东风波形成台风的天气过程 东风波的形成过程是什么

导语：东风波形成台风的天气过程是一个复杂而精细的演变，当东风波在广阔的海洋上形成时，它通常表现为一种低气压扰动，由东向西移动，并伴随着一系列的气旋性环流，在这个过程中，东风波会不断吸收海洋的热量和水分，为其发展提供源源不断的能量，下面就去看看东风波的形成过程是什么吧！

东风波形成台风的天气过程

台风

在台风形成中东风波有两种作用。第一，东风波可作为一种初生扰动，在适当环境条件下增幅最后发展成台风;第二，东风波作为一种启动机制能激发起另外类型的扰动发展成台风。Riehl²1最早提出东风波发展成台风的理论。他认为西移的，如果有高空辐散流场的迭加常可以发展成台风。后来Yanai用中太平洋资料进一步证明了Riehl的这个看法。他指出1958年6—7月，在马绍尔群岛共有17次东风波，其中有6次加深成台风，而这6次都经历了相同的发展过程，它们都位于高空反气旋下方。

在15天中有两个位于200毫巴反气旋下方的东风波后来发展成台风。作者1在研究1969年夏季西太平洋东风波的传播和演变时也指出1969年8月从中太平洋有10个热带波动移入西太平洋，平均3天一个，但这时在200毫巴上大多数东风波对应的是气旋性环流，仅其中2个波上空有反气旋，正是这两个波以后发展成台风。上述分析说明由东风波发展成需要有高空条件。一旦高空辐散加强，可促使低层辐合上升加强，释放出更多的凝结潜热。当潜热加热超过空气上升的绝热冷却时，上层空气柱开始增暖，最后由冷心扰动转变为暖心的台风。按照这种想法，Yanai把东风波发展成台风的过程分为东风波阶段、增暖阶段和发展阶段2.23.后来，Yanail24又根据加勒比海1962年Amy飓风生成的分析进一步证明了这个天气学模式的正确性。气象卫星出现以后，从卫星云图可以观测东风波云系发展到台风云系的过程，Fett曾给出西太平洋东风波发展成台风的云图模型。

阶段A说明开始时东风波与云区的配置。主要密蔽云区在波轴后面。这时在地面还没有出现闭合低压。云区的形状是长条形。在阶段B,长条形云区发展成逗点形云系。这种云系大多与流场上的涡旋相对应。这时地面出现热带低压。中心风力小于10米/秒。在阶段C,逗点云系范围扩大，发展为螺旋云系。边缘出现围绕主要螺旋云系的细云线。原来在波轴东面的浓密云区已卷入到螺旋云系中，环流中心处于逗点云系的西北侧。这时地面热带低压的中心风力为10—15米/秒。这时从云带的模糊情况可以推断高空出现辐散流出。高空出现了较明显的辐散卷云，这时热带低压达到台风强度，风力为16—20米/秒。

根据我们的分析经验，有时并不完全和上述模型一致。例如1967年8号台风是由东风波形成的，其云系是一个云团》。形成1973年7号台风的东风波一直保持倒“V”云系。形成1969年7号台风的东风波也是一个倒“V”云系。还有一些形成台风的东风波云区和天气区位于波槽之前。因而实际情况是复杂的，不能用一种天气学模式来说明。Riehl²5]还指出，高空条件除了辐散的反气旋流场外，高空西风槽也可以作为一种有利的环境条件迭加在东风波上使东风波发展成台风。与温带气旋的发生发展一样，在高空西风槽前的辐散场同样也可以促使东风波上升运动的加强。另一方面，如果在东风波中能使低层流入加强，也能促使波动发展成台风，尤其当大量对流云流入扰动中时，这能促使扰动迅速发展成台风，这时扰动中气旋性环流把分散的积雨云团或云区组织起来，更有利于高空潜热集中，并造成暖心。

在这类东风波发展成台风的过程中，不需要先有高空辐散场存在。东风波的另一种作用是启动另外类型的扰动，使它发展成台风。我国气象工作者曾发现¹,在西太平洋上25°N以南东风气流中，如果有东风波西移，当它移到低空低压扰动上空时，槽前的辐散场可以促使低压迅速加强成台风，这种情况在南海和我国台湾省以东洋面上可以见到。在印度，许多热带气旋也是通过这个机制发展起来。在西太平洋，东风波主要在两个地区活动，一个在20°—25°N的副热带地区，一个在20°N以南的热带地区。前者生成的台风多影响我国闽浙等省，后者生成的台风多影响我国广东省和越南等地。两者在台风形成的天气过程上基本上相同，但也有一定差别。1967年7月28日—8月1日是副热带地区东风波形成台风的例子。当东风波到达我国台湾省以东海面时，低空就开始出现低压环流，在很短时间内迅速加深成台风(8号台风)。

高低空皆出现明显的闭合环流，地面中心气压降低到980毫巴2.到达福建省沿海时，中心风力达到11级，并且带来了局部地区大暴雨(如福建省平潭地区测站降水量达到400毫米),但台风影响的范围较小，在福建省中部登陆后很快消失。7月27日以前，在140°—170°E,10°—20°N地区是一条正在加强的热带辐合区云带，云带不断北推，尤其是东端已到达20N左右。27日，从150°—160°E地区大面积螺旋云系的西北端分裂出一团小的云系,这团小云系一进入副热带高压南侧的东风气流中即迅速向西移动，移速约30—35公里/时。

29日20点东风波波轴位于130°E附近。在槽线前后风向有明显改变。波动的密蔽云区主要位于槽后。雨区与云区的配合比较一致，主要位于槽线及槽后。根据波动经过的一些台站(如47945)的高空风时间剖面图分析可知,这个波动在垂直方向上伸展到300—200毫巴，波轴近于垂直。槽前基本上是好天，接近槽线时，降雨开始明显增加，最大降水(6小时60毫米)出现在槽后。地面气压变化表明槽前是升压，在槽线和槽后是降压区。从温度和露点分布看，在槽前是干冷空气，槽后是暖湿空气。30日东风波已移到我国台湾省以东海面上，流场中正发展着闭合环流，在当天的云图上，逗点形云系已发展成涡旋状云系，具有确定的环流中心。

在东风波移动的同时，副热带高压不断西伸，并和大陆高压连成带状的稳定高压，这使得高压南侧的偏东气流得以维持，因而使东风波不断西进和发展。东风波在我国台湾省以东海面发展成台风后，于31日从平潭登陆福建中部。这次东风波移速很快，加深迅速，加之海洋记录稀少，这给预报造成一定困难。上述发展成台风的过程主要出现在7月和8月。这时副热带高压位置最北(30°—35°N),并且海洋副热带高压一环常与大陆副热带高压连成东西向的高压带，在高压南侧20°—25°N地区西太平洋上，高低空盛行稳定的东风气流，风速可达12—18米/秒。所以要预报东风波是否将影响闽浙，首先要注意大形势演变是否有利于东风波的发生和维持。

其次也可以用卫星云图来判断是否确有东风波云系移来及发展。同时可选用冲绳以东一些测站高空风时间剖面图，看一看有没有扰动过来。也可以注意地面负变压中心的移动和天气情况(是否有阵性降水区移动)。如果已确定有东风波移来，应进一步判断其发展。这时在沿海一些测站的单站要素也会有明显的反映。同时可用沿海雷达密切监视雨带回波变化，如果螺旋结构愈来愈明显，就有发展成台风的可能。在20°N以南地区，单纯由东风波发展成台风的过程与上述过程相似。作者曾分析过1969年夏季的一些例子。但是如果由西南季风与东北信风形成的西北-东南走向的气流汇合区(或热带辐合区)位于南海或菲律宾以东海面上，其东面又有东风波移到该气流汇合线时，东风波和辐合区会发生相互作用。辐合区中气旋性切变涡度明显，并且有大范围对流性云区，东风波作为一种“胚胎”移入这种有利的环境条件后，可能就会加强起来，激发出新的气旋性涡旋。以后这个涡旋沿热带辐合区西移，在有利条件下可发展成台风。

这种现象在20°N以北东风波发展成台风的过程中很少见到。卫星观测也证实了东风波与辐合区相互作用的情况。东风气流中的云团，当它们移到菲律宾以东地区，并进入西南季风和偏东信风的切变区时，常常发展成涡旋状结构。上面的事实说明东风波对于激发或启动辐合区中低压涡旋是很重要的，所以近年来对东风波问题重又受到人们的重视(26-281.Chang曾经分析1964年7—12月西太平洋热带波，他指出某年台风发生数目与东风波的活动强度有密切关系。例如在1963年和1964年，热带辐合区并没有什么明显差异，但1964年东风波很强，台风也就发生得多，一共发生了44个热带风暴¹,其中有14个在东风波盛行的5°—10°N区中形成;相反在1963年，东风波活动较弱，台风总数只有26个，其中仅有3个形成在5°—10°N区中。这说明在一年中台风的多少，不仅取决于热带辐合区，而且还决定于东风波的情况。

台风

后来，在分析1967年和1969年盛夏环流的差异及其与台风形成的关系时也发现，这两年东风波的活动情况不相同。在多台风的1967年，西太平热带地区中高层盛行深厚的东风，这时东风波比较强，并且位置也偏北。热带辐合区也强且偏北。而在少台风的1969年，中高层盛行西风，东风波比较弱，位置偏南(5°—10°N),热带辐合区也弱且偏南。虽然每个月从中太平洋移来大致相同数量的东风波(平均7—8个),但在西太平洋上导致台风发生的数目差别很大(两年台风数比例是5:3)。上述情况说明，在西太平洋台风的生成不仅决定于热带辐合区状况，还决定于东风波的状况及两者的相互作用。活跃的热带辐合区和强东风波是台风形成的最有利条件。关于东风波与热带辐合区的相互作用问题过去虽有人指出过类似的过程[29.但对这种相互作用的机制和天气过程研究得不多。

最近，中央气象台和大气物理所在总结1974年台风发生发展的特点时指出，该年秋季台风的异常频繁发生(从10月7日—11月2日接连生成6个台风，每4天一个)与东风波和热带辐合区的相互作用有密切关系。

东线的剖面图代表西太平洋东端的情况，中间的剖面图代表西太平洋中部的情况，西线代表西太平洋西端和南海的情况(图略)。图4.34a表明，这月在低层有7个东风波进入西太平洋，平均每4—5天一个。东风波不仅在风场上有表现，而且都有一个湿区与之对应，在卫星云图上则为一片云区。湿区或云区一般位于槽后。在200毫巴上，这7个波都是位于高空反气旋下方。根据§4.1节所讲，这种高低空环流的配置有利于波动的发展。图下的符号说明了每个波以后的演变情况。可以看到有5个波后来发展成西太平洋台风，2个发展成热带低压。7个波动已不存在，而成为一系列的涡旋，这些涡旋大多位于高空辐散气流的下方。其中有两个涡旋与东风波动无关。

在这个月西南季风和偏东信风的汇合线就位于西太平洋中部。图4.34a中波动的消失和涡旋的产生正反映了东风波与热带辐合区相互作用的结果。以后这些涡旋大多沿着热带辐合区或其北侧向西移动，其中5个达到台风强度。到西线时(图略),仍表现成一系列涡旋，其中由波1.波4生成的涡旋已在途中消失，但又有2个低涡新生，它们与东风波动没有关系。由图4.34看出，进入西太平洋的7个热带波，在到达西太平洋中部时都发展成低涡，其中有5个以后加强成台风。8月4日，有一个东风波在170°W附近沿15°N向西传播。波后有稀疏的云系。这个波是产生在东太平洋热带辐合区的北侧。

5日，波移到180°附近，云系增加，云区出现在槽后。6日波移到170°E,平均移速约10经度/天。云系仍位于槽后。波的北侧是近于带状的高压区。140°E以西热带辐合区上有两个涡旋。在140°—160°E之间的辐合区成西北-东南走向。辐合区中有一些云量存在。下两天，波速减慢。此时东风气流加强，使得东西风汇合区向西推至关岛以南，云量大量增加。8日，波动与辐合区相距10个经度左右。下一天波动与辐合区结合，云系合并。由于西南季风从南侧侵入波动，西南风与东风气流相互作用使切变涡度增大，促使在单一气流中的波动发展成由两支基本气流组成的气旋性涡旋。以后涡旋围绕着这个新生的低涡组织起来成螺旋状。

这时热带辐合区上共有三个涡旋。下两天这个新生的涡旋在辐合区上进一步发展，加强成台风。这时在关岛以南地区又恢复东西风的辐合线，并且在其以东的偏东信风中，又有波动向西移来，云系和风场都很明显。必须指出，并不是所有的东风波都能在热带辐合区激发出低涡，有些波动可在辐合区上消失或通过辐合区对西南季风风场产生一种很弱的气旋式扰动。上述过程只是根据不多的一些研究得出，是否有代表性还有待更多的资料进行验证。

东风波的形成过程是什么

东风波的形成过程主要涉及副热带高压偏向低纬一侧的东风气流受扰动而产生的波动，‌这种波动呈波状形式自东向西移动。‌具体来说，‌东风波是热带地区低空信风和高空东风气流中的一种波状扰动，‌属于热带天气系统。‌其特点是气流辐合，‌水汽充沛，‌波长一般为1000～2000公里，‌有时可达4000～5000公里。‌东风波比较深厚，‌在500百帕以上对流层高层也很明显，‌移动速度约为21千米/小时。‌根据统计，‌东风波中约有25%可能发展成为台风。‌

东风波的形成与副热带高压南侧东北信风带中的波动有关，‌在气压场上表现为一个东北——西南向的倒槽。‌波状扰动存在于东风气流中，‌因其呈波状形式自东向西移动并活动在东风气流中，‌故泛称为东风波。‌这种天气系统的发展往往可促使台风的发生，‌是热带地区研究得较早和较多的天气系统之一。‌

‌东风波云系的表现形式包括倒“V”状云型和涡旋状云系。‌倒“V”状云型经常在非洲西海岸发展，‌以相当稳定的速度自东向西移动，‌并与对流层中部气压场中的波状扰动相联系。‌涡旋状东风波云系表明系统已出现弱的闭合性环流，‌比起一般的东风波要深厚。