、強對流等災害性天氣。20世紀60年代以來，中國氣象工作者對高原渦作了長期研究，對高原渦的形成、發展、路徑和生命史等性質有了一定的認識。影響高原渦生成發展的因素分為動力作用和熱力作用。在熱力作用中水汽扮演了十分重要的角色。一方面高原渦的影響主要表現為降水，另一方面水汽蒸發和凝結潛熱的釋放又對高原渦的發生發展起重要作用，因此加強水汽及其加熱對高原渦作用的研究，對更深刻地認識高原渦具有重要意義。

潛熱加熱對渦旋系統的維持作用前人已做出許多方面的探索。丁治英等[1]在研究臺風耗散及維持過程中指出：在無外接系統配合時，潛熱釋放是臺風維持的主要原因，同時也指出水汽的量會對潛熱加熱作用有重要影響。錢正安等[2]指出潛熱加熱作用使得空氣柱的氣溫升高，造成高層升壓、低層降壓，有加強氣旋性環流的作用，但從潛熱加熱到其他場的變化有不同程度的時間滯后性。張曉芳等[3]在研究梅雨鋒暴雨過程中發現潛熱加熱存在正反饋機制，即潛熱加強了垂直運動，使大氣高層輻散、低層輻合，而這種高低層散度場的配置又加強了垂直運動，使得低層水汽上升繼續釋放潛熱。趙平等[4]在研究西南渦時發現潛熱加熱在垂直方向上的不同分布會影響低渦的發展，低層的加熱往往有利于西南渦的發展，高層加熱則對發展不利。臧增亮等[5]研究表明如果沒有潛熱的釋放，水汽對背風波的影響十分有限。潛熱的釋放會破壞原先大氣的層結分布，造成特定區域強烈的垂直運動。對于高原渦而言，垂直運動是維持渦區上層輻散、下層輻合的關鍵。高原的熱力作用是青藏高原影響天氣、氣候的主要因子之一。吳國雄等[6]論證了高原加熱的氣候影響。趙瑞星[7]研究表明水汽的移動加熱特性是天氣系統上游效應的重要因素。Shen et al.[8]提出感熱和潛熱在高原渦發生發展過程中所起作用不同。認為由于失去了潛熱加熱的作用，高原渦在移出高原之后減弱消失。Bin Wang等[9－11]通過數值模擬的方法揭示了潛熱釋放是雨季高原背風渦發生發展的重要影響因素。郁淑華[12]指出高原渦的形成與印度洋、阿拉伯海等地區輸送水汽的流場維持有關。水汽渦旋的位置對高原渦的移動有重要指示作用。郁淑華等[13]發現水汽對高原渦形成與發展的影響存在個例差異，并指出差異的原因主要與水汽在輸送過程中是否發生相變釋放潛熱有關。宋雯雯等[14]的數值模擬認為土壤蒸發潛熱對高原渦的作用不太明顯，大氣凝結潛熱對高原渦的生成不起決定性作用，但對高原渦的維持和結構演變有關鍵影響。徐裕華和濮梅娟[15]的數值研究同樣證實了潛熱加熱對高原渦發展的重要作用。文中以2005年5月1～3日（以下簡稱“5.01”過程）和2005年6月23～28日（簡稱“6.23”過程）兩次高原渦為個例，進行大氣加熱的診斷計算，主要分析了凝結潛熱加熱對高原渦發展東移的影響，并初步探討了潛熱加熱影響高原渦生命史的可能機制。

1 資料及計算方法

運用美國NCEP1°×1°每日4次的再分析資料以及中國氣象科學數據共享服務網提供的中國地面降水日值0.5°×0.5°格點數據集（V2.0），并參考了成都高原氣象研究所《青藏高原低渦切變線年鑒（2005）》[16]中高原渦的中心位置。經過驗證NCEP資料分析出的500hPa高原渦的位置及強度與年鑒統計的高原渦位置和強度十分接近（圖略）。

視熱源Q1代表單位時間單位質量空氣由于感熱加熱引起的增溫率，視水汽匯Q2代表單位時間單位質量水汽凝結釋放的熱量引起的大氣增溫率，計算公式分別為：

式中下標t，h和ω分別代表時間變化項，平流項和垂直輸送項，其它皆為氣象常用物理量符號。

2 2005年高原渦概況及大尺度水汽、風場

2.1 全年高原渦概況

2005年共發生47次高原渦過程（圖1），多數發生在高原東部。除2月、11月、12月其余月份均有高原渦發生。其中4月、6月、7月高原渦發生次數最多，分別為8次、10次、8次。5月上半月、6月下半月、7月下半月是高原渦的多發時段，5月、6月移出高原的高原渦最多，占全年移出量的67%。全部高原渦均出現降水過程，文中選取該年5月1～4日（以下簡稱“5.01”過程）和6月23～28日（以下簡稱“6.23”過程）兩個東移高原渦個例分別出現在高原渦移出頻次最高的兩個月，“5.01”高原渦過程降水持續影響中國中西部十余省份，降水持續時間2～4日。其中四川、安徽等地出現了大片25mm以上的降水區域，極值雨量出現在四川蓬溪（170.9mm）。相比之下“6.23”高原渦過程降水影響區域更廣（20省份，甚至影響到了東北地區），降水持續時間更長（2～6日），累計降水量更大（遼寧、吉林等多地出現大片降水量超過50mm的區域），極值區域在四川蓬溪（181.6mm）。

圖1 2005年4～10月高原渦發生頻次分布圖

3.2 兩次高原渦個例的發展過程

“5.01”過程的高原渦生成于（90.7°E；32.3°N），消亡于（108°E；34°N），2005年5月1日12時（UTC，下同）在500hPa高度上出現，初生階段550～450hPa高度上流場特征明顯。5月2日18時東移到100°E附近（開始下坡），下坡過程中高原渦的垂直厚度增加。5月3日12時垂直厚度又一次突然增厚，5月4日00時迅速減弱、消亡，歷時66小時。“6.23”過程的高原渦生成于（96°E；33°N），消亡于（125°E；43°N），2005年6月23日00時在500hPa上出現，6月23日12時東移到100°E附近（開始下坡），6月26日18時移動到（115°E；41°N）附近（完全移出高原），下坡過程中和下坡后，高原渦的垂直厚度增厚且維持，6月28日12時消亡，歷時132小時（文中只討論其前90小時發展過程）。

圖2 兩次高原渦垂直厚度的時間－高度剖面圖

兩次高原渦過程（圖2）按照東移的位置可以分為下坡前、下坡中、下坡后3個階段。初生階段主要在近地面氣層中，厚度大約100hPa；在東移過程中，在沒有下坡之前，高原渦厚度變小，一直呈現比較淺薄的狀態，且明顯的低渦中心不總是在500hPa高度上，而是在550～400hPa上下變動。在下坡過程中，高原渦的厚度大幅增加，“5.01”過程高原渦在下坡過程中，低渦中心在300hPa都可見，垂直厚度超過250hPa。“6.23”過程的高原渦發展過程與“5.01”過程類似，前期淺薄，低渦中心在500hPa上下小幅移動，在下坡過程中低渦伸展厚度迅速增大。

2.3 “5.01”過程的水汽場和風場

高原渦發生時期的500hPa高度場上（圖3a），高原的主體部分位于西風槽底部，風速較小。高原以南的西南風比較強盛，孟加拉灣的濕潤空氣帶一直延伸到高原東部（105°E以東地區），高原東部有明顯的濕潤區。高原以北的西北風也比較強盛，濕潤氣流和干冷氣流在高原東部輻合，高原以外的濕空氣主要來自南部的孟加拉灣和高原以西的上游地區。

2.4 “6.23”過程的水汽場和風場

高原渦發生時期（圖3b），高原北側的西風氣流比較平直，高原南部的西南風較弱。印度半島、孟加拉灣及中南半島有大片濕潤帶。高原主體水汽比較充沛（大值中心達到4.5g／kg）且呈現西北、東南兩個濕潤區，東南部更為濕潤。高原南部邊緣處有較大的水汽梯度，這是由于高原的阻擋作用，高原以南的水汽未能全部進入高原主體。

圖3 兩次高原渦發生時期風場（單位：m／s）、比濕（單位：g／kg）時間平均圖

2.5 高原渦高發和少發時段的水汽垂直分布

下面對比分析高原渦高發期和少發期水汽垂直分布狀況。2005年5月下半月是高原渦少發時段，水汽的垂直分布如圖4（a），0.5g／kg等值線處于350hPa附近，高原東部濕層較西部略厚，垂直梯度小。2005年6月下半月是高原渦多發期如圖4（b），濕層明顯增厚：90°E以東地區，0.5g／kg等值線已經上升到300hPa以上高度，高原東部濕層明顯高于西部，且垂直方向上濕度梯度顯著加大。為高原渦的發生發展提供了有利的水汽層結條件。

圖4 比濕的緯向（28°N～33°N）平均剖面圖

3 高原渦東移發展過程分析

3.1 水汽、渦度上傳特征

圖5 “5.01”過程的比濕（單位：g／kg）和相對渦度（單位：10－5·s－1）時間－高度剖面圖

“5.01”過程的高原渦在東移過程中，渦柱內伴有明顯的水汽上傳現象（圖5a）。從5月1日12時～5月3日00時，伴隨高原渦的濕度中心從600hPa一直上升到250hPa附近，此時高原渦已經東移到（103°E；33°N）附近。高原渦的最大渦度中心也同時上傳。5月3日00時之后，高原渦處于下坡過程，水汽在高原渦的下坡過程中由于強烈的上升運動，加速凝結釋放潛熱，同時大氣濕度下降。5月3日00時～5月4日18時左右，整層渦度迅速加大（圖5b）。此次高原渦過程以103°E為界可分為兩個階段，第一階段（低渦移出高原前）水汽和渦度的上傳有較好的一致性，說明前期潛熱加熱對高原渦強弱的起主要作用。第二階段在高原渦下坡的過程中，垂直速度加大，水汽加速凝結，高原渦區域大氣水汽量迅速下降（圖7a），這一階段由于渦柱內水汽含量下降，潛熱加熱率為負值，所以潛熱加熱并不是高原渦渦度增強的因素。5月3日18時之后，垂直方向上沒有出現上傳的水汽大值中心，高原渦的暖中心消失。此次高原渦過程經歷了下坡前穩定發展，下坡時迅速增強，最終在109°E附近消亡的發展歷程。

“6.23”過程的高原渦下坡前的水汽、渦度在垂直方向上與“5.01”過程基本一致（圖6），有較為一致的水汽、渦度上傳現象。不同的是，此次高原渦過程在7月25日00時（東移到109°E）之后，上升運動減弱，低層又重新出現了上傳的水汽大值中心。潛熱加熱使得高原渦在下坡之后暖心結構繼續維持，低渦也繼續東移發展。

圖6 “6.23”過程的比濕（單位：g／kg）和相對渦度（單位：10－5·s－1）的時間－高度剖面圖

圖7 兩次高原渦過程的比濕、垂直速度（單位：g／kg，10－1·Pa／s）的緯向平均時間－高度剖面圖

3.2 潛熱加熱的作用

一般情況下，高原上空的大氣溫度會隨著高度的增加而降低。由圖8可知，同一時刻高原上空600～200hPa有40K左右的溫度差，但高原渦的暖中心溫度從底層到高層始終保持在270K左右。由圖8（a），圖9（a）和圖10（a）可以看出，“5.01”過程的高原渦生成初期，渦區的暖中心從5月1日12時的600hPa左右，逐漸上升到5月3日00時的200hPa以上。5月2日06時到5月3日00時，400～150hPa高度上為整層Q2的正值區，最大中心加熱率5K·d－1，位置在400hPa以上，與高原渦的暖中心位置比較一致。與此同時，Q1在相同高度層上則為整層負值區，最大負值中心位于600hPa附近（－30K·d－1）。Q1、Q2的這種分布狀況說明在高原渦下坡之前，大氣加熱主要是由潛熱釋放造成的。在下坡過程中，垂直速度突然增大，如圖垂直速度由5月2日00時的－0.02pa／s上升到6小時后的－0.1pa／s，短時間內增加了5倍，之后一直處于加強狀態。強烈的上升作用導致水汽加速凝結，大氣水汽含量下降，如圖7垂直速度增大后，高原渦區域的比濕下降了30%～50%。這使得水汽凝結產生的潛熱釋放減少，高原渦的暖中心消失，大氣溫度在短時間內下降到230K左右。

在“5.01”過程的高原渦下坡過程中，高原渦的強度加強（垂直增厚、中心正相對渦度加強）。由于下坡過程中渦柱內水汽含量銳減，潛熱加熱作用對高原渦下坡加強的貢獻微乎其微。水汽含量的降低，潛熱加熱作用減弱，高原渦的暖中心結構消失，高原渦在下坡之后，強度迅速減弱，隨后消亡。“5.01”過程潛熱加熱主要發生在高原渦下坡前期（5月2日06時～5月3日00時）如圖8，5月12日00時左右和下坡過程后期（5月3日12時），這與此次高原渦下坡前期水汽大量凝結和后期高原渦減弱消失前厚度突然增厚有較好的對應關系。“6.23”過程的高原渦在強度上的變化與“5.01”過程類似。水汽凝結潛熱作用區域較小，但強度較大（圖9b）。在其完全下高原之后，低層充足的水汽供應通過550～250hPa水汽潛熱加熱使得高原渦在其完全移出高原之后依舊維持暖中心結構，所以“6.23”過程的高原渦得以繼續存在、發展，而不同于“5.01”過程的高原渦下坡后迅速減弱消亡。

垂直速度、水汽含量和潛熱加熱3者關系較為復雜，上節和圖7已經說明了垂直速度和水汽含量的基本關系。值得注意的是：水汽含量的減少會削弱潛熱加熱的作用，垂直運動的增加是造成大氣中水汽凝結減少的重要原因，但是垂直速度與潛熱加熱卻不是簡單的反相關關系。對照圖7（a）和圖8（b）可知，在5月2日12時，垂直速度大幅增加的時段，Q2出現了大片大值區域。垂直速度的突然增加導致低渦區水汽在短時間內集中凝結，使得之后大氣變得干燥，潛熱加熱作用大大削弱，在這點上垂直速度是不利于高原渦的長期發展的。但如果水汽量充足，凝結的水汽能夠得到及時補充，較大的垂直速度又能使高原渦區域始終獲得較大的潛熱加熱，垂直速度對高原渦的發展又是十分有利的。如圖6（a）和圖9（b），6月25日12時之后水汽量增加、潛熱加熱加強正好說明了這一點。

圖8 高原渦東移過程的溫度（單位：K）緯向平均高度－時間剖面圖

圖10 高原渦東移過程的Q1／Cp（單位：K·d－1）緯向平均高度－時間剖面圖

“5.01”過程高原渦前期潛熱加熱（圖8b）主要發生在5月2日12時～5月3日00時，期間高原渦中心位置處于（92°E～101°E；31°N～34°N）（圖11a）。后期潛熱加熱主要發生在5月3日12時左右，期間高原渦中心位置大約位于（107°E；33°N）（圖11b）。“6.23”過程前期潛熱加熱過程（圖9b）主要發生在6月23日12時到6月24日00時之間，期間高原渦中心位置處于（101°E～103°E；32°N～33°N）（圖11d）。后期潛熱加熱主要發生在6月25日00時到6月26日00時，期間高原渦中心位置大約位于（108°E～114°E；36°N～38°N）（圖11d）。兩次高原渦過程的4次主要潛熱加熱過程均發生在當日24小時累計降水大值中心附近，圖中點線框區域為潛熱加熱期間高原渦中心的活動區域。4次潛熱加熱均伴有明顯的降水過程，間接佐證了再分析資料計算出的潛熱加熱在高原地區的真實性。

圖11 24h降水量（單位：mm）與對應時段高原渦中心位置（點線框標注）

5 結束語

利用NCEP1°×1°再分析資料，通過大氣熱源的診斷計算研究了2005年兩次高原渦東移過程中垂直結構的特征及其演變，重點分析了水汽及其凝結潛熱對高原渦的作用，得出以下主要結論：

（1）高原渦多發期，高原垂直方向上水汽梯度增大，濕層增厚明顯。

（2）兩次高原渦在發展東移過程的前期（未下坡前），在垂直方向上有明顯的水汽、渦度上傳現象，且兩者在垂直方向上的大值中心存在很好的一致性。

（3）渦柱內潛熱釋放對高原渦垂直厚度、強度有重要影響，潛熱加熱作用的發揮主要在高原渦下坡之前和下坡后期以及下坡之后（即移到四川盆地），潛熱加熱使得高原渦保持暖心結構，暖心結構對高原渦能否維持具有較好的指示作用。

（4）潛熱加熱作用是高原渦下坡之后能否繼續維持、發展的重要因素。

限于篇幅，高原渦在下坡過程中渦度加強的動力成因有待后續研究。另外，文中潛熱加熱區與降水大值區并不完全重合，而是出現在大值中心或大值區附近，其原因也值得進一步分析。

[1] 丁治英，丁一匯 .副熱帶高壓和對流潛熱加熱與南海臺風的耗散及維持[J].熱帶氣象學報，1998，14（4）：306－313.

[2] 錢正安，何馳 .郭型積云對流參數化方案的對比試驗及潛熱加熱效應[J].高原氣象，1989，8（3）：217－227.

[3] 張曉芳，陸漢城.梅雨鋒暴雨過程潛熱及反饋機理個例分析[J].氣象科技，2006，34（5）：567－573.

[4] 趙平，梁海河.西南低渦結構及潛熱加熱分析[J].成都氣象學院學報，1991，2：16－21.

[5] 臧增亮，潘曉濱等.水汽和潛熱釋放對背風波影響的數值試驗[J].氣象科學，2012，32（1）：38－44.

[6] 吳國雄，劉屹岷，劉新等.青藏高原加熱如何影響亞洲夏季的氣候格局[J].大氣科學，2005，29（1）：47－56.

[7] 趙瑞星.移動性熱源與上游效應[J].氣象學報，1988，2：005.

[8] Shen M R，Reiter E R，Bresch M J F.Numerical simulation of the development of vortices over the Qinghai－Xizang（Tibet）Plateau[J].Meteorology and Atmospheric Physics，1986，35（1－2）：70－95.

[9] Bin Wang.The Development mechanism for Tibetan Plateau warm vortices[J].Journal of theAtmospheric Sciences.1987，44（20）：2978－2994.

[10] Yanai M，Esbensen S，Chu J H.Determination of bulk properties of tropical cloud clusters from largescale heat and moisture budgets[J].Journal of the Atmospheric Sciences，1973，30（4）：611－627.

[11] Wu G X，Chen S J.The effect of mechanical forcing on the formation of a mesoscalevortex[J].Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society，1985，111（470）：1049－1070.

[12] 郁淑華.高原低渦東移過程的水汽圖像[J].高原氣象，2002，21（2）：199－204.

[13] 郁淑華，何光碧.對流層中上部水汽對高原低渦形成影響的數值試驗[J].南京氣象學院學報，2001，24（4）：553－559.

[14] 宋雯雯，李國平，唐錢奎.加熱和水汽對兩例高原低渦影響的數值試驗[J].大氣科學，2012，36（1）：117－129.

[15] 徐裕華，濮梅娟.青藏高原的動力和熱力作用對高原低渦形成的數值試驗[J].四川氣象，1992，12（3）：1－6.

[16] 李躍清，郁淑華，彭駿.青藏高原低渦切變線年鑒（2005）[M].北京：科學出版社，2010：141－142.