热带气旋 - DGSO百科

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热带气旋成因海面温度低吸收地面上升的空气、水蒸气。水蒸气在海上天空积聚形成云。云团温低,对周围水蒸气冷却体积缩小,周围水蒸气快速补充空间便产生气旋。 热带气旋是发生在热带、亚热带地区海面上的气旋性环流,由水蒸气冷却凝结时放出潜热发展而出的暖心结构。所以当热带气旋登陆后,或者当热带气旋移到温度较低的洋面上,便会因为失去温暖、潮湿的空气供应能量,而减弱消散,或失去热带气旋的特性,转化为温带气旋。 热带气旋的移动主要受到大尺度气候系统和科里奥利力所影响;此外,科里奥利力与角动量原理也使热带气旋的云系围绕着中心旋转。热带气旋在北半球基本沿逆时针方向旋转,在南半球则常以顺时针旋转。 伴随热带气旋的大风、大雨、风暴潮等可以造成严重的财产损失或人命伤亡;不过热带气旋亦是大气循环的一个组成部分,能够将热能由赤道地区带往较高纬度地区。

惯用称呼

习惯上,不同的地区热带气旋有不同的称呼。人们称西北太平洋及其沿岸地区(例如中国东南沿岸,韩国,香港日本台湾越南菲律宾等地)的热带气旋为“台风”,而大西洋和东北太平洋及其沿岸地区的热带气旋则依强度称为热带低气压、热带风暴或飓风(Hurricane)。气象学上,则只有中心风力达到每小时118公里或以上(飓风程度)的热带气旋才会被冠以“台风”或“飓风”等名字。
南半球在不导致误会时,中间会采用“气旋”(英语:Cyclone)一词作“热带气旋”(Tropical Cyclone)的简称。北印度洋地区则惯用“气旋风暴”(英语:Cyclonic Storm)及相关分级称呼热带气旋。有传大洋洲在1920/30年代以前曾称当地的热带气旋为“威利威利”(Willy willy),但大洋洲气象局否定。按现今大洋洲气象局的用词规范,“Willy willy”是指尘卷。
热带低气压
热带低气压(英语:Tropical Depression,缩写T.D.)是热带气旋的一种,中心持续风力达每小时41-62公里,即强风级的级别,属于强度最弱的级别,对下一级为低压区热带扰动,对上一级为热带风暴。它有着有组织的云团及雷暴雨带,其表面循环系统颇为显现。一个热带低气压通常没有风眼和缺乏强烈气旋所呈现的紧密组织及形态。
热带气旋的中心接近地面或海面部分是一个低压区。地球海平面上所测得最低的气压(870hPa)是在有纪录以来最强的热带气旋台风泰培(1979)中心所测得的。

生成过程

成因是地面温度高,气流上升,海面风和水蒸气由于比重大,沿地面补充地面空气,海面温度低吸收地面上升的空气、水蒸气补充空间。水蒸气在海上天空积聚,由于蒸汽层上层温度低,水蒸气体积缩小比重增大,蒸汽分子下降,由于蒸汽层下面温度高,下降过程中吸热,再度上升遇冷,再下降,如此反复气体分子逐渐缩小,最后集中在蒸汽层底层,在底层形成低温区,水蒸气向低温区集中,这就形成云。云团逐渐变大,云内部上下对流越来越激烈,幅度越来越大,温度越来越低,对周围水蒸气冷却力越来越强,水蒸气补充越空间来越大,水蒸气体积缩小越来越快,海面水蒸气快速向上收缩,周围水蒸气快速补充空间便产生气旋
热带气旋的结构

热带气旋的结构

结构

暖心

热带气旋的暖湿空气环绕着中心旋转上升,过程中水汽凝结释放大量潜热,热能在中心附近垂直分布。热带气旋内各高度(接近海面例外)的气温都比气旋外为高。

中心密集云层区

围绕热带气旋中心旋转的密集云层区,通常是由雷暴产生的卷云。

风眼

强烈的热带气旋的环流中心是下沉气流,将形成一个风眼。眼内的天气通常都是平静无风,无云,甚至时有阳光(但海面仍可能波涛汹涌)。风眼通常都是呈圆形,直径由2公里至370公里不等。较弱的热带气旋的风眼可能被中心密集云层区遮蔽,甚至没有风眼结构
台风风眼图

台风风眼图

风眼墙(或称眼壁)

包围风眼的是圆桶状的风眼墙,风眼墙内对流非常强烈,其云层的高度在热带气旋内通常是最高的,降水的强度和风力的强度在热带气旋内也是最大的。强烈的热带气旋有眼壁置换周期,产生新的外眼壁替代内壁。其成因为热带气旋眼壁外围的螺旋雨带重组,然后渐渐向内移动,窃取了眼壁的湿气与能量。在这阶段,热带气旋进入了一个减弱的过程。在外围新的眼壁完全取代旧眼壁,如果环境许可,热带气旋会重新增强。透过多频微波扫描和雷达可以清楚观测到眼墙更新周期中的热带气旋出现双重眼壁;如果热带气旋眼壁置换的过程较为明显,更可从可见光和红外线卫星云图上观测到。
1997年的台风艾碧正在进行眼壁置换

1997年的台风艾碧正在进行眼壁置换

螺旋雨带

螺旋雨带是绕着热带气旋中心运动的雨云和雷暴。在北半球螺旋雨带向逆时针方向绕中心运动。螺旋雨带会为地面带来大风雨,而在每条雨带之间则会较为平静。在接近陆地的热带气旋,螺旋雨带中会形成龙卷风。拥有多条螺旋雨带的热带气旋一般较强及发展成熟;但也有一些“环状飓风”的主要特征是没有螺旋雨带。

外散环流

所有低压系统均需要高空辐散以持续增强,热带气旋的辐散从所有方向流出。因为科里奥利力的作用,热带气旋的高空呈反气旋式外散环流。地面或海面的风强力向内旋转,随着高度上升减弱,最终改变方向。这个特点和热带气旋中心的暖心结构有关,所以热带气旋需要垂直风切变微弱的环境维持暖心结构,才能延续辐散。

生成

生成的动力

美国国家大气研究中心(英语:National Center for Atmospheric Research)的科学家估计一个热带气旋每天释放5×10至2×10焦耳的能量,比所有人类的发电机加起来高200倍,或等于每20分钟引爆一颗1000万吨的核弹
结构上来说,热带气旋是一个由云、风和雷暴组成的巨型的旋转系统,它的基本能量来源是在高空水汽冷凝时汽化热的释放。所以,热带气旋可以被视为由地球的自转和引力支持的一个巨型的热力发动机,另一方面,热带气旋也可被看成一种特别的中尺度对流复合体英语:Mesoscale Convective Complex),不断在广阔的暖湿气流来源上发展。因为当水冷凝时有一小部分释放出来的能量被转化为动能,水的冷凝是热带气旋附近高风速的原因。高风速和其导致的低气压令蒸发增加,继而使更多的水汽冷凝。大部分释放出的能量驱动上升气流,使风暴云层的高度上升,进一步加快冷凝。
热带气旋模拟图

热带气旋模拟图

热带气旋因此能够取得足够的能量自给自足,这是一个正回授的循环,使得只要暖湿气流和较高的水温可以维持,越来越多的能量便会被热带气旋吸收。其他因素例如空气持续地不均衡分布也会给予热带气旋能量。地球的自转使热带气旋旋转并影响其路径,这就是科里奥利力的作用。综合以上叙述,使热带气旋形成的因素包括一个预先存在的天气扰动、高水温、湿润的空气和在高空中相对较低的风速。如果适合的环境持续,使热带气旋正反馈的机制借着大量的能量吸收被启动,热带气旋就可能形成。
深层对流作为一种驱动力是热带气旋与其他气旋系统的主要分别,因为深层对流在热带气候地区中最强,所以热带气旋大多在热带地区生成。相对地,中纬度气旋的主要能量来源是大气中的已存在的水平温度梯度。如果热带气旋要维持强度,就必须留在温暖的海面上,使正反馈机制得以持续。因此,当热带气旋移入内陆,强度便会迅速减弱。
当热带气旋经过一片海洋,该处海域的表面温度会下降,从而影响热带气旋后来的发展。温度的下降主要是因为热带气旋带来的大风使海水翻滚,海底较冷的海水涌上。较凉的雨水的下降、云层的遮蔽使海洋减少吸收太阳的辐射,也是表面海水温度下降的原因。以上因素相辅相成,会使一大片海洋的表面温度在几天内急剧下降。

生成的条件

热带气旋的生成和发展需要海温、大气环流和大气层三方面的因素结合。热带气旋的能量来自水蒸气凝结时放出的潜热。对于热带气旋的形成条件,至今尚在研究之中,未被完全了解。一般认为热带气旋的生成须具备6个条件,但热带气旋也可能在这6个条件不完全具备的情况下生成。
  • 海水的表面温度不低于摄氏26.5°,且水深不少于50米。这个温度的海水造成上层大气足够的不稳定,因而能维持对流和雷暴。
  • 大气温度随高度迅速降低。这容许潜热被释放,而这些潜热是热带气旋的能量来源。
  • 潮湿的空气,尤其在对流层的中下层。大气湿润有利于天气扰动的形成。
  • 需在离赤道超过五个纬度的地区生成,否则科里奥利力的强度不足以使吹向低压中心的风偏转并围绕其转动,环流中心便不能形成。
  • 不强的垂直风切变变,如果垂直风切变变过强,热带气旋对流的发展会被阻碍,使其正反馈机制未能启动。
  • 一个预先存在的且拥有环流及低压中心的天气扰动。
  • 中对流层的大气不能太干燥,相对湿度必须大于40~50个百分点。

生成的地点

大多数热带气旋在热带辐合带形成,热带辐合带是在全球热带地区出现的雷暴活动区。
热带气旋在海水温度高的地区生成,通常在27℃以上。它们在海洋的东部产生,向西移动,并在移动的过程中增强。这些系统大部分在南北纬10至30度之间形成,而有87%在20度以内形成。因为科里奥利力给予并维持热带气旋的旋转,热带气旋鲜有在科里奥利力最弱的南北纬五度之内生成。但热带气旋也有可能在这个地区形成,例如2001年热带风暴画眉2004年的热带气旋阿耆尼。

由温带气旋或亚热带气旋转成

如果温带气旋能够成功脱离锋面,并获得部分热带气旋的特性,可以被分类为亚热带气旋。若拥有更多热带气旋的特性,可以被分类为热带气旋。例子如台风白海豚

运动

引导气流(驶流)

热带气旋的路径主要受大尺度的引导气流影响,热带气旋的运动被前美国国家飓风中心主管尼尔·弗兰克博士(Dr. Neil Frank)形容为“叶子被水流带动”。
在南北纬大约20度左右的热带气旋主要被副热带高压(一个长年在海洋上维持的高压区)的引导气流引导而向西移,这样由东向西的气流称为信风。在北大西洋,热带气旋会被信风从非洲西岸引导至加勒比海及北美洲,而在东北太平洋,热带气旋会被信风引导到达太平洋中部直至引导气流减弱。东风波是这区域很多热带气旋的前身,而在印度洋和西太平洋,风暴的形成主要被热带辐合带和季风槽的季度变化影响,相对于大西洋和东北太平洋,东风波形成热带气旋的比例较小。

科里奥利力

科里奥利力(简称科氏力),是惯性系统(空气流动为直线运动)在非惯性系统(地球自转为旋转运动)上移动而产生的一种现象。科氏力并非真实存在,而是对于一个位在非惯性系统上观察者而言,会认为惯性系统的行进路径发生偏移,因而假想出一个加速度,此加速度上物体质量便成为一个假想力。虽然科氏力只需要地球自转就可以产生,不过考虑地球的球体形状,需要加入一个与纬度有关的
系数:
其中
纬度
角速度。因此地球上的科里奥利加速度为:
其中v为地球自转速度的水平分量。由此公式可知纬度愈高,科里奥利加速度愈大,在赤道则为零(因此赤道上通常不会生成热带气旋。
科氏力在地球上的特例称做地转偏向力,对气旋运动的影响主要有两个,一方面决定了气旋系统的旋转方式;另一方面则是决定气旋的前进方向。
当空气沿气压梯度进入低压中心,由于大气流动与地球自转方式的差异,会使大气流动发生一定程度的偏离。在北半球,当低压中心以北的空气南移,会向与地球自转相反的方向(西方)偏离;其以南的空气北移时则会向地球自转的方向(东方)偏离,而南半球空气偏离的方向相反。因为科氏力与空气向低压中心的速度相垂直,这便创造了气旋系统旋转的原动力:北半球的气旋逆时针方向转动,南半球的气旋则顺时针方向转动。
科氏力也使气旋系统在没有强引导气流影响下移向两极。热带气旋向两极旋转的部分会受科氏力影响轻微增加向两极的分量,而其向赤道旋转的部分则会被轻微增加向赤道的分量。在地球上越接近赤道科氏力会越弱,所以科氏力影响热带气旋向两极的分量会较向赤道的分量为多。因此,在没有其他引导气流抵消科氏力的情况下,北半球的热带气旋一般会向北移动,而南半球的热带气旋则会向南移动。

角动量守恒

科氏力虽然决定了气旋旋转的方向,但其高速旋转的主要动力却非科氏力,而是角动量守恒的结果:空气从远大于气旋范围的区域抽入低气压中心,由于旋转半径减小而角动量不变,因此导致气旋旋转时的角速度大大地增加。
热带气旋云系最明显的运动是向着中心的,而角动量守恒原理也使外部流入的气流,在接近低气压中心的时候会逐渐加速。当气流到达中心之后会开始向上、向外流动,因此高层的云系也会向外流出(辐散)。这是源于已经释放湿气的空气在高空从热带气旋的“烟囱”被排出。辐散使薄的卷云在高空形成,并在热带气旋外部旋转,这些卷云可能就是热带气旋来临的首个警号。
除了热带气旋本身的旋转,角动量守恒也影响了气旋的移动路径。低纬度地区的地球自转半径较大,因此气体流动的偏移较小;高纬度地区的地球自转半径较小,所以气体流动的偏移较大。这样的力量也是热带气旋在北半球往北移动,南半球往南移动的原因之一。

与中纬度西风带的作用

当热带气旋移到较高纬度,其围绕副高活动的路径会被位于高纬度的低压区所改变。当热带气旋向两极移近低压区,会逐渐出现偏东向量,这是热带气旋转向的过程。例如一个正向西往亚洲大陆移动的台风可能会因为中国或西伯利亚上空出现低压区而逐渐转向北方,继而加速转向东北,擦过日本的海岸。台风转向东北,是因为当其位于副高北缘,引导气流是从西往东。

藤原效应

藤原效应或称双台效应,是指两个或多个距离不远的气旋互相影响的状态,往往会造成热带气旋移动方向或速度的改变。藤原效应常见的影响依照热带气旋之间的强弱程度不同而大致分为两种:若两个热带气旋有强弱差距,则较弱者会绕着较强者的外围环流作旋转移动(在北半球为逆时针旋转,南半球则是顺时针旋转),直到两者距离大到藤原效应消失,或到两者合并为止。如果两个热带气旋的强弱差不多,则会以两者连线的中心为圆心,共同绕着这个圆心旋转,直到有其他的天气系统影响,或其中之一减弱为止。

登陆

登陆”的官方定义是风暴的中心(环流的中心,而非边缘)越过海岸线,但在热带气旋登陆前数小时,沿岸和内陆地区已会有风暴的状况。因为热带气旋风力最强的位置不在中心,即使热带气旋没有登陆,陆地上也可能感受到其最强的风力。

消散

消散原因

热带气旋一般在以下情况减弱消散,或丧失热带特性。
  • 移入陆地。因为失去维持能量的温暖海水,而迅速减弱消散。绝大部分的强烈热带气旋登陆后一至两天即变成组织松散的低压区。但是若果能够重新移到温暖的洋面上,它们可能会重新发展。移经山区的热带气旋可以在短期内迅速减弱。
  • 在同一海面上滞留过久,翻起海平面30米以下较凉海水,热量吸干,使表面水温下降,无法维持强度,热带气旋因而减弱。
  • 移入水温低于26摄氏度的海洋,这会使热带气旋失去其特性(中心附近的雷暴和暖心结构),减弱为低压区。这是东北太平洋热带气旋消散的主因。
  • 遇上强烈垂直风切变,对流组织受破坏。
  • 西风带的作用,例如与邻近的锋面融合,这使热带气旋转化为温带气旋,这个过程会持续一至三日。但就算热带气旋完成转化,很多时候它们仍能维持热带风暴的风力和一定程度的降水。在太平洋和大西洋,由热带气旋转化而成的温带气旋有时风力会达到飓风的水平,严重影响美国西岸或欧洲2006年台风伊欧凯就是这样的一个例子。
  • 弱的热带气旋被另一低压区影响,受破坏而成为非气旋性雷暴,或被另一个较强的热带气旋吸收。

人工消散

在1960至1970年代,美国政府曾尝试以人工的方式使热带气旋减弱。方法是以碘化银使热带气旋螺旋云带的水分过度冷却,令内部眼墙崩塌而降低其强度。1969年飓风黛比(Hurricane Debbie)风速因此而下降了30%,但在人工减弱后,该飓风的强度很快便恢复。在1947年,一个位于美国佛罗里达州杰克逊维尔以东的飓风被人工减弱后,突然改变路径,吹袭了佐治亚州的沙瓦纳,酿成灾难。因为被人工减弱的风暴有太大的不定性,联邦政府禁止对在48小时内有10%以上机率登陆的热带气旋进行人工减弱,因而大大减少了此后可能的实验风暴数目。因为发现眼壁置换会在较强的热带气旋自然发生,此计划最终被放弃。因为被过度冷却的水分比例太少,以碘化银人工减弱热带气旋的成效不是十分的大。
其他曾被提出的人工减弱热带气旋的方案包括:
  • 以巨大的冰块降低热带气旋所经过海面的海水温度;
  • 在风眼结构形成的初期向其丢下大量冰块以吸收热带气旋放出的潜热,阻止潜热转化为动能
  • 以抑制蒸发的物质覆盖海洋;
  • 用核武炸掉热带气旋;
  • 向热带气旋丢下干冰
但这些方案都面对一个问题:热带气旋的体积太大使它们难以实行。

台风的影响

负面影响

成熟的热带气旋释放的功率可达6x10瓦,在海上的热带气旋引起滔天巨浪,狂风暴雨。有时会令船只沉没,国际航运受影响。但是热带气旋以登陆陆地时所造成的破坏最大,主要的直接破坏包括以下三点:
  • 大风:飓风级的风力足以损坏以至摧毁陆地上的建筑、桥梁、车辆等。特别是在建筑物没有被加固的地区,造成破坏更大。大风亦可以把杂物吹到半空,使户外环境变成非常危险。
  • 风暴潮:因为热带气旋的风及气压造成的水面上升,可以淹没沿海地区,倘若适逄天文高潮,危害更大。风暴潮往往是热带气旋各种破坏之中夺去生命最多的。(注意:风暴潮有别于海啸,风暴潮(英语:Storm surge)是风暴的低气压及狂风所引发的持续性巨浪,海啸(英语:Tsunami)是海底地震所产生的短暂渐进式巨浪,并向陆地沿岸冲过去。)
  • 大雨:热带气旋可以引起持续的倾盆大雨。在山区的雨势更大,并且可能引起河水泛滥,土石流及山泥倾泻。
热带气旋也为登陆地造成若干间接破坏,包括:
  • 疾病:热带气旋过后所带来的积水,以及下水道所受到的破坏,可能会引起流行病
  • 破坏基建系统:热带气旋可能破坏道路,输电设施等等,阻碍救援的工作。
  • 农业:风、雨可能破坏鱼、农产物,导致粮食短缺。
  • 盐风:海水的盐分随著热带气旋引起的巨浪被带到陆上,附在农作物的叶面可导致农作物枯萎,附在电缆上则可能引起漏电。
  • 加强季风寒流或大陆反气旋强度:当热带气旋遇上相当强烈的大陆寒流时,两者之间的气压梯度增加,后者会吸收热带气旋的能量,使寒流增强。
1987年11月至12月间,西太平洋的台风莲娜在南中国海北部遇上当时最强烈的西伯利亚寒流(北风潮),使香港的气温由摄氏26度急速下降至8度,创下香港气候观测史上最大的24小时降温纪录,导致冬季提早降临。

正面影响

雨水
热带气旋所造成的人命损失是无法估量的,但是热带气旋亦为干旱地区带来重要的雨水。不少地区的每年雨量中的重要部分都是来自热带气旋。例如东北太平洋的热带气旋为干旱的墨西哥美国西南带来雨水;日本甚至全年近半的雨量都是来自热带气旋。
热量平衡
热带气旋亦是维持全球热量和动量平衡分布的一个重要机制。热带气旋把太阳投射到热带,转化成海水热量的能量,带到中纬度及接近极地的地区。热带气旋亦作为一强烈涡旋扰动,把赤道所积存的东风角动量输送往中纬度地区的西风带内。
减低污染
热带气旋强劲的风力,可以吹散高污染地区的污染物,减轻高污染地区的污染程度。

观测与预报

观测

观测强烈的热带气旋一直以来对人类都是一个很大的挑战。因为它们主要在海洋上活动,位于陆上的气象站大多不能够提供实测数据,在地面的观测一般只有当热带气旋经过岛屿或沿岸地区才有可能。但就算热带气旋接近气象站,气象站也一般只能提供风暴较外围的实时数据,因为如果当强烈的风暴过于接近,气象站的监测设施会被强风摧毁。
配有气象监测设备的侦察飞机也会被派往热带气旋的中心提取实测数据,在大西洋,当热带气旋出现后美国政府会定时派遣侦察机作监测。这些侦察机配备直接和遥感装置读取读数,还有投落送的设备,量度高空和海平面的风速、气压、温度和湿度。
在飓风艾斯多尔螺旋雨带内的日落景色

在飓风艾斯多尔螺旋雨带内的日落景色

2005年,一架无人驾驶的侦察机被派往监测热带风暴奥菲利亚。无人驾驶侦察机可飞往更低的高度监测风暴而不用担心机师的安全。
在世界其他地区并没有侦察机监测风暴。远洋热带气旋的路径主要从气象卫星拍摄,一般每半小时或四分一小时更新的可见光和红外线卫星云图追踪;强度则透过德沃夏克分析法从云图评估。当风暴接近沿岸地区,陆地上每分钟更新的多普勒雷达回波图像便对热带气旋的定位扮演重要角色。

预测

热带气旋的移动受外力影响,所以要准确地预测其路径,便要知道邻近的高压和低压系统的位置和强度,以及它们将会如何改变并影响热带气旋。由超级电脑和精密的情景模拟软件组成的电脑数值模式,就能够透过电脑模拟做到这一点,从而预测热带气旋的路径。结合这些数值模式与人类对影响热带气旋外力的认识,以及气象卫星和其他感应器,近数十年来科学家对热带气旋路径预测的准确率正逐渐提高;但科学家表示,因为气象学界对影响热带气旋发展的因素了解仍未全面,所以他们对于预测热带气旋的强度较没有把握。

预报中心

现时世界上共有六个区域专责气象中心(英语:Regional Specialised Meteorological Centre,简称RSMC),这些组织负责追踪所属区域内的热带气旋并发出热带气旋公报和警告;另外还有五个热带气旋警报中心(英语:Tropical Cyclone Warning Centre,简称TCWC)为较小的地区提供资讯。但区域专责气象中心和热带气旋警报中心不是唯一向大众发布热带气旋消息的机构,例如美国联合台风警报中心会为除北大西洋外全球的热带气旋作出发布;中国气象局也会为位于国际换日线以西的北太平洋的热带气旋作出发布;加拿大飓风中心会为影响加拿大的热带气旋或热带气旋的残余发出公报。
各海域及世界气象组织监测机构  
海域 区域专责气象中心或
  热带气旋警报中心
北大西洋 美国国家飓风中心
东北太平洋 美国国家飓风中心
北太平洋中部 中太平洋飓风中心
西北太平洋 日本气象厅
北印度洋 印度气象局
西南印度洋 法国气象局(留尼汪岛)
南及西南太平洋 斐济气象部
新西兰气象部
巴布亚新几内亚气象部
澳洲气象局
东南印度洋 澳洲气象局
†:代表热带气旋警报中心  

盛行地区

主要源地

几乎所有的热带气旋都是在赤道南北30纬度以内的范围内生成。当中大约87%是在南北纬20度之内。因为地转偏移力弱小的关系,南北纬10度以内形成热带气旋的机会较少,但并非罕见,历来最接近赤道的热带气旋出现于2001年12月底的台风画眉,在新加坡马来西亚之间由东向西穿越,成为有纪录以来首个吹袭新加坡的台风。
每年地球总共平均有80个热带气旋生成,主要产地有:
1、北太平洋西部
包括南海,影响地区包括中国南岸和东岸、菲律宾、韩国、香港朝鲜日本台湾越南太平洋上各岛,偶尔间中也可以越过中南半岛马来半岛而影响老挝缅甸马来西亚新加坡、印尼苏门答腊、婆罗洲北部、泰国印度东岸及孟加拉或是越过朝鲜半岛日本列岛影响俄罗斯的远东地区。每年西北太平洋生成的热带气旋占全球约三分之一。中国的沿岸是全球最多热带气旋登陆的地方;而每年也有六至七个热带气旋登
1985年至2005年期间生成的热带气旋路径图

1985年至2005年期间生成的热带气旋路径图

陆菲律宾。
2、北太平洋东部
第二多生产热带气旋地区,影响地区包括墨西哥、夏威夷、太平洋上岛国,罕有情况下可影响下加利福尼亚,及中美洲的北部地区。
3、北大西洋
包括加勒比海墨西哥湾。每年生成数目差距很大,由一个至超过20个不等,每年平均大约有10个生成。主要影响美国东岸及墨西哥湾沿岸各州、墨西哥及加勒比海各国,间中影响可达委内瑞拉和加拿大2005年飓风文斯更以热带低气压的强度登陆西班牙, 这个热带气旋是有纪录以来唯一个个登陆欧洲的大西洋风暴。
4、南太平洋西部
主要影响澳大利亚北部及大洋洲各国,有时也可能影响澳大利亚南部及新西兰
5、北印度洋
包括孟加拉湾阿拉伯海,主要在孟加拉湾生成。北印度洋的风季有两个巅峰:一个在季风开始之前的4月和5月,另一个在季风结束后的10月和11月。影响印度、孟加拉、斯里兰卡泰国缅甸巴基斯坦等国,有时更会影响阿拉伯半岛
6、南印度洋东部
影响印尼及澳大利亚西部。
7、南印度洋西部
主要影响马达加斯加、莫桑比克毛里求斯留尼汪岛坦桑尼亚科摩罗肯尼亚等地。

罕见源地

以下地区海洋很少会生成热带气旋:
  • 南大西洋
由于较低的海水温度、强烈的垂直风切变,至今只曾发现有五个热带气旋在南大西洋形成,比较著名的是吹袭巴西的热带气旋卡塔琳娜
  • 东南太平洋
该区因为强烈的垂直风切变,至今未有发现有热带气旋生成。
  • 地中海
由于地中海位处地方是温带,加上该地的夏季是比较干燥,降雨少,所以只有极少数类似热带气旋的风暴曾经形成。
  • 高纬度地区
低水温和长期强烈的垂直风切变使热带气旋难以生成。
  • 十分接近赤道的海域
赤道地区地转偏向力较小,难以形成热带气旋的旋转动力。例如在2001年影响新加坡热带风暴画眉(当地定为热带低气压),和2004年北印度洋生成的气旋阿耆尼,都是罕见的近赤道台风。画眉生成的纬度位于北纬1.5度,阿耆尼更是破纪录的北纬0.7度。阿耆尼的生成是一个谜,有待科学家探究。

生成时间

热带气旋主要在夏季后期生成,因为海水温度在这个时候最高。但在确切的生成时间上,每个海域都有其独有的季度变化。综合全球而言,9月是热带气旋最活跃的月份,而5月则是最不活跃的月份。
  • 北太平洋西部全年皆有热带气旋,但活动以二月最少,八月至九月初最多。
  • 北大西洋及北太平洋东部则主要集中在六月至十一月。
  • 南半球的热带气旋在十月底开始,至五月左右结束,当中以二月中至三月初是高峰。
风季的长度和生成的热带气旋平均数目
区域
风季开始月份
风季结束月份
热带风暴
  (风速大于34节)
热带气旋
  (风速大于63节)
3级以上热带气旋
  (风速大于95节)
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
东北太平洋
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

分级

热带气旋的强度一般根据平均风速评定,世界气象组织(WMO)建议使用接近风暴中心海平面上十米之十分钟平均风速。但美国国家飓风中心联合台风警报中心,以及中国中国气象局,分别采用一分钟和二分钟平均风速计算热带气旋中心持续风力。根据美国和中国的定义所测量到的平均风速,会比联合国定义的稍高。其中一分钟与十分钟平均风速的近似换算公式为:十分钟平均风速=一分钟平均风速乘以0.88。
不同的地区对热带气旋也有不同的分级方法,在美国,飓风会根据萨菲尔-辛普森飓风等级(SSHS)按强度分为一至五级。
以下是各个气象机构对不同强度热带气旋的分级:
  • 热带气旋分级(全部换算至十分钟平均风速)
  • 蒲福氏风级十分钟平均风速(节) 北印度洋
  • 印度气象部 西南印度洋
  • 法国气象局澳大利亚
  • 澳洲气象局 西南太平洋
  • 斐济气象局 西北太平洋
  • 日本气象厅 西北太平洋
  • 联合台风警报中心 东北太平洋及
  • 北大西洋
  • 国家飓风中心 中太平洋飓风中心
  • 0–6 <28 低气压热带扰动
  • 7 28—29 深度低气压 热带低气压
  • 30—33 热带风暴 热带风暴
  • 8–9 34–47 气旋性风暴 中度热带风暴 热带气旋(一级) 热带气旋 热带风暴
  • 10 48–55 强烈气旋性风暴强烈热带风暴热带气旋(二级) 强烈热带风暴
  • 11 56–63 台风 飓风(一级)
  • 12 64–72 非常强烈的气旋性风暴 热带气旋 强烈热带气旋(三级) 台风
  • 73–85 飓风(二级)
  • 86–89 强烈热带气旋(四级) 强烈飓风(三级)
  • 90–99 强烈热带气旋
  • 100–106 强烈飓风(四级)
  • 107-114 强烈热带气旋(五级)
  • 115–119 非常强烈的热带气旋 超级台风
  • >120 超级气旋性风暴 强烈飓风(五级)
  • 根据中国气象局“关于实施热带气旋等级国家标准”的通知,热带气旋按底层中心附近最大风速划分为六个等级,“台风”仅是其中之一。
  • 一、热带低压,底层中心附近最大平均风速10.8—17.1米/秒,即风力为6—7级;
  • 二、热带风暴,底层中心附近最大平均风速17.2—24.4米/秒,即风力8—9级;
  • 三、强热带风暴,底层中心附近最大平均风速24.5—32.6米/秒,即风力10—11级;
  • 四、台风,底层中心附近最大平均风速32.7-41.4米/秒,即12—13级;
  • 五、强台风,底层中心附近最大平均风速41.5—50.9米/秒,即14—15级;
  • 六、超强台风,底层中心附近最大平均风速≥51.0米/秒,即16级或以上。

分级系统的限制

热带气旋的分级的强弱与热带气旋所造成的破坏并没有必然关系。不同于评估地震所造成影响的麦加利地震烈度,现时对热带气旋的分级只会考虑其风速。较弱的热带气旋可以比较强的造成更大的破坏,这主要取决于其他外在因素,如受影响区域的地形、热带气旋带来的总雨量等。例如2006年太平洋台风季强烈热带风暴碧利斯,尽管强度弱,但因为其范围广阔,在登陆中国后于内陆地区造成广泛而持续的强降水,竟带来244.48亿元人民币的直接经济损失;相反,有许多远较碧利斯强烈的热带气旋因为未有登陆或在人迹罕至的地方登陆,甚至因为其覆盖范围或风圈小,所以没有造成太大的破坏。

命名及编号

因为海洋上可能同时出现多个热带气旋,为了减少混乱,当热带气旋达到热带风暴的强度时,各气象机构便会对其作出命名。热带气旋会根据各个区域不同的命名表命名,这些命名表是由世界气象组织的委员或各区负责预测热带气旋的机构制订。当热带气旋被退役,新的名字会被选出作替补。

命名方法

热带气旋的命名方法在各区有所不同。

北大西洋及东北太平洋

在北大西洋及东北太平洋地区,男性和女性的名字会依英文字母排列,交替作为热带气旋的名字。每个风季首个风暴名字的性别也会每年交替。六个命名表会被预先制订,每个命名表每六年会被使用一次。在大西洋,“Q”、“U”、“X”、“Y”和“Z”不会被用作名字的起首字母;在东北太平洋,“Q”和“U”不会被用作名字的起首字母。这样,在每个命名表中,大西洋会有21个名字,而东北太平洋则会有24个名字。当热带气旋在某地区造成严重破坏,该地区可要求将其退役。然后受影响的地区会提出一个同性别的新的名字作替补(一般会选择与被退役气旋相同语言的名字)。
当一个风季内大西洋生成的热带风暴超过21个,或东北太平洋生成的热带风暴超过24个,命名表的名字会被用尽。之后生成的热带风暴会以希腊文字母命名。2005年大西洋飓风季首次出现这个情况。到目前为止还没有以希腊文字母命名的热带气旋造成严重破坏而要面临退役,所以要如何处理这个情况仍为未知之数。

北太平洋中部

在北太平洋中部,热带气旋的命名表由位于夏威夷的中太平洋飓风中心负责制订。四份由夏威夷语名字组成的命名表正在使用。不同于大西洋及东北太平洋,北太平洋中部的风暴命名表不会每年变更。

西北太平洋及南中国海

在西北太平洋及南中国海海域(指赤道以北,国际日期变更线以西海域),热带气旋的命名表由世界气象组织台风委员会制订。共有五份命名表分别由14个委员国各提供两个名字组成,名字会由所提供国家的英文国名顺序使用。不同于大西洋及东北太平洋,名称循环使用(即用完140个后名称,回到第一个重新开始)。早在20世纪初至中期,由日本开始,已自行为区内的热带气旋编配一个4位数字编号,编号首2位为年份,后2位为该年顺序号。例如0312,即2003年第12号热带气旋。而美国海军则为整个太平洋内的热带低气压编配一个两位数字编号(后来改成两位数字加上英文字母)。
为减少混乱,日本在1981年获委托为每个西北太平洋及南海区域内的达到热带风暴强度的热带气旋编配一个国际编号,但容许其他地区继续自行给予编号。自此,在大部分国际发布中,发布机构会把国际编号放在括号内(JTWC除外)。但是,各气象机构有时对热带气旋的编号会有差别,主要是因为其对热带气旋强度的评估有所不同。例如在2006年风季,中国气象局曾对一个未被日本气象厅命名的风暴(中国气象局的0614)作出编号,因此在余下的风季,前者的编号都比后者的多出一个。
当热带气旋在某地区造成严重破坏,该地区可要求将其退役。为该热带气旋起名的台风委员会成员会再提一个名字作替补。例如中国香港会由市民作出提名,再选出若干优胜名字,提交世界气象组织确认选择其中一个名字。

南太平洋及东南印度洋

澳州气象局为澳大利亚制订一个热带气旋命名表,依英文字母顺序排列,交替使用男性和女性的名字。斐济巴布亚新几内亚也会为该区提供名字。

西南印度洋

世界气象组织西南印度洋热带气旋委员会(Tropical Cyclone Committee for the South-West Indian Ocean)会为西南印度洋制订命名表。在2005年10月在博茨瓦纳哈博罗内举行的会议,委员会为2006-07年度和2007-08年度的风季各制订了一个命名表,由毛里求斯、马拉维、莫桑比克纳米比亚塞舌尔南非斯威士兰津巴布韦坦桑尼亚博茨瓦纳科摩罗莱索托和马达加斯加提供名字。当热带气旋在东经55度以西达到“中度热带风暴”的强度,位于马达加斯加的热带气旋警告中心就会为该系统命名。当热带气旋在东经55度及东经90度之间达到“中度热带风暴”的强度,位于毛里求斯的热带气旋警告中心就会为该系统命名。

北印度洋

印度地球科学部的印度气象局新德里台风中心命名,而在该地区的热带低气压的编号都以A/B字母作结。 风暴名字由孟加拉、印度马尔代夫缅甸、阿曼、巴基斯坦斯里兰卡泰国等8个国家提供。

退役

如当前被命名的热带气旋对生命或财产造成重大伤亡和损失的。国际气象组织会讨论决定,是否将其从循环名单中删除,再由原来这个名称的国家重新提交新的名称,而提供名字的地区亦可自行要求更换名字。新的名字必须获国际气象组织该区域的委员会全体通过。

全球变暖与热带气旋

气象学家认为,一个热带气旋的强度,或一个风季的活跃程度,都不能归咎于单一因素,如全球变暖或其他自然环境的变化。但热带气旋的强度和出现频率的长期趋势,却可能从统计数字中看到端倪。美国国家海洋及大气管理局地球物理流体力学实验室(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory)曾作出一个模拟,得出这样的结论:“大气中持续增加的温室气体含量使全球气候变暖,这可能使下一世纪热带气旋的强度比现时最强的还要猛烈”。
在《自然》杂志的一篇文章中,克里·伊曼纽尔(Kerry Emanuel)认为热带气旋的潜在破坏力(包括热带气旋的强度、维持时间和频率),与热带地区海平面度和全球变暖有着莫大关系。他并预计在21世纪,热带气旋所造成的损失会大幅增加。而P·J·韦伯斯特(P.J. Webster)等则在《科学》杂志上发表了一篇文章,指出过去十年除北大西洋外,其他海域热带气旋出现的次数均有所减少,但达到四级或五级飓风强度的热带气旋数目则大量增加。
伊曼纽尔和韦伯斯特都认为海平面温度对热带气旋的发展十分重要,但什么因素导致海平面温度上升,却仍为未知数。在大西洋,海平面温度的上升可能是因为全球变暖,也可能只是由于该海域水温的自然波幅(通常以50至70年为周期)。
2007年伦敦大学学院班费德防灾研究中心的两位英国学者桑德兹和李亚当,透过观察美利坚合众国1965年至2005年之间每年飓风的气象数据,并将之与50年间的平均值比较。指出自1996年来,飓风数目每年增至八个。飓风登陆美国变得越来越频繁,统计显示,大约每3年会增加一个。
在排除飓风产生因素中风的角色后,研究人员计算出,每升高摄氏0.5度,飓风的活动增加40%。

热带气旋纪录

热带气旋名称
年份
生成海域
气压/百帕
风速/海浬
描述
西北太平洋
870
165
全球有纪录以来气压最低的热带气旋,也是覆盖范围最大的热带气旋。
台风海燕
西北太平洋
890
170
全球有纪录以来首次官方非实测纪录德法分析风速达到170海浬,以颠峰状态登陆菲律宾时出现风速最强的热带气旋。
北大西洋
882
160
大西洋有纪录以来气压最低的热带气旋。
热带气旋柔伊
南太平洋
890
155
南半球有纪录以来气压最低的热带气旋。
南太平洋
905
155
南半球有纪录以来登陆澳洲风速最强的热带气旋。
飓风伊欧凯
中太平洋
915
140
中太平洋有纪录以来气压最低的热带气旋。
飓风莲达
东北太平洋
902
160
东北太平洋有纪录以来气压最低风速最强的热带气旋。
热带气旋05B
北印度洋
912
140
孟加拉湾有纪录以来气压最低风速最强的热带气旋。
北印度洋
920
145
阿拉伯海史上最强的风暴,也是北印度洋首个达到风速145海浬的风暴。

其他纪录

热带气旋名称
年份
生成海域
气压/百帕
风速/海浬
描述
东北太平洋
929
150
全球有纪录以来维持时间最长的热带气旋。
976
65
全球有纪录以来最接近赤道形成的热带气旋。
北大西洋
998
65
全球有纪录以来覆盖范围最小的热带气旋。
南大西洋
955
85
南大西洋有纪录以来首个飓风程度的热带气旋。
台风福雷斯特
885
150
风速和气压增强最快的热带气旋。