（2）在气旋发生到强烈发展期，温度平流项都大于涡度平流项，特别是在气旋发展的初期温度平流起主要作用。暖平流的作用主要引起上升运动，以后又引起潜热释放并形成低压槽。

（3）对流层低层的斜压不稳定在气旋发展初期是主要的，而潜热释放则是气旋后期发展的一个重要因素。潜热释放对于海洋气旋结构的变化以及上升区的维持起了关键作用，这是通过指向低压或槽区的气 压梯度力而实现的。潜热释放增强了气旋附近高空的上升运动和低层的辐合。强上升运动使高空槽两侧的热力直接的东西环流增强，而辐合引起更进一步的潜热加 热。这又会使更强的非地转风和近地面辐合。因而，尽管波－气旋的垂直耦合和水平斜压性减弱，即高空槽的强迫作用减弱，但通过上述过程仍可制作大量动能以使 气旋发展。爆发性海洋气旋的发生很可能是潜热引起的区域斜压过程的结果。潜热释放使静力稳定度减小，结果使斜压不稳定增长，这无疑对气旋的发展创造了有利 条件。

（4）积云对流。

（5）海面的感热和潜热输送虽然一般不是气旋发展的主要因子，但它可以增强对流层下部的斜压区产生有利于气旋发展的环境，促进气旋的迅速发展。

（6）爆发性气旋发生的高频区也是主要的斜压区，因而斜压过程可能是一般低压系统连续存在和发展的前提条件，为了使气旋能得到爆发性发展，还必须有其它条件。

（7）高空急流中心的有关非地转运动对气旋的强烈加深非常重要。

十九．台风

台风一般结构：

       （1）一般流入层可达3km或更高。最强的流入气流是在近地面约500m高度。在850hPa以下都有很强的流入。这种流入气流向外可扩展至10纬度半径以外。这表明边界层过程对于台风是非常重要的。在上层主要是在200hPa以上有强的流出气流。

       （2）切向风在850hPa上有气旋性风的最大值。从中心向外减小。在最大风区，风向外减小的速度最快。在对流层上层是反气旋气流。

       （3）在对流层大部分层次都是暖心，最暖的温度在250hPa。对于个别台风，眼中最高温度可比周围高10－15C。在台风区内有很强的径向温度梯度。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顶穿透到平衡高度以上和辐射冷却造成。

       （4）台风有一非常明显的湿内核区，这表明大量的对流活动出现在台风区内。在内核区，相对湿度在400hPa以下超过90%。在6纬距半径以外相对湿度接近环境的平均值。

       （5）在半径400公里以内，平均垂直运动是上升的。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。

       （6）台风眼区中心气压最低，平均直径为45km左右，最小的为10－20公里，大的可达100－150km，。眼区的温度比周围暖得多，可达10几度。

       【台风眼对于造成台风中的极低的气压和极强的风速是非常重要的。眼中的最低气压与高空下沉的空气和压缩增温有关，而高空下沉又是由对流层下层的水平辐散和对流层上部的水平辐合造成。】

    （7）螺旋云带具有明显的气压场扰动、风场切变和温度特征。

    （8）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，并在眼中下沉，最后又在眼上由低层流出。这是一个反环流圈；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。这是一个正环流圈。

    （9）台风眼外转的环流状云雨区为台风的云墙或眼壁，这里有强烈的上升运动，宽度一般有20－30km，主要由一些高大的积雨云组成。云墙及其邻近地区常是台风风雨最激烈的地方，其主要特征有：A、径向流入限于1.5km以下，速度向内增加。在500米高度观测到－25m/s的径向风，因而可能最强的流入位于地面层上。B、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强降水区之内的垂直运动。C、最大垂直运动在500hPa以上位于风最大值内几公里。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，以此使对称眼壁缩小。眼壁区的上升运动为5－6m/s，积云尺度的上升气流位于此上升气流区，也大致为5－6m/s。这种高度有组织的眼壁尺度上升气流可能由气流的迅速旋转造成。D、眼壁大约6小时时间尺度内保持梯度风和热成风平衡。E、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经向运动的气层中下落，直到最后落入低层的流入层。F、由眼壁上升气流激起的下沉运动，在沿眼壁内边缘宽10－20km的半径带内，而不是在眼中心组织起来。

台风形成条件：

       （1）海面温度和暖水层厚度。一般认为26.5C的海面温度是台风形成的临界温度。

       （2）对流不稳定（）。深对流对于成熟台风是非常重要的。但热带大气无论冬夏都是条件不稳定的，的日变化也小。因而这个因子一般与个别台风的形成无关。

       （3）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，对流将受到中层干空气的侵蚀而减弱，同时气柱内总水汽的辐合量（因而也是总潜热释放量）减小。

       （4）低层绝对涡度。这与低层相对涡度有关，相对涡度的变化与台风发展之间有明显的相关。这个参数是台风加强相关最好的一些参数之一。在低层涡度存在 的情况下，在正涡度区地面摩擦可产生上升运动，在负涡度区产生下沉运动，摩擦辐合的量正比于相对涡度，因而低层正涡度区是与上升运动、积云对流和潜热释放 密切有关的。

       （5）水平风的垂直切变。弱垂直切变有利于台风的发展，因为在这种“不通风”的条件下相对于移动扰动的温湿平流很小，整个扰动的温度和湿度可以显著增加，大大超过环境值。

       （6）高空辐散场。当高空存在着辐散场时有利于台风加强，另一方面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种辐散环流，因而不能把这个因子简单地与台风形成联系起来。

二十．大气角动量

从热带东风带向中高纬西风带的输送机制：

       大 气角动量是表征大气环流和气候状况的基本参数之一。研究大气中角动量输送是为了解大气环流平均状况的基本维持机制。而这些机制很多是以角动量的经向交换， 垂直交换原理为根据的。因为东风带内，地球向大气输送西风角动量；西风带内，大气向地球输送西风角动量，因而必定存在某种机制使东风带内的角动量向西风带 输送，以补偿西风带中被地球取走的角动量，这样才能使得东西风带得以长期维持。

       角动量的输送是通过经圈环流和大型涡旋两个过程实现的。具体地说：大气在热带地面东风带得到角动量，而在中纬度地面西风带失去角动量。动量的水平 输送主要位于对流层上部。在热带地区，在最低层角动量的垂直输送由乱流和涡动输送完成。但地面以上，从对流层下部到上部主要的垂直输送则由哈得莱环流上升 支和涡动完成，其中对净的地球角动量动量的垂直输送尤为重要。在中纬度有类似的向下输送。在高空动量的水平输送中，首先由哈得莱环流的高空支把下层输送来的角动量带到30N附近，以后再由瞬变波和定常波带至更高的纬度。哈得莱环流的下沉支将角动量输送给低层以补偿由于摩擦而消耗的角动量。这就完成了大气中角动量的收支。它从热带东风带中不断取出制作的西风角动量，并不断补偿中纬西风带损失的西风角动量，从而维持了地球上的风系。

各角动量输送分支特征：

       （1）角动量的涡动输送机制与平均经圈环 流的输送机制完全不同，它不需要有向极地的空气质量通量，而是通过非正弦形式的波状扰动（槽和脊）来完成的。例如在北半球，当槽脊有西南－东北向倾斜时， 由于向北移动的空气质点所具有的西风分量比向南移动的近地点所具有的西风分量要大，使和为正相关，因此角动量向北输送。在高空流场可经常观测到这种情况。南半球则需西北－东南倾斜的槽脊将角动量向南极输送。

       （2）在两半球的中纬度地区，角动量的向极输送有最大值。对净角动量的输送贡献最大的项是瞬变扰动项，它的分布基本上与净角动量分布相近。定常涡动输 送只在北半球中高纬度地区才明显，并且主要发生在冬季。在定常涡动输送、平均经圈环流输送、瞬变涡动输送中，除定常涡动输送外，其它输送大致对赤道是对称 的。在中纬度高空，瞬变涡动输送是主要项，最大值位于30或35纬度和200hPa层附近，方向指向极地。定常涡动输送也是在中纬度200hPa有最大值，但比瞬变输送小得多，两者相互加强。北半球定常输送比南半球大得多。赤道地区，定常输送、瞬变输送都很小。

       （3）平均经圈环流的输送在热带地区最显著。其输送在两半球都显出三圈环流结构的影响，其对总角动量输送比瞬变输送小得多，量级大致于定常输送相近。在热带地区是向极输送，在中高纬度有向赤道的输送，因而在中纬度有角动量的辐合。

       （4）虽然南半球定常输送很小，但瞬变、定常和平均经圈环流的输送总和比北半球略大。南半球最大向极输送通量位于35S，300hPa，而在北半球最大值位于25N，200hPa。在高纬度，南半球的向赤道输送的最大值比北半球强。这些差别主要由瞬变涡动输送差别引起。

       （5）在角动量的垂直输送中，平均经圈环流的垂直分支对绝对角动量的垂直输送最大，无论在热带的向上输送或在温带的向下输送均是如此。在哈得莱环流中，由于在低纬上升区和较大，而在较高纬度的较小，则向下输送的角动量比向上输送的少，从而产生净的向上输送。同理费雷尔环流会造成净的角动量向下输送。