大氣環流、主要風系統和氣團

甲 大氣運動的特性

(一)影響空氣流動的動力

１ 氣壓梯度力(Pressure Gradient Force)

空氣由高氣壓移動至低氣壓地區。

空氣流動的速度受到兩地氣壓差距的影響，這種氣壓差距稱為氣壓梯度。

氣壓梯度力愈大，即兩地的氣壓差距愈大，風速愈快。

在天氣圖上，等壓線距離愈近，即氣壓梯度力愈大，風速愈快。

２ 地轉偏向力(Coriolis Force)

空氣在轉動上的地球上運動，由於地球的轉動而產生作用於空氣的力稱為地轉偏向力。

地轉偏向力受風速、地球旋轉速度和緯度影響。

有風速才有偏向力。風速越大，地轉偏向力越大。

地球旋轉速度越快，偏向力越小。

緯度越大，地轉偏向力越大。所以偏向力兩極最大，低緯度最小，赤道為零。

它影響風向而不影響風速大小。地轉偏向力在北半球令風向右偏，在南半球向左偏。

氣壓梯度力令空氣移動方向與等壓線垂直，但地轉偏向力令風向改變至與等壓線平行。

３ 慣性離心力(Centripetal Force)

空氣運動時，多不是直線而是曲線運動。當空氣作圓週運動時，便會受慣性離心力影響。

離心力時刻與空氣的直線速度垂直。它只能改變空氣的運動方向，而不能改變它的運動速度。

在北半球，慣性離心力令氣旋中的空氣運動作逆時針方向移動，而反氣旋中的空氣則作順時針方向移動。在南半球則相反。

４ 摩擦力(Frictional Force)

大氣運動時，由於自身空氣上、下層流速和方向的差異而形成之摩擦力稱為內摩擦。空氣與地面接觸而產生阻力，這種力量為稱為外摩擦。它的方向與空氣運動相反。

內摩擦力和外摩擦力的向量和為總摩擦力。

摩擦力使空氣運動的速度減少。

通常內摩擦力通常較外摩擦力小很多，因此高度越高則摩擦越小。

(二)大氣環流

１ 大氣環流的形成

ａ)太陽輻射的作用

大氣環流的形成主要由於高低緯度間輻射的不平衡而造成。

太陽輻射對地球及其大氣的不均勻加熱產生了不同的熱能，通過空氣的上升、下降和移動，形成大小尺度的天氣運動。

地球由北緯三十五度至南緯三十五度為熱量凈得區，其餘地區為熱量凈失區。低緯度地區因凈得熱量而不斷增溫，高緯度地區因凈失熱量而不斷降溫。此時熱帶地區是熱源而高緯地區是凍源。由於冷熱源分佈不均勻而產生熱力環流。

在假設地球表面性質均一和沒有地轉偏向力的情況下，赤道地區的空氣因大氣增溫膨脹而上升，赤道地區上空由於空氣流出，地面氣壓就會降低而形成低壓區，稱為赤道低壓。極地上空因有空氣流入，地面氣壓就會升高而形成高壓區，稱為極地高壓。於是在地表上就產生了自極地流向赤道的氣流，這支氣流並在赤道地區受熱上升，補償了赤道上空空氣的流出，形成了一個封閉環流。

ｂ)地球的自轉作用

當空氣移動時，地轉偏向力發生作用，影響空氣移動途徑有所偏差。當緯度越高，地轉偏向力越大，空氣移動的偏差也越大。這就造成了地球的六個環流圈，七個高低氣壓帶，和七個行星風系。

２ 大氣環流的結構

ａ)單一熱力環流

大氣的熱能分佈決定了氣壓高低，氣壓的高低影響了大氣環流。

赤道附近的太陽輻射很強，終年炎熱，大氣受熱膨脹上升，形成赤道低壓帶。極地地區太陽輻射很弱，終年寒冷，大氣冷卻收縮下沉，形成極地高壓帶。

在氣壓梯度力的影響下，赤道上空的大氣便流向極地上空。極地上空因有空氣流入，地面氣壓升高形成高壓帶。於是在近地面的空氣就由極地高壓帶流向赤道低壓帶，從而形成單一熱力環流圈。

環流圈使高低緯度不同溫度的空氣得以交換，維持了緯度間的熱量平衡。

ｂ)三圈環流模式

單一熱力環流圈實際上是不存在的。大氣運動受到地轉偏向力的影響，縱然地表性質是均勻的，在赤道與極地間也不可能出現單一熱力環流，而是會變成三圈環流模式。

i)赤道環流(信風環流/熱力圈環流/哈德萊圈Hadley『s Cell)

赤道地區溫度高，空氣受熱而上升，成為上升氣流。地面上的氣流從四週流入填補上升的空氣，形成赤道低壓區。上升氣流堆積，分別向南北兩極流動，到了南北緯三十度時，空氣因冷卻及受到壓迫而令密度上升，在此處堆積下沉，使近地面形成一個高壓帶，稱為副熱帶高壓區。

副熱帶高壓區出現以後，下沉地面空氣向赤道和極地流去，形成行星風。向赤道流去的氣流，在地轉偏向力的作用下，在北半球成為東北信風，在南半球成為東南信風，稱為信風或貿易風。這兩支信風到了赤道會合，成為熱帶輻合帶(Inter-tropical Convergence Zone)。這就完成了赤道環流。

ii)極地環流(高緯度環流)

由副熱帶流向極地的一支氣流，在地轉偏向力的作用下，形成中緯度的偏西風。在極地，冷卻下沉的空氣在近地面向赤道移動，在流動中轉為偏東風，稱為極地東風。

這支寒冷的偏東風與中緯度的偏西風在副極地(600)會合。熱空氣遇到冷空氣後上升，又向南北分流。向北的一支氣流移向極地，變冷下沉，補充了極地地面流出的空氣。這組空氣的移動稱為極地環流圈。

iii)中緯度環流(費萊爾環流Ferrel『s Cell )

在南北緯三十度左右沉降的空氣向兩極發散，將赤道地區的熱量向極地輸送。在北半球向北形成偏西南風帶，在南半球則向南形成偏西北風帶。這兩股西風帶在緯度六十度與極地東風相遇，被抬升，形成副極地高壓帶。空氣上升以後，向南北分流。向赤道進發的氣流到了緯度三十度的位置以後，便會下沉而完成了整個中緯度環流。

３ 地球的氣壓系統

由於大氣環流的結構，令到地球不同的位置形成不同的氣壓狀況。如果地球的表面是均勻和統一的，地球大致可分為七個氣壓帶。它們是：

a)赤道低壓帶(Equatorial Low Pressure Belt)

位於北緯五度至南緯五度之間。

因為太陽輻射的關係，赤道地區溫度全年高企。熱空氣膨脹上升，形成低壓區。所以這地區的低氣壓是由於熱力因素而造成的。

這地區又稱為熱帶輻合帶(ITCZ)，因為從南北緯三十度吹來的信風在這處相遇，形成輻合現象。

b)副熱帶高壓帶(Sub-tropical High Pressure Belt)

位於南緯三十度及北緯三十度。

這高壓區的形成是由於動力因素而造成的。當赤道上空的熱空氣分流向南北移動時，空氣越過較短的緯線而進入一個較小的空間，空氣密度上昇。當空氣到達南緯三十度及北緯三十度時，空氣便會下沉，形成副熱帶高壓區的出現。

c)副極地低壓帶(Sub-polar Low Pressure Belt)

位於南緯六十度及北緯六十度。

鋒面地帶。從極地吹來的冷空氣遇到從三十度吹來的熱空氣，兩股性質不同的氣流相遇，熱空氣被迫上升，形成低壓區。所以這地區的氣壓是由動力因素而造成的。

d)極地高壓帶(Polar High Pressure Belt)

位於南緯九十度及北緯九十度的地區。

由於兩極地帶太陽輻射微弱，造成溫度偏低，寒冷的空氣下沉，造成高氣壓的形成。所以是由熱力因素而引致的。地球的氣壓系統受到兩個破壞性因素影響，而令到上述的七個氣壓帶不能完整出現或與正常的位置有所偏差。這兩個因素是：

i)太陽直射的位置

太陽直射的位置隨不同的月份而變更。每年的三月和九月，太陽直射赤道附近地區，南北半球的氣壓分佈比較均勻。全球的氣壓系統會很接近上文所形容的正常系統。

每年六月，太陽直射於北回歸線上。當太陽向北移動時，所有氣壓系統亦隨之北移。每年十二月，太陽直射於南回歸線上。當太陽向南移動時，所有氣壓系統亦隨之北移。每次氣壓系統移動其輻度大約是緯度七度。

ii)海洋與陸地的分佈

由於地球表面並不一致，地球氣壓系統並不如理論所說的整齊，而是受到海洋與陸地的分佈的影響。由於海洋與陸地的受熱能力有異，所以它們的溫度會有分別。

在夏季，由於陸地吸熱比海洋快，所以陸地的溫度比海洋高，形成氣壓較低。在冬季，海洋的溫度比陸地高，所以海洋的氣壓比陸地低。這個現象令到地球的連續的氣壓帶受到陸地與海洋的分割。

乙 主要風系統

(一)行星風系統(Planetary Wind System)

i)赤道無風帶(Doldrums)

赤道附近地區是南北信風相遇的地方，形成熱帶輻合帶。這個地區風向多變，風速微弱，習慣上稱為無風帶。

ii)南北半球信風帶(Trade Wind Belts)

由副熱帶高壓區吹向赤道低壓區的地面風稱為信風。由於副熱帶高壓區氣壓強而穩定，所以信風的風向和風速十分穩定。由於地轉偏向力的作用，北半球的信風為東北風，南半球則為東南風。信風的風速平均為每秒鐘四至八米。信風通常夏季較弱，冬季較強。(為甚麼？)

iii)中緯度西風帶(Westerlies Wind Belts)

熱帶高壓區吹向副極地低壓區的風系統稱為溫帶西風帶。溫帶西風與信風比較起來，無論風向和風速兩方面都是多變的。在西風帶中經常有氣旋和反氣旋的地區性氣壓中心形成，令到西風帶的西風受到影響。

北半球的西風帶受到地轉偏向力的影響，風向轉為西南風。但是北半球溫帶的大陸面積比較大，加上海陸冬夏的熱力有異，形成很多地區性的氣壓中心，這令到北半球的西風帶極不穩定和不明顯。

南半球西風帶的風向為西北風。這地區的風向和風速比北半球穩定，因為南半球中緯度的海洋面積寬廣，對氣壓系干擾很低，所以南半球的西風帶十分穩定。

iv)極地東風帶(Polar Easterlies Wind belts)

此帶是指發生在極地高壓與副極地低壓之的風。在南半球的高緯度，由於南極大陸的存在，令到極地高壓變得穩定，東風帶亦變得穩定。在北半球，東風帶相對地不明顯，這是因為氣壓系統受到海陸分佈的破壞。

(二)高空風系統(Upper Wind System)

空中氣壓的分佈，受地表的影響較小，但受其他個別因素的影響更大。

i)上層西風及東風帶( Upper Westerlies and Easterlies Wind )

在溫帶上空的大氣，向西向東流的，叫做西風帶；在近熱帶上空的大氣，是自東向西流的，叫做東風帶。這兩個高空風帶是相對穩定的高空風系。在航空交通中，經常記錄到這兩個風系統。

ii)急流(Jet Streams )

在中緯度地區和亞熱帶地區上空，經常出現風速極大的強風帶，風速往往超過每秒鐘三十米。這些突然出現的強勁氣流，稱為急流。

急流通常分為兩大類：

a)極鋒急流(Polar Front Jets)

在緯度六十度的地區，由於兩股溫度不同的氣流相遇，空氣急速上升，令高空的氣壓梯度力發生變化，產生急流。急流常與高空鋒區緊密聯繫在一起，所以也可看成鋒區在高空上的表現形式。在急流下方，常有氣旋及雲雨天氣發生。

b)副熱帶急流(Sub-tropical Jets)

在緯度二十至三十度上空，特別是北半球，因為地形和其他地表因素影響，亦有急流形成。在北半球，因為喜馬拉亞山和西藏高原的關係，空氣到達這些地區時，往往被迫上升，破壞了高空的氣壓梯度平衡，形成急流的出現。

(三)季風–區域性風系統(Monsoons -- Regional Wind System)

大範圍地區的盛行風隨季節明顯改變，叫做季風。大體上季風可分為兩類：

i)因海陸差異而形成之季風。海洋和陸地的熱力特性有分別，因而令到氣壓分佈不平均。氣壓亦隨季節而轉變，造成季風的現象。夏季大陸上的氣壓比海洋低，氣流由海洋流向大陸，形成夏季季候風是向岸風，帶來雨水。冬季海洋氣壓比大陸低，所以冬季季候風是由陸地吹向海洋，造成寒冷而乾燥的天氣。

ii)因行星風帶季節性的移動而形成。行星風帶受太陽位置轉移的影響，亦隨氣壓帶而作季節性有規律的移動。在兩個行星風帶連接的地區，便會發生顯著的季節性風向改變現象。例如在北緯二十五至三十度的大陸西岸，夏天受東北信風影響，天氣乾燥。冬天則受南移的西南風影響，帶來雨水，形成獨特的地中海氣候。

亞洲的季風系統

世界上的季候風系統以亞洲地區最為完整，因為亞洲大陸面積廣闊，太平洋亦是世界最大的海洋，兩者之間溫度梯度和氣壓梯度的季節性變化比任何地區都大，造成明顯的季風現象。

冬季季風

冬季時亞洲大陸中部地區氣溫低，形成高壓區。太平洋地區溫度較高，氣壓較低。寒冷的空氣由大陸中心地吹向太平洋，在亞洲北方地區形成西北季候風。但對中國及亞洲的地區來說，西北季候風受到地轉偏向力的影響，會轉為東北季候風。受影響的地區包括中國南方、香港及東南亞地區。在南亞地區，特別是喜馬拉亞山以南地區，氣壓系統受到地形分割的影響，形成一個微弱的高壓中心，產生另一個季風系統。在印度等地區，空氣由印度中部向外吹，形成西北季候風。這風橫過赤道進入南半球時，會轉為東北季風影響到澳洲北部地區。

夏季季風

夏季時，海洋的氣壓比大陸高，空氣由太平洋向亞洲大陸中心移動，亞洲沿海地區都受到東南季候風的影響。南亞地區如印度半島等地則受到由南半球吹來的信風影響。南半球的東南信風在橫過赤道後轉為西南風，影響到印度半島西岸及東南亞西部地區，為這些地區帶來雨水。

(四)本地風–局部環流(Local Winds -- Local Circulation)

i)海、陸風(Land and Sea Breeze)

海風、陸風是沿海地區日夜交替的風系。它的原理和季風相同，只是空間、時間規模縮小很多。白天時，陸地受熱較快，溫度相對較海洋為高，氣壓較低。風於是由海上吹向內陸，稱為海風。晚上時，陸地散熱較快，造成低溫高壓現象，空氣由陸地吹向海洋，形成陸風。這種小型環流的範圍只在沿海兩邊二十公里之內，環流圈的厚度通常只有數公里。

ii)山風、谷風(Mountain and Valley Wind , Katabatic and Anabatic Wind)

山坡和山谷之間也有晝夜交替性的局部環流。白天時，山坡上受熱較快，氣壓較低，風從谷底沿山坡吹上山頂，稱為谷風。午夜後，山坡上散熱迅速，溫度下降較快，形成氣壓較高。空氣由山上吹向山谷，稱為山風。山風形成後很容易造成逆溫現象。

iii)焚風(Fohn Wind, Chinook Wind)

沿山坡向下吹的乾熱風叫焚風。焚風的形成和地形雨有密切的關係。在沿岸地區的山脈，向風坡地區受到潮濕上升氣流的影響，形成地形雨。當空氣越過山頂後，空氣沿背風坡下降，並按照乾絕熱直減率增溫，乾燥而溫暖的空氣沿山坡向下吹，造成焚風。受到焚風影響的地區，氣候狀況與沙漠相似。焚風是歐洲亞爾卑斯山脈所用的名稱，在北美洲所形成同類的風稱為欽諾克風(Chinook Wind)。

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