梅雨期長江中下游地區(qū)濕位渦的特征及其與青藏高原的聯(lián)系

由麗蓉 2, 姜繼蘭 2 陳笑晨 馬婷婷 劉屹岷 2 吳國雄 2

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(LASG), 北京 100029

2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3 University of Exeter, United Kingdom

4 福建省氣候中心，福州 350008

1 引言

長江中下游地區(qū)地處東亞季風(fēng)區(qū)，面積數(shù)十萬平方公里，是中國最主要的工農(nóng)業(yè)中心，也是中國人口最稠密的地區(qū)之一。每年6月中旬左右，東亞夏季風(fēng)向北推進(jìn)，冷暖空氣在此交匯，形成梅雨（Ding, 1992; Si et al., 2009）。作為東亞夏季風(fēng)進(jìn)程中最重要的一個雨季，長江中下游梅雨（以下簡稱“梅雨”）一般持續(xù)一個月左右，降水通常較為集中，且多伴隨災(zāi)害性暴雨（陶詩言, 1980）。梅雨異常所帶來的降水多寡往往是引起長江中下游地區(qū)旱澇異常的主要原因，對這里的人民生活和社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展產(chǎn)生重要影響。如第二階段的梅雨，即所謂的“二度梅”，對1998年長江流域特大洪澇災(zāi)害的發(fā)生有重要影響（貝耐芳和趙思雄, 2002），而2020年夏季持續(xù)時間長達(dá)62天的超長梅雨帶來了自1961年以來最大的梅雨降水量（Ding et al.,2021），造成長江流域自1998年以來最為嚴(yán)重的流域性洪澇災(zāi)害。

前人研究指出，梅雨受到來自熱帶、副熱帶和中高緯多個不同影響因子直接或間接的影響，表現(xiàn)出多時間尺度的特征（Weng et al., 1999; 丁一匯等,2007; Ding et al., 2020）。在 年 代 際 時 間 尺 度 上，梅雨主要受太平洋年代際振蕩（Zhu et al., 2011,2015; Sun et al., 2019）和大西洋多年代際振蕩（Lu et al., 2006）的調(diào)制。另外，ENSO的年代際變化對梅雨也有影響（Wang et al., 2012）。在年際尺度上，梅 雨 主 要 受ENSO（Huang and Wu, 1989;Tanaka, 1997; Wang et al., 2008; Ding et al., 2020）、熱帶印度洋海溫異常（Kosaka et al., 2011; Wang et al., 2013; Yamaura and Tomita, 2014）、北大西洋濤動（Wu et al., 2009; Wang et al., 2018）、歐亞大陸中高緯波列（Liu et al., 2019）、急流（李崇銀等,2004; Sampe and Xie, 2010; Li and Zhang, 2014）等的影響。歷史上，長江流域的兩次特大洪澇災(zāi)害（1998年和2016年）均伴隨著前冬El Ni?o事件的發(fā)展（鮑媛媛, 2021），而2020年長江流域超強(qiáng)梅雨的發(fā)生與印度洋海溫異常增暖有關(guān)（Takaya et al., 2020; Zhou et al., 2021）。在次季節(jié)尺度上，熱帶季節(jié)內(nèi)振蕩（Zhu et al., 2003; 毛江玉和吳國雄,2005; 齊 艷 軍 等, 2016; Hsu et al., 2016; Shao et al.,2018; Zhang W J et al., 2021）和 準(zhǔn) 雙 周 振 蕩（Ouyang and Liu, 2020; Ding et al., 2021; Zhang G S et al., 2021）是影響梅雨的兩個重要因子。另有研究指出，北大西洋濤動位相的次季節(jié)調(diào)整是導(dǎo)致2020年梅雨期我國東部雨帶南北擺動的重要原因（Liu et al., 2020）。

青藏高原是世界上海拔最高的高原，且地形復(fù)雜，其表面巨大的熱力作用對東亞夏季風(fēng)的影響已經(jīng)達(dá)成 廣 泛共識（Wu and Zhang, 1998; Yasunari and Miwa, 2006; Wang et al., 2018; Duan et al.,2020）。研究表明，春季和夏季高原熱源偏強(qiáng)時，都對應(yīng)著長江中下游地區(qū)夏季降水偏多（羅會邦和陳蓉, 1995; Zhao and Chen, 2001; Duan et al., 2005;Hsu and Liu, 2003; Wang et al., 2009; He C et al.,2019）。Dong et al.（2019）的研究指出青藏高原東南部地表潛熱通量的異常是長江流域梅雨降水異常的關(guān)鍵信號源。另外，高原冬春季積雪對夏季長江流域的降水也有影響，吳統(tǒng)文和錢正安（2000）指出當(dāng)冬春季高原積雪偏多時，夏季長江流域和江南北部降水偏多；當(dāng)高原積雪偏少時，夏季江淮地區(qū)降水偏少。另一方面，高原近地表和邊界層內(nèi)存在強(qiáng)烈的地氣相互作用和復(fù)雜的地形效應(yīng)，形成了獨(dú)特的天氣系統(tǒng)（如高原低渦和青藏高原切變線等）。這些天氣系統(tǒng)的發(fā)展和東移往往造成梅雨區(qū)災(zāi)害性天氣過程（Tao and Ding, 1981; Wang and Orlanski, 1987; Zheng et al., 2013; Ni et al., 2017;馬婷等, 2020）。如1998年夏季長江流域出現(xiàn)了罕見的持續(xù)性暴雨和洪澇災(zāi)害過程，而大部分暴雨的發(fā)生是由青藏高原發(fā)展東移的低渦或切變線造成的（師春香等, 2000; 張順利和陶詩言, 2002）。另外，青藏高原上空對流云團(tuán)和中尺度對流系統(tǒng)十分活躍（江吉喜等, 1996; Li et al., 2008），一些對流云團(tuán)在合適的環(huán)流條件下發(fā)展東移也會導(dǎo)致長江中下游地區(qū)大暴雨的發(fā)生（卓嘎等, 2002; 傅慎明等,2011）。最新的研究表明青藏高原可以通過影響位渦的制造在高原近地層形成低壓系統(tǒng)，這些系統(tǒng)在東移的過程中形成自高原向長江中下游地區(qū)伸展的高位渦（或正渦度）帶，對2020年梅雨降水異常有重要貢獻(xiàn)（Li et al., 2021; Ma et al., 2022）。然而，目前關(guān)于高原通過影響位渦進(jìn)而影響長江中下游地區(qū)梅雨的研究還多以個例分析為主。

位渦理論是大氣動力學(xué)的核心內(nèi)容之一，被廣泛應(yīng)用于天氣分析和研究工作中。一般而言，位渦對許多中高緯度天氣系統(tǒng)的發(fā)展和移動具有指示意義，但在對流層中低層，尤其是在低緯度地區(qū)，位渦變得很弱。同時，位渦不包含水汽的特征，在考慮降水特別是梅雨降水等濕空氣的運(yùn)動時具有局限性，由此，濕位渦（MPV）應(yīng)運(yùn)而生。吳國雄等（1995）從原始方程出發(fā)，在導(dǎo)出精確形式濕位渦方程的基礎(chǔ)上，證明了絕熱、無摩擦的飽和濕空氣中濕位渦守恒。在這種守恒性質(zhì)的制約下，渦旋垂直渦度的發(fā)展由大氣穩(wěn)定度、斜壓性和風(fēng)的垂直切變等因素決定，由此提出了傾斜渦度發(fā)展（SVD）理論。濕位渦守恒性的提出和SVD理論的建立對暴雨過程的診斷提供了理論依據(jù)，大量研究結(jié)果表明，無論是濕位渦（高守亭等, 2002; 劉峰等, 2011;肖云清等, 2020）和還是SVD理論（吳國雄和蔡雅萍, 1997; 吳國雄和劉還珠, 1999; 王子謙等, 2010;李靜楠等, 2016）都是暴雨診斷中的有力工具，對強(qiáng)降水的落區(qū)具有較好的指示意義。如高守亭等（2002）從理論分析和資料診斷兩個方面證明了濕位渦異常區(qū)與強(qiáng)降水區(qū)有很好的對應(yīng)關(guān)系。目前，濕位渦和SVD理論多用于個例和局地暴雨的分析，較少被用于氣候態(tài)梅雨的分析中。根據(jù)SVD理論，由于梅雨鋒附近濕等熵面傾斜很大，十分有利于垂直渦度增長從而導(dǎo)致暴雨的發(fā)生。因此，從大尺度環(huán)流的角度去討論梅雨期濕位渦的分布特征是十分有意義的。

綜上所述，前人對于引起梅雨異常的因子已有很多研究，但對于梅雨期長江中下游地區(qū)濕位渦的分布特征以及青藏高原在其中所起的作用還少有研究。因此，本文將圍繞如下問題開展研究：（1）長江中下游地區(qū)梅雨期濕位渦的分布特征如何？與梅雨降水的關(guān)系如何？（2）青藏高原對長江中下游地區(qū)濕位渦的分布有何影響？本文其余部分安排如下：第二節(jié)介紹本文所用的資料、方法和模式；第三節(jié)主要討論氣候態(tài)梅雨期濕位渦的分布特征，發(fā)現(xiàn)濕位渦斜壓項(xiàng)MPV2與梅雨雨帶有較好的對應(yīng)關(guān)系，并簡要分析其中的原因；第四節(jié)利用FGOALSf3-L海氣耦合模式設(shè)計數(shù)值試驗(yàn)，分析青藏高原對長江中下游地區(qū)MPV2分布的影響；第五節(jié)對全文進(jìn)行總結(jié)。

2 資料、方法和模式介紹

2.1 資料

本文所使用的資料包括：（1）歐洲中期天氣預(yù)報中心提供的ERA-Interim 1980～2017年逐日再分析數(shù)據(jù)集（Dee et al., 2011），變量包括溫度、比濕、經(jīng)向風(fēng)分量、緯向風(fēng)分量、垂直速度、位勢高度，水平空間分辨率為1.5°×1.5°，垂直方向有37層（https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interimfull-daily/levtype=pl/ [2022-06-02]）；（2）中 國 氣象局提供的中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集的逐日降水資料；（3）日本氣象廳提供的JRA-55再分析數(shù)據(jù)集（Kobayashi et al., 2015; Harada et al., 2016）中的全球降水資料（https://rda.ucar.edu/datasets/ds628.0 [2022-03-21]）。

2.2 梅雨期的定義及分析

本文采用丁一匯等（2007）使用的長江流域梅雨季定義標(biāo)準(zhǔn)：（1）選擇長江中下游地區(qū)5個具有代表性的氣象臺站（武漢、九江、蕪湖、南京和上海）來代表梅雨期的降水量。首先，如果該日滿足至少有2個臺站發(fā)生降水，且5個臺站總的日降水量大于或等于10 mm，則被定義為雨日。（2）在梅雨季，西太平洋副熱帶高壓脊線的位置在20°～25°N。（3）入梅日需滿足以下條件：從該日起之后的10個連續(xù)的雨日中，若條件（1）中的雨日等于或大于一半，則開始降水的第一天定義為入梅日。（4）在梅雨季期間，有一次或多次降水事件發(fā)生，每次事件必須持續(xù)6天以上的雨日，且5個測站的日平均降水量大于25 mm。（5）最后一次降雨事件中的第2天定義為出梅日。由此得到的1980～2017年入、出梅日期見表1。

根據(jù)表1可以計算出1980～2017年間平均入梅日期為6月18日，平均出梅日期為7月12日。本文將每年入梅日期作為第0天，在其之前（后）的天數(shù)記為負(fù)（正）天數(shù)進(jìn)行合成分析，由此得到各變量在入梅日前后的特征。

表1 1980～2017年入梅、出梅日期Table 1 Dates of the onset and retreat of the Meiyu season from 1980 to 2017

2.3 濕位渦和SVD理論

濕位渦是一個包含大氣動力、熱力以及水汽特性的綜合變量。本文采用吳國雄等（1995）提出的濕位渦和SVD理論進(jìn)行診斷分析。在靜力近似條件下，且假定垂直速度的水平變化比水平速度的垂直切變小得多時，濕位渦的計算公式如下：

其中，MPV是濕位渦，單位為PVU（1 PVU=10?6m2K s?1kg?1）；g是重力加速度，g=9.8 m s?2；θe為相當(dāng)位溫。MPV又可分解為兩項(xiàng)之和：MPV1和MPV2，其中MPV1是濕位渦的垂直分量積；MPV2是水平分量積，公式如下：

（2）式中 ζap=f+(?v/?x??u/?y)p=f+ζp，為絕對渦度的垂直分量?？梢姡琈PV1為絕對渦度的垂直分量與相當(dāng)位溫垂直梯度的乘積，稱作濕正壓項(xiàng)。在北半球，由于絕對渦度的垂直分量f+ζp在大多數(shù)情況下為正值，所以 ?θe/?p的符號決定了MPV1的正負(fù)：當(dāng) (?θe/?p)＜0時，大氣是對流穩(wěn)定狀態(tài)，此時MPV1>0；當(dāng) (?θe/?p)>0時，大氣是對流不穩(wěn)定狀態(tài)，此時MPV1＜0。MPV2是水平風(fēng)的垂直切變與相當(dāng)位溫水平梯度的乘積，稱作濕斜壓項(xiàng)。根據(jù)SVD理論，在濕位渦守恒的前提下，不管大氣的對流穩(wěn)定性或是濕對稱穩(wěn)定性如何，由于濕等熵面的傾斜，水平風(fēng)的垂直切變增大或者濕斜壓性的增加能夠?qū)е麓怪睖u度的顯著發(fā)展，且濕等熵面的傾斜越大，垂直渦度的發(fā)展越激烈。傾斜渦度發(fā)展的必要條件是M PV2/(?θe/?p)>0。

2.4 數(shù)值試驗(yàn)介紹

本文采用由中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室發(fā)展的新一代氣候系統(tǒng)模式FGOALS-f3-L（The lowresolution version of Flexible Global Ocean-Atmosphere-Land System model, finite-volume version 3）進(jìn)行數(shù)值模擬研究，該版本的模式參加了最新的第六次國際耦合模式比較計劃（CMIP6）。評估顯示，該版本的模式在模擬能力上較之前版本有了明顯提升，可以更好地模擬出歷史氣候中各種要素的特征，包括長期趨勢和氣候平均態(tài)的分布，有助于研究氣候變化機(jī)理、提高預(yù)測氣候的能力（He B et al., 2019; Guo et al., 2020; Tang et al., 2020）。

本文一共設(shè)計了兩組試驗(yàn)，控制試驗(yàn)是CMIP6的piControl（pre-industrial control simulation）試驗(yàn)，即將外強(qiáng)迫（溫室氣體、太陽輻射、氣溶膠、土地利用等）維持在1850年的水平下驅(qū)動全球耦合模式進(jìn)行500年以上的長期積分；敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)相同，但將青藏—伊朗高原（TIP）500 m以上的地形削除，以考察高原大地形的影響。

3 入梅前后濕位渦與降水的聯(lián)系

3.1 濕位渦在入梅前后的特征

濕位渦正壓項(xiàng)MPV1和斜壓項(xiàng)MPV2有不同的物理意義，二者的配置對降水的發(fā)生發(fā)展有重要影響。濕正壓項(xiàng)MPV1表示慣性穩(wěn)定性和對流穩(wěn)定性的作用（劉峰等, 2011），在對流層中上層MPV1一般為正，在對流層低層如果存在對流不穩(wěn)定（(?θe/?p)>0），則MPV1為負(fù)。從850 hPa MPV1的水平分布（圖1a，b和c）可以看出，入梅前后MPV1在中國東部和西太平洋地區(qū)基本為負(fù)值分布。入梅前第3天MPV1負(fù)值中心出現(xiàn)在梅雨區(qū)北部的江淮地區(qū)，量值小于?0.3 PVU（圖1a）。根據(jù)趙亮和丁一匯（2008），表明有弱冷空氣在此聚集，此時有較強(qiáng)的對流不穩(wěn)定，為入梅提供了條件。高原北部和西北太平洋地區(qū)有較強(qiáng)的正MPV1分布。此時東亞降水中心在日本南部，沿著降水帶也有較弱的正MPV1分布，中國的降水大值中心位于華南。入梅當(dāng)天隨著中國東部降水中心北移至長江中下游地區(qū)，之前位于江淮地區(qū)的MPV1負(fù)值中心減弱北移，長江中下游地區(qū)為較弱的MPV1負(fù)值區(qū)（圖1b）。高原北部和西北太平洋地區(qū)仍然維持較強(qiáng)的MPV1正值中心。入梅以后，歐亞大陸和西北太平洋地區(qū)的正負(fù)MPV1的分布與入梅當(dāng)天基本一致，負(fù)值中心位于梅雨雨帶北側(cè)（圖1c）。

圖1 1980～2017年850 hPa （a–c）濕位渦正壓項(xiàng)（MPV1，填色，單位：PVU）和（d–f）濕位渦斜壓項(xiàng)（MPV2，填色，單位：PVU）及降水量（等值線，單位：mm d?1）在（a、d）入梅前第三天、（b、e）入梅當(dāng)天和（c、f）入梅后第3天的分布。紅色方框表示長江中下游梅雨區(qū)（28°～34°N，112°～123°E），下同F(xiàn)ig. 1 Distributions of (a–c) MPV1 (shaded, units: PVU) and (d–f) MPV2 (shaded, units: PVU) at 850 hPa and precipitation (contours, units: mm d?1)on (a, d) the 3rd day before Meiyu onset, (b, e) the Meiyu onset day, and (c, f) the 3rd day after Meiyu onset during the period of 1980–2017. The red box indicates the Meiyu area in the middle and lower Yangtze River basin (28°–34°N, 112°–123°E), the same below

850 hPa MPV2（圖1d，e和f）的分布表明，入梅前后MPV2負(fù)值帶均與東亞主要降水中心重合：入梅前3天，雨帶和MPV2負(fù)值中心主要分布在日本南部和我國華南地區(qū)（圖1d）；入梅當(dāng)天，雨帶和MPV2負(fù)值帶北跳到長江中下游地區(qū)（圖1e），且在整個梅雨期內(nèi)一直維持在這里。這一特征從中國東部（112°～123°E）MPV2和降水隨時間的演變（圖2）中可以更加直觀地看出，在入梅前5天左右，中國東部主要的降水中心和MPV2負(fù)值中心位于北緯25°～30°N之間的長江以南地區(qū)，此時，MPV2負(fù)值中心較降水中心略微偏北。入梅后，隨著長江中下游地區(qū)（28°～34°N）降水中心的出現(xiàn)和增強(qiáng)，該地區(qū)負(fù)MPV2的強(qiáng)度也增強(qiáng)。此時，MPV2負(fù)值中心與降水中心更為接近。之后二者的變化基本保持一致，在28°～34°N之間南北擺動，直至出梅以后，二者均在長江中下游地區(qū)顯著減弱。根據(jù)SVD理論（吳國雄等, 1995），入梅之后，長江中下游地區(qū)MPV2負(fù)值帶的形成暗示著這里斜壓性增強(qiáng)，有利于垂直渦度發(fā)展增強(qiáng)從而造成梅雨降水。另外值得注意的是，在入梅前后，青藏高原南部南亞一帶也有較強(qiáng)的降水，但MPV2在該區(qū)域很小，且沒有明顯的負(fù)值中心，表明高原南部降水和梅雨降水的性質(zhì)可能存在不同。

圖2 1980～2017年梅雨期前后112°～123°E平均的850 hPa MPV2（填色，單位：PVU）和降水量（等值線，單位：mm d?1）的時間—緯度剖面。黑色虛線表示長江中下游梅雨區(qū)域（28°～34°N），紅色虛線表示出梅日Fig. 2 Time–latitude cross-section of MPV2 at 850 hPa (shaded, units: PVU) and precipitation (contours, units: mm d?1), averaged over 112°–123°E around the Meiyu season during the period of 1980–2017. The black dotted lines indicate the Meiyu area in the middle and lower Yangtze River basin(28°–34°N), and the red line indicates the date of the Meiyu retreat

500 hPa MPV1的分布在一定程度上可以表示天氣形勢。入梅前后，除青藏高原南部外，東亞和西北太平洋地區(qū)基本為正MPV1分布（圖3a，b和c），表示對流層中層主要是以對流穩(wěn)定的層結(jié)為主。MPV1大值中心在入梅前后均位于東亞降水中心的北側(cè)。入梅前3天，江淮地區(qū)向東至日本一帶為MPV1大值帶，強(qiáng)度維持在0.3 PVU以上，表明這些地區(qū)有弱冷空氣入侵。入梅當(dāng)天，MPV1的分布與入梅前3天基本一致，只是MPV1大值帶在中國東部略有加強(qiáng)且向北移動，而長江中下游梅雨區(qū)正MPV1略有減弱，說明入梅當(dāng)天梅雨區(qū)冷空氣活動減弱、而梅雨區(qū)以北冷空氣活動增強(qiáng)（圖3b）。入梅后第3天，梅雨區(qū)正MPV1的分布與入梅當(dāng)天基本一致，只是梅雨區(qū)以北MPV1正值中心強(qiáng)度有所減弱（圖3c）。這與入梅之后，梅雨區(qū)盛行的南風(fēng)上升氣流造成負(fù)的MPV1經(jīng)向和垂直方向平流、以及來自中高緯的冷空氣入侵減弱有關(guān)（后文將詳細(xì)分析）。

圖3 同圖1，但為500 hPa（a–c）MPV1（填色，單位：PVU）和（d–f）MPV2（填色，單位：PVU）及降水量（等值線，單位：mm d?1）的分布Fig. 3 As in Fig. 1, but for distributions of (a–c) MPV1 (shaded, units: PVU) and (d–f) MPV2 (shaded, units: PVU) at 500 hPa and precipitation(contours, units: mm d?1)

與MPV1相反，除青藏高原南部外，MPV2在500 hPa基本為負(fù)值分布（圖3d，e和f）。負(fù)MPV2的大值中心呈帶狀分布在高原北部和東亞降水中心北側(cè)。高原北部的MPV2負(fù)值帶在入梅前后沒有明顯的位置和強(qiáng)度的變化，而東亞降水中心北側(cè)的MPV2負(fù)值帶隨雨帶的北抬而北抬。與MPV1相似，梅雨區(qū)MPV2負(fù)值帶的強(qiáng)度在入梅之后也有所減弱。

以上分析可知，入梅前后，長江中下游地區(qū)MPV1與MPV2大值帶均與梅雨雨帶有較好的對應(yīng)，且隨雨帶的北抬而北抬。在對流層中層二者均位于雨帶北側(cè)，而對流層低層，MPV2與雨帶的對應(yīng)更好，幾乎與雨帶重合。

濕位渦的垂直結(jié)構(gòu)對降水的發(fā)生發(fā)展也有較好的指示作用。圖4給出了入梅前后MPV1和相當(dāng)位溫在中國東部（112°～123°E）的垂直剖面?？梢钥闯鋈朊非昂螅瑵竦褥孛嬖陂L江中下游地區(qū)傾斜最大，而在其南北兩側(cè)基本為水平分布。高層濕等熵面的分布相對較為密集，對應(yīng)大的?θe/?p，導(dǎo)致高層MPV1較大。這主要是由于高層水汽含量較少，?θe/?p的分布主要受靜力穩(wěn)定度（?θ/?p）的影響，氣壓的變化在高層相對較小，導(dǎo)致高層靜力穩(wěn)定度較大，因此，?θe/?p在高層較大。在30°N以南的對流層高層，MPV1大于2 PVU的層次較薄，而30°N以北，該層次顯著變厚，長江中下游地區(qū)高層為劇烈傾斜分布的MPV1。

圖4 1980～2017年入梅前第6天至入梅后第3天中國東部（112°～123°E）MPV1（填色，單位：PVU）、相當(dāng)位溫（灰色等值線，單位：K）、經(jīng)向和垂直方向的MPV1平流（綠色等值線，單位：10?5 PVU s?1）和風(fēng)場 [矢量，v單位：m s?1，ω單位：（?1/50）Pa s?1] 的垂直剖面（紅色豎虛線表示梅雨區(qū)緯度范圍28°～34°N，下同）Fig. 4 Vertical cross section of MPV1 (shaded, units: PVU), equivalent potential temperature (gray contours, units: K), meridional and vertical MPV1 advection (green contours, units: 10 ?5 PVU s?1), and wind [vector, v units: m s?1, ω units: (?1/50) Pa s?1] over eastern China (112°–123°E) from the 6th day before the Meiyu onset to the 3rd day after the Meiyu onset during the period of 1980–2017. The red dotted lines indicate the Meiyu area in the middle and lower Yangtze River basin (28°–34°N), the same below

入梅前，長江中下游梅雨區(qū)以南盛行偏南風(fēng)上升氣流，而梅雨區(qū)主要以偏北風(fēng)下沉氣流為主，冷暖空氣交匯在梅雨區(qū)南部。在偏北風(fēng)下沉氣流較強(qiáng)的梅雨區(qū)北側(cè)MPV1經(jīng)向和垂直方向平流為正，有利于來自高緯度地區(qū)對流層中上層的高M(jìn)PV1沿濕等熵面向梅雨區(qū)滲透（圖4a和b），造成冷空氣在此聚集以及MPV1在梅雨區(qū)北部的大值中心，與前文分析相對應(yīng)。入梅前第6天，梅雨區(qū)0.2 PVU等值線下傳至700 hPa，而700 hPa以下是微弱的負(fù)MPV1分布（圖4a）。入梅前第3天，梅雨區(qū)北部對流層中層的偏北風(fēng)下沉氣流略有減弱，其所對應(yīng)的經(jīng)向和垂直方向的正MPV1平流也相應(yīng)減弱（圖4b），但正的MPV1經(jīng)向和垂直方向平流仍能導(dǎo)致梅雨區(qū)北側(cè)MPV1的增強(qiáng)，這也解釋了圖3所示的梅雨區(qū)北側(cè)MPV1在入梅之前有所增強(qiáng)的原因。入梅當(dāng)天，偏南風(fēng)上升氣流占據(jù)整個梅雨區(qū)，冷暖空氣交匯于梅雨區(qū)北側(cè)。由于MPV1在35°N以南呈現(xiàn)出由低緯向高緯、由低層向高層逐漸增大的特征，入梅后梅雨區(qū)偏南風(fēng)上升氣流的發(fā)展導(dǎo)致整個梅雨區(qū)以負(fù)MPV1經(jīng)向和垂直方向平流為主，使得梅雨區(qū)MPV1較入梅前有所減弱，對流層中層MPV1大值區(qū)出現(xiàn)在梅雨區(qū)北側(cè)（圖4c），與前文對應(yīng)。另外，入梅后梅雨區(qū)以北上升氣流也有所發(fā)展，冷空氣活動減弱，導(dǎo)致該處MPV1經(jīng)向和垂直方向的平流由入梅前的正平流轉(zhuǎn)為入梅后的負(fù)平流，使得入梅后梅雨區(qū)以北MPV1的強(qiáng)度也有所減弱。之后，偏南風(fēng)上升氣流一直維持在梅雨區(qū)內(nèi)，直至梅雨結(jié)束。

入梅前后，濕斜壓項(xiàng)MPV2在整個對流層基本為負(fù)值分布（圖5），其分布結(jié)構(gòu)與MPV1存在顯著差別。梅雨區(qū)高層200 hPa以上有一明顯的負(fù)值中心，該中心在入梅之后略有北移。200 hPa以下，MPV2負(fù)值帶沿梅雨區(qū)及其北側(cè)傾斜的濕等熵面密集帶分布，隨高度向北傾斜。入梅前第6天，該MPV2負(fù)值帶的極大值中心位于300 hPa梅雨區(qū)北界，中心值低于?0.24 PVU，而低層850 hPa附近MPV2負(fù)極大值位于梅雨區(qū)南界，中心值低于?0.08 PVU（圖5a）。入梅前第3天，MPV2負(fù)值帶在200 hPa以下均有所減弱，且整體略微向北移動，梅 雨 區(qū)700 hPa以 下 為MPV2界 于?0.04～?0.08 PVU的分布（圖5b）。入梅當(dāng)天，MPV2負(fù)值帶進(jìn)一步北移，300 hPa的負(fù)極大值中心北移至40°N附近，與對流層中層MPV1大值帶在入梅當(dāng)天北移至梅雨區(qū)以北相對應(yīng)。對流層中層MPV2負(fù)值帶強(qiáng)度較之前變化不大，但梅雨區(qū)700 hPa以下負(fù)MPV2顯著增強(qiáng)至低于?0.08 PVU（圖5c），表明入梅后梅雨區(qū)斜壓性增強(qiáng)。從濕等熵面的分布可以推斷，梅雨區(qū)800 hPa以上存在(?θe/?p)＜0，因此，有MPV2/(?θe/?p)>0，滿足SVD的必要條件。根據(jù)SVD理論，入梅當(dāng)天梅雨區(qū)低層斜壓性增強(qiáng)，有利于暖濕氣流沿濕等熵面上滑，從而導(dǎo)致暖濕氣流的垂直渦度顯著發(fā)展（Cui et al., 2003），造成梅雨降水。入梅后第3天，MPV2負(fù)值帶在200 hPa以下基本維持不再北移，強(qiáng)度較入梅當(dāng)天有所減弱（圖5d）。MPV2在梅雨區(qū)南部的減弱也與偏南風(fēng)上升氣流引起的MPV2經(jīng)向和垂直方向的平流有關(guān)。

圖5 同圖4，但為MPV2（填色，單位：PVU）和相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）的分布Fig. 5 As in Fig. 4, but for the distributions of MPV2 (shaded, units: PVU) and equivalent potential temperature (contours, units: K)

3.2 濕位渦斜壓項(xiàng)MPV2與梅雨雨帶對應(yīng)的原因分析

前文分析可知，濕位渦斜壓項(xiàng)MPV2負(fù)值帶與梅雨雨帶有較好的對應(yīng)，在850 hPa基本與梅雨雨帶重合，在500 hPa位于梅雨雨帶北側(cè)。由公式（3）可知，MPV2主要由水平風(fēng)的垂直切變和相當(dāng)位溫的水平梯度構(gòu)成，下面我們將分別討論這兩者的相對貢獻(xiàn)。由于入梅前后相當(dāng)位溫在梅雨區(qū)大致為平行于緯圈的帶狀分布（圖6），尤其是入梅后，這種帶狀分布更為平直，使得梅雨區(qū)相當(dāng)位溫的水平梯度主要以經(jīng)向梯度（圖6a，b和c）為主，緯向梯度（圖6d，e和f）較經(jīng)向梯度小一個量級左右。所以公式（3）等號右邊第二項(xiàng)（g(?v/?p)(?θe/?x)） 量級相對于第一項(xiàng)（ ?g(?u/?p)(?θe/?y)）較小，可以忽略不計，即梅雨期MPV2主要是由相當(dāng)位溫經(jīng)向梯度（ ?θe/?y）和緯向風(fēng)垂直切變（?u/?p） 的乘積決定（M PV2≈?g(?u/?p)(?θe/?y)）。下面分別就二者對MPV2負(fù)值帶的相對貢獻(xiàn)進(jìn)行定性分析。

圖6 1980～2017年500 hPa相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）及其（a–c）經(jīng)向和（d–f）緯向梯度（填色，單位：10?5 K m?1）在（a，d）入梅前第3天、（b，e）入梅當(dāng)天和（c，f）入梅后第3天的分布Fig. 6 Distributions of equivalent potential temperature (contours, units: K) and its (a–c) meridional and (d–f) zonal gradient (shaded, units: 10?5 K m?1) at 500 hPa on (a, d) the 3rd day before the Meiyu onset, (b, e) the Meiyu onset day, and (c, f) the 3rd day after the Meiyu onset during the period of 1980–2017

圖7分別給出了入梅前后500 hPa和850 hPa相當(dāng)位溫經(jīng)向梯度? θe/?y的分布。從圖中可以看出，除低緯地區(qū)外，對流層中低層 ?θe/?y的分布均與MPV2相似。具體而言，高原上空500 hPa MPV2北負(fù)南正的偶極型分布主要由? θe/?y所決定（圖7a，b和c），而 ?u/?p在高原上均為負(fù)值分布，且負(fù)值中心更偏東（圖8a，b和c）。高原上空 ?θe/?y的分布主要是由于夏季高原是熱源，其南北兩側(cè)的溫度梯度剛好相反；同時由于高原上水汽含量相對較少，相當(dāng)位溫的分布與位溫的分布較為相似，因此?θe/?y在高原上呈現(xiàn)出北負(fù)南正的偶極型分布。對于長江中下游地區(qū)，對流層中層? θe/?y和 ?u/?p的分布共同決定了MPV2在雨帶北側(cè)的大值帶。而對流層低層，相對于 ?u/?p位于雨帶偏南側(cè)的負(fù)中心（圖8d，e和f），? θe/?y在 雨帶北側(cè)的負(fù)中心（圖7d，e和f）更好地對應(yīng)了MPV2負(fù)值帶。由此可見，無論是高原地區(qū)還是長江中下游地區(qū)， ?θe/?y的分布與MPV2更加類似，其對MPV2負(fù)值帶的貢獻(xiàn)要更大一些。

圖7 1980～2017年（a–c）500 hPa和（d–f）850 hPa ? θe/?y（填色，單位：10?5 K m?1）和降水量（等值線，單位：mm d?1）在（a，d）入梅前第3天、（b，e）入梅當(dāng)天和（c，f）入梅后第3天的分布Fig. 7 Distributions of ? θe/?y (shaded, units: 10?5 K m?1 at (a–c) 500 hPa and (d–f) 850 hPa and precipitation (contours, units: mm d?1) on (a, d) the 3rd day before the Meiyu onset, (b, e) the Meiyu onset day, and (c, f) the 3rd day after the Meiyu onset during the period of 1980–2017

圖8 同圖7，但為? u/?p（填色，單位：10?5 m s?1 Pa?1）和降水量（等值線，單位：mm d?1）的分布Fig. 8 As in Fig. 7, but for ? u/?p (shaded, units: 10?5 m s?1 Pa?1) and precipitation (contours, units: mm d?1)

下面用SVD理論來定性地解釋MPV2負(fù)值帶與雨帶的對應(yīng)關(guān)系。由SVD的必要條件（MPV2/(?θe/?p)>0） 可知，對流不穩(wěn)定（ (?θe/?p)>0）的情況發(fā)生時，若MPV2>0，傾斜渦度可能增長；對流穩(wěn)定（ (?θe/?p)＜0）的情況下，若MPV2＜0，傾斜渦度也可能增長。

由前文分析可知，梅雨發(fā)生前后MPV2負(fù)值帶沿傾斜的濕等熵面密集帶分布，且在整個梅雨期基本維持。梅雨區(qū)850 hPa以上MPV2負(fù)值帶滿足(?θe/?p)＜0，且濕等熵面在此處傾斜最為劇烈（圖5），所以該區(qū)域滿足SVD的必要條件。入梅后，梅雨區(qū)低空斜壓性增強(qiáng)，根據(jù)SVD理論，當(dāng)南風(fēng)氣流沿850 hPa以上傾斜的濕等熵面上滑（圖4c和d）時垂直渦度可以得到顯著發(fā)展加強(qiáng)，有利于梅雨降水的產(chǎn)生。

4 濕位渦的分布與青藏高原的可能聯(lián)系

前文指出，在500 hPa，濕位渦斜壓項(xiàng)MPV2在梅雨期的分布特征為一條西起青藏高原北部、向東延伸至西北太平洋的狹長負(fù)值帶，大值中心位于青藏高原北部。在入梅之前（圖3d），該負(fù)值帶在中國東部很強(qiáng)，位置偏南，位于30°N附近，中心強(qiáng)于?0.14 PVU，達(dá)到與MPV1相同的量級。入梅以后，該負(fù)值帶在中國東部有所減弱并北移，但高原北部的負(fù)值帶仍穩(wěn)定維持（圖3e和f）。那么，青藏高原是否影響了MPV2負(fù)值帶的分布呢？

為了回答這一問題，本節(jié)利用FGOALS-f3-L海氣耦合模式設(shè)計了去掉青藏—伊朗高原地形的模擬試驗(yàn)?？刂圃囼?yàn)的結(jié)果表明FGOALS-f3-L模式基本模擬出了夏季MPV2負(fù)值帶自高原北部向東延伸至西北太平洋地區(qū)的分布，且負(fù)值帶的極大值中心分布在高原北部，只是強(qiáng)度略弱于觀測（圖9a）。在無高原試驗(yàn)中，該負(fù)值帶在高原北部至西北太平洋地區(qū)顯著減弱甚至消失，同時中國東部至日本一帶的降水也隨之減弱（圖9b）。兩個試驗(yàn)的差值場進(jìn)一步突出了高原的存在對MPV2負(fù)值帶分布的影響（圖9c），說明青藏高原大地形的存在使高原北部向東至西北太平洋地區(qū)形成了一條強(qiáng)MPV2負(fù)值帶，影響中國東部的降水。圖中還可以看出青藏高原大地形的存在為6月中南半島和南海一帶帶來更多降水。

圖9 FGOALS-f3-L模式輸出的6月500 hPa MPV2（填色，單位：PVU）和降水量（等值線，單位：mm d?1）在（a）控制試驗(yàn)和（b）無高原試驗(yàn)中的分布，（c）為二者的差異[(a)－(b)]Fig. 9 Distributions of the June MPV2 (shaded, units: PVU) at 500 hPa and precipitation (contours, units: mm d?1) in (a) the control run and (b) the no Tibetan–Iranian Plateau run obtained from FGOALS-f3-L. (c) is the difference between (a) and (b) [(a)－(b)]

對比兩組試驗(yàn)中國東部MPV2的垂直分布（圖10）可以看出，在高原的作用下，6月梅雨區(qū)附近出現(xiàn)和觀測（圖5）一致的由低層向高層向北傾斜的MPV2負(fù)值帶（圖10a和c），中心位于梅雨區(qū)北側(cè)300～400 hPa附近，略微低于觀測的300 hPa（圖5）。由前文分析可知，這種垂直結(jié)構(gòu)對于傾斜渦度的發(fā)展十分重要。而在沒有高原的情況下（圖10b），MPV2的傾斜結(jié)構(gòu)更為偏北并且強(qiáng)度很弱，對長江中下游地區(qū)的影響較小。此外，青藏高原的存在也對200 hPa以上MPV2的分布有很大影響，但其中的聯(lián)系需要更深入的研究與討論。

圖10 同圖9，但為112°～123°E平均的MPV2的垂直分布Fig. 10 As in Fig. 9, but for the vertical cross section of MPV2 averaged over 112°–123°E

前文分析可知，相當(dāng)位溫的經(jīng)向梯度（? θe/?y）和緯向風(fēng)的垂直切變（ ?u/?p）共同決定了青藏高原和中國東部MPV2負(fù)值帶的形成，那么，青藏高原是通過影響何種物理過程進(jìn)而影響MPV2的分布呢？為了回答這一問題，我們對比了兩個試驗(yàn)中?θe/?y和 ?u/?p的分布（圖11）。從圖中可以看出，控制試驗(yàn)也較好地模擬出了 ?θe/?y（圖11a）和?u/?p（圖11d）的大值帶分布，與觀測十分相似。而無高原試驗(yàn)中，由于高原熱源作用的消失，?θe/?y在高原上北負(fù)南正的偶極型分布消失，取而代之的是高原和中國東部較弱的 ?θe/?y分布（圖11b）。在水汽含量較少的對流層中上層，θe的 分布與 θ的分布較為相似。根據(jù)熱成風(fēng)關(guān)系，溫度的經(jīng)向梯度與緯向風(fēng)的垂直切變成正比，因此，無高原試驗(yàn)中?u/?p在高原和中國東部也顯著減弱（圖11e）。由此可見，高原的存在能夠同時影響到? θe/?y和 ?u/?p的分布進(jìn)而影響到MPV2的分布。

圖11 FGOALS-f3-L模式輸出的500 hPa ?θe/?y （填色，單位：10?5 K m?1）在（a）控制試驗(yàn)和（b）無高原試驗(yàn)中的分布，（c）為二者的差異 [(a)－(b)]。（d）、（e）和（f）同（a）、（b）和（c），但為? u/?p（填色，單位：10?5 m s?1 Pa?1）的分布Fig. 11 Distributions of ? θe/?y (shaded, units: 10?5 K m?1) at 500 hPa in (a) the control run and (b) the no Tibetan–Iranian Plateau run obtained from FGOALS-f3-L. (c) is the difference between (a) and (b) [(a)－(b)]. (d)–(f) are identical to (a)–(c) but for ? u/?p (shaded, units: 10?5 m s?1 Pa?1)

5 結(jié)論

梅雨異常所帶來的旱澇災(zāi)害對東亞地區(qū)經(jīng)濟(jì)有很大影響，因此，研究梅雨所伴隨的大尺度環(huán)流及其異常機(jī)制具有重大意義。濕位渦分析是暴雨研究中常用的方法，將其運(yùn)用到氣候態(tài)梅雨的研究可以從不同的角度對梅雨發(fā)生發(fā)展的機(jī)理做出解釋。本文分析了梅雨期濕位渦在長江中下游地區(qū)的分布特征以及青藏高原對氣候態(tài)梅雨期濕位渦分布的影響，主要得到以下結(jié)論：

（1）入梅前后，MPV1與MPV2大值帶均沿傾斜的濕等熵面分布，且與梅雨雨帶有較好的對應(yīng)，隨雨帶的北抬而北抬。在對流層中層二者均位于雨帶北側(cè)，而對流層低層，MPV2與梅雨雨帶近乎重合。

（2）MPV2負(fù)值帶和梅雨雨帶對應(yīng)較好的原因是：梅雨發(fā)生前后MPV2負(fù)值帶沿傾斜的濕等熵面密集帶分布，滿足SVD的必要條件，當(dāng)暖濕空氣沿傾斜的濕等熵面上滑時，其垂直渦度可以得到顯著發(fā)展增強(qiáng)，有利于降水的產(chǎn)生。

（3）梅雨期MPV2負(fù)值帶西起青藏高原向東延伸至西北太平洋。FGOALS-f3-L無高原試驗(yàn)的結(jié)果表明，青藏高原大地形條件對MPV2負(fù)值帶的形成有重要影響，在無青藏—伊朗高原的試驗(yàn)中，長江中下游地區(qū)MPV2負(fù)值帶顯著減弱甚至消失。

本研究發(fā)現(xiàn)除了暴雨分析之外，濕位渦運(yùn)用于氣候態(tài)梅雨的分析也有顯著的意義，揭示了青藏高原可以通過影響濕位渦斜壓項(xiàng)MPV2的分布進(jìn)而影響到梅雨。但是部分研究內(nèi)容還需要進(jìn)一步完善，如本文分析了梅雨期濕位渦分布的特征發(fā)現(xiàn)MPV2負(fù)值帶的形成可能受到青藏高原的影響，但沒有深入討論該影響的機(jī)理，在下一步研究中可以就該問題進(jìn)行探究。