近十年我国涡旋系统的研究进展

孙建华 周玉淑 傅慎明 杨帅 张元春 汪汇洁 黄玥 , 3

1 中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴重点实验室, 北京 100029

2 中国科学院大气物理研究所国际气候与环境科学中心, 北京 100029

3 中国科学院大学, 北京 100049

1 引言

我国气象灾害频发，尤其是降水引发的洪涝灾害更加频繁，新中国建立后经历了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涝过程，给当地人民的生命和财产造成了严重损失。中国科学院大气物理研究所是国内最早从事降水形成机理与预报的研究机构，2023 年是该所成立95 周年，回顾国内与暴雨形成有关的机理与预测方法、技术研究进展，并对其相关问题进行思考十分必要。由于最近几年一些学者已对我国暴雨形成机理以及相关的天气系统、数值预报和预报方法的研究历程与重要成果进行了较全面的回顾（高守亭等, 2018a; 陆汉城, 2019; 孟智勇等, 2019; 赵思雄和孙建华, 2019; 罗亚丽等, 2020）。本文不再进行全方位的梳理，而是专门对我国南北方的暴雨及强对流均有重要影响的几类涡旋系统研究进展进行回顾。

我国一些特殊区域暴雨和强对流天气的产生与α 中尺度涡旋和β 中尺度涡旋相关，这些中尺度涡旋系统除了热带气旋外，主要包括不同地区的气旋（江淮气旋、黄淮气旋、蒙古气旋等）和低涡（高原低涡、西南低涡、东北冷涡、中亚低涡等）。20 世纪，我国学者对中国造成暴雨的气旋和低涡进行了较为系统的研究，但是由于观测资料有限，较难开展细致的统计和结构特征研究。进入21 世纪后，随着中国气象观测网的不断完善和再分析资料的时空分辨率的不断提高，对中尺度涡旋的时空统计特征、结构特征和形成机理研究不断深入。研究发现，高原低涡、西南低涡和大别山涡对长江流域的特大洪涝形成有重要影响，特别是在1998 年和2020 年的长江流域持续性暴雨过程中非常活跃（图1，Fu et al., 2022），中亚低涡和东北冷涡为引发我国西北和东北地区的主要降水系统（孙力等, 1994; 杨莲梅等, 2020）。本文将从这些涡旋的时空统计特征、结构特征以及形成机理和产生的暴雨或者强对流天气等角度，概述国内的研究进展及其相关问题，目的在于总结过去，找到影响涡旋系统研究、预报与灾害防御的关键问题，希望能对今后相关领域的研究与预报工作改进提供参考。

2 高原低涡

高原低涡（简称高原涡）是指在青藏高原独特的动力、热力条件下形成的一类α 中尺度涡旋，被定义为500 hPa 等压面出现的生成于高原地区的具有闭合等高线的低压或者三站风向呈现气旋性旋转的低涡（青藏高原气象科学研究拉萨会战组,1981）。由于青藏高原自然环境恶劣，气象观测站点稀少且台站代表性不够，因此，过去的研究一直受限于观测资料的不足。1979 年以来相继开展三次青藏高原大气科学试验，对青藏高原天气系统的认识逐渐加强（Tao et al., 1986; 陈联寿和徐祥德,1998; 徐祥德和陈联寿, 2006; 赵平等, 2018）。特别是近十年来，随着卫星遥感和同化技术的快速发展，高时空分辨率的再分析资料为高原涡研究提供了重要的支撑（张博和李国平, 2017; 黄一航等, 2018;Curio et al., 2019; Li et al., 2020; 汤欢等, 2023）。

2.1 高原涡的识别与结构特征

高原涡的准确识别与追踪是高原涡研究的基础。当前，高原涡的识别与追踪方法可以分为人工识别和客观识别两类。人工识别可以严格遵循高原涡的定义，利用天气图进行识别，可处理涡旋的合并和分裂等特殊情况，是识别高原涡最准确的方法（钱正安等, 1984; 郁淑华和高文良, 2006; 何光碧等,2009; 李国平等, 2014），从1998 年开始逐年发布的《青藏高原低涡切变线年鉴》（李跃清等, 2010;中国气象局成都高原气象研究所和中国气象学会高原气象学委员会, 2022）是目前公认的高原涡观测识别的权威资料。然而，随着分析资料时空分辨率的提升，人工识别的工作量日益繁重，具备识别速度快、可处理数据量大、可调整标准重复识别等优点的客观识别方法已逐渐成为主要方法。目前的客观识别方法主要是对格点位势高度场中低值中心强度、水平和垂直尺度、持续时间及风场的气旋性环流同时进行约束（张博和李国平, 2017; 刘自牧等,2018; 关良和李栋梁, 2019），或通过查找500 hPa位势高度分析场具有闭合等值线的低压系统（林志强等, 2013; Lin et al., 2020）。此外，以相对涡度（Feng et al., 2014; Curio et al., 2018）或基于风场的限制涡度（Fu S M et al., 2020; 汤欢等, 2023）为核心发展的客观识别算法，由于物理意义清晰，识别准确率得到大幅提升。基于不同时空分辨率再分析资料的客观识别追踪到的高原涡数目与人工识别的结果存在一些差异，其中基于ERA-Interim（ECMWF Re-analysis-Interim，欧洲中期预报中心的第4 代全球大气再分析产品）资料的统计结果与年鉴相对接近，平均每年约有53 个高原涡（林志强, 2015）。

基于大量识别高原涡的统计表明，高原涡多发生在5～9 月，以7 月最多，有明显的日变化特征，多生成于傍晚至夜间（Feng et al., 2014; Curio et al.,2019; Lin et al., 2020; 赵思玉和范广洲, 2022）。过去基于天气图的统计表明，高原涡的源地主要集中于羌塘、那曲、柴达木及松潘，其中以那曲的发生频率最高（青藏高原气象科学研究拉萨会战组,1981），基于再分析资料和客观识别算法识别的高原涡比年鉴中人工识别的高原涡生成位置偏西（张博和李国平, 2017; 黄一航等, 2018; Curio et al., 2019），结合多源观测资料的分析表明，年鉴中60%以上的高原涡可追溯至高原西部地区（林志强等, 2023）。高原涡的水平尺度平均约500 km，最大可达800 km，发展强盛的高原涡在卫星云图上具有与热带气旋相近的螺旋云系、无云或少云的涡眼及暖心结构（钱正安等, 1984; 徐祥德和陈联寿, 2006; 陈功和李国平, 2010; 宋雯雯和李国平, 2011），李国平和蒋静（2000）通过低涡模型方程求解，从动力学理论上论证了这一特征形成的原因，并发现涡眼中心存在下沉气流，模型概念图可参见Liu and Li（2007）文中图5。高原涡是垂直厚度约2～3 km 的浅薄系统，正涡度一般在400 hPa 以下（叶笃正和高由禧,1979; 青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981），只有1/5 左右的高原涡可以发展到400 hPa（Li et al., 2021b）。生成于高原西部的低涡比东部更为浅薄（钱正安等, 1984; 罗四维等, 1993），初生涡为整层暖性结构，成熟涡为上暖下冷的斜压结构（吕君宁等, 1984），低涡移出高原前垂直速度与散度近似对称分布，而移出高原后，最大上升速度位于低涡中心东南侧2～4 个经纬度（Li et al., 2020）。

2.2 高原涡的演变特征和形成机理

高原涡的发生、发展和移动，受大尺度环流及高原大气的动力和热力作用的影响。早期的研究归纳了有利于高原涡发生的500 hPa 环流形势，包括北脊南槽型、西槽东脊型、变形场及平直西风型（青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981），且常与高原上空100 hPa 反气旋性环流（罗四维和王玉佩, 1984）、200 hPa 辐散气流（Feng et al., 2014）、副 热 带 西 风 急 流（Hunt et al., 2018; Curio et al.,2019）、低层偏南气流辐合（李国平等, 2014）等系统密切配合。此外，高原感热加热（Shen et al.,1986; Wen et al., 2010; 李 国 平 等, 2016; Wu et al.,2018）、潜热释放（Dell´Osso and Chen, 1986; 屠妮妮和何光碧, 2010; 田珊儒等, 2015）和辐射加热（邓 中 仁 等, 2022）的 共 同 作 用（Wang, 1987;Zhang F M et al., 2019; 马婷等, 2020）以及较高的海拔高度、陡峭的地形坡度等适宜地形条件（Feng et al., 2014; 陈联寿等, 2000; 何光碧等, 2009; 李国平等, 2014）均有利于高原涡的发展加强。其中，高原感热和潜热加热的相对贡献因季节、区域和高原涡的发展阶段不同而有一定的差异。目前较为一致的观点认为，低涡在生成时主要受地面感热的影响，而东移发展阶段潜热释放的影响更显著（郁淑华和高文良, 2019; Zhou et al., 2022）。

高原涡在高原主体范围内的活动路径受300 hPa引导气流或高原切变线的影响，主要向东北、东、东南三个方向移动（郁淑华和高文良, 2006）。其中向东北移动的低涡数量最多，其次是东南方向。平均每年约有9 个高原涡可以移出高原并得以发展（黄楚惠等, 2015），移出高原后约一半以上向东移动，其次为东北，然后是东南（李国平等, 2014;林志强, 2015）。移出型的高原涡大多数生成源地为高原东部（郁淑华和高文良, 2006）、具有垂直厚度深（柳草等, 2009; Lin et al., 2021a）和斜压性强（郁淑华, 2008）等特征。高原涡移出高原的有利条件包括：500 hPa 孟加拉湾季风槽位置偏北、副热带高压偏西、蒙古高压脊偏强、高原东部有低值系统活动且伴有冷平流，400 hPa 潜热释放形成的非绝热加热中心，200 hPa 南亚高压偏东、西风急流偏强等（宋敏红和钱正安, 2002; 顾清源等,2010; 杨颖璨等, 2018）。大尺度环流系统位置与强度的差异会导致高原涡移向有所不同，其中副热带高压强度和南亚高压东伸脊点位置是主导因素（黄楚惠等, 2015; 师锐和何光碧, 2018; 孙芳等, 2022），在伴有较强热带低压活动时，易出现多折向路径（郁淑华等, 2022）。高原涡移出青藏高原后可以在较明显冷空气的影响下加强并持续，冷空气不仅可以增强高原涡的斜压性和对流不稳定，当高空有高位涡下传时，可以引起低涡区域正位涡异常且垂直涡度发展，从而使高原涡东移加强（郁淑华和高文良, 2018）。此外，高原涡东部扰动加热的垂直分布（Feng et al., 2014; Li et al., 2019a）、青藏高原东侧的地形坡度（Sun et al., 2022; 李祥等, 2023）等也影响高原涡的移动速度。

2.3 高原涡产生的降水

高原涡对青藏高原及其下游地区的降水过程均有显著影响（图2）。夏季青藏高原及其东麓一半以上的暴雨是由高原涡引起的（Lin et al., 2021b,2021c; Li and Zhang, 2023），在加强的南亚高压、西进的西太平洋副热带高压和北推的季风环流背景下，斜压不对称结构的高原涡在有偏强暖湿气流输送或高原切变线活动的影响下容易造成强降水（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）。

青藏高原夏季对流性的降水过程存在明显的日变化：对流在11 时（北京时，下同）至17～18 时这一时段呈增强趋势，在17～18 时达到最强，上午的对流活动较少，且降水过程持续时间较短，一般短于1 h（常祎和郭学良, 2016; 江吉喜和范梅珠,2002）。青藏高原的降水部分与高原涡相关，对高原涡降水的云-微物理特征研究，主要通过个例的多源观测和数值模拟两种方式进行。第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-III）外场试验结果表明，高原中部底层过冷水与高层霰粒子有利于降水的形成（Zhao et al., 2018）。在高原涡降水的初期以对流云为主，持续时间较短，低涡前部上升运动深厚，对流发展旺盛，雨滴能得到更好增长，雨滴谱分布较宽，小雨滴（<1 mm）占总雨滴数浓度的87%。低涡降水后期以混合云为主，对流明显减弱，降水稳定且持续时间长，雨滴谱分布较窄，集中于1～3 mm，小雨滴占总雨滴数比例仍然较大。伴随着云顶升高，0°C 层亮带出现在地面以上1 km 左右，0°C 层亮带以上的云体以冰相为主（赵平等,2018; 李筱杨等, 2019; 张浩然等, 2023）。Maussion et al.（2011）表明，微物理参数化方案在青藏高原对流降水区具有较高的敏感性。相对平原而言，青藏高原对流云降水的大雨滴（>3 mm）较多，数值模式中常用的M-P 雨滴谱分布与TIPEX-Ⅲ观测的高原地区粒子谱特征有较大差异，而Γ 分布能够更好拟合高原地区粒子谱特征（常祎和郭学良,2016）。此外，高原对流云比平原地区更容易成冰，因而云内降水粒子以冰相为主（岳治国等, 2018），多例数值试验均证实了冰相粒子在高原涡降水过程中的重要性（阴蜀城等, 2020; 路增鑫和范广洲,2023）。

高原涡在高原上的降水一般呈纬向带状分布，强度相对较小；移出高原后的高原涡相关降水一般呈西南—东北方向分布，强度比在高原上的降水增强（Li and Zhang, 2023）。统计表明，平均每年夏季约有1.3 个高影响高原涡移出高原并在下游大范围地区产生强降水天气（李国平等, 2014），一般高原涡移出高原后会造成中雨以上强度的降水，其中移出高原后活动时间36 h 以上的，有60%会产生暴雨或大暴雨（郁淑华和高文良, 2006; 郁淑华等, 2012）。高原涡输送的高层干冷空气、正涡度平流增强了降雨区的对流不稳定性、辐合，降水一般发生在涡旋生命史的中后期，降水落区为涡旋移动路径的东侧（Huang et al., 2022），降水产生的凝结潜热释放使涡旋进一步加强，形成正反馈机制，在四川盆地、河西走廊及云南等高原临近地区形成暴雨（肖红茹和陈静, 2010; 杨康权等, 2017a, 2017b;孙芳等, 2022; 黄慧君等, 2023）。

高原涡与其他天气系统的相互耦合作用能增强高原涡的强度和影响范围，造成更强烈的天气。高原涡与高原切变线的协同作用，也称高原低涡切变，可以造成下游强降水的发生（罗四维, 1992; 姚秀萍等, 2014），但二者的关系和相互作用机理仍有待进一步研究（李国平和张万诚, 2019）。当高原涡与西南涡垂直耦合为更强的深厚涡旋后，耦合区上方稳定维持的正涡度柱和次级环流，有利于暴雨增幅（陈 忠 明 等, 2004; Shou et al., 2019; 刘 晓 冉 等,2020; Zhang Y C et al., 2021; Dong et al., 2022; Chen Y et al., 2023）。

高原涡除了自身的影响，在其减弱消散后残留的正涡度系统仍然可以继续东移，对黄河流域、长江和淮河流域（Yasunari and Miwa, 2006; 黄楚惠等, 2015; Li et al., 2019b; 马 婷 等, 2020; Fu et al.,2022），乃至华北和日本（Li et al., 2023）等地的强降水天气造成影响。比如1998 年、2020 年等破纪录的梅雨期暴雨过程，均受到东移高原涡与西风槽结合形成的低涡切变线的活动影响（杨克明等,2001; Li et al., 2021a; Fu et al., 2022）。即便高原涡未移出高原，也可以通过正位涡水平平流增强对流层垂直运动，在非绝热加热和充沛水汽输送的条件下，同样可以对我国长江中下游的暴雨产生影响（Li et al., 2020; Zhao et al., 2021; Ma T T et al., 2022）。

3 西南低涡

西南低涡（简称西南涡）是西南地区至长江中下游地区影响强降水发生的重要天气系统之一，西南涡也是中国十分复杂的典型暴雨系统（卢敬华,1986; 陶诗言等, 1980）。西南涡的定义是在700 hPa或750 hPa 上有气旋性环流或闭合等高线，水平尺度约300～500 km（陶诗言, 1980）。西南涡涡源（指低涡初生时中心相对集中区）及其形成机制是最重要的基础问题，此外，高原涡对西南涡的影响机理以及西南涡对暴雨的影响机理也是研究热点。

3.1 西南涡的识别和结构特征

近年来，很多学者对西南涡的发生源地、结构和活动特征等方面进行了深入的研究（卢萍等,2016; 马勋丹等, 2018; 慕丹和李跃清, 2018）。对于西南涡的识别也有主观和客观识别两种方法，比较权威的主观识别是《西南低涡年鉴》，年鉴中使用每日天气图资料，人工识别西南涡及其中心位置和强度等，但由于西南涡源地附近地形复杂，气象探空观测站稀少且分布不均，人工识别的西南涡往往具有一定的主观性。随着高分辨再分析资料的发展，国内已有学者使基于700 hPa 位势高度或风场进行西南涡的客观识别（高正旭等, 2009; 王金虎等,2015; 王静等, 2019）。西南涡客观识别方法的发展为其统计特征的研究奠定了基础。

对西南涡涡源的研究是针对该系统研究的重要问题之一，不同的研究结论有差异，有些研究对涡源分类较细，但概括起来主要为两个地区：青藏高原东南缘（包括九龙和小金）和四川盆地（包括盆地西南部、东北部和西北部）（卢敬华, 1986; 陶诗言等, 1980; 陈忠明等, 2004; 陈启智等, 2007）。罗清等（2018）则利用天气图资料和《西南低涡年鉴》统计了2012～2016 年西南涡，发现源地为九龙的西南涡出现的次数最多，源于盆地的西南涡次之，而起源于小金的西南涡最少。同时，该研究也发现西南涡在春季与夏初生成的最多，其中有三分之一的西南涡能够移出涡源区。近年来随着再分析资料时空分辨率的提高和年限的增加，利用再分析资料也对西南涡开展了大量的统计工作（Fu et al., 2014,2015a; 李超等, 2015; Feng et al., 2016; 叶瑶和李国平, 2016; 李黎等, 2017; 范娇和陈科艺, 2019; 郁淑华 等, 2021）。Fu et al.（2014）识 别 和 统 计 了2000～2013 年夏季的578 例西南涡（图3），其发生频数在6 月份达到最高，主要发生在凌晨（02～08 时，北京时），大部分西南涡的生命史都小于24 h，并且大多数的西南涡是准静止。李超等（2015）统计分析了1983～2012 年全年的发生在四川盆地的低涡天气过程及其降水特征，发现其主要生成于盆地的西南部和东北部，西南型在3～10月具有明显的夜发性特点，东北型在5～9 月夜晚发生的概率较大，并且西南涡生命史与对流的发展程度具有相关性。也有研究根据西南涡的移动特征将西南涡分为原地型和移动型，移动型的路径又进一步分为偏东路径，其中偏东型西南低涡发生频次最高，占移动型低涡总数的48.5%; 东北型次之，占35.3%; 东南型最少，占16.2%（范娇和陈科艺,2019）。研究表明，少部分西南涡对流向上发展成为深厚型涡旋，这些发展起来的深厚型西南涡只有一小部分会移出盆地，总共统计到的1382 次低涡过程，有57 次低涡能够移出统计区，所占比例为4.13%（李超等, 2015）。

前人的很多研究已经揭示了西南涡在不同发展阶段的垂直结构特征，低涡形成初期一般在700 hPa，表现为暖性气旋环流，而对流层中高层（500～300 hPa）常常出现高压区或有高压脊维持；西南涡发展至成熟阶段后，则为一个深厚的暖湿低压系统，正涡度可向上伸展到100 hPa 以上，涡区内动量、层结、垂直运动等呈非对称分布。700 hPa 正涡度中心南侧由于低层辐合、高层辐散抽吸的共同作用造成上升运动更显著；而减弱阶段的西南涡又演变为一个斜压浅薄系统，对流层低层低涡为冷性结构（陶诗言, 1980; 中国科学院兰州高原大气物理研究所, 1977; 叶笃正等, 1992; 陈忠明等, 2007; 翟丹华等, 2014）。Zhou et al.（2017）发现了一个西南涡中包含有两个更小尺度涡旋的现象。相比单涡，吴珍珍等（2018）发现的双涡更复杂，双涡产生的强降水更宽广，双涡并非维持暖湿结构，一个低涡初期为干冷低涡，逐渐转变为暖湿特征，而另外一个低涡一直维持暖湿结构特征；拉伸和倾斜项在“C1”的发展阶段起着重要作用，而涡度的拉伸和垂直平流是“C2”形成和发展阶段的主要贡献者（Wu et al., 2022）。曾波等（2016, 2017）将川渝地区西南涡划分为有暴雨发生的西南涡和无暴雨发生的西南涡两类，指出两类西南涡形成前，有暴雨发生的西南涡的强度，水平尺度相对较大，且冷暖空气的交汇和水汽输送更强。涡旋中心附近为上升运动的大值中心，涡旋中心及其西侧和南侧为中性或不稳定层结。根据西南涡发生时是否发生降水和是否有地面低压的特征，将西南涡划分为无降水无低压型，只有降水型，只有地面低压型和既有降水又有地面低压型（张敬萍等, 2015）。基于此统计结果，Zhang Y C et al.（2019）挑选10 个生命史大于12 h 的典型西南涡个例揭示出西南涡的形成时的涡度分布有明显的空间不均匀性，由于水平辐合减小和与对流有关的倾斜项作用，西南涡的东部象限有利于气旋性涡度的增加，而其西部象限，与地形有关的倾斜项和水平输送则造成了气旋性涡度的减少（图4）。

3.2 西南涡的形成机理以及对暴雨的影响

大量个例的统计研究发现西南涡多发年，低层流场在西南涡生成的关键区表现为西南风旺盛并且辐合异常强，气旋性切变加大，低纬季风环流增强，导致大量正角动量输送至关键区，从而有利于西南涡生成（叶瑶和李国平, 2016）。西南涡在盆地中所产生的暴雨往往有三个主要落区，分别位于盆地西北部的广元，绵阳一带线（西北型)，盆地东北部的巴中、达州一带（东北型），盆地西南部的雅安、乐山、眉山附近（西南型）。降水落区的分布主要受四川盆地周围的地形特征影响，西北型和西南型主要是受青藏高原大地形的阻挡抬升，而东北型则是由于大巴山脉的抬升作用（卢萍和杨康权,2017）。其降水的日变化也具有明显的区域性特性（李超等, 2015; Zhang Y C et al., 2019）。四川盆地降水在傍晚至凌晨开始活跃，并且在午夜达到峰值（Bao et al., 2011; Zhang et al., 2017）。在地形热力作用下，对流性降水主要在午后达到峰值，但四川盆地地区的少数对流降水峰值出现在午后至清晨；而层状云降水峰值主要出现在夜间至清晨（Yu et al., 2010; Li et al., 2011）。西南涡暴雨过程中短时强降水的累计频次和累计雨量均呈单峰型夜雨特征，短时强降水事件频次和降水的空间分布特征为盆地西部频次较高，而北部和东部地区频次相对较低，短时强降水的降水量大值也主要分布在盆地西部（图5，李强等, 2020）。并且不同类型西南低涡造成的降水分布特征也各不相同，西南型的降水中心从5 月到10 月由盆地东北部向西南部移动，之后再由盆地西南部向东北部折回，东北型最大降水中心会稳定维持在盆地的东北部达州地区一带（李超等, 2015）。

西南涡与其他系统配合可能出现极端暴雨和持续性暴雨。肖递祥等（2017）对筛选出的四川盆地23 次极端暴雨个例分析表明，极端暴雨主要出现在大尺度环流为“东高西低”型和“两高切变”型形势下，其中“东高西低”型中引发暴雨的主要系统是西南涡和高原涡，而“两高切变”型暴雨主要触发系统是切变线。四川盆地的持续性暴雨分为西部型持续性暴雨和东部型持续性暴雨，其中西南涡是造成暴雨的主要系统，涡度收支的诊断结果表明低层辐合是西南涡发展和维持的主要原因（Zhang Y C et al., 2021）。通过对大量典型个例的深入研究发现暴雨落区通常位于西南涡中心附近（以东侧为主），雨带分布与低涡移动路径相一致（卢萍等, 2014）。西南涡中产生的中尺度对流系统（MCS）是直接造成暴雨的重要系统，西南涡和其中发生的MCS 存在明显的相互作用过程。在西南涡发展过程中，中低层的上升气流和正涡度配合利于热量和水汽垂直输送，高层的辐散进一步促使MCS 的发展。水平涡度平流和涡度垂直输送项的配置影响上升气流和涡旋系统的发展，MCS 对西南涡的移动有一定的引导作用（胡祖恒等,2014）。西南涡发生之前的降水使得降水区上空的非绝热加热率增加，能够促进西南涡的生成; 强盛期的西南涡伴随有次级环流，次级环流既促进了低涡的进一步发展，又有利于触发涡心东侧的对流，有利于强降水的发生（卢萍等, 2014; 周长艳等,2015; 董 元 昌 等, 2017; 杨 康 权 等, 2017a, 2017b;Chen et al., 2018）。也有研究表明，在副热带高压、中纬度短波槽、东北亚强冷涡的合适配置下，以及中低层来自孟加拉湾和南海的暖湿气流的不断输送等条件，西南涡还会影响华南持续性强降水（卢萍等, 2014）。

3.3 高原涡对西南涡的影响机理

已有研究基于观测事实分析了高原涡与西南涡共存活动的统计特征，两涡共同活动时段集中在6～7 月，多数情况下在同一过程中高原涡与西南涡移动方向逐渐接近或方向一致（刘新超和陈永仁, 2014; 陈贝和高文良, 2015）。高原涡与西南涡结伴而行有三种形式：高原涡诱发西南涡; 高原涡与西南涡耦合；同一天气系统下两涡，其中以高原涡诱发西南涡的形式居多。两涡伴行中西南涡的生成主要是通过500 hPa 高位涡空气伸向西南涡上空，造成西南涡上空斜压不稳定增强，从而西南涡加强；此外，200 hPa 上西南风急流通过高空高位涡下传来影响高原涡与西南涡的耦合或者加强西南涡（郁淑华和高文良, 2017）。东亚环流经向度减弱，处在切变流场中的持续高原涡的环流东南部易诱发西南涡（周长艳等, 2008）。高原涡移出高原伴随正涡度向下伸展，与对流层低层四川盆地内气流的气旋性切变产生的正涡度重叠，使得盆地内气旋性涡度加强从而诱发西南涡生成（陈永仁等, 2010）。此外，西南涡上空正涡度平流随高度增加所强迫的上升作用也是高原涡诱发西南涡的一个重要因素（高文良和郁淑华, 2018）。高原涡与西南涡耦合有利于西南涡的发展和维持，对流层中层的正涡度平流、低层的辐合上升是耦合后西南涡发展的重要机制（何光碧等, 2014）。

4 大别山涡

长江流域是我国的三大雨区之一，长期以来受到暴雨洪涝灾害的严重影响（陶诗言, 1980; 赵思雄等, 2004）。该地区的降水系统种类多样，其中，中尺度涡旋所造成暴雨的频次与强度均是名列前茅的。大别山涡是我国长江流域中下游地区高频发生的一类中尺度涡旋（张敬萍等, 2015），它以初生于大别山及其周边地区（27°～34°N，112°～118°E）而命名。大别山涡以流场上的闭合中心与气旋式涡度中心为标准而定义，其中的大部分在早期稀疏的气象探空观测中较难被识别。大别山涡中部分斜压性较强的成员常常可以在对流层低层的等高面上出现闭合低压中心且影响范围较大，这部分大别山涡常被中国的气象学者称为江淮气旋（陶诗言, 1980;胡伯威和潘鄂芬, 1996），因其致灾性较强，它一直以来都是气象预报关注的重点之一。近年来，随着高质量、高时空分辨率的观测及再分析资料的广泛应用，大别山涡的研究逐渐增多，在其统计特征、三维结构、形成机制与演变机理等多个方面均取得了重要进展。

4.1 大别山涡的识别和时空分布特征

国内外的气象学者对长江流域的中尺度涡旋做了一系列的统计工作，谷文龙（2008）和杨引明等（2010）对长江中下游地区的中尺度涡旋进行了识别与统计研究，发现此类涡旋的致灾性强（>70%的涡旋触发了暴雨过程），其源地主要位于大别山及其周边地区的高能、高湿大气环境中，它们的水平尺度多为100～400 km，垂直方向上主要位于1000～700 hPa，此类涡旋主要为东移和东北移两类。王薇等（2011）对夏季我国东部的中尺度对流涡旋（Mesoscale convective vortex; MCV）进行了统计研究，发现，这些MCV 主要是属于α 中到β中尺度系统，他们主要位于对流层低层，多见于850 hPa，其致灾性较强，常与强降水相联系。沈杭锋等（2013）基于 2006～2009 年高时空分辨率的日本再分析资料对梅汛期（5～7 月）长江流域的中尺度涡旋进行了统计研究，发现其中约有70%的涡旋可以引发暴雨过程，在这些产生暴雨的涡旋中，约有80%受到低空急流的影响，水汽与辐合条件均较优。张敬萍等（2015）对大别山涡提出了明确的定义，并利用14 个夏季（2000～2013 年6～8 月）的统计研究揭示了大别山涡的主要特征，并将之与西南低涡的主要特征进行了对比。他们研究发现，大别山涡水平尺度比西南涡略大，垂直厚度与西南涡相当，但位于更低的垂直层次上（850 hPa 是此类涡旋的中心层），大别山涡的发生频数与西南涡相当，但就引发暴雨的比例与强度而言，其均超过了西南涡。大多数的大别山涡为短生命史涡旋，但平均生命史超过了西南涡。大别山涡的移动性显著强于西南涡，偏东与偏东北路径是大别山涡的主要移动路径。董秋实（2017）对暖季长江中下游地区的中尺度涡旋进行了统计，结果表明，在1996～2015 年间，长江中下游地区的中尺度涡旋活动频繁，其中5～7 月的发生频数相当，而8 月份则显著偏少。就日变化而言，凌晨02:00时为此类中尺度涡旋的高发期，午后14:00 时则为涡旋生成的第二个峰值时段。

4.2 大别山涡的结构特征与降水

关于大别山涡旋的三维结构，早期的研究多集中在其水平尺度（谷文龙, 2008; 杨引明等, 2010），与垂直伸展（王薇等, 2011），发现此类涡旋的水平尺度多在400 km 以下，而中心层次位于对流层低层。在高分辨率再分析资料出现之后，大别山涡三维结构的研究逐渐深入。Fu et al.（2015b） 对一次典型的大别山涡进行了数值模拟与定量诊断，发现大别山涡的结构特征与涡旋的演变和降水过程密切相关。涡旋水平尺寸的增长有利于其维持，涡旋的长轴接近于东西方向时，其伴随的对流和降水趋于更强。张敬萍等（2015）的统计结果表明，绝大多数的大别山低涡是移动性的，对于长生命史的大别山低涡主要是东北路径和偏东路径，大别山涡垂直伸展较为浅薄，斜压性偏弱，多表现为流场上的闭合中心，而在等压面上形成闭合低压中心的个例比例不高，相比于一般的中尺度涡旋（如西南涡），大别山涡的水平尺度更大。Fu et al.（2016）利用涡旋生成前有无地面低压中心配合与生成前有无明显降水发生，将大别山涡分成了4 个主要的类别，针对每个具体的类别，分别进行了拉格朗日合成，从共性上揭示了不同类别大别山涡的动力与热力结构，并通过涡旋的垂直识别算法确定了大别山涡的平均中心层次位于850 hPa，但对极端个例而言，涡旋的顶层可以伸展至对流层顶，而涡旋的底层可以接地。大别山涡多呈现出较显著的偏心率，有效半径在280～400 km 之间（图6），涡旋移向的前方与右侧是发展的有利象限，也是暴雨发生概率最高的地区。

涡旋是长江流域的主要降水系统之一。Fu et al.（2016）所分的4 类大别山涡中，生成前有显著降水但无地面低压中心型和生成前无显著降水但有地面低压中心型的最大 6 h 降水量显著高于其他两种类型。虽然针对涡旋本身的降水研究工作较少，但是有研究针对长江流域二级地形MCS 的降水进行了统计，而部分MCS 在东移后产生了中尺度涡旋，从而引发了较强的降水（Zhang et al., 2018; 杨如意等, 2020; Zhang et al., 2022）。二级地形上触发的MCS 可分为四类（Yang et al., 2019），第1类保持准静止，降水贡献率最小；第2 类向东北方向移动，引发的降水影响河南至山东半岛以及华北地区；第3 类是东移长生命史 MCS，对流发展最旺盛，对长江中下游地区 5～8 月的降水量的贡献率最大，其生命史中伴随涡旋的概率最高；第4 类短生命史东移个例，对长江中游地区的降水贡献率较小。涡旋和对流过程可能产生各种强度的降水，而降水过程与云的微物理过程密切相关。研究表明长江中下游地区的层状云雨滴大小随着降雨率的增加而增加，层状云降水小粒径平均数浓度高而中、大粒径的平均数浓度低，而对流云降水各粒径平均数浓度高且粒径大，这与其内部活跃的冰相过程和暖云层中的雨滴碰并、碰撞—破碎微物理过程相关（李山山等, 2023; Fu Z et al., 2020）。

4.3 大别山涡的形成机制与演变机理

Fu et al.（2013）针对典型个例的研究发现大别山涡主要是“由上而下”发展的，低空急流所带来的强辐合是大别山涡形成的最有利因子，旋转风的动能输送是大别山涡发展的最重要能量来源。张敬萍等（2015）对14 个夏季大别山涡的合成研究表明，大别山涡形成的有利背景条件主要包括：强盛南亚高压东伸所得来的高空强辐散，对流层中层西风带短波槽槽前的暖平流与正涡度平流，以及对流层低层低空急流带来的水汽输送与强辐合。Fu et al.（2015b）对一次典型大别山涡的研究结果表明，水平强辐合所导致的垂直伸展，背景场的涡度输送，以及涡旋自身的移动是本次大别山涡发展的主导因素；辐散所导致的垂直收缩，与背景场和扰动流的涡度输送共同导致了大别山涡的消亡。大别山涡与其背景场之间存在显著的相互作用，背景场通过降尺度能量级串来影响大别山涡，大别山涡通过升尺度能量级串来对其背景场进行反馈。大别山涡从其背景场中获得能量时能够发展与维持，反之，其快速消亡。基于14 个夏季的统计结果，Fu et al.（2016）的研究发现，水平辐合所带来的气旋式涡度制造是大别山涡发展与维持的最主导因子（图7），而倾斜项所制造的反气旋式涡度是大别山涡消亡的主要原因。大别山涡生命史中伴随着显著的能量转换过程，其中长生命史大别山涡具有较强的斜压性，斜压能量转换是此类涡旋发展与维持的主要能量来源。与之形成鲜明对比的是，正压能量转换起初有利于大别山涡的发展和维持，后来又导致了旋涡的消亡。基于多年的统计结果，利用中尺度数值模式开展了半理想数值试验（Fu et al., 2017），发现大别山地区的局地地形对于大别山涡的形成影响不大，大别山涡的形成与长江流域对流层低层的东西向横槽以及该槽南部低空急流的活动密切相关。此外，还有研究发现二级地形以东的长江中下游地区中尺度对流涡旋（部分可发展为大别山涡）和对流存在一定的相互关系（Zhang et al., 2018, 2022）。二级地形东部对流东移过程中合并增强，加强了对流层低层气旋性的风场扰动，形成中尺度涡旋，对流和涡旋共同东移发展后，与其东侧不断增强的涡旋中心合并，中尺度涡旋发展到成熟阶段，其南部低空急流的辐合区产生较强降水（图8）。

图8 二级地形上向东传播的MCS 对下游地区中尺度对流涡旋（MCV）演变影响的概念模型，包括MCS1 从第二阶地势向东传播，与局部对流系统合并，MCV 的形成和维持阶段。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 东北冷涡

东北冷涡具有较强的地域特色，是主要活跃于我国东北地区的深厚天气系统。因在冷涡背景下夏季暴雨、强对流频发，致灾严重，东北冷涡一直是东北地区灾害天气研究的重点天气系统。在东北冷涡环流中，风场、热力场、地形的非均一性，产生局地切变辐合上升，易引发暴雨；冷涡背景下的位涡下传、动量下传、强斜压性，可诱发地面气旋和中小尺度涡发展、甚至飑线和龙卷，产生雷暴大风、短时强降水、冰雹等强对流天气。目前，冷涡背景下的暴雨和强对流的触发，仍然是业务预报中的重要挑战。近年来，一些学者围绕东北冷涡这一东亚发生频率最高的切断低压，从冷涡本身的定义、客观识别、结构特征等方面展开研究；另外，在东北冷涡暴雨和强对流天气的特征和成因方面，也取得一些进展，依次回顾如下。

5.1 东北冷涡的定义和结构特征

对东北冷涡的研究，可追溯到20 世纪50 年代。最初是在谢义炳（1949）对欧美切断低压研究的基础上，由归佩兰和王作述（1959）对“一个东北低压的机制分析”开始的，文中指出该500 hPa 的东北低压具备冷堆、高空孤立冷涡特征，引发了大风和降水天气。后续的研究对东北冷涡的定义逐渐明确，刘成歧等（1976）分别根据700 hPa、500 hPa闭合等高线、温度场等，定义东北冷涡为中国东北及附近地区具有一定强度的冷性高空深厚气旋性涡旋系统。目前业务中常用孙力等（1994）对东北冷涡的定义：在500 hPa 天气图上（35°～60°N，115°～145°E）范围内出现闭合等高线，并配合有冷中心或明显冷槽，生命史至少为3 天的低压环流系统。东北冷涡的水平尺度在500～1000 km，5～8 月较活跃，可占总天数的近1/3（孙力等, 1994; Hu et al.,2010; Fu and Sun, 2012; 谢作威和布和朝鲁, 2012）。我国学者编写的《东北暴雨》、《黑龙江省暴雨之研究》、《东北冷涡暴雨》等著作（郑秀雅等,1992; 白人海和金瑜, 1992; 王东海, 2022），归纳总结了东北冷涡的气候学特征、天气学结构及演变规律、动力学机制等成果。

东北冷涡的识别方法，也有主观和客观识别两种。早期的研究多采用主观方法，利用逐日天气形势图、卫星云图等，根据冷涡的观测特征，人为识别与判定，虽直观但费时费力。后来许多学者开发了东北冷涡的客观识别算法（Hu et al., 2010; 王东海, 2022; Huang et al., 2023），即依据东北冷涡的天气学定义（郑秀雅等, 1992; 孙力等, 1994），在500 hPa 高度上具有闭合等压线、冷心等特征，根据环流和温度场依据约束条件和参数来判定（张丰启, 2000; 王婉昭等, 2017; 蒋大凯等, 2012）。比如：谢作威和布和朝鲁（2012）对500 hPa 逐日高度场滤波去掉8 天以下的扰动，研究冷涡低频活动特征；王承伟等（2012）借鉴Nieto et al.（2005）的方法，利用代表温度梯度变化的暖锋参数等约束条件对东北冷涡进行客观识别。以上客观识别方法，识别结果与主观识别结果基本一致，可应用于东北冷涡的研究。在客观识别的基础上，对东北冷涡发生频次、生命史、移动路径等开展了大量研究（孙力等,2002; 谢作威和布和朝鲁, 2012; Fu and Sun, 2012;傅慎明等, 2015; 刘刚等, 2015; Xie and Bueh, 2015）：大部分东北冷涡生命周期少于一周，夏季和冬季维持时间相对较长，发生频次在夏季最多，有一定的年际变化但没有显著的长期趋势；冷涡在东北平原北部和西北太平洋沿岸高发，且高发区随季节有纬向振荡，即夏季向陆地延伸冬季退回到太平洋沿岸；东北冷涡一般向东或东南移动，最终入海减弱衰亡，暖季的移动路径相对复杂。基于 1979～2018 年夏季（ 5～8 月）的516 个东北冷涡过程的统计（黄璇和李栋梁, 2020），以 45°N 线为 X 轴，125°E线为 Y 轴将冷涡频发的（35°～60°N，110°～145°E）区划分为 4 个象限。发现夏季东北冷涡生成位置以第 2 象限（西北部）最多，第 4 象限（东南部）最少。冷涡以向东移动为主，第 2、3、4 象限向东移动的冷涡均超过了 70%，而第 1 象限只有 31.8%的冷涡向东移动，其向东南方向移动的冷涡却超过了 35%。近年来，根据东北冷涡的生成源地、移动方向和速度等特征参数，采用机器学习方法（Fang et al., 2021; Lin et al., 2023），将其活动路径分类。比如，蒙古高原东部生成东移型（东移型）、勒拿（Lena）河上游生成远距离东南移动型、贝加尔湖附近生成缓慢东移型、以及西伯利亚东部生成缓慢南移型。随着东北冷涡移动，所到之处易给当地带来暴雨或强对流等灾害性天气。

东北冷涡是阻塞系统的切断低压，具有切断低压的一般特征。东北冷涡多形成于贝加尔湖东部，欧亚大陆上空盛行阻塞型环流、东亚急流强度的变化、斜压能量转换是东北冷涡形成和维持的重要原因（郑秀雅等, 1992; 谢作威和布和朝鲁, 2012; Fu and Sun, 2012; 傅慎明等, 2015）。钟水新（2011）总结了东北冷涡的结构特征（图9）：具有上暖下冷结构，对流层中高层形成高位涡，并向低层伸展；在冷涡成熟期，冷涡中心及西侧有干冷空气侵入，冷涡东侧为来自低纬的西南或偏东暖湿气流且为上升运动区，有利于强对流在冷涡的东侧发生。另外，冷涡的高位涡下传及下沉增温效应，可加强地面大风，冷涡的强斜压性则有利于水平涡管生成，其倾斜抬升和快速伸展，则易激发垂直涡管的快速发展，为飑线和龙卷等强对流系统的形成提供有利条件（Meng et al., 2018; Xue et al., 2016; Sun et al., 2019;Shu et al., 2022）。

图9 东北冷涡垂直结构示意图。实线为负位势高度距平，代表冷涡中心；长虚线为温度距平，代表扰动位温，上下分别为暖、冷中心；西北侧为干冷下沉空气，东南侧为暖湿上升大气。细虚线为相对湿度，斜线阴影为低空急流。引自钟水新（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 东北冷涡暴雨的特征与成因

作为我国东北最具地域特色的暴雨类型，夏季东北冷涡暴雨频发，约占夏季总降水量的四分之一（Hu et al., 2010）。东北冷涡常常激发暴雨过程，其强度不亚于低纬地区，《东北冷涡暴雨》（王东海, 2022）一书中，归纳总结了东北冷涡暴雨的天气形势、发展规律和预报方法。

对于东北冷涡暴雨的成因，目前研究主要集中在水汽输送、冷涡引起的对流活动、降水在冷涡中的分布特征等方面（王宗敏等, 2015; 张弛等, 2019;Brooks et al., 2019; Tang et al., 2021; Chen et al.,2022）。东北冷涡给暴雨发生提供有利的不稳定和水汽输送条件（钟水新等, 2011; 邓涤菲等, 2012; 张桂莲等, 2018; Ding and Gao, 2021; 迟静等, 2021），且其中向下伸展的干侵入气流与暖湿气流相遇，会激发出强降水（王东海等, 2007, 2009; Yang et al.,2007; Yang and Wang, 2009; Wang and Yang, 2010;吴迪等, 2010; 高守亭等, 2018a）。魏铁鑫等（2015）的统计研究表明东北冷涡暴雨事件的水汽源地较多，分别为西太平洋及相邻海域、孟加拉湾—南海海域、欧亚大陆（尤其是贝加尔湖附近）和东北地区。其中西太平洋及相邻海域的水汽贡献率最大，东北本地的贡献最小。马梁臣等（2017）对2009 年一次东北冷涡暴雨的研究发现西北气流和来自海上水汽输送各占约50%。孙力（1995a, 1995b）对暴雨类冷涡与非暴雨类冷涡进行了合成对比分析，发现，暴雨主要出现在暴雨类冷涡的发展阶段，冷涡具有较强的斜压性，与南侧的副热带低值系统联系密切；非暴雨类冷涡降水主要集中在冷涡的成熟阶段，冷涡的正压结构明显，没有明显的副热带低值系统配合；冷涡降水主要出现在第四象限（Chen et al.,2022）。此外，在东北冷涡背景下，干冷空气的入侵可加强不稳定和增强斜压性，并成为对流触发的原因（王东海等, 2007; 吴迪等, 2010; 钟水新等,2011; 高守亭等, 2018a）。切变风螺旋度和热成风螺旋度、Q 矢量散度和旋度等都是东北冷涡暴雨诊断与预测分析的有效因子（Yang and Wang, 2009;王东海等, 2009; Yang et al., 2020; 王东海, 2022）。

针对东北冷涡暴雨的云微物理特征的研究，主要通过观测试验和数值模拟两种手段来实现。飞机探测是云降水探测和云微物理结构最直接的方式手段之一，但对流系统内的上升速度、滴谱等仍难以获取。随着地基探测技术的快速发展，云雷达、微雨雷达、雨滴谱仪等在云降水垂直结构的观测方面科研和应用效果更好（Liu et al., 2019; Fu Z et al.,2020; Morrison et al., 2020）。齐彦斌等（2007）利用飞机对一次中等强度的东北冷涡对流云带开展垂直穿云观测，开展了东北冷涡积层混合云系的微物理特征分析，发现对流云带的上部存在冰粒子高浓度区，冰粒子在高过冷水含量区的快速长大对降水有重要作用；初步确定了冷涡云系降水的粒子相态、大小、获得了垂直方向上的雨滴谱分布特征。并初步探讨了冷涡对流云带可能存在冰晶繁生过程。在数值模拟研究中，发现微物理过程中霰粒子的融化是降水的主要因素，雨水的两个主要来源为雨水与云水的碰并和霰的融化过程；而云水的主要来源是过饱和水汽的凝结，且霰融化为雨水的转化率大于雨水与云水碰并生成雨水的转化率，冰相过程对东北冷涡降水有重要作用（耿树江等, 2006; 李兆慧,2011）。

5.3 东北冷涡强对流天气特征与成因

东北冷涡的影响下，强对流天气频繁发生，带来短时强降水、雷暴、大风、冰雹等灾害天气（孙力等, 1994; 王东海, 2022），且在冷涡的形成、发展、持续和衰减阶段都可能发生（李爽等, 2016; 蔡雪薇等, 2019）。冷涡发展各阶段产生的强对流天气并不相同，冷涡初期易产生短时强降水和雷暴天气，发展和衰减期则还易出现冰雹和大风，这主要是由不同阶段冷暖气流的主导作用不同、水汽分布、不稳定层结的差异等造成（罗玲等, 2011; 应爽等,2014）。东北冷涡南下或者冷涡后部的冷空气南下对华中、华东地区强对流也有明显的影响（苏爱芳等, 2012）。统计分析表明，安徽省54.1%的强对流为冷涡槽后型，高空受西北气流控制，有强冷平流，强对流天气多发于午后至上半夜，位于冷涡的东南象限（郑媛媛等, 2011），也有研究认为强对流发生潜势区在东北冷涡背景下高低层影响系统（槽、切变线和大风速轴）交汇处的右侧（白人海和孙永罡, 1997; 苏爱芳等, 2012）。

对东北冷涡背景下强对流的发生机制也开展了一些研究。一般认为应具备以下几个条件（陈力强等, 2005, 2008; 张立祥和李泽椿, 2009）：假相当位温梯度大、风垂直切变强、明显中尺度低压系统或切变线，且日变化显著。在同一东北冷涡环流背景下，不同区域可引发不同的强对流天气（蔡雪薇等, 2019），如2015 年8 月22 日冷涡过程中，其西南象限和地面冷高压前沿冷涡外围云系中的多单体风暴引发短时强降水；冷涡后部和地面冷锋前的多个对流单体，合并后形成人字形飑线系统引发短时强降水、冰雹和雷暴大风天气。冷涡背景下，引发强对流天气类型的差异主要取决于冷涡提供的环境热力、水汽条件、垂直风切条件，及触发机制的不同。冷涡背景下的MCS 易发生在冷涡东南侧和东北侧的气旋性曲率最大处，可产生强降水（王培等, 2012）。冷涡背景下的雷暴大风则多与飑线和龙卷有关（Meng et al., 2018; Xue et al., 2016; Brooks et al., 2019; 钱维宏等, 2021）。其他的研究表明雷暴大风的形成存在多种机制，例如：高空急流产生的风切变引起次级环流（Zhang and Fritsch, 1987;Kawashima, 2003），重力波触发的飑线（Liu et al.,2018），弓形回波的后向入流和其中γ 中尺度涡旋等都是是造成地面灾害性雷暴大风的重要系统（ Trapp and Weisman, 2003; Atkins et al., 2005;Atkins and Laurent, 2009）。有关东北冷涡中的雷暴大风形成机制的认识目前仍然有限，还需要开展深入研究。

虽然针对东北冷涡中及冷涡背景下的灾害天气已经开展了很多研究，但对于产生暴雨和强对流的东北冷涡，其大尺度环流特别是双阻塞环流异常、冷涡强度和尺度的异常特征、及其对内部暴雨和强对流分布和强度影响的主要物理机制、冷涡云系微物理特征等，仍是需要探索的问题。

6 中亚低涡

我国的气象工作者将经常出现在里海以东至新疆地区的冷性涡旋称为中亚低涡（《新疆短期天气预报指导手册》编写组, 1986），中亚低涡频繁活动于中亚和新疆地区，常造成新疆暴雨（雪）、大风等恶劣天气（张家宝和邓子风, 1987; 张云惠等,2012; 曾勇和杨莲梅, 2016; 杨莲梅等, 2020），是造成新疆灾害天气最主要的天气系统之一。虽然国内在19 世纪60 年代就开始了对中亚低涡的天气学特征及其对新疆降水影响的研究（《新疆短期天气预报指导手册》编写组, 1986），但是更多的研究成果则是出现在最近十多年。2000 年以后，由于国家“一带一路”战略的实施和观测资料的丰富，气象学者对中亚和新疆地区暴雨天气有重要影响的中亚低涡开展了更深入的研究，在中亚低涡的定义、活动特征、水汽输送特点、形成机制及其对新疆强降雨的影响等方面的认识都取得了重要进展。

6.1 中亚低涡的定义和活动特征

中亚低涡是中亚—新疆附近区域的高空切断涡旋，其形成常与乌拉尔脊有关。张家宝和邓子风（1987）攥写的《新疆降水概论》给出了中亚低涡的定义，其为500 hPa 高度场上低值中心位于（40°～60°N，60°～90°E） 范围内出现两条以上闭合等高线（等值线间隔为40 gpm），维持48 h 以上的低压环流系统。后来的观测和研究则发现，此定义的区域总体偏北，北面包括了部分西西伯利亚低涡，而南面会漏掉南疆地区的低涡系统，因此，后续的研究对中亚低涡的活动范围进行了修订。依据低涡的三维结构提出了深厚型和浅薄型两类中亚低涡（张云惠等, 2012; Yang and Zhang, 2017; 杨莲梅等,2019），两类低涡在500 hPa 的活动区内都至少可以分析2 条以上等位势高度闭合线（间隔为40 gpm)，且有冷中心或冷槽配合，持续活动2 d 以上，而深厚型中亚低涡中心在（35°～55°N，60～90°E）范围，垂直范围常出现在700～200 hPa，浅薄型中亚低涡闭合环流中心位于（35°～42.5°N，65°～90°E）范围内，垂直范围一般出现在700～500 hPa。其中，北涡活动有明显的季节变化，以夏季比例最大，而南涡四季的活动差别不明显（张云惠等, 2012）。

中亚低涡属于中高纬度的次天气尺度系统，影响范围大，造成的天气复杂。深厚型中亚低涡空间分布存在两个高频次活动区域，分别位于哈萨克丘陵地区和萨彦岭一带，以及咸海东部地区和塔什干地区（张云惠等, 2012）。浅薄型中亚低涡活动有两个高频区，分别位于帕米尔高原的西侧和南侧（秦贺等, 2013）。根据中亚低涡对新疆天气影响的研究，中亚低涡还可分为“湿涡”和“干涡”两类，“湿涡”占比40%，可造成新疆明显降水天气过程；“干涡”占比60%，可造成新疆大风、降温和低温天气；也有时则对新疆天气没有明显影响。“湿涡”发生的季节性差异大，以夏季出现比列最高，秋春季次之；“干涡”的季节性分布则比较均匀（张云惠等, 2012）。

近年来，利用各种再分析资料对中亚低涡进行了识别和统计研究。杨莲梅等（2019）利用美国NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction-National Center for Atmospheric Research）再分析资料，编制了中亚低涡年鉴。Guo et al.（2021）利用客观识别和追踪算法，基于高分辨率的ERA-Interim 再分析数据，对1980～2019 年间的深厚型中亚低涡过程进行客观识别与追踪，建立了近40 年的中亚低涡数据集。基于该数据集开展的统计研究发现，中亚低涡大多生成于新疆西侧的中亚地区西北部，据统计近40 年间有266 个中亚低涡（占中亚低涡总数的71%）生成于72°E 以西的研究区域，而中亚低涡的消散位置主要分布于中亚地区中、东部。受西风带气流的影响，中亚低涡生成后主要向东移动，其中部分会东移至新疆境内，但是也有少数中亚低涡初生后稳定少动或者向西移动。中亚低涡生成后主要向东移动，夏季活动最为频繁，维持时间多为2～3 d，水平空间尺度平均为900 km（集中在852～1691 km）。低涡垂直结构十分深厚，正涡度区主要分布于200～700 hPa之间，中心位于350 hPa 附近，高层（200 hPa）的暖心和中层（500 hPa）的冷心结构明显（Guo et al., 2021）。对造成新疆显著降水的中亚低涡的动态合成分析发现（郭楠楠, 2021），明显的水汽辐合带以及高层辐散大值区主要位于中亚低涡东南象限，在中亚低涡初生、发展至成熟阶段的过程中，中亚低涡东南象限的斜压能量发展利于低涡东南象限降水的增强。

6.2 中亚低涡降水过程的水汽源地和路径

中亚位于亚欧大陆中心的干旱半干旱区，远离大洋，其降水的水汽来源与东部季风区有明显区别。新疆降水的水汽主要来自其以西地区，包括中高纬地区的地中海、里海、黑海、大西洋和北冰洋，冬、春季水汽来自地中海和里海，夏季来自北大西洋和北冰洋，秋季来自黑海和里海（史玉光和孙照渤,2008; 杨莲梅和刘晶, 2018）。统计和个例分析均表明，天山沿线和南疆西部暖季降水受中亚低涡或中亚低槽的影响较大（张云惠等, 2012; 郭楠楠, 2021;黄昕, 2021），其水汽源区主要位于新疆以西的海洋和大陆，新疆不同降水过程的水汽源区与北大西洋副热带高压的南北调整有关，西风带水汽输送主要通过大气平流的远距离输送进入到新疆地区，而中亚区域和新疆本地则是新疆降水的水汽次源地（谢泽明, 2018）。

新疆大部分暴雨过程受到中亚低涡或低槽影响，而新疆不同区域暴雨的水汽输送来源和输送路径有不同。暴雨最为集中的天山山区及其两侧暴雨过程，水汽源地可以追述到里海、咸海及大西洋等，水汽输送受低空偏西气流、中高层偏南气流和中低层沿青藏高原东侧—河西走廊—南疆盆地的偏东急流三支气流影响，其中又以中亚低涡强烈发展导致的偏西水汽输送最强，这三支气流常汇合于天山山区及其南北侧，提供了该区域暴雨的水汽条件（《新疆短期天气预报指导手册》编写组, 1986; 谢泽明,2018; 张云惠等, 2018; Zhou et al., 2019; 庄晓翠等,2022），此外，天山夏季特大暴雨的水汽源地，有时也有来自北冰洋的水汽输送（姚俊强等, 2018）。受中亚低涡东移、副热带高压北伸与贝加尔湖脊西伸影响，北疆暴雨的水汽输送主要为西风气流和贝加尔湖至新疆偏东低空急流为主，也有来自北冰洋的水汽输送，而偏东风水汽输送量大于西风水汽输送量（杨莲梅等, 2012; 庄晓翠等, 2017; 谢泽明,2018）。东疆暴雨水汽输送有西风、东风、南风和北风四条路径，分别与700 hPa 柴达木低压发展、500 hPa 乌拉尔脊东北向发展、中亚低涡东南移动和新疆脊的发展有关（张云惠和王勇, 2004; 杨莲梅等, 2012），其中，中亚低涡前部西南气流与副高西侧偏南气流的汇合，以及中低层经河西走廊进入东疆哈密的水汽对暴雨发生均有重要作用（王荣梅等, 2010; 白松竹等, 2022）。

南疆西部暴雨水汽输送路径较为复杂，除了中亚低涡自身携带水汽外，孟加拉湾、阿拉伯海和南海的水汽输送，尤其是中低层的东南风急流的水汽输送对暴雨发生有重要作用（曾勇和杨莲梅，2017a, 2017b），此外，还与中低层南疆盆地偏东气流的水汽集聚和对流层中高层中亚南部的偏南风暖湿气流的水汽接力输送有关（张云惠等, 2013,2015）。南疆塔里木盆地极端暴雨过程的水汽源地较为复杂，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湾及中亚等地，水汽输送有偏西、偏南和偏东三条路径，阿拉伯海和孟加拉湾的东风北上后与西风带汇合形成的输送带对塔里木盆地极端暴雨的水汽输送有关键作用（张俊兰等, 2023a, 2023b）。

6.3 中亚低涡影响下的新疆暴雨形成机理

新疆暴雨的发生是多尺度天气系统协同作用的结果，近20 年新疆地区范围较大、强度较强和持续时间长的暴雨过程均有中亚低涡的影响（杨莲梅和李曼, 2015; 郭楠楠, 2021; Ma S P et al., 2022; 杨涛等, 2022）。对2013 年6 月17～18 日天山南侧阿克苏地区的大暴雨过程的研究（郭楠楠等, 2019;郭楠楠, 2021），本文归纳给出该次具有该地区典型暴雨过程的多尺度系统配置概念模型（图10）：在中高纬地区“两脊一槽”环流形势下，中亚低涡环流与天山南脉特殊地形造成的气流绕流，叠加地形作用生成的中尺度辐合线是此次强降水的重要影响系统；山谷地形热力性质差异造成的夜间下坡风推动辐合线移动，辐合线上发展的强对流引发了阿克苏地区强降水。

西天山伊犁河谷是新疆暴雨过程发生较频繁、雨量较大的区域（史玉光和孙照渤, 2008; 谢泽明,2018），其暴雨产生的机理与天山南坡的暴雨过程有所不同。对该地区一次极端暴雨过程进行的研究（黄昕等, 2021; Huang et al., 2020），给出了此次极端暴雨的概念模型（图11），发现伊犁河谷暴雨中高低空均存在重力波作用，极端降水受到了高低空重力波的共同影响。重力波通过纬向动量的垂直输送和热量的经向输送对河谷中部的环境风场实现正反馈，加强了伊犁河谷中部的上升运动。在其他的暴雨过程中是否都存在高低空重力波的共同影响还需要进一步的研究。

图11 一次中亚低涡背景下的伊犁河谷极端暴雨过程概念模型。引自黄昕（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).

很多研究还表明，中亚低涡提供了新疆及其周边暴雨发生的有利环流条件。暴雨过程中，冷涡中心附近为少云区域，冷涡南侧有大范围云带，云带中发展的MCS 是直接造成暴雨的系统，强对流往往出现在暖区一侧（孔期等, 2011; 黄艳等, 2012; 张云惠等, 2013）。中亚低涡背景下，中低层多通道水汽输送和局地长时间水汽辐合、低层暖平流、大气不稳定层结、中低层的风场辐合和垂直切变，均为MCS 发展和维持提供了动、热力条件（李建刚等, 2019）。由于中亚低涡西南气流携带水汽相对丰富，配合有利动、热力条件的MCS 多以列车效应型和合并加强型为多，此类过程的暴雨过程范围相对大、时间相对长（曾勇和杨莲梅, 2017a; 2017b;曾勇等, 2019; 杨涛等, 2021）。合并加强型的对流强度较强，雨强较大；列车效应型对流强降水变率大，雨强也大；孤立对流单体生命史短、尺度小，其引发的强降水范围小，持续时间短，突发性和局地性强，预报难度最大（杨涛等, 2021, 2022）。

最近对中亚低涡暴雨的动力学过程和降雨微物理特征也有一些研究。周括等（2022）和Jiao et al.（2023）将基于包辛尼斯克（Boussinesq）近似建立的地形追随坐标非静力平衡广义垂直运动方程，应用于新疆涡旋暴雨的研究中，发现经向气压梯度力耦合经向散度、垂直气压梯度力耦合纬向散度和非绝热加热经向梯度是激发南疆极端暴雨垂直运动发展的三个主要强迫项。焦宝峰等（2022）在垂直速度位涡倾向方程中，以气压水平梯度的形式引入热力过程的间接作用，发现南疆极端暴雨过程的低层垂直风切变与冷池的耦合作用对垂直速度位涡局地变化影响最大，有利于触发新对流并造成持续性降水。除了动热力机理研究外，最近几年，基于伊犁河谷的观测站资料分析，揭示出西天山地区降雨系统和山谷风环流相互作用背景下的雨滴谱日变化特征。天山降雨微物理特征与我国其他地区相比具有显著差异（Zeng et al., 2021），且不同季节、不同位置及不同海拔处的降雨微物理特征也差异明显（Zeng et al., 2022a, 2022b, 2022c）。雨 滴 谱 观 测在提高天山地区定量降水估测水平、提升降雨动能估测能力及改善数值模式微物理过程参数化方案精度方面发挥了重要作用（Zeng et al., 2022d, 2023）。这些最新的研究成果，增加了我们对新疆暴雨过程动热力机理和微物理特征的新认识。

7 存在的问题和未来研究的方向

本文回顾了我国产生暴雨或强对流天气的五类涡旋系统近十年的研究进展，虽然近年来我国在相关领域的研究取得了一些令世人瞩目的成绩，但是我国与世界先进国家相比还存在一定差距。为了缩短差距并实现超越，未来我国在涡旋系统以及产生相关天气的研究与预报中，还有一些科学问题值得思考和开展深入研究，主要包括：（1）在低涡系统的客观识别和时空演变规律统计研究方面，虽然目前已有基于物理认识的客观识别算法，并应用高分辨率再分析资料进行了大量识别，和开展了相关的统计特征研究。但这些方法仍存在一些缺陷与不足，例如，对形状不规则的涡旋以及涡旋的分裂与合并过程都有一定的错误率，此外，这些方法一般采用单一资料和单一要素进行识别。目前，人工智能技术已经被越来越广泛地应用于 涡旋的客观识别（Lu et al., 2020; Xie et al.,2022）。因此，发展多要素、多种资料的人工智能涡旋识别方法是未来的研究方向。（2）涡旋系统对我国暴雨和强对流天气的产生有较大的贡献，而大部分涡旋系统以及其中的对流过程一般属于中尺度现象。由于中尺度动力学过程与大尺度动力学过程存在很大的差异，深入开展中尺度动力学和云对流动力学研究是未来的趋势（高守亭等, 2018a, 2018b; 陆汉城, 2019）。（3）我国地形复杂，地形对其周边大气环境的动力、热力和水汽分布有重要影响，地形的动-热力作用对其周边对流系统的发生发展也有显著影响（Houze, 2012; Kirshbaum et al., 2018），本文种涉及的5 类涡旋，高原涡、西南涡和大别山涡的形成与青藏高原和二级地形的作用有关，东北冷涡和中亚低涡的形成，虽然地形的作用不是特别显著，但是涡旋环流与山地的相互作用是其中对流系统形成的重要机理之一。众所周知，山区海拔高度差异较大、下垫面植被分布不均，复杂的动热力过程对对流系统的形成和发展影响的具体机制仍不清楚，应有针对性地开展外场观测试验，从而深入研究相关机理（徐安伦等, 2022）。

综上所述，我国的涡旋系统以及其中产生暴雨和强对流天气的机理与预测的研究任重道远，还需要继续开展监测、机理和预报等方面的研究，以提高我们对相关灾害天气的防灾和减灾能力。