李國(guó)平1 趙?；? 黃楚惠3 牛金龍4

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基于NCEP資料的近30年夏季青藏高原低渦的氣候特征

李國(guó)平趙?；ⅫS楚惠牛金龍

1成都信息工程學(xué)院大氣科學(xué)學(xué)院，成都610225;2重慶市氣象臺(tái)，重慶401147;3四川省氣象臺(tái)，成都610072;4成都市氣象局，成都610072

基于NCEP/NCAR再分析資料并通過人工識(shí)別與天氣圖對(duì)比，本文對(duì)1981～2010年夏季高原低渦的氣候特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析，對(duì)比研究了高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的大氣環(huán)流場(chǎng)和低頻分量場(chǎng)的特征，主要結(jié)果有：（1）近30年來夏季高原低渦平均每年生成32個(gè)，低渦發(fā)生頻數(shù)呈現(xiàn)較明顯的增多趨勢(shì)，并具有較強(qiáng)的年際變化特征，低渦頻數(shù)在2000年和2005年出現(xiàn)顯著突變，在2000年由增多趨勢(shì)轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì)，在2005年又轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)，同時(shí)低渦頻數(shù)具有顯著的準(zhǔn)5年、準(zhǔn)9年和準(zhǔn)15年周期振蕩，6月生成的高原低渦呈減少趨勢(shì)，而7月和8月生成的高原低渦均呈現(xiàn)增多趨勢(shì)；（2）夏季高原低渦生成源地主要集中在西藏雙湖、那曲和青海扎仁克吾一帶，其中高原中部渦占50.8%，西部渦占27.0%，東部渦占22.2%，6月、7月和8月生成的高原低渦分別占夏季低渦總數(shù)的44.7%、29.9%和25.4%，高原低渦生成時(shí)絕大多數(shù)為暖性渦，占總數(shù)的90.7%。近30年來平均每年夏季有1.3個(gè)高影響高原低渦移出高原并在下游大范圍地區(qū)產(chǎn)生強(qiáng)降水天氣；移出的高原低渦以東移為主，占移出高原低渦的56.4%，而東北移和東南移的分別占移出高原低渦的20.1%和20.5%；（3）高原低渦高發(fā)年，低層的大氣環(huán)流場(chǎng)和低頻大氣環(huán)流分量場(chǎng)均表現(xiàn)出較強(qiáng)的水平輻合及偏南氣流，高層的青藏高壓在高原主體范圍內(nèi)較氣候態(tài)偏強(qiáng)；高原低渦低發(fā)年的情況則與之相反，伊朗高原上空的氣旋、青藏高原低槽和高原南側(cè)反氣旋的配置對(duì)高原低渦的發(fā)生具有重要作用。

青藏高原 高原低渦 氣候特征 低頻振蕩

1 引言

高原低渦是在特有的高原動(dòng)力和熱力背景下產(chǎn)生的高原地區(qū)低層（500 hPa）天氣系統(tǒng)，同時(shí)也是影響高原主體及下游地區(qū)主要的天氣樣式之一，隨之引發(fā)的暴雨、雷暴和大風(fēng)等災(zāi)害性天氣對(duì)人民生命財(cái)產(chǎn)安全可產(chǎn)生較大危害。有關(guān)高原低渦的研究成果及業(yè)務(wù)應(yīng)用隨著1979年第一次青藏高原氣象科學(xué)試驗(yàn)（the Qinghai-Xizang Plateau Meteorological Experiment，簡(jiǎn)稱QXPMEX）的實(shí)施而逐漸增多（孫國(guó)武，1987；羅四維，1992；羅四維等，1993），學(xué)者們從天氣、氣候、動(dòng)力、數(shù)值模擬等方面對(duì)高原低渦的結(jié)構(gòu)特征、時(shí)空變化規(guī)律、生成發(fā)展和東移機(jī)制展開了研究。早期的研究指出高原低渦的源地主要在羌塘、松潘、那曲和柴達(dá)木，其中認(rèn)為那曲是主要的生成源地，并且高原低渦在生成期以暖渦為主（青藏高原低值系統(tǒng)研究協(xié)作組，1978；青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組，1981）。同時(shí)期，也有學(xué)者提出高原低渦主要生成于那曲、申扎和改則一帶（錢正安和單扶民，1984；錢正安等，1984），或主要生成于30°N～35°N之間的那曲和班戈湖附近（羅四維和王玉佩，1984）。

在20世紀(jì)80年代中期，基于高原氣象協(xié)作研究和QXPMEX的觀測(cè)資料，陶詩言等（1984）、劉富明和濮梅娟（1986）分別對(duì)1975～1982年和1965～1982年的高原低渦生成、移動(dòng)和影響進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，但由于資料和年代所限，高原低渦氣候（學(xué)）特征及長(zhǎng)期變化趨勢(shì)的研究幾乎為空白。近年來，隨著觀測(cè)資料的逐漸豐富以及再分析資料的應(yīng)用，高原低渦活動(dòng)的氣候特征開始引起人們的關(guān)注，郁淑華和高文良（2006）、高文良和郁淑華（2007）對(duì)1998～2004年移出高原低渦進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析，并給出了低渦多與少的月環(huán)流場(chǎng)特征。何光碧等（2009a）分析了2000～2007年夏季高原低渦、切變線的觀測(cè)事實(shí)。王鑫等（2009）對(duì)1980～2004年5～9月的青藏高原低渦活動(dòng)進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)研究。蔣艷蓉等（2009）研究了冬、春季青藏高原東側(cè)渦旋特征及其對(duì)我國(guó)天氣氣候的影響。但目前我們對(duì)高原低渦氣候特征的總體認(rèn)知還很欠缺，特別是近年來在全球氣候變化以及高原氣候變化的背景下，高原低渦活動(dòng)長(zhǎng)期變化趨勢(shì)的研究還不多見。因此，迫切需要加強(qiáng)青藏高原低渦活動(dòng)的氣候變化趨勢(shì)及其對(duì)我國(guó)強(qiáng)降水影響的研究，這對(duì)于揭示高原地區(qū)天氣系統(tǒng)活動(dòng)及其氣候特征的基本事實(shí)，進(jìn)一步認(rèn)識(shí)高原低渦發(fā)生發(fā)展及影響機(jī)制，以及高原低渦與下游其他天氣系統(tǒng)（如西南低渦、臺(tái)風(fēng)、江淮氣旋、梅雨鋒）的相互作用都有重要意義。由于5～9月是高原低渦主要活動(dòng)時(shí)段，其中6～8月又是高原低渦最容易移出高原的月份（高文良和郁淑華，2007），故本文利用近30年（1981～2010年）的NCEP (National Centers for Environmental Prediction) /NCAR (National Center for Atmospheric Research)逐日再分析數(shù)據(jù)對(duì)夏季（6～8月）高原低渦的時(shí)空分布特征進(jìn)行氣候統(tǒng)計(jì)分析，并對(duì)夏季高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的大氣環(huán)流及低頻變化特征開展對(duì)比研究。

2 資料與方法

近年來，NCEP/NCAR再分析資料已經(jīng)在高原上廣泛使用（高文良和郁淑華，2007；朱麗華等，2011；李永華等，2011；宇婧婧等，2011a，2011b；華維等，2012；李斐等，2012），在高原低渦的個(gè)例診斷分析和數(shù)值模擬中也已成功運(yùn)用（何光碧等，2009b；黃楚惠和李國(guó)平，2009；宋雯雯等，2012）。由于NCEP/NCAR再分析資料是基于多源資料的融合，相對(duì)于高原上探空站點(diǎn)“東多西少”的極不均勻分布，在整體上能比較客觀地反映青藏高原上空的大氣環(huán)流形勢(shì)，有利于較為全面地識(shí)別高原低渦。因此，以再分析資料為主，結(jié)合探空資料的訂正，在目前的技術(shù)、資料條件下，對(duì)于高原低渦的統(tǒng)計(jì)應(yīng)是一種較好的現(xiàn)實(shí)選擇。

本文所用的資料為1981～2010年NCEP/ NCAR逐日再分析資料（Kalnay et al., 1996），其中水平分辨率為2.5°×2.5°的再分析資料從1981到2010年，水平分辨率為1°×1°的再分析資料從1999到2010年。首先，利用該資料繪制的天氣圖對(duì)近30年夏季高原低渦進(jìn)行人工識(shí)別統(tǒng)計(jì)，高原低渦的識(shí)別標(biāo)準(zhǔn)為：500 hPa等壓面上，高原地區(qū)形成閉合等高線的低壓或有3個(gè)站點(diǎn)風(fēng)向呈氣旋性的低渦環(huán)流（青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組，1981）。我們還參考MICAPS（Meteorological Information Combine Analysis and Process System）天氣圖以及中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所（2010～2012年）出版的《青藏高原低渦切變線年鑒》對(duì)再分析資料人工識(shí)別結(jié)果進(jìn)行了適當(dāng)訂正。在高原低渦整個(gè)統(tǒng)計(jì)過程中，我們主要是以分辨率2.5°×2.5°的再分析資料為主，運(yùn)用MICAPS資料和分辨率為1°×1°的再分析資料進(jìn)行適當(dāng)?shù)谋容^、訂正。我們發(fā)現(xiàn)，單純地用MICAPS資料來統(tǒng)計(jì)的話，西部的高原低渦會(huì)明顯偏少，故我們以兩種分辨率的再分析資料為主，對(duì)一些存疑的低渦過程再用MICAPS資料加以比較、驗(yàn)證。此外，我們分別采用小波分析和滑動(dòng)檢驗(yàn)對(duì)高原低渦序列進(jìn)行振蕩周期分析和突變檢驗(yàn)（Torrence and Compo，1998），并使用Lanczos帶通濾波器提取大氣低頻分量，該濾波器能有效地保留其窗口內(nèi)的方差（Jones et al., 1998）。根據(jù)有關(guān)研究結(jié)果（姚菊香等，2012），本文選擇準(zhǔn)雙周和準(zhǔn)30天Lanczos濾波器窗口函數(shù)的臨界值分別為24和46，當(dāng)時(shí)，Lanczos濾波器性能優(yōu)于Butterworth濾波器。

3 結(jié)果分析

3.1 青藏高原低渦的氣候?qū)W分析

3.1.1 夏季高原低渦的氣候特征

圖1給出了夏季高原低渦發(fā)生頻數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化距平的年際變化和小波分析。由圖1a可以看出，自1981年以來夏季高原低渦發(fā)生頻數(shù)整體呈增多趨勢(shì)，30年高原低渦共出現(xiàn)965個(gè)，夏季生成的高原低渦年平均32.2個(gè)，1991年高原低渦出現(xiàn)頻次最高，達(dá)51個(gè)；2003年出現(xiàn)頻次最少，為18個(gè)；氣候傾向率是每10年增加1.258個(gè)，標(biāo)準(zhǔn)差為8.5，具有較強(qiáng)的年際變化特征。夏季高原低渦頻數(shù)在2000年和2005年發(fā)生顯著突變，低渦頻數(shù)序列在2000年由增多趨勢(shì)轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì)，而后在2005年又轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)。利用小波功率譜對(duì)圖1a所示夏季高原低渦序列進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn)，夏季高原低渦序列的準(zhǔn)5年、準(zhǔn)9年和準(zhǔn)15年周期振蕩現(xiàn)象顯著：4～7年的周期振蕩在1981年與1995年間有較大的譜值，8～12年的周期振蕩特征在1985年前后、1995年前后和1998年前后有較大的譜值，準(zhǔn)15年的周期振蕩特征自1981年以來呈現(xiàn)較大的譜值。

圖1 夏季高原低渦頻數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化距平的（a）年際變化和（b）小波功率譜（左列）及其對(duì)應(yīng)的方差（右列）（采用Morlet小波，陰影區(qū)通過0.05信度水平檢驗(yàn)，下同）

3.1.2 6月份高原低渦的氣候特征

圖2a顯示，自1981年以來6月份出現(xiàn)的高原低渦頻數(shù)整體呈減少趨勢(shì)，氣候傾向率為每10年減少1.144個(gè)，6月份年平均生成的高原低渦頻數(shù)為14.4個(gè)，標(biāo)準(zhǔn)差為6.1，年際變化特征明顯，低渦序列在2005年發(fā)生顯著突變，在2005年由減少趨勢(shì)轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)。利用小波功率譜對(duì)圖1a中6月份生成的高原低渦序列進(jìn)行分析得出，該月份高原低渦序列的準(zhǔn)2年、準(zhǔn)4年和準(zhǔn)15年周期振蕩現(xiàn)象顯著；準(zhǔn)2年的周期振蕩在1985年前后、2000年前后和2010年前后有較大的譜值，準(zhǔn)4年的周期振蕩在1995年前后有較大的譜值，準(zhǔn)15年的周期振蕩自1981年以來呈現(xiàn)出較大的譜值。

圖2 同圖1，但為6月

3.1.3 7月份高原低渦的氣候特征

圖3給出了7月份生成的高原低渦頻數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化距平的年際變化和小波分析。由圖3a可知，自1981年以來該月份生成的高原低渦整體呈增多趨勢(shì)，氣候傾向率為每10年增加0.493個(gè)，7月份年平均生成的高原低渦頻數(shù)為9.6個(gè)，標(biāo)準(zhǔn)差為4.9，也具有年際變化特征。7月份生成的高原低渦頻數(shù)在1989年和1992年有顯著的突變，該序列在1989年由減少趨勢(shì)轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)，而后在1992年又轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì)。小波功率譜對(duì)圖3a中7月份生成的高原低渦序列的分析表明，7月份生成的高原低渦序列存在準(zhǔn)3年、準(zhǔn)5年和準(zhǔn)15年的周期振蕩現(xiàn)象，2～4年的周期振蕩在1985年前后和2000年前后有較大的譜值，準(zhǔn)5年的周期振蕩在1993年前后有較大的譜值，準(zhǔn)15年的周期振蕩在1981年以后均有較大的譜值。

圖3 同圖1，但為7月

3.1.4 8月份高原低渦的氣候特征

由圖4a可以看出，自1981年以來8月份生成的高原低渦頻數(shù)整體呈明顯增多趨勢(shì)，氣候傾向率達(dá)每10年增加1.4個(gè)，8月份年平均生成的高原低渦頻數(shù)為8.2個(gè)，標(biāo)準(zhǔn)差為4.6，年際變化顯著。8月生成的高原低渦頻數(shù)在1984年和1997年有顯著的突變發(fā)生，在1984年由減少趨勢(shì)轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)，在1997年再次轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì)。小波功率譜對(duì)圖4b中8月高原低渦序列的分析表明，該高原低渦序列的準(zhǔn)2年、準(zhǔn)6年、準(zhǔn)9年和準(zhǔn)12年周期振蕩現(xiàn)象顯著：準(zhǔn)2年的周期振蕩在1992年前后有較大的譜值，準(zhǔn)6年的周期振蕩在1993年前后、2002年前后和2008年前后有較大的譜值，準(zhǔn)9年的周期振蕩在20世紀(jì)80年代初和2000年到2010年間呈現(xiàn)出較大的譜值，準(zhǔn)12年的周期振蕩特征在1998年前后較為明顯。

圖4 同圖1，但為8月

3.1.5 夏季高原低渦的源地

圖5反映了1981～2010年高原低渦生成源地累積頻數(shù)的空間分布。圖5a為表明夏季高原低渦生成源地主要集中在西藏雙湖、那曲和青海扎仁克吾一帶。高原低渦的中部渦占50.8%，西部渦占27.0%，東部渦占22.2%。從圖5b可以看出，6月份，高原低渦源地位置偏北，主要分布在雙湖—扎仁克吾以北地區(qū)；而7月份高原低渦源地位置較6月份偏南，主要分布在班戈—那曲一帶；8月份 高原低渦源地和7月份基本一致，也分布于班戈—那曲一帶，但累積頻數(shù)不及7月。6～8月各月生成的高原低渦占夏季高原低渦總數(shù)的比例為：6月最多，達(dá)44.7%，7月份為 29.9%，而8月最少，占25.4%。

3.1.6 夏季高原低渦的生命史和強(qiáng)度

圖6給出了高原低渦持續(xù)時(shí)間和低渦中心位勢(shì)高度值的情況。由圖6a可見，4成以上的高原低渦持續(xù)時(shí)間能達(dá)到6小時(shí)，持續(xù)12小時(shí)的低渦數(shù)占2成，生命期超過18小時(shí)的高原低渦數(shù)不到1成。由圖6b可以看出，高原低渦中心的位勢(shì)高度值近于正態(tài)分布，均值為582.12 dagpm，低渦中心位勢(shì)最高值和最低值分別為591 dagpm和563 dagpm，中心位勢(shì)高度值位于578～587 dagpm之間的高原低渦占總數(shù)的87.1%。

3.1.7 夏季高原低渦的熱力性質(zhì)和移動(dòng)特征

統(tǒng)計(jì)結(jié)果還表明：高原低渦初期以暖性渦為主，占總數(shù)的90.7%，這與前人的研究結(jié)果一致（青藏高原低值系統(tǒng)研究協(xié)作組，1978）。絕大數(shù)高原低渦屬于源地（不發(fā)展）型，僅在高原地區(qū)活動(dòng)，移到高原東麓時(shí)即減弱消失，這是高原低渦與背風(fēng)氣旋明顯不同之處。

對(duì)高原低渦的相關(guān)研究而言，高原低渦的氣候統(tǒng)計(jì)是一項(xiàng)工作量大但結(jié)果差異也可能較大的基礎(chǔ)性工作，即使在對(duì)高原低渦定義基本相同的條件下，由于高原低渦尺度較小、屬于邊界層系統(tǒng)（劉富明和濮梅娟，1986；Liu and Li，2007），加之高原上的探空資料稀疏，用常規(guī)天氣圖方法識(shí)別確定的高原低渦常因統(tǒng)計(jì)年限不同、所用資料不同、在歷史紙質(zhì)天氣圖和MICAPS顯示天氣圖上的反映狀況不同（甚至手工繪制天氣圖時(shí)期，中央氣象臺(tái)、省氣象臺(tái)、地市級(jí)氣象臺(tái)的預(yù)報(bào)員判定高原低渦的標(biāo)準(zhǔn)可能有所不同），對(duì)移出高原的低渦也可能因移下臨界海拔高度、移過臨界經(jīng)度以及是低渦移動(dòng)還是新生等方面的判斷差異，不同研究者的低渦統(tǒng)計(jì)結(jié)果存在差異（有的還比較大）。例如，平均每年夏季高原低渦生成數(shù)的統(tǒng)計(jì)結(jié)果為6.1～9.1個(gè)，高原低渦移出高原的百分比為8.7%～36.4%（陶詩言等，1984；劉富明和濮梅娟，1986；郁淑華和高文良，2006；郁淑華等，2007，2012；黃楚惠，2008；王鑫等，2009；中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所，2010～2012；Feng et al.，2014）。

圖5 1981～2010年高原低渦生成源地累積頻數(shù)的空間分布：（a）夏季（6～8月）；（b）6月；（c）7月；（d）8月

圖6 1981～2010年高原低渦生命史和強(qiáng)度的統(tǒng)計(jì)分布：（a）低渦持續(xù)時(shí)間；（b）500 hPa低渦中心位勢(shì)高度

但對(duì)高原低渦移出高原的總體認(rèn)識(shí)還是基本一致的，即能夠移出高原的高原低渦為數(shù)不多，移出高原并發(fā)展為較強(qiáng)低渦而產(chǎn)生高影響天氣的則更少。劉富明和濮梅娟（1986）認(rèn)為移出高原的低渦確實(shí)較少，6～8月平均每年3次，而觸發(fā)四川盆地暴雨的只有1.4次。郁淑華等（2012）統(tǒng)計(jì)出每年有1～3次高原低渦會(huì)引發(fā)四川、重慶、貴州、陜西、湖北等產(chǎn)生大雨以上的降水。本研究的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，近30年來平均每年夏季有1.3個(gè)高影響高原低渦移出高原并在下游大范圍地區(qū)產(chǎn)生強(qiáng)降水天氣，這類能夠移出高原的高影響高原低渦的年代際變化特征為：1981～1990年間平均每年移出1.5個(gè)，1991～2000年間平均每年移出1.2個(gè)，2000～2010年間平均每年移出1.2個(gè)?？傮w而言，1980年代后期及1990年代初期，移出高原的高影響高原低渦次數(shù)較多。限于篇幅，近30年來移出型高原低渦的全面統(tǒng)計(jì)和分析，我們將另文論述。

需要注意的是，為數(shù)不多的移出（發(fā)展）型 高原低渦卻常以與西南低渦耦合加強(qiáng)的方式給高原下游廣大地區(qū)產(chǎn)生災(zāi)害性天氣影響（陳忠明等，2004）。移出的高原低渦以東移為主，占移出高原低渦的56.4%，東北移的占20.1%，東南移的占20.5%，高原低渦主要以三種方式消亡：直接被填充，匯入高空低槽，蛻變?yōu)楦咴筒刍蚋咴凶兙€。

3.2 高原低渦高、低發(fā)年夏季大氣環(huán)流形勢(shì)的差異

對(duì)我們統(tǒng)計(jì)的近30年夏季高原低渦發(fā)生頻數(shù)序列進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理，采用高于或低于1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差來定義高發(fā)年或低發(fā)年。于是得出高原低渦高發(fā)年有：1981、1991、1992、1998、2008、2010年；低發(fā)年有：1988、1994、2003、2004、2005年。

下面分別對(duì)高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年夏季的大氣環(huán)流場(chǎng)進(jìn)行合成，以及分別對(duì)氣候平均態(tài)做差值分析。圖7給出了高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年500 hPa大氣環(huán)流合成場(chǎng)以及它們與氣候態(tài)的差值分布。對(duì)高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年與各自夏季氣候態(tài)的差值環(huán)流場(chǎng)的分析表明，兩者差異顯著。高發(fā)年大氣環(huán)流合成場(chǎng)與氣候態(tài)大氣環(huán)流場(chǎng)相比較而言（圖7c），青藏高原主體范圍存在較明顯的偏南氣流和低壓槽，青藏高原上游伊朗高原上空為氣旋性環(huán)流控制，高原低壓槽是該低壓氣旋向青藏高原伸展的分支，氣旋南部的西南氣流異常強(qiáng)盛，有較強(qiáng)的正渦度平流向高原低壓槽輸送正渦度，使得該低壓槽得以維持，同時(shí)水汽供應(yīng)充足，為高原低渦形成提供了有利的背景條件。另外，印度洋北部被氣旋性環(huán)流控制，印度洋高壓比氣候態(tài)偏弱，140°E以西的西太平洋被反氣旋環(huán)流控制，140°E～160°E則被氣旋性環(huán)流控制，說明西太平洋副熱帶高壓在140°E以西較氣候態(tài)偏強(qiáng)，而140°E～160°E西太副高較氣候態(tài)偏弱，西太副高南部的偏東氣流比氣候態(tài)顯著偏強(qiáng)。同樣，將高原低渦低發(fā)年環(huán)流場(chǎng)與氣候態(tài)大氣環(huán)流場(chǎng)比較（圖7d）可以發(fā)現(xiàn)，青藏高原主體存在較強(qiáng)的偏北氣流和高壓脊，伊朗高原上空被強(qiáng)盛的高壓反氣旋環(huán)流控制，高原高壓脊是伊朗上空高壓向青藏高原伸展所形成的分支，水汽供應(yīng)偏弱，不利于高原低渦的生成。西太平洋被氣旋性環(huán)流控制，說明西太副高較氣候態(tài)偏弱。而印度洋被反氣旋環(huán)流控制，印度洋高壓較氣候態(tài)偏強(qiáng)。

圖7 高原低渦高發(fā)年（左列）、低發(fā)年（右列）500 hPa（a、b）環(huán)流合成場(chǎng)（6～8月平均，下同）以及（c、d）環(huán)流合成場(chǎng)與同期氣候態(tài)的差值場(chǎng)。圖中方框代表青藏高原主體區(qū)域，下同

青藏高壓是夏季亞洲對(duì)流層上層最為顯著的環(huán)流系統(tǒng)（李躍清，1996），高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的青藏高壓的分布和強(qiáng)度狀態(tài)有何差別？這對(duì)于我們進(jìn)一步揭示青藏高原環(huán)流系統(tǒng)影響高原低渦的機(jī)制有重要意義。為此我們給出了夏季100 hPa的大氣環(huán)流場(chǎng)合成場(chǎng)以及它們與氣候態(tài)的差值分布（圖8）。高原低渦高發(fā)年大氣環(huán)流場(chǎng)與氣候態(tài)大氣環(huán)流場(chǎng)相比可見（圖8c），高原低渦高發(fā)年青藏高壓西部較氣候態(tài)偏弱，而高原主體區(qū)域較氣候態(tài)偏強(qiáng)。高原低渦低發(fā)年夏季大氣環(huán)流合成場(chǎng)與氣候態(tài)大氣環(huán)流場(chǎng)相比可以看出（圖8d），高原低渦低發(fā)年青藏高壓西部較氣候態(tài)偏強(qiáng)，高原主體地區(qū)則較氣候態(tài)偏弱。因此，高原低渦高發(fā)年青藏高壓西部的強(qiáng)度比低發(fā)年明顯偏弱，而青藏高壓在青藏高原主體范圍內(nèi)的強(qiáng)度則較低發(fā)年明顯偏強(qiáng)，這有利于加強(qiáng)高原高層的水平輻散及整層上升運(yùn)動(dòng)，為低層高原低渦生成提供良好的動(dòng)力條件。

圖8 同圖7，但為100 hPa

為了探尋高原低渦與低層緯向風(fēng)、經(jīng)向風(fēng)的關(guān)系，我們給出了1981～2010年高原低渦頻數(shù)序列與同期500 hPa 的、風(fēng)場(chǎng)相關(guān)系數(shù)場(chǎng)及其由、風(fēng)場(chǎng)相關(guān)系數(shù)構(gòu)造的矢量場(chǎng)（圖9）。從高原低渦序列與緯向風(fēng)場(chǎng)的相關(guān)系數(shù)場(chǎng)可以看出（圖9a），回歸系數(shù)正值帶由高原南部經(jīng)伊朗高原向高原上游延伸至沙特阿拉伯，經(jīng)我國(guó)華南向下游延伸至西太平洋，該正值帶南北兩側(cè)均為寬闊的負(fù)值區(qū)。高原范圍內(nèi)呈“南正北負(fù)”的分布形態(tài)，緯向風(fēng)在高原范圍內(nèi)呈氣旋性切變，這對(duì)應(yīng)高原低渦生成偏多。圖9b示出高原低渦偏多時(shí)，高原北部、伊朗高原和印度半島為顯著的經(jīng)向風(fēng)正值區(qū)，所以高原低渦的偏多與以上正值區(qū)的偏南風(fēng)密切相關(guān)。其原因可以通過由高原低渦序列與、風(fēng)場(chǎng)構(gòu)造的相關(guān)系數(shù)的矢量場(chǎng)（圖9c）來說明：伊朗高原上空被氣旋性環(huán)流控制，該氣旋前部有一向青藏高原伸展的低壓槽，高原南側(cè)有一反氣旋，有利于暖濕氣流向高原地區(qū)輸送，這對(duì)高原低渦的生成具有重要貢獻(xiàn)。這一形態(tài)與圖7c中低渦高發(fā)年大氣環(huán)流合成場(chǎng)與氣候態(tài)大氣環(huán)流場(chǎng)（6～8月平均）的差值場(chǎng)分布極為相似，說明伊朗高原上空的氣旋、高原低槽和高原南側(cè)反氣旋的配置對(duì)高原低渦生成有重要作用。

圖9 1981～2010年高原低渦頻數(shù)序列與同期500 hPa（a）u、（b）v風(fēng)場(chǎng)的相關(guān)系數(shù)場(chǎng)及其（c）由u、v風(fēng)場(chǎng)相關(guān)系數(shù)構(gòu)造的矢量場(chǎng)，深色和淺色陰影分別通過0.01和0.05顯著性水平檢驗(yàn)

3.3 高原低渦高、低發(fā)年夏季大氣低頻環(huán)流形勢(shì)的差異

使用Lanczos帶通濾波器對(duì)低層（500 hPa）緯向風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)進(jìn)行濾波，可以得到低頻大氣環(huán)流場(chǎng)。圖10給出了高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年夏季低頻大氣環(huán)流場(chǎng)，以及各自與氣候態(tài)夏季低頻大氣環(huán)流場(chǎng)的低頻差值場(chǎng)?？梢钥闯觯咴蜏u高發(fā)年低頻大氣環(huán)流場(chǎng)在青藏高原范圍內(nèi)有較強(qiáng)氣旋性切變，并且低頻風(fēng)明顯偏弱。

圖11分別給出了高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年夏季100 hPa低頻大氣環(huán)流場(chǎng)，以及各自與氣候態(tài)夏季低頻大氣環(huán)流場(chǎng)的低頻差值場(chǎng)。低渦高發(fā)年青藏高原被強(qiáng)盛的低頻反氣旋控制。而在低發(fā)年，青藏高原范圍內(nèi)只有低頻氣流的擾動(dòng)，沒有形成閉合系統(tǒng)。與氣候態(tài)相比較（圖11a、b），低渦高發(fā)年高原范圍內(nèi)的低頻反氣旋異常顯著，低發(fā)年高原上游伊朗高原被閉合低頻氣旋控制，青藏高原則被該低頻氣旋東側(cè)強(qiáng)的偏南氣流控制（圖11c、d）。所以，青藏高原范圍內(nèi)低渦高發(fā)年的低頻大氣環(huán)流場(chǎng)及其高低層環(huán)流配置均為高原低渦生成提供了有利的環(huán)流條件。

圖10 同圖7，但為低頻大氣環(huán)流場(chǎng)

圖11 同圖7，但為100 hPa低頻大氣環(huán)流場(chǎng)

4 結(jié)論和討論

本文利用NCEP/NCAR再分析資料對(duì)1981～2010年夏季高原低渦的氣候特征進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)研究，并對(duì)高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的大氣環(huán)流場(chǎng)和低頻環(huán)流場(chǎng)進(jìn)行了對(duì)比分析，得出以下結(jié)論：

（1）近30年來夏季高原低渦共出現(xiàn)965個(gè)，平均每年32個(gè)，夏季高原低渦發(fā)生頻數(shù)整體呈現(xiàn)出較為明顯的增多趨勢(shì)，具有較強(qiáng)的年際變化特征。其中6月生成的高原低渦呈現(xiàn)出減少趨勢(shì)，而7月和8月生成的高原低渦呈現(xiàn)增多趨勢(shì)。高原低渦頻數(shù)在2000年和2005年存在顯著的突變，在2000年由增多趨勢(shì)轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì)，在2005年又轉(zhuǎn)為增多趨勢(shì)，同時(shí)低渦頻數(shù)具有顯著的準(zhǔn)5年、準(zhǔn)9年和準(zhǔn)15年周期振蕩。

（2）夏季高原低渦生成源地主要集中在西藏雙湖、那曲和青海扎仁克吾一帶。按源地分類，中部渦占50.8%，西部渦占27.0%，東部渦占22.2%。4成以上的高原低渦持續(xù)時(shí)間能達(dá)到6小時(shí)，持續(xù)12小時(shí)的低渦數(shù)僅占2成，生命史超過18小時(shí)的高原低渦數(shù)不到1成。6月份生成的高原低渦占夏季低渦總數(shù)的44.7%，7月份占夏季低渦總數(shù)的29.9%，8月份占夏季低渦總數(shù)的25.4%；高原低渦生成時(shí)以暖性渦為主，占總數(shù)的90.7%。近30年來平均每年夏季有1.3個(gè)高影響高原低渦移出高原并在下游大范圍地區(qū)產(chǎn)生強(qiáng)降水天氣；移出的高原低渦以東移為主，占移出高原低渦總數(shù)的56.4%，東北移和東南移的比例相當(dāng)，分別占移出高原低渦總數(shù)的20.1%和20.5%。高原低渦的消亡方式主要有直接被填充、匯入高空低槽、蛻變?yōu)楦咴筒刍蚋咴凶兙€。

（3）高原低渦高發(fā)年，低層的大氣環(huán)流場(chǎng)和低頻大氣環(huán)流場(chǎng)均呈現(xiàn)出較強(qiáng)的水平輻合及強(qiáng)盛的偏南氣流，高層的青藏高壓在高原主體范圍內(nèi)較氣候態(tài)偏強(qiáng)；高原低渦低發(fā)年的情況則與之相反。伊朗高原上空的氣旋、青藏高原低槽和高原南側(cè)反氣旋的配置對(duì)高原低渦的生成具有重要作用。

本文揭示了近30年來夏季高原低渦的基本氣候事實(shí)，以及大氣環(huán)流場(chǎng)在高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的差異，并初步分析了這些差異對(duì)高原低渦生成的可能影響。更加深入細(xì)致的氣候分型和移出高原的高原低渦的統(tǒng)計(jì)分析，高原低渦高、低發(fā)年高、低層環(huán)流合成場(chǎng)與同期氣候態(tài)差值場(chǎng)的顯著性檢驗(yàn)，以及相關(guān)的物理機(jī)制分析，應(yīng)是我們后繼工作的重點(diǎn)。

最后，值得指出的是，在全球氣候變暖的大背景下，地處高海拔的青藏高原在一定時(shí)期也呈現(xiàn)出明顯的氣候變化，升溫效應(yīng)比其他地區(qū)更為顯著，地溫及地氣溫差亦有所上升，但地面風(fēng)速卻顯著減小，使得高原地面感熱通量變?nèi)酰咴訜嵝?yīng)減?。ǘ伟裁窈蛥菄?guó)雄，2005；Duan et al., 2006; Duan and Wu, 2008; Lau et al., 2010）。而高原（感熱）加熱對(duì)高原低渦的形成具有重要作用（李國(guó)平等，2002），由此引申出一系有意思的問題：高原低渦與高原加熱在氣候變化尺度上究竟有何聯(lián)系？高原感熱減弱（增強(qiáng)）是否必然導(dǎo)致高原低渦的發(fā)生頻數(shù)和強(qiáng)度也隨之降低（升高）？對(duì)高原低渦的源地、移動(dòng)路徑以及移出高原的比例又有怎樣的影響？可見，有關(guān)高原低渦與高原熱源在氣候變化方面的關(guān)聯(lián)性以及高原低渦受氣候變化影響的物理機(jī)制也是今后很有意義的研究課題。

致謝 感謝張虹、何鈺、倪成誠(chéng)、蔣璐君和母靈在統(tǒng)計(jì)高原低渦時(shí)的辛勤付出。

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Analysis of 30-Year Climatology of the Tibetan Plateau Vortex in Summer with NCEP Reanalysis Data

LI Guoping, ZHAO Fuhu, HUANG Chuhui, and NIU Jinlong

1610225;2401147;3610072;4610072

On the basis of National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) reanalysis data, and through artificial identification and comparison of weather maps, the climatic characteristics of the Tibetan Plateau Vortex (TPV) in summers of 1981 to 2010 are analyzed in this paper, and the characteristics of the atmospheric circulation and low-frequency component field are comparative studied in high- and low-frequency years of the TPV, respectively. The main results are summarized in the following points:(1) During the past 30 years, 32 TPVs were generated over the Tibetan Plateau in summer, and the occurrence frequency of the TPV presents an obvious increasing trend and a strong interannual variability. The vortex frequency appears as significant mutations in 2000 and 2005, shifts from an increasing trend to decreasing trend in 2002, and converts into a growing trend in 2005. Moreover, the vortex frequency has significant potential for quasi-periodic oscillations to occur in periods of approximately 5, 9, and 15 years. The TPV frequency generated in June shows a decreasing trend that increase in July andAugust.(2) The generating sources of the TPV in summer appear mainly in the regions of Shuanghu and Nagqu in Tibet and Zarenkewu in Qinghai in the central, western, and eastern plateau respectively accounting for 50.8%, 27.0%, and 22.2% of the total. The TPVs in summer generated in June, July, and August respectively account for 44.7%, 29.9%, and 25.4% of the total. The warm TPVs in summer make up the vast majority, accounting for 90.7% of the total. About 1.3 TPVs could develop strongly and move out of the plateau every summer during the past 30 years, which produce heavy rainfall in a wide range of downstream areas. The TPVs moving out of the Tibetan Plateau with east，northeast, and southeast shifting accounted for 56.4%，20.1%, and 20.5%，respectively.(3) During the high-incidence years of TPV, the atmospheric circulation and low-frequency components of the atmospheric circulation at low levels show strong horizontal convergence and southerly airstream, and the Tibetan high is stronger than the climatology within the main body of the plateau at high levels. The opposite occurs in low-incidence years of the TPV. The configuration of cyclones over the Iranian Plateau, a trough over the Tibetan Plateau, and an anticyclone in the south side of the plateau have important roles in the occurrence of the TPV.

Tibetan Plateau, Vortex, Climatic characteristics, Low-frequency oscillation

1006?9895(2014)04?0756?14

P443

A

10.3878/j.issn.1006-9895.2013.13235

2013–08–02，2013–12–21收修定稿

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41175045、91337215，國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）項(xiàng)目2012CB417202，公益性行業(yè)（氣象）科研專項(xiàng)GYHY201206042

李國(guó)平，男，1963年出生，博士，教授，主要從事天氣動(dòng)力學(xué)、高原氣象研究。E-mail: liguoping@cuit.edu.cn