2012, Vol. 55
2. 中国科学院研究生院, 北京 100049;
3. 中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室, 北京 100081
2. Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. State Key Laboratory of Severe Weather, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081, China
东北冷涡是指在500hPa高空图上，连续3 天以上在东北地区(38°N-54°N，115°E-135°E)至少有一条闭合等高线存在，并有明显的冷槽或冷中心与其配合的低压[1].东北冷涡系统对东北地区暴雨具有重要影响，常给东北及华北北部地区带来暴雨或者雷阵雨[2].东北冷涡是东亚阻塞形势下在东北地区形成的较为深厚的冷性低值系统，是东北地区阶段性低温､暴雨等灾害性天气的重要影响系统[3].东北冷涡背景下相关联的暴雨具有历时短､强度大､结构复杂等特征，对这类强对流性天气发生的时间和落区的估计往往缺少可靠的依据，在业务预报中难度很大[4].为了解决这一问题，国内很多气象工作者对东北冷涡的天气背景､降水特点等进行了大量的研究，如孙力等[5-6]运用1998年6-8月松嫩流域95个测站的逐日降水资料和NCEP/NCAR 逐日再分析资料对东北冷涡进行诊断分析，认为东亚阻高､西太平洋副高和东北冷涡在强度和位置上的最佳配置构成了1998年松嫩流域持续性暴雨的大尺度环流背景，亚洲季风系统(南亚季风和东亚季风)的水汽输送也是大范围强降水频繁出现的重要原因，并指出水汽来源及其输送是影响东北冷涡降水强度的关键因素.杨红梅等[7]指出东北冷涡中高低空急流的相对位置很大程度上决定了强天气的发生位置.然而东北冷涡最引人关注的特点是其诱发中小尺度系统的突发性和反复性(连续几天在一个地区附近产生短时暴雨等强对流天气)，在东北冷涡的形成､发展､持续､甚至消退期均有可能伴随有暴雨､冰雹､雷暴，短时大风，甚至龙卷等强对流天气发生[8].白人海等[9]认为冷涡所造成的天气在其发展过程的各个阶段有很大的差别，且冷涡各阶段所表现的天气现象也有相当大的差异，天气现象的这种差异使我们认识到除要认识东北冷涡过程中较大尺度的运动外，还必须了解其所包含的一些较小尺度天气的作用.由于这些中尺度系统范围小，突发性强，降水量大，造成其落区预报的高难度性是东北其他任何天气系统不可比拟的[8].
近年来，随着雷达､卫星等高时空分辨率的非常规观测资料逐渐进入气象研究领域，非常规观测资料在东北冷涡及其暴雨的分析模拟中得到广泛应用[10-11].随着观测手段的提高和数值模式的发展，预报员可以得到比较满意的东北冷涡天气尺度环流形势图.尽管观测资料和模式输出数据得到极大丰富，但目前还缺乏一种简便易行的从资料本身出发提取出东北冷涡内部中尺度结构信息的方法，导致我们对东北冷涡诱发中尺度系统的机制缺乏足够认识[9].本文利用有限区域风场分解技术，对2006 年7月19-24日(世界时，下同)的一次东北冷涡过程进行分析，利用分解出的无旋转风和无辐散风分量，从低层风场辐合辐散､水汽输送以及动能变化等方面提取出这次东北冷涡过程内部的动热力结构特征，以求得到东北冷涡在不同阶段的结构差异，加强对东北冷涡的认识，并为东北冷涡降水落区及强度预报提供参考.
2 资料和方法本文在进行大尺度环流和垂直剖面分析中所用资料包括一日4 次的NCEP/NCAR1°×1°再分析资料､FY-2C 卫星的逐小时TBB 资料和地面台站的6小时累积降水资料，在较小范围的风场和水汽场分析时利用日本气象厅区域谱模式(RSM)一日4次的再分析资料，该资料水平分辨率为20km, 垂直方向为20层.
文章主要运用了Chen等[12]提出的有限区域调和-余弦风场分解方法，该方法的主要思想是:根据Helmholtz原理，在引入流函数ψ 和速度势χ后，水平风矢量可以分解为无辐散风和无旋转风分量，即:Vh =Vψ +Vχ ，其中，Vψ =k×∇ψ 是无辐散风分量，Vχ =∇χ 是无旋转风分量，相应的流函数ψ 和速度势χ需要满足两个Possion方程.对于有限区域，给定的边界条件为
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(1) |
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(2) |
其中，s，n分别表示切向单位矢量和法向单位矢量.
求解流函数和速度势就是在耦合的边界条件(1)(2)下，解Possion 方程组.对于这个解的求法，国内外科学家们做过了很多的努力[13-18]，也得到了一些简化的边界条件.但这些方法都是为了求解两个Possion方程而做出的单纯的数学处理，有的物理意义不够明确，有的计算精度不够高.针对这些问题，Chen等[12]提出了调和-余弦谱展开方法，其思想是首先把整个区域分为内部部分和外部部分，各个物理量也分成内部变量和外部变量两部分，其中内部变量只由内部区域来决定，解与边界条件无关，表示的是有限区域内系统自身的生消发展;外部变量只和边界有关，实质是外部系统对有限区域内的影响.这样分解后既使得在耦合边界条件下的Possion方程可解，并且计算精度较高､耗机时短，又使得分解有了明确的物理意义.关于该方法具体的计算步骤可参考文献[12， 19-20].这样，利用得到的流函数ψ 和速度势χ，可以求得无辐散风分量Vψ 和无旋转风分量Vχ .
水汽通量，又称水汽输送量，指单位时间内流经与速度矢正交的某一单位截面积的水汽质量，它表示水汽输送的强度和方向[21].在等压坐标中，水平风速的水汽通量可以表示为:$\frac{1}{g}$Vhq，其物理意义是水平风对水汽的输送.利用Vh =Vψ +Vχ 可将水汽通量分解为:$\frac{1}{g}$Vhq=$\frac{1}{g}$Vψ>q+$\frac{1}{g}$Vχq，其右边第1项$\frac{1}{g}$Vψ>q是无辐散风的水汽通量，表示无辐散风对水汽的输送，它可以反映出大范围的水汽输送通道(水汽来源)信息，同时由于Vψ> $\gg $Vχ，所以无辐散风水汽通量在量级上与水平风水汽通量基本一致，即$\frac{1}{g}$Vhq≈$\frac{1}{g}$Vψ>q;右式第2项$\frac{1}{g}$Vχq是无旋转风水汽通量，表示的是无旋转风对水汽的输送，它反映的是局地水汽辐合辐散情况，由于Vψ> $\gg $Vχ，故无旋转风水汽通量在量级上远小于无辐散风水汽通量，即$\frac{1}{g}$Vχq$\ll$ $\frac{1}{g}$Vψ>q.通过以上对水汽通量的分解，就可以将在原水平风速水汽通量中看不出的无旋转风对水汽的辐合辐散信息提取出来，同时，直接从分解后的无辐散风和无旋转风水汽通量中，可以很方便地分析出主要的水汽输送通道信息和水汽辐合辐散效应.
在此基础上，我们进一步利用有限区域旋转风和辐散风的动能转换来了解这次东北冷涡内部的一些特点，主要的公式推导见文献[22].单位质量的总动能可以分解为
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其中kψ，kχ，kcross 分别是无辐散风动能､无旋转风动能､无辐散风与无旋转风的交叉项.
从无旋转风和无辐散风方程的表达式[23-24]可知，各方程都有c(kχ，kψ)项，它们大小相等，符号相反，称为无辐散风动能和无旋转风动能的转换项，可写为
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其中转换项c(kχ，kψ)为四项之和，分别为c1，c2，c3，c4.当c(kχ，kψ)>0 时，表明无旋转风动能kχ 向无辐散风动能kψ 转换，当c(kχ，kψ)<0 时，表明无辐散风动能kψ 向无旋转风动能kχ 转换.
最后将各个量在东北冷涡所在区域(38°N-54°N，115°E-135°E)进行区域平均，用大写字母K和C分别表示区域平均的动能和转换项.
本文利用调和-余弦谱展开方法，对2006 年7月19-24日的一次东北冷涡过程进行风场分解，利用分解得到的无辐散风分量Vψ>､无旋转风分量Vχ､无辐散风水汽通量$\frac{1}{g}$Vψ>q､无旋转风水汽通量$\frac{1}{g}$Vχq､以及无旋转风和无辐散风动能转换，从低层风场､水汽输送和各层大气动能转换方面对此次东北冷涡过程进行分析，以期更加清楚地揭示东北冷涡内部中尺度风场､水汽场及动能转换的特征.
3 东北冷涡天气回顾及阶段划分2006年7月19-24日，受东北冷涡系统影响，我国东北地区普降大雨甚至暴雨，6 小时内最大降水量超过60 mm, 暴雨洪涝造成了巨大的经济损失，其中，仅黑龙江黑河市就有116万人受灾，农作物受灾面积达18.2 ×104 km2，直接经济损失211亿元.
为对此次东北冷涡事件进行详细分析，根据其500hPa环流形势特征，参考钟水新等[25]的研究结果，本文将此次东北冷涡事件划分为4个阶段:初始阶段(2006 年7 月19 日00UTC-21 日00UTC)，发展阶段(7月21日00UTC-22日06UTC)，成熟阶段(7 月22 日06UTC-23 日00UTC)和减弱阶段(7月23日00UTC-24日00UTC)，选取其中的7月20 日06UTC､7 月22 日06UTC､7 月22 日18UTC､7月23日12UTC 作为各阶段的典型时刻对此次东北冷涡的发展演变进行对比分析.
3.1 水平环流特征初始阶段:500hPa天气图(图 1a)显示，东亚中高纬度贝加尔湖以西地区为一高压脊，而贝加尔湖以东为深厚的东亚大槽，东亚大槽向南延伸，在(120°E，45°N)附近形成一个西北-东南走向(图中AB粗虚线)的闭合低压中心，即东北冷涡，其最内圈等值线为5640gpm.由温度场分布可知，此时与东北冷涡配置的冷空气并不强烈，中心最低温度只有262K.另外，在东亚大槽东侧，日本岛以东洋面上还存在另一冷性低涡系统，从该冷性低涡与东北冷涡之间的风场上可以分析出一反气旋性环流位于鄂霍茨克海上空，此时该反气旋性环流相对较弱，还没有以阻塞高压形式建立，大量高纬冷空气(T<258K)向南输送到东北冷涡后并不能聚集停留.从同时刻的FY-2C TBB 资料可以看到(图 2a)，此时东北地区主要的降水云团位于内蒙古东北部､黑龙江和吉林西部地区，呈“人"字形分布，对流最强中心出现在黑龙江和吉林交界处，最低亮温低于220K.
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图 1 冷涡各阶段500 hPa环流形势场(实线为位势高度，单位:gpm;矢量为风场，单位:m/s;阴影区为温度小于264 K，单位:K) (a)2006年7月20日06UTC，(b) 7月22日06UTC，(c) 7月22日18UTC，(d) 7月23日12UTC.粗虚线AB表示东北冷涡500 hPa长轴方向. Fig. 1 The distribution of the geopotential height (solid line, unit: gpm)，wind field (vector arrow, unit: m/s) andthe temperature (shaded, unit: K) on 500 hPa The thick dashed line AB shows the direction of vertical cross-section in Fig. 3. (a) July 20th 06UTC，(b) July 22h 06UTC，(c) July 22h 18UTC，(d) July 23h 12UTC，2006. |
发展阶段:如图 1b所示，随着系统东移，原贝加尔湖以西的高压脊已移至贝加尔湖上空，并在贝加尔湖北部形成阻塞高压，而东北冷涡东移至(123°E，47°N)附近.此时，原鄂霍茨克海上空的弱反气旋环流已经发展成为一个范围广大､横跨25个经度的阻塞高压，位势高度最大值超过5700 gpm.该阻塞高压建立后，从北方高纬流入东北冷涡中的冷空气不断聚集停留，冷涡持续发展，位势高度不断降低，最内圈等值线达到5500 gpm, 中心温度低于258 K.此时冷涡冷中心位置仍然落后位势高度低值中心，这种配置非常有利于冷涡的继续发展.对应FY-2CTBB资料显示(图 2b)，此时东北地区强对流云团主要位于内蒙古东北部和黑龙江东部，呈带状分布，最强对流中心位于黑龙江中部地区，云顶亮温最低达220K.
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图 2 冷涡各阶段850 hPa环流形势场(实线为位势高度，单位:gpm;矢量为风场，单位:m/s;阴影区为TBB小于250 K区域，单位:K) 图注说明同图 1. Fig. 2 The distribution of the geopotential height (solid line, unit: gpm)，wind field (vector arrow, unit: m/s)on 850 hPa and TBB (shaded, unit: K) The legend illustration is same as Fig. 1. |
成熟阶段:从图 1c中可以看到，原鄂霍茨克海上空阻塞高压减弱消失，贝加尔湖北部阻塞高压进一步发展，位于东北冷涡北部，阻挡北方高纬冷空气南下进入东北冷涡，东北冷涡与其北部的冷槽已完全分离，转为东西走向(AB粗虚线)，温度小于258K的冷中心与位势高度低值中心完全重合，此时冷涡发展达最强，位势高度最低值已低于5500 gpm.从FY-2C 的TBB资料上可以看到(图 2c)，东北地区强对流云团主要位于冷涡的东北边沿，呈弧形分布.
减弱阶段:500hPa天气图显示(图 1d)，贝加尔湖阻塞高压继续发展东移，完全切断了北方高纬冷空气南下对东北冷涡的冷空气供应，东北冷涡转为西南-东北走向(AB 粗虚线)，其最内圈等值线升为5560gpm, 温度小于258K 的冷中心范围减小，东北冷涡减弱.对应FY-2C 的TBB资料上(图 2d)，东北地区只在黑龙江东部有一强对流云团.
3.2 垂直环流特征为了对东北冷涡各阶段结构特征有一个更加全面立体的认识，我们沿着各阶段东北冷涡的长轴方向(图 1中粗虚线AB)做垂直剖面(图 3)，以期对东北冷涡各阶段垂直结构进行对比分析，由图 3可见:
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图 3 沿图 1和图 2中AB轴线的垂直剖面图(等值线为涡度，单位:10-4 s-1;阴影区为散度，单位:10-5 s-1 ;流线为风场，垂直速度×100 m/s) (a) 2006 年 7 月 20 日 06UTC，(b) 7 月 22 日 06UTC，(c) 7 月 22 日 18UTC，(d) 7 月 23 日 12UTC. Fig. 3 The vertical cross-section of vorticity (solid line, unit: 10-4s-1)， wind field (stream line, unit: × 100 m/s)and divergence (shaded, unit: 10 -5 s-1) along the AB line in Fig. 1 and Fig. 2 (a) July 20th 06UTC, (b) July 22th 06UTC, (c) July 22th 18UTC, (d) July 23th 12UTC, 2006. |
在东北冷涡初始阶段(图 3a)，从涡度场上看，沿着AB剖面从低层到高层都是正涡度区，其中两个大于1.25×10-4s-1的涡度大值区分别位于118°E的700hPa以下低空和122°E 的400hPa以上高空.从散度场上看，700hPa以下都有很强的水平风场辐合，对流层中高层550hPa以上有辐散气流与之配合，低层辐合高层辐散的动力抽吸作用已经形成，冷涡区几乎都是一致的上升运动，这与图 2a中TBB上显示东北地区“人"字形强对流区是相对应的.
图 3b显示，至冷涡发展阶段，东北冷涡涡度场结构发生了较大改变，主要存在两个正涡度区，其中一个位于120°E至128°E之间，从200hPa向下延伸至900hPa, 几乎贯通了整个对流层，极大值位于400hPa附近，达2.25×10-4s-1，另一个正涡度区在128°E 与130°E 之间，位于400hPa以下，其极大值出现在850hPa 附近.散度场上，120°E-128°E不再是低层辐合高层辐散，取而代之的是贯通整个对流层､向上向西倾斜的西部风场辐合区和东部风场辐散区，对应垂直环流从辐合区上升，在其东侧辐散区下沉，形成垂直闭合环流圈，而128°E-130°E为典型的低层辐合和高层辐散结构，气流上升强烈.垂直剖面上两个上升运动区分别对应于TBB上(图 2b)位于内蒙古东北部和黑龙江中部的两个强对流云团.
在冷涡成熟阶段(图 3c)，整个对流层在涡度场上都为正涡度区，高层350hPa存在两个正涡度中心，分别位于122°E 和128°E.散度场上，贯通整个对流层､向上向西倾斜的风场辐合区和风场辐散区交替分布，但辐合辐散强度较冷涡发展阶段有所减弱，也没有形成明显的垂直闭合环流圈.
图 3d显示，在冷涡减弱阶段，虽然整个对流层还是正涡度区，但其涡旋强度较冷涡成熟阶段明显减弱，正涡度最大值从成熟阶段的3×10-4s-1减弱为2.25×10-4s-1.散度场上，此时冷涡128°E 以西地区低层辐合高层辐散的动力抽吸结构不再存在，取而代之的是低层辐散高层辐合结构，对应垂直环流以下沉运动为主.而在132°E 以东，650hPa以下是正涡度区，对应风场辐散，650hPa以上为负涡度区，对应风场辐合，强烈的上升运动在此发生，对应黑龙江东部地区表现为强对流云区(图 2d).
4 2006 年东北冷涡个例中的风场和水汽场特征地面风的辐合强弱对对流天气的发生发展有重要指示作用[21]，而充沛的水汽供应是区域性暴雨产生的必要条件，在强降水过程中需要有源源不断的水汽供应，而大气水汽的绝大多数都位于对流层低层，因此低层水汽输送对强对流具有重要作用[22].特别是对于中国东北地区，水汽并不十分充沛，而东北冷涡却经常引起暴雨､大暴雨等强降水过程，因此分析其水汽通道和水汽辐合对了解东北冷涡中的水汽条件具有重要作用.通过对垂直剖面的分析可知(图 3)，冷涡低层辐合辐散变化非常强烈，同时为排除地形的影响，在本节中，我们运用有限区域的调和余弦算法，对低层850hPa风场和水汽场进行分解，以期更加清楚地揭示东北冷涡水汽来源(图 4 和图 5)及其内部中小尺度风场和水汽场特征(图 6 和图 7).
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图 4 东北冷涡各阶段850 hPa无辐散风(矢量为无辐散风，单位:m/s;等值线为位势高度场，单位:gpm;阴影区表示无辐散风速>12m/s) 图注说明同图 1. Fig. 4 The distribution of the nondivergent wind field (vector arrow, unit: m/s, the shaded areas show the speed of nondivergent wind > 12 m/s) geopotential height (solid line, unit: gpm) on 850 hPa The legend illustration is same as Fig. 1. |
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图 5 东北冷涡各阶段850 hPa无辐散风水汽通量(阴影区表示无辐散风水汽通量大于10g-1 • s-1 • hPa-1 • cm-1) 图注说明同图 1. Fig. 5 The distribution of water vapor flux of nondivergent wind (vector arrow, unit: g-1 • s-1 • hPa-1 • cm-1，the shaded areas show the magnitude > 10g-1 • s-1 • hPa-1 • cm-1) on 850 hPa The legend illustration is same as Fig. 1. |
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图 6 东北冷涡各阶段850 hPa无旋转风(矢量为无旋转风，单位:m/s;等值线为位势高度场，单位:gPm;阴影区:散度，单位10-4 s-1，其中深阴影区表示散度≤-0.5×10-4 s-1，浅阴影区散度≥0.5×10-4 s-1 图注说明同图 1. Fig. 6 The distribution of the irrotational wind field (vector arrow, unit: m/s)，the divergence (shaded, unit: 10-4 s-1)，geopotential height (solid line, unit: gpm) on 850 hPa The legend illustration is same as Fig. 1. |
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图 7 东北冷涡各阶段850 hPa无旋转风水汽通量 (阴影区表示无旋转风水汽通量大于4 g-1 • s-1 • hPa-1 • cm-1 图注说明同图 1. Fig. 7 The distribution of water vapor flux of irrotational wind (vector arrow, unit: g-1 • s-1 • hPa-1 • cm-1, the shaded areas show the magnitude＞4 g-1 • s-1 • hPa-1 •cm-1) on 850 hPa The legend illustration s same as Fig. 1. |
在东北冷涡初始阶段，850hPa无辐散风上(图 4a)，(120°E，46°N)处存在明显的气旋中心，对应东北冷涡，而在(125°E，36°N)处黄海上空有一个弱的气旋环流，无辐散风对应的两个大风区(图 4a阴影)一个环绕着东北冷涡，另一大风中心位于黄海气旋环流东南侧，呈东西带状分布.对应850hPa无辐散风水汽通量显示(图 5a)，无辐散风水汽通量的大值区(>10g-1·s-1·hPa-1·cm-1)也主要有两个区域，一个位于东北冷涡控制区，另一个位于黄海气旋环流南侧，黄海气旋东侧的南风气流将水汽大量输送至东北地区，利于东北冷涡产生降水.由上可见，东北冷涡初始阶段其水汽主要来自中国黄海､渤海地区.
850hPa无辐散风显示(图 4b)，至冷涡发展阶段，原黄海上空的气旋环流逐渐被东北冷涡合并，使得整个东北冷涡气旋性环流拉长呈西北-东南走向，大风区主要分布在东北冷涡东部.从无辐散风水汽通量图上可以看到(图 5b)，无辐散风水汽通量大值区主要分布在东北冷涡东部和32°N 以南地区，且东北冷涡水汽通量大值区南端与32°N 以南水汽通量大值区相接，这使得南风气流能够将日本海地区水汽源源不断地向北输送到我国东北地区，其最大无辐散风水汽通量大于20g-1·s-1·hPa-1·cm-1.可见，和初始阶段东北冷涡水汽主要来自中国黄海不同，发展阶段东北冷涡水汽主要来自日本海地区.
当冷涡发展至成熟阶段(图 4c)，随着东北冷涡的东移，东北冷涡环流在南北方向受到挤压，其南侧的朝鲜半岛和日本海地区新生出两个气旋环流，无辐散风大风区转至冷涡东北部.在相应的无辐散风水汽通量上(图 5c)，尽管32°N 以南与西风大风区对应的无辐散风水汽通量极大值从发展阶段的28g-1·s-1·hPa-1·cm-1增加到30g-1·s-1 ·hPa-1·cm-1，但此时东北冷涡南侧新生的两个气旋性环流破坏了冷涡东部的水汽通道，使得东北地区水汽供应大大减少，无辐散风水汽通量极大值减小为18g-1·s-1·hPa-1·cm-1，对应TBB 强度减弱(图 2c).
在冷涡减弱期，850hPa无辐散风场上(图 4d)，东北冷涡转为西南-东北向，无辐散风强度明显减弱.对应无辐散风水汽通量图上(图 5d)，随着无辐散风强度的减弱，无辐散风水汽通量减小，极大值减小为10g-1·s-1·hPa-1·cm-1，冷涡东部南风气流无法将日本海水汽输送至东北地区(图 2d).
4.2 无旋转风分量和无旋转风水汽通量通过以上对无辐散风及无辐散风水汽通量的分析，可以看到东北地区主要的大尺度风场环流和水汽输送通道，但对东北冷涡内部中小尺度风场和水汽的辐合不太清楚，而风场辐合和水汽的辐合往往对暴雨等强对流天气具有促发作用，因此，下面本文分析了此次东北冷涡个例中风场和水汽的辐合情况(图 6和图 7)，以期对东北冷涡预报中的降水落区这一难点问题有所帮助.
850hPa无旋转风显示(图 6a)，在东北冷涡初始阶段，除冷涡南侧外，大量无旋转风从周围向冷涡中心涌进，结合散度场可以看到辐合强值区域呈“人"字分布，从东北冷涡中心分别向东南和西南方向延伸出两条辐合带，其中东南方向辐合带强度最强，超过-1×10-4s-1，西南方向辐合带相对较弱.由图 7a可见，无旋转风水汽通量大值区集中在冷涡东北和北部，最大值超过8g-1·s-1·hPa-1·cm-1，表明有大量无旋转风携带着水汽在该处辐合，而冷涡南侧水汽通量相对较弱，都小于4g-1 ·s-1 ·hPa-1·cm-1.可见，冷涡东北部(内蒙古东北部､吉林及黑龙江西部)既是无旋转风辐合大值区又是无旋转风水汽通量强值区，该处的低层动力促发机制和水汽辐合条件都满足，利于强对流发生，这和图 2a中TBB 降水云团位于东北冷涡东北部是一致的.同时，由6小时累积降水图可知(图 8a)，此时东北地区降水最大的地区位于AB 线的东侧，在内蒙古东北部与吉林､黑龙江的交界处，6小时降水超过40mm, 这与无旋转风辐合大值区和无旋转风水汽通量强值区相重叠的地区相对应.
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图 8 冷涡初始和发展阶段6小时累积降水图(单位:mm) (a) 2006年7月20日06UTC，(b) 7月22日06UTC.长虚线AB表示东北冷涡500 hPa长轴方向. Fig. 8 The 6h accumulated rainfall (unit: mm) The thick dashed line AB shows the direction of vertical cross-section in Fig. 3. (a) July 20th 06UTC，(b) July 22th 06UTC. |
至冷涡发展阶段(图 6b)，850hPa大量无旋转风分量从东､西两侧向冷涡中心挤压，辐合强值区沿冷涡中心轴线呈带状分布，辐合最强区位于黑龙江中部，散度小于-1×10-4s-1.而无旋转风水汽通量显示(图 7b)，水汽通量大值区(大于4g-1·s-1·hPa-1·cm-1)也主要出现在黑龙江省的中部到东北部，无旋转风水汽通量最强中心位于黑龙江北部，超过6g-1·s-1·hPa-1·cm-1.结合图 6b和图 7b可知，在黑龙江省北部至中部的带状区域内既是无旋转风辐合大值区，同时也是无旋转风水汽通量大值区，利于对流降水发生，这在FY-2C 的TBB 上得到证实(图 2b)，东北冷涡强对流云团主要位于内蒙古的东北部和黑龙江中部到北部，呈带状分布.此时的6小时累积降水图显示(图 8b)，东北地区降水基本位于AB 线的东侧，在黑龙江北部，6小时降水超过40mm, 这也是无旋转风辐合大值区与无旋转风水汽通量强值区重叠区.
当东北冷涡发展至成熟阶段(图 6c)，850hPa无旋转风辐合强值区已从发展期的冷涡中心转移至冷涡外围，除西南侧外，在冷涡外围可以清楚地看到一圈无旋转风辐合大值区.而从图 7c中可以看到，相对发展阶段，此时东北冷涡无旋转水汽通量大幅减弱，但黑龙江北侧和东侧无旋转风水汽通量仍然超过4g-1·s-1·hPa-1·cm-1.结合图 6c和图 7c分析结果可知，黑龙江省北侧到东侧的环状区域内利于对流降水发生.图 2c中FY-2C 的TBB 显示，TBB小于250K 的强对流区位于冷涡的东北边沿，呈弧形分布，这与无旋转风辐合大值区与无旋转风水汽通量强值区相重叠区是一致的.由于此时冷涡降水大部分已经移出中国，我们所用的地面台站降水资料在中国境外无观测，故本文没有给出东北冷涡成熟和减弱阶段的地面降水图.
由图 6d可见，在冷涡减弱阶段，无旋转风强辐合带转移至东北冷涡东侧，东北冷涡其他地区辐合弱.对应无旋转风水汽通量图同样显示(图 7d)，东北冷涡无旋转风水汽通量大值区也主要集中在黑龙江东部，由此可知，东北冷涡中最有可能出现对流降水的区域是黑龙江东部，该地区低层风场和水汽场都最有利于对流发生，该时刻FY-2C TBB 同样显示(图 2d)，强对流云团在东北地区此时已移至黑龙江东部.
5 东北冷涡中无旋转风与无辐散风的动能转换从东北冷涡区域平均总动能K的分布可以看到(图 9a)，总动能最大值出现在高层，且由高层到低层动能逐渐递减，高层动能时间变化相对稳定，而中低层动能变化特别明显.具体来说，初始阶段，500hPa以上的总动能K没有明显的变化，而500hPa以下中低层K随时间迅速增加;至发展阶段，整层大气，特别是中低层大气的总动能K增强迅速，75J/kg等值线从大气高层向下延伸到800hPa附近;而在冷涡成熟阶段，各层K基本维持，无明显变化;到冷涡消亡阶段，高低空各层总动能K迅速减弱.
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图 9 东北冷涡各阶段区域(38°N - 54°N，115°E - 135°E)平均总动能K (a)，无辐散风动能Kψ (b)，无旋转风动能Kχ(c)(umt:J/kg, 各阶段用粗虚线隔开，从左至右分别为初始､发展､成熟和减弱阶段，下同) Fig. 9 Area-averaged total kinetic energy K (a) , nondivergent wind kinetic energy Kψ (b) , irrotational windkinetic energy Kχ (c) (unit:J/kg, different stages have been separated by thick dashed line, the same below) |
无辐散风动能kψ 各阶段(图 9b)的变化趋势和量级大小与总动能K几乎一致.而从无旋转风动能kχ 的分布(图 9c)可以看到，kχ 最大值出现在大气的低层和高层，中层为kχ 的极小值，一直维持在2~3 J/kg, 这是因为东北冷涡系统对流深厚，低层有强辐合而高层有强辐散，无旋转风强烈.具体看，在冷涡初始阶段，大气低层和高层的kχ 都有增加趋势;发展阶段低层kχ 达到冷涡整个生命史最大值，为16 J/kg;冷涡成熟阶段各层kχ 变化不明显;冷涡消亡阶段高低层kχ 减弱明显.
从无辐散风转换项C(kχ，kψ)的时间变化图(图 10)可以看到，东北冷涡高层和低层的动能转换最为明显，而中层较弱.在冷涡初始阶段，500hPa以上C(kχ，kψ)基本为负值，说明东北冷涡500hPa以上主要存在无辐散风动能kψ 向无旋转风动能kχ的转换，使得高层的辐散加强;初始阶段500hPa以下C(kχ，kψ)为正值，并随时间增加而增加，说明500hPa以下有无旋转风动能kχ 向无辐散风动能kψ 的转换，结合图 9c可知，此时冷涡低层无旋转风kχ 也是增加的，说明有较强的其他形式能量补充东北冷涡，如有效位能等;到冷涡发展阶段，从低层到高层基本上都为C(kχ，kψ)正值区，特别是高层和低层大气，转换项C(kχ，kψ)达到了冷涡整个生命史中的最大值，分别为0.055 W/m2 和0.025 W/m2，说明此时kχ 向kψ 转换强烈，使无辐散风动能kψ增加明显，而图 9c说明此时高层和低层的kχ 也达到了冷涡生命史中的最大值，表明这段时间有很强的其他形式的能量补充支持kχ 的加强;在冷涡的成熟阶段，从高层到低层C(kχ，kψ)的分布基本为“+"“-"“+"，说明在低层和高层以kχ 向kψ 转换为主，但强度比冷涡发展阶段要弱，而在中层大气则以kψ 向kχ 转换为主，对应图 9c中kχ 略有增加;至冷涡消亡阶段，原中层C(kχ，kψ)负值区进一步向高层和低层扩展，使得中高层出现kψ 向kχ 转换，结合图 3d中的散度场可知，冷涡减弱阶段低层辐合高层辐散的动力抽吸结构不再存在，取而代之的是低层辐散高层辐合结构，对应垂直环流以下沉运动为主.此时中高层出现kψ 向kχ 转换，使得高层大气无辐散风动能向辐合的无旋转风动能转换，气流辐合增加，有利于下沉运动发生，同时无辐散风也急剧减小，利于东北冷涡减弱.
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图 10 东北冷涡各阶段区域(38°N - 54°N，115°E - 135°E)平均无旋转风动能的转换项C(kχ, kψ)(单位:W/m2) Fig. 10 Area-averaged conversion between nondivergent wind kinetic energy and irrotational wind kinetic energy C(kχ, kψ) (unit: W/m2 ) |
将东北冷涡kψ 和kχ 转换与西南低涡[26]以及华南涡旋[27]进行对比可以发现，各种涡旋在能量转换方面有相似之处也有不同之处，相似之处在于在各种低涡的形成过程中，在大气低层都可以发现由位能和其他形式的能量释放造成的kχ 增加，其中一部分kχ 加强了大气低层气流辐合，另一部分kχ则加强了低层的kψ ，使气旋性环流形成;而在高层大气都有kψ 向kχ 的转换，使得高空辐散场加强.不同之处在于各种低涡kψ 和kχ 转换强度和维持时间各不相同，转换项在它们的各发展演化阶段也存在差异，需要在后续研究中进一步细致对比分析.
6 结论根据500hPa 环流特征，本文将2006 年7 月19-24日的东北冷涡过程划分为初始､发展､成熟和减弱共4个阶段，并结合有限区域风场分解技术(调和-余弦谱展开方法)，对东北冷涡各阶段低层风场结构､水汽输送以及能量转换进行了对比分析，结果表明:
(1) 东北冷涡东部阻塞高压的建立与消亡对东北冷涡的维持发展具有重要作用.当阻塞高压建立时，受阻塞高压阻挡，北方高纬冷空气南下在东北冷涡内部聚集，利于冷涡发展维持;反之，当东部阻塞高压消亡时，北方高纬南下冷空气无法在东北冷涡内部聚集，东北冷涡趋于减弱消散.
(2) 无辐散风及其水汽通量能清楚地展现东北冷涡水汽输送通道分布，初始阶段东北冷涡水汽主要来自中国黄海及渤海地区，而发展､成熟及消亡阶段其水汽主要来自日本海地区.
(3) 无旋转风及其水汽通量可以直观地显示冷涡内部中小尺度风场和水汽场的辐合辐散效应，这些特征在原风场和原水汽通量场中无法看出.无旋转风辐合强值区和无旋转风水汽通量大值区的重合区域有利于强对流发生发展，它与TBB强对流云带及6小时累积降水大值区的位置和形状都对应良好.将无旋转风和无旋转风水汽通量结合可找出最有利于降水产生的区域，为降水落区预报提供参考.
(4) 动能转化项C(kχ，kψ)能很好地反映东北冷涡整个生命史中强度的变化特点.初始阶段，冷涡高层大气为C(kχ，kψ)负值区，对应冷涡内的无旋转风辐散气流增强，利于冷涡发展;发展阶段，冷涡高层和低层C(kχ，kψ)达到冷涡整个生命史中的最大值，此时无辐散风动能和无旋转风动能也增加最为明显;成熟阶段，高层和低层动能转换项C(kχ，kψ)明显减弱，对应冷涡强度维持;消亡阶段，中高层再次出现负的C(kχ，kψ)，使得高层大气无旋转风气流辐合有所增加，利于下沉运动发生，同时无辐散风急剧减小，对应东北冷涡减弱.
| [1] | 周琳. 东北气候. 北京: 气象出版社, 1991 : 122 . Zhou L. Climate in Northeast China (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press, 1991 : 122 . |
| [2] | 陶诗言. 中国之暴雨. 北京: 科学出版社, 1980 : 225 . Tao S Y. Heavy Rainstorm in China (in Chinese). Beijing: Science Press, 1980 : 225 . |
| [3] | 陈艳秋, 余志豪. 东北冷涡的位涡动力诊断模型及应用. 气象科学 , 2003, 23(4): 446–451. Chen Y Q, Yu Z H. A dynamical diagnostic model of northeast cold vortex and its application. Scientia Meteorologica Sinica (in Chinese) , 2003, 23(4): 446-451. |
| [4] | 袁美英, 李泽椿, 张小玲. 东北地区一次短时大暴雨β中尺度对流系统分析. 气象学报 , 2010, 68(1): 125–136. |
| [5] | 孙力, 安刚. 1998年夏季嫩江和松花江流域东北冷涡暴雨的成因分析. 应用气象学报 , 2002, 13(2): 156–162. Sun L, An G. A composite diagnostic study of heavy rain caused by the northeast cold vortex over Songhuajiang-Nenjiang River basin in summer of 1998. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese) , 2002, 13(2): 156-162. |
| [6] | 孙力, 安刚. 1998年松嫩流域东北冷涡大暴雨过程的诊断分析. 大气科学 , 2001, 25(3): 342–354. Sun L, An G. A diagnostic study of northeast cold vortex heavy rain over the Songhuajiang-Nenjiang River basin in the summer of 1998. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 2001, 25(3): 342-354. |
| [7] | 杨红梅, 赵亚民. 冷涡暴雨的物理结构及概念模型. // 中尺度气象文集. 北京: 气象出版社, 1933: 31. Yang H M, Zhao Y M. The physics structure and concept model of heavy rain in cold vortex. // Corpus of Mesoscale Meteorology . Beijing: China Meteorological Press, 1933: 31. |
| [8] | 张立祥. 东北冷涡中尺度对流系统研究. 南京: 南京信息工程大学 , 2008: 1–2. Zhang L X. A study on MCS in cold vortex over northeastern China . Nanjing: Nanjing University of Information Science & Technology (in Chinese) , 2008: 1-2. |
| [9] | 白人海, 谢安. 东北冷涡过程中的飑线分析. 气象 , 1998, 24(4): 37–40. Bai R H, Xie A. Analysis of squall lines occurrence in cold vortexes over Northeast China. Meteorological Monthly (in Chinese) , 1998, 24(4): 37-40. |
| [10] | 齐彦斌, 郭学良, 金德镇. 一次东北冷涡中对流云带的宏微物理结构探测研究. 大气科学 , 2007, 31(4): 621–634. Qi Y B, Guo X L, Jin D Z. An observational study of macro/microphysical structures of convective rainbands of a cold vortex over northeast China. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 2007, 31(4): 621-634. |
| [11] | 张云, 雷恒池, 钱贞成. 一次东北冷涡衰退阶段暴雨成因分析. 大气科学 , 2008, 32(3): 481–498. Zhang Y, Lei H C, Qian Z C. Analyses of formation mechanisms of a rainstorm during the declining phase of a northeast cold vortex. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 2008, 32(3): 481-498. |
| [12] | Chen Q S, Kuo Y H. A consistency condition for wind-field reconstruction in a limited area and a harmonic-cosine series expansion. Mon. Wea. Rev. , 1992, 120(11): 2653-2670. DOI:10.1175/1520-0493(1992)120<2653:ACCFWF>2.0.CO;2 |
| [13] | Biijlsma S J, Hafkensheid L M, Lynch P. Computation of the stream function and velocity potential and reconstruction of the wind field. Mon. Wea. Rev. , 1986, 114(8): 1547-1551. DOI:10.1175/1520-0493(1986)114<1547:COTSAV>2.0.CO;2 |
| [14] | Lynch P. Deducing the wind from vorticity and divergence. Mon. Wea. Rev. , 1988, 116(1): 86-93. DOI:10.1175/1520-0493(1988)116<0086:DTWFVA>2.0.CO;2 |
| [15] | Shukla J, Saha K R. Computation of non-divergent stream function and irrotational velocity potential from the observed winds. Mon. Wea. Rev , 1974, 102(6): 419-425. DOI:10.1175/1520-0493(1974)102<0419:CONDSA>2.0.CO;2 |
| [16] | Stephens J J, Johnson K W. Rotational and divergent wind potentials. Mon. Wea. Rev. , 1978, 106(10): 1452-1457. DOI:10.1175/1520-0493(1978)106<1452:RADWP>2.0.CO;2 |
| [17] | 朱宗申, 朱国富. 有限区域风速场求解流函数和速度势场的有效方案. 应用气象学报 , 2008, 19(1): 10–18. Zhu Z S, Zhu G F. An effective method to solve the stream function and velocity potential from a wind field in a limited area. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese) , 2008, 19(1): 10-18. |
| [18] | 朱宗申, 朱国富, 张林. 用有限区域风速场准确求解流函数和速度势场的方法. 大气科学 , 2009, 33(4): 811–824. Zhu Z S, Zhu G F, Zhang L. An accurate solution method of stream function and velocity potential from the wind field in a limited area. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 2009, 33(4): 811-824. |
| [19] | 周玉淑, 曹洁, 高守亭. 有限区域风场分解方法及其在台风SAOMEI研究中的应用. 物理学报 , 2008, 57(10): 6654–6665. Zhou Y S, Cao J, Gao S T. The method of decomposing wind field in a limited area and its application to typhoon SAOMEI. Acta Physica Sinica (in Chinese) , 2008, 57(10): 6654-6665. |
| [20] | 周玉淑, 曹洁. 有限区域风场的分解和重建. 物理学报 , 2010, 59(4): 2898–2906. Zhou Y S, Cao J. Partitioning and reconstruction problem of the wind in a limited region. Acta Physica Sinica (in Chinese) , 2010, 59(4): 2898-2906. |
| [21] | 刘建文, 郭虎, 李耀东, 等. 天气分析预报物理量计算基础. 北京: 气象出版社, 2005 : 80 . Liu J W, Guo H, Li Y D, et al. The Computational Basis of Weather Prediction Physical Quantity (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press, 2005 : 80 . |
| [22] | Buechler D E, Fuelberg H E. Budgets of divergent and rotational kinetic energy during two periods of intense convection. Mon. Wea. Rev. , 1986, 114(1): 95-114. DOI:10.1175/1520-0493(1986)114<0095:BODARK>2.0.CO;2 |
| [23] | 赵大军, 朱伟军, 于玉斌, 等. 2006年超强台风"桑美"强度突变的动能特征分析. 热带气象学报 , 2009, 25(2): 141–146. Zhao D J, Zhu W J, Yu Y B, et al. Analysis of kinetic energy feature of abrupt intensity change of super typhoon SAOMAI (0608). Journal of Tropical Meteorology (in Chinese) , 2009, 25(2): 141-146. |
| [24] | 丁一汇, 刘月贞. 台风中动能收支的研究——II.辐散风动能和无辐散风动能的转换. 中国科学(B辑) , 1985, 15(11): 1045–1054. Ding Y H, Liu Y Z. On the analysis of typhoon kinetic energy, Part Ⅱ Conversion between divergent and nondivergent wind. Science in China (Series B) (in Chinese) , 1985, 15(11): 1045-1054. |
| [25] | 钟水新, 王东海, 张人禾, 等. 基于CloudSat资料的冷涡对流云带垂直结构特征. 应用气象学报 , 2011, 22(3): 257–264. Zhong S X, Wang D H, Zhang R H, et al. Vertical structure of convective cloud in a cold vortex over Northeast China using CloudSat data. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese) , 2011, 22(3): 257-264. |
| [26] | 赵平, 胡昌琼, 孙淑清. 一次西南低涡形成过程的数值试验和诊断Ⅱ: 涡度方程和能量转换函数的诊断分析. 大气科学 , 1992, 16(2): 177–184. Zhao P, Hu C Q, Sun S Q. Numerical simulation and diagnosis of the formation process of SW vortex Ⅱ: The diagnosis of vorticity equation and energy conversion function. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 1992, 16(2): 177-184. |
| [27] | 孙淑清, 田生春, 杜长萱. 华南涡旋暴雨的物理对比分析. 热带气象 , 1992, 8(3): 254–260. Sun S Q, Tian S C, Du C X. The comparison analysis of meso-scale low vortices in south China. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese) , 1992, 8(3): 254-260. |