日本海極地氣團輻合帶
日本海極地氣團輻合帶（日語：日本海寒帯気団収束帯，英語：Japan sea Polar air mass Convergence Zone，縮寫：JPCZ）是一條在日本海冬季形成的輻合帶[注 1]，長度約1000公里，此現象由日本氣象學家淺井冨雄所提出[2]。
形成及發展
[編輯]當日本海一帶受冷氣團籠罩時，同時接受對馬暖流的供熱以形成大氣混合層[注 3]，從中形成並發展出積雲[4]。西北季候風受長白山及周圍山脈等地形因素而路徑一分為二，氣流於位處背風面的日本海再次匯聚，就此形成狹長的輻合帶[4][5][6]，此時由積雲所排列之雲街[注 4]不以平行排列而出現交匯，促使「日本海極地氣團輻合帶」形成[11][12]。
系統位置與影響
[編輯]由於氣流匯聚時行經日本海，配合低溫促使水氣凝結成雲，一般而言，雪雲通常是在寒風抵達日本西岸時受地形作用而出現，倘若日本海極地氣團輻合帶開始發展，其將於雪雲出現後籠罩日本本土，近岸平地之降雪量亦會因此增加[13]，這通常是日本海沿岸一帶出現大雪的主因[5]。而日本海極地氣團輻合帶並無固定位置，而是隨大氣配置、氣流源地、雲流位置等因素採東西向移動[13]，南北向可延伸至山陰地方，而東西向則可延伸至北陸地方[14]。若西北季候風再受本州中部山區的地形影響，對流雲甚至可於關東地方沿海至靜岡縣東部一帶發展[15]。
根據2006年至2015年凡十年來，12月至2月在日本海中部及西部海域之各大氣分層氣象數據顯示，氣流輻合可自地表至900百帕高度面。1月的輻合帶位置略為西南，籠罩範圍相當於朝鮮半島、近畿地方北部及山陰地方，而2月輻合帶的活躍狀況並不明顯。此外，950百帕高度面的氣象數據表明，12月的西北季候風在800百帕高度面氣流呈偏西分量，而1月在900百帕則呈偏北分量，2月季候風則明顯減弱，這被認為是1月的輻合帶位置較12月偏南的原因[14]。
相關條目
[編輯]釋義
[編輯]- ^ 輻合（英語：convergence）係指空氣匯聚的現象，其中又可分為「氣旋式輻合」和「切變式輻合」二種：在地面，空氣在科里奧利力、氣壓梯度力、地形摩擦力以及離心力之共同作用下，以逆時針通過等壓線，呈螺旋式向低壓中心推進，形成風。若低壓中心有閉合等壓線（例如熱帶氣旋），則因角動量守恆，離心力加大，而進一步平衡氣壓梯度力，於是產生旋風。同時空氣被迫抬升，空氣上升後地面氣壓便會進一步下降，此即「氣旋式輻合」。而「切變式輻合」則是二種不同風向的氣流輻合，而使空氣因壓迫抬升，這種切變式的輻合通常出現於鋒面或低壓槽處，和前者輻合的分別只是氣旋式的風向變化比較不明顯[1]。
- ^ 混合比（英語：mixing ratio）係指大氣中，在一定體積空氣之下所含的水氣（公克）與乾空氣（公斤）的質量比，乃表示大氣濕度的物理量[3]。
- ^ 大氣混合層（英語：atmospheric mixed layer）係指在垂直對流發展旺盛時，位溫、混合比[注 2]、風速等氣象要素，在任何高度皆趨於均勻的大氣邊界層。由於其上部層結穩定度較高，故對流雲系之發展範圍囿於其上部[4]。
- ^ 雲街（日語：筋状雲，英語：cloud street）在衞星雲圖中，係由積雲（Cu）及濃積雲（Cg）等多個對流雲所組成的條狀雲列，通常與低層風平行，雲頂高度幾乎不變，雲層內風向的垂直風切變較小，但垂直風切變的風速仍較開放胞（英語：open cell）及封閉胞（英語：closed cell）大[7][8]。根據雲街走向，可判定冷空氣流動方向[9]。當海域在冬季吹起偏北強風時，乾冷空氣自內陸通過暖濕海面，氣流底部的氣流轉為濕暖而引發垂直對流運動，配合強亂流而有利雲層發展[10]。
參考資料
[編輯]來源出處
[編輯]- ^ 香港天文台. 氣象小常識：輻合和輻散. [2015年5月3日]. （原始內容存檔於2015年7月5日）.（繁體中文）
- ^ 淺井冨雄. 気候変動 - 異常気象・長期変動の謎を探る. 日本東京都: 東京堂出版. 1988年6月. ISBN 4-490-20138-9 （日語）.
- ^ 盛裴軒、毛節泰、李建國、障靄琛、桑建國、潘乃先. 大气物理学. 北京大學出版社. 2003年5月 （中文（簡體））.
- ^ 4.0 4.1 4.2 用語集 (JPCZ). [2018年8月16日]. 原始內容存檔於2018年8月18日.（日語）
- ^ 5.0 5.1 氣象新聞公司. 日本海側に大雪をもたらすJPCZとは？. [2015年5月3日]. （原始內容存檔於2018年1月20日）.（日語）
- ^ 2006年3月 帯状対流雲に発生したメソβ下層渦 (PDF). 気象庁. [2018年8月16日]. （原始內容存檔 (PDF)於2013年1月25日）.（日語）
- ^ 日本氣象協會. tenki用語辞典-筋状雲. [2015年5月3日]. （原始內容存檔於2017年3月21日）.（日語）
- ^ 気象衞星センター. 気象衛星センター － 筋狀雲. 気象庁. [2018年8月17日]. （原始內容存檔於2018年8月17日）.（日語）
- ^ 交通部中央氣象局. 各系統之衛星雲圖–寒潮爆發. [2018年8月16日]. （原始內容存檔於2018年8月16日）.（繁體中文）
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- ^ 気象衞星センター. 気象衛星画像の解析と利用 --航空気象編-- (PDF). 気象庁. 2002年3月 [2018年8月16日]. （原始內容存檔 (PDF)於2018年8月17日）.（日語）
- ^ 永戸久喜、加藤輝之之. 日本海寒帯気団収束帯に伴う直交型筋状雲の発生機構 (PDF). 気象庁気象研究所. 2010年9月30日 [2018年8月17日]. （原始內容存檔 (PDF)於2018年8月18日）.（日語）
- ^ 13.0 13.1 冷たい風、日本海で合流 大雪降らせるＪＰＣＺ. 日本経済新聞. 2018年2月6日 [2018年8月17日]. （原始內容存檔於2018年4月22日）.（日語）
- ^ 14.0 14.1 紀平旭範. 冬季日本海における日本海寒帯気団収束帯の変動に関する研究 (PDF). 國立大學法人 富山大學. 2016 [2018年8月17日]. （原始內容存檔 (PDF)於2018年8月16日）.（日語）
- ^ 館山・2005初雪. 2005 [2018年8月17日]. （原始內容存檔於2008年2月14日）.（日語）
引用文獻
[編輯]- （日語） 本海寒帯気団収束帯帯狀雲に沿って発達するメソβスケールの渦列：數値シミュレーション （頁面存檔備份，存於互聯網檔案館） 気象集誌 71（1）, 43-57, 1993-02-25