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Equal-area map


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Equal-area map 等面積地圖 M0000
地圖上某部份一平方公里之大小等於另外任何部份一平方公里之大小。此種地圖即稱等面積地圖,其方法為沿經度線及緯度線上以彼此成反比改變其比例尺。 等面積地圖之涵蓋全球者均近似橢圓形,例如賽松佛南斯及正弦投射 (Sanson-Flamste
ed sinusoidal projection) 即屬之。在朗伯方位角等面積投射 (Lambert's-azimuthal equall-area projection) 中,愈近赤道,緯度之平行線愈靠近,全球或半球之任何圖,離中心愈遠,一區之形狀畸變也愈著,但此種圖對於面積準確極為重要之若干氣候研究則極為有
用。全球之若干限定部份,等面積投影甚切實用。 ☆比較:「正形地圖」(Conformal map) 。
Equation of continui 連續性方程 M0000
(Continuity equation) 在流體中表示「質量不減」(Conservation of mass)原理之流體動力方程。說明假想流體容積中質量之增加係等於流入該容積之淨質量。連續方程常以對列兩式中之一式表示:
(δρ/ δt)+ ▽˙V=0; 或(dρ/dt)+ ρ▽˙V=0,
式中ρ為流體密度,V 為速度向量。如取氣壓為垂直坐標,則此方程如下 δ/ δp(dp/dt)+ ρ▽˙V=0 式中ρ為氣壓,▽ρ為等壓面之笛兒算子。
Equation of piezotro 密變流壓方程 M0000
(物理方程;Physical equation) 說明各熱力變數在「密壓變性」(piezotropic) 流體過程中之關係方程式。通常之形式為將密度ρ定為壓力 p之函數,即
ρ= ρ(p), 其導數d ρ/dp 稱為「密壓變係數」 (Coefficient of piezotropy)。熟知之此種方程為理想氣體狀態之複變化 (polytropic changes) 式:
p ρ-** λ= 常數, 式中λ為複變過程之「模數」(Modulus) 。
若干氣象問題中,密壓變方程可在絕熱( λ=1.4) 、 等壓( λ=0) 、 或等溫( λ=1) 過程下由「靜態方程」(Equation of state) 及「熱力學第一定律」(First law of thermodynamics) 合併而得。當密壓變方程與「運動方程」(Equation of motion)及「連續方程
」(Equation of continuity)一同使用時,即構成包括 p, ρ及三分向速度五個未知數之五個聯立方程式。 密壓變方程係指各個流體塊過程,而非狀態變數之空間分佈;須與「正壓」(Barotropy
) 方程辨別。
Equations of motion 運動方程 02 M0000
在笛卡兒坐標中 (x, y, z, ), 非向量之運動方程,通常是以x 之正值向東,y 正值向北,及z 正值向上,其個式如下: (δu/δt)+u (δu/δx)+v (δu/δy)+w (δu/δz)
=fv-2Ωcos φw-(1/ ρ)(δp/δx)+Fx; (δv/δt)+u (δv/δx)+v (δv/δy)+w (δv/δz) =-fu-(1/ ρ)(δp/δy)+Fy;
(δw/δt)+u (δw/δx)+v (δw/δy)+w (δw/δz) =2 Ωucosφ-(1/ρ)(δp/δz)-g+Fz;
☆見:「牛頓運動定律」(Newton's law of motion), 「渦旋度方程」(Vorticity equation)。
Equations of motion 運動方程 01 M0000
一組流體動力方程,用以表示牛頓運動第二定律在流體系統上之應用。個別流體質點之總加速係等於在該流體中作用於該點諸力之和。 固定於地球表面一點坐標系上大氣運動之向量方程,如以運動中流體之單位質量表示可
寫成 dV/dt=-2Ω*V-gk-(1/ ρ)(▽p)+F,
式中V 為三度空間之速度向量,Ω為地球角速度,k 為指向上方之單位向量,垂直於問題中該點之地球表面,ρ為密度,p 為氣壓,g 為重力加速度,F 單位質量之摩擦力。當應用於大氣之水平運動時,「科氏加速度」(Coriolis acceleration) 項 2Ω*V常為兩水平分
量I2Ωsin φv, 及-j2 Ωφu 所近似,其中 i與j 各為沿水平 x及y 軸之單位向量,而 u, v 為沿各該軸之速度分量。此處Ω為向量Ω之大小,φ為地理緯度。在垂直運動方程中,科氏力之垂直分量常被略去,另外並常假定 dw/dt=0, 其中 w為垂直速度。由此等簡化,垂
直運動方則為「流體靜力方程」(Hydrostatic equation)。 在笛卡兒坐標中 (x, y, z, ), 非向量之運動方程,通常是以x 之正值向東,y 正值向北,及z 正值向上,其個式如下:
(δu/δt)+u (δu/δx)+v (δu/δy)+w (δu/δz) =fv-2Ωcos φw-(1/ ρ)(δp/δx)+Fx; (δv/δt)+u (δv/δx)+v (δv/δy)+w (δv/δz)
=-fu-(1/ ρ)(δp/δy)+Fy;
Equator 赤道 M0000
1.在地理上,指想像中地球表面緯度0 之大圓圈,與兩極之距離相等;並以之等分南北半球。 2.見:「氣象赤道」(Meteorological equator)、「熱赤道」(Heat euqator)、「溫度
赤道」(Thermal equator) 。 3.見:「天球赤道」(Celestial equator) 。 4.見:「無傾線」(Aclinic line), 「地磁赤道」(Geomagnetic equator) 。
Equatorial air 赤道空氣 M0000
赤道無風帶(Doldrums)或赤道槽 (Equatorial trough)之空氣與信風帶熱帶氣團有別,惟不明顯。熱帶空氣進入赤道區並停留時,即可稱為「赤道氣團」。在對流層下層,此兩種空氣之物理性質,並無明顯區別。
Equatorial dry zone 赤道乾燥區 M0000
在赤道槽 (Equatorial trough)中之乾燥區域。最著名之乾燥區域係在太平洋中部赤道之稍南方;另外之赤道乾燥區係出現於非洲東海岸、阿拉伯海、及南大西洋,包括巴西之高原部份。此等乾燥區係由於地面氣流之水平幅散及相偕之下沉、穩定、而缺乏對流雨量之結
果。
Equatorial easterlie 赤道東風帶 M0000
(亦稱Deep trades, Deep easterlies) 指夏半球發展頗深之信風,至少伸展到 8至10公里之高度,且其頂上無上層西風。即有上層西出現亦屬微弱而淺薄,不能影響天氣。
在冬半球,此種東風帶以沿赤道之一狹帶為限。 ☆比較:「熱帶東風帶」(Tropical easterlies) 。
Equatorial tide 赤道潮 M0000
當月球接近赤道時所發生之潮;是時「日差」(Diurnal inequality)最小。
Equatorial trough 赤道槽 M0000
1.南北兩半球副熱帶高壓帶間之近似連續低壓帶。全區空氣極為均勻,可能係大氣中最理想之「正壓」(Barotropic)區。但其濕度頗高,當穩定度稍有變化時即足以使天氣生重大變化。赤道槽之位置在大西洋與太平洋之東部均甚穩定;但在該兩洋之西部及亞洲南部與印
度洋則隨季節而有頗大之變動,常移入或移向夏季半球。 此名稱可用為此區大氣之通稱,故赤道槽可包括赤道無風帶(Doldrums); 其中之若干部份可為間熱帶輻合區(Intertropical convergence zone); 且在區內可能有間熱帶鋒(I
ntertropical fronts)。 2.同「氣象赤道」(Meteorological equator)。
Equatorial wave 赤道波 M0000
赤道東風帶之一種類似波動之擾動,趨向於橫過赤道槽(Equatorial trough) 。 ☆比較:「東風波」(Easterly wave) 赤道波在西太平洋特別頻繁,有許多發展成赤道旋渦(Equatorial vortices) 。
Equatorial westerlie 赤道西風 M0000
偶而出現於赤道槽中之西風,並由廣闊偏東信風帶(Trade winds) 將其與中緯度之西風帶(Wasterlies)分隔。 因為在赤道槽內及其附近之低層大氣中之氣流大多為東風,故在平均圖上若干地區出現
西風係屬值得研討之主題。在若干地區中,此種不正常之現象可解釋為由於在赤道槽中常有向西移動之氣旋,在其向赤道一邊之有限地區內發生西風所致。在他處 (以在印度洋上北半球之夏季為著 ), 此種西風可能係由於南半球之空氣在其向北吹過地理赤道時之偏向成為
季風(Monsoon) 之一部所致。
Equilibrim vapor pre 平衡水汽壓 M0000
一系統,其中物質之兩種或多種狀態彼此平衡並存之氣態壓力。在氣象學中,除非另有說明, 概指水而言。此系統所含潮濕空氣與一純水面或冰面平衡,則通常應用一更專門之名稱,即「飽和水汽壓」(Saturation vapor pressure), 該種情況之水汽壓僅為溫度之函
數。 在大氣中,此種系統由於有不純粹之液態水或固態水,水滴或冰晶 (或二者並存) 為氣懸膠體(Aerosol) 而形複雜。一般而論,此為一種成核過程。例如:過冷水滴及冰晶上之水
汽壓較差為貝吉龍與芬特生降水生成說(Bergeron-Findeisen theory) 之基礎。 ☆另見:「水氣張力」(Vapor tension)
Equilibrium 平衡 M0000
1.在熱力學中,一「隔離系」(Isolated system) 中任何狀態保持不變稱之,隔絕體系處於非平衡狀態下如為「不可逆過程」(Irreverible process) 將永遠趨向平衡。 2.在力學中,全部力之向量和,亦即「加速度」(Acceleration)向量為零之一種狀態。
在流體力學中,通常在大氣或流體模式之中,更需具有一種「穩定狀態」(Steady state)。平衡視由此狀態發生位移之情況可分為穩定或不穩定平衡。 ☆亦見:「流體靜力平衡」(Hydrostatic equilibrium),「地轉平衡」(Geostrophi ce
quilibrium), 「不穩度」(Instability) 。
Equinoctial rains 二分雨季 M0000
在赤道附近數緯度內有許多地方之雨季頗有規則,即發生於二分點 (Equinoxes)或稍後之時期。 此種每年兩次降水最高峰之特徵常見於熱帶雨林氣候 (Tropical rainforest climate)
中,主要地區為非洲剛果河流域(Congo Valley), 南美洲之大亞馬遜河流域 (Amazon Valley), 及東印度群島(East Indies) 。在大部地區,春季最高雨量較大。☆比較:「天頂雨」(Zenithal rains)
Equinoctial storm 二分風暴 M0000
亦稱 Line storm, Line gale 本習俗性之信念中,無論美國或英國,均相信:挾有大風豪雨之強烈風暴大多在春秋分時期發生。
至少早在一七四八年,可能出諸航海人員,根據彼等在西印度群島對颶風之經驗,以秋分前後出現最頻。 根據大風頻率之統計,並未顯示溫帶地區約在九月二十二日左右風暴最多,雖然冬半年
第一個強烈風暴有時係於九月底發生,於是才推想大約在三月二十一日之春分也有較多之風暴發生頻率。
Equinoctial tide 二分潮 M0000
太陽臨近「分點」(Equinox) 時出現之「潮」(Tide)。在此時期內,「大潮」(Spring-tide) 之較差比平均為大。
Equinox 分點 M0000
1.太陽之全年視路徑與地球赤道面相交兩點中之任何一點;亦即「黃道」(Ecliptic)與「天球赤道」(Celestial equator) 相交之一點。 2.在習俗上,指太陽正好在赤道上空經過,即所謂「二分時」(Time of the equinox)
。 在北緯,「春分」(Vernal equinox)大約在三月二十一日,「秋分」(Autumnal equinox) 大約在九月二十二日,南半球則相反。
☆比較:「至點」(Solstice)。
Equipotential surfac 等位面 M0000
任何一重力 (電力、磁力、重力等) 之分佈保持不變之一面,此面上之每一點均為等「位勢」(Potential) 。 ☆見:「重力位面」(Geopotential surface)。
Equivalent potential 相當位溫 M0000
指符合於絕熱相當溫度之位溫 θE=T ae (1000/P)0.286
式內θE 為相當位溫,T ae為絕熱相當溫度,而P 為氣壓,以百帕為單位。此種溫度對於乾絕熱與假絕熱過程(Dry-and-pseudo-adiabatic processes)均具保守性。
Equivalent temperatu 相當溫度 M0000
1.等壓相當溫度:一氣塊倘所有水汽均在等壓狀態下凝結,釋出之潛熱均用於加熱空氣時應有之氣溫。 T ie= T(1+ LW/CpT)
式內T ie為等壓相當溫度,T 為溫度,W 為混合比,L 為潛熱,而Cp為空氣之定壓比熱。
2.絕熱相當溫度 (或稱假相當溫度): 一氣塊在進行下述過程 (物理上不能實現者) 所應用之溫度:依乾絕熱膨脹直至飽和;依假絕熱膨脹直至水汽完全釋出;依乾絕熱壓縮至原來之氣壓。此即相當溫度,係由熱力圖讀出,且永遠大於等壓相當溫度。
T ae=Texp LW/CpT 式中T ae為絕熱相當溫度,exp 為自然對數之底。
Equivalent width 相當波寬 M0000
藉所顯示之一條吸收線或吸收帶對「輻射能」(Radiant energy)總「吸收」(Absorption)之一種量度。計算相當波寬 W之公式為 W=∫ (λ1 →λ2) *AD λ,
式中A 為任意波長之入射輻射在被及收部份,λ1 及λ2 為線或帶兩側吸收降至零處之波長。
因此,以 A與λ為坐標所繪之圖中,相當波寬代表者為曲線下之面積,或一假想線或帶之寬度,在其範圍內可完全吸收,但所吸收之總能量與實際線或帶所吸收者同。 ☆比較:「線寬」(Line width)。
Equivalent-barotropi 相當正壓型 M0000
一種大氣之模式,其特性為:(a) 無摩擦且為絕熱之氣流,(b) 流體靜力與近似地轉(Quasi-geostrophic) 之平衡,及 (c)水平風之垂直風變假定為與水平風本身成正比。因而風向並不隨高度而轉變,結果在其中之等高線與等溫線 (如在各等壓面) 皆為平行。在此種大
氣中,其垂直之平均運動可以假定為相當於某一中間層,即「相當正壓面」 (Equivalent-barotropic level)。應用於此層之運動,假定其為一等壓面。此相當正壓模型之行動可以用一簡單方程式 (即渦旋度方程) 中一未知數 (等壓面之高度) 表明。