115 高普考普通考試 氣象 大氣科學概要 考古題詳解

核心觀念

題目分成兩部分：先把海平面氣壓解讀為上方大氣柱的重量，再用乾空氣狀態方程求地面空氣密度。

大氣靜力平衡下，單位面積上方大氣柱的重量等於該處氣壓：

所以單位面積的空氣總質量為：

乾空氣可視為理想氣體，密度 $\rho$ 與氣壓、溫度的關係為：

其中乾空氣的比氣體常數 $R_d\approx287\ \mathrm{J\,kg^{-1}\,K^{-1}}$。

解題方法

海平面平均氣壓 $1013\ \mathrm{hPa}$ 換算為 SI 單位：

取重力加速度 $g=9.81\ \mathrm{m\,s^{-2}}$，則單位面積大氣柱的總質量為：

這表示每平方公尺地面上方的大氣總質量約為 $10{,}300\ \mathrm{kg}$。

核心觀念

本題考查地球大氣的平均經向環流，以及三胞環流所形成的近地面氣壓帶、風帶與兩個航行上著名的弱風區。每個半球由赤道向極地依序為：

1. 哈德里胞（Hadley cell）：約 $0^\circ$–$30^\circ$，赤道附近上升、副熱帶下沉。
2. 費雷爾胞（Ferrel cell）：約 $30^\circ$–$60^\circ$，中緯度地面空氣向極地方向流動、約 $60^\circ$ 附近上升。
3. 極地胞（Polar cell）：約 $60^\circ$–$90^\circ$，極地空氣下沉、近地面向赤道流動。

這些是緯向平均後的理想化環流，胞界與風帶會隨季節、地形及海陸分布而移動或改變。

解題方法與形成機制

先由赤道至極地的受熱差異判斷大尺度環流，再說明地球自轉與天氣系統如何改變單一環流胞的理想情形。

若不考慮地球自轉，赤道受熱較強的空氣上升，並在高空向極地流動，於極地附近下沉，再由近地面流回赤道，理想化下可形成單一經向環流。實際大氣受到地球自轉影響，空氣運動受科氏力偏轉；在中高緯度，斜壓不穩定發展出的氣旋與反氣旋等天氣擾動，會輸送熱量與角動量，改變緯向平均的風場與環流。熱帶的哈德里胞、較大程度由中緯度天氣擾動驅動的費雷爾胞，以及高緯度的極地胞，因而組成三胞環流。費雷爾胞屬於熱力間接胞：平均上暖空氣下沉、冷空氣上升，並非單靠赤道與極地受熱差異直接驅動。

以一個半球說明三胞環流的垂直運動：

• 哈德里胞：赤道附近積雲對流旺盛，空氣上升；高空向副熱帶流動，在約 $30^\circ$ 下沉；近地面空氣向赤道回流。
• 費雷爾胞：近地面由副熱帶高壓向約 $60^\circ$ 的副極地低壓流動；高空向副熱帶回流。此胞與中緯度天氣擾動密切相關。
• 極地胞：極地冷空氣下沉；近地面向約 $60^\circ$ 流動，在副極地低壓附近上升；高空返回極地。

三胞環流示意圖

下圖為南北半球的緯向平均剖面。箭頭表示各胞的垂直剖面流向；近地面風向另標示於圖中。

核心觀念

山谷風是受日夜熱力差異驅動的局部環流，包含兩個相關但尺度不同的分量：

• 坡風：沿山坡上吹或下吹。
• 谷風／山風：沿山谷軸線吹，白天通常由谷地往山區上游吹，夜間則由山區往谷口吹。

這類風在晴朗、背景大尺度風較弱時最典型。標準日變化為白天坡風上坡、谷風上谷；夜間坡風下坡、山風下谷。美國氣象學會《氣象學名詞彙編》

發生時間與物理機制

白天：谷風與上坡風

日出後，受日照的山坡表面升溫，緊貼坡面的空氣也較快變暖。此空氣相對於同高度、離坡較遠的環境空氣更暖、更輕，因而沿坡上升，形成上坡風，又稱熱力上坡風。

山區空氣受加熱後，山區與鄰近低地之間形成溫度及氣壓差異，近地面氣流由谷地沿谷軸流向山區，形成谷風。谷內的氣流上升後，較高處會有補償性回流，構成熱力環流。

谷風通常在日出後逐漸發展，午後較強，日落後隨加熱減弱。坡風與谷風常同時出現，但兩者不是同一種風：坡風沿坡面，谷風沿谷軸。

夜間：山風與下坡風

日落後，山坡地表以長波輻射冷卻，坡面附近空氣變冷、密度增加，沿坡向下流，形成下坡風，也稱重力風或排流風。

冷空氣匯入谷底後，使谷底及山區空氣較冷、較密；沿谷軸則形成由山區往谷口或低地流出的山風。夜間常伴隨谷底冷空氣堆積，風勢可持續到清晨，日出後再逐漸轉為白天環流。

強度與季節、山高的關係

**季節會影響強度。**通常暖季日照較強、白晝較長，山坡加熱與夜間冷卻所造成的熱力差異較明顯，山谷風環流也較容易發展。冷季日照較弱，若有積雪、雲量或較強背景風，地表熱交換與局部環流都可能受到抑制。

核心觀念

本題考查颱風移動的駛流風與臺灣中央山脈（CMR）造成的地形交互作用，以及颱風環流和西南季風共同造成的降雨。

颱風的平移大致受其周圍環境的深層平均駛流風控制；但靠近高山島嶼時，山脈會阻擋、偏折或加速低層氣流，使颱風周圍的風場不對稱，進而改變局部導引氣流。這種地形通道效應可使颱風先向南偏，再轉向北移，形成短暫打轉。

降雨則從兩個因素判讀：一是颱風雨帶與環流中的水氣輸送；二是地形抬升及不同方向氣流的輻合。迎風坡上升運動增強時，水氣凝結並形成強降雨；低層氣流輻合時，對流也會發展。

解題方法

先依凱米的路徑判定颱風環流方向，再將降雨區分為「近中心雨帶直接影響」與「外圍環流、季風及地形共同作用」兩類。接著，依打轉前後花東近海風向的變化，判斷地形通道效應如何改變颱風周圍的不對稱風場及平移方向。

劇烈降雨區域與形成機制

凱米在花蓮外海打轉並於宜蘭附近登陸，侵臺期間的主要劇烈降雨區可分為兩處：

1. 北部、宜蘭及花蓮北部山區：受颱風近中心雨帶及強對流持續影響；颱風移動緩慢、打轉延長了雨帶影響時間，山區地形抬升又加強降雨，因此容易出現短延時強降雨與長延時累積雨量。
2. 中南部山區，並延伸至部分平地與沿海：颱風環流的西北風與西南季風交會輻合，輸送大量水氣；氣流進入山區後受地形抬升，降雨進一步增強。颱風環流與西南風交互作用時，沿海和平地也會有強降雨，不能只把雨勢歸因於山區地形。

判讀時應區分：宜蘭、北部及花蓮北部主要是近中心雨帶、滯留效應與地形抬升；中南部則以西北風和西南風輻合、充沛水氣及地形抬升共同作用為主。

打轉期間的風場變化與移動

打轉初期：花蓮沿岸北風增強，颱風南偏

颱風自東側接近中央山脈時，山脈阻擋部分低層氣流，使颱風與山脈之間的氣流受到地形通道效應影響。花蓮沿岸及颱風西側附近的北風因此增強，造成局部駛流風向南，推動颱風中心向南偏移。

核心觀念

本題考查兩件事：飽和空氣上升時，水氣凝結釋放潛熱如何改變氣塊的降溫率；以及比較環境降溫率與氣塊絕熱降溫率，判斷潮濕污染物向上運動時的穩定度。

定義環境降溫率為

其中 $T_e$ 是環境溫度、$z$ 是高度。乾絕熱降溫率與濕絕熱降溫率分別記為 $\Gamma_d$ 和 $\Gamma_m$。典型近地大氣中，$\Gamma_d\approx 9.8\ ^\circ\mathrm{C\,km^{-1}}$；$\Gamma_m$ 不是固定值，會隨氣塊溫度、氣壓及含水量改變，通常小於 $\Gamma_d$。

解題方法：為何濕絕熱降溫率較小

未飽和氣塊上升時，外界氣壓隨高度降低，氣塊膨脹並對外作功，內能因而減少、溫度下降。若近似為乾絕熱過程，第一定律給出

其中 $g$ 是重力加速度，$c_p$ 是定壓比熱。

氣塊達到飽和後，部分水氣凝結成液態水並釋放凝結潛熱。這些熱量抵銷一部分膨脹冷卻，因此氣塊仍然降溫，但每上升一單位高度的降溫幅度較小，即

常用的近似式為

其中 $L_v$ 為汽化潛熱、$q_s$ 為飽和比濕、$R_d$ 與 $R_v$ 分別為乾空氣和水氣的氣體常數，$T$ 為絕對溫度。式中潛熱項會降低飽和氣塊的降溫率；水氣越多，凝結能釋出的潛熱通常越多，濕絕熱降溫率便越低。

降溫率差異與上升速度、高度的關係

在理想的絕熱氣塊模型中，乾、濕絕熱降溫率是依氣塊狀態與高度變化定義的溫度梯度，不直接取決於氣塊上升速度。上升快慢會影響氣塊到達某高度所需的時間；在非理想的大氣中，若上升較慢，與環境交換熱量、混合或蒸發的時間也較長，實際冷卻過程便可能偏離理想絕熱結果。

降溫率差異則與氣塊狀態和高度有關。未飽和氣塊在達到凝結高度前依乾絕熱率冷卻；達到飽和後，凝結潛熱使其改依濕絕熱率冷卻。濕絕熱降溫率通常隨溫度、氣壓及水氣含量變化，因此不能把它當成全高度固定常數。