2014, Vol. 57
2. 南京信息工程大学语言文化学院, 南京 210044;
3. 中国气象局广州热带海洋气象研究所, 热带季风重点开放实验室, 广州 510080
2. School of Languages and Cultures, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China;
3. Key Open Laboratory for Tropical Monsoon, Guangzhou Institute of Tropical and Marine Meteorology, China Meteorological Administration, Guangzhou 510080, China
温带气旋通常给中纬度地区带来一些复杂的天气过程，Bjerknes等(1922)曾提出了Norwegian Cyclone Model (NCM)，总结了经典的温带气旋云系和降水结构.但这类气旋模型在解释一些气旋时遇到了问题，Shapiro等(1990)专门提出了海洋性温带气旋模型Shapiro-Keyser Model (SKM).以后，不少针对欧美温带气旋的生命过程和结构的认识更进一步(Neiman et al.，1993a；Neiman et al.， 1993b；Browning et al.，1995；MARTIN，1998).切断低压作为波动强烈发展后形成的温带气旋，除了欧洲和北美，东北亚地区也是北半球三大高发区之一，并且我国常称之为东北冷涡.郑秀雅等(1992)曾定义了东北冷涡，指出在500 hPa天气图上，在东北亚指定地区出现闭合等高线，并有冷中心相配合的持续几天的低压系统，并定义了其发展演变的阶段.由于冷涡天气对我国影响大，很多学者归纳分析了东北冷涡的发展特点、冷涡降水特征等(朱其文等，1997；白人海等，1997；张立祥等，2008).对于东北冷涡自身发展中的动力、热力结构，也有相当研究(陈力强等，2005；陈文选等，1999).在研究冷涡云系和降水结构时，多从动力和热力场的分析资料入手，直接结合云层探测资料分析的相对较少.齐彦斌等(2007)利用飞机穿云观测资料对一次东北冷涡对流云带的宏微物理结构进行了探测，给出了冷涡云带的带状水平回波结构和对流云带高浓度冰粒子区的位置.我国这类特定观测的资料非常有限.2006年Cloudsat云廓线雷达观测以来，Posselt等(2008)把它用到温带气旋的结构研究中，直观表现了气旋中的云系和降水结构.钟水新(2011)尝试把Cloudsat云廓线雷达的卫星资料应用到东北冷涡的结构分析，观测到了一次经典温带气旋的冷涡结构及其演变.由于东亚切断低压的形态多变，与亚洲季风系统的其他成员作用时更加复杂，有时会形成一些罕见的非经典结构，造成预报上的困难.
2009年6月10日至12日，东北亚地区经历了一次特殊背景的切断低压天气过程，降水结构也与经典气旋有较大的差异，内部锋面降水较弱，而外围暖区对流降水较强，是与东亚副热带锋面相互作用产生的.目前，关于暖区暴雨的研究多见于华南季风雨带的南侧(丁治英等，2011；夏茹娣等，2009)，在东亚温带气旋中的讨论相对少见.本文基于多种卫星遥感资料，揭示本次切断低压的异常暖区降水特点及其与副热带锋面的作用过程，并讨论了副热带锋区的平流层入侵与深对流注入共同作用形成的平流层-对流层交换(STE).
2006年发射的Cloudsat 卫星，搭载的云剖面雷达CPR(Cloud Profile Radar)为94 GHz 的毫米波(3 mm)雷达,它的灵敏度是标准天气雷达的1000倍(Stephens et al.，2002).Cloudsat提供的标准数据按反演程度分为两个等级，初级产品是通过卫星搭载的云雷达直接得到的数据产品，二级产品结合初级产品其他卫星产品反演得到的云参数资料，包括雷达后向散射剖面、云的几何剖面、云分类、云水含量、云光学路径、云光学厚度、长短波辐射通量及本文用到的云液态水含量及冰水含量.本文主要用 到了2B-GEOPROF，2B-CWC-RO，2B-CLDCLASS，ECMWF-AUX资料.
Aura卫星上的MLS(The Microwave Limb Sounder)在118 GHz~2.5 THz之间有5个探测通道，提供了大气成分、温度等探测廓线.Livesey等(2011)详细比较了MLS二级产品的数据质量，精度普遍在20%以内.本文用到的是MLS_V3数据.AURA/MLS 与Cloudsat/CPR的轨道相同且时差很小(几分钟)，联合诊断其垂直剖面有利于分析大气精细结构.
文中的气象分析资料是ECMWF-Interim Reanalysis， 水平分辨率0.75°×0.75°，垂直37层，逐6小时.分析垂直剖面时，采用距离反比法插值到轨道剖面.
由中国气象科学数据共享服务网提供了中国自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量数据集，它基于全国3万余个自动观测站(包括国家级自动站和区域自动站)逐小时降水量和CMORPH卫 星反演降水产品融合的中国区域逐小时、0.1°×0.1°分辨率资料.地理范围： 70°E—140°E； 15°N—59°N.为弥补140°E以东地区的降水数据的缺测，还采用 了国家卫星气象中心提供的FY2C逐时TBB (Black Body Temperature)产品，分辨率是0.1°×0.1°.
文中在分析空气块输送路径时，使用了NOAA的轨迹模式HYSPLIT4，由0.75°×0.75°的逐6小时ECMWF-Interim Reanalysis资料驱动.
为了统一多种资料的时间，文中给出的时间均为国际标准时.
500 hPa形势演变(图1)表明，8日00时到9日00时，贝加尔湖东南地区被倒“Ω”等高线控制，其南端底部为5680 gpm的浅槽，位于华北上空.贝加尔湖北侧极锋上的经向流场异常发展，在东移过程，受东、西方向鄂霍次克海高压和乌拉尔高压的挤压，向赤道异常发展，形成极锋槽.10日00时极锋槽快速 向南发展后切断，形成闭合低压(图1c)并逐渐加 强东移至我国东北地区.该低压中心在南侧旧槽 后部北风气流作用下，快速南下与南槽合并加强， 11日00时(图1d)前后，冷涡趋向成熟，经向移速减慢.
 | 图1 (a—d)分别为8日00时—11日00时，500 hPa等高线(实线，单位：gpm)和300 hPa水平风速(阴影，单位：m·s-1) Fig.1 Depiction of 500 hPa geopotential height (gpm, solid lines) and 300 hPa horizontal wind speed (m·s-1, shaded) for the ECMWF analysis valid from 0000 UTC 08 Jun 2009 to 0000 UTC 11 Jun 2009 |
2009年6月10日18时冷涡进一步发展，500 hPa 等压面上形成了5400 gpm的低压中心(图2a)，冷中心稍落后于低压中心.900 hPa等压面上(图2b)，冷涡的冷中心处于低压的西半部，东半部为暖湿空气，椭圆长轴为西北—东南走向，冷中心的东边界北部风切变很大，对应较强的暖平流，冷中心南侧和西南侧边界则为冷舌南侵.Cloudsat云雷达在临近时间先后两次扫过冷涡，AA′轨道穿越了冷涡的冷中心，BB′轨道穿越冷涡外围的暖区.
 | 图2 10日18时的(a)500 hPa位势高度(蓝线，单位：gpm)，温度(阴影，单位：K)和风矢量，粗紫线为截面轨迹；(b)900 hPa 位势高度(蓝线，单位：gpm)，假相当位温(阴影，单位：K)和风矢量；(c)沿CC′轨迹的垂直剖面，水平风速(黑线，单位：m·s-1)，位温(蓝线，单位：K)，位涡(红线，单位：PVU，1PVU=10-6 m2·K·kg-1·s-1)，散度(绿线，单位：10-5s-1)和垂直速度(阴影，单位：Pa·s-1)，紫色阴影为锋区；(d)同(c)，但沿DD′轨迹剖面；(e)沿BB′轨迹的Cloudsat垂直剖面，云 雷达反射率(阴影，单位：dBz)和位温(黑线，单位：K)；(f)自动站与CMORPH融合的2小时降水量(绿线、蓝线、桔色线、红线和黑线分别代表1, 3, 5, 7, 10 mm) Fig.2 At approximately 1800 UTC 10 Jun 2009. (a) 500 hPa geopotential height (gpm, blue lines), temperature (K, shaded), wind vector and cross section track (magenta thick lines). (b) 900 hPa geopotential height (gpm, blue lines), equivalent potential temperature (K, shaded) and wind vector. (c) Cross section along track of CC′, horizontal wind speed (m·s-1, black lines), potential temperature (K, blue lines), potential vorticity (PVU, red lines, 1PVU=10-6 m2·K·kg-1·s-1), divergence (10-5s-1, green lines) and upward vertical velocity (Pa·s-1, shaded), purple shades represent fronts. (d) As in (c), but along track of DD′. (e) Cross section along track of BB′, Cloudsat observed radar reflectivity (dBz, color shaded), potential temperature (K, black lines). (f) Two-hour rainfall from integration of automatic station rain gauges and CMORPH (green, blue, orange, red and black line denoting 1, 3, 5, 7, 10 mm respectively) |
施春华等(2013)曾详细讨论过该气旋各阶段的锋面结构演变，AA′轨道同时穿过了冷、暖锋，但两小时累积降水(图2f)显示，冷、暖色覆盖的冷、暖锋面雨带的雨量小且分布零星，而最强雨带出现在冷涡东南外围BB′轨道经过的日本上空，强度远大于气旋内的冷、暖锋降水.从结构看，该雨带是气旋影响下的东亚季风雨带的延伸，且更为宽广，空间跨度在千公里以上，强度普遍在2小时5 mm以上.该暖区降水结构与两类经典温带气旋模型都有较大差异，非NCM的冷、暖锋所夹的扇形走向(Bjerknes et al.，1922)，暖湿空气沿东侧外围向北输送，并非气旋内部的冷锋前沿，且暖湿水汽未能连续向北弯曲输送，雨带终止于47°N，未出现类SKM模型 (Neiman et al.，1993a；Neiman et al.，1993b；Browning et al.， 1995；Martin，1998)的暖锋后向弯曲以及冷、暖锋的“T-bone”型态.
图2a中BB′轨道处于气旋的外围暖区，900 hPa 等压面上气旋东南侧的水平环流将假相当位温328 K以上的暖湿水汽向北输送，且该低空气流在此减速而辐合上升.图2e沿BB′轨道的Cloudsat云雷达剖面显示，该区有发展旺盛的深对流云，大于10 dBz回波强度的云系垂直发展到8 km以上，对流强度大于一般的温带气旋锋面对流(Posselt et al.，2008)，水平尺度在1400 km左右，从南侧季风雨带一直延伸到冷涡东侧外围，比经典模型大得多(Bjerknes et al.，1922).图2e等位温线表明该云团处于性质均一的暖区.
该温带气旋的暖区暴雨与切断前的南槽背景有关.图2a中的等温线结构表明切断冷空气并入原南槽后，在其前方(东南方向)有两组等温线密集带，形成两条锋面.沿CC′垂直剖面(图2c)的等位温线密集带显示了前后两条锋面.其中南侧锋面与高空急流相联系，锋区等位温线更密集，静力稳定度更大，锋的厚度更厚，是副热带锋面.这种一般常见于高空的副热带锋面，由于冷中心的快速南下，南北温度梯度异常加强，使高空急流发展，图1中急流核风速从40 m/s增加到60 m/s以上.等位涡线表明高空急流底部发生了对流层顶折叠，副热带锋面从折叠区延伸到近地面.其后方约600 km处为气旋冷中心对应的冷锋结构，但发展强度和高度相对更弱.这种双锋结构，导致南侧季风区的暖湿水汽被前方更强的副热带锋面阻挡而无法与后方冷锋相遇，两个锋面之间为相对干区，低层水汽沿着副热带锋面南侧向东北方向输送.在水汽输送通道的前方，沿DD′垂直剖面等位温线表明，图2d中前方(相比图2c)的副热带锋面已减弱为高空锋.图2c、2d的强上升区(阴影)，处于气旋冷中心东南侧500 km以外的暖区，降水沿低空副热带锋前分布(图2f)，降水区的上升运动可达-0.8 Pa/s.
因此，该暖区降水的形成，首先，其南侧东亚季风提供了充沛的水汽，而后方新冷空气的挤入，使旧槽的锋前急流加强并急转，切变区正涡度水汽通过艾克曼抽吸机制，在暖区促发深对流降水(Holton，2004)，该深对流的云雷达回波结构和云顶TBB(参考图3f)更接近于热带气旋而非温带气旋.
 | 图3 (a—b)同图2(a—b)，但为11日06时；(c)同图2c，但沿EE′轨迹垂直截面；(d)沿EE′垂直剖面的Cloudsat云雷达反射率(阴影，单位：dBz)，位涡(蓝线，单位：PVU)和位温(黑线，单位：K)；(e)沿EE′垂直剖面的Cloudsat冰水含量(阴 影，单位：mg·m-3)，液水含量(黑点区表示大于50 mg·m-3)，温度(黑线，单位：℃)，雨顶高度(红叉)，地表降水位置(蓝叉)；(f)FY2C的TBB(单位：℃) Fig.3 At approximately 0600 UTC 11 Jun 2009. (a, b) As in Fig.2(a, b), (c) As in Fig.2c, but along track of EE′ in Fig.3a. (d) Cross section along track of EE′, Cloudsat observed radar reflectivity (dBz, color shaded), potential temperature (K, black lines) and potential vorticity (PVU, blue lines). (e) As in (d), but for ice water content (mg·m-3, color shaded), liquid water content (greater than 50 mg·m-3 marked with black spot), temperature (℃, solid black lines), rain-top height (red cross), surface precipitation position (blue cross) and potential vorticity (PVU, magenta lines). (f) TBB from FY2C (℃) |
11日06时500 hPa等压面上(图3a)，冷中心已接近低压中心，冷涡内大部分已被冷空气占据，冷涡东南外侧的140°E附近，还有另一锋面结构.从中心气压演变看，冷涡已趋向成熟.图3b的900 hPa图上假相当位温显示，气压中心未有两类经典气旋模型的锢囚暖核或中心暖核出现(Bjerknes et al.，1922；Shapiro et al.，1990).
Cloudsat在临近时间沿EE′轨迹监测到该雨带结构.图3d的位温线密集带和图3e的等温线突变区显示了该雨带中有异常副热带锋面存在，该锋面是由图2c中副热带锋面东移和发展而成的.图3d的锋面两侧都有云系，但以锋面北侧的锋下冷区(锋面东移前的原暖区)深对流发展最为旺盛，雷达反射率显示10 dBz强度的云体结构可达10 km高度.通常，东亚接地副热带锋面北侧是干冷空气，深对流难以出现.但该区处于原暖湿水汽通道，前期积累了足够水汽.
图3c的EE′轨道剖面等风速线表明，副热带高空急流从对流层顶延伸到对流层低层，30 m/s的高空急流向下延伸到700 hPa高度.该剖面处于高空急流的出口区(参考图1d)，北半球高空急流出口区 的左侧为非地转风的辐散区(Holton， 2004)，该辐散区紧贴急流核北侧壁下伸到700 hPa以下，且保持较大强度( >2×10-5 1/s).而低层流场(图3b)在35°N附近维持较强的正涡度切变，在低层摩擦作用下形成辐合中心(图3c).由高层副热带急流和低层冷涡环流共同作用，高层辐散、低层辐合的配置，使副热带锋面下方出现了整层上升运动，最大上升速度达-1.2 Pa/s.该异常副热带锋区的热力间接次级环流，其上升支在锋面北侧的冷区(原暖区)促发了深对流(图3d，3e)，而锋面南侧的下沉支使云系减弱.这种次级环流结构在高空急流核中心位置的垂直剖面图没有出现(图2c).
图3e的Cloudsat资料显示，深对流区水凝物含量最大超过了600 mg/m3，产生了密集的地表有效降水.由于自动站融合降水资料在140°E以东空缺，图3f的TBB云顶亮温证实了35°N以北的副热带锋面北侧下方有大范围温度低于-50 ℃的深对流暴雨区.且图3f 还表明，冷涡东侧的暖区降水云系发展高度和规模更胜于南侧的东亚季风雨带.
但该异常的接地副热带锋面移入，切断了南北两侧的水汽链接，阻挡了锋面北侧降水区的水汽补充.图4a、图4c的36小时气团前向、后向轨迹表明，11日06时日本上空副热带锋面下方的暖湿空气，主要来自其西南海洋上的低层大气.图4b气团前向轨迹显示，该位置的副热带锋面建立后，南侧低层水汽无法在日本上空跨锋面向北输送，而是沿锋面向偏东方向往高空输送，表明雨带将快速东移.图4d后向轨迹显示，副热带锋面建立后的12日06时，原锋面下方深对流区的气团转而来自其西北的冷涡后方对流层中部干冷区.这说明原暖湿区在副热带锋区热力间接次级环流作用下，可以在锋下发生短时深对流强降水，但由于缺乏连续水汽供应而无法持久，降水随即结束.对于固定地点，副热带锋区结构将逐步由异常的图3c状态过渡到常规的图2c状 态，降水位置亦由短暂的锋面冷侧重新过渡到锋面 暖侧.
 | 图4 (a)9日18时，气块的36小时前向轨迹；(b)10日18时，气块的36小时前向轨迹； (c)11日06时，气块的36小时后向轨迹；(d)12日06时，气块的36小时后向轨迹 Fig.4 (a) Forward trajectories starting at 1800 UTC 09 Jun 2009; (b) Forward trajectories starting at 1800 UTC 10 Jun 2009; (c) Backward trajectories ending at 0600 UTC 11 Jun 2009; (d) Backward trajectories ending at 0600 UTC 12 Jun 2009 |
副热带锋面往往与高空急流、对流层顶折叠事件相对应，而该区域的平流层入侵在平流层-对流层交换(STE)中有较大的贡献(Shapiro，1980；Olsen et al.， 2008).Holton等(1995)提到，在中尺度涡旋扰动中，STE还可表现为穿透性深对流输送，热带外等熵面绝热输送(对流顶折叠、切断低压、锋面气旋等)，跨越等熵面的非绝热输送(对流顶波动破碎等).本文图2c中以等位涡线表征的对流层顶，在高空急流下方发生折叠现象，平流层物质可以沿高空锋区的密集等位温线等熵入侵对流层.这类通常的 单向入侵比较常见，Weigel等(2012)分析了一次地 中海的高空急流下的平流层入侵，发现入侵区200 ppbv 以上的高浓度臭氧空气来自西风带输送的平流层，而邻近入侵区200 ppbv以下的低浓度臭氧空气来自亚洲季风区高空反气旋环流的东风输送，入侵高度可达330 K等位温面，7 km高度附近.
图3c—3e对流层顶折叠区的平流层入侵有两个特殊性：首先是30 m/s的高空急流向下延伸到700 hPa，高空副热带锋面发展到近地面，平流层 1.5PVU等位涡线向下入侵可达5.5 km(约500 hPa) 处，强度更大(Weigel et al.，2012)；其次是锋下冷侧向上的深对流注入可达10 km，两种强烈的中尺度STE集中发生在同一位置(入侵-注入混合区)，比较罕见.图5是与图3d同步监测的MLS臭氧和水汽散点图，图中除了(1)，(2)，(3)号阴影区分别对应的平流层气团、过渡层气团和对流层气团外，还有两个散点分布较密集的方框区，(4)号方框区代表水汽与臭氧浓度的双高气团(水汽大于100 ppmv且臭氧大于150 ppbv)，(5)号方框区为双低气团(水汽小于5 ppmv且臭氧小于150 ppbv).其中双高气团相比Homeyer等(2011)观测的臭氧浓度更大，与本例中更强锋区结构以及平流层入侵有关.双低气团在其他类似研究中很少见，当低层水汽供应不足时，可理解为对流注入的低臭氧干气团和平流层入侵的更干气团的混合，由图3c向图2c过渡时的大气结构符合这种状态.
 | 图5 MLS沿图3a EE′轨迹在500~100 hPa探测的臭氧和水汽的散点图(ppb=10-9, ppm=10-6) Fig.5 Scatter plot of ozone and water vapor from MLS detections between 100 hPa and 500 hPa along track of EE′ in Fig.3a |
尽管Homeyer等(2011)曾归纳总结了对流注入与平流层入侵相互作用的STE概念模型，所提的配置要求为高、低空锋面断开，低空冷锋落后于高空锋，有利于冷锋前对流注入.但本案例在单一高低空连续锋区内完成了这一过程，锋区的热力间接次级环流和锋下冷侧的前期水汽积累成为必要条件.
通过对多种卫星遥感资料的分析，认识了一类与切断低压相关的伴随着异常副热带锋面演变的暖区降水生消过程.切断前期的南槽背景起了关键作用：原南槽环流一方面引导北方初始切断的冷低压快速南下，导致副热带锋面异常发展，另一方面外围环流辐合了季风雨带的水汽，在副热带锋前形成宽广的暖区深对流降水.He等(2007)曾讨论了东北冷涡强弱与梅雨量的关系，苗春生等(2006)提出东北冷涡异常影响华南前汛期的降水量.除了影响上述的南方大型雨带外，本文的东北低压还在外围诱发异常副热带锋面与宽广强降水带，本质上属于副热带锋前暖区降水(丁治英等，2011；夏茹娣等，2009)，且降水强度比冷涡内部锋面大得多.
当异常副热带锋面东移进入原暖区雨带后，副热带锋区热力间接次级环流的上升支，加强了副热带锋下冷侧的短时深对流.沿异常副热带锋区的平流层入侵向下可达5.5 km处，而锋下向上的深对流注入可达10 km，在入侵-注入混合区形成强烈的平流层-对流层相互交换，在臭氧和水汽的散点图上出现了二者浓度双高和双低的特殊气团.
致 谢 感谢NASA，ECMWF，中国气象科学数据共享服务网，国家卫星气象中心提供的数据服务和NOAA提供的HYSPLIT4 轨迹模式.| [1] | Bai R H, Sun Y G. 1997. The background analysis study of meso scale weather of the cold vortex in northeast China. Heilongjiang Meteorology (in Chinese), (3): 6-8. |
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