七　　天氣系統及特徵（二）

 

趨勢方程

        趨勢方程（不詳細推導）是了解高空天氣圖中的重力位高度（geopotential height）變化的工具。其中算式右面可分為兩部分：渦度平流項和微分厚度平流項。

 

        渦度平流項決定高空槽的走向：短波槽中，影響路徑的因素以槽內渦度為主，傾向向下游推進，亦即快速東移；長波槽中，影響路徑的因素以行星運動的渦度為主，長波槽傾向後退，亦即向西移動。

 

        微分厚度平流項決定槽脊強度的變化：在500百帕脊，重力位高度傾向上升，意味著脊傾向增強；在500百帕槽，重力位高度傾向下降，意味著槽傾向增強。

 

奧米笳方程（又稱診斷方程）

        該方程的微分厚度平流項決定高空槽前出現暖平流，導致氣流的上升運動；槽後出現冷平流，導致下沉運動。

 

熱帶氣旋

        熱帶氣旋是指非鋒性，在熱帶及副熱帶地區出現，有組織對流的低壓系統。1968至1989年的數據顯示，每年平均有83.7個熱帶氣旋影響地球，其中平均有25.7個影響西太平洋及南中國海。

 

        熱帶氣旋的分類，主要按照世界氣象組織的建議──中心附近最高持續風力而定。在香港，則以熱帶氣旋中心附近十分鐘平均風力，決定熱帶氣旋的分類；香港天文台把熱帶氣旋分為四類：

 

熱帶低氣壓(TD)

<= 62公里／小時（6至7級風）

熱帶風暴(TS)

63 – 87 公里／小時（8至9級風）

強烈熱帶風暴(STS)

88 – 117 公里／小時（10至11級風）

颱風(T)

>= 118 公里／小時（12級風）

 

        熱帶氣旋的生命周期分為四個：形成、增強、成熟和消亡。

 

        形成期：熱帶氣旋的前身為有強烈對活動的低壓區。積雨雲持續在低壓生成。熱帶氣旋通常在科氏力不太低的情況下（北緯5度以上），以及海溫較高的情況下（北緯22度以下）生成。隨著雲團西移，對流繼續增加，風開始捲入低壓中心。增強的速度可快可慢，快者，低壓可在12小時內爆發性增強以形成熱帶氣旋。

 

        加深期：熱帶氣旋變得有組織，中心氣壓下降，風速增強。旋轉的雨帶開始在氣旋外圍清晰可見，最後，風眼可能在加強後的熱帶氣旋（颱風）形成。

 

        成熟期：多數熱帶氣旋存在一段強度最高的時間，此時，氣壓亦為最低。

 

        消亡期：當熱帶氣旋登陸後，因水氣供應被切斷及地面磨擦力，便會減弱；此外，熱帶氣旋進入低海溫水域（使CISK機制失效）或強烈垂直風切變區（潛熱難以在中心位置釋文，CISK機制減弱），也會減弱。在冬天，乾空氣（如東北季候風）流入熱帶氣旋中心時，使對流減弱，熱帶氣旋同時也會減弱。當熱帶氣旋減弱時，中心風力下降，但仍可能為周圍地區帶來大雨。熱帶氣旋也可以在轉向後於中緯度失去熱帶特性，轉化為溫帶氣旋（暖心轉為冷心）。

 

        熱帶氣旋是大型和旋轉的雲雨帶，通常有幾百至一至二千公里闊。典型的熱帶氣旋高度可至距海平面逾10000米之處。成熟的熱帶氣旋往往伴隨風眼。風眼內的空氣是下沉，過程中空氣會被加熱和變得乾燥，故通常沒有雲。風眼外的風眼壁，是熱帶氣旋最大風和最大雨的地方。熱帶氣旋的風眼內可以有雙中心，甚至可以有雙風眼。

 

        熱帶氣旋中心的氣壓隨距離急遽變化（5-10百帕／公里），導致風力很大。熱帶氣旋中心的氣壓很低，如在海上，海水會傾向被低壓向上吸，在近岸形成風暴潮。風暴潮的高度可達超過十米。

 

        在近地面，空氣向熱帶氣旋中心輻合，然後在近中心處以強烈上升運動向上噴，再於高空向外逸出。

 

        在橫切面，熱帶氣旋分為三部分：眼：風力隨著與中心距離減小而下降，約有十至數十公里；渦：風力最大，有十至二十公里；外圍，風力隨與中心距離增加下急速下降，通常在400公里以上。

 

        在縱切面，在下層，空氣空氣流入中心；在中層，空氣一邊旋轉一邊向上升，並沒有流入或流出中心；在上層，空氣向外圍逸出。外圍雨帶和風眼壁都伴隨強上升氣流；而在其他位置，則為下沉氣流。

 

        熱帶氣旋的風力不一定對稱。如果副熱帶高壓西伸並接近熱帶氣旋東北，熱帶氣旋東北面的風力便會比其他位置強。

 

        熱帶氣旋的渦度為正數，並在中心為最大值。它是暖心系統，空氣溫度在近中心處為最高，而此效應在熱帶氣旋高層尤為明顯。原因是中心空氣從高空下沉時絕熱增溫，把水氣蒸發掉。暖海水提供能量，而能量則隨著空氣流入中心而集中在中心，並按第二條件性不穩定加強氣旋。

 

        通常降雨在熱帶氣旋的風眼壁為最強，但在風眼內則不會有強降雨。

 

在熱帶氣旋外圍，科氏力對計算起重要的作用；但科氏力可在近中心處被忽略，原因是風力比較大，科氏力的影響小。

 

熱帶氣旋的形成必須使第二條件性不穩定得以實現，而這種不穩定是正反饋機制，使熱帶氣旋慣性地增強。有數個條件要滿足：

 

高海水溫度（高於26度），以及熱帶氣旋位於開闊的海洋，提供潛熱使對流形成；

 

對流不穩定，使對流持續發展；

 

低中層濕度高；

 

低垂直風切變，有助暖心結構形成；

 

不太小的科氏力；

 

在低層大氣某位置已形成正渦度。

 

熱帶氣旋形成後，受副熱帶高壓影響，通常和西或西北移動；當引導氣流減弱時，熱帶氣旋會減慢速度；當到達高緯度時，受到高空槽影響，也會轉向東北移動。當熱帶氣旋登陸後，便會快速消散。

 

熱帶氣旋的移動由駛流及科氏力決定：

 

西向量 = -(1/f)φy

北向量 = (1/f) φx

 

Φ與駛流有關，f則與科氏力有關。

 

此外，熱帶氣旋有面積，所以整個系統會貫穿不同緯度。不同緯度為熱帶氣旋不同部分提供不同大小的科氏力。其中，旋轉性空氣流動的科氏力項差異，將帶動熱帶氣旋向北移動；空氣的內流運動，其科氏力項差異，將帶動熱帶氣旋向西移動。總體來說，這兩項的影響統稱為內力，使熱帶氣旋向西北移動。但內力的強度通常遠低於外力。

 

有時，熱帶氣旋會出現奇怪路徑。有數個原因：副高西伸或東退；副高的增強或減弱；中緯度高空槽的加深或變淺；中緯度高空槽經過熱帶氣旋附近；以上效應的疊加。

 

如有超過一個熱帶氣旋，而相互距離甚小，則導致它們互旋，稱之為籐原效應。籐原效應是日本科學家籐原在1921至1923年發現的：兩個近距離的渦度繞著重力中心互旋。藤原效應發生後，會有三個可能後果：1)大型熱帶氣旋移動甚慢，而小型熱帶氣旋移動甚快；2)兩個熱帶氣旋大小相當，兩者的互旋速度相似，直至其他天氣系統使兩熱帶氣旋停止相互影響；3)其中一個較弱的熱帶氣旋最終成為較強熱帶氣旋環流的一部分。

 

當熱帶氣旋經過山脈時，因勢渦度守恆，熱帶氣旋的移動將會出現變化（如稍為轉南以減少科氏力，從而容許相對渦度增加），直至離開山脈為止。另一個場景是，舊中心在熱帶氣旋經過山脈時消散，新中心在山脈的另一邊形成，這也影響熱帶氣旋的路徑。