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热带气旋
热带气旋是发生在热带亚热带地区海面上的气旋性环流，由水蒸气冷却凝固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守恒原理也使热带气旋的云系围绕着中心旋转。在北半球，热带气旋沿逆时针方向旋转，在南半球则以顺时针旋转。 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其中一个组成部分，能够将热能由赤道地区带往较高纬度。
[编辑] 惯用称呼不同的地区习惯上对热带气旋有不同的称呼。西北太平洋沿岸的中国、韩国、日本、台湾、越南与菲律宾等地，习惯上称当地的热带气旋为“台风”。而大西洋和东北太平洋沿岸地区则习惯按照强度称当地的热带气旋为热带低气压、热带风暴或飓风（Hurricane）。气象学上，则只有风速达到某一程度的热带气旋才会被冠以“台风”或“飓风”等名字。 南半球在不引致误会时，间中会采用“气旋”（英语：Cyclone）一字作“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。澳大利亚曾称当地的热带气旋为“威利威利”（willy willy），但按现今澳大利亚气象局的用词规范，“willy willy”是指尘卷。 [编辑] 结构
一个成熟的热带气旋有以下的部分：
[编辑] 生成[编辑] 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5×1013至2×1014焦耳的能量，[11]比所有人类的发电机加起来高二百倍，[11]或等于每二十分钟引爆一颗一千万吨的核弹。[12] 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[13]，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。[14]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。[11] 热带气旋因此能够取得足够的能量自给自足，这是一个正反馈的循环，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，[15]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。[15]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。[16] 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戏剧性地下降。[17] 
[编辑] 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[18]。热带气旋的能量来自水蒸气凝固时放出的潜热。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六个条件，但热带气旋也可能在这六个条件不完全具备的情况下生成。
[编辑] 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摄氏度以上。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。[21]但热带气旋也有可能在这个地区形成，例如2001年的台风画眉和2004年的热带气旋Agni。 [编辑] 由温带气旋或亚热带气旋转成若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。 [编辑] 运动[编辑] 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[22]博士（Dr. Neil Frank）形容为“叶子被水流带动”。[23] 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。[23]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。[24]东风波是这区域很多热带气旋的前身，[25]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。[19] [编辑] 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，此加速度乘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 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。[26][27] 科氏力也使气旋系统在没有强引导气流影响下移向两极。[28]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。 [编辑] 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，由于质量增加而角动量不变，因此导致气旋旋转时的角速度大大地增加。[29] 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。[13]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。[30] 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。 [编辑] 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。 [编辑] 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而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。[31] [编辑] 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。[32] [编辑] 消散[编辑] 消散原因
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热带气旋一般在以下情况减弱消散，或丧失热带特性。
[编辑] 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年的飓风黛比（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。[36]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：
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。[38] [编辑] 影响[编辑] 负面影响
成熟的热带气旋释放的功率可达6x1014瓦，[11]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：
热带气旋也为登陆地造成若干间接破坏，包括：
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，使香港的气温由摄氏26度急速下降至9度以下，冬季提早降临。 [编辑] 正面影响[编辑] 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和美国西南带来雨水；[41]日本甚至全年近半的雨量都是来自热带气旋。[42] [编辑] 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。[43]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。 [编辑] 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。 [编辑] 观测与预报
[编辑] 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。[44]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。[45] 
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。[46] [编辑] 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 | |||||||||||||||||||||||
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