與氣壓相關之問題(包括低壓區及高壓區)

1.氣壓

地球表面所感受到空氣的壓力稱為氣壓,氣壓的量度單位通常使用百帕斯卡(hPa)所表示,世界的平均海平面氣壓一般為1013 hPa,氣壓低於此值時的地區為低氣壓區,氣壓高於此值時該地區為高氣壓區.

在天氣圖上,氣壓相同的地區會以線來連起,稱為等壓線,呈圓形或橢圓形.

注意:有時在冬天,在中國大陸的低氣壓區氣壓可高達1028hpa,原因是週邊的氣壓系統可能高至1040hpa.所以相對來說,1028hpa便算是低氣壓.所以嚴格來說的分辨方法是中心氣壓比週邊氣壓低則稱為低氣壓.反之亦然.
因為高壓區是空氣由中心流出,而低壓區是空氣由四方流入.

2.低氣壓與高氣壓
 

	低氣壓	高氣壓
成因	空氣受熱時,空氣的粒子之間運動速度增加,導致空氣膨脹,密度減少,氣流上升,引致地球表面空氣的壓力或重量降低,即氣壓下降,最後形成低氣壓.	空氣遇冷,空氣粒子的運動速度便會下降,使空氣體積縮小,密度增加,氣壓上升.
後果	由於大量的空氣上升遇泠會形成雲,故低壓區通常會帶來不穩定的天氣,多雲有雨.	由於空氣下沉,因此形成降雨少,天氣穩定的情況.
與香港 的關係	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,影響本港.而在冬季時,則會在中國東北或日本形成溫帶會旋並與東北季候風形成冷峰影響香港.	夏天:晴朗及較潮濕的天氣 冬天:寒冷或清涼及乾燥的天氣

高氣壓和低氣壓性質剛好相反,風從高壓中心向外吹出.在北半球,高氣壓呈順時針方向旋轉.風便是因為氣壓差,空氣由高壓區流向低壓區所形成的.

3.高氣壓之分類

在西北太平洋一帶的高氣壓大致可分為大陸反氣旋及副熱帶高氣壓兩類.

大陸反氣旋多出現於秋冬兩季,在亞洲大陸形成.因是一堆冷空氣的結集,因此又稱為大陸冷氣團.

副熱帶高氣壓則多出現於夏季,集結在太平洋上,通常於2000至6000米高空最為活躍,因此只可從750至500百帕斯卡之高空天氣圖中表示出來.

副熱帶高氣壓可以說是對一個熱帶氣旋的路徑起了決定性影響,因為它是位於海上,因此帶來的空氣亦比較潮濕,和大陸反氣旋不同.泵]此副熱帶高氣壓不會削弱熱帶氣旋的威力,反而因為給予熱帶氣旋帶來良好的幅散而加速其發展;由於熱帶氣旋會繞著高壓區外圍移動,故熱帶氣旋的移動可從高氣壓伸展的幅度中預測得到.

4.甚麼叫溫帶氣旋?

在南北緯約60度附近的地方,溫暖濕潤的西風與寒冷的極地東風在極鋒帶相遇,由於冷暖空氣密度不同,因而形成溫帶氣旋.

溫帶氣旋同樣屬於強烈低壓區,有時直徑可達1300公里,通常由西向東移動,很少停留不動.

溫帶氣旋在冬季時出現得最為頻密,令溫帶海洋性氣候地方的天氣呈現很大的變化.溫帶氣旋過境時,天氣極不穩定,天陰,持續有雨,風向轉變不定.降雨的原因是濕暖的熱帶氣團和稠密寒冷的極地氣流相遇,令濕暖空氣上升,
凝雲致雨,稱為鋒面雨.

降水或與水汽有關之問題

1.下雪的條件為何？

下雪是降水的一種型式，其形成條件與形成下雨是一樣的，差異僅在於當時空氣溫度的不同，雪係在0度C以下形成的。根據氣象觀測顯示，一地下雪的近地面溫度都是在冰點以下，如果當時近地面空氣的溫度在0度C以上，則自空中降落的雪即被融解(化)，這種情形與下冰雹類似，一般當結冰高度(0度C高度)很高時，冰雹在下落過程中會被融解，當其到達地面時，即變成水滴，但當冰雹直徑很大或結冰高度不是很高時，下降過程中的增溫無法使其完全融解而降到地面，因此仍然是冰塊(粒)，這就是冰雹。

雨夾雜雪而下是屬於雨與雪相混之降水，氣象名字稱為霙(Sheet)，它是由於雨滴凍結(氣溫在0度C以下)而成，霙(亦可和為冰粒)或冰粒(Grains of ice)或因大部份已融化之雪片降落期間，經一接近地面(溫度在冰點以下)之氣層而再凍結而成的。

2.雪和雨的形成與種類:

空氣中所含的水汽因受冷暖空氣相交的鋒面、輻合、地形及地面加熱引起的對流等四種作用影響，使一地空氣產生上升運動，經絕熱膨脹冷卻降低溫度，使該空氣中所含水汽達到飽和，並在有凝結核的情況下凝結成雲，且不斷使雲滴增大，等到雲滴的重量大於浮力而降到地面時，即成為雨，雨的種類因分法不同而有數種，可分成：雷雨、陣雨、毛毛雨、豪雨、大雨、中雨、小雨、連續性雨、間歇性雨...等多種。

如當時空氣的溫度在0度C以下，則空氣飽和形成水滴和冰晶，或雨滴下降過程中的氣溫在0度C以下，會形成白色或半透明冰晶構成之降水(Precipitation)，即稱為雪。雪大多呈分枝之六角形，且常凝聚為雪片，在氣象觀測上，雪之強度按其特性分為：微雪、小雪、中雪及大雪等。

3.虹與霓的差異何在？

下過雨後不久，天空中會浮游著很多直徑1毫米左右的雨滴，當太陽光從對面射來，照到雨滴上，一部份被雨滴反射，一部份折射進入雨滴-->在雨滴後緣的弧面反射到雨滴的前緣-->在此折射出雨滴，因此當我們抬頭看的時候，這些經雨滴"處理"過的光線就進入我們的眼中，使我們看到由一條條不同顏色的弧光帶所組合而成之外紅內紫的「彩虹」了，虹的寬度和色彩跟雨滴大小有關，如果太陽的仰角太大，如中午前後，則看不到彩虹；有時在虹的外側會出現一條顏色排列次序和虹剛好相反且顏色稍淡的另一條彩帶，這就是「霓」，也叫做「副虹」，霓的成因和虹差不多，只是形成霓的陽光在雨滴中是經過兩次反射(折射-->反射-->反射-->折射)形成的，位置在虹的上方，霓比虹淡，虹和霓都是陽光照到雨滴的緣故，所以永遠都出現在太陽的對面。

4.能見度的觀測:

所謂能見度(Visibility)是指在正常視力(即人的肉眼)下，能將目標物從水平方向的背景中辨認出來的最大距離。能見度對交通活動方面非常重要，尤其是供飛機起降之飛機場的能見度特別重要。空氣中的水氣、污染物、污垢和塵埃的多少都能影響能見度。
 

能看到之目標物最遠之距離	描述用字
不足20米及20米	濃霧
40米至100米	厚霧
200米	有霧
400米	中量霧
1000米(1公里)	視野甚差
2公里	視野不佳
4公里至7公里	視野適中
10公里	視野良好
20公里至30公里	視野甚佳
40公里	視野極佳

5.可謂濕度?

相對濕度(Relative Hudidity, RH)係指現在空氣中所含有的實際水汽(如混合比)與達飽和時所需水汽(如飽和混合比)之比，如W/Ws，此值變化於0-1之間，所以乘上100，以%來表示，例如相對濕度 60%。

絕對濕度在含有水汽之空氣中，其實有水汽之質量與溼空氣所佔體積之比，亦即水汽成分之密度，絕對溼度之單位通常以每立方公尺所含水汽之克數表示。

6.雲的顏色是否能表示降雨的多寡？

氣象衛星紅外線(IR)雲圖所顯示的是雲頂的溫度，很高的卷雲、卷層雲和積雨雲的頂到達和卷雲一樣的高度，兩者所顯示的溫度(用色彩表示)是差不多的，但可經過強化處理分辨出來。

下雨的雲可高可低，積雨雲的雲頂可達10000多公尺，雨層雲的雲頂一般僅數百到數千公尺，地形雨的雲頂可高可低，視空氣中所含水汽多寡而定，蘇澳地區的大雨大多以地形雨為主，雲頂並非都要到達很高不可，只要水汽供應充足，空氣較不穩定，氣流不斷被迫爬山，即可不斷下雨而形成大 雨或豪雨。

7.為何一小片雲足以大雨成災？

下豪、大雨的積雨雲大小不一，有的MCCs涵蓋面積很廣，但有的涵蓋面積僅數百至數千平方公尺。強烈的豪雨情況下，因河流短促而坡度很大，無法將接收的累積雨量順利排出，乃使河流氾濫形成水災，同時，因每天有雨，土地已鬆軟，兼之坡地水土保持不良，所以很容易造成水災、山崩及土石流等情形。

從氣象衛星雲圖上所顯示的低壓雲系，因比例尺的關係，看起來很小，實際上並不小，而且極小型低壓所伴隨的降水強度可能很強，數小時累積雨量即可達數百公厘。

8.冰雹是怎麼形成的呢？

當空氣暖、溼而不穩定時，旺盛的對流就有機會產生「積雨雲」。在適當的條件下，結構良好的積雨雲會發展成「雷雨胞」；雷電現象、大雨、降雹，甚至「龍捲風」，都發生在雷雨胞內。

當成熟的雷雨胞發展得深厚且雲頂高度很高時，在雲的頂部會因為溫度過低，而出現細小的冰晶(冰的結晶體)。冰晶會吸收雲裡的氣態水長大、變重，往下掉落。但是光靠這種方法，根本不可能在落地前長成大顆的冰粒；好在雷雨胞裡有強烈的上昇氣流，把向下掉的冰粒往上推，於是冰粒繼續在雲體內打轉成長、碰撞，像滾元宵似地滾上一層一層的冰殼。等到冰雹長得太大、太重，或上昇氣流力度不夠，不能支撐時，冰雹就會從雷雨胞的正下方落下來。

9.何時會出現冰雹﹖

要產生冰雹，必須有適合的氣象條件。首先，雷雨胞要發展到足夠的高度，才能產生冰晶。這代表當時的大氣須極端地不穩定，才能產生強烈的對流；其次，雲底必須有充足的暖、溼空氣輻合，補充雷雨胞內的水分；最後，向上的氣流力度必須能頂住小冰粒的下落，才有機會形成冰雹。

10.冰雹的結構

一般的冰雹，直徑自0.5到5公分不等。世界紀錄上最大的冰雹，直徑14公分、重達0.7公斤，可想而知造成一場大浩劫。有的冰雹質硬透明，也有的鬆軟似雪，所以傳說中的「六月雪」並非不可能，只不過降下的大概是鬆軟的冰粒，不是真雪。大冰雹的切面有明顯的環紋，有如樹木的年輪；各層的密度性質也不盡相同，顯示在雷雨胞內，不同位置和不同時期水分的分布有頗大的差異。以後若有機會看到冰雹，不妨仔細觀察一下。

天氣觀測問題

1.多普勒雷達

在第二次世界大戰時期,美國所取得的主要成就之一,就是雷達的發明.雷達是英文 RADAR 的音譯,而 RADAR 是 RAdio Detection And Ranging (無線電偵察和測距)的簡寫,是一種質點探測系統;它發射一束無線電頻率脈衝,接受目標物反射回來的回波.
天氣雷達的發射器有規律地經掃描天線向大氣層發出電磁波脈沖，當這些脈沖碰到雨點等目標物時，小部份的脈沖能量會反射回雷達的天線。這些回波信號折返所需的時間，便提供了目標物與雷達間距離的資料。而根據這距離和回波信號的強弱，可計算出降雨率。

多普勒效應

所有的電磁波都具有一種多普勒頻移(Doppler shifting)的效應.

當一輛救護車經過時，警報器發出的警報聲音調在救護車接近時較高，而離開時則較低。這現象就是多普勒效應。雷達也可以利用同樣的多普勒效應，來量度雨點接近和離開雷達的速度，從而計算風速。具備這項功能的雷達，稱為多普勒雷達。經改進後的多普勒雷達上的電腦更可透過測量回波訊號的強弱，從而決定所監測物體的相對密度。

2.紅外線雲圖與可見光雲圖之功用及差異何在？

目前氣象衛星拍攝雲圖的方法有紅外線和可見光兩種。可見光雲圖只能在太陽照射有亮度的時候﹝地區﹞拍攝，黑暗的地區即無法拍攝到氣象衛星雲圖，也就是說晚上無可見光照片，可見光雲圖只有黑白兩色，但濃度會有些差異；紅外線(IR)所拍攝的是雲頂溫度(因為對流層中自由大氣的溫度一般以地面為最高，氣溫隨高度增加而降低，所以溫度越低表示雲頂越高)，且將不同溫度用不同顏色代表，這種以不同顏色代表雲圖者，一般稱為彩色雲圖，紅外線雲圖不受白天或黑夜的影響(限制)，隨時都可拍，用途比可見光雲圖大很多。

3. 氣溫的定義？

氣溫的定義：大氣溫度係指放置百葉箱中(距地面約為1.5公尺高)的溫度表所觀測到的溫度而言，在高空由探空儀所觀測到的溫度稱為高空氣溫。

4. 測風儀的抗風力最大值為多少？

一般氣象儀器製造商對地球上可能發生的最大風速都會做評估，生產的測風儀都應能抵抗強風，到底測風儀其最大的抗風力是多少，由於未做過這方面的調查所以不清楚。

一般測風儀會隨使用時間之增加而折舊，安裝測風儀基地的堅固與否、支架用久受帶鹽分海風的吹拂生鏽...等等都會造成測風儀被強風吹毀的情況發生。

常用氣象符號:

在地面天氣圖上看到的氣象符號有表示氣壓系統、鋒面系統及天氣現象符號兩類：

(1)氣壓系統：高氣壓用藍色H表示，低氣壓用紅色L表示，颱風用太極符號表示(依強度不同，太極符號的中心以空白或填滿表示)。

(2)鋒面系統：冷鋒用藍色粗線表示，暖鋒用紅色粗線表示，滯留鋒用藍色及紅色粗線相間表示之(書本上冷鋒用藍色填滿三角形表示，暖鋒用紅色填滿半圓形表示，滯留鋒則是藍色填滿三角形和紅色填滿半圓形相間但方向相反表示)，囚錮鋒用紫色粗線表示之。

(3)天氣現象最常用的有：下雨用綠色粗點表示(因降雨強度、連續性或間歇性不同而有不同的型式)，下雪用綠色星號表示，毛毛雨用綠色句點表示，陣雨用綠色倒三角形上面一點表示，雷雨用紅色類似英文字母R(右下線改成箭頭，字母上面加上一點)表示，霧用黃色塗滿有霧的氣象站，霾用棕色塗滿有霾的氣象站，吹塵用棕色的S中間加上向上的箭頭表示。

氣溫、日溫差問題

1.日溫差大的原因:

影響任何一地日溫差大的天氣條件是空氣穩定，空氣中水汽稀少，雲中雲量少，風速小，如此接收太陽短波輻射引起的午後最高溫度就會高一些，到了晚上，在此天氣條件下，因地面長波輻射向天空跑掉的熱能多一些，清晨的最低氣溫就會低一些，這樣就會造成較大的日溫差，此外，地面久未下雨，地表乾燥，由地面進入空氣中的水汽很少，造成空氣中所含的水汽較少，而利於日溫差變大；相反，如果地面潮濕，透過蒸發，水汽會進入空氣，使代表空氣溼度的露點溫度增加，這樣的話，晚間及清晨透過地面長波輻射冷卻降低溫度到達與露點溫度相同時，空氣即飽和而凝結成露或霜(如果露點(Td)在0度C以下)而放出凝結潛熱，氣溫就不會再降低了。

2.氣溫有下列變化：

在對流層中，一地氣溫隨高度增加而下降，一般的溫度遞減率是每上升100公尺下降0.65度C，每天都會有些微的變化，不同地區亦不同。一地氣溫分為年及日之變化；一年中夏天氣溫較冬天高，一日中，下午1-3時氣溫最高，日出前後氣溫最低。當香港受寒流來襲使氣溫會變低，東來及南來氣流影響時氣溫會增加，一般而言近赤道的低緯地區氣溫較高緯度為高。

3. 850hPa的高空氣溫和1500公尺的山地氣溫相同嗎？

氣壓隨高度之遞減情形係依所在緯度及海陸分布不同而異，在相同的地點，則依季節不同而異，講得簡單一點，一地氣壓隨高度的改變(減少)，係與該層(地面到某個高度)溫度的高低相關，此層溫度較高時，氣壓降得少一點，溫度較低時，氣壓降得多一點，例如：1000公尺高的氣壓每天都有一 些變化，在近地面之低層氣壓可以按每上升100公尺下降1hPa來處理，但隨著高度的增加，每上升100公尺氣壓下降就會越來越小，一般而言，在台灣地區850hPa的重力位高度(Geopotential Heigh)大概在1500gpm(可視為與幾何公尺相等)，此外要注意到，在1000公尺或任何高度山上的氣壓每日有兩高和兩低的日變化。

由上可知，850hPa等壓面的高度並不一定在1500公尺，同時850hPa溫度係自由大氣的溫度，此溫度與1500公尺山區溫度是不相等的，山區溫度會受太陽短波輻射及地面長波輻射影響而有高溫及低溫的日變化。

4.所謂的850hPa氣溫是指高空約850hPa高度的氣溫？

所謂850hPa 的氣溫指的是由探空觀測所得850hPa層上的空氣溫度，也就是850hPa等壓面圖上填在各探空站上的氣溫，此850hPa氣溫與低層氣溫及地面氣溫有極為密切的關係，因為自地面向上，氣溫係隨高度而遞減，此即所謂溫度直減率或溫度遞減率(Temperature Lapse Rate)，根據經驗可求出一地在各種天氣圖類型下自地面到850hPa之平均溫度遞減率，因此，由850hPa之溫度預測即可大概了解一地的地面溫度，在寒冷空氣到達台灣情況下，850hPa溫度增加8-10度C即為地面最低溫度(依某些情況不同而有所差異，同時亦需考量地面長波輻射冷卻引起之降溫)。

所謂冷平流係指等高線(代表風向)穿越等溫線且自較冷的等溫線走向較暖的等溫線而言，冷平流表示氣溫將下降。

落山風及焚風

1.何謂落山風?

台灣恆春半島西岸從每年10月到次年4月間﹐常發生陣陣強風﹐有時僅數小時﹐有時卻可持續十數天﹐這種強風也有將機車和汽車吹翻而造成傷亡的情形﹐甚至南迴鐵路在枋山段以東﹐為避免火車被落山風吹翻﹐還特地建了檔風牆。民國76年11月28日到12月1日﹐在強寒潮侵襲下﹐恆春就連續吹了四天的落山風﹐最大風速曾經達到每秒37.2公尺﹐已經遠超過輕度颱風每秒17.5公尺的風速﹐難怪電線桿被強風吹倒﹐農作物全被吹得七零八落﹐損失慘重。形成強勁的落山風﹐主要是和地形有關。恆春的落山風就是和平均高度為3000公尺以上的中央山脈有關﹐中央山脈從北到南約在高雄､屏東高度才緩降約為1500公尺﹐再往南到大武一帶﹐高度更低﹐只有大約400公尺﹐所以厚度約5000公尺的大規模東北季風﹐可以越過中央山脈﹐到了中央山脈南端﹐高度驟然降低﹐加上西南部是背風面﹐低層空氣較暖﹐氣壓較低﹐所以自北吹向南方的冷重空氣從山嶺上直衝而下﹐就形成恆春強勁的落山風。

2.何謂焚風?

大規模的氣流遇山被迫抬升且翻山越嶺後﹐下山的氣流變成乾燥而高溫的風稱焚風。這種乾熱的風﹐在台灣有多種的名稱﹐如火燒風﹔麒麟風﹔東霸風等。會形成乾熱的風﹐原因是暖濕的氣流在迎風面爬升過程中﹐氣流從低處以濕絕熱遞減率﹐每爬升100公尺﹐氣溫會下降0.5℃﹐所以﹐隨著爬升溫度降低而凝結變成雨水﹐降落在迎風山坡﹐若山的高度為2000公尺﹐平地氣溫為30℃﹐那麼﹐到達山頂的空氣就變成比未爬升前的空氣乾燥且溫度降為20℃﹐這團空氣越過山頂後滑下山的時候﹐卻會以乾絕熱遞增率﹐每下沉100公尺升高1℃﹐所以滑到2000公尺的山下﹐20℃的空氣就變成40℃﹐果樹草木受到這種強而乾熱的風吹襲﹐就容易嚴重失水而迅速枯萎﹐好像被火燒過一般。如民國83年8月8日凌晨將近半夜一點時﹐台東成功發生的焚風﹐氣溫就高達39.1℃。

其他天氣問題

1.風切變

風切變是指不同高度風向或風速有明顯差別.風切變分為水平風切變和垂直風切變兩種,而影響熱帶氣旋的風切變又以垂直風切變為主.

舉個例,如果地面吹東風,二千米的高空無風,而三千米的高空吹西風,則由於不同高度的風向存著很大的差異,垂直風切變便存在了.同樣風速之差異,亦會形成風切變.

一般來說,微弱的風切變由於能有助高空幅散,所以能有助熱帶氣旋的發展,但太強的風切變卻會令一個熱帶氣旋減弱.這是由於熱帶氣旋是一個旋渦結構,雲團繞著中心移動,假如不同高度風速或風向有顯著差異,便會破壞旋渦(因為會破壞氣流繞著中心移動的機制),使熱帶氣旋強度減弱.

2.「2 METER WAVES」
2 meter waves是指海上有2米高的浪花,意即風力達6-7級,強風程度.

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