潜艇（核潜艇）

北风之神（955）：3艘服役中，3艘建造中

台风级（941）：1艘服役中 ，另有2艘封存

德尔塔IV级（667BDRM）：6艘服役中

德尔塔III级（667BDR）：3艘服役中

亚森级（885）：1艘服役中
，1艘建造中

奥斯卡级（949A）：8艘服役中

阿库拉级（971）：12艘服役中

塞拉II级（945A）：2艘服役中

塞拉I级（945）：1艘服役中

维克托III级（671RTMK）：4艘服役中

华沙人级（636.3）：2艘服役中，4艘建造中

萨罗夫号（20120）：特种潜艇 ，服役中

常规潜艇

基洛级潜艇（877）：16艘服役中

拉达级（677）：1艘服役中，2艘建造中

事实上
，地球上风暴种类凡多，除了热带气旋这种猛烈风暴外 ，地球上的风暴还有雷暴
，温带气旋，龙卷风 ，中尺度对流系统(MCS, Mesoscale Convective System)……等等。虽然作为热带气旋爱好者
，我们很容易在卫星云图上从众多的天气系统中把热带气旋分别出来，但如果在卫星云图上同时有两个很像热带气旋的天气系统 ，一个在吕宋岛对开的西太平洋上
，一个则在北纬30多度、日本对开的西太平洋上，大家都有绕著中心旋转的云簇 ，那我们应用什麼标准介定它们那一个是热带气旋？定还是两个均是？因此
，热带气旋的定义是严格的 。

所谓热带气旋，乃是指发生在热带大洋面上 、具有组织和非锋面性的对流天气系统
。这种天气系统的云系同时具有螺旋特性
、而螺旋云系中心附近的平均风速亦超过每秒17.2米*。世界上不同的地区都对热带气旋有不同的称呼 ，例如西太平洋称之为「台风」(Typhoon)、印度洋称之为「旋风」(Cyclone) 、北大西洋以及东太平洋则称之为「飓风」(Hurricane)、南太平洋西部则称为「威利威利」(Willy-Willy) 。虽然名称各有不同，但无论如何
，各地热带气旋的性质都是一样的。在北半球，热带气旋呈逆时针方向旋转 ，而在南半球则呈顺时针方向旋转
。此种恶劣天气系统一般伴随强风
、豪雨、巨浪
，会严重威胁人们生命财产，对於民生 、农业
、经济等造成相当大的冲击 ，是其中一种严重的自然灾害。

我们身处的香港位处於华南沿岸
，每年夏季都会受来自西太平洋或南海的热带气旋所影响 。虽然香港高度城市化，走到石屎建成的建筑物中就不怕热带气旋对我们生命构成重大威胁 ，但它为我们带来的豪雨和强风所造成的破坏
，甚至8号风球以上时、经济运作停顿所带来的损失仍是不可忽视的
。

跟据香港天文台的分类，热带气旋可按其中心附近的最高风力分为四个级别：

热带气旋类别

热带低气压

热带风暴

强烈热带风暴

台风

接近风暴中心之10分钟最高平均风力

每小时62公里或以下

每小时63至87公里

每小时88至117公里

每小时118公里或以上

在世界上其他地方 ，他们对热带气旋的分类却略有不同
，例如：

台湾方面：

类别

热带性低气压

轻度台风

中度台风

强烈台风 中心气压(hPa)

< 1002

991~984

976~941

< 940 中心风力(km/h)

38-62

63-117

118-183

> 183

北大西洋方面，飓风的强度则以萨非尔．辛普森飓风强度等级尺度(Saffir-Simpson Scale)来划分：

飓风等级 中心气压(hPa) 中心气压 破坏程度

(公里/小时) (海里/小时)

1

2

3

4

5 > 980

965-980

945-965

920-945

< 920

120-153

154-177

178-209

210-249

> 250 64-82

83-95

96-113

114-135

> 135 最小

中等

广泛

严重

灾难性

*尽管我们知道热带低气压的风速不及此强度 ，但是，由於各地对热带低气压的风速的界定各有不同
，例如香港和台湾就有一个明显的分别存在，所以我们很难界定到底风速要到达多少才算是一个热带低气压(热带气旋)。因此 ，我们暂且以17.2米这个热带风暴的最低风速来介定一个低压系统是否己达到热带气旋的标准 。

2.热带气旋能在世界上那些地方找到？是否各个地区热带气旋的强度都不同？

除了东南太平洋及南大西洋以外
，基本上世界上很多海域均可找到热带气旋的踪迹，其中以西太平洋的热带气旋出现频率最高 ，每年约有30个
。而全球每年平均有80多个热带气旋形成。

邻近我们的西太平洋之所以有这麼多热带气旋出现
，乃是由於西太平洋洋面广阔，於是供热带气旋生成的面积较多；而且 ，由於地球自转关系
，使得太平洋上被太阳辐射加热的温暖海水在西太平洋处堆积 。因此，西太平洋亦是世界上最温暖的海域 ，故西太平洋又被称为地球海洋中的「暖池」
，使得这里的热带气旋生成频率最高
。再者，由於西太平洋水温高 ，因此西太平洋「出产」的台风的强度一般亦比世界上其他海域「出产」的热带气旋强；而且，西太平洋台风的强度亦绝不会逊於大西洋的飓风。我们之所以觉得大西洋的飓风比西太平洋的台风强
，只是因为彼方传媒把飓风吹袭的消息大肆报导和渲染而已 。

(取自美国伊利诺州大学,Meteorology Online guide: Hurricane)

图一 热带气旋在世界上的分布

3.热带气旋的形成必须什麼条件？

热带气旋的形成并不是偶然的
。我们发现，即使在海洋上经常有著具扰动性的天气系统存在著 ，例如一些雷雨云系
，但只有少数能发展成热带气旋。一般而言，要形成热带气旋 ，就必须符合以下热力学及动力学条件 。

热力学条件方面
，

1.在广阔的海洋面上，海水温度必须超过26.5℃。因为高海温处可令大气层处於不稳定环境条件 ，令扰动性的天气得以发展
。

2.大气层底部必须存在著充足的水气
，并存在著有利空气上升的条件：

大气层底部和中层必须有足够水气，令湿度偏高 ，因为水气是构成热带气旋云雨带的原材料；而且
，水气凝结时所释放的潜热会令空气温度升高 、变轻，继而膨胀上升。所以 ，水气愈充足，空气的上升运动就愈有利 。不然的话
，强烈对流以及空气的垂直运动便难以发展
。

动力学条件方面，

1.地球自转产生的科利奥里力不等於零

在绝大部份情况下 ，热带气旋只会在距离赤道(南北纬)5度以上的范围内形成。而在赤道范围内
，由於由地球自转而产生的科利奥里力(见循环不息的大气运动，图五)太小 ，令空气涡难以形成 。即使空气旋涡得以生成
，但要使气旋式的扰动达到台风阶段却需花费相当长的时间，所以始终不利於热带气旋形成
。

2.大气层底部和大气上层的风向或风速差别不能太大 (垂直风切变不能太大)：

上下层风向和风速分别太大 ，会使水气凝结时所释放的潜热不能集中於同一个空气柱
，及使水气凝结时所释放出的潜热迅速外溢。於是，那空气柱的气温便不会显著上升 ，气压亦无法迅速下降(理想的情况是：在气柱范围内气温上升→空气膨胀变轻→气压下降) 。而且
，太大的风速差异亦会把热带气旋云系吹散，令热带气旋云系难以组织起来 ，使热带气旋难以形成或增强
。

图二 垂直风切变对热带气旋结构的影响

3.如果大气层底部存在著涡旋式风场
、令空气涡旋容易形成，又或是大气层存在空气的辐合区
，例如热带辐合带一带，这样会对热带气旋的形成更为有利。

图三 热带辐合带及信风会合所造成的涡旋式风场为热带旋生成的摇篮

有了这些基本条件 ，当然不少得的是必须在洋面上存在著一些不稳定、具有扰动性的天气系统的配合
，才可有热带气旋的生成 。这些扰动性天气，主要是来自热带辐合带(ITCZ) ，其次则是来自东风波(Easterly waves) 、高空冷涡(热带对流层上部槽
，简称TUTT，即Tropic Upper Tropospheric Trough)
、低压槽 ，甚至从热带气旋分裂出来的广阔云雨带
，及从陆地移到海上的雷雨天气系统亦可以是热带气旋形成的胚胎
。

4.热带气旋如何形成？

如上所述，形成热带气旋的先决条件是必须先有扰动性的天气存在 ，否则热带气旋便不会出现。

我们知道
，热带海洋上的扰动天气是具有垂直的空气上升运动 。当上升空气中的水气遇冷凝结成水点时，水气会释放潜热 ，并加热其周围的空气。然后，加热了的空气会膨胀、变轻
，令整个空气块上升，继而令(地面)气压下降(图四 左)；当地面气压下降时 ，由於这个低压系统与邻近地区的气压差异更为显著
，於是，更多的空气又会被扯到这低压中心去 ，在空气扯进的同时更多的水气又会带到那低压系统去
，为那低压系统提供更多热能
。再者，流入该低气压的空气会搅动海水 ，令海水翻腾
，使贮存於温暖海水的热释放到空气中，再进一步为流入低压的空气提供热能 ，於是又进一步为该低压提供更多能量(图四 右)。而在空气进入低压的时候
，空气除了会受海水加热上升外，空气亦会受地球自转影响而发生偏转(即科利奥里效应) ，令空气旋涡产生，最后便形成了热带气旋 。

热带气旋就是透过此种正反馈机制(positive feedback mechanism)使其强度增加
，这情况就如同滚雪球效应般，使自己变得越来越强大
。热带气旋这个增强的过程 ，称为第二类条件不稳定(CISK, Conditional Instability the Second Kind)。直至热带气旋用尽了所有有利自己发展的条件时
，热带气旋便停止进一步增强 。

图四 第二类条件不稳定(CISK)图解

5.热带气旋的发展过程为何？

一般而言，热带气旋的发展可分为四个阶段：

i)形成阶段

在形成阶段当中 ，热带海洋上的低压系统开始渐渐具备热带气旋的螺旋云系特徵
，这时它的中心气压约为1000 hPa，中心风力则在烈风风力或以下
。如果这时从卫星云图上看这热带低压的样貌 ，我们通常会发现它的云系组织并不太完善 、或不太对称
，而且我们亦不易凭螺旋云系特的特徵来确定这风暴的中心位置。热带气旋的形成阶段可长可短，可由数十小时至数天不等 。

ii)发展阶段

在此阶段中 ，热带气旋的中心气压继续下降
，中心风力亦继续增强，其环流(覆盖范围)亦进一步增加 ，而其云雨带的组织亦渐趋完善
。最后，在围绕中心半径30至50公里处的风力加强至飓风程度(≥118公里/小时)。这时
，组织完善的云雨带会从风暴外围朝风暴中心向内绕卷，而一个风眼区亦可能在此时出现 。

iii)成熟阶段

这个阶段一般可维持一天至一星期不等
。这时 ，风暴中心会出现一个可办的风眼区
，中心气压停止下降，中心风力亦不会进一步加强。这时 ，其烈风圈在海上可占据半径300公里或以上的范围(但实际烈风范围还要视乎那热带气旋的大小) 。可是
，受热带气旋的移动影响，其烈风圈的范围并不一定是前后左右对称的 ，可能有些地方烈风范围较大
，有些地方烈风范围较小。一般而言，较恶劣的天气通常发生在移动方向中心的右手的边的小径发生 ，这个部份就是所谓的「危险半圆」
。

iv)消亡阶段

当热带气旋登陆后
，或是移到较冷的海洋面时，热带气旋便到达它的消亡阶段。在这些情况下 ，由於水气的供应量大大减少，因此热带气旋不能再倚靠水气释放的潜热(CISK机制)来维持其强度
，所以，它的强度便逐渐减弱 。此外 ，如果热带气旋遇上冷空气或乾燥空气入侵
，维持热带气旋强度的CISK机制亦会受到影响，因此热带气旋会无可避免地减弱
。

虽然 ，典型的热带气旋发展大致可分为以上四个阶段
，可是，在西太平洋上每年只有一半的热带气旋会经历上述完整的热带气旋发展阶段 ，即由热带低气压→台风→热带低气压→消散。这是因为热带气旋在它的发展过程当中很多时候都不能遇上所有有利的热带气旋发展的条件
，例如欠缺微弱的垂直风切变
、没有充足的水气 。那麼，它的强度最顶盛时只会停留於强烈热带风暴或以下的强度
。但是 ，有些热带气旋却可经过几次的增强或减弱的阶段
，例如1986年3度影响香港的台风韦恩便是。

此外，在热带气旋登陆后 ，如果它从新移到温暖而广阔的海洋面时，它的强度亦可以再次增强
，并重新经历它的发展阶段；又如果当一个热带气旋移到较高的纬度时，它亦可以转化为一个温带气旋(extratropical cyclone) ，但它在这个转化过程当中它会失去它作为热带气旋的暖心的特徵 。

一般而言
，热带气旋的一生约为六天左右，而有记录最长寿命的热带气旋 ，亦只不过是31天左右
。

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热带气旋的结构

6.一个成熟的热带气旋结构为何？

热带气旋的结构大致可这样划分：

低空流入层

从地面到3公里高的地方
，空气的流动以空气流入热带气旋为主。而空气在流入热带气旋的同时，空气辐合上升 ，继而产生强烈的对流云 。

中间上升层

从3公里处到8公里的高空称为中间上升层
。此层的空气既不辐合
，又不辐散，以空气的垂直上升运动为主 ，因此又称为不辐散层(level of non-divergence)。因此
，大规模的空气运动(例如副热带高压脊)会对此层上升的空气起著推动的作用，这就如同一张垂直的纸会比一张平放的纸更易被风吹动(如下图) 。所以 ，我们习惯以500百帕斯卡的高空天气图(约离地面5500米的高空)来预测较强的热带气旋路径。而较弱的热带气旋路径一般则以700百帕斯卡的高空天气图来预测之
。

一张垂直的纸(右)会比一张平放的纸较容易被风吹动

高空流出层

从8公里处的高空到对流层的顶部为空气的流出层。这些从热带气旋流出的空气可把热带气旋的高云带到远处，所以
，在热带气旋接近时，我们可以留意到天空中会出现多了卷云(如图) 。这些从热带气旋高处向四周吹出又的云层称为「外流云罩」(Outflow cloud shield)
。

风眼

由於热带气旋旋转、产生离心力的关系 ，因此台风中心会出现一个无风区无云的小区域
，这个就是我们所熟悉「风眼」，它的直径约为30~40公里。在眼区内风力微弱 、乾暖、少云 ，但在海上波涛仍然汹涌 。但弱的热带气旋由於风力不够强
，因此不会出现一个这麼「天朗气清」的风眼区(见第15题)
。

图五 成熟热带气旋的结构

7.为什麼越接近热带气旋中心，风力就越强？

在了解个中原因前 ，或许先看看一个简单的例子。

首先
，假设你沿著一条圆形的缓跑径跑步(图六 左)，它的长度是1000米 。如果你时速10公里在跑道跑圈 ，那麼
，你需时6分钟来跑完这一圆
。

现在，你也是沿著一条圆形的缓跑径跑圈。而这条缓跑径包含於原先1公里长的缓跑径内 ，而这条缓跑径则只长500米 。现在你同样以时速10公里跑，这时你只需时3分钟
。

现在
，假设你在这个运动场上空看看另外两人在这两个大小不同的缓跑径跑圈的情况。同样，他们两人亦是以时速10公里跑圈 ，你会发现
，跑内圈的人不久便跑了一圈，但跑外圈的人还未完成 ，所以它跑得较慢……如果你这样想的话
，那你就错了 。然而，他们的跑速的相同的 ，跑内圈的看来跑得较快
，是因为圆周比较短而已。

同样地，热带气旋的空气在流入中心的同时 ，由於风受著气压梯度力
、科氏力、离心力所影响
，所以风并非直接从热带气旋外围直接吹入热带气旋中心，而是绕著中心慢慢地「转」入中心(图六 右)
。最初 ，由於热带气旋外围处的圆周较大，因此一个空气质点完成一次圆周运动需时较长；但当这空气质点遂渐接近中心处
，由於圆周遂渐缩少，所以 ，它走完一圈的时间亦较短。因此
，即使热带气旋的气压梯度没有显著的不同(令拉扯空气进入中心的速度不变)，但风在愈接近热带气旋的中心同时 ，空气流动速度却会愈来愈快-事实上
，空气运动速度「守恒」的 、不变的 。

这个定律，就是所谓的角动量守恒定律(The Principle of the Conservation of Angular Momentum)
。

图六 空气在愈接近热带气旋中心时 ，流动速度会愈来愈快(右)
，这就如同你以相同跑速跑大小跑道时，跑内圈比跑外圈「快」(左)。

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热带气旋的移动

8.热带气旋的移动受什麼因素影响？

热带气旋的移动受著两大因素影响－内力(Internal force)和外力(External force) 。

内力方面 ，是指地球自转所产生的偏向力使其有一个向西北移动的惯性
、以及热带气旋本身的质量(对称性)对其移动的影响
。

外力方面
，是指其周围的空气流动如何影响热带气旋的流动。热带气旋就像河裏的一条树枝般，会受其周围的水流流动所影响 。而这个外力的影响 ，亦比它自己内力的影响更为明显
。

图七 影响热带气旋移动的因素

内力因素：

热带气旋移动的过程中，若不考虑大尺度环境场驶流场(大尺度空气流动)的影响
，热带气旋的移动则主要受下列两个效应所影响：

β效应：

所谓「β效应」(beta effect)，简单来说 ，是指科利奥里力(地球自转偏向力)参数随纬度变化之效应。我们知道
，赤道一带的科氏力最弱，而愈接近两极 ，作用於移动物体的科氏力则愈强 。同样地
，热带气旋的移动亦会受此力所影响
。所以，热带气旋愈往极地走 ，作用於它移动的科氏力亦会增加。然而
，受科氏力所影响，热带气旋本身会有一个往西北方向移动的惯性 。可是 ，这个力对热带气旋移动的影响并不显著
，一般可忽略不计。

热带气旋之对称程度：

我们知道，热带气旋本身是一个对流天气系统 ，所以，空气会源源不绝进入这对流系统内
。一般来说
，热带气旋的结构是大致对称的，因此在每一象限流入的空气应没有显著的差异。但如果该热带气旋的结构不对称 ，即有些象限的对流云较强(或对流云的范围较大)
，有些象限的对流较弱，那麼 ，在热带气旋不同象限裏流入的空气亦有所不同 。如果这流入空气的差异甚为明显
，这便会对热带气旋的移动构成影响，空为流入热带气旋的空气亦可起著推动的作用
。至於实际上向那一个方向走 ，则要视乎其他因素配合。

外力因素：

大规模的大气运动：

在循环不息的大气运动(二)中
，我们曾经介绍过，地球有一个大规模的空气运动存在著 。对比起这个行星规模的空气运动 ，热带气旋只是当中一个中小型的天气系统
。所以
，热带气旋的移动会受著大规模的大气运动所支配。

譬如，西太平洋的热带气旋在低纬形成时 ，它先会受副热带高压脊南侧的东风所支配而向西至西北偏西移动 。其后，如果热带气旋在北纬20多度转向、并进行至中纬地区时
，它会受中纬度西风带的影响，使热带气旋移动速度加快
。最后 ，热带气旋在中纬度西风风场以及β效应影响下往东北移动
，并结束其生命。

中至大尺度(规模)的天气系统的相互作用：

热带气旋的移动亦会受到其他中至大尺度天气系统所影响 。例如，热带气旋会和其他热带气旋发生藤原效应 ，令其移动变得飘忽；热带气旋的路径亦可受高空的低压系统 、中尺度的对流天气系统(MCS)
、东北季候风等等所影响
。

其他因素：

地形：

地形对热带气旋的影响在於它接近陆地时。譬如
，当热带气旋登陆时，由於流入热带气旋低层的空会受地形的影响 ，因此流入热带气旋的风会产生质和量的变化
，这个空气流入的变化继而会影响到热带气旋的移动 。而且，大型的海岛(尤其是有高山横贯中央的海岛)亦会对大尺度的风产生方向上的变化 ，例如副热带高压脊南侧的低层东风
，会在吹向大海岛时发生偏折，而这个大尺度风向的偏折可使热带气旋在接近海岛时的移动方向有所转变。例如热带气旋横过吕宋岛或台湾时 ，这个情况通常都可出现
。

海水温度：

有个别研究表示，热带气旋会有一个向潮湿区域(湿舌)或温暖海洋表面移动的倾向。但是
，这个研究的发现却未得到普遍的认同，而且只有少数的书本会把海水温度和湿舌包括於其中一项影响热带气旋的因素 。而在这裏提出的目的 ，只是希望供大家参考而已
。

9.西太平洋的热带气旋的移动路径为何？

受热带气旋本身环流的内力
，和大气环流的外力，热带气旋的路径不一定会很规律的进行。事实上 ，根据过往的气象纪录
，我们从未发现两条完全相同路径的台风 。热带气旋的路径虽然变化万千，但大致可归纳为三类：

1.抛物线路径：自原地移出后向西北移动 ，到达北纬20～25度左右转为采取一个向北或东北路径
。

2.西进路径：自原地向西或西北西
，穿过台湾或菲律宾进入南海。

3.不规则路径：这种毫无规律可循，有的会转几个圈而绕回南方 ，有时两个热带气旋会相互旋转
，即出现所谓「藤原效应」(Fujiwhara effect) 。

图八 西太平洋热带气旋移动的一般路径

10.何谓「藤原效应」(Fujiwhara effects)？

所谓「藤原效应」(Fujiwhara effects)，是指当两个热带气旋的中心距离在少於1200公里内(但出现藤原效应的实际距离要视乎两股热带气旋的大小和强度)时 ，由於热带气旋本身的涡旋流场的相互影响，使得两个热带气旋的中心路径出现相互反时针方向旋转和相互接近的趋势(北半球的情况)
。这个现象
，是由日本气象学家藤原博士(Sakuhei Fujiwhara 1890-1965)於1923年在水流实验中首先观测到的。

虽然藤原效应的定义是两股热带气旋绕著共同中心旋转，但是 ，藤原效应却可以是千变万化
，并不一定是两股热带气旋绕著共同中心旋转：它可以是其中一股热带气旋完全支配另一股的移动方向，或两股热带气旋互相排开 ，或一个跟随一个移动
，甚至它们之间不发生藤原效应 。因此，每当两股热带气旋互相靠近时 ，预测热带气旋的路径往往会变得十分困难
。

一般而言
，最常见的热带气旋的相互作用可分为三类：

单向影响型：

当一般较强与一般较弱的热带气旋互相接近时，较强的那般热带气旋会支配著较弱的热带气旋的路径 ，令那股较弱的热带气旋绕著它作反时针方向旋转。例如1994年的台风添姆(Tim)对热带风暴云妮莎(Vanessa)的影响 。

单向影响型

相互影响型：

当两股热带气旋的强度相当时
，那麼，两者便会互相围绕一个共同中心旋转 ，直至两者受到其他天气系统影响其移动，或其中一方减弱
，才会脱离互相影响的局面。例如1986年的台风韦恩和台风维娜
。

相互影响型

合并型：

比较强劲的那股热带气旋可能会把小的热带气旋吸收，令它成为自己环流的一部份。情况就如1999年初的玛姬把南海的低压区吸收一样（但要距离够接近 ，及那股弱的热带气旋不受其他天气系统影响其移动才行） 。

藤原效应这个名词可谓是亚洲区域对热带气旋相互作用独有的称谓
。在北大西洋
，热带气旋的相互作用则被称为「齿轮气旋」(pinwheel cyclone)。

至於过去影响香港的热带气旋当中，间中亦有些会和其他热带气旋发生藤原效应 ，令香港天文台难以准确预测其路径 。就例如1986年的台风韦恩和1991年的台风纳德
，就使得香港天文台为同一般热带气旋三度发出热带气旋警告
。

11.影响香港的热带气旋从那裏来？

这里所谓影响香港的热带气旋，是指会令本港悬挂起热带气旋警告讯号的热带气旋路径。一般而言 ，影响香港的热带气旋可按几种不同的路径来影响本港
，这些热带气旋主要是从西太平洋、经菲律宾中部或北部 、巴林坦海峡，或台湾南部
、进入南海而影响本港 ，其次则是由南中国海的低压区发展形成以后
，移近广东沿岸影响本港 。而影响香港热带气旋的路径，大致可归纳为以下六类：

i)东南-西北型

这种热带气旋首先在菲律宾东部的西太平洋形成 ，然后以一个西北偏西或西北的路径、横过菲律宾或巴林坦海峡，进入南海并影响本港
。通常循此重途径进入南海的热带气旋是最能令本港悬挂8号或以上风球
，例如1983年的台风爱伦，1999年的台风森姆。

其次 ，循这种途径移动的热带气旋亦可在香港东南面 、南面
、甚至西南面的水域形成
，然后再循西北偏西或西北的途径吹广东西部或向海南岛方向推进，例如1996年的强烈热带风暴法兰基 。但循此种途径移动的热带气旋通常不及从西太平洋进入南海的热带气旋强 ，因为它的路径短促
，来不及加强成台风便告登陆，减弱并消散
。

ii) 东西型

按此种路径移动的热带气旋是以一个由东向西、从西太平洋经吕宋北部或台湾南部进入南海后 ，在香港以南略过
，影响本港。按此种路径移动的热带气旋又可在香港以南的南中国海形成，并向西或西北偏西移动 ，趋向海南岛及越南北部
，例如1990年的台风贝姬，1999年的台风玛姬 ，1995年的强烈热带风暴路易斯 。

iii) 南北型

按此种路径移动的热带气旋通常在南海中部或南部形成，然后以一个稳定向北途径
，直趋广东沿岸，影响本港 ，例如有1992年的热带风暴菲尔
，1997年的台风维克托。

iv)西南-东北型

按这种路径影响香港的热带气旋主要在南海形成
。在形成以后，它会采取一个向东北的途径移动 ，趋向广东东部沿岸 、又或是吹向台湾或太平洋。

按这种路径移动的热带气旋的例子有：1995年的台风莱茵
，1999年7月的热带风暴10w 。

v)先西或西北西，后北或东北(转向型)

按这种路径移动影响香港的热带气旋 ，最先会以西或西北偏西的途径从西太平洋进入南海
，然后它会在香港东南面、南面
、或西南面改为采取一个西北偏北或向北的途径，趋向广东沿岸 ，例如1995年的强烈热带风暴海伦
，1998年的台风宝丝，1999年的台风丹尼
。

vi) 不规则型

这种热带气旋的路径不能归纳为以上五类 ，这是因为它们移动缓慢，路径不规则；又或是受其他天气系统所影响
，使其路径诡异多变[例如当它和其他热带气旋产生相互影响(藤原效应)时]。不规则型的例子有：1991年的台风纳德，1992年的热带风暴马克  。

图九 影响本港的热带气旋路径

12.曾听别人说过：「当热带气旋移到东沙岛附近时 ，如果它仍采取西北偏西方向移动
，那麼，那热带气旋就会继续保持其移动方向接近本港；又如果它到了东沙岛附近时由向西、西北偏西 、或西北再为采取一个向北的路径移动 ，它亦会继续保持其向北的移动方向
，不再回复向西北偏西移动」到底，这个热带气旋移到东沙岛后就再不改变移动方向的说法是真的吗？

当来翻查过去十多年的南海热带气旋的移动路径记录 ，你会发现这个说法的确有其可信之处
。就看看近几年的例子吧：1999年的台风森姆
、1996年的台风莎莉、1995年的台风肯特
，它们都是先采取一个向西北偏西的途径进入南海 、在到达东沙岛附近时继续以一个西北偏西的途径接近广东沿岸，其后并没有发生重大的改向；至於1999年令本港悬挂10号风球的约克 ，亦是在一轮兜兜转转后
，在东沙附近开始以一个稳定向西北的途径移来影响本港。

现在，我们又不妨看看1998台风宝丝
、1999年台风丹尼和1995年的强烈热带风暴海伦的路径 。它们最初都是以西或西北偏西进入南海 ，但当它们抵达东沙岛附近一带海域时，它们改为采取一个偏北的途径
，而其后亦没有再发生重大的改向
。

如果你仍有点怀疑的话，你不妨再看看以下例子