台风的结构和发生发展

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1、第十讲 台风的结构和发生发展丁一汇 国家气候中心高等天气学系列讲座 单元三：热带大气环流和天气系统10.1 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）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

2、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）（Extratropical 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、中低纬度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。但是根据陈联寿，在热带气旋形成与运 动的理论方面并没有新的突破。关于热带气旋强度 与结构

3、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。 10.2 台风的结构最后给出垂直运动的分布（图10.1e）。在 半径400公里以内，平均垂直运动是上升的，外 部的垂直运动的分布较复杂，一般为弱下沉运 动和上升运动相间分布。台风中的螺旋云带也 是台风结构中的重要特征之一。螺旋云带具有 明显的气压场扰动、风场切变和温度特征。它 的演变对于台风的形成和维持也具有重要的作 用。至于这种螺旋云带形成的原因还值得进一 步研究。 图10.1 台风的综合结构。(a)西太平洋经向风剖面（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；(

4、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） 图10.2是眼区周围的环流示意图。主要显示出眼 与眼壁间质量、动量、焓和水汽输送的平流和乱 流经向交换方向。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。这 是一个反环流圈；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。这是一个正环流圈。 图10.2 台风眼区周围的环流示意图 台风眼外围的环状云雨区叫台风的云墙或眼 壁。这里有强烈的上升运动，曾观测到513 ms-1的上升气流。云墙区的宽度一般有20 3

5、0km。主要由一些高大的积雨云组成。云墙及 其临近常常是台风风雨最激烈的地方。 眼壁的中尺度结构主要特征有： （1）经向流入限于1.5km以下，速度向内增加 。在500米高度观测到-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

6、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 ）由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内 边缘宽1020km的半径带区，而不是在眼中心 组织起来。 图10.3 1980年8月5日Allen飓风眼壁周围云、降水 、最大风速环、经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个别台风的分布特征与

7、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园对 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。 10.3 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5010010-6

8、s-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

9、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，对流将受到中层干空气的侵蚀而减弱，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

10、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，而常常表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

11、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。在El Nio 年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏 少。 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El Nino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E

12、NSO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10.4）。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。此外暖事件年的台风生命期 更长，路径也显著不同，如El Nino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10.4 ENSO事件与台风生成频散的关系 （Wang and Chen, 2002）台风形成的内部物理过程与机理当非绝热加热（或冷却）发生在自由大气中时，

13、 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10.5是对热带三种云的理论计算结 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10.5 热带半径

14、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。 感热和潜热的海气交换和动量交换（摩擦作用 ）对台风的发展和维持起着重要作用。 10.4 台风形成的理论和发生发展概念模型台风形成的理论主要有两种。一是CISK机制（第二 类条件不

15、稳定），一是积云动量垂直输送机制。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。第一种理论： CISK机制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

16、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。第二种理论是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