引言

孟加拉湾是中国降水的一个重要水汽源地，是中国区域洪涝的水汽输送关键区(徐祥德等，2002)，同时也是气旋性风暴频繁活动的海域。当孟加拉湾风暴(以下简称孟湾风暴)向偏北方向移动时，其前缘可伸到青藏高原上，带来强降雪(雨)过程(陈联寿等，1979)。当其与副热带急流相结合时，可将风暴温暖湿润气流向北输送，在高原南侧辐合引发强烈的雨雪天气(丁一汇，1979)。研究表明，当孟湾风暴云系在有利环流形势下爬上高原，若遇东移的冷空气，则容易产生强降水天气(王友恒等，1989；杨祖芳等，2000；李英等，2003a、2003b；余燕群，2008；吕爱民等，2013)。条件性对称不稳定是青藏高原暴雪发生发展的一个动力学机制(张小玲等，2000；邓远平等，2000；王文等，2000；王子谦等，2010)。

孟湾风暴对青藏高原的影响常伴随高原南侧南支槽的活动，南支槽有助于将风暴云团及其暖湿空气输送到高原上空形成强降水。周倩等(2011)对2008年10月发生在青藏高原东部的一次强降雪过程进行分析，指出南支槽的存在有利于暴雪区的水汽输送。索渺清等(2014)分析2007年11月一次青藏高原暴雪过程，也指出南支槽与孟湾风暴的结合是暴雪产生的重要原因。2013年10月14—15日，受孟加拉湾风暴费林北上影响，西藏西南部出现了一次大到暴雪过程，但青藏高原并无南支槽活动。本文采用NCEP/NCAR 1°×1° FNL资料、中国气象局地面加密站点观测资料、日本气象厅(Japan Meteorological Agency)卫星TBB资料和美国关岛联合台风警报中心(JTWC)最佳路径资料，分析这次西藏地区暴雪天气过程，以进一步认识孟湾风暴对青藏高原强降水天气影响的物理机制。

1 “费林”活动及其降水

2013年10月5日00时(世界时，下同)，一个热带扰动在泰国湾北部海面生成，并向西北方向移动(图 1a)。10月9日00时加强为热带风暴(TS)，并被命名为“费林”(Phailin)。10月10日06时，发展为强热带风暴，近中心最大风速达34 m·s^-1。11日16时在印度奥里萨邦(Odisha)南部登陆。登陆时中心附近最大风速为71 m·s^-1(达到我国超强台风级别)，最低气压为932 hPa。登陆后强度迅速减弱，13日00时位于印度奥里萨邦境内，中心附近最大风速为28 m·s^-1。13日18时北移至(22.7°N、83.3°E)减弱为热带低压，之后逐渐填塞消亡。

受“费林”影响，我国藏南出现暴雪(雨)过程。14日00时(图 1b)，风暴北移至印度东北部，藏南出现暴雪(雨)，24 h最大降水量64 mm出现在聂拉尔站，同时藏南的帕里站出现暴雪，日降雪量达到15 mm(德庆等，2015)。15日00时受风暴残余云系影响，藏南雨雪天气加强，范围向东扩大。聂拉尔站日降水达118 mm(图 1c)，帕里的日降雪量达到30 mm。16日00时，强降水过程结束(图略)。

图 2是10月13—14日风暴活动期间的TBB和500 hPa水平风场分布。12日00时“费林”位于印度东部沿海，云系较为对称，发展旺盛，中心附近TBB值小于-64℃(图略)。13日00时(图 2a)，风暴登陆后云系强度明显减弱，分裂为南北两片。其北侧外围云系已到达西藏高原南侧，藏南的强降水过程开始。14日00时(图 2b)，风暴强度减弱，中心附近云系消散，其中心定位停止，但其残余低压环流接近藏南，北侧云系在雪区发展成一个强对流云团，TBB值小于-64℃，未来24 h强降水天气持续并加强。15日00时后(图略)，风暴残余云系东移，降水过程减弱。

2 “费林”影响下的大尺度环流背景 2.1 500 hPa高度场和风场

图 3是10月13—14日风暴活动期间500 hPa高度场(实线)、温度场(虚线)和水平风场。13日00时(图 3a)，中纬度西风带伊朗高原上空有一小槽东移，并有明显温度槽配合。西北太平洋上有两个台风西行，分别位于中国南海和菲律宾以东洋面，副热带高压主体东退至我国华南沿海以东。此时“费林”已在印度东部登陆，与南海台风之间形成了一个反气旋式环流(中心以G标示)，它们之间可见明显偏南气流。14日00时(图 3b), 台风继续西行，此高压环流向北扩展，其西侧风暴也随之北移至印度东北部，两者之间的偏南暖气流到达青藏高原南部，与东移小槽后冷平流交汇。15日00时(图略)，风暴减弱消失，印度北部为残余低槽区，云系减弱。

2.2 水汽输送

图 4是10月13—14日700 hPa高度场(实线)、水汽通量场(阴影)和水平风场。可见由于风暴与中南半岛上高压环流之间存在较强偏南气流，孟湾风暴的水汽通量大值区位于风暴环流东部。13日00时(图 4a)，风暴东部水汽通量最大中心超过20 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1。14日00时(图 4b)，该中心随风暴北移到藏南强降水区附近。850 hPa上情况与700 hPa类似，也可见风暴向降水区的水汽输送(图略)。研究表明，当风暴北侧存在南支槽活动，槽前西南气流有利于风暴的水汽输送向青藏高原东南侧，甚至是长江下游(丁一汇，1979)。而孟湾风暴费林北上期间并无南支槽活动，没有建立起输送水汽到我国西南以及长江下游的西南急流。但这次暴雪过程中，孟湾风暴与东侧小高压环流之间的偏南风急流在将孟加拉湾水汽输送到藏南起着重要作用。

2.3 锋生

对于青藏高原南部雪区500 hPa是其对流层低层。图 5显示500 hPa相当位温θ_e及400 hPa垂直速度分布。13日00时(图 5a)，由于孟湾风暴携带暖湿气流与青藏高原西侧的冷空气在孟加拉湾北侧交汇，风暴外围西北侧出现弱锋区，但相对于雪区偏南。此时400 hPa高度上的上升运动未到达降水区。14日00时(图 5b)，随着风暴北上，暴雪区增暖增湿显著，θ_e线密集区也北上至高原雪区，400 hPa上出现强上升运动，锋生增强了暴雪的动力条件。

3 暴雪区的降水条件

分析表明，“费林”北上过程中一方面向北输送暖湿空气，一方面与干冷空气结合产生锋生，为青藏高原暴雪区提供有利的动、热力的环境条件。下面分析暴雪区降水条件的变化。

条件性对称不稳定是在垂直方向呈对流稳定和水平方向惯性稳定条件下大气做倾斜上升运动发生的一种不稳定。湿位涡

$ \begin{align} & MPV=MPV{\rm{1}}+MPV{\rm{2}}=-g\left( \zeta +f \right)\frac{\partial {{\theta }_{\rm{e}}}}{\partial p}+ \\ & \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ g\left( \frac{\partial v}{\partial p}\frac{\partial {{\theta }_{\rm{e}}}}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial p}\frac{\partial {{\theta }_{\rm{e}}}}{\partial y} \right) \\ \end{align} $

式中符号为气象常用符号。小于零是大气发生条件性对称不稳定的充分必要条件(Bennetts et al, 1979)，其中MPV1一般比MPV2大一个量级。MPV小于零也可能包含MPV1小于零，即大气垂直对流不稳定。

过强降水区制作88°~90°E经向平均的垂直流场(用经向风v与-100×ω制作)、MPV和相当位温垂直剖面图(图 6)。图 6a可见，降水开始前13日00时降雪区(两个暴雪点分别位于29.28°N、88.82°E和27.44°N、89.05°E)低层主要被冷空气所占据，MPV以正值为主，大气层结稳定。此时风暴中心移至20.3°N附近，其北侧上空700 hPa以下低层可见暖湿的对流不稳定大气，配合显著上升运动。此时雪区为弱下沉运动区。14日00时(图 6b)，风暴北移，其携带暖湿上升气流到达高原南侧，雪区南侧26°~28°N转为上升运动，并有所增强，这与高原地形阻挡强迫抬升有一定关系，而在雪区北侧29°~30°N转为弱下沉气流，形成雪区上空的次级环流圈，这有利于来自台风的对流不稳定能量释放。受风暴暖湿气流影响，雪区上空相当位温增加，但低层仍为变性的冷气团控制，尤其是南边的帕里站温度更低，这有利于固态降水落至地面。此时由于风暴受高原地形阻挡，风暴中心高层暖区较低层移动快，出现了暖心北倾结构。在32°N上空400 hPa附近形成了相当位温等值线密集区。该处层结是垂直对流稳定，而MPV为负值，故大气是条件性对称不稳定的。但这相对强降水区偏北，影响不大。15日00时(图 6c)，风暴减弱消失，强降水区以下沉运动为主。

过强降水区27°~29°N平均的纬向流场(用纬向风u与-100×ω制作)、MPV和相当位温垂直剖面(图 6d、6e和6f)可见，13日00时(图 6d)，高原西侧中低层可见较强的冷气团，雪区88°~90°E中低层为干冷下沉空气，大气层结基本处于稳定状态。14日00时(图 6e)，随着风暴北上影响，上升运动出现在高原上空，同时由于冷、暖空气进一步交汇，高原西侧上空有一个明显的等位温线密集陡立区，对应降水区西侧的锋区，锋面强迫可加强台风上升运动。15日00时(图 6f)，台风减弱后，上升运动明显减弱，仅在锋前有弱上升气流，雪区转为下沉气流。此间降水区大气层结是对流稳定的，条件性对称不稳定也不明显，说明暴雪的不稳定能量主要来自于风暴平流输送。可见北上风暴带来的对流不稳定能量及其强烈的上升运动是这次强降水过程的主要原因。

为了进一步说明地形在这次强降水过程中的作用，参照Wu等(2002)的算法，计算地形强迫抬升垂直速度w_f：w_f=u_s·$\triangledown $h。其中，u_s是地表风速矢量，h是地形高度。这里u_s取近地面σ＝0.995的风矢量。图 7a显示强降水区区域平均的地形强迫垂直运动w_f和NCEP FNL资料给出总垂直速度w。可以看出，强降水区域平均的地形强迫抬升垂直速度和总垂直速度均有一定的日变化，00时为弱下沉，06时为强上升运动。而两者量级相当，说明地形强迫对降雪区垂直运动有重要贡献。

降水相变过程往往与融化层高度有关。图 7b中给出了聂拉尔和帕里上空0℃层高度的时间变化。聂拉尔站的海拔高度3800 m，降水开始前12日12时0℃层高度达约1500 m，之后开始下降，13日00时降至约1150 m，6 h内该站出现了降雨，随后0℃层高度有所回升，但达到约1400 m后又再一次下降。14日00时降至1050 m左右，此时已出现降雪并持续到14日15时。聂拉尔上空0℃层高度的下降有利于其降雨转为降雪。而帕里站海拔则更高，为4300 m，其0℃层高度更低，基本保持在500~700 m，是该处持续降雪天气的一个原因。可见，高海拔、干冷下垫面以及低0℃层温度是藏南持续降雪的一个有利因素。

图 8为强降水区域(27°~29°N、85°~89°E)平均的相对湿度、垂直速度及风场随时间的变化。可见，随着风暴的北上影响，13日以后，强降水中心上空200 hPa以下水平风场从西北风转为强西南风，整层大气相对湿度增大，500 hPa相对湿度均达到95%以上，可达100 hPa高度，湿层非常深厚。垂直上升运动也开始增强，强中心出现在14—15日，大值中心出现在400 hPa附近，并伴随非常强的西南气流，对应风暴东侧的偏南风低空水汽急流的影响。说明风暴为强降水过程输送的水汽在高原南侧得到了激烈抬升。15日之后，随着风暴的减弱消亡，降水区上空西南气流转为西北气流，以下沉运动为主，整层大气相对湿度减小，强降水结束。可见风暴对这次过程的影响十分重要。

4 结论和讨论

通过分析孟加拉湾风暴费林对2013年10月14—15日藏南的一次暴雪天气的影响发现，尽管“费林”对高原的影响过程中没有出现与南支槽配合的典型形势，但其与东侧高压环流形成的偏南低空急流，成为其北上产生影响的有利环流背景。在此过程中，风暴一方面通过偏南低空急流向藏南输送不稳定的暖湿大气，另一方面通过自身强烈的抬升运动，为暴雪提供有利的动力和热力条件。同时，风暴与青藏高原西侧冷空气交汇产生的锋生强迫以及青藏高原地形强迫，也进一步加强了降水的动力条件。此外，高海拔、干冷下垫面和低0℃层高度有利于地面固态降水，是藏南地区持续产生暴雪的一个重要原因。

这次藏南暴雪过程涉及锋面活动，雪区大气层结是垂直对流稳定的，同时斜压不稳定性并不明显。暴雪的不稳定能量主要来源于风暴平流的垂直对流不稳定大气，这与有关研究指出的条件性对称不稳定是西藏暴雪产生的重要原因有所不同(张小玲等，2000；邓远平等，2000；王文等，2000；王子谦等，2010)，是此类天气中预报值得注意的一个方面。