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气象术语;优秀教学帖集中;常识性问题集中

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更多 发布于:2007-05-29 21:14
本帖内容:
1、气象术语分两个部分,第一部分主要以“天气现象”等为主,第二部分以热带气旋为主。
2、优秀教学帖集中是把论坛的一些原创精品或转载精品集中起来,让大家方便查找。
3、常识性问题集中是把大家提出的问题(主要在提问版)集中起来,让大家方便查找。
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发布于:2007-06-01 08:00
半字
半圓效應:
當熱帶氣旋以相當的速度穩定前進時,則其前進方向的右方半圓,風圈較廣較強,我們稱之為危險半圓。相反,前進方向左方半圓風圈較小較弱,視為可航半圓。這種熱帶氣旋因移動快速而產生的風場不對稱現象,即為半圓效應。有關半圓效應的原因,請參看本站問答部份的討論。
若果熱帶氣旋身處的環境正伴隨季風爆發活躍的情況,則半圓效應的理論不能確立。
[table=50][tr][td=1,1,100%][/td][/tr][tr][td=1,1,100%]2000年超級颱風碧利斯,以大約時速20公里,向西北移動。QuikScat風場圖所看見碧利斯的半圓效應頗為明顯。[/td][/tr][/table]

地轉風:
在高空,風是平衡等壓線吹的,這種現象稱之為地轉風。在地轉風影響下,引致東亞高空有西風帶(圍繞極地低氣壓或極渦吹的風)及東風帶(和副熱帶高壓脊軸線平衡的東風)的形成。
地轉風的形成,是因為科氏力氣壓梯度力平衡,加上流體本身進行旋轉運動時所產生的離心力,三者共同作用的效果。
地轉風的理論不適用於地面風,因為近地面的風流動時會受摩擦力影響,發生進一步的偏轉,從而形成氣旋式的輻合或反氣旋的輻散
[table=100][tr][td=1,1,50%][/td][td=1,1,50%][/td][/tr][tr][td=2,1,100%]地轉風形成示意圖

[/td][/tr][/table]西風帶:
成因:在5000米至10000米左右的高空,空氣從中緯度高氣壓流向副極地低氣壓,受科氏力的影響,在北半球風會向右偏轉,南半球則相反。同時,在高空因空氣移動不受磨擦力影響,結果,風是平衡副極地低氣壓的等壓線移動,就這樣形成勢力強勁的西風帶。
特性:西風帶好像有條皮帶,圍繞著地球溫帶的對流層上空,當中盛行著很強的西風。這些西風,在12000米以上的高空最為強勁,風速可達每小時300公里,稱為噴射氣流。亦因為西風帶的風力地面跟本不能比較,因此形西風帶有強烈垂直風切變的情況,最高可達100KTS以上!
活動:若分為週間變化與季節變化兩方面討論,西風帶會以一至兩星期的週期作蛇型的波浪擺動,稱之為西風波動。另一方面,西風帶的整體位置是隨季節變化的,主要受極地冷氣團的強弱支配。夏天時,西風帶通常在北緯30~60度間。當進入冬天,極地冷氣團漸漸向南擴張,使西風帶亦漸漸南下至北緯20度左右。
與熱帶氣旋關係:西風帶在秋冬時份向南擴展,當西風槽南下時其槽前西南風更有機會成為熱帶氣旋的引導氣流。西風帶一方面使熱帶氣旋向東北移動,另一方面也加強垂直風切變而阻礙熱帶氣旋的發展。當熱帶氣旋進入西風帶時,移動速度可增加至每小時50公里以上。而受到西風帶的斜壓特性影響,熱帶氣旋會在當中轉化為溫帶氣旋

西風槽:
西風帶還繞副極地低氣壓的等壓線移動,當副極地低氣壓出現線時,這亦即西風槽。西風槽為冷性的斜壓槽,槽中有正渦平流,槽前有輻散運動常伴隨低空溫帶氣旋的發展,槽後輻合則伴隨地面反氣旋之加強。
西風帶中的長波槽會推動熱帶氣旋轉向,在東亞,西風長波槽主要集結在東經120~150度(東亞大槽),由西向東移。

西風脊:
西風帶兩節西風槽間倒V字的地方,稱為西風脊。西風脊為暖性的斜壓脊,脊的東方低層脊伴隨地面反氣旋,而脊中則有負渦平流。

西風波動:
跟據絕對渦度守恆的定理,空氣質點在不同緯度受科氏力影響發生偏轉,會不定時以反氣旋或氣旋式地前進,形成傳遞波狀態的路徑,就是所謂的西風波動(又稱羅斯貝波或行星波)。
西風帶波動分成三種,分別為超長波、長波和短波,其中長波和短波在氣象學上較為重視。長波即波長達8000公里或以上,而震幅達數百公里以上的波動。長波移動較慢並維持很久,出現在高空(3000米以上)。長波前的節線長波槽,最影響熱帶氣旋的移動和溫帶氣旋的發展。長波槽南下亦會使副熱帶高氣壓東退減弱。
短波波長約3000至8000公里,震幅亦細,移動較快及很快消失,但在有利因素下也會加強成長波,短波通常出現在低層高空,亦較難影響熱帶氣旋移動。
而實際情況下,中低層大氣的西風波動都是由超長波、長波及短波疊加而成的,當兩節或以上的波動槽脊間對應時,該個西風波動便會相應加大。若一節波動的槽和另一節波動的脊相對應,該波動則會抵消。
以上圖片顯示出西風槽脊及一長波,可見西風路徑是波動的向東傳播。 (圖片來自大學科學教學資訊)

西風急流(噴射氣流):
西風急流是位於對流層高層,西風帶中的極強風速帶,秋冬勢力最強;其長度可達數千公里、寬數百公里不等,軸心風力可達每小時150公里以上。
帶動西風急流的原動力主要為極地低渦及副熱帶高壓脊間的強大氣壓梯溫度梯所致,因此西風急流又被稱為高空鋒。急流入口的風力加強及出口的減速引起該處的附近分別出現輻散輻合的現象(如下圖示);因此急流之作用不旦為引導地面天氣系統的移動(如熱帶氣旋),也對其增強減弱有相當的關係。
上圖顯示出噴射氣流中的風力分佈(橙色區域達180公里)及其出入口附近的空氣垂直風切變狀況。  
上圖為紅外線衛星雲圖所顯示的急流雲系
二类条件性不稳定:
二类条件性不稳定是对流发展加强的一项正反鐀机制(Positive Feedback )。 其起始必须先有一低气压,空气因地转风加上摩擦力所引起的偏差影响, 因而从四周以气旋式地流入低气压中心;在十分接近中心时, 空气的离心力进一步平衡地转偏差,因而出现空气的辐合抬升现象, 而不是把低气压填塞。 在这情况下,空气因得以抬升而发生绝热冷却的过程, 空气中的水份因降温而达饱和状态,最终凝结并释放潜热。 此时,空气重新得到加热因而进一步膨胀上升,直至空气中所有的水份都凝结为止, 空气便从高层辐散,并在外围下沉,及后重新流入低压中心,发生对流现象。 在湿暖的空气不断流入低气压及高空辐散没有障碍的情况下, 以上的不稳定过程得以不断的重复,潜热的加热越来越强,整个对流机制亦得以加强, 形成一个正反鐀的机制。
大陆性反气旋:
多出现于秋冬两季,为集结于中国大陆的移动性冷性高压,属中尺度天气系统, 垂直厚度通常约为3000米以下,水平尺度可超过数千公里, 一般维持数天至一星期不等。 强烈的大陆性反气旋中心气压可超过1060hPa, 且较大的气压梯度出现在高压外围,其带来的东北季候风, 可为本港带来寒冷以及干燥的天气。 成因:大陆性反气旋的成因可分为热力因素与动力因素两方面来讨论。 热力因素方面,秋冬大陆吸收太阳辐射减少,温度下降,因此内陆的气团也变冷,气压增加, 最终成为高气压。 动力因素方面,则由于中高层西风槽的发展,高空槽后有辐合活动导致气流下沉, 空气于低层堆积而形成高气压。 与热带气旋关系:大陆性反气旋与热带气旋构成较大的水平气压梯, 可使热带气旋北侧风力增强,水平风切与涡度增加, 但当大陆性反气旋相关的干燥及清凉气流进一步流入热带气旋内部时, 便会减弱热带气旋的二类条件性不稳定,从而减弱其强度。 又因其常跟随中高层西风槽后方南下, 因此所伴随之强垂直风切变会破坏或削弱热带气旋的组织及结构。 大陆性反气旋所带来的低层东北风有时也会直接引导热带气旋西进。
尺度:
所謂尺度是指一個天氣系統的空間大小、或者時間上持續的長短,綜合各種的分級後如下:
水平大小垂直大小持續時間例子
行星尺度4000公里以上-------恆久西風帶東風帶
大尺度400公里以上10公里左右半個月或以上西風長波副熱帶高氣壓
中尺度4公里~400公里4~8公里左右數天西風短波、颱風、急流
小尺度少於4公里4公里以下數小時或更短龍捲風、海陸風、雷暴
东风带 (赤道东风):
在3000米以上高空, 空气由副热带高气压流向赤道附近之低气压,因为地转风效应,于是形成偏东风。 赤道东风带乃地球三支行星风系中的其中一支,有引导热带气旋移动的作用。 热带气旋在东风带生成后受东风推动,就会由东向西移动了。 一般在东风带推动下的热带气旋以每小时20公里左右移动。

中層:
對流層的中層一般是指大約距離地面2000至7000米的區域(大約700hPa~400hPa),此層盛行垂直空氣活動(上升或下沉),並符合地轉風條件;在此層的氣流對地面天氣系統有引導作用,也對高層天氣系統發展有所影響,因此在天氣預報上,中層資料的分析是極其重要的,特別是對約海拔5500米(500hPa)的天氣圖分析。

中心冷雲蓋:
即 Central cold cover,簡稱 CCC。當熱帶氣旋中心附近有深層對流爆發性發展,而又未能有效組織成中心密集雲層區時,則成為中心冷雲蓋。其特徵為,低雲頂溫度(低於零下70度)之卷雲區域廣闊及不平均的分佈,且覆蓋熱帶氣旋大部份面積,中心冷雲蓋外螺旋環流不明顯,而雲蓋內降水十分強烈但不是集中在中心附近。
同時,中心冷雲蓋中有大量冰晶形成,並可激發重力波,減弱熱帶氣旋之暖心特性、高空輻散及空氣上升強度;因此,中心冷雲蓋的形成後通常意味著熱帶氣旋在接著的12至24小時間停止增強。
圖中所示為2000年熱帶風暴達維發展
出一個中心冷雲蓋。
中心密集雲層區:
即 Central dense overcast,簡稱 CDO。強烈熱帶風暴或以上級數的熱帶氣旋所擁有的一種特徵,在可見光衛星雲圖上所見為一渾圓,集中及俱有組織的密集雲區在中心附近旋轉,通常為卷雲,這些卷雲會引致中心附近有雷暴發生。中心密集雲層區之下應有相當明顯而成熟的螺旋雲帶,同時伸展到雲區之外;當熱帶氣旋進一步增強至颱風程度時,風眼也會開始在 CDO的中心區域形成。
圖中所示紅色部份就是一個強烈颱風的中心密集雲層區,風眼則在雲區中心。
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发布于:2007-06-01 08:01
藤原效应
藤原效应(Fujiwharaeffects)是指当两股气旋靠近时对它们两者本身移 动之相互影响,而出现这影响的原因是因为它们是两个旋涡, 而他们所出现的辐合气流直接成为对方的引导气流。 一般来说,当两股热带气旋之相互距离在1000至1200公里、或经度10度以内时, 藤原效应便会发生(但实际上还要视乎两股热带气旋的大小及质量而定), 但在个别情况下亦可不发生。 藤原效应发生时,常见的情况有以下三类: 比较强劲的那股热带气旋会影响那股比它弱的热带气旋的移动方向, 这时比较强的那股热带气旋会另那股比它弱的热带气旋绕着它的环流反时针旋转(因为北半 球的热带气旋是反时针方向旋转的。但在南半球.,由于热带气旋是顺时针方向旋转, 因此情况相反),直至大对小的影响力减弱为止。 如果条件适合的话,比较强劲的那股热带气旋还会把小的热带气旋吸收, 情况就如1999年初的玛姬把南海的低压区吸收一样(但要距离够接近, 及那股弱的热带气旋不受其他天气系统影响其移动才行); 如果两者强度差不多,那么, 两者便会互相围绕一个共同中心旋转,直至两者受到其他天气系统影响其移动, 或其中一方减弱为止,才会脱离互相影响的局面。 此外,有时两者会互相排斥,或是一个跟一个而行,甚至乎二合为一(但这情况比较罕见, 通常发生于热带风暴或以下之热带气旋),又什至可以出现一些意想不到的情况。 藤原效应另外一个较明显的例子就是1986年的韦恩了。

2000年的玛莉亚和派比安就是一个因藤原效应而互旋的例子。

切变线
切变线: 切变线一般出现于低层,是指一风向不连续的交界线, 即线的两侧存在着不同风向的辐合;其形势大致可分为三类: 冷锋式切变: 偏北风和西南风的辐合。 偏北风通常带有大陆性干冷空气的性质,风力较强。 西南风侧是较弱的海洋性气流,通常为西南涡所引入,此类切变性即一般的冷锋。 暖锋式切变: 东南风和西南风的辐合。 一般为季风槽,因两股气流都通常带有潮湿而和暖的空气, 因始此类切变线上易有热带气旋生成。 准静止锋式切变: 东西风的不直接切变。 此类切变线没有对头风辐合,因此线的移动不明显,即近似静止锋的模式, 此类切变线出现于西北太平洋上也有利扰动旋生的起始。

爆发性增强:
Dunnavan在1981年定义, 热带气旋内之最低海平面气压在12小时内持续每小时下降2.5hPa, 或持续6小时内每小时下降5hPa,即属爆发性增强。 换句话说,就是12小时内最少下降21hPa,或6小时内最少下降30hPa, 相当于纯T指数在6至12小时内增加1.0至1.5。

日际变化:

日际变化是指在红外线或色调强化卫星云图上之云顶温度分布会随日夜而变化; 这是因为该等卫星云图的色调强弱都是由云顶所发出之热能去分析所得。 而影响云顶温度变化的因素,除了是云顶高度外,还有时由太阳辐射加热所致的,因此, 在日间时云顶温度都会较高,而晚间则会较低。 跟据统计,日间云顶温度因太阳加热而上升得最显著的时间是下午3时至6时, 而晚间因没有太阳而散热最明显的时间是清晨3时至6时。 日际变化的概念在热带气旋强度分析上尤其重要。 热带气旋相关云团是对流云,因此其云顶温度越低则代表对流越旺盛; 但加入到日际变化的考虑,情况就会变得较为复杂。 例如,当日间云顶温度上升时不一定代表热带气旋减弱,而是日际变化所致; 但如果日间云顶温度没有变化,却可以代表是对流加强, 因为云顶增高引起的降温抵消了日际变化所带来的升温。








東北信風:
地面副熱帶高壓脊南側所吹出的東北風就是所謂的東北信風,但一般而言是偏東風為主。此東北風和西南季風輻合後即成為熱帶副合帶

東北季候風:
東北季候風是北半球東亞大陸的冬季季候風,其成因是因為冬季時大陸散熱較海洋快(因海水有很高的熱比容),導致大陸內長期是一冷性的高氣壓,而在科氏力地轉偏差等因素影響下,風從高氣壓吹往赤道,形成廣大的東北季候風。
東北季候風一般乾燥及清涼,伴隨高層強烈西風所引起的強垂直風切變,會對熱帶氣旋的強度造成嚴重削弱的效果;但在秋季,一些由較弱大陸性反氣旋所帶來的東北季候風亦會因加強低空輻合而使熱帶氣旋稍為加強,同時其共同的氣壓梯度效應往往使本港吹強風或甚至烈風。

東風波:
東風帶中有時會出現一些低壓波動,在天氣圖或氣流圖中以倒V字低壓表示,乃東風波,他們由東向西傳播,槽前有輻散現象,槽後則有輻合;因此東風波左方受下沉氣流影響天氣晴朗,右方則因輻合上升而出現對流性的不穩定天氣。
有大約一成的熱帶氣旋就是在東風波的擾動中生成的。

東風波流場及對流分佈示意圖

引導氣流:
空氣由高氣壓流向低氣壓,形成氣流。當這些氣流成為熱帶氣旋移動的推動力時,這就是引導氣流。
引導氣流通常作用在熱帶氣旋垂直高度的一半到頂部,成熟熱帶氣旋約為3000到6000米,熱帶低氣壓或熱帶風暴可能在4000米以下。當氣流由西向東移動時 (西風帶) ,則會使熱帶氣旋向偏東移動。氣流由東向西移動時 (東風帶),則會使熱帶氣旋向偏西移動。
同時,引導氣流亦決定了熱帶氣旋移動的速度,氣流越強,則熱帶氣旋移動越快速。例如當熱帶氣旋進入西風帶時,移動速度可增加至50公里以上。而一般在東風帶推動下的熱帶氣旋則以每小時20公里左右移動。低壓區:
當某區的氣壓較四週為低時,該區則被視為低壓區,或稱低氣壓。在北半球,空氣呈逆時針方向流往低氣壓中心,而南半球則相反。
低氣壓的成因有二,一是當空氣受熱時,空氣的粒子活動速度增加,導致空氣的體積膨脹,密度減少,氣流上升,地球表面所感受到空氣的壓力或重量降低,即氣壓下降,最後成為低氣壓。二是四週空氣因某些因素而強逼性地輻合,加上高空有有利輻散通道時,則空氣會被抬升,亦可引致地面氣壓下降成低氣壓。
由於大量的空氣上升遇泠會形成雲,故低壓區通常多雲有雨,天氣不佳。在夏天,熱帶附近所形成的低氣壓在適當的條件下便會發展成熱帶氣旋。
在北半球,空氣逆時針流入低氣壓中心。
低層(對流層低層):
對流層的低層一般是指由地面至大約距離地面2000米的區域(大約至850hPa),此層受地形及地磨擦力影響明顯,所以天氣系統及風場配置相當複雜。

低空急流:
位於對流層低層,風速達強風或以上程度的狹長風速帶是為低空急流。其水平距離可達300~1000公里,維持時間數天左右,故屬中尺度的天氣系統
影響東亞區域的一支重要急流為低空西南急流;它是一支源於澳洲高壓的信風,當跨越赤道後因科氏力而偏轉為西南風,當南北半球副熱帶高壓脊強盛時,強大的氣壓梯便把這支信風加強成急流。因此,低空西南急流一般混於西南季候風當中,?帶大量高溫高濕的水氣,往往使急流前端有強烈的暴雨。若此急流流入熱帶氣旋中心,則不但為其提供水氣,也大大加強了低層環流中心輻合,因此,低空急流的配合往往會使熱帶氣旋爆發增強,過往例子有最強颱風Tip、1999年的瑪姬等等。
 
低層環流中心:
低層環流中心(LLCC),是用來斷定一個熱帶氣旋強度的指標之一,低層環流中心可從可見光衛星雲圖中觀察得到。
一個高氣壓的空氣流向低氣壓,因地球自轉會產生偏轉而不能直接流入中心,形成旋渦效應。空氣會圍著低氣壓中心旋轉,那中心便叫環流中心。當此情況並不明顯時,旋轉較慢,亦冇一個固定的中心,而且環流僅出現於低層對流層。
[size=-1]
在預報作業中,我們可以用QuikScat的地面風場分析,找出低層環流中心的位置。上圖是屬於一個較弱的熱帶氣旋的低層環流中心,可見中心是集結在菲律賓中部島嶼間的。

 
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阻塞高氣壓:
阻塞高氣壓是位於西風帶中的暖性高氣壓,斜壓、滯留而穩定;持續時間不少於5天。其確實成因仍不清楚,但阻塞高壓建立前總伴隨西風波動振幅增加及波長縮短的情況。閉合等壓線之高壓由西風脊加深發展而成,伴隨槽之加深發展成割離低氣壓
阻塞高氣壓的出現,會使西風氣流出現異常型態,主要為把西風氣流分成南北兩支,引導極渦南下,又會阻礙地面天氣系統移動,往往引起寒潮、暴雨等極端天氣的出現。
上圖可見,阻塞型勢下,地面會有強勁的反氣旋及溫帶氣旋出現,而且氣旋降水大大加強。
從渦度上看,阻塞型勢是有一阻塞高壓和割離低壓相出現的,他們的正負渦度對比也十分明顯。

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東風波:
東風帶中有時會出現一些低壓波動,在天氣圖或氣流圖中以倒V字低壓表示,乃東風波,他們由東向西傳播,槽前有輻散現象,槽後則有輻合;因此東風波左方受下沉氣流影響天氣晴朗,右方則因輻合上升而出現對流性的不穩定天氣。
有大約一成的熱帶氣旋就是在東風波的擾動中生成的。
東風波流場及對流分佈示意圖

赤道反氣旋:
赤道反氣旋,顧名思義,是一位於赤道生成的反氣旋系統。屬中至大尺度大小,水平直徑可達2000公里,高度場在對流層中層最明顯,低層次之;結構為暖心,生成後一般向西北移動。
赤道反氣旋的生成,是因為由南半球跨赤道進入北半球的信風,發生偏轉而形成反氣旋式風場,在環境許可下,便發展成完整環流的高壓系統。發展中期,赤道反氣旋會切斷熱帶輻合帶,並把南北半球之信風混合,最後做成強烈的輻合及暴雨。
赤道反氣旋北移主要對熱帶氣旋的影響是使其轉向,熱帶氣旋通常沿反氣旋北側的偏西氣流折向偏東移動。另外,因熱帶輻合帶的切斷作用,赤道反氣旋出現期間為西北太平洋的熱帶氣旋不活躍期。
赤道反氣旋近低層風場示意圖,熱帶輻合帶給西南季風的突入而切斷。
 
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发布于:2007-06-01 14:48
風切變:
風切變是指風向或風速在一空間中存在著明顯的改變或差別。而風切變可分為水平風切變垂直風切變兩種。
垂直風切變是指比較一垂直高度中的風速及風向差。舉個例,如果地面吹時速30公里的東風,到3000米的高空吹時速30公里的東風,6000米的高空吹時速30公里的東風(實際上這情況很少見),那麼,在風向風速都一致的情況下,風切變便不存在。但是如果地面吹東風,3000米的高空無風,6000米的高空吹西風,那麼,在這情況下,由於每一層的風向都存在著差異,所以垂直風切變便存在了。風切變的強弱,總括而言是一種向量計算(Vector Calculation)。
水平風切變則比較一平面範圍中風速及風向差。鋒面就是一水平風切變的明顯例子,如冷鋒,鋒後吹北風,鋒前吹南風,而且鋒面後的風力又比鋒前強,因此我們就說鋒面的前後有著水平風切變。熱帶氣旋圍繞中心附近的風乃逆時針轉變,且隨越接緊中心便越強,因此熱帶氣旋也是一個存在有明顯水平風切變的系統。
 
風暴潮:
海平面的高低主要受月球、太陽的引力影響而有升有降(即所謂潮汐一般有兩高兩低)外,亦受環繞地球表面
大氣壓力多寡的影響,一區較高氣壓施給海平面的壓力較大,一區較低氣壓施向海平面的壓力較小,乃導致海平面降低及升高現象。

颱風中心氣壓一般較低,強度大的颱風,近中心氣壓降至900hPa司空見慣,而颱風暴風半徑外的氣壓多在
1000hPa以上,暴風半徑數百公里內(指平均風速大於等於34Kt)的大氣壓力差,一定會造成海平面高低的不同,一般颱風內壓力減少100hPa,近中心海面可引起50公分左右的上升,但實際情況很難分辨,因為颱風系統內狂風暴雨,由颱風引起之浪高非常高,其中多少分量是由颱風中心氣壓低所造成。

 
風眼及風眼牆:
當熱帶氣旋到達一定的強度時,其中心附近之氣塊旋轉加快,環流中心的風速便很高。當因旋轉運動所引起的離心力和氣壓梯度力平衡時,中心便出形成了一個冇風冇雲的區域,此即風眼。緊密的螺旋雲帶就是圍繞著風眼旋轉 (北半球呈逆時針方向旋轉)。明顯的風眼通常只出現於颱風級的熱帶氣旋中心,風眼處氣壓最低,雲層稀薄而且風力微弱。但圍繞著風眼附近的還流卻是天氣惡劣,大風大雨的。
一個成熟的颱風,風眼的直徑通常由數十至一百公里不等,風眼附近一道峽乍的還流名叫風眼牆,是熱帶氣旋中風力最強勁,天氣最惡劣的地方,同時氣壓有最大的差距。
1983年颱風愛倫吹襲本港就是最好的例子,當時愛倫的風眼在香港西南45公里掠過,香港正好受其風眼壁影響,氣壓急降,4個小時內由996hPa降至985hPa,並吹167公里至颶風,陣風更達237公里!但風眼通過澳門時,澳門風勢緩和,只得28公里。
左圖為超級颱風謝柏在可見光衛星雲圖上所顯示的風眼。
右圖為飛機從某成熟颱風的風眼中所拍下的圖片。
 
 
風眼及風眼牆的置換循環:
風眼及風眼牆的置換(Eye wall replacement cycle)是一個複雜的熱帶氣旋發展過程,簡單而言,一個熱帶氣旋因一些外來的因素可能出現雙風眼及雙眼牆的現象,例如乾空氣的入侵,地型影響。外層眼牆建立,熱帶氣旋整體風圈擴大並因角動量守恆而風力減弱。同時,外眼牆會中斷供應到內層眼牆的水氣,因此,內外眼牆間會呈現一個乾區(該區即為外風眼),而內眼牆就因失去水氣供應而漸漸減弱,內眼隨之填塞;之後,外眼牆場便會取代成為熱帶氣旋的主眼牆,風圈隨之再漸漸收窄,風眼變得清晰,熱帶氣旋再度增強,而完成一個置換過程。
圖為一個擁有明顯雙風眼結構的熱帶氣旋--卡文
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发布于:2007-06-01 14:49
科氏力:
地球環繞地軸逆時針自轉,由於地球是一球體,經度越趨向南北極越窄,因此在不同的緯度而言,都會有不同的自轉速度。在赤道的自轉速度為1600km/h,到達北緯60度時只有800km/h,在南北極為零。
現在假設有一空氣質點,自赤道上空向北移往北極,那麼,如果他起始時是和地球自轉速度同步(即本身有1600km/h的速度東移),那麼,當他移到北緯60度時,他仍會有1600km/h的東移向量,這是因為他並不是在地面和地球同部自轉的原故,但相對於在地面上的觀察者來看,這個質點事實就向東偏移了,而且非線性地加速了800km/h,這正是相對速度的原因;即該質點相對於地面的靜止觀察者來說是加速了(實際上地面的觀察者和地球同步自轉)。
因此,對於地面觀察者來說,似乎有一股力作用在這個質點上而使其加速,這種力,就是所謂的地偏轉力或科氏力。
科氏力的數學方程為: f KV
其中K是質點向北移動的位移(南移則為負值),V為速度。
f 為科氏參數 : 2ωsinΦ
當中ω是地球自轉的角速度,等如7.27x10-5 Rad/s,Φ是緯度。
由於所跟的是正弦(sine)的變化,因此可知科氏力在越高緯度的地方就越大。因此,在北半球,當質點自南向北移時,科氏力增加,於是向東偏轉。相反,當由北向南移時,科氏力減弱,於是向西偏轉。而南半球則偏轉的方向和北球球相反。
科氏力的存在,加上氣壓梯度力及摩擦力,就出現地面低氣壓的氣旋式輻合高氣壓反氣旋式輻散的現象。在高空和氣壓梯度力平衡則出現地轉風現象。

青字
青藏高氣壓:
又名南亞高氣壓,在6至7月,在青藏的10000米以上 (200hPa)可以見到一大範圍之反氣旋系統,稱之為青藏高氣壓。形成的原因主要是受青藏的熱源效應所致,在六、七月,青藏受到太陽直射,受熱明顯,又由於青藏是高原地形,受加熱後可影響到大氣高層之空氣密度變化,故該處近地表 (海拔 3000~5000米)會出現一低氣壓區,空氣被加熱上升到10000米高空於是該處成為高氣壓並出現反氣旋系統。青藏高氣壓最強盛之時期可西至非洲,東至太平洋中部。
200hPa青藏高氣壓勢力示意圖,綠線為西風急流,紅線為東風急流。
青藏高氣壓對熱帶氣旋的影響簡述如下:
  1. 移動路徑:
    六、七月青藏高氣壓在青藏東部建立後,往往會使太平洋副熱帶高氣壓西伸北跳,並和之接合。於是形成北緯 25~30度以南的高空都吹起深厚而強大的東風,這東風引導在西北太平洋形成的熱帶氣旋向西北偏西移動,進入南中國海並有可能影響本港。

  2. 強度變化:
    當青藏高氣壓勢力東達太平洋,脊線剛好覆蓋熱帶氣旋時,他的反氣旋式環流正好為熱帶氣旋帶來良好的高層輻散,從而使熱帶氣旋迅速增強。但青藏高氣壓外圍,特別是西南側的負渦度往往會有空氣下沉的現象,使熱帶氣旋之高層輻散轉弱,對流受到抑制。另一方面,高層東北風與低層西南季風之差異將形成強垂直風切變,使熱帶氣旋的環流難以組織。
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