东北冷涡是东亚阻塞形势下在东北地区发生、发展的较为深厚的冷性涡旋，是中国东北地区特有的天气系统，常给东北地区带来低温冷害、持续阴雨、洪涝、突发性强对流天气，一年四季均可出现，但主要集中在夏季(郑秀雅等，1992)。东北冷涡作为东亚重要的天气系统其形成、维持和填塞对大气环流起着重要的反馈作用(王东海等，2007)。在东北冷涡的形成、发展、维持以及消退期均可伴有暴雨、冰雹、雷暴、短时大风，甚至龙卷等强对流天气。20世纪90年代以来，东北冷涡活动趋于频繁，如1998年发生的中国东北地区松花江、嫩江流域的特大洪水，正是由于冷涡持续活动引起的，造成了严重的洪涝灾害(孙力等，2002)。

关于东北冷涡的形成、天气气候特征中国学者已做过大量的研究。朱其文等(1997)研究指出，东北冷涡的形成与大型环流的分布和演变有密切关系。黄秀娟等(1997)研究指出，在东北冷涡形成前1—3 d，从里海至中国大陆东部，500 hPa形势场中40°N附近的纬带上有明显的西风急流区，此为东北冷涡的形成先兆。孙力等(2002)选择了1998年9例典型的松嫩流域东北冷涡暴雨过程进行诊断分析，认为东亚阻塞高压、西太平洋副热带高压和东北冷涡及其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。白人海等(1993，1997)对东北冷涡的强天气特征研究认为，东北冷涡是造成东北地区局地暴雨的主要天气系统。中尺度天气一般发生在冷涡的南半部、冷暖空气交界处，此处通常也是暖湿舌的后部，从高度场上看，位于风切变处，地面对应为低压或冷锋，并具体分析了东北冷涡出现强对流时的几个天气学条件。陈力强等(2005)应用中尺度数值模式模拟研究东北冷涡中尺度对流系统(MCS)三维动力结构演变，针对东北冷涡诱发的一次辽宁中北部强风暴进行数值模拟，成功模拟出β中尺度系统。吴迪等(2010)研究了干侵入对一次东北冷涡过程的作用，指出由于干侵入使冷涡中心绝对涡度增大，冷涡加强发展，干侵入是冷涡发生、发展的动力条件之一。

高空冷涡在形成降水上有很复杂的形势，在冷涡云系附近或后部都有可能不同程度地出现对流云的发展，尤其是冷涡区后部的晴空区，常有高空冷平流和低空暖平流叠加，加上地面白天辐射增温，形成不稳定层结，有利于对流的发展(斯公望，1988)。低空急流在冷涡降水中起着重要作用，低空急流与暴雨的出现关系密切，绝大多数暴雨过程伴有低空急流(陶诗言，1980)。低空急流不仅是水汽的传送带，而且能为冷涡暴雨的产生提供热力或动力不稳定条件(张云等，2008)。高空急流几乎围绕着低层涡旋(吴正华，1993)，涡旋具有较强的斜压结构，在500或700 hPa上冷中心落后于气压系统，在涡旋西南至南部形成极强的冷平流，由于中空冷平流带来层结不稳定，使它所产生的天气比较激烈，带有阵性，随低涡向东移动。孙力等(2000)认为中尺度切变是造成中尺度强降水的触发机制。齐彦斌等(2007)应用飞机穿云观测资料，结合雷达、卫星云图及天气图等资料，分析了冷涡个例对流云带的宏观特征、微物理结构，探讨降水形成机制。郑秀雅等(1992)研究指出，由于东北冷涡高空温度比较低，当低层加热时，常常发生很强的对流不稳定，产生冰雹、雷暴等天气，有时也产生稳定的连续性降水，出现区域性暴雨。张立祥等(2009)对一次东北冷涡中尺度对流系统的边界层特征进行了数值模拟研究，分析了边界层特征对中尺度对流系统的触发和维持机理。

从以上概述可以看出，东北冷涡的研究虽已取得了许多成果，但大多还侧重于天气气候学特征、气候统计、诊断分析、中尺度系统发生发展的大尺度环流背景等方面。应用卫星、多普勒雷达资料和中尺度数值模式模拟对冷涡强对流的产生、发展、消退机制及三维动力结构虽已有一些研究成果，但基本上是局限于个例研究。特别是对于东北冷涡的结构特征目前还未能从多要素、多角度、多层次进行综合细致的分析。

本文选取2009年6月27—30日给中国东北地区带来连续性强降水的一次冷涡过程，利用NCEP、FY-2C、CloudSat云探测卫星、常规观测资料，从多种要素、多层次对冷涡的结构及其演变特征进行综合分析，并对冷涡发生发展机制进行初步的探讨。 2 个例简介

2009年6月26日00时(世界时，下同)地面有气旋发展，中心位于蒙古国中部，850 hPa对应有低涡。此时高空低涡还没形成，500 hPa中高纬度气流较为平直，在贝加尔湖西南有一浅槽。随后该浅槽逐渐加深，于26日18 时切断出一个小的闭合低压，中心强度为5580 gpm。低压后部伴有冷中心，之后该冷涡逐渐向地面气旋靠近，于28日00时高空冷涡赶上地面气旋，低涡中心强度加强为5480 gpm，中心位于(47°N，116°E)，-16℃冷中心与低压中心逐渐趋于重合。从28日06 时至29日00时冷涡中心强度维持在5540 gpm，且缓慢东移，中心位于(47°N，117°E)，冷中心与低涡中心基本重合。29日06时冷涡中心强度开始减弱，东移速度加快。至30日12 时冷涡中心移至(44°N，124°E)，中心强度减弱为5620 gpm，对东北地区的影响逐渐减弱(图 2)。

图 2 2009年6月27—29日500 hPa形势场(粗实线为高度场，单位：gpm；虚线为温度场，单位：℃；阴影为200 hPa水平风大于30 m/s的区域，色标间隔10 m/s；风羽为850 hPa大于12 m/s的风场)(a. 27日00时，b. 27日12时，c. 28日00时，d. 29日12时)Fig. 2 500 hPa geopotential height(solid line，unit: gpm)，temperature(dash line，unit: ℃)，200 hPa wind speed(shaded，> 30 m/s)，850 hPa wind speed(barb，> 12 m/s)at(a)00:00 UTC 27 June，(b)12:00 UTC 27 June，(c)00:00 UTC 28 June and (d)12:00 UTC 29 June

图选项

受其影响从27日至30日内蒙古东北部至东北大部分地区普降中到大雨，部分地区出现暴雨，累积雨量大多在25 mm以上，内蒙古东北至黑龙江中部累积雨量超过50 mm，黑龙江部分地区超过100 mm(图 1)。

图 1 2009年6月27日00时至7月1日00时累积降水量(单位：mm)Fig. 1 Accumulative precipitation from 00：00 UTC 27 June to 00：00 UTC 1 July 2009(unit: mm)

图选项

按东北冷涡的定义，在500 hPa天气图上，有闭合的环流中心，且有冷中心或冷槽相配合，即冷心结构是东北冷涡的主要特征之一。为了揭示冷涡的热力结构特征，给出了冷涡发展不同时期过冷涡中心的温度场和位势高度场距平的垂直剖面(图 3)。具体计算方法为，先分别求出研究区域垂直方向每层的温度和位势高度平均值，再用每层上各点的温度和位势高度值减去同层相应的平均值。由图 3可以看出，在冷涡发展初期(图 3a、b)高度槽后对应有温度槽，且温度槽和高度槽均向西倾斜，位势高度场低值中心位于250 hPa附近，在300 hPa附近存在一穿过冷涡中心的温度低值区，表明冷涡发展初期在高层表现更为明显。冷涡加强阶段(图略)，位势高度负距平中心强度加大，达到-16 dagpm，且向低层伸展至400 hPa附近，高度槽轴线趋于垂直，300 hPa以下均为冷区，高度槽后仍然配合有较强的温度槽，此时300 hPa以上6℃暖中心已形成。成熟阶段(图 3c、d)，高度槽与温度槽重合，且轴线近于垂直，位势高度负距平中心进一步向下伸展至500 hPa，位势高度距平呈准对称分布，300 hPa以上暖中心进一步加强至9℃。冷涡减弱阶段(图 3e、f)，高度负距平中心上抬至250 hPa，对流层整层300 hPa以下为冷空气控制，已不存在明显的冷中心，且上部暖中心亦减弱。

图 3 过冷涡中心温度距平(等值线，虚线为负温度距平区，单位：℃)和位势高度距平(阴影)的经/纬向垂直剖面(a、b. 27日00时，c、d. 28日00时；e、f. 30日00时；圆点代表冷涡中心，下同)Fig. 3 Vertical cross section of temperature anomalies(solid line，unit: ℃) and height anomalies(shaded)along the center of the cold vortex(a，b. 00：00 UTC 27 June，c，d. 00:00 UTC 28 June，e，f. 00:00 UTC 30 June; where the dots represent the center of the cold vortex，similarly hereinafter)

图选项

大气的非绝热加热是天气系统发展的主要热力强迫因子，视热源(Q₁)和视水汽汇(Q₂)在p坐标下的诊断公式为

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图 4 过冷涡中心Q1/cp与Q2/cp之和(阴影为负值区，单位：K/d)的经/纬向垂直剖面(a、b. 27日00 时，c、d. 29日12时，e、f. 30日00时)Fig. 4 Vertical cross sections of Q(Q=Q1/cp+Q2/cp，shaded areas are for the negative values，unit: K/d)along the center of the cold vortex(a，b. 00:00 27 June，c，d. 12:00 UTC 29 June，e，f. 00:00 UTC 30 June)

图选项

发展成熟的冷涡为深厚的气旋性涡旋，从各层散度场和流场配置(图略)可以看出，低层表现为气旋性流入，700 hPa上冷涡中心为气旋性流出，与外围气旋性流入在冷涡中心外围形成辐合带，高层表现为气旋性流出。

分析各时刻过冷涡中心的风场垂直剖面(图 5)可见，发展初期南风随高度向西倾斜明显(图 5a)，北风大值中心位于500 hPa以下，同时刻西风(图 5b)在300 hPa以下随高度向南倾斜，其上侧向北倾斜，零风速线代表了冷涡的轴线，因此，发展初期冷涡轴线在300 hPa以下随高度向西南倾斜，以上则向东北倾斜，具有很强的斜压结构。在冷涡西侧至南侧为一致的倾斜下沉气流控制，在其东侧至北侧为较强的上升气流。随着冷涡进一步发展，轴线趋于垂直，经向风逐渐向对称结构演变(图 5c)，在冷涡中心的东西两侧均为随高度向外倾斜的上升气流控制，此时下沉运动区集中在冷涡南侧，且偏西风分量进一步加大下传(图 5d)。在冷涡减弱阶段，低层偏北风减弱明显，轴线又略向西倾斜，在冷涡中心低层出现了弱上升运动，这正是导致减弱阶段冷涡中心产生弱降水的原因。

图 5 过冷涡中心经向风(a、c、e)，纬向风(b、d、f)(等值线，单位：m/s)和垂直速度(阴影为上升区，Pa/s)的垂直剖面(矢量为垂直速度ω×100与u或v的合成； a、b. 6月27日00时，c、d. 28日00时，e、f. 29日00时)Fig. 5 Vertical cross sections of the meridional or zonal wind(contoured，unit: m/s) and the vertical velocity(shaded，unit: Pa/s)along the center of the cold vortex(the vectors denote the combination of u with ω×100 or v with ω×100；a，b. 00:00 UTC 27 June，c，d. 00:00 UTC 28 June，e，f. 00:00 UTC 29 June)

图选项

以上分析表明，对流层高层的冷空气下传对冷涡的发展有着重要的作用，除了冷涡西南侧外在冷涡其他部位均存在不同程度的上升运动区，最强上升区出现在冷涡北侧至东侧，发展成熟的冷涡在其中心东西两侧上升气流随高度向外倾斜。减弱期冷涡西侧低层偏北风减弱明显，冷涡中心低层出现弱上升运动。冷涡风场的结构演变特征决定了冷涡降水的不均匀性和复杂性，对冷涡降水的形成有重要影响。3.1.3 涡度和散度

冷涡是一个天气尺度的正涡度系统，在冷涡发展初期(图 6a)，对流层高层表现为一条从冷涡中心向西北方向延伸的强正涡度带，随着冷涡发展到强盛期正涡度带逐渐演变为以冷涡中心为起点尾部向西北延伸的逗点状正涡度区(图 6b)，最大正涡度中心位于冷涡中心。至减弱阶段，向西北延伸的正涡度带明显减弱，同时冷涡中心涡度强度亦减弱，且等涡度线分布变得较为凌乱(图 6c)。而中层500 hPa(图略)涡度分布与高层300 hPa相似，只是正涡度中心数值略小，且冷涡后部正涡度带中心值也略小。低层850 hPa(图略)涡度中心与冷涡中心重合，正涡度区近似呈圆形分布，在距冷涡中心约5个经距的东侧和东南侧分布着两条呈带状的正涡度带。分析涡度的垂直剖面图(图略)，最大涡度中心位于400—300 hPa。

图 6 300 hPa水平流场和涡度场(阴影，单位：10-5s-1; a. 6月27日12时，b. 6月28日00时，c. 6月29日12时)Fig. 6 Streamline and vorticity(shaded，unit: 10-5s-1)fields at 300 hPa(a. 12:00 UTC 27 June，b. 00:00 UTC 28 June，c. 12:00 UTC 29 June)

图选项

散度和垂直速度的垂直剖面(图 7)上，冷涡在发展阶段(图 7a、b)从冷涡中心至其东侧至北侧对流层低层为辐合区，辐散中心位于350 hPa附近，因而冷涡的东侧至北侧为大范围上升运动区，上升运动区随高度向西倾斜，且最大上升区出现在对流层中层近似为中性层结的500 hPa附近。在冷涡中心西侧和南侧对流层高层为辐合，低层辐散，对应下沉运动。至成熟阶段，冷涡中心附近近似为中性层结(散度为0)，在冷涡中心东西两侧均为向外倾斜上升气流控制，在其南侧下沉运动进一步加强，最大下沉区位于700—600 hPa。减弱阶段，冷涡中心低层转为弱辐合区控制，导致冷涡中心低层出现了弱上升气流。

图 7 过冷涡中心散度(等值线，单位：10-5s-1)和垂直速度(填色，单位：Pa/s)的垂直剖面(矢量为垂直速度ω×100与u或v的合成； a、b. 6月27日00 时，c、d. 6月28日00时，e、f. 6月29日00时)Fig. 7 Vertical cross sections of the divergence(contoured，unit: 10-5s-1) and vertical velocity(shaded，unit: Pa/s)along the center of the cold vortex(the vectors denote the combination of u with ω×100 or v with ω×100； a，b. 00:00 UTC 27 June，c，d. 00:00 UTC 28 June，e，f. 00:00 UTC 29 June)

图选项

散度场和垂直速度场分析表明，冷涡的形成和发展是大范围的冷暖气流相对运动的结果，在发展初期，由于斜压性较强，在冷涡中心及其东北侧为向西倾斜的大范围的上升运动所控制，降水特征类似于锋面降水。冷涡成熟阶段，上升运动区范围进一步扩大，在冷涡中心西侧亦转为上升气流，且上升运动随高度向外倾斜，冷空气主要从冷涡外围在其南侧从对流层高层倾斜下沉。减弱阶段，冷涡中心低层转为弱上升气流控制，导致冷涡中心出现弱降水。3.1.4 水汽分布特征

冷涡中水汽的分布决定冷涡降水的分布。相对湿度反映的是空气的饱和程度，对降水有很好的指示作用。如图 8所示，干空气(这里将相对湿度小于60%视作干空气)(Browning，1997)从远离冷涡的西北侧逐渐向冷涡南部伸至其东北侧，呈气旋式弯曲被卷入到冷涡环流内，而暖湿气流则从远离冷涡的南侧经冷涡东部亦呈气旋式弯曲被卷入到冷涡中心的西北部，湿区和干区相互缠绕形成偶极。分析各层相对湿度与6 h降水场配置图(图 8)，在各个层次上均存在干空气，干区的分布和演变特征各层上较相似，只是中层强度更强，干区前沿略偏东，降水落区与中高层干区至湿区的相对湿度梯度最大区相对应。从垂直剖面(图略)上可见，在冷涡东部，干空气在中层向东倾斜最为明显，叠置在低层暖湿气流之上，形成“上干下湿”不稳定层结，因而在这个区域多对流不稳定天气发生。对照地面图(图略)，降水并非出现在冷锋附近，而是出现在冷锋前远离锋面约5—6个经度的区域，降水带走向与锋面平行，暖锋前降水出现在靠近暖锋前的区域。随着冷涡发展，降水带逐渐向地面气旋锋面靠近，也即逐渐向冷涡中心靠近。冷涡降水这种分布型式与冷涡内干侵入随高度增加向东南倾斜有关，也与“上干下湿”的不稳定层结的厚度有关。

图 8 6月27日18 时500 hPa(a)和850 hPa(b)的相对湿度场(单位：%；填色为<60%的区域，灰色阴影为地形)及水平风场(矢量)Fig. 8 Relative humidity(shaded，<60%)，wind(vectors，m/s)fields at 18:00 UTC 27 June(a. 500 hPa，b. 850 hPa)

图选项

分析各层水汽通量和水汽通量散度可知冷涡中水汽主要来自低层偏东气流(图 9)，在冷涡环流周围均有水汽的辐合，但辐合中心主要位于冷涡中心的东北至西北部，构成冷涡“逗点”云系的头部，且由于在冷涡发展强盛期涡壁风速较强，风速辐合亦较强，因而冷涡云系头部在冷涡发展阶段发展较旺盛，呈现“冠”状分布(详见后文)。此外，在冷涡外围的东部和东南部亦有两条呈带状分布的水汽辐合区，构成冷涡“逗点”云系的尾部，这个区域常伴有西南低空急流且与高能舌相对应，水汽充沛，因而是对流发展较剧烈的区域。

图 9 850 hPa水汽通量矢量(单位：g/(cm·hPa·s)、水汽通量散度(阴影，单位：10-5g/(cm·hPa·s))、假相当位温(等值线，单位：K)及6 h降水量(图中数字，单位：mm)Fig. 9 Vapour flux vectors(unit: g/(cm·hPa·s))，vapour flux divergence(shaded，unit: 10-5 g/(cm·hPa·s))，pseudo-potential equivalent temperature(solid line，unit: K) and 6 h accumulative precipitation(numbers，unit: mm)fields at 850 hPa

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总体上讲，冷涡云系呈逗点状分布。在发展期其头部云系发展旺盛，呈现“冠”状分布，冷涡环流中心东侧可见清晰的暗带由东侧被卷入到冷涡中心北部，随着冷涡发展，暗带由浅逐渐加深，云系边缘也逐渐变为规整清晰，对应干冷空气的入侵由弱变强，冷涡发展(图 10a)。在冷涡发展至成熟阶段时，冷涡环流内多对流云团发展，暗缝已不明显，且冷涡云系边缘变得模糊(图 10b)，对应此时入侵的冷空气减弱，冷涡将趋于减弱。冷涡衰减阶段，冷涡云系不再呈清晰的逗点状分布，在残留的冷涡云系内主要由局地性对流云组成。

图 10 冷涡发展不同阶段时的云图(a. 6月28日05时，b. 6月29日04时30分； 黑线为CloudSat轨迹)Fig. 10 Infrared imageries at(a)05:00 UTC 28 June and (b)04:30 UTC 29 June 2009(black line is the track of the CloudSat)

图选项

图 11是CloudSat卫星沿图 10a中轨迹测得的反射率垂直剖面，CloudSat从南到北从冷涡中心略偏东侧穿过，测得4块不同特征的云团，其中云团Ⅰ范围较大，属冷涡东北部暖锋云系，相对湿度场上反映出有一股干冷空气从对流层顶倾斜下沉至约4 km 高度，而在其北部整层为暖湿气流控制，对流就发生在干湿区交界处也即湿度梯度最大处，由于上干下湿的不稳定层结，导致对流发展旺盛，云顶高度达到9.5 km，但此时的强回波中心位于2—4 km，根据Luo等(2008)的研究此时这块云处于发展后期。云团Ⅱ、Ⅲ为冷涡环流内云系，靠近冷涡中心，由尺度很小的对流单体组成，云顶高度在6 km 以下，强度相对较弱，从相对湿度分布上看，这部分云团为暖湿气流随冷涡环流卷入到涡中心附近，由于冷涡中心垂直运动较弱，主要为中低云组成。云团Ⅳ位于冷涡中心的东南侧，由于受干冷空气下沉作用影响，这块云团发展受到抑制，云团主要位于对流层中层，强度较弱，云顶高度约7 km，对应地面无降水。

图 11 CloudSat云雷达(轨迹对应图 10a)反射率(填色，单位：dBz)和相对湿度(等值线，单位：%，虚线为小于60%的区域)的垂直剖面Fig. 11 Vertical cross section of the radar reflectivity(shaded，unit: dBz) and the relative humidity(contoured，unit: %; the dashed line showing the areas with the values < 60%)along the track as shown in Fig. 10a

图选项

29日06 时CloudSat从冷涡中心略偏西侧扫过(轨迹见图 10b)，此时冷涡中心附近已出现阵性降水，冷涡处于减弱阶段。总体来看，在这个阶段，冷涡西侧距离涡中心约3个纬距的区域内有较强的对流单体发展，云顶伸展到7—9 km，云系分布极不均匀，而在其西北侧仍有尺度较大的云团发展，顶高约6 km。

以上分析可见，在冷涡发展的各个阶段，冷涡环流内都可诱生出对流单体。发展阶段，对流单位多发生在东侧距离冷涡中心约3—6个纬距的区域，尤以东北侧云体发展最为旺盛，云顶伸展约9.5 km高度，冷涡中心附近以低云为主，降水主要集中在冷涡东北侧。至成熟期，在涡中心附近开始有对流单体发展，云顶高度可伸展到约9 km高度，在冷涡中心和冷涡东侧均有降水产生。因此，涡中心降水的出现意味着冷涡不再发展，同时降水释放的凝结潜热，会加快冷心的填塞，促使冷涡趋于减弱和消亡。3.1.6 湿位涡特征分析

无摩擦、湿绝热的饱和大气满足湿位涡守恒(吴国雄等，1995)

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大气垂直稳定度和湿斜压性的影响不是孤立的。当高空的位涡值很高时，在此气团同一高度上可导致气旋性环流生成，如果地面位温是均匀的，则在位涡最大值下方将有一地面气旋生成(丁一汇，1989)。

从冷涡发展阶段P_m垂直剖面(图 12)可见，27日00时在冷涡中心的西侧从对流层顶有呈“漏斗”状下伸的大值区，大于0.5 PVU的正P_m从对流层 顶一直延伸至800 hPa附近，同时在700 hPa附近有大于2 PVU的大值中心，而在其东侧距离冷涡中心约3—4个经距亦有一呈漏斗状P_m的大值区下伸，0.5 PVU下伸至400 hPa。随着冷涡的进一步发展，东西两侧大值区均呈下伸之势，尤其是冷涡中心西侧的大值区，在27日06时1 PVU的等值线从对流层顶一直延伸至700 hPa，在冷涡后部形成P_m大值柱。而东侧大于1 PVU的大值区亦下伸至500 hPa，且大值区从上至下略向东倾斜，对照冷涡移动路径，其东侧的P_m向东倾斜的大值区对于位涡的移动具有一定指示意义。对应东侧大值区的下方对流层低层为负P_m，且随着冷涡的发展负值有所增大，高度向上伸展至600 hPa附近，对应冷涡东侧低层有暖湿气流爬升，位势不稳定进一步发展。对比分析过冷涡中心经向垂直剖面(图略)可见，在经向剖面上从对流层顶下伸呈漏斗状的P_m大值区基本位于冷涡中心的上方略偏南一点的区域，在低层涡中心北侧为正P_m，而其南侧低层为负P_m。至冷涡发展至成熟阶段(图 12e—f)，冷涡中心低层700 hPa以下均变为负P_m，且负值进一步增大，表明在冷涡成熟期，在涡中心附近对流层低层为湿对流不稳定层结。在冷涡减弱阶段(图略)，对流层顶下伸的P_m大值区已趋于减小，且移至冷涡中心的上方，P_m等值线变得平直，低层均为负P_m区。

图 12 冷涡发展阶段过冷涡中心的Pm(阴影为大于1 PVU的区域，其中短虚线为负值)、相当位温(虚线，单位：K)的纬向垂直剖面(a. 6月27日00时，b. 27日06时，c. 27日12时，d. 27日18时，e. 28日00时，f. 28日06时; 浅色阴影为地形)Fig. 12 Vertical cross sections of Pm(shaded，>1 PVU，short dashed lines represent negative values) and the potential equivalent temperature(long dashed line，unit: K)at 00:00(a)，06:00(b)，12:00(c)，18:00(d)27 June，00:00(e) and 06:00(f)UTC 28 June 2009

图选项

湿位涡的演变与冷涡的发展演变有较好的对应关系，从对流层顶下伸的正P_m大值区并不位于冷涡中心的正上方，且经向和纬向上表现亦不相同。分析各等压面上P_m的演变可知，在发展阶段，在冷涡的西侧和东侧各有一正P_m中心。从对流层顶下伸的P_m大值区向东倾斜，与冷涡未来移动方向一致。 3.2等熵面分析 3.2.1 冷涡内三维气流结构特征

Hoskins等(1985)曾指出：绝热无摩擦大气有沿着等熵面做二维运动的趋势。等熵面不同于等高面或等压面，在绝热情况下，它有可能更好地反映气流的三维运动特征。分析冷涡发展阶段2009年6月27日18 时300和310 K等熵面上的高度场、相对湿度和水平风场(图 13)可知，在贝加尔湖西侧为高压脊，干冷空气沿脊前西北气流从5000 m以上的高空下滑，一部分冷空气南下前沿达到36°N附近后沿陡峭的等熵面下滑至1400 m左右，且呈扇状散开，促成远离冷涡底部江淮流域的强降水。另一部分气流则沿等熵面呈气旋式弯曲，向北卷入到冷涡中心附近；同时，暖湿气流则沿冷涡槽前西南气流从1800 m低空向北倾斜上升，在冷涡的东侧分为两支，一支沿西南气流继续流入到冷涡东侧中高层，随高层气流流出。另一支湿气流则沿冷涡环流呈气旋式旋转上升，卷入冷涡中心，与上述下沉至冷涡中心附近的干冷气流交汇构成冷涡中心附近的弱上升气流，但干冷气流和暖湿气流并不在同一平面上，而是呈螺旋形上升，从图 13可见冷暖气流在冷涡中心形成偶极，相互缠绕。干冷空气的侵入对冷涡冷心结构的形成和维持有重要作用。

图 13 6月27日18 时在300 K(a)和310 K(b)等熵面上的气压(实线，单位：hPa)、风矢量及相对湿度(阴影)Fig. 13 Pressure(solid line，unit: hPa)，horizontal wind vector(vector arrow，unit: m/s) and relative humidity(unit: %，shaded，<60%)on fields the 300 K(a) and 310 K(b)isentropic surfaces at 18:00 UTC 27 June

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从等熵坐标中过冷涡中心的相对湿度、等压面、垂直环流和6 h降水量垂直剖面(图 14)可见，在冷涡东侧距离冷涡中心约4—7个经距处有相对湿度小于60%的干气流(图 14中的C区)，干气流从低层至约500 hPa高度向东倾斜，向上侧略向西倾斜，表明干冷气流在中层时势力达到最强，且位于低层暖湿气流之上，形成位势不稳定层结，对流层整层均为上升气流控制，对应在这个区域形成了较强的降水。在冷涡中心附近西侧(图 14中的A区)，显见干湿气流在此交汇，共同构成了冷涡中心西侧的上升气流。在冷涡中心附近东侧情况较为复杂(图 14中B区)，干气流到达冷涡东部后一部分继续下沉，另一部分在对流层中层转为上升气流在高层并入到冷涡中心上空的上升气流中。冷涡中气流这种分布状态，可以解释冷涡逗点云系的形成，在冷涡中心西北侧由干湿气流交汇形成较强的上升气流，构成冷涡逗点云系的头部，在冷涡发展期由于上升气流较强，云系发展较旺盛，而在冷涡中心东南侧，由于中低层以弱下沉气流为主，上升区仅位于对流层中上层，且气流较干，因而在冷涡中心东侧以少云天气为主。而在冷涡外围东侧处于位势不稳定区，水汽充沛，这里云系发展旺盛，构成冷涡云系的尾部，强对流天气多发生在这个区域。

图 14 2009年6月27日18时等熵坐标中过冷涡中心相对湿度(红实线，单位：%)、等压面(蓝色虚线，单位：hPa)、垂直流场和6 h降水(柱形图，单位：mm)的垂直剖面(矢线为水平风矢)Fig. 14 Zonal-vertical cross section of the relative humidity(red line，unit: %)，pressure(blue dashed line，unit: hPa)，vertical streamline and 6 h accumulative precipitation(histogram，unit: mm)fields along the center of the cold vortex at 18:00 UTC 27 June 2009

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等熵位涡不仅在绝热无摩擦大气中是守恒的，而且，根据位涡运动场和质量间可逆性原理，即使有如摩擦和重力波拖曳的非守恒效应或非绝热加热存在时，等熵位涡概念依然适用。等熵面上的位涡分布对应着一定的气流结构，高位涡对应着气旋性环流，低位涡对应着反气旋性环流，其分布一般是高纬度大于低纬度，高层大于低层。

由等熵面位涡、气压和风场配置(图 15a)可见，高位涡在西北气流引导下从高层向东南向下侵入，引导高层干冷空气下沉，高位涡区域随着高度的增加而增大，且位于低层偏东和偏南侧，而暖湿气流则在偏南偏东气流引导下，从低涡东南侧低层向北向上输送，随低涡环流被卷入到低涡的北至西北侧。这与上述分析结果一致，即干冷空气随着高度的增加向东向南倾斜，形成“上干下湿”的不稳定层结，而不稳定层结的垂直分布与降水落区密切相关，这也可用以解释在冷涡发展期降水区远离锋面的原因。对比水汽图像可以发现，等熵面上高位涡区与水汽图像上的暗区有很好的对应关系，且暗区前沿也就是干侵入的前沿正好与等位涡线密集带相对应，随着低涡的发展干侵入与高位涡区一同向东偏南方向移动。

图 15 6月27日18时320 K等熵面上(a)气压(实线，单位：hPa)、水平风矢量和位涡(阴影为大于1 PVU的区域)；(b)气压(实线，单位：hPa)、水平风矢量和相对湿度(阴影区小于60%)Fig. 15(a)Pressure(solid line，hPa)，horizontal wind vector and potential vorticity(shaded，>1 PVU); fields and (b)pressure(solid line，unit: hPa)，horizontal wind vector and relative humidity(shaded，< 60%)fields at 320 K isentropic surface at 18:00 UTC 27 June

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由各时刻过冷涡中心的温度平流和涡度平流垂直剖面图(图略)可知，在冷涡发展初期冷平流主要位于对流层低层冷涡的西南侧，暖平流中心位于冷涡东北侧，随着冷涡的发展冷暖平流区呈气旋式旋转，在冷涡东侧也出现了弱的冷平流，暖平流区初期位于冷涡东南侧，逐渐向东北至西北侧旋转。冷涡东北侧为正涡度平流，正涡度平流中心位于400—300 hPa，西南侧为负涡度平流区。当低层冷暖平流中心成对出现，且冷平流中心位于冷涡西南，暖平流中心位于东北侧时，冷涡发展。当冷涡东南侧转为冷平流控制且强度明显减弱时，冷涡趋于减弱。对流层高层冷涡东侧为强正涡度平流，西侧为强负涡度平流时，冷涡发展。当冷涡西侧转为正涡度平流，且强度减弱时冷涡趋于减弱。

从40°—50°N温度和涡度平流的区域平均时间演变(图 16)上可见，26日12时—27日18时即冷涡发展期，低层冷涡底部冷平流较强，而中高层亦伴有弱冷平流。考察涡度平流，850 hPa以负涡度平流为主，而中高层槽前为强的正涡度平流，且正涡度平流随高度增加。从前面分析得知，冷涡在发展前，地面有气旋环流发展，冷平流是其发展的主要因子。从500 hPa扰动发展至冷涡发展到成熟期，中高层槽前始终伴有较强的正涡度平流。当高层冷涡赶上地面气旋后，中高层冷平流增强，低层则以暖平流为主，暖平流的强度与气旋发展初期相比有所减弱。由此可见，对低层系统冷平流是其发展的主要因子，而对中高层系统槽前的正涡度平流在冷涡发展整个过程中均起着重要的作用，而槽底的冷平流作用也不可忽视，尤其是当中高层低涡赶上地面气旋后，槽后至槽底的冷平流明显增大，对冷涡的加强起着重要作用。

图 16 6月26日12时—30日12时40°—50°N平均温度平流和涡度平流的时间纬向演变(a. 850 hPa温度平流，b. 500 hPa温度平流，c. 500 hPa涡度平流，d. 300 hPa涡度平流; 三角形符号为冷涡中心所在位置)Fig. 16 Evolution of the averaged thermal advection and vorticity advection over the latitudes(40°-50°N)between 12:00 UTC 26 and 12:00 UTC 30 June 2009(a. thermal advection at 850 hPa，b. thermal advection at 500 hPa，c. vorticity advection at 500 hPa，d. vorticity advection at 300 hPa)

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从上面的分析不难发现，从高层下传的干冷空气对低涡的发展起着重要作用。实际上对于干侵入的研究，Danielson(1964)就曾绘制了干侵入的三维结构，干侵入在低涡发展中起着重要作用。

冷涡发展初期27日18时320 K等熵面(图 15a)上，高位涡从高纬度高层300 hPa在西北气流的引导下向东南向下层入侵，至冷中心呈气旋式弯曲，对比等熵面相对湿度(图 15b)，高位涡区与干侵入区相对应，等位涡线密集带前沿正好对应干侵入的前沿，由此可见，干侵入实际上就是高位涡的侵入和下传。而根据下滑倾斜涡度发展的理论(吴国雄等，1999)，高位涡沿等熵面从高层向低层下滑，即具有高位涡的干气流沿着等熵面从高层向低层下滑时，将使中低层的垂直涡度发展，低涡加强；而在冷涡东侧，暖湿气流沿着等熵面上滑，根据上滑倾斜涡度发展的理论(崔晓鹏等，2002)，低涡所在的中低层垂直涡度也发展，低涡加强。5 结论与讨论

利用NCEP资料、常规气象观测和FY-2C卫星等资料，对2009年6月27—30日给内蒙古东北部和东北地区带来连续性强降水的冷涡系统的结构及演变特征进行了综合诊断研究，主要结果归纳如下：

发展成熟的冷涡，对流层整层为冷心结构，其上即平流层低层为暖心结构，冷中心位于对流层中高层。冷涡发展初期斜压结构较明显，轴线随高度向西倾斜，随着冷涡的发展成熟至衰亡，环流低值中心经历了从高层向低层伸展再回复至高层的演变过程，而温度槽则从最初落后于高度槽演变为与其重合，且轴心趋于垂直，至减弱阶段对流层为冷空气控制，冷心结构特征逐渐消失，轴线又演变为随高度略向西倾斜。

除了冷涡西南侧外，在冷涡其他部位均存在不同程度的上升运动区，最强上升区出现在冷涡北侧至东侧。发展成熟的冷涡在其中心东西两侧上升气流随高度向外倾斜。减弱期冷涡西侧低层偏北风减弱明显，冷涡中心低层出现弱上升运动。冷涡风场的结构演变特征决定了冷涡降水的分布，但其分布具有不均匀性和复杂性。

冷涡的形成和发展是大范围冷暖气流相汇运动的结果，对流层高层的冷空气下传对冷涡的发展有着重要作用。干冷空气从远离冷涡中心的西北高层下沉经冷涡南部绕至冷涡东北部，呈气旋式弯曲，而暖湿气流从远离冷涡的西南经冷涡东部上滑至冷涡西北部，亦呈气旋式弯曲。冷暖气流呈旋转式下沉和上升，可在冷涡中心形成偶极。

冷涡云带的产生与低层辐合带密切相关。在冷涡发展期，云带上多对流性云团生成发展，随着冷涡的发展云带边缘逐渐变为规整清晰。CloudSat云探测卫星分析结果表明，冷涡环流内多中小尺度对流云团发展，且分布极不均匀。

等熵面分析表明，干冷空气总是沿着等熵面从高层穿越等压面向下侵入到冷涡中心附近，致使冷中心得以维持，冷涡发展。干侵入机制实际就是高位涡的侵入和下传，对预报冷涡的发展演变具有重要指示意义。

东北冷涡虽属天气尺度系统，但其造成的强降水却带有明显的局地性和不对称性，这给实际预报带来一定的困难，因此，还需要从冷涡强对流的触发机制着手，着眼于研究东北冷涡的暴雨机制，解决东北冷涡强降水预报难的问题。本文仅从一个个例分析了冷涡的结构及演变特征，并对其物理机制进行了初步的探讨，结果是初步的，由于探测资料的限制对于冷涡内部的中尺度结构特征，将在下一步工作中结合高分辨率的数值模拟结果进行深入地研究。