夏季，我国华北和东北地区常受到台风北上与中纬度西风带低压系统相互作用的影响，导致灾害性降水天气，造成严重的财产损失和人员伤亡。当台风北上至中纬度并遇到冷空气时，台风可因新能量的注入而再次活跃，并可能向温带气旋转变，这一过程称为台风的变性（陈联寿和丁一汇，1979）。台风北上与中纬度系统的相互作用使得降水分布更为复杂（Harr and Elsberry，2000；Klein et al.，2002；覃武等，2019）。不同的中纬度环境场对台风结构变化的影响各异，进而影响暴雨的强度和分布（陈宏等，2023）。台风路径的转折受大尺度引导气流和台风自身结构的共同影响（于慧珍等，2022），其对低涡的影响可改变降水特征（彭力等，2022）。因此，台风暴雨的形成机理复杂，其降水预报是天气预报业务中的难点，分析北上台风与中高纬度系统相互作用的机制及其引发的强降水成因具有重要意义。

近年来，对“利奇马”（高晓梅等，2023）、“布拉万”（任丽等，2013；孙力等，2015；梁军等，2018）和“温比亚”（梁军等，2020）等登陆台风变性为温带气旋的机理研究已取得一定进展。特别是在台风与中高纬西风带系统的相互作用下，台风可获得大量能量，导致其环流结构改变甚至变性，从而有利于暴雨的进一步加强（陶诗言，1980）。当北上的台风遇到冷空气时，其热力结构由对称转为不对称，逐渐转变成具有锋面斜压结构的温带气旋（丛春华等，2012）。冷空气侵入强度不同，对台风结构的影响也不同，侵入的冷空气过强时，会破坏台风的暖心结构，使其填塞消失；冷空气较弱时，与台风倒槽中的暖空气相遇，有助于涡旋位势不稳定能量聚集并释放，导致台风外围对流强度、上升运动和垂直涡度显著加强，进而引发暴雨或大暴雨（陈联寿和孟智勇，2001；赵宇等，2016；陈鹏等，2017）。

2018年，台风“安比”进入内蒙古，成为1949年以来记录中第一个到达该地区的台风。登陆后，台风“安比”在内蒙古东南部部分旗县12 h内的降雨量超过了以往1个月的累积量，对当地造成了极为严重的灾害，数万人受灾，房屋倒塌，牲畜死亡，交通被破坏，直接经济损失近5千万元人民币。这场台风暴雨引起了地方政府、民众及气象部门的高度关注。此前鲜有研究聚焦于台风对内蒙古暴雨的影响。本文通过中尺度数值模式（Weather Research Forecast，WRF）V3.9.1输出的模拟结果，结合常规加密观测资料、美国国家环境预报中心/国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research，NCEP/NCAR）再分析资料及台风路径资料，从锋生作用、位涡和冷空气入侵等多个角度对北上台风“安比”的变性机制及其引发的内蒙古灾害性大暴雨的中尺度特征进行深入研究，以期为该地区的台风暴雨天气预报预警、决策服务和防灾减灾提供参考。

内蒙古高原是我国第二大高原，地貌复杂多样，主要属于温带大陆性季风气候，降水稀少，干旱严重。夏季多阵性降水，强度大，易导致局地洪涝灾害（顾润源，2012）。台风“安比”于2018年7月18日20：00在西北太平洋生成，7月22日12：30以强热带风暴在上海崇明岛登陆，登陆后迅速减弱为热带风暴，并在副热带高压（简称“副高”）的引导下继续北上，24日18：00到达内蒙古赤峰市。此时台风中心最低气压为992 hPa，最大风力达8级（风速18 m·s^-1），并在约23：00减弱变性为温带气旋。

图1（a）为2018年7月24日08：00—25日08：00内蒙古的累计降水量空间分布，显示了广泛的大暴雨天气。全区1 736个观测站出现了降雨，其中42站出现大暴雨，单站24 h累计降雨量最高达174.1 mm，出现于赤峰市阿鲁科尔沁旗沙日塔拉站。图1（b）为内蒙古东南部5个大暴雨站的逐时降水量变化，最强降水时段集中在24日18：00—25日02：00，其中24日20：00沙日塔拉站出现本次最强雨强，达40.7 mm·h^-1。

本文使用以下资料：1）内蒙古气象数据中心提供的内蒙古自治区常规地面气象站（经质量控制后包括119个国家站，2 726个区域站）观测资料；2）美国国家环境预报中心/国家大气研究中心网站下载的NCEP/NCAR再分析资料，水平空间分辨率为1°×1°，时间间隔6 h，变量包括位势高度、温度、水平风场等；3）中央气象台台风网提供的台风路径资料。所用数据时间段为2018年7月24日08：00—25日08：00；文中所用时间均为北京时。

选择合适的模拟方案能对后续业务及科研工作提供有价值的参考依据（邢蕊等，2023）。本文采用WRF V3.9.1进行数值模拟，以NCEP/NCAR再分析资料作为模式的初始场和侧边界条件。如图2所示，模拟区域中心位于113°E、42°N。模拟采用双层双向嵌套方式：第一层网格的格点数为267×189，格距为9 km；第二层网格的格点数为235×235，格距为3 km。模拟的母区域以华北地区，特别是内蒙古自治区全境，作为主要研究区域；嵌套区域则包括内蒙古中部偏东、东部偏南地区以及辽宁西部和京津冀地区。模拟采用δ坐标系，垂直分层65层，积分时间为2018年7月24日08：00—25日08：00，时间步长为54 s，结果每1 h输出一次。所采用的物理过程参数化方案见表1（楼小凤等，2003；尹金方等，2014；赵舒曼等，2016；康延臻等，2018）。

位涡对于天气系统的移动和发展具有重要的指示作用，其分布特征为高纬度地区高于低纬度，且高层位涡大于低层。在诊断台风变性过程中，特别是台风与西风槽相互作用的情况下，位涡具有独特优势（陈德花等，2008；曹楚等，2016）。湿位涡（Moist Potential Vorticity，MPV）是湿空气的位涡，其结合了大气动力、热力特性及水汽作用，广泛应用于台风暴雨等气象研究（廖玥等，2019）。湿位涡可分解为湿正压项（MPV1）和湿斜压项（MPV2）两部分，湿正压项主要反映了惯性稳定性和对流稳定性对降水的影响；湿斜压项则反映了湿斜压性和水平风垂直切变的作用，负值越大表明大气斜压性越强（黄晓璐等，2021）。湿位涡的计算公式（吴国雄和刘还珠，1999）如下：

式中：g（m·s^-2）为重力加速度；ζ（s^-1）为垂直涡度；f（s^-1）为科氏参数；θ_e（K）为相当位温；p（hPa）为气压；v（m·s^-1）为经向风；u（m·s^-1）为纬向风。

本文通过计算锋生函数分析降水过程中的锋生作用。在干绝热、湿绝热以及假绝热过程中，假相当位温（θ_se）保持守恒（李兆慧等，2011）。考虑到台风登陆北上过程中空气湿度较大，大气的上升和下沉运动均可近似视为湿绝热过程。因此，本文采用假相当位温计算锋生函数，计算公式（Ninomiya，1984）如下：

式中：F₁、F₂、F₃、F₄（10^-10 K·m^-1·s^-1）分别为非绝热加热项、水平辐散项、水平变形项及垂直运动有关的倾斜项，F>0时锋生，F<0时锋消。

台风“安比”在我国登陆后以热带风暴级别沿副高外围向北移动。2018年7月24日08：00[图3（a）]，500 hPa环流中间低两边高，内蒙古西部上空存在东北—西南走向高空槽，位于大陆高压和副热带高压之间。该高空槽随冷空气自西向东移动，使得内蒙古中东部地区处于高空槽前。副热带高压呈经向型分布，台风位于其西北侧，暖中心与低压中心基本重合，热带气旋的正压结构尚未被破坏。850 hPa在北京、河北一带有强盛的偏南风低空急流，其中心风速达24 m·s^-1。同时，内蒙古中部和东部偏北地区出现东北—西南走向的低空急流，台风的东侧、东北侧是由低空急流引发的强上升区，配合充沛的水汽输送，成为最易于发生台风暴雨的区域。200 hPa有高空急流存在，内蒙古东南部位于高空急流入口区的右侧，与台风外围的偏南低空急流左前侧相配合。高空急流在暴雨区上空形成辐散，促进了对低层大气的抽吸作用，上升运动增强。高低空急流的相互作用进一步增强了低层暖湿空气的抬升，为强降水的发生提供有利环境条件，此时内蒙古东南部受台风外围影响开始降水。

24日14：00[图3（b）]，500 hPa高空槽东移至内蒙古中部上空，副高的位置和强度基本保持不变，台风继续沿副高外围的低空急流北上，中心位于河北省东北部。高空槽与台风中心的距离逐渐缩短，内蒙古东部地区处于高空槽前，受西南气流控制；850 hPa，台风东部偏南低空急流向北延伸，与先前在东北部的东北—西南急流系统的西南支趋向合并，使降水范围扩大，强度增强。20：00[图3（c）]，500 hPa随着高空槽东移和台风系统北上，副高逐渐东撤，有利于槽后冷空气向下侵入台风系统内，温度场落后于高度场，斜压性明显增强；850 hPa继续受低空急流影响，不断输送暖湿气流，冷暖空气交汇于内蒙古东南地区，有利于对流不稳定的发展。同时，200 hPa高空急流加强南压，进一步促进上升运动，在强烈的辐合抬升和充足的水汽供应下，该区域发生强降水。随着系统东移发展，高空槽和台风系统在内蒙古东南部逐渐合并成一个新的低压系统，24日夜间内蒙古东南部阿鲁科尔沁旗沙日塔拉站连续4 h出现短时强降水，4 h累计降水量超过100 mm[图1（b）]。25日02：00[图3（d）]，合并后的低压系统继续沿副高外围向东北方向移动，伴随降水减弱东移，08：00（图略）内蒙古大部分地区已处于槽后，受偏北气流控制，降水逐渐结束。

海平面气压场与地面风场分布（图略）显示，24日08：00河套地区存在地面风场辐合线，位于高空槽前，热带气旋的垂直正压结构维持较好。20：00，地面风场辐合线逐渐东移并与热带气旋合并，地面倒槽顶部位于内蒙古东南部，此时降水强度达到最大。25日，随着合并后的低压系统继续向东北方向移动并逐渐减弱，同时地面倒槽也移出内蒙古，内蒙古境内的降水结束。

从台风的移动路径（图4）来看，模式模拟的台风走向与实况基本一致，均为先向西北移动，然后转向东北；台风中心的位置较实况略偏东、偏南，但总体偏离不大，路径经过的省份基本一致。模拟的内蒙古地区7月24日08：00—25日08：00累计降水量分布[图5（a）]与实际情况较为吻合，尤其是在内蒙古东部偏南地区的暴雨和大暴雨区域。选取赤峰市阿鲁科尔沁旗站进行逐小时降水量模拟和实况对比[图5（b）]表明，模式能较好地模拟出主要降水时段和强降水的发生时间，虽然逐小时降水量多数时次偏小，但有4个时次偏大。

综上，模式较好地模拟了台风的移动路径、降水落区及其强度走势，其输出结果可为后续研究提供支持。

本次大暴雨的发生与西风槽冷空气入侵台风“安比”有明显关系。冷空气入侵过程中，气温水平分布不均匀。局地气温变化主要由温度平流的强度决定（朱乾根等，2007）。为深入分析此次事件中冷空气活动的特点及台风受冷空气影响时热力结构的变化，计算以台风中心为中心的5°×5°正方形区域的平均气温，并作温度距平和温度平流沿大暴雨区所在纬度的经向垂直剖面。图6（a）为24日19：00—20：00降水量分布，此时台风中心位于赤峰市南部，本文选择最强降水发生区域（小时雨强超过30 mm）所在纬度进行剖面分析。

24日14：00（图略），115°E以西的中低层大气为负温度距平，而115°E以东的整层大气温度为正距平。台风位于118°E附近，其附近的中低层大气存在明显的暖平流，具有暖心结构，而台风西侧的中低层大气存在大范围冷平流。20：00[图6（b）]，冷空气自西向东侵入台风内部，700 hPa以下的低层大气受温度距平负值区控制，冷平流范围向东扩展至118°E附近，并且较14：00有所增强。台风附近的中低层大气呈现出“东暖西冷”的不对称温度结构，温度正距平区和暖平流区被抬升至高层，高层增暖明显。台风以东的气温明显高于其西侧，低层大气热力结构的不对称性进一步加强，冷暖平流的交界东移至119°E附近。台风西侧的冷暖气团相交，形成锋区，并随着台风斜压性增强，逐渐变性为温带气旋。进一步探究冷空气侵入的高度和方式，24日20：00温度距平（图略）显示，500 hPa台风主体位于温度正距平范围内，其西侧为广泛的冷空气区；700 hPa台风附近偏西的区域为正、负温度距平交界区，800 hPa台风主体则处于温度负距平区，显示出台风附近的温度结构明显不对称。由此可见，冷空气从中低层向下侵入台风内部，并与暖湿气流交汇，触发了强降水。

在台风“安比”变性过程中，内蒙古东南部经历了强降水天气。通过湿位涡分析冷空气侵入过程中的大气稳定性。图7为7月24日14：00、20：00的MPV1、MPV2及假相当位温（θ_se）沿44°N的经向垂直剖面。14：00，西风槽附近（112°E—117°E）的低层为MPV1负值区，中高层为正值区。此时台风中心位于118°E，其低层也存在MPV1负值，但较西风槽附近的低层弱。台风中高层为MPV1正值大值区，表明中高层对流相对稳定，而高空槽前及台风低层已存在对流不稳定。台风西侧的中低层明显的假相当位温密集区对应MPV2的负值区，表明斜压性较大，冷暖气团交汇处形成了明显的锋区。20：00，西风槽前MPV1的负值中心东移至115°E附近，西风槽与台风距离更近。此时，台风已移至120°E附近，有正MPV1从高层向下扩散贯通，进一步促进冷空气向下扩散，下传的正湿位涡气块加强了低层的冷空气，增大冷暖空气对比度，有利于锋生。119°E附近的中低层出现了MPV2负的大值中心，中心强度较14：00有所增强。假相当位温等值线更密集且东移至120°E附近，斜压气流的发展增强了大气的斜压性，锋区进一步加强并东移。此时的大暴雨区主要位于MPV2负值区和MPV1正值区的重叠区，此处对流不稳定和斜压不稳定能量聚积，有利于强降水发生。

由前文分析可知，冷空气入侵台风“安比”，出现了明显的假相当位温密集带。此次内蒙古东南部的大暴雨本质上源于冷空气入侵后台风的斜压性增大，并导致明显的锋生。通过锋生函数沿119°E的垂直剖面（图8）可看出，24日14：00，锋生落区主要在40°N—42°N之间的500 hPa以上中高层，强度较弱。此时，高空槽逐渐接近台风但未完全融合。20：00，锋生落区向北移动至42°N—44°N，并向下延伸至800 hPa，中心强度明显增强。表明中低层大气存在冷暖气团的交汇，且冷空气持续侵入台风，产生了斜压锋生。锋生函数的大值中心达8×10^-10 K·m^-1·s^-1以上，锋生函数梯度大值区及假相当位温密集区与强降水发生的位置和时段较好地对应。

由经向风场和垂直速度沿44°N的垂直剖面（图9）可看出，14：00，118°E附近的中低层大气有明显的上升运动，垂直上升速度大值中心位于700 hPa，强度达-4 m·s^-1，上升区的上界到达200 hPa。在上升区西侧存在下沉气流，该下沉气流从低层延伸至上升支底部。20：00，大气上升区东移至120°E附近，上升运动较14：00加强，800~200 hPa形成明显且连续垂直向上的上升运动区，其西侧即锋区后部有明显的下沉运动。下沉气流从锋区底部接近上升运动区，并汇入上升运动，形成锋面次级环流圈。锋面次级环流上升支最强的区域正是锋生函数大值区所在，同时也是冷暖空气交汇且降水最强的区域。因此，随着冷空气的侵入和暖湿气流活动的加强，锋生作用增强，次级环流加强，促进了强烈的上升运动，从而进一步加强了降水。锋生激发的垂直上升运动对降水的发生和发展至关重要，冷空气的侵入对内蒙古东南部的锋生和降水加强起到了关键作用。

本文利用台风路径资料、NCEP/NCAR再分析资料、常规观测资料和数值模拟结果，深入研究了台风“安比”的变性机制及其对内蒙古造成的致灾性大暴雨天气的成因，得到以下主要结论。

本次大暴雨天气的发生由北上台风“安比”、副热带高压和中高纬度系统的共同作用造成。低空急流、低层切变线、台风倒槽和高空急流提供了强烈的大气上升运动，偏南风低空急流的持续维持为降水区源源不断输送水汽。西风带高空槽为本次过程提供了冷空气侵入条件，冷空气入侵并与台风的暖湿气流交汇，导致了大暴雨的发生。

在西风带高空槽并入台风的过程中，西风槽携带的冷空气自西向东不断侵入台风中低层，产生了强烈的冷平流作用，同时将暖空气抬升至高层。高层下传的正湿位涡气块促使冷空气向下扩散东移，加强了台风中低层的冷空气，增大了冷暖空气对比度。冷空气的入侵破坏了台风的正压暖心结构，使台风附近的中低层大气形成“东暖西冷”的不对称温度结构，最终变性为温带气旋。

台风西北侧与西风槽前存在θ_se密集带，台风变性过程产生的大暴雨区主要位于MPV1正值区和MPV2负值区的重叠区，此处对流不稳定和斜压不稳定能量聚积和释放，促使降水进一步增强。

西风槽与台风相互作用时，锋生作用增强，并形成了锋生次级环流圈，导致强的上升运动。锋生激发的垂直上升运动有利于强降水的发生和发展，上升支最强的区域正是降水最强的区域。冷空气的侵入和台风“安比”的北上对内蒙古东南部的锋生和降水加强起到了关键作用。

本文仅将再分析资料作为模式的初始场进行数值模拟，未采用高分辨率的观测资料参与模拟过程，增加了模拟效果的不确定性。同时，虽然选用的数值模拟方案对台风“安比”影响内蒙古的天气过程模拟效果较好，但是否适用于其他登陆台风或其他影响系统下的暴雨过程，未来还需要进一步探讨。