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。
 | | 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。 |
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，是因為科氏力和氣壓梯度力平衡，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。
 |  | 地轉風形成示意圖
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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槽線時，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及溫度梯所致，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及輻合的現象(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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发表于 2007-5-29 21:14
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