一次台风变性并入东北冷涡过程的动力诊断分析

梁钊明 王东海

中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081

1 引言

东北冷涡是大尺度环流在我国东北地区独特地形和地理位置下产生的高空冷性涡旋，它集中发生在夏季，具有移动缓慢和持续性等活动特征和较长的生命史，是影响我国东北地区的主要天气系统之一（郑秀雅等，1992；孙力等，1994；孙力，1997；王东海等，2007；Hu et al., 2010）。东北冷涡常给东北地区夏季带来低温多雨的天气，甚至洪涝灾害（张庆云等，2001；孙力等，2002；Zhao and Sun，2007；胡开喜等，2011），如1991年6月11日东北短时大暴雨、2005年6月10日沙兰镇暴雨、2000年7月11日东北特大暴雨和1998年6～8月切断低压与东北低涡频繁发生引发松花江、嫩江百年不遇的洪灾。当对流层低层有加热时，东北冷涡控制下的大气容易发生很强的对流不稳定，从而触发局地的强对流天气，其中以局地冰雹、暴雨居多，区域性暴雨较少，而当东北冷涡与台风和气旋等系统相互作用时则可以产生大范围的暴雨甚至特大暴雨（郑秀雅等，1992），如2005年东北地区受台风麦莎和冷涡系统的共同作用，使东北地区夏季降水偏多，在50年统计中居历史第四位（王东海等，2007）。

东北冷涡与台风相互作用一般表现为台风与冷涡远距离相互作用和台风北上变性并入冷涡两种形式。丛春华等（2011）对近几十年台风远距离暴雨的研究进展总结时指出台风与东北冷涡远距离相互作用是台风远距离暴雨发生的主要形式之一。丁一汇等（1980）在研究 1980年代以前的华北暴雨中指出，华北大部分的强暴雨常常出现在两个以上的天气系统相互作用或相互叠加的情况下，高空冷涡与台风远距离相互作用就是其中的一种主要形式。孙建华等（2005）对 1990～1999年华北夏季暴雨的统计分析也显示台风与东北冷涡是造成华北夏季暴雨天气的主要影响系统。在其研究的31个暴雨个例中，有10个个例属于东北冷涡（低槽）与台风相互作用。此类远距离暴雨，台风一般在南海或西太平洋台湾附近地区，也有在广东、广西登陆后西行的，台风的作用是其东侧东南低空急流为东北冷涡提供水汽输送。东北冷涡位于华北或东北，槽线一般在 110°～120°E。副热带高压一般西伸偏北，暴雨区位于东北冷涡和副高之间。台风变性并入东北冷涡也会造成大范围的强降雨天气，如2004年7月5～10日台风“蒲公英”减弱后转变为温带气旋并入东北冷涡的过程中造成大庆、齐齐哈尔东部、绥化地区及哈尔滨东部普降大雨。闫敏慧等（2005）对这次过程的分析发现区域性大雨出现在台风“蒲公英”减弱后生成的温带气旋并入东北冷涡的初期，并指出这次区域性强降水的发生有两方面的原因：一方面是由于东北冷涡改变了台风外围环境流场方向，台风减弱后的温带气旋北部的暖锋云系顺着高空冷涡的引导气流移入东北地区；另一方面台风的并入使得原本干冷的东北冷涡变得水汽充沛，从而加大降水量级。至于台风能否与冷涡合并，则取决于副高的位置。与台风和东北冷涡远距离间接作用（如远距离的水汽输送等）不同，台风变性并入东北冷涡的过程是直接的相互作用，在该过程中它们的热动力结构会发生显著的变化。然而，目前关于台风变性并入东北冷涡过程的研究很少，并且局限于天气学的特征分析，该类过程中的热动力结构变化及其中的物理机制尚不清晰。

本文选取2004年7月3～6日台风“蒲公英”北上减弱转为温带气旋并入东北冷涡的一次过程，利用美国国家环境预报中心（NCEP）再分析资料（Kalnay et al.，1996）对台风变性并入东北冷涡过程中的热动力结构进行分析，并通过动力诊断的方法初步探讨其中的物理机制。

2 天气过程概况

2004年6月23日，热带风暴“蒲公英”生成于菲律宾以东海洋，随后西行加强为台风，穿过台湾后减弱为热带风暴，并于 7月 3日登陆浙江省，之后受环境场影响转向北偏东方向移动（高珊等，2005；齐琳琳等，2006）。图 1显示了“蒲公英”转向北偏东方向后的500 hPa等压面上的位势高度、温度距平和风矢量分布。在“蒲公英”向北偏东移动的同时，东北地区为一冷涡所控制，即东北冷涡。冷涡的500 hPa环流中心位于东北地区附近，稳定少动，东北—西南向槽线由冷涡环流中心向南延伸并以逆时针方向由西向东摆动。“蒲公英”向北移动在3日12时（协调世界时，简称UTC，下同）先与冷涡南侧的西风带小槽合并（图略），之后继续北移。期间，其西侧不断受到偏西北风带来的冷空气侵袭，而其东侧则为较暖的偏西南风，造成“蒲公英”附近的温度梯度方向从偏南北向转为偏西北—东南向（图1a）。4日18时“蒲公英”减弱为低气压，其500 hPa的环流中心与暖中心出现明显分离，同时，环流中心出现强假相当位温梯度，即斜压性明显，表明了“蒲公英”开始变性为温带气旋（图 1b）。在东北冷涡环流引导下气旋移入东北地区与冷涡槽逐渐合并，气旋环流中心附近的温度转为偏冷（图 1c）。在并入过程中，气旋的500 hPa环流中心强度出现加强，其位势高度值由4日18时的5660 gpm降低到5日06时的5620 gpm（图1b和1c）。此后，气旋在东北地区缓慢北移，强度维持。受其环流及其带来的温度平流影响，东北冷涡强度减弱，气温有所提升，并从5日12时开始出现明显北撤（图1d）。

图1 2004年7月500 hPa的环流形势：（a）7月3日18时；（b）7月4日18时；（c）7月5日06时；（d）7月6日06时。填色（单位：K）：温度距平，距平参照值为（15°～60°N，85°～145°E）区域的平均值（下同）；黑色等值线（单位：gpm）：位势高度；红色等值线（单位：K）：假相当位温；风矢量（长划、短划和三角旗分别代表4、2和20 m s-1）分布；AB（蓝色）和CD（绿色）直线分别表征东北冷涡中心与台风（或气旋）中心连线和东北冷涡槽底与台风（或气旋）中心的连线，黄色虚线表征东北冷涡的槽线Fig. 1 Distributions of temperature anomalies (shaded, K, the anomalies are calculated by subtracting the averaged values over the region (15°–60°N,85°–145°E)), geopotential heights (black contours, gpm), pseudo-equivalent potential temperatures (red contours, K), and wind vectors (a long stroke, a short stroke, and a triangular flag denote 4, 2, and 20 m s-1, respectively)at 500 hPa at (a)1800 UTC 3, (b)1800 UTC 4, (c)0600 UTC 5, and (d)0600 UTC 6 July 2004, line AB crosses the centers of Northeast cold vortex and cyclone, line CD crosses the trough tip and the cyclone center, and the dashed line represents the trough axis of the Northeast cold vortex

图2 （a1–a3）2004年7月4日06时、5日06时和6日06时前24小时累积降水分布（填色，单位：mm）；（b1–b3）2004年7月3日12时、4日12时和5日12时850 hPa的水汽通量（填色，单位：m kg kg-1 s-1）、上升运动（等值线，单位：－1 Pa s-1）、风矢量的分布（长划、短划和三角旗分别代表4、2和20 m s-1）。虚线为800米海拔高度线，空心和实心三角形分别标记了3日12时（a1和b1）、4日12时（a2和 b2）和5日12时（a3和 b3）850 hPa东北冷涡槽和台风（或气旋）中心的位置Fig. 2 (a1–a3)24-hour cumulative observed precipitations during 0600 UTC 3–0600 UTC 4, 0600 UTC 4–0600 UTC 5 and 0600 UTC 5–0600 UTC 6 July 2004 (shaded, mm); (b1–b3)distributions of water vapor fluxes (shaded, m kg kg-1 s-1), upward velocities (contours, units: －1 Pa s-1), and wind vectors (a long stroke, a short stroke, and a triangular flag denote 4, 2, and 20 m s-1 respectively)at 850 hPa at 1200 UTC 3, 1200 UTC 4, and 1200 UTC 5 July 2004.Dashedlines denote the height of 800 m above the sea level, the white and black triangles represent the locations of the Northeast cold vortextrough and the cyclone center at 850 hPa at 1200 UTC 3, 1200 UTC 4, and 1200 UTC 5 July 2004, respectively

从降水分布来看（图 2a），在“蒲公英”并入东北冷涡前，东北大兴安岭东南端出现局地暴雨（图2a1），其他地区没有出现明显的降水。在“蒲公英”变性为温带气旋并入东北冷涡的过程中，大兴安岭东南端的降水出现加强并扩大（图2a2），同时，东北地区从东部到北部和南部地区依序地出现了大范围的强降水（图2a3）。从低层的上升运动、水汽通量和风矢量分布来看（图2b），并入过程前，对应东北冷涡槽的低空涡旋东侧气流携带水汽沿地形抬升促进了大兴安岭东南端暴雨的形成（图2a1和 2b1）。并入过程中，“蒲公英”北侧的偏东气流与对应东北冷涡槽的低空涡旋东北侧偏东气流共同作用携带水汽沿大兴安岭抬升促进了大兴安岭东南端降水的加强和扩大，同时，“蒲公英”东北侧气流携带丰富水汽在东北东侧山地抬升促进了东北东侧强降水的形成（图 2a2和 2b2）。此后，东北地区的北部和南部出现的大范围降水分布变化与“蒲公英”变性并入东北冷涡槽后的温带气旋环流导致的上升运动和水汽输送变化非常一致（图2a3和2b3）。可见，“蒲公英”（下文简称为台风）变性为温带气旋并入东北冷涡的过程对这次降水分布的变化有着重要的影响。

3 热动力结构的变化特征

图3为沿东北冷涡和台风（或气旋）中心连线（图 1中的 AB线）的温度距平和位势高度距平的垂直剖面演变。在台风并入东北冷涡之前（图3a），台风和东北冷涡基本维持着各自独特的结构特征：台风高空出现明显的暖心结构，暖中心在400 hPa附近，对应暖中心的是低层低压和高层高压的配置，其中高层高压由高空暖心直接导致（根据大气状态方程关系），而低层低压则与高层高压形成的高空辐散对低层空气抽吸有关；东北冷涡表现出明显的高空冷涡特性，即高空冷心和高空低压中心配置，低压中心位于200～300 hPa之间。当台风变性为温带气旋并入东北冷涡，其暖心结构逐渐消亡（图 3b–d），移入东北冷涡后转为整层偏冷，低层出现冷中心（图 3d）。暖心结构的消亡导致高层辐散和低层辐合明显减弱，低层低压中心随之消失（图 3b–d）。低层低压和高层高压分布逐渐转为整层偏低压分布，其中低压中心先出现在中层（400～500 hPa），并且低压呈现为与高空冷涡倾斜连接的分布形态（图3c），之后低压中心出现在高层（200～300 hPa），低压呈现为垂直的分布形态（图 3d）。这表明了并入东北冷涡的过程中温带气旋的强度得到维持，有利于期间东北地区大范围强降水的发生。与此同时，随着气旋并入东北冷涡，冷涡的中低层温度明显增加，相应地，冷涡中低层的低压强度出现减弱，即冷低压的特征减弱，同时，东北冷涡出现北撤（图 3d）。下面结合上述的台风（或气旋）和东北冷涡的热动力结构变化特征对其变化的原因进行诊断分析。

图3 2004年沿图1的AB剖面的温度距平（填色，单位：K）和位势高度距平（等值线，单位：gpm）分布：（a）7月3日18时；（b）4日18时；（c）5日06时；（d）6日06时。网格阴影区为地形；白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置；垂直坐标为对数气压（下文的垂直剖面图皆同）Fig. 3 Vertical cross sections of temperature anomalies (shaded, K)and geopotential height anomalies (contours, gpm)along line AB in Fig. 1: (a)1800 UTC 3 July 2004; (b)1800 UTC 4 July 2004; (c)0600 UTC 5 July 2004; (d)0600 UTC 6 July 2004. The grid-shaded areas represent topography; the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa；the coordinate represents log-pressure (same for the other vertical cross section figures)

4 热力结构变化的诊断分析

本节首先对台风并入东北冷涡过程的热力结构变化进行诊断分析。图4为300（图4a1–a3）和500 hPa（图 4b1–b3）的温度平流、位势高度和风矢量分布以及沿东北冷涡和台风（或气旋）中心连线剖面的温度平流和法向水平风速分布（图 4c1–c3）。一方面，在台风移近东北冷涡的过程中，中层（500 hPa）东北冷涡槽底的偏西风携带冷空气从台风的西南侧中低层（400 hPa以下）侵入台风（图4b1和4c1）。而在台风变性为温带气旋并入东北冷涡过程中，高层（300 hPa）和中层东北冷涡槽底偏西风携带冷空气从气旋南侧整层侵入气旋（图4a2、4b2和4c2）。另一方面，台风北移并入东北冷涡的整个过程中从偏暖地区移至偏冷地区对台风产生了相对的冷平流（s0T·＜c ∇ ，c为台风的移动速度，sT∇为温度的水平梯度）。在东北冷涡冷空气持续入侵台风以及台风北移造成相对冷平流的共同影响下，台风暖中心逐渐减弱（图3b和3c）。此外，高层冷涡槽前偏西南风和台风高层北侧偏东风带来了明显的暖平流，暖平流呈现为从台风高层北侧向高空冷涡槽前倾斜分布，这造成了台风高层暖区向高空冷涡倾斜（图4）。台风变性并入东北冷涡后，整层转为偏冷，低层形成冷中心，温度平流明显减弱，同时，受变性后的气旋中低层北侧东风带来明显的暖平流影响，东北冷涡中低层出现增温，冷涡中低层冷心特征减弱（图4a3、4b3和4c3）。

5 动力结构变化的诊断分析

图4 2004年7月（a1，b1，c1）4日18时，（a2，b2，c2）5日06时和（a3，b3，c3）6日00时（a1–a3）300 hPa和（b1–b3）500 hPa的温度平流（填色，单位：10-3 K s-1）、位势高度（等值线，单位：gpm）和风矢量（长划、短划和三角旗分别代表4、2和20 m s-1）分布和沿图1的AB剖面的温度平流（填色，单位：10-3 K s-1）和（c1–c3）法向水平风速（等值线，向里为正，向外为负，单位：m s-1）分布。网格阴影区为地形，白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置Fig. 4 Distributions of temperature advections (shaded, 10-3 K s-1), geopotential heights (contours, gpm), and wind vectors (a long stroke, a short stroke, and a triangular flag denote 4, 2, and 20 m s-1, respectively)at (a1–a3)300 hPa and (b1–b3)500 hPa and (c1–c3)vertical cross sections of temperature advections(shaded, 10-3 K s-1)and normal wind speeds (contours, the positive and negative contours represent winds inward and outward, m s-1)along line AB in Fig.1 at(a1, b1, c1)1800 UTC 4, (a2, b2, c2)0600 UTC 5, and (a3, b3, c3)0000 UTC 6 July 2004. The grid-shaded areas represent topography, the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa

上节分析了台风并入东北冷涡过程的热力结构变化的原因，本节将对动力结构变化进行诊断分析。由于相对垂直涡度从环流的角度表征了高低压的强度，因此，通过诊断垂直涡度及其倾向的强迫项的变化可以分析台风并入东北冷涡过程中其动力结构（压力结构）变化的原因。根据吴国雄和刘还珠（1999）推导的全型垂直涡度方程，在非绝热无摩擦的气压坐标系下，以台风（或气旋）为参考系的局地垂直涡度倾向方程可以表述为

其中，ζz和f为相对垂直涡度（下文简称为垂直涡度）和地转涡度，V和ω为水平风速和气压坐标系的垂直速度，c为台风（或气旋）的移动速度，α、(θse)z和ζs为比容、假相当位温的垂直梯度和水平涡度，ξs=αζs，水平梯度算子∇s=i∂ /∂x+j∂ /∂y ，散度 ∇ ·V ≈∇s·V。公式（1）右侧最后两项涉及到时间微分，限于资料的时间分辨率，这两项较难精确计算，因此，将通过间接分析反映它们对垂直涡度倾向的影响，其中最后一项为斜压项，在偏正压大气状态下其贡献可忽略。图5为台风（或气旋）中心区域（4°×4°）平均的垂直涡度及其倾向的主要强迫项（除了层结项和斜压项）的高度—时间演变分布，其中地转涡度平流项较这些项小一个量级，是次要贡献项，因此，不对其分布演变进行分析。从图5可以看出，台风（或气旋）的垂直涡度的分布演变可以大致分为三个阶段：台风变性并入东北冷涡前（4日18时前），强垂直涡度区集中在中低层（8×10-5s-1的区域在400 hPa以下），在4日 06时附近强垂直涡度向高空扩展；台风变性并入东北冷涡时（4日18时至5日12时），整层垂直涡度先迅速明显减弱，随后中低层垂直涡度有所加强；台风变性并入东北冷涡后（5日12时后），中低层垂直涡度有所维持，高层垂直涡度明显加强，整层表现为较强的垂直涡度（基本大于8×10-5s-1）。该垂直涡度的演变与第3节分析得到的台风（或气旋）的动力结构特征变化一致。据此，下面分台风变性并入东北冷涡前、中和后三个时段，诊断图 5中的主要强迫项以及层结项和斜压项及其对应的物理过程了解台风并入东北冷涡整个过程中其动力结构变化的原因。

5.1 台风变性并入东北冷涡前

图5 （a，b）台风（或气旋）中心区域（4°×4°）平均的垂直涡度（填色，单位：10-5 s-1）及垂直涡度倾向的强迫项 [（a）黑色和白色等值线分别为平流项（va）和垂直输送项（vv）；（b）黑色和白色等值线分别为散度项（div）和相对平流项（rva）；单位：10-9 s-2）]的时间—高度剖面Fig. 5 Time-height cross sections of (a, b)area (4°×4°)mean vertical vorticity (shaded, unit: 10-5 s-1)and the forcing terms of vertical vorticity tendency (in(a), black and white contours represent advection term (va)and vertical transportation term (vv), respectively; in (b), black and white contours represent divergence term (div)and relative advection term (rva), respectively; units: 10-9 s-2)near the center of cyclone

上面分析显示台风并入东北冷涡前其中低层维持强垂直涡度，这有利于并入东北冷涡前台风不致于消亡。分析显示，台风高空暖心形成的高压辐散（图3a）对低层的抽吸和台风北侧气流与西风带气流汇合（图 1b）造成台风低空维持强辐合运动（图 5b、图 6a、b），从而促进了其低层强垂直涡度的形成。台风低层辐合高空辐散导致的上升运动把低层强垂直涡度不断往高空输送，同时，西风小槽底急流北侧（ ζz≈-∂u / ∂ y＞ 0 ）的正垂直涡度向下传送至台风低层北侧（移动下游侧），这促进了台风中低层垂直涡度的加强（图5a、图6c、d）。台风北移与该西风小槽合并（即相对平流项）也有利于低层垂直涡度的发展（图 5b、图 6c、d）。台风北侧高层（400～200 hPa）偏东气流带来的明显正垂直涡度平流（图5a、图6e、f）、中层（700～400 hPa）正垂直涡度的上传（图5a、图6c、d）和低层辐合往高空扩展（图5b、图6a、b）则促进了强垂直涡度往高空扩展。此外，在台风并入东北冷涡前，其环流中心与暖心基本重叠，即维持着偏正压的大气状态，台风中心表现为较均匀的假相当位温分布（如图 1a），因此，可以推断层结项和斜压项贡献不大。可见，台风并入东北冷涡前其中低层强度的维持主要归因于其本身的作用，西风小槽与其合并则起到了一定的促进作用。

5.2 台风变性并入东北冷涡时

上面分析显示台风变性并入东北冷涡时其整层的垂直涡度先出现迅速的减弱，随后其中低层垂直涡度出现加强。从图7也可以看出，在台风减弱为热低压并开始变性为温带气旋进入东北冷涡时，气旋环流离开对应偏暖中心区（图1b）的正垂直涡度高值中心区，其垂直涡度明显减弱（图 7a）。此后，气旋进入冷涡过程中其北侧偏暖气流与冷涡南侧偏冷气流持续交汇，气旋位于假相当位温梯度高值区，其垂直涡度出现显著的增长（图 7b–d）。分析显示相对平流项和散度项对台风变性并入东北冷涡时其整层垂直涡度先迅速减弱有着重要的贡献（图 5b）。在台风变性为温带气旋移入东北冷涡时，冷涡槽底持续的强冷平流作用（图 4b1、c1）使得气旋环流与偏暖中心区分离（图 1b），而偏暖中心区是垂直涡度发展的有利区域（高空暖心形成高压辐散对低层抽吸造成辐合运动是垂直涡度发展的可能机制），它对应了的垂直涡度的高值中心区（图1b和图7a，），即台风并入东北冷涡时与垂直涡度高值中心区分离。另外，台风变性并入东北冷涡过程中不断向急流入口区右侧（急流流向为向前，下文同）靠近（图略），急流右侧为反气旋切变，同时，急流入口区右侧为辐散场，而绝对涡度为正（ ζa=ζz+f＞0），使得高空散度项有利于负垂直涡度倾向（图 5b）。这些因素造成台风并入东北冷涡时整层垂直涡度先发生迅速减弱。下面分析气旋整层垂直涡度出现减弱后中低层垂直涡度逐渐加强的原因。分析结果显示，低层辐合和由其造成的上升运动对正垂直涡度往上输送对气旋中低层垂直涡度的加强起到一定的作用（图5和图8a1、a2），但是，由于气旋与偏暖中心区分离，其低层辐合随时间明显减弱，辐合上升的减弱导致正垂直涡度上传也随之减少（图8a1、a2）。考虑到这段时间气旋环流位于假相当位温梯度高值区（图7a–d），即大气斜压性明显，下面将讨论斜压效应对气旋中低层垂直涡度显著增长的可能作用机制。从假相当位温、风矢量和垂直涡度分布的配置变化（图8b1、b2）来看，气旋中低层垂直涡度发生显著增长期间，气旋中心附近的假相当位温等值线从垂直走向转为向西倾斜（垂直剖面左侧为西，右侧为东），同时，气旋东侧低层（800 hPa以下）的假相当位温等值线转为偏水平走向（图8b2）。气旋东侧气流沿着假相当位温等值线先水平向西移动，然后在气旋中心发生倾斜上升（图8b2）。假相当位温等值线在气旋中心向西倾斜和在其东侧转为偏水平分布主要由东北冷涡冷空气不断侵入气旋中低层附近并形成冷空气堆造成（图 8c1、c2）。根据吴国雄等（1999）提出的倾斜涡度发展理论，气块沿着位温等值线从水平运动到倾斜上升可以导致垂直涡度的爆发性增长，该理论结合了层结效应se()zθ、风垂直切变sξ和斜压性sse()θ∇的影响。对于本个例，气旋的垂直涡度显著增长区（400～800 hPa）基本没有出现强的垂直风切变（图8b1、b2），即水平涡度不大。基于此，为简化分析，假设水平涡度s0=ζ。同时，假相当位温在干绝热和湿绝热过程中是守恒的，对于干空气和湿空气，假相当位温分别趋于干位温和湿位温。因此，干空气或湿空气的位涡可以表示为其中P和(θse)n为位涡和假相当位温梯度，ξn为比绝对涡度ξa= αζa沿假相当位温梯度方向的分量，ξz=α( ζz+f)为比垂直涡度，φ为比垂直涡度与假相当位温梯度的夹角。图 9a为本个例垂直涡度倾斜发展的示意图。位于M点的空气块沿着假相当位温等值线作偏水平运动，具有假相当位温梯度和比垂直涡度它们的夹角为φ，该空气1块沿着假相当位温等值线倾斜上升到达N点后，假相当位温梯度、比垂直涡度和它们的夹角分别变为和φ。在绝热（干绝热或湿绝热）无摩2擦的条件下，空气块从M点倾斜上升到N点满足位涡守恒，则有由于夹角φ2明显大于φ1，因此，当空气块倾斜上升路径的假相当位温梯度没有显著差异时（即比垂直涡度ξ会显著增加z基于比容α为常数和倾斜上升过程中地转涡度f基本不变的条件下，垂直涡度ζz会出现明显增长。

图6 沿图1的AB剖面的（a–f）垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）、（c–f）法向水平风速（黑色等值线，单位：m s-1）、（a，b）散度（等值线，单位：10-3 s-1）、（c，d）正垂直涡度的垂直输送（白色等值线为0.5×10-9 s-2）、垂直运动矢量（黑色和白色矢量分别为下沉和上升运动，长划、短划和三角旗分别代表0.4、0.2和2 Pa s-1）和（e，f）垂直涡度平流（白色等值线，实线和虚线分别为正值和负值，间隔为2×10-9 s-2）的分布（a：3日18时；b和f：4日06时；c：3日12时；d和e：4日00时）。网格阴影区为地形，白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置Fig. 6 Vertical cross sections of (a–f)vertical vorticities (shaded, 10-3 s-1), (c–f)normal wind speeds (black contours, m s-1), (a, b)divergences (contours,10-3 s-1), (c, d)vertical transportations of positive vorticity (white contours of 0.5×10-9 s-2), vertical motion vectors (black and white vectors represent downward and upward motion, a long stroke, a short stroke, and a triangular flag denote 4, 2, and 20 Pa s-1, respectively), and (e, f)vertical vorticity advections(solid and dashed white contours with 2×10-9 s-2 interval represent positive and negative values, respectively)along line AB in Fig. 1 (a: 1800 UTC 3; b and f:0600 UTC 4; c: 1200 UTC 3; d and e: 0000 UTC 4 July). The grid-shaded areas represent topography, the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa

图7 2004年7月4日18时至5日12时间隔6小时（a–d）500 hPa的垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）和假相当位温（等值线，单位：K）分布，白色三角形标记了500 hPa台风（或气旋）中心的位置Fig.7 (a–d)Distributions of vertical vorticities (shaded, 10-3 s-1)and pseudo-equivalent potential temperatures (contours, K)at 500 hPa during 1800 UTC 4–1200 UTC 5 July 2004 at 6-h interval, the white triangle represents the location of cyclone center at 500 hPa

第3节分析显示在台风变性并入东北冷涡过程中气旋中层低压呈现为与高空冷涡倾斜连接的分布形态，沿东北冷涡中心和气旋中心连线剖面的垂直涡度分布（如图10a、b）也显示台风变性并入东北冷涡过程中其中层正垂直涡度区与高空冷涡的正垂直涡度区倾斜相连。上面分析显示台风变性并入东北冷涡过程中不断靠近高空冷涡外围急流的反气旋侧，气旋直接往高空发展受到抑制，而该分布形态有利于气旋向高空冷涡倾斜发展。下面分析该分布形态形成的可能原因。对垂直涡度倾向的强迫项（除了层结项和斜压项）的贡献分析结果显示，散度项是主要的贡献项，而平流项也有较为明显的正贡献，它们对垂直涡度正倾向贡献的分布均基本位于高空冷涡外围急流轴的左侧（图10a–d）。其中急流入口区左侧容易形成辐合运动（如对于偏经向急流入口区，＞ 根据动量方程，纬向风扰动 u ′ ≈ ( 1/f )(dv / dt)0，急流入口区左侧发生辐合运动），有利于正垂直涡度倾向（散度项），而急流轴左侧为气旋切变，受急流附近气流输送，可以形成较为明显的正垂直涡度平流（平流项）。此外，根据式（1），垂直风切变和斜压性的共同作用是垂直涡度倾向的强迫项之一，具体表达为

图8 2004年7月（a1，b1，c1）4日18时和（a2，b2，c2）5日12时沿图1的（a1，a2）AB剖面的垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）、散度（黑色等值线，单位：10-3 s-1）、正垂直涡度的垂直输送（白色等值线为0.5×10-9 s-2）和垂直运动矢量（黑色和白色矢量分别为下沉和上升运动，长划、短划和三角旗分别代表0.4、0.2和2 Pa s-1）分布和沿图1的（b1，b2）CD剖面的垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）、（b1，b2，c1，c2）假相当位温（等值线，单位：K），（b1，b2）风矢量（矢量为沿剖面的垂直速度 w ×1 0 0与水平风速的合成，长划、短划和三角旗分别代表4、2和20 m s-1）和（c1，c2）温度距平（填色，单位：K）分布。网格阴影区为地形，黑色三角形标记了500 hPa台风（或气旋）中心的位置Fig. 8 Vertical cross sections of vertical vorticities (shaded, 10-3 s-1), divergences (black contours, 10-3 s-1), vertical transportations of positive vorticity(white contours of 0.5×10-9 s-2)and vertical motion vectors (black and white vectors represent downward and upward motion, a long stroke, a short stroke,and a triangular flag denote 4, 2, and 20 Pa s-1,respectively)along line AB in Fig. 1 (a1 and a2)and vertical cross sections of vertical vorticities(b1 and b2,shaded, 10-3 s-1), pseudo-equivalent potential temperatures (b1, b2, c1 and c2, contours, K), wind vectors (b1 and b2, the vectors denote the combination of with w×1 0 0 along the vertical cross section, a long stroke, a short stroke, and a triangular flag denote 4, 2, and 20 m s-1, respectively)and temperature advections (c1 and c2, shaded, K)along line CD in Fig. 1 at (a1, b1, c1)1800 UTC 4 and (a2, b2, c2)1200 UTC 5 July 2004. The grid-shaded areas represent topography, the black triangle represents the location of cyclone center at 500 hPa

其中sseθ∇、se()zθ（不为零）和ssα=ξζ分别为假相当位温的水平、垂直梯度和比水平涡度。式（2）表明，在高空稳定层结下（ (θse)z＞ 0 ），垂直涡度的随体变化dζz/ dt与斜压性和假相当位温共同作用的随体变化 d (ξs·∇sθse)/dt相反，即ξs·∇sθse负异常会导致垂直涡度ζz正异常的产生。从图1b、图4a1–c1和图7等显示的东北冷涡和气旋高低空的位势高度场、风场和假相当位温分布可得图 9b显示的气旋靠近东北冷涡时水平涡度和假相当位温水平梯度的特征分布。当气旋逐渐靠近东北冷涡时，高空冷涡东南侧的偏西南急流和气旋高层西北侧的偏东北气流形成的明显垂直风切变产生了显著的偏西向水平涡度 ζs≈(- ∂v / ∂ z,∂ u / ∂ z)。同时，气旋北侧的偏暖东风和东北冷涡东南侧偏冷西风相遇在气旋和冷涡之间形成了偏东向的假相当位温水平梯度∇sθse。偏西向的水平涡度ζs和偏东向的假相当位温水平梯度∇sθse导致ξs·∇sθse＜0，即出现ξs·∇sθse负异常，这将促进垂直涡度ζz正异常的产生，即垂直涡度加强。从沿东北冷涡与气旋中心连线垂直剖面的ζs·∇sθse和垂直涡度分布（图10e、f）可以看出，对于 (θse)z≠0的区域，ζs·∇sθse的负中心区（即ξs·∇sθse的负中心区）与气旋北侧向高空冷涡倾斜延伸的正垂直涡度区分布非常一致，并且基本位于急流轴的左侧。从上述分析可见，高空冷涡外围急流轴左侧是垂直涡度发展的有利区域，而急流轴（图 10中的虚线）的倾斜使得正垂直涡度区随之发生倾斜，从而连通了高空冷涡和气旋中层的正垂直涡度区。其中高空冷涡外围急流轴发生倾斜与台风环流的向上发展和变性后气旋向冷涡移近有关：台风变性并入东北冷涡前，高空冷涡外围急流位于台风环流之上，台风往高空发展导致气旋环流随之往高空扩展（图6e、f），使得高空急流近台风环流一侧被削弱，急流轴发生倾斜；随着台风变性并入东北冷涡，气旋环流不断移至高空冷涡外围急流之下并逐渐削弱高空急流近气旋环流一侧，有利于急流轴维持倾斜（见图10e、f中气旋环流和急流轴的变化）。可见，台风变性并入东北冷涡过程中其环流的移动使得高空冷涡外围急流轴维持倾斜，倾斜的急流轴左侧的热动力分布特征有利于垂直涡度的发展，从而促进了气旋向高空冷涡倾斜发展。

图9 （a）垂直涡度倾斜发展 [参考了吴国雄和刘还珠（1999）的图 2]和（b）气旋靠近东北冷涡时水平涡度与假相当位温水平梯度的特征分布示意图Fig. 9 Schematic diagrams for (a)the slantwise development of vertical vorticity [Fig.2 in Wu and Liu (1999)is referred to]and (b)the characteristic spatial distribution between horizontal vorticity and horizontal gradient of pseudo-equivalent potential temperature when the cyclone approached the Northeast cold vortex

5.3 台风变性并入东北冷涡后

图10 2004年7月（a，c，e）4日18时和（b，d，f）5日00时沿图1的AB剖面的（a–f）垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）、（a–f）法向水平风速（黑色等值线，向里为正，向外为负，m s-1）、垂直涡度倾向方程的（a，b）散度项（白色等值线，单位：10-9 s-2）和（c，d）平流项（白色等值线，单位：10-9 s-2）以及（e，f）ssseθ·∇ζ（白色等值线，单位：10-7 K m-1 s-1）的分布。粗虚线为高空急流轴，网格阴影区为地形，白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置Fig. 10 Vertical cross sections of vertical vorticities (a–f, shaded, 10-3 s-1), normal wind speeds (a–f, black contours, the positive and negative contours represent winds inward and outward, m s-1), divergence term (a and b, white contours, 10-9 s-2)and advection term (c and d, white contours, 10-9 s-2)of vertical vorticity tendency, andssseθ·∇ζ (e and f, white contours, 10-7 K m-1 s-1)alongline AB in Fig. 1 at (a, c, e)1800 UTC 4 and (b, d, f)0000 UTC 5 July 2004.The thick dashed lines denote the upper-level jet axes, the grid-shaded areas represent topography, the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa

上面热动力结构和垂直涡度分布均显示台风变性并入东北冷涡后气旋由中低层向高层发展，低压中心位于高层300～200 hPa之间（图3c、d、图5）。从垂直涡度倾向的诊断来看，高层（300 hPa以上）大气基本为正压状态，并且其层结没有明显变化（图略），据此，可以推断层结项和斜压项对高层垂直涡度的发展贡献不大，而从其他强迫项的贡献大小和分布来看，该时段气旋向高层发展主要与高层正垂直涡度平流有关（图5a）。从250 hPa的垂直涡度和急流分布演变（图 11）可以看出，在 5日06时～6日00时期间，东北冷涡高空槽底的正垂直涡度高值区不断向气旋高空平流，即存在明显的正垂直涡度平流，这非常有利于气旋向高空发展。其中正垂直涡度高值区的形成与东北冷涡槽底向东移的高空急流（J5和J5-6）有关（ζz≈-∂ u / ∂ y ＞ 0 ）。从沿东北冷涡和气旋中心连线剖面的垂直涡度、法向水平速度和垂直涡度平流的分布（图12）也可以看出，5日06时和12时气旋高空出现明显的正垂直涡度平流，该正垂直涡度平流基本由高空冷涡外围气流输送造成，受此影响，气旋中层的正垂直涡度高值区（大于8×10-5s-1的区域）迅速向高空扩展（图12a和12b）。5日18时～6日00时，气旋的正垂直涡度高值区扩展至高层200 hPa（图12c、d）。在该时段，气旋由正垂直涡度高值区的正前方移至其北侧（图 11c、d），其高空的气旋环流不断从正垂直涡度高值区输送正垂直涡度至其偏北侧（图 12c、d），使得气旋高层强度维持。随着气旋环流向高层发展，东北冷涡中心东南侧的高空急流被削弱，即东北冷涡中心外围环流减弱，东北冷涡中心和其东南侧高空急流发生北撤（图 11c、d；图12c、d）。可见，气旋并入东北冷涡后，高空冷涡外围的正垂直涡度平流使得气旋迅速向高空发展，发展后的气旋环流削弱了东北冷涡环流，造成其发生北撤。

图11 2004年7月5日06时～6日00时间隔6小时（a–d）250 hPa的垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）和水平风速（等值线，单位：m s-1）分布。J4、J5和J6为高空急流标记，J2-3和J5-6表征两处高空急流的合并，白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置Fig. 11 (a–d)Distributions of vertical vorticities (shaded, 10-3 s-1)and horizontal wind speeds (contours, m s-1)at 250 hPa during 0600 UTC 5–0000 UTC 6 July 2004 at 6-h interval. J4, J5, and J6 represent upper-level jets, J2-3 and J5-6 represent the combinations of two upper-level jets, the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa

6 结论

东北冷涡是影响我国东北地区夏季暴雨的主要天气系统之一，当台风与东北冷涡相互作用时则可以造成大范围的暴雨。台风远距离间接输送水汽至东北冷涡和台风北上变性并入东北冷涡是造成大范围暴雨的两种主要形式。其中台风北上变性并入东北冷涡过程对双方的热动力结构产生的变化更大，但由于相关的研究很少，并且局限于天气学分析，台风变性并入东北冷涡过程中的热动力结构变化特征及其物理机制尚不清晰。因此，本文利用NCEP再分析资料对一次台风变性并入东北冷涡过程中的热动力结构变化特征进行分析，并通过动力诊断分析初步探讨其中的物理机制，分析结果显示：

图12 （a–d）2004年7月5日06时～6日00时间隔6小时沿图1的AB剖面的垂直涡度（填色，单位：10-3 s-1）、法向水平风速（黑色等值线，向里为正，向外为负，单位：m s-1）和垂直涡度平流（白色等值线，单位：10-9 s-2）分布。J5、J2-3和J5-6对应了图11中的高空急流，网格阴影区为地形，白色和黑色三角形分别标记了500 hPa东北冷涡中心和台风（或气旋）中心的位置Fig. 12 (a–d)Vertical cross sections of vertical vorticities (shaded, 10-3 s-1), normal wind speeds (black contours, the positive and negative contours represent winds inward and outward, m s-1)and vertical vorticity advections (white contours, 10-9 s-2)along line AB in Fig. 1 during 0600 UTC 5-0000 UTC 6 July 2004 at 6-h interval. J5, J2-3 and J5-6 are the same upper-level jets indicated in Fig. 11, the grid-shaded areas represent topography, the white and black triangles represent the locations of the centers of Northeast cold vortex and cyclone at 500 hPa

（1）在台风移近和变性并入东北冷涡的过程中，高空冷涡槽前和台风（或气旋）高层北侧的高空暖平流造成台风高空暖区向高空冷涡槽前倾斜。东北冷涡槽底冷空气从中低层到整层对台风的不断侵入以及台风移动产生的相对冷平流使得台风的暖心结构逐渐消亡，其低层低压辐合和高层高压辐散的动力结构随之消失。

（2）在台风变性并入东北冷涡的过程中，一方面，气旋位于高空冷涡外围急流的反气旋切变侧，不利于其直接向高空发展。另一方面，高空冷涡外围急流轴左侧（急流流向为向前）的热动力分布特征有利于垂直涡度的发展，而变性后的气旋环流向东北冷涡的移近有利于高空冷涡外围急流轴维持倾斜，从而造成气旋向高空冷涡倾斜发展。

（3）在台风变性并入东北冷涡过程中，冷涡冷空气侵入气旋低层附近形成冷中心，假相当位温等值线随之发生倾斜。气旋东侧气流沿着假相当位温等值线倾斜上升导致气旋中层垂直涡度显著增长（根据倾斜涡度发展理论）。

（4）在台风变性为温带气旋并入东北冷涡后，高空冷涡槽底的正垂直涡度平流促进气旋直接往高空发展，而高空冷涡槽底向东移的急流有利于高空平流的正垂直涡度的不断形成。气旋环流向高空发展导致东北冷涡高层环流减弱，高空冷涡中心出现北撤。

上述分析结果揭示了东北冷涡作为典型的高空冷涡，其外围高空急流对台风并入东北冷涡过程中的发展具有重要的影响，这可能是该类天气过程的重要特点，未来将继续分析该类天气过程的个例，并与台风变性并入西风槽过程的特点进行对比，总结其共性特征。

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