¿Por qué truena cuando llueve?
Tormenta: Una tormenta es una tormenta local causada por fuertes nubes cumulonimbos, acompañada de relámpagos, truenos y fuertes aguaceros. Los relámpagos y los truenos sin precipitación se denominan tormentas secas. Cuando pasa una tormenta, los elementos meteorológicos y los fenómenos meteorológicos cambiarán drásticamente, como un fuerte aumento de la presión del aire, un cambio brusco en la dirección del viento, un fuerte aumento de la velocidad del viento, una caída repentina de la temperatura y luego fuertes lluvias. Las tormentas severas pueden incluso provocar desastres graves como granizo y tornados.
Por lo general, las tormentas acompañadas de aguaceros se denominan tormentas generales, y las acompañadas de fuertes lluvias, fuertes vientos, granizo, tornados y otros fenómenos meteorológicos severos se denominan tormentas severas. Ambos están formados por intensas nubes cumulonimbos llamadas nubarrones. El proceso de tormenta no es solo una nube de tormenta, sino que consta de varias o varias células de tormenta en diferentes etapas de desarrollo. Aunque estas células de tormenta están en la misma nube de tormenta, cada célula tiene una circulación independiente en la nube, pero todas han pasado por la etapa de desarrollo (el aire ascendente fluye a través de la nube) y la etapa de madurez (precipitación y arrastre de precipitación en la nube). ).
La actividad de las tormentas tiene ciertas características regionales y estacionales. Según las estadísticas, las tormentas ocurren con más frecuencia en latitudes bajas que en latitudes medias, y más en latitudes medias que en latitudes altas. Esto se debe a que las latitudes bajas son cálidas y lluviosas durante todo el año, y el aire está en un estado cálido, húmedo e inestable, lo que facilita la formación de tormentas. Durante la mitad del verano del año en latitudes medias, la atmósfera cerca de la superficie se vuelve más cálida y húmeda, y aumenta la inestabilidad de la estratificación atmosférica. Al mismo tiempo, la actividad del sistema meteorológico es frecuente y hay más tormentas. Las latitudes altas tienen bajas temperaturas, baja humedad, atmósfera relativamente estable y raras tormentas. Para una misma latitud, las tormentas generalmente ocurren con más frecuencia en las zonas montañosas que en las llanuras, y con mayor frecuencia en las zonas del interior que en las costeras. Las tormentas ocurren con mayor frecuencia en verano, seguidas de primavera y otoño, y rara vez ocurren en invierno, excepto en áreas cálidas y húmedas.
El movimiento de las tormentas se ve muy afectado por las condiciones geográficas. En las zonas montañosas, las tormentas suelen moverse a lo largo de las montañas. Si las montañas no son altas, pueden atravesarlas fuertes tormentas. En las zonas costeras, fluviales y lacustres, debido a las bajas temperaturas de la superficie del agua durante el día, a menudo se producen corrientes descendentes locales que debilitan o incluso desaparecen las tormentas. Sin embargo, algunas tormentas débiles a menudo no pueden cruzar el agua y moverse a lo largo de la costa, pero por la noche la tormenta puede intensificarse.
Segunda pregunta:
Sistemas climáticos tropicales: Los trópicos meteorológicos son la zona entre la guía del hemisferio norte y la cresta de alta presión subtropical. A medida que la cresta del alto subtropical se mueve hacia el norte y el sur con las estaciones, la ubicación y extensión del margen tropical también cambia estacionalmente. Por lo general, el área dentro de los 30 grados de latitud norte y sur se llama trópico y representa aproximadamente la mitad del área global. La mayor parte es océano, que es el área de ganancia neta de calor en la Tierra. La atmósfera inferior se encuentra a menudo en un estado de alta temperatura, alta humedad e inestabilidad. Al mismo tiempo, los trópicos también son áreas donde el flujo de aire converge y asciende. Estas condiciones térmicas y dinámicas favorecen el vigoroso desarrollo de sistemas de nubes convectivas y la agregación de sistemas de nubes convectivas en nubes enormes. Son los antecedentes y las condiciones para la aparición y las actividades de sistemas climáticos desastrosos.
(1) Zona de Convergencia Intertropical
La Zona de Convergencia Intertropical es una estrecha zona de convergencia formada por la intersección de los vientos alisios en los hemisferios norte y sur. También se llama convergencia ecuatorial. zona. Debido a que la presión en la zona de convergencia es menor que en áreas cercanas, alguna vez se la llamó depresión ecuatorial. La Zona de Convergencia Intertropical es uno de los sistemas climáticos a gran escala importantes en los trópicos y se distribuye en un cinturón discontinuo alrededor de la Tierra. Su ascenso, caída, intensidad, movimiento y cambios tienen un gran impacto en los cambios climáticos a largo, mediano y corto plazo en los trópicos.
La Zona de Convergencia Intertropical se divide en dos tipos según sus características de convergencia de flujos de aire: una es la zona de convergencia de flujos de aire formada por la intersección de los vientos alisios del noreste y los vientos ecuatoriales del oeste en el hemisferio norte en verano, porque esta zona de convergencia está activa en El área de los monzones se llama zona de convergencia de los monzones; la otra es la zona de convergencia formada por la intersección directa de los vientos alisios en los hemisferios norte y sur, que se llama zona de convergencia de los vientos alisios, como se muestra en Figura 5.21.
La posición de la Zona de Convergencia Intertropical se mueve hacia el norte y el sur con las estaciones, pero la amplitud del movimiento no es igual en diferentes regiones. Principalmente activo en las zonas de convergencia de los vientos alisios del Pacífico oriental, Atlántico y África occidental, el rango de movimiento es pequeño y se ubica en el hemisferio norte la mayor parte del año, mientras que las zonas de convergencia de los monzones de África oriental, Asia y Australia son mayores; Los cambios estacionales y se ubican en el hemisferio sur, el verano se traslada al hemisferio norte. En algunos años, de junio a octubre de 65438, apareció una zona de convergencia monzónica (doble zona de convergencia intertropical) en los hemisferios sur y norte, que está estrechamente relacionada con la distribución marítima y terrestre y las características topográficas del área activa.
La Zona de Convergencia Intertropical generalmente sólo existe en la troposfera media y baja. El eje de la zona de convergencia del monzón se inclina hacia el sur o suroeste con la altura, porque la mayoría de los vientos ecuatoriales del oeste aparecen debajo de la capa de 500 hPa.
Por otro lado, las zonas de convergencia de los vientos alisios ubicados en el océano casi coinciden en diferentes altitudes porque hay poca diferencia de temperatura y humedad entre las dos corrientes de aire que se cruzan y porque los efectos geostróficos desaparecen cerca del cinturón ecuatorial.
La Zona de Convergencia Intertropical, especialmente la Zona de Convergencia Intermonzónica, es la zona con mayor concentración de vapor de agua y calor en latitudes bajas. Su precipitación media mensual es de 300-400 mm, y la gran cantidad de calor latente. Liberado por la condensación del vapor de agua se convierte en la zona más concentrada. Una vez que la Zona de Convergencia Intertropical se calienta, estimula la formación de sistemas climáticos tropicales como nubes convectivas y ciclones tropicales. En las imágenes de satélite, la zona de convergencia intermonzónica suele aparecer como un gran cinturón de nubes de este a oeste compuesto de nubes discretas que se extienden a lo largo de miles de kilómetros.
(2) Las ondas del este
son fluctuaciones causadas por la perturbación del flujo de aire profundo del este en el lado sur del máximo subtropical (hemisferio norte). La longitud de onda es generalmente de 1000 a 1500 km, y la más larga es de 4000 a 5000 km. La altura de extensión es generalmente de 6 a 7 km y parte de ella llega a la tropopausa. La intensidad máxima se produce entre 700 y 500 hPa. El ciclo es de 3-7 días. La velocidad de movimiento es de unos 20-25 km/h.
Las olas del este generalmente se caracterizan por una cizalladura entre los vientos del noreste y del sureste. Su estructura varía de una región a otra. En el Atlántico occidental y el Mar Caribe, las ondas tropicales tienen forma de V invertida, con el eje de la onda inclinándose hacia el este con la altura. El viento del noreste sopla delante de la vaguada y el viento del sureste sopla detrás de la vaguada. Hay un área de corriente descendente divergente frente a la vaguada, la capa húmeda es delgada y solo se generan algunos pequeños cúmulos o cielo despejado. Hay un área de corriente ascendente convergente detrás de la vaguada, donde una gran cantidad de vapor de agua se transporta hacia arriba y la capa húmeda es espesa, formando nubes y lluvia. Este patrón se produce porque la velocidad del viento del este en la troposfera media y baja disminuye al aumentar la altitud.
Las ondas del este del Pacífico occidental se generan principalmente en la parte oriental del Pacífico occidental, con una longitud de onda promedio de aproximadamente 2 000 km y una velocidad de movimiento de aproximadamente 25-30 km/h debido a los vientos del este. niveles bajos y vientos del oeste en niveles altos en el Pacífico occidental oriental, el eje de la onda del este está hacia el este, aparece clima lluvioso en la convergencia del flujo de aire y el área ascendente detrás de la vaguada. Cuando una onda tropical se mueve hacia las partes occidental y meridional del Pacífico occidental, debido a los frecuentes vientos ecuatoriales del oeste en los niveles inferiores, la onda tropical puede alcanzar la troposfera media y superior, y es más clara entre 400 y 200 hectopascales. Y a medida que aumenta la altura, el eje de la onda tropical se inclina gradualmente hacia el oeste. Como resultado, el flujo de aire frente a la depresión converge y sube, y la capa húmeda es espesa, nublada y lluviosa. El flujo de aire detrás de la depresión diverge y se hunde, la capa húmeda es poco profunda y está soleada. Las ondas tropicales en el Pacífico occidental a menudo afectan el sur de China, los tramos medio e inferior del río Yangtze y el este de Asia, provocando fuertes lluvias y vientos. Las ondas tropicales fuertes pueden tener una circulación cerrada, lo que reduce la presión del aire, aumenta el viento central e intensifica las precipitaciones. Una onda tropical también puede convertirse en un ciclón tropical en las condiciones adecuadas.
(3) Nubes tropicales
A partir de imágenes de satélite se descubre que hay una gran cantidad de nubes convectivas profundas con un diámetro de 100 ~ 1000 km en las áreas tropicales, llamadas cúmulos de nubes. . Es difícil analizar los sistemas meteorológicos correspondientes a los cúmulos de nubes en los mapas meteorológicos, pero la mayoría de los sistemas meteorológicos, como las ondas del este y los ciclones tropicales, se desarrollan sobre la base de cúmulos de nubes. En las zonas por donde pasan las nubes suelen producirse fuertes vientos y fuertes lluvias.
Las nubes se pueden dividir en tres tipos según su escala y área: ① Las nubes monzónicas, llamadas así porque están relacionadas con la actividad monzónica del suroeste, son las nubes más grandes de la Tierra. Tiene 10 latitudes de ancho de norte a sur y 20 a 40 latitudes de largo de este a oeste. Se encuentra principalmente en el Océano Índico tropical y el sudeste asiático. Las nubes de invierno se ubican entre 5 y 10° N, comienzan a moverse hacia el norte con el monzón a mediados de junio y se mueven entre 20 y 30° N en agosto. Las depresiones monzónicas suelen aparecer en las nubes y, a veces, pueden convertirse en tormentas en la Bahía de Bengala, provocando fuertes lluvias. (2) Las nubes ordinarias aparecen a menudo en la Zona de Convergencia Intertropical del océano, con una escala de más de cuatro latitudes, y suelen ser los embriones iniciales de sistemas climáticos como los ciclones tropicales y las ondas del este. Este tipo de nubes tiene un mayor impacto en zonas costeras como el sur y el este de China y pueden provocar fuertes lluvias. ③Las nubes de pequeña escala (nubes de palomitas de maíz) están compuestas por algunas nubes cumulonimbos con una escala horizontal de 50 × 50 km. Cada grupo de nubes cumulonimbos está compuesto por alrededor de 65,438+00 nubes cumulonimbos. Aparecen principalmente en áreas tropicales de América del Sur y mi país. En el sur del Tíbet, los cambios diurnos son evidentes.
Este grupo de nubes está compuesto por sistemas de nubes convectivas medianas con una escala de 10-100 km y sistemas de nubes convectivas pequeñas con una escala de 4-10 km y una vida útil de 30 minutos a varias horas. En el proceso de movimiento con el viento predominante, a menudo se forman sistemas de nubes convectivas de tamaño pequeño y mediano en el lado de barlovento y desaparecen en el lado de sotavento. Se metabolizan constantemente, pero a menudo permanecen estacionarios en la superficie del mar con temperaturas más altas. Los sistemas de nubes se acumulan y se producen fuertes lluvias.
(4) Ciclón tropical
El ciclón tropical es un fuerte vórtice ciclónico con una estructura central cálida formado en el océano tropical.
Cuando llega, a menudo trae fuertes vientos, fuertes lluvias y mares agitados, que son extremadamente destructivos y amenazan la vida y la propiedad de las personas. Este es un clima desastroso. Al mismo tiempo, los ciclones tropicales también traen abundantes lluvias, lo que resulta beneficioso para reducir o aliviar las sequías en pleno verano. Son el sistema meteorológico más importante en los trópicos.
1. Clasificación
La intensidad de los ciclones tropicales varía mucho. En consecuencia, los nombres y niveles estándar internacionales de los ciclones tropicales son:
(1) Tifón (huracán): la velocidad máxima del viento cerca del centro del suelo es ≥32,6 m/s (es decir, la velocidad del viento la fuerza es superior a 12).
(2) Tormenta tropical: la velocidad máxima del viento cerca del centro del suelo es de 17,2 a 32,6 metros/segundo (es decir, fuerza del viento de 8 a 11). Entre ellos, la velocidad máxima del viento cerca del centro de la tierra es de 24,5 a 32,6 metros/segundo (fuerza del viento de 10 a 11), lo que se denomina tormenta tropical severa.
(3) Depresión tropical: La velocidad máxima del viento cerca del centro del suelo es de 10,8-17,1 m/s (fuerza del viento 6-7).
China comenzó a adoptar regulaciones internacionales en 1989. Anteriormente, el departamento meteorológico de mi país había estipulado que la velocidad máxima del viento cerca del centro de la tierra en un ciclón tropical es de 17,2 a 32,6 metros/segundo (es decir, la fuerza del viento es de 8 a 11), lo que se denomina tifón. La velocidad máxima del viento ≥32,6 m/s (fuerza del viento superior a 12) se denomina tifón fuerte; la velocidad máxima del viento de 10,8 a 17,1 m/s (fuerza del viento 6-7) se denomina depresión tropical.
Para identificar y rastrear mejor las tormentas tropicales y los tifones con vientos fuertes, a menudo se les asigna un nombre o un número. Según las regulaciones del Departamento Meteorológico de China, las tormentas tropicales y los tifones que aparecen al oeste de los 150 de longitud este y al norte del ecuador cada año se numeran en el orden de aparición. Por ejemplo, la tormenta tropical N° 9306, la tormenta tropical severa N° 9304 y el tifón N° 9302 se refieren a la tormenta tropical N° 6, la tormenta tropical severa N° 4 y el tifón N° 2 que aparecieron al oeste de 150 de longitud este en 1993. .
2. Tifón
El alcance de un tifón se suele medir por el diámetro de las isobaras cerradas más exteriores. El alcance de la mayoría de los tifones es de 600 a 1.000 kilómetros, el más grande es de 2.000 kilómetros y el más pequeño es de sólo unos 100 kilómetros. La altura de circulación del tifón puede alcanzar entre 12 y 16 km, y la intensidad del tifón está determinada por la velocidad media máxima del viento en el suelo cerca del centro del tifón y la presión mínima al nivel del mar en el centro del tifón. La velocidad del viento de la mayoría de los tifones es de 32 a 50 m/s, y los más grandes son de 110 m/s o incluso más. La presión del aire en el centro de un tifón es generalmente de 950 hectopascales, siendo la más baja de 920 hectopascales y algunas de solo 870 hectopascales.
Los tifones ocurren principalmente en la superficie del océano con temperaturas del mar más altas entre 5 y 20 grados de latitud norte, principalmente en ocho áreas marítimas (Figura 5.22), a saber, el oeste y el este del Pacífico Norte en el hemisferio norte, el oeste Atlántico Norte, la Bahía de Bengala y Hay cinco áreas marítimas en el Mar Arábigo, y tres áreas marítimas en el hemisferio sur: el Pacífico Sur occidental, el Océano Índico Sur occidental y oriental. Cada año se producen alrededor de 80 tifones (incluidas las tormentas tropicales), más de la mitad de los cuales ocurren en el Pacífico Norte (alrededor del 55%), el 73% en el hemisferio norte y sólo el 27% en el hemisferio sur. No hay tifones en el Atlántico Sur ni en el Pacífico Sudeste.
Los tifones en el hemisferio norte (excepto la Bahía de Bengala y el Mar Arábigo) ocurren principalmente de julio a octubre, cuando las temperaturas del mar son relativamente altas, y en el hemisferio sur, de junio a marzo, cuando las temperaturas del mar son relativamente altas. son altos y se reducen significativamente en otras temporadas (Tabla 5.7).
(1) Estructura: Un tifón es un vórtice ciclónico poderoso y profundo y un tifón maduro. La capa inferior se divide en tres áreas según la velocidad del flujo de aire convergente: ① El círculo exterior también se llama área de viento fuerte, con un radio de aproximadamente 200-300 km desde el borde del tifón hasta el borde exterior del vórtice. Su característica principal es que la velocidad del viento aumenta bruscamente hacia el centro y la fuerza del viento puede alcanzar el nivel 6 o superior. ② El círculo medio también se llama área del vórtice. El radio desde el borde del área de viento fuerte hasta la pared del ojo del tifón es de aproximadamente 100 km. Es el área con la convección, el viento y la lluvia más fuertes y el poder más destructivo. ③El círculo interior también se llama área del ojo del tifón y tiene un radio de aproximadamente 5 a 30 km. La mayoría de ellos son redondos y la velocidad del viento disminuye rápidamente o el viento está en calma.
La distribución vertical del campo de viento del tifón se puede dividir aproximadamente en tres capas: ① La capa de entrada de bajo nivel, desde el suelo hasta 3 km, el flujo de aire converge fuertemente hacia el centro y se produce la entrada más fuerte. en la capa límite planetaria por debajo de 1 km. Debido al efecto de la desviación geostrófica, el flujo de aire dentro del ciclón gira hacia adentro, cuanto más cerca está del centro del tifón, más corto es el radio de rotación, mayor es la curvatura de las isobaras y la fuerza centrífuga de inercia. aumenta en consecuencia. Como resultado, bajo la acción de la fuerza de desviación geostrófica y la fuerza centrífuga inercial, el flujo de aire entrante no puede llegar al centro del tifón, sino que se mueve fuertemente en espiral cerca de la pared del ojo del tifón.
② En la capa de corriente ascendente, de 3 km a aproximadamente 10 km, el flujo de aire se eleva principalmente a lo largo de la dirección tangencial alrededor de la pared del ojo del tifón, y la velocidad de aumento alcanza el máximo entre 700 y 300 HPA. ③ La troposfera exterior a gran altitud, desde los 10 km hasta la tropopausa (12-16 km), libera una gran cantidad de calor latente durante el ascenso, lo que hace que el centro del tifón sea más cálido que el área circundante. La fuerza del gradiente de presión horizontal en el tifón. disminuye gradualmente con la altura. Al alcanzar cierta altitud (unos 10-12 km). La salida de aire es aproximadamente igual a la entrada de aire en los niveles bajos; de lo contrario, el tifón se fortalecerá o debilitará.
El campo de temperatura en cada superficie isobárica de un tifón es una estructura central cálida casi circular. Puede verse en la Figura 5.23 que la distribución horizontal de la temperatura en los niveles bajos del tifón aumenta gradualmente desde la periferia hasta el área de los ojos, pero el gradiente de temperatura es muy pequeño. Esta estructura horizontal del campo de temperatura se hace evidente gradualmente con la altura, que es el resultado de la acción conjunta de la liberación de calor latente de la condensación en la zona de lluvia fuera de la pared del ojo y el hundimiento y calentamiento del aire en la zona del ojo.
(2) Clima: basándose en las imágenes satelitales de nubes y los ecos de radar de los tifones, se ha desarrollado un sistema maduro de nubes de tifones (Figura 5.24). Desde el exterior hacia el interior, son: ① El cinturón de nubes en espiral exterior está compuesto por estratocúmulos o cúmulos y gira en espiral hacia el tifón en un ángulo pequeño. Las bandas de nubes a menudo son arrastradas por los vientos de gran altitud y se convierten en "nubes voladoras". ②El cinturón de nubes en espiral interior compuesto por varios cumulonimbus o nubes cumulonimbus participa directamente en el tifón y forma precipitación. (3) La pared de nubes es un cinturón de nubes concéntrico que rodea el centro de un tifón y está formado por imponentes nubes cumulonimbos. La altura de la cima de las nubes puede alcanzar más de 12 kilómetros, lo que es como una imponente pared de nubes, lo que provoca condiciones climáticas adversas, como fuertes tormentas y lluvias. (4) El flujo de aire en el área de los ojos desciende y el clima está despejado y sin nubes. Si hay abundante vapor de agua en las capas inferiores, también se pueden formar algunos estratocúmulos y cúmulos debajo de la capa de inversión, pero el desarrollo vertical no es fuerte, hay muchos espacios entre nubes y generalmente no hay precipitaciones.
(3) Formación y desaparición: el mecanismo de formación y desarrollo de los tifones aún no se ha concluido por completo. La mayoría de los estudiosos creen que los tifones se desarrollan a partir de débiles perturbaciones tropicales. Cuando se genera un sistema de ciclones tropicales débiles en la superficie del océano de alta temperatura o sale del área periférica, el flujo de aire generará un componente que fluirá hacia el ciclón débil debido a la fricción, que recogerá el aire de alta temperatura y alta humedad. en la superficie del océano hasta el centro del ciclón y lo transporta a las partes media y superior con el movimiento ascendente. La condensación libera calor latente, calentando la columna de aire sobre el centro del ciclón, formando un núcleo cálido. La cálida retroalimentación hace que el aire sea más ligero, la presión en la superficie cae y la circulación ciclónica se fortalece. El fortalecimiento de la circulación aumenta aún más la convergencia friccional, aumenta el vapor de agua hacia arriba, continúa calentando la troposfera media y superior, y la presión superficial continúa disminuyendo, y así sucesivamente, hasta que se intensifica hasta convertirse en un tifón. De lo anterior se puede ver que un mecanismo importante para la formación y desarrollo de tifones es la formación del núcleo cálido de los tifones. La formación, el mantenimiento y el desarrollo del núcleo cálido requieren condiciones ambientales adecuadas y el campo de flujo que genera perturbaciones tropicales. Los dos están interconectados y son indispensables. Generalmente se cree que las condiciones ambientales y los campos de flujo adecuados para la formación de tifones son:
① Vasta superficie oceánica de alta temperatura: los tifones son sistemas climáticos muy violentos con una energía considerable, liberada principalmente por la condensación de grandes cantidades de vapor de agua se convierten a partir de calor latente, y la liberación de calor latente es el resultado del desarrollo inestable de la estratificación atmosférica. Por tanto, la inestabilidad de la estratificación atmosférica se ha convertido en un requisito previo importante para la formación y desarrollo de tifones. El grado de inestabilidad en la baja troposfera depende principalmente de la distribución vertical de la temperatura y la humedad en la atmósfera. Cuanto mayor es la temperatura y la humedad en la atmósfera inferior, mayor es la inestabilidad de la estratificación atmosférica. Por lo tanto, la vasta superficie del océano de alta temperatura se convierte en una condición necesaria para la formación y desarrollo de tifones. Según las estadísticas, los tifones generalmente no ocurren en océanos donde la temperatura de la superficie del mar es inferior a 26,5°C, mientras que es más probable que ocurran en océanos donde la temperatura de la superficie del mar es superior a 29-30°C. En la estación cálida (julio-65438+octubre) en latitudes bajas en el Pacífico Norte occidental, la temperatura de la superficie del mar puede alcanzar más de 30°C y hay abundante vapor de agua. Es la región con más tifones del mundo.
②Valores de parámetros geostróficos apropiados: el desarrollo y la expansión de la perturbación inicial en los trópicos depende de la acción de una cierta fuerza de desviación geostrófica, que gradualmente convierte el flujo de aire convergente en un vórtice horizontal giratorio ciclónico. . De lo contrario, si no hay fuerza de deflexión geostrófica o la fuerza de deflexión geostrófica es demasiado pequeña para alcanzar un cierto valor, el flujo de aire convergente horizontalmente puede llegar directamente al centro de baja presión, provocando acumulación de aire y llenado del centro, lo que resulta en debilitamiento o falla del ciclónico. formación de vórtices. Según los cálculos, F sólo puede alcanzar un valor determinado en zonas situadas a cinco latitudes del ecuador, lo que favorece la formación de tifones. De hecho, la mayoría de los tifones ocurren entre los 5 y 20 grados de latitud.
③La cizalladura vertical del flujo de aire debe ser pequeña: para permitir que el calor latente se acumule en la misma columna vertical sin difundirse, la cizalladura vertical del flujo de aire básico debe ser pequeña. De lo contrario, si la diferencia entre la velocidad del viento alta y baja es demasiado grande o la dirección del viento es opuesta, el calor latente fluirá rápidamente, lo que no favorece la formación y el mantenimiento del núcleo caliente y, por tanto, no favorece la desarrollo de un tifón.
Según las estadísticas, los tifones se forman principalmente entre las isobaras de 200 hPa y 850 hPa, y la diferencia de velocidad del viento es inferior a 10 m/s. La cizalladura vertical de la velocidad del viento en el Pacífico occidental es muy pequeña durante todo el año, e incluso menor en verano. por eso los tifones ocurren con frecuencia. En la Bahía de Bengala y el Mar Arábigo en el norte del Océano Índico, el monzón suroeste de verano está en el nivel inferior, y la fuerte corriente en chorro del este en el lado sur del Alto Tibetano está en el nivel superior. La cizalladura vertical del viento es alta y la posibilidad de que se produzca un tifón es baja. En primavera y otoño, la cizalladura vertical del viento es menor y los tifones ocurren con mayor frecuencia.
(4) Campo de flujo adecuado: si la gran cantidad de energía inestable acumulada en la atmósfera puede liberar la energía cinética que aún no se ha convertido en tifones está estrechamente relacionado con el inicio e inducción de campos de flujo favorables. . Las imágenes de nubes satelitales muestran que hay un sistema de perturbaciones frente al tifón, y la perturbación se convierte en un tifón. Esto se debe a que las perturbaciones en la atmósfera inferior tienen un fuerte campo de convergencia y la atmósfera superior tiene un campo de divergencia, lo que favorece la liberación de calor latente. Especialmente cuando la intensidad del campo de flujo de aire divergente en la atmósfera superior es mayor que la perturbación en la atmósfera inferior, la perturbación en la atmósfera inferior se intensificará y gradualmente se convertirá en un tifón. La Zona de Convergencia Intertropical y la onda del este son sistemas de convergencia de flujo de aire que fácilmente generan vórtices débiles y se convierten en campos de flujo favorables para la formación y desarrollo de tifones.
Desde una perspectiva global, la generación de tifones tiene ciertas características regionales y estacionales.
Las principales condiciones para la desaparición de los tifones son que el suministro de aire de alta temperatura y alta humedad no se puede sostener, los campos de flujo de convergencia a baja altitud y divergencia a gran altitud no se pueden mantener, y la La cizalladura vertical de la velocidad del viento aumenta. Generalmente hay dos formas de provocar estas situaciones: primero, después de que el tifón toca tierra, el aire de alta temperatura y alta humedad no se puede reponer continuamente y se pierde la energía necesaria para mantener una convección fuerte. Al mismo tiempo, la fricción de bajo nivel se fortalece, el flujo de aire interno se fortalece y el centro del tifón se llena, se debilita o incluso desaparece gradualmente. En segundo lugar, después de que el tifón se desplaza a la zona templada, el aire frío lo invade, destruyendo la estructura central cálida del tifón y convirtiéndolo en un ciclón extratropical.
(4) Movimiento y trayectoria
La dirección y velocidad del movimiento del tifón dependen de la fuerza que actúa sobre el tifón. La fuerza se divide en fuerza interna y fuerza externa. La fuerza interna es la fuerza resultante de norte a oeste generada por la diferencia en la deflexión geostrófica causada por la diferencia de latitud entre el norte y el sur dentro del alcance del tifón. Cuanto mayor sea el alcance del tifón, más fuerte será la velocidad del viento y mayor será la fuerza interna. La fuerza externa es la fuerza ejercida por el campo de flujo del entorno externo sobre el vórtice del tifón, es decir, la fuerza guía del cinturón básico de flujo de aire del este en el lado sur del alto subtropical en el hemisferio norte. Las fuerzas internas desempeñan principalmente un papel en la generación inicial de tifones, mientras que las fuerzas externas son la fuerza dominante en el control del movimiento de los tifones, por lo que los tifones básicamente se mueven de este a oeste. Debido a la influencia de factores como la forma, la ubicación y los cambios de intensidad de las altas presiones subtropicales, las trayectorias de movimiento de los tifones no son uniformes y se vuelven diversas. Tomando como ejemplo la trayectoria de movimiento de los tifones en el Pacífico Norte occidental, generalmente hay tres trayectorias de movimiento (ver Figura 5.25).
① Trayectoria de movimiento hacia el oeste: cuando la dorsal del Pacífico Norte se mueve de este a oeste y es fuerte y estable, o cuando el máximo subtropical del Pacífico Norte continúa extendiéndose hacia el oeste, el tifón se mueve de este a oeste desde Filipinas y aterriza en la isla de Hainan o Vietnam a través del Mar de China Meridional.
② Trayectoria noroeste: Cuando la dorsal del Pacífico Norte está de noroeste a sureste, el tifón se desplaza de este a noroeste de Filipinas, pasa por Iwo Jima y toca tierra en Jiangsu y Zhejiang o cruza Taiwán en Zhejiang y Provincias de Fujian. Desembarco provincial en el estrecho. Este camino tiene un gran impacto en China, especialmente en el este de China.
③Ruta de dirección: cuando la alta presión subtropical del Pacífico Norte retrocede hacia el este, el tifón se mueve hacia el noroeste desde el mar al este de Filipinas y luego gira hacia el noreste, con una trayectoria parabólica. Tiene un gran impacto en las zonas costeras orientales de China y Japón.
Además, algunos tifones tienen trayectorias especiales, como balancearse hacia la izquierda y hacia la derecha o girar durante su movimiento. Obviamente, esto está relacionado con las condiciones de circulación en ese momento.
La velocidad media de un tifón es de 20 a 30 km/h. Al girar, la velocidad primero disminuye y luego aumenta.