Southwest monsoon | 西南季風

西南季風

亞洲南部的季風，主要是由信風帶的季節移動而引起的，但也有海陸熱力差異的影響，以印度季風為例，冬季信風帶南移，赤道低壓移到南半球，亞洲大陸冷高壓強大，高壓南部的東北風就成為亞洲南部的冬季風。夏季信風帶北移，赤道低壓移到北半球，再加上大陸熱力因子的作用，低壓中心出現在印度半島。而此時正是南半球的冬季，澳大利亞是一個低温高壓區，氣壓梯度由南向北，南來氣流跨越赤道後，受北半球地轉偏向力的作用，形成西南風，這就是南亞的夏季風。

在季風的影響下，南亞也是冬幹夏濕，但是它和東亞季風有一個明顯差別，即南亞夏季風比冬季風強。這是因為冬季亞洲南部遠離蒙古-西伯利亞高壓中心，並有西藏高原的阻擋，再加上印度半島面積較小，緯度較低，海陸之間的氣壓梯度較弱，因此冬季風不強。相反，夏季印度半島氣温特別高，是熱低壓中心所在，它與南半球副高之間的氣壓梯度大，因此南亞的夏季風強於冬季風。

西南季風，屬季風亞洲中的一個季風。主要盛行於6～8月。盛行於南亞、東南亞及部分東亞一帶，為風向西南的夏季季風。西南季風來自於低空的越赤道氣流。這種氣流在亞洲被稱為「西南季風」。西南季風的到來，代表着季節的轉換，由冬季正式轉為夏季。

夏季時，西南季風北上為東亞和東南亞國家帶來豐富的降水，造成許多國家的主要水資源來源為西南季風，如造成東南亞的菲律賓群島及中南半島的熱帶季風氣候，也因此造成水患。

位在南亞的印度及孟加拉因地形影響形成地形雨，在印度德干高原西部和喜馬拉雅山南部降下豪大雨，造成印度乞拉朋吉為全球降水量最多的地區之一。於東亞的臺灣也受此季風對每年5～6月的梅雨季造成影響。

西南季風的源頭是東非馬達加斯加島附近的索馬利亞噴流，空間尺度橫跨印度洋一直到太平洋西部，範圍非常大而且持續的時間是以月來計算的。

北半球夏季西南季風建立的時間點

北半球夏季西南季風建立的時間點，因為西南季風的建立不但代表了季節的轉換，由冬天型態正式轉變成夏天型態，西南季風建立後會夾帶大量的暖濕水氣北上進入亞洲陸地，對於台灣的梅雨降雨狀況具有關鍵性的影響。所謂的「季風」是因為地球表面海洋和陸地的比熱不同，加上太陽直射地球表面的區域隨著地球公轉而出現季節性的南北移動，而形成大範圍的海陸溫度差，因此導致大尺度範圍空氣流動的結果。

西南季風達到正式的「ON-SET」有一個比較明確的定義型態，共有3支氣流共同合成西南季風。最主要的一支就是前面提到的，

遠從東非的索馬利亞噴流跨過赤道以及北印度洋後，再傳播到中南半島以及南海的大尺度氣流，
另外兩支較小的氣流分別是來自印尼附近的跨赤道氣流以及菲律賓東方順著太平洋高壓邊緣北上的氣流，

當這3支氣流到齊的時候，就是西南季風正式建立的時間點。

南亞夏季季風是如何形成的？

位於南半球的南印度洋副熱帶高壓（「馬斯克林高壓」）[A]隨著季節向北移近赤道。馬斯克林高壓的低層氣流會以逆時針方向流出，結合了「南印度洋東南信風」 [B]之後，便穿過赤道，形成「過赤道流」[C]。
由於南亞季風區的西邊是非洲大陸，過赤道流受到東非地形的影響，被侷限在東非以東，於是形成流速極快的「索馬利噴流」。這股索馬利噴流因為受到科氏力影響，會進而轉成西南風，這就是印度半島的「西南季風」[D]。正因為此處的西南季風來自強勁的索馬利噴流，所以南亞的夏季季風相當旺盛。
印度半島的北方是高聳的青康藏高原，高原不但阻擋了來自北邊的其他天氣系統，使它們無法影響印度半島夏季的氣候，也使得西南季風無法往北延伸，僅止於高原以南。青康藏高原的存在，正是造成南亞季風區西南季風風向穩定不受影響的原因。
青康藏高原高層地表的溫度較鄰近地區的氣溫高出許多，因而在高層形成「南亞高壓」[E]。南亞高壓的存在代表高層的輻散，有利於維持高原南邊的低層低壓。低層的低壓槽吸引了大範圍由南向北的氣流，在經科氏力的作用轉成西南風，這就是西南季風存在的原因之一。西南季風從南方的海洋帶來充分的水汽，造成南亞地區夏季大量的降水，也就是雨季的來臨。降水的過程會釋放大量潛熱，加熱高層大氣，更有助於高壓的維特。
印度半島的高層大氣因北邊南亞高壓的存在，輻散的北風受科氏力影響而轉為東風，形成強盛的熱帶東風噴流。

東亞夏季季風是如何形成的？

位於南半球的南太平洋副熱帶高壓（「澳大利亞高壓」）[O]隨著季節向北移近赤道。澳大利亞高壓的低層氣流同樣會以逆時針方向流出，結合「南太平洋東南信風」[P]，穿過赤道，形成「過赤道流」[Q]，流向亞洲大陸的低壓槽。過赤道流受科氏力的影響，會轉為西南風，形成東亞夏季季風區的西南季風[R]。因為澳大利亞高壓並沒有南亞的馬斯克林高壓那麼強，加上東亞的西邊沒有類似東非的地形，所以東亞的過赤道氣流並沒有南亞的索馬利噴流那麼強，這也是東亞夏季季風不如南亞夏季季風強盛的原因之一。
由於陸地東面有個規模不小的「西太平洋副熱帶高壓」[S]，由於西太平洋高壓的存在，東亞季風區東部的風向不單單只有西南風，也常伴隨由太平洋高壓西南方下沈的偏東南風，因此東亞季風不似南亞季風穩定。
在東亞夏季季風區，海洋位在大陸的東邊和南邊，而且此區地形大為緩和，並沒有類似青康藏高原這種地形的屏障。因此，北方的「中緯度氣團」[T]會南下影響季風區的氣候，造成西南季風和中緯度氣團間形成「梅雨鋒帶」[U]，帶來梅雨，所以此區的降雨情形非常多變化，不似南亞季風區單純──印度半島並沒有梅雨鋒的存在。
東亞季風區的高層也存在熱帶東風噴流，不過由於沒有青康藏高原持續加熱的影響，高層的熱帶東風噴流也沒有像南亞地區的熱帶東風噴流那麼強。

「西南季風」爆發 ?!

到了夏半年，太陽強烈照射亞洲大陸，地面溫度”熱”，空氣隨之上升，形成大型的低壓區，而海洋則較陸地”涼”，氣壓較高。空氣從海洋(高氣壓)流向陸地(低氣壓)，這種海陸熱力差異形成澳門夏季的「西南季風」。

很多時候，雨量多不多，取決於“水”，而「西南季風」爆發的重要性就是“水汽突然增多”。氣象學上，南海「西南季風」爆發是季節變化的一個轉折點，代表水汽輸送帶進入南海，此時「西南季風」控制南海及華南，華南地區的雲量和降雨都會”明顯”增多。一般來說，「西南季風」在 5 月的第 4、5 候(註：氣候上，1候代表5日；5月第1候，即5月1-5日)進入南海到達華南沿岸。

「西南季風」和它的水汽輸送帶是一步一步形成的，整個西南季風系統的形成分為 3 個階段，如下：

南半球的東南信風越過赤道，但受到東非高山地形阻擋，氣流速度增加，進入印度西南面。阿拉伯海可能會出現熱帶氣旋。
氣流繼續向東推進，進入印度東南面，此時孟加拉灣很大機會出現熱帶氣旋；隨後氣流會進一步接近中南半島後，緬甸、泰國、馬來西亞等進入雨季。
隨着籠罩華南及南海的副熱帶高壓逐漸“退場”，「西南季風」便可進入南海，到達華南，而它的水汽輸送帶正是澳門降雨的主要水汽來源。

跟着上述的 3 步曲，大家就可以大概知道「西南季風」爆發時間。若澳門受到低壓槽影響，而「西南季風」同時為低壓槽送上源源不絕的水汽，此時雨量會十分可觀，甚至出現大暴雨。我們必須做好準備、注意防範 !

西南季風 | HKO

西南季候風
- 季候風形成的主因是大範圍海洋與陸地之間的溫差。踏入四月，太陽逐漸北移，北半球的日照會增多，亞洲大陸上的空氣會比相鄰海洋上的空氣升溫較快。陸地的空氣因而會變得較輕及上升，最終在大陸上形成低壓中心。海洋上的暖濕氣流便會大致流向該低壓中心，導致西南季候風的爆發。圖一為1971至2000年橫瀾島的月平均盛行風向，清楚顯示本港的風向會在五、六月之間由偏東風轉為西南風。
霧季的終結
- 香港的霧季一般由二月開始直至四月左右結束。溫暖潮濕的海洋空氣平流流經近岸較涼的海面上，氣溫會逐漸降至露點，水汽便凝結為微小水點而形成霧（一般稱此為平流霧）。由於海水較涼，而其上的空氣較暖，大氣相對穩定，有助將水汽限制於大氣的最低層。隨着季節變化，海水亦慢慢變暖，海面上的大氣變得較不穩定，容易產生對流活動。因此，五月西南季候風的爆發通常亦標誌着霧季的結束。圖二為1971至2000年香港天文台平均每月觀測到有霧的日數，可見五月出現霧的日子並不多，平均少於0.2日。
雨季的開始
- 由於西南季候風會帶來溫暖潮濕的空氣，加上海水升溫，有利對流活動的發展。若然配合其他有利的氣象條件，如低層輻合或高層輻散，西南季候風有時引致大雨。圖三為1971至2000年香港天文台錄得的月平均雨量，顯示五月份雨量明顯增加，跟西南季候風爆發的時間相互吻合。