地球科學領域開發高中教材及高中生研習活動 教育部「92-95基礎科學教育改進計畫」 九十三會計年度 主持人：許晃雄 協同主持人：吳清吉、林博雄 執行期限：自93年01月01日至93年12月31日止 參與科系所：國立台灣大學大氣科學系 　

大氣環流的生成與演變

什麼是大氣環流? 大氣層中具有穩定性的各種 氣流運行的綜合表現 扮演氣候信差的角色，負責傳送各地氣候變化的訊息

大氣環流的原動力 空氣流動，是因為地球表面接受的太陽輻射不均勻 →導致地球表面形成不同的氣壓帶 →各地氣壓高低不同所產生的氣壓差 →造成空氣的流動 大氣環流構成全球大氣運行的基本形勢，是全球氣候特徵和大範圍天氣形勢的原動力

大氣環流的表現形式 全球規模的東西風帶 三胞環流 常定分佈的平均槽脊 行星尺度的高空急流 西風帶的大型擾動 世界氣候帶的分佈

經向環流 單胞環流 三胞環流

單胞環流 大氣運動所需的能量—源自太陽 不考慮地球自轉 只考慮太陽輻射的情況下

大部份大氣處於輻射不平衡狀態 低緯度地區，吸收的短波輻射大於損失的長波輻射高緯度則相反

地球表面受熱不均 赤道地面終年受熱  形成高空高壓地面低壓 極地終年寒冷  形成高空低壓地面高壓

單胞環流示意圖 L 0 30N 60N 90N H H L

哈得雷環流 這樣形成的全球環流從赤道到北極只有一個對流胞，稱為單胞環流 是Hadley 在十八世紀時提出來的，故稱為哈得雷環流（Hadley circulation）

實際的大氣環流 (1) 由於地球自轉的科氏力作用 空氣運動時 : 北半球 => 向右偏 南半球 => 向左偏 科氏力會隨緯度增加而變大 故實際的大氣環流並非單純的單胞環流

實際的大氣環流 (2) 大致具有三胞結構 三胞結構並不永遠南北對稱 會有季節變化

地球上的氣壓帶與行星風帶

副熱帶高壓與副極地低壓 空氣由赤道上空向極區流動, 愈往高緯地區科氏力愈大,使空氣逐漸由經向轉為緯向 緯度20°~30°處,空氣運行方向已經和緯度圈平行 由赤道上空流到這裡的空氣開始堆積下沉,使地面氣壓升高,成為副熱帶高壓 在副熱帶高壓以及極地高壓之間,則是一個相對的低壓帶,稱為副極地低壓帶

行星風帶 在副熱帶高壓出現之後,近地面層的空氣便向赤道及極地兩邊流去 向赤道方向的氣流,受到科氏力的作用,在北半球成為東北風,稱為東北信風;在南半球成為東南風,稱為東南信風 向極地的氣流則受到科氏力的影響形成了盛行西風 在北極冷卻而下沉的空氣，在近地層的南流過程中轉為東北風

行星風帶示意圖 極地東風 中 緯 西 風 東 北 信 風 東 南 信 風 中 緯 西 風 極地高壓 副極地低壓 副热带高壓 赤 道 低 壓 極 地 東 風 極地高壓

三胞環流 低緯環流 哈德里胞(Hadley cell) 中緯環流 費雷爾胞(Ferrel cell) 高緯環流 極地環流胞(Polar cell)

低緯環流 東南信風與東北信風兩者至赤道附近輻合,補償由赤道上空流出的空氣 在熱帶地區構成了一個環流胞,稱為信風環流胞,或是熱力環流胞

中緯環流 中緯區上、下層都盛行西風 近地面層有南風分速,上層則有北風分速 在南北方向上也構成了環流胞,稱為中緯度環流胞

高緯環流 東北風與中緯度的盛行西風在副極地地帶匯合 這兩支氣流的性質不同,暖濕的偏西氣流沿乾冷的東北氣流向上爬升,到高空後又南北分流,向北的一支流向極地,變冷,補償極地南流的空氣 形成一個環流胞,稱為極地環流胞

三胞環流示意圖 高緯環流 下沉 極地高壓 上升 中緯環流 副極地低壓 下沉 副热带高壓 低緯環流 赤 道 低 壓 上升

環流的季節移動 冬季往南移動 夏季往北移動 太陽位置 低壓帶 高壓帶

哈德里胞比(12-2月)時的哈德里胞強而且影響範圍較大 北半球夏季時(6-8月) 上升氣流在北緯20度附近 下降氣流在南緯30度左右 哈德里胞比(12-2月)時的哈德里胞強而且影響範圍較大 北緯20度到40度之間，另存在一個哈德里胞，唯其強度小於南側之橫跨赤道的哈德里胞 北半球春季(3-5月)及秋季(9-11月) 三胞環流結構相當明顯 南北半球的對稱性較佳 春季 夏季 秋季

--氣流在高層往北移動，跨越赤道進入北半球，然後在北緯30度附近下降 冬季 北半球冬季( 12月-2月) --最強的上升氣流南緯10度附近 --氣流在高層往北移動，跨越赤道進入北半球，然後在北緯30度附近下降 --低層氣流則往南移動，跨越赤道進入南半球的低層輻合帶 --北半球的哈德里胞明顯地比南半球的哈德里胞強

緯向環流

沃克環流

由於地球表面上有山岳的起伏，及海陸分佈，使空氣不會很順利的在東西方向上流動，而會有一些波動。 上圖取材自Ahrens' "Meteorology Today" 顯示在一月北半球在五百百帕面的氣壓及流場

波動形式的地帶，同時等壓線也特別密集，所以風速也特別大，稱為噴射激流（jet stream），這是在大氣環流裡具有非常重要地位的現象之一 (圖取材自Ahrens‘ “Meteorology Today”)

東西方向環流 噴流(jet stream) ---西風風速在高對流層30-60度之間最大 ---冬半球的西風噴流最強，夏半球則最弱 熱帶地區多受微弱的東風

海陸分佈對大氣環流的影響(1) 北半球 陸地面積大，海陸相間分佈 緯向的氣壓帶被分裂成數個高 低壓中心

海陸分佈對大氣環流的影響(2) - 北半球氣壓的的季節差異 海陸分佈對大氣環流的影響(2) - 北半球氣壓的的季節差異 冬季氣壓場 夏季氣壓場 海平面 中緯度海洋 : 低壓系統 (如阿留申低壓、冰島低壓) 低緯度海洋 : 微弱的副熱帶高壓系統 副熱帶高壓系統 陸地上 冷高壓系統 (西伯利亞高壓最明顯) 低壓系統

海陸分佈對大氣環流的影響(3) 南半球 海洋面積占絕對優勢，緯向的氣壓 帶比北半球的明顯，氣壓帶基本上 呈帶狀分布

海陸風 在海濱地區，白天常有風從海上吹來，稱為海風 晚上常有風從陸地吹向海洋，稱為陸風 海陸風的形成是由於海陸性質的差異而造成的

白天 – 海風的生成 (1) 太陽輻射加熱地表

白天 – 海風的生成 (2) 陸地的加熱速率大於海洋

白天 – 海風的生成 (3) 加熱使陸地空氣擴散

白天 – 海風的生成 (4) 上層空氣由陸地吹向海洋

白天 – 海風的生成 (5) 下層陸地氣壓減小，海面氣壓則升高

白天 – 海風的生成 (6) 氣壓使得下層風由海洋吹向陸地

白天 – 海風的生成 (7) 海風 海陸交界地區形成垂直環流

夜晚 – 陸風的生成 (1) 夜晚陸地冷卻較快

夜晚 – 陸風的生成 (2) 陸地冷卻的同時，其上的空氣也很快冷卻

夜晚 – 陸風的生成 (3) 冷卻使陸上空氣下沉

夜晚 – 陸風的生成 (4) 上層空氣由海洋往陸地移動

夜晚 – 陸風的生成 (5) 陸地氣壓上升，海面氣壓下降

夜晚 – 陸風的生成 (6) 氣壓使得低層空氣由陸地往海洋移動

夜晚 – 陸風的生成 (7) 陸風 海陸交界地區形成垂直環流

海陸風特性 (1) 在熱帶地區 全年均可觀測到海陸風 在中緯度地區 在夏季可以觀測到海陸風 在高緯地區 只在夏季晴朗的日子里才有海陸風出現

海陸風特性 (2) 海風登陸帶來水汽 可以調節沿海地區的氣候 海陸風發展最强烈的地區 溫度日變化最大的地方 海陸風影響之高度不大 約二、三百公尺，最高不超過六百公尺

海陸風特性 (3) 海風大都從上午10～11時開始 起初風力很弱，範圍小 下午14～15時，氣溫最高的時候 海風最強，常可達3～4級左右，範圍較大 通常只能深入陸地20~25公里 海風和陸風消失的時間，也正是從海風轉為陸風(晚上9-10時)或從陸風轉為海風（上午9-10時）的過渡時間

幾內亞的doctor 海風在熱帶地區很顯著，中緯度地方因受其他因素影響，不甚明顯 海風最發達的地方—非洲的幾內亞灣沿岸 每日午後二時左右，天氣最悶熱的時候，常有涼快的海風由海上吹來，使人頓感神清氣爽 當地居民把這種海風叫做「 doctor醫生」，因為它能夠使悶熱的天氣變涼

季風 英文名稱為monsoon，此辭源自阿拉伯語“mausem”，意為季節 指的是大範圍地區盛行、以年為周期随季節改變的風

季風如何形成 海陸風是因為海洋和陸地對太陽輻射加熱或冷卻的速度不同所引起的 季風也是因為大範圍的海洋和陸地對於太陽輻射年變的反應差異不同而造成的

不同的季風 季風 冬季 : 風由大陸吹向海洋 (陸風) 夏季 : 風由海洋吹向大陸 (海風) 赤道季風 (熱帶季風) 由行星風帶随季節移動而引起的風 多見於赤道和熱帶地區

季風區 亞洲（尤其南亞）最具代表性

夏季 北半球的亞洲季風區和非洲季風區 夏季太陽直射北半球  歐亞非陸地會被迅速加熱 大氣低層形成低壓帶 風會由南方的海洋吹向陸地 科氏力使其轉成西南風 夏季是盛行西南風的季節

北半球的亞洲季風區和非洲季風區夏季盛行西南風

冬季 北半球的亞洲季風區和非洲季風區 冬季太陽直射南半球  歐亞非陸地迅速散熱降溫 大氣低層形成高壓帶 風會由北方的陸地吹向海洋 科氏力使其轉成東北風 冬季是盛行東北風的季節

北半球的亞洲季風區和非洲季風區冬季盛行東北風

季風槽 夏季地表上氣壓較低的地帶，會在陸地上形成並維持，這個地帶就稱為「季風槽」 由於季風槽是一個低壓槽，所以低層大氣會往這個地帶輻合，進而產生降水 因此，季風槽也是降雨區所在之處

上圖顯示了常態和倒向季風槽的大致情況

季風渦旋 季風渦旋可視為是一個大型的季風低氣壓，直徑可廣達1000公里或以上 構成季風渦旋的大氣環流特徵為副熱帶高氣壓分為兩個單體 ˙一單體呈東西走向位於較高緯度 ˙另一單體則呈南北走向並位於西北太平洋上 ˙西南氣流勢力強大而深厚，它和信風相匯並構成大型之渦旋系統 多數大型的熱帶氣旋就是由季風渦旋所轉化而成的，2001年的特大颱風尤特就是一個典型例子

季風渦旋流場及副高配置大意圖

季風的特色 ▓涵蓋的尺度範圍很大 ▓會帶來豐沛的降雨

東亞季風如何影響台灣的氣候 相較於東亞其他地區，台灣的夏季季風開始得較早，也結束得較晚，一般而言，從五月上旬一直持續到九月上旬  東亞季風如何影響台灣的氣候 相較於東亞其他地區，台灣的夏季季風開始得較早，也結束得較晚，一般而言，從五月上旬一直持續到九月上旬 長期觀測統計發現，東北季風影響台灣地區的風向也比較一致，西南季風則以六到八月比較明顯，各地風向也較為不同

圖中的線表示季風槽的位置

台灣四季盛行風向 圖片來源：大同資訊版高二物質地科下冊

台灣夏季季風特徵(1) ˙台灣夏季的降雨不完全受夏季季風控制 —春未夏初出現的梅雨鋒和夏秋二季出現的颱風也都會為台灣帶來降雨 ˙東亞夏季季風也受到西太平洋高壓的影響 —所以台灣在夏季不僅會吹西南風，也會出現偏東南風或偏南風

台灣夏季季風特徵(2) 東亞夏季季風會伴隨梅雨鋒 季的西南季風正處於互相牽制的轉換過渡時期 時，梅雨鋒開始出現在台灣附近，台灣便進入梅 雨期 ● 受到中緯度氣團和西太平洋副熱帶高壓的影響， 東亞夏季季風會伴隨梅雨鋒 ●台灣梅雨期的到來，代表著冬季的東北季風和夏 季的西南季風正處於互相牽制的轉換過渡時期 ●當季風槽從中南半島北移、逐漸靠近台灣南面 時，梅雨鋒開始出現在台灣附近，台灣便進入梅 雨期 ●一直要到季風槽和梅雨鋒移至台灣北面、影響不 到台灣的地區，台灣的梅雨期才會結束 ●至此，夏季季風才完全籠罩台灣地區，主控台灣 地區的天氣變化

大氣環流的作用(1) 大氣環流引導著不同性質的氣團活動、鋒、氣旋和反氣旋的產生和移動 對氣候的形成有著重要的意義

大氣環流的作用(2) 常年受低壓控制，以上升氣流占優勢的赤道帶，降水充沛，森林茂密 相反，受高壓控制，以下沉氣流占優勢的副熱帶，則降水稀少，形成沙漠 來自高緯或內陸的氣團寒冷乾燥，來自低緯或海洋的氣團溫和濕潤 一個地區在一年里受兩種性質不同的氣團控制，氣候便有明顯的季節變化

大氣環流的作用(3) 從全球而言，大氣環流在高低緯之間，海陸之間進行著大量的熱量和水分輸送 在經向方向的熱量輸送上，大氣環流輸送的熱量約占80％　 在大氣環流和洋流的共同作用下，使熱帶溫度降低了7～13℃，中緯度溫度則有所升高，60°N以上的高緯地區竟升高達20℃

大氣環流水分輸送 北半球的水汽輸送以30°N附近為中心 —向北通過西風氣流輸送至中、高緯度 —向南通過信風氣流輸送至低緯度 世界降水的分布有兩個高峰和兩個低峰兩個多雨帶和赤道輻合帶、極鋒輻合帶 兩個氣流輻合帶的位置基本相符 兩個少雨帶和副熱帶高壓帶、極地高壓帶兩個氣壓帶的位置一致

異常的大氣環流 如環流出現異常情況，就必然引起氣壓場、溫度場、濕度場和其它氣象要素值出現明顯的偏差 從而導致降水和冷暖的異常，出現旱澇和持續嚴寒等氣候異常情況

1982 – 1983 環流異常帶來之災害