熱 帶 氣 旋

熱帶氣旋(Tropical Cyclone),是一個大家都熟悉的氣象名詞。它是在溫暖的熱帶洋面或海上形成的強烈的低壓渦旋。它們與一系列的災害性天氣有關,包括強風、風暴潮、大浪和暴雨。從氣候學上來說,熱帶氣旋擔當著一個重要的角色 — 將潛熱由熱帶輸送到溫帶的一個重要的機制。

好!現在就讓我們去對熱帶氣旋各方面作出分析。當有清楚了解後,對發佈工作將大有幫助。

 

熱 帶 氣 旋 形 成 的 必 要 條 件:

(1)要有一個原先存在的擾動。擾動氣旋是從一個原先存在的熱帶低壓擾動發展而成。據統計,西太平洋及南海地區熱帶氣旋來源於四種初始擾動:熱帶輻合帶中的擾動佔80%∼85%;東風波佔10%;中高緯長波槽中的切斷低壓或高空冷渦約佔5%;斜壓性擾動約佔5%以下。

(2)暖性洋面,海水溫度高於26.5℃。熱帶海洋上低層大氣的溫度和濕度,主要決定於海表水溫(Sea Surface Temperature,簡稱SST)。SST愈高,則低層水氣的氣溫越高,濕度愈大,位勢不穩定愈明顯。熱帶氣旋形成於SST≧26∼27℃ 的暖洋面上。一般來說,全球熱帶海洋面上全年都滿足此條件,只有赤道東南太平洋全年的SST≦26.5℃,這亦是這裡沒有熱帶氣旋發生的主要原因。在西北太平洋上,夏季的海溫特別高,SST≧30℃ 的區域東西長20∼25個經距,南北寬10個緯距(稱為西太平洋暖池),SST≧29℃ 的範圍則更大,這個高海溫區和夏季ITCZ的位置相接近。

(3)生成位置一般距赤道5個緯距之外。地轉參數的作用有利於氣旋性渦旋的生成。在赤道上,地轉偏向力F=0,如果擾動的相對渦度同樣為0,那麼無論輻合有多大,擾動的渦度也不會增加。在離開赤道一定緯度的地方,F≠0,輻合能引起渦度的增大,並且對相同的輻合,離開赤道愈遠,渦度的產生率愈高。因此,熱帶氣旋都生成於距赤道5個緯距以外的熱帶海洋上,只有西北太平洋有個別熱帶氣旋形成於3°N附近。

(4)整個對流層風的垂直切變要小。對流層風速垂直切變的大小決定著一個初始熱帶擾動中分散的對流釋放的潛熱能否集中在一個有限的空間之內。如果垂直切變小,上下層空氣相對運動很小,則凝結釋放的潛熱始終加熱一個有限範圍內的氣柱,使之很快增暖形成暖中心結構,初始擾動能迅速發展形成熱帶氣旋。反之,如果上下切變大,潛熱將被很快輸送出擾動區的上空,不能形成暖性結構,也不可能形成熱帶氣旋。

上述乃必要條件,非充分條件。在熱帶洋面上,滿足以上條件的時間和海域很多,相比較而言,熱帶氣旋發生得很少。


 

熱 帶 氣 旋 形 成 的 物 理 機 制:

熱帶氣旋在熱帶洋面上,從弱的低壓擾動發展為一個強大的氣旋性渦旋,必然要通過某種途徑持續不斷地獲得能量。那麼,能量的來源是甚麼?形成的物理機制又是甚麼?這是關於熱帶氣旋發生和發展的一個基本問題。

對氣象有興趣的朋友,相信你們會聽過CISK這個名稱。這是一個理論,能較好地解釋熱帶氣旋的發展問題。

所謂CISK,英文全稱是 Conditional Instability of Second Kind,即「第二類條件不穩定」。為甚麼叫第二類,而不是第一類?其實,這是為了與產生小尺度積雲對流的條件不穩定區別開。

 

CISK描述的是這樣的一個過程:

一個弱的熱帶低壓擾動,通過邊界層的摩擦作用,造成熱帶潮濕空氣的大量輻合流入和抬升(即埃克曼抽吸),形成積雲對流。積雲釋放的潛熱,使低壓中心上空大氣的溫度升高,高層等壓面抬高,形成輻散流出,結果使地面氣壓降低,出現指向地面低壓中心的更大流入。由於絕對角動量守恆關係,切向風速增大,低層的氣旋性環流增強,結果導致低層的輻合上升運動加強,積雲對流發展更旺盛,凝結潛熱釋放更多,加熱更大,地面氣壓更低,如此循環,造成積雲對流對低層環流間的正反饋,使得低壓擾動不斷發展。在積雲對流和熱帶低壓的相互作用過程中,邊界層摩擦不只是耗散能量的因子,而且通過埃克曼抽吸和積雲對流成為能量的製造者。

右圖是CISK過程的示意圖。在初始時刻,對流層低層和高層分別有一弱的氣旋性環流和反氣旋性環流,埃克曼邊界層輻合(與低層的渦度有關)對積雲活動提供水汽和啟動動力,凝結潛熱加熱大氣,出現增暖和伴隨的厚度變化,產生了較強的高空反氣旋和低空氣旋。因此,這有利埃克曼邊界層輻合加強,積雲活動進一步加強。

 

擾動發展的初級階段
擾動發展的成熟階段

 

CISK理論突出了積雲對流的作用,抓住了水汽凝結釋放潛熱是熱帶氣旋發展的主要能量來源這一本質,因此它對熱帶氣旋的發展過程作出了較為合理的解釋。但是,對於低層原先存在的低壓擾動是如何發生的,CISK理論沒有給出解釋,這是一個需要進一步研究的問題。

上圖給出了熱帶擾動發展的兩個階段。在擾動發展的初級階段,擾動中心的低層是暖濕的,而高層存在不穩定的冷空氣。在擾動發展的成熟階段,低層低壓加深,中心有強的下沉氣流和整層增暖,高層形成強的反氣旋環流。在整個擾動系統中存在眼壁處的上升氣流和擾動系統外的下沉氣流。在整個大的垂直環流之間還存在與雨帶相聯繫的次級尺度垂直環流。CISK理論也可以用來說明擾動發展的這樣兩個階段。


 

熱 帶 氣 旋 天 氣:

熱帶氣旋(Tropical Cyclone,簡稱TC)的風眼和螺旋雲帶是區別於溫帶氣旋的兩個重要特徵。從風眼外的最大風速區向外,往往有數條螺旋雲雨帶。螺旋雲雨帶有兩類:運動型的和靜止型的。後者從熱帶輻合帶北側,環繞熱帶氣旋東側旋向近中心區。靜止型雲雨帶比運動型雲雨帶大得多,它隨熱帶氣旋移動。熱帶氣旋螺旋雲雨帶的分佈是非對稱的。

熱帶氣旋降水有四類:

(1)TC眼區周圍雲牆區降水
(2)TC眼區外圍螺旋雲雨帶降水
(3)與TC相聯繫的熱帶雲團的降水
(4) TC和其他系統相互作用產生的降水

熱帶氣旋所伴隨的天氣主要有大風、暴雨以及在海上引起的風暴潮,它們往往帶來巨大的災害。無可否認,沿海地區是遭受熱帶氣旋影響最大的地區,造成該地區生命財產最大損失的,是熱帶氣旋所引起的風暴潮及由暴雨所釀成的洪水。最近緬甸風災所造成的重大傷亡,正是一個很好的例子。另外,有另一個例子,相信為人所熟悉。在1991年6月,孟加拉受熱帶風暴吹襲,風暴潮和洪水造成約13.9萬人死亡,此乃十分重大的災難。


 

熱 帶 氣 旋 的 移 動:

在天氣報告中,我們會常常看見如下圖般的發佈格式:

 

到底熱帶氣旋是怎樣移動的呢?影響熱帶氣旋移動的各種力又是甚麼呢?現在讓我們去一起探討。

作為一種近似,我們可以把熱帶氣旋看做是一個在大尺度背景場中移動的旋轉性渦旋。因此,大尺度背景場的氣壓梯度力是作用於熱帶氣旋的作用力之一;旋轉地球上運動的物體還受到地轉偏向力的作用,這是熱帶氣旋受到的第二個作用力。這兩種力構成熱帶氣旋所受的外力。另一方面,熱帶氣旋內部空氣質點的運動必然也受到各種力的作用,這些力我們統稱為內力。以上三種作用力可以分述如下:

(1)大型氣壓場的水平氣壓梯度力。在大型氣壓場中,由於氣壓場水平分佈的不均勻,造成一水平氣壓梯度力作用在熱帶氣旋上。在東風帶中,作用在颱風上的是一個向北的氣壓梯度力。氣壓梯度愈大,氣壓梯度力愈大,大型氣壓場的風速也愈大,颱風移速亦會愈快。這是大型流場對熱帶氣旋的操縱,稱為引導作用。

(2)地轉偏向力。熱帶氣旋作為一個整體,當它移動時,也和空氣質點一樣,受著地轉偏向力(Fc)的作用。在北半球,它的方向是垂直指向熱帶氣旋移動方向的右側。

(3)熱帶氣旋的內力。由熱帶氣旋內部流場引起的,並作用於其本身的力稱為內力(Fn)。內力是由熱帶氣旋內部流場的氣旋式旋轉和輻合上升作用引起的。

下圖中,圓圈表示一簡化的颱風氣旋式旋轉流場。設圓圈上各點的切向風速(Vθ)大小相等,則在B點和D點,由於所在的緯度相同,產生的地轉偏向力必大小相等而方向相反。對整個颱風來說,這兩個人正好互相抵消,對颱風的移動不起作用。

而在A點和C點,由於A點所處緯度高於C點,所以A點的地轉偏向力比C點的大。
對整個颱風來說,就要受到一個向北的力。

用同樣的方法可以說明,颱風輻合氣流將產生一個向西的力。再由於地球自轉,颱風的上升氣流也會產生一個向西的力。因此,由於颱風內部流場的氣旋式旋轉和輻合上升運動產生的內力,應為上述三力的合力,其方向是指向西北的。颱風的內力實質上是當考慮颱風為圓形、風速呈對稱分佈時,主要由於颱風內北半部空氣運動受到的地轉偏向力大於南半部的而造成。所以,颱風的範圍愈大,強度愈大,內力也愈大。

在綜合考慮了上述三種力後,我們就不難理解為甚麼颱風路徑會偏離引導氣流。在颱風強度變化不大和移動時加速度不大的情況下,颱風的移動就由大型氣壓場的水平氣壓梯度力(Fp)、地轉偏向力(Fc)和內力(Fn)所決定,這時可近似地認為三個力處於平衡狀態,即

Fp+Fc+Fn=0

當颱風處於東風帶時,水平氣壓梯度力指向南,內力指向西北,當地轉偏向力和內力的合力與水平氣壓梯度力處於平衡時,地轉偏向力的方向必須指向東北,而颱風移動方向必須和地轉偏向力垂直,所以颱風移速V就與大型流場方向有一交角,並偏向高壓一側,其速率比引導氣流速率為小(因∣Fc∣<∣Fp∣)。同樣道理,當颱風處於西風帶時,颱風移動方向也和引導氣流有一交角,但偏向低壓一側,其速率比引導氣流速率大(因∣Fc∣>∣Fp∣)。

東風帶
西風帶

上述是颱風移動的一般規律,然而在實際工作中發現,有些颱風在移動中出現打轉、停滯和擺動等特殊路徑。


 

熱 帶 氣 旋 的 消 散 與 誘 生 低 壓 的 形 成:

熱帶氣旋的消散有三種情況:(1)登陸後減弱消散 (2)在海上減弱消散 (3)演變成鋒面氣旋

(1)登陸後減弱消散

熱帶氣旋登陸後,由於能量來源枯竭,加之地面摩擦輻合作用增強,使低層空氣質點的輻合大大超過高層的輻散,因而熱帶氣旋減弱消散。以颱風為例,颱風的填塞大多先從低層開始,逐步到達高層,故高層颱風的消失常滯後一段時間。一般來說,颱風登陸後消失的快慢,要看颱風本身的強弱以及所經過的地表情況而定。在中國杭州以北登陸的颱風,不管其強度如何,都不易立即消散,其中有不少轉向後重新入海,到海上後又會加強;在浙閩一帶登陸的颱風,一般減弱得較快,常在內陸消散;在兩廣一帶登陸的颱風,如果向北移動,一到達南嶺後也就消失了。

(2)在海上減弱消散

颱風在海上消散的原因很多,其中有的是由於颱風移入強盛的副熱帶高壓範圍之內,下沉氣流破壞了颱風的環流,因而颱風減弱消散,有的是因為有強冷空氣從颱風北部侵入,導致颱風減弱填塞。

(3)演變成鋒面氣旋

颱風北移進入西風帶後,如有冷空氣從颱風西北部侵入,則颱風有可能演變成溫帶鋒面氣旋。

此外,颱風登陸後,由於地形對颱風環流的作用,其中心移速將有所減慢,但在颱風中心的北側,右半圓海上風大於左半圓陸上風,常可見到在離颱風中心北300KM以外處有最大的風速輻合,這支來自海上的低層暖平流和水汽輻合將在那裡出現比颱風中心更強的降水,地面氣壓同時下降,即出現所謂的誘生低壓。中低層大氣的增溫對誘生低壓的形成是有貢獻的。同時,誘生低壓的最初位置還與地形有關,一般出現在山的北側。當誘生低壓處於颱風中心大於一定距離時,颱風減弱消散,誘生低壓發展移出。舉例來說,當颱風移到台灣附近時,在台灣海峽內也可出現誘生低壓,但颱風中心馬上進入誘生低壓中,不能形成兩個低壓中心,這是因為它們的距離太近,只表現為颱風過島有加快的現象。此外,當颱風登陸福建沿海後在福建北部至浙江一帶也可以形成誘生低壓。


 

環 境 場 對 熱 帶 氣 旋 降 水 的 影 響:

熱帶氣旋降水的強度和分佈與其本身的動力條件和結構、地形作用及其周圍的環境流場有關。當熱帶氣旋北側存在中緯度槽,並與其環流相互結合時,熱帶氣旋的降水將產生不對稱的分佈,這時暴雨一般有兩個中心,一個中心在熱帶氣旋環流內部,即風暴中心附近地區,另一個中心在中緯冷槽的槽前和槽區上,它在颱風中心的北方,並與颱風中心相距較遠。這種形勢下,北方暴雨的成因主要是熱帶氣旋東部或北部的環流,與副熱帶高壓之間一支東南氣流將低緯海洋潮濕空氣輸入到中緯度低槽的動力輻合區所致。熱帶氣旋是使中緯度槽區獲得充裕水汽的輸送機構。另外,偏東風與西風槽帶來的偏北風之間形成較強的輻合,也有利於暴雨的加強,因而熱帶氣旋與中緯度冷槽的相互結合和相互作用,是產生北方(槽前)暴雨中心的基本條件。


以上資料來自科學出版社及北京大學出版社
香港氣象追擊站(HKWCS)製作