2018, Vol. 76
中国气象学会主办。
文章信息
- 马婷婷, 吴国雄, 刘屹岷, 江志红, 于佳卉. 2018.
- MA Tingting, WU Guoxiong, LIU Yimin, JIANG Zhihong, YU Jiahui. 2018.
- 青藏高原地表位涡密度强迫对2008年1月中国南方降水过程的影响Ⅰ:资料分析
- Impacts of surface potential vorticity density forcing over the Tibetan Plateau on the evolution of precipitation over southern China in January 2008. Part Ⅰ: Data analysis
- 气象学报, 76(6): 870-886.
- Acta Meteorologica Sinica, 76(6): 870-886.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2018.052
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文章历史
- 2018-03-15 收稿
- 2018-07-22 改回
2. 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室(LASG), 北京, 100029;
3. 中国科学院大学地球科学学院, 北京, 100049
2. State Key Laboratory of Numerical Modelling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics(LASG), Institute of Atmospheric Physics(IAP), Chinese Academy of Sciences(CAS), Beijing 100029, China;
3. College of Earth Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
众所周知, 青藏高原对中国东部、南部、甚至是北部的降水均具有重要影响(Tao, et al, 1981；Chen, et al, 1984；Yasunari, et al, 2006)。多年来, 广大气象学者对青藏高原影响中国降水的成因和机制开展了大量的研究工作, 并取得了丰硕的研究成果。青藏高原作为抬高的热源, 在其动力和热力作用的影响下, 形成了独特的天气系统(如青藏高原低涡和切变线等), 这些天气系统不仅是青藏高原降水的主要来源, 其发展和东移也常常给下游地区带来灾害性天气过程(Wang et al, 1987, 2017；Wu, et al, 2013；Xiang, et al, 2013；Zheng, et al, 2013；Chen, et al, 2015；Cheng, et al, 2016；Ni, et al, 2017)。如1998年长江流域出现了罕见的持续性暴雨和洪涝灾害过程, 而大部分暴雨的发生是由青藏高原发展东移的低涡或切变线造成的(师春香等, 2000)。另外, 青藏高原地区是中尺度对流云团活跃区(Wang, et al, 1993；江吉喜等, 1996；Yasunari, et al, 2006；Li, et al, 2008), 一些对流云团在合适的环流条件下发展东移往往导致长江中下游地区暴雨的发生(卓嘎等, 2002；过仲阳等, 2003；傅慎明等, 2011)。
青藏高原在夏季是一个巨大的热源, 中国东部地处东亚季风区, 夏季炎热多雨, 环流异常所引起的洪涝灾害也往往多发, 因此, 青藏高原对中国东部降水影响的研究大多集中在夏季。尽管如此, 青藏高原影响中国冬季降水异常的研究也给予了相当的重视。2008年初中国南方遭遇了50年来最为严重的持续性低温雨雪冰冻灾害, 这场灾害持续时间超过20 d, 多达20个省(区、市)受到不同程度的影响, 截至2008年2月24日, 因灾死亡129人, 紧急转移安置166万人, 直接经济损失高达1516.5亿元(陶诗言等, 2008)。陶诗言等(2008)指出这次低温雨雪冰冻灾害主要由4次天气过程组成, 分别是1月10—14日、18—22日、25—29日和1月30日—2月2日。欧亚大陆异常的大气环流是造成本次事件的主要原因。丁一汇等(2008)认为这次低温雨雪冰冻灾害是多种因素在同一时段、同一地区相互配合和叠加的结果：冬季强拉尼娜事件为冷空气的入侵提供了气候背景场, 欧亚大陆持续性的环流异常直接导致暴雪的发生, 孟加拉湾和中国南海地区暖湿气流的北上是雨雪天气形成和持续的必要条件。另外, 气象学者还探究了西太平洋副热带高压(施宁等, 2008；Wen, et al, 2009；Zhou, et al, 2009)、东亚冬季风(顾雷等, 2008)、东亚高空急流(张春艳等, 2013；Liao, et al, 2013；左群杰等, 2017)、华南准静止锋(陶祖钰等, 2008)以及青藏高原与本次事件的联系。Bao等(2010)和李来芳等(2011)利用数值模式发现青藏高原变暖有利于南支槽的发展和加强, 进而有利于水汽向中国南方输送。陶诗言等(2008)发现雨雪冰冻灾害期间, 不断有从高原西侧过来的高空高位涡扰动移到华南上空的静止锋上, 诱发低层静止锋锋生产生降水。Sun等(2010)也有类似发现, 他们指出2008年1月18日之后青藏高原上空对流系统异常活跃且频繁东移影响中国。南方4次雨雪天气过程中后3次事件均伴随着青藏高原对流云团的东移。孙建华等(2008)指出在造成危害最大的第3次雨雪天气过程中共有3次高原对流的东移。由此可见, 青藏高原与2008年南方低温雨雪冰冻灾害的发生有密切联系。那么, 为什么雨雪冰冻灾害期间高原上空对流异常活跃呢？这一问题亟待解决。
为了探讨上述问题, 文中引入位势涡度(简称位涡)的概念。位涡是一个既能反映大气热力作用又能反映大气动力作用的物理量, 它可以较好地指示大尺度大气运动的特征以及移动和发展规律(Hoskins, et al, 1985；Hoskins, 1997；Huo, et al, 1999；Griffiths, et al, 2000；Bracegirdle, et al, 2009), 被广泛应用于天气分析和研究工作中。一般而言, 位涡的分布呈现出由低纬度向高纬度、由低层向高层增大的特征, 边界层内尤其是近地表附近位涡值很小。这使得早期对位涡异常的研究多集中在中高纬度、对流层中高层, 而近地表附近常以位温异常代替位涡异常进行研究。随着位涡理论的不断应用和发展, 越来越多的研究(Held, et al, 1999；Koh, et al, 2004；Schneider, 2005；Egger, et al, 2015)指出, 自由大气中的位涡与地表位涡具有密切联系, 地表制造的位涡输送到自由大气中, 影响自由大气中位涡的收支。Shaw (1930)和Hoskins (1991)根据大气中等熵面的分布将大气划分为上层空间、中层空间和下层空间。热带对流层顶以上的等熵面构成了上层空间；热带对流层顶以下且不与地面相交的等熵面构成了中层空间；而下层空间则由全部与地表相交的等熵面构成。根据位涡定理(Haynes, et al, 1987), 上层空间和中层空间中的等熵面不与地表相交, 整个等熵面内不存在净位涡的制造, 而下层空间中则存在位涡的制造或消亡。Hoskins(1991)研究了下层空间中位涡的收支情况, 认为从长期气候平均的角度来看, 摩擦作用所造成的位涡异常应与非绝热加热所引起的位涡异常抵消, 在这一约束条件下南半球西风带控制区应出现地表非绝热冷却。Schneider等(2003)定义的“广义位涡”为传统位涡和地表制造位涡之和, 并在此基础上分析了耗散气流过山时, 在山脉背风坡一侧出现的地表“涡旋对”如何影响等熵面中的位涡。然而, 由于边界层内气象要素分布较自由大气中复杂、再分析资料对地表和边界层内气象要素的描述过于粗糙, 地表位涡的制造和影响并没有得到深入探讨和应用。
本研究的目的在于分析地表位涡密度强迫与地表位涡制造的联系, 以2008年初南方低温雨雪冰冻灾害为例, 试图从青藏高原东部地表位涡密度强迫的角度理解青藏高原对流活动异常活跃的原因, 通过高原地表位涡密度的东移传播影响下游地区的降水来揭示青藏高原影响中国东部激烈天气的一种新机制。
2 原理与数据 2.1 不同坐标系下的位涡与位涡密度位涡(P)是单位质量的气块绝对涡度矢量与位温梯度的点乘积(Ertel, 1942)：P=αξa·∇θ。其中, α为气块的比容, ξa为三维绝对涡度, θ为位温。描述大气运动的位涡方程最早由Ertel (1942)提出, 形式为
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(1) |
式中, 
引入位涡密度W, 令
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(2) |
根据Haynes等(1987), W为单位体积内位涡总量, 本文中称之为位涡密度(Schneider, et al, 2003)。将式(2)代入式(1)并应用连续方程, 则有
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(3) |
方程两边消去α整理各项后即可得到位涡密度方程
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(4) |
上式表明在笛卡尔坐标系下, 大气的辐合辐散、非绝热加热和摩擦是大气位涡密度的源和汇。与位涡式(1)相比, 在绝热无摩擦的大气中, 位涡守恒, 而位涡密度不守恒, 位涡密度的变化还需要考虑大气密度的变化, 大气内部的辐合能够制造位涡密度。
进一步化简式(4), 应用矢量运算关系∇·(ΦA)=Φ∇·A+A·∇Φ可得位涡密度的局地变化方程
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(5) |
上式表明, 位涡密度的局地变化由位涡密度通量的辐合辐散、摩擦和非绝热加热作用所决定。
由于位涡(P)在不同坐标系下的形式不同, 位涡密度(W)及其局地变化方程在不同坐标系下的形式也会有所差异。鉴于等熵坐标系和等压坐标系是位涡分析中常用的两种坐标系, 接下来将着重导出位涡密度(W)及其局地变化方程在这两种坐标系下的形式。
在等熵坐标系下, 位涡(P)的形式为P=
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(6) |
其中, 在等熵坐标系下, 位涡密度通量的辐合辐散项(-∇·(WV))在垂直方向的分量
等压坐标系是大气分析中最常用的坐标系。对于固定在几何空间内截面积为δA的小六面体, 在不同坐标系下根据质量守恒原理有：δM=ρzδzδA=
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对比等压坐标系下的位涡和位涡密度可以发现, 与等熵坐标不同, 等压坐标系下的位涡密度保留了位涡的动力和热力属性, 且分布与位涡分布相似。同理可以得到等压坐标系下位涡密度的局地变化方程
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(7) |
上式表明, 等压坐标系下, 位涡密度的局地变化与位涡密度平流、非绝热加热和摩擦作用有关。在绝热无摩擦情况下, 式(7)简化为
仿照Hoskins(1991)分析等熵面内位涡收支的方法, 在任意等熵面θs内对质量加权的位涡进行积分, 并利用高斯定理将面积分转化为沿积分边界的线积分可得
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(8) |
式中, S为等熵面θs上积分的总面积；Γ为积分边界；dl为边界Γ的单位增量, 当线积分方向取逆时针方向时为正；n为单位矢量, 垂直于dl并指向其右侧。上式阐明了地表位涡制造与位涡密度的联系, 即等熵面内质量加权的位涡增量与等熵面边界位涡密度通量的分布有关。对于上层空间和中层空间中的等熵面而言, 由于等熵面不与地表相交, 也就没有边界(Γ→0), 积分结果必然为0, 即在这些等熵面内位涡是守恒的。而下层空间中等熵面与地表相交, 积分结果与交界上的位涡密度输送、摩擦和非绝热加热作用的大小有关, 即在这些等熵面的边界处存在位涡的制造。此外, 式(8)还表明, 等熵面内总位涡密度的变化由位于等熵面边界处的总位涡密度通量的辐合辐散所决定：边界处位涡密度的变化可以借助总位涡密度通量的辐合辐散向等熵面内部扩散, 从而影响大气内部的环流和热力结构。
将积分边界Γ等分为N等份, 则
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(9) |
式中, 
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(10) |
式中, θz为静力稳定度；θn为地表位温梯度, 表示斜压性。式(9)、(10)于是表明在地表斜压性越强的区域, 表面加热对地表位涡制造的贡献越多。
假设某一时刻与地表相交的最底层的等熵面为θ1, 最顶层的等熵面为θM, 则对式(9)从θl到θM进行空间积分便可得到该时刻地表总的位涡制造
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(11) |
式中, dm=ρθdxdydθ。由于与地表相交的等熵面总是随时间变化的, 因此Gtotal为时间的函数。从式(9)—(11)可以看出, A的值越大, Gtotal的值越大, 表明地表位涡制造的总量与等熵面边界的位涡密度通量、摩擦和非绝热加热作用的大小有关。此外, 地表位涡制造的总量还与积分区域内等熵面的密集程度(AQ)有关, 积分区域内等熵面越密集(θn的值越大), A的值越大, 地表位涡制造也越多。
2.3 数据所用数据为1980—2017年1—2月MERRA-2 (the second Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications)逐日再分析资料(Gelaro, et al, 2017), 由美国国家航空航天局(NASA)全球模拟和同化办公室推出, 包括模式层、气压层和地表各要素场, 时间分辨率为3 h。为了凸出青藏高原地表位涡密度强迫的作用, 根据Sun等(2010)的发现, 1月18日之后青藏高原上空对流系统异常活跃且频繁东移影响中国, 文中将2008年1月18日—2月2日作为研究对象, 通过对比这一时段内各要素与1980—2017年1—2月气候态的差异来分析青藏高原地表位涡密度强迫在这次雨雪冰冻灾害中的作用。
根据2.2节中介绍的地表位涡制造理论, 虽然从等熵坐标的角度理解地表位涡制造及位涡密度强迫相对比较容易, 但在等熵坐标系下计算地表位涡密度困难重重。这主要与等熵面在边界层内的分布较为复杂有关。比如：由于地表强烈的加热冷却作用使得与地表相交的等熵面在边界层内呈现出较大的倾斜；边界层内的湍流混合作用有时会使地面附近形成常通量层, 此时等熵面几乎垂直于地面；有的地区大气会出现静力不稳定的位温层结(∂θ/∂z < 0), 位温随高度不单调变化, 使得等熵坐标无法应用。这些都给准确的计算地表位涡密度带来挑战。此外, 由于等熵面与地表相交, 在等熵面边界处计算位涡密度的局地变化式(6)时, 需要同时用到地表数据和大气数据。由于目前大部分再分析资料只给出几个典型层次的等熵面资料, 要得到地表每个格点上的位涡密度倾向需要进行大量的插值计算, 由此引入的计算误差很难估计。笛卡尔坐标系和等压坐标系也有同样的问题存在。为了尽量避免误差的引入, 将位涡、位涡密度和位涡密度的局地变化方程推广到混合σ-p坐标系, 以便于利用MERRA-2资料提供的模式层数据直接计算位涡密度倾向方程中的各项。在得到模式最底层位涡密度倾向后, 利用坐标转换关系得到其他坐标系下的位涡密度倾向。σ-p坐标系下位涡、位涡密度和位涡密度倾向方程形式为
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(12) |
式中, ps为地表气压；∇σ为混合σ-p坐标系下的三维梯度算子：
图 1分别给出了2008年1月1日—2月5日沿28°—34°N平均的305 K等熵面上位涡密度、位涡密度纬向平流和降水随时间的演变。从位涡密度的分布(图 1a)可以看出, 以青藏高原东部约103°E为界, 以西主要为负位涡密度的分布, 以东以正位涡密度的分布为主, 表明青藏高原东部对位涡密度的分布起到了某种调控作用。在青藏高原东部约105°E的地区存在位涡密度的大值中心, 该中心以西为纬向负位涡密度平流分布, 以东为纬向正位涡密度平流分布(图 1b), 表明位涡密度随时间向下游传播。1月初, 正、负位涡密度交替出现, 纬向位涡密度平流相对较弱, 降水并不明显。1月10日开始, 高原东部正位涡密度的强度和持续时间均有加强, 并持续向下游传播。伴随着正位涡密度的持续东传, 整个低温雨雪冰冻灾害期内中国南方的4次主要降水过程清楚地展现出来, 分别为1月10—14日、18—20日、25—29日和1月30日—2月2日, 与陶诗言等(2008)的分析结果基本一致。4次降水过程中后3次过程均伴随着较强的纬向正位涡密度平流, 表明这次事件中南方降水的发生与高原东部位涡密度的东传有一定的联系。1月18日之后青藏高原东部一直维持正位涡密度的分布, 正位涡密度的强度也比10—14日的强, 这与Sun等(2010)发现18日之后高原上空对流系统异常活跃有很好的对应。
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| 图 1 2008年1月1日—2月5日沿28°—34°N平均的305 K等熵面(a)位涡密度W(10-5 s-1)、(b)纬向位涡密度平流(色阶, 单位：10-10 s-2)和降水(等值线, 单位：mm)的时间-经度剖面 (白色缺测区域表示该处等熵面位于地面以下) Figure 1 Time-longitude cross-sections of (a) potential vorticity density (PVD, 10-5 s-1) and (b) zonal PVD advection (shadings, 10-10 s-2) on 305 K isentropic surface averaged over 28°-34°N from 1 January to 5 February, 2008. The black lines in (b) indicate precipitation (mm) (the white area indicates surface potential temperature greater than 305 K) |
为了进一步探讨雨雪期内高原及南方地区位涡密度的异常, 分别将雨雪期内30°—36°N及110°—120°E平均的位涡密度与气候态的位涡密度进行对比(图 2)。可以看出, 冬季多年平均的位涡密度在对流层中低层分布很小(图 2a), 在青藏高原东部700 hPa附近存在一大值中心, 中心强度达到0.6×10-7 (K·m·s)/kg左右。受这一中心和西风气流的影响, 下游地区850—600 hPa位涡密度的分布相对较大, 使得中国东部(110°—120°E)南方地区25°—35°N出现位涡密度的相对大值分布(图 2b)。这一特征在1月18日—2月2日尤其明显(图 2c、d), 青藏高原附近的位涡密度大值中心显著增强, 强度达到1.2×10-7 (K·m·s)/kg左右, 其下游地区850—500 hPa位涡密度也随之加强。南方地区在30°—35°N附近850—500 hPa形成了位涡密度的大值中心, 这一中心南侧以偏南风上升运动为主, 北侧以偏北风下沉运动为主。从两个时期位涡密度的差异来看(图 2e、f), 雨雪冰冻灾害期内, 青藏高原东部600 hPa附近存在显著的位涡密度正异常中心(图 2e), 该中心强度向东逐渐减弱。位涡密度正异常所伴随的异常气旋式环流使得110°E以东对流层中低层出现显著的异常上升运动, 这从位涡密度强迫的角度解释了1月18日之后高原附近对流活动增强的原因。正位涡密度异常中心在33°N, 700—600 hPa达到最大(图 2f), 向低空一直延伸至华南低纬度地区, 对应着华南准静止锋区。其南侧伴随着较强的南风异常和上升运动异常, 有利于暖湿气流进入南方地区, 为降水的发生提供充沛的水汽条件。正位涡密度异常中心的南侧25°N附近700 hPa以上为负位涡密度异常区。
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| 图 2 位涡密度(色阶, 单位：10-7 (K·m·s)/kg)、位温(等值线, 单位：K)和风场(矢量, 单位：m/s, 垂直分量扩大了50倍)的垂直剖面(a、c、e)沿30°—36°N平均的经度剖面, (b、d、f)110°—120°E平均的纬度剖面 (a—b.1980—2017年1—2月平均, c—d.2008年1月18日—2月2日平均, e—f.位涡密度和风场在两个时期的差异(c-a, d-b)；打点区域表示位涡密度差异大于三倍标准差) Figure 2 Vertical cross-sections of PVD (shadings, 10-7 (K·m·s)/kg), potential temperature (contours, K), and wind (vectors, m/s, the vertical component has been multiplied by 50) averaged over (a, c, e) 30°-36°N and (b, d, f) 110°-120°E (a-b. 1980-2017 January-February climatological mean, c-d. during the storm period, e-f.the differences in PVD and wind between these two periods (c-a, d-b); the dotted regions in (e) and (f) represent the differences exceeding three standard deviations) |
从等压坐标系下位涡密度的局地变化方程(式(7))可以看出, 位涡密度的局地变化与位涡密度平流、非绝热加热和摩擦作用有关。如图 1所示, 从青藏高原东移的位涡密度必然会通过平流作用引起南方地区局地位涡密度的增大。此外, 雨雪冰冻灾害期内南方降水区内大量的潜热释放必然也会引起大气位涡密度的变化。那么, 图 2c所示的南方地区对流层中低层正位涡密度异常主要是由什么作用引起的呢？
图 3是根据等压坐标系下位涡密度方程(式(7))计算的位涡密度平流项和非绝热加热项的诊断结果, 由于大气中的摩擦力较小, 这里忽略了摩擦项的贡献。可以看出, 位涡密度平流项在气候态(图 3a)和雨雪冰冻灾害期(图 3c)内的分布相似, 均表现为30°N附近南方地区700 hPa以下为负位涡密度平流区, 以上为正位涡密度平流区, 只是雨雪冰冻灾害期内正、负位涡密度平流的强度均较气候态大。雨雪期内南方地区高空正位涡密度平流有两个中心, 一个位于33°N附近700—500 hPa, 另一个中心位于500 hPa以上(图 3e)。与气候态相比, 这两个正中心在雨雪期内仍然存在, 700—500 hPa的正位涡密度平流中心对应着青藏高原地表制造并东传的位涡密度, 对雨雪期内对流层中下层正位涡密度异常有重要贡献, 而500 hPa以上的中心对应着高层大气位涡密度的输送。与雨雪期内中高层正位涡密度平流加强对应, 25°N附近低空850 hPa的负位涡密度平流也有所加强。非绝热加热项的分布在气候态和雨雪期表现出相似的特征, 其在雨雪期内的强度大于气候态。从气候态(图 3b)来看, 850 hPa以下大气主要以非绝热加热为主, 最强的非绝热加热中心位于地表 30°N以南的中国南海及华南沿海地区, 对流层低层非绝热加热随高度递减, 对应着负位涡密度的制造。850 hPa以上大气以非绝热冷却为主, 但强度较弱, 对应的位涡密度制造也较弱。雨雪冰冻灾害期内(图 3d和3f), 南方地区对流层高、低空非绝热加热均有增强。其中, 由于南方降水区内凝结潜热的释放, 25°—30°N对流层中高层非绝热加热增加显著, 在非绝热加热中心的下方对应着正位涡密度制造, 这一特征在25°N低空850—700 hPa尤其明显。另外, 地表附近30°N以南低空非绝热加热的增强导致了25°N以南近地表附近负位涡密度的增强, 而25°N以北近地表附近以正位涡密度异常为主。
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| 图 3 沿110°—120°E平均的(a、c、e)位涡密度平流项(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)和位涡密度(等值线, 单位：10-7 (K·m·s)/kg)、(b、d、f)非绝热加热项(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)和非绝热加热(等值线, 单位：10-5 K/s)的纬度-高度分布(a、b.1980—2017年1—2月平均, c、d.2008年1月18日—2月2日平均, e、f.两个时期的差异(2018年1月18日—2月2日平均减1980年—2017年1—2月平均)) Figure 3 Vertical cross-sections of (a, c, e) PVD advection term (shadings, 10-13 (K·m)/kg) and PVD (contours, 10-7 (K·m·s)/kg), and (b, d, f) diabatic heating term (shadings, 10-13 (K·m)/kg) and diabatic heating (contours, 10-5 K/s) averaged over 110°-120°E (a and b. January-February climatological mean, c and d. the storm period, e and f. the differences between these two periods (the storm period minus January-February climatological mean)) |
通过对比位涡密度平流项和非绝热加热项可以看出, 图 2f所示的南方地区33°N附近700 hPa以上正位涡密度异常主要由位涡密度平流作用引起。进一步分析经向和纬向位涡密度的输送(图 4)可以看出, 正位涡密度的输送主要与纬向位涡密度平流有关。从纬向位涡密度平流的气候态分布(图 4a)可以看出, 南方地区30°N附近的高空存在较强的正位涡密度平流中心, 该中心一直向低空延伸到850 hPa。在南方雨雪冰冻灾害期间(图 4d), 正位涡密度平流在高低空均大幅度加强, 并在30°N上空700—500 hPa形成一个较强的中心, 该中心对应着青藏高原地表增大并东传的位涡密度。从两个时期的差异(图 4g)可以更清楚地看出, 对流层高低空正位涡密度平流的加强是分离开来的：高层正位涡密度平流的加强位于500 hPa以上, 与高层大气位涡密度平流有关, 而低层正位涡密度平流的加强主要位于700—550 hPa。经向位涡密度平流的分布与纬向位涡密度平流的分布刚好相反, 在南方地区30°N附近的上空以负位涡密度平流的输送为主(图 4b、e), 负位涡密度平流在高低空也有两个中心, 分别位于500 hPa以上和700 hPa附近。有意思的是该负位涡密度平流中心的强度和位置在700 hPa以上基本与纬向正位涡密度平流中心相当, 而700—850 hPa负位涡密度平流的中心要强于正位涡密度平流中心(图 4c、f和i)。那么, 这种经纬向正、负位涡密度平流的配置有什么作用呢？
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| 图 4 沿110°—120°E平均的(a、d、g)纬向位涡密度平流(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)和风场(矢量, 单位：m/s)、(b、e、h)经向位涡密度平流(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)和风场(矢量, 单位：m/s)、(c、f、i)水平位涡密度平流(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)和位涡密度(等值线, 单位：10-7 (K·m·s)/kg)的纬度-高度剖面 (a—c.1980—2017年1—2月平均, d—f.2008年1月18日—2月2日平均, g—i.两个时期的差异) Figure 4 Vertical cross-sections of (a, d, g) zonal PVD advection (shadings, 10-13 (K·m)/kg) and wind (vectors, m/s), (b, e, h) meridional PVD advection (shadings, 10-13 (K·m)/kg) and wind (vectors, m/s), (c, f, i) horizontal PVD advection (shadings, 10-13 (K·m)/kg) and PVD (contours, 10-7 (K·m·s)/kg) averaged over 110°-120°E (a-c. January-February climatological mean, d-f. the storm period, g-i. the differences between these two periods) |
图 2d、f显示雨雪冰冻灾害期间, 南方地区对流层中低层上升运动显著加强, 进一步探讨这一变化对位涡密度局地变化的影响(图 5)则可发现, 与纬向和经向位涡密度平流相比, 垂直方向的位涡密度平流在气候态和雨雪期内均相对较弱(图 5a、b)。从气候态的分布来看, 南方地区对流层主要以正位涡密度平流输送为主(图 5a)。雨雪期内上升运动引起的正位涡密度平流在22°—30°N附近850—700 hPa显著增大(图 5b、c), 这主要与雨雪期内850—500 hPa位涡密度和上升运动的显著加强有关, 该正位涡密度平流的强度稍弱于水平负位涡密度平流(图 4f、i)的强度, 导致该地区总位涡密度平流为负值分布(图 3c、e)。此外, 32°N附近650—500 hPa垂直方向的正位涡密度平流加强, 该正位涡密度平流与水平方向的正位涡密度平流(图 4f、i)共同造成了700—500 hPa的正位涡密度平流(图 3c)及正位涡密度平流异常(图 3e)。由此可见, 在这种上升运动发展显著的强烈天气过程中, 进行等压位涡密度分析时不仅要考虑水平位涡密度输送, 还必须进行垂直位涡密度输送的诊断才能得到正确的推论。
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| 图 5 沿110°—120°E平均的垂直方向位涡密度平流(色阶, 单位：10-13 (K·m)/kg)、位涡密度(等值线, 单位：10-7 (K·m·s)/kg)和风场(矢量, 单位：m/s)的纬度-高度剖面 (a.1980—2017年1—2月平均, b.2008年1月18日—2月2日平均, c.两个时期的差异(雨雪期-气候态)) Figure 5 Vertical cross-sections of vertical PVD advection (shadings, 10-13 (K·m)/kg), PVD (contours, 10-7 (K·m·s)/kg), and wind (vectors, m/s) averaged over 110°-120°E (a. January-February climatological mean, b. the storm period, c. the differences between these two periods (the storm period minus climatological mean)) |
通过以上分析可以看出, 雨雪期内南方地区对流层700—500 hPa位涡密度显著增大, 有利于该地区气旋性环流的加强和上升运动的发展。位涡密度的增加与纬向位涡密度的输送有密切关系, 垂直运动作为二级环流对位涡密度的增加也有正贡献。纬向位涡密度的输送可以追溯到青藏高原东部地表位涡密度的增长和东传。由此可见, 2008年1月中旬到2月初南方低温雨雪冰冻灾害与青藏高原东部位涡密度的增长和东传有密切联系。那么, 是什么作用引起青藏高原东部位涡密度的增长呢？位涡密度的东传又是如何影响南方降水的呢？
4 位涡密度强迫及影响南方降水的机制图 6分别给出了气候态和雨雪期内地表位涡密度倾向的分布及二者的差异, 可见位涡密度倾向的分布较为凌乱。尽管如此, 仍然可以看出在沿海及青藏高原大地形处位涡密度倾向的值比较大, 这些地区往往是等位温线分布相对较为密集的区域, 根据式(11), 表明这些地区是地表位涡制造的关键区。从两个时期的差异场(图 6c)可以看出, 雨雪期内正位涡密度倾向异常区主要分布在青藏高原北部、东部及东部沿海地区。其中, 青藏高原地区正位涡密度倾向的异常强度大于其他区域。因为青藏高原位于南方雨雪冰冻灾害区的上游, 且地势高耸, 正位涡密度倾向异常区已经位于海拔3000 m左右的高度, 等熵面与高原侧边界相交, 从而使得这里成为地表位涡密度强迫的源地。这也解释了图 1所示高原东部103°E以西为负位涡密度分布、以东为正位涡密度分布的原因。
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| 图 6 地表位涡密度倾向在(a)1980—2017年1—2月和(b)2008年1月18日—2月2日的分布及(c)位涡密度倾向在两个时期的差异(雨雪期-气候态) (单位：10-7 K/s2；黑色等值线代表海拔高度为3000 m) Figure 6 Distributions of surface PVD tendency for (a) the climatological mean, (b) the storm period, and (c) their differences in 10-7 K/s2 (the black line indicates the elevation of 3000 m) |
进一步探究动力因子和热力因子在地表位涡密度倾向异常中的作用可以发现(图 7), 位涡密度通量的辐合辐散项对地表总位涡密度倾向的贡献最大(图 7b), 尤其是青藏高原东部26°—34°N的正位涡密度倾向大值区, 该项是正位涡密度异常的唯一贡献项。非绝热加热项的作用相对较弱(图 7c), 但该项是华南沿海地区正位涡密度制造的重要贡献项, 此外, 青藏高原南坡也有较强的非绝热加热制造的正位涡密度异常。摩擦的作用在3项中最弱(图 7d), 对地表总位涡密度制造的贡献很小。
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| 图 7 2008年1月18日—2月2日(a)地表总位涡密度倾向、(b)位涡密度通量的辐合辐散项、(c)非绝热加热作用和(d)摩擦作用所引起的地表位涡密度倾向的分布(单位：10-7 K/s2) Figure 7 Distributions from 18 January to 2 February, 2008 of (a) the total surface PVD tendency, and the surface PVD tendencies resulting from (b) PVD flux divergence, (c) diabatic heating, and (d) friction in 10-7 K/s2 |
根据矢量运算关系, 地表位涡密度通量的辐合辐散项可以分解为地表大气辐合辐散项和地表位涡密度平流项：-∇·(WV)=-W∇·V-V·∇W。对比这两项的贡献可以看出(图 8), 大气辐合辐散项对青藏高原东部的正位涡密度倾向贡献最大(图 8b), 这主要与该处地表大气有较强的辐合有关(图 8d), 而位涡密度平流的作用在该处为负贡献(图 8c)；沿海地区位涡密度倾向的分布主要受位涡密度平流作用的控制(图 8c)。
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| 图 8 2008年1月18日—2月2日(a)地表位涡密度通量的辐合辐散项(-∇·(WV), 单位：10-7 K/s2)、(b)大气辐合辐散项(-W∇·V, 单位：10-7 K/s2)、(c)位涡密度平流项(-V·∇W, 单位：10-7 K/s2)和(d)大气辐合辐散(∇·V, 单位：10-6 s-1)的分布 Figure 8 Distributions from 18 January to 2 February, 2008 of (a) surface PVD flux divergence term (-∇·(WV), 10-7 K/s2), (b) divergence term (-W∇·V, 10-7 K/s2), (c) PVD advection term (-V·∇W, 10-7 K/s2), and (d) air divergence (∇·V, 10-6 s-1) |
以上分析表明, 雨雪期内由于高原东部近地表大气强烈的辐合作用, 使得南方降水区的上游地区青藏高原东部地表出现正的位涡密度强迫, 这有利于高原地区气旋性环流的增强和对流系统的发展。由于青藏高原地势较高, 在西风气流的作用下, 高原地表的正位涡密度强迫沿对流层中下层向下游传播。那么, 东传的正位涡密度如何引起南方降水的发生呢？
前文提到, 在等熵坐标系下, 位涡密度本质上就是等熵绝对涡度, 而等压坐标系下, 位涡密度保留了位涡的动力和热力属性, 因此, 在这两个坐标系下, 位涡密度的东传必然伴随着绝对涡度的东传。因此, 雨雪期内南方地区对流层中高层出现了正绝对涡度平流(图 9a), 根据前文的分析可知, 500 hPa以下正绝对涡度平流的出现与青藏高原地表位涡密度的增强和东传有关, 虽然该处相对涡度的强度分布与高层相差不大(图 9b), 但由于风速随高度增加的缘故, 该处的绝对涡度平流要较高层稍小。伴随着正绝对涡度平流的增加, 南方地区对流层中高层绝对涡度增加, 气旋式环流增强, 有利于30°N附近低空辐合和偏南风气流的发展。此外, 雨雪期内南方地区相对涡度的空间分布表现为以28°N为界, 以北为正相对涡度分布, 以南为负相对涡度分布, 在正、负相对涡度之间是西风气流最强的区域。由于正相对涡度的大值中心位于30°N以北, 低空偏南风气流的出现有利于30°N以南的低空经向负绝对涡度平流的加强(图 4)。如此, 与图 4所示的位涡密度平流配置相似, 南方地区对流层高低空出现绝对涡度平流随高度增加的大尺度环流背景, 有利于上升运动的发展。上升运动的发展又进一步加强了低空的辐合和偏南风气流, 使得低空经向负绝对涡度平流不断加强, 高低空绝对涡度平流随高度增加的环流背景进一步增强, 在这种不断加强的抽吸作用下, 上升运动和低空辐合不断加强, 与偏南风气流带来的充沛水汽相配合, 促成南方降水的发生。
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| 图 9 2008年1月18日—2月2日110°—120°E平均的(a)绝对涡度平流(色阶, 单位：10-10 s-2)、绝对涡度平流随高度的变化(等值线, 单位：10-12 s-2·hPa-1)和风场(矢量, 单位：m/s)；(b)相对涡度(色阶, 单位：10-5 s-1)和温度(等值线, 单位：℃；红色和蓝色等值线分别为雨雪期内和气候态的0℃等温线)的纬度-高度剖面 Figure 9 Vertical cross-sections of (a) absolute vorticity advection (shadings, 10-10 s-2) and its vertical gradient (contours, 10-12 s-2·hPa-1), (b) relative vorticity (shadings, 10-5 s-1), and temperature (contours, ℃; red and blue contours indicate the 0℃ isothermal in the storm period and the January-February mean from 1980 to 2017) for 110°-120°E from 18 January to 2 February, 2008 |
图 9还表明雨雪期内淮河以南地区, 850 hPa以下北风盛行, 为冷平流；以上南风盛行, 为暖平流。从对流层温度的分布(图 9b)可以看出, 雨雪期内南方地区近地面温度偏低, 地面0℃等温线位于27°N附近, 较气候态的0℃等温线南移了约10个纬距。24°—32°N对流层低层暖湿气流造成850—700 hPa温度较高, 比950—900 hPa的温度高约3 K, 形成逆温层。对流层低层这种温度的分布也有利于南方地区降雪和冻雨的形成。
5 小结与讨论在位涡理论的基础上, 详细介绍了地表位涡制造和位涡密度强迫的联系, 并利用再分析资料从观测的角度分析了青藏高原地表位涡密度强迫的增强和东传引起下游地区降水发生的机制, 主要得到以下几点结论：
大气的辐合辐散、非绝热加热和摩擦是大气位涡密度的源和汇。在绝热无摩擦的大气中, 位涡守恒；而位涡密度不守恒, 大气内部的辐合能够制造位涡密度。当采用等压坐标系时, 位涡密度守恒, 并保留了位涡的动力和热力属性。在等熵坐标系下, 位涡密度的本质是等熵绝对涡度。
青藏高原东部地表大气的辐合能够引起正位涡密度强迫的增大。由于高原地势高耸, 等熵面与高原侧边界相交, 使得这里成为地表正位涡密度强迫的源地。正位涡密度强迫在风场的作用下容易向下游传播, 影响中国东部的天气。
伴随着青藏高原东部正位涡密度强迫的东传, 下游南方地区对流层中层绝对涡度增加, 气旋式环流增强, 有利于低空辐合和偏南风气流的发展, 为降水提供充沛的水汽条件。另外, 低空偏南风气流的出现有利于经向负绝对涡度平流的加强, 使得对流层高低空出现绝对涡度平流随高度增加的大尺度环流背景, 有利于上升运动的发展。正因为激烈天气过程中上升运动发展显著, 因此在进行等压位涡密度分析时不仅要分析水平位涡密度输送, 还必须进行垂直位涡密度输送的诊断。上升运动的发展能够进一步加强低空的辐合和偏南风气流, 使得低空经向负绝对涡度平流不断加强, 高低空绝对涡度平流随高度增加的环流背景进一步加强。在这种不断加强的抽吸作用下, 上升运动不断发展增强, 从而促成南方地区降水的产生。
文中从资料分析的角度提出了青藏高原影响2008年南方地区低温雨雪冰冻灾害发生的一种新机制, 文中提出的青藏高原东部近地表大气辐合有利于正位涡密度强迫的增大及正位涡密度强迫的东传引起下游降水的机制将利用数值模式另文加以验证(于佳卉等, 2018)。2008年南方低温雨雪冰冻灾害是多个因子相互作用的结果, 正如图 4g和图 9所示, 对流层高层位涡密度和绝对涡度的输送对上升运动的发展也起到了一定的促进作用。相关的数值模拟研究将在于佳卉(2018)中给出。另外, 因为高原地区边界层高度比平原地区高(李国平等, 2005), 拖曳系数也偏大(Li, et al, 2001), 如何准确计算摩擦项还须进一步探究。
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