台风必修二初稿完整版待发布.doc

编写负责人：爱因斯谭2、王者Tip 第一章、浅谈西风波动1.1西风波动西风带的波动，通常体现在了西风带中的槽脊上，在西风气流上的波数并不是固定不变的，时多时少，直接从500hpa天气图（KMA天气影像即可）上看，在整个北半球中高纬度常年存在波，一般为4-8个，常见为4-5个。实际上，大气中的波动并不是单一波长的波组成，而是不同波长的多个波的叠加，按照波的尺度大致可以分为3类，其中环绕纬圈的，波数达到1-3的为超长波，环绕纬圈波数达到4-7的为长波，环绕纬圈波数大于8的为短波。在实际天气图上，3类波中长波和短波比较明显（长波槽/短波槽）通过日常天气分析就能看出，超长波一般掩盖在长波和短波之中，在几天以上的平均图上比较明显。对于超长波而言，一般是后退或者静止波，对于短波一般是近似U的速度移动，长波则介于两者之间，天气学上经常利用长波公式来推断对流层中层的槽脊移动和调整，在实际大气中常可以观测到的现象，当一个槽和下游临近的槽之间的波长变得非常大时，下游的槽常常被它西面的一个新槽所替代在天气图上表现为波槽的不连续后退，另外，这个过程很少是局地性的，因为一个槽的后退，其东侧的波长就变的过大，结果东侧的第二个槽核能要以同样的方式/速度场后退，在这种波动之中，如果能量超前传播到槽脊的下游而使下游有新波产生（反之），这种过程叫做“上下游效应”。由于太阳辐射对地球的加热是随着纬度的变化而变化，大气在中纬度地区产生了南北方向的温度梯度，热成风关系要求中纬度地区西风随高度增加，在对流层上部的西风气流中，速度场达到几十M/S，因此中纬度地区的对流层上部常年存在有西风急流，而西风急流常是斜压不稳定的，也就是说会从斜压气流中抽取能量而是自身振幅加大，这种不稳定叫做斜压不稳定/斜压位势能的传递波动，由于其依赖于气流的垂直切变，因此斜压不稳定主要集中在锋区附近，中纬度地区大部分天气系统大多通过斜压不稳定机制发展而来。在气旋的初始阶段，地面的西部存在有强盛的冷平流，地面槽的东部则存在弱的暖平流，这种冷暖平流的分布是500hpa槽落后于地面槽的直接后果。这时，500-1000hpa的平均地转风穿越500-1000hpa的等厚度线，在地面槽以西指向厚度较大区域，在地面槽以东则指向厚度较小区域，发展斜压动力波的槽脊相位高度变化是有规律可寻的。在整个对流层之中，发展斜压动力波的槽脊随高度向西倾斜，而冷轴和暖轴随着高度向东倾斜，这种配置是斜压动力波转换南北温度梯度所在储位能到波动动能的必要条件，也是西风带中槽脊发展的必要条件，当槽脊轴线随着高度变化变为垂直或向东倾斜时，冷暖平流的能量转换将变得非常微弱，那么该槽/该脊就会迅速浅化消散。西风波动规律：在脊位发展过程中，低对流层有强暖平流。在槽发展过程中，低对流层有强冷平流，因为对流层与平流层之间有温度正负相关，即对应冷对流层伴随暖低平流层，暖对流层对应冷低平流层。所以在此基础上，大部分情况中，对流层的温度与槽脊几乎同位相，所以在槽脊区温度平流很小，而少有加强的现象发生，当温度场相对落后高度场，槽脊才会有最大的发展。1.2、气团与锋气团，顾名思义，是空气团，气团的水平距离十分广阔，可达几千公里，垂直尺度也可以达到十公里。气团基本分类为两大类：暖气团和冷气团。这是按照气团的热力性质/发展方法的不同而划分的。在这里不多讲。众所周知，太阳的辐射会让地球的表层不断加热，加快了地球表层-次表层的水的蒸发导致了空气中的湿度饱和程度加深，所以，下垫面是地球的一个热源。气团生成的最基础条件就是下垫面要均匀并且湿度差不大。形成气团的过程中，高空流场要相对均衡，也就是说，空气的流速/流向要相对统一，那么气团的雏形就诞生了。暖气团：通常形成于潮湿温暖的海洋上冷气团：通常形成于干燥寒冷的陆地上气团的变性：气团的冷暖性质是可以互相转换的，当不同的气团相应的离开其初生的下垫面，环境场改变之后，能量获得方式改变，物理属性也将改变，那么气团的性质也就改变了。锋，在大气科学中，一般将在热力学场和风场中具有显著变化的狭窄倾斜带定义为锋面，锋面的能量获取来自于斜压势能，其具有较大的水平温度，静力稳定度，绝对涡度以及垂直风速切变等特征，如果以气团性质来划分，锋面可分为暖锋和冷锋，这种倾斜的锋面成为锋区。锋面是一个具有三维结构的天气系统，其三维空间结构的概念可以看作是在水平面是的一个狭长带，它具有一定宽度，其宽度随着高度增加而增加，在近地面层一般为几十公里，在高层可达到200-400KM，对于大气锋面，沿着锋面的尺度一般要大于跨越锋面的尺度，沿锋面尺度一般为1000-2000KM，而跨越锋面的尺度为100-200KM。有的锋面可以一直伸展到对流层顶，例如极锋。锋的分类：锋面根据其着眼点的不同而不同，大致分为以下几种类型。根据锋在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位可将锋分为：冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋。冷锋：锋面移动过程中没冷气团占有主导地位，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动，这类锋面成为冷锋。冷锋过境时，冷空气代替暖空气，使得温度下降。在冷空气移动中，由于空气变性的程度不同，在冷锋后面，可以产生新的一条冷锋，叫做副冷锋。暖锋：锋面移动过程中，暖气团占有主导地位，推着冷气团向冷气团方向移动，这类锋面成为暖锋，当暖锋经过时，暖空气代替冷空气，气温将会升高。准静止锋：当冷、暖气团势均力敌时，锋面的移动是十分缓慢的，甚至出现相对静止的状况，这种锋面成为准静止锋，在实际大气中，绝对精致的锋面是不存在的，可能是冷空气稍强或暖空气稍强。这样会导致锋面在一定的区域内来回摆动，例如我国初夏出现的梅雨锋。锢囚锋：由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠加而成的锋面叫做锢囚锋。在锢囚锋的锢囚过程中冷锋上册的暖空气被抬离地面上升位于高空。锢囚锋还可以细分为三类： 如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团冷，称为冷式锢囚锋。 如果冷锋后的冷空气团比暖锋前的冷空气团暖，称为暖式锢囚锋。 如果冷锋后的冷空气团和暖锋前的冷空气团温差不打，那么成为中性锢囚锋。两条锋面在空间的交接点叫做锢囚点。在我国，冷锋全年都有，尤其在冬季最为频繁。暖锋主要分布在我国东北和长江中下游地区，且大多数有冷锋的伴随，准静止锋大多出现在我国的华南，云贵地区，天山地区和江淮地区。它们的出现和地形有着莫大联系。地面锋：主要指的是其锋面垂直方向的伸展位置主要位于大气低层。地面锋一般认为是在水平面气压图上的一个强的水平温度梯度带。地面锋有十分重要的气象意义，由于它经常与降水关联，也可以为中小尺度的天气系统（飑线，雷暴单体，龙卷风）提供一个极佳的环境场，所以研究地面锋在气象学上是十分重要的。高空锋：主要指位于对流层上部的锋面，它主要与急流和急流轴相伴随，它对从中纬度气旋到对流尺度的天气系统中的强迫垂直运动起着十分重要的动力作用。另外，高空锋对对流层与平流层之间的物质和能量转换和输送有重要作用。锋的深入研究，将会放入必修三中详细讲解（重力流锋模式、锋生锋消、锋区输送带等等）第二章、大气环流在人类固有的视角里，几乎不存在什么大气环流。不过大气环流这个名词的历史已经有300多年。早在17世纪末到18世纪初，哈得来就提出了一种赤道上升，极地下沉的行星尺度热力直接垂直环流。不过当时人们对于大气科学的支架物理数学的了解并不丰富。这种热力驱动的环流原理虽然在随后的热力实验中得到印证，但是在实际地球上，大气环流可没有这么简单。2.1三圈环流这是当今世界对基本经向垂直环流的普遍模型。分别是：哈得来环流、极地环流和中纬度反哈得来环流（费雷尔环流）三圈环流的原理和哈得来提出的热力驱动是一致的。即地球不同纬度接受短波辐射与外逸长波辐射的盈亏的不同导致了自赤道向极地的温度梯度。不过在三圈环流中，人们考虑到了地转偏向力的影响。地转偏向力的大小（地转参数）与纬度和地转角速度有关：F=2sinL其中，F是地转参数，是地转角速度，L是纬度。我们知道地转角速度是个常量，所以地转参数和纬度有关。即纬度越高，地转参数值越大。赤道地区的暖空气上升后在高空南北方向辐散，分别形成了南北半球的低纬哈得来环流的高空部分。随着地转偏向力的加大，辐散气流逐渐转为西风并且在30N附近高空堆积下沉。下沉至地面，其中一支回流至赤道，构成了低纬地区的哈得来环流。极地的冷空气下沉，向赤道辐散，随着逐渐转为东风，气流发生辐合上升，在高空辐散，其中一支向极地回流构成了极地哈得来环流。低纬哈得来环流下沉支向极地的辐散气流逐渐转为西风并且与极地环流的地面气流辐合上升。在高空向赤道的辐散气流与低纬哈得来环流高空的气流辐合下沉。构成了费雷尔环流。三圈环流既然是热力驱动的，那必然和季节有着明显的关系，在这里我们不直接介绍了。2.2三圈环流对应的天气系统或区域（带）三圈环流近地面对应低纬东风带（信风带），极地东风带和西风带。当然这些风带有明显的季节性变化和波动。信风是古代商船的主要动能。由于其稳定性，被称为“信”风。信风实际上就是热力哈得来环流的近地面气流。在费雷尔环流和极地环流气流交汇的地区锋面活动频繁，被称为极锋锋区，并且在这一锋区上空对应一高空急流，称之为极锋急流，高空急流主要是较大温度梯度带来的强烈热成风效应（热成风就是等压面之间的厚度梯度或均温梯度产生的地转风随高度变化，不仔细说明了）。极锋锋区的垂直尺度较大，可以从地面延伸至对流层顶。我们所说的四种锋面就是极锋锋区的锋面。费雷尔环流在高空和低纬哈得来环流交汇之处就是副热带锋区，这支锋区一般在对流层顶。这一带地区也有一支较弱的副热带急流。2.3季风环流季风是一种随季节大幅变化的风系。是海陆热力差为直接驱动的风。季风与副高结合为我国带来了分地区阶段性的汛期。季风的具体讯息我们将在以后的吧刊中进行介绍。季风的成员主要是由数个高压和低压系统构成。下面对季风环流的介绍将以南亚季风为例。南亚季风源地在南半球马达加斯加岛到南印度洋的高压带，在东非近海形成一支索马里急流（低空急流），并由于地转偏向力的变化和东非高原的地形影响，季风突然东折。最终在孟加拉湾或者印度形成季风槽。或者冲击青藏高原。在南亚季风成员中，南半球的系统实际上是作为冷源，而北半球的系统是作为热源。加上青藏高原的抬升影响以及南亚高压加强高空东北风。便形成了地面西南风、高空东北风，南印度洋为下沉支，孟湾、印度或青藏高原为上升支的季风环流。2.4沃克环流沃克环流是在太平洋地区的纬向垂直环流，是海气耦合的很好典范。众所周知，太平洋赤道海温是西大于东。其原因在于正常的海表洋流（等盐度线梯度和表面风驱动），是自东向西的，而深层潜流是自西向东的，这样使得东太平洋冷水更容易上翻，温跃层较浅，而西太都是较高的海温。通过海洋对大气的加热，不可避免的导致了西太上空大气比东太暖，以至于形成了上升支在西太，下沉支在东太的沃克环流。沃克环流一名并不代表沃克环流沃克发现的。由于沃克环流和ENSO的关系，加之沃克在ENSO研究的贡献，后面发现并证明了沃克环流的便以沃克之名命名。第三章、大尺度-行星尺度反气旋反气旋，即高气压。是在北（南）半球顺（逆）时针旋转的旋涡。可大致分为热力高压和动力高压，抑或按照温压场配置分为冷心与暖心。本章主要介绍三种大尺度及以上级别的反气旋南亚高压、副热带高压、赤道反气旋3.1副热带高压 初识副热带高压副热带高压是一种行星尺度的巨型反气旋，南北半球各有一只。在各个半球的副高控制中，往往有数个乃至数十个中心，组成数个单体。每个单体之间抑或分裂，抑或由高压坝连结。副热带高压是一种动力高压，即由低纬哈得来环流和中纬度费雷尔环流的下沉支产生。由于三圈环流的季节振荡，副热带高压的位置也和季节有着很大的关联。在天气学中，副热带高压范围控制的地区称为副热带（亚热带），副高以南东风带是热带地区。从实际观测来看，副热带高压偏赤道偏弱的时候，一般为该半球陆地的隆冬到初春。这种略微的偏差是因为副热带高压中心大多位于海上，副高弱期与冷季15-25天左右的偏差实际上是海陆热力差的表现。副高与我国汛期我国汛期按照时间可以依次分为：华南前汛期、江南梅雨、江淮梅雨、华北汛期、华南后汛期（又称台风汛期）和华东台汛期。大致从副热带高压西脊线到达南海中北部开始，一直到华东台汛期的副高脊线到达31-35N左右。副高对我国汛期的影响主要是对热带系统的移动和形成的影响、对季风风向的变化和对西风带系统的摆布。华南前汛期在夏季风爆发之前，副热带高压主要是起到对西风带的影响，季风爆发后副热带高压起到了一个更为关键的作用，就是使季风登陆华南，输送水汽。但是至始至终，有一个系统是不容忽视的，就是华南准静止锋。锋区抬升是降水主力，由于此时北方冷空气活动仍然频繁，南支西风仍然活跃。在准静止锋附近往往有低空强切变和飑线产生，造成降水中心区。同时南支槽的不时影响又不断使准静止锋出现波动最终产生较弱的江淮气旋。也或者是西南涡东移产生较大影响。随着副高的北抬和季风的进一步加强。江南江淮流域的梅雨季节就将拉开。华南降水趋于减少。向盛夏迈进。南支西风减弱殆尽。不过西南地区由于副高未能控制，西南涡活跃。此时冷空气活动减弱，准静止锋的冷气团也已属于变性大陆冷气团。不过北支西风带的西风槽仍然相对活跃。江淮气旋或黄河气旋仍然不断出现。这些温气有的是西南涡北上后与锋面结合加上西风槽的辅助。或者是西风槽引起锋面波动产生的。而该地区也经常有切变线等出现。黄淮华北的汛期如出一辙，都是由西风带系统如西风槽、低涡、切变线产生的。不过由于斜压位能大幅减弱，产生成熟温带气旋的可能性不大。台汛期降水以台风为主，华南台汛一般与华北汛期同时到来。华南台汛的降水除了来自成熟台风，大部分来自ITCZ（一般是季风槽），和东风波。华东台汛台风较少，并且在华南台汛结束之前很早结束。华东台汛一般在盛夏的最后时光，即8月中下旬到9月上旬。这个时候北方冷源重新开始活跃，不过仍然不能产生强冷空气。由于南北方温度对比加大，西风带的经向度也加大，即西风带波动（槽脊）振幅加大。副高北翘南落的幅度和周期大大缩短。华东能否赶上台风来消暑就要看台风能否赶上副高北跳的过程。不过此时已开始向初秋环流转变，西风槽南探的幅度增加，暑气已不如前。9月中下旬，一般会有一次强冷空气活动，将长江以北地区带入真正的秋天。副热带高压也在此时几乎一蹶不振。虽然历史上9月中旬之后登陆或严重影响浙闽的台风不算罕见，但是华南的台风影响将迎来巅峰。而日本也将遭受第二轮台风的连番轰炸。10月下旬前后，华东地区寒意增加，气温跌至个位。华南也将迎来秋天。北方开始普遍出现降雪。副热带高压对我国的影响趋于减少。南支西风突然爆发副高的变化副热带高压的季节性变化和大尺度纬向环流，但是短期的变动和什么有关呢？在台风吧多呆一会，就知道副热带高压会和西风带槽脊有关。副热带高压是个动力暖性反气旋。暖性结构主要来源于下沉增温。副热带高压受到槽脊的影响主要是温度平流和涡度平流的影响。作为动力高压，涡度平流的因素更大。槽前涡度平流打击副高，脊前负涡度平流使副高西伸北抬。而台风的移动也会对副高产生打击，造成台风路径北翘。同时南亚高压的变动也会引起副热带高压变动，具体的我们下节讲解。3.2南亚高压南亚高压，又称青藏高压，南亚至东亚地区对流层上部的一种大尺度热力反气旋。由于夏季青藏高原为及周围地区为一热源，高空产生了热力高压。季风爆发前后，南亚高压的中心也登上高原。这时高压的南侧东北风与地面西南风形成了季风环流。不过有时，南亚高压的中心会到达伊朗一带，变身成为干燥的动力高压。南压高压的主要变动就是东西部型和带状型之间的相互转化。这与北部的大槽有关，如下图。南亚高压与季风变化的关系我们将在以后的吧刊中进行解答，而东部型的南亚高压会引导副高西伸，同时南亚高压是梅雨季节的重要成员。3.3赤道反气旋跨赤道气流在夏季风盛行时一般都会活跃的存在。可以是偏强的东南信风，也可以是季风等。气流越过赤道之后由于地转偏向力改变逐渐转为偏西风。于是这样气流就发生反气旋弯曲。当跨赤道气流达到一定规模时，就会产生完整的反气旋环流。赤道反气旋是台风路径的重要引导气流来源之一，一些时候也可以向台风输送跨赤道气流。赤道反气旋是动力反气旋。由气流产生负涡度并逐渐加强产生。由于跨赤道气流这里所指的是低空气流，所以一般赤反中心对应下沉气流。于是赤反也是暖性高压。不过赤道反气旋的负涡度最大值在对流层中层的400-600HPA左右。赤道反气旋的寿命不长，强度如之前所述和跨赤道气流的强度有关。这里跨赤道强度和南极涛动（控制南半球冷源活动）、厄尔尼诺-南方涛动循环（控制东南信风强度，ENSO和其年总体强度有关）有着关联性。如果跨赤道气流位于季风区内，那么则将和季风低频振荡有关。这些东西我们将在以后的选修中进行一一解答。第四章、ITCZ和东风波ITCZ包括了一系列的系统性大尺度辐合带，季风槽也属于ITCZ。东风波则是副高靠近赤道一侧东风带中的波动。这两种系统发展成了80%以上的台风。其中ITCZ就占了65%。那么这些东西是怎么产生的？又是如何发展为台风的？让我们接下来看。4.1ITCZ什么是ITCZITCZ，中文名热带辐合带（又称赤道辐合带）。亦称赤道槽。最普遍的ITCZ由南北两支信风辐合而成。这种辐合带和副热带高压的季节性变动有关。普通ITCZ的北跳和副热带高压的北跳有着明显的联系。ITCZ在气旋性切变足够大的时候就会产生热带气旋。ITCZ的分类ITCZ大致可以分为两种。东南信风和东北信风交汇辐合产生一大片云区，这种云区在信风推动下逐渐向西传递。这种ITCZ辐合强度较弱，发展成热带气旋的概率和速度都不高。这种ITCZ会产生扰动，这种扰动被称为赤道波。赤道波是一种正压扰动。后期我们会在选修中具体介绍这种扰动。跨赤道西到西南风与东北信风或其他风交汇形成了近乎静止的辐合带，被称为静风ITCZ，又称为季风槽。这种ITCZ一般比较容易发展成为热带气旋。ITCZ的能量供应机制ITCZ是热带大气最常见的天气系统，对于大气的平均来说，ITCZ可以看做是一种频率中等，振幅较小的大气波动。不过这种波动获得能量后振幅会逐渐加大。那么是什么能量呢？第二类条件不稳定是通过积云对流释放潜热促使辐散增强导致地面需要更多气体辐合上升，周而复始，这种正反馈机制就叫做第二类条件不稳定机制。ITCZ正是通过这种机制发展或维持的。如果条件合适，那么ITCZ将会发展成为热带气旋。厄尔尼诺与ITCZ厄尔尼诺是指在东太平洋赤道地区持以数月的异常增暖现象，由于海洋和大气的耦合作用，厄尔尼诺除了造成海洋生态环境的影响，还会使得大气出现长时间的异常。科学家发现厄尔尼诺现象与澳大利亚附近和东南太平洋的海平面气压差距平有着一定的关系，这种气压差距平被称为南方涛动（Southern Oscillaiton）。由于这种密切的关系，厄尔尼诺和拉尼娜现象造成的异常统称为ENSO事件（El Nino Southern Oscillation）。这种异常如何产生？厄尔尼诺和南方涛动如何相互影响？我们在选修中会具体介绍。在厄尔尼诺年，太平洋地区东南信风（南半球信风）较弱。难以越过赤道。所以ITCZ相对偏南。不过由于厄尔尼诺年赤道西风增强，并且季风成员之一澳大利亚的高压系统在南方涛动影响下，也比常年偏强。这无疑增加了季风的强度和向东传递的距离。这样一来，似乎会和东南信风孱弱造成的ITCZ异常会被弥补。不过由于厄尔尼诺对沃克环流的影响，菲东转为下沉区。这样对于季风槽（ITCZ）的发展是不利的。总体而言，厄尔尼诺会略微消弱ITCZ的强度和频次。4.2 东风波我们在冬季，经常有冷空气影响。而大范围的雨雪冰冻与稳定的南支槽（印缅槽）是分不开的。冷空气通常由槽携带。我们知道，槽是一种大气扰动，我们冬季所说的槽都属于西风槽。与之对应的是脊。这些我们在之前的章节讨论过了。槽脊，就是西风带的波动。现在就让我们进入东风带吧。低纬东风带而我们通过对三圈环流的了解，可以知道，西风带往赤道方向一段距离，就是东风带。东风带盛行信风（季风区除外）。位于副热带高压的靠近赤道一侧。在夏季，东风带的规模不亚于西风带。台风及其胚胎绝大多数就诞生于东风带中。既然有西风带波动，那么东风带中会有波动吗?什么是东风波东风带和西风带一样，拥有槽和脊，不过由于这些波动的（反）气旋曲率最大处不在同一个等压面上。并且由于气流方向的不同，槽（脊）口的位置与西风带相反。广义上说，东风带中的槽和脊都可以算作东风波动，不过狭义上，也在我们的习惯中，东风带中的槽才是东风波。东风波有时候又称热带波，东风波中气流辐合，所以盛行上升气流。所以大多是恶劣的天气。东风波的尺度很大，波长大约在1000-2000KM左右东风波产生及发展机制西风带风切变巨大，相对应的是较大的斜压位能。同时由于南北热量、角动量交换产生并加强了西风带波动。由于高空急流轴附近风切变更大大，对应斜压位能更大。因而几个超长波槽脊的槽脊线都位于急流轴上的风速最大区附近。我们知道，高空急流的产生离不开热成风效应。大的热成风需要明显的温度（厚度）梯度才能产生。东风带中，温度梯度较小并且比较混乱，难以出现高空急流，同时除了季风区外，在低纬地区基本气流中没有明显的垂直风切变。所以东风带斜压位能不明显。于是，东风波的产生很大程度上便和正压不稳定有关，具体原理十分复杂，在此就不进行介绍了。不过正压不稳定产生的能量比较弱，加上绝对的正压大气是没有或十分稀少的。有些时候，在正压位能为东风波带来小量的发展并成为暖性时，于是就有了自取有效位能的能力，发展机制变成斜压不稳定，得以继续发展。所以东风波的发展还是离不开斜压不稳定。不过西太平洋东风波发展并成为台风胚胎的可能性较低。当然，东风波如果发展成为台风，其发展机制依然是第二类条件不稳定机制。东风波的结构东风波的结构有的时候比较深厚，可以发展到对流层上层。垂直剖面上，这种东风波的波轴没有固定倾向，大致在中低空向西倾斜，到了高空逐渐转为垂直。在季风区的高空东风带中，波槽同样可以带来雨水。季风区的高空东风波的波轴向西倾斜，这主要是因为季风环流下，东风矢量随高度增加。这种东风波低层盛行西南季风，大多是东风波移入破坏低空结构产生，恶劣天气大多集中在槽前（相对于气流方向）。还有一种东风波，高空为西风，中低空为东风。这种典型东风波振幅和上升气流最大值大约在对流层中下层位置，在700hpa-650hpa，东风波低空为明显冷心，对流层中层及以上变为暖性（主要是辐合上升水汽凝结释放潜热）。高空便出现反气旋环流。这种东风波波轴向东倾斜，涡度零线出现在300hpa左右，300hpa以上出现负涡度区（最大在200hpa高度）。这种典型东风波一般高空为西风，也可以是一个高空东风波脊。典型东风波的低空风场、流场和温度场。前面提到过，典型东风波是一个槽口朝向赤道的槽，正涡度最大值在低空。如果了解了西风带槽脊的流场风场，那么认知东风波风场流场就不是问题了。同时，成熟东风波通常是暖心结构下面是东风波的典型低空流场、风场。第五章：热带气旋结构5.1眼壁台风眼壁，也有台风云壁，眼墙等叫法，台风眼壁通常出现在台风眼外围，有一个环状的对流很强的云带，这是台风结构最重要的一部分，台风眼壁是一个台风中破坏力最大的地方，例如0608桑美，眼壁惊人的破坏力横扫苍南福鼎，损失惨重。台风眼壁的形成过程比较复杂，简单来说，台风眼壁是考察一个台风强度的重要指标。它是由于低层暖湿空气向台风中心流入，在眼区四周强烈辐合上升而形成向上伸展旺盛的云体，通常有台风眼壁的TC强度都在STS以上。这些强烈的云体上空有强烈的上升气流从四周往台风眼中流动。台风在加强过程中，眼壁可能会出现下击暴流，雷暴，乃至龙卷风等极端天气（例如1013鲇鱼）台风遇到干空气，冷空气也可能会出现上述情况。（例如1323菲特）台风眼壁围成了一周，中间就形成了台风眼，台风眼是个无风无雨的区域，必修一已经介绍过了。下面放置图片 （上述提到的桑美鲇鱼 菲特的图片。）1.1.2眼壁置换眼壁置换是成熟热带气旋的标志，一般而言强度达到一分钟平均风速100节以上就有概率产生眼壁置换，眼壁置换最典型的征兆是CDO结构外部与风眼眼墙外侧在微波扫描上出现缝隙，CDO结构外部会不断吸收水汽爆发对流发展直至成为完整的一环，这时眼壁置换正式开始。一般来说眼壁置换时风眼核心区的涡度一般会远大于外区的涡度（关于涡度请见1.3），换而言之涡度的大小与两个风眼间的缝隙大小成正比，一般来说眼壁置换过程中外眼墙会不断加厚，而内眼墙会渐渐减弱直至崩溃，最后由于内眼强的涡度与外眼墙的涡度渐渐平衡，崩溃的内眼便会被外眼墙吸收，这时眼壁置换成功。为什么针眼台很容易置换？眼壁置换与热带气旋的发展速度也用极大的关系，一般情况下发展出针眼的热带气旋发展速度堪称爆发性增强，强烈的角速度使CDO的对流云系旋转的极为猛烈。同时又由于加强速度极为迅速导致核心区旋转极其猛烈，外围环流的角动量与眼墙的角动量差极大，这时由于角动量守恒的作用，核心区与外围环流旋转速度会开始平衡，眼区与外围环流间的空隙常常很大，这也是为何针眼极其不稳定刚构造起来就崩溃的缘故。那么眼壁置换失败又是为何呢？一般而言在眼壁置换过程中绝不可有下沉干区干扰，但眼壁置换过程中内眼减弱外眼刚构造起来，这时热带气旋就十分容易被下沉干区趁虚而入。首先干空气透过空隙接触内眼时会激发内眼的对流，导致内眼再度加强不易崩溃，外眼的发展也会被干空气干扰，同时干空气还会影响内外眼合并的效率（指内眼的残留被外眼吸收），因此干空气是眼壁置换的克星。在干空气入侵以及低海温的情况下想眼壁置换成功难度极大，而且这时倘若陷入鞍型场持续打转，还会导致海温下降，想要构造强烈的对流更是难上加难。一般情况下眼壁置换失败的典型情况是内眼墙重新加强外眼墙开始减弱，随后内眼墙扩大吸收外眼墙，之后内眼墙也由于强度弱而崩溃，眼壁置换失败会近乎彻底破坏一个热带气旋的结构。眼壁置换纵然是成功也不一定会加强，其实要看环境，一般而言环境的好坏与眼壁置换成功后的加强幅度成正比，环境优秀时眼壁置换就是作为加强的跳板，而环境平庸甚至恶劣时则会起到暂时保命的作用。5.2风眼1.2.1.风眼热带气旋内部的气团上升到对流层高处之后，一部分呈反气旋式流出（具体请见1.5），另一部分则向台风的中心下沉，使得台风中心的对流云雨消散，这就是台风的风眼台风的风眼内部气压很低，有气象记录以来中心气压最低的台风眼内气压只有870hpa，但台风眼内由于盛行下沉气流，所以天气相较于眼墙区较为良好，但台风眼内并不会像电视剧中那样万里晴空，由于低空摩擦层的湍流，一些低云会在台风眼内部不断产生，所以发展成熟的台风眼内部常会出现反气旋式的低云（由于下沉气流导致反气旋式的旋转）但由于台风眼内部的气压很低，所以在周围较高大气压的作用下海平面会上升，形成风暴潮灾害，而且台风眼内部的海面仍是波涛汹涌，巨浪可达10m以上台风眼的形成对于热带气旋的加强有很大好处，眼内可以堆积下沉气流，加热暖心，促进CISK机制的运行，反过来说，眼内下沉气流的强度也可以从一定程度上表现台风的强度，因此台风眼的清空程度（在IR云图上就表现为眼内的温度）也可以从一定程度上表现台风的强度，一般来说，在其他条件差不多的情况下，风眼清空度较好的热带气旋，没有理由较风眼清空较差的热带气旋较弱台风眼的大小形状多种多样，有直径10海里以下的针眼，有直径达到100-200km的巨眼，强烈台风的风眼一般比较规则，接近于正圆形，周围有完整的对流强烈的眼墙的环绕，较弱的台风风眼有可能呈现出各种形状，不规则甚至有开放性眼墙（请见上一节对于眼墙的描述），还有可能由于下沉气流很弱没有风眼，或者没有完整的眼墙结构，只有对流碎块围成的云卷风眼（没有完整的眼墙与CDO结构，眼内下沉气流微弱且并不是完全的下沉气流，形状一般较为不规则）风眼的大小与台风的强度没有必然关系，但一般针眼台风结构不稳定，易出现眼壁置换，导致巅峰短暂，风速巅峰跟不上形态巅峰，而大眼台风的强度一般也不是顶级强度，顶级超台的风眼一般在15-30km之间，而1330海燕就属于风眼较大的顶级超台了（40km左右）云卷风眼和真风眼上一个部分我们已经讲过了云卷风眼与真风眼的定义，一般来说，云卷风眼的出现表明热带气旋的强度已经有了一定程度的增强，但距离真正的强台还有一定的距离云卷风眼和真风眼的关系并不是一成不变的，环境良好的情况下，云卷风眼周围的对流碎块会逐渐融合成完整的眼墙，中心微弱的下沉气流会变得统一而且增强，这时的云卷风眼就化为了真风眼，云卷风眼转化为真风眼的典型案例就是1307苏力和1208韦森特（关于1208韦森特我们会在必修四详细讲解）云卷风眼也有可能由中心爆发的对流塔填塞，形成真风眼（上文提到的1216三巴就是这种形式的如何辨别云卷风眼和真风眼呢？其一是靠IR云图，真风眼周围的对流区一般比较均匀，风眼形态一般比较规则，而云卷风眼的周围由于是对流碎块，所以一般从IR上会有明显的色调不均，而风眼形态也很不规则，甚至眼内仍有对流碎块其二是靠VIS云图，真风眼周围常有高耸平整的对流区，风眼一般较为接近圆形，而云卷风眼周围可以看出对流由碎块组成，风眼不规则，眼内甚至可见对流碎块的存在其三是靠微波扫描（85HZ，91HZ，PCT，Color），云卷风眼的扫描上一般没有明显的眼墙结构，中心周围由对流碎块组成，而真风眼的周围往往存在连续的的眼墙，绕成一圈5.3螺旋雨带与外围下沉区1.3.1螺旋雨带热带气旋的外围存在螺旋雨带，螺旋雨带是绕着热带气旋中心运动的雨云和雷暴热带气旋的结构。成熟的热带气旋都具有螺旋雨带（环状TC除外），螺旋雨带会带来强降水。螺旋雨带的形成与重力惯性波和Rossby波有关，但目前也不能用这两种理论完全解释热带气旋的螺旋雨带的形成。热带气旋螺旋雨带会带来强风与暴雨的天气，内部可能还会伴有雷暴天气，登陆时条件合适甚至可能激发龙卷风有些较弱的热带气旋结构整体由螺旋雨带组成，没有明显的眼墙结构，云卷风眼的形成也与螺旋雨带的叠加有关图1-3.1，1330海燕的螺旋雨带1.3.2台前飑线热带气旋内部较少存在雷暴现象（仅有少数热带气旋有眼壁雷暴）。但热带气旋行进路线的前方由于热带气旋的低压幅合与充沛水汽，以及在陆地上由于下沉气流加热底层大气而导致大气结构不稳定之后触发第一类不稳定机制，导致对流性天气的产生，这就会形成台前飑线。台前飑线的天气情况与一般的飑线雷暴天气情况相似，有雷雨大风，偶尔还会出现冰雹和龙卷风。台前飑线一般容易在夏季的登陆热带气旋产生，这是因为地面的温度湿度已经很高，再配合热带气旋外围的低压区域激发，很容易引发第一类不稳定机制，导致台前飑线的产生。图1.3.2：1311号台风尤特的台前飑线1.3.3外围下沉区热带气旋在螺旋雨带之外还会存在外围的下沉区域，一方面由于自身系统吸入的空气抬升后在外围形成的外围下沉气流，另外还有热带气旋前进的道路上可能会有副高控制，也会使得热带气旋来临之前异常闷热。这就是人们常说的“吃下沉”。热带气旋外围的下沉气流控制下的天气晴朗高温闷热，甚至云量稀少，很容易让人以为热带气旋并不会很快到来5.4 低层风场与正涡度在必修一中，我们已经了解到了热带气旋低空存在气旋性风场（南半球风向顺时针，北半球逆时针），属于正涡度系统。正涡度系统一般属于气旋系统或低压槽（槽底一般存在正涡度），而负涡度系统一般属于反气旋系统和高压脊热带气旋的涡度在扰动时期主要表明了热带气旋底层气旋性风场的完好程度。一般来说，若是一个热带扰动涡度较为深厚，则代表这个热带气旋的底层气旋性环流较为完整。但在热带扰动强度以上的热带系统中，涡度则与强度没有必然联系（季风低压的涡度也比较强，但一般风速较弱）涡度与眼壁置换也有关系，这些在1.1已经讲过了注：涡度即是一个空气微团的旋度。为了方便辨识，设有正负涡度。在北（南）半球中，逆时针为正（负）涡度，顺时针相反。所以气旋为正涡度。5.5高层结构1.5.1高层流出与反气旋在前面的几节中我们已经系统的认识了台风的低层幅合系统，那么台风的高层结构也是低压幅合系统吗？恰恰相反，台风的高空是反气旋高压系统，提供高层幅散。台风眼墙内的水汽被强烈的上升运动提升到高空，从对流层顶部流出，形成抽吸作用，导致下方水汽继续上升。也形成了台风高层的反气旋系统。高空反气旋除了由台风自己形成以外，还可以借助南亚高压等大型系统（深秋的台风常常南高覆顶，造成了良好的流出条件）有些台风的高空流出也是由高空急流提供的，急流是高低空快速流动的空气流，典型的有西风急流，南高南侧的东北急流（造成南海夏季台风低层环流中心（LLCC）裸露的元凶）还有西南季风急流（低空急流）,由于急流中的空气流速非常快，常常造成了高低空空气流速与方向的较大差别，造成强烈的风切，但高空急流也可以增强台风的高层幅散（最典型的是0622西马仑，依靠西风急流和热带东风急流获得了完美的流出条件，快速爆发），关于急流与热带气旋的影响，将在必修三中详细论述1.5.2高空反气旋以及流出对于热带气旋的影响典型的为热带气旋带来辐散的高空急流有热带东风急流，热带东风急流一般会为热带气旋带来强烈的赤向流出。强烈的辐合可以使热带气旋高层结构发展出一个反气旋系统。这时由于辐合中心区的高空为高气压，气流自然会自内向外流动，换而言之高空反气旋可以增强辐散，而强烈的辐散有利于增强上升运动，促进水汽潜热的释放，潜热的释放有利于暖心结构的构造，因此高空反气旋对热带气旋的发展有着极其重要的作用。台风的高空反气旋结构还可以抵御风切，反气旋底部的区域风切都会降低，强烈的热带气旋一般高空反气旋结构比较成熟，所以具有抵御风切的能力（但面对西风急流等行星尺度的系统还是得乖乖被切），弱的热带气旋高空反气旋结构不成熟，抵御风切能力较差，对流易被高层风切走，低层则被低空的高压低压引导，形成低层环流中心（LLCC）裸露的现象，就是指台风的底层螺旋云系发生裸露，没有被对流覆盖附录：台风吧贴内名词简介1、 数值预报：数值预报是指用超级计算机套入各种动力、热力学公式以及使用正交函数模态（EOF）等高等物理数学原理进行计算。与人工分析的优点在于：减少不必要的错误，省时省力，中期预报相对准确。不过数值预报并不完善，所以对于一些预报仍然需要预报员的经验。2、 误差圈：表示台风预报路径较实际路径产生的误差大小的可能范围，误差圈的大小与形势复杂程度呈正相关。3、 坐巴士：由于菲律宾和台湾的阻挡，太平洋进入南中国海的台风有不少是先登陆台湾和菲律宾的。为了把直接由巴士海峡进入南海的台风和其它区分开来，就将直接由巴士海峡进入南海的台风的路径成为坐巴士。4、 深入内陆：没有明确定义，大致倾向于：虽然可能无法真正的*深*入内陆，但是台风登陆后路径方面没有出海的意思，就可定义为深入内陆5、 风神定律：台风路径不断西偏，机构预测路径也不断西调。6、 深度分析：200字以上，附有要素场天气图、振荡指数等大气科学类图片，并且考虑到每一种可能的形势。不参考任何数值、主观预测。7、 雷蒙德：屁眼。8、 中太来客：中太平洋本土生成扰动，在中太平洋取得国际编号及命名，然后进入西太平洋。9、 东太来客：东太平洋本土生成扰动，在东太平洋取得国际编号及命名，穿过中太平洋进入西太平洋。10、 真命天子：在某地长久没有被台风影响并在之前被台风打了虚晃一枪，然后再次出现预测登陆该地区的台风，这个台风就被称作真名天子。11、