引言

高原低涡是受青藏高原(简称高原)下垫面热力、动力共同影响而形成的独特产物，主要活动于500 hPa等压面上，水平尺度为400~800 km，垂直尺度为2~3 km，多生成于高原中西部，消亡于高原东部下坡处(叶笃正和高由禧，1979；罗四维和杨洋，1992)。在蒙古高压脊偏强、副热带高压偏西、背景环流经向度大等条件下，有利于低涡移出高原主体(顾清源等，2010)。依据低涡移出高原后的移动路径，通常可将其分为东移低涡、东北移低涡及东南移低涡(李国平，2002；Lin, 2015)。另外也存在少量北移、南移及转向的奇异路径低涡(Xiang et al, 2013；杨颖璨等，2018)，而不同路径的低涡将对高原下游不同区域的天气产生一定的影响(郁淑华等，2015；孔祥伟等，2021)。

对于高原低涡的识别，无论是基于历史天气图及观测资料的人工识别方法(王鑫等，2009)，还是基于再分析资料的客观识别方法(Lin, 2015)，均发现低涡年均生成65个左右，且以东移低涡为主，东北移次之，东南移较少。已有不少研究对低涡的源地、强度、结构、生命史等特征进行了统计分析。早期研究(陶诗言等，1984)指出低涡的涡源主要集中在高原中东部。随着高原西部站点的增加以及再分析资料的使用，罗四维等(1993)、Lin(2015)、Curio et al(2018)发现低涡主要生成于高原西部。在月际差异上，李国平等(2014)指出6月低涡的源地较7、8月偏北。对于低涡的强度及结构特征，吕君宁等(1984)发现初生低涡的涡区在100 hPa以下均为上升气流，最大上升速度出现在低涡中心东部的400 hPa，且成熟低涡的中心在近地层出现下沉运动。柳草等(2009)对2001年6月初一次东移低涡个例诊断的结果表明，低涡在东移过程中，垂直方向上几乎都是正涡度，低涡移出高原后上升运动减弱。田珊儒等(2015)提出东移低涡的加强主要与低涡降水产生的凝结潜热释放有关。Li et al(2020)通过对比2000—2015年5—8月东移低涡移出高原前后的垂直结构，发现低涡移出前垂直速度与散度近似对称分布，而移出后最大上升速度位于低涡中心东南侧2~4个经纬距。对于低涡的移动方向，师锐和何光碧(2018)指出低涡移出后受200 hPa西风引导气流的影响。刘富明和洑梅娟(1986)指出高层辐散场是低涡移出高原的主导因子。黄楚惠等(2015)通过分析1981—2010年夏季高原低涡移出时的环流型，认为低涡在500 hPa中高纬西高东低的环流型下易向东移出高原，而在高原以北为低压异常、以东为高压异常的环流型下，低涡易向东北方向移动。另外，郁淑华和高文良(2006)发现初夏(6月)低涡以向东、东北方向移动为主，盛夏(7—8月)则以向东、东南方向为主。低涡在高原主体上时，引发大范围强降水的概率较小，一旦到达高原边缘及以东地区后，往往会造成大到暴雨甚至大暴雨(戴加洗，1990)。Kuo et al(1986)及周玉淑等(2019)提出东移低涡与西南涡共同作用，常在四川盆地产生区域性暴雨天气过程。Li et al(2019)研究指出东移低涡产生的降水主要发生在四川、淮河上游及长江中下游。另外，在东移低涡个例的诊断分析中发现，随着低涡继续向东移动，通常会沿长江流域形成西南-东北向的降雨带(黄楚惠和李国平，2007；马婷等，2020)。对于低涡生命史，郁淑华和高文良(2018)发现冷空气入侵，西太平洋副热带高压(简称副高)偏南利于低涡持续较长的时间。同时低涡持续时间越长，产生的降水也越强。

综上可知，以往有关高原低涡的研究大多以东移低涡为主，且对低涡降水个例的研究多集中在西南地区及长江流域，而对于东北移低涡的研究还不多。随着资料分辨率的提高以及低涡识别方法的更新，对低涡的识别更为全面。同时，由于西北地区地处干旱半干旱区，降水稀少，突发的暴雨往往会引发较大的气象灾害，东北移低涡移入西北地区，是触发暴雨的强系统之一。因此有必要加强对东北移低涡活动及降水特征的认识。本文将1979—2018年初夏(6月)东北移低涡进一步细化为偏西型低涡和偏东型低涡，分析不同路径低涡的源地、结构特征、移动速度、环流背景场等方面的差异，并与东移低涡进行对比。最后探讨了东北移低涡移出高原后对降水的影响。

1 资料

文中高原低涡采用再分析资料经客观识别方法得到。由于在现有公开发表的识别结果中，欧洲中期天气预报中心(ECMWF)推出的再分析数据集ERA-Interim识别出的低涡路径与同期其他再分析资料识别结果匹配度最高(Lin et al, 2020)，同时其分辨率高、年限长，因此本文选取1979—2018年ERA-Interim资料识别的低涡数据库。分析低涡结构和环流时使用同期ERA-Interim再分析数据集，时间间隔为6 h，空间分辨率为0.5°×0.5°。降水资料为同期中国气象局国家气象信息中心2 944个站点逐日(08时至次日08时)降水观测资料。

2 高原低涡统计及分类

依据低涡消亡位置，将低涡库中移出型高原低涡分为：东移、东北移及东南移。通过对1979—2018年夏季移出型高原低涡的统计(表 1)，发现年均夏季有4个低涡移出高原，其中东移低涡最多(占三类移出低涡总数的60%)，东北移低涡次之(占29%)，东南移低涡最少(占11%)，这与王鑫等(2009)利用1980—2004年天气图资料通过人工识别得到的结果较一致。此外还可以看出，在整个夏季，东北移低涡和东移低涡多发生在6月，占其各自总数的一半左右；7月东北移低涡次数略少于8月，而8月东移低涡次数最少；东南移低涡不仅数量少，且6月次数远小于7月和8月。

东北移低涡和东移低涡在6月出现次数最多，同时初夏(6月)与盛夏(7—8月)环流型不同，因此本文主要关注6月的低涡活动特征。图 1为6月东北移低涡的移动路径。由图可见，低涡移出高原前主要表现为东北移及东移，移出高原时位置有所不同，移出高原后影响的区域也明显不同。由此，以100°E为分界线，将东北移低涡细分为两类：一类低涡在高原上以东北移为主，从100°E以西的高原北边缘移出，移出后主要影响新疆东部及河西走廊地区(记为Ⅰ类低涡，简写为NE_Ⅰ-TPV)；另一类低涡在高原上以东移为主，移至100°E后从高原东边缘移出，移出后主要影响西北地区东部及内蒙古中西部(记为Ⅱ类低涡，简写为NE_Ⅱ-TPV)。Ⅱ类低涡明显较Ⅰ类低涡偏多，个数比接近2:1(见表 1)。

3 高原低涡的源地及结构特征

以下从低涡的源地(生成地)及垂直结构(主要是相对涡度和垂直速度)分析和比较低涡在移出高原前后的差异。

3.1 高原低涡的源地

为了形象展示高原低涡的源地，图 2给出了两类东北移低涡及东移低涡生成地的累计频数分布。由图可知，不同路径低涡的源地在南北位置上差异较大，Ⅰ类低涡主要生成于高原西北部(图 2a)，东部低涡仅出现在柴达木盆地以北；Ⅱ类低涡绝大部分生成于33°N以北地区(图 2b)，主要有西、中、东3个源地(黄楚惠等，2015)；东移低涡分布范围明显比东北移低涡广(图 2c)，但95%以上生成于35°N以南地区，其中，西部涡源位置与Ⅱ类低涡接近，而东部涡源主要位于玉树地区(王鑫等，2009)。

以上分析可见，不同路径低涡的源地不相同。Ⅰ类和Ⅱ类低涡源地偏北，其中，Ⅰ类低涡生成地集中在高原西北部；东移低涡源地分布广泛，但其生成地明显较两类东北移低涡偏南。由此可推断，高原低涡移出位置可能会受其生成纬度的影响，在相同环流背景下，若低涡生成地位置偏北，则其移出高原时的位置也偏北。

3.2 高原低涡的结构特征

在低涡移出高原的过程中，会经历海拔高度的变化，其强度和结构往往会发生较大变化。以下对低涡移出高原前后垂直速度及相对涡度进行合成，以分析不同路径低涡移出高原前后的结构差异。考虑到高原低涡是移动的系统，这里使用广泛应用于台风的动态合成方法(Frank, 1977)来研究低涡的结构，即以低涡中心为坐标原点，对每个个例各时次选取相同范围进行合成。

Li et al(2020)分析了2000—2005年5—8月东移低涡的结构，发现低涡移出高原前低涡中心附近整层以上升运动为主，垂直速度近似对称分布，最大速度出现在450 hPa附近，最大正相对涡度出现在500 hPa附近，200 hPa以上为弱的负相对涡度区。对比两类东北移低涡的结构(图略)，发现在结构上东北移低涡与东移低涡相似，但在强度上，无论是垂直速度还是相对涡度，Ⅱ类低涡及东移低涡均较Ⅰ类低涡更强。

比较两类东北移低涡移出高原后的相对涡度和垂直速度(图 3)，可以看出，东北移低涡在低涡中心低层(600 hPa以下)出现弱的下沉运动，同时上升运动中心偏离低涡中心，Ⅰ类低涡最大上升运动位于低涡东北侧(图 3a等值线)，而Ⅱ类低涡同东移低涡(Li et al, 2020)一样，上升区位于低涡东南侧(图 3b等值线)。在强度上，Ⅰ类低涡反而较Ⅱ类低涡更强。相对涡度较移出高原前有所减弱，但垂直向有明显的扩大(从850 hPa向上延伸至200 hPa以上)，大值仍维持在500 hPa附近。柳草等(2009)分析了6月一次东移低涡的结构，同样得出移出高原后相对涡度垂直伸展、垂直速度减弱的结论，而相对涡度移出高原后强度增大。

由此可见，Ⅱ类低涡移出前后的结构与东移低涡相似，而与Ⅰ类低涡存在一定差异。在强度上，移出高原前Ⅱ类低涡和东移低涡较Ⅰ类低涡偏强，而移出高原后Ⅰ类低涡更强。另外，两类东北移低涡移出高原后相对涡度在垂直方向进一步扩展，但相对涡度和垂直速度的强度有所减弱。

4 高原低涡的移动特征

以下比较高原低涡移出高原时的环流背景场及低涡在移出高原前后的移动速度，进一步揭示两类东北移低涡与东移低涡的差异。

4.1 影响高原低涡路径的环流特征

有研究(陈功等，2012；李筱杨等，2019)指出高原低涡的结构与海洋上热带气旋类似，大多伴随着涡旋状云系，那么其移动方向是否也同热带气旋一样受到某一层引导气流的影响？以下对低涡移出时的环流场进行合成分析。图 4为两类东北移低涡和东移低涡移出高原前一个时次的200 hPa位势高度场以及两类东北移低涡相对于东移低涡的位势高度偏差。从位势高度场可以看到，对于Ⅰ类低涡(图 4a)，高原北部为西低东高的环流型，对应高原北部较强的西南风，有利于低涡向东北方向移动。对于Ⅱ类低涡(图 4b)，中纬西风波动较弱，高原上以平直西风为主，导致低涡以东移为主，并在高原东边缘向东北方向移出。对于东移低涡(图 4c)，高原东部为西高东低的环流型，高原处于西北风控制，由于低涡移动方向偏向于200 hPa气流的左侧(董克勤和刘治军，1965)，导致低涡向东移出高原。此外，从位势高度偏差场(阴影区)可以看到，两类东北移低涡相对于东移低涡，在高原东北侧均存在正偏差，而西北侧为负偏差，同时Ⅰ类低涡正负偏差偏西且偏强，从而导致了两类东北移低涡和东移低涡移动方向和移出位置不同。

图 5给出了两类东北移和东移低涡移出高原时500 hPa风场和相对涡度平流场。由图可见，对于Ⅰ类低涡、Ⅱ类低涡和东移低涡，其正相对涡度平流分别位于高原北侧(图 5a)、高原东北侧(图 5b)及高原东侧(图 5c)。根据位势倾向方程可知，正相对涡度平流会使得位势高度降低，致使低涡向正涡度平流区移动。6月副高脊线位于20°N以南，距高原低涡较远，因此对东北移低涡的影响不明显。而在河套地区的小高压脊，可阻挡低涡的东移，且其在Ⅰ类低涡移出时最强(图 5a)，加之在内蒙古西部的小的阻塞高压，阻挡作用更明显，从而使得Ⅰ类低涡移动方向更加偏北。而对于东移低涡(图 5c)，其位于东亚大槽后部，受槽后西北风以及副高北侧西风的引导，有利于其向东移出高原后继续向东移动。

综上分析可知，高原低涡的移动方向主要受到200 hPa中纬度西风波动和500 hPa高原以东槽脊的共同作用，高层西风引导气流以及位势高度异常很大程度上决定了低涡在高原的移动方向和移出位置，而其移出高原后的移动方向则主要受500 hPa槽脊的影响，其中河套高压脊的强度与位置对东北移低涡移动方向的影响尤为重要。

4.2 高原低涡的移动速度

考虑到高原低涡在不同移动阶段所处海拔高度及影响系统的差异，故将低涡移动过程分为三个阶段：移出高原前、在高原边缘下坡时以及移出高原后，并对东北移和东移低涡各阶段的移动速度进行统计(图 6)。采用Wilcoxon秩和检验方法(Wilcoxon, 1945)对不同阶段低涡平均移动速度差异的显著性进行了检验，结果发现，三类低涡移动速度差异均能通过0.05的显著性水平检验，即低涡移出时平均移动速度在40 km·h^-1以上，大于低涡移出前(40 km·h^-1左右)，而低涡移出后平均移动速度在30 km·h^-1以下。产生此差异的可能原因在于低涡移出时海拔高度差较大，低涡下坡致使其移动速度加快，而移出后相比移出前，多受到对流层500 hPa短波脊的阻挡，致使其移动速度有所减慢。

对于相同阶段两类东北移和东移低涡的移动速度，同样存在较大差异。Ⅰ类东北移低涡生成于高原北侧，位于200 hPa脊后并以东北移为主(图 4a)，由于脊区风速较小，致使Ⅰ类低涡移动速度较缓，几乎75%的Ⅰ类低涡移动速度在43 km·h^-1以内；而Ⅱ类低涡与东移低涡在高原上均以东移为主，其顺西风而行，移动速度自然更快。因此，在第一阶段去除两个极端大值外，Ⅰ类低涡移动速度整体上明显小于Ⅱ类低涡与东移低涡；东移低涡平均移动速度略弱于Ⅱ类低涡。移出高原后，东移低涡移动速度由移出前的36 km·h^-1减弱至31 km·h^-1，Ⅰ类低涡平均移动速度也由移出前的32 km·h^-1减弱至26 km·h^-1，而Ⅱ类低涡移动速度减弱幅度最大，移出前平均移动速度可达40 km·h^-1，移出后却与Ⅰ类低涡相差无几，其原因在于Ⅱ类低涡移出后由东移转为东北移，与Ⅰ类低涡一样受到河套小高压脊的阻挡，移动速度自然减弱更明显。

由此可见，除了海拔高度差的影响外，高原低涡的移动速度与其移动方向密切相关，低涡东移时移动速度更快，因此移出高原前及移出时，Ⅱ类低涡与东移低涡移动速度明显快于Ⅰ类低涡, 而移出高原后两类东北移低涡平均移动速度较东移低涡更慢。

5 东北移高原低涡对降水的影响

以下主要从低涡降水范围及强度两个方面探讨两类东北移低涡对降水影响，其中选取低涡周围6°×6°的区域作为低涡的影响范围(Li et al, 2019)。

5.1 高原低涡降水范围

图 7给出了6月两类东北移低涡移出高原后产生的累计降水及500 hPa位势高度合成结果。从Ⅰ类低涡合成的位势高度场可见，在高原东北部存在一个小槽，Ⅰ类低涡在高原北边缘移出后，其活动区域主要位于新疆东部及河西走廊西部，故其引发的降水主要分布在河西走廊、青海西北部地区(图 7a)，降水区位于500 hPa低压槽底部。而Ⅱ类低涡移出后，在500 hPa上从内蒙古中部向甘肃南部伸出低压槽，低涡主要活动于西北地区东部以及内蒙古中部，故其引发的降水主要发生在甘肃东部、宁夏及陕西北部，位于低压槽前，同时降水大值中心位于陕甘宁三省交界处以及陕西南部大巴山附近(图 7b)。而对于东移低涡，其移出后引发的降水主要位于四川、淮河上游以及长江中下游(Li et al, 2019)，可见其相对于Ⅱ类东北移低涡的影响区域偏南且偏东，同时影响范围更广。

5.2 高原低涡降水强度

由于合成降水不能直观地了解降水强度之间的差异，因此需要对每次东北移低涡过程在移出高原后的阶段引发的最大日雨量进行统计，并与东移低涡(考虑到东移低涡移至华东地区后，降水的影响因素更为复杂，因此只统计其移出后1 000 km以内的降水)进行对比，以比较不同路径低涡对降水强度的具体影响(表 2)。

由表 2可知，6月Ⅰ类低涡引发的降水以小雨为主，日雨量达到50 mm以上的只有1次；而Ⅱ类低涡最大降水以大雨为主的频次(占比为46.1%)，能够引发暴雨的低涡占到该类低涡总数的23.1%；对于东移低涡，有40%以上的低涡能够在移出后1 000 km范围内引发暴雨，仅有23.5%的低涡移出后引发的最大降水在25 mm以下。对于不同路径低涡降水强度的差异，原因在于河西走廊深居内陆，热带及副热带海洋水汽输送至此的寥寥无几，致使该区域水汽贫乏，降水稀少, 而西北地区东部地处季风区与非季风区的过渡区，由于两地水汽条件等背景的差异，这势必导致低涡移入后对不同区域产生的降水存在差异。

经上统计分析，发现Ⅰ类低涡移出后影响范围较小且降水强度较弱，Ⅱ类低涡移出后的降水强度明显较Ⅰ类低涡强，且影响范围更广，但略弱于东移低涡。产生差异的原因一方面在于不同区域水汽条件不同，另一方面在于高原低涡以及其他影响系统强度存在差异。

6 结论与讨论

基于1979—2018年高原低涡数据库，针对东北移高原低涡数量最多的初夏(6月)，本文将东北移低涡细分为Ⅰ类低涡(从北边缘移出)和Ⅱ类低涡(从东边缘移出)，分析了两类东北移低涡的源地、路径、结构和移动速度等特征，并与东移低涡特征进行比较，得到以下主要结论：

(1) 对于低涡涡源，发现Ⅰ类低涡主要生成于高原西北部，Ⅱ类低涡绝大部分生成于33°N以北地区，存在3个源地；东移低涡分布较广，其中的95%以上生成于35°N以南，相对两类东北移低涡的生成源地，东移低涡源地位置整体偏南。

(2)Ⅱ类低涡在高原上活动的阶段，在强度上均较Ⅰ类低涡更强，移出高原后两类低涡相对涡度的强度均明显减弱；对于垂直结构，移出高原后，Ⅰ类低涡最大上升运动位于低涡东北侧，而Ⅱ类低涡同东移低涡相似，最大上升区位于低涡东南侧。

(3) 高原低涡的移动方向受到200 hPa中纬西风气流和500 hPa高原以东槽脊的共同作用，低涡在高原的移动方向及移出位置主要受高层西风影响，两类东北移低涡相对于东移低涡，在高原东北侧均存在位势高度正偏差场，而西北侧为负偏差；在其移出高原后，移动路径主要受到500 hPa槽脊的影响，尤其需要关注河套高压脊对东北移低涡的阻挡作用。

(4) 低涡移动速度一方面受到海拔高度差的影响，另一方面也与移动方向有关。在西风气流引导下，向东移动的低涡通常具有更快的移动速度，因此移出高原前Ⅱ类低涡和东移低涡移动速度明显快于Ⅰ类低涡；移出高原后两类东北移低涡平均移动速度较东移低涡更慢。

(5)Ⅱ类低涡及东移低涡移出后引发降水的范围更广，且引发强降水的比例更高。Ⅰ类低涡移出后主要影响河西走廊地区，且降水以小雨为主；Ⅱ类低涡主要影响西北地区东部，其中有七成的低涡会产生大到暴雨。

本文对东北移高原低涡的特征做了较深入的统计分析，发现Ⅰ类和Ⅱ类低涡在不同特征上存在较大差异，说明对东北移低涡分类研究的必要性。但需要指出的是，尽管本文统计时段较长，但此类低涡总量仍相对较少，在对其统计时部分认识可能缺乏代表性。此外，高原低涡移出后对降水影响只做了初步分析，关于低涡强度、生命史、对降水强度的影响以及低涡与降水之间的内在联系等问题，今后需挑选典型的东北移低涡个例进一步进行诊断分析。

致谢：特别感谢林志强博士提供高原低涡数据库。