115 高普考高考三級 氣象 天氣學（包括天氣分析與天氣預報） 考古題詳解

核心觀念

本題考察空氣塊越山時的乾絕熱、濕絕熱變化，以及水氣凝結、降水後空氣塊熱力性質的改變。題目指定與外界沒有熱量交換，故空氣塊升降時主要依絕熱膨脹或壓縮改變溫度；凝結與降水則會改變空氣塊所含的水氣量。

位溫定義為

其中 $T$ 為氣溫（K）、$p$ 為氣壓、$p_0$ 為參考氣壓，$R_d$ 為乾空氣氣體常數，$c_p$ 為乾空氣定壓比熱。未飽和空氣塊絕熱升降時，位溫近似守恆；飽和空氣塊沿濕絕熱升降時，水氣凝結會釋放潛熱，因此位溫不再守恆。

混合比 $r$ 是水氣質量與乾空氣質量之比；水氣壓 $e$ 是空氣中水氣的分壓；相對濕度為

其中 $e_s(T)$ 是該溫度下的飽和水氣壓。露點 $T_d$ 是在水氣含量不變時，使空氣達到飽和所需冷卻至的溫度。

解題方法

依空氣塊所處狀態分成三段判斷：

1. 未飽和上升至凝結高度：空氣塊膨脹冷卻，水氣尚未凝結，水氣含量近似不變。
2. 飽和上升並有降水：空氣塊沿濕絕熱冷卻，水氣凝結成雲，部分凝結水以降水離開空氣塊。
3. 越山後背風下降：降水後的空氣塊下沉、壓縮增暖；水氣未重新加入時，依剩餘水氣含量變化。

各階段變化及原因

一、迎風面未飽和上升

核心觀念

本題比較的是兩種成因與熱力性質不同的高壓系統：

• 蒙古高壓是冬季亞洲大陸冷卻形成的冷性大陸高壓，主要屬於冷心、淺薄的地面高壓。
• 太平洋高壓通常指西北太平洋副熱帶高壓，屬於暖心、深厚的高空反氣旋，其維持與下沉氣流有關。

比較垂直結構時，可用氣壓隨高度降低的靜力平衡關係理解：

冷空氣密度較大，在相同氣壓厚度內垂直厚度較小；暖空氣密度較小，等壓面間距較大。因此，冷性蒙古高壓主要集中在低層，暖性的太平洋高壓則可延伸至中、上對流層。

逆溫是氣溫隨高度上升而增加的氣層，亦即在該層內垂直遞減率為負。逆溫會抑制垂直混合，但不同高壓下逆溫的形成位置與機制不同。

解題方法

作答可依「成因與冷暖性質 → 高壓垂直厚度 → 逆溫高度與成因」比較。核心是分辨蒙古高壓的地面冷卻型逆溫，以及太平洋高壓的下沉增溫型逆溫。

蒙古高壓：冷心淺薄，近地面逆溫明顯

冬季蒙古及西伯利亞一帶陸地冷卻強烈，近地層空氣降溫、密度增加，形成冷性大陸高壓。冷空氣主要堆積在地面附近，高壓中心的高壓特徵隨高度迅速減弱；向上常轉為高空低壓或西風槽的影響，故整體屬於垂直發展較淺的高壓。

大陸地表在長夜輻射冷卻下，近地面空氣冷於其上方空氣，容易形成地面逆溫。逆溫底部接近地表，低層大氣穩定，垂直混合受抑制；在冷空氣滯留時，逆溫可較強且持續。蒙古高壓南下影響臺灣時，主要帶來低層冷乾空氣，地面附近的穩定層結也有利於污染物累積。

太平洋高壓：暖心深厚，下沉逆溫位於低層上方

核心觀念

鋒面附近的雲雨，主要由空氣上升、凝結成雲，以及雲中水凝物成長與降落所決定。鋒面本身是水平溫度梯度強的三維斜坡區，不是地面上的一條線；冷暖空氣交會與鋒面生成過程會造成次級環流，使暖濕空氣沿鋒面或鋒面上方上升。若上升足以使空氣達到飽和，便形成雲與降水。

可用下列因果鏈掌握本題：

鋒面雲雨的型態與強度，不能只由地面鋒線判斷；還須考量鋒面垂直結構、環境穩定度、水氣供應、風場及雲微物理過程。

解題方法：由上升機制連結雲雨分布

作答時可先說明鋒面如何產生上升，再依序交代穩定度、水氣與雲微物理如何調整降水強度，最後以暖鋒、冷鋒等典型型態作比較。此架構能同時回答題目要求的「物理機制」與「影響因子」。

一、鋒面與鋒生環流造成抬升

冷暖空氣水平交會、輻合或變形會使水平溫度梯度增強，稱為鋒生。鋒生造成的熱成風失衡會引發次級環流：鋒面暖側常有上升，冷側常有補償性下沉。沿鋒面上升的暖濕空氣冷卻並達飽和後，形成狹長的雲帶與降水帶；若鋒面較寬、上升較緩，雲雨範圍也會較廣。

大尺度上，斜壓波與溫度平流所造成的準地轉強迫也可促使空氣上升；在準地轉診斷中，$Q$ 向量輻合通常對應上升運動。低層輻合、高層輻散，以及高空急流相關環流若與鋒面上升區配合，會加強整層抬升與降水。

二、鋒面斜率與鋒面移動速度決定抬升範圍

暖空氣常沿傾斜鋒面向上爬升。暖鋒通常坡度較緩，暖空氣在地面鋒線前方持續爬升，因此雲雨常分布在鋒前較大範圍，常見層狀雲與較持續的降水。冷鋒坡度通常較陡，冷空氣推進時迫使暖濕空氣較快速上升，降水多較集中在鋒面附近；若暖區不穩定，容易出現積雨雲、陣雨或雷雨。

鋒面移動速度亦會影響降水持續時間與累積量。移動緩慢或滯留鋒容易使降水長時間落在同一地區；快速移動的鋒面則通常使降水帶通過較快。若冷鋒追上暖鋒形成囚錮鋒，降水分布則受囚錮過程與氣旋環流共同影響。

三、環境穩定度與不穩定釋放影響降水強弱及帶狀結構

在穩定層結中，空氣受抬升後多呈緩慢、廣泛的上升，較容易形成層狀雲與連續性降水。若空氣具有條件不穩定，抬升達自由對流高度後可觸發對流，使降水增強並出現較強陣雨或雷雨。

核心觀念

本題要比較三類高空噴流的位置、風向、季節性、主要動力來源及天氣作用。噴流是對流層上部或對流層頂附近狹長的強風帶，具有沿噴流軸向的最大風速核心，並伴隨強烈的水平與垂直風切。

判讀噴流形成時，核心概念是地轉風與熱成風。中高緯度近似地轉平衡時，水平溫度梯度會造成不同高度的地轉風差異：

因此，溫度水平梯度愈強，垂直風切愈大。極鋒附近南北向溫度梯度強，會形成強烈西風；副熱帶噴流則主要與哈德里環流的極向高空流及角動量守恆有關；熱帶東風噴流主要出現在亞洲夏季季風環流中，與高原及季風加熱所建立的高空反氣旋環流有關。

解題方法

依序比較三種噴流的緯度與高度、風向與季節、形成機制、天氣影響。其中極鋒噴流與副熱帶噴流同為西風噴流，須從「鋒區溫度梯度」與「哈德里環流及角動量」區分；東風噴流則以風向及亞洲夏季季風背景辨認。

三種噴流的特性與形成機制

核心觀念

本題考查探空圖中的對流抑制與對流可用位能，以及大氣如何改變環境溫度、濕度或氣塊高度，使對流較容易觸發。

氣塊由近地面上升時，若其溫度低於周遭環境，便具有負浮力，必須克服這段能量障礙才能上升至自由對流高度（LFC）。對流抑制能量（CIN）可表示為：

其中 $B$ 為氣塊浮力；在負浮力區域，$B<0$。CIN 越小，氣塊越容易抵達 LFC。

氣塊抵達 LFC 後，若其浮力為正，便可在浮力作用下持續上升。對流可用位能（CAPE）為正浮力區域的積分：

其中 $z_{\mathrm{EL}}$ 為平衡高度。簡言之，減少 CIN 是降低觸發門檻；增加 CAPE 是增強氣塊一旦觸發後的上升潛力。

解題方法

清晨近地面逆溫使低層氣塊較冷，或使溫度隨高度增加，形成抑制對流的穩定層。作答時可分成兩個方向：一是削弱逆溫或降低氣塊到達 LFC 前的負浮力；二是增加氣塊抵達 LFC 後的正浮力。以下過程可單獨發生，也可共同作用。

減少 CIN 的過程或作用

1. 日間地表加熱，侵蝕近地面逆溫

日出後，地表受太陽輻射加熱，近地面氣層隨之增暖。若加熱足以使近地面氣溫高於上方逆溫層，逆溫便會逐漸減弱，混合層向上發展。氣塊起始溫度提高，與上方環境的溫度差縮小，負浮力區域及 CIN 因而減少。

2. 低層增濕，提高氣塊的濕靜力能

低層水氣增加可提高氣塊的相當位溫；氣塊上升達飽和後，凝結釋放潛熱，使其溫度較高、浮力較大。近地面水氣增加也會降低抬升凝結高度，使氣塊較早進入飽和上升狀態，通常有助於減少 CIN。低層增濕可由暖濕平流、海風、地表蒸發或植被蒸散等作用造成。

3. 水平輻合與大尺度抬升，將氣塊推近 LFC