氣象一問!

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循環不息的大氣運動(一)

空氣無時無刻都在運動。雖然我們看不見它，摸不著它，但是它確實不停地在流動著。就我們憑身體的感覺、看被風吹起的雜物、雲塊的漂浮，就可知大氣的流動狀況。而就算在窗門緊閉的室內，空氣也不是固定而不流動的。
大氣運動和雲、雨的形成關係密切。大氣運動亦使各地的熱量、水份得以交換。由於風和天氣變化密切相關，因此，大氣運動一直是氣象學的其中一個重要課題。而香港位處華南海岸，屬亞熱帶氣候帶，一年四季的天氣都受著不同的風影響，例如夏季有西南季候風、颱風(熱帶氣旋)，冬季有東北季候風，夏秋和早晚則可受海陸風所影響等等。所以，認識一些關於風的概念，是有助我們對不同的天氣系統有更多的了解。
風的種種
我們知道有一種風叫「海陸風」(Land-sea breeze)，這是白天時由海洋吹向陸地、夜晚時由陸地吹向海洋的風。在風轉向時的早晨及黃昏，會出現一段無風時期，稱為「晨風無期」(Morning Calm)和「暮風無期」(Evening Calm)。海陸風是由於水和地的熱容量不同所致。所謂熱容量(heat capacity)，簡單來說，是指加熱某物質1℃時所吸收的能量。如果物質加熱1℃的時間越長，其熱容量則越高。舉一個簡單的例子，如果把物質A加熱攝氏1度時只需時1分鐘，那A的熱容量便算低；相反，如把該物質B加熱攝氏1度時需時5分鐘，那它的熱容量則較A高。而相對於陸地的岩石，水擁有極大的熱容量－它加熱時溫度不會升得太快、熱源離開時溫度也不會下降得太快。
在白天陽光的照射下，陸地的溫度上升得很快，但海水的升溫並不會以相同的速度升高，環境溫度因此出現陸高海低的狀態。在此種狀態下，與高溫陸地接觸的空氣會因受熱膨脹，繼而變輕而上升。相反，由於海面比陸地低溫，因此在海面上的空氣會較涼，體積亦會較小、並且下降。為填補因空氣上升與空氣下降而出現的空虛處，空氣開始流動，靠近地表的地方因此有由海洋吹向陸地的風，在較高的地方則有由陸地吹向海洋的風。依照同一原則，在無陽光的夜晚，地表附近會出現由陸地吹向海洋的風，高空附近則有由海洋吹向陸地的風，這就是海陸風。較大的湖泊亦會出現像海陸風的「湖風」(Lake breeze)。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig4.gif

圖一　日間由海吹向陸地的海風(左) 及於夜間由陸地吹向海的陸風(右)
我們同樣可以把海陸風這個概念應用於大範圍之上。就以亞洲大陸為例，在夏季，亞洲大陸比海洋升溫快，於是在亞洲大陸中心形成一個廣闊低壓區；相反，海洋較陸地吸熱慢，氣溫相對陸地而言較低，而氣壓便相對較高。於是，潮濕而溫暖的海風便吹向陸地；到了冬季，亞洲大陸比海洋冷卻得快，於是相對於海洋，陸地氣壓較高。但海洋現在卻又比陸地溫暖，氣壓於是比亞洲大陸低。於是，乾燥而較冷的風便吹向海，這便形成了「海陸季風」。而這「海陸季風」正包括影響香港的西南季候風和東北季候風。
此外，還有一種叫山谷風(mountain and valley breeze)。這種風的發生方式也很像海陸風。它產生的原因是：近山頂處在日晚受陽光加熱得較明顯，因此山下會有一般風吹上山頂，這股風稱為「谷風」(valley breeze)。到了晚間時份，由於山頂的冷卻速度較快，但山谷相對山頂來說比較溫暖，因此又會有風從山頂附近吹向山谷去。這股風則稱為「山風」(mountain breeze)。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig5.gif

圖二　日間由山谷吹往山頂的谷風(左) 及於夜間由山頂吹山谷的山風(右)
在小學及中學的課程中，我們都會讀到風的形成是由於溫度差所致：由於不同地方受熱不均，於是有些地方空氣較輕，有些地方空氣則較重。正如水向低流的道理，空氣亦會由空氣較多的地方流到較少的地方，於是風便形成。可是，風形成的機制是不是這麼簡單而已？
風是為彌補氣壓差而形成
事實上，風是因為地球表面空氣受熱不均而形成。
圖三中，圓柱A代表造成氣壓的全部空氣。如果空氣溫度升高，空氣則會熱膨脹成為圓柱C，溫度下降則收縮成為圓柱B。由於C處地面的空氣受熱膨脹而變輕，因此該地的氣壓較低；而在B處，空氣由於溫度下降而收縮，空氣較重，所以該地的氣壓較高。而最終三個空氣柱的高度不相等。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig6.gif

圖三　溫度和氣壓的關係
至於在高空時，同等高度的氣壓亦不見得相等。以以上三個空氣柱為例，在虛線高度以上的空氣量，C是多於A，B則比A更少，故在高空上的氣壓有C>A>B的關係。換句話說，在某高度處，地面溫度較高處的高空為高氣壓，地面溫度較低處的高空為低氣壓。
現在你不妨參考一下500百帕斯卡的高空天氣圖(約離地面5.5公里高的天氣圖)，你會發現在大部份情況下地面氣溫(請參考該天氣圖的註釋)和高空氣壓大致上有一定的關係：地面氣溫高，高空氣壓高；而當地面氣溫低，高空氣壓則低。雖然等溫線和等高線不一定互相重疊，但大致上兩線都互相平衡，並有個氣溫-氣壓關係。這種情況，就稱為正壓大氣(barotropic atmosphere)。但如果很明顯地，地面氣溫和高空氣壓不構成以上所講的氣溫－氣壓關係(即地面等溫線和高空天氣圖的等高線互相交切)，那這種情況則稱為斜壓大氣(baroclinic atmosphere)。
風是由高氣壓處吹向低氣壓處，而在高空時，風就是由較高溫處吹向較低溫處。對海陸風、季候風等隨熱對流現象所引起的大氣流動，我們可以利用高、低氣壓之間的關係來說明。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig7.gif

圖四　風在大氣上下層的流動
在虛線以上的高空處，溫度較高的C的氣壓由於高於溫度較低的B。因此高空的風由C吹向B。在地面，為補充C處減少的空氣，B處大氣就往下降，並流向C處。憑以上這個圖，我們便會了解到為何大氣下層的風和上層的風風向通常不相同。風的成因大致上就是這樣。
由地球自轉產生的科利奧里力
可是，風不單純按直線方向吹向低氣壓處。在地球北半球運動的物體，在運動時都會感受到某種偏右的影響力；而在南半球，運動時則會感受到某種偏左的影響力。此種假想力是由法國物理學家科利奧里(Gaspard Gustave de Coriolis, 1792-1843)於1826年所發現的。
事實上，科利奧里力是因地球自轉所造成的外視假想力。為說明此現象，假設有如下圖五的旋轉圓盤，如果在中間位置向圓盤的邊拋一個球，由於那個球有一個移動的慣性，亦不受盤面摩擦力所影響，所以它並不會跟隨圓盤的方向轉動。因此，它會依照藍色線的方向由中心點飛到綠點A。可是，由於圓盤旋轉的關係，當球抵達圓盤的邊時，這時綠點A實際上已轉到A'處。因此，那一個球並不會命中A點，而是命中圓盤的另一處。而如果在圓盤的上方看那個球的運動方向，這球看來偏離它原來路徑的右手邊。同樣地，地球上的風在流動過程中亦會有這個偏向發生。
此外，物體移動的快慢亦會影響偏向的程度。假設如果拋球的力度不足，而使它前進得較慢，只達到橙色點處。在圓盤的上面看，它所偏離的幅度會較少；相反，如果那球前進得較快，其偏離的幅度亦較大。所以，風速越高，偏向的幅度亦會較大。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig8.gif

圖五　地球自轉對風的影響(以在圓盤中心向外圍拋球作為比喻)
綜合而言，科利奧里力的強弱有著以下公式的關係：

Fc=2Ωυsinφ
以上公式中，Fc 為科利奧里力，Ω(omega)為地球自轉角速度。假如地球不自轉，就不會有科利奧里力的存在；但如果自轉得快，科利奧里力則會顯著增強。但長遠而言，地球自球的速度時穩定的。至於υ則為風速，sinφ則為緯度。在赤道，它的緯度為0°，因為sin 0°= 0﹐所以在赤道那兒並沒有科利奧里力存在。相反，越接近極地，科利奧里力則越強。
當求得的數字越大時，就代表科利奧里力越顯著。
順等壓線流動的地轉風
在科利奧里力的影響下，高空風會發生沿等壓線流動的奇特現象(風向與等壓線平行)。就我們對風由高氣壓處吹向低氣壓的常識而言，雖然似乎有點違反常理，但是，高空的風卻經常是順沿等壓線流動。
圖六是北半球地轉風的流動狀況。在氣壓由下向上下降的情況下，我們如果只考慮氣壓條件，風應按圖上灰色線方向移動，但事實上，在高空的風卻是沿等壓線方向移動的。這表示氣壓梯度力與科利奧里力之間互相平衡，兩個平衡的力就使風順沿等壓線不停運動，此種風稱為地轉風(geostrophic wind) 。而當等壓線是曲的時候(例如低氣壓區的等壓線)，風順沿等壓線吹的情況則稱為梯度風(gradient wind)。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig9.gif

圖六　高空風的運動情況(地轉風)
高空的風是以地轉風的形成順沿等壓線移動，但是在接近地表時，風和地之間的摩擦力會使風不能沿等壓線移動，而變成由高氣壓處吹向低氣壓處－但當然不是完全以直線吹向低氣壓的地方，風仍會有偏向現象發生。一般而言，陸地表面一般會影響其以上1500米的風的流動狀況，而海面對其以上的風影響則較小，一般不超過1000米。地球表面對風向及風速構成影響的層次稱為邊界層(boundary layer)或摩擦層(frictional layer)。

圖片參考：http://www.weather.com.hk/learn/fig10.gif

圖七　在氣壓梯度力、科利奧里力、及摩擦力共同影響下風的流動方向

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