主題綱要1.氣候概說(一)。2.氣候概說(二)。3.熱帶溼潤氣候和溫帶溼潤氣候。4.季風氣候和乾燥氣候。5.寒帶氣候和高地氣候。第四章氣候第一節

氣候概說(一)◎壹、氣候要素氣候的意義定義範例天氣一個地方在短暫或瞬間時刻內的大氣狀態。「今天是雨天」、「昨天中午很熱」。氣候經過相當長時間（通常是30年以上）的觀測後，可以發現一地的長期天氣變化具有某種規律或特徵，它包括各種大氣狀態的平均值、極端值、變化幅度及長期趨勢。「臺灣的7、8、9三個月是颱風季節」、「基隆多雨，有雨港之稱」。目前科技雖然發達，人類已可在微小範圍的空間內調節氣候，但是仍無法改變大範圍的氣候，所以了解氣候及適應氣候，仍然非常重要。氣候的意義氣候的要素及其影響因子氣候是許多要素的綜合結果，氣候要素常用數據來表示，其中以氣溫、風及降水等要素最重要。造成各項氣候要素有顯著區域差異的原因稱為影響氣候的因子，主要影響氣候的因子有下列六項：一、緯度：低緯度地區太陽終年直射或近乎直射，因而接受的太陽能量多，所以平均氣溫高，中高緯度地區則因為太陽是斜射，因而平均氣溫低。氣候的要素及其影響因子二、水陸的分布：水與陸地是兩種截然不同物質，水的比熱、熱傳導和熱容量等都比陸地大。因此相同的太陽能量加在水和陸地之上，結果造成水溫上升小而且緩慢；但在陸地上則是增溫大而且迅速。反之，陸地散熱及降溫亦比水快。因此靠近海洋的地方，氣候變化比內陸小，所以海洋有調節氣候的功能。氣候的要素及其影響因子三、風：盛行風可輸送水汽，因此迎風坡面溼潤多雨，背風坡面乾燥少雨。四、地形：在地形中，以高度和坡向對氣候影響最大。通常在靜止大氣中，氣溫是隨著高度的增高而遞減。在迎風坡面，降雨量是隨著高度的增高而增加，但在大多數地區，高度超過2,000公尺後，降雨量已無明顯再增加趨勢，甚至反而還會減少。氣候的要素及其影響因子五、洋流：通常暖流經過的地區比較溫暖，寒流經過的地區比較涼冷。六、植被：地表若為森林覆蓋，則森林內比較溼潤，而且氣溫變化小。沙漠地區的年、日溫差非常大即是因為缺乏植物所致。◎貳、太陽輻射與氣溫太陽一直向宇宙各個方向輻射能量，太陽能量是地球上所有氣候現象和生物現象的最根本能源。到達地球的太陽輻射波長相當短；地球吸收了太陽輻射後，會再發射出地球輻射，其波長相當長。因此太陽輻射是短波輻射，地球輻射是長波輻射。太陽輻射紫外輻射可見光短波紅外輻射熱紅外輻射太陽到地球進入短波輻射地球到太空外出長波輻射氣溫是大氣溫度的簡稱。自地面至高空，氣溫的變化極大，因此訂定氣溫為百葉箱中距離地面1.5公尺高的溫度計（表）所量測的溫度。日均溫：一地的氣溫從早到晚均不相同，通常將一天中各個時間觀測的氣溫相加，再平均的值。月均溫：將一個月中每日的日均溫相加，再平均之值。年均溫：將一年各月的月均溫相加，再平均之值。若將一地歷年各月（各年）的月均溫（年均溫）再平均，即可得到當地的各月平均溫度（年平均溫度）。氣溫日溫差：一天之中，若將其最高氣溫減去最低氣溫。月溫差：將一月中的最高氣溫減去最低氣溫。年溫差：將一年中的最高氣溫減去最低氣溫。在一地歷年氣溫觀測資料中，分別有一最高和最低的氣溫觀測值，這也是該地的氣溫最高和最低記錄，分別稱為該地的絕對最高溫度和絕對最低溫度。氣溫就全球而言，絕對最高溫度出現於北非之的黎波里(Tripoli)南方的阿夕西亞(ElAzizia)，為57.8°C(1922年9月13日)；絕對最低溫度出現於南極的伏斯托克(Vostok)站，為-88.3°C(1960年

8月24日)。全球年平均溫差最大的地方是西伯利亞的維科揚斯克(Verkhoyansk)，為62.3°C。臺灣的絕對最高溫出現於臺東，為39.7°C(1988年5月7日)；其絕對最低溫出現於玉山，為-18.4°C(1970年1月31日)。氣溫氣溫的垂直變化與地理分布在正常情況下，大氣對流層中的溫度是隨著高度的增高而遞減。逆溫：有些時候，一地的溫度卻是隨著高度的增高而遞增。這種反常現象稱為地表逆溫形成的原因主要有二：一、地面輻射旺盛，使得地面溫度快速冷卻。二、有冷的空氣平流侵入。垂直變化氣溫的垂直變化與地理分布等溫線：地表各地的日（月、年）均溫有很大差異。在同一時間內，將地表各地氣溫相同的各個地點連接起來的曲線。地理分布氣溫的垂直變化與地理分布七月氣溫的垂直變化與地理分布一、全球等溫線大致為東—西方向排列，其氣溫由赤道向兩極遞減。二、全球溫度出現最低的地方都在大陸上，如1月出現在歐亞大陸及北美大陸；7月出現在南極大陸。三、赤道地區，尤其在海洋上，年溫差甚小；但是在中高緯度地區，特別是在大陸上，年溫差非常大。四、高山和高原地區的溫度比周圍地區低，例如青藏高原及安地斯山脈等。分布特徵◎參、氣候分類與氣候變遷氣候分類主要參考氣溫和降雨量兩個氣候要素。以氣溫為指標，地球的氣候可分為熱帶、溫帶和寒帶三大類。若再加入降雨量及地形要素，全球氣候可分為熱帶溼潤氣候、溫帶溼潤氣候、季風氣候、乾燥氣候、寒帶氣候及高地氣候六大類型。氣候分類最近一百年來，由於工業的發達、人口的成長及大量化石燃料的燃燒，已使得大氣中的二氧化碳、甲烷等氣體迅速增加，這些氣體會吸收地球的長波輻射，因而加強了大氣的保溫效應，溫度隨著上升，這種現象稱為全球增溫。全球的平均氣溫在過去一百年間，已上升了0.6～0.7°C。目前大氣的臭氧層中的臭氧量正在急遽減少，這主要是受到人造的氟氯碳化物（chloroflorocarbons，簡稱為CFCs）的影響，為保護臭氧層，國際上已訂定公約禁止再使用氟氯碳化物。氣候變遷第二節氣候概說(二)◎壹、氣壓與風系氣壓：空氣是可壓縮物質，由於受到重力的影響，因而產生壓力，稱為大氣壓力。測量氣壓的單位原來為毫巴（簡寫為mb），目前科學界重新規定氣壓的單位為帕（Pascal，簡寫為Pa），1毫巴相當於100帕，因此1毫巴即為1百帕(hPa)。氣壓等壓線：地表任一地點的氣壓時時不同。即使在同一地點，氣壓還會隨著高度而遞減。在同一時刻，若將地表相同氣壓的各個地點連結起來之曲線。氣壓一月等壓線在等壓線圖中，有的地方等壓線相當密集，但有的地方卻相當稀疏。等壓線的疏密程度稱為氣壓梯度(pressuregradient)，等壓線愈密表示氣壓梯度愈大。氣壓七月等壓線兩地之間若氣壓不同，則兩地之間的空氣就會產生流動。空氣在地表面上的流動稱為風(wind)，風是由高壓區域吹向低壓地方。地理學的定義因為地球有自轉作用，所以空氣在地表流動時，會產生偏轉作用。在北（南）半球，當風吹向目的地時會向右（左）偏轉，這種偏轉現象稱為柯氏效應。氣旋與反氣旋在低壓中心，四周空氣是向低壓中心輻合，當空氣在流向低壓中心時，因為受到柯氏效應的影響，因而在北半球產生逆時針方向的向中心旋轉氣流；在南半球則產生順時針方向之向中心旋轉氣流。這種向低壓中心旋轉之氣流稱為氣旋。氣旋與反氣旋在高壓中心，空氣是由高壓中心向外輻散。空氣在向外輻散時，同樣受到柯氏效應的影響，在北（南）半球即造成由中心向外的順（逆）時針方向旋轉氣流。這種由高壓中心向外的旋轉氣流，其流向與氣旋之流向相反，所以稱為反氣旋。氣旋與反氣旋風系風系成因範圍風向例子全球風（行星風系）地球日照公、自轉運動全球性範圍大固定間熱帶輻合帶、副熱帶無風帶、信風帶、西風帶、極地東風帶、極地氣旋帶地方風系海陸分布地形區域性範圍小有變化季風、焚風、海陸風、山谷風、落山風地表的風可分為兩大類：即全球風與地方風。一、全球風：全球風又稱為行星風，它以全球為範圍，風向一定，主要是受到太陽照射的影響而形成的。風系副熱帶高壓帶極地爆發西風西風東北信風赤道無風帶間熱帶輻合區哈德雷環流胞副熱帶高壓帶東南信風極地高壓極地東風高壓高壓高壓高壓低壓哈德雷環流胞行星風系名稱分布成因特徵間熱帶輻合帶（赤道無風帶）簡稱I.T.C.Z.赤道附近太陽經常直射，氣溫高，氣流上升旺盛常平靜無風或吹不定向的微風信風帶低緯區由副熱帶沈降氣流向赤道方向吹動北半球為東北信風；南半球為東南信風副熱帶無風帶（馬緯度無風帶）南北緯30度附近赤道上升氣流，在對流層上部向兩極移動，逐漸冷卻而在30度附近下沈常平靜無風或吹不定向的微風名稱分布成因特徵西風帶中緯度由副熱帶沈降氣流向極圈吹動北半球由西南風向較高緯偏為西風；南半球由西北風向較高緯偏為西風極地氣旋帶極圈附近極地東風和盛行西風交會而成為溫帶氣旋，風力強大，天氣多變化極地東風帶南北極區極地日照少，氣溫低，以及大氣環流在此下沈，產生高壓，向極圈吹動北極區吹東北風；南極區吹東南風，至極圈附近均偏為東風二、地方風：地方風是區域性風，它主要是受到海陸分布與局部地形的影響而生成的。風系低氣壓高氣壓晝間夜間低氣壓高氣壓(一)山風與谷風：在山區，白晝時間山坡地向陽面接受的熱量多，造成暖空氣上升，因而使得下側谷地冷空氣吹向山頭，形成谷風。反之，在夜間時刻，坡面上因為地面輻射強，因而空氣冷，密度大，造成空氣向下側谷地吹送，形成山風。風系(二)焚風：風若越山而過時，在迎風坡面係被迫上升，因為空氣有水汽凝結現象，因而其氣溫下降幅度較小。俟這團空氣翻過山嶺之後，因為空氣已變得相當乾燥，而且在背風側又為下沈氣流，因而氣溫上升幅度大。這種高溫且乾燥氣流，其蒸發作用大，常使經過地區之草木植物枯萎，甚至引起森林火災，故稱其為焚風。在北美落磯山東麓，焚風又稱為欽諾克風

(chinook)。在臺灣

臺東地區就常出現焚風現象，例如民國77年5月7日，臺東即因焚風而出現絕對最高溫度記錄。◎貳、降水大氣中含有水汽。在一定溫度下，空氣所含水汽有一最大容量，達到此最大水汽容量稱為飽和。在一般情形下，空氣中的水汽達到飽和，即會產生凝結，這時水汽即會轉變成水滴或冰晶。水滴或冰晶飄浮在空中即成雲。當水滴或冰晶再經過某些物理過程後，會形成較大水滴，最後空氣浮力終於無法再負荷其水滴，水滴即會降落地表，形成降水。降水的生成降水有固態和液態兩種型式。固態的降水主要有雪、雹、霰等；液態的降水主要有雨、毛雨和凍雨等。就全球降水量而言，尤其是在中低緯度地區，是以降雨最為重要。測量降雨的儀器是雨量器(raingauge)，其單位是公分(cm)或公釐(mm)。降水的生成降水的分類種類發生地區成因特點舉例一、對流雨熱帶及溫帶夏季太陽輻射旺盛；水汽蒸發強烈；氣流猛烈上升強度大、雨時短、雨區小；以雷雨、陣雨方式出現熱帶夏日午後的雷陣雨二、地形雨潮溼氣流的迎風坡溼氣沿山坡上升，水汽凝結降雨迎風坡降水豐富，背風坡乾燥少雨基隆（迎東北季風）降水的分類種類發生地區成因特點舉例三、鋒面雨冷暖氣團相遇處暖氣沿鋒面緩升（因暖氣密度小）雨時長、雨區廣每年5、6月的臺灣和6、7月長江中下游的梅雨四、颱風雨熱帶赤道附近之輻合區熱帶氣旋輻合作用，而使周圍大量溼潤空氣向颱風中心輻合上升形成的降雨結構完整時風強雨大臺灣地區每年7、8、9

三個月多颱風，因而颱風常帶來豪雨降雨特性主要包括雨量多寡、降雨強度和雨量變率等。雨量多寡主要是指年雨量而言，通常年平均雨量超過1,500公釐即屬多雨區，少於400公釐即為乾燥區。臺灣地區的年平均雨量為2,500公釐，應屬多雨區。降雨強度是指單位時間內的降雨量，如時降雨量或日降雨量等。降雨的特性與分布溼潤氣候區的雨量變率小，乾燥氣候區的雨量變率大。降雨的特性與分布雨量變率雨量變率=|某年雨量-年平均雨量|年平均雨量×100%一、全球最潮溼的地區位在熱帶地區。二、全球最顯著的乾燥地區都位在副熱帶區域中大陸的西側。三、中緯度有廣大的乾燥地區，包括中亞、我國蒙、新地區、美國西部及南美東部等。四、高緯度地區降雨量都非常少。降雨的特性與分布第三節

熱帶溼潤和溫帶溼潤氣候◎壹、熱帶溼潤氣候分布於南北回歸線之間的熱帶地區，因為緯度低，太陽輻射強，因此終年高溫，年雨量亦多，所以為熱帶溼潤氣候。不過各地雨量仍是多寡不一，而且季節分配也不相同，因此可將其再分為多雨的熱帶雨林氣候和乾溼季節分明的熱帶莽原氣候兩型。分布在赤道南北兩側，大約可達南北緯10度地方，主要包括南美亞馬孫盆地、非洲剛果盆地及亞洲東南亞之馬來半島和東印度群島等地。熱帶雨林氣候氣候的特徵氣溫一、終年高溫。二、每月平均溫度均在18°C以上。三、年溫差小。例如剛果民主共和國之柯奎哈維的年平均溫為24°C，年溫差為1°C。熱帶雨林氣候氣候的特徵雨量一、大約年雨量超過1,500公釐。二、各月有雨而且均超過60公釐。三、無乾季。四、降雨以對流雨為主由於降雨多，故不會感到酷熱。每日黃昏時刻，雲消雨止，碧空如洗，是一日最舒適時刻。熱帶雨林氣候熱帶雨林氣候-植被熱帶雨林氣候-樹根分布在南北緯10度至南北回歸線之間，主要包括中美洲的西岸、南美洲的巴西高原及東非等地。氣候的特徵氣溫一、終年高溫。二、每月平均溫度在18°C以上。三、其年溫差比熱帶雨林氣候大，在3°C以上，甚至可達10°C。年溫差較大的原因主要與太陽在天頂的位置有關。熱帶莽原氣候氣候的特徵雨量一、雨量在700公釐與1,500公釐之間二、降雨的分配已明顯集中於雨季，雨季的長短與距離赤道遠近有關。三、最靠近赤道的地方，乾季可長達4個月，但是在距赤道最遠的地方，乾季可長達半年。四、降雨變率大，這也就是說本區的降雨年際變化大，可能是一年多雨，而另一年卻少雨。熱帶莽原氣候熱帶莽原氣候◎貳、溫帶溼潤氣候分布於緯度30度至60度之間的中緯度地區，由於日照適中，氣候比較溫和，雨量亦多，所以為溫帶溼潤氣候。由於其降雨量的多寡和季節分配的差異，可再分為溫帶海洋性氣候(temperatemarineclimate)、溫帶大陸性氣候(temperatecontinentalclimate)和地中海型氣候(Mediterraneanclimate)三型。分布於南北緯度40度至60度之間的大陸西海岸地區，主要包括歐洲西班牙北部至挪威之北大西洋沿岸地區、北美加拿大的太平洋沿岸、南美的智利南部太平洋沿岸及紐西蘭等地。溫帶海洋性氣候氣候的特徵一、冬季不冷，夏季亦不熱。二、終年面臨盛行西風，水汽來自海洋，氣旋非常頻繁，因此年雨量較豐，超過500公釐。三、局部地形的影響下，有些地方可達2,000公釐以上。★本區的年溫差比同緯度之內陸和大陸東岸地區小得多，因此本區的氣候特徵是溫和溼潤。溫帶海洋性氣候分布於中高緯度大陸之中部到東部的廣大內陸地區，主要包括北美落磯山以東的廣大內陸一直到東部大西洋岸、中歐以東一直到西伯利亞的南部。南半球則因為陸地面積小，大陸性氣候不明顯。溫帶大陸性氣候美國-新罕布夏州-溫帶落葉林氣候的特徵一、冬季因為在大陸高壓控制下，故氣溫甚低，其最北部的溫度甚至可降到-40°C。二、夏季的溫度通常在15°C以上。三、年溫差非常大。四、雨量主要集中於夏季，年平均雨量在350公釐與700公釐之間。溫帶大陸性氣候分布於南北緯30度至40度之間的大陸西岸，其氣候以環地中海地區最具代表性，因而稱為溫帶地中海型氣候。主要包括環地中海地區、非洲西南端、北美

美國加州、南美智利中部及澳洲西南部等地。溫帶地中海型氣候溫帶地中海型氣候夏乾冬溼一、盛行風帶的移動：以北半球而言，夏季因為日射北移，本區為副熱帶高壓所籠罩，屬下沈氣流，因而少雨；但是在冬季，由於日射南移，西風帶亦隨著南移，因而本區進入西風帶內，故多雨。二、涼流的影響：本氣候區的沿岸地區均有涼流流經，例如智利外海有洪保德寒流（或秘魯洋流）、美國加州外海有加州涼流等。夏季時，因為海上空氣受涼流影響，其溫度較低，形成下涼上熱的穩定狀態，不易產生對流作用，故少雨。但是冬季時，由於陸地散熱快，其溫度比海面低，因而空氣趨於不穩定，故較易降雨。溫帶地中海型氣候夏乾冬溼氣候的特徵一、冬季平均溫度為5°C至10°C。二、夏季平均溫度為20°C至27°C。三、年溫差不大。四、年雨量在350公釐至900公釐之間。基本而言，地中海型氣候是海洋性氣候和大陸性氣候與熱帶乾燥氣候之間的過渡性氣候。溫帶地中海型氣候第四節

季風氣候和乾燥氣候◎壹、季風氣候凡是大範圍地區的地面盛行風風向隨季節有顯著改變的現象即稱為季風。世界季風區主要包括亞洲東部和南部、東非的索馬利亞、西非的幾內亞灣附近沿岸及澳洲北部等地。季風的成因與範圍海陸夏季高氣壓低氣壓冬季高氣壓低氣壓其中又以亞洲東部和南部最具代表性，因此由韓國、日本、我國的東半部、中南半島一直到印度半島，這整個區域稱為季風亞洲。季風的成因與範圍東亞在冬季時期，大陸的氣溫比同緯度的海洋低，其氣壓比海洋上高，因而造成冬季季風是由陸吹向海。東亞季風在夏季時期，夏季季風是由海吹向陸。東亞季風季風主要是由於行星風帶的移動而形成的。冬季時，印度係位於北半球的信風帶，盛行東北風，因而雨量少，為印度的乾旱季節。夏季時，由於熱赤道北移，赤道輻合帶位於印度，這時印度處於南半球的信風帶控制之下，南半球的東南信風在跨越赤道後即改變為西南氣流，因而帶來豐沛降雨。印度季風◎貳、乾燥氣候乾燥氣候是指一地的年降水量少於年蒸發量的氣候。根據乾燥的程度，可再分為非常乾燥的沙漠氣候(desertclimate)和半乾燥的草原氣候(steppeclimate)。根據緯度高低，又可分為熱帶沙漠和溫帶沙漠兩種類型。分布：南、北緯20到30°之間成因：一、副熱帶高氣壓所籠罩，因為空氣下沈增溫。二、位在信風帶的背風坡，水汽不易進入。三、沿海有涼冷的洋流經過。沙漠氣候一、熱帶沙漠特徵：一、晝間因日照強烈，氣溫甚高；夜間則因天空無雲，地表盡皆沙石。二、散熱極快，氣溫迅速下降，其日溫差可達30°C。三、熱帶沙漠地區因為緯度低，冬季不冷，年溫差較小，約為20°C。沙漠氣候一、熱帶沙漠分布：緯度30度至50度之間。成因：一、深處於大陸內部，距海遙遠，水汽不易進入，如中亞的沙漠。二、四周有高大的山脈屏障，空氣進入後變為下沈氣流，因而水汽缺乏，如新疆的大戈壁。三、位居盛行西風帶的背風側，如美國西部內陸的沙漠。沙漠氣候二、溫帶沙漠特徵：溫帶沙漠的年、日溫差大，例如新疆吐魯番的最大日溫差達攝氏50度，年溫差亦近攝氏44度。溫帶沙漠的降雨亦少，如中亞的謀夫(Merv)年雨量為187公釐，和闐為25公釐。沙漠氣候二、溫帶沙漠沙漠邊緣之樹林草原氣候又稱為半乾燥氣候或半沙漠氣候，它是沙漠氣候與溼潤氣候之間的過渡性氣候。草原氣候的降雨量比沙漠多，但比溼潤氣候區少。草原氣候日溫差與年溫差均比沙漠小，但比溼潤氣候區大。由於其降雨量不多，集中於夏季，且降雨變率大，加上蒸發量又大，因而僅能生長草類。草原氣候區是環境相當敏感的地區，目前有些草原區已遭開發，其土地有沙漠化的趨勢。草原氣候溫帶草原第五節

寒帶氣候和高地氣候◎壹、寒帶氣候在緯度甚高的極地地區，氣候非常寒冷，即使夏季最暖月的平均溫度亦在10°C以下，這種氣候稱為寒帶氣候。不同地區的寒帶氣候差異仍然相當大，主要原因與水陸性質有關。北極地區以北極海為中心；南極地區以南極大陸為中心，而且南極大陸又是高原，因此南極地區的氣候比北極地區更為酷寒。寒帶氣候的範圍與類型最暖月氣溫寒帶氣候根據其最暖月的平均溫度差異，又可分為苔原氣候和冰冠氣候兩大類。苔原氣候的最暖月平均溫度在0°C與10°C之間，而冰冠氣候的最暖月平均溫度在0°C以下。在寒帶氣候區中，因為終年溫度低，所以由地面至地下相當深的地方一直都是凍結的狀態，這種現象稱為永凍層。寒帶氣候的範圍與類型10°C0°C寒帶針葉林苔原氣候冰冠氣候苔原氣候主要位在北半球，大致分布於55°N至75°N之間，也就是在加拿大北部、阿拉斯加北部及臨近北極海的歐亞大陸北部。這個地區的冬季寒冷而且漫長，只有在夏季最暖月的平均溫度可上升至0°C