1 简介
热带气旋，在西半球也被称为“飓风”，在西北太平洋被称为“台风”，在南太平洋和印度洋被称为“气旋”，是围绕低压中心旋转的强烈大气涡旋。每年，世界各地会发生 70-100 个已命名的热带气旋。热带气旋强度主要通过其最大持续风速（Vmax）来衡量，通常分为七个强度类别，包括热带低气压（Vmax ≤ 38 mph）、热带风暴（Vmax 在 39-73 mph 之间）和 1-5 类飓风（Vmax ≥ 74 mph）。使用现代仪器记录到的最强烈的热带气旋是 1961 年北太平洋西部的台风南希，最大风速为 213 英里/小时。作为热带气旋规模和影响面积的衡量标准，引文2004 年），热带风暴级风（39 英里/小时）的平均半径约为 185 公里，而可感知风（5.7 英里/小时）的平均半径为 1200 公里（Knaff 等人，引文2014）。热带气旋的眼壁往往随高度的增加而向外倾斜，高层的眼壁一般比近地表的眼壁大(Stern et al.,引文2014）。对于 1831 年至 2019 年国际气候管理最佳追踪档案 (IBTrACS) 数据集中记录的 13348 个热带气旋（Knapp 等人，引文2010），平均平移速度为17.7 km h –1。热带气旋的平均生命周期略短于一周（6.2天），最长的热带气旋生命周期超过1个月（33天）。31% 的热带气旋、67% 的飓风和 92% 的大型飓风在其生命周期内都会经历快速增强，这被定义为最大风速在 24 小时内增加至少 34.5 英里/小时（30 节）。

有一系列讨论热带气旋研究历史的评论论文（例如 Bergeron，引文1954年；伊曼纽尔,引文2003年；伊曼纽尔,引文2018年；灰色的，引文1998年；蒙哥马利和史密斯，引文2017年；大山，引文1982年；里尔，引文1950），其中大多数都强调理论和模型研究。本文的目的是对热带气旋的观测和理论研究进行简要回顾，重点是观测工作。热带气旋是最致命、损失最惨重的天气相关灾害之一。1970 年的博拉气旋是有记录以来最致命的热带气旋，在东巴基斯坦和印度造成约 50 万人死亡（Fritz 等人，引文2009）。尽管技术有所改进，预警系统也取得了进步，但热带气旋仍然造成大量人员死亡，财产损失也不断增加。2008 年，纳尔吉斯热带气旋在孟加拉国造成 138,000 人死亡（Fritz 等人，引文2009年），而卡特里娜飓风（2005年）、热带风暴瓦石（2011年）、超级台风海燕（2013年）和飓风玛丽亚（2017年）的死亡人数分别为1836人、2546人、6329人、3057人（图。1）。2017 年，袭击美国 (US) 的三场重大飓风造成 2,680 亿美元的损失（NOAA NCEI，引文2018年），取消了美国当年GDP增​​长的60%。热带气旋造成的持续大量死亡和高额经济损失反映了热带气旋预测方面持续存在的长期挑战以及沿海地区人口暴露程度的增加（Klotzbach 等人，引文2018）。

预测热带气旋强度，特别是快速增强，仍然是大气科学中最棘手的挑战之一（Braun 等人，引文2018年；棕色的，引文2017年；考特尼等人，引文2019a ,引文2019b ; 德玛丽亚等人，引文2014年；亨德里克斯等人，引文2019年；拉帕波特等人，引文2012）。过去三十年来，热带气旋路径预报有了显着改善（Cangialosi，引文2018），但强度改善的速度较慢。更重要的是，预测快速加剧仍然极具挑战性（布朗，引文2017），最先进的热带气旋预报模型往往无法预测快速增强（图2）。

热带气旋研究的历史总结于图3。中国历史文献中记录的第一个热带气旋，也可能出现在世界各地的历史文献中，是公元 816 年袭击中国北部沿海城市密州的巨风（台风）（Louie & Liu，引文2003）。巨风是中文最早的热带气旋术语，意思是风的汇聚。历史文献提供了可追溯到十五世纪的热带气旋事件的宝贵记录（Callaghan & Power，引文2010年；切诺维斯,引文2006年；莫罗·德·乔内斯，引文第1822章 波伊,引文1855），并将在本文后面进行更详细的讨论。在更长的时间尺度上，古气候代理已被用来重建共同时代和整个全新世的热带气旋活动（Donnelly，Bryant 等人，引文2001年；唐纳利、罗尔等人，引文2001年；刘和费恩，引文1993年,引文2000；莫拉等人，引文2006年；斯科特等人，引文2003）。

基本的现代气象仪器，如雨量计、风速计、温度计和气压计均于1850年发明。在十九世纪和二十世纪初，有大量关于热带气旋路径、地面风、中心气压和地面降水的观测研究（例如鲍伊，引文1921；无车，引文第1849章 骑士,引文1893 ; 克莱恩,引文1915年；法西格,引文1928年；加里奥特,引文1898；金鲍尔，引文1915年；米切尔，引文1926；里德，引文1846年，引文第1849章 重量人，引文1919）。无车（引文1849）显示了 1847 年 4 月发生的飓风的路径图，包括表面风结构的描述（图4（A））。骑士 (引文1893）提出了可能是热带气旋结构的第一个示意图（图4(b))，这与当今的示意图非常相似（例如伊曼纽尔，引文2018年，见图15）。

从那时起，研究热带气旋的观测工具已经发展到包括高空探测、飞机飞行高度仪器、卫星红外和可见光传感器、机载雷达、卫星微波传感器和星载雷达、业务分析、再分析和古气候代理。利用这些观测数据集，对热带气旋气候学、气候变率、表面结构、高空结构、热/湿气/角动量/涡度预算和环境强迫进行了研究。基于这些观测研究，已经开发了关于热带气旋结构、最大潜在强度、形成和加强的理论和模型。

本文将组织如下。第 2 节将回顾热带气旋气候学和变率的观测研究。第 3 节将回顾热带气旋结构的研究。第 4 节将回顾热带气旋理论。第 4 节将回顾当前挑战和建议的未来方向。第 5 节。

2 热带气旋气候学和变率
a 气候学和经验成因指数
在卫星时代之前，有关热带气旋路径和强度的信息来自陆地站和船舶的地面报告。拜尔斯是最早构建全球热带气旋气候学的人之一（引文1944）。1943年后开始进行飞机侦察，仅限于西大西洋和​​西北太平洋部分地区。20世纪60年代和1970年代发射的气象卫星首次提供了热带气旋活动的全球覆盖（例如德沃夏克、引文1975年；萨德勒,引文1964）。已经开发了区域最佳轨迹数据集，例如国家飓风中心 (NHC) 北大西洋飓风数据库 (HURDAT/HURDAT2；Jarvinen 等人，引文1984年；朗诗富兰克林,引文2013），联合台风预警中心（JTWC）数据库（Chu et al.,引文2002），以及西南太平洋热带气旋增强档案（SPEArTC）数据库（Diamond 等人，引文2012）。全球 IBTrACS 数据库集成了所有可用来源的数据（Knapp 等人，引文2010）。

热带气旋是在大规模对流旋转环境内产生的对流耦合涡旋。热带气旋通常在季风槽和热带/亚热带辐合区内形成和传播。这些区域通常与对流扰动、温暖的海面温度（SST）、潮湿的对流层低层、表面风辐合和大的对流层低层涡度有关。基于观察和理论考虑，已经开发了经验成因指数，例如年度成因参数（YGP；格雷，引文1968年、1975年、引文1979），修正的年对流发生潜力指数（CYGP；Royer 等人，引文1998），创世潜力指数（GPI；Emanuel & Nolan，引文2004），以及蒂皮特等人。（引文2011）指数（TCS）。灰色的 （引文1968）利用当时可用的所有数据集构建了热带气旋成因和相关大规模海洋大气环境的综合全球气候学，并开发了 YGP 指数（另见 Gray，引文1975年，引文1979年，引文1998）。他表明，热带气旋的形成与六个参数密切相关：（1）科里奥利参数，（2）低层相对涡度，（3）对流层垂直风切变，（4）海洋热能，当海洋温度大于26°C 至 60 m 深度，(5) 地表与 500 mb 之间的等效位温差，以及 (6) 对流层中部的相对湿度。前三个参数指定动态势，而最后三个参数产生热势。CYGP（Royer 等人，引文1998）是YGP的一个变体，用对流势取代了YGP的热势，对流势是由模型输出或再分析的对流降水确定的。GPI（伊曼纽尔和诺兰，引文2004）还采用低层涡度、垂直风切变和对流层中层相对湿度作为预测因子，但也使用最大势强度（Bister & Emanuel，引文1998）作为对流预测因子。TCS（Tippett 等人，引文2011）指数是GPI的变体，用SST指数取代了最大潜力强度。总体而言，四个指标考虑的物理过程相似，但数学公式不同。

门克斯等人。（引文2012）使用再分析数据集评估了这四个指数的表现，发现指数之间的差异很大，并且根据所考虑的地区和时间尺度而变化。所有指数的气候平均成因密度都表现出较大的区域差异，通常可达±50%（图5上面板）。除TCS外，所有指数均显示气候平均成因存在赤道偏向，特别是在北半球，这种偏向可达5°。对于历史上拟合指数的季节性时间尺度，所有指数都充分再现了季节性周期的阶段，尽管在某些地区存在幅度偏差。TCS 是总体上最适合的指数。年际尺度上最显着的特征是所有指数都无法再现观测到的年际变化幅度（图5下图），尽管它们可以重现与 ENSO 相关的调制。从贡献项分析推断的成因机制来看，这些指数在季节时间尺度上表现出很大的变化。

接下来，我们回顾了从季节内时间尺度到百年时间尺度的关键全球气候变率对热带气旋活动调节的观测研究。本文研究的主要模态是马登-朱利安涛动 (MJO)、ENSO、大西洋多年代际涛动 (AMO) 和全球变暖。

磁珠
季节内时间尺度上占主导地位的热带气候模式是 MJO——热带气候系统的 30-90 天振荡（Lin 等人，引文2006年；马登和朱利安，引文1971）。人们发现 MJO 可以调节包括西北太平洋在内的不同海洋盆地的热带气旋活动（Kim 等人，引文2008年；李和周，引文2013年；利布曼等人，引文1994），北印度洋（Kikuchi & Wang，引文2010年；克里希纳莫汉等人，引文2012年；利布曼等人，引文1994），东北太平洋（Barrett & Leslie，引文2009年；马洛尼和哈特曼，引文2000a ), 太平洋中北部 (Klotzbach & Blake,引文2013 ), 北大西洋 (Aiyyer & Molinari,引文2008年；巴雷特和莱斯利，引文2009年；克洛茨巴赫,引文2010年；克洛茨巴赫,引文2012年；克洛茨巴赫和奥利弗，引文2015年；马洛尼和哈特曼，引文2000b；文特里斯等人，引文2011）和南半球（Bessafi & Wheeler，引文2006年；钱德和沃尔什，引文2010年；霍尔等人，引文2001年；何等人，引文2006年；勒罗伊和惠勒，引文2008年；拉姆齐等人，引文2012）。参见克洛茨巴赫（引文2014）对 MJO-TC 关系进行了广泛的审查。利布曼等人。（引文1994）首次研究了印度洋和西太平洋热带气旋与MJO的关系。他们发现热带气旋优先发生在MJO的对流增强阶段，并聚集在MJO的低层气旋涡度和辐合异常周围（图6（A））。

卡马戈等人。（引文2009）分析了与MJO不同阶段相关的全球成因密度异常，发现它们与经验成因潜力指数一致。在构成该指数的四个环境变量中，中层相对湿度是 MJO 驱动的最大贡献者，低层涡度的贡献第二大。垂直风切变和潜在强度的贡献很小。克洛茨巴赫（引文2014）研究了与所有海洋盆地的 MJO 生命周期相关的热带气旋成因、快速增强和全流域累积的气旋能量（一种解释热带气旋频率、强度和持续时间的指数），并发现MJO 及其之后的阶段通常与全球每个 TC 盆地高于平均水平的热带气旋频率相关。MJO 的对流抑制阶段通常与低于平均水平的热带气旋频率相关（图6(b))。当 MJO 的对流增强阶段影响特定的热带气旋盆地时，快速加强期的数量也会增加。

厄尔尼诺南方涛动
年际时间尺度上占主导地位的全球气候模式是ENSO——热带海洋-大气耦合气候系统的3-7年振荡（Bjerknes，引文1969 年；林和钱,引文2019）。在大西洋，厄尔尼诺年，热带气旋有减少的趋势，而拉尼娜年，大西洋热带气旋活动增加（灰色，引文1984年；格雷等人，引文1993年；格雷和犀飞利，引文1991年；纳夫,引文1997 年；帕特里科拉等人，引文2015）。ENSO 也会影响在美国登陆的次数，厄尔尼诺年份经历的热带气旋较少（Bove 等人，引文1998年；克洛茨巴赫等人，引文2018年；皮尔克和朗诗，引文1999）。厄尔尼诺现象也往往会降低大西洋飓风的强度（Landsea 等人，引文2004）并将热带气旋发生地点移出热带地区（Elsner & Kara，引文1999）。已确定造成厄尔尼诺年热带气旋活动这些变化的因素是垂直风切变的增加（Shapiro，引文1987年；戈登伯格和夏皮罗，引文1996年；帕特里科拉等人，引文2015）并增加高层温度，从而稳定大气（Tang & Neelin，引文2004）。

ENSO 对热带气旋的调节可以总结为图7（卡马戈等人，引文2007）。在北太平洋西部，厄尔尼诺（拉尼娜）年热带气旋活动向东南（西北）转移（Chan，引文1985年；奇亚和罗佩莱夫斯基，引文2002年；董,引文1988年；帕特里科拉等人，引文2018年；王和陈,引文2002）。厄尔尼诺年的这种向东南移动归因于季风槽向东延伸以及北太平洋西部相关的低层西风带（Lander，引文1994年,引文1995）和垂直风切变的减少（Clark & Chu，引文2002）。在厄尔尼诺年，台风往往持续时间更长、强度更大、轨迹更弯曲（Camargo 等人，引文2007年；卡马戈和索贝尔，引文2005年；王和陈,引文2002），从而也改变了东亚国家的登陆概率（Saunders 等人，引文2000；埃尔斯纳和刘，引文2003年；吴等人，引文2004）。索贝尔和卡马戈（引文2005）假设厄尔尼诺年产生的异常台风引发的近赤道西风甚至可能加强温暖事件，导致厄尔尼诺与热带气旋之间产生正反馈。

在厄尔尼诺事件期间，太平洋中部往往会形成更多的飓风（Clark & Chu，引文2002）。更多热带气旋发生在夏威夷附近（Murakami 等人，引文2015）。这是由于该地区较小的垂直风切变和较大的低层相对涡度（Chu，引文2004年；楚和王，引文1997 年；克拉克和楚，引文2002年；吴和刘，引文1992）。

当大西洋热带气旋活动受到抑制时，北太平洋东部热带气旋活动往往会增强，反之亦然（Elsner & Kara，引文1999）。尽管尚未发现 ENSO 对北太平洋东部热带气旋频率的影响（Whitney & Hobgood，引文1997），在厄尔尼诺年份，强烈飓风的数量趋于增加（Gray & Sheaffer，引文1991）以及厄尔尼诺事件期间热带气旋活动向西转移（Irwin & Davis，引文1999），其中一些飓风传播到北太平洋中部的可能性增加（Chu，引文2004）。这种转变归因于西经 116° 东部和西部的环境参数具有不同的特征（Collins & Mason，引文2000年）在ENSO年，动态和热力学条件在厄尔尼诺年北太平洋东部的西部地区变得更加有利（Collins等人，引文2016）。

印度洋和太平洋海面温度的变化之间存在着密切的关联（Pan & Oort，引文1983）。北印度洋热带气旋频率与 ENSO 的关联在 5 月和 11 月期间很明显，而在厄尔尼诺事件期间出现的强烈热带气旋较少（Singh 等，引文2000）。吉里什库马尔和拉维钱德兰（引文2012）发现厄尔尼诺年期间孟加拉湾 10 月至 12 月期间产生的气旋能量积累较少。他们将厄尔尼诺年的减少归因于反气旋涡度异常、对流减少和上层海洋热势减少。

在厄尔尼诺年，南太平洋日期变更线附近的热带气旋形成增多，同时澳大利亚附近的热带气旋减少（Basher & Zeng，引文1995年；埃文斯和艾伦，引文1992年；黑斯廷斯，引文1990年；雷维尔和古尔特，引文1986）。在拉尼娜年，登陆澳大利亚的风险增加，更多的热带气旋靠近昆士兰海岸，而在厄尔尼诺年，路径在日期变更线以西更加呈带状（Dong，引文1988年；尼科尔斯，引文1979年，引文1985年；尼科尔斯等人，引文1998）。这种转变与厄尔尼诺年南太平洋季风槽和赤道西风带的延伸有关，有利于双热带气旋的形成（Ferreira等，引文1996），南太平洋热带气旋发生在季末和西经 160°以东（Chu，引文2004）。钱德等人。（引文2013）和 Magee 等人。（引文2017）表明，在南太平洋厄尔尼诺年期间，热带气旋活动向东北方向移动，导致法属波利尼西亚受到影响的可能性增加，而在拉尼娜事件期间，热带气旋活动在珊瑚海地区受到青睐（Terry，引文2007）。

d 全球变暖和 AMO
关于与全球变暖相关的热带气旋活动趋势已有大量观测研究（例如 Bhatia 等人，引文2019年；埃尔斯纳等人，引文2008年；伊曼纽尔,引文2005年；克洛茨巴赫和朗诗，引文2015年；纳普等人，引文2007年；科辛,引文2018年；科辛等人，引文2013年，引文2014年；科辛和维蒙，引文2007年；朗诗、引文2007年；朗西等人，引文2006年；梅和谢，引文2016年；皮尔克等人，引文2005年；施雷克等人，引文2014年；索贝尔等人，引文2016年；斯塔德霍尔姆和古列夫，引文2018年；韦伯斯特等人，引文2005年；温克尔等人，引文2012）。参见克努森等人。（引文2010），克洛茨巴赫和朗诗（引文2015）和沃尔什等人。（引文2016）相关研究综述和 Knutson 等人。（引文2019年，引文2020）分别用于检测和归因评估以及气候模型对人为变暖响应的最新更新。韦伯斯特等人。（引文2005 年）记录了从 1970 年到 2004 年，全球所有盆地的 4 级和 5 级飓风的数量和百分比都出现了大幅增加，这一点得到了 Emanuel 的支持（引文2005）以及对北大西洋和北太平洋西部盆地累积气旋能量的估计。然而，这些结果受到了几项研究的质疑，这些研究指出数据集的不确定性很大且长度较短（例如Landsea等人，引文2006年；皮尔克等人，引文2005）。十年后，Klotzbach 和 Landsea 拥有更长、更好的校准数据集（引文2015年）发现，1990年至2014年间，全球4级和5级飓风的频率呈现小幅、不显着的下降趋势，而4、5级飓风的百分比则呈现小幅、不显着的上升趋势。全球累积的气旋能量经历了同期呈大幅下降趋势。Webster 等人在 1970 年至 2004 年的观测数据集中指出了 4 级和 5 级飓风增加的主要原因。（引文2005 年）的结论主要是由于全球各个热带气旋预警中心的观测改进，主要是在 1970 年至 1989 年期间。（引文2019）利用观测和模型实验来研究热带气旋的增强速率。他们的结果表明，大西洋强化率明显增加，并表明在发现全球范围内的强劲趋势之前需要更可靠的数据。

现代热带气旋数据集的局限性之一是其长度较短。历史文献提供了现代观测开始之前热带气旋发生和轨迹的重要记录（Chenoweth，引文2006年；加西亚-埃雷拉等人，引文2018年；谢特林等人，引文2010）。对北大西洋盆地历史文献的研究是由 Moreau de Jonnes 发起的（引文1822 年），他使用年鉴并撰写了加勒比殖民地的历史，记录了 1495 年在西印度群岛观测到的飓风（图8（A））。与此同时，索西（引文1827）利用英国报纸的信息创建了年表，里德（引文1838年，引文1849），雷德菲尔德（引文1831年，引文1854）和皮丁顿（引文1848）利用船舶日志、天气日记和其他报纸发现了更多的气旋。波伊（引文1855）将这些研究与他自己的研究一起总结。勒德鲁姆 (引文1963）和米拉斯（引文1968）查阅了 Poey 列表，以及在那之后建立并使用它的其他人。随后的研究中发现了更多的气旋（Fernandez-Partagas & Diaz，引文1996年；嘲笑，引文2004）。肯诺维斯 (引文2006年）利用历史报纸报道、天气日记和船舶航海日志，对 Poey 最初出版的清单中 1700-1855 年的部分进行了重新分析。Poey 原始列表中的 348 个单独条目中，149 个被拒绝，198 个被接受。由于日期和位置错误，以及将不同条目链接为同一风暴的一部分，198 个接受的条目中只有 170 个是独特的风暴。其余 170 场风暴中，有 13 场未注明日期。波伊引用的权威机构的可靠性各不相同。在被引用 10 次或以上的文献中，平均每 3.1 次正确引用就有 1 次错误引用。波伊使用的最可靠和最不可靠的权威已经被确定。提供了所有已发布来源的更新更正年表，其中包括 1855 年期间的 383 场独特风暴。引文2008年,引文2012年；加西亚-埃雷拉等人，引文2005）。

除了大西洋之外，热带气旋活动的历史重建也发生在其他盆地。中国官方历史文献中记载了许多热带气旋事件，并由张先生整理整理（引文2013）。整个西北太平洋的历史时间序列也已重建（Chan & Shi，引文2000；陈等人，引文2019年；久保田和陈,引文2009年；刘等人，引文2001年；张，引文2013），北印度洋（Singh 等人，引文2000）和澳大利亚（Callaghan & Power，引文2010）。在较长的时间尺度上，热带气旋活动源自古气候代理，例如湖泊沉积物核心、石笋、珊瑚和海洋沉积物核心（Chen 等人，引文2012年；德诺米等人，引文2014年；唐纳利、布莱恩特等人，引文2001年；唐纳利、罗尔等人，引文2001年,引文2015年；唐纳利和伍德拉夫，引文2007年；黑格等人，引文2014年；刘和费恩，引文1993年,引文2000；莫拉等人，引文2006年；尼伯格等人，引文2007年；斯科特等人，引文2003年；图米等人，引文2013年，引文2016年；范·亨斯塔姆等人，引文2013年；周等人，引文2019）。

图8显示 (b) 北大西洋热带气旋的历史记录（Chenoweth，引文2006 ), (c) 印度洋, (d) 西北太平洋 (Kubota & Chan,引文2009 年），以及 (e) 澳大利亚（Callaghan & Power，引文2010）。没有任何记录显示热带气旋活动有增加的趋势。事实上，印度洋记录和澳大利亚记录均呈现下降趋势。由于发现记录中较早发生的热带气旋比较困难，因此这些历史记录通常倾向于低估记录早期部分的热带气旋数量。在对趋势做出任何明确的结论之前，这些盆地需要进行额外的研究和研究。

图9显示了根据 (a) 北大西洋古气候记录重建的公元元年热带气旋活动（Donnelly 等人，引文2015 ), (b) 西北太平洋（Zhou 等人，引文2019），以及（c）澳大利亚（Haig 等人，引文2014）。与历史记录类似，古气候记录并未显示热带气旋活动增加的趋势。因此，现代仪器记录、历史记录和古气候记录一致表明，总体热带气旋活动不会随着全球变暖而增加（实际上可能会减少），这与克努森等人在最近的人为变暖强迫气候模型分析中发现的结果类似。等人。（引文2020）。

AMO 是数十年时间尺度上全球气候的主要驱动因素之一。许多研究分析了现代仪器记录，发现 AMO 强烈调节大西洋盆地的热带气旋活动（Bell & Chelliah，引文2006年；卡伦等人，引文2015年；戈登伯格等人，引文2001年；克洛茨巴赫,引文2011年；克洛茨巴赫和格雷，引文2008年；奈特等人，引文2006年；张等人，引文2018年；张和德尔沃斯，引文2006），当 AMO 为正值时，大西洋飓风活动增多。AMO 的正相位与热带北大西洋变暖、垂直风切变减少和不稳定性增加有关，有利于大西洋飓风活动和美国登陆飓风活动的增加（Klotzbach 等人，引文2018）。有许多提出的 AMO 机制，例如北大西洋涛动（NAO）耦合振荡器（Delworth 等人，引文2017年；萨顿等人，引文2018年；蒂默曼等人，引文1998），云辐射反馈（例如 Clement 等人，引文2015），以及外部火山强迫（例如 Birkel 等人，引文2018年；克努森等人，引文2014年；曼等人，引文2020年，引文2021）。

图10(a) 显示了 147 年（1880-2016 年）ERSST 和过去 2000 年 LMR2.0 重新分析的 AMO 指数最大熵谱。它们都在 40-90 年的数十年时间尺度上显示出强烈的光谱峰值。图10(b) 显示北大西洋和西北太平洋热带气旋活动指数的最大熵谱。它们还在 40 至 90 年之间的数十年时间尺度上显示出强烈的峰值。同一频带内的频谱峰值不一定相互相关。为了测试相关性，图10(c) 显示了全球 LMR 海温异常与两个洋盆热带气旋活动指数的滞后相关性。黑星表示相关系数高于 95% 置信水平的网格。对于北大西洋，热带气旋活动与全球海温异常显着相关，其模式与 AMO 海温模式相似。对于西北太平洋，热带气旋活动也与全球海温异常显着相关，其模式与ENSO海温模式相似。因此，古气候数据集证实，AMO 在过去 2000 年中显着调节了北大西洋的热带气旋活动。

3 热带气旋结构
本节我们按照历史时间线，从大空间尺度到小空间尺度，回顾热带结构的观测研究。对热带结构的观测从地表开始，然后推进到高层。由于热带气旋观测数据的空间分辨率随着时间的推移而不断提高，观测研究从较大的空间尺度向较小的空间尺度推进，即从外部大尺度环境到内部气旋尺度结构，再到内核。 、眼壁和中央眼。因此，我们首先回顾热带气旋表面和边界层结构的观测研究，然后再回顾从大尺度环境到中心眼的水平结构，

表面和边界层结构
使用雷达、飞机飞行高度和落风探空仪数据研究了热带气旋的表面边界层结构和相关物理过程（Barnes & Powell，引文1995年；布莱克等人，引文2007年；布莱克与荷兰，引文1995年；布莱克威尔,引文2000；乔内等人，引文2020 年；德伦南等人，引文2007年；富兰克林等人，引文2003年；法国等人，引文2007年；贾曼科等人，引文2012年；霍克和富兰克林，引文1999年；黄吴等人，引文2018年；凯珀特,引文2006a ,引文2006b；克努普等人，引文2006年；李和陈,引文2012年；莫里纳里等人，引文2013年；苔藓，引文1978年；莫斯和默塞雷，引文1976年，引文1977 年；鲍威尔，引文1982年,引文1990a ,引文1990b；鲍威尔等人，引文2003年；施耐德和巴恩斯，引文2005年；施文代克和凯珀特，引文2008年；斯帕克斯等人，引文2019年；唐等人，引文2018年；维克里等人，引文2009年；罗和巴恩斯，引文2003年；张，布莱克等人，引文2008年；张等人，引文2009年；张，马克斯等人，引文2011年；张罗杰斯等人，引文2011年,引文2013年；张和德伦南，引文2012年；张和乌尔霍恩，引文2012）。全球定位系统 dropwindsonde（GPS 探空仪）的实施提供了热带气旋内丰富的高分辨率风廓线（Hock & Franklin、引文1999）。GPS探空仪复合风廓线包含喷射状结构，风速通常从表面到最大风速高度呈对数增加，然后在最大风速高度以上风速逐渐减小（例如富兰克林）等人，引文2003年；鲍威尔等人，引文2003年；维克里等人，引文2009）。

张等人。（引文2013）在 19 场飓风中使用 1878 个 GPS 下投式探空仪构建了复合边界层结构（图11（A））。运动边界层高度（摩擦流入层高度）几乎是热力学边界层高度（充分混合层高度）的两倍。最大切向风的高度位于运动学和热力学边界层高度之间。所有三个边界层高度均向热带气旋中心降低。下剪切象限的摩擦流入层高度较高，其中下剪切右象限最高。眼墙处的混合良好层高度和最大切向风速高度非常相似，但左象限外侧较高。根据眼壁边界层的观测来估计垂直涡流扩散率（Km）是很困难的。在北大西洋只有少数观测结果（Zhang、Marks 等人，引文2011），北太平洋西部（Sparks 等人，引文2019），以及陆地（Tang 等人，引文2018）。张，马克斯，等人。（引文2011）发现眼壁下方估计的湍流参数比眼壁外部的湍流参数大近一个数量级。在强眼墙区域，主要湍流​​涡旋的水平长度尺度在500~3000 m之间，相应的垂直长度尺度约为100 m。斯帕克斯等人。（引文2019）发现北太平洋西部台风眼墙区域扩散率与风速之间存在超线性关系，这与大西洋飓风中更线性的关系不同。唐等人。（引文2018）研究了三个登陆的热带气旋，发现估计的 Km 明显大于海洋值，这表明模型应使用陆地和海洋上不同的 Km 参数化。

在热带气旋中已经观察到边界层滚动，其对涡通量传输的影响仍在研究中（Lorsolo 等人，引文2008年；莫里森等人，引文2005年；沃曼和温斯洛，引文1998年；张，Katsaros 等人，引文2008年；黄、李等人，引文2018）。边界层辊的波长一般为200-1600 m。Morrison 等人使用国家气象局 WSR-88D 多普勒雷达。（引文2005）发现热带气旋 35-69% 的雷达体积发生了滚转。张，卡萨罗斯等人。（引文2008）分析了飞机数据并提出滚转涡可能是调节海气动量交换的重要因素。星载合成孔径雷达提供了一种独特的能力，可以对这些滚动引起的准线性条纹的海面印记进行成像。黄，李等人。（引文2018）分析了合成孔径雷达图像并发现了眼睛下方、眼壁和雨带的滚动。滚动波长在 RMW 之外最长，并向内和向外减小。这些滚动波长的空间分布是不对称的。

与热带气旋强度变化相关的一个重要边界层过程是强风中海洋阻力系数的趋于平稳或极限值（Bell 等人，引文2012年；布莱克等人，引文2007年；陈等人，引文2013年；多尼兰等人，引文2004年；霍尔图伊森等人，引文2012年；许等人，引文2017年；雅罗斯等人，引文2007年；鲍威尔等人，引文2003年；桑福德等人，引文2011年；维克里等人，引文2009年；图11(b))。此外，在风速相似的情况下，较小半径风暴的阻力系数较小（Vickery 等人，引文2009）。据推测，短波或破碎波导致的海浪增强是造成这种观察到的关系的原因。

最大表面风速与最小海平面气压之间的关系对于热带气旋监测和预报具有重要意义。热带气旋可以通过梯度风平衡来很好地近似，梯度风平衡决定了风压关系（Chavas 等人，引文2017年；威洛比,引文1990年；威洛比和拉恩，引文2004）。由于实际关系是与热带气旋环境和结构相关的几个因素的函数，而这些因素因情况而异，因此任何给定的风压关系都存在相当大的分散性（Atkinson & Holliday，引文1977 年；考特尼和纳夫，引文2009年；德沃夏克,引文1975年；哈珀，引文2002年；科巴等人，引文1990年；纳夫和泽尔，引文2007年；科辛,引文2015年；爱与墨菲，引文1985）。纳夫和泽尔（引文2007）比较了不同流域使用的各种风压关系（图11（C））。他们发现，纬度、大小和环境压力都可以在操作和分析后环境中量化，它们与风压关系的可预测变化有关。这些因素可以组合成方程来估计给定压力的风，并更准确地估计给定风的压力。科辛（引文2015）研究了在北大西洋飓风中观察到的眼壁更换周期中风压关系的变化。他发现，在眼壁更换周期期间，风压关系可能会根据周期开始时的强度而发生很大变化，并且这些关系可能与该盆地中使用的典型德沃夏克风压关系有很大不同。

b 从大尺度环境到中央眼的水平结构
观测研究发现许多有利于热带气旋形成的大尺度环境条件，如季风切变线、低空风涌、附近先前形成的热带气旋、双涡相互作用以及对流层上层天气尺度环境等。热带气旋往往在北太平洋西部和澳大利亚地区的季风切变线上形成（Chen 等，引文2004年；哈尔等人，引文1996年；荷兰，引文1995年；着陆器，引文1994年；麦克布莱德和基南，引文1982年；拉玛奇,引文1974b；里奇和霍兰德，引文1999年；吴等人，引文2013年；宗、吴,引文2015年a，引文2015b），以及北大西洋和北太平洋东部盆地的东波波谷内（阿维拉，引文1991年；阿维拉和帕什，引文1992年；邓克顿等人，引文2009年；邓恩，引文1940年；汉克斯等人，引文2015年；霍普施等人，引文2010年；朗诗、引文1993年；莱珀特等人，引文2013a ,引文2013b；莫里纳里等人，引文1997 年；帕尔默，引文1952年；桑克罗夫特和霍奇斯，引文2001年；王,引文2018年；王和汉克斯，引文2014年；扎维斯拉克和齐普瑟，引文2014）。在西北太平洋和澳大利亚地区，季风切变线与强烈的低层涡度、辐合和对流有关，有利于热带气旋的发展。图12（A）; 荷兰，引文1995）。麦克布莱德和基南（引文1982）研究了澳大利亚地区20年的热带气旋生成过程，发现97%的气旋前云团在发展点处于季风切变线上。宗和吴（引文2015b）分析了西北太平洋11年的热带气旋生成事件，发现几乎所有的生成事件都发生在季风切变线上。对于北大西洋和北太平洋东部，热带气旋的形成通常与东风波有关。理论上，当波浪在剪切流中传播并到达平均流量和波速相等的临界层时，地块会经历不可逆的位移并陷入“猫眼”位置，该位置因流型的形状而得名（Andrews）和麦金泰尔，引文1978）。邓克顿等人。（引文2009）研究了1998年至2001年间的61个命名风暴，发现其中88%明显是由东风波产生的。在其余七个案例中，要么涉及多波相互作用，要么东风波没有明确定义。他们认为，关键层的猫眼提供了异常的气旋低层涡度、增强的湿度、增加的对流和中尺度涡旋聚集，所有这些都对母波进行反馈，有利于热带气旋的形成。王（引文2018）分析了150个大西洋命名风暴，发现它们一般形成于东风波的猫眼中心附近。莱珀特等人。（引文2013a）研究了大西洋和北太平洋东部10年的东风波，发现发展为热带气旋的波浪比未发展的情况具有更大的深对流覆盖率。

低空风潮有时会引发热带气旋（Briegel & Frank，引文1997 年；藤田等人，引文1969 年；灰色的，引文1998年；李等人，引文1989年；李，引文1936年；爱，引文1985a ,引文1985b；横井＆高哉，引文2010年；泽尔，引文1992）。藤田等人。（引文1969）提出的案例研究表明，从冬半球到夏半球的大规模跨赤道风潮可以在夏半球产生反气旋，反气旋与副热带高压相互作用，有助于热带气旋的形成。爱的综合研究证实这是一个相当常见的场景（引文1985b）。在其他情况下，低层风潮可能来自亚热带。横井和高哉（引文2010）发现气旋纳尔吉斯的形成是由从亚热带吹向起源点的低层东风涌流引发的。与活跃对流相关的浪涌顶部的水平辐合引起了外部强制辐合，从而引发了气旋。此外，活跃的对流似乎有助于对对流层中部湿度的预处理。这次东风潮与欧亚大陆东部沿海地区的寒潮有关，是4月寒潮的典型特征。

热带气旋的形成和路径可能会受到附近先前形成的热带气旋的强烈影响，并且这些双涡旋的相互作用一直是研究的常见主题（Brand，引文1970 年；卡尔等人，引文1997 年；卡尔和埃尔斯伯里，引文1998年；董和诺伊曼，引文1983年；豪尔维茨,引文1951年；胡佛，引文1961 年；张和春，引文2015年；着陆器，引文1995年；兰德和荷兰，引文1993年；钱等人，引文2016年；吴等人，引文2003年；杨等人，引文2008）。董和诺伊曼（引文1983）研究了36年的数据发现，双气旋事件的年平均次数在北太平洋西部为1.5次，在北大西洋为0.33次。兰德和霍兰德（引文1993）分析了43年的双星气旋事件，发现了多种相互作用，包括捕获、稳定气旋轨道、气旋合并和气旋逃逸。张和春（引文2015）研究了西北太平洋的双元气旋事件长达62年（1951-2012）。共发生二元TC 98次，年均1.58次。二元热带气旋的出现频率呈现显着的年际变化，在 20 世纪 60 年代中期和 90 年代初出现两个高峰。四分之三（76.3%）的二元热带气旋出现在 7 月至 9 月之间，这与总体上热带气旋的高活动季节一致。他们确定了与环境流和副热带高压位置密切相关的六种代表性轨迹。

与热带气旋相关的对流层上层天气尺度环境通常具有作为大尺度脊的一部分的反气旋弯曲流的特征，以及连接热带气旋和中纬度西风带的向极/向东的流出急流（例如Black＆Anthes，引文1971年；陈等人，引文2015年；冒号和南丁格尔，引文1963年；费特，引文1966 年；费舍尔等人，引文2019年；汉利等人，引文2001年；美林，引文1988a ,引文1988b；莫里纳里等人，引文1995年,引文1998年；拉玛奇,引文1974a；里尔，引文1948年；萨德勒,引文1976年，引文1978年；谢赫等人，引文2013）。汉利等人。（引文2001）为与热带气旋相关的六种类型的对流层上层气流构建了复合材料，所有这些都包含一个大型脊，其中四个具有流出射流。示例如下所示图12（二）。向极/向东流出的射流往往会产生角动量的涡通量收敛（DeMaria 等人，引文1993年；费舍尔等人，引文2019年；莫里纳里和沃拉罗，引文1989年；佩拉诺等人，引文2016年；吴和程，引文1999），但对于角动量的涡流收敛是否与快速增强有关存在争议。与槽相关的位涡可以向内平流，并可能增强内核位涡，从而增强热带气旋（Leroux等人，引文2013）。涡量平流产生向上运动的准地转强迫并增强成因（Bracken 和 Bosart，引文2000；费舍尔等人，引文2017）。对流层上层槽向赤道的侵入也可能增强流出急流并有利于强化，只要它不产生过强的切变（Hanley等人，引文2001）。这些相互作用对脊槽结构的细节也很敏感（Chen 等人，引文2015年；费舍尔等人，引文2019年；汉利等人，引文2001年；佩拉诺等人，引文2016）。

热带气旋的内部结构已使用气象雷达，特别是多普勒雷达，在飞机飞行高度数据和下投式探空仪（例如 Black & Hallett、引文1999年；布莱克等人，引文2002年；布卢斯坦和马克斯，引文1987年；邦德加德,引文1958年；道奇等人，引文1999年；弗莱彻等人，引文1961 年；加马什等人，引文1993年；吉蒙德等人，引文2010年,引文2016年；霍尔沃森等人，引文2006年；海姆斯菲尔德等人，引文2010年；侯泽等人，引文1992年；引文2007年,引文2009年；约旦，引文1959年；乔根森,引文1984a ,引文1984b；卢西尔等人，引文2014年；分数，引文1985年；马克和豪泽，引文1984年，引文1987年；马克斯等人，引文1992年；蒙哥马利等人，引文2014年；阮等人，引文2017年；雷蒙德和洛佩兹·卡里略，引文2011年；罗杰斯等人，引文2012年,引文2013年，引文2015年，引文2016年；桑格等人，引文2014年；辛普森和斯塔莱特，引文1955年；瓦德勒、罗杰斯等人，引文2018年；瓦德勒，张，等人，引文2018年；韦克斯勒，引文1947 年；威洛比等人，引文1982年,引文1984年；扎维斯拉克等人，引文2016）。威洛比等人。（引文1984）利用机载雷达反射率和现场动态和热力学数据构建了完整热带气旋的复合水平结构（图12（C））。他们发现，飓风涡旋可能分为内部环流和外部包层，内部环流具有随涡旋移动的封闭空气轨迹，而外部包络线具有穿过涡旋并围绕核心的开放环境空气轨迹。螺旋雨带在核心和包络线之间的边界附近形成，其中罗斯贝数具有统一阶数。螺旋雨带与对流环（由于其不对称性质）和传播重力波带（因为其多普勒频移频率低于局部惯性频率）在动态上有所不同。在对流不稳定性更强的更强烈的系统中，螺旋雨带可能演变成对流环并移入涡核。还观察到了向外传播的重力波带，当风暴登陆或反曲时，这通常与轨道振荡有关。眼墙和螺旋雨带是沿着气旋上升大气流入热带气旋中心而产生的。

正如飞机侦察数据所揭示的那样，热带气旋的内部结构，特别是其不对称结构，受到环境风切变的显着影响（例如Black等人，引文2002年；德哈特等人，引文2014年；磨坊主，引文1964 年；辛普森和里尔，引文1958年；瓦德勒、罗杰斯等人，引文2018）和卫星测量（Alvey 等人，引文2015年；陈等人，引文2006年；陶和江，引文2015年；陶等人，引文2017年；扎格罗德尼克和江,引文2014）。布莱克等人。（引文2002）分析了切变对两场飓风水平结构的影响（图12(d))。对流上升气流在眼墙的下切变侧形成，并在眼周围平流，并在到达眼墙的上切变侧时上升到对流层顶，而降水驱动的下降气流从上切变侧开始，并在6公里以下占主导地位。瓦德勒、罗杰斯等人。（引文2018）使用飞机建造复合材料经过了 13 年的时间。他们发现，右下切变区域的上升气流最低且最弱，而左上切变区域的上升气流最高且最强，这证实了Black等人案例研究的结果。（引文2002）。他们进一步发现，与稳态风暴相比，加强风暴会向左上切变区域平流输送更高更强的上升气流，以及在RMW内部产生更强更深的上升气流。陈等人。（引文2006）检查了TRMM卫星测量的北半球（NH）和南半球（SH）的表面降雨量。他们发现，切变增强了降雨的不对称性，最大降雨量位于北半球的下切变左象限，当强度增加时，该象限更多地旋转到上切变左象限。地面降雨量最大值与飞机侦察观测到的最高和最强上升气流一致。对于SH，最大降雨量位于下切变右象限，这表明与NH类似，对流上升气流随着眼壁周围的旋转风逐渐变得更高更强。更强的眼壁涡旋将对流上升气流平流到更下游。

关于眼壁，热带气旋偶尔有同心眼壁，并经历眼壁更换周期（ERC），旧眼壁收缩并逐渐被不断生长的外部新眼壁取代（例如Bell等人，引文2012年；布莱克和威洛比，引文1992年；布莱克威尔,引文2000；迪德莱克等人，引文2017年，引文2018年；迪德莱克和豪泽，引文2011年,引文2013a ,引文2013b；道奇等人，引文1999年；多尔蒂等人，引文2018年；费舍尔等人，引文2020 年；福特纳，引文1958年；因此&厚泽，引文2012年；霍利迪，引文1977 年；胡斯和冒号，引文1970 年；侯泽等人，引文2007年；约旦，引文1966 年；乔丹和沙茨勒，引文1961 年；科辛和西特科夫斯基，引文2009年；郭等人，引文2009年；莫里纳里等人，引文2019年；Samsury & Zipser,引文1995年；西特科夫斯基等人，引文2011年,引文2012年；威洛比等人，引文1982年；吴等人，引文2012年；杨等人，引文2013年，引文2014年；朱和余,引文2020）。偶尔也会观察到三重眼墙（McNoldy，引文2004年；赵等人，引文2016）。同心眼墙主要出现在大型飓风中（Hawkins 等人，引文2006年；科辛和西特科夫斯基，引文2009年；郭等人，引文2009）。北太平洋西部 55%、大西洋 70% 和北太平洋东部 35% 的主要飓风在其生命周期中至少有一次同心眼墙。对于强度达到 138 英里/小时（4 级以上）的主要飓风，北太平洋西部的百分比为 80%，大西洋为 70%，北太平洋东部为 50%，SH 为 40%。在北太平洋西部，27% 的热带风暴和 40% 的飓风在其生命周期的某个时刻都具有同心眼墙。

西特科夫斯基等人。（引文2011）使用 31 年 79 次大西洋飓风的飞行高度数据研究了 ERC 的生命周期。他们确定了 ERC 的三个阶段：强化、削弱和再强化。整个ERC平均持续36小时。以下讨论中列出的所有时间和强度均为综合平均值。第一阶段持续约 9 小时，通常表现出快速增强，内风最大增强 7 m s –1（41 mph day –1），而外风最大增强 5 m s –1（29 mph day –1） 。第二阶段持续~16小时，内风最大减弱-10 m s –1（-33 mph day –1）），而外风最大强度增强了 9 米秒（30 英里/小时，第–1天）。第三阶段持续~11小时，内风最大减弱-7 m s –1 (-34 mph day –1 )，而外风最大增强4 m s –1 (19 mph day –1 )。

因此和厚泽（引文2012）利用10年TRMM卫星雷达数据分析了同心眼墙的水平结构（图12(e))。他们发现，与单眼壁类似，对流细胞在下切变右象限中开始发育，在下切变左象限中生长和强化，并在上切变左象限中变弱，然后在上切变中完全消散。右象限。主眼墙的下切变左象限中降水量的增加导致该象限中的护城河变窄，而上切变右象限中的护城河则更宽且更清晰。最近，朱和于（引文2020）分析了环境对热带气旋同心眼墙的影响，发现同心眼墙发生在相对静止的环境中，入流较弱，低空槽较弱，副热带高压较弱。

关于中心眼，长期以来的一个误解是，热带气旋眼是一个没有深层对流的区域。罗杰斯等人。（引文2013）分析了93个眼墙通道的机载多普勒雷达观测结果，发现眼内有大量对流爆发的情况，特别是在快速增强事件期间（图12（F））。瓦德勒、罗杰斯等人。（引文2018）比较了快速强化事件和稳态事件之间的热塔，发现强化事件在RMW内部有更强更深的上升气流。扎格罗德尼克和蒋（引文2014）利用14年TRMM降水雷达资料构建了对流和潜热复合结构，发现在最内侧50 km区域，尤其是海拔10 km以上出现强对流和潜热。他们还发现，快速加强与最内侧50公里区域中深对流的增强有关。阿尔维等人。（引文2015）利用 15 年的卫星无源微波测量构建了复合材料，并获得了类似的结果。对热带气旋闪电分布的地面和卫星观测也显示了眼内的强对流（Cecil & Zipser，引文1999年；德玛丽亚等人，引文2012年；蒋和拉米雷斯，引文2013年；莫里纳里等人，引文1994年,引文1999年；史蒂文森等人，引文2014年，引文2016年，引文2018年；徐等人，引文2017）。

c 从大尺度环境到中心眼的垂直结构
通过对高空探测、机载多普勒雷达和飞行高度数据的分析，我们对热带气旋垂直结构的了解从大范围环境到中心眼有了显着的进步。摘要示意图的演变清楚地显示了我们对热带气旋垂直结构认识的进展（图13）。

20世纪30年代和1940年代最早的高空观测首次提供了热带气旋垂直结构和相关大尺度环境的视图（Haurwitz，引文1935年；帕尔门,引文1948年；辛普森，引文1947 年；韦克斯勒，引文1945）。长期以来，人们一直推测热带气旋的低中心气压与眼睛的高温有关。基于流体静力学方程在台风眼经过高山时的温度测量中的应用，Haurwitz (引文1935）正确推断了热带气旋中的对流层暖核和眼墙的垂直倾斜。通过将最早进入飓风的飞机航班拼凑在一起，韦克斯勒（引文1945）提出了热带气旋垂直结构的示意图，显示了倾斜的深眼壁对流和次级环流。辛普森（引文1947）构建了温度和相对湿度的垂直截面。使用高空无线电探空仪数据，帕尔门（引文1948）提出了整个热带气旋的温度和位温的垂直截面（图13（A））。他说：“这张飓风照片向我们展示了一个温暖核心的漩涡，由上升的潮湿空气和其中另一个更温暖但干燥得多的空气组成，这些空气最初是由强烈下沉产生的”。对流层暖核已被许多研究证实（Hawkins & Imembo，引文1976年；霍金斯和鲁布萨姆，引文1968 年；约旦，引文1961 年；拉瑟尔和霍金斯，引文1963）。

经过几十年的探测数据积累，可以构建热带气旋内部结构的复合材料，特别是风流以及热量、湿度、角动量和涡度预算（Frank，引文1977a ,引文1977b；荷兰与美林，引文1984年；李，引文1989a ,引文1989b；麦克布莱德,引文1981年；麦克布莱德和泽尔，引文1981年；美林，引文1984年，引文1988a ,引文1988b）。Frank 的原理图（引文1977a）增加了与眼墙和螺旋雨带相关的对流加热，以及二次循环（图13(b))。从地表到800 mb有流入汇聚层，在400 mb及以上有流出发散层，峰值在150 mb左右。内核区域有强烈的大规模上升，而外部区域有较弱的下降。切向风的垂直剖面为底部重，峰值约为 850 mb。相对湿度向内增加并在内核区域达到 90%。

20 世纪 70 年代末开始的机载雷达测量使得研究热带气旋眼壁和中心眼的垂直结构成为可能。利用飞机降水雷达和飞行高度层数据，Jorgensen (引文1984b ) 检查了典型眼墙的 3D 降水结构。他发现眼墙的内边缘随着高度的增加而大幅向外倾斜，并且雷达反射率随着高度高于 0°C 水平而迅速下降。径向辐合和上升气流位于最大风力和降雨量的径向内侧。使用机载多普勒雷达测量，Marks 和 Houze (引文1987）构建了热带气旋内核的3D风场（图13（C））。他们发现，次级环流的特点是对流层低层有深层径向流入，10公里以上有一层强烈流出。次级环流的上升分支位于眼壁的内边缘，并径向向外倾斜，具有更强烈向上运动的离散对流规模气泡叠加在该平均上升流上。对流规模的下沉气流位于眼壁最大降水的整个核心及其下方。在眼壁之外，降水主要呈层状，在融化层有雷达亮带，上方有中尺度上升气流，下方有中尺度下降气流。其结构与带有拖尾层状降水的典型飑线非常相似（Zipser，引文1977 年；厚泽,引文1982）。

Black 和 Hallett 使用飞机飞行高度的微物理测量（引文1999）分析了降水过程、云分布和电荷分离的详细结构（图13(d))。海洋表面温度通常接近 28°C，云底温度接近 22°C。在成熟的飓风中，0°C 附近的典型垂直速度为 5–8 m s –1，对流延伸至远远超出 -40°C 等温线（均匀冰成核的温度）。电荷分离发生在熔化水平附近的混合相区域，那里存在多种类型的水凝物，由于缺乏-5°C以上的过冷水而限制了海拔高度。融化水平以上的白点表示存在小冰粒、冻滴和霰的位置，而融化水平以下的黑色滴表示降雨。热带气旋的垂直运动导致水汽的重新分布。在风暴顶部附近，切向环流从气旋流转变为反气旋流出，冰主要在大气中层重新分布。

环境垂直风切变通常会迫使热带气旋出现不对称的降水分布，但即使对于相似的切变幅度，这种不对称的幅度也可能表现出相当大的可变性。阮等人。（引文2017）在两个这样的案例中研究了热力学和运动学对降水对称性的影响：Bertha 和 Cristobal（2014）。他们发现，与切变的影响一致，两种情况都表现出倾斜的涡旋以及明显的方位不对称，最大降水发生在下切变左象限。然而，伯莎的特点是降水分布更加对称，垂直运动相对温和，而克里斯托瓦尔的特点是降水更多地受到方位角限制，垂直运动更加剧烈。图13(e))。克里斯托瓦尔展示了对不对称降水的三个潜在增强作用：（i）对流下沉气流将低熵空气向下输送到边界层，冷却并稳定左切变和上切变象限下游的对流层下部；(ii) 上切变象限的沉降，导致对流层中层的温度升高并降低相对湿度，导致边界层被覆盖；(iii) 来自环境的对流层中部干燥空气的横向平流，使热带气旋的上切变象限干燥。

图13(f) 显示了眼壁更换周期中同心眼壁的垂直结构（Hence & Houze，引文2012年；侯泽等人，引文2007）。次生（外）眼墙的垂直结构不同于主（内）眼墙，也不同于单眼墙风暴的眼墙。外眼壁的对流层上层部分就像它们演化而来的雨带。它们的对流层低层部分比单眼墙风暴的雨带更强烈、更均匀，这表明这些次生眼墙是由经历轴对称并从下方形成的雨带形成的。内同心眼墙比单眼墙风暴的眼墙更强烈地受到剪切力的影响，而外眼墙相对不受剪切力的影响，这表明外眼墙放大了内眼墙剪切引起的不对称性。Samsury 和 Zipser (引文1995）和迪德莱克等人。（引文2017）提出，内眼壁的最终衰减很大程度上是由于外眼壁阻碍了低层湿径向流入到达内眼壁，从而减少了其切向风加速度和对流，这与抵消其他减弱效应相反高海拔地区的内眼壁横向环流（Willoughby 等人，引文1982）。

对流涡度输送，即对流上升气流将较高涡度边界层空气输送到上层较低涡度环境中，发生在眼壁和中央眼处，对热带气旋涡度预算很重要。旋转上升气流被称为“涡旋热塔”（Hendricks 等人，引文2004）。利用高分辨率多普勒雷达数据，可以直接计算涡度（Guimond 等人，引文2016年；侯泽等人，引文2009年；卢西尔等人，引文2014年；雷蒙德和洛佩兹·卡里略，引文2011年；罗杰斯等人，引文2012年,引文2015年；桑格等人，引文2014）。侯泽等人。（引文2009）提出了热带低气压中存在旋涡热塔的证据，该塔后来增强为飓风。罗杰斯等人。（引文2015）在8公里高度发现了具有高垂直涡度的对流特征，这可能是涡热塔。这些对流特征是在热带风暴迅速增强为飓风期间在眼内发现的。

比较潜热和对流上升气流的垂直分布很有趣。扎格罗德尼克和蒋（引文2014）利用14年TRMM数据构建复合潜热结构（图13（G））。眼壁潜热剖面为底重型，峰值在5~6 km，这与对流上升气流凝结主要发生在对流层中低层的事实相一致。因此，潜热加热主要使对流层中低层变暖。另一方面，使用飞机飞行高度和多普勒雷达数据分析了对流上升气流和下降气流（Black 等人，引文1996年；乔根森等人，引文1985年；瓦德勒、罗杰斯等人，引文2018）。瓦德勒、罗杰斯等人。（引文2018）利用 13 年的机载多普勒雷达数据构建了眼壁对流爆发的复合垂直截面（图13（H））。最强的对流上升气流和下降气流出现在对流层上层，峰值在12公里左右。对流层上层的对流上升气流与非常弱的潜热有关（图13（G））。因此，热带气旋的上层暖芯很可能是由上层下降气流加热的。

一百多年来，人们一直认为热带气旋的风眼以下沉运动为主，这会使风眼变暖并增强热带气旋强度（图14（A））。然而，对热带气旋眼内部垂直运动的直接观察很少。臭氧测量的间接观察显示结果不一致（Baray 等人，引文1999年；卡西和威洛比，引文2005年；科利莫尔,引文2018年；乔伊纳等人，引文2006年；纽厄尔等人，引文1996年；佩恩，引文1965年，引文1966 年；罗杰斯等人，引文1990年；斯托特和罗杰斯，引文1992年；邹和吴，引文2005）。利用全球高分辨率 ERA5 再分析以及卫星云和降水数据集，我们发现 RMW > 50 km 的热带气旋眼实际上以上升运动为主，而不是下沉运动（图15（a 和 b））。平均上升运动使眼睛冷却下来，无法解释观察到的上层温暖核心。然而，眼睛内部存在强烈的涡流上升气流和下降气流（图15(c))，当眼壁云在垂直范围内增长时，其变得更强。平流层涡流下降气流将高焓平流层空气输送到眼睛中。热力学计算表明，平流层热空气侵入眼睛的 4% 可以解释观测到的上层暖核。平流层涡流下降气流并不是由穿透平流层的对流热塔驱动的，而很可能是由眼顶部的发散驱动的。观测到的热带气旋眼结构示意性总结于图14（二）。

4 热带气旋理论
接下来，我们简要回顾一下热带气旋理论。尽管在十七至十九世纪对于热带气旋的物理机制有很多猜测，例如热带气旋是由海洋中的化学反应驱动的假设（Ellis，引文1791），Chevalier 提出的示意​​图（引文1893）可以被认为是热带气旋的第一个描述模型（图4(b))。令人惊讶的是，Chevalier 示意图与今天的示意图非常相似，其中包括表面低压和风、倾斜的眼壁云以及眼中的下沉运动。然后在二十世纪初，针对热带气旋开发了干正压涡旋模型（Fujiwhara，引文1921；罗斯比,引文1948），后来用于研究热带气旋的轨迹和双元气旋之间的相互作用（Holland & Dietachmayer，引文1993年；郭等人，引文2008年；普列托等人，引文2003年；里奇和霍兰德，引文1993）。

从20世纪50年代开始，出现了许多热带气旋理论，可分为七组，按照从螺旋雨带到内核和中心眼的顺序列出：（1）螺旋雨带的波动/不稳定理论，（ 2）眼壁更替周期理论，（3）高层槽的环境强迫，（4）风切变的环境强迫，（5）内核平衡涡理论，（6）最大势强度理论，以及（ 7）湿对流涡旋与大尺度环境之间的反馈。

在螺旋雨带的波/不稳定理论中，大气波被用来解释热带气旋的完整结构，包括（1）外螺旋雨带的惯性重力波，它可能是从内部或外部强制的（Abdullah） ,引文1966 年；荒川与真锅，引文1963年；栗原,引文1976年；开尔文勋爵，引文1887 ; 泰珀，引文1958年；威洛比,引文1977年，引文1978a ,引文1978b ,引文1979）；(2) 眼部区域的罗斯比波（Charney & Stern，引文1962年；菲尔托夫特,引文1950年；富兰克林等人，引文2006年；吉恩与舒伯特，引文1993年；麦当劳，引文1968 年；蒙哥马利和卡伦巴赫，引文1997 年；沙德,引文1994），以及（3）眼壁区域的混合罗斯贝重力波（Zhong 等人，引文2009）。在热带大气中，对流耦合显着降低了等效深度，从而减慢了波的相速度（Lin 等人，引文2006年；惠勒和基拉迪斯，引文1999）。其他理论试图利用埃克曼层不稳定性来解释螺旋雨带（Faller，引文1963年；冯,引文1977 年；莉莉，引文1966）或简单地作为长期飑线（Robe & Emanuel，引文2001年；罗通诺等人，引文1988）。

眼壁置换周期已在许多模型研究中进行了检验，并提出了许多机制：（1）蒙哥马利和卡伦巴赫（引文1997）提出，向外传播的涡旋罗斯贝波在停滞半径处会聚，通过波平均流相互作用引起二次切向风最大值。然而，朱特和陈（引文2010）提出了飓风丽塔（2005）的模拟，并表明护城河区域的存在阻止了涡旋罗斯贝波的向外传播。(2) 特威和蒙哥马利 (引文2008）提出，轴对称化和来自与涡量的弱径向梯度相关的区域内的雨带对流的高档涡量级联（称为“β裙边”）可以产生第二眼墙。(3)方和张(引文2012）提出，顺风方向的层状下沉气流在眼墙和雨带区域之间形成对流层低层锋区，有利于深对流和第二眼墙的发展。(4)黄等人。（引文2012）以及阿巴尔卡和蒙哥马利（引文2013）提出，不平衡动力学会导致超梯度流动并在热力学上有利于对流的位置内从边界层上升。然而，凯珀特（引文2013）得出的结论是，超梯度流是摩擦收敛的副产品，切向风场的广泛扩展并不一定会导致局部摩擦上升气流。(5) 凯珀特 (引文2013）以及凯珀特和诺兰（引文2014）提出边界层对梯度风涡度径向梯度扰动的响应之间的反馈可以生成第二眼壁。(6) 外部强迫也被认为是第二眼墙的驱动因素，例如上层海槽（Dai 等人，引文2017年；莫里纳里和沃拉罗，引文1990年；农和伊曼纽尔，引文2003）和垂直风切变（Dougherty 等人，引文2018年；张等人，引文2017）。

许多模型研究都评估了上层槽的环境强迫（例如 Challa 等人，引文1998年；查拉和普费弗，引文1980年；荷兰与美林，引文1984年；科马罗米和多伊尔，引文2018年；勒鲁等人，引文2013年，引文2016年；莫里纳里和沃拉罗，引文1990年；蒙哥马利和法雷尔，引文1993年；农和伊曼纽尔，引文2003年；普费弗和查拉，引文1981年；施等人，引文1997）。所提出的物理机制包括通过（1）涡旋角动量通量、（2）准地转强迫、（3）位涡强迫和（4）与喷流相关的上层散度来增强二次环流和对流。

还研究了垂直风切变造成的环境强迫。提出的物理机制包括（1）环境低熵空气从中层或边界层进入内核（Cram 等人，引文2007年；里默等人，引文2010年；辛普森和里尔，引文1958年；唐和伊曼纽尔，引文2010）；(2) 将上层高熵高涡度空气排出眼部（Frank & Ritchie，引文2001年；黄与陈,引文2004）；(3) 通过对涡旋倾斜的绝热中层变暖响应来增加内核的静态稳定性（DeMaria，引文1996年；黄与陈,引文2004）；(4) 与对称翻转环流相反的涡动量通量（Wu & Braun，引文2004）；(5) 对其他环境条件（例如对流层中部湿度）的敏感性增加（Emanuel 等人，引文2004）。效果还取决于剪切的高度和深度（Elsberry & Jeffries，引文1996年；菲诺奇奥等人，引文2016）。

在内核平衡涡旋理论中，Eliassen (引文1951）首先证明，对于由动量和热力学强迫驱动的平衡涡流，需要补偿性二次循环来恢复热风平衡。平衡涡动力学已被用来模拟内核的次级循环（Hack & Schubert，引文1986年；纳瓦罗等人，引文2017年；彭德格拉斯和威洛比，引文2009年；舒伯特等人，引文2007年；舒伯特与哈克，引文1983年；夏皮罗和威洛比，引文1982年；史密斯等人，引文2018年；史密斯和王，引文2018年；孙奎斯特,引文1970 年；维格与舒伯特，引文2009年；王等人，引文2020 年；威洛比,引文1988年,引文2009）。加热的垂直结构在这些模型中起着核心作用。Sundqvist 发生时没有观测到热带气旋眼墙的加热剖面（引文1970），所使用的轮廓是不切实际的头重脚轻。彭德格拉斯和威洛比（引文2009）使用基于观察的现实加热结构。他们发现，施加加热增强涡流的效率对强度本身和涡流大小最敏感，而不是涡流形状或强制倾斜。

热带气旋的最大潜在强度已通过多项研究根据环境中可用的热力学能量进行了估计，假设详细的气旋动力学和内部过程对最大可达到的强度没有限制。估计基于 (1) 眼部区域沉降的参数化（Holland，引文1997 年；磨坊主，引文1958）；(2) 计算平衡表面动量损失的可用能量（Malkus & Riehl，引文1960）；(3) 假设热带气旋充当经典的卡诺热机（Bister & Emanuel，引文1998年；伊曼纽尔,引文1987年,引文1991年；伊曼纽尔等人，引文2013年；克莱因施密特，引文1951年；科瓦莱斯基和埃文斯，引文2016年；史密斯等人，引文2008）。

湿对流涡与大尺度环境之间的反馈在热带气旋强度变化中起着关键作用。在最早的模型中，没有对流参数化，涡流通过大规模凝结而被放大（Haque，引文1952年；笠原,引文1961 年；郭,引文1961 年；莉莉，引文1960 年；罗森塔尔，引文1964 年；西奥诺,引文1953年；柳井、引文1961）。这些模型中经常产生不切实际的网格尺度对流，这表明需要对流方案（参见 Kuo 的评论，引文1965）。第一代对流参数化强调水分收敛，反馈机制通常称为第二类对流不稳定性（CISK；Charney & Eliassen，引文1964 年；郭,引文1965年；大山，引文1964 年；史密斯，引文1997 年；山崎,引文1968）。第二代对流参数化增加了表面热通量，反馈机制通常称为风致表面热交换（WISHE；Emanuel，引文1986年；伊曼纽尔,引文1995年；伊曼纽尔等人，引文1994年；蒙哥马利等人，引文2009年；大山，引文1969 年；罗森塔尔，引文1971年；罗通诺和伊曼纽尔，引文1987）。后来，还引入了对流涡度传输的影响（Hendricks 等，引文2004年；蒙哥马利等人，引文2006年；阮等人，引文2008年；史密斯等人，引文2009）。

热带气旋还与平流层有内部反馈。更强的热带气旋会导致更强的云顶流出，更强的云顶流出会从上方带动更强的平流层下沉气流，这些下沉气流渗透到眼内，使眼温升高并造成加剧。这些形成了快速强化的正反馈循环。基于上述物理思维和观测证据，林和钱开发了一个由两个组成部分组成的玩具模型：用于预测眼壁中湿对流云顶的潮湿上升气流，以及用于预测平流层或对流层空气向下侵入的干燥下降气流在眼睛里。对于上升气流和下降气流，均以简单的固定夹带率来考虑夹带。干燥下降气流的起始水平由潮湿上升气流的云顶确定，并根据观测对吸力层深度和侵入深度进行参数化。热带气旋的中心压力是根据眼内的温度分布计算得出的。然后根据压力梯度力和摩擦力计算最大风的趋势，并参数化眼睛大小对最大风的依赖性（Holland 等人，引文2010年；纳夫和泽尔，引文2007年；科辛,引文2015）。

热带气旋的增强是由深眼壁对流强制产生的暖平流层下降气流驱动的，当平流层暖下降气流的起始高度和穿透深度都随着强度的增强而增加，而眼的尺寸随着强度的增强而缩小时，热带气旋的增强受到正反馈的增强。使用固定眼睛尺寸的测试给出了类似的结果。热带气旋的衰变是由三种物理机制引起的：对流层上层变暖抑制眼壁深层对流、垂直风切变和表面摩擦。潮湿上升气流的环境温度分布被假定为眼睛中的温度分布。因此，温暖的平流层下降气流导致对流层上层变暖会抑制下一个时间步长的潮湿上升气流的云顶高度，导致负面反馈。假设垂直风切变相对于潮湿上升气流的云顶高度线性减小。根据观察到的阻力系数对热带气旋强度的依赖性，表面摩擦被参数化，并且使用固定阻力系数的测试给出了类似的结果。我们的新热带气旋强度模型通过 1979 年至 2015 年 2877 个热带气旋的预测实验进行了测试（图16（A））。我们的模型可以很好地预测极端热带气旋的快速增强，并且可以与现有的热带气旋预报模型进行比较（图2）。显示了一些最致命和成本最高的热带气旋的个别事件的预测示例，例如气旋纳尔吉斯、气旋 02B、超级台风海燕、飓风米奇、飓风卡特里娜和飓风桑迪（图16(b))。

5 总结和未来方向
本文回顾了从十九世纪末至今热带气旋研究的历史，重点是观测研究。我们回顾了热带气旋气候学、成因指数、季节内至百年变化和趋势、热带气旋结构和热带气旋理论的研究。

我们建议未来的研究方向如下：

北印度洋极其致命的气旋研究。过去 40 年来最致命的热带气旋 02B 号气旋和纳尔吉斯气旋发生在北印度洋，均造成约 13 万人死亡。不幸的是，对该地区气旋的研究非常有限。迫切需要进行深入研究，以帮助拯救这个人口稠密地区的生命。

风暴规模的高分辨率再分析。最新的ERA5再分析具有0.25°的水平分辨率，首次可以解析热带气旋的风眼。结合所有飞机侦察数据和其他数据集的更高分辨率的再分析将显着提高我们对热带气旋眼动力学以及快速增强的物理机制的认识和理解。

过去 2000 年的古气旋数据。这些数据对于更好地了解与全球气候变化相关的热带气旋变化以及年代际和多年代际变化非常重要。我们建议制定一个国际项目来促进和整合目前在不同国家进行的所有研究工作。该项目的目标是发布高质量的相互校准的古气旋数据集。

成因指数和最大潜在强度模型的新物理学。正如第 2.a 节所述，当前指数表现出较大的地区差异，通常可达 ±50%。这些指数还显示出赤道偏向。需要新的物理理解来改进成因指数和最大潜在强度模型。这些模型对于热带气旋活动的短期和长期预测非常重要。

热带气旋预报模型中的涡旋平流层反馈。热带气旋强度预报在预报技巧方面仍落后于热带气旋路径预报，严重影响疏散决策，进而影响生命财产损失。我们认为，使用业务预报模型测试涡旋平流层反馈对热带气旋强度预报的影响非常重要。目前，平流层在模型中经常被粗略地处理。改进模型中的平流层可能会产生更真实的涡旋平流层反馈，以及更好的热带气旋强度预测。

热带气旋是地球上最致命、损失最惨重的自然灾害之一。目前，大多数区域专业气象中心缺乏模型开发的支持。重要的是，政府必须提供资金来支持数量有限的高素质研究人员，他们可以专注于模型开发和提高实时预测能力。提高预测技能将减少死亡和财产损失。