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熱帶氣旋

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熱帶氣旋(Tropical Cyclone, TC),是生成於熱帶副熱帶洋麪上,具有有組織的對流和確定的氣旋性環流的非鋒面性的天氣尺度的渦旋的統稱。它包括熱帶低壓、熱帶風暴、強熱帶風暴、颱風、強颱風和超強颱風。 [60]  熱帶氣旋常見於西太平洋及其臨近海域(颱風)、大西洋和東北太平洋(颶風)以及印度洋南太平洋 [3] 
熱帶氣旋常見於夏秋兩季,其生命週期可大致分為生成、發展、成熟、消亡4個階段,其強度按中心風速被分為多個等級,在觀測上表現為龐大的渦旋狀直展雲系 [2]  [4]  。成熟期的熱帶氣旋擁有暴風眼、眼牆、螺旋雨帶等宏觀結構,直徑在100至2000 km之間,中心最大風速超過30m/s,中心氣壓可降低至960 hPa左右,在垂直方向可伸展至對流層頂 [2-3]  。未登陸的熱帶氣旋可能維持2至4周直到脱離熱帶海域,登陸的熱帶氣旋通常在登陸後48小時內快速消亡 [5] 
熱帶氣旋的產生機制尚未完全探明,按歷史統計,温暖的大洋洋麪、初始擾動、較弱的垂直風切變和一定強度的Beta效應是熱帶氣旋生成的必要條件 [2]  。在動力學方面,第二類條件性不穩定(CISK)理論能夠較好地解釋熱帶氣旋的生成和維持 [4]  [6-8]  全球變暖也被認為與熱帶氣旋的生成頻率有關 [9] 
中文名
熱帶氣旋
外文名
Tropical Cyclone, TC
類    型
天氣系統,氣旋
出現地點
熱帶洋麪,亞熱帶洋麪
出現時間
夏季,秋季
持續時間
小於4周
伴隨現象
中心低壓,強風,降水

熱帶氣旋定義

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熱帶氣旋 熱帶氣旋
熱帶氣旋,是發生在熱帶或副熱帶洋麪上的低壓渦旋,是一種強大而深厚的熱帶天氣系統。即產生於熱帶洋麪上的中尺度天氣尺度的暖性氣旋 [2]  颱風是熱帶氣旋的一種。我國把西北太平洋和南海的熱帶氣旋按其底層中心附近最大平均風力(風速)大小劃分為6個等級,其中風力為12級或以上的,統稱為颱風。 [1]  熱帶氣旋是生成和發展於熱帶海域的暖性氣旋系統。產生於西太平洋、西北太平洋及其臨近海域的熱帶氣旋被稱為“颱風(typhoon)”;產生於大西洋和東太平洋的熱帶氣旋被稱為“颶風(hurricane)”;產生於印度洋南太平洋的熱帶氣旋可能被稱為“氣旋風暴(cyclonic storm)”或簡稱為“氣旋”(cyclone) [2]  [10] 
廣義上熱帶氣旋的定義對氣旋的強度沒有要求,即無論熱帶氣旋處於其生命史中的任何階段,在廣義上都可以被稱為“熱帶氣旋”;狹義的熱帶氣旋僅包括處於發展和成熟階段的強盛氣旋,按中心最大風速,其強度必須超過氣旋分級系統的最低標準 [11]  。例如在大西洋,只有1分鐘持續最大風速超過120 km/h的氣旋系統會被分類為“嚴格的”熱帶氣旋,即颶風,低於該標準的暖性氣旋會被歸於“熱帶低壓(tropical depression)”和“熱帶風暴(tropical strom)” [11] 
熱帶氣旋與温帶氣旋的水平(上)、垂直(下)結構差異 熱帶氣旋與温帶氣旋的水平(上)、垂直(下)結構差異 [12]
與熱帶氣旋相近的概念包括亞熱帶氣旋(subtropical cyclone)和温帶氣旋(extratropical cyclone)。作為區別,温帶氣旋是存在於中高緯地區的冷性氣旋,可生成於海洋或陸地,且在多數情況下由斜壓不穩定發展形成並伴隨鋒面出現 [12]  。亞熱帶氣旋是一類介於熱帶氣旋和温帶氣旋之間的天氣系統,其成熟期的形態接近於熱帶氣旋但在動力學上具有和温帶氣旋相近的冷核(cold core)結構 [13] 
作為聯繫,熱帶氣旋進入温帶洋麪後有機會轉變為温帶氣旋,温帶氣旋在少數情形下也可變性成為熱帶氣旋 [12]  。亞熱帶氣旋在進入熱帶洋麪並轉變為暖核(warm core)結構後會被識別為熱帶氣旋,但當熱帶氣旋通過亞熱帶洋麪時,只要其暖核結構不變,就不會被識別為亞熱帶氣旋。
熱帶氣旋包含大量不穩定能量並可能成為氣象災害,登陸的成熟期熱帶氣旋帶來範圍顯著的破壞性強風、大量降水並伴隨有風暴潮雷暴等次生災害 [4]  。存在於洋麪的熱帶氣旋是航運業的重大威脅。現代業務天氣預報能夠通過衞星遙感識別和觀測熱帶氣旋並結合數值天氣預報對其發展和移動進行預報和預警 [14-15] WMO的主要成員會對各海域的熱帶氣旋進行命名並面向公眾發佈信息 [16-17] 

熱帶氣旋結構

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熱帶氣旋風眼

主條目:風眼
颱風風眼圖 颱風風眼圖 [18]
風眼是位於熱帶氣旋旋轉中心(通常也為幾何中心)的相對平靜區域。風眼內可能無雲(clear eye)或由低雲和中雲填充(filled eye),是熱帶氣旋近地面氣壓的最低點 [10]  。風眼內的風速顯著低於外圍區域,通常不超過24 km/h,很少或無雨,其內部盛行下沉氣流,靠近眼牆的邊緣區域為氣旋性渦度的上升氣流。風眼內部和上方大氣的位勢温度要高於其周圍環境 [19] 
風眼尺寸的常見取值在50 km左右,隨高度升高而增長,且北半球熱帶氣旋的風眼直徑通常小於南半球熱帶氣旋 [20]  。風眼大小的極端的例子包括1960年台風卡門(typhoon Carmen)的370 km和2005年颶風威爾瑪(Hurricane Wilma)的3.7 km [21-22]  。熱帶氣旋的強度對風眼直徑敏感,給定相同的熱力和動力學條件,風眼直徑小的熱帶氣旋具有更高的最大潛在強度 [23] 
隨着熱帶氣旋生命階段的變化,風眼的幾何特徵會發生改變。快速增強的熱帶氣旋擁有小、清晰且高度對稱的風眼,有時被稱為“針孔眼(pinhole eye)”、成熟期熱帶氣旋擁有對稱的圓形風眼,且風眼被連續的眼牆包圍,即“閉合眼(closed eye)” [24]  [25]  。處於消亡期或發展不完全的熱帶氣旋具有不規則的風眼,例如眼牆不閉合(open eye)、形態不對稱或殘片狀的風眼 [25]  。風眼的動態變化在熱帶氣旋的業務天氣預報中可作為參考 [24] 
並非所有的熱帶氣旋都具有成熟期的風眼(閉合眼),按1989至2008年大西洋海域熱帶氣旋的氣候統計,60%的颶風個體具有清晰的風眼,且風眼首次出現時,熱帶氣旋中心最大風速的平均值為29.8 m/s,即處於強度略低於1類颶風的階段 [25] 

熱帶氣旋眼牆

眼牆是圍繞熱帶氣旋風眼形成的塔狀直展雲系(cumuliform cloud),高度可由海平面伸展至流層頂,對熱帶海域而言,該高度約為15 km。眼牆內包含旺盛的對流活動並在對流層中層形成潛熱釋放。眼牆也是熱帶氣旋內風速和單位降水率最大的區域,對眼牆的最大風速進行觀測可以估計熱帶氣旋的強度 [10] 
1997年的颱風艾碧正在進行眼壁置換 1997年的颱風艾碧正在進行眼壁置換
強度較高的發展期和成熟期熱帶氣旋的眼牆可能包括主眼牆和次級眼牆(secondary eyewall)兩部分,該現象通常與眼牆置換(eyewall replacement cycle)有關 [26]  。當主眼牆內的對流活動達到一定強度時,靠近眼牆的主雨帶內側會有強對流活動發展並形成新的次級眼牆。次級眼牆會逐漸向風眼方向運動,對原先的眼牆進行置換 [26]  。眼牆置換期間,由於原先的眼牆由於脱離了有利於對流形成的區域,因此被孤立和削弱,而次級眼牆尚未發展完全,因此熱帶氣旋會發生暫時性的強度下降。眼牆置換完成後,由新眼牆維持的熱帶氣旋會再次增強(re-intensify) [26] 

熱帶氣旋外部結構

螺旋雨帶
螺旋雨帶是完全發展的成熟期熱帶氣旋具有的結構,在本質上是熱帶氣旋內除眼牆外所有對流系統的總和 [27]  。螺旋雨帶隨氣旋中心按正渦度方向旋轉,切向速度隨高度升高而減小,其內部包含不連續的對流性降水 [27]  。近地面受螺旋雲雨帶影響的區域可能出現陣性降水強風等天氣現象,因此在天氣預報中,螺旋雨帶定義了外圍大風區和降水區的位置 [28] 
熱帶氣旋的螺旋雨帶通常有“主雨帶(principle rainband)”、“次級雨帶(secondary rainband)”和“外圍雨帶(distant rainband)”之分 [29]  [28]  。其中主雨帶也被稱為“內雨帶(inner rainband)”,是螺旋雨帶的主體部分,在氣旋的運動過程中幾乎與眼牆相對靜止 [27]  ,在一些研究中被認為是熱帶氣旋本體和環境的分界 [30]  。次級雨帶是圍繞主雨帶旋轉的一組對流單體。外雨帶可能沿氣旋半徑被逐步捲入主雨帶中,也可能鬆散地組織在熱帶氣旋周圍 [27]  。外圍雨帶是熱帶氣旋最外側的零星出現的對流系統的總和,在一些研究中也被稱為“外圍中尺度對流系統(Outer Mesoscale Convective System, OMCS)” [31] 
螺旋雨帶具有複雜的中尺度結構,按雷達回波的觀測結論,在中低層水平面內,螺旋雨帶內側氣流背離氣旋中心吹向雨帶,且強度隨高度升高而增強 [32]  。螺旋雨帶低層是強輻合區,伴隨有近地面的外部氣流匯入。輻合區的位置隨高度偏離氣旋中心且輻合強度隨高度減弱,在對流層中上層轉變為輻散。在沿氣旋中心的剖面內,螺旋雨帶包含二級垂直環流,其中上升氣流位於雨帶內側(輻合區域)且隨高度向外側傾斜,並可能包含對流性強降水,下沉氣流位於上升氣流外側,強度低於上升氣流 [32] 
螺旋雨帶中次級雨帶的形成被認為由熱帶氣旋內部渦旋羅斯貝波(vortex Rossby waves)的向外傳播有關 [33]  。螺旋雨帶中主雨帶的動力學機制尚未完全明確,數值模擬的結果表明,主雨帶在確立後,會改變熱帶氣旋的動力結構,並與眼牆的形成和置換有關 [34] 
外圍大風區
熱帶氣旋外部,包括外圍雨帶的所在區域可觀測到強風,其覆蓋範圍被通稱為“外圍大風區”,按診斷參量可由“強風半徑(gale wind radii)”定義 [35]  。強風半徑是熱帶氣旋的直接天氣影響範圍,通常與熱帶氣旋本身一樣呈現對稱形態 [36]  。在熱帶氣旋登陸時,由於下墊面的影響,強風半徑內的風速和其範圍會發生變化 [35] 

熱帶氣旋特徵

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熱帶氣旋雲系

熱帶氣旋的雲系是其動力學特徵的固有表現,一般地,對流活動產生的直展雲系在熱帶氣旋的生成和發展階段具有處於中心地位 [37]  ;進入成熟期後,熱帶氣旋也已直展雲系為主,其內部包含有旋轉的強上升氣流和相對較弱的下沉氣流。層雲可見於熱帶氣旋的風眼,其垂直高度在邊界層頂附近,上方是頂部下沉氣流。眼牆雲以積雲族為主,垂直高度可達對流層頂,衞星雲圖表現為中心密集雲團區(Central Dense Overcast, CDO) [29] 
眼牆雲在形態上受到氣旋內部梯度風平衡, 以及邊界層內中性層結氣流斜向輸送的影響,通常按一定坡度向外伸展,並間歇性地受到其下方由濕靜力能驅動的浮力抬升的作用而產生動態變化 [29]  。主雨帶和次級雨帶由對流單體組成,在雲系方面也以塔狀積雲為主,其內部包含翻轉上升氣流(overturning updrafts)和穩定的下沉氣流 [29]  。眼牆置換髮生時,主雨帶和眼牆的雲系會發生合併。外圍雨帶的雲系與一般意義上中尺度對流系統內的雲系具有相同特徵,在形態上由渦旋動力學主導幷包含以積雨雲為代表的強降水雲系 [29] 

熱帶氣旋特徵尺度

熱帶氣旋的空間尺度具有明顯的動態變化,一般地,在近地面和對流層中下層,例如700 hPa等壓面層,熱帶氣旋可能是一個100 km尺度的中尺度系統或1000 km尺度的天氣尺度系統 [38-39]  ,其運動被認為受到5000 km以上行星尺度波動和引導氣流的影響 [40]  。按一些特殊個例,超級颱風泰培(super typhoon Tip)的直徑達到了2200 km [41]  ,而熱帶風暴馬可(Tropical Storm Marco)的直徑僅有18.5 km [42]  。熱帶氣旋在一些研究中被認為是”升尺度”的過程,即預先存在的天氣尺度氣旋性擾動和對流尺度的能量、渦度特徵相疊加 [29] 
在時間尺度方面,熱帶氣旋在登陸前通常能存在數週,屬於中尺度系統中能長期維持的類型,但少數個例,例如維持了31天的颶風約翰(Hurricane John) [43]  ,在時間尺度上可能超過鋒面氣旋等天氣尺度系統。此外,考慮熱帶氣旋變性為温帶氣旋的情形,其按天氣影響估計(而非系統本身)的時間尺度可能更長。

熱帶氣旋風壓參量

在水平風場方面,熱帶氣旋在近地面和對流層下層是一個強正渦度中心,其水平風分量在北半球為逆時針方向、在南半球為順時針方向,且有氣流攜帶水汽和熱量向風眼輻合 [10]  。在對流層上層,熱帶氣旋內的氣流向外輻散,並由科氏力作用形成負渦度的外散環流 [10]  [36]  。在一些研究中,熱帶氣旋近地面水平輻合、對流層上層水平輻散的垂直結構被分別稱為TC流入層(TC inflow layer) 和TC流出層(TC outflow layer) [44] 
熱帶氣旋風眼內的水平風速很小,其極大值在眼牆內取得,通常超過30 m/s。在眼牆之外,熱帶氣旋的水平風速沿半徑遞減 [10]  。熱帶氣旋由風眼中心到最大風速區域的水平距離被稱為最大風速半徑(Radius of Maximum Wind, RMW)。熱帶氣旋風速極大值所處的高度約為海平面上方300 m,原因是熱帶氣旋的水平風速會由於摩擦作用在近地面產生損失;且在高度大於300 m時,熱帶氣旋的環流結構減弱了水平氣壓梯度和風速 [10] 
在垂直風場方面,熱帶氣旋的風眼內存在緩慢的下沉運動,垂直風速在0.1m/s左右,眼牆和主雨帶的上升運動強於下沉運動,其中上升運動風速的極大值區與對流層中層眼牆內潛熱加熱的極大值區基本重合,風速的極大值為5-10 m/s,與強對流活動相對應 [36]  。眼牆內的氣塊在上升過程中由於水平風速隨高度降低,其路徑呈螺旋狀以滿足角動量守恆。熱帶氣旋的外圍區域可見下沉氣流,量級在0.01至0.1 m/s [36] 
在氣壓方面,熱帶氣旋在近地面是一個閉合的低壓中心,中心最低氣壓通常在960 hPa以下,作為極端個例的超級颱風泰培,其測得的中心最低氣僅有870 hPa。在觀測研究中,熱帶氣旋與周圍環境的氣壓差(pressure-deficit)可作為其垂直結構的表徵。一般地,在近地面至對流層下層的2-4 km高度區間,熱帶氣旋中心的氣壓差隨高度幾乎不變,但影響範圍(半徑)擴大,因此氣壓梯度隨高度減弱。在對流層中層及以上,由於環境氣壓隨高度的指數遞減,熱帶氣旋的氣壓差逐漸降低,並在TC流出層下方趨近於0 [45] 
熱帶氣旋內的風壓參量基本滿足梯度風平衡關係,在此基礎上有研究提出了通過有限的氣壓觀測估計熱帶氣旋風場的經驗方法或數學模型,例如Takahashi (1939年) [46]  、Fujita (1952年) [47]  、Holland (1980年) [48]  等。在業務天氣預報中,熱帶氣旋的風壓參量可以作為其觀測強度的指標,此時通常取連續的1分鐘或10分鐘內熱帶氣旋的最大風速作為參考 [11] 

熱帶氣旋温濕參量

參見:暖心結構
熱帶氣旋內温濕參量的分佈被認為與其動力學機制有關。由於熱帶氣旋是包含水汽冷凝的天氣系統,觀測中可用的温濕參量包括等效位勢温度擾動(equivalent potential temperature perturbation)、比濕擾動(specific humidity perturbation)和密度擾動(density perturbation),3者都是熱帶氣旋內外温濕參量的差值 [45] 
在垂直方向,熱帶密度擾動的極大值和氣旋比濕擾動的極小值在TC流入層附近取得,原因是TC流入層的水平輻合與水汽抽吸作用。熱帶氣旋比濕擾動和等效位勢温度擾動的極大值在對流層中層取得,通常在4.5-8km區間,該區間也被稱為熱帶氣旋的“冷凝段”或“暖心” [45]  。原因是由TC流入層輸送的濕空氣在該區間集中達到飽和併發生冷凝,冷凝伴隨的潛熱釋放加熱了熱帶氣旋的內部大氣 [45] 
在水平方向,熱帶氣旋密度擾動的極大值位於風眼內,影響半徑較小。等效位勢温度擾動和比濕擾動的極值位於眼牆內,影響半徑通常與熱帶氣旋自身半徑相當 [45] 

熱帶氣旋能量參量

比濕熵(specific humidity entropy)是熱帶氣旋觀測研究中被使用的能量參量 [49] 
式中
為凝結潛熱,
為幹空氣和水汽的理想氣體常數
為水汽的比濕和相對濕度,
為總含水率。比濕熵考慮了氣塊運動的凝結潛熱釋放,因此在可逆絕熱過程中是守恆量。熱帶氣旋內部的比濕熵高於外部環境,在水平方向,比濕熵在眼牆內取極大值並沿半徑向外遞減,在垂直方向,比濕熵隨高度增加,其等值線也隨高度向外傾斜 [50] 
按熱力學觀點,熱帶氣旋是一個開放系統,其比濕熵有多個源匯項,其中主要的源是熱帶氣旋下方温暖洋麪,主要的匯是邊界層和TC流出層的能量耗散,其它次要的不可逆因子包括降水的蒸發、湍流混合等 [51] 
對流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)是熱帶氣旋研究中另一個被使用的能量參量。探空觀測表明,熱帶氣旋內可逆過程CAPE(reversible CAPE)和假絕熱過程CAPE(pseudo-adiabatic CAPE)的量級在1E3左右,夾捲過程CAPE(entraining CAPE)的量級在1E2左右,CAPE的極值在RMW附近取得。熱帶氣旋中心附近順切變(downshear)區域的CAPE高於逆切變(upshear)區域 [52] 
熱帶氣旋的温濕和能量參量可被用於分析其最大潛在強度(Maximum potential intensity, MPI)。MPI定義了一個熱帶氣旋在給定的熱力學條件下能夠達到的最低氣壓和最大風速 [53]  ,這裏給出Emanuel (1994)中最大潛在風速的估計 [53-54] 
式中
為洋麪温度,
為TC流出層的平均温度(mean outflow temperature),
為焓交換系數,
為拖拽係數,
分別由熱帶氣旋內RMW附近和熱帶氣旋外的海平面飽和濕氣塊計算。按DeMaria and Kaplan (1994)對颶風的觀測研究,大部分熱帶氣旋的觀測強度僅為其MPI的55%,對少部分充分發展的個例,該比例可達80% [55]  。環境流場的垂直風切變被認為是熱帶氣旋無法達成其潛在強度的原因 [56] 

熱帶氣旋生命史

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熱帶氣旋生成

熱帶氣旋生成過程還不是很清楚,這是氣象科學研究的重點之一。在全球各主要國家的眾多科學家近100年的觀察、觀測及數值模擬實驗等研究中,熱帶氣旋的生命史分為:生成期、發展期、成熟期及消亡四個階段;而熱帶氣旋的生成分為兩個階段,即氣旋胚胎生成階段及發展階段。熱帶氣旋的能量來源是水汽,較大塊水汽在較大温差條件下發生冷凝,將引發冷凝區域的低壓,以及由潛熱的升温作用,促成區域上部的上升氣流加強。區域低壓和上升氣流的協同作用,會引發比冷凝區域大一倍或數倍區域內的擾動。這種擾動具有一定的渦旋特徵,但受到普遍存在的側向風的襲擾,加之垂直温度梯度很小,平均為0.6-0.65℃/hm,絕大多數擾動不能發展成熱帶氣旋。也就是説,僅靠水汽運動+冷凝擾動生成熱帶氣旋的比率是非常低的。研究認為,中層渦旋(MCV)與熱帶氣旋的生成和增強之間的關聯度是很大的。
美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research)的科學家估計一個熱帶氣旋每天釋放5×10至2×10焦耳的能量,比所有人類的發電機加起來高200倍,或等於每20分鐘引爆一顆1000萬噸的核彈
熱帶氣旋模擬圖 熱帶氣旋模擬圖
結構上來説,熱帶氣旋是一個由雲、雷暴組成的巨型的旋轉系統,它的基本能量來源是在高空水汽冷凝時汽化熱的釋放。所以,熱帶氣旋可以被視為由地球的自轉和引力支持的一個巨型的熱力發動機,另一方面,熱帶氣旋也可被看成一種特別的中尺度對流複合體(英語:Mesoscale Convective Complex),不斷在廣闊的暖濕氣流來源上發展。因為當水冷凝時有一小部分釋放出來的能量被轉化為動能,水的冷凝是熱帶氣旋附近高風速的原因。高風速和其導致的低氣壓令蒸發增加,繼而使更多的水汽冷凝。大部分釋放出的能量驅動上升氣流,使風暴雲層的高度上升,進一步加快冷凝。
熱帶氣旋因此能夠取得足夠的能量自給自足,這是一個正回授的循環,使得只要暖濕氣流和較高的水温可以維持,越來越多的能量便會被熱帶氣旋吸收。其他因素例如空氣持續地不均衡分佈也會給予熱帶氣旋能量。地球的自轉使熱帶氣旋旋轉並影響其路徑,這就是科里奧利力的作用。綜合以上敍述,使熱帶氣旋形成的因素包括一個預先存在的天氣擾動、高水温、濕潤的空氣和在高空中相對較低的風速。如果適合的環境持續,使熱帶氣旋正反饋的機制藉着大量的能量吸收被啓動,熱帶氣旋就可能形成。
深層對流作為一種驅動力是熱帶氣旋與其他氣旋系統的主要分別,因為深層對流在熱帶氣候地區中最強,所以熱帶氣旋大多在熱帶地區生成。相對地,中緯度氣旋的主要能量來源是大氣中的已存在的水平温度梯度。如果熱帶氣旋要維持強度,就必須留在温暖的海面上,使正反饋機制得以持續。因此,當熱帶氣旋移入內陸,強度便會迅速減弱。
當熱帶氣旋經過一片海洋,該處海域的表面温度會下降,從而影響熱帶氣旋後來的發展。温度的下降主要是因為熱帶氣旋帶來的大風使海水翻滾,海底較冷的海水湧上。較涼的雨水的下降、雲層的遮蔽使海洋減少吸收太陽的輻射,也是表面海水温度下降的原因。以上因素相輔相成,會使一大片海洋的表面温度在幾天內急劇下降。
生成的條件
熱帶氣旋的生成和發展需要海温、大氣環流和大氣層三方面的因素結合。熱帶氣旋的能量來自水蒸氣凝結時放出的潛熱。熱帶氣旋的形成條件未被完全瞭解。一般認為熱帶氣旋的生成須具備6個條件,但熱帶氣旋也可能在這6個條件不完全具備的情況下生成。
  • 海水的表面温度不低於攝氏26.5℃,且水深不少於50米。這個温度的海水造成上層大氣足夠的不穩定,因而能維持對流和雷暴。
  • 大氣温度隨高度迅速降低。這容許潛熱被釋放,而這些潛熱是熱帶氣旋的能量來源。
  • 潮濕的空氣,尤其在對流層的中下層。大氣濕潤有利於天氣擾動的形成。
  • 需在離赤道超過五個緯度的地區生成,否則科里奧利力的強度不足以使吹向低壓中心的風偏轉並圍繞其轉動,環流中心便不能形成。
  • 不強的垂直風切變,如果垂直風切變變過強,熱帶氣旋對流的發展會被阻礙,使其正反饋機制未能啓動。
  • 一個預先存在的且擁有環流及低壓中心的天氣擾動。
  • 中對流層的大氣不能太乾燥,相對濕度必須大於40~50個百分點。
生成的地點
大多數熱帶氣旋在熱帶輻合帶形成,熱帶輻合帶是在全球熱帶地區出現的雷暴活動區。
熱帶氣旋在海水温度高的地區生成,通常在27℃以上。它們在海洋的東部產生,向西移動,並在移動的過程中增強。這些系統大部分在南北緯10至30度之間形成,而有87%在20度以內形成。因為科里奧利力給予並維持熱帶氣旋的旋轉,熱帶氣旋鮮有在科里奧利力最弱的南北緯五度之內生成。但熱帶氣旋也有可能在這個地區形成,例如2001年的熱帶風暴畫眉和2004年的熱帶氣旋阿耆尼
由温帶氣旋或亞熱帶氣旋轉成
如果温帶氣旋能夠成功脱離鋒面,並獲得部分熱帶氣旋的特性,可以被分類為亞熱帶氣旋。若擁有更多熱帶氣旋的特性,可以被分類為熱帶氣旋。例子如颱風白海豚

熱帶氣旋消散

消散原因
熱帶氣旋一般在以下情況減弱消散,或喪失熱帶特性。
  • 移入陸地。因為失去維持能量的温暖海水,而迅速減弱消散。絕大部分的強烈熱帶氣旋登陸後一至兩天即變成組織鬆散的低壓區。但是如果能夠重新移到温暖的洋麪上,它們可能會重新發展。移經山區的熱帶氣旋可以在短期內迅速減弱。
  • 在同一海面上滯留過久,翻起海平面30米以下較涼海水,熱量吸乾,使表面水温下降,無法維持強度,熱帶氣旋因而減弱。
  • 移入水温低於26攝氏度的海洋,這會使熱帶氣旋失去其特性(中心附近的雷暴和暖心結構),減弱為低壓區。這是東北太平洋熱帶氣旋消散的主因。
  • 遇上強烈垂直風切變,對流組織受破壞。
  • 西風帶的作用,例如與鄰近的鋒面融合,這使熱帶氣旋轉化為温帶氣旋,這個過程會持續一至三日。但就算熱帶氣旋完成轉化,很多時候它們仍能維持熱帶風暴的風力和一定程度的降水。在太平洋和大西洋,由熱帶氣旋轉化而成的温帶氣旋有時風力會達到颶風的水平,嚴重影響美國西岸或歐洲。2006年的颱風伊歐凱就是這樣的一個例子。
  • 弱的熱帶氣旋被另一低壓區影響,受破壞而成為非氣旋性雷暴,或被另一個較強的熱帶氣旋吸收。
人工消散
在1960至1970年代,美國政府曾嘗試以人工的方式使熱帶氣旋減弱。方法是以碘化銀使熱帶氣旋螺旋雲帶的水分過度冷卻,令內部眼牆崩塌而降低其強度。1969年的颶風黛比(Hurricane Debbie)風速因此而下降了30%,但在人工減弱後,該颶風的強度很快便恢復。在1947年,一個位於美國佛羅里達州傑克遜維爾以東的颶風被人工減弱後,突然改變路徑,吹襲了佐治亞州的沙瓦納,釀成災難。因為被人工減弱的風暴有太大的不定性,聯邦政府禁止對在48小時內有10%以上機率登陸的熱帶氣旋進行人工減弱,因而大大減少了此後可能的實驗風暴數目。因為發現眼壁置換會在較強的熱帶氣旋自然發生,此計劃最終被放棄。因為被過度冷卻的水分比例太少,以碘化銀人工減弱熱帶氣旋的成效不是十分的大。
其他曾被提出的人工減弱熱帶氣旋的方案包括:
  • 以巨大的冰塊降低熱帶氣旋所經過海面的海水温度;
  • 在風眼結構形成的初期向其丟下大量冰塊以吸收熱帶氣旋放出的潛熱,阻止潛熱轉化為動能
  • 以抑制蒸發的物質覆蓋海洋;
  • 用核武炸掉熱帶氣旋;
  • 向熱帶氣旋丟下乾冰
但這些方案都面對一個問題:熱帶氣旋的體積太大使它們難以實行。

熱帶氣旋理論

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熱帶氣旋天氣尺度過程

熱帶氣旋的路徑主要受大尺度的引導氣流影響,熱帶氣旋的運動被前美國國家颶風中心主管尼爾·弗蘭克博士(Dr. Neil Frank)形容為“葉子被水流帶動”。
在南北緯大約20度左右的熱帶氣旋主要被副熱帶高壓(一個長年在海洋上維持的高壓區)的引導氣流引導而向西移,這樣由東向西的氣流稱為信風。在北大西洋,熱帶氣旋會被信風從非洲西岸引導至加勒比海北美洲,而在東北太平洋,熱帶氣旋會被信風引導到達太平洋中部直至引導氣流減弱。東風波是這區域很多熱帶氣旋的前身,而在印度洋和西太平洋,風暴的形成主要被熱帶輻合帶和季風槽的季度變化影響,相對於大西洋和東北太平洋,東風波形成熱帶氣旋的比例較小。
與中緯度西風帶的作用
當熱帶氣旋移到較高緯度,其圍繞副高活動的路徑會被位於高緯度的低壓區所改變。當熱帶氣旋向兩極移近低壓區,會逐漸出現偏東向量,這是熱帶氣旋轉向的過程。例如一個正向西往亞洲大陸移動的颱風可能會因為中國或西伯利亞上空出現低壓區而逐漸轉向北方,繼而加速轉向東北,擦過日本的海岸。颱風轉向東北,是因為當其位於副高北緣,引導氣流是從西往東。

熱帶氣旋運動學

科里奧利力(簡稱科氏力),是慣性系統(空氣流動為直線運動)在非慣性系統(地球自轉為旋轉運動)上移動而產生的一種現象。科氏力並非真實存在,而是對於一個位在非慣性系統上觀察者而言,會認為慣性系統的行進路徑發生偏移,因而假想出一個加速度,此加速度乘上物體質量便成為一個假想力。雖然科氏力只需要地球自轉就可以產生,不過考慮地球的球體形狀,需要加入一個與緯度有關的
係數:
其中
為緯度;
角速度。因此地球上的科里奧利加速度為:
其中v為地球自轉速度的水平分量。由此公式可知緯度愈高,科里奧利加速度愈大,在赤道則為零(因此赤道上通常不會生成熱帶氣旋。
科氏力在地球上的特例稱做地轉偏向力,對氣旋運動的影響主要有兩個,一方面決定了氣旋系統的旋轉方式;另一方面則是決定氣旋的前進方向。
當空氣沿氣壓梯度進入低壓中心,由於大氣流動與地球自轉方式的差異,會使大氣流動發生一定程度的偏離。在北半球,當低壓中心以北的空氣南移,會向與地球自轉相反的方向(西方)偏離;其以南的空氣北移時則會向地球自轉的方向(東方)偏離,而南半球空氣偏離的方向相反。因為科氏力與空氣向低壓中心的速度相垂直,這便創造了氣旋系統旋轉的原動力:北半球的氣旋逆時針方向轉動,南半球的氣旋則順時針方向轉動。
角動量守恆
科氏力雖然決定了氣旋旋轉的方向,但其高速旋轉的主要動力卻非科氏力,而是角動量守恆的結果:空氣從遠大於氣旋範圍的區域抽入低氣壓中心,由於旋轉半徑減小而角動量不變,因此導致氣旋旋轉時的角速度大大地增加。
熱帶氣旋雲系最明顯的運動是向着中心的,而角動量守恆原理也使外部流入的氣流,在接近低氣壓中心的時候會逐漸加速。當氣流到達中心之後會開始向上、向外流動,因此高層的雲系也會向外流出(輻散)。這是源於已經釋放濕氣的空氣在高空從熱帶氣旋的“煙囱”被排出。輻散使薄的捲雲在高空形成,並在熱帶氣旋外部旋轉,這些捲雲可能就是熱帶氣旋來臨的首個警號。
除了熱帶氣旋本身的旋轉,角動量守恆也影響了氣旋的移動路徑。低緯度地區的地球自轉半徑較大,因此氣體流動的偏移較小;高緯度地區的地球自轉半徑較小,所以氣體流動的偏移較大。這樣的力量也是熱帶氣旋在北半球往北移動,南半球往南移動的原因之一。 [57] 

熱帶氣旋藤原效應

藤原效應或稱雙台效應,是指兩個或多個距離不遠的氣旋互相影響的狀態,往往會造成熱帶氣旋移動方向或速度的改變。藤原效應常見的影響依照熱帶氣旋之間的強弱程度不同而大致分為兩種:若兩個熱帶氣旋有強弱差距,則較弱者會繞着較強者的外圍環流作旋轉移動(在北半球為逆時針旋轉,南半球則是順時針旋轉),直到兩者距離大到藤原效應消失,或到兩者合併為止。如果兩個熱帶氣旋的強弱差不多,則會以兩者連線的中心為圓心,共同繞着這個圓心旋轉,直到有其他的天氣系統影響,或其中之一減弱為止。

熱帶氣旋登陸

登陸”的官方定義是風暴的中心(環流的中心,而非邊緣)越過海岸線,但在熱帶氣旋登陸前數小時,沿岸和內陸地區已會有風暴的狀況。因為熱帶氣旋風力最強的位置不在中心,即使熱帶氣旋沒有登陸,陸地上也可能感受到其最強的風力。

熱帶氣旋影響

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熱帶氣旋負面影響

強烈的熱帶氣旋伴有狂風、暴雨、巨浪和風暴潮,活動範圍很廣,具有極大的破壞力,是一種災害性天氣系統。 [59]  成熟的熱帶氣旋釋放的功率可達6x10瓦,在海上的熱帶氣旋引起滔天巨浪,狂風暴雨。有時會令船隻沉沒,國際航運受影響。但是熱帶氣旋以登陸陸地時所造成的破壞最大,主要的直接破壞包括以下三點:
  • 大風:颶風級的風力足以損壞以至摧毀陸地上的建築、橋樑、車輛等。特別是在建築物沒有被加固的地區,造成破壞更大。大風亦可以把雜物吹到半空,使户外環境變成非常危險。
  • 風暴潮:因為熱帶氣旋的風及氣壓造成的水面上升,可以淹沒沿海地區,倘若適逄天文高潮,危害更大。風暴潮往往是熱帶氣旋各種破壞之中奪去生命最多的。(注意:風暴潮有別於海嘯,風暴潮(英語:Storm surge)是風暴的低氣壓及狂風所引發的持續性巨浪,海嘯(英語:Tsunami)是海底地震所產生的短暫漸進式巨浪,並向陸地沿岸衝過去。)
  • 大雨:熱帶氣旋可以引起持續的傾盆大雨。在山區的雨勢更大,並且可能引起河水氾濫,土石流及山泥傾瀉。
熱帶氣旋也為登陸地造成若干間接破壞,包括:
  • 疾病:熱帶氣旋過後所帶來的積水,以及下水道所受到的破壞,可能會引起流行病
  • 破壞基建系統:熱帶氣旋可能破壞道路,輸電設施等等,阻礙救援的工作。
  • 農業:風、雨可能破壞魚、農產物,導致糧食短缺。
  • 鹽風:海水的鹽分隨著熱帶氣旋引起的巨浪被帶到陸上,附在農作物的葉面可導致農作物枯萎,附在電纜上則可能引起漏電。
  • 加強季風寒流或大陸反氣旋強度:當熱帶氣旋遇上相當強烈的大陸寒流時,兩者之間的氣壓梯度增加,後者會吸收熱帶氣旋的能量,使寒流增強。
1987年11月至12月間,西太平洋的颱風蓮娜在南中國海北部遇上當時最強烈的西伯利亞寒流(北風潮),使香港的氣温由攝氏26度急速下降至8度,創下香港氣候觀測史上最大的24小時降温紀錄,導致冬季提早降臨。

熱帶氣旋正面影響

雨水
熱帶氣旋所造成的人命損失是無法估量的,但是熱帶氣旋亦為乾旱地區帶來重要的雨水。不少地區的每年雨量中的重要部分都是來自熱帶氣旋。例如東北太平洋的熱帶氣旋為乾旱的墨西哥和美國西南帶來雨水;日本甚至全年近半的雨量都是來自熱帶氣旋。
熱量平衡
熱帶氣旋亦是維持全球熱量和動量平衡分佈的一個重要機制。熱帶氣旋把太陽投射到熱帶,轉化成海水熱量的能量,帶到中緯度及接近極地的地區。熱帶氣旋亦作為一強烈渦旋擾動,把赤道所積存的東風角動量輸送往中緯度地區的西風帶內。
減低污染
熱帶氣旋強勁的風力,可以吹散高污染地區的污染物,減輕高污染地區的污染程度。

熱帶氣旋觀測與預報

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熱帶氣旋觀測

觀測強烈的熱帶氣旋一直以來對人類都是一個很大的挑戰。因為它們主要在海洋上活動,位於陸上的氣象站大多不能夠提供實測數據,在地面的觀測一般只有當熱帶氣旋經過島嶼或沿岸地區才有可能。但就算熱帶氣旋接近氣象站,氣象站也一般只能提供風暴較外圍的實時數據,因為如果當強烈的風暴過於接近,氣象站的監測設施會被強風摧毀。
在颶風艾斯多爾螺旋雨帶內的日落景色 在颶風艾斯多爾螺旋雨帶內的日落景色
配有氣象監測設備的偵察飛機也會被派往熱帶氣旋的中心提取實測數據,在大西洋,當熱帶氣旋出現後美國政府會定時派遣偵察機作監測。這些偵察機配備直接和遙感裝置讀取讀數,還有投落送的設備,量度高空和海平面的風速、氣壓、温度和濕度。
在世界其他地區並沒有偵察機監測風暴。遠洋熱帶氣旋的路徑主要從氣象衞星拍攝,一般每半小時或四分一小時更新的可見光和紅外線衞星雲圖追蹤;強度則透過德沃夏克分析法從雲圖評估。當風暴接近沿岸地區,陸地上每分鐘更新的多普勒雷達回波圖像便對熱帶氣旋的定位扮演重要角色。

熱帶氣旋預測

熱帶氣旋的移動受外力影響,所以要準確地預測其路徑,便要知道鄰近的高壓和低壓系統的位置和強度,以及它們將會如何改變並影響熱帶氣旋。由超級電腦和精密的情景模擬軟件組成的電腦數值模式,就能夠透過電腦模擬做到這一點,從而預測熱帶氣旋的路徑。結合這些數值模式與人類對影響熱帶氣旋外力的認識,以及氣象衞星和其他感應器,近數十年來科學家對熱帶氣旋路徑預測的準確率正逐漸提高;但科學家表示,因為氣象學界對影響熱帶氣旋發展的因素瞭解仍未全面,所以他們對於預測熱帶氣旋的強度較沒有把握。

熱帶氣旋預報中心

現時世界上共有六個區域專責氣象中心(英語:Regional Specialised Meteorological Centre,簡稱RSMC),這些組織負責追蹤所屬區域內的熱帶氣旋併發出熱帶氣旋公報和警告;另外還有五個熱帶氣旋警報中心(英語:Tropical Cyclone Warning Centre,簡稱TCWC)為較小的地區提供資訊。除區域專責氣象中心和熱帶氣旋警報中心外,其它有關機構,例如美國的聯合颱風警報中心會為除北大西洋外全球的熱帶氣旋作出發佈;中國氣象局也會為位於國際換日線以西的北太平洋的熱帶氣旋作出發佈;加拿大颶風中心會為影響加拿大的熱帶氣旋或熱帶氣旋的殘餘發出公報。
各海域及世界氣象組織監測機構

海域
區域專責氣象中心或
熱帶氣旋警報中心
北大西洋
美國國家颶風中心
東北太平洋
美國國家颶風中心
北太平洋中部
中太平洋颶風中心
西北太平洋
北印度洋
印度氣象局
西南印度洋
法國氣象局(留尼汪島)
南及西南太平洋
斐濟氣象部、新西蘭氣象部、巴布亞新幾內亞氣象部、澳洲氣象局
東南印度洋
澳洲氣象局
†:代表熱帶氣旋警報中心

熱帶氣旋盛行地區

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熱帶氣旋發生情況

從全球各地歷年熱帶風暴發生的情況看,在南北兩個半球上,北半球發生的次數多於南半球。西北太平洋熱帶氣旋主要出現在北緯5-25℃之間,其中以北緯10 -20度為最多,也就是赤道以北、菲律賓以東的西太平洋海區。 [63] 
在西北太平洋地區,全年每個月,都可能有熱帶氣旋出現。熱帶氣旋出現最多的月份為公曆7-10月,近50年資料統計,在這幾個月出現的總數佔全年總數的68%,也就是説有一半以上台風是發生在7-l0月,其中尤以8月為最盛期,其次是9月,1-4月出現次數較少,2月為最少。此外在南海生成或從太平洋移進南海的熱帶氣旋,9-10月是其旺季。 [63] 
西北太平洋海區出現的颱風,有1/4左右會在我國登陸,也就是每年平均有7個,最多年份可達12個,最少年份為3個;登陸時間多在7-9月,在這3個月中登陸的颱風佔3/4,最早登陸可出現在5月初,最晚為12月初;登陸的地區幾乎遍及我國整個沿海地區,主要集中在浙江以南沿海,其中登陸次數最多的是廣東沿海,約佔1/3,依次是台、海南、福建、浙。 [63] 

熱帶氣旋主要源地

幾乎所有的熱帶氣旋都是在赤道南北30緯度以內的範圍內生成。當中大約87%是在南北緯20度之內。因為地轉偏移力弱小的關係,南北緯10度以內形成熱帶氣旋的機會較少,但並非罕見,歷來最接近赤道的熱帶氣旋出現於2001年12月底的颱風畫眉,在新加坡和馬來西亞之間由東向西穿越,成為有紀錄以來首個吹襲新加坡的颱風。
每年地球總共平均有80個熱帶氣旋生成,主要產地有:
1、北太平洋西部
1985年至2005年期間生成的熱帶氣旋路徑圖 1985年至2005年期間生成的熱帶氣旋路徑圖
包括南海,影響地區包括中國東南沿海、菲律賓、韓國、香港、朝鮮、日本、越南、太平洋上各島,偶爾間中也可以越過中南半島或馬來半島而影響老撾、緬甸、馬來西亞、新加坡、印尼蘇門答臘、婆羅洲北部、泰國、印度東岸及孟加拉或是越過朝鮮半島日本列島影響俄羅斯的遠東地區。每年西北太平洋生成的熱帶氣旋佔全球約1/3。中國沿岸是全球最多熱帶氣旋登陸的地方;而每年也有六至七個熱帶氣旋登陸菲律賓。
2、北太平洋東部
第二多生產熱帶氣旋地區,影響地區包括墨西哥、夏威夷、太平洋上島國,罕有情況下可影響下加利福尼亞,及中美洲的北部地區。
3、北大西洋
包括加勒比海、墨西哥灣。每年生成數目差距很大,由一個至超過20個不等,每年平均大約有10個生成。主要影響美國東岸及墨西哥灣沿岸各州、墨西哥及加勒比海各國,間中影響可達委內瑞拉和加拿大。2005年的颶風文斯更以熱帶低氣壓的強度登陸西班牙, 這個熱帶氣旋是有紀錄以來唯一個個登陸歐洲的大西洋風暴。
4、南太平洋西部
主要影響澳大利亞北部及大洋洲各國,有時也可能影響澳大利亞南部及新西蘭。
5、北印度洋
包括孟加拉灣阿拉伯海,主要在孟加拉灣生成。北印度洋的風季有兩個巔峯:一個在季風開始之前的4月和5月,另一個在季風結束後的10月和11月。影響印度、孟加拉、斯里蘭卡、泰國、緬甸和巴基斯坦等國,有時更會影響阿拉伯半島
6、南印度洋東部
影響印尼及澳大利亞西部。
7、南印度洋西部

熱帶氣旋罕見源地

以下地區海洋很少會生成熱帶氣旋:
  • 南大西洋
由於較低的海水温度、強烈的垂直風切變,至今只曾發現有五個熱帶氣旋在南大西洋形成,比較著名的是吹襲巴西的熱帶氣旋卡塔琳娜
  • 東南太平洋
該區因為強烈的垂直風切變,至今未有發現有熱帶氣旋生成。
  • 高緯度地區
低水温和長期強烈的垂直風切變使熱帶氣旋難以生成。
  • 十分接近赤道的海域
赤道地區地轉偏向力較小,難以形成熱帶氣旋的旋轉動力。例如在2001年影響新加坡的熱帶風暴畫眉(當地定為熱帶低氣壓),和2004年於北印度洋生成的氣旋阿耆尼,都是罕見的近赤道颱風。畫眉生成的緯度位於北緯1.5度,阿耆尼更是破紀錄的北緯0.7度。阿耆尼的生成是一個謎,有待科學家探究。

熱帶氣旋生成時間

熱帶氣旋主要在夏季後期生成,因為海水温度在這個時候最高。但在確切的生成時間上,每個海域都有其獨有的季度變化。綜合全球而言,9月是熱帶氣旋最活躍的月份,而5月則是最不活躍的月份。
  • 北太平洋西部全年皆有熱帶氣旋,但活動以二月最少,八月至九月初最多。
  • 北大西洋及北太平洋東部則主要集中在6-11月。
  • 南半球的熱帶氣旋在十月底開始,至五月左右結束,當中以二月中至三月初是高峯。
風季的長度和生成的熱帶氣旋平均數目(單位:個)
區域
風季開始月份
風季結束月份
熱帶風暴
(風速大於34節)
熱帶氣旋
(風速大於63節)
3級以上熱帶氣旋(風速大於95節)
西北太平洋
4月
1月
26.7
16.9
8.5
南印度洋
10月
5月
20.6
10.3
4.3
東北太平洋
5月
11月
16.3
9.0
4.1
北大西洋
6月
11月
10.6
5.9
2.0
西南太平洋
10月
5月
10.6
4.8
1.9
北印度洋
4月
12月
5.4
2.2
0.4

熱帶氣旋等級劃分

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熱帶氣旋分級

在熱帶或副熱帶海洋上發生的氣旋性渦旋稱為熱帶氣旋,是熱帶天氣中的主要影響系統。與温帶氣旋相比,其內部結構、形狀、移動方向及其發展能量來源等方面均不同。熱帶氣旋區域內的風速以近中心為最大,世界氣象組織以近中心最大風速的大小將熱帶氣旋劃分為四個等級:熱帶低壓10.8-17.1米/秒(6-7級),熱帶風暴17.2-24.4米/秒(8-9級),強熱帶風暴24.5-32.6米/秒(10-11級),颱風32.7米/秒以上(12級)。 [59] 
熱帶氣旋的強度一般根據平均風速評定,世界氣象組織(WMO)建議使用接近風暴中心海平面上十米之十分鐘平均風速。但美國的國家颶風中心聯合颱風警報中心,以及中國的中國氣象局,分別採用一分鐘和二分鐘平均風速計算熱帶氣旋中心持續風力。根據美國和中國的定義所測量到的平均風速,會比聯合國定義的稍高。其中一分鐘與十分鐘平均風速的近似換算公式為:十分鐘平均風速=一分鐘平均風速乘以0.88。
不同的地區對熱帶氣旋也有不同的分級方法,在美國,颶風會根據薩菲爾-辛普森颶風等級(SSHS)按強度分為一至五級。
各個氣象機構對不同強度熱帶氣旋的分級:
  • 熱帶氣旋分級(全部換算至十分鐘平均風速)
  • 蒲福氏風級 十分鐘平均風速(節) 北印度洋
  • 印度氣象部 西南印度洋
  • 法國氣象局 澳大利亞
  • 澳洲氣象局 西南太平洋
  • 斐濟氣象局 西北太平洋
  • 日本氣象廳 西北太平洋
  • 聯合颱風警報中心 東北太平洋及
  • 北大西洋
  • 國家颶風中心 中太平洋颶風中心
  • 0–6 <28 低氣壓 熱帶擾動
  • 7 28—29 深度低氣壓 熱帶低氣壓
  • 30—33 熱帶風暴 熱帶風暴
  • 8–9 34–47 氣旋性風暴 中度熱帶風暴 熱帶氣旋(一級) 熱帶氣旋 熱帶風暴
  • 10 48–55 強烈氣旋性風暴 強烈熱帶風暴 熱帶氣旋(二級) 強烈熱帶風暴
  • 11 56–63 颱風 颶風(一級)
  • 12 64–72 非常強烈的氣旋性風暴 熱帶氣旋 強烈熱帶氣旋(三級) 颱風
  • 73–85 颶風(二級)
  • 86–89 強烈熱帶氣旋(四級) 強烈颶風(三級)
  • 90–99 強烈熱帶氣旋
  • 100–106 強烈颶風(四級)
  • 107-114 強烈熱帶氣旋(五級)
  • 115–119 非常強烈的熱帶氣旋 超級颱風
  • >120 超級氣旋性風暴 強烈颶風(五級)
  • 根據中國氣象局“關於實施熱帶氣旋等級國家標準”的通知,熱帶氣旋按底層中心附近最大風速劃分為六個等級,“颱風”僅是其中之一。
  • 一、熱帶低壓,底層中心附近最大平均風速10.8—17.1米/秒,即風力為6—7級;
  • 二、熱帶風暴,底層中心附近最大平均風速17.2—24.4米/秒,即風力8—9級;
  • 三、強熱帶風暴,底層中心附近最大平均風速24.5—32.6米/秒,即風力10—11級;
  • 四、颱風,底層中心附近最大平均風速32.7-41.4米/秒,即12—13級;
  • 五、強颱風,底層中心附近最大平均風速41.5—50.9米/秒,即14—15級;
  • 六、超強颱風,底層中心附近最大平均風速≥51.0米/秒,即16級或以上。

熱帶氣旋分級系統限制

熱帶氣旋的分級的強弱與熱帶氣旋所造成的破壞並沒有必然關係。不同於評估地震所造成影響的麥加利地震烈度,現時對熱帶氣旋的分級只會考慮其風速。較弱的熱帶氣旋可以比較強的造成更大的破壞,這主要取決於其他外在因素,如受影響區域的地形、熱帶氣旋帶來的總雨量等。

熱帶氣旋命名及編號

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熱帶氣旋在不同地區有不同的稱呼。在加勒比海和中美洲,人們稱它為“颶風”;在孟加拉灣、阿拉伯海、印度洋和南太平洋部分海區,稱它為“氣旋”或“熱帶氣旋”;在西北太平洋地區(中國和日本),習慣稱它為“颱風”;澳大利亞則稱其為“威力威利”。 [60-61] 
在我國,當西北太平洋地區和南海海域(即赤道零度以北、東經180°以西的洋麪上)出現了熱帶氣旋,且其中心附近最大風力又在8級或8級以上時,就給編上一個序號。序號由4位阿拉伯字組成:左邊兩位數字是年份,右邊兩位數字是該氣旋的序列(號次)。例如0407、0408,前邊的04是指2004年,後面的07、08則分別表示當年的第7號和第8號颱風。 [61] 
編號的順序按其發生的先後來決定。如果在同一天內上述海域中有兩個或兩個以上“熱帶氣旋”生成,則按“先西后東”(經度讀數由小到大)的順序編號。如果在同一天內同一經度上有好幾個“氣旋”產生,則按“先北後南”的原則(緯度讀數由大到小)分別編號。 [61] 
為什麼要採取“先北後南”和“先西后東”的原則來編列序號呢?這是因為:發生在西北太平洋洋麪上的熱帶風暴,其活動(行進)路線都是從源地向西或向西北方向逐漸靠近我國東部沿海,故在影響的時序上,西部(或南海北部)的熱帶氣旋一般要先於東部(或南部)的熱帶氣旋到達或掠過我國東部沿海,並繼續北上或東移入海。 [61] 
編了號的熱帶氣旋(熱帶風暴),由於行進路線上的變異,不一定都會影響我國東部沿海或在我國東部沿海省區(如廣東、福建、台、浙等)登陸。但是,影響我國的熱帶風暴一定是在編號之內。 [61] 
為了與相關國際組織接軌,便於各國交流,統一台風的名稱叫法,颱風委員會於1998年12月1日至7日在菲律賓馬尼拉舉行的第31屆會議上作出了這樣的決議:從2000年1月1日起,採用具有亞洲風格的名字對西北大西洋和南海生成的熱帶氣旋進行命名,同時保留原有熱帶氣旋編號。 [61] 
熱帶氣旋命名錶由世界氣象組織颱風委員會第31屆會議討論通過,相關的業務程序從2000年1月1日開始執行。命名錶共有140個名字,分別由亞太地區的柬埔寨、中國、朝鮮、中國香港、中國澳門、日本、老撾、馬來西亞、密克羅尼西亞聯邦、菲律賓、韓國、泰國、美國和越南14個國家和地區提供,每個國家和地區各提供10個名字。這140個名字分成10組,每組裏14個名字(每個國家和地區提供1個名字),按每個國家和地區的字母順序依次排列,命名錶按順序循環使用。中國提供的名字是:“龍王”、“玉兔”、“風神”、“杜鵑”、“海馬”、“悟空”、“海燕”、“海神”、“電母”和“海棠”。 [60-61] 
命名錶按順序命名,循環使用;命名錶共有五列,每列分兩組,每組裏的名字按每個成員的字母順序依次排列。
對造成特別嚴重災害的熱帶氣旋,颱風委員會成員可以申請將該熱帶氣旋使用的名字從命名列表中刪去(改名字成為某個災害特別嚴重的熱帶氣旋的專有命名),也可以因為其他原因申請刪除名字。每年的颱風委員會屆會將審議颱風命名錶,將用新的命名代替已刪去的命名。 [60] 

熱帶氣旋其它相關

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熱帶氣旋利弊

熱帶氣旋(颱風)對於全球人類來説,是一項特殊的資源,它在危害人類的同時,也在保護人類。熱帶氣旋(颱風)給人類送來了淡水資源,大大緩解了全球水荒。另外,熱帶氣旋(颱風)還使世界各地冷熱保持相對均衡。赤道地區氣候炎熱,若不是熱帶氣旋(颱風)驅散這些熱量,熱帶會更熱,寒帶會更冷,温帶也會從地球上消失。 [62] 

熱帶氣旋與全球變暖

氣象學家認為,一個熱帶氣旋的強度,或一個風季的活躍程度,都不能歸咎於單一因素,如全球變暖或其他自然環境的變化。但熱帶氣旋的強度和出現頻率的長期趨勢,卻可能從統計數字中看到端倪。美國國家海洋及大氣管理局地球物理流體力學實驗室(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory)曾作出一個模擬,得出這樣的結論:“大氣中持續增加的温室氣體含量使全球氣候變暖,這可能使下一世紀熱帶氣旋的強度比現時最強的還要猛烈”。
在《自然》雜誌的一篇文章中,克里·伊曼紐爾(Kerry Emanuel)認為熱帶氣旋的潛在破壞力(包括熱帶氣旋的強度、維持時間和頻率),與熱帶地區海平面度和全球變暖有着莫大關係。他並預計在21世紀,熱帶氣旋所造成的損失會大幅增加。而P·J·韋伯斯特(P.J. Webster)等則在《科學》雜誌上發表了一篇文章,指出過去十年除北大西洋外,其他海域熱帶氣旋出現的次數均有所減少,但達到四級或五級颶風強度的熱帶氣旋數目則大量增加。
在排除颶風產生因素中風的角色後,研究人員計算出,每升高攝氏0.5度,颶風的活動增加40%。

熱帶氣旋熱帶氣旋紀錄

單個熱帶氣旋記錄
2013年的颱風海燕(Haiyan)是全球第一個德沃夏克分析法分析出170kt及T8.0的熱帶氣旋,它也是機構認為的西太平洋地區最強的熱帶氣旋。
2006年的颶風伊歐凱(Ioke)是中太平洋生成的最強的熱帶氣旋,也是唯一一個在中太平洋生成並增強為五級颶風的熱帶氣旋。同時它也是歷史上氣旋能級指數最高的熱帶氣旋。
2015年的颶風帕特麗夏(Patricia)是歷史上東太平洋出現的最強熱帶氣旋,也是西半球出現過最強的熱帶氣旋,中心氣壓低至872百帕。同時它也擁有温度最高的風眼。
2005年的颶風威爾瑪(Wilma)是北大西洋出現過的最強熱帶氣旋,中心氣壓低至882百帕。
1999年的氣旋05B是孟加拉灣歷史出現過的最強氣旋。阿拉伯海出現過的最強氣旋是氣旋2007年的古努(Gonu)。
2004年的氣旋加菲洛(Gafilo)是歷史上南印度洋出現過的最強熱帶氣旋,但是2015年的氣旋尤尼斯(Eunice)可能擁有與之相近的強度。
2002年的氣旋佐伊(Zoe)是歷史上南太平洋斐濟管轄區出現過的最強熱帶氣旋,但是2005年的氣旋奧拉夫(Olaf)從形態上看可能有與其相近甚至優於它的強度。
2006年的氣旋莫妮卡(Monica)是澳大利亞管轄區出現過的最強氣旋。
2004年的氣旋卡塔琳娜(Catarina)是南大西洋首個也是唯一一個到達颶風強度的熱帶氣旋。
1979年的颱風泰培(Tip)擁有所有熱帶氣旋中最大的環流,半徑達1200km,而日本氣象廳認為擁有最大風圈(注意與環流的區別)的颱風是1997年的颱風温妮(Winnie)。
1974年西南太平洋的熱帶氣旋Tracy擁有所有熱帶氣旋中最小的環流,半徑僅60km。
1960年的颱風卡門(Carmen)擁有熱帶氣旋中最大的風眼,沖繩的雷達圖直徑達320km。
2008年南印度洋的氣旋卡拉(Kara)擁有所有熱帶氣旋中最小的風眼,直徑小至2km。
1983年的颱風弗雷斯特(Forrest)是官方認為增強最快的熱帶氣旋,但2011年的颱風梅花(Muifa)和2015年的颶風帕特麗夏(Patricia)可能擁有相近的增強速度。
1994年的颶風約翰(John)是官方認為維持時間最長的熱帶氣旋,但1998年南半球的氣旋卡特里娜-維克多-辛迪(Katrina-Victor-Cindy)擁有更長的持續時間,但中途減弱為熱帶擾動而不被機構承認。
1989年的颱風安迪(Andy)擁有所有德法定義色階中CDG成環的氣旋中最低的平均雲頂温度。
1961年的颱風南希(Nancy)擁有所有五級熱帶氣旋中最多的五級持續報數,多達21報。
1959年的颱風維拉(Vera)是所有五級熱帶氣旋中維持到最北部的一個,以五級颱風的強度登陸日本。
1975年的颱風瓊恩(June)是第一個觀測到有三重眼牆的熱帶氣旋。之後觀測到三層完整眼牆的熱帶氣旋還有2001年東太平洋的颶風朱麗葉(Juliette)和2012年的颱風布拉萬(Bolaven)。 [58] 
風季或多個熱帶氣旋記錄
1960年出現了唯一一次一個洋區內五個熱帶氣旋同時活躍的情況。
1997年是西太平洋有史以來最活躍的風季,也是氣旋能積指數最高的風季。
1998年是歷史上西太平洋命名颱風數最少的一年。
2005年是北大西洋最活躍的一年,打破最多命名風暴數、最多颶風等多項紀錄。它也是北大西洋有史以來第一次用完一套命名錶的風季。
2015年是中太平洋有史以來第一次有八個熱帶低壓以上熱帶氣旋生成,也是中太平洋第一年用完一輪臨時擾動編號。同時中太平洋活躍過的熱帶氣旋數量也創新高。
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