台风的结构、形成和路径ppt课件

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1、第九讲第九讲 台风的结构、形成和路径台风的结构、形成和路径丁一汇丁一汇 柳艳菊柳艳菊国家气候中心国家气候中心 高等天气学讲座高等天气学讲座（2019年春季）年春季）单元三：热带大气环流和天气系统单元三：热带大气环流和天气系统主要内容主要内容9.1 9.1 热带气旋热带气旋研究和业务预报的研究和业务预报的进展进展9.2 9.2 台风的台风的结构结构9.3 9.3 台风形成的台风形成的条件条件和和物理物理过程过程9.4 9.4 台风形成的台风形成的理论理论和和发生发展概念模型发生发展概念模型9.5 9.5 台风的台风的能量学能量学9.6 9.6 台风的台风的路径预报路径预报9.7 9.7 气候变暖

2、气候变暖与台风活动的关系与台风活动的关系9.1 热带气旋研究和业务预报的进展热带气旋研究和业务预报的进展（1 1）由于卫星探测，计算机技术和其他观测技术的进展以）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，这化有了更深入的认识，这包括环境影响、强对流系统作包括环境影响、强对流系统作 用与海气边界层交换等方面用与海气边界层交换等方面。环境影响包括风速垂直切。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变、中纬度长波槽以及热带气旋与中纬度环流系统相互

3、 作用、台风变性成温带气旋等。对流运动往往引起台风作用、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。的非对称结构，从而对结构和强度变化产生影响。（2 2）继续改进台风生成和路径的中短期数值预报，目前）继续改进台风生成和路径的中短期数值预报，目前2424小时小时 路径预报误差已经接近路径预报误差已经接近70-8070-80公里。另外，通过热带气旋公里。另外，通过热带气旋 发生频率与发生频率与ENSOENSO，QBOQBO，MJOMJO，非洲东风波和西非降雨等关，非洲东风波和西非降雨等关 系的研究，系的研究，提出了热带气旋的季节预报方法，并进行试验提出了

4、热带气旋的季节预报方法，并进行试验 性的预报。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趋势将会如何变，目前尚无肯定的结果。 （3 3）更加重视台风的变性（更加重视台风的变性（ETET）（）（Extratropical Extratropical Transition Trans

5、ition）与登陆的研究。）与登陆的研究。在在ETET和台风登陆过程中要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。入和锋生、中低纬间环流的相互作用等。（4 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。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。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

6、和形成问题。本节只着重讨论台风的结构和形成问题。 （5 5）气候变化对热带气旋数和强度影响气候变化对热带气旋数和强度影响研究。目前的研究研究。目前的研究 表明：随着气候变暖，表明：随着气候变暖，1-31-3级全球热带气旋数减少一些，级全球热带气旋数减少一些， 4-5 4-5级强台风数增加。但有不同看法，认为由于资料不级强台风数增加。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（图足，可能反映了年代际的自然变化（图9.1-9.39.1-9.3）。）。南京信息工程大学大气科学系定义定义：发生在：发生在热带或副热带热带或副热带海洋上空具有暖中心结构的强海洋上空具有暖中心结构的强 烈烈

7、气旋性涡旋气旋性涡旋，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区 造成严重灾害。造成严重灾害。水平尺度水平尺度：大的直径在：大的直径在1000Km1000Km以上（最外围的闭合等压以上（最外围的闭合等压 线），小的直径只有线），小的直径只有200-300Km200-300Km 垂直尺度垂直尺度：气旋性环流一般都可伸展到：气旋性环流一般都可伸展到300-100hPa300-100hPa（9-9- 16Km 16Km）。）。台风概述台风概述 就全球来说每年发生就全球来说每年发生8080个台风（包括热带风暴），其中北半球个台风（包括热带风暴），其中北半球的台风（占全球总数的的台风

8、（占全球总数的73%73%）明显多于南半球（占）明显多于南半球（占27%27%），而且无论北），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北纬5 5-20-208 8个海区。个海区。南大西洋南大西洋和和东南太平洋东南太平洋则极少有台风生成，则极少有台风生成，赤道上赤道上也没有台风生成。也没有台风生成。台风源地与频数台风源地与频数1、西北太平洋（包括南海）、西北太平洋（包括南海）36% ； 2、孟加拉湾、孟加拉湾10%； 3、阿拉伯海、阿拉伯海3%； 4、西北大西洋、西北大西洋11%； 5、东北太平洋、东

9、北太平洋16%； 6、西南太平洋、西南太平洋11%； 7、东印度洋、东印度洋3%； 8、西南印度洋、西南印度洋10%。图图9.1 1971-2001年全球热带气旋间的生成位置年全球热带气旋间的生成位置（EmanuelEmanuel，20082008）无台风台风源地与频数台风源地与频数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图9.3a 194

10、9-20169.3a 1949-2016年西北太平洋和南海生成及登陆中国台风个数年西北太平洋和南海生成及登陆中国台风个数 (NCC, 2017)图图9.3b 1949-20169.3b 1949-2016年登陆中国台风平均最大风速变化年登陆中国台风平均最大风速变化(NCC, 2017)(NCC, 2017)台风分类台风分类2006年年5月月15日起，我国实施的国家标准日起，我国实施的国家标准热带气旋等级热带气旋等级，依据其中，依据其中心附近心附近最大风力最大风力分为：分为：热带低压热带低压(Tropical depression)，最大风速，最大风速6-7 级，级，(10.8-17.1 m/s

11、)；热带风暴热带风暴(Tropical storm)，最大风速，最大风速8-9 级，级，(17.2-24.4m/s)；强热带风暴强热带风暴 (Severe tropical storm)，最大风速，最大风速10-11 级，级，(24.5-32.6m/s)；台风或飓风台风或飓风(Typhoon)，最大风速，最大风速12 -13级，级，(32.7m/s-41.4m/s)；强台风强台风（severe typhoon），最大风速），最大风速14 -15级（级（41.5m/s-50.9m/s）；）；超强台风超强台风（Super Typhoon），最大风速），最大风速16级（级（51.0m/s）。）。台风

12、发生季节台风发生季节 北半球集中在北半球集中在7-107-10月，月，8 8、9 9月最多月最多；南半球集中在；南半球集中在12-312-3月，月，2 2月中月中-3-3月初最多月初最多。综合全球而言，。综合全球而言，9 9月月是热带气旋是热带气旋最活跃最活跃的月份，而的月份，而5 5月月则则是最是最不活跃不活跃的月份。的月份。 区域开始月份结束月份热带风暴 （34kts）热带气旋 （63kts）3级以上热带气旋 （95kts）西北太平洋4月翌年1月26.716.98.5南印度洋10月翌年5月20.610.34.3东北太平洋5月11月16.39.04.1北大西洋6月11月10.65.92.0西

13、南太平洋10月翌年5月10.64.81.9北印度洋4月12月5.42.20.4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结构特性u 台风的气压场特性台风的气压场特性u 台风的流场特性台风的流场特性u 台风的温度场特性台风的温度场特性u 台风的云系特性台风的云系特性u 台风中的次级环流台风中的次级环流台风是一个台风是一个深厚的低气压深厚的低气压，中心气压很低。台风周围等压线密集，气压水平梯度，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，但大。垂直方向气压梯度随高度减小

14、，到一定高度转为高压，但低压范围可直到平流层低压范围可直到平流层底部底部。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低压环流厚度仍可达300300200hPa 200hPa 。 台风的气压场特性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）台风的流场特性台风的流场特性1 1、台风内低空风场的水平结构：、台风内低空风场的水平结构：台风大风区台风大风区：亦

15、称台风外圈，直径一般约为：亦称台风外圈，直径一般约为400-600400-600公里，有的可达公里，有的可达8-108-10个纬个纬距，外围风力可达距，外围风力可达1515米米/ /秒，秒，向内风速急增向内风速急增。 台风涡旋区（眼墙）台风涡旋区（眼墙）：亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，：亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，宽度平均为宽度平均为10-2010-20公里。公里。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。 台风眼区台风眼区：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：亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。台风

16、眼的平均直径为直径为45km45km左右，眼区内风弱、干暖、少云。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眼是热带气旋区别于温带气旋的主要特征之一。主要特征之一。成熟台风中最大风半径之外，切向风的成熟台风中最大风半径之外，切向风的径径向变化可由下列向变化可由下列经验公式表示经验公式表示：(9.1)在风最大半径之内，可用在风最大半径之内，可用固体固体旋转的公式近似旋转的公式近似表示表示 ：（9.2）是最大风半径（一般是是最大风半径（一般是40km40km），）， 是台风最外围的半径（一般是是台风最外围的半径（一般是1000km), 1000km), 在在0.5-0.70.5-0

17、.7之间，依台风不同而有差异。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台风的温度、湿度温度、湿度场特性场特性u 台风热力性质的主要特征：台风热力性质的主要特征：具有暖中心结构具有暖中心结构 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，在，一般台风在这一高度上，眼区温度都可高出周围眼区温度都可高出周围1010以上以上，暖核暖核一般出现在一般出现在250hPa250hPa（10km10km）高度上）高度上，在眼壁附近，半径为，在眼壁附近，半径为20-5020-50公

18、里公里的环形带上，有非常强的的环形带上，有非常强的径向温度梯度径向温度梯度存在，曾探测到存在，曾探测到8-9/20-8-9/20-30Km30Km的记录。的记录。在平流层下层和对流层上部为冷心区在平流层下层和对流层上部为冷心区，这种冷区是由于，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。积雨云顶穿透到平衡高度以上和辐射冷却造成。u 台风有一非常明显的台风有一非常明显的湿的内核区湿的内核区 大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，相对湿度在相对湿度在400hPa400hPa以下超过以下超过90%90%。在。在6 6纬距半径以外相对湿度接近环境的

19、平均值。纬距半径以外相对湿度接近环境的平均值。 图图9.4c 9.4c 飓风飓风Inez Inez 温度距平垂直剖面温度距平垂直剖面（Hawkins and Imbembo，1976） 图图9.4c 9.4c 飓风飓风Inez Inez 相当位温相当位温垂直剖面垂直剖面图图9.5 9.5 台风的综合结构。台风的综合结构。(a)(a)西太平洋径向风剖面（西太平洋径向风剖面（m ms s-1-1）；虚线：流入；实线：流出；）；虚线：流入；实线：流出；(b)(b)台风切向风剖面（台风切向风剖面（m ms s-1-1）；实线：气旋性；虚线：反气旋性；）；实线：气旋性；虚线：反气旋性；(c)(c)稳态台

20、风的温度距平稳态台风的温度距平（）；）；(d)(d)台风的相对湿度剖面；台风的相对湿度剖面；(e)(e)台风垂直运动剖面（台风垂直运动剖面（hPahPad d-1-1） 温度温度湿度湿度垂直运动垂直运动径向风径向风切向风切向风台风的云系特性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。台风眼区外围的一个圆环状的云区称云墙或眼壁。 云墙宽度一般为云墙宽度一般为202030Km30Km，云高一般可达，云高一般可达15Km15Km，上升速度可达，上升速度可达5 513m/s13m/s，最强降水及破坏性最大的风都发生在这里，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但很少出现

21、强烈的乱流和雷暴现象流和雷暴现象。外侧云带宽窄不一，可由十多公里到数百公里，分布疏密外侧云带宽窄不一，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，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，其实际其实际上也即是水汽输送带。上也即是水汽输送带。 1.1.外螺旋云带：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”。 2.2.内螺旋云带：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。 3.3.云墙：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 12k

22、m以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。 4.4.眼区：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和降水分布概略图（Willoughby，1998）内内眼眼壁壁雨雨柱柱外外眼眼壁壁强强迫迫下下沉沉图9.6b 台风眼区周围的环流示意图 可以看到，可以看到，在台风中有两个次级环流圈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，：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（并在眼中下沉，最后又在眼中由低层流出（反环流圈）反环流圈）；

23、另一个由眼壁上升的空气在；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（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）正环流圈）。 台风中次级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。台风眼的平均直台风眼的平均直径为径为45km45km左右，最小的为左右，最小的为1

24、0102020公里，大的可达公里，大的可达100100150km150km。台风眼区的温度比台风眼区的温度比周围暖得多，可达周围暖得多，可达1010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。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，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，径径向风方程可用梯度切向风写成：向风方程可用梯度切向风写成：为在

25、低层眼内为在低层眼内有有水平辐散，必须使上式右边为正水平辐散，必须使上式右边为正。因为此区中。因为此区中u u（径径向风）和向风）和w w（垂直速度）很小，可忽略（垂直速度）很小，可忽略 项项；如不考虑摩擦作用，则如不考虑摩擦作用，则 完全完全取决于右边第二、三项。如果风是超梯度的取决于右边第二、三项。如果风是超梯度的 ，则在眼区产生正的水则在眼区产生正的水平辐散，这种缓慢的向外平辐散，这种缓慢的向外径径向流动就造成了下沉运动向流动就造成了下沉运动。超梯度风是涡旋在眼壁。超梯度风是涡旋在眼壁内把角动量向内水平输送的结果。也就是说，内把角动量向内水平输送的结果。也就是说，眼和眼壁边界外很强的水平

26、风切眼和眼壁边界外很强的水平风切变可产生很强的变可产生很强的湍流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。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，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。梯度

27、风是存在的。图图9.8 19809.8 1980年年8 8月月5 5日日AllenAllen飓风眼壁周围云、降水、最大风速环、径向飓风眼壁周围云、降水、最大风速环、径向垂直气流位置的概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 眼壁的中尺度结构主要特征有（图眼壁的中尺度结构主要特征有（图9.89.8）：）：（1 1）径向流入限于径向流入限于1.5km1.5km以下，速度向内增加。以下，速度向内增加。在在500500米高度观测到米高度观测到-25 m-25 ms s-1-1 的经向风。因而可能最的经向风

28、。因而可能最 强的流入是位于地面层之上；强的流入是位于地面层之上；（2 2）流入的空气在减速之前流过最强的眼壁降水区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。所产生的辐合造成了最 强降水区之内的垂直运动；强降水区之内的垂直运动；（3 3）最大垂直运动在最大垂直运动在500hPa500hPa以上位于风最大值内几公里。以上位于风最大值内几公里。通过较高动量空气通过较高动量空气 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壁缩小。眼壁区的上升运动为5 56 m6 ms s

29、-1-1，积云尺度上的上升气流位于，积云尺度上的上升气流位于 此上升气流区，也大致为此上升气流区，也大致为5 56 m6 ms s-1-1。这种高度有组织的眼壁尺度上升。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；气流可能由气流的速度旋转造成的；（4 4）眼壁在大约眼壁在大约6 6小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡；（5 5）雷达反射率最大值区的坡度向外倾斜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，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

30、流离中心更远的地方。这时降水质点是在几乎没有径向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；运动的气层中下落，直到最后落入低层的流入层；（6 6）5 5公里以上空气从内区向外流出公里以上空气从内区向外流出。（7 7）由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽1010 20km 20km的半径带区，的半径带区，而不是在眼中心组织起来。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，

31、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，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。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。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这种温湿结

32、构主要与深厚积云对流的作用有关厚积云对流的作用有关。 角动量辐合和守恒角动量辐合和守恒几个重要问题的解释几个重要问题的解释 考虑热带气旋中的一个水平空气环，开始静止于半径考虑热带气旋中的一个水平空气环，开始静止于半径 R R0 0 处，以处，以后在角动量守恒下向内收缩到半径后在角动量守恒下向内收缩到半径 R R 处。初始空气环只有地面的牵处。初始空气环只有地面的牵连角速度，即连角速度，即 f/2f/2 ( (是科氏参数）。对于单位质量，围绕风暴中心的是科氏参数）。对于单位质量，围绕风暴中心的初始角动量为：初始角动量为： 空气环缩小至空气环缩小至R R之后，设空气环的相对切向速度为之后，设空气环

33、的相对切向速度为U,U,其产生的相对角其产生的相对角速度为速度为 U/R(U/R(地转角速度为地转角速度为f/2f/2）。现总角动量为：）。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：由于角动量守恒，初始和终点角动量应相等，则有：如果如果 远大于远大于R R 时，则可化简为：时，则可化简为：或在或在R R处得到速度为处得到速度为U U时的初始半径为：时的初始半径为： 随随f f减小或纬度减小而增加，即在某一内部空气环处产生一定风速，在较低减小或纬度减小而增加，即在某一内部空气环处产生一定风速，在较低纬度则需有更大范围的辐合。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

34、熟的热带气旋内部怎样产生和维持强风，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，TCTC眼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，涡度为零或很小，但由于存在背景的行星涡度但由于存在背景的行星涡度f f，水平辐合可不断地把已存在的，水平辐合可不断地把已存在的涡度向内集中，涡度向内集中，根据上面说明，在角动量守恒条件，切向风速

35、在根据上面说明，在角动量守恒条件，切向风速在R Ro o（该处可以为（该处可以为零风速）到零风速）到R R的缩小过程中，的缩小过程中，U U将不断扩大，将不断扩大，如从如从350km350km缩小到缩小到35km35km，在，在2020纬度，纬度，风速风速U U可达可达100ms100ms-1 -1 （在（在10m10m的高度，相应于约的高度，相应于约50 ms50 ms-1-1风速）。风速）。这与台风的最大风这与台风的最大风速环典型风速很接近。速环典型风速很接近。但在但在5 5纬度，产生同样的风速必须从纬度，产生同样的风速必须从700km700km开始向内流入。开始向内流入。在很低的纬度（在

36、很低的纬度（5 5纬度纬度 ），近赤道对流层大气不可能具有产生和维持台风强），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测的1/R 1/R 减少为减少为（1/R1/R）0.60.6左右。但是在高层台风顶部，由中心区向外的左右。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最大风速环以外的区域，高空风系统性地比低层低，一

37、般在外的区域，高空风系统性地比低层低，一般在200km200km半径区，其流出的气半径区，其流出的气流旋转要比地表风弱不少，并转为反气旋性。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，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。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。这些螺旋状这些螺旋状“银河旋臂银河旋臂”的出现正是台风达到成熟阶段的标志。的出现正是台风达到成熟阶段的标志。台风的角动量场台风的角动量场与外力矩与外力矩 这也是局地圆柱坐标系中的角动量收支方程。这也是局地圆柱坐标系中的角动量收支方程。 上式表明单位上式

38、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。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，关键，可计算台风中的可计算台风中的 场。在低空的同一层上，场。在低空的同一层上， 大值大值 在台风区在台风区的外围；趋向中心，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减小。这表明：在低层流入空气的角动量有很大的损耗（约的损耗（约60%60%）。但在）。但在200hPa200hPa附近，流出的空气更接近于角动量守恒。

39、附近，流出的空气更接近于角动量守恒。低层低层 的减少正是气压和摩擦力矩的作用，尤其是摩擦力矩（图的减少正是气压和摩擦力矩的作用，尤其是摩擦力矩（图9.99.9）。）。 图图9.9a 9.9a 切向平均的切向平均的绝对绝对角动量垂直剖面（对角动量垂直剖面（对19641964年年1010月月1 1日移动性飓风日移动性飓风HildaHilda）（Hawkins and Rubsam， 1968）减小旋衡风平衡旋衡风平衡 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。在强强TCTC下的风环中，空气环

40、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：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

41、成风方程。上式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：可改写成： 将上式用于上下两个等压面，则有：将上式用于上下两个等压面，则有： 可以用可以用 层的平均温度层的平均温度 径向梯度代替其厚度径向梯度，则得：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式：如果考虑一极薄层，则可得到上式的微分形式： 上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，其方向与一般热成一般热成风风方程相同，即在北半球，正切变与切变左侧为低温的平均方程相同，即在北半球，正切变与切变左

42、侧为低温的平均温度场相温度场相关联关联。在台在台风中，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的暖心与负切变（气旋性心与负切变（气旋性风随高度减小）相关联风随高度减小）相关联。热带气旋的暖心（。热带气旋的暖心（最大风速最大风速环以内为环以内为8 8/10km/10km）因此在）因此在动力学上被具有强风的深厚漩涡所动力学上被具有强风的深厚漩涡所限制，限制，其强度随高度减弱。这使热带气旋中风其强度随高度减弱。这使热带气旋中风的最大破坏力出现在低层。的最大破坏力出现在低层。这正像这正像中纬度中纬度急流急流, ,作为作为一种动力障碍把相邻的冷暖一种

43、动力障碍把相邻的冷暖空气隔开，如果空气隔开，如果一旦动力障碍一旦动力障碍消失（如急流由纬向变经向或消失消失（如急流由纬向变经向或消失），暖暖空气将在空气将在冷空气上方冷空气上方迅速迅速扩展开来，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持续性辐合续性辐合建立的旋衡平衡制约建立的旋衡平衡制约。 此外此外，围绕热带气旋暖心平衡流的方向，围绕热带气旋暖心平衡流的方向要求有要求有一种深厚一种深厚的的“倒倒”急流急流，即在对，即在对流层下部有圆形的急流核。流层下部有圆形的急流核。热带气旋（热带气旋（TCTC）暖心形成的动力学）暖心形成的动力学 在

44、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/s50 m/s左右，在这种情况，对于处于定常状态的台风里，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径向上力应满足梯度风关系而不是地转风关系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：。因此，柱坐标中梯度风平衡关系表示为：式中式中 为距台风中心的径向距离（向外为正），而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动为正）。利用对数压力坐标系中流体静力方

45、程 消去式（消去式（1 1）中的）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，便得到径向温度梯度和切向风的铅直切边之间的关系式式（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。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，台风气旋性环流随高度减弱，即例如，台风气旋性环流随高度减弱，即 ，则由（，则由（3 3）式，有）式，有 ，故，故高温必须出现在台风中心。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若令台风系统铅直尺度为均质大气高度 ，切向速度尺度为，切向速度尺度为 ，水平尺度水平尺度 ，并假定，并假定 （

46、20200 0 N N纬度的纬度的f f值），则可得径向温值），则可得径向温度的变动值的量级必须为：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。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暖心形成的方式有两种：潜热加热潜热加热+ +积云对流输送积云对流输送或低空气旋性环流和高层反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）。适应）。暖心形成的机制暖心形成的机制（1 1）边界层暖湿空气的摩擦辐合造成积雨

47、云与天气尺度）边界层暖湿空气的摩擦辐合造成积雨云与天气尺度TCTC系统系统相互作用相互作用与与正反正反 馈馈，此即，此即CISKCISK机制机制。（2 2）地面中心气压已经明显低于（如至少）地面中心气压已经明显低于（如至少20hPa20hPa）发展风暴之外地区）发展风暴之外地区的气压值的气压值 ，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海面接触而而产生产生 的的增增温温使上升气块增温变得可能更暖。下图表明使上升气块增温变得可能更暖。下图表明，增，增暖发生在明显低于暖发生在明显低于周周 围围海平面值的气压下。在深对流中上升海平面值的气压

48、下。在深对流中上升的空气的空气以后沿着各层都更暖的以后沿着各层都更暖的曲线曲线 增增暖，好像它是由显著更暖暖，好像它是由显著更暖的的1000hPa 1000hPa 海面造成。这时更易产生积雨云海面造成。这时更易产生积雨云， 有有更强的积雨加热更强的积雨加热和地面和地面气压降低。由这种过程造成的额外增暖可达气压降低。由这种过程造成的额外增暖可达几度几度 （），），可使可使热带气旋的热机效应（热带气旋的热机效应（CISKCISK机制）增强。机制）增强。图图9.9b 飓风中心和周边的温度探空曲线。曲线飓风中心和周边的温度探空曲线。曲线M M是是9 9月加勒比海平均大气温度廓线曲线。曲线月加勒比海平均

49、大气温度廓线曲线。曲线A A是由是由平均地面条件得到湿绝热线，曲线平均地面条件得到湿绝热线，曲线B B是等温降压到是等温降压到950hPa950hPa下的湿绝热线（见小插图中的下的湿绝热线（见小插图中的XBXB）。曲线）。曲线E E是飓风眼中的典型温度曲线是飓风眼中的典型温度曲线 （取自（取自Mcilveen，2010） 9.3 9.3 台风形成的条件和物理过程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（涡度为的未闭合的扰动（涡度为101015151010-6-6s s-1-1）如

50、何发展成一个闭合的较深）如何发展成一个闭合的较深厚的热带气旋（涡度为厚的热带气旋（涡度为50501001001010-6-6s s-1-1），而台风的发展是指以后如），而台风的发展是指以后如何增强成台风。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，。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

51、得对流活动不断发生，低层要有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。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：从气候观点看，下面一些参数与台风形成有关： （1 1）海面温度和暖水层厚度海面温度和暖水层厚度。很早以来就已经知道。很早以来就已经知道26.526.5的海面温的海面温度是台风形成的临界温度；度是台风形成的临界温度； （2 2） 对流不稳定对流不稳定。因为深对流对于成熟台风是非常

52、。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。是条件不稳定的。 （3 3）对流层中层相对湿度高有利于台风形成对流层中层相对湿度高有利于台风形成。因为相对湿度低时因为相对湿度低时，而而减弱，同时气柱内总水汽的减弱，同时气柱内总水汽的辐合辐合量（因而也是总潜热释放量）量（因而也是总潜热释放量）减少；减少；（4 4）低层绝对涡度低层绝对涡度。这与低层相对涡度有关。观测表明，相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，这个参数是与的变化与台风发展之间有明显

53、的相关，这个参数是与台风加强台风加强 相关最好的一些参数之一。相关最好的一些参数之一。 （5 5）水平风的垂直切变水平风的垂直切变。弱垂直切变有利于台风的发展，因为在这。弱垂直切变有利于台风的发展，因为在这 种种“不通风的不通风的”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；的温度和湿度可以显著增加，大大超过环境值；（6 6）高空辐散场高空辐散场。当高空存在着辐散场时有利于台风加强，这已为。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许多观测事实所证明。

54、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。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在时间上和空间上有密集的现象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，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区很少发生。在活跃期产生的台风可达一般情况下的

55、2 26 6倍之多。这种倍之多。这种活活跃和不活跃期的交替现象其时间尺度为几周左右。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年际变率可达3030。 许多人研究了这种许多人研究了这种年际变率年际变率的原因，发现的原因，发现这不仅与热带大气环流本身这不仅与热带大气环流本身的年际变化（如季风强

56、弱，副高位置，赤道槽位置，的年际变化（如季风强弱，副高位置，赤道槽位置，TUTTTUTT位置等）有关，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。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，尤其是弱等，海温，尤其是ENSOENSO事件与台风频数的年际变化也有一定关系。事件与台风频数的年际变化也有一定关系。ENSOENSO对热带气旋的影响对热带气旋的影响 ENSOENSO在影响西太平洋热带气旋的生成在影响

57、西太平洋热带气旋的生成、发展和路径中起着重要作用。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的差别。从统计相这个问题经过了不少人的研究。早期的结论具有相当的差别。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。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。当时的当时的认识是在认识是在El NinoEl Nino年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏少。年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏少。 后后来的研究来的研究由于观测技术和资料由于观测技术和资料与与分析方法不同，仍造成不同的结果和争分析方法不同，仍造成不同的结果和争议。近年来的研

58、究集中在较强和强议。近年来的研究集中在较强和强ENSOENSO事件对台风的影响，其结果比过事件对台风的影响，其结果比过去要明显得多去要明显得多（图（图9.109.10）。 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。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带气旋频率区更偏东。图图9.10南太平洋热带气旋形成的位置中性年（灰色），南太平洋热带气旋形成的位置中性年（灰色），El Nino El Nino 年（红色）年（红色）L

59、a La Nina Nina 年（蓝色）统计的年（蓝色）统计的1969-20061969-2006年的热带气旋，中心气压均低于年的热带气旋，中心气压均低于1000hPa 1000hPa （取自（取自Source: Kuleshov et al., 2009). 根据最近王斌与陈忠良（根据最近王斌与陈忠良（20022002）研究，发现）研究，发现热带气旋活动与热带气旋活动与ENSOENSO的关的关系强烈地取决于系强烈地取决于ENSOENSO事件的强度，事件的强度，即强即强ElNinoElNino与与La NinaLa Nina事件有明显影响，事件有明显影响，而中等暖（或冷）事件，没有表现确定的影

60、响。他们得到在西太平洋与而中等暖（或冷）事件，没有表现确定的影响。他们得到在西太平洋与ENSOENSO事件关系最密切的两个地区是东南（事件关系最密切的两个地区是东南（5-175-17N N，140-180140-180E E）和西北）和西北象限（象限（17-3017-30N N，120-140120-140E E）（图）（图9.119.11）。在东南象限，）。在东南象限，5 5个最暖的年个最暖的年有有3131个热带气旋形成，而个热带气旋形成，而6 6个最冷年只有个最冷年只有2 2个热带气旋形成。在西北象限，个热带气旋形成。在西北象限，情况正好相反，情况正好相反，2828个热带气旋形成在冷事件年

61、，而只有个热带气旋形成在冷事件年，而只有7 7个形成于暖事件个形成于暖事件年。年。此外暖事件年的台风生命期更长，路径也显著不同，此外暖事件年的台风生命期更长，路径也显著不同，如如ElNinoElNino年秋年秋天，形成于天，形成于1515N N以南的台风向北通过以南的台风向北通过3535N N转向的是冷事件年的转向的是冷事件年的2.52.5倍。倍。图图9.11 ENSO9.11 ENSO事件与台风生成频散的关系事件与台风生成频散的关系 （Wang and Chen, 2002）312287图图9.12 1991-20071991-2007时期南太平洋热带气旋每年形成个数时期南太平洋热带气旋每年

62、形成个数. .上、中、下图分别代表最低重心气压小于上、中、下图分别代表最低重心气压小于995995，970970与与950950以下的热带气旋。以下的热带气旋。 （取自（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。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。这方面的结果也存在争议。WebsterWebster等（等（20052005）得到较强的）得到较强的热带热带气旋在大西洋和西太平洋增气旋在大西洋和西太平洋增多多由于资由于资料和观测技术问题可能是虚料和观测技术问题可能是虚假假的，在南太平洋的，在南太平洋不同强度的

63、不同强度的热带气旋明无显热带气旋明无显变化趋势变化趋势（图（图9.129.12）。）。台风形成的内部物理过程与机理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。1cm1cm降水可产生相降水可产生相当于使对流层温度增加当于使对流层温度增加2.52.5的热量。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：。首先讨论台风中的热平衡问题。柱坐

64、标中的热力学方程为：(9.3)Q Q是单位质量的非绝热加热，是单位质量的非绝热加热，H Hs s是小尺度涡动造成的垂直热通量；是小尺度涡动造成的垂直热通量；F FHTHT是乱流水平混合。是乱流水平混合。 是是膨胀或压缩造成的温度变化。因为膨胀或压缩造成的温度变化。因为 ，则：，则：在稳定条件下在稳定条件下 上升运动造成温度减小，下沉运动造成温度上升上升运动造成温度减小，下沉运动造成温度上升，这是这是绝热过程绝热过程产生的温度变化产生的温度变化。在台风中有三种非绝热过程在台风中有三种非绝热过程：（1 1）由水相变产生的潜热：凝结蒸发，）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

65、结最重要；（融化，冻结，升华和沉积，其中凝结最重要；（2 2）海面上的感热输送；（）海面上的感热输送；（3 3）辐射。）辐射。绝热绝热和非绝热过程在造成温度变化上都是重要的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，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：的

66、绝热增温。其结果是达到近似的平衡： ，结果，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。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其中最主要的是积云对热量的垂直输送。量的垂直输送。积云对流热量和水汽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积云对热量和水汽的垂直输送由 和和 表示。图表示。图9.139.13是对热带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 1。因为上升因为上

67、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。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。在该在该层，对于最大的云非绝热加热为层，对于最大的云非绝热加热为2020d d-1-1。图图9.13 9.13 热带半径不同（热带半径不同（500500，10001000和和2000m2000m）的云对热量和水汽垂直输送的通）的云对热量和水汽垂直输送的通量辐合。量辐合。(a)(a)热量垂直输送；热量垂直输送；(b)(b)水汽垂直输送；水汽垂直输送；(c)(c)热量和水汽垂直输送之和热量和水汽垂直输送之和 积云垂直输送积云垂直输送的结果会产生的结果会产生两个明显的作用两个明显的作

68、用，一是，一是使对流使对流层中上部变湿变暖层中上部变湿变暖，这有利于台风高层暖心的发展；同时使对，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。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。第二个是断增暖和增湿。第二个是对台风中温度变化起重要作用。对台风中温度变化起重要作用。 感热的计算用下列经验公式：感热的计算用下列经验公式： 是海气温差。如取是海气温差。如取海洋给大气以海洋给大气以感热感热。 在海面动量是从大气输向

69、海洋。这在边界层中产生很强的风切变。这种切变又在海面动量是从大气输向海洋。这在边界层中产生很强的风切变。这种切变又产生湍流涡旋应力及摩擦力。地面涡旋应力产生湍流涡旋应力及摩擦力。地面涡旋应力 为为TCTC中的动能主要来自海洋的潜热能量，这种位能转换是通过中的动能主要来自海洋的潜热能量，这种位能转换是通过TC TC 的横向的的横向的次级环流进行次级环流进行（见前见前图）图），它包括它包括 ：（1 1）边界空气流入到风暴中）边界空气流入到风暴中心心（台风眼）的强对流区；（台风眼）的强对流区；（2 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；）在对流云塔中上升趋于集中在狭窄的向外倾斜的眼壁

70、中；（3 3）在对流云顶部附近的一薄层中有径向流出；）在对流云顶部附近的一薄层中有径向流出；（4 4）在外区缓慢地下沉。）在外区缓慢地下沉。 注意在眼壁内注意在眼壁内e e是中性的，故不需外力推动。稳态的台风能量学能看是中性的，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。热量在温度为作是卡诺循环的热机。热量在温度为TS TS 的海洋中被吸收（以水汽形式）。的海洋中被吸收（以水汽形式）。在风暴顶在风暴顶To To 温度温度 处被辐射冷却排出，因为处被辐射冷却排出，因为TsTs 300k 300k， To=200k To=200k， 则热则热机效应很高机效应很高。9.4 9.4 台风形

71、成的理论和发生发展概念模型台风形成的理论和发生发展概念模型 根据根据CISKCISK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，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

72、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。压能继续下降。如此循环下去。 为了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

73、，把积云组织起来，并维持其不断的增长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

74、种理论：第一种理论： CISKCISK机制机制 台风发展的理论主要有三种台风发展的理论主要有三种：第二类条件不稳定（第二类条件不稳定（conditionalinstabilityofsecondkindCISK,CISKCISK）(Charney)(Charney)、风生海表热交换风生海表热交换（WISHEWISHE）（EmanuelEmanuel）和积云摩擦混合）和积云摩擦混合(Monclif)(Monclif)。55NN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

75、也开始寻找初始扰动在什么条件下能够发生不稳定增幅。但始寻找初始扰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。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。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，因而一个气块要得到浮力必需要有相当的强迫抬升，这种

76、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（自由对流高度（level of free condensation,LFC)level of free condensation,LFC)的有效率又决定于边界层环境的温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，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。因而对流趋于集中在大尺度这只能发生在边界层

77、中有大尺度或中尺度上升的条件下。因而对流趋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低层辐合区。这种集中并不因大尺度辐合直接“强迫强迫”对流，而是因为它预先造成了对流，而是因为它预先造成了有利于气块上升到有利于气块上升到LFCLFC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。作用。以此积云的潜热加热产生了大尺度气旋性扰动。CISKCISK理论提出的物理基础和存在问题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这个扰动

78、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。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9.14a9.14a）。）。但但是台风发展是台风发展CISKCISK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。实际观测到的台风尺度上，导致增长率的极大值。 CISK CISK过程清楚地表

79、明在台风发展中，过程清楚地表明在台风发展中，首先出现温度和气压变化首先出现温度和气压变化，以后风去适，以后风去适应它。应它。CISKCISK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，则很难由一步加强。如果扰动在低层一开始不是足够强，则很难由CISKCISK机制说明它们的机制说明它们的加强，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。因而必须寻求其他的机制说明初始垂直环流圈的出现。 （EmanuelEmanuel，20002000）图9.14 在CISK（a）和WISHE

80、（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：第二种理论： 风生海表交换理论风生海表交换理论（WISHEWISHE：wind-induced surface heat exchange)wind-induced surface heat exchange) 这个理论的依据是海气交换这个理论的

81、依据是海气交换（见图（见图9.14b9.14b）。台风的位能是产生自大气与其）。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）。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，上式中， 和和 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量值分别为 和和 。 类似的对海表值分别为类似的对海表值分别为 和和 。V V 是切向梯度风，是切向梯度风， 和和 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。分别是边界层之上最大风点和流出层中一点（沿角

82、动量面积分）的温度。A A是一是一个因子，可不考虑（只有个因子，可不考虑（只有5%5%的影响）。由上式可见，的影响）。由上式可见，稳态台风强度稳态台风强度取决于：取决于： （1 1）海表交换系数；）海表交换系数； （2 2）海洋大气间表层的熵值；）海洋大气间表层的熵值； （3 3）边界层顶与流出层间温度的差）边界层顶与流出层间温度的差 海表交换系数比约为海表交换系数比约为0.70.7，海表熵差由水汽和热力效应组合造成，其净通量是从海，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。因而由上式推论，稳态的潜在强度

83、在大气更冷、更干的条件下是强的。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。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在有限振幅风初始扰动（如赤道波）下的台风的发展将增强，

84、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海洋的输送率。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。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。或阻止扰动发展过程。最重要的是风的垂直切变与干空气最重要的是风的垂直切变与干空气。图。图9.14b9.14b说明说明

85、WISHEWISHE理论产理论产生的稳态生的稳态TCTC径向环流。它更近似于观测的条件。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

86、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。 与与CISKCISK进行比较，进行比较，WISHEWISHE的优点：的优点： 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

87、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

88、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) 如图如图a a所示过程所示过程，热带气旋初始时内部中尺度对流降水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

89、，反而加大了海气虑进来，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态下，反而有利于海气通量更大规模的上传，降温的状态下，反而有利于海气通量更大规模的上传，如中图如中图b b所示所示；其后因内流可携带更多的海气潜热通量；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，进入系统内核区域，故有利系统的成长，如下图如下图c c所示所示。 图9.15 CISKCISK和和WISHEWISHE两种理论的不同之处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

90、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

91、段，在距中心较远处（积云对流在热带气旋生成的早期阶段，在距中心较远处（5 5纬距半径以外），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。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根据积雨云的理论模式式，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。，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。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，根据地转适应另外，根据地转适应理论理论，对于风场运动的水平尺度小于罗斯贝变形半径的情况，质

92、量场将向变化着的，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，质量场倾向于完全向风场扰动适应。风场适应。在低纬，对于热带气旋的运动尺度，质量场倾向于完全向风场扰动适应。 当扰动进入一个风的垂直切变的反气旋性的区域，常有利于热带扰动的当扰动进入一个风的垂直切变的反气旋性的区域，常有利于热带扰动的加强加强。虽然在风暴的中心，风的切变为零，但是距中心。虽然在风暴的中心，风的切变为零，但是距中心200200公里以外，存在公里以外，存在着强的切变，当热带扰动周围存在这种反气旋切变时，积云对流可以增强切着强的切变，当热带扰动周围存在这种反气旋

93、切变时，积云对流可以增强切变，使风场在低空变得更加气旋式，而在高空变得更呈反气旋式，使扰动风变，使风场在低空变得更加气旋式，而在高空变得更呈反气旋式，使扰动风场加强。以后气压场则向这个加强着的环流调整。按热成风公式，反气旋式场加强。以后气压场则向这个加强着的环流调整。按热成风公式，反气旋式风的垂直切变意味着反气旋式切变中心的温度最大值就位于热带风暴上空。风的垂直切变意味着反气旋式切变中心的温度最大值就位于热带风暴上空。因而根据动量输送理论，高空暖心及有关的反气旋环流是扰动加强的结果而因而根据动量输送理论，高空暖心及有关的反气旋环流是扰动加强的结果而不是加强原因。这是与不是加强原因。这是与CIS

94、KCISK机制完全不同的地方机制完全不同的地方。另一方面，高空为反气旋风比气旋性风更不稳定。动力不稳定条件为：另一方面，高空为反气旋风比气旋性风更不稳定。动力不稳定条件为： 上式中上式中V V 为风速，为风速，R Rt t 是曲率半径；下标表示上述量是在等熵面上的是曲率半径；下标表示上述量是在等熵面上的值。当上空为强的反气旋环流时，或绝对涡度较小，则容易满足上述动值。当上空为强的反气旋环流时，或绝对涡度较小，则容易满足上述动力不稳定条件，有利于高层气流的流出和扰动的增长。这表明力不稳定条件，有利于高层气流的流出和扰动的增长。这表明一旦切变一旦切变加强，高空反气旋环流加强，则动力不稳定（对空气的

95、向外移动，气流加强，高空反气旋环流加强，则动力不稳定（对空气的向外移动，气流呈现的稳定程度）对气旋生成是一个重要因子呈现的稳定程度）对气旋生成是一个重要因子。最后给出台风形成的模式概略图（图最后给出台风形成的模式概略图（图9.15-9.17）左：垂直剖面上的左：垂直剖面上的环流和云系环流和云系中：流入层的特征中：流入层的特征右：流出层的特右：流出层的特征陈联寿，丁一汇，陈联寿，丁一汇，1979图图9.16图图9.17通过一个强热带气旋的理想径向剖面图，左边是云、雨、径向气流和相当位温通过一个强热带气旋的理想径向剖面图，左边是云、雨、径向气流和相当位温 的分布，右边的分布，右边是切向风速和角动量

96、等值线，是切向风速和角动量等值线， 与角动量等值线一致。与角动量等值线一致。 ( Palmen 等,1969) 图图9.18a 成熟飓风成熟飓风“海伦海伦”平均结构。右边给出了眼和过渡带的边界，以平均结构。右边给出了眼和过渡带的边界，以55为间隔的温度，以为间隔的温度，以1010米米/ /秒为间秒为间隔的切向风速和表示角动量的点划线（以隔的切向风速和表示角动量的点划线（以5 510105 5米米2 2秒秒-1-1为间隔）。左边给出的同一眼壁的边界，云和雨以为间隔）。左边给出的同一眼壁的边界，云和雨以及相当位温等值线（以及相当位温等值线（以2 2K K为间隔）为间隔） （帕尔门和牛顿，（帕尔门和

97、牛顿，19691969）图图9.18b 气旋内部气流模式图。气旋内部气流模式图。a a云壁里面对流活动较弱，云壁里面对流活动较弱，b b云壁里面对流活动甚强。云壁里面对流活动甚强。气旋内部眼壁的结构气旋内部眼壁的结构眼眼眼眼(a)(b)眼壁附近切向风速随高度减小，因而造成了等角动量眼壁附近切向风速随高度减小，因而造成了等角动量M M面面 随高度增加向外倾斜随高度增加向外倾斜。若没有切向力，台风内。若没有切向力，台风内上升气流中的气块一旦离开边界层，应使角动量守恒。因上升气流中的气块一旦离开边界层，应使角动量守恒。因此当它们上升时必随此当它们上升时必随M M面呈螺旋状向外空气块的面呈螺旋状向外空

98、气块的V V是守恒是守恒的。的。由下列台风内部流线坡度公式可以推出眼壁必须随高由下列台风内部流线坡度公式可以推出眼壁必须随高度向外倾斜度向外倾斜。 在在V V最大半径上即风速环上，分子上的第二项为零，第三项比第一项小，最大半径上即风速环上，分子上的第二项为零，第三项比第一项小，则在这个半径上则在这个半径上 这是台风眼壁外界的坡度公式。代入垂直切变方程（类似于热成风方程，这是台风眼壁外界的坡度公式。代入垂直切变方程（类似于热成风方程，但台风情况下有曲率作用），在但台风情况下有曲率作用），在r r较小气块下，与较小气块下，与2 V2 V/r/r相比，相比，f f可以省可以省去，则去，则由于对流层中

99、上层眼和雨区间径向温度差最大，以及由于对流层中上层眼和雨区间径向温度差最大，以及V V随高度减小，则随高度减小，则眼壁的形势是在低层大致是垂直的。到对流层上部逐渐转为水平。眼壁的形势是在低层大致是垂直的。到对流层上部逐渐转为水平。 另外，等另外，等M M面和等面和等e e面是重合的。假设一个气块垂直上升，而不面是重合的。假设一个气块垂直上升，而不是沿着等是沿着等M M面上升，则到达上层时其切向风将比该处环境旋衡平衡的切向风面上升，则到达上层时其切向风将比该处环境旋衡平衡的切向风大。因而将受到一个向外的，不平衡的离心力。它将推动气块流向大。因而将受到一个向外的，不平衡的离心力。它将推动气块流向M

100、 M面。因面。因而一个由深对流驱动的旋风暴，其而一个由深对流驱动的旋风暴，其e e面和面和M M面一定是相互平行，但面一定是相互平行，但e e沿径向沿径向向内增加，向内增加，M M沿径向向外增加，最后应指出对于台风内部有强烈对流的情况，沿径向向外增加，最后应指出对于台风内部有强烈对流的情况，台风的上升区或云壁可以是垂直的。这种情况下，浮力引起的垂直加速度大台风的上升区或云壁可以是垂直的。这种情况下，浮力引起的垂直加速度大大超过力管场所引起的径向加速度。即向上的加速度作用大于径向向外的加大超过力管场所引起的径向加速度。即向上的加速度作用大于径向向外的加速度，气块以上是运动为主速度，气块以上是运动

101、为主，从上面的坡度公式也可得到这一点。同时，也，从上面的坡度公式也可得到这一点。同时，也可推知的对流活动很强，所造成的径向温度差最大值位置偏高。因而其下气可推知的对流活动很强，所造成的径向温度差最大值位置偏高。因而其下气层的径向温度变化不大，因而坡度变化也不大。层的径向温度变化不大，因而坡度变化也不大。Lackmann ，20159.5 9.5 台风的能量学台风的能量学（9.4）（9.4）式中 是有限区面积，Ks是地面动能，Ps和Pt分别是地面和层顶的气压。 不同飓风各动能项的比较不同飓风各动能项的比较动能含量动能含量K K：10105 5J Jm m-2-2，转换项：，转换项：W Wm m-

102、2-2，区域：，区域：10101111m m-2-2，I I：加强阶段，：加强阶段，M M：成熟阶段：成熟阶段飓风飓风 阶段阶段区域面积区域面积K KG Gk kHFHFK KD DDaisyCelia（小区）（小区）Carmen（移（移动）Carmen（移（移动）综合气旋合气旋平均气旋平均气旋celia（大区）（大区）HazelCarmen（固定区）（固定区）Carmen（固定区）（固定区）MMIMMMMMIM0.75.011.811.812.414.020.037.041.241.2198439424326-5-100-2-199209-49113524-150200-7100-143-1

103、43-2-4-60Daisy飓风的K值较大，这可能是在148km半径内使用了飞机资料的缘故。Hazel是处于强温带斜压系统中，正向温带气旋变性，因而也有很大的K值。这表明飓风周围的环境有强的动能。动能的制造大部分为正。也以Daisy和Hazel为最强。 水平输送一般是小的，只有Daisy有很大的输出，这是由于取的区域较小的缘故。摩擦一般是消耗动能的，也是收支方程中的大项。成熟时期Carmen飓风的D值为正，即飓风由次网格尺度运动获得能量。最近McBride对综合热带气旋的研究也得到了类似结果，并且其制造动能的量级与 的量级相同。气旋是向外输出动能的，这主要发生在对流层上部的流出层中。有限区中准

104、拉格朗日坐标的涡动动能收支方程为：有限区中准拉格朗日坐标的涡动动能收支方程为： （9.5）上式中上式中u纬向平均动能与涡动动能之间的转换，即通过正压过程进行的能量转换纬向平均动能与涡动动能之间的转换，即通过正压过程进行的能量转换u有效位能向涡动动能之间的转换，即通过斜压过程进行的能量转换有效位能向涡动动能之间的转换，即通过斜压过程进行的能量转换u涡动动能的水平通量散度涡动动能的水平通量散度u涡动动能的垂直通量散度涡动动能的垂直通量散度（9.59.5）式中）式中 代表纬向平均；代表纬向平均；“”代表对纬向平均的偏差；代表对纬向平均的偏差； 代表纬向平均值的经向平均，即区域平均。代表纬向平均值的经

105、向平均，即区域平均。 u由台风系统的运动（移动速度为由台风系统的运动（移动速度为 ）造成的涡动动能的水平通量散度）造成的涡动动能的水平通量散度u涡动位能的垂直通量散度涡动位能的垂直通量散度u是涡动动能的消耗和台风区区域平均涡动动能的时间变率。是涡动动能的消耗和台风区区域平均涡动动能的时间变率。根据根据19751975年西太平洋一个台风的计算得到：年西太平洋一个台风的计算得到：（1 1）在台风的初期阶段，涡动动能的产生不足以补偿摩擦消耗。在台风的初期阶段，涡动动能的产生不足以补偿摩擦消耗。因而需要输入因而需要输入 相当数量的涡动动能。随着台风的发展，涡动动能的制造明显增加，这时相当数量的涡动动能

106、。随着台风的发展，涡动动能的制造明显增加，这时 只需输送少量涡动动能。在成熟阶段，产生了大量涡动动能，其中一部分只需输送少量涡动动能。在成熟阶段，产生了大量涡动动能，其中一部分 用于克服摩擦外，大量涡动动能输出。因而初期台风是涡动动能汇，而成用于克服摩擦外，大量涡动动能输出。因而初期台风是涡动动能汇，而成 熟阶段转变为源。熟阶段转变为源。（2 2）斜压转换项产生的动能主要位于对流层上层，而气压梯度力在边界做功产斜压转换项产生的动能主要位于对流层上层，而气压梯度力在边界做功产 生的涡动动能在对流层中下部最大。生的涡动动能在对流层中下部最大。结果，两项和分别在对流层上部和下结果，两项和分别在对流层

107、上部和下 部有最大制造层。热带大气和天气扰动的许多研究都指出了这个事实。正部有最大制造层。热带大气和天气扰动的许多研究都指出了这个事实。正 压转换项总是破坏涡动动能的压转换项总是破坏涡动动能的。 根据辐散风动能方程可以了解台风中辐散风动能和旋转风动能的转根据辐散风动能方程可以了解台风中辐散风动能和旋转风动能的转换及其与非绝热加热场的关系。结果表明：换及其与非绝热加热场的关系。结果表明：（1 1）在各阶段在各阶段，随着台风发展，旋转风动能大大增加，而辐散风动能几，随着台风发展，旋转风动能大大增加，而辐散风动能几 乎不变；乎不变；（2 2）在初始阶段在初始阶段，辐散风做功项（斜压过程）是动能的主要

108、产生项，辐散风做功项（斜压过程）是动能的主要产生项， 500hPa 500hPa以下层中有最大值。无辐散风做功项（正压过程）在整层以下层中有最大值。无辐散风做功项（正压过程）在整层 破坏动能，因而需要输入相当数量的动能使台风增长，其中以辐破坏动能，因而需要输入相当数量的动能使台风增长，其中以辐 散风的输入最显著。更重要的是，所需要的大部分动能是通过积散风的输入最显著。更重要的是，所需要的大部分动能是通过积 云尺度与网格尺度运动间的能量转换而得到的。这说明了积云对云尺度与网格尺度运动间的能量转换而得到的。这说明了积云对 流在台风初始发展中的重要性。流在台风初始发展中的重要性。在增长阶段在增长阶段

109、，无辐散风做功项变，无辐散风做功项变 为制造动能，但仍以辐散风制造为主。到成熟阶段以无辐散风动为制造动能，但仍以辐散风制造为主。到成熟阶段以无辐散风动 能制造为主。因而随着台风的发展，无辐散风的动能制造和水平能制造为主。因而随着台风的发展，无辐散风的动能制造和水平 输送变得愈来愈重要。但整个台风生命期平均，辐散风是主要的输送变得愈来愈重要。但整个台风生命期平均，辐散风是主要的 动能源（动能源（11.7W11.7Wm m-2-2），而无辐散风的制造很小（），而无辐散风的制造很小（1.47 W1.47 Wm m-2-2）。）。 （3 3）随着台风的发展，非绝热加热显著增加，成熟期达最大值，且位于）

110、随着台风的发展，非绝热加热显著增加，成熟期达最大值，且位于 对流层中上层，其中以凝结加热为主。非绝热加热的增加以后使有对流层中上层，其中以凝结加热为主。非绝热加热的增加以后使有 效位能制造增加，并通过效位能制造增加，并通过 转换成转换成 , , 以后又通过以后又通过 转换转换 成成 , ,使台风增强，其中使台风增强，其中 项贡献最大项贡献最大. . 这个过程清楚地表明，非绝热加热是通过上两个转换函这个过程清楚地表明，非绝热加热是通过上两个转换函数影响台风的强度变化。数影响台风的强度变化。 台风的能量学在热带大气中的作用是很明显的。丁一汇和台风的能量学在热带大气中的作用是很明显的。丁一汇和Rei

111、terReiter曾研究了台风频繁发生月（曾研究了台风频繁发生月（19721972年年7 7月，月，5 5个台风，个台风，1 1个个低压）和无台风月（低压）和无台风月（19751975年年7 7月）能量收支的差异。研究发现，月）能量收支的差异。研究发现，在在19721972年，所制造的大量涡动动能输出于产生区，而在年，所制造的大量涡动动能输出于产生区，而在19751975年年必须从外区输入相当数量动能以补偿摩擦消耗。在多台风月涡必须从外区输入相当数量动能以补偿摩擦消耗。在多台风月涡动有效位能向涡动动能的转换很大，最大值位于动有效位能向涡动动能的转换很大，最大值位于500500200hPa200

112、hPa层中，而在无台风月大部分层次为负的涡动动能转换。层中，而在无台风月大部分层次为负的涡动动能转换。因而，因而，台风的发生发展区是外界环境的一种重要动能源。台风的发生发展区是外界环境的一种重要动能源。9.6 9.6 台风的路径预报台风的路径预报 近近2020年来，台风路径的中短期预报都有明显的改进，年来，台风路径的中短期预报都有明显的改进，尤其是尤其是1-31-3天天的短期路径预报误差明显降低（的短期路径预报误差明显降低（大西洋的飓风预大西洋的飓风预报和西太平洋的台风预报报和西太平洋的台风预报），这主要是由于台风模式中），这主要是由于台风模式中资料资料同化同化与与模式本身模式本身的的改进改进

113、所致。所致。2000-2013年年24-120小时西北太平洋台风路径预报误差小时西北太平洋台风路径预报误差20122012年年2424小时台风路径预报误差小时台风路径预报误差首次低于首次低于100100公里公里20132013年年2424小时台风路径预报误差首次低于小时台风路径预报误差首次低于8585公里公里中国气象局国家气象中心中国气象局国家气象中心图图9.19 中国气象局上海台风研究所GRAPES-TCM模式台风路径预报性能模式台风路径预报性能 （与日本的比较；全年所有业务运行样本；图中数字为样本数）对西北太平洋台风全年预报平均对西北太平洋台风全年预报平均路径误差(km)年图图9.20 h

114、ttp:/www.nhc.noaa.gov/ 美国国家飓风中心（美国国家飓风中心（NHCNHC）1-51-5天天TCTC路径预报年平均误差曲线。路径预报年平均误差曲线。对对1970-20101970-2010年大西洋地区年大西洋地区。单位：海里。直线是预报误差趋势线。它们都表现为减少即路径预报有相当改进。单位：海里。直线是预报误差趋势线。它们都表现为减少即路径预报有相当改进。现在现在3 3天天TCTC位置的预报相当于十年前位置的预报相当于十年前2 2天天TCTC位置的预报位置的预报 （NOAA，取自，取自A&K，2012）http:/www.nhc.noaa.gov/图图9.21 http:/

115、www.nhc.noaa.gov/大西洋大西洋1970-20101970-2010年年TC1-5TC1-5天强度预报平均误差曲线（单位：天强度预报平均误差曲线（单位：KnotsKnots）。直线是预报误差的）。直线是预报误差的线性趋势。线性趋势。在最近几年改进明显在最近几年改进明显 （NOAA）图图9.22 图图9.23 Prof. Gray Prof. Gray 每年每年4 4月初的统计预报与观测结果（夏秋）的比较。水平线月初的统计预报与观测结果（夏秋）的比较。水平线是气候值。这是在台风来临前是气候值。这是在台风来临前2 2个月做的个月做的TC TC 季节预测。季节预测。例例1 20051

116、2005年麦莎台风陆地路径预报简析年麦莎台风陆地路径预报简析 0509 0509号台风麦莎（号台风麦莎（MatsaMatsa）于）于20052005年年7 7月月3131日日2020时在时在11.7N11.7N，133.9E133.9E附近生成，然后沿西北方向附近生成，然后沿西北方向移动，于移动，于8 8月月6 6日日3 3：4040时刻在浙江沿海登陆，登陆时中心气压为时刻在浙江沿海登陆，登陆时中心气压为950hPa,950hPa,中心附近最大风力为中心附近最大风力为4545米米/ /秒。秒。8 8月月9 9日日7 7：1010时刻在辽宁大连再次登陆（图时刻在辽宁大连再次登陆（图9.219.2

117、1）。）。个例预报分析个例预报分析由于后期对麦莎路径的这种突然变化估计和分析不足，并且对原来的预报结果未做迅速的调整与改变，事后，对原因的分析也过于简单，强调观测资料不够等，结果在社会和公众中造成了明显的负面影响，这是应吸取教训的。图9.24 中央气象台综合预报结果显示，此次过程的预报精度统计结果中央气象台综合预报结果显示，此次过程的预报精度统计结果2424、4848和和7272小时的小时的平均预报误差分别为平均预报误差分别为7575、7979和和160160公里，远小于目前的平均预报误差（多年平均约为公里，远小于目前的平均预报误差（多年平均约为150150、250250、380380公里），

118、公里），整体上对麦莎的预报是成功的。但较大的预报误差出现在两次整体上对麦莎的预报是成功的。但较大的预报误差出现在两次路径转折点路径转折点，一次在一次在8 8月月7 7日日8 8：3131时刻麦莎台风路径第一次东偏。另一次是台风在穿过时刻麦莎台风路径第一次东偏。另一次是台风在穿过山东半岛进入渤海发生路径的突然东折时山东半岛进入渤海发生路径的突然东折时。预报的最大误差出现在北京时。预报的最大误差出现在北京时8 8月月8 8日日2020时时前后的转折点，对于麦莎路径这次突然东偏几乎所有的模式（英国模式、中央气象台前后的转折点，对于麦莎路径这次突然东偏几乎所有的模式（英国模式、中央气象台T213T21

119、3模式、日本全球模式、日本台风模式）预报和综合预报（中央气象台综合预报和模式、日本全球模式、日本台风模式）预报和综合预报（中央气象台综合预报和日本综合预报）都失败了。日本综合预报）都失败了。 这说明台风的路径预报至今仍是台风预报中的一个难题，尤其是突然折向问题。这说明台风的路径预报至今仍是台风预报中的一个难题，尤其是突然折向问题。在陆地上由于受到中纬度天气系统的影响，有时路径的变化会更异常在陆地上由于受到中纬度天气系统的影响，有时路径的变化会更异常。第二次麦莎台。第二次麦莎台风的突然东折就是受到其西部地区一个高气压的迅速发展和阻挡其西进和北上所致。风的突然东折就是受到其西部地区一个高气压的迅速

120、发展和阻挡其西进和北上所致。图图9.25 20059.25 2005年年8 8月月20052005年年8 8月月26-3026-30日日“KatrinaKatrina”路径图路径图 卡特里娜飓风在墨西哥湾沿岸造成的损失超过卡特里娜飓风在墨西哥湾沿岸造成的损失超过1,0001,000亿美元，死亡近亿美元，死亡近20002000人。人。 更暖的海面更暖的海面有利于飓有利于飓（台）风快（台）风快速加强速加强2005年年8月月26-30日日“Katrina”在暖海面在暖海面迅速发展成迅速发展成5级超级飓风级超级飓风（TrenberthTrenberth提供，提供，20052005） 图图9.26 20

121、059.26 2005年年8 8月月28-2928-29日日NOAANOAA两架探测飞机施放的下降式探空仪在卡特里娜飓风内区的分布两架探测飞机施放的下降式探空仪在卡特里娜飓风内区的分布资料被用于改进实时的资料被用于改进实时的GFSGFS模式的初始场和台风结构模式的初始场和台风结构(Wang et al.,2015)图图9.27 NHC9.27 NHC对卡特里娜飓风（对卡特里娜飓风（KatrinaKatrina）的预报。从）的预报。从20052005年年8 8月月2626日（星期五）日（星期五）11pm EDT11pm EDT开始，开始，NHCNHC在在2 2天前正确地预报了星期一沿天前正确地预

122、报了星期一沿LouisianaLouisiana沿岸与沿岸与Louisiana-MississippiLouisiana-Mississippi边界登陆。这时飓边界登陆。这时飓风尚位于佛罗里达洲风尚位于佛罗里达洲Key WestKey West。白色区是预报扇形区，黑线是预报路线。白色区是预报扇形区，黑线是预报路线；红线是实际路径红线是实际路径 （NWS/NOAANWS/NOAA）例例2 2 卡特里娜飓风路径预报简析卡特里娜飓风路径预报简析图图9.28 A 影响菲律宾的超级飓风影响菲律宾的超级飓风“海燕海燕”卫星照片卫星照片(2013年年11月月5-7日日)Sea level rise: 20

123、cm 复合灾害：台风快复合灾害：台风快速加深速加深（890hPa890hPa）+ +暖暖SSTSST混合层混合层+ +风暴潮风暴潮+ +海海平面上升。平面上升。导致菲律宾中部导致菲律宾中部40004000人死亡人死亡。热带西太平洋热带西太平洋300m300m水深为明显的暖水层，台风水深为明显的暖水层，台风的上翻流将暖水带到洋面，加强台风的强度的上翻流将暖水带到洋面，加强台风的强度图图9.28B 20139.28B 2013年年1111月赤道地区海温距平剖面月赤道地区海温距平剖面 西太平洋异常温暖的海水为台风海燕提供了迅速发展的能量西太平洋异常温暖的海水为台风海燕提供了迅速发展的能量。10010

124、0米以下的水温要米以下的水温要比历史平均高摄氏比历史平均高摄氏3 3度，如此温暖的水温可大大减度，如此温暖的水温可大大减弱风暴的冷尾流效应弱风暴的冷尾流效应（海水比通常上翻的海水要暖得多），并且海水比通常上翻的海水要暖得多），并且快速快速移动的海燕台风移动的海燕台风（每小时（每小时3232公里，为通常台风移速的公里，为通常台风移速的2 2倍）受冷尾流倍）受冷尾流影响的时间大大缩短。影响的时间大大缩短。这两个原因使海燕台风在快速移过菲律宾以东这两个原因使海燕台风在快速移过菲律宾以东暖海面时极速加深到暖海面时极速加深到890hPa890hPa的中心气压，的中心气压，带来了强烈的风速带来了强烈的风速

125、314km/h)314km/h)和凶猛的风暴潮，形成了历史罕见的超级台风。这可能也反映了气候和凶猛的风暴潮，形成了历史罕见的超级台风。这可能也反映了气候异常（暖海温与西太平洋海平面上升异常（暖海温与西太平洋海平面上升20cm/2020cm/20年年 ）对极端天气事件的）对极端天气事件的作用。作用。图图9.28C 20129.28C 2012年年1010月月2828日日1715UTC Sandy1715UTC Sandy飓风可见光与水汽卫星图像飓风可见光与水汽卫星图像（Lackmann ，2015）20122012年年“桑迪桑迪”飓风给纽约地区造成了重大破坏性的复合灾害飓风给纽约地区造成了重大破

126、坏性的复合灾害现代现代“桑迪桑迪”飓风路径集合预报与观测比较飓风路径集合预报与观测比较路径路径强度强度（Lackmann ，2015）黑线为观测黑线为观测蓝线为集合平均蓝线为集合平均黑线为观测黑线为观测蓝线为集合平均蓝线为集合平均图图9.299.29现代现代“桑迪桑迪”飓风路径集合预报与观测比较飓风路径集合预报与观测比较9.7 9.7 气候变暖与台风活动的气候变暖与台风活动的关系关系2001年出版的IPCC第三次评估报告，对近百年气候变化与热带气旋生成频率、最大风速和降水之间的关系进行了分析和检测，并没发现它们之间有明显的因果关系。但根据气候模式的模拟和预测，如果21世纪全球温度继续上升，则发

127、现热带气旋的最大风速和降水可能会显著增强。但对热带气旋发生频率的影响仍然不清楚。2005年美国MIT的台风专家Emanuel教授对近50年全球5000个热带气旋的强度变化进行的统计分析（2005年，8月号“Nature杂志”），发现其强度平均增加了50%，第一次根据观测事实说明全球气候变暖可以使热带气旋的强度增加。但仍未发现全球变暖与热带气旋发生频率与登陆台风频次有什么关联。 强热带气旋频数热带气旋潜在破坏力图图9.31 9.31 全球变暖背景下，西北太平洋热带气旋活动的全球变暖背景下，西北太平洋热带气旋活动的增强趋势仅存在于美国增强趋势仅存在于美国JTWCJTWC资料资料， 而不适用于而不适

128、用于日本日本RSMCRSMC和中国和中国STISTI资料资料；资料间的分歧降低了趋势分资料间的分歧降低了趋势分析的可信度析的可信度Song et al. (2010) JGRSong et al. (2010) JGR1945-20131945-2013年西太平洋热带气旋（年西太平洋热带气旋（TCTC）达到最强强度纬度的向北移动）达到最强强度纬度的向北移动，这与这与热带向极地膨胀的事实一致。热带向极地膨胀的事实一致。上述结果不包括上述结果不包括ENSOENSO与与PDOPDO影响。这种北移明影响。这种北移明显改变显改变TCTC灾害的暴露度与死亡风险（如灾害的暴露度与死亡风险（如SansySan

129、sy飓风）。这与人类活动有关。飓风）。这与人类活动有关。（Ning Lina et al.,2016）图图9.32 1945-20139.32 1945-2013年西太平洋热带气旋（年西太平洋热带气旋（TCTC）达到最强强度）达到最强强度纬度的向北移动图。纬度的向北移动图。（Knutson et al，2015）图图9.33 9.33 模拟的模拟的4-54-5级（据级（据Saffir-Simpson分级）分级）TC现代（上图）和现代（上图）和2121世纪世纪后期后期（下图，对（下图，对RCP4.5情景）情景）路径路径图图未来热带气旋最强纬度将继续向北移动未来热带气旋最强纬度将继续向北移动图图9

130、.34 189.34 18个成员的未个成员的未来来6 6天天SandySandy飓风路径飓风路径的集合预报。的集合预报。过去（绿色）过去（绿色）现在（蓝色）现在（蓝色）未来（红色）未来（红色）（Lackmann ，2015）“桑迪桑迪”飓风的路飓风的路径反映了气候变暖径反映了气候变暖对台风移动和加强对台风移动和加强的影响的影响图图9.35 9.35 集合平均的集合平均的300 hPa300 hPa高度场高度场（a a）过去）过去（b b）现在）现在（c c）未来）未来红线为对流层下层位涡红线为对流层下层位涡（Lackmann ，2015） 气候变暖导致气候变暖导致海表温度上升海表温度上升，这使

131、热带气旋内空气块更易上，这使热带气旋内空气块更易上升，并且有更大的升，并且有更大的对流不稳定能量对流不稳定能量，使台风的，使台风的高层加热和暖心增高层加热和暖心增强强。这导致热带气旋的。这导致热带气旋的地面气压有更大的下降地面气压有更大的下降，因而风速加大。，因而风速加大。以后通过以后通过CISKCISK机制机制，使热带气旋内有更强的水汽辐合和对流活动，使热带气旋内有更强的水汽辐合和对流活动，其结果使热带气旋有更强的风速和降水。其结果使热带气旋有更强的风速和降水。 气候变暖影响热带气旋强度的机理气候变暖影响热带气旋强度的机理图图9.36 Pacific climate change in re

132、cent decades. Shown are 20002009 mean anomalies of (A) SST (contour), surface winds (thick vectors indicate 5%significance according to one-tailed Student t test), and precipitation (mm/d, color shaded) in the tropical Pacific, (B) the atmospheric Walker circulation, and(C) upper ocean temperature i

133、n the equatorial Pacific (5S5N). The anomalies are calculated relative to the climatology of 19832006. The solid (dashed) line in (C) denotes climatological (2000-2009 mean) 20 C isotherm, which represents the thermocline depth. Results based on the linear trends of these fields during 19822009 and

134、other available ocean and atmosphere reanalysis datasets.近近10-1510-15年北太平洋海洋温度和风场的特征年北太平洋海洋温度和风场的特征(Luo,2012)图图9.38 电脑模拟安德鲁飓风的最大风速值，在现今的气候条件下（蓝色曲线），以及假设全球暖化使热电脑模拟安德鲁飓风的最大风速值，在现今的气候条件下（蓝色曲线），以及假设全球暖化使热带海面温度上升带海面温度上升2.2 2.2 时（红色曲线）的情形（时（红色曲线）的情形（EmanuelEmanuel，20082008）图图9.39 始新世早期（月始新世早期（月5 5千万年以前）的海

135、面温度分布估计值（虚线代表估计的范围），与现在海面温千万年以前）的海面温度分布估计值（虚线代表估计的范围），与现在海面温度分布（实线）的比较（度分布（实线）的比较（EmanuelEmanuel，20082008） 我们可以把台风的能量循环看作热力学中的我们可以把台风的能量循环看作热力学中的卡诺循环卡诺循环。其作功项为。其作功项为W=Q(TW=Q(Th h-T-Tc c/ T/ Th h) ) Q Q是热输入的速度，是热输入的速度，ThTh和和TcTc分别是热源和冷源的温度。对台风而言，分别是热源和冷源的温度。对台风而言，它们分别是它们分别是27 27 和和-73-73。因而台风的作功项如下式：

136、。因而台风的作功项如下式：W(CW(Ck kVE+CVE+CD D v v3 3）(T(Th h-T-Tc c/ T/ Th h) ) 如果冷热源温度差越大，作功越多，则造成的台风中最大风速也越如果冷热源温度差越大，作功越多，则造成的台风中最大风速也越强。强。E E是海面蒸发量，是海面蒸发量，C CD D 是阻力系数，是阻力系数，V V是风速。是风速。(Emanuel, 2005, Nature)图图9.40 (Emanuel, 2005, Nature)图图9.41(Webster et al., 2005, Science)图图9.42 根据最近的评估，气候模式对未来热带气旋发生频率，地根

137、据最近的评估，气候模式对未来热带气旋发生频率，地点，路径，生命期长度和影响地区的预测，总体上其信度不点，路径，生命期长度和影响地区的预测，总体上其信度不（即模式结果的一致性水平和物理原因的合理性）。（即模式结果的一致性水平和物理原因的合理性）。总的结果为：总的结果为：（1 1）与热带气旋相关的降水将可能随温度增暖与热带气旋相关的降水将可能随温度增暖而而增加。增加。（2 2）全球热带气旋频率将可能减少，或者基本不变。全球热带气旋频率将可能减少，或者基本不变。（3 3）热带气旋平均最大风速可能增加，但这种风速增加不会热带气旋平均最大风速可能增加，但这种风速增加不会发生在所有热带地区。发生在所有热带地区。（4 4）最强热带风暴如强台风的频率在有些洋区将大大增加最强热带风暴如强台风的频率在有些洋区将大大增加 （SREX，2011）完完参考文献见原书第四章参考文献见原书第四章另外感谢任福民与孙颖博士帮助下载麦沙台风预报路径图另外感谢任福民与孙颖博士帮助下载麦沙台风预报路径图