第六章 大氣與海洋的變動.pptVIP

第五章 大氣與海洋的變動 5-1 大氣變化與水循環 5-2 海流、波浪與潮汐 水的狀態變化 水 循 環 水蒸氣凝結為雲雨的主要過程 飽和水氣壓曲線圖 雲雨的形成 形成條件： 提供飽和狀態下所需的水氣：但這都是在近地面高溫的狀況下發生，而高溫所需要的飽和水氣量也高，所以並不容易達到過飽和狀態。 冷卻空氣：空氣變冷是大氣中發生凝結和凝華過程的主要條件。不過，仍必須有凝結核，如鹽粒、煙粒、塵埃等的存在，讓水滴聚集附著其上。 降溫飽和的方式 絕熱冷卻：未飽和溼空氣上升過程，空氣因絕熱膨脹而冷卻，使空氣達到過飽和而凝結。為形成雲的基本原因。 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。 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。 空氣上升運動處 霧淞、雨淞 氣溫急遽下降，過冷水滴在樹枝、地面等處的結冰現象。左圖為霧淞、右圖為雨淞。 影響空氣水平運動的因素 氣壓梯度力（空氣運動的原動力） 單位距離的氣壓差，使空氣由高壓向低壓運動的力量稱為「氣壓梯度力」。 等壓線越密集，氣壓梯度力愈大，風速越強。 科氏力 地球上的運動體由於地球自轉所產生的偏向效應。 物體在北半球運動時，感受到向右的偏向力；在南半球運動時，感受到一個向左的偏向力。 摩擦力 地表愈粗糙則摩擦阻力愈大、風速減慢。 摩擦作用的存在，使風與等壓線相交。在低壓區，氣流向中心輻合；高壓區，氣流向四周輻散 地面天氣圖模式 氣壓梯度力的作用下，空氣由高壓流向低壓。 科氏力 紅色虛線為原來走的方向，藍色實線為實際走的方向。 北半球地轉風 在大氣中，當水平氣壓梯度力和科氏力達到平衡時所形成的風，稱之為地轉風。 高空天氣圖 北半球摩擦風 摩擦作用的存在，使風與等壓線相交。 氣團 氣團指的是水平方向物理屬性相當均勻一致的空氣團，在水平方向有幾千公里，垂直方向可到對流層頂。 冷氣團：一般天氣寒冷乾燥、氣層穩定，上空有下沉氣流，不易形成雲和降水，天氣晴朗少雲。 暖氣團：高空有強烈的下沉氣流，水氣雖多，仍不能形成雲和降水，在低層大氣中，空氣對流，會產生積雲，但僅在氣團的邊緣，易產生積雨雲，形成降水。 鋒 面 鋒面為冷氣團與暖氣團的交界面。 鋒面與地面的交界線稱為鋒線，簡稱為鋒。 鋒的兩側溫差大、氣壓差值大、風速差異很大，風向也不同。 鋒的長度可達數千公里。 鋒面種類 冷鋒 暖鋒 滯留鋒 囚錮鋒。 冷 鋒 冷氣團向暖氣團方向移動的鋒。 暖空氣被迫上升，鋒面坡度較大。 鋒面通過時有時間短促的強烈降雨，降雨後冷氣團抵達，氣溫快速下降。 暖 鋒 暖氣團向冷氣團方向移動的鋒。 暖空氣沿冷氣團向上滑升，鋒面坡度小。 地面鋒線抵達之前，即有雨，而且降雨持續很久。降雨結束後，氣溫回升。 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。 坡度較暖鋒面的坡度小，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，春夏之交較常出現。 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。 北美洲天氣圖 1999年11月27日，北美洲近地面天氣圖。 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 固定方向的風持續吹過海面，對海面所施加的摩擦力造成海水的流動，稱為風吹流。 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。 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，致使下沉的海水往上遞補。 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 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。 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 差 滿潮與乾朝的水位差稱為潮差。 朔、望時潮差最大，上、下弦月前後最小。 同