引言

台风暴雨常常造成严重的灾害，一直以来受众多专家学者的关注。台风暴雨的强度常与台风自身强度、水汽输送、冷空气侵入有关。当有冷空气入侵台风或者台风倒槽后，往往在某一地区造成明显的降雨(陈联寿和丁一汇，1979；赵宇等, 2008, 2011；吴海英等，2014；陈鹏，2017)。许多专家学者对此进行了深入研究并指出，北上台风由于台风倒槽中冷暖空气相遇导致其变性(Browning et al., 1996；Browning et al., 1997；江吉喜和项续康，1997；朱佩君等，2003；孙建华等, 2005, 2006)或冷空气侵入台风后使其从中纬度斜压锋区中获取斜压能量进而变性加强(朱佩君等，2003；程正泉等，2005)，当台风遇到冷空气有时会触发中尺度对流系统生成和发展从而导致暴雨发生(李志楠等，2000；李英等，2006；魏应植等，2008；刘学刚等，2011；姚晨，2019)。赵宇等(2016)对台风“海鸥”与西风槽远距离相互作用导致山东暴雨过程进行分析指出，干冷空气强迫暖湿气流斜升使条件性对称不稳定发展是暴雨产生的重要原因。同时暖湿气流有利的抬升动力条件，也是导致台风暴雨的主要产生因素(尹东屏等，2011；任丽等，2019)。于玉斌和姚秀萍(2000)对1996年“海棠”台风暴雨过程进行分析指出，中高纬度冷空气扩散南下至台风低压环流区是产生特大暴雨的主要原因。多数专家研究发现，冷空气与台风结合后往往通过产生不稳定层结进而导致暴雨。因此北上台风降雨受副热带高压(以下简称副高)、西风带冷槽等多个系统影响，一直是预报业务中的难点。

华北地区地理位置特殊，南靠黄河，东临渤海，受台风影响期间，往往出现较强的降雨，历史上的“75.8”暴雨、“94.6”暴雨、“96.8”暴雨以及“12.8”暴雨均是由于台风造成了区域性的暴雨天气和不同程度的灾害。2017年8月1—3日的华北地区大暴雨过程正是由于干冷空气与台风“海棠”残余环流结合后导致新生气旋发展，从而引发华北东部出现了强降雨。因此本文利用地面逐小时自动站资料、FY-2F卫星的逐6 min的TBB资料、常规观测资料和NCEP/NCAR再分析资料，对1710号台风“海棠”北上期间与干冷空气相互作用导致的华北东部强降雨过程进行分析，以期为北上台风导致的华北暴雨预报提供有益参考。

1 降雨实况

2017年8月1—3日华北东部出现一次明显的大暴雨过程，图 1a给出2017年8月1日23时(北京时，下同)—8月3日11时累积雨量，这次降雨过程共持续了36 h，有710个站点累积雨量达到50 mm以上，263个站点累积雨量达到100 mm以上，大暴雨主要集中在华北东部平原以及北部燕山的东南迎风坡一侧。这次大暴雨过程共出现两个强降雨中心，一个位于河北省沧州盐山县，另一个位于河北省承德兴隆县，累积雨量达到250 mm以上的站点有4个，南北两个强降雨中心最大累积雨量分别为317.3 mm和265.6 mm。

下面分析地面加密观测站的逐小时雨量以及雨团的发展演变。在南北两个大暴雨中心分别选取累积雨量达到250 mm以上的盐山县边务站和兴隆县三河道站作为代表站。图 1b给出2017年8月2日08时—8月3日08时边务站和三河道站的逐小时雨量。从中可见，本次降雨过程是一次由南向北推进的过程，根据两个代表站的降雨时间变化可将本次降雨分为两个主要的阶段：第一阶段为8月1日23时—2日20时，降雨主要出现在华北南部，1日夜间至2日早晨降雨强度较小，从2日10时开始雨强逐步加大，强降雨一直持续至2日22时，其中2日18时河北大城广安出现了97.8 mm·h^-1最大雨强，之后华北南部的降雨随着雨区向北推进逐渐减弱。第二阶段为8月2日20时—3日11时，降雨主要出现在华北北部，2日夜间华北北部的降雨逐渐增强，其中最大雨强出现在2日20时的北京房山站，为111.9 mm·h^-1，强降雨一直持续至3日早晨。对比可知，华北东北部三道河站的降雨较华北东南部的边务站更为集中，30 mm·h^-1以上的雨强持续近5 h。

2 大气环流背景

台风“海棠”经两次登陆后，于2017年7月31日夜间减弱为热带低压，并在北上过程中不断减弱。受“海棠”和西风槽共同影响，2017年8月1—3日，华北地区出现了大到暴雨，局地大暴雨。图 2为2017年8月2日08时和8月3日02时的环流形势，分析可知，8月2日08时(图 2a)，200 hPa上38°—45°N之间存在大于25 m·s^-1的高空急流；500 hPa上副高呈块状分布，主体位于黄海和朝鲜半岛附近，高空槽位于蒙古至河套地区，槽后存在冷平流，且在鄂皖交界存在完整的气旋式环流系统，受副高西边界的影响，有明显的南风输送。8月3日02时(图 2b) 200 hPa上120°E以东的高空急流明显加强，华北北部处于急流辐散区内；500 hPa上的高空槽东移进入华北，与此同时副高明显减弱，更利于槽后引导气流导致的冷空气快速扩散南下，风场上完整的气旋环流系统被破坏，演变为高空槽。

分析对流层低层系统的发展，8月2日20时豫皖交界的台风残余低压与对流层低层的低空低涡的位置几乎重合(图略)，在925 hPa、850 hPa、700 hPa上均存在完整的涡旋环流，因此对流层低层的涡旋有明显的垂直分布结构。8月3日02时，南部低空低涡系统逐渐减弱后演变成一个深槽，在华北中北部的对流层低层925 hPa和850 hPa有新生低涡产生，700 hPa没有完整的低涡结构，但存在气旋性环流的发展，可见该低空低涡的发展高度较低，仅位于700 hPa以下的对流层低层。

3 中尺度系统的演变 3.1 地面中尺度系统的演变

2017年8月2日08时地面图上(图略)，台风“海棠”减弱为低压(1 000 hPa)位于鄂皖交界，此时台风倒槽的顶部位于华北南部，随着地面低值系统的北上，8月3日02时在华北地区东南部有地面气旋新生。廖移山等(2010)基于地面观测资料详细分析了地面β中尺度气旋发生、发展、演变过程，本文采用同类资料来进一步分析该暴雨过程地面中尺度气旋的发展。图 3为2017年8月2日20时和3日02时的海平面气压场和地面风场。8月1日23时—2日05时(图略)台风减弱的残余低压稳定少动，从图 3a可知，自8月2日05时起该残余低压缓慢向北移动，且向北推进相对较慢，速度仅为每3 h移动0.2个纬度，此阶段华北南部位于残余低压外围的北侧，出现了比较强的降雨，随着地面气旋C1在2日20时之后的逐渐消失，华北南部的降雨基本趋于结束。从图 3b可知，2日23时北部地面气旋C2开始新生，2日23时—3日02时新生气旋C2北进1个纬度，之后C2在天津附近稳定维持近6 h，导致在气旋的北侧(京津交界)出现了持续性强降雨，直至3日11时气旋移至华北的东北边界，对华北的影响彻底结束。

3.2 对流层低层中尺度系统的发展

下面分析对流层低层中尺度系统的发展，图 4给出2017年8月2日20时和3日02时经涡旋中心的正涡度和高度距平的纬向垂直剖面，其中高度距平是利用某一个格点位势高度值减去等压面该纬度上经度(105°E—125°E)的高度平均值，用来说明同一纬度上高度的相对大小。分析8月2日20时沿33.2°N经南部低涡中心的纬向垂直剖面(图 4a)可知，最强正涡度位于115°—117°E附近，此时高度场在116°E附近垂直结构上表现为明显的负距平，并与正涡度几乎重合。进一步分析冷空气入侵后8月3日02时沿38.3°N经北部低涡中心的纬向垂直剖面(图 4b)可知，北部低涡的最大正涡度中心的强度增大，正涡度中心强度比2日20时的南部低涡强约20×10^-5s^-1，高度负距平中心位于600 hPa以下的对流层低层，与2日20时相比，高度负距平的伸展高度较低。此时新生气旋和低涡位置并不完全重合(图略)，对流层低层的低涡位于新生气旋的西北部，而此时强降雨恰好位于华北东北部地区，即低涡的右前部与地面新生气旋的顶部，强降雨正是由地面气旋与低涡相互配合产生的。

3.3 对流云团的发展演变

利用FY-2F的6 min加密观测TBB资料重点分析降雨过程中气旋发展和中尺度云团演变的关系，图 5为2017年8月2日16时—3日03时不同时次FY-2F亮温TBB。分析图 5a、b可知，8月2日16—20时华北南部受减弱的台风低压环流的残余云团A、B的影响，强降雨主要位于华北南部地区，在云团移动过程中，A云团逐渐靠近B云团，结合图 3a可知，该过程伴随着地面气旋C1的缓慢向北移动。由华北南部边务站的降雨演变(图 1b)可知，随着两个云团的逐渐接近，华北南部降雨明显增强。A云团于8月2日20时并入B云团(图 5b)，此时TBB≤-52 ℃的云团呈现圆形分布，华北南部强降雨逐渐向北移动，因此该阶段云图的演变反映了华北南部地面中尺度系统和降雨逐渐北推的过程。

2日22时(图略)在京津交界的位置逐渐出现TBB≤-32 ℃新生成的对流云团，强降雨逐渐由华北南部移至华北北部，其中在2日23时(图 5c)对流云团演变成明显的一个中α尺度的单体(C云团)，该单体进一步发展，云体边缘逐渐变密实，TBB梯度增加，云团新生和发展与北部新的地面气旋(图 3b)的生成发展一致，导致华北北部降雨逐渐增强。3日00时(图 5d) C云团由中α尺度演变为中β尺度，此阶段造成了北京房山和河北省盐山相继出现了大于100 mm·h^-1的降水。3日02、03时(图 5e、f)，随着TBB≤-52 ℃的云区(B、C云团)逐渐向华北东北地区移动，-52 ℃覆盖区内出现了持续稳定的大于30 mm·h^-1降水，结合图 1b可知，河北兴隆三道河站的短时强降雨共维持5 h，之后随着主体云团移出华北北部(图略)，强降雨逐渐结束。

4 干冷空气的侵入 4.1 中高层的干冷空气活动

通过以上分析可知，该降雨过程第二阶段存在冷空气活动和中尺度系统新生，下面进一步研究二者之间的关系。首先研究干冷空气入侵后与台风残余环流之间的相互作用，在2017年8月2日20时(图略)，冷平流的位置还比较偏西，位于华北的西部。分析8月3日02时700 hPa风场和温度平流分布可知(图略)，随着西北风的加强，西部的冷平流明显增强，位置有所东移，冷平流中心位于河北与山西的交界处，强度为-6×10^-5 K·s^-1。700 hPa的切变线东侧的偏南急流的最大风速从14 m·s^-1增强至22 m·s^-1，导致东部的暖平流略有发展，促使冷暖空气在北京西北部交汇，交汇区温度平流梯度增大，有利于锋生和暴雨的产生。

由于华北东北部强降雨中心位于(117.5°E，40.5°N)，图 6a给出2017年8月3日02时沿40.5°N经强降雨中心的温度平流和相对湿度的纬向垂直剖面，分析可知，冷空气最大强度位于400—300 hPa，冷空气从对流层中高层侵入台风残余环流，且从相对湿度(阴影的相对湿度小于等于50%)的垂直分布来看，冷空气的主体相对湿度小于10%，符合干侵入的定义(于玉斌和姚秀萍，2003)，因此该降雨过程第二阶段为一次干侵入过程。图 6b为2017年8月3日02时FY-2F水汽图像，分析可知，干冷空气侵入之后，在京津交界有明显的对流云团发展(B云团，即华北东北部新生的对流云团)，随着B云团后部干冷空气不断加强，即暗区东伸，B云团发展越来越旺盛，对流的强度逐渐增加，从而造成持续对流性降雨。

4.2 干侵入引起的位涡变化

干侵入具有高位势涡度和低湿球位温的特征，在暴雨增幅、位势不稳定及中低层气旋的产生发展中起着非常重要的作用(Browning et al., 1997；于玉斌和姚秀萍，2003；崔强等，2016)。由于位涡既与大气涡度(旋转性)有关，又与大气位势(厚度或高度)有关，可被用来综合描述大气动力、热力学特征，因此在天气诊断分析和预报中，位涡常被用于干侵入的分析(赵宇等，2005)。因此为了进一步揭示新生气旋的发生发展，本文利用其发展阶段气旋中心的垂直剖面图，采用位涡分析来表征干侵入现象，进而揭示干空气和位涡与地面气旋发展的关系。位涡的计算公式(寿绍文等，2003)为

$ (P V)_{p}=-g\left(f k+\nabla_{p} \times V\right) \cdot \nabla_{p} \theta $

(1)

图 7为2017年8月2日20时和3日02时低涡中心的位涡与正绝对涡度的垂直分布，分析可知，2日20时(图 7a)，即气旋中心新生之前，位涡垂直剖面图的550—400 hPa之间存在一个高位涡中心，绝对涡度的大值中心位于850—700 hPa之间；随着冷空气的侵入，高位涡逐渐下传至对流层低层，3日02时(图 7b)气旋中心整层位涡加强，且850—300 hPa存在一个高位涡层，同时绝对涡度的大值中心增强并下移至850 hPa以下，导致新生气旋发展加强。根据位涡守恒原理(李志楠等，2000；朱佩君等，2003)，来自高层稳定环境的高位涡气流到达低层不稳定环境后其涡度增大会促进气旋的发生和发展，有利于引起暴雨和强对流天气的形成。

4.3 干侵入导致的不稳定层结

图 8为2017年8月2日20时和3日02时假相当位温θ_se、散度、风场沿40.5°N经强降雨中心的垂直剖面，干侵入之前，2日20时(图 8a) 800 hPa以下，θ_se随气压降低有所减小，$ \frac{\partial \theta_{\mathrm{se}}}{\partial n}>0$，说明大气在低层是对流不稳定的，其上850—400 hPa之间为中性层结(图 8a黑圈)，400 hPa以上为稳定层结，稳定层结的西侧以偏西风为主，东侧则以偏南风为主。由于干冷空气从对流层中高层侵入和向下渗透，3日02时(图 8b)暴雨区两侧θ_se线变得密集，且斜率增大。与此同时，θ_se密集带在116°E附近发生倾斜，倾斜带以西的800—500 hPa为西北风，由此夹带的干冷空气向东输送，从而使得华北东部强降雨区(118°E以东)上空湿位涡MPV小于0的区域向上倾斜至650 hPa (图略)，说明降雨区上空中低层大气层结为条件性对称不稳定。从散度场看，高层辐散和低层辐合程度增强且向东倾斜，使暖湿空气在辐合抬升的作用下上升，冷暖空气在对流层中层相遇(图 8b中红粗线)，导致气旋性涡度剧烈发展，使中尺度系统的发展更为有利，同时配合对流不稳定和条件对称不稳定，为华北东北部的降雨提供了有利的不稳定条件。

5 水汽分析 5.1 水汽来源和输送

从水汽条件看，该降雨过程的水汽来源主要有两个：一是台风自身携带的水汽；二是在台风北上的过程中，西风槽与台风相结合后，槽前南风与台风减弱环流东侧南风结合，南风同位相叠加使东部的东南风加大，将黄渤海的水汽不断地输送到华北北部。图 9为2017年8月3日02时850 hPa水汽通量散度和风场分布及3日02时华北东北部暴雨区水汽收支垂直分布。2日14时(图略)的水汽辐合主要在台风残余环流以北，水汽来源主要是环流本身带来的，2日20时(图略)随着高空槽与台风环流合并，东南水汽输送明显加强，水汽辐合逐渐北移，直至3日02时(图 9a)，辐合中心位于华北东北部，东南风进一步加大，且水汽辐合强度最大可达-65×10^-7 kg·m^-1·s^-1，该位置恰好为高空槽与台风环流的交汇区，因此后期的水汽是两个系统结合后导致的东南风从黄渤海带来充足的水汽。

5.2 水汽收支

进一步分析3日02时华北东北部暴雨区(117°—121°E，37.5°—42°N)水汽收支(即北边界和南边界水汽通量差值、西边界和东边界水汽通量差值)，图 9b为2017年8月3日02时华北东北部暴雨区(图 9a黑框区域)水汽收支垂直分布，暴雨区整层表现出水汽净流入，东风输送主要表现在900 hPa以下，900—700 hPa之间，南风和东风均表现出净流入，以南风输入为主，700 hPa以上经向水汽输送不明显，主要为纬向流入；垂直方向上，在850 hPa有1个水汽输送净值的极值，达38.2 g·s^-1·hPa^-1·m^-1，华北东北部大暴雨的水汽辐合与水汽输送相配合，对该地区持续性短时强降水有正贡献。

5.3 地形对水汽的影响

考虑华北地区地形复杂，北靠燕山，西倚太行山，燕山往往对华北地区水汽的输送造成影响(尉英华等，2018)，由图 1可知，华北东北部暴雨以上的站点主要位于燕山山前，进一步分析该降雨过程中水汽与地形的关系。由沿117.5°E经强降雨中心的水汽通量散度和垂直速度的垂直剖面(图 10)，分析可知，2日20时(图 10a)山坡下有水汽辐合存在，最强水汽通量散度为-71.2×10^-7 kg·m^-1·s^-1，上升运动最强位于400 hPa附近；至3日02时(图 10b)最强的水汽辐合仅位于迎风坡山前的低层600 hPa以下，且水汽辐合的分布与地形成平行状态，可见地形为水汽的辐合提供了下垫面条件，此时最强水汽通量散度增大至-83.5×10^-7 kg·m^-1·s^-1，且燕山山前的垂直上升运动明显增强，最强的上升层降至800 hPa附近，这正是由于低涡前部的偏南风在山前的辐合上升，该条件更利于强降雨的产生。

6 结论与讨论

1710号台风“海棠”残余环流的北上造成了华北东部出现明显降雨，本文对干冷空气与台风残余低压相互作用导致的大暴雨过程进行诊断分析，主要结论如下：

(1) 华北东部的暴雨主要是台风残余环流和干冷空气的共同作用导致，华北东南部的降雨是由台风的残余环流北上造成，华北东北部的大暴雨由地面气旋和对流层低层低涡新生导致。

(2) 干冷空气从对流层中高层进入变性台风北部，冷暖交汇导致京津交界激发出中α尺度云团，东移加强演变为中β尺度系统，同时干空气造成位涡下传造成低层涡度增加，导致了新生气旋的生成和发展，也正由于冷空气的侵入导致了不稳定层结的产生，因上干冷、下暖湿的不稳定层结和气旋的共同作用，促进了暴雨区对流运动的发展。

(3) 该降雨的水汽来源主要有两个：一是台风自身携带的水汽；二是在台风北上的过程中，西风槽与台风相结合之后，槽前的南风与台风减弱环流的南风同位相叠加，将黄渤海的水汽源源不断的输送到华北北部。该过程华北东北部的暴雨也由于偏南风在燕山山前的辐合上升，使得最强的水汽辐合位于迎风坡山前的低层，更利于强降雨的产生。

本次降雨过程中，受数值模式产品的限制，预报员在模式释用过程中低估了华北降雨的量级，在以后进行北上台风降雨预报时要特别关注北上台风是否受到冷空气的影响，其与冷空气结合的位置是否利于触发中尺度系统发展。虽然本文分析了“1710”号台风北上之后造成的华北东北部大暴雨事件，初步探讨了北上台风残余环流与冷空气相互作用导致新生气旋发生发展的机制，但是冷空气太强或太弱均不利于台风系统的再发展，本文仅定性分析了一次个例，结论有待进一步验证，今后需要利用相关算法开展台风北上受冷空气影响的定量参数化预报等相关研究。