热带辐合区和赤道西风的区别 热带辐合带的天气特征

导语：热带辐合区和赤道西风的区别是什么?热带辐合区，也被称为“热带辐合带”或“赤道辐合带”，是一个低气压带，位于赤道两侧的低纬度地区，这里的气流由于地球的自转和赤道地区的加热作用，形成了强烈的上升运动，进而导致了低气压的形成，而赤道西风，则是一种特殊的风向现象，它主要出现在赤道附近，由东向西吹拂，这种风向的形成，与地球的自转、赤道地区的热力分布以及大气环流等多种因素密切相关，接下来就一起去看看热带辐合带的天气特征吧！

热带辐合区和赤道西风的区别

热带辐合区

热带辐合区又称赤道辐合区或赤道槽，从流场上看是一条近于连续的气流汇合线或汇合区;从气压场上看是低纬地区的槽区或低压区，向赤道槽汇合的气流主要是来自南北半球的两支偏东信风气流，在卫星拍摄的照片上可以看到该地区常常是一条或几条狭窄的近于连续的对流云带。

在一周或月卫星云图平均图上，这种云带更明显2.这就是热带辐合区云带。在一般天气资料稀少的地方，尤其在海洋上，卫星云图在确定热带辐合区位置并分析其演变上是很有用的工具。热带辐合区最早称为赤道无风带，意思是这个地区风弱而多变，即风场的稳定性最小。但是只用风的稳定性这个量不能唯一地定出热带辐合区的平均位置，还必须考虑气流的特征。在风稳定性最小，同时流线又呈辐合的地区才是热带辐合区。过去人们把辐合区只看作气候上或统计上的概念，主要是辐合区中每天一系列涡旋环流分布的平均结果。后来天气分析表明，天气学上同样有热带辐合区存在，它们可以在气候的辐合区位置上出现，也可偏离这个平均位置出现在另外的地区。

近年来卫星观测完全证实了每天热带辐合区的存在。北半球的辐合带从非洲经大西洋、美洲一直到西太平洋，近于是一条连续的气流汇合带。在云图上相应是一条变化很大的对流云带。在有些地区和时间内辐合区云带长达几千公里，在另一些地区或时间，辐合区云带断裂成一系列云团，它们一个个相继西移。前者在大洋东部最常出现，后者在大洋西部多见。根据气流的辐合特征不同，热带辐合区可分为两种类型128.一种称季风槽，一种称信风槽或赤道信风带。季风槽主要出现在南亚、东南亚和西太平洋地区，它的形成与季风有关。季风槽的主要特征是风向切变大，槽南侧是西风或西南风，北侧是偏东信风。因而在由西风到东风的过渡区是一片较平静的“无风区”,风弱而多变。这种无风带是活跃的热带辐合区，有许多大面积云系或云团，许多热带风暴和台风就发生在这里。根据近年来的研究，热带辐合区、热带辐合云带和热带气旋发生区的位置有密切的关系。

热带气旋形成在东西风间低空切变线附近的赤道槽之北缘;在切变线以南的西风气流中为辐合区云带，云区的变化主要是就地增长和衰亡;低压槽位于云带与气旋发生区之间。信风槽主要位于北大西洋、太平洋中、东部，是由来自两半球的东北和东南信风组成，这是一种不太活跃的辐合区，其中发生的台风较少。根据卫星观测和天气分析，在西太平洋地区这两种类型的辐合区都可以出现，并且常常是交替出现的。西太平洋两类辐合区有代表性的低层流线图，它们的特征和演变过程如下¹:不活跃阶段(或不活跃型):来自南半球的东南信风较弱。西太平洋地区在中低层多盛行北半球副热带高压南侧的东北信风。赤道西风只限于中南半岛一带，它们与东风的汇合区在南海地区，辐合区弱且偏西。

在菲律宾以东地区赤道附近，主要表现为一条弱的来自西半球信风气流(东北和东南)间的汇合线。辐合区云系面积较小、分布散乱，它们的卷云砧在高空东风气流影响下向西或西南方扩展。台风多由东风波或高空冷涡发展而成。活跃阶段(或活跃型):当南半球经向环流发展，冬季高压势力增强并移近赤道方向时，其北侧东南气流加强，西太平洋地区出现大范围西风和南风，原来低纬地区的偏东气流撤至15°—20°N,辐合区北抬。由于南北半球气流的强烈相互作用，在辐合区水平切变较大的地区开始出现一些气旋性涡旋环流。相应有大面积云团。在卫星云图上常表现为一条东西向的稠密云带。在这个阶段，台风最易从辐合区云带北缘的热带扰动发展而成，并且常常几个热带扰动同时或相继发展成台风。热带辐合区有明显的季节变化，尤其是在南亚和东南亚一带，位置变化更大。

1月北半球的辐合区位置最南，信风槽在赤道到5°N之间。到4月或5月，北半球季风槽位置显著北移，在东南亚移到5°N附近。但北半球信风槽位置变化不大。在印度洋和印度尼西亚一带，南北半球各有一季风槽存在，南半球季风槽在50°—150°E范围内(未给出，可参看10月份的情况)。在春秋过渡季节，由于两半球的辐合区离赤道距离大致相等，故在两半球都能形成热带风暴。关于双热带辐合区的存在有人很早就指出过。后来的卫星观测和其它研究[29.301.证实了双热带辐合区的存在。发现南北半球两条热带辐合带常在几周内表现为一增一消，辐合区并不通过赤道，而是就地增长和衰亡。最近SahaI³]进一步指出，双热带辐合区并不是全球现象，只在某些地区或某些季节存在，相应与热带辐合区的有关的经圈环流也比原来认为的复杂得多[32]。

7月和8月，北半球季风槽显著北进和发展，它穿过阿拉伯半岛南部，经南亚北部、南海北部到西太平洋，呈西北-东南走向。在印度半岛位置最北。在菲律宾以东的赤道槽最为活跃，是西太平洋大多数台风的发源地，它是西南季风与偏东信风之间的汇合区。在东太平洋，原来冷季的信风槽现转变为季风槽，南侧出现西南风，位置在10°N附近。到了秋季，亚洲季风槽位置比西太平洋南撤要快，季风槽位置平均在10°N。由于槽两侧气流辐合很强，在西太平洋、南海、孟加拉湾和阿拉伯海常产生热带气旋。在东太平洋季风槽仍存在，这使该区热带气旋活动也较频繁，其中有些风暴可西移到中、西太平洋，1967年Sarah台风就是一个明显的例子。

在西太平洋和南海地区是全世界每年热带风暴发生最多的地区，在每一个月几乎都有台风形成。这在其它地区还没有这种情况。7—10月台风发生最多，这与该地区季风槽活跃密切有关。当季风槽的位置位于正常位置之北，或向东扩展到正常位置以东时，台风发生频率最多。在10—12月，季风槽有时延伸到180°或以东，使一些风暴在马绍尔群岛地区形成。由于秋季季风槽在南海地区呈东西向通过，热带风暴频数最多。热带辐合区形式是多样的，结构也很复杂，与地理区域的特点和气流特征有关系。例如海洋上和陆地上就不同。同样在海洋上，东西太平洋就不同。在西太平洋地区，辐合带是向南或西南倾斜的，主要的上升气流发生在这个倾斜面切变带内，云区也主要出现在这个上升气流带内。

其基本特征与过去Sawyerl³4.给出的相似。在辐合区低层是辐合气流，高空是辐散气流。最近根据地球同步卫星资料也证明了辐合区这种高低空气流结构。在1969年11月由卫星推出的太平洋高低空流场图上，在东太平洋热带地区南北半球低层各有一条气流汇合区存在，而在高层，在南北半球的辐合区上空都是辐散气流，它们都流向赤道，在赤道上空形成气流辐合区，与赤道干区相对应，显然这里盛行下沉气流。热带辐合区内有大量的凝结潜热释放。计算表明它制造的有效位能足以克服热带哈得来环流中动能的摩擦消耗，囚而热带辐合区是热带大气环流的主要推动机制。热带辐合区是怎样产生和维持的呢?目前主要有三种看法。

一是与第二类条件不稳定(CISK)有关。Charney根据CISK机制提出了热带辐合区的增长机制[361.其方式与CISK不稳定机制决定的热带低压的增长相似[3]。如果宽广的东风气流具有一个扰动，由于边界层摩擦辐合作用，低层气旋性涡度的增加使质量和水汽的垂直吸入增加，结果凝结潜热释放增加，增强了对流层中上层的力管场，这又使低空辐合增加，它把赤道地区角动量大的空气带到北边与来自较高纬度的角动量低的空气相并置和接触，使气旋性涡度进一步增加，垂直运动和积云对流增加，以此循环下去可产生一条热带辐合区。Charney先后用一维数值模式和全球非线性模式研究了热带辐合区的形成，无论从最大增长率、出现纬度、宽度，云区分布上都与实际情况较为接近。

海温

Pike[38]认为热带辐合区与海温有关。他利用多层模式研究了海面温度对辐合区的作用。他得到辐合区经常离开赤道，其移动总是与最暖的海温纬度相联系，这表明海面温度在确定辐合区纬度上是一个重要因子。第三种看法认为辐合区与赤道波扰动有关。Holton认为热带辐合区不是一种稳定的大气状态，而是纬向传播着的扰动产生的云团的位置，这些云团主要沿离赤道5°—10°的地区移动。这种观点与每日辐合区的特征和变化情况更符合。

在热带辐合区上经常发生一些气旋性涡旋，有时沿一条辐合区同时可形成几个涡旋。在季风槽以北2°—4°地区，水平切变达到最大值，这里风场的垂直切变也很小，根据第二类条件不稳定(摩擦偏转、对流、吸入、辐合、高空自动流出等)最易发生涡旋。观测表明80—85%的扰动都产生在无风带赤道槽之北2°—4°内。由于辐合区的强水平切变对于涡旋产生有这样重要作用，所以有人主张正压不稳定是这些扰动发展的能源。新田等[401.Lips'411.谢义炳等根据实际观测资料计算，认为这种机制是可能的。不稳定波长是2000公里，与实际情况比较一致。

后来Batesf⁴3同时考虑了在正压不稳定和CISK机制作用下辐合带中扰动的增长问题，他得到最不稳定的波长也是2000公里。在初始阶段，大部涡旋动能通过雷诺应力由平均气流得到，以后在正压和CISK机制共同作用下增长，最后当扰动达到成熟阶段后，CISK机制成为主要能源，即以由凝结潜热制造的有效位能的直接转换为主，这时它比正压转换大一个量级，比平均温度的斜压转换大2个量级。在季风槽以南是西南或偏西气流，在东南亚、南亚和西太平洋地区最明显。这支气流也称赤道西风。有时人们认为它是印度西南季风向东扩展的结果，所以仍用西南季风来称这支气流。实际上气流主要是自西向东的，而不是自西南向东北的。西南季风主要盛行于印度半岛和中南半岛，并限于低层。赤道西风的存在早已为气象工作者所知悉，但作为低纬度一支基本气流还是近20年的事。

五十年代初期，鉴于赤道西风比信风时空多变，所以有人把它看作一系列涡旋南边流场平均得出的西风。后来随着资料的增多，人们发现低纬度的西风是大范围的，约占赤道附近整个纬圈的2/5.并且比较稳定，尤其是在印度洋和南亚，呈现基本气流的性质，这用上述五十年代初期的看法是不能解释的。陶诗言和陈隆勋[40也曾指出，西风是东亚和西太平洋热带地区的一支基本气流。西风厚度可达5—6公里，最大风速层在1—3公里间，最大风速在20米/秒以上。赤道西风的稳定度在海洋上小于60%,在大陆上更低，故一般比信风更为多变。赤道西风对于热带辐合区的形成、北推和强度变化有十分密切的关系，具体过程将在以后说明。

谢义炳等[45曾对东南亚西风的一些特征及其与台风发生的关系进行过一些统计研究。他们发现，赤道西风的强度变化由印度洋到西太平洋基本上具有一致性，印度南部上空西风增强时东南亚上空西风也增强，由西向东变化时间有落后现象。夏季大多数台风是发生在赤道西风向东增强的时期，主要是在西风越过菲律宾南部以后。

台风大多数发生在西风和偏东信风交界面上。另外他们还注意到，赤道西风有一部分是来自印度洋，并不完全来自南半球。关于赤道西风的起源问题现在还没有肯定的结论。早期归因于季风效应。一般认为夏季南半球信风被吸向受热大陆的热低压中，在通过赤道后受地转偏向力作用折向后变成西风。但是近年来的观测事实和理论研究表明，这种解释是不十分正确的。观测事实明确指出，从东南信风改变为西南风在印度洋大部分地区发生在赤道以南2°—3°S的地区，极端情况下可在10°S折向。另外，通过计算，还指出，在7月的一天，通过印度半岛西岸输入到印度半岛的水汽量为通过赤道输送量值的2—3倍，可见6公里以下通过印度半岛向东流去的大部分空气是起源于北半球。

另外观测事实也表明，在赤道两边一些地区(如几内亚湾)全年盛行西风，不存在跨越赤道折向的问题。最近，Findler[46-48]的工作引起了人们的重视。他证实了夏季在印度洋西部和东非存在着类似低空急流的持续高速气流，在对流层下部(一般在600—2500米间)可达50米/秒。高速气流包含有来自南半球的空气，它们可能起源于南半球副热带反气旋东端爆发的冷空气气流。这支气流的脉动与印度半岛西部降水的脉动有对应关系。在7月，这支气流每天输送7.68×10²米·吨/天的空气，约占对流层下部整个赤道地区跨赤道气流输送16.20×10²米·吨/天的一半。因而低空急流是半球间交换和大气环流的主要成员。

根据Findler的结果看，在北半球夏季跨赤道气流实际上集中在印度洋西部的低层大气中，而在整个印度洋上并没有明显的跨赤道气流，西风主要来自北半球。最近有人进一步指出[49],除了上述跨赤道气流外，在90°—100°E和125°E附近可能还有两支明显的跨赤道气流，它们对南海和西太平洋台风的发生有密切关系。因而经典的信风跨赤道变成季风的经典概念必须修正。

热带辐合带的天气特征

气流辐合和对流活动： 在热带辐合带区域内，气流强烈辐合，导致对流活动非常旺盛，这是由于暖湿空气上升形成的。

季节性和短期变化： 热带辐合带的位置随季节变化而移动，这种移动与大气环流的调整变化密切相关。

台风和风暴的发展： 热带辐合带的变动和强度变化与台风的发生、发展和移动密切相关，这表明它对热带气旋的形成有重要影响。

降水特征： 在夏季，热带辐合带可以影响到华南地区的降水模式，导致雨量分布不均、强降雨分散但爆发性强、短时雨量大的特征。

卫星云图表现： 在卫星云图上，热带辐合带表现为由许多大小不同的对流云团组成，这些云团与云团之间夹有大小不一的晴空区或少云区。

这些特征使得热带辐合带成为影响热带地区天气变化的主要系统之一。