第 十 章 天氣與氣候.

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1 第 十 章 天氣與氣候

2 第二章 認識地圖 目次 氣 候 Ⅰ Ⅱ 大氣環流 Ⅲ 天氣系統 Ⅳ 洋流系統

3 第一節 氣候 天氣與氣候 1.1 影響氣候的因子 1.2 氣候要素 1.3

4 1.1 天氣與氣候 天氣的體驗 1.1.1 氣候的意義 1.1.2 氣候變遷 1.1.3

5 定義： 大氣中的各種氣象要素（氣壓、氣溫、濕度等）及因之而產生短時間的大氣現象（風、雲、雨、晴、雷、霧、霜、雪等）
1.1.1 天氣 定義： 大氣中的各種氣象要素（氣壓、氣溫、濕度等）及因之而產生短時間的大氣現象（風、雲、雨、晴、雷、霧、霜、雪等） 一個地方的天氣 隨時產生變化，例如「昨天中午很熱」、「今天是雨天」等 表示天氣現象的圖稱 為天氣圖 依據氣象觀測資料進行 天氣預報，可預作準備

6 1.1.2氣候 定義： 經相當長時間的天氣觀測後，可發現一地的長期天氣變化具有某種規律或特徵，包括各種大氣狀態的平均值、極端值、變化幅度及長期趨勢等，如：竹風蘭雨 影響： 形塑產業文化與特色：如新竹多風米粉製造 賦予一地特定形象：如倫敦『霧都』、墾丁『落山風』、四川『巴山夜雨漲秋池』

7 定義： 一地氣候隨著時間的變化，其變化即為氣候變遷 現象：
1.1.3 氣候變遷 定義： 一地氣候隨著時間的變化，其變化即為氣候變遷 現象： 平衡：氣候要素保持平衡，產生規律的四季變化， 使氣候維持穩定的表現 失衡：各氣候要素間失去平衡，破壞大自然的規 律，使氣候不再穩定 影響： 全球暖化北極浮冰減少、海平面上升 生態失衡、危及物種生存

8 氣候 因子 1.2 影響氣候的因子 1.2.1緯度 1.2.6植被情況 1.2.2地形 1.2.3距海遠近 1.2.5洋流性質
1.2.4盛行風向 氣候 因子

9 氣溫與緯度成反比 1.2.1緯度-Ⅰ 不同緯度地區的太陽輻射照射不均，造成各地氣溫高低不同
高緯斜射面積大、 距離長 單位面積 熱量少 氣溫低 低緯直射面積小、 距離短 單位面積 熱量高 氣溫高 氣溫與緯度成反比

10 1.2.1緯度-Ⅱ 四季交替： 地軸傾斜太陽輻射分布不均 + 地 球 繞 太 陽 公 轉 季節規律交替

11 地形 高度 坡向 1.2.2地形 地形中以高度和坡向對氣候影響最大 迎風坡面，降雨量隨 氣溫隨著高度的增高 而遞減（成反比） 向陽坡氣溫較高
著高度的增高而增加 向陽坡氣溫較高 坡向

12 水的比熱比陸地大相同的太陽能量加在水和陸地之上，結果造成：
1.2.3距海遠近 使質量1公克的物質，上升1℃，需要吸收的熱量稱為比熱（S） 水的比熱比陸地大相同的太陽能量加在水和陸地之上，結果造成： 水體比熱大水溫上升小而緩慢，降溫亦慢 陸地比熱小增溫大且迅速，降溫亦快 現象： 沿海地區，氣候受海洋調節，年溫差愈小 內陸地區，受陸地性質影響，年溫差愈大

13 1.2.4盛行風向-Ⅰ 影響雨量： 陸地降水主要來自海洋水汽，海洋水汽能否深入內陸，與盛行風方向有密切關係
影響雨量： 陸地降水主要來自海洋水汽，海洋水汽能否深入內陸，與盛行風方向有密切關係 盛行風向和山脈平行 水汽深入內陸 氣候溼潤 盛行風向與山脈直交 阻擋水氣進入  背風坡乾燥少雨 例如：台灣冬季東北季風 東北部-迎風坡多雨 新竹-背風少雨 東北季風

14 1.2.4盛行風向-Ⅱ ? ? 影響氣溫： 盛行風來自海上(A地)→冬暖夏涼，溫差小 盛行風來自內陸(B地)→冬寒夏熱，溫差大 A B 夏
海冷 陸 熱 A B 夏 夏涼 夏熱 涼 爽 乾 熱 溫 暖 乾 冷 冬暖 冬寒 冬 海暖 陸 冷

15 暖流： 洋流由低緯向高緯區流動，則洋流水溫較所經地區溫度為高，如黑潮、墨西哥灣流
1.2.5洋流性質-Ⅰ 洋流種類 暖流： 洋流由低緯向高緯區流動，則洋流水溫較所經地區溫度為高，如黑潮、墨西哥灣流 寒流/涼流： 洋流由高緯區向低緯區流動，則洋流水溫較所經地區的溫度為低，如親潮

16 1.2.5洋流性質-Ⅱ 不同性質洋流對當地氣候會產生影響
北美西部為阿拉斯加暖流，東部為拉布拉多寒流，造成同緯度地區氣溫明顯差異(A>B) 暖流沿岸降水增加、氣溫暖和，如北大西洋暖流流經西北歐，造成當地暖溼的氣候型態 寒流(涼流)沿岸多霧少雨，如智利外海有秘魯涼流流經，形成低溫少雨的氣候型態 0℃, 較暖 -15℃, 較冷

17 地表若為森林覆蓋，則森林內比較溼潤，而且氣溫變化小 沙漠地區的日溫差非常大，部分原因即是缺乏植物所致
1.2.6 植被情況 地表若為森林覆蓋，則森林內比較溼潤，而且氣溫變化小 沙漠地區的日溫差非常大，部分原因即是缺乏植物所致 植被多 植被少

18 1.3 氣候要素 氣溫 1.3.1 降水 1.3.2

19 1.3.1氣溫-Ⅰ 意義：氣溫即大氣溫度 地面氣溫係觀測百葉箱中距地面1.5公尺的氣溫 計所得的溫度 氣溫資料
日均溫：將一天中最高溫與最低溫相加後平均 月均溫：將一個月中每日日均溫相加後平均 年均溫：為各月均溫的平均值

20 1.3.1氣溫-Ⅱ 氣溫的垂直變化與地理分布 在正常情況下，大氣對流層中，氣溫隨著高度的增高而遞減氣溫與高度成反比
2℃ 8 ℃ 14 ℃ 上升1000m 下降6 ℃ 20 ℃

21 等溫線： 在同一時間內，將地表各地氣溫相同的各點用線連接 起來的連線了解氣溫的空間分布
1.3.1氣溫-Ⅲ 逆溫 ： 一地的溫度隨著高度的增高而遞增的現象 成因： 輻射逆溫 ：晴朗無風的冬季，夜間廣大地表快速散熱 地形逆溫：低窪地區的夜間，冷空氣沿坡下流聚集在     谷底，形成逆溫 等溫線： 在同一時間內，將地表各地氣溫相同的各點用線連接 起來的連線了解氣溫的空間分布

22 成因： 空氣中的水汽達到飽和，即會凝結成水滴或冰晶。 當空氣浮力終於無法再負荷其水滴，水滴即會降落 地表，形成降水
1.3.2降水-Ⅰ 成因： 空氣中的水汽達到飽和，即會凝結成水滴或冰晶。 當空氣浮力終於無法再負荷其水滴，水滴即會降落 地表，形成降水 形式： 固態：雪（高緯）、雹、霰等 液態：雨（中低緯）、毛雨和凍雨等 測量： 測量降雨的儀器是雨量器，雨量的單位是公釐 (mm)

23 1.3.2降水-Ⅱ 降水的類型（依空氣上升運動的成因分類） 氣旋雨 對流雨 地形雨

24 1.3.2降水-Ⅲ 對流雨 降水的類型（依空氣上升運動的成因分類）
地表因為增溫 情況不一，加 熱強烈的地面 空氣猛烈上升 。上升的空氣 不斷降溫，使 其水汽達到飽 和，產生凝結 ，形成降雨 如臺灣夏天午 後的雷雨

25 1.3.2降水-Ⅳ 地形雨 溼潤的空氣遇到山地而被迫上升，上升的空氣在迎風坡因冷卻凝結而降雨 如臺灣東北部冬季因迎東北季風，冬雨不斷

26 1.3.2降水-Ⅴ 氣旋雨 鋒面雨： 冷暖性質不同的空氣 相遇，其交界面稱為鋒 面。通常冷空氣密度大， 暖空氣密度小，暖空 氣常沿著鋒面向上 抬升，暖空氣在抬升過 程中，水汽凝結形成降 雨，這種雨稱為鋒面雨。 如每年五、六月為臺灣 帶來重要雨水的梅雨

27 1.3.2降水-Ⅵ 氣旋雨 熱帶氣旋雨： 熱帶氣旋輻使周圍大量溼潤空氣向氣旋中心輻合 上升形成的降雨。此種降雨若風速達每秒17公尺以 上，形成颱風，則又稱為颱風雨 如每年七～九月侵襲臺灣的颱風 圖片來源

28 1.3.2降水-Ⅶ 降雨的特性 雨量 多寡 降雨 強度 雨量 變率 乾燥：蒸發量＞降水量缺水植被少 濕潤：降水量＞蒸發量剩水植被多
指單位時間內的降水量，如「時、日降雨量」 降雨強度過大，易造成淹水、土石流 降雨 強度 指一地年雨量相對於年平均雨量的差數 公式= ×100％ 雨量變率越大，越易發生水旱災 濕潤區雨量變率小，乾燥區雨量變率大 雨量 變率 |某年降雨量—年平均雨量| 年平均雨量

29 第二節 大氣環流 氣壓分布與形式 2.1 行星風系 2.2 地方風系 2.3

30 2.1 氣壓分布與形式 氣壓與風 2.1.1 氣旋與反氣旋 2.1.2 氣壓的地理分布 2.1.3

31 2.1.1 氣壓與風-Ⅰ 氣壓 氣壓的變化 單位面積所承受的大氣重量，稱為大氣壓力 ，簡稱為氣壓
一般大氣氣壓常用的單位為百帕（hPa）。在標準情況下，大氣對海平面產生的氣壓大約為1,013百帕 氣壓的變化 同一地點，氣壓與高度成反比 同一高度，氣壓與溫度成反比

32 2.1.1 氣壓與風-Ⅱ 風 兩地間產生氣壓差異，則空氣就會對流，空氣的水平流動稱為風，由高壓區(H)流向低壓區(L) 近地面 高空 空氣垂直運動 空氣垂直運動 風 L H 受熱 冷卻 水平氣壓梯度 B A C 高緯 低緯

33 2.1.1 氣壓與風-Ⅲ 等壓線氣壓的空間分布 氣壓梯度： 同一時刻，將地表相同氣壓的 各點用線連結起來，其連線稱 為等壓線
兩地間單位距離的氣壓差 相同距離間，等壓線分佈越密，氣壓梯度越大，產生的風就越強 如圖中等長的甲、乙兩線，甲區的風速較乙區 強

34 2.1.2 氣旋與反氣旋-Ⅰ 柯氏效應 因為地球有自轉作用，所以空氣在地表流動時，會產生偏轉作用，稱為柯氏效應，又稱地球自轉偏向力
在北（南）半球，當風吹向目的地時會向右（左）偏轉

35 2.1.2 氣旋與反氣旋-Ⅱ 氣旋 在低壓中心，四周空氣是向中心輻合，因受到柯氏效應的影響，產生向低壓中心旋轉之氣流
在北半球產生逆時針方向的向中心旋轉氣流； 在南半球產生順時針方向的向中心旋轉氣流。 中心氣壓低 地表受熱，空氣不斷上升 天氣多變不穩定之區

36 2.1.2 氣旋與反氣旋-Ⅲ 反氣旋 在高壓中心，空氣是由中心向外輻散，受到柯氏效應的影響，形成由高壓中心向外的旋轉氣流
在北半球產生順時針方向的向外旋轉氣流； 在南半球產生逆時針方向的向外旋轉氣流。 中心氣壓高 空氣冷卻不斷下沉 天氣穩定之區

37 高低氣壓的氣流方向 以下為北半球的氣流示意圖 填入高、低壓 畫出氣流方向 氣壓梯度力 實際風向 L H

38 等壓線與風的練習 畫出A、B、C三地的風（北半球） A、B兩地，何處的風大？ H L A C B

39 2.1.3 氣壓的地理分布-Ⅰ 1月份全球氣壓分布 北半球(冬季) 南半球(夏季) 在30ﾟS附近為明顯的副熱帶高氣壓籠罩
高緯海洋區，有兩個強大的低壓區，一在北大西洋以冰島為中心；一在北太平洋，以阿留申群島為中心 大陸上則有兩個強大高壓區，一個在亞洲大陸，另一個則在北美大陸 南半球(夏季) 在30ﾟS附近為明顯的副熱帶高氣壓籠罩 副熱帶高氣壓 阿留申 群島 冰島 亞洲 大陸 北美大陸

40 2.1.3 氣壓的地理分布-Ⅱ 7月份全球氣壓分布 北半球(夏季) 南半球(冬季)
海洋上形成兩個強大的副熱帶高壓區，一為大西洋的亞速高壓；一在太平洋上夏威夷附近的太平洋高壓 大陸上則有兩個低壓區，一個在歐亞大陸，另一個則在北美大陸 南半球(冬季) 因為陸地面積小，未形成如北半球一樣強大的高壓系統，僅西澳外海的高壓移入澳洲內陸(冬溫低) 副熱帶 高氣壓 歐亞大陸 北美大陸 太平洋高壓 亞速高壓

41 2.2 行星風系 行星風系的形成 2.2.1 行星風系的組成 2.2.2 行星風系的季節移動 2.2.3

42 大氣環流 2.2.1 行星風系的形成 係指大氣中大規模的氣流運動，包括全球性和局部性的空氣運動
由於大氣環流的存在，才能促使大氣中的熱量交換和水汽輸送等

43 2.2.1 行星風系的形成-Ⅰ 行星風系 係指全球性範圍廣大的大氣環流 為一理想風系：假設~ 地球的地軸不傾斜無四季
地表無海陸差異、高度一致無水平及垂直氣壓差 只受日照和地球自轉的影響 全球主要分為四個高壓帶、三個低壓帶和六個風帶

44 2.2.1 行星風系的形成-Ⅱ 單一熱力環流 形成過程 H 赤道 南極 北極 炎熱 寒冷 L H

45 2.2.1 行星風系的形成-Ⅲ 三圈環流模式 受科氏效應影響 的大氣環流

46 2.2.1 行星風系的形成-Ⅳ 三圈環流的形成 H 南極 北極 赤 道 30°N 30°S 60°S 60°N L

47 行星風系的組成-Ⅰ 極地高壓帶 L H 極地東風帶 副極地低壓帶 盛行西風帶 副熱帶高壓帶 信風帶 赤道低壓帶

48 2.2.2 行星風系的組成-Ⅱ 赤道無風帶 赤道附近太陽經常直射或大角度的斜射，氣溫高、對流旺盛常有局部的對流雨發生
本帶常平靜無風，或吹不定向的微風，故稱赤道無風帶 因空氣上升、氣壓降低，導致兩側的氣流向本帶輻合，故本帶亦稱為間熱帶輻合區(I.T.C.Z)

49 2.2.2 行星風系的組成-Ⅲ 副熱帶高壓帶 赤道低壓帶上升的空氣，在南北緯30度附近會產生下沈作用，因而分別在南北半球形成副熱帶高壓帶
在副熱帶高壓帶內空氣為下沈氣流，風力非常微弱，故又有馬緯度無風帶之稱

50 2.2.2 行星風系的組成-Ⅳ 東北信風與東南信風帶 副熱帶高壓帶的空氣吹向赤道低壓帶，形成信風帶
在北半球形成東北信風；在南半球，形成東南信風 ，兩風會在在赤道的間熱帶輻合區附近輻合 由於風向和風力十分穩定，故稱為信風

51 2.2.2 行星風系的組成-Ⅴ 盛行西風帶 副熱帶高壓帶向高緯度旋轉吹出的氣流，受地球自轉影響，在北半球形成西南風，在南半球則形成西北風
到了緯度較高地區，因偏轉幅度更大，成為偏西風，因此統稱為盛行西風

52 2.2.2 行星風系的組成-Ⅵ 極地高壓帶與極地東風帶 在兩極地區，因為日照少，氣溫低，冷空氣下沉，形成極地高壓帶
空氣由極地高壓帶向外輻散，形成極地東風。受到地球自轉影響，北半球吹東北風，南半球吹東南風

53 2.2.2 行星風系的組成-Ⅶ 副極地低壓帶 極地東風與盛行西風在高緯度地區輻合，氣流上升 ，形成副極地低壓帶
此區為寬廣的氣旋區，因此天氣多變化，風力強、風向多變、水汽充足，故又稱極圈氣旋帶

54 2.2.3 行星風系的季節性移動 地軸傾斜太陽直射地點移動氣壓帶及風帶產生位移 66.5°N 23.5°N 0° 23.5°S
6月 夏 冬 3月 9月 I.T.C.Z 副熱帶高壓 極圈氣旋帶 12月 I.T.C.Z 副熱帶高壓 極圈氣旋帶 I.T.C.Z 副熱帶高壓 極圈氣旋帶 66.5°N 夏 冬 23.5°N 0° 23.5°S 66.5°S

55 2.2.3 行星風系的季移

56 2.3 地方風系 海風、陸風 2.3.1 山風、谷風 2.3.2 焚 風 2.3.3 季 風 2.3.4

57 2.3.1 海風、陸風 白天海風 陸地氣溫較高，形 成低壓，海面形成 高壓，風從海洋吹 向陸地，形成海風 夜間陸風 陸地氣溫下降，形 成高壓，海面溫度 較高，形成低壓， 風從陸地吹向海洋 ，形成陸風 海 風 陸 風

58 2.3.2 山風、谷風 谷風 山風 白天谷風 山坡地向陽坡受熱多，溫度較高形成低壓，因此空氣由山谷沿山坡爬昇，而產生谷風
夜晚山風 入夜後坡地上散熱快，氣溫降低形成高壓，空氣自山頂沿坡下沈，形成山風 山風易形成山谷逆溫，造成夜間谷底氣溫低，山腰氣溫較高 L H 谷風 L H 山風 冷 暖

59 2.3.3 焚風-Ⅰ 出現在山脈背風面之乾熱風 迎風坡的暖濕氣流被地形抬升冷凝成地形雨。待氣流翻至背風面下降時，已成乾空氣，因空氣下沈增溫，形成焚風。 焚風會使草木枯萎，甚至引發森林火災 台灣俗稱火燒風，在美西洛磯山脈東側為欽諾克風 算算看A.B的氣溫？ 2°C 1°C/100m 0.6°C/100m 32°C

60 2.3.3 焚風-Ⅱ L 西北颱與焚風 焚風 西南氣流 台東

61 落山風 2.3.3 焚風-Ⅲ 臺灣南部冬季東北季風盛行時，屏東枋山、楓港至恆春的背風帶，常出現持續性的異常強風
落山風盛行時，對當地民眾生活產生相當程度的影響，如路上行旅困難、車輛行駛易出現側偏現象、屋舍易遭到磨蝕而損壞，強風更減少作物的授粉機會，漁民的捕魚活動也受影響

62 2.3.4 季風 受大範圍海陸性質差異影響，冬夏季節所吹的盛行風，風向相反 全球的季風以東亞和南亞最典型，故有季風亞洲之稱。 七月 一月

63 學生活動10-1 爬過山，不一樣 在乾空氣中，空氣每上升100公尺，氣溫約降1℃，在溼空氣中，空氣每上升100公尺，氣溫只降低0.6℃。如圖10-18所示，山頂高2,500公尺，假設迎風面自海拔500公尺處達到飽和溼度，完全屬於溼空氣，背風面完全屬於乾空氣，而自海平面至海拔500公尺處，因尚未達到飽和溼度，故空氣每上升100公尺，氣溫仍以降低1℃計算。已知背風面相當於海平面高度處的氣溫為25℃，請問此時山頂的氣溫為何？位於迎風面海平面高度的氣溫又為何？ 山頂溫度? 2500m 500m 1℃/100m 0.6℃/100m 暖濕空氣 乾熱 空氣 25℃ 25-(2500/100)×1＝0 得山頂氣溫為0℃ 0+[( )/100]×0.6+(500/100)×1＝17 得迎風面海平面高度的氣溫為17℃ 迎風面溫度?

64 第三節 天氣系統 颱 風 3.1 鋒 面 3.2 蒙古高壓 3.3 太平洋副熱帶高壓 3.4

65 3.1 颱風 颱風屬於熱帶氣旋，由熱帶低壓發展而來，會形成強烈的氣流，並夾帶狂風暴雨而來
是臺灣最主要的氣象災害之一，台灣位於西太平洋颱風主要路徑上，根據統計資料，每年平均約有3.5個颱風侵襲臺灣。颱風侵臺的月份一般以8月最多，其次為9月和7月 影響 負面：農作物受損、低漥地區淹水、山坡地地滑及土石流 正面：大量的降雨是台灣重要的水資源來源之一

66 3.2 鋒面-Ⅰ 當冷氣團與暖氣團相遇時，其交界處稱為鋒面 由於氣團性質不同，造成鋒面附近產生天氣變化
臺灣春末夏初梅雨季節的降雨，就是鋒面造成的天氣現象。

67 3.2 鋒面-Ⅱ 冷鋒： 冷氣團居於主導地位，推動鋒面向較暖處， 稱為冷鋒。北半球冬季大陸冷氣團南下，便 形成冷鋒。冷鋒通過時氣溫驟降且降雨，之 後轉為乾冷的天氣 暖鋒： 暖氣團居於主導地位，推動鋒面向較冷處，稱 暖鋒。北半球夏季暖氣團北移，爬至冷氣團上 方，帶來暖濕的天氣 滯留鋒： 當冷暖氣團強度相當，僵持不下無法前進時，形成滯留鋒。會造成長時間的降雨，如台灣春末夏初的梅雨

68 2.3蒙古高壓 為極地大陸冷氣團的一種，形成於45°N～65°N中高緯度的西伯利亞地區，以冬季最活躍。 每當強烈大陸冷氣團南下時，均為臺灣地區帶來寒冷的天氣型態，常對台灣的農漁業造成寒害。

69 3.4 太平洋副熱帶高壓 主要形成於太平洋的副熱帶地區，夏季最為活躍的季節。 若此高壓系統向西延伸，籠罩臺灣時，常使臺灣天氣特別晴朗炎熱。

70 冬季 學生活動10-2 天氣小偵探 右圖為某一季節的東亞天氣系統分布圖。請根據圖中的資料，說明 季節? 台灣的盛行風向? 降雨類型?
學生活動10-2 天氣小偵探 冬季 右圖為某一季節的東亞天氣系統分布圖。請根據圖中的資料，說明 季節? 台灣的盛行風向? 降雨類型? 降雨分布? 氣象災害? 東北季風 東北部地形雨、冷鋒前緣的鋒面雨 主要集中於台灣東北部地區 寒害

71 第四節 洋流系統 洋流及其成因 4.1 世界主要的洋流 4.2

72 4.1 洋流及其成因 洋 流 4.1.1 洋流的成因 4.1.2

73 4.1.1 洋流 定義：表層的海水所作定向的流動 洋流的平均流速約每秒一公尺，通常越向下層，流速越小
西北太平洋的黑潮與北大西洋的墨西哥灣流，這兩股洋流是世界最大的洋流，其深度可達200公尺，寬度約100公里，流速每小時3公里以上，有時甚至可達9公里

74 4.1.2 洋流的成因 吹送流 密度流 重力流 由盛行風吹送所形成的洋流
如東北(南)信風在赤道以北(南)形成北(南)赤 道流；西風帶在北半球形成北大西洋及北太 平洋洋流，在南半球形成西風漂流 因海水溫度與鹽度的不同，造成海水密 度差異，海水藉擴散運動產生流動 如親潮與拉布拉多洋流 密度流 海水水位的差異而引起海水的流動， 如洋流的起始區海面較低，鄰近海域的海 水流來補充，故亦稱『補償流』 如自溫帶流往熱帶的涼流 重力流

75 4.2 世界主要的洋流 洋流的分布 4.2.1 洋流對氣候的影響 4.2.2

76 4.2.1 洋流的分布 每個大洋中的洋流分布大致呈現一定的型態，且形成大洋環流 北半球依順時針方向流動 南半球依反時針方式移動

77 洋流模式 重力流 東風 西風 40N 補償流 吹送流 涼 陸地 信風 陸地 0 40S 南極洲

78 世界洋流示意圖 歐亞大陸 非洲 澳洲 南美洲 北美 0° 40°S 40°N 大西洋 印度洋 太平洋

79 世界洋流分布圖 寒暖流交會，浮游生物大量繁殖，聚集大量魚群，形成漁場

80 4.2.2 洋流對氣候的影響 影響近岸地區的氣候 全球熱量的分配 藉由洋流的流動，可將低緯度的熱量輸送到較高的緯度帶， 重新分配全球的熱量
全球熱量的分配 藉由洋流的流動，可將低緯度的熱量輸送到較高的緯度帶， 重新分配全球的熱量 分類 流動方向 水溫 影響 形成氣候 暖流 低緯→中緯 中緯→高緯 較所經海 域的水溫 高 流經之地氣候溫 暖潮濕，海港不 易結冰 中緯區大陸西岸， 形成____________氣候 涼流 中緯→低緯 稍低 使空氣穩定不易 對流，減低降雨 的機會 中低緯區大陸西岸因 涼流而形成_________ 氣候和__________氣候 寒流 高緯→中緯 低 使沿海地區寒冷 乾燥，形成寒漠 或海霧 溫帶海洋性 熱帶沙漠 地中海型

81 學生活動10-3 認識洋流的影響 北大西洋暖流 秘魯涼流 右圖為全球一月等溫線圖，請問：
學生活動10-3 認識洋流的影響 右圖為全球一月等溫線圖，請問： 在圖中，北大西洋的等溫線有明顯向高緯彎曲的現象，這是受到哪一洋流的影響? 在南美洲西側等溫線也有明顯彎曲的現象，請問與哪一洋流有關? 一月 北大西洋暖流 秘魯涼流

82 The End !