108 年 國立臺灣大學大氣系碩士班甲組《氣候學》

此題考查太陽輻射在大氣中的吸收比例。太陽輻射抵達大氣頂部後，一部分會被大氣中的氣體（如臭氧、水氣）和懸浮粒子吸收，一

此題考查太陽輻射在地表被吸收的比例。太陽輻射穿透大氣層後，會抵達地表。

此題考查地表吸收的太陽輻射中，有多少比例用於蒸發水。地表吸收的太陽輻射一部分用於加熱地表本身（感熱通量），一部分用於改變水的相態（潛熱通量），即蒸發。

此題考查一天平均的太陽輻射量（日照量）在何處、何時最大。日照量的大小主要取決於太陽高度角和晝長。太陽高度角在低緯度地區較高，但日照量也受地球繞日軌道和地軸傾斜影響。
(A) 赤道在春分／秋分時，太陽直射赤道，日照量高，但不是最高。
(B) 赤道在 1 月 5 日，此時太陽直射點在南半球，赤道日照量不如太陽直射點附近。
(C) 南極點在 12 月 21 日（夏至），太陽直射南回歸線，此時南極地區是極晝，太陽高度角雖然不高，但晝長極長，日照量高。
(D) 北極點在 6 月 21 日（冬至），此時太陽直射北回歸線，北極地區是極晝，太陽高度角雖然不高，但晝長極長，日照量高。

此題考查對流層的能量平衡。對流層的能量交換主要涉及太陽輻射的吸收、地表長波輻射的吸收與發射、以及大氣自身的輻射過程。
(A) 臭氧主要吸收紫外線，對對流層的加熱貢獻不大；水氣是重要的長波輻射吸收體和發射體。
(B) 同(A)，臭氧對對流層加熱貢獻不大。
(C) 水氣凝結（如雲的形成）會釋放潛熱，這是一個重要的加熱過程。水氣同時也是強的長波輻射吸收體和發射體，它會從地表吸收長波輻射並向外輻射，進而影響對流層的溫度。
(D) 水氣確實會吸收太陽輻射，但臭氧吸收紫外線對平流層影響更大。水氣吸收太陽輻射對對流層的加熱作用不如凝結潛熱和長波輻射交換顯著。
對流層的能量平衡，最主要的加熱來源是地表長波輻射的吸收以及水氣凝結釋放的潛熱；而主要的冷卻來源是水氣和二氧化碳等溫室氣體的長波輻射向外散逸。選項 (C) 描述了水氣凝結的加熱和水氣長波輻射的冷卻，這兩者都是對流層能量平衡中的重要項。然而，更精確地說，對流層的加熱主要來自地表長波輻射的吸收以及水氣凝結釋放的潛熱，而冷卻則來自大氣向外輻射長波輻射。在選項中，(C) 提到了「heating by condensation of water」和「cooling by longwave emission from water vapor」，這兩個都是對流層的重要能量交換過程。
嚴格來說，對流層的能量平衡主要由以下幾個項構成：

1. 地表吸收太陽輻射的加熱。
2. 大氣吸收太陽輻射的加熱。
3. 水氣凝結釋放潛熱的加熱。
4. 地表向外輻射長波輻射，大氣吸收的加熱。
5. 大氣向外輻射長波輻射的冷卻。
6. 感熱通量（地表加熱大氣）。

此題考查一個簡化的輻射傳輸模型，用以解釋溫室效應。模型包含一個地表和兩個大氣層，並假設了特定的輻射傳輸特性。

核心觀念： 能量守恆、輻射傳輸、簡化輻射模型、溫室效應。

(a) 能量平衡方程式

我們需要針對「頂部大氣 (TOA)」、「地表 (Surface)」、「大氣層 A (Layer A)」和「大氣層 B (Layer B)」寫出能量平衡方程式。假設系統處於穩態，則進入系統的總能量等於離開系統的總能量。

假設條件：

• 大氣對短波太陽輻射完全透明。
• 大氣對長波地表輻射完全不透明（吸收並再輻射）。
• 行星反照率為零（所有入射太陽輻射都被吸收或穿透）。
• 太陽輻射輸入為 $S_0/4$。
• 所有吸收的能量最終都會以長波輻射的形式輻射出去。

1. 頂部大氣 (Top of Atmosphere, TOA)
進入 TOA 的能量是太陽輻射 $S_0/4$。
離開 TOA 的能量是輻射到太空的能量。在這個簡化模型中，大氣層 A 輻射到太空的能量是 $\sigma T_a^4$。
因此，TOA 的能量平衡為：
$\frac{S_0}{4} = \sigma T_a^4$

2. 地表 (Surface)
進入地表的能量有兩部分：

• 穿透大氣層的太陽輻射：$S_0/4$。
• 大氣層 B 向下輻射的長波輻射：$\sigma T_b^4$。
  離開地表的能量是：
• 地表向外輻射的長波輻射：$\sigma T_s^4$。
  因此，地表的能量平衡為：
  $\frac{S_0}{4} + \sigma T_b^4 = \sigma T_s^4$

3. 大氣層 B (Atmospheric Layer B)
進入大氣層 B 的能量有兩部分：

• 大氣層 A 向下輻射的長波輻射：$\sigma T_a^4$。
• 地表向上輻射的長波輻射：$\sigma T_s^4$。
  離開大氣層 B 的能量是：
• 大氣層 B 向上輻射到大氣層 A 的能量：$\sigma T_b^4$。
• 大氣層 B 向下輻射到地表的能量：$\sigma T_b^4$。（因為大氣層 B 對長波輻射完全不透明，它吸收了進入的輻射，並將其平均分配向上和向下輻射。）
  因此，大氣層 B 的能量平衡為：
  $\sigma T_a^4 + \sigma T_s^4 = 2 \sigma T_b^4$

4. 大氣層 A (Atmospheric Layer A)
進入大氣層 A 的能量是：

• 大氣層 B 向上輻射的長波輻射：$\sigma T_b^4$。
  離開大氣層 A 的能量是：
• 大氣層 A 輻射到太空的能量：$\sigma T_a^4$。
• 大氣層 A 向下輻射到大氣層 B 的能量：$\sigma T_a^4$。（類似 B 層，A 層也將其吸收的能量平均分配向上和向下輻射。）
  因此，大氣層 A 的能量平衡為：
  $\sigma T_b^4 = 2 \sigma T_a^4$

總結能量平衡方程式：

• TOA: $\frac{S_0}{4} = \sigma T_a^4$
• Surface: $\frac{S_0}{4} + \sigma T_b^4 = \sigma T_s^4$
• Layer B: $\sigma T_a^4 + \sigma T_s^4 = 2 \sigma T_b^4$
• Layer A: $\sigma T_b^4 = 2 \sigma T_a^4$

【答案】
TOA: $\frac{S_0}{4} = \sigma T_a^4$
Surface: $\frac{S_0}{4} + \sigma T_b^4 = \sigma T_s^4$
Layer A: $\sigma T_b^4 = 2 \sigma T_a^4$
Layer B: $\sigma T_a^4 + \sigma T_s^4 = 2 \sigma T_b^4$

(b) 為什麼要將太陽常數 $S_0$ 除以 4？

太陽常數 $S_0$ 是地球在距離太陽平均距離時，垂直於太陽光線的單位面積上接收到的太陽輻射功率，其值約為 $1367 \, \text{W/m}^2$。
然而，地球是一個球體，它接收太陽輻射的總面積是其截面積，即 $\pi R^2$，其中 $R$ 是地球的半徑。
但是，地球的總表面積是 $4\pi R^2$。
由於地球不斷自轉，太陽光線照射到地球的總輻射功率是 $S_0 \times (\pi R^2)$。

此題考查全球暖化對對流層自由對流層（free troposphere）垂直溫度遞減率（lapse rate）的影響，以及此變化對氣候敏感度的回饋效應。

核心觀念： 垂直溫度遞減率、飽和水氣絕熱遞減率、全球暖化、氣候敏感度、輻射回饋。

(a) 全球暖化對自由對流層垂直溫度遞減率的影響

全球暖化主要由溫室氣體濃度增加引起，這會導致地表和對流層低層溫度升高。
自由對流層的垂直溫度遞減率（Lapse Rate, LR）通常指的是實際溫度遞減率 ($-\frac{dT}{dz}$) 或絕熱遞減率。題目提到「above the boundary layer is approximately equal to the saturated adiabatic lapse rate (SALR)」，這暗示我們需要考慮水氣含量對遞減率的影響。

影響因素：

1. 水氣含量增加： 隨著全球暖化，氣溫升高，大氣能夠容納更多水氣（根據克勞修斯-克拉伯龍方程，飽和水氣壓隨溫度升高而指數級增加）。自由對流層的水氣含量預計會增加。

2. 飽和水氣絕熱遞減率 (SALR)： SALR 的計算公式為：
   $\text{SALR} = -\frac{dT}{dz} \approx g \frac{1 + \frac{L w_s}{R_d T}}{c_p + \frac{L^2 w_s}{R_T T^2}}$
   其中 $g$ 是重力加速度，$L$ 是水氣的潛熱，$w_s$ 是飽和水氣混合比，$R_d$ 是乾空氣的氣體常數，$c_p$ 是定壓比熱，$T$ 是溫度。
   從公式可以看出，$w_s$ 是隨溫度指數級增加的關鍵項。當溫度 $T$ 升高時，$w_s$ 顯著增加。
   分母中的 $c_p$ 是常數，而 $\frac{L^2 w_s}{R_T T^2}$ 這一項會隨著 $w_s$ 的增加而增加。
   分子中的 $1$ 是常數，而 $\frac{L w_s}{R_d T}$ 這一項也會隨著 $w_s$ 的增加而增加。
   總體而言，當 $T$ 升高，導致 $w_s$ 顯著增加時，SALR 的絕對值會減小，也就是說，SALR 會變得「更平緩」（less negative）。
   例如，在 250K 時，SALR 約為 -7.5 K/km；在 300K 時，SALR 約為 -5.5 K/km。

3. 自由對流層的加熱/冷卻： 全球暖化主要加熱地表和對流層低層。對流層高層的溫度變化較為複雜，可能受到輻射過程、對流輸送等影響。但普遍預期，由於水氣含量增加，大氣吸收和釋放長波輻射的能力增強，可能會影響高層溫度。

結論：
隨著全球暖化，自由對流層的平均溫度升高，但更關鍵的是，水氣含量增加，導致飽和水氣絕熱遞減率 (SALR) 的絕對值減小，即遞減率變得更平緩。因此，預計自由對流層的垂直溫度遞減率會減小（變得更平緩，例如從 -6.5 K/km 變為 -5.5 K/km）。

【原因】全球暖化導致大氣溫度升高，根據克勞修斯-克拉伯龍方程，大氣能容納更多的水氣。水氣含量增加會使得飽和水氣絕熱遞減率 (SALR) 的絕對值減小，即溫度隨高度降低的速率變慢。

【答案】全球暖化預計會導致自由對流層的垂直溫度遞減率減小（變得更平緩）。這是因為氣溫升高會增加大氣中的水氣含量，而水氣含量增加會降低飽和水氣絕熱遞減率的絕對值。

(b) 垂直溫度遞減率變化對氣候敏感度的回饋效應

此題考查角動量守恆定律在緯度變化時的應用，特別是科氏力對氣流運動的影響。

核心觀念： 角動量守恆、科氏力、絕對角動量、相對角動量。

物理原理：
物體在旋轉參考系中運動時，其角動量守恆。對於一個從赤道移動到其他緯度的空氣團，其絕對角動量守恆。
絕對角動量 (Absolute Angular Momentum, AAM) 包括地球自轉提供的角動量和空氣團相對於地球自轉的相對運動產生的角動量。
AAM $=$ (地球自轉角動量) $+$ (相對角動量)

考慮一個在地球表面移動的空氣團。其離地軸的距離為 $r = R \cos\phi$，其中 $R$ 是地球半徑，$\phi$ 是緯度。
地球自轉的角速度為 $\Omega$。
在赤道（$\phi = 0^\circ$），空氣團最初相對於地表靜止。此時，其絕對角動量主要由地球自轉貢獻，且離地軸距離最大。
絕對角動量 $AAM = r^2 \Omega + \text{relative velocity} \times r$。
在赤道，空氣團相對於地表靜止，所以相對速度為 0。其離地軸的距離是 $r_{eq} = R \cos(0^\circ) = R$。
因此，在赤道處的絕對角動量為：
$AAM_{eq} = (R)^2 \Omega + 0 = R^2 \Omega$

當空氣團移動到南緯 30 度（$\phi = -30^\circ$），其離地軸的距離變為 $r_{30S} = R \cos(-30^\circ) = R \frac{\sqrt{3}}{2}$。
設在 30S 處，空氣團相對於地表的緯向速度（zonal velocity）為 $v_{zonal}$。
則在 30S 處的絕對角動量為：
$AAM_{30S} = (r_{30S})^2 \Omega + v_{zonal} \times r_{30S}$
$AAM_{30S} = \left(R \frac{\sqrt{3}}{2}\right)^2 \Omega + v_{zonal} \times \left(R \frac{\sqrt{3}}{2}\right)$
$AAM_{30S} = \frac{3}{4} R^2 \Omega + v_{zonal} R \frac{\sqrt{3}}{2}$

根據角動量守恆， $AAM_{eq} = AAM_{30S}$：
$R^2 \Omega = \frac{3}{4} R^2 \Omega + v_{zonal} R \frac{\sqrt{3}}{2}$

現在解出 $v_{zonal}$：
$R^2 \Omega - \frac{3}{4} R^2 \Omega = v_{zonal} R \frac{\sqrt{3}}{2}$
$\frac{1}{4} R^2 \Omega = v_{zonal} R \frac{\sqrt{3}}{2}$
$v_{zonal} = \frac{\frac{1}{4} R^2 \Omega}{R \frac{\sqrt{3}}{2}} = \frac{1}{4} R \Omega \times \frac{2}{\sqrt{3}}$
$v_{zonal} = \frac{1}{2\sqrt{3}} R \Omega$

代入數值：$R = 6.37 \times 10^6 \, \text{m}$, $\Omega = 7.292 \times 10^{-5} \, \text{rad/s}$

此題考查地球相似行星逆向自轉（自西向東）時，其大氣環流（經向環流和緯向風）的特徵。

核心觀念： 科氏力、行星風系、經向環流、緯向風、逆向自轉。

地球的行星風系（順向自轉，自東向西）：
在地球上，由於科氏力（受地球自轉方向影響），中緯度地區的盛行風是西風，低緯度地區是信風（東風）。經向環流（Hadley Cell, Ferrel Cell, Polar Cell）的建立也與科氏力作用有關。

• Hadley Cell： 赤道低壓帶，向副熱帶高壓帶（約 30 度）輸送空氣，上升後向極地方向高空輻散，在高空受科氏力作用轉為西風，然後在副熱帶下沉，形成副熱帶高壓。在北半球，副熱帶高壓的空氣在地面形成偏北的東北信風；在南半球，形成偏南的東南信風。
• Ferrel Cell： 中緯度地區，由西風帶主導，空氣從副熱帶高壓向極地低壓帶輸送。
• Polar Cell： 極地低壓帶，空氣向赤道方向輸送，在高空受科氏力作用轉為西風。

行星逆向自轉（自西向東旋轉）：
如果行星自轉方向相反（從西向東），那麼科氏力的方向也會相反。
科氏力公式：$\mathbf{F}_c = -2m (\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v})$
其中 $\mathbf{\Omega}$ 是行星自轉角速度矢量（指向自轉軸北極），$\mathbf{v}$ 是物體相對於行星的運動速度。

在地球上（順向自轉，自東向西），$\Omega$ 是指向北極。

• 在北半球，向東運動的物體 ($\mathbf{v}$ 向東)，$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 向右，科氏力向右偏。
• 在南半球，向東運動的物體 ($\mathbf{v}$ 向東)，$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 向左，科氏力向左偏。

在逆向自轉的行星上（自西向東），$\Omega$ 仍然是指向北極。

• 向東運動的物體：

  • 在北半球，$\mathbf{v}$ 向東。$\mathbf{\Omega}$ 指向北。$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 會指向西方。所以科氏力是向西方偏。
  • 在南半球，$\mathbf{v}$ 向東。$\mathbf{\Omega}$ 指向北。$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 會指向西方。所以科氏力是向西方偏。
    注意： 這裡的「向西方偏」是指相對於運動方向的偏轉。如果運動方向是向東，那麼科氏力會使其向左偏。

• 向西運動的物體：

  • 在北半球，$\mathbf{v}$ 向西。$\mathbf{\Omega}$ 指向北。$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 會指向東方。所以科氏力是向東方偏。
  • 在南半球，$\mathbf{v}$ 向西。$\mathbf{\Omega}$ 指向北。$\mathbf{\Omega} \times \mathbf{v}$ 會指向東方。所以科氏力是向東方偏。
    注意： 如果運動方向是向西，那麼科氏力會使其向右偏。

簡化結論：
對於逆向自轉的行星：

• 向東運動的空氣受到的科氏力使其向左偏（在北半球是向北偏，在南半球是向南偏）。
• 向西運動的空氣受到的科氏力使其向右偏（在北半球是向南偏，在南半球是向北偏）。

這與地球（順向自轉）的情況完全相反。
在地球上，向東運動（西風）是向右偏，向西運動（東風）是向左偏。

影響：

1. 緯向風 (Zonal Wind)：

   • 中緯度： 在地球上，中緯度盛行西風，這是因為空氣從低壓帶（副極地）向高壓帶（副熱帶）運動時，在北半球向右偏，在南半球也向右偏，最終形成西風。
     在逆向自轉行星上，如果經向環流模式類似，空氣從副熱帶高壓向副極地低壓輸送，在高空受科氏力作用。
   • 如果空氣在高空從副熱帶向極地（例如從 30 度向 60 度）運動，這將是向東運動。
     • 在北半球，向東運動受到的科氏力向左偏（向北）。因此，高空風會是北風。
     • 在南半球，向東運動受到的科氏力向左偏（向南）。因此，高空風會是南風。
   • 這意味著，在中緯度，高空風將是極向風（從副熱帶吹向極地）。
   • 在地面，空氣從極地低壓帶向副熱帶高壓帶輸送，這是向西運動。
     • 在北半球，向西運動受到的科氏力向右偏（向南）。因此，地面風將是南風。
     • 在南半球，向西運動受到的科氏力向右偏（向北）。因此，地面風將是北風。
   • 因此，在逆向自轉行星的中緯度，地面風將是從極地吹向副熱帶的風，即極地風（Polar Easterlies）。
   • 總結： 中緯度盛行東風（Easterlies）。

2. 經向環流 (Meridional Circulation)：

   • Hadley Cell：
     • 在地球上，赤道上升，副熱帶下沉。高空風從赤道向極地方向（東風），受科氏力向右偏（北半球）或向左偏（南半球），形成偏北（東北信風）或偏南（東南信風）的地面風。
     • 在逆向自轉行星上，赤道上升，副熱帶下沉。高空風從赤道向極地方向（東風）。
       • 在北半球，向東運動受到的科氏力向左偏（向北）。因此，高空風是北風。
       • 在南半球，向東運動受到的科氏力向左偏（向南）。因此，高空風是南風。
     • 地面風：從副熱帶下沉後，向赤道運動。
       • 在北半球，從副熱帶（約 30N）吹向赤道，這是南風。
       • 在南半球，從副熱帶（約 30S）吹向赤道，這是北風。
     • 結論： 在逆向自轉行星上，低緯度信風將是從副熱帶吹向赤道的風，即西風（Westerlies）。

繪製草圖：

• 緯向風 (Zonal Mean Zonal Wind)：

  • 壓力-緯度圖 (Pressure vs. Latitude)：
  • 赤道附近（低緯度）： 地面是西風 (Westerlies)，高空是東風 (Easterlies)。這意味著 Hadley Cell 的高空輸送是向極地方向（東風），地面輸送是向赤道方向（西風）。
  • 中緯度： 地面是東風 (Easterlies)，高空是西風 (Westerlies)。這與地球相反。
  • 極地附近： 預計也會與地球相反。
  • 草圖示意：
    • 低緯度（0-30度）：地面是西風（負值），高空是東風（正值）。
    • 中緯度（30-60度）：地面是東風（正值），高空是西風（負值）。
    • 高緯度（60-90度）：地面是西風（負值），高空是東風（正值）。
    • 整體而言，風速的極值會在 30 度附近（地面）和 60 度附近（高空）。
    • 標示： 標示「Easterlies」和「Westerlies」的區域。

• 質量流函數 (Zonal Mean Mass Streamfunction)：

  • 流函數方向： 在地球上，Hadley Cell 是順時針方向（在北半球，上升-向極-下沉-向赤道）。Ferrel Cell 是逆時針。Polar Cell 是順時針。
  • 經向環流的建立是由於南北溫差和科氏力。
  • 在逆向自轉行星上，科氏力的方向相反。
  • Hadley Cell：
    • 赤道上升，副熱帶下沉。
    • 高空風是向極地方向（東風）。在北半球，向東運動受科氏力向左偏（向北）。所以是北風。
    • 地面風是從副熱帶向赤道（西風）。在北半球，向西運動受科氏力向右偏（向南）。所以是南風。

此題考查北半球副熱帶海洋渦旋（subtropical gyre）為何是順時針方向旋轉。

核心觀念： 科氏力、海洋環流、副熱帶高壓帶、風應力、渦旋形成。

解釋機制：
海洋環流，特別是大型的副熱帶渦旋，主要由兩種力量驅動：

1. 風應力 (Wind Stress)： 地表風將動量傳遞給海水，產生表面洋流。
2. 科氏力 (Coriolis Force)： 由於地球自轉，運動的物體（包括海水）會受到一個看似指向運動方向右側（北半球）或左側（南半球）的力。

北半球副熱帶區域的風場特徵：
副熱帶區域（約 20-35 度緯度）受到副熱帶高壓帶的影響，其主要特徵是：

• 高空： 副熱帶高壓帶是高空輻散區。
• 地面： 副熱帶高壓帶是地面盛行下沉氣流的區域，地面風場通常較為穩定，風速較小，但有明顯的風向。在北半球副熱帶，地面盛行東北信風 (Northeasterly Trade Winds)。

渦旋形成過程：

1. 風應力驅動：

   • 在北半球副熱帶區域，東北信風從東北吹向西南。
   • 這些風吹過海面，將動量傳遞給海水，產生表層洋流。
   • 由於風的來源方向是東北，所以表層洋流的方向大致是西南向。

2. 科氏力效應：

   • 科氏力作用於運動的海水。在北半球，科氏力會使運動物體向右偏。
   • 當東北信風驅動海水向西南方向流動時，科氏力會使這股向西南流動的海水向右偏轉。
   • 向西南流動的海水向右偏轉，意味著它會逐漸轉向東南方向。

3. 渦旋的形成：

   • 隨著海水向西南流動，然後被科氏力向右（東南）偏轉，這就在副熱帶區域形成了一個向東南方向流動的趨勢。
   • 如果我們考慮整個副熱帶區域，由於信風從東北吹來，而副熱帶高壓帶本身是一個下沉區，周圍的氣壓梯度力會促使空氣（以及表層海水）向外輻散。
   • 東北信風吹向西南，將海水帶往西南。
   • 科氏力使這股西南向的海流向右（東南）偏轉。
   • 在渦旋的北部（例如，靠近副熱帶高壓的西部邊緣），海水被吹向西南，然後向東南偏轉。
   • 在渦旋的東部，海水受到東北信風的影響，向西南流動，並向東南偏轉。
   • 在渦旋的南部，海水受到東北信風的影響，向西南流動，並向東南偏轉。
   • 在渦旋的西部，海水受到東北信風的影響，向西南流動，並向東南偏轉。

   更精確的解釋是：

   • 信風帶： 在北半球副熱帶（約 20-35°N），盛行東北信風。這些風將表層海水從東北吹向西南。
   • 科氏力： 由於北半球科氏力向右偏，向西南方向移動的海水會被向右（東南）偏轉。
   • ** Ekman 輸送：** Ekman 螺旋效應表明，表層海水的運動方向與風向有一定夾角。在北半球，表層海水的平均運動方向（Ekman 輸送）約偏離風向右方 45 度。因此，東北信風（吹向西南）會導致海水主要向東南方向輸送。
   • 渦旋中心： 在副熱帶區域，由於信風將海水向西南推動，並被科氏力向東南偏轉，這種持續的偏轉作用在整個副熱帶區域形成了一個圍繞副熱帶高壓的順時針渦旋。
   • 壓力梯度力： 渦旋的形成並非僅由科氏力和風應力決定。渦旋的中心通常是低壓（或低海面高度），周圍是高壓。這種壓力梯度力與科氏力達到平衡（地轉平衡），但渦旋的建立過程涉及風應力。

數學方程（簡化）：
考慮一個穩態的、僅受風應力、科氏力和壓力梯度力平衡的洋流。
科氏力向量：$\mathbf{f} \times \mathbf{v}$，其中 $\mathbf{f} = 2\Omega \sin\phi$ 是科氏參數（北半球 $\phi > 0$，$\mathbf{f} > 0$），$\mathbf{v}$ 是洋流速度。
風應力 $\tau$ 作用在海面，方向與風向相同。
壓力梯度力：$-\nabla P$。

此題考查東太平洋冷舌（cold tongue）和冷海面溫度（SST）的成因，以及其與西太平洋的溫差。

核心觀念： 東太平洋湧升流、信風、海水熱量輸送、海氣交互作用。

成因解釋：

1. 湧升流 (Upwelling)： 東太平洋（例如秘魯海岸附近）的冷 SST 主要由強烈的湧升流造成。盛行於該區域的東北信風將表層暖水吹離海岸，向西南方向輸送。為了填補表層暖水流失造成的空缺，來自較深、較冷的太平洋水體會上升到海面。
2. 信風的持續作用： 東太平洋的湧升流是持續存在的，尤其在該區域盛行的東北信風的驅動下，湧升流能夠將深層冷水帶到海面，形成一個相對狹窄但溫度極低的「冷舌」區域。

此題考查聖嬰-南方濤動（ENSO）現象，包括其定義、物理機制、維持機制（正回饋）以及從聖嬰轉為反聖嬰的過程。

核心觀念： ENSO、聖嬰現象 (El Niño)、反聖嬰現象 (La Niña)、南方濤動 (Southern Oscillation)、暖池、湧升流、風應力、科氏力、海氣交互作用、正回饋、海洋-大氣耦合。

ENSO 的定義：
聖嬰-南方濤動 (ENSO) 是發生在熱帶太平洋的一種氣候現象，表現為赤道太平洋海溫異常偏暖（聖嬰現象，El Niño）或偏冷（反聖嬰現象，La Niña），以及伴隨的全球大氣環流異常。南方濤動是指熱帶太平洋東西向大氣壓力差的異常變化。ENSO 是海洋和大气相互作用的結果。

物理機制：

正常狀況 (Normal Condition)：

• 風： 赤道太平洋盛行東風（信風），從東太平洋吹向西太平洋。
• 海溫： 東太平洋（秘魯沿岸）由於湧升流作用，SST 較低（冷舌）。西太平洋由於信風將暖水堆積，SST 較高，形成暖池 (Warm Pool)。
• 海面高度： 西太平洋海面高度較高，東太平洋較低。
• 大氣： 西太平洋暖池上方空氣受熱上升，形成低壓（如印尼、澳洲一帶），東太平洋冷水上方空氣較冷下沉，形成高壓（如南美秘魯沿岸）。這種東西向的大氣壓力差稱為南方濤動的「正常位相」。
• 對流： 暖池上方對流旺盛，降雨較多。

聖嬰現象 (El Niño)：

• 觸發： 通常由一次異常的海洋或大氣波動觸發。
• 機制：
  1. 信風減弱： 赤道太平洋的東風（信風）顯著減弱，甚至轉為西風。
  2. 暖水西移受阻： 信風減弱，導致西太平洋的暖水向東移動，東太平洋的湧升流減弱。
  3. SST 異常偏暖： 東太平洋的 SST 顯著升高，暖池向東擴展。
  4. 大氣環流異常： 西太平洋的低壓區減弱，東太平洋的高壓區減弱，東西向的壓力差減小或反轉（南方濤動的「聖嬰位相」）。對流旺盛區從西太平洋轉移到中東太平洋。
  5. 全球天氣異常： 影響全球天氣模式，如造成澳洲、印尼乾旱，美洲部分地區多雨等。

維持聖嬰事件的正回饋機制 (Positive Feedbacks)：

1. 暖池擴展與信風減弱的正回饋：

   • 當信風減弱，暖水向東擴展，東太平洋 SST 升高。
   • 東太平洋 SST 升高，使得原來較弱的對流區（高壓區）開始發展，進一步削弱了東西向的壓力梯度。
   • 壓力梯度減弱，導致東風（信風）進一步減弱。
   • 信風減弱又使得暖水繼續向東擴展，SST 進一步升高。
   • 這是一個自我強化的循環。

2. 海洋-大氣波導 (Ocean-Atmosphere Waveguide) / Kelvin 波機制：

   • 當信風減弱時，東太平洋的湧升流減弱，SST 升高。
   • 東太平洋暖水的出現，會觸發熱帶凱文波 (Tropical Kelvin Waves)。這些是向東傳播的大氣波動。
   • 凱文波會將暖空氣和濕氣帶到東太平洋，並影響西太平洋的大氣環流，加劇信風減弱。