近十年高原低涡与中亚低涡研究进展_李博.pdf

文章编号：1674 2184(2023)01 0017 09近十年高原低涡与中亚低涡研究进展李博1,2,李跃清2*,陈永仁3（1.成都信息工程大学,成都610225；2.中国气象局成都高原气象研究所,成都610072；3.四川省气象灾害防御技术中心,成都610072）摘要：高原低涡是青藏高原地区特有的天气系统，作为青藏高原地区夏季的主要降水系统，其发生发展和移动对高原周边及其下游广大地区的天气气候具有重要的影响。而中亚低涡是引起青藏高原西北新疆暴雨、短时强降水、冰雹、持续低温等灾害性天气的重要系统之一，同时也显著影响其周边甚至我国东部和南部地区的天气气候。高原低涡和中亚低涡是位于不同纬度、范围，主要在 500 hPa 等压面活动的低涡系统，与青藏高原及其周边地区密切联系，且都位于我国西部上游，其对下游广大地区的天气气候影响深远。目前，在高原低涡和中亚低涡基本定义、活动特征和天气影响等多方面都已取得了大量成果，但对于两低涡之间的可能关系及其影响却鲜有涉及。本文在回顾已有研究成果的基础上，总结了近 10 年关于高原低涡与中亚低涡研究的主要进展并指出了存在的问题，强调了开展高原低涡与中亚低涡两者关系的分析研究是未来的重要方向之一。关键词：高原低涡；中亚低涡；研究进展；相互关系；研究方向中图分类号：P447文献标识码：Adoi：10.3969/j.issn.1674-2184.2023.01.003 引言引言青藏高原占我国陆地面积的 1/4，平均海拔 4000 m以上，是世界上海拔最高、地形最复杂、北半球面积最大的高原，有着“世界屋脊”、“地球第三极”和“亚洲水塔”之称1。研究表明，青藏高原是大气对流活动和灾害性天气系统的多发区，对我国乃至东亚地区的天气气候都具有重要的影响2。其中，高原低涡（简称高原涡）是一种产生于青藏高原主体大气边界层，主要活动于 500 hPa 等压面，垂直厚度 23 km，水平尺度为 400500 km 的中 尺度低压涡旋系统（图 1）。在特定季节和有利环流背景下，由于高原下垫面大气动力和热力作用，高原低涡通常形成于青藏高原中西部，沿着高原切变线或辐合带东移发展，其生命期约为 13 d，一般减弱消失于高原东部背风坡。它不仅是影响青藏高原地区降水的主要系统之一，而且其东移还常常对高原周边及下游区域的降水产生影响，是我国重要的高原灾害性天气系统3 4。20 世纪 60 年代起，高原低涡就受到了特别关注5。我国先后进行了几次青藏高原大气科学试验等重大计划，在高原低涡的活动特征、结构分布、发展机制、异常成因等方面取得了许多重要的进展6 15。北半球中亚地区是东亚季风气候和地中海气候的过渡区域，其天气气候与东亚季风区和欧洲都大为不同。由于地形复杂，包含了天山、阿尔泰山、昆仑山和帕米尔高原等显著地形，同时也有塔克拉玛干沙漠、古尔班通古特沙漠等，构成了“沙漠-绿洲-冰雪”的中亚地区独特下垫面特征。而新疆位于中国西北地区，面积 166.49 万 km2，占中国国土总面积六分之一，是中国陆地面积最大的省级行政区，也是我国中亚气候的典型区域。张家宝等16定义中亚低涡（简称中亚涡）为欧洲和亚洲内陆交界处里海以东到我国新疆出现的与乌拉尔脊相联系的天气尺度冷性涡旋系统（图 1）。后来，张云惠等17对其补充修订，认为中亚低涡是咸海以东到我国新疆出现的与乌拉尔脊相联系的天气尺度冷性涡旋。多项研究18 21表明，中亚低涡对新疆及周边地区的强对流、暴雨（雪）、低温和干旱，甚至下游我国东部地区的天气气候都有显著的影响，也是引起我国南方低温雨雪冰冻灾害的一个关键天气系统。本文侧重回顾了近 10 年关于高原低涡、中亚低涡时空特征、发展机制和天气影响的主要进展，指出 收稿日期：2022 08 19资助项目：国家自然科学基金重大研究计划集成项目（91937301）；国家自然科学基金重点项目（42030611）；中国科学院战略性先导科技专项（A 类）（XDA23090103）作者简介：李博，硕士研究生，主要从事高原气象研究。E-mail:通讯作者：李跃清，研究员，主要从事高原气象研究与应用。E-mail: 第 43 卷 第 1 期高原山地气象研究Vol.43 No.12023 年 3 月Plateau and Mountain Meteorology ResearchMar.2023了高原低涡与中亚低涡之间的相互关系等未来需要重点关注的若干科学问题。11高原低涡研究进展高原低涡研究进展高原低涡生成于青藏高原主体，是 500 hPa 流场上最明显的中尺度气旋性涡旋，生命史 13 d，其水平尺度约 400500 km，发展旺盛期可达 600800 km，垂直厚度一般为 23 km，较为浅薄。按照其生成源地可分为西部涡、中部涡和东部涡三类。基于 19812001年中国气象局国家气象中心的历史天气图、印发的MICAPS 历史天气图以及19812010 年电子版MICAPS天气图，根据人工综合识别形成的 19812010 年高原低涡数据集发现，夏季高原低涡主要分布于西藏那曲和青海玉树、格尔木地区，其中高原东部涡占 47.1%，中部涡占 31.9%，西部涡占 21%22。按照热力学特征可将高原低涡分为冷涡和暖涡，但约 2/3 是暖性结构。其中冷涡分为有锋区配合的斜压涡和有冷中心或冷槽配合的冷涡；暖涡是位于暖脊或暖中心附近的低涡3。冷涡与温带气旋接近，通常于冬半年在青藏高原西南部或北部生成，尺度大且深厚，并带来明显降水。暖涡则是青藏高原独特的产物，通常夏半年在青藏高原中部、南部、或者柴达木盆地生成，是浅薄少动的系统，但在一定的背景条件下会东移出高原，对青藏高原下游地区天气造成影响，主要为大范围的暴雨、雷暴等灾害性天气过程5,11,23 24。1.1高原低涡的识别与统计研究对于高原低涡的识别一般是基于其定义，通过天气图和再分析资料，运用人工识别等主观方法、自动判识等客观方法或者两者结合的综合方法。近年来，中国气象局成都高原气象研究所基于 MICAPS 天气图，通过人工识别方式研编出版了逐年的青藏高原低涡切变线年鉴，对 19982019 年高原低涡进行了统计，发现高原低涡每年形成 50 个左右。王鑫等25利用 19802004 年 59 月逐日北京时 08 时和 20 时的500 hPa 天气图资料，统计分析了夏季高原低涡的活动特征，指出 20 世纪 90 年代以后低涡出现频次较 80年代有下降趋势。李国平等26基于19812001 年NCEP/NCAR 再分析资料，通过人工识别对夏季高原低涡进行了统计，指出平均每年生成 32 个，低涡发生频数呈现较明显的增多趋势，并具有较强的年际变化特征，低涡频数在 2000 年和 2005 年出现显著突变，2000 年由增多趋势转为减少趋势，2005 年又转为增多趋势，同时低涡频数具有显著的准 5 a、准 9 a 和准 15 a 周期振荡特征。Feng 等27同样利用高分辨率 NCEP 气候预报系统再分析数据，对 20002009 年 410 月共 10个暖季的高原低涡进行了统计分析，认为每年平均出现 103 个类似的高原涡旋。Lin28利用 19792013 年ERA-Interim 再分析 500 hPa 高度资料，对高原低涡活动进行了客观识别和跟踪，认为平均每年有 53 个高原低涡生成，其中 6.7 个移出高原。对于这些低涡，寿命越长，出现的频率越低。上述研究中均指出高原低涡多出现在 58 月，以 7 月最多。高原低涡最集中的源区位于高原中西部（3336N、8490E），存在显著的日变化，多发于下午至晚上，多于深夜消散。高原低涡又分为移动型和静止型（源地型），其中移动型主要有向东、向东北和向东南三个移动方向，高原上向东北移动的低涡数量最多。1.2高原低涡演变机制与结构的研究目前，对于高原低涡的发生发展机制也进行了一些研究，认为最主要的影响因子有高大地形、非绝热加热、凝结潜热、地面感热、地面热源、环流条件、地气温差、湿度、位势不稳定等。如青藏高原地区夏季对流系统上升运动、水汽条件、西风气流或偏北风气流强弱均对高原低涡移出高原有重要影响29。高原热力作用与高原低涡的生成和发展机制密切相关。李国平等13利用 NCEP/DOE 再分析资料以及 MICAPS 天气图资料，对近 30 a 青藏高原夏季地面热源和高原低涡生成频数的气候学特征进行研究，得到夏季高原低涡生成频数与同期高原地面感热呈高度正相关，与地面潜热呈一定程度的负相关，但与同期地面热源仍呈较显著的正相关。廖伟30研究发现在高原低涡高发年，当青藏高原中东部大气热源、高原东南-西北一线以南感热通量偏强且高原西部和东部潜热通量偏弱时，利于高原低涡的产生，反之有抑制作用。郁淑华和高文良31统计分析了高原低涡涡 60NDDDDDDDD6007501500225030003750450052506000675075007590105E50403020 图 1 高原低涡与中亚低涡的主要源地范围和基本移动方向（红色实线框为高原低涡主要源地，黑色虚线框为中亚低涡主要源地，黑色 D 为中亚低涡生成高频区，红色斜体 D 为高原低涡生成高频区，黑色虚线箭头为中亚低涡主要移动方向，红色实线箭头为高原低涡主要移动方向，色标为海拔高度，单位：m）18高原山地气象研究第 43 卷源区与青藏高原地面加热特征，认为地面加热对高原低涡的生成影响较大，而其中高原地面潜热对移出型低涡的生成影响更大，移出型低涡的生成比未移出低涡对高原区域地面热源的依赖更强。Wu 等32通过地表非绝热加热和大气降水释放潜热的敏感性试验，研究了地表和大气非绝热加热对高原低涡发生和发展的作用，结果表明：早期阶段，随着地表热通量的增加，较低层的强非绝热加热对高原低涡的产生呈现显著的正相关，降水导致的非绝热加热相关性在低层下降；反之，与降水凝结潜热释放相关的中层非绝热加热则对高原低涡呈负相关，导致高原低涡的衰减。田珊儒等33对 2012 年 6 月下旬青藏高原一次东移对流系统的生成发展机制以及与地面加热相互作用的物理过程进行了研究，指出高原中西部地面感热加热是高原低涡生成、发展和东移的主导因子，且地面加热与高原低涡和对流系统之间存在一种正反馈机制，东移的高原低涡通过加强偏北、偏南气流形成的辐合带，进而触发高原东部对流系统的生成，而高原对流系统降水产生的凝结潜热释放也加强了东移高原低涡的强度。Li 等34分析了 2008 年一次东移高原低涡的演变机制，利用转换后的位涡倾向方程得出了大气热源对高原低涡的强度和运动方向有较大影响的结论：在低涡发展阶段，大气热源使得位势涡度向低涡以东方向增大，从而令低涡加强并向东移动；衰减阶段，大气热源使低涡周围的涡管倾斜，垂直涡度场重新分布，造成低涡减弱。Zhang 等35通过 WRF 模式对夜间生成的高原低涡进行模拟，得出夜间高原低涡的形成是对流合并的结果，强烈的日间地表非绝热加热对对流的发展至关重要，为夜间高原低涡的形成提供了有利条件。高原低涡的垂直结构是影响低涡产生和发展的关键之一。柳草等36对一次移出青藏高原的高原低涡动力结构进行诊断分析，发现闭合等高线或闭合气旋式环流的垂直厚度在低涡东移过程中会随时间加厚，其垂直方向几乎都是正涡度，其中，500 hPa 正涡度随时间增强；低涡在青藏高原上空时，涡区低层辐合、高层辐散明显，整层都为上升运动，边界层始终有水汽辐合；移出高原后存在微弱的低层辐合、高层辐散，甚至低层辐散、中层辐合、高层辐散，且其上升运动微弱，中低空经常为下沉运动，在低空只有微弱的水汽辐合甚至为辐散。Lin 等37指出移出和不移出青藏高原的高原低涡垂直结构明显不同，低涡的垂直厚度是决定其能否移出高原的重要因素，深厚的高原低涡比浅薄的更容易向高原外移动。Chen 和 Li38利用柱坐标系梯度风平衡下涡旋的控制方程分析波的基本特性，并通过求解线性模型，推导出混合波的类型及其散合特征，然后模拟了理想状态下的涡旋和 2006 年 8 月 14 日高原低涡，发现暖心结构的高原低涡切向流场低层为气旋性辐合，高层为反气旋性辐散，涡度的变化会引起涡旋 Rossby 波的形成和传播，散度的变化则会导致惯性重力波的产生和演变过程发生改变。高原大气的振荡、能量和位涡与高原低涡演变有密切关系。Zhao 等39利用小波分析与合成分析得到MJO 在高原低涡的产生中起着重要的作用，MJO 活跃期产生的高原低涡数量是非活跃期的 3 倍，其主要原因是 MJO 对流中心东移导致热带大气垂直环流发生变化，经过低纬度和中纬度大气的相互作用，使得青藏高原及周边地区大气的斜压性、有效位能和涡旋有效位能以及大气环流结构发生变化，并由此导致水汽输送和潜热分布显著不同，进而使不同位相期高原涡旋的数量存在显著差异。Zhang 等40分析 1998年 59 月高原低涡及其相关的 1030 d 季节内振荡。发现 1030 d 的季节内振荡对气旋（反气旋）在环境方面提供了有利（不利）影响，从而更直接地调节高原低涡的活动。容逸能等41研究发现高原低涡在天气尺度内存在一个能量再分配路径：首先，低层西侧获得的有效位能转换为动能，西侧垂直的气压梯度力做功将低层获得动能向高层分配；在高层，水平的气压梯度力做功进而将西侧获得的动能向东侧分配，东侧垂直的气压梯度力做功再将动能向低层分配；最后，低层西侧获得的能量被分配到整个涡旋空间，使得涡旋能够均匀发展。Wu 等42从位势涡度角度研究了一次高原低涡的形成，指出绝热的位势涡度和非绝热位势涡度在有利的环流背景下都对高原低涡的发生起到关键作用，高原上空 400 hPa 附近液态水凝结而释放的潜热破坏了该地区上空正常的日变化，使得近地面产生涡旋。马婷43分析一次东移高原低涡个例后指出：当夜间的位涡制造异常强，以至不为白天的耗散所抵消时，循环被破坏，高原低涡形成，低涡周围随之出现降水；当低涡中心移动至青藏高原东部时，中心附近伴随有强烈的降水，显著的凝结潜热加热使位涡中心增强，高原低涡进一步发展；随着低涡继续向东移出青藏高原，长江中下游地区中高层出现位涡平流随高度增加的大尺度动力背景，上升运动发展，最终导致强降水发生。其它不同尺度环流系统对高原低涡也有显著影响。郑蓓等44认为高原季风强度与高原低涡生成频数、东移个数、高原东部高原低涡生成频数呈正比，与高原低涡生命史呈反比，其中初始阶段的高原低涡强度对季风强弱比较敏感，高原东侧的强潜热区利于高原低涡东移。杜梅等45研究了高原横切变线上扰动稳定性以及切变线诱发高原低涡的动力学机制，并利用 ERA-interim 再分析资料进行验证，结果表明：高第 1 期李博，等：近十年高原低涡与中亚低涡研究进展19原横切变线与高原低涡的产生联系密切，大气处于不平衡状态而引起散度场调整造成切变线以南的水汽输送与辐合，对于低涡产生起到了诱发作用。郁淑华和高文良46研究发现长持续高原低涡移出青藏高原后是在较明显冷空气影响下加强并持续的，短持续高原低涡则没有明显受到冷空气影响，冷空气影响高原低涡维持的作用主要表现为：对高原低涡活动天气系统的加强作用；造成高原低涡斜压性和对流不稳定的增强；高空有高位涡下传至低涡附近层次时，引起低涡区域正位涡异常且垂直涡度发展，从而使低涡加强。杨颖璨等47通过研究南亚高压与高原低涡之间的联系发现：南亚高压北侧、东侧高空急流的下沉支流将高层高位涡、高动量的空气向下输送，促使低涡生成、发展；南亚高压东部脊线北抬，形成东北-西南向分布，其东南侧的东北气流引导深厚型低涡向西移动。Feng等48基于高分辨率 NCEP 气候预测系统再分析数据集，利用分类与合成分析方法，研究了各类成熟高原低涡的一般结构特征，结果表明：高原低涡的动力和热力学结构具有区域和季节相关性，并受大气环流平移特征、相关降水和南亚高压的影响；常见的降水型高原低涡是一个明显的低空斜压不对称系统；暴雨涡旋与盛夏出现的深厚涡旋环流相对应，其中的低空斜压亚类主要来源于低空急流，另一种近垂直型是一个准静止、准对称的系统，低层有一个冷中心，中上层有一个暖中心，这两种亚类在对流层上部对应一个偏西的南亚高压；高原西部春季干燥型低涡温暖浅薄，对流层中高层大尺度环流以纬向环流为主；高原南部 78 月产生的降水涡旋不受低空偏北气流的影响，呈垂直排列并受带状的南亚高压控制。胡亮等29通过合成对比分析，在揭示夏季高原对流系统主要于青藏高原中东部生成、存在 95E 以东和以西两个高发中心且东部高发中心较强的基础上，进一步指出高原对流系统与高原低涡活动有密切关系。1.3高原低涡对天气影响的研究高原低涡对天气的影响主要体现在造成源地与移出路径一带以及周边区域的降水过程。虽然在青藏高原上，一般降水的范围、强度不突出，但发展东移后，往往给下游的我国中东部广大地区带来强降水天气过程，并引发暴雨洪涝、泥石流滑坡等多种灾害。Lin 等49对高原低涡相关降水特征进行了定量分析，总结出暖季高原低涡相关降水在青藏高原大部分地区总降水中占主导地位，其在青藏高原 30%的区域内贡献了超过 50%的暖季降水，特别是在青藏高原中部，而在青藏高原约 20%的区域内贡献了超过25%的冷季降水。对于移出路径一带及周边地区，高原低涡通常会造成明显的降水活动，其中不乏极端强降水的出现。例如，2019 年 6 月 45 日高原低涡在湖北麻城造成 24 h 降水达 135.4 mm，同年 8 月 45 日在四川中江造成 24 h 降水达 141.5 mm，2018 年 7 月在不同高原低涡影响下分别造成四川梓潼 24 h 降水达218.4 mm、四川乐至 24 h 降水达 189.1 mm 以及四川北 川 48 h 降 水 达 220.8 mm 等。Li 等50通 过 分 析2020 年的梅雨天气，指出高原低涡在梅雨中的作用：青藏高原上空消失的高原低涡可能转变为槽状气流，并继续东移从而影响江淮流域降水。Li 等51从多个方面探讨 19982018 年 58 月高原低涡降水的气候特征，结果表明：降水量的最大值一般出现在青藏高原东部和四川盆地；对于位于高原上的高原低涡，其造成的降水呈纬向分布，强度较小；对于移出高原的高原低涡，相关降水呈西南-东北方向分布，强度较大。杨康权等52证实在一次高原低涡缓慢东移过程中，低涡前的正涡度平流触发了暴雨天气过程，其使低层涡度增加、垂直上升运动加强，进而对强对流活动产生促进作用；强对流降水的非绝热加热又正反馈于大气，使强对流活动发展，造成强降水天气持续。黄楚惠等53指出高原低涡湿位涡的时空演变与降水的发生、发展有很好的对应关系，在湿位涡高低层正负区叠加配置的有利形势下，低涡暴雨不断增强发展。Li等54研究表明高原低涡影响区域的降水强度是由高原低涡和大尺度背景共同作用的结果，造成强降水的高原低涡较强且向东传播距离较短，其上升运动也较强且较深，西太平洋副热带高压、高原低涡以南对流层中低层的西南偏南气流、南亚高压和高空急流也是影响降水强度的重要系统。Lin 等55通过对比多数据集研究了高原低涡对青藏高原及其周边地区极端降水的定量影响，发现高原低涡对青藏高原及其邻近地区的极端降水均有显著的正贡献，高原低涡诱发极端降水事件，通常也包括低涡南侧的西南季风气流、青藏高原地表附近的切变线和对流层上层的南亚高压。22中亚低涡研究进展中亚低涡研究进展中亚低涡是中亚咸海以东到中国新疆地区出现的，常与乌拉尔脊相联系的一种天气尺度冷性涡旋系统，对我国新疆暴雨（雪）、强对流、持续低温和干旱天气的产生具有重要的影响，且我国东部、南部等地区的天气气候也与其有联系。中亚地区也是我国一带一路的关键区域，目前，不仅开展了中亚低涡年鉴的基础性研编工作 56，而且关于中亚低涡基本特征、演变过程、异常机理及其天气影响等方面都取得了一些有意义的成果。中亚低涡按结构特点分为了深厚型低涡和浅薄型低涡，按活动区域分为了南涡和北涡，按物理性质又分为了干涡和湿涡。2.1中亚低涡的统计特征研究中亚低涡的时空分布与变化具有明显的区域特20高原山地气象研究第 43 卷征。张云惠等17研究 19712010 年中亚低涡活动得到：中亚低涡随纬度分布有两个高频活动区域，分别是 47.555N（北涡）和 3547.5N（南涡），北涡具有明显的季节变化，夏季所占比例最大为 52%，而南涡活动四季差别不明显。中亚低涡成熟期生命史为23 d 的占 56%，45 d 的占 27.5%，5 d 以上的占 16.5%。低涡活动具有明显的月、季节、年际和年代际变化，且呈显著的年代际增加趋势。南、北涡均存在东北、偏东和东南向移动路径，并对新疆不同区域的天气产生影响。中亚低涡还可分为干涡和湿涡，其中干涡占 60%，季节分布比较均匀，可使新疆出现低温大风天气；湿涡占 40%，季节分布差异大，夏季最多占 57%，秋、春季次之，可造成区域强降水天气。梁倩等57研究发现中亚低涡的南涡与北涡发生率明显不同，北涡占中亚低涡总发生率的 68.31%，南涡占 31.69%；其中 7、8 月中亚低涡发生频次最高；移动路径方面，向东南方向移动的中亚低涡发生率最高。根据中亚低涡年鉴:1971201756的统计结果，多数年份深厚型中亚低涡比浅薄型中亚低涡数量更多，平均每年多出 2 个。2.2中亚低涡的结构与机制研究中亚低涡的分布结构表现出不同的动力热力特征。杨莲梅等58通过总结张云惠等17和秦贺等59的研究结果，根据结构特点将中亚低涡分为深厚型和浅薄型。其中，存在于对流层中高层，500 hPa 高度场低压中心位置位于 6090E、3555N，低压中心至少能分析出 2 条以上闭合等值线（80 gpm），且有冷中心或明显冷槽配合的低压环流系统称为深厚型中亚低涡。深厚型中亚低涡在以上区域至少维持 2 d 以上，多存在于 700200 hPa，与东北冷涡特征相似，主要活动于哈萨克丘陵地区和萨彦岭一带，以及咸海东部地区和塔什干地区，夏季活动频次最高，其次是秋季和春季，冬季最少。而存在于对流层中低层，500 hPa 风场出现闭合的气旋性环流，其中心位于 6590E、3542.5N，且有冷中心或明显冷槽配合的低压环流系统称为浅薄型中亚低涡，浅薄型中亚低涡在以上区域内至少维持 2 d 以上，多存在于 700500 hPa，更接近于西南涡特征，主要活动于帕米尔高原的西侧和南侧，春季活动频次最高，秋季和冬季次之，夏季最少。李曼等60通过对一次中亚低涡活动进行分析得到，其具有明显的冷心结构且较为深厚。从温压风场结构看，此中亚低涡从发展到成熟再到减弱是一个由斜压到正压再到斜压的过程。此次低涡发展深厚，300 hPa低涡中心及演变特征最为明显：形成初期，低涡中心西侧 300 hPa 存在正涡度大值区，随时间正涡度向下传递，使低层正涡度加强；成熟期，低涡中心东西两侧对流层中高层存在呈对称结构的两个正涡度中心，低涡中心附近 10经纬度范围内对流层整层为正涡度区；减弱期，低涡中心之上对流层中高层出现负涡度区。中亚低涡的发生发展与大气能量转换过程具有密切关系。杨莲梅和张庆云61发现中亚低涡活动具有明显的阶段性能量学特征。低涡各个阶段对流层中、高层扰动动能、内部的能量转换及其与区域外部环境大气之间的能量输送皆为中、高层强，低层弱，扰动位能和扰动动能垂直分布随时间变化与低涡不同高度强度变化和发展阶段相对应，其中使中亚低涡持续发展和维持较长时间的关键原因之一是低涡各个阶段均与区域外部环境大气存在明显的能量输送和交换。杨莲梅和李曼62分析一次中亚低涡的三维结构及其能量转换和频散特征得到：此次中亚低涡不同发展阶段位势高度距平皆为中高层强，向高层和低层延伸减弱的相当正压结构，300 hPa 以下为冷性、以上为暖性，最大正涡度中心始终位于中高层。其发展成熟减弱过程的最大正涡度中心由低涡中心西侧逐渐移至东侧，并对应低层辐合、中高层辐散的强上升运动。对流层低层扰动动能在低涡各个时期均较小，对流层中层扰动动能与高层相当且远大于低层，发展期和成熟期扰动动能约为减弱期的 2 倍。低涡发展过程扰动动能来源于扰动位能的转换和系统外扰动动能的输入，两者作用相当，使得低涡快速发展。低涡成熟期系统内部的能量转换很小。此次低涡过程，罗斯贝波在中亚低涡活动的能量频散作用显著，在发展和稳定维持期，由于东北大西洋正异常向下游东欧地区的能量频散过程，东欧作为能量的“中继站”向中亚地区频散的能量，都使得中亚低涡发展和维持。2.3中亚低涡对天气影响的研究中亚低涡对天气的影响主要体现在造成源地与其活动影响区域的降水、降雪或冰雹等灾害天气。杨霞等63指出了中亚低槽、中亚低涡和塔里木东风低空急流是造成南疆暖季暴雨的主要影响系统，而中亚低涡主要影响南疆暖季暴雨。中亚低涡年鉴:1971201756中分别统计了深厚型和浅薄型中亚低涡对天气的影响：深厚型中亚低涡造成新疆较强降水过程的占 40%，此类中亚低涡夏季(57%)最多，秋(23%)、春季(12%)次之，冬季(2%)最少；浅薄型中亚低涡主要对南疆降水天气造成影响，但造成南疆显著降水天气的中亚低涡仅有 23.3%，其中夏季(37.8%)所占比例最高，其次是春季(27%)，冬(17.6%)和秋季(17.6%)最少。曾勇和杨莲梅64经过统计分析得出中亚低涡背景下新疆连续短时强降水呈现北部多于南部、西部多于东部、山区多于平原和盆地的分布特征，并具有明显的日变化，呈单峰分布型。中亚低涡发展期低涡西南部强锋区造成短时强降水，成熟期分为长时间和第 1 期李博，等：近十年高原低涡与中亚低涡研究进展21短时间持续短时强降水环流型。长时间环流型的短时强降水与低涡前部强西南气流存在联系，而短时间环流型低涡的短时强降水与低涡前强西南气流和低涡底部强锋区有关，而消亡期，低槽后部西北气流和低槽前部西南气流均可造成短时强降水。Guo 等65经过统计分析发现中亚低涡倾向于向东移动，在中亚有两个主要的高频中心。中亚低涡造成的新疆降水主要分布在天山地区。暖季南疆西部降水与中亚低涡联系更为密切。其中影响新疆的中亚低涡东南部水汽辐合明显，高层辐散强烈，上升运动明显，有利于降水。李建刚等66指出深厚中亚低涡前部局地对流活动的加强触发 MCS 的生成，中低层多通道水汽输送和局地长时间水汽辐合、大气不稳定层结、中低层的风场辐合和垂直切变、高低层 se梯度增大以及低层暖平流增强为 MCS 的发展和维持提供了动热力和水汽条件，最终造成了短时强降水过程。李如琦等67认为中亚低涡前部中高层向东输送的冷空气翻山后下沉，与低层南疆盆地东部向西输送的冷空气汇合抬升，与中层暖空气交汇，同时上升运动加强促使水汽辐合凝结，是降水的重要原因，短时强降水时冷空气强度弱于暖空气，持续性降水则反之。中低层等熵面位涡与降水关系密切。郭楠楠等68提出中亚低涡环流与天山南脉特殊地形造成的气流绕流叠加生成的中尺度辐合线是造成强降水的重要中尺度影响系统，山谷地形热力性质差异造成的下坡风推动辐合线移动，辐合线上发展的强对流引发了阿克苏地区的强降水。万瑜等69发现中亚低涡前部的东北西南向气旋式切变和深厚的西南暖湿气流共同作用、低层切变和气旋式辐合的动力抬升、地面中尺度辐合线是短时强降水天气的直接触发因子。曾勇等70从中 尺度和干入侵方面分析了中亚低涡背景下降水系统的发展，认为干侵入增强了大气的位势不稳定，为对流发展储备充沛对流有效位能，为中 尺度对流云团和中 尺度涡旋的发生、发展提供有利的环境条件，由此造成强对流天气。刘晶和杨莲梅71分析了经青藏高原的阿拉伯海水汽及孟加拉湾经四川盆地、河西走廊的偏东水汽对中亚低涡有明显的增湿作用，促进降水活动。庄晓翠等72通过诊断分析证实了南亚高压与中亚低涡共同影响造成暴雨天气，并发现 中尺度和 尺度对流云团与低层及地面中尺度低涡（压）移动方向一致，是造成新疆阿勒泰地区东部区域暴雨、大暴雨的直接影响系统。黄昕等73分析模拟了一次在对流层中层中高纬两脊一槽大尺度环流背景下，高层双体型南亚高压与两个发展移动中亚低涡共同作用引起的暴雨过程，发现在新疆伊犁河谷特殊地形下，中亚低涡使得该地区低层为偏西风，中层为偏东风导致中低层水平风的垂直切变增强，并形成了低空辐合线，辐合区正好与高空急流辐散区垂直叠加，引发上升运动增强从而为暴雨的形成创造了条件，该数值模式展示了热力层结影响的对流不稳定对前期降水产生的作用，垂直风切变影响的对称不稳定对降水增强维持的重要作用，其动热力因子的相互作用共同影响了降水的强度和落区。33结论与展望结论与展望本文回顾了近 10 年来关于高原低涡和中亚低涡的主要研究进展，包括低涡的识别、结构与动力热力特征、发生发展机制、数值模拟以及天气影响等方面，得到如下主要结论：（1）高原低涡不仅是青藏高原地区的主要降水系统之一，而且它的东移还常常影响到青藏高原周边及下游区域的降水。它主要在夏季出现并对天气产生较大影响，且高原东部、西部低涡的出现频次不同，有明显差异。其发生发展过程及其物理机制较复杂，由于观测资料少，演变特征多样化，高原低涡可预报性低，是我国备受关注的高原灾害性天气系统。（2）高原低涡受青藏高原巨大地形和高原热力作用的影响突出，同时高原低涡受冷空气入侵、南亚高压、高原切变线以及高原季风等的相关影响也明显，在特定的有利环流背景下，高原低涡会东移出青藏高原，对下游我国广大地区天气造成严重的影响。（3）中亚低涡是我国新疆灾害性天气的重要影响系统之一，且其对我国东部、南部等地区的天气气候也有重要的影响。按活动区域，中亚低涡可分为南涡和北涡，北涡多于南涡，北涡具有明显的季节变化，而南涡活动四季差别不大。根据结构特点，也可分为深厚和浅薄两种类型，深厚型中亚低涡主要出现在夏季，浅薄型中亚低涡主要出现在春季，两种类型的中亚低涡对天气的影响有所不同，但一般深厚型中亚低涡造成的降水活动较多。从物理性质，中亚低涡还分为湿涡和干涡，两者对天气造成的影响有明显的不同，其中影响降水天气的基本都为湿涡。（4）中亚低涡的形成与发展主要与 Rossby 波，西风急流等大尺度环流和低层大气扰动密切相关。在局地对流活动、天山山脉地形、南亚高压、暖湿气流或冷空气等因素的影响下，常产生暴雨等强降水过程，对我国新疆及下游区域的天气气候有着重要的作用，其中中亚低涡造成的降水活动具有明显的日变化特征。以上表明，国内外针对高原低涡和中亚低涡已分别进行了不少的研究。其中，近年对高原低涡的研究主要集中在物理机制，天气影响等方面，对其结构、演变等又有了新的认识，但是，还需要深入化、系统化。而且，高原低涡与其它系统之间的相互联系是一个主要问题，已有研究多集中在特殊的个例分析上，22高原山地气象研究第 43 卷针对多时空尺度，多系统相互作用还比较少，其个例分析结果是否具有普遍性还需要进一步验证。同时，近年对中亚低涡的研究多集中于单个系统及其天气影响方面，气候态的认识较缺乏，其结果的普遍性也需要进一步探讨。而对于中亚低涡，其发生发展的具体物理机制，不同大气过程及气象条件对中亚低涡的具体作用分析也较少。当然，中亚低涡与其它天气系统的相互作用，尤其是与高原低涡等的关系研究几乎未涉及。总之，由于青藏高原地形复杂多样，中亚地区地广人稀，两区域的气象观测基础薄弱，资料数据获取难度很大，已有工作多基于使用再分析资料，对卫星遥感、科学试验等多源资料的广泛应用非常少，且具有高原山地或中亚区域特色的数值模式也有待发展完善。因此，关于高原低涡和中亚低涡的研究还存在这几个主要问题：（1）高原低涡、中亚低涡的分布、结构等时空精细结构不是很清楚，对其环流、动力、热力等区域特征认识不深，尤其是青藏高原西北部、中亚部分地区；（2）高原低涡、中亚低涡的演变、异常等具体物理过程缺乏系统了解，对其发生、增强和减弱等影响原因分析不够，尤其是两低涡东移过程及其机理，包括高原低涡、中亚低涡的相互关系；（3）高原低涡、中亚低涡的监测、预报和预警等指标技术有待研发，对于其降水等天气影响的科学认识和业务预报能力不强，包括对于低涡及其降水的实际预报技术和数值预报模式。另外，对于中亚低涡的分析研究在广度和深度上相对滞后于高原低涡，更有待于进一步加强。而面对这些主要问题，基于观测、试验、再分析等多源资料，通过统计、诊断、模拟和理论等方法，开展高原低涡、中亚低涡演变的特征、过程、机理和影响等分析研究，逐步发展低涡降水等灾害性天气监测、预报和预警业务技术是其未来的重要发展趋势，其中高原低涡与中亚低涡的相互关系和协同天气影响及其预报预测则是一个重要的攻关方向。最后需要强调的是，低涡天气系统的发展演变是一个非常复杂的过程，虽然对高原低涡、中亚低涡等单个低涡已开展了大量的研究并取得不少的成果，对不同低涡系统之间的相互作用和机制也进行了一些研究，如西南低涡与高原低涡的相互作用74 82，台风与低涡83 88的相互影响，台风与台风89 97之间的关系等。但是，高原低涡与中亚低涡同属青藏高原及周边地区 500 hPa 等压面的低涡系统，两者生成源地比较靠近且有所重叠，结构也比较相似，都是处于我国上游地区的重要天气系统，对本地及下游的天气气候影响很大。然而，目前还没有涉及高原低涡与中亚低涡之间关系的相关分析研究。初步分析表明，高原低涡与中亚低涡在年际变化上有一定的相似性（图 2），且都在夏半年活动频率较高，尤其是二者常有同时或先后出现。例如，2017 年 3 月 18 日、4 月 26 日和 28日的深厚型中亚低涡与高原低涡，5 月 3 日和 7 月 2日的浅薄型中亚低涡与高原低涡的同时出现，而2017 年 4 月 27 日的高原低涡与 4 月 28 日深厚型中亚低涡，7 月 2 日的浅薄型中亚低涡与 7 月 3 日的高原低涡先后出现。但它们之间是否存在相互作用，一方对另一方发生发展的可能影响？两者异常变化的时空联系及其灾害性天气影响？两者在时空多尺度上的相关性？哪些类型的中亚低涡与高原低涡联系更为密切，如何相互作用并引起天气的异常变化？这些科学问题都不清楚。因此，开展高原低涡与中亚低涡相互关系及其影响的研究非常必要，对于深入认识低涡系统及其异常影响，丰富我国高原天气气候学具有重要的学术意义和应用价值。70605040302010020002004200820122016年频数 图 2 19982017 年高原低涡与中亚低涡频数的年际变化（蓝色实线代表高原低涡，红色虚线代表中亚低涡）参考文献 Ma Y M,Kang S C,Zhu L P,et al.Roof of the World:Tibetanobservation and research platformJ.Bulletin of The AmericanMeteorological Society,2008，89（10）：1487 1492 1 叶笃正,等.青藏高原气象学M.北京:科学出版社,1979 2 李国平.青藏高原动力气象学(第三版)M.北京:气象出版社,2021:82 88 3 Tao S Y,Ding Y H.Observational Evidence of the Influence of theQinghai-Xizang(Tibet)Plateau on the Occurrence of Heavy Rainand Severe Convective Storms in ChinaJ.Bulletin of the AmericanMeteorological Society,1981，62（1）：23 30 4 吴永森.高原夏季500 hPa低涡的初步研究A.青海省气象论文集(2)C.西宁:青海人民出版社,1964:18 19 5 彭新东,程麟生.高原东侧低涡切变线发展的个例数值研究:I.分析和诊断J.兰州大学学报(自科版),1992，28（2）：163 168 6 郁淑华.夏季青藏高原低涡研究进展述评J.暴雨灾害,2008，27（4）：367 372 7 高文良,郁淑华.高原低涡东移出高原的平均环流场分析J.高原气象,2007，26（1）：206 212 8 罗四维.青藏高原东侧动力性低涡形成机制的分析J.气象科技,1977，（S1）：54 65 9 第 1 期李博，等：近十年高原低涡与中亚低涡研究进展23 杨洋,罗四维.夏季青藏高原低涡的能量场分析J.应用气象学报,1992，3（2）：198