台风流出层在哪里 台风内部气流形成是怎样的

导语：台风流出层在哪里？台风流出层，作为台风结构中的一个重要组成部分，通常位于台风云墙或眼壁之外的区域，这一层是台风向外释放能量的关键地带，其中的气流呈辐散状，将台风内部的暖湿空气和能量输送到外围，具体来说，台风流出层位于台风的顶部，是台风与外部大气相互作用的界面，在这里，高速的气流将台风内部的暖湿空气和能量带向高空，并向外扩散，下面就一起去看看台风内部气流形成是怎样的吧！

台风流出层在哪里

台风

从7—8公里高度向上到台风顶部是流出层。在这一层，从中低空上升的空气沿径向方向向外流出。对于成熟的台风，大量的流出发生在12公里高度附近。以前对于台风流出层风场的分析是根据许多风暴区内的平均无线电探空资料得到，但对于个别台风的流出层的详细结构却不容易观测到。

有了气象卫星资料以后，通过追踪高云的运动可以推知高空的气流，这大大有助于分析台风上层300—400公里区域内的风场。由大西洋Donna飓风1960年9月10日流出层(12公里)气流的分布情况可见,在流出层，飓风中心附近仍存在有一小范围的气旋性环流。中心区之外，气流比较弱，并且逐渐转变为反气旋曲率。在台风中心以南还可以看到有一显著的反气旋涡旋存在。

流区可伸展到整个对流层，甚至到平流层下部。一般说来，在强的台风中，气旋性环流区伸展的高度比弱台风要高。在低压区之外为高压脊区，而高压脊之外围常常有风速达30—40米/秒的急流存在。由于在流出层的内区，气流是从低压流向高压，故动能转化为位能。在外面反气旋区，它是制造动能的。台风流出层的气流分布基本特征虽然为上面所述，但各个台风常常有差别。这与台风的强度、尺度以及环境流场等有关系。有些台风常常在某一两个象限(如东北象限)表现出有显著的流出，而在其它象限则不明显。有些台风在高空槽作用下流出层会有明显的变化，表现在东半部有大量的流出，而西半部流出则很弱。

有些台风中心在流出层高度上有大而强的气旋性环流区，其中某些部分甚至可以出现气旋性流入，而另一些部位则出现大量的反气旋流出(如1969年Camille飓风)。另一些台风则表现为西半部有最显著的流出。所以各个台风流出层的结构是很复杂的，必须依据具体情况作出分析。在平均台风流出层的气流分布中，也表现出很强的反气旋流出。由太平洋和大西洋上平均风暴的流出层流型可以看到，在两地区风暴前进方向的右方都有强反气旋流出。但两者也有差别。太平洋台风在中心附近有气旋式运动，并且在左后象限有相当显著的气旋式流入;而大西洋上的飓风不存在这种情况，只表现为比较简单的反气旋流出。这种流场上的差别可能是由台风强度一般比飓风要强造成。

此外由图还可以看到流出层的气流分布是很不对称的。实际上无论是平均台风或个别台风都表明：在风暴中心的左半圆经常是气旋性的环流，而在右边是最强的反气旋环流。如果我们从总的气流中减去风暴的运动，就可得到相对于移动风暴中心的气流分布。在这种流出层相对气流分布中不对称性看得更为明显。Black和Anthes5161曾研究过5个热带气旋和平均风暴流出层的不对称结构，结果揭示出5个风暴中有3个在流出层的相对气流分布中有两个涡旋存在：气旋性涡旋位于风暴运动方向之左，反气旋涡旋位于风暴运动方向之右。有的热带气旋(如1969年Debbie飓风)流出层的气流分布还要复杂，除了上面一对涡旋之外，在下游方向还有一对涡旋存在：一个气旋性涡旋在西南方，一个反气旋涡旋在东南方。这些涡旋的尺度与台风尺度有关。流出区大的台风其所包括的涡旋尺度也大。

5个风暴中另两个虽然没有闭合涡旋存在，但在风暴运动方向左侧有气旋性气流区，右侧有反气旋气流区。这种差别与风暴的成熟程度有关系。对于平均风暴上面已经指出，这种不对称性结构仍是很明显的：风暴运动方向之右是反气旋涡旋，之左是气旋性涡旋。总之无论是个别或平均风暴的流出层中都有一对气旋性和反气旋性涡旋存在。它们可能是由从辐散流场周围流过的环境气流组织而成。因而整个台风流出层的气流实际上是这些涡旋环流和轴对称基本环流叠加的结果。这些水平涡旋对于产生和维持台风的涡度、角动量平衡具有重要作用。

例如它们向内输送绝对涡度，与平均气流的向外输送正好相反。它们也向外输送负相对角动量，其值与流出区边缘平均输送近于相等。另外不对称性对于风暴的发展和加强也有重要作用。在流出层附近，常常有大量卷云存在。这种云是由到达对流层上部或对流层顶的高大积雨云产生的，并主要集中在眼壁和螺旋云带上。卷云产生以后，随着流出气流向外扩散，并逐渐连成一片，最后形成覆盖于台风上空的大面积卷云层，这也叫卷云罩。从台风卫星照片上高空卷云区看得十分清楚1.成熟台风上空经常有这种卷云罩，其大小与台风强度有关，在风暴增长阶段卷云罩较小或不存在，在消亡阶段卷云罩变薄或消失。根据卷云罩面积的变化可以推论台风高层辐散量的大小。

卷云区

设A为密蔽卷云da=平均散度。如果卷云区的面积是扩大的，这表示有辐散，反之有辐合。只要用求积仪量出卷云区的面积，就可以估计出高空流出层的辐散量了。另一方面，由于卷云罩的大小，组织情况，边界特征等与卷云高度的风场紧密有关，所以根据卷云运动和分布可以推知高空流出层的分布和变化。可以看到，在中心北面、东面在280公里半径内，在西面和南面，在180公里内是气旋性流出区。此半径以外转变为反气旋流出。并且在风暴西南有一支东风急流区。在风暴东-东南有一条明显的切变线，它是飓风流出气流与更南面中尺度高压环流的分界线，这里应有强辐合和下沉运动。由于用上述分析方法可以估计出资料稀少的海洋地区的流场，目前已成为台风及其它热带环流系统分析的一种重要方法。

Cox等181曾利用这种方法分析过西太平洋双子台风(北半球1967年27号台风和南半球Annie台风)的发展情况。卷云一般代表200毫巴的风场，但对于强台风可能更高一些，到100毫巴。有些台风的分析得到卷云与150毫巴风场较为一致。根据高空飞机对Beulah飓风卷云的直接观测，得到外区卷云多处于147毫巴高度(14公里),向内高度不断增加，在离中心18—27公里处达到105毫巴(16公里)。卷云区的边界能反映出高空流出气流的特征。卫星观测表明，卷云罩的边界有两种：一种是整齐而截然分明的云区边界，即在卷云罩边界的某一部分或整个周围地区边界确定、云区突然中断。另一种边界模糊，卷云量向外逐渐减少，云层变薄，因而没有确定的边界。Hubert[19]认为整齐而截然分明的边界与该区存在的下沉运动有关。

下沉运动使云蒸发，造成围绕风暴的无云环。但根据Merritt20的分析，边界的特征主要由平流过程决定，下沉运动并不是产生或维持卷云区光滑边界的必要条件，它发生在切向风速相对最大值区。模糊的边界则与向外流出的径向气流有关，卷云减少的方向与风向是一致的。Merritt曾提出卷云罩形成的物理过程：从眼壁附近产生的卷云随着反气旋气流向外平流，在某些径向辐散气流最强的地区(一般有10—15米/秒),卷云随气流向外扩展，可以短卷云线的形式扩展到较远的距离，以后逐渐变薄消失，形成模糊不定的边界。

但在另一些部分，流场的汇合线与卷云和无云空气平行流动(沿切线方向),在云区边缘附近有相对切向风速最大值，径向辐散近于零，在此处由平流产生的卷云向外输送最小，结果形成整齐而确定的边界。这种边界相对于中心是稳定的，即其它部分卷云区可以扩大，但此处由于平流作用很小，位置可维持不变。由上述过程产生的卷云罩可以在12—18小时内形成。如果还假定在螺旋云带中也有卷云产生，这个时间间隔尚可缩短。

台风内部气流形成是怎样的

基本条件：台风的形成需要足够广阔的热带洋面，海水表面温度需高于26.5℃，且60米深的海水温度也需超过此值。这样的洋面为台风提供了必要的自然环境和能量来源。

热带涡旋和地转偏向力：在台风形成之前，必须有一个弱的热带涡旋存在。地球的自转产生地转偏向力，影响空气流向，使得热带涡旋逆时针旋转(在北半球)，这有助于台风的形成和发展。

水汽和凝结潜热：热带海面受太阳直射后，海水温度升高，蒸发产生充足的水汽。这些水汽在上升过程中凝结，释放大量潜热，进一步促进对流运动的发展。

垂直气流环流系统：在台风形成区域，上升气流和下沉气流形成垂直的气流环流系统，有利于台风的生成。

这些因素共同作用，导致空气在台风内部垂直上升和旋转，形成特定的气流模式和结构，最终发展成为成熟的台风。