氣旋生成

氣旋生成（cyclogenesis）是指氣旋性環流發生或加強的過程。 ^[1]  根據氣旋形成和活動的主要地理區域，可分為温帶氣旋和熱帶氣旋兩大類。

温帶氣旋主要指發生在中緯度温帶地區的低壓渦旋，高緯度地區也有出現。多是由於極鋒（極地氣團與熱帶氣團間的鋒面）波動產生的，因而也稱鋒面氣旋。伴隨氣旋活動常有大範圍的雲區、降水區和強風區，是中高緯度地區重要的天氣尺度系統之一。

在北半球，其氣流作反時針方向旋轉；在南半球則相反。直徑大的可達3000km或以上，小的僅幾百公里，平均約1000km。氣旋強度多用中心氣壓值表示，中心氣壓一般在970 - 1010hPa，有時可低到935hPa或以下。

熱帶氣旋是指發生在熱帶洋麪上強烈的氣旋性渦旋。當其中心風力達到一定程度是，稱為颱風或颶風。其水平環流半徑一般為數百公里，垂直環流高度約為10km，達到對流層上部。在對流層中、下層，渦旋運動由外向內迅速加強，狂風、暴雨和巨浪出現在距氣旋中心約幾百公里到幾十公里的環形範圍內。在離中心幾十公里以內的區域，反而風平浪靜、雨歇雲消。

挪威學派認為，氣旋生成是鋒面波動的結果。蘇聯學者認為在温壓場的某一區域內，只要氣壓動力變化的速度和加速度的代數值是從中心向四周增加，就可有氣旋生成。 ^[1]  温帶氣旋和熱帶氣旋各自的生成機制如下：

當鋒移動緩慢或趨於靜止時，鋒上出現小波動，即氣旋波，在鋒波動東段暖空氣向冷空氣方向推進，形成暖鋒；鋒波動西段冷空氣向暖空氣方向推進，形成冷鋒，圍繞着波動產生了氣旋性環流，環流中心氣壓下降， 形成低壓中心。 ^[2] 

圖1 為初生階段示意圖，圖1a為氣旋生成前，圖1b為開始出現波動。

這時高空鋒區也呈波動式，温度場落後於高度場。氣旋位於高空槽前，温度平流零線穿過氣旋中心，氣旋前部為暖平流，後部為冷平流。所以熱力因子使地面氣旋前部減壓，後部加壓，從等高線看，槽前為正渦度平流區，渦度因子使地面氣旋中心減壓。這兩種因子聯合作用的結果，使地面氣旋一面向前移動，一面加深發展。高空槽也因冷平流而加深，並因渦度平流作用而向前移動。此時地面摩擦影響很小。 ^[3] 

隨着氣旋性環流的加強，中心氣壓不斷下降，冷鋒與暖鋒間的扇形暖區愈加明顯。這個階段，由於暖空氣沿鋒面斜坡上升，絕熱冷卻，發生凝結，出現系統性的雲系和降水。 ^[2] 

圖2 為成熟階段示意圖。

在此階段，高空温壓場中，高空槽巳加深且已經出現閉合中心，但温度槽仍落後於高度槽，不過兩者比前一階段有所接近。地面氣旋前部仍為暖平流， 後部為冷平流。同時氣旋仍在高空槽的前方，氣壓變化的熱力及動力因子的配置與前一階段差別不大。氣旋繼續發展並向前移動。隨着地面氣旋的發展，氣旋上空的濕度因上升運動而逐漸降低，這在氣旋中心偏後地區最明顯，因為這裏同時有冷平流，所以温度槽離氣旋中心愈來愈近。此階段高空槽仍因冷平流而繼續發展，地面摩擦影響增大，但還不佔主導地位。 ^[3] 

熱帶氣旋的生成機制是一個古老而熱門的問題，而遠海觀測資料稀少使這個問題成了熱帶氣旋研究領域中最困難的問題。科學工作者們已經從不同的空間和時間尺度上做了大量的探索。

經過半個多世紀的探索研究，科學家們已經在熱帶氣旋生成所需的氣候背景場，擾動源以及觸發機制等方面有了一定的瞭解：在大尺度環境條件方面，提出了與熱帶氣旋生成緊密相關的6個季節性參數，即適當的柯氏力，適宜的低層高相對渦度區，弱的水平風速垂直切變，海表以下60 m深的水温在26℃以上，海平面到500 hPa深厚的條件性不穩定大氣以及相對潮濕的中層大氣，這為熱帶氣旋生成機制的研究奠定了重要基礎。 ^[4] 

氣候變化對於熱帶氣旋生成的頻數、位置有調整作用，但是氣候變化與熱帶氣旋生成機制之間的關係目前還沒有建立。在熱帶氣旋生成的外部擾動源方面，發現了東風波，MJO，TUTT，熱帶雲團和preexisting vortex以及冷空氣等多種擾動源，並對每種擾動源的加強過程進行了大量研究。在熱帶氣旋生成的觸發機制方面，人們對經典的CISK機制和WISHE理論提出質疑，將研究重點轉移到中小尺度過程，提出了越赤道氣流，地形作用，風湧，中尺度渦旋合併，中層渦旋和低層季風槽的相互作用以及對流爆發等觸發機制假説，更細緻地描述了熱帶氣旋生成過程中關鍵性的因素。在我國，對熱帶氣旋生成的中尺度觸發機制的研究還很欠缺。仍然需要更多深入細緻的探索。 ^[4] 

但是，目前各種觸發機制的假説基本上都限於個例研究。不同海域、不同擾動背景下熱帶氣旋生成的觸發機制是否存在共性？這種共性又是什麼？各種可能的觸發條件之間是怎樣的關係？這些問題還不得而知。