The Synoptic Climatology of the China Seas and Southeast Asia

C. S. Ramage 原著、戈文力(譯)

一、概述

　　冬季季風如果以氣候學的觀點來講，屬於西伯利亞強大高壓系統的一部份。一般而論，寒冷而乾燥的空氣從北方或東北方衝出，早在十月間即可到達熱帶東南亞地區。一個月以內，冬季風發展至完全強度，僅北緯10度以內的南海一帶屬例外，該處須至一月間始達鼎盛。此實際風甚至可遠及新加坡。
　　季風雖然很穩定，特別是在十一月和十二月，但卻具有一定的節奏，一連串的大氣浪，自增強至消滅，每次約站10天至12天。
　　如果要尋找季風浪的來源和區域性冬季天氣的源地，必須要從上層氣流著手。冬季歐亞大陸和西太平洋上具有劇烈的南北向溫度梯度，因此西伯利亞高氣壓的地面中心氣壓可高達1065毫巴，但高度卻很紹能到達10000呎。自此以上凡是北緯28度以北都是寒帶西風盛行（見表一）。喜馬拉雅山和康葬高源將此種風阻擋成沿山脈南邊，經長江流域，到達日本南方的一股強烈而近乎穩定的噴射氣流。山脈北邊約在緯50至70度間，另有一股勢力較弱且為時短暫的噴射氣流。（見圖一）。
　　在南之噴設計流的南方有一沉降區，二者可能密切相關，沉降區的最低高度約在7000至12000呎之間。沉降作用非常顯著，以致在北緯14度至18度間產生一對流層中部的溫度赤道，高空近乎垂直的副熱帶脊和溫度赤道相重合，並且把北方的正壓西風帶和南方的為正壓東風帶相劃分。在西邊，持久的對流層上佈西風和鄰近東經110度的繞喜馬拉雅山西風相輻合，並且可能對沉降作用有重大影響。
　　氣旋生成和噴射氣流相偕，但如噴射氣流完全破裂則屬例外，此時西伯利亞高氣壓阻止大陸南部地面氣旋的行程。通常只有紛擾到達具有強烈成鋒作用的東海和日本南方海面時，才會忽然產生氣旋。一個加強中的氣旋使得中心以西的北風增強，因而產生季風浪。當氣旋向東遠離時，季風逐漸減弱，一直要等到到一次低壓的發展。地面氣旋的生成通常不能作為一次季風浪的警告，因為二者常同時發生，尤其是在琉球群島和日本南方海上。雖然這樣，西風帶內具有至動作用的氣旋波常能在幾天之類知道他在我國的路徑。
　　氣旋生成的主區大約在北緯30度的男之噴射氣流下面。發展的第一個訊號是突然出現中雲，24小時後即有一冷暖鋒兼備的氣旋出現。
　　暖鋒很少在熱帶內發展；如果有的話，勢必迅速移向北方，雖然如此，季風浪前緣的冷鋒卻可以遠入熱帶。
　　近似滯留的噴射氣流受喜馬拉雅山脈所阻，對冷鋒有重大影響。以北美而論，強勢冷鋒長隨高空噴射氣流向南侵襲，冷鋒的強度並無顯著改變。但在東南亞則冷鋒在噴射氣流下面推移，噴射氣流隨即滯留在後。冷鋒位於噴射氣流之下時大都很強烈；但如在向南而在沉降層之下移動時，雲層厚度迅速增加而雨量則減少。除雲和降水的改變外，鋒面處溫度，氣壓，和風的地面變化仍屬顯著，在大陸的東南地區都能辨認。
　　在中國海上，只要冷鋒後面的空氣穿過海面等溫線從較冷區吹至較暖，冷鋒在近地面處都能辨認。隨後下層迅速增暖增濕，即可發展濃厚的雞狀雲或渦流性層積雲和小陣雨，特別是在暖洋流之上。遠離噴射氣流之處，雲頂顯然受沉降逆溫層所限制，此層很少超過10,000呎。當季風經由海上路徑的時候，襲擊暴露的崎嶇海岸，如臺灣北部，菲列賓和越南東部，由於攀升作用而釋出大量而持久的雨。前進中冷鋒的前方，因為空氣和海面一般都在熱力平衡狀態，所以只有少量低雲。
　　最後，當向南推移的冷鋒後空氣開始平行於海面等溫線的時候，對流過程消失而雲也逐漸散逸。水平向密度不連續消除時即不再成為鋒。但風切和輻合帶有時仍還存在，顯示一條雲線，該處即可認為過去鋒所在位置。