近十年我國渦旋系統的研究進展

孫建華 周玉淑 傅慎明 楊帥 張元春 汪匯潔 黃玥 , 3

1 中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴重點實驗室, 北京 100029

2 中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環境科學中心, 北京 100029

3 中國科學院大學, 北京 100049

1 引言

我國氣象災害頻發，尤其是降水引發的洪澇災害更加頻繁，新中國建立后經歷了1954、1991、1998、2007、2020 年江淮流域大洪水，1994 年西江大洪水，1963 年海河洪水及1975 年和2021 年河南大洪水等重大洪澇過程，給當地人民的生命和財產造成了嚴重損失。中國科學院大氣物理研究所是國內最早從事降水形成機理與預報的研究機構，2023 年是該所成立95 周年，回顧國內與暴雨形成有關的機理與預測方法、技術研究進展，并對其相關問題進行思考十分必要。由于最近幾年一些學者已對我國暴雨形成機理以及相關的天氣系統、數值預報和預報方法的研究歷程與重要成果進行了較全面的回顧（高守亭等, 2018a; 陸漢城, 2019; 孟智勇等, 2019; 趙思雄和孫建華, 2019; 羅亞麗等, 2020）。本文不再進行全方位的梳理，而是專門對我國南北方的暴雨及強對流均有重要影響的幾類渦旋系統研究進展進行回顧。

我國一些特殊區域暴雨和強對流天氣的產生與α 中尺度渦旋和β 中尺度渦旋相關，這些中尺度渦旋系統除了熱帶氣旋外，主要包括不同地區的氣旋（江淮氣旋、黃淮氣旋、蒙古氣旋等）和低渦（高原低渦、西南低渦、東北冷渦、中亞低渦等）。20 世紀，我國學者對中國造成暴雨的氣旋和低渦進行了較為系統的研究，但是由于觀測資料有限，較難開展細致的統計和結構特征研究。進入21 世紀后，隨著中國氣象觀測網的不斷完善和再分析資料的時空分辨率的不斷提高，對中尺度渦旋的時空統計特征、結構特征和形成機理研究不斷深入。研究發現，高原低渦、西南低渦和大別山渦對長江流域的特大洪澇形成有重要影響，特別是在1998 年和2020 年的長江流域持續性暴雨過程中非常活躍（圖1，Fu et al., 2022），中亞低渦和東北冷渦為引發我國西北和東北地區的主要降水系統（孫力等, 1994; 楊蓮梅等, 2020）。本文將從這些渦旋的時空統計特征、結構特征以及形成機理和產生的暴雨或者強對流天氣等角度，概述國內的研究進展及其相關問題，目的在于總結過去，找到影響渦旋系統研究、預報與災害防御的關鍵問題，希望能對今后相關領域的研究與預報工作改進提供參考。

2 高原低渦

高原低渦（簡稱高原渦）是指在青藏高原獨特的動力、熱力條件下形成的一類α 中尺度渦旋，被定義為500 hPa 等壓面出現的生成于高原地區的具有閉合等高線的低壓或者三站風向呈現氣旋性旋轉的低渦（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組,1981）。由于青藏高原自然環境惡劣，氣象觀測站點稀少且臺站代表性不夠，因此，過去的研究一直受限于觀測資料的不足。1979 年以來相繼開展三次青藏高原大氣科學試驗，對青藏高原天氣系統的認識逐漸加強（Tao et al., 1986; 陳聯壽和徐祥德,1998; 徐祥德和陳聯壽, 2006; 趙平等, 2018）。特別是近十年來，隨著衛星遙感和同化技術的快速發展，高時空分辨率的再分析資料為高原渦研究提供了重要的支撐（張博和李國平, 2017; 黃一航等, 2018;Curio et al., 2019; Li et al., 2020; 湯歡等, 2023）。

2.1 高原渦的識別與結構特征

高原渦的準確識別與追蹤是高原渦研究的基礎。當前，高原渦的識別與追蹤方法可以分為人工識別和客觀識別兩類。人工識別可以嚴格遵循高原渦的定義，利用天氣圖進行識別，可處理渦旋的合并和分裂等特殊情況，是識別高原渦最準確的方法（錢正安等, 1984; 郁淑華和高文良, 2006; 何光碧等,2009; 李國平等, 2014），從1998 年開始逐年發布的《青藏高原低渦切變線年鑒》（李躍清等, 2010;中國氣象局成都高原氣象研究所和中國氣象學會高原氣象學委員會, 2022）是目前公認的高原渦觀測識別的權威資料。然而，隨著分析資料時空分辨率的提升，人工識別的工作量日益繁重，具備識別速度快、可處理數據量大、可調整標準重復識別等優點的客觀識別方法已逐漸成為主要方法。目前的客觀識別方法主要是對格點位勢高度場中低值中心強度、水平和垂直尺度、持續時間及風場的氣旋性環流同時進行約束（張博和李國平, 2017; 劉自牧等,2018; 關良和李棟梁, 2019），或通過查找500 hPa位勢高度分析場具有閉合等值線的低壓系統（林志強等, 2013; Lin et al., 2020）。此外，以相對渦度（Feng et al., 2014; Curio et al., 2018）或基于風場的限制渦度（Fu S M et al., 2020; 湯歡等, 2023）為核心發展的客觀識別算法，由于物理意義清晰，識別準確率得到大幅提升。基于不同時空分辨率再分析資料的客觀識別追蹤到的高原渦數目與人工識別的結果存在一些差異，其中基于ERA-Interim（ECMWF Re-analysis-Interim，歐洲中期預報中心的第4 代全球大氣再分析產品）資料的統計結果與年鑒相對接近，平均每年約有53 個高原渦（林志強, 2015）。

基于大量識別高原渦的統計表明，高原渦多發生在5～9 月，以7 月最多，有明顯的日變化特征，多生成于傍晚至夜間（Feng et al., 2014; Curio et al.,2019; Lin et al., 2020; 趙思玉和范廣洲, 2022）。過去基于天氣圖的統計表明，高原渦的源地主要集中于羌塘、那曲、柴達木及松潘，其中以那曲的發生頻率最高（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組,1981），基于再分析資料和客觀識別算法識別的高原渦比年鑒中人工識別的高原渦生成位置偏西（張博和李國平, 2017; 黃一航等, 2018; Curio et al., 2019），結合多源觀測資料的分析表明，年鑒中60%以上的高原渦可追溯至高原西部地區（林志強等, 2023）。高原渦的水平尺度平均約500 km，最大可達800 km，發展強盛的高原渦在衛星云圖上具有與熱帶氣旋相近的螺旋云系、無云或少云的渦眼及暖心結構（錢正安等, 1984; 徐祥德和陳聯壽, 2006; 陳功和李國平, 2010; 宋雯雯和李國平, 2011），李國平和蔣靜（2000）通過低渦模型方程求解，從動力學理論上論證了這一特征形成的原因，并發現渦眼中心存在下沉氣流，模型概念圖可參見Liu and Li（2007）文中圖5。高原渦是垂直厚度約2～3 km 的淺薄系統，正渦度一般在400 hPa 以下（葉篤正和高由禧,1979; 青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組, 1981），只有1/5 左右的高原渦可以發展到400 hPa（Li et al., 2021b）。生成于高原西部的低渦比東部更為淺?。ㄥX正安等, 1984; 羅四維等, 1993），初生渦為整層暖性結構，成熟渦為上暖下冷的斜壓結構（呂君寧等, 1984），低渦移出高原前垂直速度與散度近似對稱分布，而移出高原后，最大上升速度位于低渦中心東南側2～4 個經緯度（Li et al., 2020）。

2.2 高原渦的演變特征和形成機理

高原渦的發生、發展和移動，受大尺度環流及高原大氣的動力和熱力作用的影響。早期的研究歸納了有利于高原渦發生的500 hPa 環流形勢，包括北脊南槽型、西槽東脊型、變形場及平直西風型（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組, 1981），且常與高原上空100 hPa 反氣旋性環流（羅四維和王玉佩, 1984）、200 hPa 輻散氣流（Feng et al., 2014）、副 熱 帶 西 風 急 流（Hunt et al., 2018; Curio et al.,2019）、低層偏南氣流輻合（李國平等, 2014）等系統密切配合。此外，高原感熱加熱（Shen et al.,1986; Wen et al., 2010; 李 國 平 等, 2016; Wu et al.,2018）、潛熱釋放（Dell′Osso and Chen, 1986; 屠妮妮和何光碧, 2010; 田珊儒等, 2015）和輻射加熱（鄧 中 仁 等, 2022）的 共 同 作 用（Wang, 1987;Zhang F M et al., 2019; 馬婷等, 2020）以及較高的海拔高度、陡峭的地形坡度等適宜地形條件（Feng et al., 2014; 陳聯壽等, 2000; 何光碧等, 2009; 李國平等, 2014）均有利于高原渦的發展加強。其中，高原感熱和潛熱加熱的相對貢獻因季節、區域和高原渦的發展階段不同而有一定的差異。目前較為一致的觀點認為，低渦在生成時主要受地面感熱的影響，而東移發展階段潛熱釋放的影響更顯著（郁淑華和高文良, 2019; Zhou et al., 2022）。

高原渦在高原主體范圍內的活動路徑受300 hPa引導氣流或高原切變線的影響，主要向東北、東、東南三個方向移動（郁淑華和高文良, 2006）。其中向東北移動的低渦數量最多，其次是東南方向。平均每年約有9 個高原渦可以移出高原并得以發展（黃楚惠等, 2015），移出高原后約一半以上向東移動，其次為東北，然后是東南（李國平等, 2014;林志強, 2015）。移出型的高原渦大多數生成源地為高原東部（郁淑華和高文良, 2006）、具有垂直厚度深（柳草等, 2009; Lin et al., 2021a）和斜壓性強（郁淑華, 2008）等特征。高原渦移出高原的有利條件包括：500 hPa 孟加拉灣季風槽位置偏北、副熱帶高壓偏西、蒙古高壓脊偏強、高原東部有低值系統活動且伴有冷平流，400 hPa 潛熱釋放形成的非絕熱加熱中心，200 hPa 南亞高壓偏東、西風急流偏強等（宋敏紅和錢正安, 2002; 顧清源等,2010; 楊穎璨等, 2018）。大尺度環流系統位置與強度的差異會導致高原渦移向有所不同，其中副熱帶高壓強度和南亞高壓東伸脊點位置是主導因素（黃楚惠等, 2015; 師銳和何光碧, 2018; 孫芳等, 2022），在伴有較強熱帶低壓活動時，易出現多折向路徑（郁淑華等, 2022）。高原渦移出青藏高原后可以在較明顯冷空氣的影響下加強并持續，冷空氣不僅可以增強高原渦的斜壓性和對流不穩定，當高空有高位渦下傳時，可以引起低渦區域正位渦異常且垂直渦度發展，從而使高原渦東移加強（郁淑華和高文良, 2018）。此外，高原渦東部擾動加熱的垂直分布（Feng et al., 2014; Li et al., 2019a）、青藏高原東側的地形坡度（Sun et al., 2022; 李祥等, 2023）等也影響高原渦的移動速度。

2.3 高原渦產生的降水

高原渦對青藏高原及其下游地區的降水過程均有顯著影響（圖2）。夏季青藏高原及其東麓一半以上的暴雨是由高原渦引起的（Lin et al., 2021b,2021c; Li and Zhang, 2023），在加強的南亞高壓、西進的西太平洋副熱帶高壓和北推的季風環流背景下，斜壓不對稱結構的高原渦在有偏強暖濕氣流輸送或高原切變線活動的影響下容易造成強降水（Feng et al., 2017; Fu et al., 2019; Lin et al., 2022;Chen L G et al., 2023; Cheng et al., 2023; Xu et al.,2023）。

青藏高原夏季對流性的降水過程存在明顯的日變化：對流在11 時（北京時，下同）至17～18 時這一時段呈增強趨勢，在17～18 時達到最強，上午的對流活動較少，且降水過程持續時間較短，一般短于1 h（常祎和郭學良, 2016; 江吉喜和范梅珠,2002）。青藏高原的降水部分與高原渦相關，對高原渦降水的云-微物理特征研究，主要通過個例的多源觀測和數值模擬兩種方式進行。第三次青藏高原大氣科學試驗（TIPEX-III）外場試驗結果表明，高原中部底層過冷水與高層霰粒子有利于降水的形成（Zhao et al., 2018）。在高原渦降水的初期以對流云為主，持續時間較短，低渦前部上升運動深厚，對流發展旺盛，雨滴能得到更好增長，雨滴譜分布較寬，小雨滴（<1 mm）占總雨滴數濃度的87%。低渦降水后期以混合云為主，對流明顯減弱，降水穩定且持續時間長，雨滴譜分布較窄，集中于1～3 mm，小雨滴占總雨滴數比例仍然較大。伴隨著云頂升高，0°C 層亮帶出現在地面以上1 km 左右，0°C 層亮帶以上的云體以冰相為主（趙平等,2018; 李筱楊等, 2019; 張浩然等, 2023）。Maussion et al.（2011）表明，微物理參數化方案在青藏高原對流降水區具有較高的敏感性。相對平原而言，青藏高原對流云降水的大雨滴（>3 mm）較多，數值模式中常用的M-P 雨滴譜分布與TIPEX-Ⅲ觀測的高原地區粒子譜特征有較大差異，而Γ 分布能夠更好擬合高原地區粒子譜特征（常祎和郭學良,2016）。此外，高原對流云比平原地區更容易成冰，因而云內降水粒子以冰相為主（岳治國等, 2018），多例數值試驗均證實了冰相粒子在高原渦降水過程中的重要性（陰蜀城等, 2020; 路增鑫和范廣洲,2023）。

高原渦在高原上的降水一般呈緯向帶狀分布，強度相對較小；移出高原后的高原渦相關降水一般呈西南—東北方向分布，強度比在高原上的降水增強（Li and Zhang, 2023）。統計表明，平均每年夏季約有1.3 個高影響高原渦移出高原并在下游大范圍地區產生強降水天氣（李國平等, 2014），一般高原渦移出高原后會造成中雨以上強度的降水，其中移出高原后活動時間36 h 以上的，有60%會產生暴雨或大暴雨（郁淑華和高文良, 2006; 郁淑華等, 2012）。高原渦輸送的高層干冷空氣、正渦度平流增強了降雨區的對流不穩定性、輻合，降水一般發生在渦旋生命史的中后期，降水落區為渦旋移動路徑的東側（Huang et al., 2022），降水產生的凝結潛熱釋放使渦旋進一步加強，形成正反饋機制，在四川盆地、河西走廊及云南等高原臨近地區形成暴雨（肖紅茹和陳靜, 2010; 楊康權等, 2017a, 2017b;孫芳等, 2022; 黃慧君等, 2023）。

高原渦與其他天氣系統的相互耦合作用能增強高原渦的強度和影響范圍，造成更強烈的天氣。高原渦與高原切變線的協同作用，也稱高原低渦切變，可以造成下游強降水的發生（羅四維, 1992; 姚秀萍等, 2014），但二者的關系和相互作用機理仍有待進一步研究（李國平和張萬誠, 2019）。當高原渦與西南渦垂直耦合為更強的深厚渦旋后，耦合區上方穩定維持的正渦度柱和次級環流，有利于暴雨增幅（陳 忠 明 等, 2004; Shou et al., 2019; 劉 曉 冉 等,2020; Zhang Y C et al., 2021; Dong et al., 2022; Chen Y et al., 2023）。

高原渦除了自身的影響，在其減弱消散后殘留的正渦度系統仍然可以繼續東移，對黃河流域、長江和淮河流域（Yasunari and Miwa, 2006; 黃楚惠等, 2015; Li et al., 2019b; 馬 婷 等, 2020; Fu et al.,2022），乃至華北和日本（Li et al., 2023）等地的強降水天氣造成影響。比如1998 年、2020 年等破紀錄的梅雨期暴雨過程，均受到東移高原渦與西風槽結合形成的低渦切變線的活動影響（楊克明等,2001; Li et al., 2021a; Fu et al., 2022）。即便高原渦未移出高原，也可以通過正位渦水平平流增強對流層垂直運動，在非絕熱加熱和充沛水汽輸送的條件下，同樣可以對我國長江中下游的暴雨產生影響（Li et al., 2020; Zhao et al., 2021; Ma T T et al., 2022）。

3 西南低渦

西南低渦（簡稱西南渦）是西南地區至長江中下游地區影響強降水發生的重要天氣系統之一，西南渦也是中國十分復雜的典型暴雨系統（盧敬華,1986; 陶詩言等, 1980）。西南渦的定義是在700 hPa或750 hPa 上有氣旋性環流或閉合等高線，水平尺度約300～500 km（陶詩言, 1980）。西南渦渦源（指低渦初生時中心相對集中區）及其形成機制是最重要的基礎問題，此外，高原渦對西南渦的影響機理以及西南渦對暴雨的影響機理也是研究熱點。

3.1 西南渦的識別和結構特征

近年來，很多學者對西南渦的發生源地、結構和活動特征等方面進行了深入的研究（盧萍等,2016; 馬勛丹等, 2018; 慕丹和李躍清, 2018）。對于西南渦的識別也有主觀和客觀識別兩種方法，比較權威的主觀識別是《西南低渦年鑒》，年鑒中使用每日天氣圖資料，人工識別西南渦及其中心位置和強度等，但由于西南渦源地附近地形復雜，氣象探空觀測站稀少且分布不均，人工識別的西南渦往往具有一定的主觀性。隨著高分辨再分析資料的發展，國內已有學者使基于700 hPa 位勢高度或風場進行西南渦的客觀識別（高正旭等, 2009; 王金虎等,2015; 王靜等, 2019）。西南渦客觀識別方法的發展為其統計特征的研究奠定了基礎。

對西南渦渦源的研究是針對該系統研究的重要問題之一，不同的研究結論有差異，有些研究對渦源分類較細，但概括起來主要為兩個地區：青藏高原東南緣（包括九龍和小金）和四川盆地（包括盆地西南部、東北部和西北部）（盧敬華, 1986; 陶詩言等, 1980; 陳忠明等, 2004; 陳啟智等, 2007）。羅清等（2018）則利用天氣圖資料和《西南低渦年鑒》統計了2012～2016 年西南渦，發現源地為九龍的西南渦出現的次數最多，源于盆地的西南渦次之，而起源于小金的西南渦最少。同時，該研究也發現西南渦在春季與夏初生成的最多，其中有三分之一的西南渦能夠移出渦源區。近年來隨著再分析資料時空分辨率的提高和年限的增加，利用再分析資料也對西南渦開展了大量的統計工作（Fu et al., 2014,2015a; 李超等, 2015; Feng et al., 2016; 葉瑤和李國平, 2016; 李黎等, 2017; 范嬌和陳科藝, 2019; 郁淑華 等, 2021）。Fu et al.（2014）識 別 和 統 計 了2000～2013 年夏季的578 例西南渦（圖3），其發生頻數在6 月份達到最高，主要發生在凌晨（02～08 時，北京時），大部分西南渦的生命史都小于24 h，并且大多數的西南渦是準靜止。李超等（2015）統計分析了1983～2012 年全年的發生在四川盆地的低渦天氣過程及其降水特征，發現其主要生成于盆地的西南部和東北部，西南型在3～10月具有明顯的夜發性特點，東北型在5～9 月夜晚發生的概率較大，并且西南渦生命史與對流的發展程度具有相關性。也有研究根據西南渦的移動特征將西南渦分為原地型和移動型，移動型的路徑又進一步分為偏東路徑，其中偏東型西南低渦發生頻次最高，占移動型低渦總數的48.5%; 東北型次之，占35.3%; 東南型最少，占16.2%（范嬌和陳科藝,2019）。研究表明，少部分西南渦對流向上發展成為深厚型渦旋，這些發展起來的深厚型西南渦只有一小部分會移出盆地，總共統計到的1382 次低渦過程，有57 次低渦能夠移出統計區，所占比例為4.13%（李超等, 2015）。

前人的很多研究已經揭示了西南渦在不同發展階段的垂直結構特征，低渦形成初期一般在700 hPa，表現為暖性氣旋環流，而對流層中高層（500～300 hPa）常常出現高壓區或有高壓脊維持；西南渦發展至成熟階段后，則為一個深厚的暖濕低壓系統，正渦度可向上伸展到100 hPa 以上，渦區內動量、層結、垂直運動等呈非對稱分布。700 hPa 正渦度中心南側由于低層輻合、高層輻散抽吸的共同作用造成上升運動更顯著；而減弱階段的西南渦又演變為一個斜壓淺薄系統，對流層低層低渦為冷性結構（陶詩言, 1980; 中國科學院蘭州高原大氣物理研究所, 1977; 葉篤正等, 1992; 陳忠明等, 2007; 翟丹華等, 2014）。Zhou et al.（2017）發現了一個西南渦中包含有兩個更小尺度渦旋的現象。相比單渦，吳珍珍等（2018）發現的雙渦更復雜，雙渦產生的強降水更寬廣，雙渦并非維持暖濕結構，一個低渦初期為干冷低渦，逐漸轉變為暖濕特征，而另外一個低渦一直維持暖濕結構特征；拉伸和傾斜項在“C1”的發展階段起著重要作用，而渦度的拉伸和垂直平流是“C2”形成和發展階段的主要貢獻者（Wu et al., 2022）。曾波等（2016, 2017）將川渝地區西南渦劃分為有暴雨發生的西南渦和無暴雨發生的西南渦兩類，指出兩類西南渦形成前，有暴雨發生的西南渦的強度，水平尺度相對較大，且冷暖空氣的交匯和水汽輸送更強。渦旋中心附近為上升運動的大值中心，渦旋中心及其西側和南側為中性或不穩定層結。根據西南渦發生時是否發生降水和是否有地面低壓的特征，將西南渦劃分為無降水無低壓型，只有降水型，只有地面低壓型和既有降水又有地面低壓型（張敬萍等, 2015）?；诖私y計結果，Zhang Y C et al.（2019）挑選10 個生命史大于12 h 的典型西南渦個例揭示出西南渦的形成時的渦度分布有明顯的空間不均勻性，由于水平輻合減小和與對流有關的傾斜項作用，西南渦的東部象限有利于氣旋性渦度的增加，而其西部象限，與地形有關的傾斜項和水平輸送則造成了氣旋性渦度的減少（圖4）。

3.2 西南渦的形成機理以及對暴雨的影響

大量個例的統計研究發現西南渦多發年，低層流場在西南渦生成的關鍵區表現為西南風旺盛并且輻合異常強，氣旋性切變加大，低緯季風環流增強，導致大量正角動量輸送至關鍵區，從而有利于西南渦生成（葉瑤和李國平, 2016）。西南渦在盆地中所產生的暴雨往往有三個主要落區，分別位于盆地西北部的廣元，綿陽一帶線（西北型)，盆地東北部的巴中、達州一帶（東北型），盆地西南部的雅安、樂山、眉山附近（西南型）。降水落區的分布主要受四川盆地周圍的地形特征影響，西北型和西南型主要是受青藏高原大地形的阻擋抬升，而東北型則是由于大巴山脈的抬升作用（盧萍和楊康權,2017）。其降水的日變化也具有明顯的區域性特性（李超等, 2015; Zhang Y C et al., 2019）。四川盆地降水在傍晚至凌晨開始活躍，并且在午夜達到峰值（Bao et al., 2011; Zhang et al., 2017）。在地形熱力作用下，對流性降水主要在午后達到峰值，但四川盆地地區的少數對流降水峰值出現在午后至清晨；而層狀云降水峰值主要出現在夜間至清晨（Yu et al., 2010; Li et al., 2011）。西南渦暴雨過程中短時強降水的累計頻次和累計雨量均呈單峰型夜雨特征，短時強降水事件頻次和降水的空間分布特征為盆地西部頻次較高，而北部和東部地區頻次相對較低，短時強降水的降水量大值也主要分布在盆地西部（圖5，李強等, 2020）。并且不同類型西南低渦造成的降水分布特征也各不相同，西南型的降水中心從5 月到10 月由盆地東北部向西南部移動，之后再由盆地西南部向東北部折回，東北型最大降水中心會穩定維持在盆地的東北部達州地區一帶（李超等, 2015）。

西南渦與其他系統配合可能出現極端暴雨和持續性暴雨。肖遞祥等（2017）對篩選出的四川盆地23 次極端暴雨個例分析表明，極端暴雨主要出現在大尺度環流為“東高西低”型和“兩高切變”型形勢下，其中“東高西低”型中引發暴雨的主要系統是西南渦和高原渦，而“兩高切變”型暴雨主要觸發系統是切變線。四川盆地的持續性暴雨分為西部型持續性暴雨和東部型持續性暴雨，其中西南渦是造成暴雨的主要系統，渦度收支的診斷結果表明低層輻合是西南渦發展和維持的主要原因（Zhang Y C et al., 2021）。通過對大量典型個例的深入研究發現暴雨落區通常位于西南渦中心附近（以東側為主），雨帶分布與低渦移動路徑相一致（盧萍等, 2014）。西南渦中產生的中尺度對流系統（MCS）是直接造成暴雨的重要系統，西南渦和其中發生的MCS 存在明顯的相互作用過程。在西南渦發展過程中，中低層的上升氣流和正渦度配合利于熱量和水汽垂直輸送，高層的輻散進一步促使MCS 的發展。水平渦度平流和渦度垂直輸送項的配置影響上升氣流和渦旋系統的發展，MCS 對西南渦的移動有一定的引導作用（胡祖恒等,2014）。西南渦發生之前的降水使得降水區上空的非絕熱加熱率增加，能夠促進西南渦的生成; 強盛期的西南渦伴隨有次級環流，次級環流既促進了低渦的進一步發展，又有利于觸發渦心東側的對流，有利于強降水的發生（盧萍等, 2014; 周長艷等,2015; 董 元 昌 等, 2017; 楊 康 權 等, 2017a, 2017b;Chen et al., 2018）。也有研究表明，在副熱帶高壓、中緯度短波槽、東北亞強冷渦的合適配置下，以及中低層來自孟加拉灣和南海的暖濕氣流的不斷輸送等條件，西南渦還會影響華南持續性強降水（盧萍等, 2014）。

3.3 高原渦對西南渦的影響機理

已有研究基于觀測事實分析了高原渦與西南渦共存活動的統計特征，兩渦共同活動時段集中在6～7 月，多數情況下在同一過程中高原渦與西南渦移動方向逐漸接近或方向一致（劉新超和陳永仁, 2014; 陳貝和高文良, 2015）。高原渦與西南渦結伴而行有三種形式：高原渦誘發西南渦; 高原渦與西南渦耦合；同一天氣系統下兩渦，其中以高原渦誘發西南渦的形式居多。兩渦伴行中西南渦的生成主要是通過500 hPa 高位渦空氣伸向西南渦上空，造成西南渦上空斜壓不穩定增強，從而西南渦加強；此外，200 hPa 上西南風急流通過高空高位渦下傳來影響高原渦與西南渦的耦合或者加強西南渦（郁淑華和高文良, 2017）。東亞環流經向度減弱，處在切變流場中的持續高原渦的環流東南部易誘發西南渦（周長艷等, 2008）。高原渦移出高原伴隨正渦度向下伸展，與對流層低層四川盆地內氣流的氣旋性切變產生的正渦度重疊，使得盆地內氣旋性渦度加強從而誘發西南渦生成（陳永仁等, 2010）。此外，西南渦上空正渦度平流隨高度增加所強迫的上升作用也是高原渦誘發西南渦的一個重要因素（高文良和郁淑華, 2018）。高原渦與西南渦耦合有利于西南渦的發展和維持，對流層中層的正渦度平流、低層的輻合上升是耦合后西南渦發展的重要機制（何光碧等, 2014）。

4 大別山渦

長江流域是我國的三大雨區之一，長期以來受到暴雨洪澇災害的嚴重影響（陶詩言, 1980; 趙思雄等, 2004）。該地區的降水系統種類多樣，其中，中尺度渦旋所造成暴雨的頻次與強度均是名列前茅的。大別山渦是我國長江流域中下游地區高頻發生的一類中尺度渦旋（張敬萍等, 2015），它以初生于大別山及其周邊地區（27°～34°N，112°～118°E）而命名。大別山渦以流場上的閉合中心與氣旋式渦度中心為標準而定義，其中的大部分在早期稀疏的氣象探空觀測中較難被識別。大別山渦中部分斜壓性較強的成員常?？梢栽趯α鲗拥蛯拥牡雀呙嫔铣霈F閉合低壓中心且影響范圍較大，這部分大別山渦常被中國的氣象學者稱為江淮氣旋（陶詩言, 1980;胡伯威和潘鄂芬, 1996），因其致災性較強，它一直以來都是氣象預報關注的重點之一。近年來，隨著高質量、高時空分辨率的觀測及再分析資料的廣泛應用，大別山渦的研究逐漸增多，在其統計特征、三維結構、形成機制與演變機理等多個方面均取得了重要進展。

4.1 大別山渦的識別和時空分布特征

國內外的氣象學者對長江流域的中尺度渦旋做了一系列的統計工作，谷文龍（2008）和楊引明等（2010）對長江中下游地區的中尺度渦旋進行了識別與統計研究，發現此類渦旋的致災性強（>70%的渦旋觸發了暴雨過程），其源地主要位于大別山及其周邊地區的高能、高濕大氣環境中，它們的水平尺度多為100～400 km，垂直方向上主要位于1000～700 hPa，此類渦旋主要為東移和東北移兩類。王薇等（2011）對夏季我國東部的中尺度對流渦旋（Mesoscale convective vortex; MCV）進行了統計研究，發現，這些MCV 主要是屬于α 中到β中尺度系統，他們主要位于對流層低層，多見于850 hPa，其致災性較強，常與強降水相聯系。沈杭鋒等（2013）基于 2006～2009 年高時空分辨率的日本再分析資料對梅汛期（5～7 月）長江流域的中尺度渦旋進行了統計研究，發現其中約有70%的渦旋可以引發暴雨過程，在這些產生暴雨的渦旋中，約有80%受到低空急流的影響，水汽與輻合條件均較優。張敬萍等（2015）對大別山渦提出了明確的定義，并利用14 個夏季（2000～2013 年6～8 月）的統計研究揭示了大別山渦的主要特征，并將之與西南低渦的主要特征進行了對比。他們研究發現，大別山渦水平尺度比西南渦略大，垂直厚度與西南渦相當，但位于更低的垂直層次上（850 hPa 是此類渦旋的中心層），大別山渦的發生頻數與西南渦相當，但就引發暴雨的比例與強度而言，其均超過了西南渦。大多數的大別山渦為短生命史渦旋，但平均生命史超過了西南渦。大別山渦的移動性顯著強于西南渦，偏東與偏東北路徑是大別山渦的主要移動路徑。董秋實（2017）對暖季長江中下游地區的中尺度渦旋進行了統計，結果表明，在1996～2015 年間，長江中下游地區的中尺度渦旋活動頻繁，其中5～7 月的發生頻數相當，而8 月份則顯著偏少。就日變化而言，凌晨02:00時為此類中尺度渦旋的高發期，午后14:00 時則為渦旋生成的第二個峰值時段。

4.2 大別山渦的結構特征與降水

關于大別山渦旋的三維結構，早期的研究多集中在其水平尺度（谷文龍, 2008; 楊引明等, 2010），與垂直伸展（王薇等, 2011），發現此類渦旋的水平尺度多在400 km 以下，而中心層次位于對流層低層。在高分辨率再分析資料出現之后，大別山渦三維結構的研究逐漸深入。Fu et al.（2015b） 對一次典型的大別山渦進行了數值模擬與定量診斷，發現大別山渦的結構特征與渦旋的演變和降水過程密切相關。渦旋水平尺寸的增長有利于其維持，渦旋的長軸接近于東西方向時，其伴隨的對流和降水趨于更強。張敬萍等（2015）的統計結果表明，絕大多數的大別山低渦是移動性的，對于長生命史的大別山低渦主要是東北路徑和偏東路徑，大別山渦垂直伸展較為淺薄，斜壓性偏弱，多表現為流場上的閉合中心，而在等壓面上形成閉合低壓中心的個例比例不高，相比于一般的中尺度渦旋（如西南渦），大別山渦的水平尺度更大。Fu et al.（2016）利用渦旋生成前有無地面低壓中心配合與生成前有無明顯降水發生，將大別山渦分成了4 個主要的類別，針對每個具體的類別，分別進行了拉格朗日合成，從共性上揭示了不同類別大別山渦的動力與熱力結構，并通過渦旋的垂直識別算法確定了大別山渦的平均中心層次位于850 hPa，但對極端個例而言，渦旋的頂層可以伸展至對流層頂，而渦旋的底層可以接地。大別山渦多呈現出較顯著的偏心率，有效半徑在280～400 km 之間（圖6），渦旋移向的前方與右側是發展的有利象限，也是暴雨發生概率最高的地區。

渦旋是長江流域的主要降水系統之一。Fu et al.（2016）所分的4 類大別山渦中，生成前有顯著降水但無地面低壓中心型和生成前無顯著降水但有地面低壓中心型的最大 6 h 降水量顯著高于其他兩種類型。雖然針對渦旋本身的降水研究工作較少，但是有研究針對長江流域二級地形MCS 的降水進行了統計，而部分MCS 在東移后產生了中尺度渦旋，從而引發了較強的降水（Zhang et al., 2018; 楊如意等, 2020; Zhang et al., 2022）。二級地形上觸發的MCS 可分為四類（Yang et al., 2019），第1類保持準靜止，降水貢獻率最小；第2 類向東北方向移動，引發的降水影響河南至山東半島以及華北地區；第3 類是東移長生命史 MCS，對流發展最旺盛，對長江中下游地區 5～8 月的降水量的貢獻率最大，其生命史中伴隨渦旋的概率最高；第4 類短生命史東移個例，對長江中游地區的降水貢獻率較小。渦旋和對流過程可能產生各種強度的降水，而降水過程與云的微物理過程密切相關。研究表明長江中下游地區的層狀云雨滴大小隨著降雨率的增加而增加，層狀云降水小粒徑平均數濃度高而中、大粒徑的平均數濃度低，而對流云降水各粒徑平均數濃度高且粒徑大，這與其內部活躍的冰相過程和暖云層中的雨滴碰并、碰撞—破碎微物理過程相關（李山山等, 2023; Fu Z et al., 2020）。

4.3 大別山渦的形成機制與演變機理

Fu et al.（2013）針對典型個例的研究發現大別山渦主要是“由上而下”發展的，低空急流所帶來的強輻合是大別山渦形成的最有利因子，旋轉風的動能輸送是大別山渦發展的最重要能量來源。張敬萍等（2015）對14 個夏季大別山渦的合成研究表明，大別山渦形成的有利背景條件主要包括：強盛南亞高壓東伸所得來的高空強輻散，對流層中層西風帶短波槽槽前的暖平流與正渦度平流，以及對流層低層低空急流帶來的水汽輸送與強輻合。Fu et al.（2015b）對一次典型大別山渦的研究結果表明，水平強輻合所導致的垂直伸展，背景場的渦度輸送，以及渦旋自身的移動是本次大別山渦發展的主導因素；輻散所導致的垂直收縮，與背景場和擾動流的渦度輸送共同導致了大別山渦的消亡。大別山渦與其背景場之間存在顯著的相互作用，背景場通過降尺度能量級串來影響大別山渦，大別山渦通過升尺度能量級串來對其背景場進行反饋。大別山渦從其背景場中獲得能量時能夠發展與維持，反之，其快速消亡?；?4 個夏季的統計結果，Fu et al.（2016）的研究發現，水平輻合所帶來的氣旋式渦度制造是大別山渦發展與維持的最主導因子（圖7），而傾斜項所制造的反氣旋式渦度是大別山渦消亡的主要原因。大別山渦生命史中伴隨著顯著的能量轉換過程，其中長生命史大別山渦具有較強的斜壓性，斜壓能量轉換是此類渦旋發展與維持的主要能量來源。與之形成鮮明對比的是，正壓能量轉換起初有利于大別山渦的發展和維持，后來又導致了旋渦的消亡。基于多年的統計結果，利用中尺度數值模式開展了半理想數值試驗（Fu et al., 2017），發現大別山地區的局地地形對于大別山渦的形成影響不大，大別山渦的形成與長江流域對流層低層的東西向橫槽以及該槽南部低空急流的活動密切相關。此外，還有研究發現二級地形以東的長江中下游地區中尺度對流渦旋（部分可發展為大別山渦）和對流存在一定的相互關系（Zhang et al., 2018, 2022）。二級地形東部對流東移過程中合并增強，加強了對流層低層氣旋性的風場擾動，形成中尺度渦旋，對流和渦旋共同東移發展后，與其東側不斷增強的渦旋中心合并，中尺度渦旋發展到成熟階段，其南部低空急流的輻合區產生較強降水（圖8）。

圖8 二級地形上向東傳播的MCS 對下游地區中尺度對流渦旋（MCV）演變影響的概念模型，包括MCS1 從第二階地勢向東傳播，與局部對流系統合并，MCV 的形成和維持階段。引自Zhang et al.（2022）。Fig.8 Conceptual model for analyzing the impact of an eastward-propagating MCS over the second-step terrain on the evolution of mesoscale convective vortex (MCV) over the downstream regions, including the following stages: eastward propagation of MCS1 out of the second-step terrain,merger with the local convection system, and formation and maintenance of MCV.Cited from Zhang et al.(2022).

5 東北冷渦

東北冷渦具有較強的地域特色，是主要活躍于我國東北地區的深厚天氣系統。因在冷渦背景下夏季暴雨、強對流頻發，致災嚴重，東北冷渦一直是東北地區災害天氣研究的重點天氣系統。在東北冷渦環流中，風場、熱力場、地形的非均一性，產生局地切變輻合上升，易引發暴雨；冷渦背景下的位渦下傳、動量下傳、強斜壓性，可誘發地面氣旋和中小尺度渦發展、甚至颮線和龍卷，產生雷暴大風、短時強降水、冰雹等強對流天氣。目前，冷渦背景下的暴雨和強對流的觸發，仍然是業務預報中的重要挑戰。近年來，一些學者圍繞東北冷渦這一東亞發生頻率最高的切斷低壓，從冷渦本身的定義、客觀識別、結構特征等方面展開研究；另外，在東北冷渦暴雨和強對流天氣的特征和成因方面，也取得一些進展，依次回顧如下。

5.1 東北冷渦的定義和結構特征

對東北冷渦的研究，可追溯到20 世紀50 年代。最初是在謝義炳（1949）對歐美切斷低壓研究的基礎上，由歸佩蘭和王作述（1959）對“一個東北低壓的機制分析”開始的，文中指出該500 hPa 的東北低壓具備冷堆、高空孤立冷渦特征，引發了大風和降水天氣。后續的研究對東北冷渦的定義逐漸明確，劉成歧等（1976）分別根據700 hPa、500 hPa閉合等高線、溫度場等，定義東北冷渦為中國東北及附近地區具有一定強度的冷性高空深厚氣旋性渦旋系統。目前業務中常用孫力等（1994）對東北冷渦的定義：在500 hPa 天氣圖上（35°～60°N，115°～145°E）范圍內出現閉合等高線，并配合有冷中心或明顯冷槽，生命史至少為3 天的低壓環流系統。東北冷渦的水平尺度在500～1000 km，5～8 月較活躍，可占總天數的近1/3（孫力等, 1994; Hu et al.,2010; Fu and Sun, 2012; 謝作威和布和朝魯, 2012）。我國學者編寫的《東北暴雨》、《黑龍江省暴雨之研究》、《東北冷渦暴雨》等著作（鄭秀雅等,1992; 白人海和金瑜, 1992; 王東海, 2022），歸納總結了東北冷渦的氣候學特征、天氣學結構及演變規律、動力學機制等成果。

東北冷渦的識別方法，也有主觀和客觀識別兩種。早期的研究多采用主觀方法，利用逐日天氣形勢圖、衛星云圖等，根據冷渦的觀測特征，人為識別與判定，雖直觀但費時費力。后來許多學者開發了東北冷渦的客觀識別算法（Hu et al., 2010; 王東海, 2022; Huang et al., 2023），即依據東北冷渦的天氣學定義（鄭秀雅等, 1992; 孫力等, 1994），在500 hPa 高度上具有閉合等壓線、冷心等特征，根據環流和溫度場依據約束條件和參數來判定（張豐啟, 2000; 王婉昭等, 2017; 蔣大凱等, 2012）。比如：謝作威和布和朝魯（2012）對500 hPa 逐日高度場濾波去掉8 天以下的擾動，研究冷渦低頻活動特征；王承偉等（2012）借鑒Nieto et al.（2005）的方法，利用代表溫度梯度變化的暖鋒參數等約束條件對東北冷渦進行客觀識別。以上客觀識別方法，識別結果與主觀識別結果基本一致，可應用于東北冷渦的研究。在客觀識別的基礎上，對東北冷渦發生頻次、生命史、移動路徑等開展了大量研究（孫力等,2002; 謝作威和布和朝魯, 2012; Fu and Sun, 2012;傅慎明等, 2015; 劉剛等, 2015; Xie and Bueh, 2015）：大部分東北冷渦生命周期少于一周，夏季和冬季維持時間相對較長，發生頻次在夏季最多，有一定的年際變化但沒有顯著的長期趨勢；冷渦在東北平原北部和西北太平洋沿岸高發，且高發區隨季節有緯向振蕩，即夏季向陸地延伸冬季退回到太平洋沿岸；東北冷渦一般向東或東南移動，最終入海減弱衰亡，暖季的移動路徑相對復雜?；?1979～2018 年夏季（ 5～8 月）的516 個東北冷渦過程的統計（黃璇和李棟梁, 2020），以 45°N 線為 X 軸，125°E線為 Y 軸將冷渦頻發的（35°～60°N，110°～145°E）區劃分為 4 個象限。發現夏季東北冷渦生成位置以第 2 象限（西北部）最多，第 4 象限（東南部）最少。冷渦以向東移動為主，第 2、3、4 象限向東移動的冷渦均超過了 70%，而第 1 象限只有 31.8%的冷渦向東移動，其向東南方向移動的冷渦卻超過了 35%。近年來，根據東北冷渦的生成源地、移動方向和速度等特征參數，采用機器學習方法（Fang et al., 2021; Lin et al., 2023），將其活動路徑分類。比如，蒙古高原東部生成東移型（東移型）、勒拿（Lena）河上游生成遠距離東南移動型、貝加爾湖附近生成緩慢東移型、以及西伯利亞東部生成緩慢南移型。隨著東北冷渦移動，所到之處易給當地帶來暴雨或強對流等災害性天氣。

東北冷渦是阻塞系統的切斷低壓，具有切斷低壓的一般特征。東北冷渦多形成于貝加爾湖東部，歐亞大陸上空盛行阻塞型環流、東亞急流強度的變化、斜壓能量轉換是東北冷渦形成和維持的重要原因（鄭秀雅等, 1992; 謝作威和布和朝魯, 2012; Fu and Sun, 2012; 傅慎明等, 2015）。鐘水新（2011）總結了東北冷渦的結構特征（圖9）：具有上暖下冷結構，對流層中高層形成高位渦，并向低層伸展；在冷渦成熟期，冷渦中心及西側有干冷空氣侵入，冷渦東側為來自低緯的西南或偏東暖濕氣流且為上升運動區，有利于強對流在冷渦的東側發生。另外，冷渦的高位渦下傳及下沉增溫效應，可加強地面大風，冷渦的強斜壓性則有利于水平渦管生成，其傾斜抬升和快速伸展，則易激發垂直渦管的快速發展，為颮線和龍卷等強對流系統的形成提供有利條件（Meng et al., 2018; Xue et al., 2016; Sun et al., 2019;Shu et al., 2022）。

圖9 東北冷渦垂直結構示意圖。實線為負位勢高度距平，代表冷渦中心；長虛線為溫度距平，代表擾動位溫，上下分別為暖、冷中心；西北側為干冷下沉空氣，東南側為暖濕上升大氣。細虛線為相對濕度，斜線陰影為低空急流。引自鐘水新（2011）。Fig.9 Schematic of the vertical structure of the Northeast cold vortex.The center of the Northeast cold vortex is represented by a negative potential height anomaly (solid line).The temperature anomaly(temperature perturbation) is denoted by the long dashed line,configured with the upper-level warm and lower-level cold centers.The dry-cold sinking airflow/warm-moist airflow is located at the northwest/southeast side of the vortex.The relative humidity and lowlevel jet are denoted by the thin dotted line and slanted shadow,respectively.Cited from Zhong (2011).

5.2 東北冷渦暴雨的特征與成因

作為我國東北最具地域特色的暴雨類型，夏季東北冷渦暴雨頻發，約占夏季總降水量的四分之一（Hu et al., 2010）。東北冷渦常常激發暴雨過程，其強度不亞于低緯地區，《東北冷渦暴雨》（王東海, 2022）一書中，歸納總結了東北冷渦暴雨的天氣形勢、發展規律和預報方法。

對于東北冷渦暴雨的成因，目前研究主要集中在水汽輸送、冷渦引起的對流活動、降水在冷渦中的分布特征等方面（王宗敏等, 2015; 張弛等, 2019;Brooks et al., 2019; Tang et al., 2021; Chen et al.,2022）。東北冷渦給暴雨發生提供有利的不穩定和水汽輸送條件（鐘水新等, 2011; 鄧滌菲等, 2012; 張桂蓮等, 2018; Ding and Gao, 2021; 遲靜等, 2021），且其中向下伸展的干侵入氣流與暖濕氣流相遇，會激發出強降水（王東海等, 2007, 2009; Yang et al.,2007; Yang and Wang, 2009; Wang and Yang, 2010;吳迪等, 2010; 高守亭等, 2018a）。魏鐵鑫等（2015）的統計研究表明東北冷渦暴雨事件的水汽源地較多，分別為西太平洋及相鄰海域、孟加拉灣—南海海域、歐亞大陸（尤其是貝加爾湖附近）和東北地區。其中西太平洋及相鄰海域的水汽貢獻率最大，東北本地的貢獻最小。馬梁臣等（2017）對2009 年一次東北冷渦暴雨的研究發現西北氣流和來自海上水汽輸送各占約50%。孫力（1995a, 1995b）對暴雨類冷渦與非暴雨類冷渦進行了合成對比分析，發現，暴雨主要出現在暴雨類冷渦的發展階段，冷渦具有較強的斜壓性，與南側的副熱帶低值系統聯系密切；非暴雨類冷渦降水主要集中在冷渦的成熟階段，冷渦的正壓結構明顯，沒有明顯的副熱帶低值系統配合；冷渦降水主要出現在第四象限（Chen et al.,2022）。此外，在東北冷渦背景下，干冷空氣的入侵可加強不穩定和增強斜壓性，并成為對流觸發的原因（王東海等, 2007; 吳迪等, 2010; 鐘水新等,2011; 高守亭等, 2018a）。切變風螺旋度和熱成風螺旋度、Q 矢量散度和旋度等都是東北冷渦暴雨診斷與預測分析的有效因子（Yang and Wang, 2009;王東海等, 2009; Yang et al., 2020; 王東海, 2022）。

針對東北冷渦暴雨的云微物理特征的研究，主要通過觀測試驗和數值模擬兩種手段來實現。飛機探測是云降水探測和云微物理結構最直接的方式手段之一，但對流系統內的上升速度、滴譜等仍難以獲取。隨著地基探測技術的快速發展，云雷達、微雨雷達、雨滴譜儀等在云降水垂直結構的觀測方面科研和應用效果更好（Liu et al., 2019; Fu Z et al.,2020; Morrison et al., 2020）。齊彥斌等（2007）利用飛機對一次中等強度的東北冷渦對流云帶開展垂直穿云觀測，開展了東北冷渦積層混合云系的微物理特征分析，發現對流云帶的上部存在冰粒子高濃度區，冰粒子在高過冷水含量區的快速長大對降水有重要作用；初步確定了冷渦云系降水的粒子相態、大小、獲得了垂直方向上的雨滴譜分布特征。并初步探討了冷渦對流云帶可能存在冰晶繁生過程。在數值模擬研究中，發現微物理過程中霰粒子的融化是降水的主要因素，雨水的兩個主要來源為雨水與云水的碰并和霰的融化過程；而云水的主要來源是過飽和水汽的凝結，且霰融化為雨水的轉化率大于雨水與云水碰并生成雨水的轉化率，冰相過程對東北冷渦降水有重要作用（耿樹江等, 2006; 李兆慧,2011）。

5.3 東北冷渦強對流天氣特征與成因

東北冷渦的影響下，強對流天氣頻繁發生，帶來短時強降水、雷暴、大風、冰雹等災害天氣（孫力等, 1994; 王東海, 2022），且在冷渦的形成、發展、持續和衰減階段都可能發生（李爽等, 2016; 蔡雪薇等, 2019）。冷渦發展各階段產生的強對流天氣并不相同，冷渦初期易產生短時強降水和雷暴天氣，發展和衰減期則還易出現冰雹和大風，這主要是由不同階段冷暖氣流的主導作用不同、水汽分布、不穩定層結的差異等造成（羅玲等, 2011; 應爽等,2014）。東北冷渦南下或者冷渦后部的冷空氣南下對華中、華東地區強對流也有明顯的影響（蘇愛芳等, 2012）。統計分析表明，安徽省54.1%的強對流為冷渦槽后型，高空受西北氣流控制，有強冷平流，強對流天氣多發于午后至上半夜，位于冷渦的東南象限（鄭媛媛等, 2011），也有研究認為強對流發生潛勢區在東北冷渦背景下高低層影響系統（槽、切變線和大風速軸）交匯處的右側（白人海和孫永罡, 1997; 蘇愛芳等, 2012）。

對東北冷渦背景下強對流的發生機制也開展了一些研究。一般認為應具備以下幾個條件（陳力強等, 2005, 2008; 張立祥和李澤椿, 2009）：假相當位溫梯度大、風垂直切變強、明顯中尺度低壓系統或切變線，且日變化顯著。在同一東北冷渦環流背景下，不同區域可引發不同的強對流天氣（蔡雪薇等, 2019），如2015 年8 月22 日冷渦過程中，其西南象限和地面冷高壓前沿冷渦外圍云系中的多單體風暴引發短時強降水；冷渦后部和地面冷鋒前的多個對流單體，合并后形成人字形颮線系統引發短時強降水、冰雹和雷暴大風天氣。冷渦背景下，引發強對流天氣類型的差異主要取決于冷渦提供的環境熱力、水汽條件、垂直風切條件，及觸發機制的不同。冷渦背景下的MCS 易發生在冷渦東南側和東北側的氣旋性曲率最大處，可產生強降水（王培等, 2012）。冷渦背景下的雷暴大風則多與颮線和龍卷有關（Meng et al., 2018; Xue et al., 2016; Brooks et al., 2019; 錢維宏等, 2021）。其他的研究表明雷暴大風的形成存在多種機制，例如：高空急流產生的風切變引起次級環流（Zhang and Fritsch, 1987;Kawashima, 2003），重力波觸發的颮線（Liu et al.,2018），弓形回波的后向入流和其中γ 中尺度渦旋等都是是造成地面災害性雷暴大風的重要系統（ Trapp and Weisman, 2003; Atkins et al., 2005;Atkins and Laurent, 2009）。有關東北冷渦中的雷暴大風形成機制的認識目前仍然有限，還需要開展深入研究。

雖然針對東北冷渦中及冷渦背景下的災害天氣已經開展了很多研究，但對于產生暴雨和強對流的東北冷渦，其大尺度環流特別是雙阻塞環流異常、冷渦強度和尺度的異常特征、及其對內部暴雨和強對流分布和強度影響的主要物理機制、冷渦云系微物理特征等，仍是需要探索的問題。

6 中亞低渦

我國的氣象工作者將經常出現在里海以東至新疆地區的冷性渦旋稱為中亞低渦（《新疆短期天氣預報指導手冊》編寫組, 1986），中亞低渦頻繁活動于中亞和新疆地區，常造成新疆暴雨（雪）、大風等惡劣天氣（張家寶和鄧子風, 1987; 張云惠等,2012; 曾勇和楊蓮梅, 2016; 楊蓮梅等, 2020），是造成新疆災害天氣最主要的天氣系統之一。雖然國內在19 世紀60 年代就開始了對中亞低渦的天氣學特征及其對新疆降水影響的研究（《新疆短期天氣預報指導手冊》編寫組, 1986），但是更多的研究成果則是出現在最近十多年。2000 年以后，由于國家“一帶一路”戰略的實施和觀測資料的豐富，氣象學者對中亞和新疆地區暴雨天氣有重要影響的中亞低渦開展了更深入的研究，在中亞低渦的定義、活動特征、水汽輸送特點、形成機制及其對新疆強降雨的影響等方面的認識都取得了重要進展。

6.1 中亞低渦的定義和活動特征

中亞低渦是中亞—新疆附近區域的高空切斷渦旋，其形成常與烏拉爾脊有關。張家寶和鄧子風（1987）攥寫的《新疆降水概論》給出了中亞低渦的定義，其為500 hPa 高度場上低值中心位于（40°～60°N，60°～90°E） 范圍內出現兩條以上閉合等高線（等值線間隔為40 gpm），維持48 h 以上的低壓環流系統。后來的觀測和研究則發現，此定義的區域總體偏北，北面包括了部分西西伯利亞低渦，而南面會漏掉南疆地區的低渦系統，因此，后續的研究對中亞低渦的活動范圍進行了修訂。依據低渦的三維結構提出了深厚型和淺薄型兩類中亞低渦（張云惠等, 2012; Yang and Zhang, 2017; 楊蓮梅等,2019），兩類低渦在500 hPa 的活動區內都至少可以分析2 條以上等位勢高度閉合線（間隔為40 gpm)，且有冷中心或冷槽配合，持續活動2 d 以上，而深厚型中亞低渦中心在（35°～55°N，60～90°E）范圍，垂直范圍常出現在700～200 hPa，淺薄型中亞低渦閉合環流中心位于（35°～42.5°N，65°～90°E）范圍內，垂直范圍一般出現在700～500 hPa。其中，北渦活動有明顯的季節變化，以夏季比例最大，而南渦四季的活動差別不明顯（張云惠等, 2012）。

中亞低渦屬于中高緯度的次天氣尺度系統，影響范圍大，造成的天氣復雜。深厚型中亞低渦空間分布存在兩個高頻次活動區域，分別位于哈薩克丘陵地區和薩彥嶺一帶，以及咸海東部地區和塔什干地區（張云惠等, 2012）。淺薄型中亞低渦活動有兩個高頻區，分別位于帕米爾高原的西側和南側（秦賀等, 2013）。根據中亞低渦對新疆天氣影響的研究，中亞低渦還可分為“濕渦”和“干渦”兩類，“濕渦”占比40%，可造成新疆明顯降水天氣過程；“干渦”占比60%，可造成新疆大風、降溫和低溫天氣；也有時則對新疆天氣沒有明顯影響。“濕渦”發生的季節性差異大，以夏季出現比列最高，秋春季次之；“干渦”的季節性分布則比較均勻（張云惠等, 2012）。

近年來，利用各種再分析資料對中亞低渦進行了識別和統計研究。楊蓮梅等（2019）利用美國NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction-National Center for Atmospheric Research）再分析資料，編制了中亞低渦年鑒。Guo et al.（2021）利用客觀識別和追蹤算法，基于高分辨率的ERA-Interim 再分析數據，對1980～2019 年間的深厚型中亞低渦過程進行客觀識別與追蹤，建立了近40 年的中亞低渦數據集。基于該數據集開展的統計研究發現，中亞低渦大多生成于新疆西側的中亞地區西北部，據統計近40 年間有266 個中亞低渦（占中亞低渦總數的71%）生成于72°E 以西的研究區域，而中亞低渦的消散位置主要分布于中亞地區中、東部。受西風帶氣流的影響，中亞低渦生成后主要向東移動，其中部分會東移至新疆境內，但是也有少數中亞低渦初生后穩定少動或者向西移動。中亞低渦生成后主要向東移動，夏季活動最為頻繁，維持時間多為2～3 d，水平空間尺度平均為900 km（集中在852～1691 km）。低渦垂直結構十分深厚，正渦度區主要分布于200～700 hPa之間，中心位于350 hPa 附近，高層（200 hPa）的暖心和中層（500 hPa）的冷心結構明顯（Guo et al., 2021）。對造成新疆顯著降水的中亞低渦的動態合成分析發現（郭楠楠, 2021），明顯的水汽輻合帶以及高層輻散大值區主要位于中亞低渦東南象限，在中亞低渦初生、發展至成熟階段的過程中，中亞低渦東南象限的斜壓能量發展利于低渦東南象限降水的增強。

6.2 中亞低渦降水過程的水汽源地和路徑

中亞位于亞歐大陸中心的干旱半干旱區，遠離大洋，其降水的水汽來源與東部季風區有明顯區別。新疆降水的水汽主要來自其以西地區，包括中高緯地區的地中海、里海、黑海、大西洋和北冰洋，冬、春季水汽來自地中海和里海，夏季來自北大西洋和北冰洋，秋季來自黑海和里海（史玉光和孫照渤,2008; 楊蓮梅和劉晶, 2018）。統計和個例分析均表明，天山沿線和南疆西部暖季降水受中亞低渦或中亞低槽的影響較大（張云惠等, 2012; 郭楠楠, 2021;黃昕, 2021），其水汽源區主要位于新疆以西的海洋和大陸，新疆不同降水過程的水汽源區與北大西洋副熱帶高壓的南北調整有關，西風帶水汽輸送主要通過大氣平流的遠距離輸送進入到新疆地區，而中亞區域和新疆本地則是新疆降水的水汽次源地（謝澤明, 2018）。

新疆大部分暴雨過程受到中亞低渦或低槽影響，而新疆不同區域暴雨的水汽輸送來源和輸送路徑有不同。暴雨最為集中的天山山區及其兩側暴雨過程，水汽源地可以追述到里海、咸海及大西洋等，水汽輸送受低空偏西氣流、中高層偏南氣流和中低層沿青藏高原東側—河西走廊—南疆盆地的偏東急流三支氣流影響，其中又以中亞低渦強烈發展導致的偏西水汽輸送最強，這三支氣流常匯合于天山山區及其南北側，提供了該區域暴雨的水汽條件（《新疆短期天氣預報指導手冊》編寫組, 1986; 謝澤明,2018; 張云惠等, 2018; Zhou et al., 2019; 莊曉翠等,2022），此外，天山夏季特大暴雨的水汽源地，有時也有來自北冰洋的水汽輸送（姚俊強等, 2018）。受中亞低渦東移、副熱帶高壓北伸與貝加爾湖脊西伸影響，北疆暴雨的水汽輸送主要為西風氣流和貝加爾湖至新疆偏東低空急流為主，也有來自北冰洋的水汽輸送，而偏東風水汽輸送量大于西風水汽輸送量（楊蓮梅等, 2012; 莊曉翠等, 2017; 謝澤明,2018）。東疆暴雨水汽輸送有西風、東風、南風和北風四條路徑，分別與700 hPa 柴達木低壓發展、500 hPa 烏拉爾脊東北向發展、中亞低渦東南移動和新疆脊的發展有關（張云惠和王勇, 2004; 楊蓮梅等, 2012），其中，中亞低渦前部西南氣流與副高西側偏南氣流的匯合，以及中低層經河西走廊進入東疆哈密的水汽對暴雨發生均有重要作用（王榮梅等, 2010; 白松竹等, 2022）。

南疆西部暴雨水汽輸送路徑較為復雜，除了中亞低渦自身攜帶水汽外，孟加拉灣、阿拉伯海和南海的水汽輸送，尤其是中低層的東南風急流的水汽輸送對暴雨發生有重要作用（曾勇和楊蓮梅，2017a, 2017b），此外，還與中低層南疆盆地偏東氣流的水汽集聚和對流層中高層中亞南部的偏南風暖濕氣流的水汽接力輸送有關（張云惠等, 2013,2015）。南疆塔里木盆地極端暴雨過程的水汽源地較為復雜，可源于黑海、里海、咸海、地中海、阿拉伯海、印度洋北部及孟加拉灣及中亞等地，水汽輸送有偏西、偏南和偏東三條路徑，阿拉伯海和孟加拉灣的東風北上后與西風帶匯合形成的輸送帶對塔里木盆地極端暴雨的水汽輸送有關鍵作用（張俊蘭等, 2023a, 2023b）。

6.3 中亞低渦影響下的新疆暴雨形成機理

新疆暴雨的發生是多尺度天氣系統協同作用的結果，近20 年新疆地區范圍較大、強度較強和持續時間長的暴雨過程均有中亞低渦的影響（楊蓮梅和李曼, 2015; 郭楠楠, 2021; Ma S P et al., 2022; 楊濤等, 2022）。對2013 年6 月17～18 日天山南側阿克蘇地區的大暴雨過程的研究（郭楠楠等, 2019;郭楠楠, 2021），本文歸納給出該次具有該地區典型暴雨過程的多尺度系統配置概念模型（圖10）：在中高緯地區“兩脊一槽”環流形勢下，中亞低渦環流與天山南脈特殊地形造成的氣流繞流，疊加地形作用生成的中尺度輻合線是此次強降水的重要影響系統；山谷地形熱力性質差異造成的夜間下坡風推動輻合線移動，輻合線上發展的強對流引發了阿克蘇地區強降水。

西天山伊犁河谷是新疆暴雨過程發生較頻繁、雨量較大的區域（史玉光和孫照渤, 2008; 謝澤明,2018），其暴雨產生的機理與天山南坡的暴雨過程有所不同。對該地區一次極端暴雨過程進行的研究（黃昕等, 2021; Huang et al., 2020），給出了此次極端暴雨的概念模型（圖11），發現伊犁河谷暴雨中高低空均存在重力波作用，極端降水受到了高低空重力波的共同影響。重力波通過緯向動量的垂直輸送和熱量的經向輸送對河谷中部的環境風場實現正反饋，加強了伊犁河谷中部的上升運動。在其他的暴雨過程中是否都存在高低空重力波的共同影響還需要進一步的研究。

圖11 一次中亞低渦背景下的伊犁河谷極端暴雨過程概念模型。引自黃昕（2021）。Fig.11 Conceptual model for the extreme rainfall process in the Ili Valley under the influence of the Central Asian vortex.Cited from Huang (2021).

很多研究還表明，中亞低渦提供了新疆及其周邊暴雨發生的有利環流條件。暴雨過程中，冷渦中心附近為少云區域，冷渦南側有大范圍云帶，云帶中發展的MCS 是直接造成暴雨的系統，強對流往往出現在暖區一側（孔期等, 2011; 黃艷等, 2012; 張云惠等, 2013）。中亞低渦背景下，中低層多通道水汽輸送和局地長時間水汽輻合、低層暖平流、大氣不穩定層結、中低層的風場輻合和垂直切變，均為MCS 發展和維持提供了動、熱力條件（李建剛等, 2019）。由于中亞低渦西南氣流攜帶水汽相對豐富，配合有利動、熱力條件的MCS 多以列車效應型和合并加強型為多，此類過程的暴雨過程范圍相對大、時間相對長（曾勇和楊蓮梅, 2017a; 2017b;曾勇等, 2019; 楊濤等, 2021）。合并加強型的對流強度較強，雨強較大；列車效應型對流強降水變率大，雨強也大；孤立對流單體生命史短、尺度小，其引發的強降水范圍小，持續時間短，突發性和局地性強，預報難度最大（楊濤等, 2021, 2022）。

最近對中亞低渦暴雨的動力學過程和降雨微物理特征也有一些研究。周括等（2022）和Jiao et al.（2023）將基于包辛尼斯克（Boussinesq）近似建立的地形追隨坐標非靜力平衡廣義垂直運動方程，應用于新疆渦旋暴雨的研究中，發現經向氣壓梯度力耦合經向散度、垂直氣壓梯度力耦合緯向散度和非絕熱加熱經向梯度是激發南疆極端暴雨垂直運動發展的三個主要強迫項。焦寶峰等（2022）在垂直速度位渦傾向方程中，以氣壓水平梯度的形式引入熱力過程的間接作用，發現南疆極端暴雨過程的低層垂直風切變與冷池的耦合作用對垂直速度位渦局地變化影響最大，有利于觸發新對流并造成持續性降水。除了動熱力機理研究外，最近幾年，基于伊犁河谷的觀測站資料分析，揭示出西天山地區降雨系統和山谷風環流相互作用背景下的雨滴譜日變化特征。天山降雨微物理特征與我國其他地區相比具有顯著差異（Zeng et al., 2021），且不同季節、不同位置及不同海拔處的降雨微物理特征也差異明顯（Zeng et al., 2022a, 2022b, 2022c）。雨 滴 譜 觀 測在提高天山地區定量降水估測水平、提升降雨動能估測能力及改善數值模式微物理過程參數化方案精度方面發揮了重要作用（Zeng et al., 2022d, 2023）。這些最新的研究成果，增加了我們對新疆暴雨過程動熱力機理和微物理特征的新認識。

7 存在的問題和未來研究的方向

本文回顧了我國產生暴雨或強對流天氣的五類渦旋系統近十年的研究進展，雖然近年來我國在相關領域的研究取得了一些令世人矚目的成績，但是我國與世界先進國家相比還存在一定差距。為了縮短差距并實現超越，未來我國在渦旋系統以及產生相關天氣的研究與預報中，還有一些科學問題值得思考和開展深入研究，主要包括：（1）在低渦系統的客觀識別和時空演變規律統計研究方面，雖然目前已有基于物理認識的客觀識別算法，并應用高分辨率再分析資料進行了大量識別，和開展了相關的統計特征研究。但這些方法仍存在一些缺陷與不足，例如，對形狀不規則的渦旋以及渦旋的分裂與合并過程都有一定的錯誤率，此外，這些方法一般采用單一資料和單一要素進行識別。目前，人工智能技術已經被越來越廣泛地應用于 渦旋的客觀識別（Lu et al., 2020; Xie et al.,2022）。因此，發展多要素、多種資料的人工智能渦旋識別方法是未來的研究方向。（2）渦旋系統對我國暴雨和強對流天氣的產生有較大的貢獻，而大部分渦旋系統以及其中的對流過程一般屬于中尺度現象。由于中尺度動力學過程與大尺度動力學過程存在很大的差異，深入開展中尺度動力學和云對流動力學研究是未來的趨勢（高守亭等, 2018a, 2018b; 陸漢城, 2019）。（3）我國地形復雜，地形對其周邊大氣環境的動力、熱力和水汽分布有重要影響，地形的動-熱力作用對其周邊對流系統的發生發展也有顯著影響（Houze, 2012; Kirshbaum et al., 2018），本文種涉及的5 類渦旋，高原渦、西南渦和大別山渦的形成與青藏高原和二級地形的作用有關，東北冷渦和中亞低渦的形成，雖然地形的作用不是特別顯著，但是渦旋環流與山地的相互作用是其中對流系統形成的重要機理之一。眾所周知，山區海拔高度差異較大、下墊面植被分布不均，復雜的動熱力過程對對流系統的形成和發展影響的具體機制仍不清楚，應有針對性地開展外場觀測試驗，從而深入研究相關機理（徐安倫等, 2022）。

綜上所述，我國的渦旋系統以及其中產生暴雨和強對流天氣的機理與預測的研究任重道遠，還需要繼續開展監測、機理和預報等方面的研究，以提高我們對相關災害天氣的防災和減災能力。