热带气旋：发展和结构

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  热带洋面所储存的热量为热带气旋能量之源，热带气旋从热带海洋热量获取能量，并将其转化为狂风骤雨，摧毁所经陆地。热带气旋是动力与热力共同作用下的产物，上图为国际空间站所摄热带气旋结构图（卡特里娜飓风，2005年8月）。

1. 热带气旋的定义和气候学

  根据世界气象组织(WMO) 定义，热带气旋为近地（海）面较高空更为强烈气旋性环流：[1]。其强度由底层风速来衡量，并按照风力强弱对其进行命名。“热带扰动”表现为风力尚处中等强度且旋转结构大致形成，并伴随有持续雷暴区域。“热带低压”表现为风场已形成闭合环流结构，风速低于17米/秒(约60千米/时)。当风速可介于17至32米/秒(约120千米/时)之间时，可称之为“热带风暴”。风速超过32米/秒之后，则为“热带气旋”，在大西洋和东北太平洋称之为“飓风”，在西北太平洋则称之为“台风”。气象学上通常依据台风底层中心最大风速或中心最低气压对台风进行分类。1977年美国学者萨菲尔和辛普森提出了包含5个等级的台风分级表。

  热带风暴多发生于夏季和初秋，每年全球约有80到90个热带风暴生成，其中约一半可发展为热带气旋。南半球中，南大西洋和东南太平洋因海温相对较低，抑制气旋形成，因此迄今为止北半球气旋活动更为常见。西北太平洋平均每年约生成25个低压和风暴，以及15个台风，约占全球总数的三分之一。西北太平洋是全球唯一全年皆能观测到飓风事件的盆地，这里的飓风多发于夏季和秋季，。东北太平洋平均每年约生成15个低压和风暴，以及约10个飓风。北大西洋平均每年约生成10个低压和风暴，以及约5次飓风。北印度洋低压和风暴数量仅占世界总量的5%，但孟加拉湾较浅，沿岸海拔较低，人口稠密，因此此处低压与风暴往往导致重大损失。热带风暴发生频率在5-6月达到首个峰值，至10-11月再现峰值。6-9月正是印度季风盛行期，高空强风制约了气旋的发展。在南半球，西南印度洋平均每年约生成10个低压和风暴，以及5个气旋，皆发生于夏秋季。东南印度洋和澳大利亚北部平均每年约生成7个低压和风暴，以及3个气旋。西南太平洋平均每年约生成10个低压和风暴，以及5个气旋。各盆地气旋发生数目年际变化较高，但不同海域之间往往呈现相反趋势，彼此抵消。

2. 热带气旋的形成

  热带气旋扰动的发展需要特定的条件：

• 空气中的热量，尤其是湿度，是气旋发展的“燃料”，因此海洋表面温度须达26℃以上，且拥有至少60米深的同质层。
• 为尽可能限制干燥空气导致的降水蒸发，并避免冷气流的形成，大气应具备较高的湿度。
• 为防止不同高度上风速与方向变化导致气旋涡旋扭曲，并妨碍气旋演变，所以大气应具备较小的垂直风切变[2]。
• 大尺度范围内，大气呈现出低层辐合，高层辐散的特征，以促进风暴发展。
• 大尺度气旋性环流有利于风暴群结构发展。

  纬度5-10°以上，地球自旋产生的科里奥利力[3]方可达到“热成风平衡”所要求的振幅。热成风平衡要求高空存在持续暖异常，且伴随着气旋性环流，其强度随高度降低。扰动促使云内水汽凝结释放热量，因此触发强度不等的气旋性漩涡，其水平尺度范围从几十到几百公里。即便深对流云主体消散，气旋性环流还可持续很长一段时间，催生新的风暴，进而加强自身。与此同时，海洋将热量和湿度转移至大气，源源不断为其供能，使得由下降气流带入大气低层的寒冷空气团消失。空气团由此逐渐变得温暖潮湿，再次催生雷暴活动。大气逐渐变暖变湿，由于蒸发冷却形成的下沉气流举步维艰，被移至风暴团几百公里以外。

  多单体雷暴逐步发展，在雷暴云团中心高空形成了巨大的暖异常。暖心加热使空气柱变轻，进一步加强近地（海）面低压，吸引空气低压中心辐合，该力即为气压梯度力。接踵而来的涡旋加强气压梯度力，并由科里奥里力和旋转运动的离心加速度所平衡。热成风平衡使得云带形成宽阔的螺旋结构（宽螺旋云系形成）。风速加大促进气流从海洋表面摄取水汽与热量，而水汽与热量进一步助长风暴上升气流，使大气增暖，加强低层低压中心，加剧涡旋。气旋性环流发展充分之时，低层出现强低压中心，该处激发弱下沉气流，使得空气干燥，局部云层消散，气旋的“眼区”由此出现。

3. 能量循环和最大强度

成熟的热带气旋可被视为一个热力引擎，其热源来源于水汽凝结。长期以来，人们认为大尺度雷暴造成的不稳定大气结构是热带气旋的起源，实际并非如此。热带海洋大气结构通常接近正压状态，制约了大尺度上升运动发展。因此气旋的能量多源于海洋表面的水汽蒸发以及强风。

  强上升气流将云团带至大约15公里高度处，并于此处形成反气旋环流，气流由于辐散逐渐脱离反气旋中心。同时，云体不断向太空发射热辐射，因此逐渐失去能量。而后空气团将会通过大尺度下沉运动折返回地面。在眼区中，弱下沉气流导致空气升温，加强中心低压，加大了眼区对外围空气的吸引力，以此确保大尺度循环得以维持。上图代表了理想状态下的热力学“卡诺”循环。通过该机制可估计热带气旋在相应纬度、特定海洋温度，以及对流层顶约为15公里高度条件下，所能到达的“最大潜在强度”，即最小压力或最大风速。实验所得结果与观测极端值非常一致，表明该循环代表了热带气旋的最佳能量。

4. 成熟结构

  然而因为气旋内部循环细节远比上图所示理想状态复杂，且能量转换难以达到最佳效率，所以罕有气旋可达到最大强度。

  气旋的“眼区”在中高空常表现为清澈干燥，下层则布满云层，水汽充沛，接近饱和状态。低空由于气旋性环流控制，空气向中心辐合，气团流经海洋上空，吸收海表蒸发的水汽后变得湿润。多数湿润空气在辐合运动中滋养了飓风云体，仅有少量到达眼区。高空的下沉气流温暖且干燥。在强雷暴中，上升气流将外围流出的潮湿空气席卷殆尽，因而眼区出现强烈补偿性下沉运动，使得空气趋于燥热，加强中心低压，眼区在卫星图像上清晰可见。在弱雷暴中，不利的条件使得低层湿气流渗透至眼区，使眼区趋于湿冷，空气向中心低压填充，眼区布满云体，在太空中变得朦胧。

  积雨云的“眼墙”，与眼区环流中心相距几十公里，表现为狭窄的螺旋云带或环型云体结构。眼墙是强垂直运动以及强降水发生区域，最大风速可达200千米/时，有时甚至超过300千米/时。热带气旋在几百米高度时，风速达到最大值，低处受海洋表面的摩擦力作用，速度减缓。风速最大值出现在低空这一特点使得热带气旋有别于中纬度地区扰动，中纬度扰动风速最大值出现在高空，因此热带气旋在同等强度下较中纬度扰动更具破坏性。

  热带气旋“核心”水平尺度约几百公里，核心内空气沿着低压中心的形成封闭环流。盘旋于在眼区周围气旋性“初级环流”比径向气流（从外部到内部，或从内部到外部）和垂直“次级环流”要强烈得多。近地（海）面风速因海面摩擦作用而减慢，因而切向加速度无力与吸引空气向低压中心辐合的气压梯度力相平衡，由此产生了指向低压中心的径向加速度，从而催生上升气流。

  初级环流和次级环流共同作用于气旋的演变。首先，二者协同作用产生了暖心结构，并在低层催发伴随着强气旋性环流的低压中心。其次，气流通过与海洋表面的摩擦，以提取水分的形式从海洋中获取能量，进而通过凝结释放热量维持上升气流。眼区中微弱的补偿性下沉运动通过增压使得空气升温，维持暖心结构。

  在核心外围超过数百公里的区域内，水平流动表现出不太对称性，径向风分量比例加大。局地降水强烈，降水带狭长，宽约几十公里，向东延伸至热带地区东风信风与气旋性环流之间的辐合带。北半球降水带位于热带气旋东南侧，南半球降水带位于热带气旋东北侧。

5. 结构演变过程

  初级环流和次级环流之间的耦合机制意味着眼墙并不稳定。上升运动导致眼区产生补偿性下沉运动，低层风在靠近环流中心处加速。环流中心风速加大增加了与海表的摩擦以及水汽输入，推动眼墙向内移动，导致眼墙逐渐收缩。环流中心外围，雨带也在收缩，并在其内部产生下沉运动，逐渐堵塞眼墙。因而眼墙逐渐消散，气旋强度暂时下降。随即外部雨带逐渐发展形成新眼墙，气旋再度增强。

  在台风演变过程中，一旦外部环境发生改变，如大气压力、风或湿度变化、冷暖洋流或涡旋等，热带气旋的强度或多或少产生急剧变化。因此，预测气旋演化困难重重，即使是短期预报也很困难。一场风暴可在几小时内跨越萨菲尔-辛普森等级表中一个等级，这一现象并不罕见，这种变化极大地改变了热带气旋袭击人口稠密的岛屿或海岸线时潜在的影响。

  飓风移至纬度平均30度以外，此处大陆或海域温度较低，不足以维持其能量循环，加之中纬度垂直风切变加大，扭曲其垂直结构，因而气旋减弱。小型或低强度气旋会因此迅速消散，但大型且高强度气旋仍能维持其结构与强度，甚至持续数天。部分热带气旋与西风环流相互作用，可演变为中纬度（斜气压）风暴。各海域转变概率不同：东北太平洋或北印度洋概率为零，西南太平洋或东南印度洋极为罕见该转变，西南印度洋约有五分之一飓风可发生该转变，西北太平洋约有四分之一，北大西洋约有三分之一。在初秋，古老的加勒比飓风可能会在几天后变成欧洲西海岸的中纬度风暴。

  气旋与地貌相互作用时，如经过大型山区岛屿——菲律宾的吕宋岛、台湾岛，或海岸屏障——中美洲科迪勒拉岛，地形便会对气旋施加抬升作用，气旋因而发生变化。山体迎风一侧强迫暖湿空气抬升，导致该处产生大暴雨，甚至洪水和山体滑坡，往往造成严重灾难。风暴分布的变化可暂时破坏气旋的动力机制。因而有时眼区在接近岛屿时消失，数小时后，在距离障碍物几十公里处重新出现。

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参考资料和说明

[1] 南半球为顺时针旋转运动，北半球为逆时针旋转运动。

[2] 风速或方向的垂直变化。

[3] 视示力指向垂直于运动物体在均匀旋转环境中的运动方向。

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译者：许高洁                审校：谭吉华              责任编辑：胡玉娇