第五章 大氣與海洋的變動 5-1 大氣變化與水循環 5-2 氣壓與風 5-3 氣團與鋒面 5-4 海流、波浪與潮汐

水的狀態變化

水 循 環 1.水受熱蒸發形成水氣進入大氣，在適當條件下，水氣凝結成水滴或冰晶，再透過雨、雪……等降水方式回歸地表，構成水循環。 2. 及降 水 蒸發 、凝結 凝結 為水循環主要的步驟。 凝結 凝結 水循環收支概況圖。其中數字單位為1000Km3/yr

雲雨的形成－－水氣凝結 在固定溫度下，水氣含量達到最大值，稱為飽和。大氣溫度愈高，所能容納的水氣含量就愈多。 30℃→飽和水氣壓約37百帕 水氣凝結的必要條件：a.水氣飽和、b.凝結核。 在固定溫度下，水氣含量達到最大值，稱為飽和。大氣溫度愈高，所能容納的水氣含量就愈多。 水氣飽和： 飽 和 線 曲 壓 氣 水 30℃→飽和水氣壓約37百帕 10℃→飽和水氣壓約13百帕

水氣飽和的方式 有一空氣塊其溫度為30℃，水氣壓約15百帕（如圖中Ｐ點） 自然界可透過下列方式使未飽和的水氣達到飽和： a.增加水氣 線 曲 壓 氣 水 自然界可透過下列方式使未飽和的水氣達到飽和： a.增加水氣 b.降低溫度 有一空氣塊其溫度為30℃，水氣壓約15百帕（如圖中Ｐ點） 飽 和 線 曲 壓 氣 水 Ａ 則可透過增加水氣含量（達Ａ點） 則可透過增加水氣含量（達Ａ點）或是降低溫度（達Ｂ點）使之飽和。 增加水氣 Ｂ Ｐ 降低溫度

雲雨的形成－－水氣凝結 凝結核： a.水氣達到飽和，若同時存在「凝結核」，將加快凝結的速度，大氣若缺少足夠的凝結核，則水氣再多也不易凝結成水滴。 b.凝結核是空氣中的懸浮微粒（如：土壤塵埃、海水鹽粒或化學污染粒子 等），具有親水性。 c.所以實施人造雨，常會先在雲層中播灑大量的碘化銀（AgI）或食鹽(NaCl)，其用意就是在提供水氣凝結所必需的凝結核。

降溫飽和的方式 絕熱冷卻： 假設地面附近有一團未飽和的空氣塊，在上升的過程中，由於外界壓力隨高度升高而遞減，因此上升中的氣塊壓力要比外界氣壓大，此時氣塊體積就會膨脹，使內外氣壓相等。而由於氣塊體積膨脹，會造成溫度下降，水氣就有機會達到飽和，進而凝結成水滴或冰晶，形成雲。

降溫飽和的方式 平流冷卻：暖溼空氣流經冷地面或水面時，不斷地將熱量往下傳遞，而使其本身逐漸冷卻。如：平流霧(較不易消散)。

降溫飽和的方式 輻射冷卻：在夜間，空氣由於長波輻射而失去熱量，因而逐漸冷卻的過程。如：輻射霧(太陽升起後便會消散)。

大氣的垂直運動

大氣的垂直運動：地形抬升

大氣的垂直運動：地表加熱

大氣的垂直運動：鋒面抬升

大氣的垂直運動：地面輻合

溼度的意義 定義－空氣中含水汽量的多寡。 氣溫固定時，能容納的水汽是有極限的，此極限為水汽飽和量。 氣溫越高，水汽飽和量越高。 飽和水氣壓曲線

常用的溼度表示方式 絕對溼度－ 空氣中的水汽重量，如：每公斤空氣中含× ×公克的水汽，或以水汽壓表示 相對溼度(Rh％) = × (溫度15℃，水汽含量10百帕) 相對濕度50% ×

露點(Td) (溫度15℃，水汽含量10百帕) 意義： 維持空氣中的 水汽含量，欲 使水汽達飽和 所需降低之溫 度點。 露點 40C ×

乾溼球溫度計的原理 乾球溫度計為一般的氣溫計。 溼球溫度計以紗布沾溼包裹，紗布上的水蒸發時會帶走溫度計的熱量，使其讀數略低於乾球溫度計。 乾球溫度計讀數≧溼球溫度計讀數。 根據乾、溼球溫度計的「差」，推算相對溼度。

由乾、溼球溫度差求相對溼度 乾球與溼球溫度差（℃） 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 空氣︵乾球︶溫度︵℃︶ 10 94 88 82 76 71 65 60 54 49 44 12.5 89 84 78 73 68 63 58 53 48 15 95 90 85 80 75 70 66 61 57 52 17.5 86 81 77 72 64 55 20 91 87 74 62 22.5 96 92 83 25 27.5 30 93 79 67

由乾、溼球溫度差求露點Td

問題與討論 如果空氣相對溼度變小，乾球與溼球溫度是否會有變化？如果空氣越「乾」，乾溼球的溫度差距是變大或變小，為什麼？ 【參考答案】：當空氣中的水汽量達飽和時，濕球表面的水分便不會蒸發，熱量不再散失，所以乾球的溫度與濕球的溫度是相等的。如果空氣越乾，表示相對濕度愈小，濕球表面水分蒸發量越多，散失的熱量將愈大，所以乾球與溼球的溫度差距將變大。

影響空氣水平運動的因素 ㄧ、氣壓梯度力： 單位距離的氣壓差 a.兩地氣壓不相等，就會形成水平氣壓差，進而產生推動空氣運動的力，稱為氣壓梯度力。

b.相同水平距離，等壓線越密集→ 水平氣壓差越大→氣壓梯度力越大→風速越強

觀察實際的天氣圖將會發現： 空氣的流動並非單純地由高氣壓垂直等壓線 吹向低氣壓 地面天氣圖，氣流穿越等壓線而行。

觀察實際的天氣圖將會發現： 空氣的流動並非單純地由高氣壓垂直等壓線 吹向低氣壓 高空天氣圖，氣流近乎平行等壓線而行。 為什麼會這樣呢？

影響空氣水平運動的因素 二、科氏力： 1.在地球上大尺度運動的物體，受到地球自轉的影響，使其運動方向產生偏移。 2.這種因地球自轉而產生偏向的力是由19世紀科里奧利所提出，故稱為科氏力。

影響空氣水平運動的因素 3.大小： F = 2ΩV．Sinψ 4.方向：與運動方向垂直 北半球：向右 (順時針) Ω：地球自轉角速度 ψ：物體所在位置(緯度) 4.方向：與運動方向垂直 北半球：向右 (順時針) 南半球：向左 (逆時針) 5.科氏力使北半球運動物體向右偏移，南半球向左偏移。同時，在南北兩極科氏力作用最明顯；在赤道則等於零。

紅色虛線為原來走的方向，藍色實線為實際走的方向。

地轉風： 北半球高空，靜止在A 點的空氣開始受到氣壓梯度力驅動的同時，也受到垂直其運動方向的科氏力作用，產生向右偏移，由於空氣塊一直受到氣壓梯度力的加速作用，因此風速愈來愈快，相對應的科氏力也愈來愈強，而且行進方向也逐漸偏移，終至兩力達成平衡，風向最後平行等壓線，形成「地轉風」

地轉風：

高空天氣圖 平日所見高空的風，多為地轉風，所以可見 高空氣流近乎平行等壓線而行。

影響空氣水平運動的因素 三、摩擦力： 地表愈粗糙則摩擦阻力愈大、風速減慢。 風速減慢，科氏力變小，風向偏轉角度變小。 使風向與等壓線相交15°～30°。

近地表的風： 地表大氣運動，處於氣壓梯度力、科氏力和摩擦力三力平衡作用下，所以空氣的運動不再是平行等壓線，而是穿越等壓線由高壓往低壓中心方向偏入。

觀察實際的天氣圖將會發現： 空氣的流動並非單純地由高氣壓垂直等壓線 吹向低氣壓 地面天氣圖，氣流穿越等壓線而行。

氣團 水平方向上溫度、密度、濕度相近的空氣，面積廣達數萬平方公里以上 性質：由發源地決定 1.地理位置: a.陸地:大陸性氣團(c) 乾燥 b.海洋:海洋性氣團(m) 潮濕 2.緯度位置: a.低緯度:熱帶性氣團(T) 溫暖 b.高緯度:極地性氣團(P) 寒冷

氣團(必屬高氣壓) 與臺灣相關的氣團 冬季：蒙古高壓，極地大陸性氣團(cP)，空氣性質寒冷乾燥，臺灣地區受其影響盛行東北季風 夏季：太平洋高壓，熱帶海洋性氣團(mT)，空氣性質溫暖潮濕

鋒面 當兩性質（溫度或濕度）不同的氣團相遇時，產生一寬約數百公尺至數公里的接觸帶，稱為『鋒面』 密度小的暖氣團疊在上方 鋒面過境時，常發生風向與氣溫的劇烈變化

冷鋒 冷氣團推動暖氣團移動，過境時造成氣溫驟降 暖空氣被迫上升，鋒面坡度較大。 雲帶較窄，以高聳的積雨雲為主，降雨大 常造成臺灣東北部陰雨的現象

暖鋒 暖氣團推冷氣團前進，移動速度較慢 暖空氣沿冷氣團向上滑升，鋒面坡度較小。 雲帶較寬，以層雲為主，雨勢較小，而且降雨持續很久。降雨結束後，氣溫回升。 臺灣地區不曾經歷

滯留鋒 滯留鋒是冷、暖氣團勢力相當，鋒面呈來回擺動，鋒的移動速度很慢，近似靜止。 雨區寬，持續時間長，細雨綿綿，但也會伴隨雷雨胞出現強陣雨，春末夏初較常出現。

滯留鋒 梅雨季即多道滯留鋒面在附近地區發生造成 鋒面雲帶

囚錮鋒 冷鋒追上暖鋒，地面完全為冷空氣所占據，造成冷鋒後面冷空氣與暖鋒前的冷空氣相接觸的鋒面。 此類鋒面，主要在中高緯度地區如日本、韓國等地，才易觀察到。

囚錮鋒－－冷囚錮鋒

囚錮鋒－－暖囚錮鋒

溫帶氣旋的發展史 新生期 第一階段 新生期 第二階段

溫帶氣旋的發展史 成熟期 第三階段 成熟期 第四階段

溫帶氣旋的發展史 囚錮期 第五階段 消散期 第六階段

海 流 海流又稱洋流，是指海水向某一特定方向流動的現象。 海流隨成因不同，主要可分成四種： 風吹流 密度流 傾斜流 補償流 下降流 湧升流 海 流 海流又稱洋流，是指海水向某一特定方向流動的現象。 海流隨成因不同，主要可分成四種： 風吹流 密度流 傾斜流 補償流 下降流 湧升流 海洋環流在調節氣候扮演相當重要的角色。

風吹流 1.由風的作用力推動海水所產生的流動，稱為風吹流。 2.表層海水多以風吹流的方式運動。 3.風吹流運動受科氏力作用，使風吹流方向與風推動海水方向之間存在一夾角。 北半球表面洋流流向偏轉示意圖

艾克曼效應 厄克曼螺旋(Ekman Spiral)﹕當風吹掠洋面時，風對海面就施加了一股順風向的拖曳力（風應力，Wind stress），將造成表層海水流動，海水流動時又產生科氏力，因此流向會偏向風向之右側。上層水流動時又會拖曳下方流體運動，而下層流向又再稍偏右。如此一層牽引一層，水流流向由水面向下呈現螺線型態之旋轉構造，此種構造即稱為厄克曼螺旋。當流況達到平衡狀態時，此時風應力係與科氏力相平衡，即二力大小相等但方向相反，如此則表示海面下各層海流平均（或總流量）係流往風向之右側（北半球），這個現象稱為厄克曼效應，而此流量則稱為厄克曼搬運。

風吹流

密度流 海水密度分布不均，致使海水流動造成海流，稱為密度流。 密度流 直布羅陀海峽

溫鹽環流

溫鹽環流 (動畫)

傾斜流 海面因風、氣壓不同、降水或河水流入等原因導致水面傾斜，所引起的海流稱為傾斜流。

補償流 補償流則有下降流及湧升流兩種。 下降流：發生在海水匯聚的地方，上層的海水下沉到較深處。 湧升流：與風場及海底地形有關，如沿岸的表水被風吹離，致使下層的海水往上遞補。 湧升流可將海面下二、三百公尺含營養鹽較多的低溫海水帶至表層，形成良好的漁場，例如臺灣東北外海、日本東南外海。

湧升流 北半球沿岸風形成的湧升流

台灣附近夏季海流流況

台灣附近冬季海流流況 烏魚於冬至前後順此海流迴游到台灣海峽一帶。

波 浪 風浪：風吹海面形成，為最常見的波浪。 湧浪：波長達數百公尺的浪，可傳遞很遠的距離。 海嘯：海底地震或火山活動引發的波浪，破壞力大。

潮汐的成因 受太陽和月亮引潮力的影響使海水面發生週期性的現象。 太陽雖質量大，但因距地較遙遠，故引潮力較月球小。 滿潮： 滿潮： 乾潮： 月球引力大於地球自轉離心力 滿潮： 地球自轉離心力大於月球引力 乾潮： 離心力和月球引力的合力指向地球中心，水位最低 引力 離心力 引潮力

潮汐的相關名稱 漲潮 退潮

澎湖七美島雙心石滬乾潮與滿潮時的差異 乾 潮 滿 潮

大潮 當太陽、月亮、地球排列成近一直線時，引潮力較大，海水潮差也較大，稱為大潮。 三者近一直線排列

小潮 當太陽、月亮、地球排列成近直角時，引潮力較小，海水潮差也較小，稱為小潮。 三者近垂直方向排列 三者近一直線排列

臺北竹圍 2001 年 7 月的水位變化圖

台灣的潮差： 1.因為受到海底地形的影響， 西部海岸潮差＞東部海岸潮差。 2.潮差最大：臺中港，約4公尺。

潮汐的週期 因地球自轉，潮汐一天發生二次。 潮汐為12小時25分鐘，且每隔一日，滿潮和乾潮的發生時刻平均延遲50分鐘，此與月球公轉及地球自轉時的相對位置有關。

潮汐的週期 半日潮：每天有二次滿潮、二次乾潮。週期約為半 天(12小時25分鐘) 。 半日潮明顯的地區大約在台灣西岸淡水至 嘉義沿海（含澎湖），以及台灣東岸花蓮 至成功沿海 。 全日潮：當日兩次漲退潮其中的一次非常不明顯， 潮差只有數公分，故我們在潮汐預報上將 其忽略，視為一次漲退潮的情況。 台灣東北及西南沿海的潮汐則大致在全日 潮和混合潮之間。