7 1
﹣
成雲致雨
7 2
﹣
大氣運動
水氣的重要性 一、水氣是大氣成分中唯一在地球大氣溫壓 結構下有三態變化的,在三相間變化時產生 了潛熱的轉換傳遞,在天氣與氣候變化中 (如雲、霧、雨、雪、霜等形成)扮演重 要的角色。 二、透過水循環可以調節海洋與陸地的能 量,也可縮小極區與赤道間的溫差,讓地 球維持能量平衡,適合生物的生存與發展 。 講義 P.124P.156P.156
講義 P.124P.156P.156
講義 P.124P.156P.156
此一水循環過程不斷地進行,過程中除伴隨熱量 的全球輸送分布,也造成各種天氣和氣候。
露 水經由三相變化來調節地表的熱量 , 伴隨發 生的即是各種天氣變化 霜 雲 講義 P.124P.157P.157
Q :大氣中的水氣接近何種狀態時,才有機會凝結 出來? 大氣中的水氣飽和時,才有機會凝結、成雲致雨, 所以溼度的大小和天氣變化有非常密切的關係。 右圖來源: htt://www.in-photoart.com/modules/newbb/viewtopic.php?topic_id=11899&forum=16 講義 P.125P.158P.158
一、飽和 ( 一 ) 單位體積的空氣 所能含有的最大水氣量 是固定的。當水氣量達 到最大時,此時稱為飽 和。 ( 二 ) 氣溫越高,飽和 水氣壓越大 ( 高 ) • 絕對溼度=空氣中實際水氣含量。常用單位 : 水氣 壓、克 / 立方公尺 講義 P.125P.158P.158
增加 水氣 降低 溫度 Q :透過那兩個途徑 可使未飽和的空 氣 (A) 達到飽和 ? ( 四 ) 讓空氣中的水 氣達到飽和的兩種 方式: 1. 降低溫度 2. 增加水氣 ( 三 ) 相對溼度= (實際水氣含量/同溫下飽和水氣含量) ×100% 。
7-1.2 大氣中的水氣
P.125P.158P.158講義A 的露 點 露點( Td ):降溫下 ,使水氣達飽和時所對 應的溫度。 實例:冰箱中拿出的 冷飲置於室溫下,一 段時間後瓶外出現凝 結的小水滴 由露點溫度可得知實 際水氣含量,露點愈 高,實際水氣含量愈 多。 講義 P.125P.158P.158
從圖中可看出,當 A 越 靠近 B (相對溼度較大 ),即水氣越多時, A 降溫達飽和之溫度(圖 上 C 點)越高。 空氣原先的實際水氣 量越多,露點越高。 相對溼度越大,氣溫 與露點的差值越小。 A 的露 點 講義 P.125P.158P.158
飽和區 未飽和區 飽和曲線 露點 氣溫 濕球溫度 Q :露點、濕球溫度和 氣溫的大小關係? 露點≦濕球溫度≦氣溫 空氣的相對濕度達 ______________ 時 ,露點溫度 = 氣溫 = 濕球溫度。 100% ( 飽和 )
水氣凝結的條件 1. 水氣達到飽和。 2. 提供凝結核(包括飄浮在空氣中的微粒、 鹽粒、塵埃、灰燼、火山灰、花粉等), 使水氣附著凝結成水滴或冰晶。 過冷水:當溫度降至 0℃ 以下,在缺乏冰核的狀態 下,水可能低於 0 ℃ 但仍 未結冰,這種低於冰點 的水謂之過冷水。 講義 P.125P.158P.158
如同大氣中的水氣凝結為水滴時需要凝結 核,水凝固為冰晶也需要冰核。但在缺乏 冰核的狀態下,水可能低於 0℃ 仍未結冰 ,這種低於冰點的水稱為過冷水。 大氣中的冰核量遠少於凝結核,在高空的 雲層中常有過冷水出現。當過冷水遇到冰 核或其他物體時,過冷水會迅速凝固。因 此,當飛機通過帶有過冷水的雲層時,可 能會因機身結冰對飛行造成威脅。
過冷水
P.125P.158P.158講義可口可樂神奇凝冰 —過冷
有日,小強去看相,相士說他將會有血光之災。 小強跪求化解方法。 相士說:找一個大胸妹子陪睡一晚便沒事了。 小強大惑不解。 相士問他:「沒聽過逢胸化吉嗎?」 第二天,小強頭破血流,氣沖沖地找相士算帳。 「你又說逢胸化吉?我昨晚已經照你吩咐 , 找來 兩個大胸妹子陪睡了。雙倍保障 , 還是有事…」 相士長嘆一聲:「唉…大哥,胸多吉少啊!」
當一空氣塊上升時,因高空的氣壓較小,氣 塊體積會膨脹。而膨脹時所需的能量僅靠此 空氣塊本身提供 ( 絕熱過程 ) ,氣溫就會下 降,此過程稱為膨脹冷卻;若降至露點,水 氣便因飽和而凝結成雲。 未飽和的空氣塊,每上升 1 公里溫度降低 10℃ 。,此降溫速率稱為乾絕熱直減率。 飽和的空氣塊上升時(水氣凝結時會釋放潛 熱,因而加熱此空氣塊 ) ,溫度下降會小於 未飽和的空氣塊,每上升 1 公里溫度降低 6℃ 。,此降溫速率稱為溼絕熱直減率。 講義 P.126 P.160 P.160
地表未飽和的空氣塊 → 上升 → 外界壓力隨高度遞 減 → 上升中的氣塊壓力 比外界氣壓大 → 氣塊體積膨脹 ( 向 外作功內能減少 ) → 溫度下降 → 水氣達到飽和 → 凝結→成雲致雨
上升氣流與雲的形成-膨脹冷卻
反之氣流下沉易升溫、不易凝結,故天氣晴朗。 ▲ 空氣塊絕熱膨脹冷卻過 程 複習絕熱過程:指系統在變化過程中,與外界 沒有熱量交換。 例如,在大氣中,一個氣塊在移動的過 程中不與外界環境產生能量的交換,即 是一種絕熱運動。 當未飽和氣塊絕熱上升時,因為環境的氣 壓下降,空氣塊的體積變大,導致單位體 積的內能減少,使得空氣塊的溫度降低, 稱為絕熱冷卻。反之為絕熱增溫。 補充 補充
未飽和空氣塊 ,每上升 / 下 降 1 公里溫度 降低 / 增加 10℃ 飽和空氣塊, 每上升 / 下降 1 公里溫度降 低 / 增加 6℃ 講義 P.126 P.160 P.160
局部熱對流抬升(對流雨):地面空氣受熱 ,密度變小,而產生強烈上升氣流,造成對 流雲系發展而降雨。【例】夏季午後雷陣雨 。 講義 P.127 P.161 P.161
地形抬升(地形雨):氣流在迎風面抬升 ,背風面下沉成焚風。臺灣北部、東北部 位於東北風的迎風面,冬季潮溼多雨。 講義 P.127 P.161 P.161
鋒面舉升(鋒面雨):冷暖氣團交會,暖空 氣沿交界面抬升。冷鋒鋒面較陡,暖空氣會 被快速抬升,易形成向上堆疊的積雲,降雨 強度較大;暖鋒的暖空氣沿著較平緩的界面 抬升,易形成層雲,造成綿綿細雨的天氣。 講義 P.127 P.161 P.161 鋒面複習
水平輻合抬升(氣旋雨):帶有很多水氣 的低壓中心,因空氣向內輻合,迫使空氣 向上抬升,上升運動強烈。【例】颱風雨 。 講義 P.127 P.161 P.161
焚風
溼空氣上升的降溫速率為 6 /1000 ℃ 公尺,下沉時 乾空氣被壓縮而增溫速率為 10 /1000 ℃ 公尺。 未飽和的溼空氣沿地形抬升越過山嶺下沉時,因下沉 的增溫大於上升的降溫,當氣流抵達背風地面時的 溫度會比迎風地面氣溫高出許多,形成一股乾熱的 風。 講義 P.128 P.162 P.162焚風
焚風可能造成農作物和林木乾枯,也易引 起森林火災。 當颱風從臺灣東北部通過,強勁的西風越 過中央山脈,臺東發生焚風現象。 講義 P.128 P.162 P.162鄰居忘了帶鑰匙,從我家陽台翻過去,進到他自 家屋裡找到鑰匙後, 又從陽台翻出來外面,從外面再打開他自家房門 。 更令人叫絕的是,我自始至終在陽台接應著,未 覺有不妥之處。 唉!我倆的腦袋肯定被同一個門縫擠過。 =============. 某日發現手機不見了,翻遍包包以及屋中各個角 落,未果。 鬱悶地跌坐地上,從口袋掏出手機,給大家群發 短信:我手機丟了!
均為水氣達飽和,凝結成液態的水滴或變 成固態冰晶的現象 雲:水滴、冰晶懸浮在空中。 霧:接近地面,懸浮的小水滴。 露:水滴附著在溫度較低的物體表面。 霜:若溫度過低,水滴凍結成固態,附在 物體表面。 講義 P.129 P.163 P.163
成因與雲相同,均為水氣達飽和時凝結的 現象。
霧的分類:在臺灣地區常出現的是輻射霧 與平流霧。
霧是懸浮在地表附近的水滴或冰晶,可分成
輻射霧
輻射霧 平流霧平流霧
升坡霧
1.
地面
夜晚
散熱降溫 (
輻射
冷卻 ) 所致
。
2.
無
雲夜晚,輻射冷卻效應顯著,易形
成此形式,白天受熱後
易
消散
3.
例 : 冬季時在嘉
南平原因夜間
輻射冷卻所形
成的霧
講義 P.128P.163P.163地球表面會不斷向外輻射出紅外線,稱為 地球輻射。白天時,地表因吸收的太陽輻 射大於本身放出的熱而升溫;夜晚時,地 表仍不斷向外輻射散失熱量而降溫,稱為 輻射冷卻。 在天氣晴朗、微風及乾燥的夜晚,輻射冷 卻最為顯著。例如在嘉義地區,冬天夜晚 會因強烈的輻射冷卻,在清晨時出現輻射 霧。
輻射冷卻
P.128P.163P.163講義1.
暖溼空氣水平流動到較
冷
的地面或海
面降溫(
接觸
冷卻、
混合
冷卻)所致
。
2.
初春
易形成,白天
不易
消散。
講義 P.128P.163P.163主要成因 空氣條件 結束條件
空氣在迎風坡上
抬升降溫 風很微弱有助於水氣匯聚 天氣系統移動使風向改變
實例:中山高速公路的三義路段,常發生升坡霧 ,影響行車安全。
極地地區秋冬季節的海上很容易產生蒸氣霧 主要成因 空氣條件 結束條件
冷空氣經過較暖水
上升空氣塊穩定度 ( 一 ) 上升空氣塊溫度低於同高度周 圍環境大氣溫度 ⇒空氣塊的密度大於環境大氣,此時 空氣塊傾向下沉到原來的位置。 ⇒上升空氣塊穩定,易形成層狀雲。 ( 二 ) 上升空氣塊溫度高於同高度周 圍環境大氣溫度 ⇒空氣塊的密度小於環境大氣,此時 空氣塊傾向持續上升。 ⇒上升空氣塊不穩定,易形成積狀雲 (直展雲、對流雲)。 講義 P.129 P.165-168 P.165-168
講義 P.129 P.165-167
大氣穩定度可由乾 絕熱直減率、溼絕 熱直減率以及環境 大氣直減率來判斷 ,分為下列三種情 形。 ( 一 ) 絕對穩定 ( 二 ) 絕對不穩定 ( 三 ) 條件不穩定 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
當環境溫度直減率( 丙線)小於溼絕熱直 減率( B 線),此時 必也小於乾絕熱直減 率( A 線)。 ⇒上升氣塊的溫度總是 低於同高度的環境大 氣。 當抬升條件一消失, 相對冷而重的空氣塊 傾向於下沉回到原來 位置。 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
當環境溫度 直減率小於 溼絕熱直減 率 空氣塊的溫 度相對於環 境溫度較低 ,密度較大 ,上升運動 被抑制,不 容易上升。 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
當環境溫度直減率( 甲線)大於乾絕熱直 減率( A 線),此時 必也大於溼絕熱直減 率( B 線)。 ⇒上升氣塊的溫度一直高 於同高度的環境大氣 當抬升條件消失,相 對熱而輕的空氣塊仍 可獲得足夠的浮力持 續上升,形成向上發 展的積雨雲 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
不穩定:當環境 溫度直減率(丙 線)小於溼絕熱 直減率 空氣塊上升至任 何高度,溫度都 比周圍環境溫度 還高,因此可不 斷上升,易形成 高聳的積雨雲, 降下大雨 ( 如夏 季午後雷陣雨 ) 。 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
當環境溫度直減率 ( 乙線 ) 介於乾絕熱直減率 (A 線 ) 和溼絕熱直減率 (B 線 ) 間 ⇒上升氣塊的溫度可能高於 同高度環境大氣的溫度 ⇒不穩定 ⇒上升氣塊的溫度可能低於 同高度環境大氣的溫度 ⇒穩定 原本較冷易下沉的空氣塊穩 定,抬升至特定高度,即上 述「條件」發生之後,轉變 成較暖易上升的不穩定狀態 。 請修正 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
條件性不穩定: 環境溫度直減率 介於乾絕熱直減 率和溼絕熱直減 率間 空氣塊上升到某 一高度,溫度才 較環境溫度高, 於是開始持續上 升,形成高聳的 雲。 講義 P.130 P.164-167 P.164-167
7-2 大氣運動
因時間因素(晝夜、四季)、空間因素( 海陸分佈、緯度分布、地形起伏)造成地 表受熱不均,而有了溫度差異,再導致氣 壓高低不同,於是有了空氣水平運動。 空氣因溫度不同,空氣密度改變的影響, 使氣流產生地面與高空間的環流系統。 講義 P.133P.168P.168不同地區因為氣溫不同,空氣密度不同 ( 熱脹冷縮 ,冷空氣密度大、暖空氣密度小 ) →冷空氣 ( 密度大 ) 氣壓隨高度之遞減率較大 →造成高空的氣壓差異 →常使氣流產生地面與高空間的環流系統。 P 大 P 小 同一高度平面上,空氣從高 壓區向低壓區流動。 密度小 密度大 地表冷區的高空 氣壓較暖區同高 度高空氣壓低 講義 P.133P.168P.168
水平方向的空氣流動
水平方向的空氣流動
原先水平均勻的
大氣,其等壓面
和地表平行,
不
同地點之間沒有
氣壓的差異
,沒
有空氣流動。
北 南 等 壓 面水平方向的空氣流動
水平方向的空氣流動
北方變冷,北方地面上 的空氣密度較大,空氣 柱收縮,等壓面之間空 氣層的厚度變小。 南方加熱,空氣密度較 小,等壓面之間空氣層 的厚度變大。 大氣高層等壓面由南向 北傾斜,同一高度上, 南方為相對高壓,北方 為相對低壓,高層空氣 由南向北流動。 北 南 冷 暖 H L水平方向的空氣流動
水平方向的空氣流動
空氣離開南方,向 北方堆積起來,使 北方的地面氣壓逐 漸上升,南方的地 面氣壓逐漸降低, 使得低層空氣由北 向南流動。 北 南 冷 暖 H L H L由於地面與空氣對熱量反應及海陸比熱大小不 同,常在山谷間、海陸交界處發生區域性的環 流系統,小尺度數十公里為山谷風、海陸風, 大尺度數千公里為季風 、行星風系 ( 三胞環 流 ) 。 講義 P.133P.168P.168
谷風 時間:發生於白天。 成因:白天山坡面溫度上升明 顯,呈現低壓,造成空氣由山 谷沿山坡爬升而形成氣流 山風 時間:發生於夜晚。 成因:山坡面溫度下降明顯, 呈現高壓,空氣沿山坡下降形 成氣流。 白天山谷間溫差大於夜晚,故谷風較強。 講義 P.133P.169P.169
一、海風 時間:發生於白天。 成因:陸地比熱小,溫度上升明顯,地表 空氣呈現低壓,氣壓差驅使空氣由海面流向 陸地 講義 P.134P.169P.169 二、陸風 時間:發生於夜晚。 成因:陸地比熱小,溫度上升明顯,地表 空氣呈現高壓,氣壓差驅使空氣由陸地流向 海面
海風
海風
低溫 高溫 H L L H丁
丁
丙
丙
甲
甲
乙
乙
氣壓大小:甲 >
乙 > 丙 > 丁
海陸風
海陸風
-
-
白天
白天
P.134P.169P.169講義陸風
陸風
高溫 低溫 L H H L丁
丁
丙
丙
甲
甲
乙
乙
海陸風
海陸風
-
-
夜晚
夜晚
P.134P.169P.169講義氣壓大小:乙 >
甲 > 丁 > 丙
7-2.3 季風
海陸因比熱不同,造成溫度上的差異,常 在海陸交界處發生區域性的環流系統,小 尺度十公里為海陸風,大尺度數千公里為 季風。 高一 講義 P.134 P.170-171 P.170-171最高溫出現在青藏高原 ( 或印度 ) 一帶, 形成低壓中心,南方暖溼空氣吹向陸地。 在臺灣轉成西南季風。 西南氣流受地面加熱及山區地形抬升,形 成積雨雲,造成臺灣西部山區易發生午後 雷陣雨。 講義 P.135 P.170-171 P.170-171
最低溫出現在西伯利亞一帶,形成大陸冷氣團 ,乾冷空氣由西伯利亞高壓中心吹向海洋。 在臺灣轉成東北季風。 因北部、東北部位於東北風的迎風面,冬季潮 溼多雨;西南部位於東北風的背風面,冬季晴 朗乾燥。 講義 P.135 P.170-171 P.170-171
行星風系-三胞環流
三胞環流:全球的大氣環流南、北半球各 三個對流胞。 講義 P.135 P.170-171 P.170-171 講義 請修正名稱 極地胞 ( Polar cel l) 佛雷爾胞 ( Ferrel cel l) 哈德里胞 ( Hadley cel l) 範圍 緯度 60° 至 90° 緯度 30° 至 60° 緯度 0° 至 30° 垂直 氣流 緯度 60° 上升 緯度 90° 下沉 緯度 60° 上升 緯度 30° 下沉 赤道上升 緯度 30° 下沉 地面 水平 氣流 緯度 90° 往 60° 方向,為 極地東風帶 緯度 30° 往 60° 方向,為西 風帶 緯 度 30° 往 0° 方向,北半球為 東北信風 南半球 為 東南信風 高低 氣壓 位置 緯度 60° 地面 形成低壓帶, 稱為極鋒帶 緯度 30° 地面 形成高壓帶,稱 為馬緯度無風帶 赤道附近地面形 成低壓帶,稱為 間熱帶輻合區 講義 P.135 P.170-171 P.170-171 練習題