第十八章 热带气旋及其它热带天气系统

第十八章 热带气旋及其它热带天气系统

热带气旋(T ropical C yclone)是发生在热带洋面上的具有暖中心结构的气旋性涡旋(低气

压)。它是热带天气中的主要系统,也是一种强灾害性天气系统,发展强烈的热带气旋会给所经

之地带来狂风暴雨,海上伴有巨浪和暴潮,还常常侵入中纬度地区,影响范围大,严重威胁船舶

航行安全。所以航海人员很有必要了解和掌握热带气旋的发生发展及活动规律,以便积极采取

措施避免和减少热带气旋造成的损失。除热带气旋外,30°N ～30°S 的热带地区,还有热带辐合

带、东风波和热带云团等热带天气系统。

第一节 热带气旋概况

一、热带气旋的等级和名称

国际上以热带气旋中心附近(10m in 平均)最大风力作为其强度分级的标准,各等级标准

及名称如下:

名称代号风力等级风速

热带低压① T D (T ropical D epression) 近中心最大风力≤7 级≤33kn 热带风暴T S(T ropical Storm ) 近中心最大风力8～9 级34～47kn 强热带风暴

ST S ( S evere T ropical

Storm )

近中心最大风力10～11 级48～63kn 台风T (T yphoon) 近中心最大风力≥12 级≥64kn ① 世界气象组织规定,热带气旋的初级阶段还有一种“热带低压区”(L ow P ressure Zone),在天气图上以符号“L ”表

示,其中心风力< 8 级。它与T D 属于同一等级,只是中心位置尚未确定。我国气象部门目前暂不使用此名称。

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我国和日本均采用这个标准对发生在西北太平洋和南海的热带气旋进行等级划分。另外

我国习惯上把强度达到T S、ST S 、T 的热带气旋统称为台风,本教材中将经常用到这一概念。

目前,不同地区在习惯上仍沿用自己的标准和名称:

①东北太平洋和大西洋的热带气旋被分为3 级,即

热带低压T D (T ropical D epression ) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn); 热带风暴T S (T ropical Storm ) 近中心最大风力8～11 级(风速34～63kn );

飓风H (H urricane) 近中心最大风力≥12 级(风速≥64kn )。

②孟加拉湾和阿拉伯海的热带气旋被分为2 级,即

低气压(D epression) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn);

气旋性风暴(C yclonic Storm ) 近中心最大风力≥8 级(风速≥34kn)。

③南半球洋面上的热带气旋通常也被分为2 级,即

热带扰动(T ropical D isturbance) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn);

热带气旋(T ropical C yclone) 近中心最大风力≥8 级(风速≥34kn)。

二、热带气旋的编号和范围

我国中央气象台对发生在180°E 以西、赤道以北的西北太平洋(包括南海)上近中心最大

风速≥34k n(8 级)的热带气旋,每年从1 月1 日起按其出现的先后顺序进行数字编号,如9905

表示1999 年出现在上述海域的第5 个热带气旋;并且,从2000 年1 月1 日起也同时使用热带

气旋名字,所用名字从“台风委员会西北太平洋和南海热带气旋命名表”中取得。美国对每个热

带气旋起英文名字,所用英文名字在美国气象局拟定的台风(飓风)名称表中取得。日本既对热

带气旋进行数字编号又使用热带气旋名字① 。对于同一地区的同一热带气旋,不同国家可能有

不同的编号,在阅读气象报告时须注意。

热带气旋的范围通常以系统最外围近似圆形的闭合等压线直径长度表示,一般为600～

1000k m ,最大的可达2000km ,最小的只有100km 或更小。

三、热带气旋发生的源地与季节

1.全球概况

热带气旋主要发生在南北半球5°～20°纬度带的海洋上,其中10°～20°之间占65% ,在西

北太平洋和西北大西洋20°以上的较高纬度亦有热带气旋发生,不过只占总数的13% 。据统

计,热带气旋相对集中出现在以下8 个特定区域,即西北太平洋、东北太平洋、西北大西洋、孟

加拉湾、阿拉伯海、南印度洋东部和西部、西南太平洋(见图18-1),这些区域又称为热带气旋

的源地。其中,大洋西部发生的热带气旋多于东部,北半球多于南半球,北半球热带气旋总数占

了全球总数的76% (即3/ 4),又以北太平洋最多,占全球总数的1/ 2 以上,而南大西洋和东南

太平洋至今未发现热带气旋发生,赤道两侧5°纬度范围内也几乎没有热带气旋发生。

从表18-1 可以看出,热带气旋一年四季均能发生。在北半球除孟加拉湾和阿拉伯海外,热

带气旋出现最多的月份是7～10 月,在南半球出现最多的月份是1～3 月。这说明多数的热带

气旋发生在该地区太阳赤纬达到最大以后的三四个月中,其它月份则显著减少。由于强西南季

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① 从2000 年1 月1 日起,日本(和美国)也用“台风委员会西北太平洋和南海热带气旋命名表”中的名字给西北太平

洋和南海热带气旋命名,按热带气旋命名、编号(加括号)的次序排列。

图18-1 全球各区域热带气旋发生次数及占全球总数的百分率

风的影响,孟加拉湾热带气旋发生数盛夏很少,在季风盛衰交替的10～11 月份最多,5 月份其

次;阿拉伯海7、8 月份几乎无热带气旋发生。

逐月发生热带气旋的平均频数表18-1

频数月

区域

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 全年西北太平洋(包括南海)

(1949～1976) 0.4 0.3 0.5 0.8 1.1 1.9 4.4 6.1 5.2 3.9 2.8 1.4 28.8 东北太平洋( 1965 ～ 1969)

0 0 0 0 0 1.8 2.2 4.2 4.0 1.8 0 0 14.0 北大西洋(1941～1968) 0 * 0 0 0.1 0.5 0.8 2.1 3.5 1.8 0.3 0.1 9.2 孟加拉湾(1948～1967) 0.1 0 0 0.1 0.7 0.1 0.1 0.1 0.4 0.8 0.7 0.5 3.6 阿拉伯海(1960～1967) * 0 0 0.1 0.2 0.2 * * 0.1 0.2 0.2 0.1 1.1 南印度洋西部( 1931～ 1960)

1.8 1.4 2.0 0.2 0 0 0 0 0 0 0.4 1.2 7.0 南印度洋东部( 1962～ 1967)

2.3 2.0 1.5 0.7 * * * 0 * 0.1 0.3 0.9 7.8 南太平洋西部( 1941～ 1961)

1.9 1.4 1.6 0.7 0.1 0.1 0 0 0 0 0.1 0.7 6.6 北半球合计0.5 0.3 0.5 1.0 2.1 4.5 7.5 12.5 13.2 8.5 4.0 2.1 57.6 南半球合计6.0 4.8 5.1 1.6 0.1 0.1 * 0 * 0.1 0.8 2.8 21.4 全球合计6.5 5.1 5.6 2.6 2.2 4.6 7.5 12.5 13.2 8.6 4.8 4.9 78.1 注:1)* 表示不足0.05; 2)资料统计中不包括热带气旋中的T D 等级。

2.西北太平洋概况

根据1949～1988 年40 年资料统计表明,西北太平洋平均每年有35.8 个热带气旋出现,

其中近中心最大风力≥ 8 级的热带气旋平均每年有28.0 个,约占全球总数1/ 3 以上,且强度

最强。

西北太平洋南起2°N ,北到37°N ,西起105°E ,东至180°范围内都有热带风暴生成。从纬度

方向看,7°～21°N 之间出现的热带风暴占总数的82.3% ,其中11°～18°N 之间更为集中,占总

数的52.1% 。从经度方向看,126°～133°E 范围内热带风暴生成频数最高,其次是139°～147°E

范围,第三位是111°～118°E 范围,而167°E 附近海域热带风暴生成频数相对很少。由此可见,

西北太平洋热带风暴源地和相对发生高频区主要集中在菲律宾群岛以东到琉球群岛附近洋

面、马里亚纳群岛附近洋面、南海中北部海域和马绍尔群岛附近洋面。

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西北太平洋终年都有热带气旋活动,其中7～10 月是热带风暴盛行季节(我国称为台风季

节),期间热带风暴发生数占全年68% ,并以8 月份最多;1～3 月最少,仅占4% 。

我国濒临西北太平洋,受热带气旋影响严重。据统计,年均有20.2 个热带气旋进入海岸线

300km 的沿海海域,其中南海频率最大。在我国登陆的风力≥8 级的热带气旋年均7～8 个,主

要集中在广东和海南,其次是台湾、福建和浙江,上海和长江以北沿海省份极少,因此华南沿海

最多,占58.1% ,其次是华东沿海占37.3% 。登陆时间主要集中在7～ 9 月份,尤以8、9 月最

多,1～4 月份几乎没有热带气旋在我国登陆,但仍有热带气旋在南海四大群岛活动。历史上年

登陆热带气旋数最多达12 个、最少为3 个。

第二节 热带气旋的形成条件和强度变化

一、热带气旋形成的必要条件

热带洋面上发生的热带扰动只有少部分能发展成台风或飓风,且台风只形成在特定的海

域和季节,这说明台风的形成受一定条件的限制。目前国内外气象学者比较一致地认为,台风

形成的必要条件有以下四个:

1.广阔的暖洋面,洋面水温高于26°～27℃

广阔的高温洋面不断向低层大气输送热量和水汽,使低层大气的层结稳定度大大降低,这

种不稳定的暖湿空气一旦得到初始扰动的外力抬升,其中的水汽便凝结,释放的大量凝结潜热

会助长扰动对流的发展,使空气块湿绝热上升,造成其温度一直到十几公里高度都比四周空气

暖,从而保证台风暖心结构的形成,并使暖心结构和垂直环流得以维持。实测资料表明,西北太

平洋和西北大西洋低纬海水温度较高,热带气旋发生的个数就多;南大西洋和东南太平洋海水

温度较低,所以该海域几乎没有热带气旋形成。

2.低层初始扰动的存在

热带气旋发展成台风,需要大气低层有持续不断的质量、动量和水汽的输入,低层初始扰

动的存在提供了动力条件。若低层初始扰动区域有较强的辐合气流,同时高空(300hP a 或

200hP a)有较强的辐散气流(北半球辐散气流顺时针方向旋转,南半球逆时针旋转),且高空辐

散气流超过低层辐合气流,则造成对流活动不断发生,有利于积云对流的增热积累,使暖心形

成和地面气压不断降低。这种初始扰动多数源于热带辐合带和东风波,据统计热带辐合带中涡

旋发展成的台风约占总数的85% ,东风波发展起来的约占10% 。

3.地转参数大于一定值

地球自转偏向力有利于气旋性涡旋的产生,只有在足够大的地转偏向力作用下,低层的辐

合气流才能由径向风速转变为切向风速,逐渐形成沿逆时针方向(北半球)旋转的空气涡旋,并

随低层辐合的加强,气旋性旋转的风力迅速增加而达到台风的强度。在初始风速很小的情况

下,地转偏向力大小取决于地转参数(f = 2ωsinφ)的大小。赤道上地转参数为零,赤道两侧5°以

内地区地转参数非常小,所以这些地区即使有热带扰动存在,也易被辐合气流所填塞而无法形

成强的水平涡旋。只有在离赤道5°以外的地区,热带扰动才能加强发展成台风。

4.对流层风速垂直切变要小

对流层风速垂直切变的大小反映对流层中风随高度的变化情况。对流层风速垂直切变小,说明

风速随高度变化不大,对于同一个空气柱而言通风不良,水汽凝结释放的潜热不易流散,可始终加

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热同一个有限范围的空气柱,利于形成台风的暖中心结构,从而促使台风形成。如果对流层中风速

垂直切变大,通风良好,潜热会迅速向外流散,则暖心结构很难形成,则热带扰动不易发展成台风。

例如孟加拉湾和阿拉伯海,盛夏低空盛行强西南季风,高层有强东风存在,风的垂直切变很大,因而

台风发生数很少,但在春秋两季,风速垂直切变小,台风发生数相应增多。

二、热带气旋的生命史

热带气旋的生命史是指热带气旋自发生、发展到最后消亡的全过程。对于中心风力达到

12 级的强热带气旋(台风)来说,其生命史通常分为四个阶段:① 形成期,由最初形成低压环

流到强度达热带风暴时(中心附近最大风力达到8 级);② 发展期,热带风暴继续发展,直到中

心气压达到最低值,近中心最大风速达到最大值时;③ 成熟期,中心强度不再发展,中心气压

不再降低,风速不再增大,但大风和雨区范围逐渐扩大,直到大风范围达到最大;④ 衰亡期,台

风登陆减弱填塞或进入中高纬度而转变为温带气旋。

热带气旋生命期一般为3～8 天,最长达20 天以上,最短仅1 天,夏秋两季生命期较长,冬

春两季较短。

三、热带气旋的强度变化

热带气旋的强度用中心气压或中心附近最大平均风速来表示,中心气压越低或中心附近

最大风速越大,热带气旋就越强。发展强烈的热带气旋中心气压一般低于950hP a,曾观测到最

低中心气压值为870h P a(1979 年10 月12 日7919 号台风),中心附近最大风速极值达110m / s

(1958 年9 月24 日5827 号台风)。

引起热带气旋强度变化的原因很多,主要可以归结为以下几点:

1.海温的影响,它决定水汽的来源和热力不稳定度的维持,形成和发展于暖的低纬洋面上

的热带气旋,一旦移向中高纬冷海面时往往减弱消亡。

2.大尺度环境流场是否有利,其中包括低空辐合、高空辐散流出、风的垂直切变大小、冷空

气作用等情况。经研究发现,若高空槽强烈发展,当热带气旋位于槽前急流轴的南侧(北半球)

时,由于该处高空风的水平分布构成反气旋式切变,高空辐散气流超过低层辐合气流,因而热

带气旋会明显加强;但当热带气旋移到急流轴的北侧时,因高空风的水平分布构成气旋式切

变,高空辐散气流减弱,则热带气旋减弱。

热带气旋移至中高纬地区后,一般有冷空气入侵,则其就不再是单一的暖气团,其中会逐

渐形成冷、暖锋,由热带气旋变性为温带气旋,以后逐渐减弱消失。但须注意,极少数热带气旋

在变成温带气旋后,由于斜压作用使其重新获得能量而再度强烈发展,如7416 号热带气旋。

3.地形影响,主要是陆地和大面积岛屿对台风的影响。热带气旋登陆后,水汽来源被切断,

能量供应枯竭,而地面摩擦消耗增强,使台风迅速减弱,最后消亡。部分热带气旋登陆后又转向

出海,其强度会得到加强。

第三节 热带气旋的天气结构和风浪分布特征

一、热带气旋的天气结构

成熟的热带气旋(以下简称台风),尤其在海上,其内部气象要素气压、温度、风和云等常环

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绕台风中心近于圆对称分布,如图18-2a)所示。图18-2b)为一热带气旋的卫星云图实例。由于

台风涡旋的直径一般在600～1000km ,其垂直高度可伸展到对流层上部,个别还达平流层下

部(15～20km ),其垂直尺度与水平尺度的比值约为1∶ 50,因此可把台风近似看作圆对称的

扁平气旋性涡旋。

图18-2a) 热带气旋中气压、风、云和降水分布示意图

通常根据台风区内低空风速大小的水平分布,将台风分为外圈、中圈和内圈三个区域(见

图18-2a)。

1.外圈

外圈又称外围区,风力由台风边缘向内增大,一般在8 级以下,呈阵性。当接近台风低压环

流外缘时,气压开始缓慢下降,风速渐增;高空出现辐射状卷云、卷云层和日月晕环,夜间星光

闪烁,能见度特别良好。当风力增大到5～6 级时即进入外圈。

进入外圈后,气温升高,湿度增大,天气闷热;气压继续下降,离台风中心越近,气压下降越

快,水平气压梯度越大,风速增大越快;云层逐渐增厚,天色越来越黑,出现高积云、高层云,低

空有被称为“飞云”或“猪头云”的塔状层积云和浓积云随风向前疾驶;出现高层云时,开始下

雨,并逐渐增大。

2.中圈

中圈又称涡旋区,风力一般在8 级以上。进入涡旋区,风力向台风中心急速增大,并在台风

眼壁处达最大,最大风速一般可达60～70m / s,有时甚至超过100m / s,并带有阵性,阵风通常

比平均风速大30～50% 。若已知热带气旋中心气压值P (单位hP a),可根据公式

Vm ax = K 1010 - P (18-1)

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图18-2b) 热带气旋卫星云图实例(1986 年7 月7 日06Z 静止卫星)

计算热带气旋近中心最大风速。式中:Vm ax为近中心最大风速,单位m / s;K 为系数,一般为5.3

～7。台风中心附近围绕眼区的最大风速带,宽度平均为10～20km ,与环绕台风眼的云墙区相

重合,是台风破坏力最猛烈、最集中的区域(在有些文献中,将近中心附近最大风速带称为涡旋

区)。

图18-3 热带气旋过境前后气压时间曲线

(1956 年8 月1 日18 时～ 2 日7 时,石浦站)

在涡旋区内,进入8～9 级风圈后,气压急剧下降,天空被浓厚灰暗且不规则的雨层云所遮

蔽,开始降大暴雨。雨层云和外圈的多种云系组成螺旋云带旋向台风眼壁。进入10～12 级风

圈后, 即进入台风云墙区, 水平气压梯度迅速增大,气压几乎直线下降,每小时可下降10 ～

30h P a,例如1956 年8 月初强台风经过石浦时,该站记录到的气压随时间的变化曲线(气压自

记曲线)呈漏斗状,如图18-3 所示,图中A、B 两处,时间仅相差1h,气压差竟达29.5h P a。在10

～12 级风圈内,对流上升运动强烈,产生浓厚乌黑高

大的积雨云,这些积雨云常组合成宽数十公里、高达

8～9km 的环状垂直云墙,成为台风眼壁,云墙下倾

盆大雨,能见度恶劣,是台风中最大降水所在之处。

3.内圈

内圈又称台风眼区,直径一般为10 ～ 70k m ,多

呈圆形,也有呈椭圆形的。进入眼区后,气压降到最

低,不再明显下降; 风速向中心迅速减小, 有时甚至

静风;暴雨立刻停止,低云基本消散,天空豁然开朗,

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有时可见蓝天,夜间星光明亮。

眼区过后,气压开始急剧上升,风力迅速增大,风向和进入眼区前相反,暴雨又起,出现另

一半圆涡旋区的恶劣天气,只是时间上没那么长。以后又是外围区天气,天气演变顺序与前述

相反,当气压上升到接近月平均气压后开始稳定,风速减小,降水停止,台风天气基本结束。

值得注意的是,台风区中最大风速的分布开始时比较对称,以后在各个象限并不对称,通

常在靠近副高一侧水平气压梯度较大,风速较大,大风范围也大。台风暴雨的分布一般也是不

对称的,北半球,暴雨中心常位于台风路径的右侧,在右前方雨量最大、范围也最广,只有少数

偏在左方。

另外,根据上述热带气旋内风和气压的分布特点,可利用表18-2 或18-3 粗略判断船舶与

热带气旋中心的距离。表18-2 和表18-3 分别是西北太平洋台风最盛期的风力和气压距平值

与台风中心距离的统计平均值,其中气压距平值是指船舶测得的海平面气压值经过日变化订

正后与当时当地的平均气压值之差。表18-4 即为气压日变化订正表。

台风风力分布范围统计表表18-2

半径(n m ile) 风力(级) 半径(n m ile) 风力(级)

35 12 145 8 50 11 180 7 75 10 220 6 110 9 250 5 气压距平值与台风中心距离关系统计表表18-3

气压距平值(hP a) 台风中心与船的距离(n m ile)

< 5.3 500～120 5.3～10.7 120～60 10.7～20.0 60～30 > 20.0 < 30 气压日变化订正表表18-4

时间

纬度

观测值经订正后加以下数值观测值经订正后减以下数值

01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 5° 0.0 0.8 1.3 1.4 1.3 0.8 0.0 0.8 1.3 1.4 1.3 0.8 20° 0.0 0.8 1.3 1.3 1.3 0.8 0.0 0.8 1.3 1.3 1.3 0.8 25° 0.0 0.8 1.1 1.2 1.1 0.8 0.0 0.8 1.1 1.2 1.1 0.8 30° 0.0 0.5 0.9 1.1 0.9 0.5 0.0 0.5 0.9 1.1 0.9 0.5 35° 0.0 0.5 0.7 0.9 0.7 0.5 0.0 0.5 0.7 0.9 0.7 0.5 40° 0.0 0.4 0.7 0.8 0.7 0.4 0.0 0.4 0.7 0.8 0.7 0.4 二、热带气旋引起的海浪和暴潮

热带气旋中的大风和中心的极低气压,使海面产生巨大的风浪和涌浪。风浪波高的大小与

风速大小、风时成正比,所以越接近热带气旋中心,风浪越高。观测统计表明,北半球热带气旋

移向的右后象限中风浪较高,且最高中心出现在距热带气旋中心40～90km (22～50n m ile)的

右后侧。这是由于热带气旋前进方向的右半圆风速大于左半圆,同时热带气旋中心的右后方,

波浪传播方向与台风中心移动方向以及所吹的风向接近一致,使这部分区域的风浪受风作用

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时间比其它区域长。

在台风眼区内,由于气压极低,会引起海面上升,再加上眼区周围的风向变化大,甚至短时

间内风向急转,使得新发展的风浪和已有的风浪方向相差很大,甚至完全相反,这些不同方向

的波互相叠加,形成具有驻波性质的波幅很大的陡峭波,俗称“三角浪”或“金字塔浪”,该浪一

般在大洋中出现。三角浪在原地附近上下跳动,使船舶操纵困难,对航行安全造成极大威胁,因

此航行船舶应注意避免进入眼区。

图18-4 热带气旋中涌浪的传播方向

(黑箭矢方向表示热带气旋的移向,空心箭

矢方向表示涌浪的移向,箭矢宽度表示相

对高度)

当波高巨大的风浪离开热带气旋向远处传播时,波高

逐渐减小,波顶变圆,周期变长,形成涌浪,其传播方向如图

18-4 所示。这些涌浪以台风中心移速的2～3 倍速度向外传

播,距离可达1000～ 2000km ,所以往往在台风中心到达前

两至三天就可以观测到涌浪。我国黄海和东海沿岸观测到

的台风涌浪,波高一般在3m 以下,周期为10s 左右。

热带气旋来临时,由于气压降低会引起沿海地区水位

上升。特别是热带气旋在沿海登陆时,加上暴雨和向岸风的

影响,如再遇天文大潮,可引起海面水位异常上涨,这种现

象称为台风暴潮。出现台风暴潮时,常使港湾内海水壅积,

有时还冲毁海堤引起海水倒灌,淹没码头和陆地,造成巨大

灾害。如1969 年7 月28 日6903 号台风在广东惠来登陆时,与天文潮叠加,结果暴潮冲毁海

堤,浪高达数层楼高,把一艘50～60t 的船只抛进内陆几十里。

第四节 热带气旋的移动

一、热带气旋移动的一般规律

热带气旋历史资料表明,虽然世界大洋上热带气旋的路径并不完全相同,但其主要常规移

动路径还是具有一定规律的,如图18-5 所示,大部分路径近似抛物线型,且南北半球抛物线弯

图18-5 热带气旋的主要移动路径

161

曲的方向正好相反,即北半球为右旋抛物线型,南半球为左旋抛物线型。

图18-6 西北太平洋热带气旋的典型路径

(I 为西行路径;II 为西北路径;III 为转向路径)

在西北太平洋,热带气旋的常规路径大致有

三条(见图18-6):① 西行路径,热带气旋经过菲

律宾或巴林塘海峡、巴士海峡进入南海,西行到

海南岛或越南登陆;有时,进入南海西行一段时

间后会突然北抬到广东省登陆。沿此路径的热带

气旋对中国华南沿海地区影响最大。② 西北(登

陆)路径,热带气旋从菲律宾以东向西北偏西方

向移动,先在台湾省登陆,以后穿过台湾海峡再

在福建省登陆;或者向西北方向经琉球群岛在江

浙一带登陆,最后在中国大陆上消失。沿此路径

的热带气旋对中国华东地区影响最大,对内陆也

有不同程度的影响。③ 转向路径,热带气旋从菲

律宾以东海面向西北移动,在20°～30°N 之间转

图18-7 热带气旋在东、西风带中受外力作用示意图

向东北方,向日本方向移动,路径呈抛物线状。这条路径一般对我国影响较小,但若转向点靠近

我国大陆时,则对中国东部沿海地区影响最大。一般6 月前和9 月后的热带气旋主要走①、③

路径,7、8 月主要走②、③路径。除常规路径外,热带气旋还可能走成如打转、蛇形、突然折向、

回旋等异常路径,这些异常路径基本出现在热带气旋转向前。

热带气旋的移动速度平均约为20～30km / h。对于转向热带气旋而言,转向后移速要比转

向前快一些,有时可达80k m / h 以上,转向时移速较慢,停滞打转时移速最慢。就发展阶段而

言,加强阶段时移速慢,减弱阶段时移速要快一些。就纬度而言,热带气旋在低纬的移速慢于在

高纬的移速。

二、影响热带气旋移动的因素

热带气旋的移动是受各种力共同作用的结果,这些力主要有水平气压梯度力、水平地转偏

向力和内力。

1.水平气压梯度力

热带气旋相对于东风带、西风带和副热带高压等行星尺度系统来说,是一个较小的涡旋,

因此可以看作一个质点(点涡)。由于环境流场的气压水平分布不均匀,就会有一个水平气压梯

度力G

_

作用在热带气旋整体上。在东风带中,水平气压梯度力G

_

指向南(南半球G

_

指向北);在

西风带中,指向北(南半球指向南),如图18-7 所示。水平气压梯度越大,水平气压梯度力就越

大。

2.水平地转偏向力

热带气旋整体(视作点涡)向前移动时,会受到

水平地转偏向力A

_

的作用,A

_

的方向和热带气旋移

动方向垂直,并指向其右方(南半球指向左方),如图

18-7 所示。研究表明,把热带气旋看作点涡,在完全没

有其它力作用的情况下,当它以一定初速移动时,因

受地转偏向力的作用,在北半球其轨道将是一个顺时

162

针方向的近似惯性圆。纬度越低,初始速度越大,惯性圆就越大。

3.内力

内力是热带气旋内部流场结构在地球自转作用下产生的。热带气旋内空气质点作气旋式

辐合运动,将其分解为切向气旋式旋转运动和径向辐合运动。以北半球为例,在图18-8a)中,

设圆周上各点的切向风速大小相等,因D 点和B 点所处的纬度相同,故所受的地转偏向力大

小相等、方向相反,互相抵消,同理,热带气旋中东半圆和西半圆同纬度各点所受的东西方向的

地转偏向力大小相等、方向相反,即热带气旋所受的东西向水平地转偏向力总和为零;在A 点

和C 点,由于A 点纬度高于C 点,则A 点的地转偏向力大于C 点,即北半圆的质点所受向北

偏向力的总和大于南半圆的质点所受向南的偏向力总和。因此,就整个热带气旋来说,将受到

一净余的向北的内力。同理,在图b)中,对于向热带气旋中心辐合的气流,将产生一净余的向

西的内力。作用在热带气旋上的总内力应为上述两内力的合成,合力方向指向西北(南半球指

向西南),用N

_

表示。热带气旋范围越大,强度越强,产生的内力就越大。

通常情况下,热带气旋受到的水平气压梯度力、水平地转偏向力和内力处于平衡状态,即

G

_

+ A

_

+ N

_

= 0。

当热带气旋内力很小时,可视G

_

与A

_

达到平衡,此时,热带气旋将沿大型流场的地转风方

向移动,在东风带中,基本上往偏西方向移动;在西风带中,基本上向偏东方向移动,如图18-7

所示。由此可见,热带气旋的移动受大型基本气流的引导。实际工作中常取500h P a 的气流作

为引导(操纵)气流,来预报热带气旋的移向和移速。

当热带气旋内产生的内力不可忽略时,热带气旋移向与大型流场(引导气流)方向有一交

角,内力越大,交角越大。处于东风带的热带气旋,其移向偏向高压一侧,北半球偏于引导气流

方向的右边,南半球偏于左边,移速小于引导气流,见图18-9a);处于西风带的热带气旋,其移

向偏向低压一侧,北半球偏于引导气流左边,南半球偏于右边,移速大于引导气流,见图18-

9b)。

图18-8 热带气旋内力示意图图18-9 热带气旋移向与基本气流的偏差

当热带气旋处于均匀的环境气压场(G

_

= 0)中,又无大的内力(热带气旋较弱小),或水平

气压梯度力与内力相抵消时,在水平地转偏向力的作用下,热带气旋将近似作惯性圆运动,走

成顺时针打转、就地打转或蛇行等异常路径。

综上所述,当外力强而稳定时,热带气旋一般取常规路径移动。如果外力作用弱,内力相对

较强,或外力变化快而复杂时,热带气旋则出现复杂的异常路径。

三、影响热带气旋移动的主要天气系统

如上所述,热带气旋所受外力是由周围大型气压场的分布决定的,热带气旋的移动主要受

163

图18-10 副热带高压与热带气旋移动的关系

环境流场的基本气流引导。在环境天气系统中,副热带高压是影响热带气旋移动的最直接、最

主要的系统,此外,西风带系统、热带和赤道天气系统以及多台风的同时存在也都能直接或间

接地影响热带气旋的移动。以下简要介绍副高、西风带槽脊的变化以及双台风对西北太平洋热

带气旋路径的影响。

1.副热带高压的影响

由于副热带高压强大而深厚,且位置又与热带气旋最靠近,因此热带气旋的移动主要受

500(或700)hP a 副热带高压外围大型基本气流的引导,尤其在热带气旋转向前,副高的作用

更突出。现简单分析如下:

当副高呈东西带状分布,且强度较强、形状稳定时,位于副高南侧的热带气旋受偏东气流

引导,将向偏西方向移动,且西行路径比较稳定,如图18-10a)所示。副高加强西伸越显著,热

带气旋西移路径越稳定,不易转向。若副高脊的位置虽然西伸较多,但强度反而有减弱趋势时,

位于副高南侧较强的热带气旋则可使副高分裂为二,而热带气旋从副高分裂处北上。

当副高在热带气旋东侧有脊往南伸,则热带气旋在西进过程中将有较大的偏北成分,如图18-

10b )所示。特别是副高脊线有自东西向转为南北向的趋势时,热带气旋会很快转成往北移动。

当副高减弱东撤,处于副高南侧的热带气旋,未来将转向北上,如果此时热带气旋位置偏

东,将在海上转向;若位置偏西靠近我国时,热带气旋可能登陆我国以后再转向出海。当热带气

旋转向到达副高北侧时,将在副高与西风带系统共同作用下往东～ 东北方向移动,如图18-

10c)所示。

当西风带高压或大陆副热带高压与西北太平洋副高合并时,副高的形状和强度将发生很

大变化,会导致热带气旋路径发生突变或出现异常路径。

2.西风带长波槽(脊)的影响

西风带强大长波槽(脊)的演变,对热带气旋的移动也有相当大的影响。当西风带的环流和

副热带流型稳定少变时,热带气旋移动一般较稳定,走正常路径。当西风带长波系统出现急剧

调整时,也会导致副高发生突变,从而使热带气旋路径发生改变,甚

至出现异常。

如当东亚出现长波槽时,若在其上游不到一个波长的范围内,有

一个正在发展中的长波槽东移,则原先的东亚槽将迅速减弱消失,对

热带气旋转向不起作用,但发展槽前方的长波脊与副高叠加,使西北

太平洋副高脊加强西伸,这时热带气旋将在副高南侧增强的偏东风

气流引导下,向西～西北方向移动或在我国登陆。

当西风带长波系统没有发生急剧调整,东亚长波槽维持甚至不

断发展,在东移过程中槽底伸展到35°N 以南时,常迫使太平洋副高

减弱东退,位于副高西南端的热带气旋将向西北方向移动,并在长波

槽前很快转向北上,以后受槽前西南气流引导向东北方向移动(如图18-

10c)所示)。统计表明,当槽底与热带气旋中心相距小于18 个经距时,有

利于热带气旋北上。此外,当西风带高空阻塞高压强大稳定时,若副高减

弱东退,则已转向进入西风带中的热带气旋将改向西移动。

3.“双台风”效应

在一定范围内同时存在两个热带气旋的现象,称为“双台风”,在

西北太平洋夏秋季节较常见到。当两个热带气旋相距很近(中心距离

164

在20 个纬距内)时,由于气旋性流场的作用,两个热带气旋将绕它们中心联线的“质量中心点”

作逆时针方向旋转,并互相趋近,使彼此的路径相互受到影响,出现停滞、摆动或打转等异常路

径。两个热带气旋相距越近,两者之间的相互作用就越大。

第五节 南海热带气旋

一、南海热带气旋概况

南海热带气旋包括南海地区发生的热带气旋和从西太平洋菲律宾以东洋面西移进入南海

的热带气旋。达热带风暴强度的南海热带气旋平均每年有9.3 个,约占西北太平洋总数的1/

3,相当于北大西洋出现的总数。其中在南海地区发生发展的有3.8 个(若包括热带低压,则为

7 个),占总数的40% 左右,其余则是从菲律宾以东洋面西移进入南海的。

南海热带气旋8～9 月最多,其次是6 月,1～4 月极少有热带气旋发生。大多数南海热带

气旋发生在10°N 以北,主要出现在南海中北部(12°～20°N ,112°～120°E )。北部湾和我国大陆

南部沿海海面,以及10°N 以南的南海南部,只有极少数热带低压发生,且不易发展达热带风

暴强度。影响南海的热带风暴约有一半在华南沿海一带登陆,登陆的时间大多集中在7～9 月。

二、南海热带气旋特征

与西北太平洋热带气旋比较,南海热带气旋强度大的较少,总的来说,其水平范围小,垂直

伸展高度较低,强度较弱。它的半径一般为300～500km ,最小的不到100km ;伸展高度约6～

8km ,最高达10km 左右。统计分析表明,南海热带气旋中心气压一般为980～990hP a,最低为

960hP a,很少低于950hP a;中心附近最大风速的极值在50m / s 以下。

南海热带气旋的云系分布很不对称。一般情况下,热带气旋移向的右前方云区最广,云层

最厚,云顶高度最高,雨量最大;而热带气旋的左后方云区较狭窄,云层较薄,雨量较小。热带气

旋来临前,很少有C s 出现,热带气旋经过测站前后,云系的演变顺序通常是:

C i A c Sc C u

C b

Sc cug

A c C i

南海热带气旋台风眼大小不一,形状多变,其中一般都有云,但云层薄,云壁结构松散,很

少或没有降水。

南海热带气旋中有两种特殊情况须注意,第一种是被俗称为“豆台风”(M idget T yphoon)

的小而强的热带气旋。它发展迅速,强度强,移动快,破坏力大,在地面图上往往只能绘出一根

闭合等压线,甚至有时只看到低压环流而分析不出闭合等压线,6 级大风范围不超过50 ～

100km ,但近中心风力却可能很大,气压自记曲线呈漏斗状。因此,航行在南海海域的船舶应特

别留心这类热带气旋。第二种叫“空心台风”。它的外围风力比中心附近风力(4～5 级)大,气压

自记曲线呈“脸盆”状,发展较前者慢,破坏力也较前者小。这类热带气旋一般出现在秋冬季节

南海海面,热带气旋本身较弱,但由于它的北半圆受到冷锋影响,外围风力可达10～11 级。

三、南海热带气旋的路径

由于南海热带气旋范围较小,强度较弱,因而其移动路径受周围天气系统的影响较大。当

165

高空形势稳定,西北太平洋副高形状、位置少变时,南海热带气旋走常规路径。当高空环流较弱

或有“双台风”影响时,路径出现异常。

南海热带气旋的常见路径大致可以分为三种: 正抛物线型、倒抛物线型和西移型(如图

18-11 所示)。正抛物线型路径多发生在5～6 月, 倒抛物线型路径多发生在7～8 月, 西移型

路径多发生在6～12 月, 6～9 月西移路径偏北, 10～12 月偏南。此外, 打转后北上路径也较

多见。

图18-11 南海热带气旋路径图

南海热带气旋的异常路径中,较多的是双台风和突然折向问题。双台风现象一般发生在7

～9 月。当南海热带气旋生成的同时,西太平洋上或南海东部也有热带气旋出现,习惯上称前

者叫“西台风”,后者叫“东台风”。一般来说,当东西两个台风距离≤14 纬距时,两个台风之间

的相互作用就比较明显,导致台风路径复杂多变。南海热带气旋路径的突然折向是指北上热带

气旋的突然西折。盛夏季节发生的西折主要由海上副高和大陆副高的强度、位置变化所造成。

而入秋以来(9 月下旬到11 月)的突然西折路径则与冷空气活动有关。秋季冷空气南下到华南

和南海北部时,使南海低层流场转为一致的东～东北风,北上热带气旋受此偏东气流引导将折

向西行。因此,入秋后进入南海或南海生成的热带气旋在其向西北方向移动的过程中,要注意

北方冷空气的动向及其强度变化,尤其在中、低层引导气流不一致时,需着重考虑低层引导作

用。

第六节 船舶测算和避离热带气旋的方法

一、热带气旋来临前的征兆

热带气旋来临前海象、天象和物象等方面的征兆(反常现象),可以帮助我们判断航行海区

166

附近有无热带气旋活动,或已知热带气旋活动的最新动向。

1.海象

1)涌浪 如果无风来涌浪,说明远处可能有热带气旋存在,因为热带气旋产生的涌浪往往

先于热带气旋1～2 天到达。另外,从涌浪的来向还可以判断热带气旋中心所在的方向(如图

18-4 所示)。例如:当热带气旋向西北方向移动,则从东南方向来的涌浪就会加强起来,涌浪增

强得越来越快,表明热带气旋正在移近;如果涌浪增强到一定程度后又逐渐减弱,说明热带气

旋已经在远处转向。但须注意,涌浪在前进过程中如受到岛屿或陆地的阻挡,可能改变方向和

强度。

2)海水发臭或发光 有些地方由于热带气旋引起的涌浪或风海流使海水发生翻动,海底

的腐烂物质上浮而发出腥臭气味。热带气旋到来前一两天,海水温度常常升高,某些能发光的

浮游生物群集在海面,有时会导致海水发光。

3)海响 在热带气旋到来前一两天,沿海某些地方有时可以听见海响,象远处吹号角一

样。海响与平常风浪所引起的响声不同,它往往在寂静时才能听到,持续时间也较长,有时在两

个地点同时发生。广东汕头一带就有“东吼叫,西吼应,台风来到鼻梁根”的说法。

2.天色和气象要素的变化

1)天色 当距热带气旋中心约1000km 时,有时会看到天空的颜色由正常转变成早、晚霞

一般的色彩。这种变化不一定发生在早晚,因此不会与早、晚霞混淆起来。

2)云 当热带气旋外围接近时,天空出现辐射状卷云,并逐渐变厚、变密。随着热带气旋的

移近,逐渐出现了卷层云、高层云和层积云,低空伴有的灰黑色的碎层云和碎积云随风急驶。在

中纬度地区,高云一般从偏西向偏东方向移动,当热带气旋西行时,高云随热带气旋自偏东向

偏西方向移动。所以如果看到高云移向反常时,也可作为热带气象来临的征兆。

3)风 当热带气旋接近时,当地的盛行风会发生改变。在信风区域内,若小范围内发现东

风风速比平均值大25% 以上时,就应当提高警惕,尤其是在流线有气旋性弯曲的地方。以我国

为例,在南海沿岸西南风季节里,或是东海、黄海沿岸南风、东南风季节里,若观测到东风或东

北风出现并逐渐加强,说明可能有热带气旋来临。

4)气压 热带气旋到达前2～3 天,气压总的趋势是下降的,但是还可以看出日变化。随着

热带气旋的接近,气压明显下降,日变化消失。

3.物象

海鸟成群飞来,乱飞乱叫,很不安宁,或落在甲板上赶也不飞,海猪从外海向港湾回游,海

蛇浮出水面,鱼虾比平时密集,鱼撞入捕虾笼,以及突然出现少见或从未见过的生物等。这些现

象表明远处有热带气旋活动,使海水激荡和翻腾,海温、海流、波浪等发生异常,海洋生物不适

应,出现反常。因此,这些现象可作为热带气旋来临的征兆。

对于上述热带气旋预兆,应根据多种资料进行综合分析,切勿单凭其中某一条就简单下结

论。

二、热带气旋中心方位判定法

1.利用云和涌的特点

热带气旋临近,但还未受到其环流影响时,可看到天空出现辐射状卷云,这种卷云在水天

线上的汇合点方向基本就是热带气旋中心所在的方位。在外海,有规律且不断增强的涌浪的来

向,就是热带气旋中心所在的方位。

167

2.利用风压定律和风力大小

当船舶受到热带气旋环流影响时,可根据船上测得的真风来判断热带气旋中心所在的方

位。其判断方法是:背真风而立,以正前方为0°,在北半球,热带气旋中心的方位在左前方45°

～90°;在南半球,热带气旋中心的方位在右前方45°～90°。当风力为6 级或6 级以下时,中心

在45°左右;风力8 级时,中心在67.5°左右;风力为10 级或以上时,中心在90°的方向上(见图

18-12)。

图18-12 根据风向、风力判定热带气旋中心方位(北半球)

3.利用风压定律和气压距平值

在北半球,背真风而立,正前方定为0°,当气压距

平值为6hP a 或以下时,热带气旋中心在左前方45°左

右;距平值为10hP a 时,在左前方67.5°左右;距平值为

20h P a 或以上时,在左方90°。在南半球则相反,分别在

右前方45°、67.5°和90°左右。

三、船舶所处热带气旋部位及其判定法

1.危险半圆和危险象限

对于热带气旋部位的划分方法通常是,沿着热带气

旋移动方向往前看,将其分成左、右两个半圆, 在北半

球,右半圆叫做危险半圆(D angerous Sem icircle),左半

圆叫做可航半圆(N avigable Sem icircle);在南半球,右

半圆称为可航半圆,左半圆称为危险半圆。同时在北半

球热带气旋的右前象限、南半球热带气旋的左前象限又

称为危险象限(D an gerous Q uadrant)。

在北半球热带气旋的右半圆被称为危险半圆有以

下理由:①北半球热带气旋的右半圆一般与副高相邻,

造成水平气压梯度比左半圆大,所以风大、浪大。②北半

球热带气旋中风沿逆时针方向由外向里旋转,右半圆各处的风向与热带气旋整体移向接近一

致,风速与热带气旋移向两矢量叠加的结果有利于风加大。而左半圆风向与热带气旋移向基本

相反,风力被抵消一部分,使得风力相对较小。③当船舶处于右半圆(尤其是右前象限)时,容易

被吹进热带气旋中心的移动路线上去,一旦被吹进中心,就不容易驶离。另外,北半球大多数热

带气旋向右转走抛物线路径,一旦转向,处于右前象限的船舶被卷入热带气旋中心的危险性更

大。

同理可解释在南半球左半圆为危险半圆,右半圆为可航半圆。须注意的是,危险半圆与可

航半圆只是相对而言的,实际上,在可航半圆航行同样很危险。

2.船舶所处热带气旋部位的判定方法

如果船舶误入热带气旋区,并缺乏气象台发布的热带气旋中心位置和移向等情报的特殊

情况下,可以利用本船(处于滞航状态)现场观测(可每隔1～3h 进行一次)的真风和气压随时

间的变化情况,来判断所处的热带气旋部位。另外,当船舶离热带气旋中心非常近时,即使有气

象台报告的热带气旋位置,但由于对热带气旋中心的定位往往有一定误差,这时也需要船舶利

用现场观测资料自行判断船舶所处的实际部位。判定方法如下:

若测得真风向随时间顺时针方向变化,则表明船舶处于右半圆(见图18-13),即在北半球

168

图18-13 热带气旋左、右半圆的风向变化规律(北半球)

为危险半圆,在南半球为可航半圆。在风向变化的同时,

又测得真风速随时间增大、气压随时间降低,则表明船

舶处于右前象限(北半球为危险象限);如果真风速随时

间减小、气压升高,则表明船舶处于右后象限。

若测得真风向随时间逆时针方向变化,则表明船舶

处于左半圆(见图18-13), 即在北半球为可航半圆,在

南半球为危险半圆。在风向变化的同时,又测得真风速

随时间增大、气压随时间降低,则表明船舶处于左前象

限(南半球为危险象限);如果真风速随时间减小、气压

升高,则表明船舶处于左后象限。

若真风向随时间少变或不变但真风速增大、气压降低,则表明船舶处于热带气旋中心进路

的正前方;若真风向随时间少变或不变但真风速减小、气压升高,则表明船舶处于热带气旋中

心的尾迹上。

值得注意的是,当船舶从热带气旋后部进入热带气旋区或从热带气旋前部离开,则风向随

时间的变化与前述相反,此时要仔细分析研究,以正确判断船舶所在的部位。当热带气旋转向

时可能停滞不前或原地打转,船舶测得的风和气压都不会有显著的变化,则上述方法不适用。

3.脱离热带气旋驾驶法

若船舶误入危险半圆,在北半球应使右舷(南半球左舷)船首顶风全速航行,保持风从右舷

(南半球左舷)10°～45°来,直到离开危险区域为止,如图18-14 中A 船(南半球为C 船)虚线所

示;若船舶处于可航半圆,则在北半球应以右舷(南半球左舷) 船尾受风航行,保持受风角为

30°～40°,船舶相对于热带气旋的航迹如图18-14 中B 船(南半球D 船)虚线所示。若因风浪过

猛或其他原因无法向前航行时,应采取北半球右舷船首(南半球左舷船首)受风滞航的方法来

操纵船舶,这样,随着热带气旋的移动,船舶就会逐渐脱离其控制。若船舶既不能顺风顺航,又

不能顶风滞航时,可使北半球右舷(南半球左舷)船尾受风漂浮,并在船尾抛出海锚稳住船身,

以免被风浪打横。有关避离热带气旋的航法,详见《船舶操纵》课程中的有关内容。

四、扇形避离(热带气旋)法

根据天气报告或传真天气图可以得知热带气旋中心位置、移向、移速,再结合本船的船位、

航向和航速,在海图上作扇形图,使船舶与热带气旋保持一定的距离,避免驶进热带气旋的危

险扇形区,这种方法称为扇形避离法。

如图18-15 所示,H 1,H 2,H 3,H 4 分别代表0000,0600,1200 和1800Z 的热带气旋中心位

置,A、B、C、D 分别代表以上各时刻的船位。当0000 时船舶位于A 点时,据天气报告或传真天

气图得知热带气旋中心位于H 1 点,根据热带气旋的预报移向和移速,以热带气旋中心H 1 点

为中心作扇形1,其半径等于热带气旋未来24h 移动距离,夹角从热带气旋未来移向线左右两

侧各取30°～45°,就得到了船舶未来24h 内需避离的危险扇形区。然后每隔6h 依次作出扇形

2、扇形3 和扇形4,直到船舶驶至E 点已完全脱离热带气旋威胁时,才恢复原来航向。

采用扇形避离法须注意下列几点:①只有在开阔海域上航行的船舶可以应用,沿岸航行的船舶

因无回旋的余地不能用;②扇形的半径也可考虑8 级大风圈的半径,使船位最好离热带气旋中心

200n m ile 以上,至少也不要小于100n m ile;③扇形夹角的大小,当热带气旋尚在低纬海区或接近

转向时,应取80°～90°,当热带气旋处在高纬或转向后可以取小些,一般取60°左右。

169

图18-14 驶离热带气旋区驾驶法示意图图18-15 作扇形图避离热带气旋(北半球)

图18-16 两种辐合带风场结构模式

第七节 热带辐合带、东风波和热带云团

一、热带辐合带

1.概述

热带辐合带(Intertropical C onvergence Z one,IT C Z )又称赤道辐合带,是南北半球信风气

流的汇合区或信风与赤道偏西风之间的汇合区,是赤道低压带(又称赤道槽)在流场方面的表

现;在卫星云图上对应为近赤道附近有一条或数条呈东西向断续分布的狭长对流云带,即热带

辐合带云带。它是热带地区主要的、持久的、具有行星尺度的大型天气系统。在热带海洋上,卫

星云图是确定辐合带位置和分析研究其演变

规律的有用工具。

根据天气图上辐合气流的不同特征, 可

将热带辐合带分成信风槽和季风槽(无风带)

两种类型(见图18-16)。前者是北半球东北信

风与南半球东南信风交汇的一条渐近线形式

的辐合带,主要位于北大西洋、太平洋中部和

东部地区。季风槽型辐合带的构成和季风紧

密联系,在北半球,辐合带的北侧是东或东北

170

风,南侧是西或西南风;南半球其向赤道侧是西或西北风,向极地侧是东或东南风。可见,它是

信风(偏东风)和赤道西风的过渡带,其主要特征是风向切变大,风向转换带内地面基本静风,

所以又有“无风带”之称。季风槽型辐合带主要出现在南亚到西太平洋一带。观测和分析说明,

在西太平洋低纬地区,上述两种类型的辐合带都可以出现,且往往交替出现。图18-17 是西太

平洋具有代表性的两类辐合带的低层流场实例。

图18-17a) 信风槽辐合带实例

(1970 年9 月20 日08 时700hP a 流线)

图18-17b) 季风槽辐合带实例

(1968 年7 月21 日08 时850hP a 流线)

热带辐合带有季节性的南北位移,2～7 月表现为北进,7、8 月位置最北,9～1 月为南退。

但在不同区域,辐合带的进退程度不同,中东太平洋、大西洋(信风槽)辐合带全年位置少变,基

本维持在5°～10°N 之间。位置变化最大的是印度洋和西太平洋的(季风槽)辐合带,1～2 月位

置最南,平均在10°～15°S ;在4～5 月显著北移期间,东印度洋到印尼以东一带赤道两侧各有

一辐合带并列存在,在卫星云图上可看到两条辐合带云带并列存在;以后赤道以南的辐合带消

失,赤道北侧辐合带北上,7、8 月位置达到最北,印度西北部达25°N ;9 月以后南退,10 月退到

赤道北侧附近,此间赤道南侧又有辐合带形成,与赤道北侧辐合带并列存在,这以后,赤道北侧

辐合带减弱消失,只有赤道南侧辐合带在活动。卫星云图资料分析表明,上述两辐合带互不越

过赤道。另外,热带辐合带也有短期变化,主要表现为位置移动和强度变化。

2.热带辐合带的结构和天气

171

活跃在中南半岛和我国南海的热带辐合带,多属季风槽型辐合带,一般只活动在对流层

中、下部,东西走向的辐合带随高度向南倾斜,西北～东南走向的辐合带向西南倾斜,辐合带两

侧温差很小,北侧温度略高于南侧,但南侧湿度大于北侧。南亚地区辐合带降水区宽约200～

800km ,日雨量常在100m m 以上,雨区一般位于辐合带两侧附近。而大西洋和太平洋中部的信

风槽辐合带两侧几乎不存在温度和湿度的差异,且几乎不随高度倾斜。

热带辐合带是低纬地区热量和水汽最集中的区域,低层又总是有辐合流场存在,所以,这

里经常有扰动或低涡形成,有利于积云、积雨云的发展,在一定条件下,这些积雨云组成对流云

团,形成大范围的上升运动。在对流云团里,天气非常活跃,常有暴雨和阵雨出现,在发生强阵

雨的海区,会使能见度急剧下降,影响船舶航行。据卫星观测,热带云团内又包括若干个热带中

尺度对流云群,在中尺度对流云群的边缘,常有飑线活动,风力可达8～9 级。在卫星云图上,热

带辐合带表现为由很多大小不同的对流云团组成,云团与云团之间夹有大小不一的晴空区或

少云区。因此在同一条辐合带上,天气存在很大差别,大范围的降水和强烈的天气一般都出现

在辐合最强或气旋式环流最强的地方。赤道辐合带内,当辐合气流很强时,很容易形成热带气

旋,据统计,西北太平洋上约85% 的热带气旋由热带辐合带上的扰动发展起来。

热带辐合带对我国华南和南海一带天气影响很大。盛夏,热带辐合带可北进到我国华南地

区,直接造成该地区的强对流天气。当它活跃在南海时,常有南海热带气旋发生、发展。

图18-18 倒“V ”型云系东风波模式

二、东 风 波

1.概述

东风波(E asterly W ave)是副热带高压南侧(北半球)东风气流受到扰动而产生的自东向

西移动的波动,与其相应的气压场是开口向南的倒V 型槽,波槽线呈南北向或东北～西南向,

槽前为东北风,槽后是东南风。波长一般为1000～1500km ,有的可达4000～5000km ,周期3～

7 天,移向与波槽垂直,波速约20～35km / h ,移速一般比较稳定。当东风波发展加强时,移速一

般会减慢;若西移过程中与西风槽接近,两者都会减速。在北半球,大西洋、太平洋和非洲地区

对流层中低层的东风波活动最频繁。东风波移至大陆后,都会减弱消失。

关于东风波的成因,目前一般认为有些是由热带辐合带中的扰动进入东风气流或西风槽

伸入低纬地区而形成的; 有些是高空气旋在

低空的反映。

2.东风波的结构和天气分布

不同发展阶段的东风波, 其结构各有所

不同。卫星观测发现,处于早期或较弱的东风

波, 其云型模式呈倒“V ”型对称, 如图18-18

所示,可在大西洋和太平洋的东部、中部观测

到。

处于发展中或较强的东风波的结构是不

对称的,大体上可分为两类:一类是槽前低层

有辐散下沉运动,天气较好;槽后低层空气辐

合上升, 在槽区和槽后多积雨云和雷阵雨天

气(见图18-19a))。其波动最大强度出现在

700～500h P a 之间,波槽轴随高度略向东倾斜

172

(见图18-19b)),波动很强时,在地面图上可分析到明显的负变压中心和强阵性降水区以及大

风。这类东风波大多出现在对流层中、低层的东风层中,且东风风速随高度减小,它在大西洋加

勒比海和西太平洋上都有出现。

图18-19a) 西部大西洋上的两个东风波

(双线是东风波槽线,流线表示低层大

气中的气流) 图18-19b) 通过东风波的东西向垂直剖面图

另一类是夏季出现在西南季风之上热带东风气流中的东风波。因为西南季风可高达5k m

左右,所以这种东风波出现在5km 以上直至对流层顶,其中以400～200hP a 中表现最强。由于

东风风速随高度增强,所以波槽轴一般随高度渐向西倾。波轴附近及其前方低层辐合最强,故

云雨区在波槽线附近及前方,而后部天气较好。

从西太平洋到南海地区,对流层下层经常处于西南季风和偏东信风交汇处,因此上述两类

不同东风波在我国均有出现。

3.东风波活动对我国天气的影响

盛夏,西太平洋副热带高压位置偏北,其脊线可位于30°N 以北,当其势力向西伸入内陆

时,我国长江以南、云贵高原以东地区常受东风波影响。少数位置偏北的东风波,可影响到日本

及我国东部30°～35°N 地区。

东风波天气主要是对流云降水,一次东风波过程可持续有24～36h 的雷阵雨天气,强而深

厚的东风波,可产生强烈的飑线和暴雨天气。东风波在其槽区如有加深现象,则可能发展成热

带低压,如再进一步加深,可发展成热带风暴甚至台风。据统计,全球约有10% 的热带气旋形

成于东风波中。影响浙江一带的东风波都有低云和降水,有时可引起暴雨。东风波从台湾移至

广东一带需两天左右的时间,并常引起雷阵雨天气,波槽过境后,天气转好。南海低层如有热带

低压存在,当东风波移到热带低压上空时,可促使热带低压发展成台风。

三、热带云团

在卫星云图上发现,热带地区常存在直径为100～1000km ,平均约为4 个纬距的白色密闭

云区,称为热带云团(T ropical C loud C luster)。

热带云团是由中尺度(10～100k m )对流云体群所组成,而每个中尺度对流云体,又由尺度

为1～10km 的对流云单体群所组成。它们随盛行风向移动,往往在上风方形成,到下风方消

亡,不停地新陈代谢,其所经地区常发生大风和暴雨。分析指出,虽然在天气图上有时没有天气

系统与热带云团相对应,但热带天气系统,如热带气旋、东风波等大多是在热带云团的基础上

173

发展起来的。

就全球范围而言,热带云团可以分为三类:①季风云团,它是地球上规模最大的云团,南北

宽达10 个纬距,东西长20～40 个经距。这种云团和西南季风活动有明显联系,因而称为“季风

云团”,主要发生在热带印度洋和东南亚地带。冬季时,云团位于5°～10°N ,6 月中旬开始随季

风推进,8 月推进到20°～30°N ,云团可造成特大暴雨。②一般热带云团,常发生在海洋上的热

带辐合带上空,尺度在4 个纬距以上,是热带气旋、东风波发展的基础。这种云团对我国华南、

华东等沿海地区有较大影响。③尺度较小的云团(爆玉米花状云团),它是由几个到10 个积雨

云组成的积雨云群,多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏地区,有明显的日变化。

夏季(7～9 月),西太平洋地区热带云团活动十分频繁,每月约有40 个云团生成,其中大

部分在1～2 天消失,维持3 天以上的云团往往能发展成为热带气旋。云团西移速度平均为5

～6 经度/ 日。

174

第十八章 热带气旋及其它热带天气系统

热带气旋(T ropical C yclone)是发生在热带洋面上的具有暖中心结构的气旋性涡旋(低气

压)。它是热带天气中的主要系统,也是一种强灾害性天气系统,发展强烈的热带气旋会给所经

之地带来狂风暴雨,海上伴有巨浪和暴潮,还常常侵入中纬度地区,影响范围大,严重威胁船舶

航行安全。所以航海人员很有必要了解和掌握热带气旋的发生发展及活动规律,以便积极采取

措施避免和减少热带气旋造成的损失。除热带气旋外,30°N ～30°S 的热带地区,还有热带辐合

带、东风波和热带云团等热带天气系统。

第一节 热带气旋概况

一、热带气旋的等级和名称

国际上以热带气旋中心附近(10m in 平均)最大风力作为其强度分级的标准,各等级标准

及名称如下:

名称代号风力等级风速

热带低压① T D (T ropical D epression) 近中心最大风力≤7 级≤33kn 热带风暴T S(T ropical Storm ) 近中心最大风力8～9 级34～47kn 强热带风暴

ST S ( S evere T ropical

Storm )

近中心最大风力10～11 级48～63kn 台风T (T yphoon) 近中心最大风力≥12 级≥64kn ① 世界气象组织规定,热带气旋的初级阶段还有一种“热带低压区”(L ow P ressure Zone),在天气图上以符号“L ”表

示,其中心风力< 8 级。它与T D 属于同一等级,只是中心位置尚未确定。我国气象部门目前暂不使用此名称。

153

我国和日本均采用这个标准对发生在西北太平洋和南海的热带气旋进行等级划分。另外

我国习惯上把强度达到T S、ST S 、T 的热带气旋统称为台风,本教材中将经常用到这一概念。

目前,不同地区在习惯上仍沿用自己的标准和名称:

①东北太平洋和大西洋的热带气旋被分为3 级,即

热带低压T D (T ropical D epression ) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn); 热带风暴T S (T ropical Storm ) 近中心最大风力8～11 级(风速34～63kn );

飓风H (H urricane) 近中心最大风力≥12 级(风速≥64kn )。

②孟加拉湾和阿拉伯海的热带气旋被分为2 级,即

低气压(D epression) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn);

气旋性风暴(C yclonic Storm ) 近中心最大风力≥8 级(风速≥34kn)。

③南半球洋面上的热带气旋通常也被分为2 级,即

热带扰动(T ropical D isturbance) 近中心最大风力≤7 级(风速≤33kn);

热带气旋(T ropical C yclone) 近中心最大风力≥8 级(风速≥34kn)。

二、热带气旋的编号和范围

我国中央气象台对发生在180°E 以西、赤道以北的西北太平洋(包括南海)上近中心最大

风速≥34k n(8 级)的热带气旋,每年从1 月1 日起按其出现的先后顺序进行数字编号,如9905

表示1999 年出现在上述海域的第5 个热带气旋;并且,从2000 年1 月1 日起也同时使用热带

气旋名字,所用名字从“台风委员会西北太平洋和南海热带气旋命名表”中取得。美国对每个热

带气旋起英文名字,所用英文名字在美国气象局拟定的台风(飓风)名称表中取得。日本既对热

带气旋进行数字编号又使用热带气旋名字① 。对于同一地区的同一热带气旋,不同国家可能有

不同的编号,在阅读气象报告时须注意。

热带气旋的范围通常以系统最外围近似圆形的闭合等压线直径长度表示,一般为600～

1000k m ,最大的可达2000km ,最小的只有100km 或更小。

三、热带气旋发生的源地与季节

1.全球概况

热带气旋主要发生在南北半球5°～20°纬度带的海洋上,其中10°～20°之间占65% ,在西

北太平洋和西北大西洋20°以上的较高纬度亦有热带气旋发生,不过只占总数的13% 。据统

计,热带气旋相对集中出现在以下8 个特定区域,即西北太平洋、东北太平洋、西北大西洋、孟

加拉湾、阿拉伯海、南印度洋东部和西部、西南太平洋(见图18-1),这些区域又称为热带气旋

的源地。其中,大洋西部发生的热带气旋多于东部,北半球多于南半球,北半球热带气旋总数占

了全球总数的76% (即3/ 4),又以北太平洋最多,占全球总数的1/ 2 以上,而南大西洋和东南

太平洋至今未发现热带气旋发生,赤道两侧5°纬度范围内也几乎没有热带气旋发生。

从表18-1 可以看出,热带气旋一年四季均能发生。在北半球除孟加拉湾和阿拉伯海外,热

带气旋出现最多的月份是7～10 月,在南半球出现最多的月份是1～3 月。这说明多数的热带

气旋发生在该地区太阳赤纬达到最大以后的三四个月中,其它月份则显著减少。由于强西南季

154

① 从2000 年1 月1 日起,日本(和美国)也用“台风委员会西北太平洋和南海热带气旋命名表”中的名字给西北太平

洋和南海热带气旋命名,按热带气旋命名、编号(加括号)的次序排列。

图18-1 全球各区域热带气旋发生次数及占全球总数的百分率

风的影响,孟加拉湾热带气旋发生数盛夏很少,在季风盛衰交替的10～11 月份最多,5 月份其

次;阿拉伯海7、8 月份几乎无热带气旋发生。

逐月发生热带气旋的平均频数表18-1

频数月

区域

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 全年西北太平洋(包括南海)

(1949～1976) 0.4 0.3 0.5 0.8 1.1 1.9 4.4 6.1 5.2 3.9 2.8 1.4 28.8 东北太平洋( 1965 ～ 1969)

0 0 0 0 0 1.8 2.2 4.2 4.0 1.8 0 0 14.0 北大西洋(1941～1968) 0 * 0 0 0.1 0.5 0.8 2.1 3.5 1.8 0.3 0.1 9.2 孟加拉湾(1948～1967) 0.1 0 0 0.1 0.7 0.1 0.1 0.1 0.4 0.8 0.7 0.5 3.6 阿拉伯海(1960～1967) * 0 0 0.1 0.2 0.2 * * 0.1 0.2 0.2 0.1 1.1 南印度洋西部( 1931～ 1960)

1.8 1.4 2.0 0.2 0 0 0 0 0 0 0.4 1.2 7.0 南印度洋东部( 1962～ 1967)

2.3 2.0 1.5 0.7 * * * 0 * 0.1 0.3 0.9 7.8 南太平洋西部( 1941～ 1961)

1.9 1.4 1.6 0.7 0.1 0.1 0 0 0 0 0.1 0.7 6.6 北半球合计0.5 0.3 0.5 1.0 2.1 4.5 7.5 12.5 13.2 8.5 4.0 2.1 57.6 南半球合计6.0 4.8 5.1 1.6 0.1 0.1 * 0 * 0.1 0.8 2.8 21.4 全球合计6.5 5.1 5.6 2.6 2.2 4.6 7.5 12.5 13.2 8.6 4.8 4.9 78.1 注:1)* 表示不足0.05; 2)资料统计中不包括热带气旋中的T D 等级。

2.西北太平洋概况

根据1949～1988 年40 年资料统计表明,西北太平洋平均每年有35.8 个热带气旋出现,

其中近中心最大风力≥ 8 级的热带气旋平均每年有28.0 个,约占全球总数1/ 3 以上,且强度

最强。

西北太平洋南起2°N ,北到37°N ,西起105°E ,东至180°范围内都有热带风暴生成。从纬度

方向看,7°～21°N 之间出现的热带风暴占总数的82.3% ,其中11°～18°N 之间更为集中,占总

数的52.1% 。从经度方向看,126°～133°E 范围内热带风暴生成频数最高,其次是139°～147°E

范围,第三位是111°～118°E 范围,而167°E 附近海域热带风暴生成频数相对很少。由此可见,

西北太平洋热带风暴源地和相对发生高频区主要集中在菲律宾群岛以东到琉球群岛附近洋

面、马里亚纳群岛附近洋面、南海中北部海域和马绍尔群岛附近洋面。

155

西北太平洋终年都有热带气旋活动,其中7～10 月是热带风暴盛行季节(我国称为台风季

节),期间热带风暴发生数占全年68% ,并以8 月份最多;1～3 月最少,仅占4% 。

我国濒临西北太平洋,受热带气旋影响严重。据统计,年均有20.2 个热带气旋进入海岸线

300km 的沿海海域,其中南海频率最大。在我国登陆的风力≥8 级的热带气旋年均7～8 个,主

要集中在广东和海南,其次是台湾、福建和浙江,上海和长江以北沿海省份极少,因此华南沿海

最多,占58.1% ,其次是华东沿海占37.3% 。登陆时间主要集中在7～ 9 月份,尤以8、9 月最

多,1～4 月份几乎没有热带气旋在我国登陆,但仍有热带气旋在南海四大群岛活动。历史上年

登陆热带气旋数最多达12 个、最少为3 个。

第二节 热带气旋的形成条件和强度变化

一、热带气旋形成的必要条件

热带洋面上发生的热带扰动只有少部分能发展成台风或飓风,且台风只形成在特定的海

域和季节,这说明台风的形成受一定条件的限制。目前国内外气象学者比较一致地认为,台风

形成的必要条件有以下四个:

1.广阔的暖洋面,洋面水温高于26°～27℃

广阔的高温洋面不断向低层大气输送热量和水汽,使低层大气的层结稳定度大大降低,这

种不稳定的暖湿空气一旦得到初始扰动的外力抬升,其中的水汽便凝结,释放的大量凝结潜热

会助长扰动对流的发展,使空气块湿绝热上升,造成其温度一直到十几公里高度都比四周空气

暖,从而保证台风暖心结构的形成,并使暖心结构和垂直环流得以维持。实测资料表明,西北太

平洋和西北大西洋低纬海水温度较高,热带气旋发生的个数就多;南大西洋和东南太平洋海水

温度较低,所以该海域几乎没有热带气旋形成。

2.低层初始扰动的存在

热带气旋发展成台风,需要大气低层有持续不断的质量、动量和水汽的输入,低层初始扰

动的存在提供了动力条件。若低层初始扰动区域有较强的辐合气流,同时高空(300hP a 或

200hP a)有较强的辐散气流(北半球辐散气流顺时针方向旋转,南半球逆时针旋转),且高空辐

散气流超过低层辐合气流,则造成对流活动不断发生,有利于积云对流的增热积累,使暖心形

成和地面气压不断降低。这种初始扰动多数源于热带辐合带和东风波,据统计热带辐合带中涡

旋发展成的台风约占总数的85% ,东风波发展起来的约占10% 。

3.地转参数大于一定值

地球自转偏向力有利于气旋性涡旋的产生,只有在足够大的地转偏向力作用下,低层的辐

合气流才能由径向风速转变为切向风速,逐渐形成沿逆时针方向(北半球)旋转的空气涡旋,并

随低层辐合的加强,气旋性旋转的风力迅速增加而达到台风的强度。在初始风速很小的情况

下,地转偏向力大小取决于地转参数(f = 2ωsinφ)的大小。赤道上地转参数为零,赤道两侧5°以

内地区地转参数非常小,所以这些地区即使有热带扰动存在,也易被辐合气流所填塞而无法形

成强的水平涡旋。只有在离赤道5°以外的地区,热带扰动才能加强发展成台风。

4.对流层风速垂直切变要小

对流层风速垂直切变的大小反映对流层中风随高度的变化情况。对流层风速垂直切变小,说明

风速随高度变化不大,对于同一个空气柱而言通风不良,水汽凝结释放的潜热不易流散,可始终加

156

热同一个有限范围的空气柱,利于形成台风的暖中心结构,从而促使台风形成。如果对流层中风速

垂直切变大,通风良好,潜热会迅速向外流散,则暖心结构很难形成,则热带扰动不易发展成台风。

例如孟加拉湾和阿拉伯海,盛夏低空盛行强西南季风,高层有强东风存在,风的垂直切变很大,因而

台风发生数很少,但在春秋两季,风速垂直切变小,台风发生数相应增多。

二、热带气旋的生命史

热带气旋的生命史是指热带气旋自发生、发展到最后消亡的全过程。对于中心风力达到

12 级的强热带气旋(台风)来说,其生命史通常分为四个阶段:① 形成期,由最初形成低压环

流到强度达热带风暴时(中心附近最大风力达到8 级);② 发展期,热带风暴继续发展,直到中

心气压达到最低值,近中心最大风速达到最大值时;③ 成熟期,中心强度不再发展,中心气压

不再降低,风速不再增大,但大风和雨区范围逐渐扩大,直到大风范围达到最大;④ 衰亡期,台

风登陆减弱填塞或进入中高纬度而转变为温带气旋。

热带气旋生命期一般为3～8 天,最长达20 天以上,最短仅1 天,夏秋两季生命期较长,冬

春两季较短。

三、热带气旋的强度变化

热带气旋的强度用中心气压或中心附近最大平均风速来表示,中心气压越低或中心附近

最大风速越大,热带气旋就越强。发展强烈的热带气旋中心气压一般低于950hP a,曾观测到最

低中心气压值为870h P a(1979 年10 月12 日7919 号台风),中心附近最大风速极值达110m / s

(1958 年9 月24 日5827 号台风)。

引起热带气旋强度变化的原因很多,主要可以归结为以下几点:

1.海温的影响,它决定水汽的来源和热力不稳定度的维持,形成和发展于暖的低纬洋面上

的热带气旋,一旦移向中高纬冷海面时往往减弱消亡。

2.大尺度环境流场是否有利,其中包括低空辐合、高空辐散流出、风的垂直切变大小、冷空

气作用等情况。经研究发现,若高空槽强烈发展,当热带气旋位于槽前急流轴的南侧(北半球)

时,由于该处高空风的水平分布构成反气旋式切变,高空辐散气流超过低层辐合气流,因而热

带气旋会明显加强;但当热带气旋移到急流轴的北侧时,因高空风的水平分布构成气旋式切

变,高空辐散气流减弱,则热带气旋减弱。

热带气旋移至中高纬地区后,一般有冷空气入侵,则其就不再是单一的暖气团,其中会逐

渐形成冷、暖锋,由热带气旋变性为温带气旋,以后逐渐减弱消失。但须注意,极少数热带气旋

在变成温带气旋后,由于斜压作用使其重新获得能量而再度强烈发展,如7416 号热带气旋。

3.地形影响,主要是陆地和大面积岛屿对台风的影响。热带气旋登陆后,水汽来源被切断,

能量供应枯竭,而地面摩擦消耗增强,使台风迅速减弱,最后消亡。部分热带气旋登陆后又转向

出海,其强度会得到加强。

第三节 热带气旋的天气结构和风浪分布特征

一、热带气旋的天气结构

成熟的热带气旋(以下简称台风),尤其在海上,其内部气象要素气压、温度、风和云等常环

157

绕台风中心近于圆对称分布,如图18-2a)所示。图18-2b)为一热带气旋的卫星云图实例。由于

台风涡旋的直径一般在600～1000km ,其垂直高度可伸展到对流层上部,个别还达平流层下

部(15～20km ),其垂直尺度与水平尺度的比值约为1∶ 50,因此可把台风近似看作圆对称的

扁平气旋性涡旋。

图18-2a) 热带气旋中气压、风、云和降水分布示意图

通常根据台风区内低空风速大小的水平分布,将台风分为外圈、中圈和内圈三个区域(见

图18-2a)。

1.外圈

外圈又称外围区,风力由台风边缘向内增大,一般在8 级以下,呈阵性。当接近台风低压环

流外缘时,气压开始缓慢下降,风速渐增;高空出现辐射状卷云、卷云层和日月晕环,夜间星光

闪烁,能见度特别良好。当风力增大到5～6 级时即进入外圈。

进入外圈后,气温升高,湿度增大,天气闷热;气压继续下降,离台风中心越近,气压下降越

快,水平气压梯度越大,风速增大越快;云层逐渐增厚,天色越来越黑,出现高积云、高层云,低

空有被称为“飞云”或“猪头云”的塔状层积云和浓积云随风向前疾驶;出现高层云时,开始下

雨,并逐渐增大。

2.中圈

中圈又称涡旋区,风力一般在8 级以上。进入涡旋区,风力向台风中心急速增大,并在台风

眼壁处达最大,最大风速一般可达60～70m / s,有时甚至超过100m / s,并带有阵性,阵风通常

比平均风速大30～50% 。若已知热带气旋中心气压值P (单位hP a),可根据公式

Vm ax = K 1010 - P (18-1)

158

图18-2b) 热带气旋卫星云图实例(1986 年7 月7 日06Z 静止卫星)

计算热带气旋近中心最大风速。式中:Vm ax为近中心最大风速,单位m / s;K 为系数,一般为5.3

～7。台风中心附近围绕眼区的最大风速带,宽度平均为10～20km ,与环绕台风眼的云墙区相

重合,是台风破坏力最猛烈、最集中的区域(在有些文献中,将近中心附近最大风速带称为涡旋

区)。

图18-3 热带气旋过境前后气压时间曲线

(1956 年8 月1 日18 时～ 2 日7 时,石浦站)

在涡旋区内,进入8～9 级风圈后,气压急剧下降,天空被浓厚灰暗且不规则的雨层云所遮

蔽,开始降大暴雨。雨层云和外圈的多种云系组成螺旋云带旋向台风眼壁。进入10～12 级风

圈后, 即进入台风云墙区, 水平气压梯度迅速增大,气压几乎直线下降,每小时可下降10 ～

30h P a,例如1956 年8 月初强台风经过石浦时,该站记录到的气压随时间的变化曲线(气压自

记曲线)呈漏斗状,如图18-3 所示,图中A、B 两处,时间仅相差1h,气压差竟达29.5h P a。在10

～12 级风圈内,对流上升运动强烈,产生浓厚乌黑高

大的积雨云,这些积雨云常组合成宽数十公里、高达

8～9km 的环状垂直云墙,成为台风眼壁,云墙下倾

盆大雨,能见度恶劣,是台风中最大降水所在之处。

3.内圈

内圈又称台风眼区,直径一般为10 ～ 70k m ,多

呈圆形,也有呈椭圆形的。进入眼区后,气压降到最

低,不再明显下降; 风速向中心迅速减小, 有时甚至

静风;暴雨立刻停止,低云基本消散,天空豁然开朗,

159

有时可见蓝天,夜间星光明亮。

眼区过后,气压开始急剧上升,风力迅速增大,风向和进入眼区前相反,暴雨又起,出现另

一半圆涡旋区的恶劣天气,只是时间上没那么长。以后又是外围区天气,天气演变顺序与前述

相反,当气压上升到接近月平均气压后开始稳定,风速减小,降水停止,台风天气基本结束。

值得注意的是,台风区中最大风速的分布开始时比较对称,以后在各个象限并不对称,通

常在靠近副高一侧水平气压梯度较大,风速较大,大风范围也大。台风暴雨的分布一般也是不

对称的,北半球,暴雨中心常位于台风路径的右侧,在右前方雨量最大、范围也最广,只有少数

偏在左方。

另外,根据上述热带气旋内风和气压的分布特点,可利用表18-2 或18-3 粗略判断船舶与

热带气旋中心的距离。表18-2 和表18-3 分别是西北太平洋台风最盛期的风力和气压距平值

与台风中心距离的统计平均值,其中气压距平值是指船舶测得的海平面气压值经过日变化订

正后与当时当地的平均气压值之差。表18-4 即为气压日变化订正表。

台风风力分布范围统计表表18-2

半径(n m ile) 风力(级) 半径(n m ile) 风力(级)

35 12 145 8 50 11 180 7 75 10 220 6 110 9 250 5 气压距平值与台风中心距离关系统计表表18-3

气压距平值(hP a) 台风中心与船的距离(n m ile)

< 5.3 500～120 5.3～10.7 120～60 10.7～20.0 60～30 > 20.0 < 30 气压日变化订正表表18-4

时间

纬度

观测值经订正后加以下数值观测值经订正后减以下数值

01 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 5° 0.0 0.8 1.3 1.4 1.3 0.8 0.0 0.8 1.3 1.4 1.3 0.8 20° 0.0 0.8 1.3 1.3 1.3 0.8 0.0 0.8 1.3 1.3 1.3 0.8 25° 0.0 0.8 1.1 1.2 1.1 0.8 0.0 0.8 1.1 1.2 1.1 0.8 30° 0.0 0.5 0.9 1.1 0.9 0.5 0.0 0.5 0.9 1.1 0.9 0.5 35° 0.0 0.5 0.7 0.9 0.7 0.5 0.0 0.5 0.7 0.9 0.7 0.5 40° 0.0 0.4 0.7 0.8 0.7 0.4 0.0 0.4 0.7 0.8 0.7 0.4 二、热带气旋引起的海浪和暴潮

热带气旋中的大风和中心的极低气压,使海面产生巨大的风浪和涌浪。风浪波高的大小与

风速大小、风时成正比,所以越接近热带气旋中心,风浪越高。观测统计表明,北半球热带气旋

移向的右后象限中风浪较高,且最高中心出现在距热带气旋中心40～90km (22～50n m ile)的

右后侧。这是由于热带气旋前进方向的右半圆风速大于左半圆,同时热带气旋中心的右后方,

波浪传播方向与台风中心移动方向以及所吹的风向接近一致,使这部分区域的风浪受风作用

160

时间比其它区域长。

在台风眼区内,由于气压极低,会引起海面上升,再加上眼区周围的风向变化大,甚至短时

间内风向急转,使得新发展的风浪和已有的风浪方向相差很大,甚至完全相反,这些不同方向

的波互相叠加,形成具有驻波性质的波幅很大的陡峭波,俗称“三角浪”或“金字塔浪”,该浪一

般在大洋中出现。三角浪在原地附近上下跳动,使船舶操纵困难,对航行安全造成极大威胁,因

此航行船舶应注意避免进入眼区。

图18-4 热带气旋中涌浪的传播方向

(黑箭矢方向表示热带气旋的移向,空心箭

矢方向表示涌浪的移向,箭矢宽度表示相

对高度)

当波高巨大的风浪离开热带气旋向远处传播时,波高

逐渐减小,波顶变圆,周期变长,形成涌浪,其传播方向如图

18-4 所示。这些涌浪以台风中心移速的2～3 倍速度向外传

播,距离可达1000～ 2000km ,所以往往在台风中心到达前

两至三天就可以观测到涌浪。我国黄海和东海沿岸观测到

的台风涌浪,波高一般在3m 以下,周期为10s 左右。

热带气旋来临时,由于气压降低会引起沿海地区水位

上升。特别是热带气旋在沿海登陆时,加上暴雨和向岸风的

影响,如再遇天文大潮,可引起海面水位异常上涨,这种现

象称为台风暴潮。出现台风暴潮时,常使港湾内海水壅积,

有时还冲毁海堤引起海水倒灌,淹没码头和陆地,造成巨大

灾害。如1969 年7 月28 日6903 号台风在广东惠来登陆时,与天文潮叠加,结果暴潮冲毁海

堤,浪高达数层楼高,把一艘50～60t 的船只抛进内陆几十里。

第四节 热带气旋的移动

一、热带气旋移动的一般规律

热带气旋历史资料表明,虽然世界大洋上热带气旋的路径并不完全相同,但其主要常规移

动路径还是具有一定规律的,如图18-5 所示,大部分路径近似抛物线型,且南北半球抛物线弯

图18-5 热带气旋的主要移动路径

161

曲的方向正好相反,即北半球为右旋抛物线型,南半球为左旋抛物线型。

图18-6 西北太平洋热带气旋的典型路径

(I 为西行路径;II 为西北路径;III 为转向路径)

在西北太平洋,热带气旋的常规路径大致有

三条(见图18-6):① 西行路径,热带气旋经过菲

律宾或巴林塘海峡、巴士海峡进入南海,西行到

海南岛或越南登陆;有时,进入南海西行一段时

间后会突然北抬到广东省登陆。沿此路径的热带

气旋对中国华南沿海地区影响最大。② 西北(登

陆)路径,热带气旋从菲律宾以东向西北偏西方

向移动,先在台湾省登陆,以后穿过台湾海峡再

在福建省登陆;或者向西北方向经琉球群岛在江

浙一带登陆,最后在中国大陆上消失。沿此路径

的热带气旋对中国华东地区影响最大,对内陆也

有不同程度的影响。③ 转向路径,热带气旋从菲

律宾以东海面向西北移动,在20°～30°N 之间转

图18-7 热带气旋在东、西风带中受外力作用示意图

向东北方,向日本方向移动,路径呈抛物线状。这条路径一般对我国影响较小,但若转向点靠近

我国大陆时,则对中国东部沿海地区影响最大。一般6 月前和9 月后的热带气旋主要走①、③

路径,7、8 月主要走②、③路径。除常规路径外,热带气旋还可能走成如打转、蛇形、突然折向、

回旋等异常路径,这些异常路径基本出现在热带气旋转向前。

热带气旋的移动速度平均约为20～30km / h。对于转向热带气旋而言,转向后移速要比转

向前快一些,有时可达80k m / h 以上,转向时移速较慢,停滞打转时移速最慢。就发展阶段而

言,加强阶段时移速慢,减弱阶段时移速要快一些。就纬度而言,热带气旋在低纬的移速慢于在

高纬的移速。

二、影响热带气旋移动的因素

热带气旋的移动是受各种力共同作用的结果,这些力主要有水平气压梯度力、水平地转偏

向力和内力。

1.水平气压梯度力

热带气旋相对于东风带、西风带和副热带高压等行星尺度系统来说,是一个较小的涡旋,

因此可以看作一个质点(点涡)。由于环境流场的气压水平分布不均匀,就会有一个水平气压梯

度力G

_

作用在热带气旋整体上。在东风带中,水平气压梯度力G

_

指向南(南半球G

_

指向北);在

西风带中,指向北(南半球指向南),如图18-7 所示。水平气压梯度越大,水平气压梯度力就越

大。

2.水平地转偏向力

热带气旋整体(视作点涡)向前移动时,会受到

水平地转偏向力A

_

的作用,A

_

的方向和热带气旋移

动方向垂直,并指向其右方(南半球指向左方),如图

18-7 所示。研究表明,把热带气旋看作点涡,在完全没

有其它力作用的情况下,当它以一定初速移动时,因

受地转偏向力的作用,在北半球其轨道将是一个顺时

162

针方向的近似惯性圆。纬度越低,初始速度越大,惯性圆就越大。

3.内力

内力是热带气旋内部流场结构在地球自转作用下产生的。热带气旋内空气质点作气旋式

辐合运动,将其分解为切向气旋式旋转运动和径向辐合运动。以北半球为例,在图18-8a)中,

设圆周上各点的切向风速大小相等,因D 点和B 点所处的纬度相同,故所受的地转偏向力大

小相等、方向相反,互相抵消,同理,热带气旋中东半圆和西半圆同纬度各点所受的东西方向的

地转偏向力大小相等、方向相反,即热带气旋所受的东西向水平地转偏向力总和为零;在A 点

和C 点,由于A 点纬度高于C 点,则A 点的地转偏向力大于C 点,即北半圆的质点所受向北

偏向力的总和大于南半圆的质点所受向南的偏向力总和。因此,就整个热带气旋来说,将受到

一净余的向北的内力。同理,在图b)中,对于向热带气旋中心辐合的气流,将产生一净余的向

西的内力。作用在热带气旋上的总内力应为上述两内力的合成,合力方向指向西北(南半球指

向西南),用N

_

表示。热带气旋范围越大,强度越强,产生的内力就越大。

通常情况下,热带气旋受到的水平气压梯度力、水平地转偏向力和内力处于平衡状态,即

G

_

+ A

_

+ N

_

= 0。

当热带气旋内力很小时,可视G

_

与A

_

达到平衡,此时,热带气旋将沿大型流场的地转风方

向移动,在东风带中,基本上往偏西方向移动;在西风带中,基本上向偏东方向移动,如图18-7

所示。由此可见,热带气旋的移动受大型基本气流的引导。实际工作中常取500h P a 的气流作

为引导(操纵)气流,来预报热带气旋的移向和移速。

当热带气旋内产生的内力不可忽略时,热带气旋移向与大型流场(引导气流)方向有一交

角,内力越大,交角越大。处于东风带的热带气旋,其移向偏向高压一侧,北半球偏于引导气流

方向的右边,南半球偏于左边,移速小于引导气流,见图18-9a);处于西风带的热带气旋,其移

向偏向低压一侧,北半球偏于引导气流左边,南半球偏于右边,移速大于引导气流,见图18-

9b)。

图18-8 热带气旋内力示意图图18-9 热带气旋移向与基本气流的偏差

当热带气旋处于均匀的环境气压场(G

_

= 0)中,又无大的内力(热带气旋较弱小),或水平

气压梯度力与内力相抵消时,在水平地转偏向力的作用下,热带气旋将近似作惯性圆运动,走

成顺时针打转、就地打转或蛇行等异常路径。

综上所述,当外力强而稳定时,热带气旋一般取常规路径移动。如果外力作用弱,内力相对

较强,或外力变化快而复杂时,热带气旋则出现复杂的异常路径。

三、影响热带气旋移动的主要天气系统

如上所述,热带气旋所受外力是由周围大型气压场的分布决定的,热带气旋的移动主要受

163

图18-10 副热带高压与热带气旋移动的关系

环境流场的基本气流引导。在环境天气系统中,副热带高压是影响热带气旋移动的最直接、最

主要的系统,此外,西风带系统、热带和赤道天气系统以及多台风的同时存在也都能直接或间

接地影响热带气旋的移动。以下简要介绍副高、西风带槽脊的变化以及双台风对西北太平洋热

带气旋路径的影响。

1.副热带高压的影响

由于副热带高压强大而深厚,且位置又与热带气旋最靠近,因此热带气旋的移动主要受

500(或700)hP a 副热带高压外围大型基本气流的引导,尤其在热带气旋转向前,副高的作用

更突出。现简单分析如下:

当副高呈东西带状分布,且强度较强、形状稳定时,位于副高南侧的热带气旋受偏东气流

引导,将向偏西方向移动,且西行路径比较稳定,如图18-10a)所示。副高加强西伸越显著,热

带气旋西移路径越稳定,不易转向。若副高脊的位置虽然西伸较多,但强度反而有减弱趋势时,

位于副高南侧较强的热带气旋则可使副高分裂为二,而热带气旋从副高分裂处北上。

当副高在热带气旋东侧有脊往南伸,则热带气旋在西进过程中将有较大的偏北成分,如图18-

10b )所示。特别是副高脊线有自东西向转为南北向的趋势时,热带气旋会很快转成往北移动。

当副高减弱东撤,处于副高南侧的热带气旋,未来将转向北上,如果此时热带气旋位置偏

东,将在海上转向;若位置偏西靠近我国时,热带气旋可能登陆我国以后再转向出海。当热带气

旋转向到达副高北侧时,将在副高与西风带系统共同作用下往东～ 东北方向移动,如图18-

10c)所示。

当西风带高压或大陆副热带高压与西北太平洋副高合并时,副高的形状和强度将发生很

大变化,会导致热带气旋路径发生突变或出现异常路径。

2.西风带长波槽(脊)的影响

西风带强大长波槽(脊)的演变,对热带气旋的移动也有相当大的影响。当西风带的环流和

副热带流型稳定少变时,热带气旋移动一般较稳定,走正常路径。当西风带长波系统出现急剧

调整时,也会导致副高发生突变,从而使热带气旋路径发生改变,甚

至出现异常。

如当东亚出现长波槽时,若在其上游不到一个波长的范围内,有

一个正在发展中的长波槽东移,则原先的东亚槽将迅速减弱消失,对

热带气旋转向不起作用,但发展槽前方的长波脊与副高叠加,使西北

太平洋副高脊加强西伸,这时热带气旋将在副高南侧增强的偏东风

气流引导下,向西～西北方向移动或在我国登陆。

当西风带长波系统没有发生急剧调整,东亚长波槽维持甚至不

断发展,在东移过程中槽底伸展到35°N 以南时,常迫使太平洋副高

减弱东退,位于副高西南端的热带气旋将向西北方向移动,并在长波

槽前很快转向北上,以后受槽前西南气流引导向东北方向移动(如图18-

10c)所示)。统计表明,当槽底与热带气旋中心相距小于18 个经距时,有

利于热带气旋北上。此外,当西风带高空阻塞高压强大稳定时,若副高减

弱东退,则已转向进入西风带中的热带气旋将改向西移动。

3.“双台风”效应

在一定范围内同时存在两个热带气旋的现象,称为“双台风”,在

西北太平洋夏秋季节较常见到。当两个热带气旋相距很近(中心距离

164

在20 个纬距内)时,由于气旋性流场的作用,两个热带气旋将绕它们中心联线的“质量中心点”

作逆时针方向旋转,并互相趋近,使彼此的路径相互受到影响,出现停滞、摆动或打转等异常路

径。两个热带气旋相距越近,两者之间的相互作用就越大。

第五节 南海热带气旋

一、南海热带气旋概况

南海热带气旋包括南海地区发生的热带气旋和从西太平洋菲律宾以东洋面西移进入南海

的热带气旋。达热带风暴强度的南海热带气旋平均每年有9.3 个,约占西北太平洋总数的1/

3,相当于北大西洋出现的总数。其中在南海地区发生发展的有3.8 个(若包括热带低压,则为

7 个),占总数的40% 左右,其余则是从菲律宾以东洋面西移进入南海的。

南海热带气旋8～9 月最多,其次是6 月,1～4 月极少有热带气旋发生。大多数南海热带

气旋发生在10°N 以北,主要出现在南海中北部(12°～20°N ,112°～120°E )。北部湾和我国大陆

南部沿海海面,以及10°N 以南的南海南部,只有极少数热带低压发生,且不易发展达热带风

暴强度。影响南海的热带风暴约有一半在华南沿海一带登陆,登陆的时间大多集中在7～9 月。

二、南海热带气旋特征

与西北太平洋热带气旋比较,南海热带气旋强度大的较少,总的来说,其水平范围小,垂直

伸展高度较低,强度较弱。它的半径一般为300～500km ,最小的不到100km ;伸展高度约6～

8km ,最高达10km 左右。统计分析表明,南海热带气旋中心气压一般为980～990hP a,最低为

960hP a,很少低于950hP a;中心附近最大风速的极值在50m / s 以下。

南海热带气旋的云系分布很不对称。一般情况下,热带气旋移向的右前方云区最广,云层

最厚,云顶高度最高,雨量最大;而热带气旋的左后方云区较狭窄,云层较薄,雨量较小。热带气

旋来临前,很少有C s 出现,热带气旋经过测站前后,云系的演变顺序通常是:

C i A c Sc C u

C b

Sc cug

A c C i

南海热带气旋台风眼大小不一,形状多变,其中一般都有云,但云层薄,云壁结构松散,很

少或没有降水。

南海热带气旋中有两种特殊情况须注意,第一种是被俗称为“豆台风”(M idget T yphoon)

的小而强的热带气旋。它发展迅速,强度强,移动快,破坏力大,在地面图上往往只能绘出一根

闭合等压线,甚至有时只看到低压环流而分析不出闭合等压线,6 级大风范围不超过50 ～

100km ,但近中心风力却可能很大,气压自记曲线呈漏斗状。因此,航行在南海海域的船舶应特

别留心这类热带气旋。第二种叫“空心台风”。它的外围风力比中心附近风力(4～5 级)大,气压

自记曲线呈“脸盆”状,发展较前者慢,破坏力也较前者小。这类热带气旋一般出现在秋冬季节

南海海面,热带气旋本身较弱,但由于它的北半圆受到冷锋影响,外围风力可达10～11 级。

三、南海热带气旋的路径

由于南海热带气旋范围较小,强度较弱,因而其移动路径受周围天气系统的影响较大。当

165

高空形势稳定,西北太平洋副高形状、位置少变时,南海热带气旋走常规路径。当高空环流较弱

或有“双台风”影响时,路径出现异常。

南海热带气旋的常见路径大致可以分为三种: 正抛物线型、倒抛物线型和西移型(如图

18-11 所示)。正抛物线型路径多发生在5～6 月, 倒抛物线型路径多发生在7～8 月, 西移型

路径多发生在6～12 月, 6～9 月西移路径偏北, 10～12 月偏南。此外, 打转后北上路径也较

多见。

图18-11 南海热带气旋路径图

南海热带气旋的异常路径中,较多的是双台风和突然折向问题。双台风现象一般发生在7

～9 月。当南海热带气旋生成的同时,西太平洋上或南海东部也有热带气旋出现,习惯上称前

者叫“西台风”,后者叫“东台风”。一般来说,当东西两个台风距离≤14 纬距时,两个台风之间

的相互作用就比较明显,导致台风路径复杂多变。南海热带气旋路径的突然折向是指北上热带

气旋的突然西折。盛夏季节发生的西折主要由海上副高和大陆副高的强度、位置变化所造成。

而入秋以来(9 月下旬到11 月)的突然西折路径则与冷空气活动有关。秋季冷空气南下到华南

和南海北部时,使南海低层流场转为一致的东～东北风,北上热带气旋受此偏东气流引导将折

向西行。因此,入秋后进入南海或南海生成的热带气旋在其向西北方向移动的过程中,要注意

北方冷空气的动向及其强度变化,尤其在中、低层引导气流不一致时,需着重考虑低层引导作

用。

第六节 船舶测算和避离热带气旋的方法

一、热带气旋来临前的征兆

热带气旋来临前海象、天象和物象等方面的征兆(反常现象),可以帮助我们判断航行海区

166

附近有无热带气旋活动,或已知热带气旋活动的最新动向。

1.海象

1)涌浪 如果无风来涌浪,说明远处可能有热带气旋存在,因为热带气旋产生的涌浪往往

先于热带气旋1～2 天到达。另外,从涌浪的来向还可以判断热带气旋中心所在的方向(如图

18-4 所示)。例如:当热带气旋向西北方向移动,则从东南方向来的涌浪就会加强起来,涌浪增

强得越来越快,表明热带气旋正在移近;如果涌浪增强到一定程度后又逐渐减弱,说明热带气

旋已经在远处转向。但须注意,涌浪在前进过程中如受到岛屿或陆地的阻挡,可能改变方向和

强度。

2)海水发臭或发光 有些地方由于热带气旋引起的涌浪或风海流使海水发生翻动,海底

的腐烂物质上浮而发出腥臭气味。热带气旋到来前一两天,海水温度常常升高,某些能发光的

浮游生物群集在海面,有时会导致海水发光。

3)海响 在热带气旋到来前一两天,沿海某些地方有时可以听见海响,象远处吹号角一

样。海响与平常风浪所引起的响声不同,它往往在寂静时才能听到,持续时间也较长,有时在两

个地点同时发生。广东汕头一带就有“东吼叫,西吼应,台风来到鼻梁根”的说法。

2.天色和气象要素的变化

1)天色 当距热带气旋中心约1000km 时,有时会看到天空的颜色由正常转变成早、晚霞

一般的色彩。这种变化不一定发生在早晚,因此不会与早、晚霞混淆起来。

2)云 当热带气旋外围接近时,天空出现辐射状卷云,并逐渐变厚、变密。随着热带气旋的

移近,逐渐出现了卷层云、高层云和层积云,低空伴有的灰黑色的碎层云和碎积云随风急驶。在

中纬度地区,高云一般从偏西向偏东方向移动,当热带气旋西行时,高云随热带气旋自偏东向

偏西方向移动。所以如果看到高云移向反常时,也可作为热带气象来临的征兆。

3)风 当热带气旋接近时,当地的盛行风会发生改变。在信风区域内,若小范围内发现东

风风速比平均值大25% 以上时,就应当提高警惕,尤其是在流线有气旋性弯曲的地方。以我国

为例,在南海沿岸西南风季节里,或是东海、黄海沿岸南风、东南风季节里,若观测到东风或东

北风出现并逐渐加强,说明可能有热带气旋来临。

4)气压 热带气旋到达前2～3 天,气压总的趋势是下降的,但是还可以看出日变化。随着

热带气旋的接近,气压明显下降,日变化消失。

3.物象

海鸟成群飞来,乱飞乱叫,很不安宁,或落在甲板上赶也不飞,海猪从外海向港湾回游,海

蛇浮出水面,鱼虾比平时密集,鱼撞入捕虾笼,以及突然出现少见或从未见过的生物等。这些现

象表明远处有热带气旋活动,使海水激荡和翻腾,海温、海流、波浪等发生异常,海洋生物不适

应,出现反常。因此,这些现象可作为热带气旋来临的征兆。

对于上述热带气旋预兆,应根据多种资料进行综合分析,切勿单凭其中某一条就简单下结

论。

二、热带气旋中心方位判定法

1.利用云和涌的特点

热带气旋临近,但还未受到其环流影响时,可看到天空出现辐射状卷云,这种卷云在水天

线上的汇合点方向基本就是热带气旋中心所在的方位。在外海,有规律且不断增强的涌浪的来

向,就是热带气旋中心所在的方位。

167

2.利用风压定律和风力大小

当船舶受到热带气旋环流影响时,可根据船上测得的真风来判断热带气旋中心所在的方

位。其判断方法是:背真风而立,以正前方为0°,在北半球,热带气旋中心的方位在左前方45°

～90°;在南半球,热带气旋中心的方位在右前方45°～90°。当风力为6 级或6 级以下时,中心

在45°左右;风力8 级时,中心在67.5°左右;风力为10 级或以上时,中心在90°的方向上(见图

18-12)。

图18-12 根据风向、风力判定热带气旋中心方位(北半球)

3.利用风压定律和气压距平值

在北半球,背真风而立,正前方定为0°,当气压距

平值为6hP a 或以下时,热带气旋中心在左前方45°左

右;距平值为10hP a 时,在左前方67.5°左右;距平值为

20h P a 或以上时,在左方90°。在南半球则相反,分别在

右前方45°、67.5°和90°左右。

三、船舶所处热带气旋部位及其判定法

1.危险半圆和危险象限

对于热带气旋部位的划分方法通常是,沿着热带气

旋移动方向往前看,将其分成左、右两个半圆, 在北半

球,右半圆叫做危险半圆(D angerous Sem icircle),左半

圆叫做可航半圆(N avigable Sem icircle);在南半球,右

半圆称为可航半圆,左半圆称为危险半圆。同时在北半

球热带气旋的右前象限、南半球热带气旋的左前象限又

称为危险象限(D an gerous Q uadrant)。

在北半球热带气旋的右半圆被称为危险半圆有以

下理由:①北半球热带气旋的右半圆一般与副高相邻,

造成水平气压梯度比左半圆大,所以风大、浪大。②北半

球热带气旋中风沿逆时针方向由外向里旋转,右半圆各处的风向与热带气旋整体移向接近一

致,风速与热带气旋移向两矢量叠加的结果有利于风加大。而左半圆风向与热带气旋移向基本

相反,风力被抵消一部分,使得风力相对较小。③当船舶处于右半圆(尤其是右前象限)时,容易

被吹进热带气旋中心的移动路线上去,一旦被吹进中心,就不容易驶离。另外,北半球大多数热

带气旋向右转走抛物线路径,一旦转向,处于右前象限的船舶被卷入热带气旋中心的危险性更

大。

同理可解释在南半球左半圆为危险半圆,右半圆为可航半圆。须注意的是,危险半圆与可

航半圆只是相对而言的,实际上,在可航半圆航行同样很危险。

2.船舶所处热带气旋部位的判定方法

如果船舶误入热带气旋区,并缺乏气象台发布的热带气旋中心位置和移向等情报的特殊

情况下,可以利用本船(处于滞航状态)现场观测(可每隔1～3h 进行一次)的真风和气压随时

间的变化情况,来判断所处的热带气旋部位。另外,当船舶离热带气旋中心非常近时,即使有气

象台报告的热带气旋位置,但由于对热带气旋中心的定位往往有一定误差,这时也需要船舶利

用现场观测资料自行判断船舶所处的实际部位。判定方法如下:

若测得真风向随时间顺时针方向变化,则表明船舶处于右半圆(见图18-13),即在北半球

168

图18-13 热带气旋左、右半圆的风向变化规律(北半球)

为危险半圆,在南半球为可航半圆。在风向变化的同时,

又测得真风速随时间增大、气压随时间降低,则表明船

舶处于右前象限(北半球为危险象限);如果真风速随时

间减小、气压升高,则表明船舶处于右后象限。

若测得真风向随时间逆时针方向变化,则表明船舶

处于左半圆(见图18-13), 即在北半球为可航半圆,在

南半球为危险半圆。在风向变化的同时,又测得真风速

随时间增大、气压随时间降低,则表明船舶处于左前象

限(南半球为危险象限);如果真风速随时间减小、气压

升高,则表明船舶处于左后象限。

若真风向随时间少变或不变但真风速增大、气压降低,则表明船舶处于热带气旋中心进路

的正前方;若真风向随时间少变或不变但真风速减小、气压升高,则表明船舶处于热带气旋中

心的尾迹上。

值得注意的是,当船舶从热带气旋后部进入热带气旋区或从热带气旋前部离开,则风向随

时间的变化与前述相反,此时要仔细分析研究,以正确判断船舶所在的部位。当热带气旋转向

时可能停滞不前或原地打转,船舶测得的风和气压都不会有显著的变化,则上述方法不适用。

3.脱离热带气旋驾驶法

若船舶误入危险半圆,在北半球应使右舷(南半球左舷)船首顶风全速航行,保持风从右舷

(南半球左舷)10°～45°来,直到离开危险区域为止,如图18-14 中A 船(南半球为C 船)虚线所

示;若船舶处于可航半圆,则在北半球应以右舷(南半球左舷) 船尾受风航行,保持受风角为

30°～40°,船舶相对于热带气旋的航迹如图18-14 中B 船(南半球D 船)虚线所示。若因风浪过

猛或其他原因无法向前航行时,应采取北半球右舷船首(南半球左舷船首)受风滞航的方法来

操纵船舶,这样,随着热带气旋的移动,船舶就会逐渐脱离其控制。若船舶既不能顺风顺航,又

不能顶风滞航时,可使北半球右舷(南半球左舷)船尾受风漂浮,并在船尾抛出海锚稳住船身,

以免被风浪打横。有关避离热带气旋的航法,详见《船舶操纵》课程中的有关内容。

四、扇形避离(热带气旋)法

根据天气报告或传真天气图可以得知热带气旋中心位置、移向、移速,再结合本船的船位、

航向和航速,在海图上作扇形图,使船舶与热带气旋保持一定的距离,避免驶进热带气旋的危

险扇形区,这种方法称为扇形避离法。

如图18-15 所示,H 1,H 2,H 3,H 4 分别代表0000,0600,1200 和1800Z 的热带气旋中心位

置,A、B、C、D 分别代表以上各时刻的船位。当0000 时船舶位于A 点时,据天气报告或传真天

气图得知热带气旋中心位于H 1 点,根据热带气旋的预报移向和移速,以热带气旋中心H 1 点

为中心作扇形1,其半径等于热带气旋未来24h 移动距离,夹角从热带气旋未来移向线左右两

侧各取30°～45°,就得到了船舶未来24h 内需避离的危险扇形区。然后每隔6h 依次作出扇形

2、扇形3 和扇形4,直到船舶驶至E 点已完全脱离热带气旋威胁时,才恢复原来航向。

采用扇形避离法须注意下列几点:①只有在开阔海域上航行的船舶可以应用,沿岸航行的船舶

因无回旋的余地不能用;②扇形的半径也可考虑8 级大风圈的半径,使船位最好离热带气旋中心

200n m ile 以上,至少也不要小于100n m ile;③扇形夹角的大小,当热带气旋尚在低纬海区或接近

转向时,应取80°～90°,当热带气旋处在高纬或转向后可以取小些,一般取60°左右。

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图18-14 驶离热带气旋区驾驶法示意图图18-15 作扇形图避离热带气旋(北半球)

图18-16 两种辐合带风场结构模式

第七节 热带辐合带、东风波和热带云团

一、热带辐合带

1.概述

热带辐合带(Intertropical C onvergence Z one,IT C Z )又称赤道辐合带,是南北半球信风气

流的汇合区或信风与赤道偏西风之间的汇合区,是赤道低压带(又称赤道槽)在流场方面的表

现;在卫星云图上对应为近赤道附近有一条或数条呈东西向断续分布的狭长对流云带,即热带

辐合带云带。它是热带地区主要的、持久的、具有行星尺度的大型天气系统。在热带海洋上,卫

星云图是确定辐合带位置和分析研究其演变

规律的有用工具。

根据天气图上辐合气流的不同特征, 可

将热带辐合带分成信风槽和季风槽(无风带)

两种类型(见图18-16)。前者是北半球东北信

风与南半球东南信风交汇的一条渐近线形式

的辐合带,主要位于北大西洋、太平洋中部和

东部地区。季风槽型辐合带的构成和季风紧

密联系,在北半球,辐合带的北侧是东或东北

170

风,南侧是西或西南风;南半球其向赤道侧是西或西北风,向极地侧是东或东南风。可见,它是

信风(偏东风)和赤道西风的过渡带,其主要特征是风向切变大,风向转换带内地面基本静风,

所以又有“无风带”之称。季风槽型辐合带主要出现在南亚到西太平洋一带。观测和分析说明,

在西太平洋低纬地区,上述两种类型的辐合带都可以出现,且往往交替出现。图18-17 是西太

平洋具有代表性的两类辐合带的低层流场实例。

图18-17a) 信风槽辐合带实例

(1970 年9 月20 日08 时700hP a 流线)

图18-17b) 季风槽辐合带实例

(1968 年7 月21 日08 时850hP a 流线)

热带辐合带有季节性的南北位移,2～7 月表现为北进,7、8 月位置最北,9～1 月为南退。

但在不同区域,辐合带的进退程度不同,中东太平洋、大西洋(信风槽)辐合带全年位置少变,基

本维持在5°～10°N 之间。位置变化最大的是印度洋和西太平洋的(季风槽)辐合带,1～2 月位

置最南,平均在10°～15°S ;在4～5 月显著北移期间,东印度洋到印尼以东一带赤道两侧各有

一辐合带并列存在,在卫星云图上可看到两条辐合带云带并列存在;以后赤道以南的辐合带消

失,赤道北侧辐合带北上,7、8 月位置达到最北,印度西北部达25°N ;9 月以后南退,10 月退到

赤道北侧附近,此间赤道南侧又有辐合带形成,与赤道北侧辐合带并列存在,这以后,赤道北侧

辐合带减弱消失,只有赤道南侧辐合带在活动。卫星云图资料分析表明,上述两辐合带互不越

过赤道。另外,热带辐合带也有短期变化,主要表现为位置移动和强度变化。

2.热带辐合带的结构和天气

171

活跃在中南半岛和我国南海的热带辐合带,多属季风槽型辐合带,一般只活动在对流层

中、下部,东西走向的辐合带随高度向南倾斜,西北～东南走向的辐合带向西南倾斜,辐合带两

侧温差很小,北侧温度略高于南侧,但南侧湿度大于北侧。南亚地区辐合带降水区宽约200～

800km ,日雨量常在100m m 以上,雨区一般位于辐合带两侧附近。而大西洋和太平洋中部的信

风槽辐合带两侧几乎不存在温度和湿度的差异,且几乎不随高度倾斜。

热带辐合带是低纬地区热量和水汽最集中的区域,低层又总是有辐合流场存在,所以,这

里经常有扰动或低涡形成,有利于积云、积雨云的发展,在一定条件下,这些积雨云组成对流云

团,形成大范围的上升运动。在对流云团里,天气非常活跃,常有暴雨和阵雨出现,在发生强阵

雨的海区,会使能见度急剧下降,影响船舶航行。据卫星观测,热带云团内又包括若干个热带中

尺度对流云群,在中尺度对流云群的边缘,常有飑线活动,风力可达8～9 级。在卫星云图上,热

带辐合带表现为由很多大小不同的对流云团组成,云团与云团之间夹有大小不一的晴空区或

少云区。因此在同一条辐合带上,天气存在很大差别,大范围的降水和强烈的天气一般都出现

在辐合最强或气旋式环流最强的地方。赤道辐合带内,当辐合气流很强时,很容易形成热带气

旋,据统计,西北太平洋上约85% 的热带气旋由热带辐合带上的扰动发展起来。

热带辐合带对我国华南和南海一带天气影响很大。盛夏,热带辐合带可北进到我国华南地

区,直接造成该地区的强对流天气。当它活跃在南海时,常有南海热带气旋发生、发展。

图18-18 倒“V ”型云系东风波模式

二、东 风 波

1.概述

东风波(E asterly W ave)是副热带高压南侧(北半球)东风气流受到扰动而产生的自东向

西移动的波动,与其相应的气压场是开口向南的倒V 型槽,波槽线呈南北向或东北～西南向,

槽前为东北风,槽后是东南风。波长一般为1000～1500km ,有的可达4000～5000km ,周期3～

7 天,移向与波槽垂直,波速约20～35km / h ,移速一般比较稳定。当东风波发展加强时,移速一

般会减慢;若西移过程中与西风槽接近,两者都会减速。在北半球,大西洋、太平洋和非洲地区

对流层中低层的东风波活动最频繁。东风波移至大陆后,都会减弱消失。

关于东风波的成因,目前一般认为有些是由热带辐合带中的扰动进入东风气流或西风槽

伸入低纬地区而形成的; 有些是高空气旋在

低空的反映。

2.东风波的结构和天气分布

不同发展阶段的东风波, 其结构各有所

不同。卫星观测发现,处于早期或较弱的东风

波, 其云型模式呈倒“V ”型对称, 如图18-18

所示,可在大西洋和太平洋的东部、中部观测

到。

处于发展中或较强的东风波的结构是不

对称的,大体上可分为两类:一类是槽前低层

有辐散下沉运动,天气较好;槽后低层空气辐

合上升, 在槽区和槽后多积雨云和雷阵雨天

气(见图18-19a))。其波动最大强度出现在

700～500h P a 之间,波槽轴随高度略向东倾斜

172

(见图18-19b)),波动很强时,在地面图上可分析到明显的负变压中心和强阵性降水区以及大

风。这类东风波大多出现在对流层中、低层的东风层中,且东风风速随高度减小,它在大西洋加

勒比海和西太平洋上都有出现。

图18-19a) 西部大西洋上的两个东风波

(双线是东风波槽线,流线表示低层大

气中的气流) 图18-19b) 通过东风波的东西向垂直剖面图

另一类是夏季出现在西南季风之上热带东风气流中的东风波。因为西南季风可高达5k m

左右,所以这种东风波出现在5km 以上直至对流层顶,其中以400～200hP a 中表现最强。由于

东风风速随高度增强,所以波槽轴一般随高度渐向西倾。波轴附近及其前方低层辐合最强,故

云雨区在波槽线附近及前方,而后部天气较好。

从西太平洋到南海地区,对流层下层经常处于西南季风和偏东信风交汇处,因此上述两类

不同东风波在我国均有出现。

3.东风波活动对我国天气的影响

盛夏,西太平洋副热带高压位置偏北,其脊线可位于30°N 以北,当其势力向西伸入内陆

时,我国长江以南、云贵高原以东地区常受东风波影响。少数位置偏北的东风波,可影响到日本

及我国东部30°～35°N 地区。

东风波天气主要是对流云降水,一次东风波过程可持续有24～36h 的雷阵雨天气,强而深

厚的东风波,可产生强烈的飑线和暴雨天气。东风波在其槽区如有加深现象,则可能发展成热

带低压,如再进一步加深,可发展成热带风暴甚至台风。据统计,全球约有10% 的热带气旋形

成于东风波中。影响浙江一带的东风波都有低云和降水,有时可引起暴雨。东风波从台湾移至

广东一带需两天左右的时间,并常引起雷阵雨天气,波槽过境后,天气转好。南海低层如有热带

低压存在,当东风波移到热带低压上空时,可促使热带低压发展成台风。

三、热带云团

在卫星云图上发现,热带地区常存在直径为100～1000km ,平均约为4 个纬距的白色密闭

云区,称为热带云团(T ropical C loud C luster)。

热带云团是由中尺度(10～100k m )对流云体群所组成,而每个中尺度对流云体,又由尺度

为1～10km 的对流云单体群所组成。它们随盛行风向移动,往往在上风方形成,到下风方消

亡,不停地新陈代谢,其所经地区常发生大风和暴雨。分析指出,虽然在天气图上有时没有天气

系统与热带云团相对应,但热带天气系统,如热带气旋、东风波等大多是在热带云团的基础上

173

发展起来的。

就全球范围而言,热带云团可以分为三类:①季风云团,它是地球上规模最大的云团,南北

宽达10 个纬距,东西长20～40 个经距。这种云团和西南季风活动有明显联系,因而称为“季风

云团”,主要发生在热带印度洋和东南亚地带。冬季时,云团位于5°～10°N ,6 月中旬开始随季

风推进,8 月推进到20°～30°N ,云团可造成特大暴雨。②一般热带云团,常发生在海洋上的热

带辐合带上空,尺度在4 个纬距以上,是热带气旋、东风波发展的基础。这种云团对我国华南、

华东等沿海地区有较大影响。③尺度较小的云团(爆玉米花状云团),它是由几个到10 个积雨

云组成的积雨云群,多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏地区,有明显的日变化。

夏季(7～9 月),西太平洋地区热带云团活动十分频繁,每月约有40 个云团生成,其中大

部分在1～2 天消失,维持3 天以上的云团往往能发展成为热带气旋。云团西移速度平均为5

～6 经度/ 日。

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