影響夏季青藏高原橫切變線演變的動力和熱力作用分析

2022-04-15 09:34:06高媛姚秀萍李山山王曉芳

大氣科學 2022年2期

關鍵詞：大氣

高媛姚秀萍李山山王曉芳

1 中國氣象局武漢暴雨研究所暴雨監測預警湖北省重點實驗室，武漢430205

2 中國氣象局成都高原氣象研究所高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，成都610072

3 中國氣象局氣象干部培訓學院，北京100081

1 引言

青藏高原（以下簡稱高原）是我國東部災害性天氣的上游關鍵區（徐祥德, 2009; 師銳和何光碧,2011），在其特殊的地形條件下形成了特有的高原切變線系統（何光碧和師銳, 2014; 姚秀萍等, 2014;李山山和李國平, 2017a; 杜梅等, 2020）。準東西向的高原切變線稱為高原橫切變線，指出現在高原上空500 hPa 等壓面上，三站風向對吹或兩站風向對吹且長度大于5 個經距的風場輻合線，主要活動在高原中東部、30°N～35°N 之間，一般呈準靜止狀態（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組, 1981; 中國氣象局成都高原氣象研究所和中國氣象局成都高原氣象委員會, 2011）。夏半年半數以上的高原橫切變線可引發高原暴雨，1/3 以上高原暴雨過程的影響系統為高原橫切變線（Zhang et al., 2016; 趙大軍和姚秀萍, 2018）。高原橫切變線對高原及其下游天氣影響深遠，加強其相關研究具有重要的實際意義和理論意義。

高原切變線的形成和維持與周邊系統及大尺度環流有關，500 hPa 上主要的影響系統有伊朗高壓、西太平洋副熱帶高壓、印度季風低壓等（彭新東和程鱗生, 1994; 唐洪, 2002; 師銳和何光碧, 2011），200 hPa 主要的影響系統是南亞高壓和高空急流（羅雄和李國平, 2018）。動力診斷表明，500 hPa輻合、200 hPa 輻散及寬廣的上升運動是高原切變線產生和維持的重要機制（郁淑華, 1994），散度場結構及其演變與高原切變線的生成緊密相關，低層散度負變率帶、渦度中心帶的出現對預測高原切變線生成具有指示意義（張小玲和程麟生, 2000a,2000b）。邊界層非均勻的非絕熱加熱是很多中尺度過程的觸發機制（尹道聲, 1979），高原作為天氣尺度加熱源，其上空非絕熱加熱對高原切變線形成與維持的影響一直備受氣象學者關注（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組, 1981）。尹道聲（1979）認為局地鋒生是高原切變線產生的原因，而鋒生鋒消與高原熱源變化密切相關，當有降水發生，熱源抬升至中層，鋒面也向上發展，切變線隨之加強。陶詩言等（1984）通過模擬高原地形及熱源強度探究高原熱力作用對高原切變線形成的影響，結果表明加入高原熱力作用后高原切變線形成發展加速，強度增強。彭新東和程鱗生（1994）通過中尺度數值模擬表明，凝結潛熱釋放對低渦切變系統的強度和結構具有決定性影響。Guan et al.（2018）研究認為，地表熱量水平平流可影響低層高原切變線的運動，而熱量垂直輸送則影響高原切變線的強度。

20 世紀40 年代，Ertel 提出了位渦（PV）概念，定義為絕對渦度與位溫梯度的點乘積。位渦可同時描述大氣的動力和熱力特征，廣泛應用于各種天氣過程的診斷分析中（Hoskins et al., 1985;Hoskins, 1997; 壽紹文, 2010）。由于在非絕熱過程中，位渦不再守恒，故位渦異?？捎脕硌芯扛咴蜏u生成和發展過程中高原地表感熱及凝結潛熱釋放對其演變的作用（Li et al., 2011, 2014, 2018a,2018b; 鄭永駿等, 2013; Wu et al., 2018; Zhang et al.,2019; 馬婷等, 2020）。羅雄和李國平（2018）利用WRF 模式對一次高原切變線過程進行模擬分析，結果表明，對流層低層中，高原切變線附近正渦度中心與高位渦中心相吻合。

目前，氣象學者對高原切變線的動力、熱力結構已有了較為詳盡的認識，對其演變機制也通過數值模擬（彭新東和程鱗生, 1994; 羅雄和李國平,2018）和多種診斷分析方法展開了深入研究（郁淑華和駱紅, 1993; 郁淑華, 1994; 張小玲和程麟生,2000a, 2000b；屠妮妮和何光碧, 2010; 李山山和李國平, 2017b）。然而，雖然關于高原切變線生成及移動機制的研究開展較多，對于動力及熱力作用的影響有了較為普遍的認識，但不同個例或者同一個例不同階段，動力和熱力作用有何區別，分別如何影響高原切變線演變，依舊沒有很好解答。以往關于高原切變線演變機制的研究多針對某一個例，或不同類別的兩個個例對比，其研究結論不盡相同，對高原切變線演變機制的認識難免有一定局限性。此外，從位渦角度開展非絕熱加熱對高原切變線演變影響的研究工作相對較少。

基于此，本研究選用歐洲中期天氣預報中心（European Centre for Medium—Range Weather Forecasts，簡稱ECMWF）提供的的ERA－5 再分析資料，在計算機客觀識別高原橫切變線的基礎上，篩選出14 個位置相同、生命史相當且帶來暴雨的高原橫切變線個例，采用合成分析方法，以相對渦度垂直分量（以下簡稱渦度，用 ζ表示）表征合成高原橫切變線（以下簡稱切變線）強度，通過診斷分析，揭示動力和熱力強迫對切變線強度演變的作用，以期完善對切變線演變過程的認識、對高原災害性天氣系統發生發展機理的認知。

2 資料與方法

2.1 數據

鑒于歐洲中期天氣預報中心（簡稱ECMWF）提供的ERA-5 再分析資料具有較高的時空分辨率，本研究選用ERA-5 再分析資料開展研究。具體為：1981～2019 年6～8 月，每日24 個時次，水平分辨率1°×1°，垂直方向30 層等壓面常規資料。在個例選取時，使用了中國氣象局地面氣象站基本氣象要素日值數據集（簡稱V3.0）中的北京時間每日20～08 時及08～20 時的12 小時累積降水資料，時間長度為1981～2019 年6～8 月；時間分辨率為逐日。

2.2 切變線客觀識別方法與個例選取

本文采用馬嘉理和姚秀萍（2015）、Zhang et al.（2016）和張碩等（2019）提出的客觀識別技術，對1981～2019 年這39 年6～8 月期間的高原橫切變線進行判識?？陀^識別技術以緯向風的經向切變、相對渦度和緯向零風速線作為三個參數，將500 hPa上同時滿足公式（1）且東西跨度超過5 個經距的切變線確定為高原橫切變線。

其中，u為緯向風速，ζ=?v/?x??u/?y為相對渦度，x為東西向坐標，y為南北向坐標。

在計算機客觀識別所得結果基礎上，結合V3.0 數據集中的降水資料，選取用于合成分析的高原橫切變線個例。選用的個例需滿足如下三個條件（張碩等, 2019）：

（1）位置條件：該高原橫切變線位于高原主體（32°～35°N，70°～105°E）范圍內。

（2）風場條件：該高原橫切變線北側為偏東風，南側為西風，處于氣旋性環流中。

（3）降水條件：該高原橫切變線附近至少5個站點出現暴雨記錄（24 h 累計降水量 ≥ 25 mm）。

考慮到高原橫切變線的日變化特征，要求所選個例生命期起止時間相同；考慮到合成分析采用靜態合成，要求所選個例在生命史各個階段穩定少動。綜合以上條件，盡可能保證樣本容量，最終篩選出本研究所用的14 個高原橫切變線個例（表1）。所選取的個例生命史均為38 小時，生成于當地時間17 時，消亡于第三日當地時間06 時。本文定義高原橫切變線生成首日為D1，下文中將時間統一表示為DNNNLT，其中D 為Day 的縮寫，LT 為Local Time 的縮寫，LT=UTC+6 h，N 代表任意數字。DNNNLT 表示第N 天，當地時間NN 時刻。例如，D117LT，表示高原橫切變線生成首日當地時間17 時。將各時次、14 個個例的物理量進行算術平均，便得到后續研究所需的合成資料。下文中將合成高原橫切變線簡稱為切變線。

表1 用于合成分析的高原橫切變線個例生成時間及過程降水情況Table1 Generation time and precipitation of each case of the TSL used for the composite analysis

2.3 非絕熱加熱的計算

大氣非絕熱加熱由感熱加熱、潛熱加熱和輻射加熱三部分組成。本文采用倒算法計算大氣視熱源Q1和大氣視水汽匯Q2（Yanai et al., 1992; Li et al.,2014, 2018a, 2018b），其表達式為

利用大氣視熱源計算大氣非絕熱加熱率Q：

對大氣視熱源Q1和視水汽匯Q2垂直積分可得到整層大氣非絕熱加熱和視水汽匯：

大氣視熱源Q1表示單位時間內單位質量大氣的非絕熱加熱程度；視水汽匯Q2表示單位時間內單位質量水汽凝結釋放潛熱（蒸發冷卻）引起的大氣增溫（降溫）；Q為非絕熱加熱率；Cp=1004.8416 J kg?1K?1，為定壓比熱；L為凝結潛熱，q為比濕；T為開氏溫度；v為水平風矢量； ω為p坐標系下垂直速度；κ≈0.2875；p0=1000 hPa；pt為大氣層頂氣壓，取100 hPa；ps為地面氣壓。

3 夏季青藏高原橫切變線的演變過程

本文以特征高度500 hPa 切變線附近相對渦度垂直分量ζ（下簡稱渦度）來表征切變線的強度。從圖1 可以看到，在切變線38 小時的生命史中，500 hPa 切變線強度存在明顯的日變化特征，經歷了增強（D117LT～D123LT）、減弱（D123LT～D213LT）、增強（D213LT～D222LT）和減弱消亡（D222LT～D3