[科普中国]-台风变性

台风变性是指热带气旋北移至温带一带，受西风槽影响而失去了热带气旋的特性，转变成温带气旋。适当强度冷空气入侵有利于斜压能的积累和释放，是导致台风变性的重要因素，而太强或太弱的冷空气都不利于台风的变性加强。当冷空气减弱时，台风登陆后边界层的热量通量减少，在没有新的能量供给的情况下，台风由于边界层摩擦作用和水汽供应不足而逐渐消散；当入侵冷空气过强时，台风内部会被迅速填塞，暖心变为冷心，从而逐渐消散。

概念台风变性为温带气旋的条件：热带气旋有暖心结构，就是中心区域内很热。低纬度海面海温高，使热带气旋维持暖心结构，有利于热带气旋的运行和加强，而纬度高了以后，海温降低，加上有冷空气，热带气旋的暖心结构无法维持，进而热带气旋就会减弱。

热带气旋变性温带气旋，是需要受到海温降低、冷空气、西风斜压能、垂直风切变等四种因素的共同影响，首先热带气旋会减弱，一般会减弱至13级以下（像古超就是典型的，减弱为强热带风暴，这个风力为10—11级），然后热带气旋的系统结构发生变化，出现锋面系统，暖心结构变成冷心结构，符合了温带气旋的特性，变成了温带气旋。

热带气旋变性为温带气旋后，灾害形式仍然是狂风暴雨和风暴潮，继续在高纬度海域兴风作浪，只是强度比在低纬度海域时弱。

入侵冷空气强度对台风变性过程的影响热带气旋(tropical cyclone，TC)是中国最重要的灾害性天气系统之一，每年都给近海地区带来严重的灾害威胁。在移向较高纬度地区的过程中，TC一般会开始减弱，伴生的强风、暴雨和风暴潮等灾害也趋于减轻，但有一部分TC会在减弱之后会再度增强并产生可与TC最强盛时量级相当的强降水和大风，称为台风的温带变性现象。一个减弱的TC经历变性后可以重新加强为一个中纬度风暴涡旋系统并对人类在中高纬度陆地和海洋上的活动造成极大的灾害性影响。

关于TC的温带变性，国内外都已做了大量的研究。当前较为普遍接受的TC变性的定义是由陈联寿等提出的1：当TC北上中纬度时，如果有冷空气侵入，TC得到新的能量加入，可以重新变得活跃起来，出现再生现象，同时向温带气旋转变，这就是TC的变性。这一定义的核心是TC逐渐失去其热带特征同时开始出现温带特征。在变性过程中，TC的温度场先变为水平方向上半冷半暖、垂直方向上上冷下暖的结构，最后变成冷心结构。而早在1950就提出了登陆台风在锋面上诱生新的温带气旋辐合系统的观点；研究表明，TC变性后有与温带气旋相似的锋面结构特征，TC残余低压的再度发展类似于Petterssen，定义的B型温带气旋锋生；对台风的变性研究进行总结，指出对流层锋面结构和冷空气侵入热带气旋，下垫面的变化和不均匀状况都可引起热带气旋的结构和强度变化，是导致热带气旋变性的重要因素。低纬北上TC的变性发展与中高纬度锋面的强度有关，锋后冷空气与TC暖空气相互作用，斜压能的积累和释放是台风变性再加强的主要能源。入侵冷空气强度不同，会导致TC伴生的灾害性天气(风雨)的程度不同。

上述研究表明，一定强度的入侵冷空气对台风变性加强有着重要作用，冷空气强度直接影响台风内部冷热空气的相互作用，也是地面锋形成的关键因素。为了进一步研究冷空气强度对台风变性过程的影响，分别分析了两个不同冷空气强度下的台风实例。0716号“罗莎”台风登陆期间受冷空气作用发生变性，变性期间造成的大风和降水为浙沪多地带来了数十亿元的损失，是典型的变性再发展台风。而1013号“鲇鱼”台风是近20a以来西北太平洋和南海出现的最强台风，却由于受到西北象限强冷空气的入侵，在登陆福建前后不到18h内中心气压升高了20hPa，并在几小时后消散。由这两个例子我们发现，由于入侵冷空气强度的不同，一个变性发展成为温带气旋，另一个直接减弱消失。为了更好的讨论入侵冷空气强度对台风变性过程的影响，研究主要利用中尺度模式对罗莎台风变性过程进行模拟试验，通过改变入侵台风内部的冷空气强度，探讨不同入侵冷空气强度对台风变性过程的影响。

冷空气入侵过程分析（1）“罗莎”台风变性过程中冷空气入侵分析

研究对象是0716号“罗莎”台风(Krosa)，该台风于2007年10月2日00时(世界时，下同)在菲律宾吕宋岛以东洋面生成；7日07时30分左右，“罗莎”在浙闽交界处登陆，并在登陆点附近缓慢移动，随后沿浙江沿海向西北移动，8日10时进入东海，8日15时减弱并停止编号。此次台风强度大，减弱速度慢，移动速度慢，从登陆至减弱停编维持了32h，为历史同期少见。“罗莎”台风在7日下午发生变性，8日结束变性，变性期间产生了大风和暴雨，为浙沪多地带来了数十亿元的损失，是典型的变性再发展台风。利用一日4次1°×1°NCEP再分析资料，分析“罗莎”台风变性期间的冷空气入侵过程。由于此次“罗莎”台风的变性过程是由台风西北侧的低层冷空气的入侵开始的，故选取850hPa进行冷空气入侵分析。

图1是7日18时，8日00时，8日06时和8日12时的850hPa水平风场，假相当位温θse分布，其中阴影部分为小于339K的假相当位温，示踪冷空气。由图可知，7日18时(图1a)，“罗莎”台风底层环流由于登陆摩擦已开始衰减，呈南北向椭圆环流，冷空气接触台风外围环流。到08日00时冷空气开始侵入台风内部(阴影)，西部的冷气团(330K)与东部台风的暖气团(351K)产生强烈对比，冷、暖空气团之间θse等值线密集，形成一条明显的东北—西南向锋区。8日00—12时(图1b)，冷空气继续卷入台风内部，冷暖空气团的对比度加大，等θse线更加密集，台风沿着锋面北上。图表明，此次入侵台风内部的冷空气是从西北象限接触台风外围，并在台风登陆前沿形成了一条温度梯度大值区，在台风内部形成锋面，冷空气从台风西侧入侵到台风内部，冷暖空气相互作用释放斜压能，从而导致台风发生变性。计算相应时次的850hPa冷平流的结果发现，冷平流的分布和假相当位温相似，冷平流中心始终位于台风路径西侧，最高值达-35×10-5℃/s。

（2）“鲇鱼”台风入侵冷空气过程分析

1013号“鲇鱼”台风(Megi)于2010年10月13日在菲律宾以东洋面生成，23日12时55分在福建省漳浦县沿海登陆，登陆时中心附近最大风力有13级(38m/s)，中心气压为970hPa，是1949年以来登陆福建最晚的台风。台风“鲇鱼”在暖湿的西太平洋洋面上强度一度达到72m/s(17级以上)，是近10a来罕见的强台风。但是该台风在登陆福建前后不到24h内中心气压升高30hPa，并在几小时后停编，“鲇鱼”台风的迅速减弱消散引起人们关注。由于10月21—27日间适逢北方强冷空气入侵中国大部分地区，中国东部和南部沿海地区出现了10级大风，由此推断，强冷空气的入侵对鲇鱼台风的迅速消散有一定影响。

由图2可知，2010年10月22日18时(图2a)，冷空气位于台风西侧，已开始入侵台风内部，此时台风的中心气压为955hPa。23日00时(图2b)，台风西北侧出现冷舌，且深入台风内部，台风中心风速减小，气压升高10hPa。23日18时，台风完全进入冷区，风场明显变形，此时台风的中心气压已升高至985hPa，并在几小时后停编消散。通过比较这4个时次的冷平流可知，冷平流中心与台风环流中心基本重叠，台风始终位于冷平流最大值附近，冷平流随时间有明显减弱。此次入侵冷空气范围小，速度快，强度强(最高值达-50×10-5℃/s)，在较短时间内快速填塞台风暖中心，是“鲇鱼”台风在24h内迅速消散的重要原因。

上述分析表明，当冷空气强度过强时，台风会被迅速填塞，暖心结构受到破坏，使得台风减弱消散，并不利于斜压能的释放。为了进一步讨论入侵冷空气强度对台风变性过程的影响，研究对“罗莎”台风的变性过程进行模式模拟，并通过改变入侵冷空气的强度，分析不同情况下台风内部结构的变化。

变性加强过程对比台风变性的基本特征为台风受到冷空气入侵，对称的热力结构发生倾斜，具有半冷半暖的温带气旋特征。图3(a－c)为“罗莎”台风变性期间(7日18时，8日06时和8日12时)过台风中心纬向剖面温度距平图。由图可知，台风在7日18时(图3a)，冷空气从900hPa附近侵入，迫使暖空气抬升，热力结构变成不对称结构。到8日06时(图3b)，冷空气逐渐占据台风底部，暖中心进一步抬升。到8日12时(图3c)，冷空气已将台风低层填塞，暖中心变弱且主要位于高层，形成半冷半暖的温带气旋特征，台风变性接近完成。控制实验(图d－f)基本模拟出了此次变性过程中冷空气从台风低层入侵，且高层存在暖中心这样的结构特征。

“罗莎”是典型的变性再加强台风，在其变性期间为江浙沪地区带来罕见的大风和暴雨等灾害性天气。据浙江省自动站降水资料统计，2007年10月6日08时—9日08时，全省平均雨量为163.0mm，其中舟山地区雨量达233.8mm。

图4为控制实验模拟的7日06时，7日18时，8日06时，8日18时的降水量，由图可知，7日06时(图4a)浙江、福建等地的降水量最大值为40mm，到7日18时(图4b)台风开始发生变性，降水量突然增大，降水范围随台风北移，主要集中在浙江、上海等地，变性期间的最大降水值达220mm。控制实验较好的模拟出台风变性期间的暖心结构变化和暴雨降水，特别是降水范围和降水量。

研究结论运用中尺度模式WRF，对罗莎台风变性过程进行了控制实验和敏感性试验的模拟，通过改变入侵台风内部的冷空气强度，在导致台风发生变性的冷空气强度基础上，无论是减弱或是增强冷空强度，都是不利于台风变性再发展的。具体原因有：

冷空气对台风变性有着重要作用，一定的冷空气将使涡旋位势不稳定能量聚集，造成强对流发展而使弱的涡旋再生，且冷热空气在台风内部相互作用，释放大量斜压能和潜热能，为台风的再发展提供了能量来源。但是冷空气的作用与其强度有关，太强或太弱的冷空气都不利于台风的再发展。

当入侵冷空气变弱或者消失时，冷、热空气相互作用积累并释放少量或不释放斜压能，台风登陆后由于下垫面摩擦作用的增大、水汽通量的减少，以及再没有新能量供应的情况下，台风会在深入内陆后逐渐消散;当入侵冷空气过强时，会彻底破坏热带气旋的暖心结构，迅速将其填塞，导致台风消散。

环境场锋面斜压结构特征和一定冷空气的入侵是台风变性再发展的两个必要条件，但是冷空气强度和台风强度怎样的配置会更有利于台风的变性再加强，这一问题还有待进一步研究。2

发生在中国大陆的台风变性加强过程分析关于台风温带转变过程（Extratropical Transition，简称ET）很早就被人们普遍关注，早期较有影响的研究主要集中在西北太平洋地区，研究提出，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（complex）和混合型(compound)。Brand和Guard3增加了第三种类型——消亡型。通过回顾1994～1998年间发生在西北太平洋的热带气旋温带转变后，提出一个关于变性过程的三维概念模型，主要考虑了环境冷暖气流、与斜压带的关系、系统的减弱和暖心的倾斜、不对称结构的发展四个方面的物理过程。把与温带转变相关的中纬度环流形势分别定义为西北型、东北型。另外，对深入北美的飓风的温带转变过程研究也较早较多，研究主要侧重于对物理量的诊断以及三维动力特征的分析。对于发生在中国的登陆台风温带转变问题，过去研究主要以伴随出现的暴雨为主，1990年代后对变性过程的研究逐渐增多。研究着重于对台风登陆后的变性重新加强过程的分析，以及变性演变机制和重新加强机制的分析。

Winnie台风的变性加强过程分析统计从1970～1999的30年间，发生在中国大陆的登陆台风的变性过程有17例，相对于登陆的台风，变性概率约为6.3%，属于小概率事件，但相对于消亡减弱的登陆台风来说，它们更值得人们的关注。Winnie（1997）台风是在30年间发生的最近的一个变性个例，它的演变过程具有一定的代表性（图5）。它于8月18日13时30分（世界时，下同）在中国东部的浙江省登陆，登陆后朝西北方向移动并持续衰减，在19日12时转向偏北方向移动，中心气压继续升高，到20日00时，在气旋上已出现锋面的特征，说明热带气旋变性阶段的结束。同时在地面图上可以看到，在原中心北侧的泰山北麓诱生出一个副中心，该副中心逐渐取代原有中心并向东北方向移动且逐渐加强，最后在21日12时演变为成熟的温带气旋。从Winnie的变性过程看，类似于Sekioka等人提出的复合型热带气旋的变性过程。

（1）天气过程分析

在Winnie台风登陆前1小时的18日12时，台风在温度场上从低层到高层都有暖中心相配置，而中纬度锋区位于其外围北侧的黄河下游一带，两者之间各自独立，还未有相互作用(图6a)，这在相应的云图上也可以得到反映(图6d)。到18日18时，在Winnie中心西侧对流云系开始有明显衰减，其南侧出现干缝(图6e)，根据Klein（2000）提出的变性阶段定义，Winnie此时外围环流已开始进入中纬度锋区，并有相互作用，热带气旋发展已进入变性阶段。在19日00时，倒槽云系和中纬度的云系相合并，从天气图上可以看到Winnie的外围环流已进入中纬度锋区，西侧出现了冷平流。在中低纬云系合并后，气旋北侧的冷云盖范围明显扩大，而且冷云中心北移，这是由于气旋东侧向极的气流呈气旋性弯曲后和斜压带相互作用，增强上升运动的结果。随着Winnie的继续北上，其外围环流进一步进入到中纬度锋区，20日00时气旋中心也已进入锋区（图6b），热带气旋西侧的偏北气流使冷空气入侵到气旋的西侧和西南侧，东侧的偏南气流向北输送暖湿空气，使中纬度锋区由锋生作用得到加强。在低层由于强降水的下沉拖曳作用而形成了明显的冷温度槽。此时在Winnie上形成西冷东暖的热力分布结构，在卫星云图上，随着冷平流的进一步加强，气旋西侧的云系迅速消亡，逐渐形成了一个以宽广的暖锋云系和狭长的冷锋云系（图6f）为特征的锋面气旋，这个转变过程称为变性过程，也即从热力基本对称的热带气旋向非对称的锋面气旋转变。在其后的发展中，斜压的锋面气旋有所发展，21日12时达到最强，地面中心气压下降了9hPa。分析变性后云图演变过程可以看到更详细的变化信息，在变性后，气旋的冷锋区域有锋消，只保留嵌有强对流的暖锋云系，并有向后弯曲的趋势，21日12时形成类似于Shapiro-Keyser气旋模式的结构特征(图6g)。在相对应的天气形势图上有暖脊（图6c）。在以后的演变过程中，气旋西侧的云系继续气旋性弯曲，到22日00时已基本形成了环状的云系特征，说明气旋已经锢囚。

（2）登陆台风变性加强的机制分析

有较多的研究指出，登陆后台风的衰减主要是动能供应不足，即主要是热量和水汽供应的减少，从而导致对流活动的减弱。那么是什么使减弱的台风在陆地上长时间地维持呢？由于暖心的维持是台风发展的关键因子，而且暖心也是台风的一个明显的特征。所以研究利用温度距平来具体地探讨变性过程以及变性机制问题。

温度距平的计算在一个以气旋中心为中心的11×11的网格区域内进行，网格距为100km，垂直从下到上分别为1000、925、850、700、500、400、300、200、100hPa共9层。图3为过气旋中心的西北-东南向的垂直剖面，从图的左侧到右侧代表西北至东南。

在登陆前夕的18日12时（图7a），在气旋中心的对流层中高层维持一个呈垂直向分布的暖心结构，中心位于200hPa附近，而对流层的低层，温度距平的正中心位于气旋的西南一侧，这可能与台风北侧位于相对冷水域有关，所以在西北-东南向的垂直剖面上，低层仅表现为弱的温度距平区。在其后的12小时中，暖心变化较小，只是位置略有下沉东偏，最明显的变化发生在暖心西北侧的对流层中高层，出现了负的温度距平的密集区，但还未向低层扩展。到19日12时（图7b），暖心继续下沉并减弱，而西北侧的温度负距平区处于加强之中，并向对流层低层倾斜扩展，一直伸到气旋的中心。但由于此时东南象限的正温度距平不明显，所以未能形成锋区。但有一点我们注意到，此时在东南侧出现了微弱的大于0.5℃的正温度距平中心。分析该过程的水平温度平流可以看到，低层的暖温度平流正在加强，且已达到过程的最大值39.5×10-5℃/s（图8a），预示未来的正温度距平将加强，最终导致锋区的加强。20日00时是一个特殊时刻，从垂直剖面可以看到，对流层低层的冷暖对峙已经很明显（图7c），在冷空气倾斜下沉和低层的暖平流作用下使锋生加强，最终使Winnie变性成一个温带气旋。对流层中高层的垂直向暖心结构此时已经演变成随气压向东南方向倾斜的暖区，其倾斜轴线几乎与负温度距平的中心轴线平行。在进一步的发展演变中（图7d），气旋中心的对流层低层逐渐形成一个相对的冷中心，而对流层高层则发展为一个温度的正距平中心，两个中心近于垂直，说明斜压系统此时已经锢囚。

在气旋变性后，斜压不稳定能量的加强使它重新得到发展。低层的暖温度平流不仅对热带气旋的变性起到了加速并加强的作用，而且在重新加强过程中，低层一直维持着一个较明显的暖温度平流，暖平流所形成的上升运动有利于降水的发生和有利于低值系统的维持。

分析高层300hPa的散度和风场，19日00时，高空急流入口区右侧的辐散区和热带气旋上空的辐散区是两个独立的区域，在Winnie向北移动过程中，随着高层相对应辐散区的减弱，中心气压也逐渐填塞，减弱的辐散区与北边急流右侧所形成的辐散区合并。19日12时Winnie处于合并辐散区的南缘，随着减弱气旋的继续向北移动，进入北边的辐散区中。20日00时的辐散中心强度达到67.4×10-6/s,到20日12时辐散中心有所加强，达到过程的极大值68.4×10-6/s（图8b）。此后，伴随着急流的明显东移，气旋中心又处于辐散区的南缘，以后Winnie上空的散度维持一个弱的辐散区，对应气旋中心的演变情况，说明高空急流入口区右侧的辐散不失为一个气旋重新加强的动力因子。

通过分析高层300hPa涡度平流的随时间演变发现，在21日00时之前，气旋中心上空的涡度平流较弱，到21日00时（图8c）气旋上空才有较明显的一致的气旋性涡度平流，此时平流中心强度为72.6×10-10/s2，到下一个时次，中心略有减弱，但仍有64.3×10-10/s2，以后快速减弱。这表明高空的涡度平流对气旋在20日12时以后的重新加强过程起到关键的作用。

综合考虑各个物理量在不同阶段的表现，可以说明减弱台风在陆地上长时间维持的机制。在变性阶段，对流层中高层冷空气的下沉入侵是变性的关键。在Winnie进入中纬度锋区后，使锋区加强，从而使气旋东侧的暖平流加强，而暖平流又加速了低层的锋生，最终使暖心的热带气旋演变成一个斜压温带气旋。到气旋的重新加强阶段，除了低层的温度平流外，高层由急流引起的辐散以及该阶段后期的高层涡度平流，都对变性后的气旋的重新加强起关键性的作用。

研究结论通过对登陆台风Winnie的演变过程分析，得出热带气旋变性发展的一些特征：

（1）登陆后的台风经历三个阶段：衰减阶段、变性阶段、重新加强阶段。

（2）从天气形势的演变过程看，类似于Sekioka等人提出的复合型的变性过程，通过云图可以清楚地看到Winnie变性后演变为Shapiro-Keyser气旋模型的过程。

（3）通对物理量的诊断分析，在此次过程中，对流层中高层的冷空气倾斜下沉入侵和低层的暖平流是热带气旋变性的关键。而低层所维持的较明显的暖平流，与高空急流相对应的散度区以及高空涡度平流是气旋重新发展的重要物理因子。4

本词条内容贡献者为:

胡芳碧 - 副教授 - 西南大学