持续性冷涡暖锋暴雨成因及特征分析

任丽 栾晨 王晓雪 张月

(黑龙江省气象台，黑龙江 哈尔滨 150030)

引言

东北冷涡是在我国东北地区活动的深厚冷性涡旋，通常在亚洲中高纬度阻塞形势稳定时出现，具有移动缓慢、持续时间较长等特点[1-3]。东北冷涡对应低温和不稳定的阵性降水，是东北地区的主要降水系统。东北地区大约1/4的年降水量是与东北冷涡相关联的。冷涡本身更易产生局地暴雨，与热带气旋或中高纬度其他系统相互作用时，则倾向于形成区域性暴雨[4-6]。许多学者对东北冷涡的结构、动力、热力和水汽等降水机制进行了研究[7-10]。王宗敏等[11]发现东北冷涡具有非对称结构特征，冷涡的负涡度和上升运动中心分布在冷涡东南部，在冷涡东南部中层有干冷平流叠加在低层的暖湿平流上，造成对流不稳定迅速增长。魏铁鑫等[12]对东北地区308例冷涡暴雨过程中的目标气块进行后向轨迹模拟追踪水汽源地，发现西太平洋及相邻海域水汽贡献率最大，平均水汽贡献率达39.8%。近年来的研究更加侧重于对冷涡中尺度系统特征的诊断分析和数值模拟，来研究中尺度系统的形成机理、触发条件及不同尺度系统之间的相互作用[13-14]。冷涡暴雨过程中常伴有干侵入特征，对流层高层低湿且高位涡的冷空气下传有利于冷涡暴雨的发生发展，暴雨强度随着干侵入强度增强而增大[15-16]。

本文关注发生在2019年8月6—8日在东北冷涡活动背景下的暖锋暴雨，黑龙江省出现了持续3 d受暖锋影响的暴雨天气。本文利用常规气象观测资料及NCEP FNL再分析资料对本次持续性暴雨过程的锋生机制和动力、热力及水汽特征进行诊断分析，探讨暴雨成因，以期为今后东北冷涡背景下暖锋暴雨预报提供可供借鉴的依据。

1 资料与方法

1.1 资料来源

研究用到的地面观测资料源于2019年8月黑龙江省866个地面观测站逐小时降水资料，资料来源于黑龙江省气象数据中心；高层诊断分析使用了美国国家环境预报中心的NCEP FNL再分析资料，水平分辨率为1°×1°，时间分辨率为6 h。

1.2 数据资料处理方法

本文计算的锋生函数，考虑到假相当位温适用于湿绝热过程，所以取假相当位温为气象参数，则锋生函数[17-18]为

(1)

各边界水汽通量垂直积分计算公式如下

(2)

式(2)中，l1和l2表示边界两端经度/纬度；ps为海平面气压；单位为 t·s-1。

2 结果分析

2.1 暴雨概述及特点

2019年8月6—8日，黑龙江省发生一次典型的东北冷涡暴雨过程，冷涡从发展维持到减弱阶段均对应有单日暴雨，以对流性降水为主。3 d降水量最大235 mm，过程降水量>50 mm有312站，占全省测站36%，其中>100 mm有95站，主要集中在松嫩平原，占全省测站11%。从逐日降水量(图1a至图1c)上可见，暴雨持续出现在黑龙江省西南部的松嫩平原地区，6日冷涡新生发展阶段，暴雨就出现在松嫩平原，持续时间长，累积降水量大，甘南站单日降水量达170 mm。7—8日冷涡维持和减弱阶段，强降水范围向东扩展，分布更加不均匀，降水量增大(图1d至图1f)，出现多站多时次>30 mm·h-1的强降水。

图1 2019年8月6日(a)、7日(b)、8日(c)黑龙江省逐日24 h降水量及甘南(d)、北安(e)和杜蒙(f)逐小时降水量

2.2 天气尺度环流背景

暴雨开始前，500 hPa亚欧中高纬地区环流经向度不断增大，乌拉尔山地区的高压脊缓慢东移到中西伯利亚高原，高压脊前冷空气南下促使冷槽加深；1908号台风“范斯高”北移，副热带高压(以下简称副高)北抬。8月6日08时(北京时，下同)，不断加深的冷槽在蒙古国东部切断成东北冷涡，副高北抬，北界至43°N，向西伸展到黄海北部。冷涡与副高相距较近，两者之间风速增大，向北的水汽输送增强，黑龙江省西南部出现暴雨(图2a)。7日08时(图2b)，冷涡由近圆形逐渐变为椭圆形，形成东西两个中心，脊前冷空气南下到贝加尔湖附近促使西部中心加强，位于蒙古国与中国交界的东部环流中心(东北冷涡)强度维持。台风“范斯高”越过副高脊线移至朝鲜半岛，副高开始东撤。8日08时(图2c)，冷涡形状变为狭长带状，西部中心继续加强，东部东北冷涡减弱为横槽；台风“范斯高”移至日本海北部。

黑色实线为高度场，单位为dagpm，红色虚线为温度场，单位为℃，蓝色箭矢为200 hPa风速>25 m·s-1的风场，黑色风向杆为850 hPa 风速>8 m·s-1的风场

850 hPa上，8月6日08时(图2d)冷涡位于蒙古国与中国交界处，冷涡前侧偏南风增大，锋区北抬；偏南风的强暖平流促使锋区上温度梯度加大，暖锋锋生；115°E以东的高空急流加强北抬，位于中国黑龙江省和俄罗斯远东地区上空。在黑龙江省西南部，暖锋锋生加强了低层辐合抬升，高层位于高空急流入口区，加强了高层辐散，降水强度增大。8月7日08时(图2e)冷涡缓慢东移减弱，台风携带大量暖湿空气北上，锋区北抬，强暖平流促使锋区东段锋生；高空急流加强，急流轴向东向北移动，暴雨区北移，东部降水加强。8月8日08时(图2f) 冷涡移至黑龙江省西南部，台风环流向北移至日本海西部接近俄罗斯远东地区，暖锋减弱。低涡北部偏东风强风速带更加狭长，从日本海到内蒙古东北部均为偏东大风速区，有利于水汽向西输送。高空急流轴东移至日本海，在黑龙江省上空重新建立风速30—40 m·s-1反气旋弯曲的高空急流，高空维持强辐散。受冷涡和台风影响，黑龙江省出现东西2个暴雨区。

2.3 水汽条件

充足的水汽供应是暴雨的必要条件。地面至300 hPa水汽通量垂直积分显示，强降水期间有两条水汽输送通道：第一条为副高外围的偏南气流向北输送水汽，第二条为偏东(东北)气流向西输送水汽。从暴雨区(图3a中黑色方框四个边界位置123.4°—127.1°E，46.4°—49.2°N)水汽输送随时间分布图上看，8月6日(图3a)副高位置偏西偏北，其西侧偏南气流较大，建立向北的水汽输送通道，水汽辐合大值区位于黑龙江省西南部，暴雨出现在水汽辐合大值区北侧。7日(图3b)随着副高的东退，偏南水汽通道不断减弱，偏东水汽通道增强。水汽辐合大值区范围扩大，暴雨出现在水汽辐合大值区北侧。8日(图3c) 偏东水汽通道及水汽辐合大值区的范围和强度均进一步增强，降水再度加强，同时东部地区水汽输送加强和辐合增大，也出现多站暴雨。

图a至图c箭矢为水汽通量，单位为g·cm-1·s-1，阴影为水汽通量散度，单位为10-6 g·cm-2·s-1，黑实线为500 hPa上588 dagpm线，黑色方框为暴雨区；图d等值线为水汽输送量，单位为107 t·s-1

计算5—9日地面至300 hPa暴雨区各边界间隔6 h水汽输送量(正值为流入，负值为流出)，发现8月6日08时至9日08时(图3d)，暴雨时段东、北、南三个边界的水汽输入量分别为176.45×107t·s-1、127.08×107t·s-1、55.77×107t·s-1，分别占水汽输入总量的49.11%、35.37%、15.52%。西边界的水汽输出量为82.74×107t·s-1。可见，暴雨期间东边界的水汽输入最为关键，占到整个水汽输入总量的一半，其次是以东北气流输送水汽为主的北边界，与水汽通量分析显示的偏东气流水汽输送带相对应。尽管南边界的总水汽输入总量不大，但集中出现在第一个暴雨日，是6日暴雨过程主要水汽贡献者。

2.4 低层锋生和不稳定特征

本次暴雨过程是由暖锋稳定维持在同一区域且不断锋生造成的。8月6日08时假相当位温θse图(图4a)显示东北地区南部为θse>336 K的暖湿气团，53°N以北为θse<308 K的干冷气团，两气团之间为等θse线密集的锋区呈东西向分布，位于黑龙江省。锋区南侧为副高外围携带暖湿空气北上的西南气流，西南风速较大的区域对应强暖平流。锋区上有多处锋生，最大锋生位于最强暖平流北侧，内蒙古与黑龙江交界处。强降水出现在850 hPa锋区南侧，呈东西带状分布，暴雨与最大锋生区相对应。随着台风携带暖湿空气北上，东北地区中南部的θse值持续增大，锋区一直维持在黑龙江省中部。8月7日08时(图4b)，344 K线向北扩展到吉林东部，锋区位置稳定，锋区西部强度略减弱，东部加强，强降水范围增大，西部降水强度减弱。台风继续携带暖湿空气北上，344 K线到达黑龙江省东南部，促使锋区东段进一步增强(图4c)，锋区最强达20 K·(100 km)-1。7—8日，随着东段锋区的增强，黑龙江省东部地区降水强度和范围增大；西段锋区随着暖平流的减小而逐渐减弱，锋区减弱阶段逐日也有暴雨出现，强降水时段与锋生相对应。

黑实线为假相当位温，单位为K，蓝虚线为锋生函数，单位为K·h-1·(100 km)-1，彩色阴影为温度平流，单位为10-5 K·s-1，灰色阴影为地形

沿124°E做经向垂直剖面来探究西部地区强降水时段热力条件和锋生机制。8月6日08时(图4d),地面锋区位于46°—48°N，锋区向北倾斜，倾斜角度随高度增大，700 hPa以上基本竖直。850 hPa以下锋区上有强暖平流，最大暖平流出现在900 hPa，达500 K·h-1·(100 km)-1，与强锋生区相对应。低层强锋生区位于松嫩平原向大兴安岭山脉过度的迎风坡，锋面抬升加上地形辐合作用造成强降水，同时大气中层有弱冷空气活动，大气中低层表现为弱对流不稳定，有利于强降水的维持。7—8日(图4e和图4f),低层锋区越来越向北倾斜，倾斜角度近似与地形相平行。低层锋区上暖平流的范围和强度逐渐减小，锋生强度也减弱，迎风坡上逐日均有暴雨出现，只是量级较6日有所减小。

本次连续3 d的暴雨过程，以对流性降水为主，具有典型东北冷涡的降水特点。图5分别为甘南、北安和杜蒙的强降水前6 h的T850-500、K指数和CAPE分布情况，通过考察暴雨区在强降水时段的不稳定条件，选取对预报暴雨有指示意义的物理量。6—7日冷涡新生和维持阶段，冷涡中高层东南侧有冷平流，低层为副高外围西南暖平流，黑龙江省中南部850—500 hPa之间的温差普遍较大，T850-500≥25 ℃(图5a和图5b)。西南暖湿气流向北输送水汽，使大气中低层显著增湿，K指数较大，特别是暴雨区，K≥35 ℃。黑龙江省南部地区对流有效位能较大，出现暴雨的西南部地区，位于CAPE大梯度区北侧，CAPE值为100—500 J·kg-1。8日(图5c)，冷涡减弱阶段，随着高、低空的冷、暖平流逐渐减弱，850—500 hPa之间的温差减小，暴雨区21 ℃≤T850-500≤23 ℃。台风携带暖湿空气北上也会促使大气中低层显著增湿，K指数维持较大，特别是暴雨区依然是K≥35 ℃；CAPE减小到≤200 J·kg-1。

黑实线为T850-500，单位为℃，蓝虚线为K指数，单位为℃，阴影为CAPE，单位为J·kg-1

冷涡的不同发展阶段暴雨发生前6 h的不稳定条件不同，冷涡新生和维持阶段，T850-500≥25 ℃，K≥35 ℃，且有一定的对流有效位能，对暴雨的出现有较好的指示意义。而冷涡减弱阶段除了K指数依然维持较大外，高低空温差及对流有效位能均减小，不稳定条件的指示意义变弱。

2.5 动力特征

位涡是一个包含了热力因子和动力因子的综合物理量，具有守恒性，在绝热、无摩擦条件下，运动大气的位涡保持不变，这样可以通过追踪位涡异常区来追踪大气扰动的演变情况[19]。从位涡的垂直剖面(图6)上看，暖锋高层的正位涡强度不断增大，正位涡大值区也是涡度和静力稳定度的大值区，与气旋性环流相对应。高层正位涡大值区的范围不断向下层扩展，在对流层中层和低层分别形成正位涡中心，相应地大气中低层的涡度不断增加，逐渐在暖锋前形成正涡柱结构，并在地面锋区上诱发出气旋性环流，8日在黑龙江省西南部有低压新生。

散度和垂直速度的垂直剖面(图6d至图6f)上，暖锋锋区低层有较强的辐合，高层有辐散，但强度小于低层辐合。锋区低层的强辐合区位于迎风坡，锋面辐合抬升和地形强迫抬升的共同作用，使得低层强辐合区持续3 d维持在此处，对应中低层的强上升运动。垂直流场上表现为暖锋前上升，锋后下沉的垂直于锋区的次级环流。

图a至图c等值线为涡度，单位为10-5 s-1，阴影为位涡，单位为PVU=10-6 m2·K·s-1·kg-1，图d至图f等值线为散度，单位为10-5 s-1，阴影为垂直速度，单位为Pa·s-1，箭矢为v-w(w放大100倍)

做3个暴雨中心各物理量的高度—时间演变图(图7)，来研究本次暴雨过程的降水特点。发现本次暴雨过程低层湿度较大，850 hPa比湿达到11—13 g·kg-1，湿层深厚；较强的水汽通量辐合出现在850 hPa以下；中低层具有上升运动，而上升速度普遍不超过-1 Pa·s-1。强降水时段中低层上升运动和低层水汽辐合叠置；而小时雨强<10 mm·h-1时低层上升运动之上的中层为下沉运动，即对流发展受到抑制，所以雨强不大。

阴影为水汽通量散度，单位为10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1，黑色等值线为垂直速度，单位为Pa·s-1，红色等值线为比湿，单位为 g·kg-1

3 结论

(1)在东北冷涡前侧，低层持续受暖锋影响出现持续性暴雨。暖锋锋生加强了低层辐合抬升，高层位于高空急流入口区，加强了高层辐散，降水强度增大。冷涡东移减弱阶段，台风携带大量暖湿空气北上促使锋区北抬，强降水维持。暖锋稳定维持在同一区域且不断锋生造成暴雨。强降水出现在850 hPa锋区南侧，呈东西带状分布，暴雨与最大锋生区相对应。大气中层为弱对流不稳定，有利于强降水的维持。

(2)高层正位涡大值区向下层扩展，在中低层形成正位涡中心，促使涡度增加，在暖锋前形成正涡柱结构，在地面锋区上诱发出气旋性环流，有低压新生。锋区低层的强辐合区位于迎风坡，锋面辐合抬升和地形强迫抬升的共同作用，使低层强辐合区持续3 d维持在同一区域，对应中低层的强上升运动。垂直流场上表现为暖锋前上升，锋后下沉的垂直于锋区的次级环流。

(3)强降水期间有两条水汽输送路径：第一条为副高外围的偏南气流向北输送水汽，第二条为偏东(东北)气流向西输送水汽。暴雨区东边界的水汽输入最为关键，占到整个水汽输入总量的一半，尽管南边界的总水汽输入量不大，但集中出现在第一个暴雨日，是6日暴雨过程主要水汽贡献者。

(4)冷涡的不同发展阶段产生暴雨所需要的不稳定条件预报指标不同，冷涡新生和维持阶段，T850-500≥25 ℃，K≥35 ℃，且有一定的对流有效位能，对暴雨的出现有较好的指示意义。而冷涡减弱阶段，除了K指数依然维持较大外，高低空温差及对流有效位能均减小，不稳定条件的指示作用变弱。