一次東北冷渦過程的數值模擬與降水分析

王培 沈新勇 高守亭

1 南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京 210044

2 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴實驗室，北京 100029

3 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081

一次東北冷渦過程的數值模擬與降水分析

王培1，2沈新勇1高守亭2，3

1 南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京 210044

2 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴實驗室，北京 100029

3 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081

本文利用WRF模式對2007年7月8日至12日的東北冷渦過程進行模擬。通過分析天氣尺度背景場可知，在對流層中高層出現干侵入過程，干空氣主要來源于我國內蒙古西部和東北冷渦的西北部，隨著東北冷渦一起呈渦旋狀運動，在對流層中層的干侵入更加明顯；東北冷渦的東部為水汽通量輻合區，說明此處水汽豐沛，該處的暖濕空氣與干冷空氣相匯，有利于降水的生成。通過分析中尺度對流系統的地面和對流層中下層的風場結構可知，中尺度對流系統易發生在東北冷渦東南側和東北側的氣旋性曲率最大處，此處的對流層低層易形成強輻合區，而風場的水平輻合運動激發出垂直上升運動，在對流不穩定區配合著強上升運動，有利于對流系統發展而產生降水，因此在低壓系統東南側及東北側的 “氣旋曲度”區易形成降水。從對流渦度矢量的垂直分量可知，在東北冷渦中的東南側和東北側，對流渦度矢量的垂直分量對于中尺度系統的發生位置和降水區域有很好的指示作用。

東北冷渦 “氣旋曲度”降水 對流渦度矢量

1 引言

東北冷渦是影響我國東北地區的主要系統之一，發生在東北地區的強降水、冰雹、大風等天氣過程大部分都是由于東北冷渦引起，所以關于東北冷渦的研究至關重要。然而，東北冷渦的降水易發生區并非在冷渦中心處，也不是均勻對稱地分布在東北冷渦中，因此，對于東北冷渦引發降水的區域一直是一個預報難點。

東北冷渦是指在500hPa天氣圖中 （35°N～60°N，115°E～145°E）范圍內出現閉合等高線，并伴有冷中心或冷槽，且持續時間在3天或3天以上的低壓環流系統，它是在東亞阻塞形勢下發展形成的較為深厚的冷低壓系統 （孫力等，1994）。相對于南方暴雨的系統性研究，我國學者對東北冷渦的研究起步較晚，陶詩言 （1980）指出東北冷渦型是我國主要暴雨的天氣系統之一，通常給東北地區和華北地區造成暴雨。趙思雄等 （1980）研究了影響中國的不同低渦過程，指出當東北冷渦與北上的熱帶系統相結合時，就會激發出極強的暴雨過程。孫力等 （1994）分析了東北冷渦與東亞大型環流系統之間的關系，表明東北冷渦的出現不僅在時間上有相對的集中期，在地理分布上也有明顯的密集區，同時東亞阻塞高壓的異常發展及位置變化、西太平洋副熱帶高壓的強度及位置變化對東北冷渦的形成和發展都有重要影響。苗春生等 （2006）對東北冷渦與華南前汛期降水進行統計，定義了一個前汛期東北冷渦強度指數 （NECVI）。何金海等 （2006）對東北地區夏季降水、東北冷渦與前期北半球環狀模和海溫的關系進行統計，定義了夏季東北冷渦強度指數，表明2月北半球環狀模和中國近海海溫的異常可以作為夏季東北冷渦異常的一個前兆信號，為東北地區夏季降水異常的預測提供參考。齊彥斌等（2007）通過分析東北冷渦中對流云帶的宏觀特征和微物理結構，對降水形成機制進行初步探討。王東海等 （2009）引入切變風螺旋度和熱成風螺旋度，并對東北冷渦暴雨進行診斷分析，研究表明降水中心位置與切變風螺旋度的正值和負值的邊界一致，同時與降水強度變化也有很好的對應。姚秀萍等 （2007）通過研究梅雨鋒上與低渦降水相伴的干侵入研究表明，在低渦降水區以西，高空偏北氣流穿越等壓面下沉，所產生的干冷平流作用將激發對流層中低層對流不穩定的產生，同時引起垂直方向上的降溫，使得對流不穩定增強最終導致低渦降水增加。吳迪等 （2010）通過衛星水汽圖像和大氣動力場相結合的方法研究東北冷渦過程中的干侵入特征，表明干侵入是激發冷渦發生、發展的動力條件之一。劉會榮和李崇銀 （2010）分析了濟南以北地區干空氣侵入現象的主要方式有兩種，分別為對流層頂附近向下的干空氣侵入和對流層低層由北向南的干空氣侵入。

在東北冷渦過程中出現的中尺度對流系統（MCS）會引發突發性強對流，造成局地天氣災害，這包括暴雨、冰雹、雷雨、短時大風等強對流性天氣災害，因此對于東北冷渦中的中尺度系統的研究，在近年得到了更多學者的關注。Chen et al.（1988）利用Q矢量對我國夏季東北冷渦的中尺度對流系統進行了分析，表明Q矢量能夠抓住較弱的斜壓強迫，能夠為短期預報提供幫助。陳力強等（2005）用MM5模式模擬東北冷渦過程中的MCS結構，發現東北冷渦南部鋒區斜壓擾動和有利的潛在不穩定層結為MCS的產生提供了條件。壽亦萱和許健民 （2007）在不借助數值模式的情況下，利用常規觀測資料與衛星資料相結合的方法，研究東北地區暴雨中尺度對流系統發生發展的大尺度和中尺度動力和熱力條件，結果表明地面中尺度切變線可能是暴雨發生發展的一個關鍵因素，而造成切變線上對流發展不均勻的原因可能和切變線走向與環境風場的配置有較大關系。張立祥和李澤椿（2009）研究了東北冷渦MCS邊界層特征，表明在邊界層有三股明顯的氣流匯合于MCS雷暴區，分別來源于東北部長白山穩定氣團的東北氣流，西北部的西北下沉氣流和西南氣流，淺薄的東北部底層冷空氣有利于西南氣流的抬升，有利于形成對流。袁美英等 （2010）分析了東北冷渦中MCS從一個γ中尺度發展為α中尺度對流復合體 （MCC）的過程，探討了MCS的加強過程和產生暴雨的原因，包括暴雨區域具有高溫、高濕和對流性不穩定層結，β中尺度云團的合并和兩條輻合線交匯，并導致中尺度云團強烈發展而產生暴雨。

盡管對于東北冷渦中的中尺度系統已取得一些研究成果，但對其發生位置、結構特征及降水演變規律目前并不十分清楚，本文利用WRF模式對2007年7月7日至12日一次東北冷渦過程進行數值模擬，成功模擬出冷渦演變過程中的中尺度對流系統。重點分析了東北冷渦演變過程中有利于中尺度對流系統發生的位置及結構特征，并對中尺度對流系統引起的降水進行分析。

圖1 2007年7月500hPa位勢高度 （等值線，單位：dagpm）、850hPa風矢量場及200hPa高空急流 （陰影，單位：m／s）：（a）8日08時；（b）9日08時；（c）10日08時Fig.1 The geopotential height at 500hPa（contour，units：dagpm），wind vector at 850hPa，and the upper jet stream at 200hPa（shaded）：（a）0800LST 8Jul；（b）0800LST 9Jul；（c）0800LST 10Jul

2 資料說明與環流背景

2.1 資料說明

本文使用的常規資料包括：2007年7月7日08時～12日08時 （北京時，下同）探空資料，1000～100hPa溫度、高度、風場及溫度露點差；該時段地面加密觀測資料和24小時累計降水量資料；同時，利用7月6日08時～12日08時NCEP／NCAR一天4次垂直方向26層的再分析資料。將2007年7月6日08時的地面常規資料和探空資料通過 WRF－3DVAR部分進行同化，并將NCEP／NCAR再分析資料作為模式初始場和邊界條件，對本次東北冷渦過程進行數值模擬。

本文使用的非常規資料為2007年7月7日08時～12日08時FY－2C靜止衛星反演的TBB資料，空間分辨率為0.1°×0.1°，時間分辨率為1小時。通過24小時降水模擬和TBB資料與逐小時降水對比，檢驗模式模擬結果的可靠性。

2.2 環流背景

本次東北冷渦從7月8日在蒙古與內蒙古交界處形成，并逐漸向東南方向移動影響我國東北和華北北部大部分地區。8日08時的500hPa位勢高度場中（圖略）貝加爾湖以東有一明顯的低槽，同時我國內蒙古東部直到渤海灣也存在一個深槽，我國整個東北地區位于這兩個槽的槽前位置，有利于對流性系統的發生發展；850hPa地面風場，可以看到在內蒙古東部 （43°N，117°E）附近已形成一個氣旋性閉合環流，在此環流的作用下我國東北大部分地區受偏南氣流的影響，有利于將南方的暖濕空氣向我國東北地區輸送。9日08時 （圖1），500hPa貝加爾湖以東的槽繼續加深發展，而內蒙古東部地區出現閉合低壓環流，形成低渦，且在移動過程中不斷發展加強，隨著冷渦的形成與加強，原本比較連貫的200hPa高空急流被切斷，在東北冷渦的東側和西側分別各存在一支急流區；到了10日08時（圖略），由500hPa和850hPa的閉合環流中心位置可以看出這次冷渦過程是一個較深厚的系統，并且影響范圍很大，包括內蒙古中東部、華北北部、遼寧、吉林和黑龍江地區，200hPa上在冷渦西南側的一支高空急流隨著冷渦而運動，整個冷渦位于此高空急流出口區的左側，由于高空急流的動力作用，此處容易形成上升運動。500hPa和850hPa的冷渦東側為較強的偏南氣流，將大量的暖濕空氣向此處輸送，這種大尺度的天氣配置，易引發強降水和強對流性天氣。

3 數值模擬

3.1 數值模擬方案介紹

WRF模式為可壓、非靜力模式，控制方程組為通量形式，網格形式采用Arakawa C網格。本文利用NCEP／NCAR再分析資料作為WRF模式的初始資料和邊界資料，用 WRF（V3.0）對2007年7月6日08時～12日08時的一次東北冷渦過程進行數值模擬，并將2007年7月6日08時的地面常規資料和探空資料通過WRF－3DVAR進行同化處理，利用同化后的結果進行數值模擬。模擬采用三層雙向嵌套方案，蘭勃托投影方式，模式模擬中心區域位置為 （40°N，115°E）；水平網格距分別為81km、27km和9km；水平格點數分別為111×70、184×130和316×322；垂直分層為28層，時間積分步長為180s、60s和60s；模式選用的物理過程中微物理參數化方案過程為Ferrier（New Eta）參數化方案，邊界層為YSU方案，積云參數化方案為Grell－Devenyi集合方案，長波輻射和短波輻射方案分別為Rrtm和Duhia方案。

3.2 模擬結果與實況對比分析

本次東北冷渦過程在我國降水主要從2007年7月8日08時到7月10日08時，由圖2可見，實際觀測24小時降水中心主要是在遼寧與內蒙古交界處，位于赤峰、朝陽和阜新一帶，整個降水區域從內蒙古一直向東延伸到遼寧北部和吉林大部地區，且在黑龍江與內蒙古交界處也有少量降水；對比該時段的模擬結果可見，在阜新、朝陽一帶的降水與實際觀測非常接近，但是模擬結果降水區域比實際觀測略大，遼寧西南部為主要降水區域，降水中心的量級與實際觀測一致，在降水大值區中出現3個降水中心可能是由于模式分辨率較高造成的。9日08時～10日08時24小時實際降水與模擬降水對比，在實際觀測降水中，主要降水中心位于呼倫貝爾以南并一直向南延伸至西遼河的的位置處，此雨帶呈南北方向的走勢，同時在赤峰處存在一個降水大值中心，最大值超過70mm。從模擬結果中可見一條明顯的南北走向的雨帶從呼倫貝爾以南向西遼河方向延伸，同時在赤峰南側有一個降水大值中心，由于在內蒙古境內有地形的作用，因此對降水落區的模擬結果有一定影響，但是雨帶走勢及降水大值區的量級都與實際觀測結果接近，因此能夠比較真實地反映出這次東北冷渦的降水過程。

另外，從連續的兩個24小時累計降水的模擬結果中發現，本次冷渦過程引起的降水呈渦旋狀，即雨帶是呈逆時針方向自西北向東南方向移動進入我國，我國東北地區正位于此渦旋狀雨帶的范圍內。

3.3 數值模擬中尺度對流系統

為了進一步驗證模擬結果，將高時空分辨率的衛星TBB（云頂黑體溫度）資料和模式模擬結果1小時累計降水進行對比，TBB資料可以用來反映對流云的強度，因此它能夠反映在降水過程中的中尺度對流云團的發展過程。圖3中9日00時開始，在遼寧南部與內蒙古交界的地方，出現兩個云頂溫度低于－40℃的區域，9日02時遼寧南部的TBB低值區逐漸向北推進與朝陽北部的TBB低值區合并，同時向東北方向移動，在9日03時～04時遼寧和內蒙古交界處出現云頂溫度低于－50℃的大范圍區域，此時中尺度對流云團發展到成熟階段，到9日07時開始逐漸減弱，并在8日趨近于消散。

與TBB過程對應的逐小時降水中同樣發現中尺度對流系統引發的降水過程（圖4），從9日00時開始在遼寧南部和朝陽北部出現降水區，9日02時遼寧南部雨區逐漸向東北方向移動，而朝陽北部降水區位置不變，強度增強，同樣在9日04時，遼寧南部雨區由南向北形成一條雨帶，降水量明顯增加；在9日05時和06時每小時降水量超過10mm，達到逐小時降水量的最大值，這與TBB圖中對流云團達到成熟階段時間一致，然后在07時降水開始減弱，最后到08時逐漸消散。這次降水過程的發生時間和降水區域與TBB資料中的強對流云出現的位置和區域有較好的對應關系，特別是整個過程的開始和結束的時間對應也較好，因此可以認為本次模擬結果能夠反映出東北冷渦過程中的中尺度系統的發生發展以及成熟到消亡的過程，此模擬結果可以用來對中尺度對流系統結構做進一步的分析。

4 中尺度對流系統

4.1 干冷空氣活動與水汽輸送

中尺度對流系統的發生發展離不開天氣尺度環境場，環境場為其提供有利的發展條件，同時也制約、影響著它的結構和強度等特征，因此在分析中尺度對流系統之前，對于環境場的分析必不可少。

首先對干冷空氣的活動情況進行分析，姚秀萍等 （2007）將相對濕度小于或等于60%來表征干侵入氣流，劉會榮和李崇銀 （2010）以北風表征干空氣的活動特征，用其強弱表征干空氣活動的強弱。因此將300hPa和500hPa的相對濕度和經向風場的分布和范圍進行分析對比 （圖5），研究本次東北冷渦過程中干空氣的活動特征。在300hPa上7日08時，我國內蒙古中北部為相對濕度在20%以下的干空氣區，此干空氣區在42°N處向東延伸至遼寧省境內；從經向風場中可知在干空氣區有較強的北風氣流，中心強度達18m／s，有利于北方干冷空氣的輸送。8日08時，原位于我國內蒙古境內的干空氣區向東移動，此時影響我國華北地區和華東北部地區，另外，隨著東北冷渦的南下加強，在貝加爾湖以東也有一個相對濕度小于20% 的干區，并呈氣旋性渦旋運動，向我國華北地區的干冷空氣區靠近。此時在兩個干區偏西處出現最大風速達24m／s的偏北風，而在兩個干區中心偏東處出現最大風速達24m／s的偏南風，因此經向風梯度很大，這也說明了干侵入過程明顯。到9日08時，貝加爾湖以東的干區已與華北地區的干冷空氣區匯合，并隨著東北冷渦一起呈渦旋狀移動，干冷空氣區主要位于東北冷渦的西北側，由于干冷空氣較強，在冷渦南側也有相對濕度低值區，特別在遼寧中部和吉林東南部也出現相對濕度小于20%的區域；在經向風場中，114°E以西主要為較強的偏北風，而在114°E以東主要為強偏南風，但是在遼寧西南側出現一個4m／s的偏北風，從相對濕度和經向風場中都可看出此處有干冷空氣的輸送。

圖3 7月 （a）8日23時和9日 （b）00時、（c）01時、（d）02時、（e）03時、（f）04時、（g）05時、（h）06時TBB分布。陰影：TBB＜－40℃Fig.3 Hourly distribution of TBB for（a）2300LST 8Jul and（b）0000LST，（c）0100LST，（d）0200LST，（e）0300LST，（f）0400LST，（g）0500LST，（h）0600LST on 9Jul（shaded：TBB＜－40℃）

500hPa相對濕度場和經向風場的變化與300hPa相似，但是干空氣區范圍卻比300hPa更大，特別是在9日08時東北冷渦的南側，干空氣向南延伸至31°N，且在31°N以北已出現偏北風，而在遼寧西南處最大偏北風達12m／s，表明此時干侵入已向南擴大。

圖4 模式模擬7月8日23時～9日06時逐小時降水量分布 （陰影，單位：mm），其余同圖3Fig.4 Same as Fig.3，but for simulated hourly precipitation from 2300LST 8Jul to 0600LST 9Jul

從上面的相對濕度場和經向風場分析可知，在對流層中高層出現干侵入過程，干空氣主要來源于我國內蒙古西部和東北冷渦的西北部，隨著東北冷渦一起呈渦旋狀運動，而中層的干空氣范圍比高層要大得多，表明在對流層中層的干侵入更加明顯。

圖6給出9日08時位溫和相對濕度在121°E的垂直剖面圖，從34°N向北，在對流層頂向下伸出一個干舌，其北側的對流層中層均為干空氣區，而在40°N至46°N對流層高層300hPa有一個濕空氣中心，這種上層濕下層干的大氣層結很容易產生對流不穩定。另外，從等位溫線中可見，在40°N從對流層低層到高層的一個向上凸的等位溫線，說明在對流層中層對應的干區對應的都是冷空氣，由垂直剖面圖中也可以看到在對流層中出現干侵入過程，并且在對流層中層的干侵入最為明顯。

圖5 2007年7月300hPa（a、c、e）和500hPa（b、d、f）相對濕度 （陰影為相對濕度＜60%的區域）和經向風分量 （等值線，虛線為偏北風，實線為偏南風）：（a、b）7日08時；（c、d）8日08時；（e、f）9日08時Fig.5 The relative humility（shaded）and meridional wind（contour，units：m／s）at（a，c，e）300hPa and（b，d，f）500hPa：（a，b）0800 LST 7Jul 2007；（c，d）0800LST 8Jul 2007；（e，f）0800LST 9Jul 2007）

在700hPa風場中可以看到 （圖7），內蒙古東部的氣旋性渦旋東側，為大范圍的偏南風，這有利于將南方的暖濕氣流向東北地區輸送，特別是從渤海灣地區帶來較為充沛的水汽。另外，通過整層水汽通量散度積分可知，在遼寧南部與內蒙古交界處，從8日21時開始出現水汽輻合區，并逐漸加強；在9日02時輻合中心達到最強，而這個區域正與TBB（圖3）中的中尺度對流系統發生的區域一致，說明此處水汽輸送量很強；而到了9日05時輻合區逐漸減弱，并逐漸被水汽通量輻散區代替，表明這次水汽輸送過程逐漸結束，而與此同時，中尺度對流系統也逐漸減弱。因此大尺度背景場的水汽輸送對中尺度對流系統的發展起重要作用。

圖6 2007年7月9日08時 位溫 （等值線，單位：K）和相對濕度 （陰影為相對濕度＜60%的區域）沿121°E的垂直剖面圖Fig.6 Vertical cross section of potential temperatures （contour，units：K）and relative humidity（areas with humility less than 60%are shaded）along 121°E at 0800LST 9Jul 2007

4.2 中尺度對流系統的地面物理量分析

通過上述對環境場的分析，了解了本次東北冷渦中的冷空氣與暖濕空氣的活動特征，為了分析其中的中尺度對流系統結構，首先對中尺度對流系統發生時近地面物理量的變化情況進行分析 （圖8）。在 （43°N，121°E）處，中午12時溫度和濕度都達到最大，說明此時是大氣處于高溫高濕的狀態，地面氣壓也穩定在1001hPa左右，此時冷渦中的中尺度對流系統并沒有發生；到了晚上18時，地面溫度與14時相比下降了6℃，比濕變化不大。同時地面氣壓也略有下降；在21時，逐漸開始產生降水，溫度維持不變，但比濕卻略有回升。并不斷有水汽的補充，由水汽輸送通量圖 （圖7）也可看到，南方的暖濕空氣不斷向此處輸送水汽，因此也是水汽開始逐漸增加的原因之一。另外，在降水發生后，地面氣壓略有增加，但在21時開始地面氣壓下降約4hPa，在9日04時達到最低約為995hPa，說明此時的中尺度對流系統發展成熟，伴隨著強的降壓和降水過程；在9日07時，比濕明顯下降，說明此時已無水汽的補充輸送，由水汽通量散度圖也可知此時主要為水汽通量輻散區，對應的降水也逐漸減弱，此次中尺度對流系統的降水過程趨近于結束。

4.3 中尺度對流系統的風壓場演變特征

“氣旋曲度”降水在天氣業務預報中用到，是指在天氣圖中，等壓線或等高線不能形成閉合曲線，但是風場中卻存在著明顯的氣旋性彎曲，在氣旋性彎曲的氣旋曲率最大處容易形成降水，此處的降水稱為 “氣旋曲度”降水。

由地面氣壓場和風場圖 （圖9）可見，7月8日23時東北冷渦中心位于 （45°N，115°E），在此處存在閉合等壓線，其周圍有明顯的風場輻合運動，但在這個冷渦的右前方，大約 （43°N，119°E）附近，出現一個閉合小低壓中心，配合著風場輻合區。在9日02時，隨著冷渦中心氣壓降至994hPa，冷渦前的小低壓也在不斷加強擴大，且與此低壓系統配合的風場風速加大，在此低壓的東南側有一股氣流來自渤海灣，有利于暖濕空氣的輸送，此低壓的西北側即冷渦的西北側為來自西伯利亞地區的干冷空氣，這兩股氣流在低壓的東南側和東北側交匯，而這里有明顯的氣旋性輻合，因此有利于降水的生成。到了9日05時，小低壓的范圍和強度幾乎與冷渦相同，同時低壓東南側的中尺度降水系統沿著東南風氣流向低壓東北側移動。在9日08時，低壓系統合并進入冷渦中，而此時的低壓降水幾乎都沿著低壓東側的偏南風向東北方向移動，但由于低壓與冷渦的合并使得低壓東南側的風場輻合減弱，同時由于水汽輻合場的填塞，導致降水逐漸減弱消失。

在700hPa風場圖中 （圖10），8日23時，冷渦中心已經很明顯，中心氣壓達到298dagpm，但在冷渦中心的東側并沒有形成閉合的低壓系統，只是有一條較弱的切變線，對應有較弱的降水。在9日02時，冷渦范圍擴大，且強度加強，中心氣壓降至296dagpm，在冷渦的東南和東北側風場有明顯的氣旋性切變，此切變處既是氣旋性曲率最大處，也是冷暖氣團的交界處，因此容易產生降水，此時的降水被稱為 “氣旋曲度”降水。9日05時，冷渦東北側的風場氣旋性切變仍穩定存在，而冷渦東側的偏南氣流加強，將降水區沿著風場外圍向北推進，中尺度系統降水沿著渦旋外圍向東北方向移動，與冷渦東北側的雨帶合并。在9日08時，渦旋中心略向東南方向移動且強度加強，此時渦旋東側幾乎全為西南氣流，減少水汽的輸送，同時降水也逐漸減少。

從地面風場和700hPa風場可知，在對流層低層，渦旋中心的東側有一低壓系統，配合著風場的輻合運動，有利于上升運動的產生。同時在低壓系統的東側為暖濕的東南氣流，與低壓系統西側的干冷空氣在低壓系統的東南側和東北側相遇。另外，低壓系統的東南側和東北側有明顯的風場氣旋性切變，出現了最大氣旋性曲率，由此引發的降水被稱為“氣旋曲度”降水，這種區域在氣象預報中非常重要，也正是中尺度系統降水在該處發生的主要原因。最后，隨著東北冷渦系統的逐漸向東南方向移動，冷渦前的低壓合并進入冷渦中使得冷渦加強，冷渦東側偏南風氣流主要為西南氣流，水汽輸送減弱而使得降水逐漸減少。

圖7 2007年7月700hPa位勢高度場 （實線，單位：dagpm）、風場 （矢量）及整層大氣水汽通量散度 （陰影，單位：10－5 g·cm－1·s－1）：（a）8日21時；（b）8日23時；（c）9日02時；（d）9日05時；（e）9日08時Fig.7 Vertically integrated water vapor transport（shaded，units：10－5 g·cm－1·s－1）from ground to 200hPa and the geopotential height（contour，units：dagpm），wind vector at 700hPa in Jul 2007：（a）2100LST 8Jul；（b）2300LST 8Jul；（c）0200LST 9Jul；（d）0500LST 9Jul；（e）0800LST 9Jul

4.4 中尺度對流系統的垂直環流與結構

在對中尺度對流系統的垂直結構研究前，首先對其散度的垂直剖面進行分析 （如圖11），從121°N的散度垂直剖面上，7月9日02時，對流層低層800～850hPa為水平輻合區，在40.5°N和43°N有兩個散度輻合區中心，這正與東北冷渦東側低壓系統的“氣旋曲度”區位置一致，而在650hPa附近為水平輻散區，因此 “氣旋曲度”區有利于在對流層低層形成氣旋式輻合區。在9日08時水平散度的垂直剖面圖中，只有在42°N～43°N的對流層低層有較弱的水平輻合區，而原本在40.5°N的水平輻合區已變為輻散區，說明此處的氣旋式輻合區主要在北側，而南側的水平輻合區消散，這也與中尺度降水逐漸北移的過程一致。

下面對中尺度系統的垂直環流和層結結構進行分析 （圖12），7月8日23時，在41°N～43°N處的對流層中層650hPa為假相當位溫θse的低值中心，在對流層中低層為?θse／?p＞0的區域，即對流不穩定區，有利于對流的發展；從此時的垂直環流圖中可知，在42°N以南的對流層低層有垂直上升運動，而在43°N北側有一支上升運動區，并一直向上運動至對流層中高層大約300hPa的高度，而在400hPa附近有一個垂直次級環流圈，因此在對流不穩定區對應著兩個垂直上升區，分別在41°N以南及43°N附近，這正與東北冷渦東側的 “氣旋曲度”降水的對應位置一致，因此 “氣旋曲度”區有利于在流層低層形成輻合運動，從而激發出較強的垂直上升運動，在對流不穩定區產生降水。7月9日02時，對流不穩定區范圍向北擴大，41°N到43°N的垂直上升運動范圍合并，形成一個較為集中的上升運動區。7月9日05時對流性不穩定區向南，在7月9日08時對流不穩定區又向北擴大，主要在43°N～46°N的對流層中低層，但此時在這個區域中的對流層中低層垂直運動主要以下沉運動為主，抑制了對流系統的發展，因此降水逐漸減弱。

由垂直散度、垂直環流及層結結構的分析可知，在東北冷渦東側的低壓系統中，“氣旋曲度”區易在對流層低層產生強輻合運動，而風場的水平輻合運動激發出較強的上升運動，在對流不穩定區配合著強上升運動，有利于對流系統的發展而在此處產生降水，因此在低壓系統東南側及東北側的 “氣旋曲度”區易形成降水。

圖8 2007年7月8日09時～9日08時 （43°N，121°E）地面2m的 （a）溫度 （單位：℃）、（b）比濕 （單位：g／kg）、（c）地面氣壓 （單位：hPa）、（d）逐小時模擬地面降水量 （單位：mm）Fig.8 Surface results from 0900LST 8Jul to 0800LST 9Jul，2007at（43°N，121°E）：（a）2－m temperature（℃）；（b）2－m water vapor mixing ration（g／kg）；（c）2－m barometric pressure（hPa）；（d）the hourly precipitation（mm）

4.5 對流渦度矢量對降水落區的診斷分析

對流渦度矢量 （簡稱CVV）（Gao et al.，2004；趙宇和高守亭，2008）的表達形式為

其中，ζa為絕對渦度由牽連渦度和相對渦度構成，θ為位溫，Δθ表示位溫梯度，ρ為大氣密度。在深對流中，等位溫面的分布近于垂直，因此等位溫梯度主要呈水平方向，在這種情況下，CVV的垂直方向表現明顯，因此可以用CVV的垂直分量來判斷中尺度對流系統的發展。

圖9 2007年7月地面氣壓場 （實線，單位：hPa）、風場 （矢量）和逐小時模擬降水 （陰影，單位：mm）：（a）8日23時；（b）9日02時；（c）9日05時；（d）9日08時Fig.9 The surface pressure（contour，units：hPa），surface wind vector，and the hourly precipitation（shaded）in Jul 2007：（a）2300 LST 8Jul；（b）0200LST 9Jul；（c）0500LST 9Jul；（d）0800LST 9Jul

圖10 700hPa等位勢高度場 （實線，單位：dagpm）、風場 （矢量）和逐小時模擬降水 （陰影，單位：mm），其余同圖9Fig.10 Same as Fig.9，but for the geopotential height at 700hPa（contour，units：dagpm），wind vector at 700hPa，and the hourly precipitation（shaded）

700hPa CVV的垂直分量與東北冷渦逐小時降水落區進行對比 （圖13），在降水剛開始的時候，CVV的垂直分量也較小，說明此時只是降水的初期階段，并沒有形成深對流；到了9日01時，此時降水區逐漸擴大，同時CVV的垂直分量區也逐漸增大，而CVV的垂直分量表示深對流的強度，說明深對流在加強，9日01時和9日0 4時降水發生的區域均有CVV的垂直分量，因此，可以說明此時中尺度對流系統進入成熟階段。從此過程可知，CVV的垂直分量對于東北冷渦中的中尺度對流系統有一定的指示作用，雖然其對于降水初期的預報不是很準確，但是當中尺度對流系統進入深對流階段時，CVV可以作為一個診斷量，配合 “氣旋曲度”降水，對東北冷渦中的中尺度對流系統的發生區域進行預報。

圖11 2007年7月9日散度場 （等值線，單位：10－5s－1）沿121°E的垂直剖面圖：（a）02時，（b）08時Fig.11 Vertical cross sections of divergence field（contour，units：10－5s－1）along 121°E on 9July 2007：（a）0200LST，（b）0800LST

圖12 2007年7月v－ω合成流線圖 （細箭矢）與假相當位溫θse（等值線，單位：K）沿121°E的垂直剖面圖：（a）8日23時；（b）9日02時；（c）9日05時；（d）9日08時Fig.12 Vertical cross sections of stream line（thin arrows）and pseudo－equivalent potential temperature（contour，units：K）along 121°E in Jul 2007：（a）2300LST 8Jul；（b）0200LST 9Jul；（c）0500LST 9Jul；（d）0800LST 9Jul

5 結論和討論

本文通過對一次東北冷渦過程的 “氣旋曲度”降水進行數值模擬，分析了有利于降水發生的天氣尺度背景場和中尺度系統的結構，具體結論如下：

（1）本文利用WRF數值模式，對2007年7月7日08時～12日08時的東北冷渦過進行數值模擬，通過對比7月8日08時～9日08時24小時降水和9日08時～10日08時24小時降水可知，模擬降水結果與實際觀測結果基本一致，但是由于模式分辨率較高以及內蒙古境內的地形作用使模擬結果略有偏差。通過對比逐時模擬降水與TBB資料，說明此次東北冷渦的模擬結果能夠體現出其中的一次中尺度對流系統的發展過程，因此可以對中尺度系統的結構進行進一步分析。

圖13 2007年7月CVV垂直分量 （實線，單位：10－7 m2·s－1·K·kg－1）和逐小時降水量 （陰影，單位：mm）：（a）8日23時；（b）9日01時；（c）9日04時Fig.13 Distribution of the simulated vertical component of the convective vorticity vector（contour，units：10－7 m2·s－1·K·kg－1）and hourly precipitation（shaded，units：mm）in July 2007：（a）2300LST 8Jul；（b）0100LST 9Jul；（c）0400LST 9Jul

（2）通過分析天氣尺度背景場可知，本次東北冷渦過程是一個深厚系統，從850hPa到300hPa都存在閉合環流。500hPa在貝加爾湖以東存在一個低槽，此低槽不斷向東北冷渦系統輸送干冷空氣，有利于東北冷渦的維持與加強。從相對濕度場和經向風場分析可知，在對流層中高層出現干侵入過程，干空氣主要來源于我國內蒙古西部和東北冷渦的西北部，隨著東北冷渦一起呈渦旋狀運動，而中層的干空氣范圍比高層要大得多，因此在對流層中層的干侵入更加明顯。850hPa和700hPa中冷渦東部的偏南氣流，不斷向東北地區輸送水汽和暖空氣，提供充足的水汽條件，從水汽通量中可以看到，在遼寧南部和內蒙古交界處存在明顯的水汽通量輻合區，為氣旋曲度降水的發生提供必要的水汽條件。

（3）通過分析對流層中低層的風場結構可知，在對流層低層冷渦中心的東側有一個小低壓系統，配合著風場的輻合運動，有利于上升運動的產生。在此小低壓系統的東側為暖濕空氣，與低壓系統西側的干冷空氣相遇，而低壓系統的東南側和東北側為氣旋性渦旋曲率最大處，因此降水主要發生在低壓系統的東南側和東北側，這種類型的降水為 “氣旋曲度”降水。另外，通過分析由垂直散度、垂直環流及層結結構的分析可知，東北冷渦東側的低壓系統中，“氣旋曲度”區易在對流層低層產生強輻合運動，而風場的水平輻合運動激發出較強的上升運動，在對流不穩定區配合著強上升運動，有利于對流系統的發展而在此處產生降水，因此在低壓系統東南側及東北側的 “氣旋曲度”區易形成降水。東北冷渦過程中并非所有區域都存在降水，也并非渦旋中心有強降水，而是在有利于降水發生的天氣尺度背景下，且由于氣旋性曲率最大處形成明顯的風場輻合運動區，易形成較大降水。

（4）700hPa的對流渦度矢量 （CVV）的垂直分量與降水區對應一致，在降水剛開始時，CVV的垂直分量較小，而在降水進入深對流時，CVV的垂直分量增大，降水區有CVV的垂直分量，說明此時為對流系統達到成熟階段，而隨著CVV垂直分量的減少，中尺度對流系統的降水也減弱。從此過程可以看出，在東北冷渦中尺度對流系統進入成熟階段時，CVV的垂直分量對發降水的區域有一定的指示作用。

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A Numerical Study and Rainfall Analysis of a Cold Vortex Process over Northeast China

WANG Pei1，2，SHEN Xinyong1，and GAO Shouting2，3

1KeyLaboratoryofMeteorologicalDisasterofMinistryofEducation，NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology，Nanjing210044
2LaboratoryofCloud－PrecipitationPhysicsandSevereStorms，InstituteofAtmosphericPhysics，ChineseAcademyofSciences，Beijing100029
3StateKeyLaboratoryofSevereWeather，ChineseAcademyofMeteorologicalSciences，Beijing100081

Using the WRF／ARW model to simulate a proceeding of cold vortex over Northeast China during 8－12July 2007.The analysis of synoptic weather indicates that the cold air mass above the north of Lake Baikal moves to the cold vortex over Northeast China and enforces it.What is more，apart of the cold air transfers to the middle and lower troposphere from the tropopause，which causes the process of dry intrusion.Besides，in the east of cold vortex，there is the convergence of water vapor transport，which indicates the water vapor is plentiful there，and the intersection of the cold dry air and the warm wet air benefits the formulation of rainfall.The results of wind structure of mesoscale convective system（MCS）prove that the southeast and northeast parts of cold vortex，where there exists the maximum of cyclonic curvature，are the areas prone to MCS，which leads to the heavy rainfall.Finally，the vertical component of convective vorticity（CVV）is used to diagnose the location of MCS rainfall，and the corresponding of CVV and rainfall shows that CVV could indicate the area of rainfall.

cold vortex over Northeast China，rainfall of cyclonic curvature，convective vorticity

1006－9895（2012）01－0130－15

P443

A

王培，沈新勇，高守亭.2012.一次東北冷渦過程的數值模擬與降水分析 ［J］.大氣科學，36（1）：130－144. Wang Pei，Shen Xinyong，Gao Shouting.2012.A numerical study and rainfall analysis of a cold vortex process over Northeast China［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences（in Chinese），36（1）：130－144.

2011－01－26，2011－04－25收修定稿

國家自然科學基金資助項目40930950、41075039，災害天氣國家重點實驗室開放課題2008LASW－A01

王培，女，1986年生，碩士，主要從事中尺度天氣學和數值模擬研究。E－mail：wangpei6＠gmail.com