近十年我國(guó)渦旋系統(tǒng)的研究進(jìn)展

孫建華 周玉淑 傅慎明 楊帥 張?jiān)? 汪匯潔 黃玥 , 3

1 中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所云降水物理與強(qiáng)風(fēng)暴重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100029

2 中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所國(guó)際氣候與環(huán)境科學(xué)中心, 北京 100029

3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

1 引言

我國(guó)氣象災(zāi)害頻發(fā)，尤其是降水引發(fā)的洪澇災(zāi)害更加頻繁，新中國(guó)建立后經(jīng)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(guò)程，給當(dāng)?shù)厝嗣竦纳拓?cái)產(chǎn)造成了嚴(yán)重?fù)p失。中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所是國(guó)內(nèi)最早從事降水形成機(jī)理與預(yù)報(bào)的研究機(jī)構(gòu)，2023 年是該所成立95 周年，回顧國(guó)內(nèi)與暴雨形成有關(guān)的機(jī)理與預(yù)測(cè)方法、技術(shù)研究進(jìn)展，并對(duì)其相關(guān)問(wèn)題進(jìn)行思考十分必要。由于最近幾年一些學(xué)者已對(duì)我國(guó)暴雨形成機(jī)理以及相關(guān)的天氣系統(tǒng)、數(shù)值預(yù)報(bào)和預(yù)報(bào)方法的研究歷程與重要成果進(jìn)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(jìn)行全方位的梳理，而是專(zhuān)門(mén)對(duì)我國(guó)南北方的暴雨及強(qiáng)對(duì)流均有重要影響的幾類(lèi)渦旋系統(tǒng)研究進(jìn)展進(jìn)行回顧。

我國(guó)一些特殊區(qū)域暴雨和強(qiáng)對(duì)流天氣的產(chǎn)生與α 中尺度渦旋和β 中尺度渦旋相關(guān)，這些中尺度渦旋系統(tǒng)除了熱帶氣旋外，主要包括不同地區(qū)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(jì)，我國(guó)學(xué)者對(duì)中國(guó)造成暴雨的氣旋和低渦進(jìn)行了較為系統(tǒng)的研究，但是由于觀測(cè)資料有限，較難開(kāi)展細(xì)致的統(tǒng)計(jì)和結(jié)構(gòu)特征研究。進(jìn)入21 世紀(jì)后，隨著中國(guó)氣象觀測(cè)網(wǎng)的不斷完善和再分析資料的時(shí)空分辨率的不斷提高，對(duì)中尺度渦旋的時(shí)空統(tǒng)計(jì)特征、結(jié)構(gòu)特征和形成機(jī)理研究不斷深入。研究發(fā)現(xiàn)，高原低渦、西南低渦和大別山渦對(duì)長(zhǎng)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(zhǎng)江流域持續(xù)性暴雨過(guò)程中非?；钴S（圖1，F(xiàn)u et al., 2022），中亞低渦和東北冷渦為引發(fā)我國(guó)西北和東北地區(qū)的主要降水系統(tǒng)（孫力等, 1994; 楊蓮梅等, 2020）。本文將從這些渦旋的時(shí)空統(tǒng)計(jì)特征、結(jié)構(gòu)特征以及形成機(jī)理和產(chǎn)生的暴雨或者強(qiáng)對(duì)流天氣等角度，概述國(guó)內(nèi)的研究進(jìn)展及其相關(guān)問(wèn)題，目的在于總結(jié)過(guò)去，找到影響渦旋系統(tǒng)研究、預(yù)報(bào)與災(zāi)害防御的關(guān)鍵問(wèn)題，希望能對(duì)今后相關(guān)領(lǐng)域的研究與預(yù)報(bào)工作改進(jìn)提供參考。

2 高原低渦

高原低渦（簡(jiǎn)稱(chēng)高原渦）是指在青藏高原獨(dú)特的動(dòng)力、熱力條件下形成的一類(lèi)α 中尺度渦旋，被定義為500 hPa 等壓面出現(xiàn)的生成于高原地區(qū)的具有閉合等高線(xiàn)的低壓或者三站風(fēng)向呈現(xiàn)氣旋性旋轉(zhuǎn)的低渦（青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組,1981）。由于青藏高原自然環(huán)境惡劣，氣象觀測(cè)站點(diǎn)稀少且臺(tái)站代表性不夠，因此，過(guò)去的研究一直受限于觀測(cè)資料的不足。1979 年以來(lái)相繼開(kāi)展三次青藏高原大氣科學(xué)試驗(yàn)，對(duì)青藏高原天氣系統(tǒng)的認(rèn)識(shí)逐漸加強(qiáng)（Tao et al., 1986; 陳聯(lián)壽和徐祥德,1998; 徐祥德和陳聯(lián)壽, 2006; 趙平等, 2018）。特別是近十年來(lái)，隨著衛(wèi)星遙感和同化技術(shù)的快速發(fā)展，高時(shí)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(guó)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(shí)別與結(jié)構(gòu)特征

高原渦的準(zhǔn)確識(shí)別與追蹤是高原渦研究的基礎(chǔ)。當(dāng)前，高原渦的識(shí)別與追蹤方法可以分為人工識(shí)別和客觀識(shí)別兩類(lèi)。人工識(shí)別可以嚴(yán)格遵循高原渦的定義，利用天氣圖進(jìn)行識(shí)別，可處理渦旋的合并和分裂等特殊情況，是識(shí)別高原渦最準(zhǔn)確的方法（錢(qián)正安等, 1984; 郁淑華和高文良, 2006; 何光碧等,2009; 李國(guó)平等, 2014），從1998 年開(kāi)始逐年發(fā)布的《青藏高原低渦切變線(xiàn)年鑒》（李躍清等, 2010;中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所和中國(guó)氣象學(xué)會(huì)高原氣象學(xué)委員會(huì), 2022）是目前公認(rèn)的高原渦觀測(cè)識(shí)別的權(quán)威資料。然而，隨著分析資料時(shí)空分辨率的提升，人工識(shí)別的工作量日益繁重，具備識(shí)別速度快、可處理數(shù)據(jù)量大、可調(diào)整標(biāo)準(zhǔn)重復(fù)識(shí)別等優(yōu)點(diǎn)的客觀識(shí)別方法已逐漸成為主要方法。目前的客觀識(shí)別方法主要是對(duì)格點(diǎn)位勢(shì)高度場(chǎng)中低值中心強(qiáng)度、水平和垂直尺度、持續(xù)時(shí)間及風(fēng)場(chǎng)的氣旋性環(huán)流同時(shí)進(jìn)行約束（張博和李國(guó)平, 2017; 劉自牧等,2018; 關(guān)良和李棟梁, 2019），或通過(guò)查找500 hPa位勢(shì)高度分析場(chǎng)具有閉合等值線(xiàn)的低壓系統(tǒng)（林志強(qiáng)等, 2013; Lin et al., 2020）。此外，以相對(duì)渦度（Feng et al., 2014; Curio et al., 2018）或基于風(fēng)場(chǎng)的限制渦度（Fu S M et al., 2020; 湯歡等, 2023）為核心發(fā)展的客觀識(shí)別算法，由于物理意義清晰，識(shí)別準(zhǔn)確率得到大幅提升?；诓煌瑫r(shí)空分辨率再分析資料的客觀識(shí)別追蹤到的高原渦數(shù)目與人工識(shí)別的結(jié)果存在一些差異，其中基于ERA-Interim（ECMWF Re-analysis-Interim，歐洲中期預(yù)報(bào)中心的第4 代全球大氣再分析產(chǎn)品）資料的統(tǒng)計(jì)結(jié)果與年鑒相對(duì)接近，平均每年約有53 個(gè)高原渦（林志強(qiáng), 2015）。

基于大量識(shí)別高原渦的統(tǒng)計(jì)表明，高原渦多發(fā)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(guò)去基于天氣圖的統(tǒng)計(jì)表明，高原渦的源地主要集中于羌塘、那曲、柴達(dá)木及松潘，其中以那曲的發(fā)生頻率最高（青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組,1981），基于再分析資料和客觀識(shí)別算法識(shí)別的高原渦比年鑒中人工識(shí)別的高原渦生成位置偏西（張博和李國(guó)平, 2017; 黃一航等, 2018; Curio et al., 2019），結(jié)合多源觀測(cè)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(qū)（林志強(qiáng)等, 2023）。高原渦的水平尺度平均約500 km，最大可達(dá)800 km，發(fā)展強(qiáng)盛的高原渦在衛(wèi)星云圖上具有與熱帶氣旋相近的螺旋云系、無(wú)云或少云的渦眼及暖心結(jié)構(gòu)（錢(qián)正安等, 1984; 徐祥德和陳聯(lián)壽, 2006; 陳功和李國(guó)平, 2010; 宋雯雯和李國(guó)平, 2011），李國(guó)平和蔣靜（2000）通過(guò)低渦模型方程求解，從動(dòng)力學(xué)理論上論證了這一特征形成的原因，并發(fā)現(xiàn)渦眼中心存在下沉氣流，模型概念圖可參見(jiàn)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(tǒng)，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(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組, 1981），只有1/5 左右的高原渦可以發(fā)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(qián)正安等, 1984; 羅四維等, 1993），初生渦為整層暖性結(jié)構(gòu)，成熟渦為上暖下冷的斜壓結(jié)構(gòu)（呂君寧等, 1984），低渦移出高原前垂直速度與散度近似對(duì)稱(chēng)分布，而移出高原后，最大上升速度位于低渦中心東南側(cè)2～4 個(gè)經(jīng)緯度（Li et al., 2020）。

2.2 高原渦的演變特征和形成機(jī)理

高原渦的發(fā)生、發(fā)展和移動(dòng)，受大尺度環(huán)流及高原大氣的動(dòng)力和熱力作用的影響。早期的研究歸納了有利于高原渦發(fā)生的500 hPa 環(huán)流形勢(shì)，包括北脊南槽型、西槽東脊型、變形場(chǎng)及平直西風(fēng)型（青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組, 1981），且常與高原上空100 hPa 反氣旋性環(huán)流（羅四維和王玉佩, 1984）、200 hPa 輻散氣流（Feng et al., 2014）、副 熱 帶 西 風(fēng) 急 流（Hunt et al., 2018; Curio et al.,2019）、低層偏南氣流輻合（李國(guó)平等, 2014）等系統(tǒng)密切配合。此外，高原感熱加熱（Shen et al.,1986; Wen et al., 2010; 李 國(guó) 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(lián)壽等, 2000; 何光碧等, 2009; 李國(guó)平等, 2014）均有利于高原渦的發(fā)展加強(qiáng)。其中，高原感熱和潛熱加熱的相對(duì)貢獻(xiàn)因季節(jié)、區(qū)域和高原渦的發(fā)展階段不同而有一定的差異。目前較為一致的觀點(diǎn)認(rèn)為，低渦在生成時(shí)主要受地面感熱的影響，而東移發(fā)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(nèi)的活動(dòng)路徑受300 hPa引導(dǎo)氣流或高原切變線(xiàn)的影響，主要向東北、東、東南三個(gè)方向移動(dòng)（郁淑華和高文良, 2006）。其中向東北移動(dòng)的低渦數(shù)量最多，其次是東南方向。平均每年約有9 個(gè)高原渦可以移出高原并得以發(fā)展（黃楚惠等, 2015），移出高原后約一半以上向東移動(dòng)，其次為東北，然后是東南（李國(guó)平等, 2014;林志強(qiáng), 2015）。移出型的高原渦大多數(shù)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(qiáng)（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(fēng)槽位置偏北、副熱帶高壓偏西、蒙古高壓脊偏強(qiáng)、高原東部有低值系統(tǒng)活動(dòng)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(fēng)急流偏強(qiáng)等（宋敏紅和錢(qián)正安, 2002; 顧清源等,2010; 楊穎璨等, 2018）。大尺度環(huán)流系統(tǒng)位置與強(qiáng)度的差異會(huì)導(dǎo)致高原渦移向有所不同，其中副熱帶高壓強(qiáng)度和南亞高壓東伸脊點(diǎn)位置是主導(dǎo)因素（黃楚惠等, 2015; 師銳和何光碧, 2018; 孫芳等, 2022），在伴有較強(qiáng)熱帶低壓活動(dòng)時(shí)，易出現(xiàn)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(qiáng)并持續(xù)，冷空氣不僅可以增強(qiáng)高原渦的斜壓性和對(duì)流不穩(wěn)定，當(dāng)高空有高位渦下傳時(shí)，可以引起低渦區(qū)域正位渦異常且垂直渦度發(fā)展，從而使高原渦東移加強(qiáng)（郁淑華和高文良, 2018）。此外，高原渦東部擾動(dòng)加熱的垂直分布（Feng et al., 2014; Li et al., 2019a）、青藏高原東側(cè)的地形坡度（Sun et al., 2022; 李祥等, 2023）等也影響高原渦的移動(dòng)速度。

2.3 高原渦產(chǎn)生的降水

高原渦對(duì)青藏高原及其下游地區(qū)的降水過(guò)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(qiáng)的南亞高壓、西進(jìn)的西太平洋副熱帶高壓和北推的季風(fēng)環(huán)流背景下，斜壓不對(duì)稱(chēng)結(jié)構(gòu)的高原渦在有偏強(qiáng)暖濕氣流輸送或高原切變線(xiàn)活動(dòng)的影響下容易造成強(qiáng)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(duì)流性的降水過(guò)程存在明顯的日變化：對(duì)流在11 時(shí)（北京時(shí)，下同）至17～18 時(shí)這一時(shí)段呈增強(qiáng)趨勢(shì)，在17～18 時(shí)達(dá)到最強(qiáng)，上午的對(duì)流活動(dòng)較少，且降水過(guò)程持續(xù)時(shí)間較短，一般短于1 h（常祎和郭學(xué)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(guān)，對(duì)高原渦降水的云-微物理特征研究，主要通過(guò)個(gè)例的多源觀測(cè)和數(shù)值模擬兩種方式進(jìn)行。第三次青藏高原大氣科學(xué)試驗(yàn)（TIPEX-III）外場(chǎng)試驗(yàn)結(jié)果表明，高原中部底層過(guò)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(duì)流云為主，持續(xù)時(shí)間較短，低渦前部上升運(yùn)動(dòng)深厚，對(duì)流發(fā)展旺盛，雨滴能得到更好增長(zhǎng)，雨滴譜分布較寬，小雨滴（<1 mm）占總雨滴數(shù)濃度的87%。低渦降水后期以混合云為主，對(duì)流明顯減弱，降水穩(wěn)定且持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，雨滴譜分布較窄，集中于1～3 mm，小雨滴占總雨滴數(shù)比例仍然較大。伴隨著云頂升高，0°C 層亮帶出現(xiàn)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(shù)化方案在青藏高原對(duì)流降水區(qū)具有較高的敏感性。相對(duì)平原而言，青藏高原對(duì)流云降水的大雨滴（>3 mm）較多，數(shù)值模式中常用的M-P 雨滴譜分布與TIPEX-Ⅲ觀測(cè)的高原地區(qū)粒子譜特征有較大差異，而Γ 分布能夠更好擬合高原地區(qū)粒子譜特征（常祎和郭學(xué)良,2016）。此外，高原對(duì)流云比平原地區(qū)更容易成冰，因而云內(nèi)降水粒子以冰相為主（岳治國(guó)等, 2018），多例數(shù)值試驗(yàn)均證實(shí)了冰相粒子在高原渦降水過(guò)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(qiáng)度相對(duì)較?。灰瞥龈咴蟮母咴瓬u相關(guān)降水一般呈西南—東北方向分布，強(qiáng)度比在高原上的降水增強(qiáng)（Li and Zhang, 2023）。統(tǒng)計(jì)表明，平均每年夏季約有1.3 個(gè)高影響高原渦移出高原并在下游大范圍地區(qū)產(chǎn)生強(qiáng)降水天氣（李國(guó)平等, 2014），一般高原渦移出高原后會(huì)造成中雨以上強(qiáng)度的降水，其中移出高原后活動(dòng)時(shí)間36 h 以上的，有60%會(huì)產(chǎn)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(qiáng)了降雨區(qū)的對(duì)流不穩(wěn)定性、輻合，降水一般發(fā)生在渦旋生命史的中后期，降水落區(qū)為渦旋移動(dòng)路徑的東側(cè)（Huang et al., 2022），降水產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱釋放使渦旋進(jìn)一步加強(qiáng)，形成正反饋機(jī)制，在四川盆地、河西走廊及云南等高原臨近地區(qū)形成暴雨（肖紅茹和陳靜, 2010; 楊康權(quán)等, 2017a, 2017b;孫芳等, 2022; 黃慧君等, 2023）。

高原渦與其他天氣系統(tǒng)的相互耦合作用能增強(qiáng)高原渦的強(qiáng)度和影響范圍，造成更強(qiáng)烈的天氣。高原渦與高原切變線(xiàn)的協(xié)同作用，也稱(chēng)高原低渦切變，可以造成下游強(qiáng)降水的發(fā)生（羅四維, 1992; 姚秀萍等, 2014），但二者的關(guān)系和相互作用機(jī)理仍有待進(jìn)一步研究（李國(guó)平和張萬(wàn)誠(chéng), 2019）。當(dāng)高原渦與西南渦垂直耦合為更強(qiáng)的深厚渦旋后，耦合區(qū)上方穩(wěn)定維持的正渦度柱和次級(jí)環(huán)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(tǒng)仍然可以繼續(xù)東移，對(duì)黃河流域、長(zhǎng)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(qiáng)降水天氣造成影響。比如1998 年、2020 年等破紀(jì)錄的梅雨期暴雨過(guò)程，均受到東移高原渦與西風(fēng)槽結(jié)合形成的低渦切變線(xiàn)的活動(dòng)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(guò)正位渦水平平流增強(qiáng)對(duì)流層垂直運(yùn)動(dòng)，在非絕熱加熱和充沛水汽輸送的條件下，同樣可以對(duì)我國(guó)長(zhǎng)江中下游的暴雨產(chǎn)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(jiǎn)稱(chēng)西南渦）是西南地區(qū)至長(zhǎng)江中下游地區(qū)影響強(qiáng)降水發(fā)生的重要天氣系統(tǒng)之一，西南渦也是中國(guó)十分復(fù)雜的典型暴雨系統(tǒng)（盧敬華,1986; 陶詩(shī)言等, 1980）。西南渦的定義是在700 hPa或750 hPa 上有氣旋性環(huán)流或閉合等高線(xiàn)，水平尺度約300～500 km（陶詩(shī)言, 1980）。西南渦渦源（指低渦初生時(shí)中心相對(duì)集中區(qū)）及其形成機(jī)制是最重要的基礎(chǔ)問(wèn)題，此外，高原渦對(duì)西南渦的影響機(jī)理以及西南渦對(duì)暴雨的影響機(jī)理也是研究熱點(diǎn)。

3.1 西南渦的識(shí)別和結(jié)構(gòu)特征

近年來(lái)，很多學(xué)者對(duì)西南渦的發(fā)生源地、結(jié)構(gòu)和活動(dòng)特征等方面進(jìn)行了深入的研究（盧萍等,2016; 馬勛丹等, 2018; 慕丹和李躍清, 2018）。對(duì)于西南渦的識(shí)別也有主觀和客觀識(shí)別兩種方法，比較權(quán)威的主觀識(shí)別是《西南低渦年鑒》，年鑒中使用每日天氣圖資料，人工識(shí)別西南渦及其中心位置和強(qiáng)度等，但由于西南渦源地附近地形復(fù)雜，氣象探空觀測(cè)站稀少且分布不均，人工識(shí)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(fā)展，國(guó)內(nèi)已有學(xué)者使基于700 hPa 位勢(shì)高度或風(fēng)場(chǎng)進(jìn)行西南渦的客觀識(shí)別（高正旭等, 2009; 王金虎等,2015; 王靜等, 2019）。西南渦客觀識(shí)別方法的發(fā)展為其統(tǒng)計(jì)特征的研究奠定了基礎(chǔ)。

對(duì)西南渦渦源的研究是針對(duì)該系統(tǒng)研究的重要問(wèn)題之一，不同的研究結(jié)論有差異，有些研究對(duì)渦源分類(lèi)較細(xì)，但概括起來(lái)主要為兩個(gè)地區(qū)：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(shī)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(tǒng)計(jì)了2012～2016 年西南渦，發(fā)現(xiàn)源地為九龍的西南渦出現(xiàn)的次數(shù)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(shí)，該研究也發(fā)現(xiàn)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(qū)。近年來(lái)隨著再分析資料時(shí)空分辨率的提高和年限的增加，利用再分析資料也對(duì)西南渦開(kāi)展了大量的統(tǒng)計(jì)工作（Fu et al., 2014,2015a; 李超等, 2015; Feng et al., 2016; 葉瑤和李國(guó)平, 2016; 李黎等, 2017; 范嬌和陳科藝, 2019; 郁淑華 等, 2021）。Fu et al.（2014）識(shí) 別 和 統(tǒng) 計(jì) 了2000～2013 年夏季的578 例西南渦（圖3），其發(fā)生頻數(shù)在6 月份達(dá)到最高，主要發(fā)生在凌晨（02～08 時(shí)，北京時(shí)），大部分西南渦的生命史都小于24 h，并且大多數(shù)的西南渦是準(zhǔn)靜止。李超等（2015）統(tǒng)計(jì)分析了1983～2012 年全年的發(fā)生在四川盆地的低渦天氣過(guò)程及其降水特征，發(fā)現(xiàn)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(fā)性特點(diǎn)，東北型在5～9 月夜晚發(fā)生的概率較大，并且西南渦生命史與對(duì)流的發(fā)展程度具有相關(guān)性。也有研究根據(jù)西南渦的移動(dòng)特征將西南渦分為原地型和移動(dòng)型，移動(dòng)型的路徑又進(jìn)一步分為偏東路徑，其中偏東型西南低渦發(fā)生頻次最高，占移動(dòng)型低渦總數(shù)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(duì)流向上發(fā)展成為深厚型渦旋，這些發(fā)展起來(lái)的深厚型西南渦只有一小部分會(huì)移出盆地，總共統(tǒng)計(jì)到的1382 次低渦過(guò)程，有57 次低渦能夠移出統(tǒng)計(jì)區(qū)，所占比例為4.13%（李超等, 2015）。

前人的很多研究已經(jīng)揭示了西南渦在不同發(fā)展階段的垂直結(jié)構(gòu)特征，低渦形成初期一般在700 hPa，表現(xiàn)為暖性氣旋環(huán)流，而對(duì)流層中高層（500～300 hPa）常常出現(xiàn)高壓區(qū)或有高壓脊維持；西南渦發(fā)展至成熟階段后，則為一個(gè)深厚的暖濕低壓系統(tǒng)，正渦度可向上伸展到100 hPa 以上，渦區(qū)內(nèi)動(dòng)量、層結(jié)、垂直運(yùn)動(dòng)等呈非對(duì)稱(chēng)分布。700 hPa 正渦度中心南側(cè)由于低層輻合、高層輻散抽吸的共同作用造成上升運(yùn)動(dòng)更顯著；而減弱階段的西南渦又演變?yōu)橐粋€(gè)斜壓淺薄系統(tǒng)，對(duì)流層低層低渦為冷性結(jié)構(gòu)（陶詩(shī)言, 1980; 中國(guó)科學(xué)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(fā)現(xiàn)了一個(gè)西南渦中包含有兩個(gè)更小尺度渦旋的現(xiàn)象。相比單渦，吳珍珍等（2018）發(fā)現(xiàn)的雙渦更復(fù)雜，雙渦產(chǎn)生的強(qiáng)降水更寬廣，雙渦并非維持暖濕結(jié)構(gòu)，一個(gè)低渦初期為干冷低渦，逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榕瘽裉卣?，而另外一個(gè)低渦一直維持暖濕結(jié)構(gòu)特征；拉伸和傾斜項(xiàng)在“C1”的發(fā)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(fā)展階段的主要貢獻(xiàn)者（Wu et al., 2022）。曾波等（2016, 2017）將川渝地區(qū)西南渦劃分為有暴雨發(fā)生的西南渦和無(wú)暴雨發(fā)生的西南渦兩類(lèi)，指出兩類(lèi)西南渦形成前，有暴雨發(fā)生的西南渦的強(qiáng)度，水平尺度相對(duì)較大，且冷暖空氣的交匯和水汽輸送更強(qiáng)。渦旋中心附近為上升運(yùn)動(dòng)的大值中心，渦旋中心及其西側(cè)和南側(cè)為中性或不穩(wěn)定層結(jié)。根據(jù)西南渦發(fā)生時(shí)是否發(fā)生降水和是否有地面低壓的特征，將西南渦劃分為無(wú)降水無(wú)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(tǒng)計(jì)結(jié)果，Zhang Y C et al.（2019）挑選10 個(gè)生命史大于12 h 的典型西南渦個(gè)例揭示出西南渦的形成時(shí)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(duì)流有關(guān)的傾斜項(xiàng)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(guān)的傾斜項(xiàng)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(jī)理以及對(duì)暴雨的影響

大量個(gè)例的統(tǒng)計(jì)研究發(fā)現(xiàn)西南渦多發(fā)年，低層流場(chǎng)在西南渦生成的關(guān)鍵區(qū)表現(xiàn)為西南風(fēng)旺盛并且輻合異常強(qiáng)，氣旋性切變加大，低緯季風(fēng)環(huán)流增強(qiáng)，導(dǎo)致大量正角動(dòng)量輸送至關(guān)鍵區(qū)，從而有利于西南渦生成（葉瑤和李國(guó)平, 2016）。西南渦在盆地中所產(chǎn)生的暴雨往往有三個(gè)主要落區(qū)，分別位于盆地西北部的廣元，綿陽(yáng)一帶線(xiàn)（西北型)，盆地東北部的巴中、達(dá)州一帶（東北型），盆地西南部的雅安、樂(lè)山、眉山附近（西南型）。降水落區(qū)的分布主要受四川盆地周?chē)牡匦翁卣饔绊?，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(quán),2017）。其降水的日變化也具有明顯的區(qū)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(kāi)始活躍，并且在午夜達(dá)到峰值（Bao et al., 2011; Zhang et al., 2017）。在地形熱力作用下，對(duì)流性降水主要在午后達(dá)到峰值，但四川盆地地區(qū)的少數(shù)對(duì)流降水峰值出現(xiàn)在午后至清晨；而層狀云降水峰值主要出現(xiàn)在夜間至清晨（Yu et al., 2010; Li et al., 2011）。西南渦暴雨過(guò)程中短時(shí)強(qiáng)降水的累計(jì)頻次和累計(jì)雨量均呈單峰型夜雨特征，短時(shí)強(qiáng)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(qū)頻次相對(duì)較低，短時(shí)強(qiáng)降水的降水量大值也主要分布在盆地西部（圖5，李強(qiáng)等, 2020）。并且不同類(lèi)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(dòng)，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(huì)穩(wěn)定維持在盆地的東北部達(dá)州地區(qū)一帶（李超等, 2015）。

西南渦與其他系統(tǒng)配合可能出現(xiàn)極端暴雨和持續(xù)性暴雨。肖遞祥等（2017）對(duì)篩選出的四川盆地23 次極端暴雨個(gè)例分析表明，極端暴雨主要出現(xiàn)在大尺度環(huán)流為“東高西低”型和“兩高切變”型形勢(shì)下，其中“東高西低”型中引發(fā)暴雨的主要系統(tǒng)是西南渦和高原渦，而“兩高切變”型暴雨主要觸發(fā)系統(tǒng)是切變線(xiàn)。四川盆地的持續(xù)性暴雨分為西部型持續(xù)性暴雨和東部型持續(xù)性暴雨，其中西南渦是造成暴雨的主要系統(tǒng)，渦度收支的診斷結(jié)果表明低層輻合是西南渦發(fā)展和維持的主要原因（Zhang Y C et al., 2021）。通過(guò)對(duì)大量典型個(gè)例的深入研究發(fā)現(xiàn)暴雨落區(qū)通常位于西南渦中心附近（以東側(cè)為主），雨帶分布與低渦移動(dòng)路徑相一致（盧萍等, 2014）。西南渦中產(chǎn)生的中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCS）是直接造成暴雨的重要系統(tǒng)，西南渦和其中發(fā)生的MCS 存在明顯的相互作用過(guò)程。在西南渦發(fā)展過(guò)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(jìn)一步促使MCS 的發(fā)展。水平渦度平流和渦度垂直輸送項(xiàng)的配置影響上升氣流和渦旋系統(tǒng)的發(fā)展，MCS 對(duì)西南渦的移動(dòng)有一定的引導(dǎo)作用（胡祖恒等,2014）。西南渦發(fā)生之前的降水使得降水區(qū)上空的非絕熱加熱率增加，能夠促進(jìn)西南渦的生成; 強(qiáng)盛期的西南渦伴隨有次級(jí)環(huán)流，次級(jí)環(huán)流既促進(jìn)了低渦的進(jìn)一步發(fā)展，又有利于觸發(fā)渦心東側(cè)的對(duì)流，有利于強(qiáng)降水的發(fā)生（盧萍等, 2014; 周長(zhǎng)艷等,2015; 董 元 昌 等, 2017; 楊 康 權(quán) 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(qiáng)冷渦的合適配置下，以及中低層來(lái)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(huì)影響華南持續(xù)性強(qiáng)降水（盧萍等, 2014）。

3.3 高原渦對(duì)西南渦的影響機(jī)理

已有研究基于觀測(cè)事實(shí)分析了高原渦與西南渦共存活動(dòng)的統(tǒng)計(jì)特征，兩渦共同活動(dòng)時(shí)段集中在6～7 月，多數(shù)情況下在同一過(guò)程中高原渦與西南渦移動(dòng)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(jié)伴而行有三種形式：高原渦誘發(fā)西南渦; 高原渦與西南渦耦合；同一天氣系統(tǒng)下兩渦，其中以高原渦誘發(fā)西南渦的形式居多。兩渦伴行中西南渦的生成主要是通過(guò)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(wěn)定增強(qiáng)，從而西南渦加強(qiáng)；此外，200 hPa 上西南風(fēng)急流通過(guò)高空高位渦下傳來(lái)影響高原渦與西南渦的耦合或者加強(qiáng)西南渦（郁淑華和高文良, 2017）。東亞環(huán)流經(jīng)向度減弱，處在切變流場(chǎng)中的持續(xù)高原渦的環(huán)流東南部易誘發(fā)西南渦（周長(zhǎng)艷等, 2008）。高原渦移出高原伴隨正渦度向下伸展，與對(duì)流層低層四川盆地內(nèi)氣流的氣旋性切變產(chǎn)生的正渦度重疊，使得盆地內(nèi)氣旋性渦度加強(qiáng)從而誘發(fā)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(qiáng)迫的上升作用也是高原渦誘發(fā)西南渦的一個(gè)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(fā)展和維持，對(duì)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(fā)展的重要機(jī)制（何光碧等, 2014）。

4 大別山渦

長(zhǎng)江流域是我國(guó)的三大雨區(qū)之一，長(zhǎng)期以來(lái)受到暴雨洪澇災(zāi)害的嚴(yán)重影響（陶詩(shī)言, 1980; 趙思雄等, 2004）。該地區(qū)的降水系統(tǒng)種類(lèi)多樣，其中，中尺度渦旋所造成暴雨的頻次與強(qiáng)度均是名列前茅的。大別山渦是我國(guó)長(zhǎng)江流域中下游地區(qū)高頻發(fā)生的一類(lèi)中尺度渦旋（張敬萍等, 2015），它以初生于大別山及其周邊地區(qū)（27°～34°N，112°～118°E）而命名。大別山渦以流場(chǎng)上的閉合中心與氣旋式渦度中心為標(biāo)準(zhǔn)而定義，其中的大部分在早期稀疏的氣象探空觀測(cè)中較難被識(shí)別。大別山渦中部分斜壓性較強(qiáng)的成員常?？梢栽趯?duì)流層低層的等高面上出現(xiàn)閉合低壓中心且影響范圍較大，這部分大別山渦常被中國(guó)的氣象學(xué)者稱(chēng)為江淮氣旋（陶詩(shī)言, 1980;胡伯威和潘鄂芬, 1996），因其致災(zāi)性較強(qiáng)，它一直以來(lái)都是氣象預(yù)報(bào)關(guān)注的重點(diǎn)之一。近年來(lái)，隨著高質(zhì)量、高時(shí)空分辨率的觀測(cè)及再分析資料的廣泛應(yīng)用，大別山渦的研究逐漸增多，在其統(tǒng)計(jì)特征、三維結(jié)構(gòu)、形成機(jī)制與演變機(jī)理等多個(gè)方面均取得了重要進(jìn)展。

4.1 大別山渦的識(shí)別和時(shí)空分布特征

國(guó)內(nèi)外的氣象學(xué)者對(duì)長(zhǎng)江流域的中尺度渦旋做了一系列的統(tǒng)計(jì)工作，谷文龍（2008）和楊引明等（2010）對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū)的中尺度渦旋進(jìn)行了識(shí)別與統(tǒng)計(jì)研究，發(fā)現(xiàn)此類(lèi)渦旋的致災(zāi)性強(qiáng)（>70%的渦旋觸發(fā)了暴雨過(guò)程），其源地主要位于大別山及其周邊地區(qū)的高能、高濕大氣環(huán)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(lèi)渦旋主要為東移和東北移兩類(lèi)。王薇等（2011）對(duì)夏季我國(guó)東部的中尺度對(duì)流渦旋（Mesoscale convective vortex; MCV）進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)研究，發(fā)現(xiàn)，這些MCV 主要是屬于α 中到β中尺度系統(tǒng)，他們主要位于對(duì)流層低層，多見(jiàn)于850 hPa，其致災(zāi)性較強(qiáng)，常與強(qiáng)降水相聯(lián)系。沈杭鋒等（2013）基于 2006～2009 年高時(shí)空分辨率的日本再分析資料對(duì)梅汛期（5～7 月）長(zhǎng)江流域的中尺度渦旋進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)研究，發(fā)現(xiàn)其中約有70%的渦旋可以引發(fā)暴雨過(guò)程，在這些產(chǎn)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(yōu)。張敬萍等（2015）對(duì)大別山渦提出了明確的定義，并利用14 個(gè)夏季（2000～2013 年6～8 月）的統(tǒng)計(jì)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(jìn)行了對(duì)比。他們研究發(fā)現(xiàn)，大別山渦水平尺度比西南渦略大，垂直厚度與西南渦相當(dāng)，但位于更低的垂直層次上（850 hPa 是此類(lèi)渦旋的中心層），大別山渦的發(fā)生頻數(shù)與西南渦相當(dāng)，但就引發(fā)暴雨的比例與強(qiáng)度而言，其均超過(guò)了西南渦。大多數(shù)的大別山渦為短生命史渦旋，但平均生命史超過(guò)了西南渦。大別山渦的移動(dòng)性顯著強(qiáng)于西南渦，偏東與偏東北路徑是大別山渦的主要移動(dòng)路徑。董秋實(shí)（2017）對(duì)暖季長(zhǎng)江中下游地區(qū)的中尺度渦旋進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，結(jié)果表明，在1996～2015 年間，長(zhǎng)江中下游地區(qū)的中尺度渦旋活動(dòng)頻繁，其中5～7 月的發(fā)生頻數(shù)相當(dāng)，而8 月份則顯著偏少。就日變化而言，凌晨02:00時(shí)為此類(lèi)中尺度渦旋的高發(fā)期，午后14:00 時(shí)則為渦旋生成的第二個(gè)峰值時(shí)段。

4.2 大別山渦的結(jié)構(gòu)特征與降水

關(guān)于大別山渦旋的三維結(jié)構(gòu)，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(fā)現(xiàn)此類(lèi)渦旋的水平尺度多在400 km 以下，而中心層次位于對(duì)流層低層。在高分辨率再分析資料出現(xiàn)之后，大別山渦三維結(jié)構(gòu)的研究逐漸深入。Fu et al.（2015b） 對(duì)一次典型的大別山渦進(jìn)行了數(shù)值模擬與定量診斷，發(fā)現(xiàn)大別山渦的結(jié)構(gòu)特征與渦旋的演變和降水過(guò)程密切相關(guān)。渦旋水平尺寸的增長(zhǎng)有利于其維持，渦旋的長(zhǎng)軸接近于東西方向時(shí)，其伴隨的對(duì)流和降水趨于更強(qiáng)。張敬萍等（2015）的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，絕大多數(shù)的大別山低渦是移動(dòng)性的，對(duì)于長(zhǎng)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(xiàn)為流場(chǎng)上的閉合中心，而在等壓面上形成閉合低壓中心的個(gè)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(wú)地面低壓中心配合與生成前有無(wú)明顯降水發(fā)生，將大別山渦分成了4 個(gè)主要的類(lèi)別，針對(duì)每個(gè)具體的類(lèi)別，分別進(jìn)行了拉格朗日合成，從共性上揭示了不同類(lèi)別大別山渦的動(dòng)力與熱力結(jié)構(gòu)，并通過(guò)渦旋的垂直識(shí)別算法確定了大別山渦的平均中心層次位于850 hPa，但對(duì)極端個(gè)例而言，渦旋的頂層可以伸展至對(duì)流層頂，而渦旋的底層可以接地。大別山渦多呈現(xiàn)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(cè)是發(fā)展的有利象限，也是暴雨發(fā)生概率最高的地區(qū)。

渦旋是長(zhǎng)江流域的主要降水系統(tǒng)之一。Fu et al.（2016）所分的4 類(lèi)大別山渦中，生成前有顯著降水但無(wú)地面低壓中心型和生成前無(wú)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(lèi)型。雖然針對(duì)渦旋本身的降水研究工作較少，但是有研究針對(duì)長(zhǎng)江流域二級(jí)地形MCS 的降水進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，而部分MCS 在東移后產(chǎn)生了中尺度渦旋，從而引發(fā)了較強(qiáng)的降水（Zhang et al., 2018; 楊如意等, 2020; Zhang et al., 2022）。二級(jí)地形上觸發(fā)的MCS 可分為四類(lèi)（Yang et al., 2019），第1類(lèi)保持準(zhǔn)靜止，降水貢獻(xiàn)率最??；第2 類(lèi)向東北方向移動(dòng)，引發(fā)的降水影響河南至山東半島以及華北地區(qū)；第3 類(lèi)是東移長(zhǎng)生命史 MCS，對(duì)流發(fā)展最旺盛，對(duì)長(zhǎng)江中下游地區(qū) 5～8 月的降水量的貢獻(xiàn)率最大，其生命史中伴隨渦旋的概率最高；第4 類(lèi)短生命史東移個(gè)例，對(duì)長(zhǎng)江中游地區(qū)的降水貢獻(xiàn)率較小。渦旋和對(duì)流過(guò)程可能產(chǎn)生各種強(qiáng)度的降水，而降水過(guò)程與云的微物理過(guò)程密切相關(guān)。研究表明長(zhǎng)江中下游地區(qū)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(shù)濃度高而中、大粒徑的平均數(shù)濃度低，而對(duì)流云降水各粒徑平均數(shù)濃度高且粒徑大，這與其內(nèi)部活躍的冰相過(guò)程和暖云層中的雨滴碰并、碰撞—破碎微物理過(guò)程相關(guān)（李山山等, 2023; Fu Z et al., 2020）。

4.3 大別山渦的形成機(jī)制與演變機(jī)理

Fu et al.（2013）針對(duì)典型個(gè)例的研究發(fā)現(xiàn)大別山渦主要是“由上而下”發(fā)展的，低空急流所帶來(lái)的強(qiáng)輻合是大別山渦形成的最有利因子，旋轉(zhuǎn)風(fēng)的動(dòng)能輸送是大別山渦發(fā)展的最重要能量來(lái)源。張敬萍等（2015）對(duì)14 個(gè)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(qiáng)盛南亞高壓東伸所得來(lái)的高空強(qiáng)輻散，對(duì)流層中層西風(fēng)帶短波槽槽前的暖平流與正渦度平流，以及對(duì)流層低層低空急流帶來(lái)的水汽輸送與強(qiáng)輻合。Fu et al.（2015b）對(duì)一次典型大別山渦的研究結(jié)果表明，水平強(qiáng)輻合所導(dǎo)致的垂直伸展，背景場(chǎng)的渦度輸送，以及渦旋自身的移動(dòng)是本次大別山渦發(fā)展的主導(dǎo)因素；輻散所導(dǎo)致的垂直收縮，與背景場(chǎng)和擾動(dòng)流的渦度輸送共同導(dǎo)致了大別山渦的消亡。大別山渦與其背景場(chǎng)之間存在顯著的相互作用，背景場(chǎng)通過(guò)降尺度能量級(jí)串來(lái)影響大別山渦，大別山渦通過(guò)升尺度能量級(jí)串來(lái)對(duì)其背景場(chǎng)進(jìn)行反饋。大別山渦從其背景場(chǎng)中獲得能量時(shí)能夠發(fā)展與維持，反之，其快速消亡。基于14 個(gè)夏季的統(tǒng)計(jì)結(jié)果，F(xiàn)u et al.（2016）的研究發(fā)現(xiàn)，水平輻合所帶來(lái)的氣旋式渦度制造是大別山渦發(fā)展與維持的最主導(dǎo)因子（圖7），而傾斜項(xiàng)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(zhuǎn)換過(guò)程，其中長(zhǎng)生命史大別山渦具有較強(qiáng)的斜壓性，斜壓能量轉(zhuǎn)換是此類(lèi)渦旋發(fā)展與維持的主要能量來(lái)源。與之形成鮮明對(duì)比的是，正壓能量轉(zhuǎn)換起初有利于大別山渦的發(fā)展和維持，后來(lái)又導(dǎo)致了旋渦的消亡?；诙嗄甑慕y(tǒng)計(jì)結(jié)果，利用中尺度數(shù)值模式開(kāi)展了半理想數(shù)值試驗(yàn)（Fu et al., 2017），發(fā)現(xiàn)大別山地區(qū)的局地地形對(duì)于大別山渦的形成影響不大，大別山渦的形成與長(zhǎng)江流域?qū)α鲗拥蛯拥臇|西向橫槽以及該槽南部低空急流的活動(dòng)密切相關(guān)。此外，還有研究發(fā)現(xiàn)二級(jí)地形以東的長(zhǎng)江中下游地區(qū)中尺度對(duì)流渦旋（部分可發(fā)展為大別山渦）和對(duì)流存在一定的相互關(guān)系（Zhang et al., 2018, 2022）。二級(jí)地形東部對(duì)流東移過(guò)程中合并增強(qiáng)，加強(qiáng)了對(duì)流層低層氣旋性的風(fēng)場(chǎng)擾動(dòng)，形成中尺度渦旋，對(duì)流和渦旋共同東移發(fā)展后，與其東側(cè)不斷增強(qiáng)的渦旋中心合并，中尺度渦旋發(fā)展到成熟階段，其南部低空急流的輻合區(qū)產(chǎn)生較強(qiáng)降水（圖8）。

圖8 二級(jí)地形上向東傳播的MCS 對(duì)下游地區(qū)中尺度對(duì)流渦旋（MCV）演變影響的概念模型，包括MCS1 從第二階地勢(shì)向東傳播，與局部對(duì)流系統(tǒng)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(qiáng)的地域特色，是主要活躍于我國(guó)東北地區(qū)的深厚天氣系統(tǒng)。因在冷渦背景下夏季暴雨、強(qiáng)對(duì)流頻發(fā)，致災(zāi)嚴(yán)重，東北冷渦一直是東北地區(qū)災(zāi)害天氣研究的重點(diǎn)天氣系統(tǒng)。在東北冷渦環(huán)流中，風(fēng)場(chǎng)、熱力場(chǎng)、地形的非均一性，產(chǎn)生局地切變輻合上升，易引發(fā)暴雨；冷渦背景下的位渦下傳、動(dòng)量下傳、強(qiáng)斜壓性，可誘發(fā)地面氣旋和中小尺度渦發(fā)展、甚至颮線(xiàn)和龍卷，產(chǎn)生雷暴大風(fēng)、短時(shí)強(qiáng)降水、冰雹等強(qiáng)對(duì)流天氣。目前，冷渦背景下的暴雨和強(qiáng)對(duì)流的觸發(fā)，仍然是業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)中的重要挑戰(zhàn)。近年來(lái)，一些學(xué)者圍繞東北冷渦這一東亞發(fā)生頻率最高的切斷低壓，從冷渦本身的定義、客觀識(shí)別、結(jié)構(gòu)特征等方面展開(kāi)研究；另外，在東北冷渦暴雨和強(qiáng)對(duì)流天氣的特征和成因方面，也取得一些進(jìn)展，依次回顧如下。

5.1 東北冷渦的定義和結(jié)構(gòu)特征

對(duì)東北冷渦的研究，可追溯到20 世紀(jì)50 年代。最初是在謝義炳（1949）對(duì)歐美切斷低壓研究的基礎(chǔ)上，由歸佩蘭和王作述（1959）對(duì)“一個(gè)東北低壓的機(jī)制分析”開(kāi)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(fā)了大風(fēng)和降水天氣。后續(xù)的研究對(duì)東北冷渦的定義逐漸明確，劉成歧等（1976）分別根據(jù)700 hPa、500 hPa閉合等高線(xiàn)、溫度場(chǎng)等，定義東北冷渦為中國(guó)東北及附近地區(qū)具有一定強(qiáng)度的冷性高空深厚氣旋性渦旋系統(tǒng)。目前業(yè)務(wù)中常用孫力等（1994）對(duì)東北冷渦的定義：在500 hPa 天氣圖上（35°～60°N，115°～145°E）范圍內(nèi)出現(xiàn)閉合等高線(xiàn)，并配合有冷中心或明顯冷槽，生命史至少為3 天的低壓環(huán)流系統(tǒng)。東北冷渦的水平尺度在500～1000 km，5～8 月較活躍，可占總天數(shù)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(guó)學(xué)者編寫(xiě)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(jié)了東北冷渦的氣候?qū)W特征、天氣學(xué)結(jié)構(gòu)及演變規(guī)律、動(dòng)力學(xué)機(jī)制等成果。

東北冷渦的識(shí)別方法，也有主觀和客觀識(shí)別兩種。早期的研究多采用主觀方法，利用逐日天氣形勢(shì)圖、衛(wèi)星云圖等，根據(jù)冷渦的觀測(cè)特征，人為識(shí)別與判定，雖直觀但費(fèi)時(shí)費(fèi)力。后來(lái)許多學(xué)者開(kāi)發(fā)了東北冷渦的客觀識(shí)別算法（Hu et al., 2010; 王東海, 2022; Huang et al., 2023），即依據(jù)東北冷渦的天氣學(xué)定義（鄭秀雅等, 1992; 孫力等, 1994），在500 hPa 高度上具有閉合等壓線(xiàn)、冷心等特征，根據(jù)環(huán)流和溫度場(chǎng)依據(jù)約束條件和參數(shù)來(lái)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(duì)500 hPa 逐日高度場(chǎng)濾波去掉8 天以下的擾動(dòng)，研究冷渦低頻活動(dòng)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(shù)等約束條件對(duì)東北冷渦進(jìn)行客觀識(shí)別。以上客觀識(shí)別方法，識(shí)別結(jié)果與主觀識(shí)別結(jié)果基本一致，可應(yīng)用于東北冷渦的研究。在客觀識(shí)別的基礎(chǔ)上，對(duì)東北冷渦發(fā)生頻次、生命史、移動(dòng)路徑等開(kāi)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(shí)間相對(duì)較長(zhǎng)，發(fā)生頻次在夏季最多，有一定的年際變化但沒(méi)有顯著的長(zhǎng)期趨勢(shì)；冷渦在東北平原北部和西北太平洋沿岸高發(fā)，且高發(fā)區(qū)隨季節(jié)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(dòng)，最終入海減弱衰亡，暖季的移動(dòng)路徑相對(duì)復(fù)雜?；?1979～2018 年夏季（ 5～8 月）的516 個(gè)東北冷渦過(guò)程的統(tǒng)計(jì)（黃璇和李棟梁, 2020），以 45°N 線(xiàn)為 X 軸，125°E線(xiàn)為 Y 軸將冷渦頻發(fā)的（35°～60°N，110°～145°E）區(qū)劃分為 4 個(gè)象限。發(fā)現(xiàn)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(dòng)為主，第 2、3、4 象限向東移動(dòng)的冷渦均超過(guò)了 70%，而第 1 象限只有 31.8%的冷渦向東移動(dòng)，其向東南方向移動(dòng)的冷渦卻超過(guò)了 35%。近年來(lái)，根據(jù)東北冷渦的生成源地、移動(dòng)方向和速度等特征參數(shù)，采用機(jī)器學(xué)習(xí)方法（Fang et al., 2021; Lin et al., 2023），將其活動(dòng)路徑分類(lèi)。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(yuǎn)距離東南移動(dòng)型、貝加爾湖附近生成緩慢東移型、以及西伯利亞?wèn)|部生成緩慢南移型。隨著東北冷渦移動(dòng)，所到之處易給當(dāng)?shù)貛?lái)暴雨或強(qiáng)對(duì)流等災(zāi)害性天氣。

東北冷渦是阻塞系統(tǒng)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(huán)流、東亞急流強(qiáng)度的變化、斜壓能量轉(zhuǎn)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(jié)了東北冷渦的結(jié)構(gòu)特征（圖9）：具有上暖下冷結(jié)構(gòu)，對(duì)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(cè)有干冷空氣侵入，冷渦東側(cè)為來(lái)自低緯的西南或偏東暖濕氣流且為上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，有利于強(qiáng)對(duì)流在冷渦的東側(cè)發(fā)生。另外，冷渦的高位渦下傳及下沉增溫效應(yīng)，可加強(qiáng)地面大風(fēng)，冷渦的強(qiáng)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(fā)垂直渦管的快速發(fā)展，為颮線(xiàn)和龍卷等強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)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(jié)構(gòu)示意圖。實(shí)線(xiàn)為負(fù)位勢(shì)高度距平，代表冷渦中心；長(zhǎng)虛線(xiàn)為溫度距平，代表擾動(dòng)位溫，上下分別為暖、冷中心；西北側(cè)為干冷下沉空氣，東南側(cè)為暖濕上升大氣。細(xì)虛線(xiàn)為相對(duì)濕度，斜線(xiàn)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(guó)東北最具地域特色的暴雨類(lèi)型，夏季東北冷渦暴雨頻發(fā)，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(fā)暴雨過(guò)程，其強(qiáng)度不亞于低緯地區(qū)，《東北冷渦暴雨》（王東海, 2022）一書(shū)中，歸納總結(jié)了東北冷渦暴雨的天氣形勢(shì)、發(fā)展規(guī)律和預(yù)報(bào)方法。

對(duì)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(duì)流活動(dòng)、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(fā)生提供有利的不穩(wěn)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(huì)激發(fā)出強(qiáng)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(tǒng)計(jì)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(qū)。其中西太平洋及相鄰海域的水汽貢獻(xiàn)率最大，東北本地的貢獻(xiàn)最小。馬梁臣等（2017）對(duì)2009 年一次東北冷渦暴雨的研究發(fā)現(xiàn)西北氣流和來(lái)自海上水汽輸送各占約50%。孫力（1995a, 1995b）對(duì)暴雨類(lèi)冷渦與非暴雨類(lèi)冷渦進(jìn)行了合成對(duì)比分析，發(fā)現(xiàn)，暴雨主要出現(xiàn)在暴雨類(lèi)冷渦的發(fā)展階段，冷渦具有較強(qiáng)的斜壓性，與南側(cè)的副熱帶低值系統(tǒng)聯(lián)系密切；非暴雨類(lèi)冷渦降水主要集中在冷渦的成熟階段，冷渦的正壓結(jié)構(gòu)明顯，沒(méi)有明顯的副熱帶低值系統(tǒng)配合；冷渦降水主要出現(xiàn)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(qiáng)不穩(wěn)定和增強(qiáng)斜壓性，并成為對(duì)流觸發(fā)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(fēng)螺旋度和熱成風(fēng)螺旋度、Q 矢量散度和旋度等都是東北冷渦暴雨診斷與預(yù)測(cè)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(duì)東北冷渦暴雨的云微物理特征的研究，主要通過(guò)觀測(cè)試驗(yàn)和數(shù)值模擬兩種手段來(lái)實(shí)現(xiàn)。飛機(jī)探測(cè)是云降水探測(cè)和云微物理結(jié)構(gòu)最直接的方式手段之一，但對(duì)流系統(tǒng)內(nèi)的上升速度、滴譜等仍難以獲取。隨著地基探測(cè)技術(shù)的快速發(fā)展，云雷達(dá)、微雨雷達(dá)、雨滴譜儀等在云降水垂直結(jié)構(gòu)的觀測(cè)方面科研和應(yīng)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(jī)對(duì)一次中等強(qiáng)度的東北冷渦對(duì)流云帶開(kāi)展垂直穿云觀測(cè)，開(kāi)展了東北冷渦積層混合云系的微物理特征分析，發(fā)現(xiàn)對(duì)流云帶的上部存在冰粒子高濃度區(qū)，冰粒子在高過(guò)冷水含量區(qū)的快速長(zhǎng)大對(duì)降水有重要作用；初步確定了冷渦云系降水的粒子相態(tài)、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(duì)流云帶可能存在冰晶繁生過(guò)程。在數(shù)值模擬研究中，發(fā)現(xiàn)微物理過(guò)程中霰粒子的融化是降水的主要因素，雨水的兩個(gè)主要來(lái)源為雨水與云水的碰并和霰的融化過(guò)程；而云水的主要來(lái)源是過(guò)飽和水汽的凝結(jié)，且霰融化為雨水的轉(zhuǎn)化率大于雨水與云水碰并生成雨水的轉(zhuǎn)化率，冰相過(guò)程對(duì)東北冷渦降水有重要作用（耿樹(shù)江等, 2006; 李兆慧,2011）。

5.3 東北冷渦強(qiáng)對(duì)流天氣特征與成因

東北冷渦的影響下，強(qiáng)對(duì)流天氣頻繁發(fā)生，帶來(lái)短時(shí)強(qiáng)降水、雷暴、大風(fēng)、冰雹等災(zāi)害天氣（孫力等, 1994; 王東海, 2022），且在冷渦的形成、發(fā)展、持續(xù)和衰減階段都可能發(fā)生（李爽等, 2016; 蔡雪薇等, 2019）。冷渦發(fā)展各階段產(chǎn)生的強(qiáng)對(duì)流天氣并不相同，冷渦初期易產(chǎn)生短時(shí)強(qiáng)降水和雷暴天氣，發(fā)展和衰減期則還易出現(xiàn)冰雹和大風(fēng)，這主要是由不同階段冷暖氣流的主導(dǎo)作用不同、水汽分布、不穩(wěn)定層結(jié)的差異等造成（羅玲等, 2011; 應(yīng)爽等,2014）。東北冷渦南下或者冷渦后部的冷空氣南下對(duì)華中、華東地區(qū)強(qiáng)對(duì)流也有明顯的影響（蘇愛(ài)芳等, 2012）。統(tǒng)計(jì)分析表明，安徽省54.1%的強(qiáng)對(duì)流為冷渦槽后型，高空受西北氣流控制，有強(qiáng)冷平流，強(qiáng)對(duì)流天氣多發(fā)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(rèn)為強(qiáng)對(duì)流發(fā)生潛勢(shì)區(qū)在東北冷渦背景下高低層影響系統(tǒng)（槽、切變線(xiàn)和大風(fēng)速軸）交匯處的右側(cè)（白人海和孫永罡, 1997; 蘇愛(ài)芳等, 2012）。

對(duì)東北冷渦背景下強(qiáng)對(duì)流的發(fā)生機(jī)制也開(kāi)展了一些研究。一般認(rèn)為應(yīng)具備以下幾個(gè)條件（陳力強(qiáng)等, 2005, 2008; 張立祥和李澤椿, 2009）：假相當(dāng)位溫梯度大、風(fēng)垂直切變強(qiáng)、明顯中尺度低壓系統(tǒng)或切變線(xiàn)，且日變化顯著。在同一東北冷渦環(huán)流背景下，不同區(qū)域可引發(fā)不同的強(qiáng)對(duì)流天氣（蔡雪薇等, 2019），如2015 年8 月22 日冷渦過(guò)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(fēng)暴引發(fā)短時(shí)強(qiáng)降水；冷渦后部和地面冷鋒前的多個(gè)對(duì)流單體，合并后形成人字形颮線(xiàn)系統(tǒng)引發(fā)短時(shí)強(qiáng)降水、冰雹和雷暴大風(fēng)天氣。冷渦背景下，引發(fā)強(qiáng)對(duì)流天氣類(lèi)型的差異主要取決于冷渦提供的環(huán)境熱力、水汽條件、垂直風(fēng)切條件，及觸發(fā)機(jī)制的不同。冷渦背景下的MCS 易發(fā)生在冷渦東南側(cè)和東北側(cè)的氣旋性曲率最大處，可產(chǎn)生強(qiáng)降水（王培等, 2012）。冷渦背景下的雷暴大風(fēng)則多與颮線(xiàn)和龍卷有關(guān)（Meng et al., 2018; Xue et al., 2016; Brooks et al., 2019; 錢(qián)維宏等, 2021）。其他的研究表明雷暴大風(fēng)的形成存在多種機(jī)制，例如：高空急流產(chǎn)生的風(fēng)切變引起次級(jí)環(huán)流（Zhang and Fritsch, 1987;Kawashima, 2003），重力波觸發(fā)的颮線(xiàn)（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(zāi)害性雷暴大風(fēng)的重要系統(tǒng)（ Trapp and Weisman, 2003; Atkins et al., 2005;Atkins and Laurent, 2009）。有關(guān)東北冷渦中的雷暴大風(fēng)形成機(jī)制的認(rèn)識(shí)目前仍然有限，還需要開(kāi)展深入研究。

雖然針對(duì)東北冷渦中及冷渦背景下的災(zāi)害天氣已經(jīng)開(kāi)展了很多研究，但對(duì)于產(chǎn)生暴雨和強(qiáng)對(duì)流的東北冷渦，其大尺度環(huán)流特別是雙阻塞環(huán)流異常、冷渦強(qiáng)度和尺度的異常特征、及其對(duì)內(nèi)部暴雨和強(qiáng)對(duì)流分布和強(qiáng)度影響的主要物理機(jī)制、冷渦云系微物理特征等，仍是需要探索的問(wèn)題。

6 中亞低渦

我國(guó)的氣象工作者將經(jīng)常出現(xiàn)在里海以東至新疆地區(qū)的冷性渦旋稱(chēng)為中亞低渦（《新疆短期天氣預(yù)報(bào)指導(dǎo)手冊(cè)》編寫(xiě)組, 1986），中亞低渦頻繁活動(dòng)于中亞和新疆地區(qū)，常造成新疆暴雨（雪）、大風(fēng)等惡劣天氣（張家寶和鄧子風(fēng), 1987; 張?jiān)苹莸?2012; 曾勇和楊蓮梅, 2016; 楊蓮梅等, 2020），是造成新疆災(zāi)害天氣最主要的天氣系統(tǒng)之一。雖然國(guó)內(nèi)在19 世紀(jì)60 年代就開(kāi)始了對(duì)中亞低渦的天氣學(xué)特征及其對(duì)新疆降水影響的研究（《新疆短期天氣預(yù)報(bào)指導(dǎo)手冊(cè)》編寫(xiě)組, 1986），但是更多的研究成果則是出現(xiàn)在最近十多年。2000 年以后，由于國(guó)家“一帶一路”戰(zhàn)略的實(shí)施和觀測(cè)資料的豐富，氣象學(xué)者對(duì)中亞和新疆地區(qū)暴雨天氣有重要影響的中亞低渦開(kāi)展了更深入的研究，在中亞低渦的定義、活動(dòng)特征、水汽輸送特點(diǎn)、形成機(jī)制及其對(duì)新疆強(qiáng)降雨的影響等方面的認(rèn)識(shí)都取得了重要進(jìn)展。

6.1 中亞低渦的定義和活動(dòng)特征

中亞低渦是中亞—新疆附近區(qū)域的高空切斷渦旋，其形成常與烏拉爾脊有關(guān)。張家寶和鄧子風(fēng)（1987）攥寫(xiě)的《新疆降水概論》給出了中亞低渦的定義，其為500 hPa 高度場(chǎng)上低值中心位于（40°～60°N，60°～90°E） 范圍內(nèi)出現(xiàn)兩條以上閉合等高線(xiàn)（等值線(xiàn)間隔為40 gpm），維持48 h 以上的低壓環(huán)流系統(tǒng)。后來(lái)的觀測(cè)和研究則發(fā)現(xiàn)，此定義的區(qū)域總體偏北，北面包括了部分西西伯利亞低渦，而南面會(huì)漏掉南疆地區(qū)的低渦系統(tǒng)，因此，后續(xù)的研究對(duì)中亞低渦的活動(dòng)范圍進(jìn)行了修訂。依據(jù)低渦的三維結(jié)構(gòu)提出了深厚型和淺薄型兩類(lèi)中亞低渦（張?jiān)苹莸? 2012; Yang and Zhang, 2017; 楊蓮梅等,2019），兩類(lèi)低渦在500 hPa 的活動(dòng)區(qū)內(nèi)都至少可以分析2 條以上等位勢(shì)高度閉合線(xiàn)（間隔為40 gpm)，且有冷中心或冷槽配合，持續(xù)活動(dòng)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(xiàn)在700～200 hPa，淺薄型中亞低渦閉合環(huán)流中心位于（35°～42.5°N，65°～90°E）范圍內(nèi)，垂直范圍一般出現(xiàn)在700～500 hPa。其中，北渦活動(dòng)有明顯的季節(jié)變化，以夏季比例最大，而南渦四季的活動(dòng)差別不明顯（張?jiān)苹莸? 2012）。

中亞低渦屬于中高緯度的次天氣尺度系統(tǒng)，影響范圍大，造成的天氣復(fù)雜。深厚型中亞低渦空間分布存在兩個(gè)高頻次活動(dòng)區(qū)域，分別位于哈薩克丘陵地區(qū)和薩彥嶺一帶，以及咸海東部地區(qū)和塔什干地區(qū)（張?jiān)苹莸? 2012）。淺薄型中亞低渦活動(dòng)有兩個(gè)高頻區(qū)，分別位于帕米爾高原的西側(cè)和南側(cè)（秦賀等, 2013）。根據(jù)中亞低渦對(duì)新疆天氣影響的研究，中亞低渦還可分為“濕渦”和“干渦”兩類(lèi)，“濕渦”占比40%，可造成新疆明顯降水天氣過(guò)程；“干渦”占比60%，可造成新疆大風(fēng)、降溫和低溫天氣；也有時(shí)則對(duì)新疆天氣沒(méi)有明顯影響。“濕渦”發(fā)生的季節(jié)性差異大，以夏季出現(xiàn)比列最高，秋春季次之；“干渦”的季節(jié)性分布則比較均勻（張?jiān)苹莸? 2012）。

近年來(lái)，利用各種再分析資料對(duì)中亞低渦進(jìn)行了識(shí)別和統(tǒng)計(jì)研究。楊蓮梅等（2019）利用美國(guó)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(shí)別和追蹤算法，基于高分辨率的ERA-Interim 再分析數(shù)據(jù)，對(duì)1980～2019 年間的深厚型中亞低渦過(guò)程進(jìn)行客觀識(shí)別與追蹤，建立了近40 年的中亞低渦數(shù)據(jù)集?；谠摂?shù)據(jù)集開(kāi)展的統(tǒng)計(jì)研究發(fā)現(xiàn)，中亞低渦大多生成于新疆西側(cè)的中亞地區(qū)西北部，據(jù)統(tǒng)計(jì)近40 年間有266 個(gè)中亞低渦（占中亞低渦總數(shù)的71%）生成于72°E 以西的研究區(qū)域，而中亞低渦的消散位置主要分布于中亞地區(qū)中、東部。受西風(fēng)帶氣流的影響，中亞低渦生成后主要向東移動(dòng)，其中部分會(huì)東移至新疆境內(nèi)，但是也有少數(shù)中亞低渦初生后穩(wěn)定少動(dòng)或者向西移動(dòng)。中亞低渦生成后主要向東移動(dòng)，夏季活動(dòng)最為頻繁，維持時(shí)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(jié)構(gòu)十分深厚，正渦度區(qū)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(jié)構(gòu)明顯（Guo et al., 2021）。對(duì)造成新疆顯著降水的中亞低渦的動(dòng)態(tài)合成分析發(fā)現(xiàn)（郭楠楠, 2021），明顯的水汽輻合帶以及高層輻散大值區(qū)主要位于中亞低渦東南象限，在中亞低渦初生、發(fā)展至成熟階段的過(guò)程中，中亞低渦東南象限的斜壓能量發(fā)展利于低渦東南象限降水的增強(qiáng)。

6.2 中亞低渦降水過(guò)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(qū)，遠(yuǎn)離大洋，其降水的水汽來(lái)源與東部季風(fēng)區(qū)有明顯區(qū)別。新疆降水的水汽主要來(lái)自其以西地區(qū)，包括中高緯地區(qū)的地中海、里海、黑海、大西洋和北冰洋，冬、春季水汽來(lái)自地中海和里海，夏季來(lái)自北大西洋和北冰洋，秋季來(lái)自黑海和里海（史玉光和孫照渤,2008; 楊蓮梅和劉晶, 2018）。統(tǒng)計(jì)和個(gè)例分析均表明，天山沿線(xiàn)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?jiān)苹莸? 2012; 郭楠楠, 2021;黃昕, 2021），其水汽源區(qū)主要位于新疆以西的海洋和大陸，新疆不同降水過(guò)程的水汽源區(qū)與北大西洋副熱帶高壓的南北調(diào)整有關(guān)，西風(fēng)帶水汽輸送主要通過(guò)大氣平流的遠(yuǎn)距離輸送進(jìn)入到新疆地區(qū)，而中亞區(qū)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(guò)程受到中亞低渦或低槽影響，而新疆不同區(qū)域暴雨的水汽輸送來(lái)源和輸送路徑有不同。暴雨最為集中的天山山區(qū)及其兩側(cè)暴雨過(guò)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(cè)—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(qiáng)烈發(fā)展導(dǎo)致的偏西水汽輸送最強(qiáng)，這三支氣流常匯合于天山山區(qū)及其南北側(cè)，提供了該區(qū)域暴雨的水汽條件（《新疆短期天氣預(yù)報(bào)指導(dǎo)手冊(cè)》編寫(xiě)組, 1986; 謝澤明,2018; 張?jiān)苹莸? 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(shí)也有來(lái)自北冰洋的水汽輸送（姚俊強(qiáng)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(fēng)氣流和貝加爾湖至新疆偏東低空急流為主，也有來(lái)自北冰洋的水汽輸送，而偏東風(fēng)水汽輸送量大于西風(fēng)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(fēng)、東風(fēng)、南風(fēng)和北風(fēng)四條路徑，分別與700 hPa 柴達(dá)木低壓發(fā)展、500 hPa 烏拉爾脊東北向發(fā)展、中亞低渦東南移動(dòng)和新疆脊的發(fā)展有關(guān)（張?jiān)苹莺屯跤? 2004; 楊蓮梅等, 2012），其中，中亞低渦前部西南氣流與副高西側(cè)偏南氣流的匯合，以及中低層經(jīng)河西走廊進(jìn)入東疆哈密的水汽對(duì)暴雨發(fā)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(fù)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(fēng)急流的水汽輸送對(duì)暴雨發(fā)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(duì)流層中高層中亞南部的偏南風(fēng)暖濕氣流的水汽接力輸送有關(guān)（張?jiān)苹莸? 2013,2015）。南疆塔里木盆地極端暴雨過(guò)程的水汽源地較為復(fù)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(fēng)北上后與西風(fēng)帶匯合形成的輸送帶對(duì)塔里木盆地極端暴雨的水汽輸送有關(guān)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(jī)理

新疆暴雨的發(fā)生是多尺度天氣系統(tǒng)協(xié)同作用的結(jié)果，近20 年新疆地區(qū)范圍較大、強(qiáng)度較強(qiáng)和持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)的暴雨過(guò)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(duì)2013 年6 月17～18 日天山南側(cè)阿克蘇地區(qū)的大暴雨過(guò)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(qū)典型暴雨過(guò)程的多尺度系統(tǒng)配置概念模型（圖10）：在中高緯地區(qū)“兩脊一槽”環(huán)流形勢(shì)下，中亞低渦環(huán)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(xiàn)是此次強(qiáng)降水的重要影響系統(tǒng)；山谷地形熱力性質(zhì)差異造成的夜間下坡風(fēng)推動(dòng)輻合線(xiàn)移動(dòng)，輻合線(xiàn)上發(fā)展的強(qiáng)對(duì)流引發(fā)了阿克蘇地區(qū)強(qiáng)降水。

西天山伊犁河谷是新疆暴雨過(guò)程發(fā)生較頻繁、雨量較大的區(qū)域（史玉光和孫照渤, 2008; 謝澤明,2018），其暴雨產(chǎn)生的機(jī)理與天山南坡的暴雨過(guò)程有所不同。對(duì)該地區(qū)一次極端暴雨過(guò)程進(jìn)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(fā)現(xiàn)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(guò)緯向動(dòng)量的垂直輸送和熱量的經(jīng)向輸送對(duì)河谷中部的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)實(shí)現(xiàn)正反饋，加強(qiáng)了伊犁河谷中部的上升運(yùn)動(dòng)。在其他的暴雨過(guò)程中是否都存在高低空重力波的共同影響還需要進(jìn)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(guò)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(fā)生的有利環(huán)流條件。暴雨過(guò)程中，冷渦中心附近為少云區(qū)域，冷渦南側(cè)有大范圍云帶，云帶中發(fā)展的MCS 是直接造成暴雨的系統(tǒng)，強(qiáng)對(duì)流往往出現(xiàn)在暖區(qū)一側(cè)（孔期等, 2011; 黃艷等, 2012; 張?jiān)苹莸? 2013）。中亞低渦背景下，中低層多通道水汽輸送和局地長(zhǎng)時(shí)間水汽輻合、低層暖平流、大氣不穩(wěn)定層結(jié)、中低層的風(fēng)場(chǎng)輻合和垂直切變，均為MCS 發(fā)展和維持提供了動(dòng)、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(duì)豐富，配合有利動(dòng)、熱力條件的MCS 多以列車(chē)效應(yīng)型和合并加強(qiáng)型為多，此類(lèi)過(guò)程的暴雨過(guò)程范圍相對(duì)大、時(shí)間相對(duì)長(zhǎng)（曾勇和楊蓮梅, 2017a; 2017b;曾勇等, 2019; 楊濤等, 2021）。合并加強(qiáng)型的對(duì)流強(qiáng)度較強(qiáng)，雨強(qiáng)較大；列車(chē)效應(yīng)型對(duì)流強(qiáng)降水變率大，雨強(qiáng)也大；孤立對(duì)流單體生命史短、尺度小，其引發(fā)的強(qiáng)降水范圍小，持續(xù)時(shí)間短，突發(fā)性和局地性強(qiáng)，預(yù)報(bào)難度最大（楊濤等, 2021, 2022）。

最近對(duì)中亞低渦暴雨的動(dòng)力學(xué)過(guò)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(biāo)非靜力平衡廣義垂直運(yùn)動(dòng)方程，應(yīng)用于新疆渦旋暴雨的研究中，發(fā)現(xiàn)經(jīng)向氣壓梯度力耦合經(jīng)向散度、垂直氣壓梯度力耦合緯向散度和非絕熱加熱經(jīng)向梯度是激發(fā)南疆極端暴雨垂直運(yùn)動(dòng)發(fā)展的三個(gè)主要強(qiáng)迫項(xiàng)。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(guò)程的間接作用，發(fā)現(xiàn)南疆極端暴雨過(guò)程的低層垂直風(fēng)切變與冷池的耦合作用對(duì)垂直速度位渦局地變化影響最大，有利于觸發(fā)新對(duì)流并造成持續(xù)性降水。除了動(dòng)熱力機(jī)理研究外，最近幾年，基于伊犁河谷的觀測(cè)站資料分析，揭示出西天山地區(qū)降雨系統(tǒng)和山谷風(fēng)環(huán)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(guó)其他地區(qū)相比具有顯著差異（Zeng et al., 2021），且不同季節(jié)、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(cè)在提高天山地區(qū)定量降水估測(cè)水平、提升降雨動(dòng)能估測(cè)能力及改善數(shù)值模式微物理過(guò)程參數(shù)化方案精度方面發(fā)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(duì)新疆暴雨過(guò)程動(dòng)熱力機(jī)理和微物理特征的新認(rèn)識(shí)。

7 存在的問(wèn)題和未來(lái)研究的方向

本文回顧了我國(guó)產(chǎn)生暴雨或強(qiáng)對(duì)流天氣的五類(lèi)渦旋系統(tǒng)近十年的研究進(jìn)展，雖然近年來(lái)我國(guó)在相關(guān)領(lǐng)域的研究取得了一些令世人矚目的成績(jī)，但是我國(guó)與世界先進(jìn)國(guó)家相比還存在一定差距。為了縮短差距并實(shí)現(xiàn)超越，未來(lái)我國(guó)在渦旋系統(tǒng)以及產(chǎn)生相關(guān)天氣的研究與預(yù)報(bào)中，還有一些科學(xué)問(wèn)題值得思考和開(kāi)展深入研究，主要包括：（1）在低渦系統(tǒng)的客觀識(shí)別和時(shí)空演變規(guī)律統(tǒng)計(jì)研究方面，雖然目前已有基于物理認(rèn)識(shí)的客觀識(shí)別算法，并應(yīng)用高分辨率再分析資料進(jìn)行了大量識(shí)別，和開(kāi)展了相關(guān)的統(tǒng)計(jì)特征研究。但這些方法仍存在一些缺陷與不足，例如，對(duì)形狀不規(guī)則的渦旋以及渦旋的分裂與合并過(guò)程都有一定的錯(cuò)誤率，此外，這些方法一般采用單一資料和單一要素進(jìn)行識(shí)別。目前，人工智能技術(shù)已經(jīng)被越來(lái)越廣泛地應(yīng)用于 渦旋的客觀識(shí)別（Lu et al., 2020; Xie et al.,2022）。因此，發(fā)展多要素、多種資料的人工智能渦旋識(shí)別方法是未來(lái)的研究方向。（2）渦旋系統(tǒng)對(duì)我國(guó)暴雨和強(qiáng)對(duì)流天氣的產(chǎn)生有較大的貢獻(xiàn)，而大部分渦旋系統(tǒng)以及其中的對(duì)流過(guò)程一般屬于中尺度現(xiàn)象。由于中尺度動(dòng)力學(xué)過(guò)程與大尺度動(dòng)力學(xué)過(guò)程存在很大的差異，深入開(kāi)展中尺度動(dòng)力學(xué)和云對(duì)流動(dòng)力學(xué)研究是未來(lái)的趨勢(shì)（高守亭等, 2018a, 2018b; 陸漢城, 2019）。（3）我國(guó)地形復(fù)雜，地形對(duì)其周邊大氣環(huán)境的動(dòng)力、熱力和水汽分布有重要影響，地形的動(dòng)-熱力作用對(duì)其周邊對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展也有顯著影響（Houze, 2012; Kirshbaum et al., 2018），本文種涉及的5 類(lèi)渦旋，高原渦、西南渦和大別山渦的形成與青藏高原和二級(jí)地形的作用有關(guān)，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(huán)流與山地的相互作用是其中對(duì)流系統(tǒng)形成的重要機(jī)理之一。眾所周知，山區(qū)海拔高度差異較大、下墊面植被分布不均，復(fù)雜的動(dòng)熱力過(guò)程對(duì)對(duì)流系統(tǒng)的形成和發(fā)展影響的具體機(jī)制仍不清楚，應(yīng)有針對(duì)性地開(kāi)展外場(chǎng)觀測(cè)試驗(yàn)，從而深入研究相關(guān)機(jī)理（徐安倫等, 2022）。

綜上所述，我國(guó)的渦旋系統(tǒng)以及其中產(chǎn)生暴雨和強(qiáng)對(duì)流天氣的機(jī)理與預(yù)測(cè)的研究任重道遠(yuǎn)，還需要繼續(xù)開(kāi)展監(jiān)測(cè)、機(jī)理和預(yù)報(bào)等方面的研究，以提高我們對(duì)相關(guān)災(zāi)害天氣的防災(zāi)和減災(zāi)能力。