高等天气学：第9讲 台风的结构、形成和路径

第九讲第九讲 台风的结构、形成和路径台风的结构、形成和路径 高等天气学讲座高等天气学讲座（2017年春季）年春季）单元三：热带大气环流和天气系统单元三：热带大气环流和天气系统主要内容主要内容9.1 9.1 热带气旋热带气旋研究和业务预报的研究和业务预报的进展进展9.2 9.2 台风的台风的结构结构9.3 9.3 台风形成的台风形成的条件条件和和物理物理过程过程9.4 9.4 台风形成的台风形成的理论理论和和发生发展概念模型发生发展概念模型9.5 9.5 台风的台风的能量学能量学9.6 9.6 台风的台风的路径预报路径预报9.7 9.7 气候变暖气候变暖与台风活动的关系与台风活动的关系9.1 热带气旋研究和业务预报的进展热带气旋研究和业务预报的进展（1 1）由于卫星探测，计算机技术和其他观测技术的进展以）由于卫星探测，计算机技术和其他观测技术的进展以 及外场观测试验的实施，对于热带气旋的结构和强度变及外场观测试验的实施，对于热带气旋的结构和强度变 化有了更深入的认识，这化有了更深入的认识，这包括环境影响、强对流系统作包括环境影响、强对流系统作 用与海气边界层交换等方面用与海气边界层交换等方面。环境影响包括风速垂直切。环境影响包括风速垂直切 变、中纬度长波槽以及热带气旋与中纬度环流系统相互变、中纬度长波槽以及热带气旋与中纬度环流系统相互 作用、台风变性成温带气旋等。对流运动往往引起台风作用、台风变性成温带气旋等。对流运动往往引起台风 的非对称结构，从而对结构和强度变化产生影响。的非对称结构，从而对结构和强度变化产生影响。（2 2）继续改进台风生成和路径的中短期数值预报，目前）继续改进台风生成和路径的中短期数值预报，目前2424小时小时 路径预报误差已经接近路径预报误差已经接近70-8070-80公里。另外，通过热带气旋公里。另外，通过热带气旋 发生频率与发生频率与ENSOENSO，QBOQBO，MJOMJO，非洲东风波和西非降雨等关，非洲东风波和西非降雨等关 系的研究，系的研究，提出了热带气旋的季节预报方法，并进行试验提出了热带气旋的季节预报方法，并进行试验 性的预报。性的预报。目前发生频率季节预报使用统计方法、动力模式或两者结目前发生频率季节预报使用统计方法、动力模式或两者结合的方法，但动力模式必需用海气耦合模式。另一个新的问题合的方法，但动力模式必需用海气耦合模式。另一个新的问题是在是在全球气候变暖背景下，热带气旋的发生频率、强度和路径全球气候变暖背景下，热带气旋的发生频率、强度和路径趋势将会如何变，目前尚无肯定的结果趋势将会如何变，目前尚无肯定的结果。（3 3）更加重视台风的变性（更加重视台风的变性（ETET）（）（ExtratropicalExtratropical Transition Transition）与登陆的研究。）与登陆的研究。在在ETET和台风登陆过程中要和台风登陆过程中要 研究的新问题是能量获得、垂直切变的增大、冷空气侵研究的新问题是能量获得、垂直切变的增大、冷空气侵 入和锋生、中低纬间环流的相互作用等。入和锋生、中低纬间环流的相互作用等。（4 4）利用卫星和雷达等资料的同化技术应用也有明显的进展利用卫星和雷达等资料的同化技术应用也有明显的进展。在热带气旋形成与运动的理论方面并没有新的明显突破。在热带气旋形成与运动的理论方面并没有新的明显突破。关于热带气旋强度与结构变化的预报也缺乏有效的方法。关于热带气旋强度与结构变化的预报也缺乏有效的方法。本节只着重讨论台风的结构和形成问题。本节只着重讨论台风的结构和形成问题。（5 5）气候变化对热带气旋数和强度影响气候变化对热带气旋数和强度影响研究。目前的研究研究。目前的研究 表明：随着气候变暖，表明：随着气候变暖，1-31-3级全球热带气旋数减少一些，级全球热带气旋数减少一些，4-5 4-5级强台风数增加。但有不同看法，认为由于资料不级强台风数增加。但有不同看法，认为由于资料不 足，可能反映了年代际的自然变化（图足，可能反映了年代际的自然变化（图9.1-9.39.1-9.3）。）。南京信息工程大学 大气科学系 定义定义：发生在：发生在热带或副热带热带或副热带海洋上空具有暖中心结构的强海洋上空具有暖中心结构的强 烈烈气旋性涡旋气旋性涡旋，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区，总伴有狂风暴雨，常给受影响地区 造成严重灾害。造成严重灾害。水平尺度水平尺度：大的直径在：大的直径在1000Km1000Km以上（最外围的闭合等压以上（最外围的闭合等压 线），小的直径只有线），小的直径只有200-300Km200-300Km 垂直尺度垂直尺度：气旋性环流一般都可伸展到：气旋性环流一般都可伸展到300-100hPa300-100hPa（9-9-16Km 16Km）。）。台风概述台风概述就全球来说每年发生就全球来说每年发生8080个台风（包括热带风暴），其中北半球的台风（占全球总数的个台风（包括热带风暴），其中北半球的台风（占全球总数的73%73%）明）明显多于南半球（占显多于南半球（占27%27%），而且无论北半球南半球，台风大多数发生在大洋的西部。绝大部分），而且无论北半球南半球，台风大多数发生在大洋的西部。绝大部分台风出现在南北纬台风出现在南北纬5 5-20-208 8个海区。个海区。南大西洋南大西洋和和东南太平洋东南太平洋则极少有台风生成，则极少有台风生成，赤道上赤道上也没有也没有台风生成。台风生成。台风源地与频数台风源地与频数 1、西北太平洋（包括南海）、西北太平洋（包括南海）36%；2、孟加拉湾、孟加拉湾10%；3、阿拉伯海、阿拉伯海3%；4、西北大西洋、西北大西洋11%；5、东北太平洋、东北太平洋16%；6、西南太平洋、西南太平洋11%；7、东印度洋、东印度洋3%；8、西南印度洋、西南印度洋10%。图图9.1 1971-2001年全球热带气旋间的生成位置年全球热带气旋间的生成位置（EmanuelEmanuel，20082008）无台风台风源地与频数台风源地与频数图图9.2 9.2 十年间的热带气旋路径（北半球：十年间的热带气旋路径（北半球：19921992至至20002000年）。源自于热带深处的风暴，一开年）。源自于热带深处的风暴，一开始总是往西移动，在行经一段距离后再往极地移动，这种现象在南半球尤其明显始总是往西移动，在行经一段距离后再往极地移动，这种现象在南半球尤其明显（EmanuelEmanuel，20082008）图图9.3a 1951-20119.3a 1951-2011年西北太平洋和南海生成台风频次变化年西北太平洋和南海生成台风频次变化 Frequency variations of typhoon generated in the Northwestern Pacific(green line)and landed in China(red line)from 1961 to 2011(NCC,2012)图图9.3b 1951-20119.3b 1951-2011年台风登陆中国比例变化年台风登陆中国比例变化 Variations of the ratio of typhoon landed in China from 1951 to 2011台风分类台风分类2006年年5月月15日起，我国实施的国家标准日起，我国实施的国家标准热带气旋等级热带气旋等级，依据其中，依据其中心附近心附近最大风力最大风力分为：分为：热带低压热带低压(Tropical depression)，最大风速，最大风速6-7 级，级，(10.8-17.1 m/s)；热带风暴热带风暴(Tropical storm)，最大风速，最大风速8-9 级，级，(17.2-24.4m/s)；强热带风暴强热带风暴(Severe tropical storm)，最大风速，最大风速10-11 级，级，(24.5-32.6m/s)；台风或飓风台风或飓风(Typhoon)，最大风速，最大风速12-13级，级，(32.7m/s-41.4m/s)；强台风强台风（severe typhoon），最大风速），最大风速14-15级（级（41.5m/s-50.9m/s）；）；超强台风超强台风（Super Typhoon），最大风速），最大风速16级（级（51.0m/s）。）。台风发生季节台风发生季节 北半球集中在北半球集中在7-107-10月，月，8 8、9 9月最多月最多；南半球集中在；南半球集中在12-312-3月，月，2 2月中月中-3-3月初最多月初最多。综合全球而言，。综合全球而言，9 9月月是热带气旋是热带气旋最活跃最活跃的月份，而的月份，而5 5月月则则是最是最不活跃不活跃的月份。的月份。区域开始月份结束月份热带风暴（34kts）热带气旋（63kts）3级以上热带气旋（95kts）西北太平洋4月翌年1月26.716.98.5南印度洋10月翌年5月20.610.34.3东北太平洋5月11月16.39.04.1北大西洋6月11月10.65.92.0西南太平洋10月翌年5月10.64.81.9北印度洋4月12月5.42.20.4注：北印度洋由于夏季垂直风切变大，冬季水汽不足，热带气旋的黄金季节为45月 和1011月 2015年7月“三台”共舞2013年9月强台风“天兔”影响汕头2013年11月“海燕”袭击菲律宾（C.Donald AhrensC.Donald Ahrens，2011 2011）9.2 台风的结构特性台风的结构特性u 台风的气压场特性台风的气压场特性u 台风的流场特性台风的流场特性u 台风的温度场特性台风的温度场特性u 台风的云系特性台风的云系特性u 台风中的次级环流台风中的次级环流台风是一个台风是一个深厚的低气压深厚的低气压，中心气压很低。台风周围等压线密集，气压水平梯度，中心气压很低。台风周围等压线密集，气压水平梯度大。垂直方向气压梯度随高度减小，到一定高度转为高压，但大。垂直方向气压梯度随高度减小，到一定高度转为高压，但低压范围可直到平流层低压范围可直到平流层底部底部。台风区空间等压面呈漏斗状分布，台风是暖性系统，从静力学观点考虑，低压环台风区空间等压面呈漏斗状分布，台风是暖性系统，从静力学观点考虑，低压环流应随高度减弱，但因低层涡旋太深了，所以低压环流厚度仍可达流应随高度减弱，但因低层涡旋太深了，所以低压环流厚度仍可达300300200hPa 200hPa。台风的气压场特性台风的气压场特性1956年8月1日的5612号台风Wanda（引自北京大学）台风的流场特性台风的流场特性1 1、台风内低空风场的水平结构：、台风内低空风场的水平结构：台风大风区台风大风区：亦称台风外圈，直径一般约为：亦称台风外圈，直径一般约为400-600400-600公里，有的可达公里，有的可达8-108-10个纬距，外围风个纬距，外围风力可达力可达1515米米/秒，秒，向内风速急增向内风速急增。台风涡旋区（眼墙）台风涡旋区（眼墙）：亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，宽度平均：亦称台风中圈，是围绕台风分布着的一条最大风速带，宽度平均为为10-2010-20公里。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。公里。是台风破坏力最猛烈、最集中的区域。台风眼区台风眼区：亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。台风眼的平均直径为：亦称台风内圈。在此圈内，风速迅速减小或静风。台风眼的平均直径为45km45km左右，眼区内风弱、干暖、少云。眼是热带气旋区别于温带气旋的主要特征之一。左右，眼区内风弱、干暖、少云。眼是热带气旋区别于温带气旋的主要特征之一。2 2、在垂直方向上，台风可分为三层、在垂直方向上，台风可分为三层 u 3Km(700hPa)3Km(700hPa)以下为内流层，有显著向中心辐合的气流，最强流入在近地面以下为内流层，有显著向中心辐合的气流，最强流入在近地面500m500m高高 度，在度，在850hPa850hPa以下都有很强的流入下，以下都有很强的流入下，说明边界层过程对于台风是非常重说明边界层过程对于台风是非常重要的要的；u 10Km10Km以上为外流层，气流主要是向外辐散，以上为外流层，气流主要是向外辐散，12km12km（200hPa200hPa）以上有最强流出；）以上有最强流出；u 3-10Km 3-10Km流入流出相应气旋，主要表现为切向运动，径向分量很小。流入流出相应气旋，主要表现为切向运动，径向分量很小。850hPa850hPa上有上有气旋性风的最大值气旋性风的最大值，从中心向外减小从中心向外减小，所以也叫切向运动层。，所以也叫切向运动层。u在半径在半径400400公里以内，平均公里以内，平均垂直运动是上升的垂直运动是上升的，外部的垂直运动的分布较复杂，外部的垂直运动的分布较复杂，一般为弱下沉运动和上升运动相间分布。一般为弱下沉运动和上升运动相间分布。台风的流场特性台风的流场特性成熟台风中最大风半径之外，切向风的成熟台风中最大风半径之外，切向风的径径向变化可由下列向变化可由下列经验公式表示经验公式表示：xrRRvrv0000)()(000rrR(9.1)00R是最大风半径（一般是是最大风半径（一般是40km40km），是台风最外围的半径（一般是），是台风最外围的半径（一般是1000km),1000km),在在0.5-0.70.5-0.7之间，依台风不同而有差异。之间，依台风不同而有差异。在风最大半径之内，可用固体旋转的公式近似在风最大半径之内，可用固体旋转的公式近似表示表示 ：（9.2）0000)()(RrRvrv000Rr x台风的台风的温度、湿度温度、湿度场特性场特性u 台风热力性质的主要特征：台风热力性质的主要特征：具有暖中心结构具有暖中心结构 发展成熟的台风，在台风眼区的对流层中上层，有明显的暖核存在，发展成熟的台风，在台风眼区的对流层中上层，有明显的暖核存在，一般台风在这一高度上，一般台风在这一高度上，眼区温度都可高出周围眼区温度都可高出周围1010以上以上，暖核一般暖核一般出现在出现在250hPa250hPa（10km10km）高度上）高度上，在眼壁附近，半径为，在眼壁附近，半径为20-5020-50公里的环公里的环形带上，有非常强的形带上，有非常强的径向温度梯度径向温度梯度存在，曾探测到存在，曾探测到8-9/20-30Km8-9/20-30Km的的记录。记录。在平流层下层和对流层上部为冷心区在平流层下层和对流层上部为冷心区，这种冷区是由于积雨云，这种冷区是由于积雨云顶穿透到平衡高度以上和辐射冷却造成。顶穿透到平衡高度以上和辐射冷却造成。u 台风有一非常明显的台风有一非常明显的湿的内核区湿的内核区 大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，相对湿度在相对湿度在400hPa400hPa以以下超过下超过90%90%。在。在6 6纬距半径以外相对湿度接近环境的平均值。纬距半径以外相对湿度接近环境的平均值。图图9.4a 9.4a 飓风飓风Inez Inez 温度距平垂直剖面温度距平垂直剖面（Hawkins and Imbembo，1976）图图9.4b 9.4b 飓风飓风Inez Inez 相当位温相当位温垂直剖面垂直剖面图图9.5 9.5 台风的综合结构。台风的综合结构。(a)(a)西太平洋径向风剖面（西太平洋径向风剖面（m ms s-1-1）；虚线：流入；实线：流出；）；虚线：流入；实线：流出；(b)(b)台风切向风剖面（台风切向风剖面（m ms s-1-1）；实线：气旋性；虚线：反气旋性；）；实线：气旋性；虚线：反气旋性；(c)(c)稳态台风的温度距平稳态台风的温度距平（）；）；(d)(d)台风的相对湿度剖面；台风的相对湿度剖面；(e)(e)台风垂直运动剖面（台风垂直运动剖面（hPahPad d-1-1）温度温度湿度湿度垂直运动垂直运动径向风径向风切向风切向风台风的云系特性台风的云系特性台风眼区外围的一个圆环状的云区称云墙或眼壁。台风眼区外围的一个圆环状的云区称云墙或眼壁。云墙宽度一般为云墙宽度一般为202030Km30Km，云高一般可达，云高一般可达15Km15Km，上升速度可达，上升速度可达5 513m/s13m/s，最强降水及破坏性最大的风都发生在这里，最强降水及破坏性最大的风都发生在这里，但很少出现强烈的乱但很少出现强烈的乱流和雷暴现象流和雷暴现象。外侧云带宽窄不一，可由十多公里到数百公里，分布疏密外侧云带宽窄不一，可由十多公里到数百公里，分布疏密不一，都是由对流云群组成的，发展着的台风常拖有很长的尾巴，不一，都是由对流云群组成的，发展着的台风常拖有很长的尾巴，其实际其实际上也即是水汽输送带。上也即是水汽输送带。1.1.外螺旋云带：外螺旋云带：由层积云或浓积云组成，以较小角度旋向台风内部。云带常 常被高空风吹散成“飞云”。2.2.内螺旋云带：内螺旋云带：由数条积雨云或浓积云组成，直接卷入台风内部，并有降水 形成。3.3.云墙：云墙：由高耸的积雨云组成的围绕台风中心的同心圆状云带。云顶高度可达 12km以上，好似一堵高耸云墙，形成狂风、暴雨等恶劣天气。4.4.眼区：眼区：气流下沉，晴朗无云天气。如果低层水汽充沛，逆温层以下也可能产 生一些层积云和积云，但垂直发展不盛、云隙较多、一般无降水。台风眼是台风最显著的特征之一，在眼区中心，气压最低台风眼是台风最显著的特征之一，在眼区中心，气压最低。台风眼的平均直台风眼的平均直径为径为45km45km左右，最小的为左右，最小的为10102020公里，大的可达公里，大的可达100100150km150km。台风眼区的温度比台风眼区的温度比周围暖得多，可达周围暖得多，可达1010几度，台风眼对于造成台风中极低的气压和极强的风速是非几度，台风眼对于造成台风中极低的气压和极强的风速是非常重要的常重要的。眼中的最低气压与高空下沉的空气和压缩增温有关，而高空下沉又是。眼中的最低气压与高空下沉的空气和压缩增温有关，而高空下沉又是由对流层下层的水平辐散和对流层上部的水平辐合造成。在稳定的轴对称模式中，由对流层下层的水平辐散和对流层上部的水平辐合造成。在稳定的轴对称模式中，径径向风方程可用梯度切向风写成：向风方程可用梯度切向风写成：HrzrgrgrFzrvfvrvfvzuwru1)()(2/222为在低层眼内为在低层眼内有有水平辐散，必须使上式右边为正水平辐散，必须使上式右边为正。因为此区中。因为此区中u u（径径向风）和向风）和w w（垂直速度）很小，可忽略（垂直速度）很小，可忽略 项项；如不考虑摩擦作用，则如不考虑摩擦作用，则 完全完全取决于右边第二、三项。如果风是超梯度的取决于右边第二、三项。如果风是超梯度的 ，则在眼区产生正的水则在眼区产生正的水平辐散，这种缓慢的向外平辐散，这种缓慢的向外径径向流动就造成了下沉运动向流动就造成了下沉运动。超梯度风是涡旋在眼壁。超梯度风是涡旋在眼壁内把角动量向内水平输送的结果。也就是说，内把角动量向内水平输送的结果。也就是说，眼和眼壁边界外很强的水平风切眼和眼壁边界外很强的水平风切变可产生很强的变可产生很强的湍流湍流混合并把动量输送到眼中，其结果使空气产生从眼区到眼混合并把动量输送到眼中，其结果使空气产生从眼区到眼壁的平均向外加速运动。壁的平均向外加速运动。从质量守恒要求，则在眼中产生补偿的下沉运动。同从质量守恒要求，则在眼中产生补偿的下沉运动。同时，超梯度风的存在也能阻止摩擦强迫的边界层辐合。边界层空气伸透入内部，时，超梯度风的存在也能阻止摩擦强迫的边界层辐合。边界层空气伸透入内部，以后突然减速，并在眼壁中上升。许多风暴的综合分析和飞机观测都表明，超以后突然减速，并在眼壁中上升。许多风暴的综合分析和飞机观测都表明，超梯度风是存在的。梯度风是存在的。)(grvv zuwru2/2图9.6a 热带气旋内区次级环流和降水分布概略图（Willoughby，1998）内内眼眼壁壁雨雨柱柱外外眼眼壁壁强强迫迫下下沉沉图9.6b 台风眼区周围的环流示意图 可以看到，可以看到，在台风中有两个次级环流圈在台风中有两个次级环流圈：一个是从眼壁上升，在高空向内流入，：一个是从眼壁上升，在高空向内流入，并在眼中下沉，最后又在眼中由低层流出（并在眼中下沉，最后又在眼中由低层流出（反环流圈）反环流圈）；另一个由眼壁上升的空气；另一个由眼壁上升的空气在高层向外流出，在外区下沉，以后在低层流入台风眼壁（在高层向外流出，在外区下沉，以后在低层流入台风眼壁（正环流圈）正环流圈）。台风中次级环流圈台风中次级环流圈图9.7成熟的台风中次级环流的示意图。空气在边界层（区域4）实际上是呈螺旋状进入眼中（区域5）。以后沿常M面在眼壁云中（区域1）上升，以后在外区（区域2和3）缓慢下沉并干燥化(Emanuel,1988)图图9.8 19809.8 1980年年8 8月月5 5日日AllenAllen飓风眼壁周围云、降水、最大风速环、径向飓风眼壁周围云、降水、最大风速环、径向垂直气流位置的概垂直气流位置的概略剖面图，较黑的阴影区为最大经向和垂直速度区略剖面图，较黑的阴影区为最大经向和垂直速度区眼壁的中尺度结构眼壁的中尺度结构 眼壁的中尺度结构主要特征有（图眼壁的中尺度结构主要特征有（图9.89.8）：）：（1 1）径向流入限于径向流入限于1.5km1.5km以下，速度向内增加。以下，速度向内增加。在在500500米高度观测到米高度观测到-25 m-25 ms s-1-1 的经向风。因而可能最的经向风。因而可能最 强的流入是位于地面层之上；强的流入是位于地面层之上；（2 2）流入的空气在减速之前流过最强的眼壁降水区流入的空气在减速之前流过最强的眼壁降水区。所产生的辐合造成了最。所产生的辐合造成了最 强降水区之内的垂直运动；强降水区之内的垂直运动；（3 3）最大垂直运动在最大垂直运动在500hPa500hPa以上位于风最大值内几公里。以上位于风最大值内几公里。通过较高动量空气通过较高动量空气 的垂直输送，这些上升气流可增加风最大值之内的风速，以此使对称眼的垂直输送，这些上升气流可增加风最大值之内的风速，以此使对称眼 壁缩小。眼壁区的上升运动为壁缩小。眼壁区的上升运动为5 56 m6 ms s-1-1，积云尺度上的上升气流位于，积云尺度上的上升气流位于 此上升气流区，也大致为此上升气流区，也大致为5 56 m6 ms s-1-1。这种高度有组织的眼壁尺度上升。这种高度有组织的眼壁尺度上升 气流可能由气流的速度旋转造成的；气流可能由气流的速度旋转造成的；（4 4）眼壁在大约眼壁在大约6 6小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡；（5 5）雷达反射率最大值区的坡度向外倾斜雷达反射率最大值区的坡度向外倾斜，它比上升气流的坡度，它比上升气流的坡度 小得多。这种差别是因为雨滴落出上升气流，掉在比低空上小得多。这种差别是因为雨滴落出上升气流，掉在比低空上 升气流离中心更远的地方。这时降水质点是在几乎没有径向升气流离中心更远的地方。这时降水质点是在几乎没有径向 运动的气层中下落，直到最后落入低层的流入层；运动的气层中下落，直到最后落入低层的流入层；（6 6）5 5公里以上空气从内区向外流出公里以上空气从内区向外流出。（7 7）由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽1010 20km 20km的半径带区，的半径带区，而不是在眼中心组织起来。而不是在眼中心组织起来。个别台风的分布特征与上述综合台风有时有明显的差异。根据太个别台风的分布特征与上述综合台风有时有明显的差异。根据太平洋台风结构的个例分析，平洋台风结构的个例分析，常常有显著的不对称性，这反映了大尺度常常有显著的不对称性，这反映了大尺度环流系统（如副热带高压和赤道辐合带）对台风结构的影响以及台风环流系统（如副热带高压和赤道辐合带）对台风结构的影响以及台风发展的不同阶段，发展的不同阶段，早期台风的结构经常是不对称的，到成熟期则表现早期台风的结构经常是不对称的，到成熟期则表现为明显的圆对称结构。为明显的圆对称结构。成熟期台风温度和湿度场特征是：在对流层下部是冷湿的，对流成熟期台风温度和湿度场特征是：在对流层下部是冷湿的，对流层中上部是暖湿的，到平流层下部是冷干的。层中上部是暖湿的，到平流层下部是冷干的。这种温湿结构主要与深这种温湿结构主要与深厚积云对流的作用有关厚积云对流的作用有关。角动量辐合和守恒角动量辐合和守恒几个重要问题的解释几个重要问题的解释 考虑热带气旋中的一个水平空气环，开始静止于半径考虑热带气旋中的一个水平空气环，开始静止于半径 R R0 0 处，以处，以后在角动量守恒下向内收缩到半径后在角动量守恒下向内收缩到半径 R R 处。初始空气环只有地面的牵处。初始空气环只有地面的牵连角速度，即连角速度，即 f/2f/2 (是科氏参数）。对于单位质量，围绕风暴中心的是科氏参数）。对于单位质量，围绕风暴中心的初始角动量为：初始角动量为：空气环缩小至空气环缩小至R R之后，设空气环的相对切向速度为之后，设空气环的相对切向速度为U,U,其产生的相对角其产生的相对角速度为速度为 U/R(U/R(地转角速度为地转角速度为f/2f/2）。现总角动量为：）。现总角动量为：220200fRRR角角速速度度切切向向速速度度)(22fRUR由于角动量守恒，初始和终点角动量应相等，则有：由于角动量守恒，初始和终点角动量应相等，则有：如果如果 远大于远大于R R 时，则可化简为：时，则可化简为：或在或在R R处得到速度为处得到速度为U U时的初始半径为：时的初始半径为：随随f f减小或纬度减小而增加，即在某一内部空气环处产生一定风速，在较低纬减小或纬度减小而增加，即在某一内部空气环处产生一定风速，在较低纬度则需有更大范围的辐合。度则需有更大范围的辐合。0R0R 上述原理基本上回答了一个成熟的热带气旋内部怎样产生和维持强风，上述原理基本上回答了一个成熟的热带气旋内部怎样产生和维持强风，TCTC眼眼区周围的强上升气流需要持续的空气流入，尤其在低层，在摩擦作用下空气近于区周围的强上升气流需要持续的空气流入，尤其在低层，在摩擦作用下空气近于呈螺旋状穿越围形等压线向中心流入。在这个过程中，即使外区的天气尺度相对呈螺旋状穿越围形等压线向中心流入。在这个过程中，即使外区的天气尺度相对涡度为零或很小，涡度为零或很小，但由于存在背景的行星涡度但由于存在背景的行星涡度f f，水平辐合可不断地把已存在的，水平辐合可不断地把已存在的涡度向内集中，涡度向内集中，根据上面说明，在角动量守恒条件，切向风速在根据上面说明，在角动量守恒条件，切向风速在R Ro o（该处可以为（该处可以为零风速）到零风速）到R R的缩小过程中，的缩小过程中，U U将不断扩大，将不断扩大，如从如从350km350km缩小到缩小到35km35km，在，在2020纬度，纬度，风速风速U U可达可达100ms100ms-1-1（在（在10m10m的高度，相应于约的高度，相应于约50 ms50 ms-1-1风速）。风速）。这与台风的最大风这与台风的最大风速环典型风速很接近。速环典型风速很接近。但在但在5 5纬度，产生同样的风速必须从纬度，产生同样的风速必须从700km700km开始向内流开始向内流入。入。在很低的纬度（在很低的纬度（5 5纬度纬度 ），近赤道对流层大气不可能具有产生和维持台），近赤道对流层大气不可能具有产生和维持台风强风速所需要的大范围水平辐合风强风速所需要的大范围水平辐合。观测表明，地表摩擦的作用把近地表的径向依赖关系由角动量守恒观观测表明，地表摩擦的作用把近地表的径向依赖关系由角动量守恒观测的测的1/R 1/R 减少为减少为（1/R1/R）0.60.6左右。但是在高层台风顶部，由中心区向外的左右。但是在高层台风顶部，由中心区向外的辐散气流不受摩擦的影响是完全遵守角动量守恒。因而在辐散气流不受摩擦的影响是完全遵守角动量守恒。因而在最大风速环以最大风速环以外的区域，高空风系统性地比低层低，一般在外的区域，高空风系统性地比低层低，一般在200km200km半径区，其流出的气半径区，其流出的气流旋转要比地表风弱不少，并转为反气旋性。流旋转要比地表风弱不少，并转为反气旋性。这在卫星云图看到的是，这在卫星云图看到的是，高层卷云流出正位于低层气旋性变曲的积雨云线形成的螺旋结构之上。高层卷云流出正位于低层气旋性变曲的积雨云线形成的螺旋结构之上。这些螺旋状这些螺旋状“银河旋臂银河旋臂”的出现正是台风达到成熟阶段的标志。的出现正是台风达到成熟阶段的标志。台风的角动量场台风的角动量场与外力矩与外力矩相对角动量相对角动量地球角动量地球角动量rrFrpfrrudtd122)(这也是局地圆柱坐标系中的角动量收支方程。这也是局地圆柱坐标系中的角动量收支方程。上式表明单位上式表明单位质量的角动量是通过方程右边的气压梯度力和摩擦力矩（第二项）而改质量的角动量是通过方程右边的气压梯度力和摩擦力矩（第二项）而改变的。变的。因而，摩擦力矩是角动量变化的关键力矩，也是台风强度问题的因而，摩擦力矩是角动量变化的关键力矩，也是台风强度问题的关键，关键，可计算台风中的可计算台风中的 场。在低空的同一层上，场。在低空的同一层上，大值大值 在台风区在台风区的外围；趋向中心，的外围；趋向中心，减小。这表明：在低层流入空气的角动量有很大减小。这表明：在低层流入空气的角动量有很大的损耗（约的损耗（约60%60%）。但在）。但在200hPa200hPa附近，流出的空气更接近于角动量守恒。附近，流出的空气更接近于角动量守恒。低层低层 的减少正是气压和摩擦力矩的作用，尤其是摩擦力矩（图的减少正是气压和摩擦力矩的作用，尤其是摩擦力矩（图9.99.9）。）。cMcMcMcMtrur图图9.9a 9.9a 切向平均的切向平均的绝对绝对角动量垂直剖面（对角动量垂直剖面（对19641964年年1010月月1 1日移动性飓风日移动性飓风HildaHilda）（Hawkins and Rubsam，1968）减小旋衡风平衡旋衡风平衡 台风中心区高层切向风速的减弱在使风暴的风场和温度场达到平衡上是至关紧要的。在台风中心区高层切向风速的减弱在使风暴的风场和温度场达到平衡上是至关紧要的。在强强TCTC下的风环中，空气环旋转造成的水平加速度（相应于离心力）很大，远超过其它加速下的风环中，空气环旋转造成的水平加速度（相应于离心力）很大，远超过其它加速度，由于科氏力在低纬很小，旋转造成的水平加速度与气压梯度力相近。这一般与中纬的度，由于科氏力在低纬很小，旋转造成的水平加速度与气压梯度力相近。这一般与中纬的地转平衡相似。但它是旋衡风平衡，而不是地转风平衡。因为前者是向内的气压梯度力与地转平衡相似。但它是旋衡风平衡，而不是地转风平衡。因为前者是向内的气压梯度力与向外的离心力（而不是科氏力）平衡。其关系式为：向外的离心力（而不是科氏力）平衡。其关系式为：这种平衡使内区极强的梯度力和风速得到缓解，但它意味着旋衡风相当于热成风方程。上这种平衡使内区极强的梯度力和风速得到缓解，但它意味着旋衡风相当于热成风方程。上式可改写成：式可改写成：npRV12gzprzRgV2 将上式用于上下两个等压面，则有：将上式用于上下两个等压面，则有：)(12ppZZ 可以用可以用 层的平均温度层的平均温度 径向梯度代替其厚度径向梯度，则得：径向梯度代替其厚度径向梯度，则得：)(122122ppZZrRgVV_TrTTRgZZVVpp_122122)ln(2112PpgTZZppp由由于于 如果考虑一极薄层，则可得到上式的微分形式：如果考虑一极薄层，则可得到上式的微分形式：rTTRgzvp2 上上式把风速平方的垂直梯度与等压面径向温度关联起来，其方向与式把风速平方的垂直梯度与等压面径向温度关联起来，其方向与一般热一般热成风成风方程相同，即在北半球，正切变与切变左侧为低温的平均方程相同，即在北半球，正切变与切变左侧为低温的平均温度场相温度场相关联关联。在在台风中，上述旋衡的热成风要求在北半球气旋性气流左侧台风中，上述旋衡的热成风要求在北半球气旋性气流左侧的暖的暖心与负切变（气旋心与负切变（气旋性风随高度减小）相关联性风随高度减小）相关联。热带气旋的暖心（。热带气旋的暖心（最大风速最大风速环以内为环以内为8 8/10km/10km）因）因此在动力学上被具有强风的深厚漩涡所此在动力学上被具有强风的深厚漩涡所限制，限制，其强度随高度减弱。这使热带气旋其强度随高度减弱。这使热带气旋中风的最大破坏力出现在低层。中风的最大破坏力出现在低层。这正像这正像中纬度中纬度急流急流,作为作为一种动力障碍把相邻的一种动力障碍把相邻的冷暖空气隔开，如果冷暖空气隔开，如果一旦动力障碍一旦动力障碍消失（如急流由纬向变经向或消失消失（如急流由纬向变经向或消失），暖暖空气空气将在冷空气上方将在冷空气上方迅速迅速扩展开来，但这直接是通过地转平衡的，而对热带气旋是受扩展开来，但这直接是通过地转平衡的，而对热带气旋是受强强持续性辐合持续性辐合建立的旋衡平衡制约建立的旋衡平衡制约。此外此外，围绕热带气旋暖心平衡流的方向，围绕热带气旋暖心平衡流的方向要求有要求有一种深厚一种深厚的的“倒倒”急流急流，即在对，即在对流层下部有圆形的急流核。流层下部有圆形的急流核。暖心形成的机制暖心形成的机制（1 1）边界层暖湿空气的摩擦辐合造成积雨云与天气尺度）边界层暖湿空气的摩擦辐合造成积雨云与天气尺度TCTC系统系统相互作用相互作用与与正反正反 馈馈，此即，此即CISKCISK机制机制。（2 2）地面中心气压已经明显低于（如至少）地面中心气压已经明显低于（如至少20hPa20hPa）发展风暴之外地区）发展风暴之外地区的气压值的气压值 ，这时向中心低压螺旋状流入的空气以后通过与均匀暖这时向中心低压螺旋状流入的空气以后通过与均匀暖海面接触海面接触而而产生产生 的的增增温温使上升气块增温变得可能更暖。下图表明使上升气块增温变得可能更暖。下图表明，增，增暖发生在明显低于暖发生在明显低于周周 围围海平面值的气压下。在深对流中上升海平面值的气压下。在深对流中上升的空气的空气以后沿着各层都更暖的以后沿着各层都更暖的曲线曲线 增增暖，好像它是由显著更暖暖，好像它是由显著更暖的的1000hPa 1000hPa 海面造成。这时更易产生积雨云海面造成。这时更易产生积雨云，有有更强的积雨加热更强的积雨加热和地面和地面气压降低。由这种过程造成的额外增暖可达气压降低。由这种过程造成的额外增暖可达几度几度 （），），可使可使热带气旋的热机效应（热带气旋的热机效应（CISKCISK机制）增强。机制）增强。图图9.9b 飓风中心和周边的温度探空曲线。曲线飓风中心和周边的温度探空曲线。曲线M M是是9 9月加勒比海平均大气温度廓线曲线。曲线月加勒比海平均大气温度廓线曲线。曲线A A是是由平均地面条件得到湿绝热线，曲线由平均地面条件得到湿绝热线，曲线B B是等温降压到是等温降压到950hPa950hPa下的湿绝热线（见小插图中的下的湿绝热线（见小插图中的XBXB）。曲）。曲线线E E是飓风眼中的典型温度曲线是飓风眼中的典型温度曲线 （取自（取自Mcilveen，2010）9.3 9.3 台风形成的条件和物理过程台风形成的条件和物理过程 台风的形成包括台风的发生和发展或加强。台风的发生是指一个弱台风的形成包括台风的发生和发展或加强。台风的发生是指一个弱的未闭合的扰动（涡度为的未闭合的扰动（涡度为101015151010-6-6s s-1-1）如何发展成一个闭合的较深）如何发展成一个闭合的较深厚的热带气旋（涡度为厚的热带气旋（涡度为50501001001010-6-6s s-1-1），而台风的发展是指以后如），而台风的发展是指以后如何增强成台风。何增强成台风。关于台风形成的问题主要有两个方面的问题：一是台风关于台风形成的问题主要有两个方面的问题：一是台风形成的条件，一是台风形成的物理过程形成的条件，一是台风形成的物理过程。对这两个问题虽然研究得很多，。对这两个问题虽然研究得很多，但至今还没有完全一致的看法。台风从本质上看是出现在热带海洋上一但至今还没有完全一致的看法。台风从本质上看是出现在热带海洋上一种天气尺度的有组织的对流系统。要使得对流活动不断发生，低层要有种天气尺度的有组织的对流系统。要使得对流活动不断发生，低层要有暖湿空气、位势不稳定的层结和低空辐合或上升运动。因而台风只能形暖湿空气、位势不稳定的层结和低空辐合或上升运动。因而台风只能形成在暖洋面及低层正涡度的辐合区。成在暖洋面及低层正涡度的辐合区。从气候观点看，下面一些参数与台风形成有关：从气候观点看，下面一些参数与台风形成有关：（1 1）海面温度和暖水层厚度海面温度和暖水层厚度。很早以来就已经知道。很早以来就已经知道26.526.5的海面温的海面温度是台风形成的临界温度；度是台风形成的临界温度；（2 2）对流不稳定对流不稳定。因为深对流对于成熟台风是非常。因为深对流对于成熟台风是非常重要的，因而应有强的对流不稳定。但是热带大气无论冬夏都重要的，因而应有强的对流不稳定。但是热带大气无论冬夏都是条件不稳定的。是条件不稳定的。（3 3）对流层中层相对湿度高有利于台风形成对流层中层相对湿度高有利于台风形成。因为相对湿度低时因为相对湿度低时，而而减弱，同时气柱内总水汽的减弱，同时气柱内总水汽的辐合辐合量（因而也是总潜热释放量）量（因而也是总潜热释放量）减少；减少；（4 4）低层绝对涡度低层绝对涡度。这与低层相对涡度有关。观测表明，相对涡度这与低层相对涡度有关。观测表明，相对涡度 的变化与台风发展之间有明显的相关，这个参数是与的变化与台风发展之间有明显的相关，这个参数是与台风加强台风加强 相关最好的一些参数之一。相关最好的一些参数之一。)0/(pe（5 5）水平风的垂直切变水平风的垂直切变。弱垂直切变有利于台风的发展，因为在这。弱垂直切变有利于台风的发展，因为在这 种种“不通风的不通风的”条件下相对于移动扰动的温湿平流很小，整个扰动条件下相对于移动扰动的温湿平流很小，整个扰动 的温度和湿度可以显著增加，大大超过环境值；的温度和湿度可以显著增加，大大超过环境值；（6 6）高空辐散场高空辐散场。当高空存在着辐散场时有利于台风加强，这已为。当高空存在着辐散场时有利于台风加强，这已为 许多观测事实所证明。但台风的高空辐散场也可以是台风发展许多观测事实所证明。但台风的高空辐散场也可以是台风发展 的结果，因为扰动初始发展和高空增暖可使大尺度环境形成一的结果，因为扰动初始发展和高空增暖可使大尺度环境形成一 种辐散流场，因而不能把这个因子简单地与台风形成联系起来。种辐散流场，因而不能把这个因子简单地与台风形成联系起来。台风的形成在一个台风季节中是不均匀发生的，而常现为台风的形成在一个台风季节中是不均匀发生的，而常现为在时间上和在时间上和空间上有密集的现象空间上有密集的现象，即一段时间或一个地区很多，而在另一段时间或地，即一段时间或一个地区很多，而在另一段时间或地区很少发生。在活跃期产生的台风可达一般情况下的区很少发生。在活跃期产生的台风可达一般情况下的2 26 6倍之多。这种倍之多。这种活活跃和不活跃期的交替现象其时间尺度为几周左右。跃和不活跃期的交替现象其时间尺度为几周左右。人们认为这种台风频数人们认为这种台风频数的变率与热带大气环流或中低纬相互作用的中期过程有密切关系，这是值的变率与热带大气环流或中低纬相互作用的中期过程有密切关系，这是值得进一步研究的。除了这种变率以外，台风的形成还有年际变率。台风的得进一步研究的。除了这种变率以外，台风的形成还有年际变率。台风的年际变率可达年际变率可达3030。许多人研究了这种许多人研究了这种年际变率年际变率的原因，发现的原因，发现这不仅与热带大气环流本身这不仅与热带大气环流本身的年际变化（如季风强弱，副高位置，赤道槽位置，的年际变化（如季风强弱，副高位置，赤道槽位置，TUTTTUTT位置等）有关，位置等）有关，而且与中高纬行星尺度环流，尤其是一些长波的分布有密切关系。而且与中高纬行星尺度环流，尤其是一些长波的分布有密切关系。例如多例如多台风年常与纬向风的向北移动有关，同样伴随着西风带收缩，极地涡旋减台风年常与纬向风的向北移动有关，同样伴随着西风带收缩，极地涡旋减弱等，海温，尤其是弱等，海温，尤其是ENSOENSO事件与台风频数的年际变化也有一定关系。事件与台风频数的年际变化也有一定关系。ENSOENSO对热带气旋的影响对热带气旋的影响 ENSOENSO在影响西太平洋热带气旋的生成在影响西太平洋热带气旋的生成、发展和路径中起着重要作用。发展和路径中起着重要作用。这个问题经过了不少人的研究。早期的结论具有相当的差别。从统计相这个问题经过了不少人的研究。早期的结论具有相当的差别。从统计相关的角度多缺少统计显著性。因而结论的可靠性和信度并不高。关的角度多缺少统计显著性。因而结论的可靠性和信度并不高。当时的当时的认识是在认识是在El NinoEl Nino年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏少。年，一般西太平洋台风偏少，大西洋飓风也偏少。后后来的研究来的研究由于观测技术和资料由于观测技术和资料与与分析方法不同，仍造成不同的结果和争分析方法不同，仍造成不同的结果和争议。近年来的研究集中在较强和强议。近年来的研究集中在较强和强ENSOENSO事件对台风的影响，其结果比过事件对台风的影响，其结果比过去要明显得多去要明显得多（图（图9.109.10）。总的说来，在拉尼娜年，赤道西太平洋比赤道东太平洋暖，西太平总的说来，在拉尼娜年，赤道西太平洋比赤道东太平洋暖，西太平洋热带气旋频率更多。洋热带气旋频率更多。而在厄尔尼诺年，赤道西太平洋异常冷，最大热而在厄尔尼诺年，赤道西太平洋异常冷，最大热带气旋频率区更偏东带气旋频率区更偏东。图图9.10南太平洋热带气旋形成的位置中性年（灰色），南太平洋热带气旋形成的位置中性年（灰色），El Nino El Nino 年（红色）年（红色）La La Nina Nina 年（蓝色）统计的年（蓝色）统计的1969-20061969-2006年的热带气旋，中心气压均低于年的热带气旋，中心气压均低于1000hPa 1000hPa （取自（取自Source:Kuleshov et al.,2009).根据最近王斌与陈忠良（根据最近王斌与陈忠良（20022002）研究，发现）研究，发现热带气旋活动与热带气旋活动与ENSOENSO的的关系强烈地取决于关系强烈地取决于ENSOENSO事件的强度，事件的强度，即强即强ElNinoElNino与与La NinaLa Nina事件有明显事件有明显影响，而中等暖（或冷）事件，没有表现确定的影响。他们得到在西太影响，而中等暖（或冷）事件，没有表现确定的影响。他们得到在西太平洋与平洋与ENSOENSO事件关系最密切的两个地区是东南（事件关系最密切的两个地区是东南（5-175-17N N，140-180140-180E E）和西北象限（和西北象限（17-3017-30N N，120-140120-140E E）（图）（图9.119.11）。在东南象限，）。在东南象限，5 5个个最暖的年有最暖的年有3131个热带气旋形成，而个热带气旋形成，而6 6个最冷年只有个最冷年只有2 2个热带气旋形成。在个热带气旋形成。在西北象限，情况正好相反，西北象限，情况正好相反，2828个热带气旋形成在冷事件年，而只有个热带气旋形成在冷事件年，而只有7 7个个形成于暖事件年。形成于暖事件年。此外暖事件年的台风生命期更长，路径也显著不同，此外暖事件年的台风生命期更长，路径也显著不同，如如ElNinoElNino年秋天，形成于年秋天，形成于1515N N以南的台风向北通过以南的台风向北通过3535N N转向的是冷事转向的是冷事件年的件年的2.52.5倍。倍。图图9.11 ENSO9.11 ENSO事件与台风生成频散的关系事件与台风生成频散的关系 （Wang and Chen,2002）312287图图9.12 1991-20071991-2007时期南太平洋热带气旋每年形成个数时期南太平洋热带气旋每年形成个数.上、中、下图分别代表最低重心气压小上、中、下图分别代表最低重心气压小于于995995，970970与与950950以下的热带气旋。以下的热带气旋。（取自（取自Source:Kuleshov et al.,2009).另一个问题是气候变化对热带气旋的影响。另一个问题是气候变化对热带气旋的影响。这方面的结果也存在争议。这方面的结果也存在争议。WebsterWebster等（等（20052005）得到较强的）得到较强的热带热带气旋在大西洋和西太平洋增气旋在大西洋和西太平洋增多多由于资由于资料和观测技术问题可能是虚料和观测技术问题可能是虚假假的，在南太平洋的，在南太平洋不同强度的不同强度的热带气旋明无显热带气旋明无显变化趋势变化趋势（图（图9.129.12）。）。台风形成的内部物理过程与机理台风形成的内部物理过程与机理关于台风形成的内部物理机制主要与积云对流造成的凝结潜热释放过程有关关于台风形成的内部物理机制主要与积云对流造成的凝结潜热释放过程有关。1cm1cm降水可产生降水可产生相当于使对流层温度增加相当于使对流层温度增加2.52.5的热量。的热量。台风内部的温度有很大的正距平，它们主要发生在凝台风内部的温度有很大的正距平，它们主要发生在凝结潜热释放很大的地方结潜热释放很大的地方。首先讨论台风中的热平衡问题。柱坐标中的热力学方程为：。首先讨论台风中的热平衡问题。柱坐标中的热力学方程为：HTspppFzHccQczTwTrvrTutT1(9.3)Q Q是单位质量的非绝热加热，是单位质量的非绝热加热，H Hs s是小尺度涡动造成的垂直热通量；是小尺度涡动造成的垂直热通量；F FHTHT是乱流水平混合。是乱流水平混合。是膨胀或压缩造成的温度变化。因为是膨胀或压缩造成的温度变化。因为 ，则：，则：gwpc/pddpcgzTwczTw/)(，在稳定条件下在稳定条件下 上升运动造成温度减小，下沉运动造成温度上升。上升运动造成温度减小，下沉运动造成温度上升。这是绝热过程这是绝热过程产生的温度变化产生的温度变化，在台风中有三种非绝热过程在台风中有三种非绝热过程：（1 1）由水相变产生的潜热：凝结蒸发，）由水相变产生的潜热：凝结蒸发，融化，冻结，升华和沉积，其中凝结最重要；（融化，冻结，升华和沉积，其中凝结最重要；（2 2）海面上的感热输送；（）海面上的感热输送；（3 3）辐射。）辐射。绝热绝热和非绝热过程在造成温度变化上都是重要的和非绝热过程在造成温度变化上都是重要的。)(d 当非绝热加热（或冷却）发生在自由大气中时，它的直接作用当非绝热加热（或冷却）发生在自由大气中时，它的直接作用是通过浮力产生垂直运动和绝热冷却。这种作用趋于抵消非绝热作是通过浮力产生垂直运动和绝热冷却。这种作用趋于抵消非绝热作用，因而凝结加热产生上升运动和绝热冷却。辐射冷却产生下沉和用，因而凝结加热产生上升运动和绝热冷却。辐射冷却产生下沉和补偿的绝热增温。其结果是达到近似的平衡：补偿的绝热增温。其结果是达到近似的平衡：，结果任一点依靠凝结加热实际上只能产生很小的变温，不能直接解结果任一点依靠凝结加热实际上只能产生很小的变温，不能直接解释台风中很暖的暖心。必须由其它机制说明。释台风中很暖的暖心。必须由其它机制说明。其中最主要的是积云其中最主要的是积云对热量的垂直输送。对热量的垂直输送。积云对流热量和水汽的垂直输送积云对流热量和水汽的垂直输送 积云对热量和水汽的垂直输送由积云对热量和水汽的垂直输送由 和和 表示。图表示。图9.139.13是对热是对热带三种云的理论计算结果。它们的活跃上升气流覆盖面积为带三种云的理论计算结果。它们的活跃上升气流覆盖面积为1 1。因为上因为上升气流比环境暖，故热通量是向上的。热量的辐合位于对流层上部。升气流比环境暖，故热通量是向上的。热量的辐合位于对流层上部。在在该层，对于最大的云非绝热加热为该层，对于最大的云非绝热加热为2020d