近年来, 由于登陆热带气旋带来重大灾难, 尤其一部分台风在向高纬度移动时发生了变性并且再度发展时(WMO, 1995), 给国家经济和人民生活造成了不可估量的损失。目前, 登陆热带气旋研究内容包括:登陆热带气旋的暴雨强度和分布, 大风强度和分布, 登陆热带气旋在陆上的维持机制, 陆地涡旋的路径和入海加强, 陆面过程和能量交换, 变性过程等(陈联寿等, 2004)。就台风北上与中纬度系统相互作用的问题, 尤其所引发的暴雨, 国内气象学者进行了研究分析(蒋尚城, 1983; 谭锐志等, 1990; 陶祖钰等, 1994; 孙建华等, 2000), 总结出相同或者相似的理论, 但又存在差异, 并进一步提出了概念模型。陈联寿等(1979)分析得出高纬度冷空气引起的斜压位能释放促使了热带气旋变性加强。朱佩君等(2002a, 2002b, 2003, 2005)对典型登陆变性再发展台风Winnie(9711)进行了一系列的研究, 认为低层维持的暖平流以及与高空急流相对应的散度区和高空涡度平流是导致变性气旋重新发展的重要物理因子。朱先德等人(朱先德等, 2010; Zhu et al, 2011, 2016)分别对台风个例Mindulle(2004)和Toraji(2001)进行了分析, 他们认为, 台风变性再发展都有冷空气入侵的共性, 但是其发展过程是不同的, 有类似B类气旋发展的, 也有A、B类同时存在的情况。同时, 吴云帆等(2016)还对我国东部沿海此类台风做了统计分析, 并根据引发机制进行了分类。

国外对登陆变性再发展台风的研究要早一些。在对西北太平洋的台风研究中, Matano等(1971)提出, 转向的热带气旋和中纬度天气系统相互作用后可以形成两种类型的系统:复合型和混合型。对于再发展问题, Harr等(2000a, 2000b)发现了环境西风带起到了重要作用, 其再发展过程类似于B类温带气旋的发展类型。Klein等(2002)对西北太平洋热带气旋变性后再发展进行了数值试验, 发现西风带和变性气旋之间的相互作用是一个动态的复杂过程, Bosart等(2000)和McTaggart-Cowan等(2003)认为变性气旋和急流之间的相对位置也很重要, 当变性台风位于急流的辐散区时, 有利于其再度发展。

台风由热带向温带的转变是一个复杂的过程, 由于地形、中高纬度天气系统影响或者自身的原因, 每个台风都有着独特的动力学和热力学结构。为了进一步认识不同台风的大尺度环境和热动力特征, 本文将采用统计分类和合成的方法对不同的台风进行分析, 以便找到不同种类台风再发展时的大尺度背景场、再发展结构演变等之间的不同。

1 台风的分类

吴云帆等(2016)对于中国东部近海登陆再入海再发展台风进行了统计分析研究, 对1982年以来的15个再发展登陆台风进行了统计分析(图 1), 分析结果显示: (1)再次入海前后路径偏北的越多, 并且主要途径海域和登陆再入海位置越偏北, 中心气压降幅(ΔP)越大; (2)开始加强和减弱的位置与增幅具有相关性, 尤其是降幅越小(< 4hPa)和越大(> 4hPa)的变性台风。另一方面, 根据该文中的个例分析来看, 不同的变性台风由于移动路径、北上幅度不同, 其内部结构演变也有差异, 从而导致了加强幅度也略有差异, 本文结合15个个例的统计分析, 进一步把台风分为三种不同类型(表 1), 分别对它们的大尺度环境场和各气象要素进行合成分析:

第Ⅰ型:登陆后移向东北, 后加强, ΔP≤4;

第Ⅱ型:登陆后北上加强, 4 < ΔP≤6;

第Ⅲ型:登陆后北上加强或者加强后移向东北, 6 < ΔP。

合成分析时, 合成场区域取为以台风中心为中心的正方形范围, 合成台风中心为坐标原点, x和y轴分别为纬向和经向, 间隔为一个经纬距; 在区域平均时, 取10°×10°经纬距。

2 大尺度背景场

不同类型的变性再发展台风的大尺度环流形势显示(图 2), 500hPa高度场展现出不同的分布特征, 在第Ⅰ型台风中, 副热带高压(副高)中心位于22°N附近, 而588线的外围西伸至130°E附近, 北部位于28°N附近, 随着变性台风的北上发展, 其副高位置和强度变化较小。在副高的西北侧, 存在一浅槽, 在+36h时, 由于台风自身的原因, 槽线南伸到热带地区, 其后该槽逐渐减弱, 并且稍向东移至黄海上空。再看第Ⅱ型台风(图 2d, e, f), 其500hPa副高中心位于30°N, 135°E附近, 其588线西伸至125°E, 北到日本海上空, 明显要比第Ⅰ型台风时中心偏北、偏西, 同时, 在副高北侧的高压脊持续存在, 并且有所加强。第Ⅲ型的变性台风500hPa环境场不同于前两型, 其副高西极点基本位于中国东部沿岸, 而北侧点与第Ⅱ型基本位置相似, 但是其588线所占面积更大, 另一方面, 副高西北侧的槽线随着台风的再发展而减弱, 并且其强度要小于第Ⅱ型。对于200hPa高度场, 与500hPa相似, 第Ⅱ型和第Ⅲ型沿135°E存在一高压脊。

700hPa上的相当位温(图 2)表现为不同的类型, 第Ⅰ型台风中, 在整个变性加强过程中, 冷空气一开始就已经侵入到30°N附近, 并且随着台风的发展, 冷空气逐渐侵入副高外围。而在第Ⅱ型和第Ⅲ型中, 加强前36h显示, 冷空气随空中槽南伸, 占据了副高西北侧的陆地部分, 但是副高的外围仍然被暖空气控制。随着变性台风的北上, 第Ⅱ型中虽然冷空气侵入副高外围, 但副高仍然是暖空气占主导, 尤其副高脊处, 而第Ⅲ型中, 冷空气已经占据了整个副高的外围, 暖空气被挤压成一东北-西南走向的带状, 位于副高西侧。

综上所述, 变性台风再发展的强度, 不仅与高空槽有关, 还与副高有一定联系。一般说来, 高空槽强则台风发展强, 副高越强, 相应变性台风强度加强越强。

下面我们将以台风中心为原点分别把三个类型的变性台风进行合成。

3 动力和热力特性

图 3给出了各类型变性台风的海平面气压、200hPa辐散风和高空急流分布。分布显示, 由于合成原因, 存在一定的误差, 海平面气压比实际的中心气压降幅略小。第Ⅰ类型显示, 随着台风再发展, 其中心气压逐渐降低, 并且中心上空的辐散风逐渐加强, 但辐散中心比气压中心略为偏北, 同时, 台风中心也逐渐靠近高空急流的右侧入口区。第Ⅱ型变性台风与第Ⅰ型相似, 但其中心上空的北侧辐散风要远远大于南侧, 这可能与台风中心东南侧存在明显的高压脊(图 2)有关; 再看高空急流, 台风再发展前, 高空急流位于中心的北侧, 随着台风的北上发展, 北侧高空急流减弱, 并且主体向台风的东北象限偏移。海平面气压在第Ⅲ型台风中降低的最明显, 与此类台风发展最强相对应, 但是与海平面气压发展相反的是, 其高空辐散风却表现为另一种形式, 其散度风环流却随着台风的再发展反而变小, 另一方面, 在台风再次达到最强时, 其中心位于高空急流的下方, 两者发生耦合。

不同类型变性台风的垂直积分水汽通量和950hPa风场分布(图 4)显示。第Ⅰ型变性(图 4a-c)台风存在两个水汽通道, 一个是其西南方向(南海和孟加拉湾)的水汽输送, 另一个为副高西南侧携带的水汽, 并且随着台风的再发展, 东南侧的水汽一直维持, 且西北侧还有所增加; 在第Ⅱ型(图 4d-f)中, 在加强前36h时存在两个水汽通道, 而随着台风的北上发展, 其西南方向的水汽通道逐渐减弱, 只有副高外围来自西太的暖湿气体为其提供潜热能, 同时, 台风中心附近的水汽通量随着其发展, 反而呈减弱趋势; 对于第Ⅲ型(图 4g-i)变性台风, 加强前的两个水汽通道在台风的南侧合并, 随着台风的持续北上, 该合并的通道逐渐与台风中心附近的水汽通量断开, 只保持一微弱的输送带, 台风中心附近的水汽输送几乎由其周围的水汽提供, 另一方面, 围绕中心的水汽通量高值区由东北象限转移到东南象限, 且数值减小。可见, 在上述三种类型变性台风中, 不仅其水汽输送通道存在差异, 其中心及外围的水汽通量也呈现不同的趋势:第Ⅰ型中, 水汽输送通道一直保持, 且数值减弱较小; 第Ⅱ型中, 副高外围的水汽通道持续存在, 但中心附近的水汽通量却减弱; 第Ⅲ型中, 台风的潜热能几乎靠自身周围的水汽提供, 并且数值减小。

图 5揭示了不同类型变性台风再次加强前48小时的相对涡度和散度高度-时间演变特征, 从相对涡度的分布来看, 第Ⅰ型中, 负相对涡度主要位于400hPa以上, 且随着台风的再发展向下伸展, 第Ⅱ型和第Ⅲ型台风, 其负的相对涡度集中在300hPa以上, 且逐渐向上收缩, 尤其第Ⅲ型。在三种类型中, 正的相对涡度大值区主要位于900—600hPa之间, 而第Ⅱ和第Ⅲ型随着台风的再加强向上扩展到500hPa附近。散度场(图 5d-f)显示, 第Ⅰ型台风的辐合位于600hPa以下, 加强前48h由于没有受陆地摩擦, 底层具有很强的辐合, 随后辐合减小, 在12h时又开始增强; 第Ⅱ型台风的辐合区向上扩展至500hPa, 但强辐合集中在900hPa以下, 而第Ⅲ型的辐合区同第Ⅰ型相似, 位于600hPa以下, 但强度明显大于第Ⅰ型。对于对流层高层的辐散, 第Ⅰ型随着台风的发展而加强, 第Ⅱ和第Ⅲ型同样加强, 但其达到最大时要比台风最强时提前18h。

4 位涡和锋生函数

在以往的个例讨论中(朱佩君等, 2002a, 2003; 朱先德等, 2010; Zhu et al, 2011), 我们发现, 不同的台风个例与高空高位涡存在不同的关系, 高纬度高空位涡下传对变性台风的再发展起到激发作用, 并伴随着锋生, 在不同的台风中, 锋生函数也表现不一。本文中将采用三维标量锋生(SFP) (Harr et al, 2000a)进行计算分析:

右边第一项为辐合辐散贡献项(F_n-div), 第二项为变形场贡献项(F_n-def), 第三项为与垂直运动相关的倾斜项(F_n-tilt), 其中θ为位温, ω为垂直速度, 其余为气象常用符号。

变性台风中心的位涡的纬向垂直剖面揭示(图 6), 对于第Ⅰ型台风, 其中心上空位涡柱随着台风的发展而下移, 而在其北侧的对流层高层和平流层一直维持着一个高位涡中心, 随着台风的发展, 台风中心处的位涡柱随高度向北倾斜, 与高空高位涡形成一个弱的通道, 但该高空高位涡并没有叠加在台风位涡柱上; 第Ⅱ型台风中, 中心处的位涡柱呈现逐渐减弱的趋势, 虽然当台风再次发展到最强时, 对流层高层的高位涡部分叠加在台风位涡柱上, 但并没有明显下传通道; 第Ⅲ型变性台风中, 台风中心的位涡柱为先增大后减小演变特征, 在加强前的12h(图 6h), 位涡柱最大值中心几乎贴近地面, 其值为2PVU [1PVU=10^–6(K∙m²/kg∙s)], 随后反而减弱。该位涡柱与对流层高位涡中心随着台风的北上两者逐渐靠近, 并且形成相融通道, 存在明显高层高位涡下传, 当再次发展到最强时, 对流层高位涡中心几乎叠加在台风中心, 下传强度明显强与第Ⅰ和第Ⅱ型变性台风。

与位涡守恒理论可知, 高层正位涡的下传往往会在低层诱生出气旋性环流, 加强锋生。图 7给出了三种类型台风的加强前6h的锋生函数(F_Q^*)分布, 整体来看, 这三种类型中, 锋生函数主要位于中心的北侧, 但第Ⅰ类型中, 其中心的西侧和和南侧也有明显的锋生, 同样, 非绝热加热(潜热释放)仍然占据锋生的主导地位, 但是对比分析它们的比重时我们发现, 在第Ⅰ型台风中非绝热加热所占比重最大, 第Ⅲ型中比重最小, 所以, 我们认为由于台风北上的程度不同, 潜热加热在不同再发展变性台风中所占的比重也不一样, 北上越远, 加强越深, 潜热加热对锋生的贡献反而越小。

5 动能收支

在总能量的平衡中, 动能是个较小的量, 但是它在变性气旋再发展中起到至关重要的作用(Thorncroft et al, 2000; Hart et al, 2002), 在此过程中, 除了气旋中心气压外, 它是另一个最直观的再加强表现。目前, 变性气旋中动能收支的计算是研究其再发展的一个重要方面。

单位质量动能可以表示为: K=V·V/2, 对于风场可以分解为旋转风V_R和辐散风V_D两个分量之和, 即: V=V_R+V_D, 所以, 有限区域总动能:

其中.

A为水平计算区域面积。总动能变化率为:

辐散风动能K_R和旋转风动能K_D的收支方程为(Buechler et al, 1986):

所以,

辐散风和旋转风动能收支各项之间关系如图 8, 其中DK_R、DK_D分别表示旋转风和辐散风动能时间变化率, GR和GD分别为旋转风和辐散风的动能制造项, HFR和HFD分别为旋转风和辐散风对总动能的水平通量散度项, VF为辐散风对总动能垂直通量散度项, INTR和INTD是由动能交叉项产生的, 表示两类风场之间的相互作用, DR和DD(R=DR+DD)分别为次网格尺度“摩擦”项, 它包括摩擦耗散以及次网格尺度与网格尺度之间的动能交换, 该项是作为余差进行计算。C(K_R, K_D)表示旋转风和辐散风之间的能量交换。

图 9-11给出了三种类型台风的动能收支各项的演变分布。三种类型分布特征显示, 在对流层低层, 辐散风动能制造与台风再加强演变过程保持很好的一致性, 但第Ⅲ型台风的辐散风动能制造数值要明显大于第Ⅰ和第Ⅱ型; 而在对流层高层, 则第Ⅰ和第Ⅱ型台风的辐散风动能要强于第Ⅲ型, 在台风再次发展到最强时, 第Ⅲ型中甚至出现了负值, 这说明此时对流层高层的斜压性更弱。三种类型台风的旋转风动能制造在对流层高层非常明显, 其中第Ⅲ型数值最大, 这主要是第Ⅲ型台风是发展最强型, 但三者演变趋势却是不同的, 第Ⅰ型呈现递增趋势, 第Ⅱ型则变化不明显, 较平稳, 第Ⅲ型与第Ⅰ型呈现相反趋势, 递减且向下延伸; 而在对流层的中下层这种动能制造较小, 甚至为0。动能的水平通量在动能收支项中是作为汇存在的, 并且主要存在于对流层的高层(图 9d, 10d和11d), 即动能向周围环境传递能量, 并且其演变特征与旋转风动能制造相似。这三种类型台风动能收支项差别最大就是动能的垂直通量项(图 9e, 10e, 11e), 第Ⅰ型台风中, 动能向上的传递主要集中在800hPa以下, 300hPa以上和700—450hPa之间为向下传递, 而在这两者之间(450—300hPa)却是由向上输送所控制, 在第Ⅱ型台风中, 300hPa以下为动能输出, 其上为动能输入, 几乎一直持续整个变性再发展过程; 第Ⅲ型台风中, 在加强12h之前, 300hPa以下为动能输出, 以上为动能输入, 12h至再次达到最强时刻, 动能输出压缩在750hPa以下, 而动能输入逐渐下伸, 逐渐控制了整个对流层的中上层。

动能收支中动能转换项揭示(表 2), 第Ⅰ型中, 整层动能转换随着台风再发展而增强, 并且主要集中在对流层的中下层, 尤其是再发展的18h以内, 即辐散风动能向旋转风动能转换, 使得扰动发展, 而对流层高层正贡献较小, 甚至为负的贡献, 在一定程度上不利于气旋的加强。第Ⅱ型台风的动能转换显示, 整层转换的最大值并不发生在台风再次达到最强时, 而是发生在前18—24h时, 也就是开始再发展时, 动能的转换在不同层表现也有差异, 就整个过程来看, 对流层的上层和下层反而所占的比例较大, 尤其是下层。第Ⅲ型台风, 整层动能转换的演变与第Ⅱ型相似, 先增大后减小, 但其数值要远远大于第Ⅱ型, 这种演变特征同样表现在上层和中层上, 而下层却是呈现弱的增强, 尤其是台风最强时刻, 这种转换也最强, 就各层整个分布特征来看, 表现出这种转换是从上到下逐渐下传的格局。

图 12-14是不同类型台风区域内动能平衡示意图, 揭示了不同类型变性台风在不同时刻的动能各项收支和转换, 最强前36h(图 12a, 13a, 14a), 最强前12h(图 12b, 13b, 14b)和最强时(图 12c, 13c, 14c), 结果显示:

第Ⅰ型台风中, 能量由K_R向K_D转换演变为由K_D向K_R转换; 水平通量两项是能汇; 垂直通量始终是能汇, 即整个气柱在整个过程中是向上输送能量的; 在两种风场相互作用中, INTD始终是能源, 而INTR由能源变为能汇。

第Ⅱ型台风中, 能量由K_D向K_R转换, 台风再次最强前能量转换最大; 水平通量两项是能汇; 垂直通量始终是能汇, 即整个气柱在整个过程中是向上输送能量的, 这种输送在减弱; 在两种风场相互作用中, INTD由能汇转换为能源, 而INTR由能源转换为能汇。

第Ⅲ型台风中, 能量由K_D向K_R转换, 但是呈减小趋势; 水平通量两项是能汇; 垂直通量始终是能汇; 在两种风场相互作用中, INTD由能汇转换为能源, 而INTR由能汇转换为能源。

6 结论

中国东部近海登陆再发展变性台风进行了统计、合成分析, 结果显示:

(1) 本文在统计登陆再发展变性台风时发现, 在它们北上过程中, 其行进路线、增强幅度存在显著差异, 并把台风总结规划为3类。第Ⅰ类登陆后移向东北后加强, ΔP≤4;第Ⅱ类登陆后北上加强, 4 < ΔP≤6;第Ⅲ类登陆后北上加强或者加强后移向东北, 6 < ΔP。

(2) 背景场显示, 台风如果移向东北方向则再发展较弱, 而向北移动则发展较强, 且向北越深发展越强, 这与副高的位置和强度以及上游高空槽存在一定的关系(整体偏向于正相关), 在北上的过程中, 如果与高空正位涡发生耦合, 则增强越大。

(3) 锋生函数表明, 这三种类型中, 锋生函数主要位于中心的北侧, 但第Ⅰ类型中, 其中心的西侧和南侧也有明显的锋生, 同样, 非绝热加热(潜热释放)仍然占据锋生的主导地位, 但是对流分析他们的比重时我们发现, 在第Ⅰ型台风中非绝热加热所占比重最大, 第Ⅲ型中比重最小, 所以, 我们认为由于台风北上的程度不同, 潜热加热在不同再发展变性台风中所占的比重也不一样, 北上越远, 加强越深, 潜热加热对锋生的贡献反而越小。

(4) 动能收支分布显示, 台风加强越深, 动能转换越强, 两者成正比。但又存在差异, 第Ⅰ型中, 能量获得主要集中在低层, 是类A气旋发展; 第Ⅲ类中动量下传, 并且动能先向上后向下输送, 类似A、B类复合型发展气旋。第Ⅱ型比较复杂, 垂直方向上交叉传递。