典型热带气旋(TC)的生成可被看作是一个两阶段的过程(Zehr，1992)：第1阶段为天气尺度的预备过程，表现为大尺度背景环境组织出有利于热带气旋生成的局地条件。在这个阶段，扰动强度没有明显的变化；第2阶段是一个中尺度的组织过程，积云对流潜热释放对系统的加强起主要作用。通常在第2阶段，系统首次被识别为热带低压，中心附近海平面气压显著下降，最大风速迅速增大。整个生成过程在系统发展到可命名为热带风暴时结束。

过去半个世纪，人们对有利于热带气旋生成的大尺度气候背景有了广泛的共识，即适当的科氏力、适宜的低层高相对涡度区、弱的水平风速垂直切变、海表以下60 m 深的水温在26.5 ℃以上、海平面到500 hPa深厚的条件性不稳定大气以及潮湿的中层大气(Gray，1968)。对于热带气旋生成所需的扰动条件，也有了一些研究(王允宽等，1988；徐亚梅等，2003)。实际上，这些动力学和热力学条件在热带气旋的生成源地是长时间普遍满足的，相对而言，能够最终发展为命名风暴的热带扰动则非常少(Gray，1998; McBride et al，1981; Molinari et al，2000; DeMaria et al，2001)。据统计，太平洋上1970—1975 年7—9月20°—30°N共有33次东风波过程，其中只有11个发展成热带低压(浙江省气象台，1976)；在南海，1949—2001年共有热带低压329个，只有141个发展为命名风暴(吴迪生等，2005)。近年来，越来越多的研究认为，中尺度过程对热带气旋的发生、发展有重要的促进或抑制作用。Ritchie等(1997)利用卫星和飞机观测资料，分析了热带气旋Irving(1992)的生成过程，发现Irving发展为热带低压以后，由对流活动导致的一些中尺度涡旋与中层槽内的涡旋合并后在中层形成了一个尺度更大的涡旋，促使Irving随后加强为热带风暴。另外，Simpson等(1997)利用卫星资料也发现在热带风暴Oliver(1993)生成的过程中，有两个中层中尺度涡旋相互旋转合并，激发出新的中尺度对流系统，随后并入季风低压，一个发展为风暴的核心部分，另一个则发展为外围螺旋雨带。Kieu等(2008，2009)利用高分辨率数值模式对东太平洋热带风暴Eugene(2005)生成过程中的两个中尺度涡旋合并现象做了深入细致的研究，认为涡旋合并过程是Eugene生成的主要触发机制。张文龙等(2008)在对南海热带气旋榴莲(2001)的数值模拟研究中，考查了榴莲生成过程中一个中层中尺度涡旋(MCV)的基本特征，认为这个中层中尺度涡旋对榴莲的生成有重要作用。不过，在这项模拟研究中，只强调了一个中层中尺度涡旋的特征，并没有捕捉到榴莲生成过程中有中尺度涡旋合并现象。而通过卫星云图分析，可以看到台风榴莲(2001)的生成并非只来自于一个中尺度涡旋，而是包含了两个中尺度涡旋的合并过程(图 1)。

观测显示，西北太平洋是全球热带气旋生成最多的区域，全世界每年超过30%的热带气旋在这里生成(李宪之，1983)。而在西北太平洋生成的热带气旋中，超过80%的热带气旋生成于季风槽中(McBride，1995)。大量研究证明，季风槽为热带气旋生成提供了非常有利的大尺度背景环境(Gray，1998；王慧等，2006)，研究季风槽背景下热带气旋生成的个例，有利于集中关注热带气旋生成时的中尺度过程。虽然以往的研究已经对热带气旋生成过程中的中尺度现象有了许多重要的发现，但由于高分辨率数据的缺乏，南海季风槽中实例涡旋合并现象的特征及其在热带气旋生成过程中的作用仍需进一步考察分析。本研究目的在于：(1)对南海台风榴莲(2001)生成过程中的中尺度涡旋合并现象进行高分辨率实例数值模拟，并利用高分辨率模拟结果分析热带气旋生成过程中的中尺度涡旋合并现象的特征；(2)通过敏感性试验探讨涡旋合并在热带气旋生成过程中的作用。 2 生成阶段的云图特征

利用GMS-5静止卫星云图可以大致看出所关注的涡旋合并现象。2001年6月27日12时(世界时，低压生成前36小时，图中标示为-36 h，下同)，副热带高压(副高)南侧菲律宾岛东部存在一个尺度约为300 km的对流云团(图 1a，图中标示为V1)。虽然此时云团结构不太紧实，但局部云顶白亮，说明对流很活跃。12 h后，V1云团发展为一个轮廓分明的热带云团，此时南海中部季风槽内也孕育出了新的中尺度对流系统(图 1b，图中标示为V2)。之后V2在原地盘旋少动，V1继续向偏西方向移动进入南海，与V2相互作用并逐渐卷入V2云系(图 1c—g)。29日00时，两个云团合并形成榴莲低压的主要云系(图 1h，图中标示为D)，此后系统继续加强，到30日00时发展为命名风暴(图 1i)。

图 1 GMS-5静止卫星云图(引自日本高知大学气象情报网站http://weather.is.kochi-u.ac.jp/)Fig. 1 GMS-5 stationary satellite images of clouds(from http://weather.is.kochi-u.ac.jp/)

图选项

利用新一代中尺度天气研究与预报模式(WRFV2.2)，对南海台风榴莲(2001)的生成过程进行高分辨率数值模拟。模拟选择Lin等(1983)的微物理方案，Kain-Fritsch积云参数化方案(Kain et al，1990)，YSU 行星边界层方案，莫宁-奥布霍夫表面层方案，RRTM长波辐射方案和Dudhia短波辐射方案。模拟采用三重嵌套网格(36/12/4 km)，格点数分别为214×160(D01)，295×274(D02)，523×400(D03)(图 2)。垂直方向设置了43个η层，模式层顶定为30 hPa。 4 km的最细网格区域没有使用积云参数化方案。

图 2 模拟区域设计、台风榴莲观测路径(点标记线)和恒定海表温度场(等值线，间隔1℃)Fig. 2 Design of model domains，the observed track of Typhoon Durian(2001) (dot marked line) and the SST field(contour)at the interval of 1℃

图选项

控制试验从2001年6月27日00时启动，比美国联合台风警报中心(JTWC)最优路径资料记录的热带低压生成时间(6月29日00时)提前48 h，到7月1日12时结束，此时系统已加强为台风等级，共积分108 h。D02和D03分别在积分6 h(6月27日06时)和12 h(6月27日12时)后启动。模拟的初条件和边条件均来自每6 h 1次的NCEP再分析1°×1°资料。南海地区海表温度(SST)场保持恒定，约为29—30℃(图 2)。 4 控制试验模拟结果验证 4.1 路径与强度

利用4 km最细网格区域的输出结果确定模拟路径和强度。与美国联合台风警报中心最优路径资料相比，控制试验能合理地再现榴莲的生成位置、时 间和移动路径(图 3a)。虽然模拟的路径比观测路径偏向西南，移动也略滞后，但最大偏差小于200 km(积分90 h时)。另外，从模拟结果中确实可以看到榴莲低压生成前两个中尺度涡旋并存的状态(见第5部分)，所以，图 3也给出了两个中尺度涡旋V1和V2的移动路径。可以看出涡旋V1从菲律宾群岛东部向偏西方向移动，移至菲律宾岛上时短暂打转停留，越岛后向西北偏西方向进入南海中部。南海中部新生的涡旋V2基本在原地盘旋。两个涡旋从29日00时(积分48 h)开始逐渐合并，之后系统向西北移动。这些移动特征与卫星云图(图 1)上看到的云系移动特征也是吻合的。

图 3 最优观测路径(实线)与模拟路径(虚线，方块代表V1，叉代表V2，点代表榴莲)对比(a．控制试验，b. WV1敏感性试验，c. WV2敏感性试验)Fig. 3 Comparison of the tracks between the best track(solid) and the simulated tracks(dashed，square for V1，cross for V2 and dot for Durian)(a. Ctrl experiment，b. WV1，c. WV2)

图选项

从强度上来看，控制试验的中心附近最低海平面气压和低层最大风速都与观测基本相符，较好地捕捉到了榴莲生成时的强度及其快速加强过程(图 4)。4 km网格的模拟结果比观测稍强，这是因为模式设置了较高的分辨率。

图 4 台风榴莲观测强度与各试验中模拟强度随时间的变化(a.最低海平面气压，b.低层最大风速)Fig. 4 Time series of the observed intensity(solid) and the simulated intensities from the various experiments(a. minimum sea-level pressure，b. maximum surface wind speed)

图选项

使用TRMM卫星的3B42降水产品(0.25°×0.25°)对榴莲活动期间的6 h累计降水量进行估 算，并与模式输出的6 h累计降水量作对比(图 5)。很显然，尽管模式无法完全重现所有的降水细节，但整体的降水结构和量级得到了合理的再现。从模拟和观测的累计降水特征中也大致可以看出在模拟起步后的一段时间内，降水主要表现为与季风槽有关的带状辐合降水(图 5a)，积分24 h(6月28日00时)后，带状降水逐渐从东端“卷起”(这是由于东边的涡旋V1向南海中部移近的缘故)，组织起与气旋式旋转系统有关的对流性降水(图 5b—c)，到积分48 h(6月29日00时)，榴莲热带低压生成，与季风槽相关的带状降水结构基本转变为低压系统的螺旋雨带结构(图 5d)。

图 5 控制试验模拟的6 h累积降水(填色)与TRMM卫星资料估计的6 h累积降水(等值线)(a. 6月27日12—18时，b. 6月28日00—06时，c. 6月28日12—18时，d. 6月29日00—06时)Fig. 5 Comparison of the 6 h accumulated rainfall between the CTRL run(shading) and the TRMM satellite observation(contour)(a. 12:00-18:00 UTC 27 Jun，b. 00:00-06:00 UTC 28 Jun，c. 12:00-18:00 UTC 28 Jun，d. 00:00-06:00 UTC 29 Jun)

图选项

综上所述，模式逐时输出的数据可以用来考查观测资料中无法全面体现的台风榴莲生成初期的中尺度涡旋合并现象。 5 中尺度涡旋合并 5.1 中尺度涡旋合并现象的基本特征

图 6是模拟的涡旋中心附近绝对涡度随时间的变化。取V2中心附近4个纬度内绝对涡度的径向平均，就可以清楚地看到两个涡旋的相对位置随时间的变化。可以看出，两个中尺度涡旋移动方向和速度的不同，促使它们最终发生合并。

图 6 涡旋V2中心附近4纬度内经向平均绝对涡度(单位：10-5 s-1)的时间-经度剖面(绝对涡度取850—650 hPa的平均值)Fig. 6 Time-longitudinal cross section of the vertical component of the vertically and meridionally averaged absolute vorticity over 850-650 hPa within a 4°-latitudes zone centered at the center of the vortex V2(unit: 10-5 s-1)

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另外，通过分析两个涡旋中心附近400 km×400 km区域平均涡度垂直分布随时间的变化(图 7)可以看出，在两个涡旋合并引起低层风暴尺度的闭合环流形成之前，V1的涡度最大值在800 hPa附近的对流层低层(图 7a)，而V2的涡度最大值则保持在500 hPa附近的对流层中层(图 7b)。如此看来，榴莲生成过程中的中尺度涡旋合并实际上是一个中层涡旋与一个低层涡旋的合并叠加，这样的涡 旋合并现象与Ritchie等(1993)以及Simpson(1997)的研究中单纯的中层涡旋合并又有所不同。

图 7 涡旋中心附近区域平均(400 km×400 km)绝对涡度垂直分布随时间的变化(间隔: 10-5 s-1)(a．V1，b. V2 ；竖直虚线为涡旋合并的时间)Fig. 7 Pressure-temporal cross section of the area-averaged(400×400 km)absolute vorticity，at the intervals of 10-5 s-1，around the center of(a)V1 and (b)V2(The dashed lines indicate the time at which the two vortexes merged)

图选项

图 8给出了850—650 hPa等压面的平均位势涡度和矢量风场的模拟结果，以及相应的穿过两个涡旋中心的垂直剖面。28日00时，V1在菲律宾群岛，其西北缘的偏北气流造成南海中部季风槽内气旋式扰动(图 8a—b)。V2生成后的最初十几个小时，垂直于剖面的风分量等值线显示两个涡旋有各自独立的气旋式环流(图 8c—d)。实际上，V1的旋转结构从对流层低层到中层都清晰可见，而V2是一个典型的中层涡旋，低层没有闭合环流(图 8d)。V2形成后在原地盘旋少动，而V1则继续向西移动逐渐靠近南海中部。28日12时，V2越过菲律宾岛开始与V1相互作用，低层涡旋V1逐渐被卷入V2，对流层低层到中层正涡度贯通。到29日00时，V1仅在表面还有微弱的气旋式环流和残余的位势涡度，对流层中低层大部分气流已合并为一个热带风暴尺度的气旋式环流，代表榴莲低压已经形成(图 8e—f)。此后V1完全被卷入V2(图 8g—h)，到30日00时，系统在低层形成风暴尺度的气旋式闭合环流(图 8i—j)。

图 8 850—650 hPa平均位势涡度(填色，单位：PVU)和平均环流(矢量)的水平分布(a、c、e、g、i)以及沿涡旋中心连线(线段AB)的垂直剖面(b、d、f、h、j;填色为位势涡度;等值线为垂直于剖面的水平风风速，实线向里，虚线向外；矢量为剖面上的流场)Fig. 8 Horizontal distribution of the vertically averaged(850-650 hPa)potential vorticity(shading，unit：PVU) and flow vectors(a，c，e，g，i) and vertical cross sections of the PV(shading)，superimposed by the normal component of horizontal winds(contour) and the in-plane flow vectors，along the connecting line(AB)between the centers of vortex V1 and V2(b，d，f，h，j)

图选项

为了更进一步了解榴莲生成过程中涡度的增长方式，考查了涡旋V2中心附近垂直涡度方程各项收支的演变特征。根据Holton(2004)的理论，等压面上的垂直涡度方程为

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从V2中心附近涡度方程各项收支的垂直分布随时间的变化(图 9)可以看出，水平平流项与水平散度项符号相反，量级相当(图 9a、c)；垂直输送项与倾斜项符号相反，量级相当(图 9b、d)；地转涡度项和摩擦项的贡献都很小(图 9e—f)。在榴莲发生发展的过程中，主要的正涡度贡献来自于涡度的水平散度项和垂直输送项。在两个涡旋合并初期，水平散度项率先在对流层低层开始起作用(图 9c)。通过考察地转涡度f与相对涡度ζ可知，此时ζ大于f(图略)，因此，辐合项的主要贡献来自于中尺度的扰动涡度，所以，很可能是涡旋V1移近V2下方加速了低层的辐合，引起低层涡度增长。而低层辐合的增强，又使对流运动变得更加活跃，向上的垂直速度增加，垂直输送项也开始发挥作用(图 9b)。29日12时，两个涡旋合并完成，WHISE机制(Emanuel，1986，1987)启动，散度项的正贡献从低层到中层都出现峰值，但主要贡献在低层，而垂直输送项则将低层的高涡度向上传送到中层，使得中层出现涡度增长的峰值。这样，涡度从对流层低层到中层垂直贯通，热带气旋的气旋式垂直结构建立，30日00时榴莲命名风暴就生成了。通过对涡度方程各收支项的分析可见，涡旋V1的移近以及与V2的叠加，对于系统初期低层辐合的加强有重要作用。Nolan(2007)利用理想模式考查了不同高度初始涡旋的发展情况，结果表明，在背景环境相同的情况下，中层涡旋比低层涡旋加强为热带气旋的时间要约晚20 h。说明单纯的中层涡旋向热带气旋的转变更加困难。而在榴莲生成的过程中，V1和V2这两个不同高度上涡旋的叠加合并，理论上应该更有利于涡度从对流层低层到中层的贯通，从而引发风暴尺度的深厚气旋式旋转系统。

图 9 涡旋V2中心附近区域平均(500 km×500 km)涡度收支(单位：10-9 s-2)的时间-高度剖面(a.水平平流项，b.垂直输送项，c.水平散度项，d.倾斜项，e.地转涡度项，f.摩擦项；黑色竖直虚线分别代表合并开始时间、合并结束时间和命名风暴生成时间)Fig. 9 Height-temporal cross sections of the(500 km×500 km)area-averaged vorticity budget(unit: 10-9 s-2)(a. horizontal advection term，b. vertical advection term，c. horizontal divergence term，d. tilting term，e. beta term，f. frictional term. The thick dashed lines indicate the beginning and ending time of the merger and the time at which the named storm formed)

图选项

在控制试验(Ctrl)的基础上进一步设计了两个敏感性试验，即在季风槽内涡旋V2生成后，分别削弱两个涡旋的强度来研究上文提到的中尺度涡旋合并过程对于台风榴莲生成的作用。 6.1 削弱两个中尺度涡旋的敏感性试验设计

两个敏感性试验(WV1和WV2)的模拟起始时间、模拟区域以及物理方案均与控制试验相同。积分30 h，即在季风槽内涡旋V2生成时(6月28日06时)停止积分。然后利用Kurihara等(1993)提出的涡旋移除技术，分别将涡旋V1和V2从积分30 h的输出场中移除。接着重新启动模式，继续积分78 h时，到7月1日12时结束。每个敏感性试验的积分时间共为108 h，与控制试验积分时间相同。

对比积分30 h时涡旋移除前后η=0.8518(约为850 hPa)高度上的风速差值(图 10)可以看出，两个涡旋都得到了有效的削弱，特别是中心附近100 km范围内。不过，由于两个涡旋相距较近，为了使另外一个涡旋不受影响，对其中一个涡旋能够进行滤波的范围十分有限，加上两个涡旋此时分别处于季风槽和副热带辐合带这样背景涡度条件十分有利的大尺度环境中，想要完全消除某个涡旋是很困难的，因此，涡旋中心附近处理过后的风矢量仍呈现弱的气旋式旋转。从过涡旋中心的东西向垂直剖面(图 11)上可以清楚地看出，两个中尺度系统的旋转结构和暖心结构都部分地被消除，但残余部分仍指示着涡旋没有被完全移除。无论如何，通过削弱涡旋，还是可以影响这种中尺度涡旋合并的过程，从而考查往后整个热带气旋系统的发展情况。

图 10 两个试验6月28日06时(积分30 h)η=0.8518高度上削弱涡旋前后风速差(填色)及削弱后风场(矢量)(a.WV1试验，b. WV2试验)Fig. 10 Difference of the wind speed between after and before weakening vortex(shading)at η=0.8518 at 06:00 UTC 28 June(from 30 h integral)，superposed by the flow vectors after vortex weakening，from the two runs(a. WV1 run，b. WV2 run)

图选项

图 11 6月28日06时沿图 10中线段AB和CD的垂直剖面、位温距平(阴影，单位：K)和相对涡度(等值线，单位：10-4 s-1)(a. 削弱前的V1，b. 削弱前的V2，c.削弱后的V1，d.削弱后的V2; 粗虚线表示涡旋中心的位置)Fig. 11 Vertical cross section of the potential temperature anomaly(shading，unit: K) and the vertical relative vorticity(contour，unit: 10-4 s-1)along the line AB or CD in Fig. 10 at 06:00 UTC Jun 28(a. V1 before weakening，b. V2 before weakening，c. V1 after weakening，d. V2 after weakened. The thick dashed lines indicate the vortex’s location)

图选项

在削弱了涡旋V1(WV1试验)之后，850 hPa流场显示合并过程仍在继续，尽管在29日00时两个涡旋合二为一(图 12f)，合并过程看似如控制试验中一样即将完成(图 12a—d)。但仅仅1 h后此涡旋就又分裂为两个小涡(图 12g—h)，继续相互作用，在29日22时两个涡旋才完全合并。从模拟路径上来看，WV1试验里两个涡旋合并的过程有所减慢，合并后的移动方向与控制试验差别不大，但移动速度有所加快(图 3b)。另外，与控制试验相比，WV1试验中热带气旋生成过程中强度增加的速度有所减慢，直到积分66 h(29日18时)之后，低层中心附近最大风速才达到热带风暴的强度(17.5 m/s)。在季风槽内有利的大尺度环境下，生成后的热带气旋迅速发展加强，在积分结束时，最大风速达到33.4 m/s，与控制试验中积分结束时气旋达到的强度(34.2 m/s)十分接近(图 4b)。低层中心附近最低气压则显示，涡旋V1的减弱使得在积分结束时，系统所达到的强度比控制试验弱了10 hPa(979对969 hPa)。

图 12 850 hPa 高度上的流线分布(a—d. 控制试验，e—h. WV1试验，i—l. WV2试验)Fig. 12 Horizontal distribution of the simulated streamlines at 850 hPa for the Ctrl run(a-d)，WV1 run(e-h) and WV2 run(i-l)

图选项

类似地，在涡旋V2被削弱之后(WV2试验)，850 hPa流场显示的合并过程也仍在继续。与控制试验和WV1试验相比，WV2 试验中两个涡旋合并的速度更加缓慢(图 12i—l)，反复经历了几次合并又分裂，直到积分78 h(30日06时)后两涡才完全合并。这样缓慢的合并过程对应的系统强度发展也是缓慢的。到积分结束之前，系统低层中心附近最大风速始终没有达到强热带风暴等级的最低标准(24.5 m/s)(图 3b)，积分结束前中心附近最低气压仅为991 hPa(图 3a)。从模拟路径来看，WV2试验中除了两个涡旋的合并比控制试验和WV1试验更加缓慢外，合并后的气旋移动则比前两个试验快，而路径比前两个试验偏向东北，与观测路径非常接近。出现这种现象的一个可能原因是，当模式产生一个较强的气旋时(Ctrl试验)，季风槽西南部可能产生过多的正涡度，使榴莲南部季风槽内产生一些气旋性小涡，将榴莲“拉”向西南边；而当模式产生的涡旋较弱时(WV2)，气旋的路径则不再往西南偏折。

另外，在考查敏感性试验中涡度方程各项收支后，给出水平散度项和垂直输送项这两个主要贡献项的演变情况(图 13)，可以看出，与控制试验相比(图 9b—c)，由于WV1和WV2试验中合并过程的延缓，也就是V1注入V2的推迟，使系统附近的涡度增长，特别是中层的增长大大减弱(图 13a—b，图 13c—d)。而在WV2试验中，涡度增长的减弱程度比WV1试验中更加明显。

图 13 涡旋V2中心附近区域平均(500 km×500 km)水平散度项(a、c)和垂直输送项(b、d)的时间-高度剖面(a、b.WV1试验，c、d.WV2试验; 黑色竖直虚线分别代表合并开始与结束时间)Fig. 13 Height-temporal cross sections of the(500 km×500 km)area-averaged horizontal advection term(a，c) and the vertical advection term(b，d)(a，b. WV1 run，c，d. WV2 run. The thick dashed lines indicate the beginning or ending time of the merger)

图选项

综上可以看出，不论对参与合并过程的两个涡旋中的任何一个实施干预(削弱强度)，都会延长合并过程，而削弱涡旋V2后，系统发展受到的影响比削弱涡旋V1后系统受到的影响要大得多，证明对于台风榴莲的发生、发展来说，后来生成的季风槽中的中尺度涡旋V2起了主导作用。而两个涡旋合并过程的最终完成，对系统生成初期关键性的涡度增长有至关重要的作用。在WV2试验中，由于涡旋合并过程迟迟未能完成，使得系统错过了迅速加强发展的时机，直到登陆也没有升级为台风。对比Ctrl、WV1和WV2三个试验，可以总结出涡旋V1和V2在台风榴莲生成过程中的作用：季风槽中的新生中层涡旋V2是榴莲生成过程中的主导涡旋，它所处的有利环境决定了它在形成后不久就拥有了台风的某些典型特征，比如漏斗形暖心结构(李忆平等，2008；图 11)，具备了最终发展为热带风暴的潜力。在榴莲生成的过程中，它不断将季风槽内的位势涡度收集到自身的环流中聚集能量，同时还将逐渐移近的低层涡旋V1卷入(图 8)，使系统从对流层低层到中层的绝对涡度大值和暖心结构得以贯通。相对而言，预先存在的东部涡旋V1对于台风榴莲的生成则起到了辅助作用。从敏感性试验可以推测，就算没有中尺度涡旋V1的并入，季风槽内大尺度有利的环境一样可以提供足够的能量使涡旋V2加强成为一个自我维持稳定增长的风暴系统，但正如WV1试验中所显示的，生成的过程会有所减缓，因为从中层涡旋发展为一个低层有明显环流的风暴系统是需要一定时间的。低层涡旋V1的并入，加速了低层辐合涡度的增长，促进了榴莲风暴的生成。 7 结论与讨论

热带气旋的生成过程，特别是生成初期热带扰动的形成及其向热带低压转变的多尺度相互作用过程至今仍是热带气旋研究中人们了解得最少的一个领域，也是当前数值模拟工作较为困难的一个阶段。本文针对已有研究工作尚不完善之处，对南海热带气旋榴莲(2001)生成初期的中尺度涡旋合并现象及其对台风榴莲生成的作用进行了初步的分析探讨，结果表明：

(1)台风榴莲(2001)生成的过程中包含了两个中尺度涡旋的合并过程。参与合并的菲律宾岛东部生成的涡旋V1为对流层低层涡旋，新生的南海中部季风槽内涡旋V2为对流层中层涡旋。生成过程中，V2在原地盘旋少动，V1则随副热带高压南侧东风流向西移动逐渐接近V1并最终卷入V2；

(2)涡度方程各项收支贡献的分析表明，水平散度项与垂直输送项对榴莲发生、发展过程中涡度的增长起主导作用。两个不同高度涡旋的合并加速了低层辐合，涡旋合并的完成使系统涡度从对流层低层到中层垂直贯通；

(3)敏感性试验证明：中层涡旋V2对于台风榴莲的发生、发展起主导作用，将有利于环境场季风槽内的能量不断蓄积起来；低层涡旋V1则起辅助作用，它的并入加速了风暴系统的低层辐合，对榴莲生成初期的关键性涡度增长有促进作用。

本文虽然初步探讨了榴莲生成初期中尺度涡旋合并的特征及其对热带气旋生成的作用，但热带气旋的生成实际上包含了复杂的多尺度相互作用。榴莲是一个典型的季风槽中生成的热带气旋，众多研究表明季风槽对于热带气旋的生成有着非常重要的意义(Ritchie et al，1993；高建芸等，2008)。从本文图 8中也可以看出，在榴莲发生、发展的过程中，槽内有大量位势涡度注入涡旋系统。但季风槽这样的大尺度环境如何组织出初期的扰动，不同尺度系统之间能量的传输情况如何，这都是需要进一步分析探索的科学问题。

致 谢： 感谢美国马里兰大学张大林教授在研究工作中给予的耐心指导。