熱 帶 輻 合 帶

熱帶輻合帶又稱赤道輻合帶或赤道鋒,是南北半球兩個副熱帶高壓之間氣壓最低、氣流匯合的地帶,也是熱帶地區主要的、持久的大型天氣系統,有時甚至可以環繞地球一圈。它的移動、變化及強弱對熱帶地區的長、中、短期天氣變化影響極大。颱風的發生和發展與熱帶輻合帶也有密切的關係。根據天氣圖上氣流匯合的情況,熱帶輻合帶可分為兩類。一種是信風帶,它是東北信風與東南信風交匯成一條漸近線形成的氣流匯合、氣壓最低的地帶。另一種是無風帶,在輻合帶中,地面基本靜風,輻合帶正處於東風帶和西風帶之間,是東、西風的過渡帶。

信風帶
無風帶

隨著太陽直射緯度的變化,熱帶輻合帶有明顯的季節性位移。北半球夏季,由於副熱帶高壓北移和西南季風增強,熱帶輻合帶位置偏北 ; 冬季則相反,輻合帶位置偏南。在中南半島經度上,熱帶輻合帶活動於北緯 25 度和南緯 10 度之間。

七月,它的平均位置在我國南海東部,八月正好位於台灣省以南,九月在北緯 20 度左右的南海北部,十月開始南退到北緯 8 度至北緯 15 度之間,十一月在赤道和南緯 5 度之間,到十二月熱帶輻合帶已離開北半球而活動於南緯 10 度和赤道之間。

右圖是熱帶輻合帶的一個地面形勢圖
(1-8-1969 0800HKT)

熱帶輻合帶的短期變化主要表現為位置的移動,以及強度的增強和減弱。西太平洋區熱帶輻合帶的演變過程可分為兩個不同的階段或類型 :

(1) 不 活 躍 階 段 ( 或 不 活 躍 型 )
當來自南半球的東南信風減弱時,西太平洋地區低層盛行北半球副熱帶高壓南側的東北信風。赤道西風只在中南半島一帶,它們與東風的匯合帶在南海地區。此時,熱帶輻合帶較弱,位置偏南,在菲律賓以東地區接近赤道,主要表現為一條弱的、不明顯的來自兩半球信風氣流 (東北與東南風) 間的匯合線。雲系主要是面積較小的分布散亂的信風雲系。在這階段,西太平洋地區的熱帶氣旋活動頻數一般較少。

(2) 活 躍 階 段 ( 或 活 躍 型 )
當南半球冬季高壓勢力增強,其北側東南氣流迅速增大時,西太平洋地區出現大範圍西風和東風,原來低緯地區的偏東氣流撤到北緯 15 - 20 度以北,輻合帶北抬。由於南、北半球氣流強烈的相互作用,在輻合帶水平切變較大的地區開始出現一些氣旋性渦旋環流,產生大面積雲團。在衛星雲圖上表現為一條東西向連續的密閉雲帶。這個階段,熱帶氣旋最易在輻合帶中發生。且常有幾個熱帶擾動同時或相繼發展成熱帶氣旋。

在東南亞地區,熱帶輻合帶絕大多數是隨高度向南傾斜的,也有幾乎近於垂直的,向北傾斜的為極少數。平均傾斜角約三度左右,比鋒面坡度大得多。輻合帶兩側的溫差很小,一般小於攝氏三度。

輻合帶的濕度場多數呈舌狀分布,一般是南側濕度大於北側的,但濕舌伸展高度往往是北側最大,最高可達 300 hPa 左右。輻合帶的散度場分布,高層以輻散為主,低層以輻合為主,但並非沿輻合線都是一致的。由於輻合帶低層輻合總是存在的,而且它上面常有低渦或颱風形成和發展,所以輻合帶上常有活躍的天氣現象出現。中南半島、南海和華南一帶的盛夏降水,常與輻合帶的活動有聯繫。

輻合帶的降水範圍通常可達 200 - 800 km 寬,主要降水區一般位於輻合帶兩側附近。輻合帶的天氣分布是不連續的。最大降水位於輻合最強的氣旋性環流區域,24 小時雨量可達 100 mm 以上。在中南半島南部和沿海地區,最大雨量中心往往位於低層輻合帶的南側,24 小時降水可達 200 mm 以上。這除了輻合帶影響外,可能還與西南季風的加強和地形有關。在輻合帶上有的部分並無降水,最多出現一些積狀雲。所以,在熱帶輻合帶的狹長帶內,好壞天氣是交替存在的。在衛星雲圖上常可看到熱帶輻合帶是一條狹長的近於連續的對流雲帶,有時雲區和晴空區相間出現,有時則雲區十分寬廣,東西長可達幾千公里。

衛星雲圖上的低緯度地區,在輻合帶的位置上常有一條東西走向的雲帶,其上有強烈的積雨雲活動。在輻合帶中常有擾動出現,每個擾動伴隨著一片稠密的積雨雲區,有時它的雲帶很窄 ( 只有 2 - 3 個緯距 ),但雲區連續且長達千餘公里 ; 有時它的雲帶斷裂成一團團雲區,直徑可達 5 - 10 個緯距,其中有些還表現為渦旋雲系。這種擾動雲系一般自東向西移動,西太平洋上的大多數颱風就是由它們發展起來的。

在每日的衛星雲圖上,輻合帶中雲型變化很大,雲帶中可包含有積雲、濃積雲以及與熱帶擾動相聯繫的大片積雨雲區 ( 又稱為雲團 )。由於在垂直方向上輻合帶是向南傾斜的,因此它的雲帶的北側大約與地面輻合漸近線相對應,它的雲區主要出現在漸近線南側的西南氣流中。通常情況下,熱帶輻合帶可以分成季風槽和信風槽兩種。季風槽是由西南季風與偏東信風形成的,槽中風速小,擾動較為活躍 ( 圖A )。信風槽是由東北信風和東南信風形成的,主要表現為一條輻合漸近線,通常槽中的擾動不活躍 ( 圖B )

西太平洋季風槽的地面流場與雲型 (國家衛星氣象中心 1991)(A)
左斜實線區為雲區,右斜實線區為深對流雲區,C 為輻合中心


西太平洋季風槽的地面流場與雲型,圖的上部有一個東風波存在 (國家衛星氣象中心 1991)(B)


19856170600HKT 季風槽 GMS IR 雲圖 (國家衛星氣象中心 1991)(C)

圖C 中槽線的南部,有一條條灰色到白色的西風季風雲帶向槽線中匯流,槽線上自西向東排列 A,B,C,D 四個密實而白亮的雲團,它們之間還有黑色的晴空區或灰色的中低雲區或少雲區。此外,A,C 雲團還有氣旋性彎曲的螺旋雲帶捲入中心。

198510 6 2100HKT 雙輻合帶 GMS IR 雲圖 (國家衛星氣象中心 1991)(D)

圖D 中的雙輻合帶均為信風槽,它們分別位於北半球和南半球。兩條輻合帶中各有若干個對流雲團,並且北半球上的輻合帶較南半球的一條強。這種雙輻合帶在春末夏初及夏末秋初的過渡季節中常常可以見到,與南北兩半球的氣流相互作用有關。

熱帶輻合帶的強弱和移動與副熱帶高壓的強弱和進退、南海和孟加拉灣的天氣系統、中緯度的天氣系統活動等均有直接和間接的關係。

熱帶輻合帶的形成可能有三種機制 :

(1) 海 溫 的 作 用
熱帶輻合帶的位置幾乎就是在赤道地區的海溫最大軸線上。數值模擬的結果也表明,熱帶輻合帶總是移向海溫較高的區域。

(2) 第二類條件不穩定 ( Conditional Instability of Second Kind - CISK ) 機制
與熱帶氣旋發生和發展一樣,當低層輻合帶南側西南風大,形成輻合和氣旋性渦旋時,在邊界層摩擦輻合的作用下,出現上升運動,凝結釋放潛熱,加強了低層的輻合,可使對流雲系也一步發展,如此反複作用而形成輻合帶。

(3) 邊 界 層 臨 界 緯 度 機 制
寶際發展的擾動角頻率若與科氏參數相同,則在該緯度處將產生很大的上升運動,有助於形成輻合帶。


以上資料來自科學出版社及北京大學出版社
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