台风的结构、形成和路径ppt课件.ppt

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1、第九讲 台风的结构、形成和路径,丁一汇 柳艳菊国家气候中心,高等天气学讲座（2019年春季）单元三：热带大气环流和天气系统,主要内容,9.1 热带气旋研究和业务预报的进展9.2 台风的结构9.3 台风形成的条件和物理过程9.4 台风形成的理论和发生发展概念模型9.5 台风的能量学9.6 台风的路径预报9.7 气候变暖与台风活动的关系,9.1 热带气旋研究和业务预报的进展,（1）由于卫星探测，计算机技术和其他观测技术的进展以 及外场观测试验的实施，对于热带气旋的结构和强度变 化有了更深入的认识，这包括环境影响、强对流系统作 用与海气边界层交换等方面。环境影响包括风速垂直切 变、中纬度长波槽以及热

2、带气旋与中纬度环流系统相互 作用、台风变性成温带气旋等。对流运动往往引起台风 的非对称结构，从而对结构和强度变化产生影响。（2）继续改进台风生成和路径的中短期数值预报，目前24小时 路径预报误差已经接近70-80公里。另外，通过热带气旋 发生频率与ENSO，QBO，MJO，非洲东风波和西非降雨等关 系的研究，提出了热带气旋的季节预报方法，并进行试验 性的预报。,目前发生频率季节预报使用统计方法、动力模式或两者结合的方法，但动力模式必需用海气耦合模式。另一个新的问题是在全球气候变暖背景下，热带气旋的发生频率、强度和路径趋势将会如何变，目前尚无肯定的结果。 （3）更加重视台风的变性（ET）（Ext

3、ratropical Transition）与登陆的研究。在ET和台风登陆过程中要 研究的新问题是能量获得、垂直切变的增大、冷空气侵 入和锋生、中低纬间环流的相互作用等。（4）利用卫星和雷达等资料的同化技术应用也有明显的进展。 在热带气旋形成与运动的理论方面并没有新的明显突破。 关于热带气旋强度与结构变化的预报也缺乏有效的方法。 本节只着重讨论台风的结构和形成问题。,（5）气候变化对热带气旋数和强度影响研究。目前的研究 表明：随着气候变暖，1-3级全球热带气旋数减少一些， 4-5级强台风数增加。但有不同看法，认为由于资料不 足，可能反映了年代际的自然变化（图9.1-9.3）。,南京信息工程大学

4、 大气科学系,定义：发生在热带或副热带海洋上空具有暖中心结构的强 烈气旋性涡旋，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区 造成严重灾害。水平尺度：大的直径在1000Km以上（最外围的闭合等压 线），小的直径只有200-300Km 垂直尺度：气旋性环流一般都可伸展到300-100hPa（9- 16Km）。,台风概述,就全球来说每年发生80个台风（包括热带风暴），其中北半球的台风（占全球总数的73%）明显多于南半球（占27%），而且无论北半球南半球，台风大多数发生在大洋的西部。绝大部分台风出现在南北纬5-208个海区。南大西洋和东南太平洋则极少有台风生成，赤道上也没有台风生成。,台风源地与频数,1、西北太平

5、洋（包括南海）36% ； 2、孟加拉湾10%； 3、阿拉伯海3%； 4、西北大西洋11%； 5、东北太平洋16%； 6、西南太平洋11%； 7、东印度洋3%； 8、西南印度洋10%。,图9.1 1971-2001年全球热带气旋间的生成位置（Emanuel，2008）,台风源地与频数,3%,10%,36%,16%,11%,10%,3%,11%,图9.2a 十年间的热带气旋路径（北半球：1992至2000年）；9.2b 1851-2006年热带气旋路径与强度 （Emanuel，2008；NASA）,源自于热带深处的风暴，一开始总是往西移动，在行经一段距离后再往极地移动，这种现象在南半球尤其明显,图

6、9.3a 1949-2016年西北太平洋和南海生成及登陆中国台风个数 (NCC, 2017),图9.3b 1949-2016年登陆中国台风平均最大风速变化(NCC, 2017),台风分类,2006年5月15日起，我国实施的国家标准热带气旋等级，依据其中心附近最大风力分为：热带低压(Tropical depression)，最大风速6-7 级，(10.8-17.1 m/s)；热带风暴(Tropical storm)，最大风速8-9 级，(17.2-24.4m/s)；强热带风暴 (Severe tropical storm)，最大风速10-11 级，(24.5-32.6m/s)；台风或飓风(Typ

7、hoon)，最大风速12 -13级，(32.7m/s-41.4m/s)；强台风（severe typhoon），最大风速14 -15级（41.5m/s-50.9m/s）；超强台风（Super Typhoon），最大风速16级（51.0m/s）。,台风发生季节,北半球集中在7-10月，8、9月最多；南半球集中在12-3月，2月中-3月初最多。综合全球而言，9月是热带气旋最活跃的月份，而5月则是最不活跃的月份。,注：北印度洋由于夏季垂直风切变大，冬季水汽不足，热带气旋的黄金季节为45月 和1011月,9.2 台风的结构特性,台风的气压场特性 台风的流场特性 台风的温度场特性 台风的云系特性 台风中

8、的次级环流,台风是一个深厚的低气压，中心气压很低。台风周围等压线密集，气压水平梯度大。垂直方向气压梯度随高度减小，到一定高度转为高压，但低压范围可直到平流层底部。台风区空间等压面呈漏斗状分布，台风是暖性系统，从静力学观点考虑，低压环流应随高度减弱，但因低层涡旋太深了，所以低压环流厚度仍可达300200hPa 。,台风的气压场特性,图 9.4 （a) 1956年8月1日的5612号台风Wanda（引自北京大学）,台风的流场特性,1、台风内低空风场的水平结构： 台风大风区：亦称台风外圈，直径一般约为400-600公里，有的可达8-10个纬距，外围风力可达15米/秒，向内风速急增。 台风涡旋区（眼墙

9、）：亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，宽度平均为10-20公里。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。 台风眼区：亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。台风眼的平均直径为45km左右，眼区内风弱、干暖、少云。眼是热带气旋区别于温带气旋的主要特征之一。,成熟台风中最大风半径之外，切向风的径向变化可由下列经验公式表示：,(9.1),在风最大半径之内，可用固体旋转的公式近似表示 ：,（9.2）,是最大风半径（一般是40km）， 是台风最外围的半径（一般是1000km), 在0.5-0.7之间，依台风不同而有差异。,图 9.4 （b ) 飓风Inez的三维风场结构,台风的温度、湿度场特

10、性,台风热力性质的主要特征：具有暖中心结构 发展成熟的台风，在台风眼区的对流层中上层，有明显的暖核存在，一般台风在这一高度上，眼区温度都可高出周围10以上，暖核一般出现在250hPa（10km）高度上，在眼壁附近，半径为20-50公里的环形带上，有非常强的径向温度梯度存在，曾探测到8-9/20-30Km的记录。在平流层下层和对流层上部为冷心区，这种冷区是由于积雨云顶穿透到平衡高度以上和辐射冷却造成。,台风有一非常明显的湿的内核区 大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，相对湿度在400hPa以下超过90%。在6纬距半径以外相对湿度接近环境的平均值。,图9.4c 飓风Inez 温度距平垂直剖面,

11、（Hawkins and Imbembo，1976）,图9.4c 飓风Inez 相当位温垂直剖面,图9.5 台风的综合结构。(a)西太平洋径向风剖面（ms-1）；虚线：流入；实线：流出；(b)台风切向风剖面（ms-1）；实线：气旋性；虚线：反气旋性；(c)稳态台风的温度距平（）；(d)台风的相对湿度剖面；(e)台风垂直运动剖面（hPad-1）,温度,湿度,垂直运动,径向风,切向风,台风的云系特性,台风眼区外围的一个圆环状的云区称云墙或眼壁。 云墙宽度一般为2030Km，云高一般可达15Km，上升速度可达513m/s，最强降水及破坏性最大的风都发生在这里，但很少出现强烈的乱流和雷暴现象。外侧云带

12、宽窄不一，可由十多公里到数百公里，分布疏密不一，都是由对流云群组成的，发展着的台风常拖有很长的尾巴，其实际上也即是水汽输送带。,1.外螺旋云带：由层积云或浓积云组成，以较小角度旋向台风内部。云带常 常被高空风吹散成“飞云”。 2.内螺旋云带：由数条积雨云或浓积云组成，直接卷入台风内部，并有降水 形成。 3.云墙：由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达 12km以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。 4.眼区：气流下沉，晴朗无云天气。如果低层水汽充沛，逆温层以下也可能产 生一些层积云和积云，但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。,图9.6a 热带气旋内区次级环流

13、和降水分布概略图,（Willoughby，1998）,图9.6b 台风眼区周围的环流示意图,可以看到，在台风中有两个次级环流圈：一个是从眼壁上升，在高空向内流入，并在眼中下沉，最后又在眼中由低层流出（反环流圈）；另一个由眼壁上升的空气在高层向外流出，在外区下沉，以后在低层流入台风眼壁（正环流圈）。,台风中次级环流圈,图9.7成熟的台风中次级环流的示意图。空气在边界层（区域4 ）实际上是呈螺旋状进入眼中（区域5 ）。以后沿常M面在眼壁云中（区域1）上升，以后在外区 （区域2和3）缓慢下沉并干燥化(Emanuel, 1988),台风眼是台风最显著的特征之一，在眼区中心，气压最低。台风眼的平均直径为

14、45km左右，最小的为1020公里，大的可达100150km。台风眼区的温度比周围暖得多，可达10几度，台风眼对于造成台风中极低的气压和极强的风速是非常重要的。眼中的最低气压与高空下沉的空气和压缩增温有关，而高空下沉又是由对流层下层的水平辐散和对流层上部的水平辐合造成。在稳定的轴对称模式中，径向风方程可用梯度切向风写成：,为在低层眼内有水平辐散，必须使上式右边为正。因为此区中u（径向风）和w（垂直速度）很小，可忽略 项； 如不考虑摩擦作用，则 完全取决于右边第二、三项。如果风是超梯度的 ，则在眼区产生正的水平辐散，这种缓慢的向外径向流动就造成了下沉运动。超梯度风是涡旋在眼壁内把角动量向内水平输

15、送的结果。也就是说，眼和眼壁边界外很强的水平风切变可产生很强的湍流混合并把动量输送到眼中，其结果使空气产生从眼区到眼壁的平均向外加速运动。从质量守恒要求，则在眼中产生补偿的下沉运动。同时，超梯度风的存在也能阻止摩擦强迫的边界层辐合。边界层空气伸透入内部，以后突然减速，并在眼壁中上升。许多风暴的综合分析和飞机观测都表明，超梯度风是存在的。,图9.8 1980年8月5日Allen飓风眼壁周围云、降水、最大风速环、径向垂直气流位置的概略剖面图，较黑的阴影区为最大经向和垂直速度区,眼壁的中尺度结构,眼壁的中尺度结构主要特征有（图9.8）：（1）径向流入限于1.5km以下，速度向内增加。在500米高度观

16、测到-25 ms-1 的经向风。因而可能最 强的流入是位于地面层之上；（2）流入的空气在减速之前流过最强的眼壁降水区。所产生的辐合造成了最 强降水区之内的垂直运动；（3）最大垂直运动在500hPa以上位于风最大值内几公里。通过较高动量空气 的垂直输送，这些上升气流可增加风最大值之内的风速，以此使对称眼 壁缩小。眼壁区的上升运动为56 ms-1，积云尺度上的上升气流位于 此上升气流区，也大致为56 ms-1。这种高度有组织的眼壁尺度上升 气流可能由气流的速度旋转造成的；,（4）眼壁在大约6小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡；（5）雷达反射率最大值区的坡度向外倾斜，它比上升气流的坡度 小得多。这

17、种差别是因为雨滴落出上升气流，掉在比低空上 升气流离中心更远的地方。这时降水质点是在几乎没有径向 运动的气层中下落，直到最后落入低层的流入层；（6）5公里以上空气从内区向外流出。（7）由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽10 20km的半径带区，而不是在眼中心组织起来。,个别台风的分布特征与上述综合台风有时有明显的差异。根据太平洋台风结构的个例分析，常常有显著的不对称性，这反映了大尺度环流系统（如副热带高压和赤道辐合带）对台风结构的影响以及台风发展的不同阶段，早期台风的结构经常是不对称的，到成熟期则表现为明显的圆对称结构。 成熟期台风温度和湿度场特征是：在对流层下部是冷湿的，对流层中

18、上部是暖湿的，到平流层下部是冷干的。这种温湿结构主要与深厚积云对流的作用有关。,角动量辐合和守恒,几个重要问题的解释,考虑热带气旋中的一个水平空气环，开始静止于半径 R0 处，以后在角动量守恒下向内收缩到半径 R 处。初始空气环只有地面的牵连角速度，即 f/2 (是科氏参数）。对于单位质量，围绕风暴中心的初始角动量为： 空气环缩小至R之后，设空气环的相对切向速度为U,其产生的相对角速度为 U/R(地转角速度为f/2）。现总角动量为：,由于角动量守恒，初始和终点角动量应相等，则有：,如果 远大于R 时，则可化简为：,或在R处得到速度为U时的初始半径为：,随f减小或纬度减小而增加，即在某一内部空气

19、环处产生一定风速，在较低纬度则需有更大范围的辐合。,上述原理基本上回答了一个成熟的热带气旋内部怎样产生和维持强风，TC眼区周围的强上升气流需要持续的空气流入，尤其在低层，在摩擦作用下空气近于呈螺旋状穿越围形等压线向中心流入。在这个过程中，即使外区的天气尺度相对涡度为零或很小，但由于存在背景的行星涡度f，水平辐合可不断地把已存在的涡度向内集中，根据上面说明，在角动量守恒条件，切向风速在Ro（该处可以为零风速）到R的缩小过程中，U将不断扩大，如从350km缩小到35km，在20纬度，风速U可达100ms-1 （在10m的高度，相应于约50 ms-1风速）。这与台风的最大风速环典型风速很接近。但在5

20、纬度，产生同样的风速必须从700km开始向内流入。在很低的纬度（5纬度 ），近赤道对流层大气不可能具有产生和维持台风强风速所需要的大范围水平辐合。,观测表明，地表摩擦的作用把近地表的径向依赖关系由角动量守恒观测的1/R 减少为（1/R）0.6左右。但是在高层台风顶部，由中心区向外的辐散气流不受摩擦的影响是完全遵守角动量守恒。因而在最大风速环以外的区域，高空风系统性地比低层低，一般在200km半径区，其流出的气流旋转要比地表风弱不少，并转为反气旋性。这在卫星云图看到的是，高层卷云流出正位于低层气旋性变曲的积雨云线形成的螺旋结构之上。这些螺旋状“银河旋臂”的出现正是台风达到成熟阶段的标志。,台风的

21、角动量场与外力矩,这也是局地圆柱坐标系中的角动量收支方程。 上式表明单位质量的角动量是通过方程右边的气压梯度力和摩擦力矩（第二项）而改变的。因而，摩擦力矩是角动量变化的关键力矩，也是台风强度问题的关键，可计算台风中的 场。在低空的同一层上， 大值 在台风区的外围；趋向中心， 减小。这表明：在低层流入空气的角动量有很大的损耗（约60%）。但在200hPa附近，流出的空气更接近于角动量守恒。低层 的减少正是气压和摩擦力矩的作用，尤其是摩擦力矩（图9.9）。,图9.9a 切向平均的绝对角动量垂直剖面（对1964年10月1日移动性飓风Hilda）,（Hawkins and Rubsam， 1968）,

22、减小,旋衡风平衡,台风中心区高层切向风速的减弱在使风暴的风场和温度场达到平衡上是至关紧要的。在强TC下的风环中，空气环旋转造成的水平加速度（相应于离心力）很大，远超过其它加速度，由于科氏力在低纬很小，旋转造成的水平加速度与气压梯度力相近。这一般与中纬的地转平衡相似。但它是旋衡风平衡，而不是地转风平衡。因为前者是向内的气压梯度力与向外的离心力（而不是科氏力）平衡。其关系式为：,这种平衡使内区极强的梯度力和风速得到缓解，但它意味着旋衡风相当于热成风方程。上式可改写成：,将上式用于上下两个等压面，则有：,可以用 层的平均温度 径向梯度代替其厚度径向梯度，则得：,如果考虑一极薄层，则可得到上式的微分形

23、式：,上式把风速平方的垂直梯度与等压面径向温度关联起来，其方向与一般热成风方程相同，即在北半球，正切变与切变左侧为低温的平均温度场相关联。在台风中，上述旋衡的热成风要求在北半球气旋性气流左侧的暖心与负切变（气旋性风随高度减小）相关联。热带气旋的暖心（最大风速环以内为8/10km）因此在动力学上被具有强风的深厚漩涡所限制，其强度随高度减弱。这使热带气旋中风的最大破坏力出现在低层。这正像中纬度急流,作为一种动力障碍把相邻的冷暖空气隔开，如果一旦动力障碍消失（如急流由纬向变经向或消失），暖空气将在冷空气上方迅速扩展开来，但这直接是通过地转平衡的，而对热带气旋是受强持续性辐合建立的旋衡平衡制约。 此外

24、，围绕热带气旋暖心平衡流的方向要求有一种深厚的“倒”急流，即在对流层下部有圆形的急流核。,热带气旋（TC）暖心形成的动力学,在台风中，对流发展旺盛区域的水平尺度为数百公里，最大切向风速在50 m/s左右，在这种情况，对于处于定常状态的台风里，径向上力应满足梯度风关系而不是地转风关系。因此，柱坐标中梯度风平衡关系表示为：,式中 为距台风中心的径向距离（向外为正），而 为切向速度（气旋式流动为正）。利用对数压力坐标系中流体静力方程,消去式（1）中的 ，便得到径向温度梯度和切向风的铅直切边之间的关系式,（1）,（2）,（3）,由此可以看出，台风的暖心结构与台风环流是随高度减弱联系在一起的。例如，台风

25、气旋性环流随高度减弱，即 ，则由（3）式，有 ，故高温必须出现在台风中心。 若令台风系统铅直尺度为均质大气高度 ，切向速度尺度为 ，水平尺度 ，并假定 （200 N纬度的f值），则可得径向温度的变动值的量级必须为：,所以，这种情况下热力学能量方程中温度的径向平流是不能略去的。,暖心形成的方式有两种：潜热加热+积云对流输送或低空气旋性环流和高层反气旋环流加强（由垂直切变加强造成）导致的温度场的响应（温度场向风场适应）。,暖心形成的机制,（1）边界层暖湿空气的摩擦辐合造成积雨云与天气尺度TC系统相互作用与正反 馈，此即CISK机制。（2）地面中心气压已经明显低于（如至少20hPa）发展风暴之外地区

26、的气压值 ，这时向中心低压螺旋状流入的空气以后通过与均匀暖海面接触而产生 的增温使上升气块增温变得可能更暖。下图表明，增暖发生在明显低于周 围海平面值的气压下。在深对流中上升的空气以后沿着各层都更暖的曲线 增暖，好像它是由显著更暖的1000hPa 海面造成。这时更易产生积雨云， 有更强的积雨加热和地面气压降低。由这种过程造成的额外增暖可达几度 （），可使热带气旋的热机效应（CISK机制）增强。,图9.9b 飓风中心和周边的温度探空曲线。曲线M是9月加勒比海平均大气温度廓线曲线。曲线A是由平均地面条件得到湿绝热线，曲线B是等温降压到950hPa下的湿绝热线（见小插图中的XB）。曲线E是飓风眼中的

27、典型温度曲线 （取自Mcilveen，2010）,9.3 台风形成的条件和物理过程,台风的形成包括台风的发生和发展或加强。台风的发生是指一个弱的未闭合的扰动（涡度为101510-6s-1）如何发展成一个闭合的较深厚的热带气旋（涡度为5010010-6s-1），而台风的发展是指以后如何增强成台风。关于台风形成的问题主要有两个方面的问题：一是台风形成的条件，一是台风形成的物理过程。对这两个问题虽然研究得很多，但至今还没有完全一致的看法。台风从本质上看是出现在热带海洋上一种天气尺度的有组织的对流系统。要使得对流活动不断发生，低层要有暖湿空气、位势不稳定的层结和低空辐合或上升运动。因而台风只能形成在暖

28、洋面及低层正涡度的辐合区。,从气候观点看，下面一些参数与台风形成有关： （1）海面温度和暖水层厚度。很早以来就已经知道26.5的海面温度是台风形成的临界温度； （2） 对流不稳定。因为深对流对于成熟台风是非常重要的，因而应有强的对流不稳定。但是热带大气无论冬夏都是条件不稳定的。 （3）对流层中层相对湿度高有利于台风形成。因为相对湿度低时，而减弱，同时气柱内总水汽的辐合量（因而也是总潜热释放量）减少；（4）低层绝对涡度。这与低层相对涡度有关。观测表明，相对涡度 的变化与台风发展之间有明显的相关，这个参数是与台风加强 相关最好的一些参数之一。,（5）水平风的垂直切变。弱垂直切变有利于台风的发展，因

29、为在这 种“不通风的”条件下相对于移动扰动的温湿平流很小，整个扰动 的温度和湿度可以显著增加，大大超过环境值；（6）高空辐散场。当高空存在着辐散场时有利于台风加强，这已为 许多观测事实所证明。但台风的高空辐散场也可以是台风发展 的结果，因为扰动初始发展和高空增暖可使大尺度环境形成一 种辐散流场，因而不能把这个因子简单地与台风形成联系起来。,台风的形成在一个台风季节中是不均匀发生的，而常现为在时间上和空间上有密集的现象，即一段时间或一个地区很多，而在另一段时间或地区很少发生。在活跃期产生的台风可达一般情况下的26倍之多。这种活跃和不活跃期的交替现象其时间尺度为几周左右。人们认为这种台风频数的变率

30、与热带大气环流或中低纬相互作用的中期过程有密切关系，这是值得进一步研究的。除了这种变率以外，台风的形成还有年际变率。台风的年际变率可达30。 许多人研究了这种年际变率的原因，发现这不仅与热带大气环流本身的年际变化（如季风强弱，副高位置，赤道槽位置，TUTT位置等）有关，而且与中高纬行星尺度环流，尤其是一些长波的分布有密切关系。例如多台风年常与纬向风的向北移动有关，同样伴随着西风带收缩，极地涡旋减弱等，海温，尤其是ENSO事件与台风频数的年际变化也有一定关系。,ENSO对热带气旋的影响,ENSO在影响西太平洋热带气旋的生成、发展和路径中起着重要作用。这个问题经过了不少人的研究。早期的结论具有相当

31、的差别。从统计相关的角度多缺少统计显著性。因而结论的可靠性和信度并不高。当时的认识是在El Nino年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏少。 后来的研究由于观测技术和资料与分析方法不同，仍造成不同的结果和争议。近年来的研究集中在较强和强ENSO事件对台风的影响，其结果比过去要明显得多（图9.10）。 总的说来，在拉尼娜年，赤道西太平洋比赤道东太平洋暖，西太平洋热带气旋频率更多。而在厄尔尼诺年，赤道西太平洋异常冷，最大热带气旋频率区更偏东。,图9.10南太平洋热带气旋形成的位置中性年（灰色），El Nino 年（红色）La Nina 年（蓝色）统计的1969-2006年的热带气旋，中心气压均

32、低于1000hPa （取自Source: Kuleshov et al., 2009).,根据最近王斌与陈忠良（2002）研究，发现热带气旋活动与ENSO的关系强烈地取决于ENSO事件的强度，即强ElNino与La Nina事件有明显影响，而中等暖（或冷）事件，没有表现确定的影响。他们得到在西太平洋与ENSO事件关系最密切的两个地区是东南（5-17N，140-180E）和西北象限（17-30N，120-140E）（图9.11）。在东南象限，5个最暖的年有31个热带气旋形成，而6个最冷年只有2个热带气旋形成。在西北象限，情况正好相反，28个热带气旋形成在冷事件年，而只有7个形成于暖事件年。此外暖

33、事件年的台风生命期更长，路径也显著不同，如ElNino年秋天，形成于15N以南的台风向北通过35N转向的是冷事件年的2.5倍。,图9.11 ENSO事件与台风生成频散的关系 （Wang and Chen, 2002）,31,2,28,7,图9.12 1991-2007时期南太平洋热带气旋每年形成个数.上、中、下图分别代表最低重心气压小于995，970与950以下的热带气旋。 （取自Source: Kuleshov et al., 2009).,另一个问题是气候变化对热带气旋的影响。这方面的结果也存在争议。Webster等（2005）得到较强的热带气旋在大西洋和西太平洋增多由于资料和观测技术问题

34、可能是虚假的，在南太平洋不同强度的热带气旋明无显变化趋势（图9.12）。,台风形成的内部物理过程与机理,关于台风形成的内部物理机制主要与积云对流造成的凝结潜热释放过程有关。1cm降水可产生相当于使对流层温度增加2.5的热量。台风内部的温度有很大的正距平，它们主要发生在凝结潜热释放很大的地方。首先讨论台风中的热平衡问题。柱坐标中的热力学方程为：,(9.3),Q是单位质量的非绝热加热，Hs是小尺度涡动造成的垂直热通量；FHT是乱流水平混合。 是膨胀或压缩造成的温度变化。因为 ，则：,在稳定条件下 上升运动造成温度减小，下沉运动造成温度上升，这是绝热过程产生的温度变化。在台风中有三种非绝热过程：（1

35、）由水相变产生的潜热：凝结蒸发，融化，冻结，升华和沉积，其中凝结最重要；（2）海面上的感热输送；（3）辐射。绝热和非绝热过程在造成温度变化上都是重要的。,当非绝热加热（或冷却）发生在自由大气中时，它的直接作用是通过浮力产生垂直运动和绝热冷却。这种作用趋于抵消非绝热作用，因而凝结加热产生上升运动和绝热冷却，辐射冷却产生下沉和补偿的绝热增温。其结果是达到近似的平衡： ，结果任一点依靠凝结加热实际上只能产生很小的变温，不能直接解释台风中很暖的暖心。必须由其它机制说明。其中最主要的是积云对热量的垂直输送。,积云对流热量和水汽的垂直输送,积云对热量和水汽的垂直输送由 和 表示。图9.13是对热带三种云的

36、理论计算结果。它们的活跃上升气流覆盖面积为1。因为上升气流比环境暖，故热通量是向上的。热量的辐合位于对流层上部。在该层，对于最大的云非绝热加热为20d-1。,图9.13 热带半径不同（500，1000和2000m）的云对热量和水汽垂直输送的通量辐合。(a)热量垂直输送；(b)水汽垂直输送；(c)热量和水汽垂直输送之和,积云垂直输送的结果会产生两个明显的作用，一是使对流层中上部变湿变暖，这有利于台风高层暖心的发展；同时使对流层下部变冷变干。这反过来又抑止了积云对流的进一步发展。为此必须依赖边界层中的热量和水汽交换过程使对流层下部不断增暖和增湿。第二个是对台风中温度变化起重要作用。,TC中的动能主

37、要来自海洋的潜热能量，这种位能转换是通过TC 的横向的次级环流进行（见前图），它包括 ：（1）边界空气流入到风暴中心（台风眼）的强对流区；（2）在对流云塔中上升趋于集中在狭窄的向外倾斜的眼壁中；（3）在对流云顶部附近的一薄层中有径向流出；（4）在外区缓慢地下沉。 注意在眼壁内e是中性的，故不需外力推动。稳态的台风能量学能看作是卡诺循环的热机。热量在温度为TS 的海洋中被吸收（以水汽形式）。在风暴顶To 温度 处被辐射冷却排出，因为Ts 300k， To=200k， 则热机效应很高。,9.4 台风形成的理论和发生发展概念模型,根据CISK机制很容易解释潜热释放在台风发展中的作用。在海洋上由于摩擦

38、作用，产生低空的水汽向内的水平辐合流入和向上输送，形成积雨云。积雨云单体通过凝结潜热释放，使大气层增暖，高层质量流出辐散，引起地面气压降低，从而增强低空气旋性环流。在边界层摩擦作用下，向中心的风分量增加，这使得低空的辐合增强，辐合引起更多的积雨云，释放更多的潜热，从而使地面气压能继续下降。如此循环下去。 为了使这种过程能继续进行和更有效，要求对流层垂直切变要小，这样才能把释放出来的潜热集中在相当小的一个区域中。从这个理论可知，台风中对流活动和潜热释放不是随机的，而是受中尺度和天气尺度运动制约的。即天气尺度扰动产生水汽辐合，把积云组织起来，并维持其不断的增长和发展，而扰动中的积云对流所释放的潜热

39、能供给天气尺度扰动运动的能量。这种相互作用的过程使对流层中上部不断增暖，扰动中心气压不断降低，从而导致台风的不断发展。这种由积云对流和天气尺度扰动两者相互作用所产生的不稳定性，称作为第二类条件不稳定。,第一种理论： CISK机制,台风发展的理论主要有三种：第二类条件不稳定（conditional instability of second kind CISK,CISK）(Charney)、风生海表热交换（WISHE）（Emanuel）和积云摩擦混合(Monclif)。,5N,台风发生发展的物理机制（CISK ),由于温带气旋线性稳定性理论在解释温带斜压不稳定扰动发展的成功，人们也开始寻找初始扰

40、动在什么条件下能够发生不稳定增幅。但在热带，已被证明存在的唯一一种线性不稳定是条件不稳定，但它只在个别积云尺度有最大的增长率，因而不能以此解释像台风这样天气尺度扰动的发展。另外，观测也指出，平均热带大气并不是饱和的，即使在边界层也是如此。因而一个气块要得到浮力必需要有相当的强迫抬升，这种量级的抬升只能由小尺度运动如边界层中的乱流气柱引起，而后者把气块抬升到自由对流高度（level of free condensation,LFC)的有效率又决定于边界层环境的温度和湿度。因而在热带如果边界层不能被达到饱和并失稳，是很难启动深对流的发生，这只能发生在边界层中有大尺度或中尺度上升的条件下。因而对流趋

41、于集中在大尺度低层辐合区。这种集中并不因大尺度辐合直接“强迫”对流，而是因为它预先造成了有利于气块上升到LFC的环境条件。积云对流和大尺度环流因而被认为是经常协同相互作用。以此积云的潜热加热产生了大尺度气旋性扰动。,CISK理论提出的物理基础和存在问题：,这个扰动又通过边界层抽吸驱动低层水汽辐合，以维持有利于积云对流发展的环境条件。这样就构成了一种线性不稳定发展理论。因而台风的增长是由于积云尺度和大尺度水汽辐合之间有组织相互作用的结果（见图9.14a）。但是台风发展CISK模型并不成功，因为几乎没有什么证据支持这种相互作用能在实际观测到的台风尺度上，导致增长率的极大值。 CISK过程清楚地表明

42、在台风发展中，首先出现温度和气压变化，以后风去适应它。CISK往往是当低空具有一定强度的扰动环流时才通过潜热释放促使它进一步加强。如果扰动在低层一开始不是足够强，则很难由CISK机制说明它们的加强，因而必须寻求其他的机制说明初始垂直环流圈的出现。,（Emanuel，2000）,图9.14 在CISK（a）和WISHE（b）中，饱和 面（虚线，其值随r增加而减小）和径向环流（箭头所示）关系的径向剖面图。（a）摩擦因子引起的边界层辐合，使环境湿润化，并通过整层上升而失稳。这使小尺度对流更易达LFC产生积雨云。由积雨云产生的降水而释放的非绝热加热驱动大尺度环流，以维持大尺度辐合。（b）饱和的 与边界

43、层的 相联系，因为地表潜热通量增加了该处的 ，因而暖心产生。,第二种理论： 风生海表交换理论（WISHE：wind-induced surface heat exchange),这个理论的依据是海气交换（见图9.14b）。台风的位能是产生自大气与其下海面间的热力不平衡，这种不平衡的量值可由熵差计算（见下式）。,上式中， 和 分别是熵和角动量的海表交换系数。对大气，在海表的熵与角动量值分别为 和 。 类似的对海表值分别为 和 。V 是切向梯度风， 和 分别是边界层之上最大风点和流出层中一点（沿角动量面积分）的温度。A是一个因子，可不考虑（只有5%的影响）。由上式可见，稳态台风强度取决于： （1）

44、海表交换系数； （2）海洋大气间表层的熵值； （3）边界层顶与流出层间温度的差 海表交换系数比约为0.7，海表熵差由水汽和热力效应组合造成，其净通量是从海洋到大气的 。因而由上式推论，稳态的潜在强度在大气更冷、更干的条件下是强的。,这直观上看是不易理解的，但从物理上是由于这种条件促进了更大的熵径向梯度的发展。 一般近似用海表温度值。海气交换提供位能以平衡摩擦消耗的效率取决于潜热由海洋到大气的输送率。这是海表风速的函数，强风能大大增加蒸发率，因而存在有限振幅风初始扰动（如赤道波）下的台风的发展将增强，这种扰动可提供强风以增加海表蒸发。在这种条件下，可以通过反馈作用向内流的螺旋状的地面风加强来自海

45、洋的输送率。这进一步增加次级环流，并使有限振幅的初始扰动在短时间内达到成熟。如果有破坏性的环境因子，其达到成熟的时间将会增加。许多环境条件可以简化或阻止扰动发展过程。最重要的是风的垂直切变与干空气。图9.14b说明WISHE理论产生的稳态TC径向环流。它更近似于观测的条件。,1.降水蒸发冷却效应在WISHE机制内可能反而是助力 根据斜对流中性的论点以及CISK只考虑辐合内流所带来的潜热，容易在内核区域上升时就被降水蒸发冷却所抵销，依此论点CISK便无法很好的解释初始积云对流仅依靠摩擦辐合内流之潜热释放加强，就算可以也是极小尺度的系统，与观测不符。曾经有人质疑此效应是否也是WISHE理论无法克服

46、的，对此，Bister and Emanuel(1997)的研究中便以TEXMEX(墨西哥热带实验)中针对飓风Guillermo的生成发展过程进行数值实验及和观测的比对分析，对于WISHE机制中将水蒸发冷却的角色进一步说明，如下图所示：2.除了本身内流水汽辐合外也多考虑了海气通量上传作为能量源,根据实验确实能有效造成颱风加强。 3.由于本身内流水汽辐合外还多考虑了大范围的海气通量上传过程,两者共同作用故对系统有效加强之外,也因此过程中海气一但处在热力不平衡的状态,上述通量上传过程便可一直持续发展使系统强度及尺度增加而不会有仅考虑水汽辐合内流过程的自我限制效应。,与CISK进行比较，WISHE的

47、优点：,WISHE机制回馈流程图:一旦表面风速(Vsfc)增加可携带的海气潜热通量(qv)也增加径向水汽及相当位温梯度增加(亦即向内流入更多海气潜热通量)释放潜热加强眼牆内相当位温(加强暖心)为满足热力风平衡，加强暖心之径向温度梯度的同时，颱风本身的反旋式垂直风切亦会增加底部边界层内流V再度增加携带更多海气潜热通量内流，正回馈机制，摘自Montgomery et al.(2009),进一步的探讨整个WISHE的理论过程，Emanuel的理论中对此的说明为假定系统内流过程除了本身水汽以外，还透过强风以及海面大气热力不平衡的性质，进一步携带更多海气潜热通量进入系统内部并上升，依斜对流中性过程释放潜

48、热加强暖心，自高层辐散下沉至週边再度流入系统底层内部，而此时加强暖心的结果使径向气压梯度力增加，故此时内流风速加强，又可携带更多海气潜热通量进入颱风内部，同时也将摩擦耗散的热能再度往内部输送形成一正回馈机制”,降水蒸发冷却机制对于WISHE机制的作用摘自Bister and Emanuel(1997),如图a所示过程，热带气旋初始时内部中尺度对流降水蒸发冷却在其週边的部分引发了下沉作用，并且蒸发冷却有进一步使内流层的大气状态变的更加冷却稳定。然而这是指以大气为观点的结果，若是将海洋的角色也考虑进来，在上方的大气一旦变的更冷，反而加大了海气之间的热力不平衡状态，亦即海洋大致维持温度又大气降温的状

49、态下，反而有利于海气通量更大规模的上传，如中图b所示；其后因内流可携带更多的海气潜热通量进入系统内核区域，故有利系统的成长，如下图c所示。,图9.15,CISK和WISHE两种理论的不同之处,在 CISK机制里，热带气旋内部的上升运动受大尺度对流的驱动，同时向周围大气释放对流有效位能，加热大气而形成暖心；而WISHE的观点认为热带气旋的暖中心是直接由边界层的焓通过表面通量上传的。CISK机制中关键性的反馈发生在大尺度环流和对流之间，而WISHE则是发生在环流与海洋表面通量之间。 实际上CISK机制是假定热带大气是条件性不稳定的，这种假设忽略了热带大气在没有大尺度环流的时候，基本处于辐射-对流平

50、衡态，大尺度环流和对流之间的相互作用是稳定的。有些科学家认为，WISHE理论可以解释TC生成时的机理，而当TC一旦生成后，其维持机制则可以用CISK机制来解释。,第三种理论：积云摩擦混合理论,积云对流在热带气旋生成的早期阶段，在距中心较远处（5纬距半径以外），积云对动量的垂直输送（积云摩擦）反倒是加强垂直切变的。根据积雨云的理论模式，当对流层和低层的风向相反时，积雨云会使垂直切变增加，而不是使它减小。由积云上升气流所产生的垂直动能被转换为平均气流的动能。另外，根据地转适应理论，对于风场运动的水平尺度小于罗斯贝变形半径的情况，质量场将向变化着的风场适应。在低纬，对于热带气旋的运动尺度，质量场倾向