引言

冷涡，即冷性涡旋是造成北方地区雷电、暴雨、大风、冰雹等强对流天气的主要大尺度环流系统。其诱发的强对流天气时常间歇性地重复出现，一般维持3~4天。然而，2008年6月下旬，冷涡长时间滞留，造成渤海西岸持续9天出现对流性天气。冷涡系统维持时间之长、强对流天气持续之久为近30年罕见。一直以来，强对流天气的准确预报是预报业务的重点和难点。9天中，在灾害性天气的落区预报和降雨量的预报上均出现空报和漏报。可见，加强冷涡维持机制的研究、探讨强对流天气出现的环境条件、总结预报指标对提高预报准确率具有积极的意义。

卫星云图提供了高时空分辨率的冷涡动态图像。早在1989年，斯公望^[1]就指出：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，尤其是冷涡后部的晴空区；杨红梅等^[2]根据卫星云图特征将强天气冷涡云系分为锢囚气旋结构和单纯冷涡结构两类，并对各组成部分(涡旋云区、不稳定云区、正涡度平流区、冷涡云区及暖云区)与物理量配置进行了讨论；陈进强等^[3]指出：内蒙古中西部地区强对流天气大多存在于由涡旋云系东南或西南象限内的云线、小云带或云团和单体发展成的对流云带或冷锋云带之中。另外，冷涡的演变与大尺度环流之间有着密切的关系，孙力等^[4-5]统计表明：大约77%的东北冷涡(500 hPa上在35°~60°N、115°~145°E有闭合环流)与东亚地区阻塞高压的发展变化有关，而且这类冷涡的持续时间比一般冷涡生命周期平均长2.1天。多年来，以冷涡为天气背景的强对流天气研究已经很多^[6-9]，然而，在以往的研究中，对冷涡的气候统计研究较为深刻，而对冷涡维持的热力、动力过程研究较肤浅；对冷涡定性的分析较多，而对强对流天气的落区、强度与大尺度天气系统的定量关系认识较少；可用于对流性天气短时预报的指标不多。2008年6月下旬渤海西岸持续出现的对流性天气具有同一个冷涡背景，这为研究上述问题提供了难得的事实例据。

1 天气概况

从2008年6月22日夜间开始至7月1日早晨，渤海西岸连续9天多次遭受强对流天气的袭击，造成暴雨、强风、冰雹及强雷电活动。表 1列出天津地区9天对流天气出现的时间，由于上述天气过程均是西来加强的对流系统，“开始时间”是指天津地区人工监测到的时间。暴雨以天津13个气象观测站24小时累计雨量大于50 mm为准。“自动站6小时降水极值”是自动雨量站所记录的降水量极值，25日出现两次强对流天气过程，自动站降水量极值分别出现在塘沽开发区泰达一中站，为75.2 mm；蓟县白庄子站，93.6 mm。为了全面考虑过程降水，避免由于对流性降水不均的局限性，因此以天津地区体积降水(单位为10⁴ m³)来表征降水程度。“大风”以危险报文为准，瞬时风速达到17.2 m·s^-1(8级)。“雷电”强度采取人工观测和大气电场仪记录电场放电电压为准。根据以上几项和雷达回波的跟踪监测情况，将9天天气过程分为强的对流过程和弱的对流过程2类，其中强的对流过程分别为23日、25日、26日、27日和28日。

2 冷涡的卫星云图特征

FY-2C卫星红外云图图像，为预报员提供了冷涡动态和高空气流的信息。图 1记录了冷涡系统9天的演变过程，风为云导风(红色代表 100~300hPa的平均风)。22日夜间, 即23日01：30时(图 1a)的云图表明：蒙古国上空，有一典型的锢囚气旋涡旋云系，其头部为圆形气旋性气流形成的涡旋云区(C区)、尾部为南北向云带；晴空区呈“斧头”状，为干冷空气所在地(N区)，晴空区前部白色区域为暖湿气流输送带，是高空反气旋性急流卷云区(W区)，“人”字形云的交汇点是冷暖气流汇合的地方(V区)。此时，渤海西岸上空云很白，强对流发生时，代表点(40°N、117°E，下同)上空TBB为-40 ℃，对流天气出现在V区。23日19：30时(图 1b)的云图表明：涡旋云区(C区)位置向东南掉，进入我国内蒙古上空，强对流天气过程出现在晴空区(N区)白色对流性积云区(U区)。这一区域是高空冷空气偏西急流下方，风速垂直切变强，里查森数Ri减小，大气不稳定度加强，加之午后地面增温，不断有积云单体形成，合并发展成强对流云团。23日傍晚天津地区出现典型的飑线中尺度系统，强对流天气发生时，TBB为-50 ℃。24日夜间，即25日01：30时(图 1c)的云图表明：涡旋云区明显向西北移动，重新回到蒙古国境内上空。此时涡旋云系断裂为首尾两段，渤海西岸上空云零散，24日TBB高于-10 ℃。25日13：30时(图 1d)的云图表明：涡旋云区扩散，圆形边界模糊，云导风环绕的气旋性环流中心略向西移动，涡旋云区以南有东西向带状暗区，表明西风急流将干空气向东运送，干冷空气使不稳定层结加强。在不稳定背景下，25日两次强对流天气均出现在涡旋云区东南部，TBB分别为-45 ℃和-60 ℃。26日19:30时(图 1e)的云图表明：涡旋云区轮廓又清晰起来，气旋中心东移，再次进入内蒙古上空。此时TBB为-62 ℃。27日19:30时(图 1f)的云图表明：云系为单纯的冷涡云系，由散布的对流云块组成，从云块的排列上可看出明显的涡旋特征，螺旋结构清晰，中心明显，位置变化不大。此时渤海西岸位于涡旋云系东南部，云团呈团状、颜色白，TBB达到全过程的最低值，为-72 ℃。28日19：30时(图 1g)的云图表明：涡旋云系中心向东北移至内蒙古东部。29日夜间是弱对流过程，即30日01:30时(图 1h)表明：涡旋云系中心向西北移动，圆形螺旋结构明显，其西南部有暗区存在，表明干冷空气随西北气流南下，对流天气发生在高空西南气流之下。30日夜间的对流过程，即31日01：30时(图 1i)表明：涡旋结构消散，渤海西岸上空为西南暖湿气流输送带，其后是无云区，西北气流与西南气流之间为高空槽的位置，此时冷涡演变为冷槽。29日、30日2天对流天气发生时，TBB均为-40 ℃以上。

冷涡在长生命期中，其中心位置、云系形态不断变化，强对流过程时，TBB均小于-40 ℃；弱的对流过程时，TBB均大于-40 ℃以上。

3 冷涡长久维持的原因

通常以500 hPa闭合低压，并有冷中心或冷槽配合来表征冷涡系统，冷涡的演变与大尺度环流之间有着密切的关系。图 2给出了500 hPa等压面上的高度场、温度场以及涡度平流(阴影区)。6月22日14时(图 2a)，东亚阻塞高压(简称阻高)位于鄂霍次克海以西、贝加尔湖以东，45°~65°N的位置，高压中心为576 dagpm，有-12 ℃暖脊配合。阻高西侧，蒙古国上空有一中心气压值为564 dagpm的切断低压，有-16 ℃冷中心与之对应，称为西部冷涡；阻高东侧，有正涡度平流大值中心。6月23日14时(图 2b)西部冷涡获得正涡度加强，低压中心降至560 dagpm；东部新的切断低压形成，并有冷槽配合，称东部冷涡。24日14时(图 2c)与阻高配合的暖脊向西伸展，并由南北向转为西北—东南向。此时西部冷涡向西北移动。25日20时(图 2d)阻高加强，高压中心值升到580 dagpm。西部冷涡不断消耗正涡度，范围缩小、强度减弱。26日14时(图 2e)，中心位置向东南移动。而在阻高东部，正涡度平流大值区向西伸展，并在其西南侧分裂出正涡度高值区。西部冷涡向东移，有靠近涡度平流大值区之势。27日20时(图 2f)阻高为东北—西南向，其南部，冷涡东移明显，阻高东南部存在40×10^-5 m·s^-2涡度平流高值，并向西延伸。28日14时(图 2g)西部冷涡获得正涡度，迅速发展加强，中心降至568 dagpm，其北部涡度平流为30×10^-5m·s^-2。29日14时(图 2h)获得正涡度的冷涡向西北移动，同时阻高开始减弱，中心降至576 dagpm。此时，来自鄂霍次克海附近的涡度平流输送带断裂，冷涡不能获得正涡度的补充。30日14时(图 2i)冷涡在原地滞留，获得的涡度几乎耗尽，正涡度平流范围急剧缩小，冷涡即将减弱。31日冷涡减弱为冷槽。

可见，冷涡之所以维持，是因为冷涡在消耗掉原有的正涡度后又获得了来自阻塞高压东侧向西侧输送的正涡度，当正涡度输送带断裂、冷涡耗尽正涡度后，减弱为槽。冷涡的移动方向是朝着正涡度平流高值中心的方向移动，正涡度平流的变化趋势预示着冷涡未来的发展。冷涡路径首先向东南掉，加强西退之后减弱，接着呈带状、断裂为低涡，然后驻留维持，在获得来自东北部的涡度平流后，东北跳加强，接着向西南移动，随后西北进，最后停留原地减弱。

4 冷涡与强对流天气的关系

由于温度中心与冷涡中心不对称，冷涡在旋转、东移过程中不断有冷空气分离南下，冷涡分裂的冷空气一方面是对流天气的触发机制，另一方面是促进层结不稳定的因素。图 3a表示的冷涡中心距渤海西岸代表点(40°N、117°E)的距离L(1.3约代表 1100 km)随时间变化曲线。可以看到L在变化，说明冷涡是动态的。4次弱的对流过程即22日、24日、29日、30日L均大于1.5(约代表 1260 km；而5次强对流过程中的3次(23日、26日、27日)L均小于1 (约代表 836 km)，分别为680 km、806 km、705 km。孙力等^[5]曾对暴雨类东北冷涡统计时得到：暴雨发生地在距冷涡中心以南300~400 km和700~800 km的位置。两结果非常接近，因此，冷涡的位置影响着渤海西岸对流性的强弱。

V分量(即风向的南北分量)可以较好地反映冷空气活动。V分量为正，表明是南风分量，V分量为负，表明是北风分量。正值转为负值的波动被看作是一次槽过境过程，或者是冷空气的一次活动。图 3b表示在500 hPa(实线)、700 hPa(虚线)和850 hPa(点线)上代表点V分量的演变曲线。由850 hPa上V分量的变化曲线看到：在9天的天气演变过程中，除有1次南风转北风的过程，其它时间全为正值，说明低层持续偏南风。而在700 hPa和500 hPa上，V 分量的变化曲线波动较大，说明偏北风(冷空气)更多地在对流层中层活动。22日20时至23日02时，850 hPa上V分量从正值转为负值，短暂的偏南风转为偏北风，但500 hPa和700 hPa V分量均为正值，偏南风，说明短波槽扰动层很薄，槽很浅。这次波动正好对应着22日夜间弱对流天气过程。23日傍晚，500 hPa和700 hPa V分量同时由正转负，即南风分量转北风分量，说明这次短波槽较深，活动明显。这次波动正好对应23日下午至傍晚出现的强飑线天气过程。23日20时以后，500 hPa维持偏北风72小时之久，但风速急剧变化，一度达到最大值10 m·s -1(25日02时前后)，表明干冷空气有加强过程。500 hPa北风分量叠加在850 hPa南风分量之上，形成有利于不稳定天气的发生的风场配置。这期间，出现3次对流天气过程：即24日夜间、25日下午、25日夜间。从500 hPa和700 hP a看：26日20时至27日02时、27日20时至28日02时、28日14—20时有3次偏南风转偏北风，700 h Pa更明显，对应三次强的对流过程。29日至7月1日，850 hPa至500 hPaV分量均为正值——偏南风，无明显冷空气活动。对应29日夜间、30日傍晚的弱过程。

总之，9天对流天气与冷涡分裂的冷空气有直接关系，850 hPa与500 hPaV分量配置有2种类型：850 hPa南风分量+500 hPa北风分量型；850 hPa南风分量+500 hPa南风分量型。500 h和700 hPaV分量敏感地反映弱冷空气活动。这些结论提示预报员，在运用高时空分辨率的数值产品进行预报时，要关注对流层中层上南北风分量的转变。

5 水汽条件和湿度层结

水汽条件是对流天气发生的内因。强对流天气与区域暴雨天气不同的是，湿层不深厚^[9]。从U分量的垂直分布看到(图略)东风气流只存在于850 hPa以下，也就是说，来自渤海的水汽层虽然很浅，但在渤海西岸对流性暴雨中却充当着重要的角色。从9天对流性天气出现前975 hPa高度上的水汽通量分布(图略)可见：9天水汽分布的共同特征是水汽通量大值中心均在渤海，表明渤海为一个湿气团，持续的偏东气流将海洋中的水汽源源不断向渤海西岸输送，水汽通量湿舌(大于6×10^-3 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1区域)由渤海伸向西岸。不同的是：水汽通量值不同，湿舌覆盖的地点不同。3次体积降水量较多的强对流过程(23—24日、25—26日和27—28日)水汽通量值较高，23日傍晚和27日夜间体积降水量大的强对流过程，水汽通量中心值分别达到了14×10^-3 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1和12×10^-3 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，湿舌覆盖了京津地区。湿舌西伸的位置和数值大小对强降水落区和降水量有一定的指示意义。

图 4给出了9天湿度垂直分布随时间的变化。阴影代表相对湿度≤60%的相对干区。从空间分布看到：22日弱对流过程时，400 hPa以下空气干，低空几乎没有湿层；从23日夜间02时开始至7月1日08时，850 hPa以下相对湿度维持在60%以上，说明对流层低层湿度大，这与来自渤海的低层水汽输送关系密切。特别是27日20时以后，湿度层逐渐加厚，发展到对流层中层。中低层较好的湿度条件为强对流天气的产生非常有利。另外，23—28日，在850 hPa至700 hPa始终有干空气(相对湿度≤60%)存在，对流层中低层干空气与冷空气活动相联系。而500 hPa高度以上基本是干区。

6 大气环境的不稳定参数

较强的热力不稳定和适宜的动力环境是强对流发展的基础，在对流活动中，热力不稳定决定了对流发展的强度，而动力作用对触发对流及决定风暴类型起着重要作用。在描述环境条件方面，物理意义明确的热力和动力稳定度参数以其直观性、可操作性等优势成为日常预报业务的重要指标。在美国、瑞士等国家，强对流参数的应用比较普遍^[11]。我国与美国的强对流天气在类型和强度上有差别^[12-13]，那么，渤海西岸对流性天气中，参数阈值是多少？

由于无14时探空资料，所以用NCEP 1°×1°再分析资料计算对流参数。表 2计算的热力对流参数有抬升指数(LI)、K指数、总温度指数(TT)、沙氏指数(SI)、对流有效位能(CAPE)；动力参数有0~6 km厚度内平均风切变(Shear)、风暴相对环境螺旋度(SREH)；强天气威胁指数(SWEAT)是动力和热量的综合指数。SREH、SWEAT表达式如下

$ \begin{array}{l} SREH = \int\limits_0^{3{\rm{km}}} {\mathit{\boldsymbol{k}}\cdot\left( {\mathit{\boldsymbol{V}} - \mathit{\boldsymbol{C}}} \right) \times \frac{{\partial \mathit{\boldsymbol{V}}}}{{\partial z}}\partial {\rm{d}}z} \\ SWEAT = [12T_d^{850} + 20({T^{850}} + T_d^{850})-2{T^{500}}-\\ 49] + 2{V^{850}} + {V^{500}} + 125\left( {S + 0.2} \right) \end{array} $

式中，SREH描述了环境风的垂直结构，它考虑了风暴的整体移动、上升气流的旋转、风的整体效应，是研究环境风场对强风暴作用的物理量。SWEATS包含了低高层湿度、温度及风场信息；而且考虑了环境风在垂直方向上的旋转。S为500 hPa、850 hPa风向差的正旋。美国强风暴有可能出现SWEAT阈值为100^[12-13]。

由表 2可见，22日夜间(弱过程)热力和能量不稳定参数值均没有达到阈值，但风切变S hear值较高，这可能与当时有明显的冷空气活动有关(图 3b表明850 hPa高度上有明显的北风)。说明虽然有冷空气作为触发机制；然而，层结不稳定条件不理想，因此没有出现强烈的对流活动。23日傍晚是一次典型的飑线过程，为强的热力学不稳定和强的动力学条件下形成的强风暴。热力参数满足不稳定条件下，风切变Shear和SREH也较高，说明强大的垂直风切变是飑线产生的环境条件，这与文献[6]提及的事实一致。25日白天强对流过程，热力不稳定条件极好，但Shear和SREH很弱，说明该次过程是典型的强热力条件和弱动力条件下产生的强风暴，当天不但出现5 cm大冰雹，而且1小时雨量达到75.4 mm, 并伴有短时大风。强风暴指数SWEAT达到550，为9天之首。25日夜间虽然能量CAPE有所减少，但动力条件转好，再次在天津北部形成暴雨，SWEAT为489，强对流天气出现后，骤减到176。26日夜间的强的对流过程，风暴相对螺旋度很大，强对流天气发生时(26日20时至27日02时)SREH为10 5~1 43，天津普遍遭受大风的袭击(表 1)，28日夜间的过程与26日相似。29日弱过程，只有K指数和风切变Shear较好，其他指数，SREH、SWEAT均小。30日傍晚热力、动力条件均较好，SWEAT为327，接近阈值。另外，24日弱的对流过程具有好的热力、动力条件，SWEAT 达到377;27日强的对流过程，SWEAT只有254。这些可能与探空站网点距离大、没有14时探空等诸多因素有关。

总体上看：强天气威胁指数SWEAT很好地衡量强热力加上强动力条件、强(弱)热力加上弱(强)动力条件下强对流天气的剧烈程度，有很高的实用性，风暴相对环境螺旋度SREH比Shear更好地描述了动力不稳定状态；而单纯的热力、动力不稳定参数在指示对流天气强弱时效果不够理想。

7 结论

(1) 9天的对流天气分别出现在冷涡涡旋云系头部的南部或东南部，云导风场有助于确定冷涡中心位置、判断高空风场情况。强的对流过程时云顶TBB温度在-40 ℃至-72 ℃；弱的对流过程时云顶TBB温度在-40 ℃以上。

(2) 来自东亚阻塞高压两侧高涡度区的正涡度平流交替补充了冷涡对正涡度的损耗是冷涡长久滞留维持的原因。

(3) 冷涡在长生命期中是动态的，冷涡中心距研究代表点的距离(L)与强对流天气的强弱有关，弱的对流过程时，L>1260 km，5次强的对流过程其中3次L的最近距离分别为6 80 km、806 km、705 km；对流层中层V分量敏感地反映了冷涡分裂的冷空气活动。

(4) 湿度层结的演变表明：低空湿度层随着强对流天气的持续而逐渐增厚，850~700 hPa的干空气层(相对湿度≤60%或相对干区)始终存在；“上干下湿”的特征使对流不稳定度增强，渤海西岸强对流性天气无需深厚的水汽条件，975 hPa水汽通量大小和方向反映了来自渤海的水汽输送状况，其对灾害天气的落区及降水量有一定的指示意义。

(5) 强天气威胁指数SWEAT和风暴相对环境螺旋度SREH在判断强对流天气强度方面比常用的不稳定参数效果更好。阈值分别是抬升指数(LI)为-2.0、K指数为33、沙氏指数(SI )为-2. 0、总温度(TT)为50、CAPE为600、0~6 km风切变为35、风暴相对环境螺旋度(SRE H)为70、强天气威胁指数(SWEAT)为330。当渤海西岸的强对流参数超过阈值时，出现强对流天气的可能性很大。但上述参数阈值还有待于通过更多的例据来修正。

致谢：感谢国家气象中心的何立富博士、天津气象科学研究所的解以扬正高工给与本文的指导！