1

農業氣象學

緒論

一、氣象學之定義與內涵

1.研究大氣中之物理現象與物理過程之科學。

2.物理現象：風、雲、雨、雪、雹、霜等現象。

3.物理過程：大氣之增熱與冷卻及水汽之蒸發與凝結過程等。

4.氣象要素：描述大氣物理現象與物理過程之物理量，如太

陽輻射、溫度、濕度、氣壓、降水、風…。

5.近年大氣之化學現象與化學過程為逐漸受重視之研究對象。

二、氣象學之分野與應用

1.普通氣象學、天氣學、氣候學、應用氣象學等。

2.應用氣象學可分農業、建築、醫療、航空、航海、軍事…。

三、農業氣象學之內涵

1. 介紹氣象原理之理論與應用。

2.研究氣象條件與農業生產相互作用及其規律性。

3.研發改善農業生產之氣象環境與農業氣象災害減輕之技術。

2

四、農業氣象學之目的

1.適地適作

2.適時適作

3.產量預測

4.品質預估

5.氣象環境改良技術

6.氣象災害預防與減輕

五、農業氣象學之分野與應用

作物氣象、果樹氣象、蔬菜氣象、畜牧氣象、森林氣

象、病蟲害氣象等不同對象之應用。

六、近年來之氣象環境問題

(一)溫室氣體增加之問題

1.CO2－海域吸收陸域之 50 倍的 CO2

(1) CO2從 1958 年至 1992 年約增 10%

(從 315PPM→355PPM)，較 1800 年代增 25%(約 0.4%/年)

(2) CO2加倍將使地球溫度上升 1.5~4.5℃

3

2.甲烷 CH4－來自沼澤、水田之植物分解

(1)過去 10 年約增加 0.5%

3.笑氣 N2O－來自土壤之生化分解

(1)年增率 0.25%

4.氟氯碳化物－來自冷媒、噴霧劑

(1)年增率 4%

(2)破壞臭氧

5.氣膠 aerosols

飄浮空中之灰塵、鹽霧滴、煙塵(火山灰、森林火災)等

6.人造汙染物 pollutants－NO2、CO、HC、SO2等

(二)臭氧層破洞之影響－紫外線增加

1.增加皮膚致癌機會(估計增加 1%之 O3，可增加 2~5%之皮

膚癌罹患率)。

2.增加白內障之罹患與皮膚灼傷。

3.抑制人類之免疫系統。

4.紫外線對作物或動物之負面衝擊。

5.減少水域浮游生物之生長。

6.冷卻平流層而影響風之流動型態，進而改變某些氣候。

4

註：離子圈 Ionsphere 之作用

1.離子圈(層)為大氣中存在大量離子或自由電子之處。

2.離子圈之下層約分布在 60km 高處，其大部分存在增溫層

範圍內。

3.離子圈之主要作用在反射無線電波。

4.離子圈在較低層部份稱為 D 層，在夜間該部份會因電子

與正離子結合而逐漸消失，而使 AM 波能深入更上之 E

層或 F 層反射之。

5

第一章 大氣之組成

一、大氣之垂直構造

(一)對流層(Troposphere)－8~16km

(1)溫度隨高度增加而遞減(6.5℃/km)

(2)風速隨高度增加而遞增

(3)下層含豐富水汽

(4)空氣有垂直對流運動

(5)天氣現象發生的空間

(6)地表對氣流具有明顯的摩擦作用

(7)對流層頂在赤道上之氣溫可降至-85℃，在兩極則約-60℃

6

(二)平流層(Stratosphere)－50km

(1)下層為等溫層，上層為增溫層，遞增率約 5℃/km

(2)水汽很少，空氣乾燥，每)(1000)(02.0

空氣水汽

gg 與海面之

)(1000)(40

空氣水汽g

相

較，水汽少，下層偶有卷雲。

(3)等溫現象大約終止於 20 公里處。

(4)再向上升高溫度緩慢增加，係因 O3層存在，能吸收紫外線

所致。

(5)O3分布不均，且隨季節變動，有季節性之強風環流發生。

(三)中氣層(Mesosphere)－50~85km

(1)溫度隨高度增高而激降，至 80 公里處溫度達最低，約-95

℃，為大氣層溫度最低處，平均遞減率 3℃/km。

(2)此層為兩個能量吸收層之中間交替層，故名之。亦有稱

為中間層。

(3)此層下方為平流層 O3最集中處，能量吸收大。

(4)此層上方 90km 以上，因 O2與 N2之分解游離化而產生

加熱作用。

(5)雖有溫度遞降現象，顯示此層仍有空氣之垂直對流運

動，但少有大氣現象發生。

7

(四)增溫層(Thermosphere)

(1)此層無明顯之層頂，但亦有將增溫層頂界定在 700 公里

處。

(2)熱力溫度(Thermodynamic temperature)很高，可達 1500°

K，又稱熱氣層。

(3)溫度雖高，但空氣質點少，在 200~300km 處已接近星際

大氣。

(五)外氣層(Exosphere)

(1)700km 以上至 5000km 為外氣層。

(2)約在 5000km 處有一穩定的薄層與外太空相接。

二、下層大氣之成分(80km 以下)

1.80 公里以下大氣混合良好，構成一均勻層。

2.80 公里以下稱為下層大氣。

3.80 公里以上，各種氣體按重量存在，而有分層現象，又

稱之為不均勻層，即為上層大氣。

8

下層大氣之成分：

永久成分 變動成分

名稱 容積(%) 名稱 容積(%)

N2 78.084 H2O(g) ＜4

O2 20.946 O3 ＜0.7×10-4

A 0.934 SO2 ＜1×10-4

CO2 0.033≒340ppm NO2 ＜0.02×10-4

Ne 18.18×10-4 NH3 微量

He 5.24×10-4 CO 0~0.2×10-4

Kr 1.14×10-4 微塵 ＜10-5

Xe 0.087×10-4 水(液、固) ＜1

H2 0.5×10-4

CH4 2.0×10-4

N2O 0.5×10-4

Rn 6×10-18

(1)水係唯一能以三態出現之物質，其熱量變化為氣象變化

之主因，主要吸收 0.93~2.85μ之波長。

(2)CO2主要吸收紅外線 13.5~16.5μ之波長，在大氣能量收

支佔重要地位。

(3)O3可吸收紫外線，主要吸收 0.2~0.3μ之波長。

(4)微塵係由煙霧、火山灰、灰塵等產生。

(5)SO2為酸雨之來源。

(6)O2吸收小於 0.2μ之紫外線。

9

三、上層大氣之成分

(1)光化反應：使原子或分子游離化。

(2)主要成分保持不變，次要成分如 O3、H2O、微塵等則有

大變動。

四、大氣壓力之特性

(一)氣壓之概念

1.氣壓：大氣之單位面積重量。

2.標準狀況(ψ=45°，T=0℃，P=760mmHg)

g=9.80665m/sec2，則

P=760mmHg×13595.1kg/m3．g=1013.25Hpa (1Hpa=1mb)

(二)氣壓之垂直變化

1.靜壓力(靜力方程式)

gZP

ZgP

理想氣體時

RTP

RTPRTPV

∴ ZRTg

P

亦即 dZRT

gdP

10

或RT

gdZP

dP

∴RTgZ

P ln

若是濕空氣狀態，Rm=)378.01(

Pe

Rd

，令 W

Pe

(混合比)，

dR 為乾空氣之氣體常數，即上式之R，則

RTgdZ

WPd )378.01(ln

RTgdZ

WRTgdZ

378.0

h

md

mm

h

md

mP

PdZ

TRg

WdZTR

gPd

00)378.0(ln

0

∴ )378.01(ln 0m

md

m WTR

hgPP

，此公式稱為測壓公式。

另將上式轉寫為

PP

WgTR

hmm

md 0ln)378.01(

，則稱為測高公式(Tm取中間平均溫°K)。

在 20 公里以下，水汽容積不超過 4%，

故(1-0.378Wm)可視為 1，令 gm≒g

∴PP

gTR

h md 0ln

∴mdTR

ghPP lnln 0

或md TR

ghPP 434.0loglog 0

(註：乾空氣氣體常數 dR 可由理想氣體之狀態方程式推

11

得，即 KgcalKgcmdyne

KmRd

069.01087.2sec287 622 )

五、氣壓之觀測

(一)觀測儀器

1.水銀氣壓計

2.空盒氣壓計

(二)氣壓之訂正

1.儀器訂正

每一支氣壓計製造出來即有誤差，故所觀測到的氣壓

值，須先加以訂正之，視為 Hmm。

2.溫度差訂正

氣壓計之示度係在 0℃環境下刻製，因此異於 0℃時，

讀數均須訂正，此為溫度訂正。

經儀器訂正之氣壓為 Hmm，附屬溫度計之示度為 't ℃

時，因水銀之體積膨漲係數 u=18.18×10-5(℃)-1，黃銅管之膨

漲係數λ=1.84×10-6(℃)-1，則溫度訂正值 Ct為

'0001818.01'0001634.0

'1')(

tt

Hut

tuHCt

………………………….(1)

若附屬溫度為 't 高於 0℃，則氣壓讀數應減去該 Ct值，反之

12

則加上 Ct值，即

tCHB (0℃以上)

或 tCHB (0℃以下)

3.重力差訂正

(1)緯度之重力差訂正

標準重力係以緯度45°處之海平面為準，即g=980.665dyne

若某測站之緯度為，經前述訂正之氣壓為 B，緯度 45°處海

平面氣壓為 B45。則

緯度訂正值 C 為

BBC 45 ……………………………………………(2)

設標準重力為 g45，而測站之重力為 g ，按45

45

g

g

BB ,而

000045.02cos000007.02cos00264.01 2

45

g

g …….…(3)

將(3)式代入(2)式，則

)000045.02cos000007.02cos00264.0()1( 2

45

B

g

gBC

因此當測站緯度低於 45°處，自氣壓讀數減去 C 值，反之則

加之，即 CBB '

(2)高度之重力訂正

高度不同重力值亦不同，其訂正係數為

13

'50000002314.0)1(' hBgg

BC hh

…………………………………(4)

式中 gh：某高度 h 之重力值

g ：緯度海平面之重力值

當測站高於海平面時，自氣壓讀數減去 Ch，即測站在海

平面以上時，其氣壓修訂為 hCBB '"

4.海平面氣壓值

前述過程所修正之氣壓係該測站在該所處緯度某一高

度之氣壓，一般為比較各不同測站之氣壓值，必須修正至海

平面基準面之氣壓。若測站在高度 800m以下，可以依下案例

修正之，即：

已知氣象測站水銀氣壓計之水銀槽之海拔高為 h，已經

訂正之氣壓為 "B ，氣溫為 t，設 B0為海平面之氣壓，則

"log)1(18400 0

10 BB

th

α為氣體膨漲係數=2731

令)

2731(18400

th

m

則 mBB

"

log 0 或 m

BB

10"0

14

∴ "100 BB m

若測站高超過 800m，則應依理論公式推定至標準定壓面之高

度，作為高空氣壓資料以資應用。

六、氣壓之周期變化

(一)日變化

日變化以熱帶較顯著，從上午 4 時起逐漸增高，至上午

10 時達到最高，然後降低，至下午 4 時最低，晚上 10 點再

度最高。

海洋日較差較陸地小，日變化之發生可能與太陽輻射有

關。

(二)年變化

赤道之年變化最小，緯度愈高則變化愈大，但中、高緯

度之年變化並不與緯度一致。

大陸：冬高、夏低

海洋：冬低、夏高

氣壓突變：氣壓可能受環境影響而產生不規則變化，可視為

氣壓突變。

溫度所致

15

絕對氣壓最低處：颱風或颶風之中心。

絕對氣壓最高處：西伯利亞。

七、氣壓之分布

(一)影響因子：海陸分布、太陽位置、環流

1.冬季：大陸氣壓高、海洋低。

2.夏季：大陸氣壓低，反之海洋高。

3.大氣環流區分形成隨緯度而異之高壓帶。

(二)微氣候之氣壓分布，主要受地面之狀況而影響之。

(三)颱風或颶風為低氣壓之中心。

16

第二章 太陽輻射

一、輻射之性質

1.輻射是一種能量。

2.輻射以電磁波之方式傳遞，電磁波之波長性質如下表：

＊各種電磁波之波長範圍(

chE

)(c=νλ)

γ-ray 10-7~10-4μ

χ-ray 10-8~10-2μ(＜10-2μ)

紫外線 10-2~0.4μ(或ν＞7.5×1014周/sec)

紫 0.40~0.46μ

藍 0.46~0.49μ

青 0.49~0.51μ

綠 0.51~0.56μ

黃 0.56~0.59μ

橙 0.59~0.62μ

可見光

紅 0.62~0.76μ

紅外線 0.76~103μ(或ν＜4.3×1014周/sec)

無線電波 103~1010μ

17

3.任何物質只要高於絕對 0 度均可放出電磁波。

4.某些物體僅放射某一特定之波長，特別是氣體。

5.輻射依所投射物體性質之不同，而有透射、反射及吸收之

現象。

6.黑體－理論上物體依其溫度可全部對外輻射之物體。

7.白體－理論上物體將所有輻射完全反射出去的物體。

8.灰體－可吸收某部份之波長，同時將另外某部份波長反射

出去的物體。

二、輻射之定律

(一)理論概念

1.黑體理論：

放射率(e)=吸收率(a)=1

反射率(r) =透射率(t) =0

2.白體理論：

反射率(r)=1

∴吸收率(a) =放射率(e)=0

3.灰體理論：

a+r=1

18

(二)相關之輻射定律

1. Wien’Law

(1)Wien 的實驗

(2)紫外線災難

Rayleigh and Jeans：公式表明黑體射能量與波長的 4 次

方成反比，依其公式推論則紫外端之能量趨近無限大，與實

際之實測值相差太遠，即所謂之紫外線災難。

19

(3)Wien’s Law

)(2897

max KTK

)(4110

KTK

c

2.Kirchhoff’s Law (基爾霍夫)

Rn(gray body)=aEb-εEb=0，即a=ε

即一個物體若對某一波長的光吸收得比較厲害，它作熱

輻射時，也較多地發出這一波長的光。

3. Planck’s Law

黑體輻射之能量密度隨頻率分布如下式：

1

18)(

3

3

kTh

eCh

E

令 h=6.626×10-27erg．sec，此即稱為 Planck’s constant

Plank 認為“黑體分子向外輻射或吸收能量時，其能

量是一份一份的，而不是連續的，每份能量的大小為

h0 ，此稱為能量子。

註：1erg=1dyne．cm=10-7J

20

因此普朗克定律可將上式改寫為

]1)[exp(

25

2

)(

kThc

hcE

)(E ：任一波長在溫度 T°K 時之輻射強度(Wm-2)

k ：Boltzmann 常數=1.38×10-23 J/°K

c：光速= =3×108m/sec

：頻率

h：Planck’s constant=6.626×10-34 J．sec

4. Stefan’s Law

4

0TdEEb

：Stefan-Boltzmann 常數

=81.7×10-12 4min/ Ky

=5.67×10-8 42/ Kmw

34 TdTdEb

4TEE bg ：放射率

5.輻射強度隨熱源距離之平方成反比，即

21

E．A=constant，則

21

22

2

1

dd

EE

Ex1.已知太陽常數為 2 min/y

太陽半徑為 r=7×105km

太陽至地球之距離 D=1.5×108km

則 425

28

2

2

0 102.9)105.7()105.1(

2

rD

SS min/y

依 Stefan’s Law

4TES b

412

425.0

min/107.81min/102.9

)(Ky

yST

≒5800°K

即太陽表面溫度約 5800°K

Ex2.Wien’s Law 溫氏定律之應用

已知太陽表面之溫度為 5800°K≒6000°K

則 48.060002897

max 或 0.475

而地球表面溫度約為 300°K

∴ 9.663002897

max

同理

22

69.060004110

)( 太陽c

7.133004110

)( 地球c

Ex3.依Kirchhoff’s Law，假設地球上一物體，其對任何波長

之吸收率為 a，若不考慮大氣之存在，當太陽直射在此物

體上時，該物體之輻射平衡溫度為多少？

[解]. 此物之放射率為ε，平衡溫度為 T，則當太陽常數

S0=2 min/y ，知

a×S0=εσT4

而a=ε

∴ KKy

yST

6.395

min/107.81min/2

4412

4 0

Ex4.同上題，若該物體對太陽輻射之吸收率為 0.1，而對紅外

線之吸收率為 0.8，在達到放射平衡時之溫度為多少？

[解]. 0.1×2=0.8σT4

T=235°K

三、太陽輻射(Solar radiation)(又稱短波輻射)

(一)太陽常數

23

從太陽放射到地球，在未受地球大氣所影響之前，其放

射量大致固定，稱之為太陽常數。

太陽常數之測定始於 150 年前，日射計開發之時。1881 年

Langley 測得約 3 min/y ，而目前較可信賴的值約 1.96 min/y

(1370w/m2), 但因地球公轉，近日點時(1 月 3 日)約 2.03 min/y ，

遠日點(7 月 4 日)則為 1.90 min/y 。

4月 4日與10月 5日太陽與地球之間為平均距離 1.5×108km

(二)太陽光譜

由太陽半徑 6.69×105km(≒7×105km)，與地球距離 1.496×

108km(≒1.5×108km)推知，太陽視為黑體時，推算其表面溫度

約為 5780°K(≒5800°K)，而實際測得如上圖虛線，其實際之

24

紫外線部份較理論黑體為少，約為相當於 5000°K 之黑體輻

射，但更短波部份及更長波部份的輻射則相當於 10000~50000

°K 之黑體輻射，此乃太陽大氣中不同深度所輻射出來的結

果。雖其相當於黑體的溫度有所不同，但在氣象學上採用較

重要部份的波譜，而以 5780°K 之黑體輻射來代表亦相當符

合。

在這部份較重要之波譜大致為在可見光到近紅外線部

份，即

紫外線 ＜0.4μ

紫光 0.4~0.4240

藍光 0.4240~0.4912

綠光 0.4912~0.5750

黃光 0.5750~0.5850

橙光 0.5850~0.6470

紅光 0.6470~0.76

紅外光 ＞0.76

而各波段所佔輻射強度之能量比如下表：

25

0.15~0.4μ 佔 99%之能量，其中紫外光區佔 9%

0.4~0.76μ 佔 45.5%(可見光)，其中最大能量之波

長為 0.475μ，即為藍綠光部份

＞0.76μ 佔 44.5%，為紅外光

(三)太陽輻射之分項作用

太陽若視為 5780°K 之黑體，則其大部份之輻射波長在

0.3~3μ之間，而其中約有一半之能量係在0.4~0.7μ之可見光

範圍，但因地球大氣充滿各種氣體，使得太陽輻射在進入地

面之前受大氣之作用而有所減衰，其大氣對太陽輻射之作用

包括：

1.漫反射(diffusive reflection)

為大氣雲層以各種角度將太陽輻射反射出去後向下至

地面的輻射。

2.散射(scattered or diffused light)

為太陽輻射進入大氣後，被大氣分子折射後向下進到

地面之輻射。

3.直接輻射(direct radiation)

為太陽直接穿透大氣到達地面之輻射。

26

4.全日射(Global radiation)

為直接由太陽輻射、天空漫反射與散射到達地面的短

波輻射。

5.天空輻射(Sky radiation)

將散射與漫反射等在天空所扮演之太陽輻射間接作用

的部分特稱為天空輻射。

天空輻射之特性：

(1)高緯度較顯著

(2)中緯度之漫反射占全日射之 30~40%

(3)冬季漫反射較多

(4)雲量可增加漫反射

(5)日出前、日落後之全日射主要來自漫反射

(6)漫反射之滲入綠葉中較直接輻射有效

6.反照率(Albedo)

地面對太陽(短波)輻射的反射率，特稱之為反照率。

(0.3μ~4μ為太陽反射最多之波長)

7.吸收

太陽輻射被地表、地物等吸收的量稱為吸收量。

27

四、影響太陽輻射量到達地面之因子(地表日射量之推估)

(一)太陽常數：

1.太陽黑子之周期運動：7~11 年之周期

2.太陽與地球之相對位置(運動)

近日點(1 月 3~5 日)1.47×108km

遠日點(7 月 4~5 日)1.52×108km

(二)入射角

cos0II

：高度角

coshcoscossinsinsin

：天頂角

coscoscos

cossin

cossin

cosh

h 時間=15°×(地方時-12 時)

：緯度

：赤緯(夏至 23.5°，冬至-23.5°，春分、秋分 0°)

(三)路徑長度

依Beer’s Law

28

dLIkdI

dLkI

dI

積分之，得

LkII

)0()0(

ln

∴LkeII

)0(

L：即為空氣之厚度，亦即為太陽輻射所通過之距離

長度。

式中之( k )代表被空氣所吸收之輻射量大小，又稱之

為消光係數。而大氣對太陽輻射之減衰作用，有下列不同參

數之應用。

1.消光係數

依上式可寫成一般式，代表太陽輻射進入地面情形，即

aLeII 0

式中a：消光係數

L：路徑長度

而消光係數乃依大氣中空氣分子或懸浮物之吸收或散

射而定，依 Sutton 將消光係數可寫成下式：

)()( Wsg aWaSaa

k ：吸收係數：空氣密度

29

ga ：空氣之散射係數

sa ：塵粒之散射係數

Wa ：水氣之吸收係數

S ：空中塵粒之相對含量

W ：空中水汽之相對含量

一般在清新空氣時，a約 0.01/km，混濁空氣時約 0.03~0.05/km。

2.混濁度

以空氣混濁之程度代表對太陽輻射到達地面之影響程

度的另一種表示法。其定義混濁度 T 為：

mIIII

Tlnlnlnln

0

0

0I ：太陽常數

I ：到達地面之輻射強度

mI ：太陽輻射通過 m 路徑長度之清純大氣後的輻射

強度

若以消光係數之觀念，則

g

S

g

W

g aaS

aaW

aa

T

1

則Beer’s Law可寫成)(

0Ta geII

30

(四)雲量

天空雲之形成對輻射之影響可能較之其他因素影響更

大，主要乃是雲量愈多，可將太陽輻射漫反射出去之量愈

大，但雲量又因分布之複雜性不易以理論決定出其影響效

應，故一般以經驗式表示之。

依 Black 之經驗式

2

0

458.0340.0803.0 CCRRS

C：為雲量之十分計法

SR ：為實際進入地面之輻射量

0R ：為無雲之晴空，進入大氣之輻射量

另飛機凝結雲、低雲層、夏天積式裂雲均可影響太陽輻射。

註①

氣象名詞、術語：

Pyrheliometer 直射(達)日射計

Pyranometer 全日射計

Pyrgenometer 長波輻射計(地球放射)

Pyradiometer 全波長輻射計

Net Radiometer 淨輻射計

31

註②

散射效應：

Rayleigh 散射：質點小於波長，散射強度 4

1

sE

特徵：散射方向與入射方向相同之量等於反向之量。

Mie 散射：質點大於波長(如雲、微塵)，散射強度 )11

( 2sE

特徵：散射至前方之量多於反向之量

○在 4420m高山得得太陽常數約 1.94 min/y

○無雲正午、地面之太陽常數約 1.68 min/y

(即透射係數約 0.87)

(大氣混濁時約 0.7)

透射係數：潮濕大氣 PP e 1529.30127.0975.0

乾燥大氣 PP e 5468.20171.0975.0

P：大氣壓力 mb1000

1

32

註③

不同物體表面之吸收率與反照率

反射(照率)% 吸收率

黑體 0 0

水(垂直入射) 2 98

(入射角 30°) 2.1 97.9

(入射角 60°) 6.0 94

(入射角 90°) 100 0

深綠紫苜蓿 3 97

森林 4~10 90~96

麥 7 93

裸地 7 93

蔗田 6~18 82~94

松林 14 86

橡樹林 18 82

乾田(犁後) 20~25 75~80

菠菜 24~28 72~76

草地 26 74

水泥 40 60

白灰泥 93 7

33

註④

不同農作區地面放射係數(ε)

黑體

水(60°)

雪

沙

草

深綠紫苜蓿

松林

水泥

白灰泥

0.99

0.95~0.96

0.89

0.9~0.95

0.9

0.95

0.9

0.88

0.91

34

註⑤

汽車車頂之 Albedo

三陽/New civic 白 29.8%

豐田/Corolla 香檳金 22.8%

福斯/Jetta 銀白 21.0%

三陽/Civic3 蘋果綠 16.9%

三陽/Civic DX 紅 13.2%

豐田/Corona 橘紅 10.0%

飛雅特/Tipo 鐵灰 9.3%

三富/R-9 寶藍 8.0%

福特/Telestar 墨綠 4.5%

三陽 墨藍 3.3%

35

五、太陽輻射到達地面之質變

(一)吸收效應

1.吸收效應受吸收物質與光之波長而定。

2.紫外線被大氣之原子或分子吸收引起離子化或光電反應，

其反應使大氣圈上層形成電離層。

＊0.1μ以下之 X 線或遠紫外線使氧原子、氧氣或氮氣電

離，此在電子密度較高之電離層產生，而光之能量則消

耗在使 O2→O+O，同時產生之氧原子與氧分子結合成

O3(O2+O→O3)。

3.在平流層上方波長約0.2~0.3μ之紫外線被 O3吸收，而有

O3→O2+O 之反應，並消耗該能量，致 0.3μ以下之波長到

達地面很少。

4.較可見光長之波長，其能量不足引起離子化或光電反應，

即使被吸收亦僅改變原子或分子之電子狀態，亦即在刺激

分子結合之振動或回轉狀態。(此範圍在可見光至紅外線)

5.紅外線之領域，其能量對具雙極性之水汽、CO2等三原子構

造，因吸收能量使之振動、回轉，但此等吸收之機制，並

非對某波長領域連續引致，而是選擇性的限於某些波段。

36

(二)散射效應

1.散射係光射入空氣粒子時，空氣粒子使光之進行方向發生

曲折，同時影響太陽輻射進到地面的量與質。

2.從大氣分子來的散射過程，依 Rayleigh 散射定律，即引起

散射之粒子遠小於波長時，散射強度與波長之 4 次方成

反比，亦即愈短的波長，散射愈強，其過程可隨波長連

續產生。

＊如天空藍色乃係紫光在通過大氣時，因大氣太厚，致紫

光不斷散射而減衰，相對的藍光則呈現，但晨昏時太陽

通過大氣厚度更厚，則藍光散射而減衰，故呈現黃、紅

光。

3.雲、塵等粒子遠較光之波長為大，則 Rayleigh 散射之情形

較少，塵大致與波長之倒數成比例，而雲則幾乎不依

Rayleigh 之散射，故雲所見到都成白色，此則稱為 Mie

之散射。

Rayleigh 散射與 Mie 散射之不同，可從光在進行前其散

射角度之分布來看，Rayleigh 散射係光入射方向與散射

至同方向(前方)之比例，與入射方向與散射至反方向之比

例相等，而 Mie 散射則係向前方散射佔優勢。

37

4.散射作用之顯著性

(1)中高緯度較顯著

(2)冬天較多

(3)雲層較多

(4)日出、日落

5.散射(甚至漫反射)之光對植物葉綠素之吸收較之直射光

有更大範圍的投射機會，有助於被遮蔽樹葉等之吸收。

38

六、地球輻射(長波輻射)(Terrestrial radition)

從地球外側觀測地球輻射之情形如下：

39

地球輻射指地球表面向外太空輻射，因多屬長波之波

段，故又稱為長波輻射，可分為：

(一)地面輻射

1.地表平均溫度 300°K

2.輻射能量在3~80μ之波長範圍

3.最大輻射能量之波長約10μ，可依 Wien’s Law 計算如下：

平均地面溫度為 15℃，則

)15273(2896

max

Tc

≒10μ

4.只具熱效應

5.地表之長波放射係數依地表特性之不同，大致為 0.84~0.99

6.地面輻射在夜間乃為降低地表溫度之主因

(二)大氣輻射

1.對流層之平均溫度約為 250°K

2.輻射能量在4~120μ之範圍

3.最大輻射波長約為15μ

4.大氣輻射向下部分稱“大氣逆輻射”

5.若無大氣，近地面之溫度可降至-23℃，實際地面約 15°，

故顯示大氣之溫室效應。

40

(三)地球之長波輻射效應可歸納為：

1.大氣中在白天之太陽輻射大部份均屬可見光以下之短波

輻射，只有少部份為長波向下方輻射。

2.地球表面在白天除反照短波以外，地球本身並無較大之輻

射作用。

3.夜晚則因無太陽光反照，故以地球本身之能量對外輻射。

4.地球之輻射主要均偏長波。

5.地球的長波輻射主要在夜間進行，又稱之夜間輻射。

6.若考慮地球亦為－黑體，在 10%之容許誤差內，可依

E=σT4計算夜間輻射量。

7.夜間長波輻射之多寡代表地球溫度降低之多少，為影響

霜、露、霧等氣象變化之重要因子。

8.晴朗天空，向下之長波輻射主要來自大氣之水汽與 CO2，

因之依 Brunt、Penman 對向下之長波輻射以下式推估：

)9.01)(09.056.0( 21

4 ceTR aL

aT ：百葉箱內之氣溫的絕對溫度

e：水汽壓

)1(Nn

c

n：實際日照時數

41

N ：理論日照時數

9.地面之輻射可比照黑體輻射強度乘上相對放射率ε，即

4TR L

T ：地面絕對溫度

：約 0.84~0.99

七、地面淨輻射(Net radiation)

白天進入地面之短波輻射 'SR ，即

)1(' rRR SS

夜晚長波輻射出去為 LR ，則淨輻射(一天)

LNSN RrRR )1(

在夜間則(只計夜間)

LNN RR

此等淨輻射為地面蒸發、空氣熱對流、土壤熱流及植物

光合作用之主要來源。而各不同地方之淨輻射有下列之特性。

海面、水面：S

N

RR 較高

沙漠：S

N

RR 較低

熱帶：S

N

RR 較高(植物茂盛、短波反射少)

淨輻射在白天為正，日出經一段時間後變成正，日落過

EX..

地面溫度 15℃，ε=0.9

則 LR =0.9×8.25×10-11×

(273+15)4=0.4cal min/cm2

地面之長波有效輻射 RLN：

RLN=RL-aRLA

a：地球逆輻射吸收率

RLA：大氣逆輻射RL：地面輻射

42

一段時間後轉為負，夜間則為負。又，不同季節、地物、亦

有下之特性。

夏季：淨輻射為正

冬季：淨輻射為負

短草：淨輻射低

長草：淨輻射高

以玉米為例

密植 NR ：100%

疏植 NR ：73%

密植時冠部吸收更多之 NR ，但地面少；疏植時則因水汽

濕度短缺，故所獲之 NR 用來蒸發散，易使水分缺乏而枯萎。

八、日射與作物

(一)日射穿透介質之透射作用

1.土壤：透射甚低，吸收與反射則作用顯著

2.水：反射少，吸收及透射高

3.植物：透射隨葉片分布而不同，可以下式表示之，即

(1) KFeII 0

43

K ：葉片之吸光係數

F ：向下累積之葉面積指數 LAI

註：①一般直立之葉片：K =0.3~0.5

水平之葉片：K =0.7~1.0

②LAI 愈大，代表植物利用輻射之效率愈高

(2)Monteith 式

0])1([ ISSI F

0I ：植物群落外之日射強度

I ：進入植物內之日射強度

S ：透射率(水平葉 0.4、垂直葉 0.8)

：葉之散射係數(或稱光傳遞係數)

F ：LAI

4.以玉米群落之日射分布剖面為例

44

(二)日射對植物之效應

1.熱效應：光轉為熱能，用於蒸發散，及與周圍空氣進行

熱交換，並影響植物器官溫度及生理作用。

2.光合作用效應

(1)日射量之分配

在太陽高度大於 20°之狀況

QP=0.43RD+0.57RS

QP：光合作用之有效日射量

RD：水平面上之直接輻射

RS：散射之日射量

(2)波長效應

波長 作用

＞1.0μ 對植物只產生熱

1.0~0.72μ 增長效應，控制萌芽、開花及果實著色

0.72~0.61μ 葉綠素強烈吸收

0.61~0.51μ 低光合作用

0.51~0.4μ 葉綠素及葉黃素強烈吸收

0.4~0.315μ 合成效應；可使植物變矮，葉片變薄

0.315~0.28μ 造成植物傷害

＜0.28μ 殺死細胞

45

(3)其他生理作用

①提高呼吸作用(麥種子提高 3~4%之呼吸作用)

②與植物生長荷爾蒙分泌有關

③缺紫外線會造成徒長、組織軟弱

④綠葉易吸收紫外線，不易吸收紅外線

⑤紅外線促進蒸散作用

九、光照與植物之生育

光照為太陽輻射強度之另一種現象或指標，又有稱“日照”

光的通量：以燭光為單位

光的照度：單位面積所接受光的通量，即

1Lux=1 燭光/m2=0.148cal min/m2

2 min/y =13.5 萬 Lux

(一)光飽和點：光照度增至某一程度，光合作用即不再增加。

陽性植物不存在光飽和點

陰性植物約為晴天的101

群體作物無光飽和點，僅表層葉片有光飽和點

(二)光補償點：光照度降低使光合作用與呼吸作用相等

46

當溫度增高，呼吸作用隨之增強，光補償點亦上升。

不同植物、不同生育期、及不同外界環境，光補償點

亦不同。

群落之光補償點較單葉為高。

強光有利繁殖器官(花)之發育；

弱光有利營養器官(根、葉)發育。

遮蔭地，蛋白質、糖、澱粉等均少(合成作用差)。

(三)光週性

1.植物隨光照時間長短之週期變化而有生理反應之變化，

其中尤以開花、結果之反應最為直接，而依其光週性之

適應條件，可分：

日照變長 日照變短

長日照作物 開花結果 寒、溫帶

短日照作物 開花結果 熱帶

中性作物 不受日照時間影響

47

2.機制－光敏色素控制

紅光吸收型 Pr－對短日照促進開花

遠紅光吸收型 Pr－對長日照促進開花

(四)光照時間與作物馴化

1.利用光照時間之改變使作用適應之

2.可作為引進外來物種馴化之控制

十、淨輻射之環境改善措施

1.增加入射－壠、畦、大、小、方向、反射。

2.減少放射－覆蓋、遮蔽(風障)。

3.改善地表性質－鬆土、舖砂、撒灰、灌漑、植生、表面

粗糙化等方式，以提高日射之吸收或反射。

4.人工給光－投射不同波長之光源，以增加作物之吸收及

增加光照時間。

5.調節作物生長密度－增加透射、散射之日射量。

6.改變作物栽培方式－如葡萄以直立式取代棚架式。

48

第三章 溫度

一、引言：溫度是熱能的直接示度

(一)溫度與農業之關係

1.溫度是植物生長、生存之重要環境要素之一

2.生物之一切生理生化過程，均有一定之溫度條件

3.溫度為地區栽培作物(或其他產業)之絕對條件

(二)溫度變化之機制

1.絕熱變化

(1)增高→壓力減少→膨脹→減溫

(2)降低→壓力增加→壓縮→增溫

2.熱交換之方式：

(1)輻射：地面空氣、空氣空氣

(2)傳導：物質通過碰撞產生之熱交換

土中之熱交換為主

靜止空氣亦有此等傳導(一般僅地表數 mm~數 cm

之厚度)

49

(3)對流、平流與亂流

對流：氣塊垂直方向上之運動，可達地面上 10 多公里。

平流：空氣水平方向之運動。

亂流：空氣治冷熱不均或粗糙不平之地面移動，在空氣內部

產生小渦旋之運動。

影響因素：

(1)動力亂流

(2)熱力亂流

(四)潛熱交換

1.蒸發

2.凝結

二、氣溫的絕熱變化

(一)定義：空氣內能的變化係來自外界壓力的變化，而使空

50

氣膨漲或壓縮而引起。

(二)乾絕熱方程式－Poisson 方程式

1.熱力學第一定律： AdWdEAdWdEdQ )( ……………(1)

dQ：加諸在一孤立系統之熱量

dE ：該系統增加之內能

AdW ：該系統對外力所作的功

A：功的熱當量

2.氣體之內能－即其分子運動的動能(理想氣體狀態下)

dTCdE v ………………………………………………(2)

vC ：定容比熱

T ：氣體溫度

3.定壓下，氣體膨脹所作的功

dVPAAdW ………………………………..…………(3)

P：壓力

V ：氣體之比容積

4.Poisson 方程式之推導

APdVdTCdQ v ……………………………..…………(4)

由狀態方程式 RTPV ，

51

微分之，即 RdTVdPPdV …………………………….(5)

(5)式代入(4)式，消去PdV ，並以定壓比熱 ARCCP 0

取代之，得 AVdPdTCdQ P ，

∵P

RTV

∴P

dPARTdTCdQ P

在系統為絕熱變化時，即 0dQ 時，

PdP

ARTdTCP ………………………………………….(6)

(6)式積分之

P

PP

T

T PdP

CAR

TdT

00

00

ln)(lnPP

CAR

TT

P

or PCAR

PP

TT

)(00

∵Kg

cal

Kgerg

ergcal

PCAR

238.0

1087.210239.0 67

≒0.288

∴ 288.0

00

)(PP

TT

此即 Possion 方程式

即無其他熱量的交換、進出

52

(三)乾絕熱遞減率

1.定義：氣塊絕熱上升，在單位距離(高度)之溫度降低值。對

乾空氣或未飽和濕空氣而言的絕熱遞減率稱為“乾絕熱

遞減率”，即 )(dZdT

r id

前述 dQ=0 時之P

dPARTdTC i

iiP (兩邊同除以 dZ )

dZdP

PCART

dZdT

r i

P

iid )(

(式中小寫 i 代表區別與周圍大氣不同之所指氣塊)

2.當氣塊與周圍大氣壓力P處於平衡時，

即 PPi ，及 dPPdPP ii

又dZdP

gdZdP i

∴TT

CAg

gRTC

ARTr i

PP

id

＊ 在實際大氣中氣塊溫度 iT 與周圍大氣溫度T 之差很少

超過 10°，因之以絕對溫度之比值而言，

273263

2732830 or

TT

≒1

故常取238.0

1098110239.0 47

Pd C

Agr ≒ m100985.0 ℃ ≒ m1001℃

∴ ZrTT d 0

(四)飽和濕空氣絕熱遞減率 mr

1.飽和濕空氣凝結放出之潛熱 dQ

53

sLdgdQ

sg ：水汽之克數

sdg ：凝結的水汽克數

L：水汽之凝結潛熱

2.飽和濕空氣之熱力學第一定律－濕絕熱方程式

PdP

ARTdTCLdg ps

sPP

dgCL

PdP

CART

dT

dZdg

CL

rdZdg

CL

CAg

dZdg

CL

TT

CAg

dZdT s

Pd

s

Pp

s

P

i

P

i

因之濕絕熱遞減率 mr 表為dZdg

CL

rdZdT

r s

Pdm

im )(

即飽和水汽上升時， 0dZ ， 0sdg

∴ 0dZdgs ，下降時 0dZ ， 0sdg

0dZdgs ，即 mr 總是小於 dr

(五)乾濕絕熱遞減率之比較

54

(六)大氣穩定度之判定

上升氣塊之乾絕熱遞減率 dr

上升氣塊之濕絕熱遞減率 mr

周圍空氣之溫度遞減率為 r

1. r愈大，大氣愈不穩定， 0r 為等溫， 0r 為逆溫，此兩種

現象即無對流發展。

2.當 mrr ，不論空氣飽和與否，為絕對穩定

3.當 drr ，不論空氣飽和與否，為絕對不穩定

4.當 md rrr ：對作垂直運動之飽和空氣→大氣不穩定(條件不穩定)

對作垂直運動之未飽和空氣→大氣穩定

55

三、熱傳導與地溫變化

(一)熱傳導公式

熱流量 B= 溫度梯度熱傳導率單位時間單位斷面

傳輸熱量

k

dtAdQ (

dZdT )

因為熱流量由高溫向低溫側流動，溫度在降低，故以負號表

示，即dZdT

kdtA

dQB

∵ dZdtdT

dZAcdtdZdZ

TddZdT

dZdT

kAdQ ZZ

2

2

)()(

式中 2

2

dZTd

Ck

dtdT

2

Ck ，定義為熱擴散係數

C為比熱或熱容量：可分質量熱容量與

容積熱容量 'C

CC ' ：密度

56

(二)地溫變化律之推導

地溫變化可用 Fourier 級數表示之，

即 ......2sin2cossincos 322110 atbtatbtaaTzt

P

2

為周期P之弧徑

因為 2

22

dZTd

dtdT

，則解該式得

......)22

2sin()

2sin( 3210 A

PZ

tP

eAP

Zt

PeAAT P

ZP

Z

Zt

即溫度之變化為近似正弦曲線，取一次項代表溫度隨深度與

時間(周期)變化，並分析探討如下：

即 )2

sin(0 PZ

tP

AeAT PZ

Zt

1. 當最高溫時，即 ZtT 最大之條件或最小條件為

1)2

sin( P

Zt

P

，因時溫度最大與最小之溫差R，即

PZ

AeR

2 ，此式可稱地溫變化第一定律，即溫差隨深度呈指

數減少(等比級數)。

2. 設 1Z 層、 2Z 層之溫差分別為 1R 、 2R ，則

PAeR

Z 1

21

PAeR

Z 2

22

57

∴ P

ZZ

eRR

)(

2

112

PRReZZ

221

210

2122

)log(log)(log)(

上式為地溫變化第二定律，即溫差比隨深度比之指數變化。

3. 溫度發生最高時之時間應是正弦函數之最高點，即

22

P

Zt

P

最低溫之時間則為2

2

PZ

tP

若以最高溫時間發生之延遲效應觀之，則

22 11

P

ZP

t

22 22

P

ZPt

則 4

1212

PZZtt

此即地溫變化第三定律，即最高溫(或最低溫)出現時間，

隨深度之增加呈等差級差延遲出現。

(三)地溫之熱傳導效應推求

1.由 P

ZZ

eRR

)(

2

112

得就 1R 與 2R 之關係，即

P

Z

AeR

1

21

P

Z

AeR

2

22

58

兩式相減得PRR

eZZ

2

21

210

2122

)log(log)(log)(

2.由2

2 11

PZ

Pt

22 22

P

ZPt

兩式合併得 4

1212

PZZtt

∴

4)(

)(2

12

2122 P

ttZZ

3.由 2

22

2

2

dZTd

dZTd

Ck

dtdT

，∴2

2

2

dZTd

dtdT

取近似值，即2

2

2

ZT

tT

，

令深度之變化呈等差，則ZZ

T ZZTT

ZZTT

32

32

21

21

2

2

(∵ ZZZZZ 3221 )

∴ 2321

2

2

)(2Z

TTTZT

則 2即可從不同深度之溫度求得

4.土壤熱傳導之參數

(1)一般乾土之比熱(質量之熱)容量大約為 0.2 ℃gcal

(2)經驗式

容積比熱 wmC 06.046.0

59

式中

m=土壤之體積比

0=土壤之有機質含量(%)

w=水之體積比

小結：

1. 地溫之振幅 PZ

Z AeR

2

地溫依土壤深度之算術級數增加，振幅(溫差)按幾

何級數減少，至某一深度振幅趨近於 0，溫度變化(溫波)

即消失。

2. 地溫之延遲 4

12 PZZt

地溫之延遲時間與深度成正比，與土壤熱擴散係

數成反比。

3. 日溫不變層深度與年溫不變層深度之比值，等於其週期

平方根之比，即週期不同之振幅(如日、年)，達同一倍

數所深入之深度，與其週期之平方根成正比。

Ex：

0

1

R

RZ 表示日變化兩深度( 501 Z )之振幅比

60

'0

'1

R

RZ 表示年變化兩深度( 50'

1 Z )之振幅比，

要使日變化與年變化之振幅達同倍數，即

'0

'

0

11

R

R

R

R ZZ ，∵ PZZ

Z

Z eR

R

)( 12

2

1

∴)()( '

1

'1

1

1

P

Z

P

Z

ee

'1

'1

1

1

PZ

PZ

∴1.19

13651

'1

1'1

1 P

P

ZZ

即年振幅消失深度為日振幅消失深度之 19.1 倍

Ex：

已知土壤熱擴散係數 sec32 2103 cm ，試推估每增加 1cm 深

度，其延時多久？

Sol：

日變化4

86400

103

13

cm

t =1514sec≒25.2cm

年變化 dayscm

t 5.334

36086400

103

13

P：日週期

'P ：年週期

61

四、氣溫之分布

1.緯度

2.海拔(高程)

3.近地面之氣溫分布

(1)日、夜變化

(2)逆溫層

4.植物群落內之氣溫分布

(1)群落內

(2)群落上方

五、氣溫與農業

(一)農業氣象之氣溫參數

1.三基溫

2.積溫

3.溫週性

(二)積溫的種類

1.活動積溫：高於生物下限溫度之日平均氣溫

N

iitY

1

)( Bti (下限溫度)

62

2.有效積溫：活動積溫與生物下限溫度之差值

N

ii BtA

1

)(

3.溫量指數(當量積溫)：月平均氣溫 5℃以上之月份減去 5℃

之累積值。

4.有效溫度係數：影響生育有效氣溫之一係數，亦即以“日

平均氣溫乘以其有效溫度係數代表為該作物生育之有效

氣溫”

Ex：

羽生壽郎：陸羽 132 號水稻在播種至抽穗期，其

16~22℃間之有效溫度係數 1.0

16~14℃間之有效溫度係數 0.5

10℃之有效溫度係數 0

5.正積溫與負積溫

(1)逐日 0℃以上日均溫之累積

(2)逐日 0℃以下日均溫之累積

(三)積溫之應用

1.產期之預估

2.耕作制度之安排

63

3.低溫災害之預報

4.作物生長發育動態之相關研究之指標參數之一(作為產量

與品質之掌握)

(四)積溫之不穩定性

1.光(日)照影響

長日照下所需有效積溫短日照下所需有效積溫

光溫係數

1K ，

光溫係數愈小，代表光週期之敏感度愈高。

2.輻射強度之影響

如高山之輻射強度大，葉溫較氣溫高，使生育週期較短

3.三基溫之影響未考慮

(只用生物下限溫度作為基準)

(五)農業栽培之氣溫改善

1.灌水法－水道之繞行

2.燃燒法－烟料之逆輻射

3.熱氣法－人工吹熱氣

4.溫室、網室－設施栽培

64

六、地溫與農業

(一)地溫之變化

1.日變化

2.年變化(地溫不易層 7~20m，粘土較砂土淺、乾土較濕土淺)

(二)地溫之分布(不易層以下每 33m 反增 1℃)

1.地形：向陽、背陽

2.土壤：黑色、白色；石質土、粘土、有機質土

3.含水量

4.耕耘方式：畦、隴(方向、深淺)；淺、深耕

(三)地溫對農業之影響

1.根系之發展

2.肥料之分解與吸收

3.儲藏

(四)地溫之調節

1.覆蓋容易吸收日射之物質

65

2.覆蓋不良導熱體－稻草

3.改變土壤含水量

4.灌漑不同水溫或排水

5.表層耕耘

6.作畦

＊裸地年平均地溫 )(℃ST

年平均氣溫 )(℃aT

在北緯 20~40°，高程 500m 以下，有下列關係：

aS TT 89.04.3 84.04.45 ST (：緯度)

七、水溫與農業

(一)水溫之變化

1.降水

2.河川水

3.湖、海

4.地下水

(二)灌漑水之水溫對作物影響

66

1.水稻開花、受精時，水溫低會引起授精障礙，造成不稔。

2.水溫在 13~14℃以下，生長點細胞增殖停止。

EX：水稻與水溫

(1) 出穗前 20 天，生長點約高出水面 10cm，會受水面之微

氣象影響。

(2) 出穗後開花受精時，即使氣溫高，但水溫低，則根之活

動即減弱，容易妨礙受精作用，引起不稔。

(3) 水溫在 13~14℃以下時，幾乎所有生長活動均會停止，

但在 30℃之適溫下活動增加。

(4) 葉之同化作用受水溫影響較之氣溫顯著。

(通常葉溫較氣溫高時，有利於同化作用)

(5) 發芽伸長之發育適溫在 30~32℃，但不需全期均在此水

溫。

(6) 當灌漑水溫低於 19℃時，不稔。在 22℃以上，每上升

1℃，可提高 20%之稔實(北海道)。而京都地區，從移

植到出穗平均水溫 21~20℃時完全不稔。

(7) 水溫超過 40℃，在有機質高且排水不良之田地，會因

持續高溫對根系生長造成不良影響，亦會減少產量。

67

(三)水溫之調節

1.日射法

2.防止蒸發

3.調整水量

4.補給適溫水

八、植物體溫

(一)葉溫：

1.影響因子：日射、氣溫、風、雨、葉片大小、厚薄、形狀、

顏色及作物生理。

2.作用機制：

(1)白天因日射升溫，夜間因輻射而降溫(晴朗白天可較氣溫

高 3~5℃)

(2)日射、風促進蒸散而降溫。

(3)有風狀態下，因空氣交換而與氣溫同。

(4)葉溫高，有利於同化作用。

(二)樹幹溫

68

1.樹皮之溫度變化大，愈往內部變溫愈小

2.日射之影響較大(可相差 25℃)

3.最高、最低溫出現時間較氣溫延遲

(三)芽與花溫

1.低溫抑制芽之發芽與花之受精

2.花溫與葉溫類似，比氣溫略高(無日射有風時則與氣溫相近)

(四)果實溫

1.果實溫和果實成熟與儲藏有關連

EX：桃、梨－

在不受日射影響下，果實最高溫比氣溫低，但最低溫比氣

溫高。

在直射下，果實溫比氣溫高(掛袋與否均較氣溫高)

九、溫度對農業災害之預防

(一)寒害

1.寒害：

冬季亞洲大陸東部之大規模高氣壓，阿留申附近則有大

69

的低氣壓發展→大陸寒氣強。

凍害與寒風害均發生在冬季。

凍害：顯著之低溫將作物凍死(體內結冰細胞凍死)

寒風害：因低溫而與風、土壤水分、空氣濕度結合使作

物被害。

(凍害：冬天作物已具備相當之低溫抵抗力。

霜害：與凍害之作用相似，但大都在低溫抵抗力小之

早春晚秋中發生)

2.寒害之結構：

(1)細胞體液凍結

(2)機械性之損害

3.寒害預防：

(1)使用發熱材料－適用小面積

(2)利用輻射方法：

充份使用日光熱－地面埋黑色物質

地面與日射角度減小，儘量成直角。

防止夜間輻射：敷草、竹棚

敷草要在晝間行之。

竹棚：減少夜間大量輻射逸散、防風。

70

果樹：草蓆包、蟠糰、塗白漆。

預防寒風：高畦、草、墻、林

(二)霜害：晚秋至早春之間，夜間晴朗無風日時，容易結霜

1.霜害之機制：

前日之傍晚溫度逐漸降低

空氣乾燥

夜間天氣晴朗

無風

地表面或作物面放射、冷卻強，而漸向上層空氣

傳遞

氣體本身亦放熱冷卻，而形成逆增形之溫度剖面。

植物在春天發芽或秋葉對寒冷天氣尚未準備周全

2.霜害地與無霜害地：

霜害地：

(1) 易形成逆增型溫度剖面之地方，地上 1m 與 10m 之溫差

可達 3~5℃，果樹之下枝易受霜害，密集群落則較不易

受霜害。

(2) 凹地、谷間、盆地等低地因冷氣流之流下而形成冷氣湖，

71

其深度可達山高之 0.2~0.25 倍。

此冷氣湖可自日落前約 40 分鐘到日出後 30 分鐘形成，

平均流速 1.5~1.8m/s。

沿河川之凹地比較會集中冷氣而形成霜道 frost belt；起

伏地之小凹地容易形成霜穴，此等地形易形成霜害及凍

害。

(3) 逆溫層之高度在中緯度約 200~300m，因此在山地超過

300m 或 400m 以上之溫度反下降，同樣在 200m 或 100m

以下溫度亦低，需注意霜害。而逆溫出現的高度則稱為

溫暖帶。

無霜害地：

(1) 水邊：對流強，易生霧，且溫度不易下降太大。

(2) 林邊：對流強，且受林木生理熱量之影響，較不易結霜。

3.霜害之預防

(1)永久性之預防：

防霜林或防霜堤：a.改變冷氣流之流向

b.擾亂流態

72

c.增加氣溫

栽培之選擇：a.畦之方向

b.栽種之位置

c.選擇抗霜品種

(2)應急之方法

燻煙法：提高 1~2℃

加熱法

撒水與凍結法：葉上之水令之結冰，以保持作物體之濕潤

浸水法

覆蓋法

逆風法：風扇之吹拂

(三)冷害

73

第五章 風

一、風之觀測：風速、風向、風壓

二、風之成因：

依查理定律：同一壓力下，氣體之容積與溫度成正比，亦即

氣體之重量與溫度成反比。

因之大氣因溫度之差異而

形成大氣之對流，並進而引致

大氣之水平流動，但大氣對流

高約僅 10km，而風之水平運動可由數公里至數百公里。

三、地球自轉對風力之影響

1.Foucanlt 試驗：北半球擺垂之擺動會慢慢向右偏，在極區

24 小時偏轉 1 周，偏轉角之大小與緯度成正比。而赤道無

偏轉，其他地區偏轉一周所需時

sin2

T ，

：地球自轉之角速度

：當地之緯度

由此實驗知，空氣之於地球上正如擺垂在空中運動隨時

在改變方向，緯度愈高，改變愈甚，故風在地面上非直

74

線運動。

2. Kepler 定律：Kepler 第二定律－在同一時間內，向徑(地

球與太陽之連線)在空間所掃過之面積恆相等，即 CRV ，

R為向徑，V 為地球運動速度。

依 Foucault 之理論，設P點為地球北極，今有一大氣質點P循

PA之方向依等速V 前進，

dt 時間後，其所行距離 VdtdrPA ，

若為地球自轉之角速度，故在 dt 時間內，

當P至 A之空間時，PA已轉至 'PA，設 a為加速度，因 Va 2 ，

若氣流密度為，則知地球自轉對風之偏轉力 VF 2 ；若

非北極，而在任一緯度，則 sin2 VF ，由此式知風向之

偏轉力與地球自轉力有下之關係：

與氣流之密度成正比

與速度V 成正比

與地球自轉之角速度成正比

與緯度之正弦( sin )成正比

偏轉力方向與瞬間風向垂直

偏轉力方向在北半球向右偏，南半球向左偏

75

四、梯度摩擦與風向、風速

風向之影響因子：

等壓線之形態，地球自轉，地面摩擦。

風速之影響因子：

等壓線之疏密(氣壓梯度)，地面摩擦。

氣壓梯度為單位距離內二地氣壓之較差，其方向恆自高

壓向低壓，並與等壓線垂直，因之，高壓成一 source，低

壓中心則成 sink，而有氣流之運動，此力亦稱之氣壓梯

度力。

(一)地轉風(Geostrophic wind)：

當由高壓往低壓流動時，即受偏轉力之作用，風向開始

右偏(北半球)，直至偏轉力與氣壓力方向相反時，方可平

衡，故平衡狀態時，風之方向係垂直於氣壓梯度，亦即平行

於等壓線。此項純由氣壓力與地轉力相平衡而得之風稱為地

轉風。

(G ：氣壓力；F ：偏轉力)

(二)梯度風(Gradient wind)

76

當等壓線為曲線時，除G 與F 之力外，尚有離心力 e，

RV

e2

，因氣壓力G 與偏轉力F 方向相反(不計摩擦阻力

時)，離心力之方向則恆自中心向外，故在高、低氣壓區中，

G 、F 、 e三者之關係為

低壓區RV

VeFG2

sin2

高壓區RV

VeFG2

sin2

而由G 、F 、 e等三力互相平衡之風謂之梯度風。

(三)摩擦阻力

空氣不論接觸面為何，均會與接觸面有相當之摩擦阻

力，此力與風向相反，其效應為：直接減小風速，及間接減

小地球偏轉力(因偏轉力與風速成正比)。是以空氣流動時，

其偏轉程度，並非如理想情形之偏轉至與等壓線平行，而係

偏轉至與等壓線平行以前即停止，換言之，實際之風向與等

壓線成相當角度，且係偏向低壓地區，故風向之形成如下圖

故高氣壓之風速較大

77

所示：

上圖中R表摩擦阻力，i為傾角，為偏角，F 為偏轉力，

e為離心力，G 為梯度力(氣壓力)。

摩擦力愈大，實際之風向愈偏向低壓區，否則愈與等壓

線之走向一致，等壓線與實際風向所成之角( i )在陸地表面約

30°左右，在海面上較小，在自由大氣中更小。

五、大氣環流

地球因赤道與極地受太陽熱之不同，而有風之產生，此

風因緯度之不同而形成風帶：

1. 赤道無風帶：

南北緯 5°間，為北半球之東北信風與南半球之東南信

風帶合流上升處，此處上升氣流強盛，平流則極弱，風向

78

不定，且亂流強盛。

2. 信風帶：

5°~30°之間，為副熱帶高壓與赤道低壓之氣壓梯度所

造成，受地球自轉而偏轉成北半球為東北信風帶，南半球

為東南信風帶，風向與風速均少變化。

3. 副熱帶無風帶：

約在緯度 30°附近之副熱帶為高氣壓所佔據，只有下

沈氣流，平流運動極弱，而為信風帶與西風帶之分流地帶，

屬反氣旋中心，下沈氣流放出潛熱，因缺乏水分、空氣乾

燥，天氣多晴朗、陽光充足、少雨。

4. 西風帶：

30°~60°，為副熱帶高壓與高緯度低壓之氣壓梯度所

成，風由副熱帶向極地吹，受地球自轉而偏向，緯度愈高，

偏向愈大，故在北半球初為西南風，到高緯度則成西風，

此風帶之風速強弱交替出現，在冬季為強風，夏季多為弱

風，此區常有氣旋及反氣旋出現，其動向由西而東，形成

緯度 40°~60°之天氣變化主要因素，尤其在北半球，西風受

此等天氣系統之影響而不明顯(如亞洲東部之季風)，但在南

半球多海洋，西風非常顯著，風速很強，而有“狂風海浪

79

南緯 40°”之稱。

5. 極圈(地)暴風帶：

在 60~65°間，氣壓甚低，為西風帶之極限，此區天氣不好。

6. 極地東風帶：極區為一大冰帽，寒冷氣流強盛，向赤道方

向吹，及受地球偏轉力而形成東風帶。極地東風與溫帶之

西風之相對運動之干擾與混合作用，其交界即為兩區之間

的極地暴風帶。

六、季風

海陸間之對流氣流具有季節之變化者謂之，此因

海、陸之熱傳導不同

季節之更替造成大的溫差

80

而如赤道因無明顯的季節變化，故無季風。

冬季季風多乾冷，夏季季風多溫溼，

影響台灣之季風：冬季為西伯利亞高壓區，夏季為太平

洋之高壓區。印度另成一明顯之季風區，來自印度洋。

季風之上層空氣流動(20000ft 以上)仍以太氣環流之影

響為主。

七、海風與陸風

為具一日週期變化之對流氣流。

白天：吹海風；夜晚：吹陸風

在空氣下層溫度低則氣壓高，溫度高氣壓低。

但在上層高空處則溫度低氣壓也低，溫度高氣壓也高，

故高空之風向，白天為海→陸，夜間反之。

陸地白天氣流上升，海洋之氣流下降

81

在缺乏真正冬季之緯度，此種風盛行；在高緯度地區，

只有在熱季有之。

一般海風比陸風強：日溫差大，夜溫差小，又海面光滑，

陸面粗糙。

海風：可深入陸地 20~30 公里，在熱帶地區其發展高度可達

1000~1500m，溫帶地區則可達 500~800m。

陸風：約深入海上 7~10公里，陸風之高度發展約在 100~300m

八、山風與谷風

白天：谷→山(谷風)；夜晚：山→谷(山風)9：00 起 18：00 起

白天：谷中之氣柱高，氣壓也大，而山脊變熱快，

空氣熱而輕，而成谷風。

夜晚：地面輻射冷卻，尤以山頂、山脊冷卻得快，

空氣變重，氣柱高，而成山風。

谷風：因氣流上升而凝成水汽形成雲，故通常在下午多雲、雨。

山風：下降氣流，乾冷、無雲，故早上天氣多晴朗。

山風、谷風之發生：夏季發達，晴天發達。

谷風一般較山風強。

山風之溫度低，容易造成霜、凍等寒害。

82

九、焚風

潮溼水汽在迎風面大多已凝結形成降水，因此氣流越過

山頂而下時，依空氣絕熱遞增，溫度漸高，其相對濕度漸降，

而形成一種乾熱的風謂之。

焚風可使作物脫水，而造成傷害、減產；但卻可作為農

產品風乾的良好時機。

十、下沈風及渦旋風(Fall wind and Eddy)

下沈風：在格陵蘭及南極大陸由於強大高氣壓向下沈降之氣

流所形成，風速(垂直→轉水平)最大可達 20 secm 以上。

渦旋風：在山之背風區常出現，為航空人員需注意。

十一、風之變化

風速之日變化與年變化因影響因子多，而無一定規則，

一般風速之日變化(近地面處)以中午 13 時左右最大，凌晨最

小。在高度 50~100m 處則夜間較日間大。

而年變化則受海、陸分布及緯度等因性影響，較無規則

性。

83

十二、近地面風之分布

風速隨高度分布之型態謂之風速剖面。

地表面風速剖面因地面狀況不同，對於風之摩擦作用不

同，其垂直剖面之風速變化可依 Prandtl 理論推導之，即

風之剪力 ''cos vuZu

turbulenceityvis

在亂流狀況下，粘滯性之作用很小可忽略之，則 '' vu

依 Prandtl 混合長度理論，令

Zu

u

' ，Zu

v

' ( 'u ：橫向； 'v ：縱向)

'u 及 'v 稱之為 fluctuating velocity

為混合長度，令 kZ ， k 為 Karmann 常數， k =0.4

∴ 22 )()()(''Zu

Zu

Zu

vu

22 )()(Zu

kZ

∴kZZ

u 1)( 2

1

而 *21

)( u

∴

ZZ

ku

1)( 2

1

∴ )ln(1

2*12 Z

Zku

uu

當 1Z 之風速 01 u ，則可簡化為一般式，即 )ln(0

*

ZZ

ku

u ，此公式

84

所表示之風速剖面如右圖所示，

係表示風經過一平坦面時所表現

之風速剖面， 0Z 即風速為 0 時之

高度。

但當風通過一作物群落時，

在作物上方之風速隨高度之增加呈

對數遞增；而作物內部，另呈風

速遞減終至 0，如將作物上之風速

分佈曲線延長與風速為 0 之縱軸

相交，此一高度為 dZ 0 ，其中 0Z 為在無作物或植生存在時之

地面粗糙參數，而 d 為因作物或植生所形成風速剖面之基準零

風速平面位移之高度，則風速剖面公式可改寫為：

0

* lnZ

dZku

u

dZHZ 0

而作物上層之風速剖面即如下圖

85

在光滑平面上 0Z 約為 0.02~0.6cm(水平)；短草時，約為

0.6~4.0cm。

而一般有 833.0log997.0log 0 HZ 之關係，式中H ：草高。

至於高莖作物則有 154.0log979.0log Hd 之關係。又近地面

高度 1Z 與 2Z 之風速分別為0

1*1 ln

ZdZ

ku

u

，與0

2*2 ln

ZdZ

ku

u

，

∴ )ln(ln0

2

0

1*21 Z

dZZ

dZku

uu

∵

*u

即2

2

1

221

2

)][ln(

)(

dZdZuuk

(基本原理為dZdu

dZdu

)

由此知任兩點高度間風之剪力為如上式。因氣溫、水蒸

氣壓等因子之垂直變化與風速有相關，故可依上式以類比方

式導出下式，即

2

2

1

12212

]}{ln[

))((

dZdZ

TTuukCH S

；或

dZdT

CdZdT

kH Sa

2

2

1

12212

]}{ln[

))((

dZdZ

qquukE

；或

dZdq

DdZ

dDE

上式中：

H ：垂直方向輸送之熱量

：空氣密度

SC ：空氣比熱

86

k ：Karmann(0.4)

ak ：熱傳導係數

T ：溫度℃

E：水蒸汽垂直輸送量

q (單位體積中水汽克數)

q：比濕(單位質量空氣中含水汽克數)

D ：水蒸汽之分子擴散係數=0.22 sec2cm (0℃時)

Pe

ePe

q 622.0378.0

622.0

e：水蒸汽壓 P：氣壓

則代入上式，得

2

2

1

12212

]}{ln[

))((622.0

dZdZ

P

eeuukE

至於 2CO 在任兩點不同高度之濃度 1C 、 2C 測得後，其垂直輸送

量 aP 亦可用此類比法，而為

2

2

1

21212

)][ln(

))((

dZdZ

ccuukPa

十三、不同形狀之風力抵抗係數

AuCF d2

21

87

形狀 特徵長度抵抗係數

圓板 1.07

圓柱 0.83

正方形板 1.28

球 0.30

半球 0.34

半球 0.13

半球(空心) 0.35

半球(空心) 1.39

半球+圓錐

(頂角 20°)

0.088

圓錐+半球 0.16

88

十四、農作物之風害

1.直接損害：機械損害及生理損害

穗首折斷－不稔

葉片損傷－光合作用衰退、減收

損傷花器－不能結實

稻遇風倒伏－引起成熟不良、穀粒受損

同化作用減退

2.間接損害：病蟲害

十五、風害預防

1.防風林：高度、寬度、形狀、樹種、方向

2.防風墻(籬)(網)

3.防風草帶－立藁

89

第六章 濕度

一、濕度之觀測

1.濕度表

2.阿斯曼濕度計

二、濕度之表示

1.絕對濕度：單位體積之空氣中，所含水汽質量之克數

Kmbe

Kmme

Vmv

d)(

6.216)(

289 ( 3cmg

)

e：水汽壓= PX v

vX ：空氣中水蒸汽之分子量所佔百分比

P：混合空氣之壓力

K ：絕對溫度

2.相對濕度：空氣中實含之水汽量與當時溫度之飽和水汽量

之比(或水汽壓)

%100. See

HR

3.比濕：單位質量之空氣中所含水汽之克數

mamv

Pe

q 622.0

4.水汽混合比

90

)(622.0 gg

ePe

W

一般水汽壓 )( ss TTPAee

e：乾球空氣溫度T 時之水汽壓(mm )

se ：濕球空氣溫度 sT 時之飽和水汽壓( mm )

P：訂正後之大氣壓力(mm )

)0019.01(00656.0 TA (Firrel 之經驗式)

飽和水汽壓(或飽和水汽密度)係溫度之函數，即

82488.002604.0log10 Tes ：℃T

三、濕度之變化

日變化：與氣溫相反，為早晨最濕，中午(14 時)最乾，此乃

隨氣溫增加，飽和水蒸汽壓變化，故相對濕度顯得較低。

垂直剖面之日變化：

年變化：

內陸：與氣溫相反

91

海岸、山頂：與內陸相反，即溫度愈高，濕度愈高

植物群落：內部高、外部低

四、濕度之分布

1.緯度：

(1)赤道與熱帶等低緯度，因降雨量多而呈較高之相對濕度。

(2)中緯度地帶則因降雨量較少，而呈較低之相對濕度。

(3)極區則因氣溫低，相對濕度偏高。

2.地形：

(1)坡向－北半球北向較高濕，南向較乾燥。在新化海拔約

80 m 之丘陵，南北兩邊之相對濕度雖無統計上的顯著差

異，但北向約多 1.63%，而北向(5cm 處)土壤含水量約多

1.42%。

(2)地形－凹地、谷地之相對濕度高；丘陵、山頂則相對濕度

較低。

3.植生覆蓋：

(1)水田高、旱田低

92

(2)植生群落高、裸地低

五、濕度與農業

1.養蠶：養蠶與濕度之影響為最密切之關係。

2.稻作：在高濕度下，對肥料之吸收，依 K2O、SiO2>CiO2,

P2O5>N>FeO>MnO 之次序，吸收降低。

3.林業：因森林存在，可調整局地之空氣濕度，但一般濕度

與溫度之混合影響較為明顯。

4.濕度大、蒸發小。

5.乾燥之空氣下光合作用少 30~40%。

6.相對濕度 30%以下，氣孔關閉。

7.空氣濕度小，可促進開花。

8.濕度大則枝葉茂生。

六、濕度與人類

不快指數=(乾球溫度 t +濕球溫度 st )×0.72+40.6

93

70 以上 一部份人感到不舒服

75 以上 半數人感到不舒服

80 以上 大多數人感到不舒服

不

快

指

數 85 以上 煩燥不安

94

第七章 土壤水份

一、土壤水分存在方式

1.重力水

2.毛管水

3.吸著水

4.結合水

5.膨潤水

二、觀測方法

1.乾燥法： %水分乾土

水分重含水率

%乾土水分

含水比

2.石膏塊法：測其電阻

3.Tensio meter：水分張力計

三、土壤水分之變化

日變化：夜多、日少

垂直變化：淺層變化大，深層變化小

年變化：受雨季之支配(乾旱期少 20%)

為提供農業主要之用水部份

95

四、土壤水分之分佈

1.近地面處：

敷蓋較不敷蓋－高

裸土較植生處－高(非絕對)

2.南向少、北向多：坡度 20°之南向坡草皮下 5cm之土壤水分在秋季較北向少10%( Heigel)

3.畦：底部高，頂部少，東西向較南北向高

五、土壤水分之影響

1.影響作物或植物之生理作用。

2.土壤水分少，肥料分解慢，作物不易吸收養分。

3.調節溫度(水之熱容量大、溫度變化小)

土壤水分愈多熱傳導率愈大

熱傳導率 1060.09032.0ˆ y 土壤含水量 x(%)，R=0.9552

4.有霜害之虞時可加以灌溉，以防止夜間地溫下降。相對於

暗渠排水，可促進土壤溫度回升。

5.影響土中細菌種類與繁殖。

96

第八章 雨

一、雨之觀測

二、雨之成因

(一)降雨之成因

1.上升之氣流

2.凝結核

3.充分之水氣

(二)降雨之種類

1.氣流性降雨：鋒面降雨

2.地形性降雨：迎風山坡上升氣流之降雨

3.放射性降雨：受日射、潮濕空氣上升之熱雷雨

(三)降雨之強度

1.微雨 1 hrmm 、5 day

mm

2.小雨 1~5、5~20

3.中雨 5~10、20~50

4.大雨10~20、50~100(在台灣，以24小時累積降雨達50mm

97

以上，但不到 130mm，稱為大雨；而在達 50mm 時，

發布大雨特報)。

5.豪雨 20 以上、100 以上(在台灣，以 24 小時累積降雨量

130mm，即發布豪雨特報)。

三、降雨之變化

無日變化－非受太陽日周期之直接影響

年變化－以季節性變化為主，受天氣系統影響：

1.赤道降雨型

2.季風帶降雨型

3.溫帶降雨型：季節性低氣壓

4.混合降雨型

四、降雨之分布

1.由赤道往極區漸減

2.溫帶以低氣壓通過帶之雨量較多

3.沙漠雨量少

4.與離海距離、海拔高、迎風面有關

5.森林－樹雨キサメ(增雨作用)

98

五、雨量之表示

一般氣象上對雨量之表示，習慣上注意在降雨強度降雨

時間降雨量頻率。對於農業上，雨量與作物之關係常以月

平均雨量表示之，在有相同之月平均雨量之情況下，但分佈

情形可能迥然不同時，亦可影響作物之生理及生產。在農業

上，雨量之影響參數通常採用：

1.週雨量及頻率

2.日雨量及頻率

3.相對最低雨量：生長季(或週)內最低雨量

4.相對最高雨量

5.作物雨日(Crop rainy days)：一般雨日為 24 小時內下雨達

0.1mm，但作物雨日則以 5.1mm 以上為準。

6.作物旱日(Crop drying days)

7.極端雨量發生頻率

8.雨量距平率(Abnormalily)：極端值－平均值

-------------------------------------------------

說明

相對最低雨量：在一生長季中，最乾燥期之雨量總值(以日或

99

週為基數)

相對最高雨量：生長季內，以日或週為基數之最高雨量

氣象上之“雨日”：降雨達 0.1mm 以上之一日，此對植物之生

長不具足夠之影響。

作物雨日：

獨立作物雨日：大於 5.1mm 之日雨量稱為作物雨日。

或日雨量小於 5.1mm 但大於 3.6mm，且離前一作物

雨日不超過 2 日者，可作為一作物雨日計。

連續作物雨日：當日雨量大於 2.5mm 得作為一作物

雨日，又 1.3mm<日雨量<2.5mm，但連續下時，此雨

日均可視為二作物雨日，若第 1 日雨量少於 1.3mm

時，則只能計第 2 日，而以一日計。

作物旱日：日雨量在 5mm 以下者稱之，但選定標準較不一

定。

旱期(dry spell)：至少連續五日不下雨

英國之定義：

部份旱期：連續 29 日，平均日雨量少於 0.25mm

絕對旱期：連續 15 日，每日雨量均不超過 0.25mm

濕期：連續 15 日，每日雨量大於 1.0mm 時

100

台灣：

清水至枋山之沿海平原，每 2 年發生 50 日以上之旱期一

次。

最長旱期：旗山地區在民國 9 年 10 月 14 日~民國 10 年 4

月 25 日，達 194 日之早期。

旱期多發生在冬初至春末。

濕期：霪雨－基隆富貴角達 61 日，在 12 月前後。

梅雨－5、6 月之梅雨，可達 91 日。

最大暴雨：日雨量 250mm 以上者，每 3~5 年可發生一次，

最高雨量可達 450mm 以上。(近年之極端天氣頻生，已

超過此數值)。

----------------------------------------------------------------------------

六、雨和作物

雨之影響作物較之氣溫屬較為間接，且極複雜。

1.收穫量：視作物種類及雨量多寡而有不同之效應。

2.品質：降雨對生理之影響

降雨與病蟲害之關係

因日照、日射、溫度之降低。

101

七、雨和肥料

1.降雨供給氮素：每年約 2kg，最多可達 15kg

2.降雨使肥料流失：降雨強度、肥料種類、施肥時期有關，

無機肥較有機肥容易流失。

稻作吸收肥料被雨洗去的以鉀最多。

降雨與土壤流失：

65.007.133.4 IDVS

V ：雨滴速度；D：雨滴直徑； I ：降雨強度

八、水害

1.水害之原因：梅雨 颱風

2.作物之水害：

水稻：生殖期－即開花遇水害之受害最大。

3.水害之預防：作好排水、堤防等，上游作水庫及森林應有

良好之覆蓋。

102

第九章 露與霜

一、露與霜之觀測

二、露與霜之成因

夜晚地面散熱，近地面空氣冷卻，空氣之水汽凝結而成露或霜。

夜間、晴朗、無風、散熱快，易有結露或結霜現象發生，若風

速 3 sm 以上，則多半不易結露。

三、露量與霜量

Wallin(1967)：夜間露量有 0.01~5mm，但 Monteith 表示夜

間之露水不應超過 0.5mm。

霜量之多寡與結霜面之狀態而異。

四、露與霜之分佈

露：地面較多，離地面 25~75cm 最多，再高則又減少。

結露時間：離地面愈高愈遲發生。

樹冠下較草地、裸地均較少。

谷地結露多於山頂。

103

霜：高山地之無霜日較少，山腰較山腳較少霜。

湖泊少霜或露(日較差小)，但湖泊邊，因水汽多，露量亦

多。

五、露、霜對農作物之影響

露： 乾旱時，少許之露水可補作物吸收之水分來源。

可直接被植物吸收，調節體內水分之平衡。

可抑制一段時間之蒸發，及阻礙作物之呼吸作用。

因露水包藏菌源直接滲入氣孔而致病。

霜：凍害

六、霜害之預防

104

第十章 霧

霧係接近地面所出現之雲，視程在 1km 以下，即稱為霧

霧粒之大小為 1~2

一、霧之觀測

1.出現與消散之時間

2.濃度觀測：以目測為之，

能見度 200m，強濃度

能見度 500m，平濃度

能見度 1000m，弱濃度

二、霧之成因

1.平流霧：溫暖空氣流經寒冷表面或反之，其規模大、時間長。

通常發生在季風霧(海岸霧)、海霧。

2.輻射霧：夜間輻射發達所形成，規模小。

3.鋒面霧：鋒面通過後出現。

三、霧對農作物之影響

105

1.阻遮日射，致開花遲、成熟不良，收穫量少

2.使紫外線減少，作物徒長而軟弱

3.紫外線少之情況下，對茶或麻反有益(助纖維之生長)

4.阻礙光合作用、呼吸作用

5.氣溫降低

四、霧之防除法

1.改良排水減少水氣供應

2.防霧林－可消除平流霧

3.防霧袋－保護花、果實

106

第十一章 蒸發

一、蒸發之觀測

1.水面之蒸發

2.土壤表面之蒸發

3.蒸發散

二、以水文方法推估蒸發散量

ETSIIPQ fr

rI ：截留量

fI ：滲透量

S ：土壤含水量

ET ：蒸發散量

P：降雨量

Q：逕流量

三、以氣象方法推估蒸發量

1.質量輸送法

Dalton(1800)：

107

)( 0 aeeCE

C：係數

0e ：地面上或水面上之水汽壓

ae ：高於地面或水面上任一點空氣之實際水氣壓

相關之經驗式：

Rihwer(1931)： ))(118.044.0( 0 aeeuE

Penman(1948)： )17.01)((4.0 20 ueeE a

2u ：離地面 2m 之風速

Harbeck(1962)： )( 02 aeeuNE

N ：水庫表面面積之相關係數

2.空氣動力法(aerodynamic method)

在邊界層內亂流擴散之運動量 )(、熱量 )(H 、水汽蒸發量 )(E 之三公

式分別為

dZud

K aM

)(

dZd

KCH HPa

dZdq

KE VA

MK ：運動量之亂流擴散係數HK ：可感熱之亂流擴散係數PC ：定壓比熱VK ：水蒸汽之亂流擴散係數

q：比濕

108

Thornthwaite & Holtzman

假設 VHM KKK

則上三式可改寫為：

2

2

1

221

2

)][ln(

)(

dZdZuuka

2

2

1

12212

)][ln(

))((

dZdZ

TTuukCH Pa

2

2

1

12212

)][ln(

))((

dZdZ

qquukE a

3.亂流相關法(Turbulent correlation method)(亂流變動理論)

''wua

''wTCQ aP

''wqE a

'u 、 'v 、 'w 分別為 x、 y、 z 方向上風速成分之變動，

'T 為溫度之變動， 'q 為比濕之變動

4. Blaney and Morin (1942)

)114(0167.0 RHTEL

5. Jeason and Haise (1963)

SRTETP )37.0014.0(

109

四、蒸散潛勢：

1. Thornthwaite(1948)

ETP (蒸散潛勢)= aCt

ETP 月平均蒸散潛勢

t：月平均溫度

c、a：常數

I ：熱量指數，為 12 個月中，

年溫度之平均之一指數

一般經驗式為：

a

IT

ETP )10

(533.0

49.01079.11071.71075.6 22533 IIIu℃T

daymmETP

2. Holdridge formula(1962)

bTETP 161.0

bT ：日平均生物溫度(高於 0℃之溫度)

3. Hamon’s equation (1963)

SETP 165.0

S：飽和之水蒸汽密度 3mg

當蒸散潛能ETP已知時，可推導實際之蒸散量，即當土壤含

110

水量為已知，若供應水毫無問題時，實際之蒸散量ETA應等

於ETP，若土壤水分供應不足時，則 ETPmETA ，m即為一蒸

散係數。

五、蒸發之機制

1.蒸發速度與溫度成正比

2.與氣壓成反比

3.與風速之平方根成正比

4.與水汽飽和差成正比

六、蒸發量之變化

日變化：與氣溫略同，受溫度影響

年變化：夏季大，變化大，受溫度影響

林內之變化小

夜間變化小，受風、濕度影響為主

七、蒸發量之分布

熱帶之蒸發量高，愈往寒帶愈少

緯度 50°之蒸發量約為赤道之 50%

111

蒸發量因地面或水面等不同，而影響其蒸發作用，如以蒸發

皿為 1 時，湖面為 0.85

海面為 0.8

水面為 1.5(蒸發散)

森林為 1.5(蒸發散)

裸地為 0.5

112

第十二章 天氣系統

一、等壓線

經訂正後之氣壓按各地點逐一繪在圖上，將氣壓相等處

以圓滑曲線描繪之。

等壓線之繪製：

1. 每 5mb 或 5mmHg 繪一條，但也有以 2mb 一條。

2. 為開放或封閉曲線，亦可能直線，而非折線。

3. 等壓線不相交。

4. 兩高壓區或兩低壓區間，相鄰之兩等壓線須為同值，但高

壓區與低壓區之間，相鄰之兩等壓線差一單位。

5. 等壓線需為連續，而非成段落。

二、等壓線之型式

1.低氣壓：中心氣流反時針向內吹(北半球)。

2.高氣壓：中心氣流順時針向外吹(北半球)。

3.V 狀低壓：等壓線成 V 形，又中心氣壓較低故名之。在北

半球尖端常向南，兩側之風向相反，此處風向常驟變而有

不好天氣。

113

4.副低壓：又叫副氣旋，等壓線突成半圓形，其發生與低氣

壓有關，故名之，常能發生極大之暴風雨，且運行極速，

較主低壓為快，繞主低壓而行，反時針。

5.鞍狀低壓：介於兩高壓區間之氣壓較低處，其等壓線距離

大，梯度小，是以天氣平靜無風，冬有霧，夏有雷雨。

6.楔狀高壓：介於兩低壓之間，內部天氣大致良好，唯其後

部往往有雷雨，前部則多晴天。

7.直線等壓線：天氣無多大變化。

三、高氣壓

比周圍之氣壓高謂之(Anticyclone)

流態：由中心向四周順時針方向(北半球)

種類：1.低背高氣壓(寒冷高氣壓)：冬季大陸地區形成

2.高背高氣壓(溫暖高氣壓)

114

3.移動性高氣壓：楕圓形之等壓線有系統之移動，通

常由北向南，或由西向東移。

4.地形性高氣壓：由氣溫變化形成之小規模高氣壓。

5.變性高氣壓：高氣壓移動受地面影響而逐漸改變其

氣團之屬性。

高氣壓之傾度大，風速即大，又高氣壓中心內部一般天

氣良好，有下降氣流而風弱，但夜間容易引起霜害。

四、低氣壓

比周圍氣壓低謂之(cyclone)

流態：周圍氣流向低氣壓中心流入，反時針。

種類：1.熱帶低氣壓：颱風的前身

特點：直徑：渦漩 1000~1500km

時速：20~40km

颱風眼：無風，其眼邊最強

北半球右半圓風較強，左半圓風較弱

2.溫帶低氣壓：

成因：在溫帶地區鋒面所形成，故溫帶低氣壓接

近，天氣即轉壞，暖鋒面通過時會降雨，而

115

後溫度上升。冷鋒面通過時亦會下雨，且溫

度下降。

溫帶低氣壓與熱帶低氣壓之區別

1. 等壓線形式：熱帶低氣壓較圓形，溫帶低氣壓較楕圓形。

2. 中心氣壓：熱帶低氣壓較低。

3. 範圍：熱帶低氣壓範圍較小。

4. 梯度與風力：熱帶低氣壓之風力可達 12 級，溫帶低氣壓

之風力在 8 級以下為多。

5. 降水量：熱帶低氣壓形成颱風，其降雨量可達 200~300 daymm

以上，最高可達 600~700 daymm 或 100 hr

mm 以上，而溫帶低氣

壓之降雨則較小。

6. 對稱性：熱帶低氣壓成對稱性

溫帶低氣壓因暖鋒面、冷鋒面不同之降雨特性，有冷暖

之分。

7. 颱風眼：熱帶低氣壓中心 20~30km 之範圍幾乎為無風狀

態。

8. 發生季節：熱帶低氣壓：夏季至秋初，7~9 月

116

溫帶低氣壓：冬季最多，春秋次之，夏季最少。

五、氣團

水平方向具同性質之大氣團塊謂之，氣團可因移動至不同

之環境而逐漸變化，其發源地有一定之氣象環境背景，全區之

日射大略相仿，經常自一比較平坦之地區產生，特別是平坦之

高壓區，區內氣流自上下沈，而向外流出，空氣易趨勻和，且

具有與地面相類似之冷熱乾濕等性質。

(一)氣團之源地

1.冬季：西伯利亞高壓區

北美洲高壓區

太平洋及大西洋高壓區

赤道無風帶

2.夏季：太平洋及大西洋之副熱帶高壓區

廣大之大陸

極地積雪地區

赤道無風帶

117

(二)氣團之變性

1.熱力的影響

(1)加熱作用：冷地氣團流經暖地

地面日晒受熱

(2)冷卻作用：暖地氣團流經冷地

地面輻射冷卻

(3)蒸發增加水汽：由水面或雪、冰等濕面蒸發

由雨點蒸發

2.動力的影響

(1)擾動混和

(2)下沈：因輻射而下沈

自較冷氣團下降

自高地下降

(3)上升：上升至冷空氣層之上

因水平混合而上升

上升較高之地面

風之改變作用

118

六、鋒面(Front)

兩種不同性質之氣團相遇，中間有一分界面或不連續面存

在，謂之。鋒面與地面相交所形成之不連續面，其寬度可為

5~80km(冷鋒)，甚至可達 300km(暖鋒)。

(一)鋒之種類

1.冷鋒：冷氣團較暖氣團優勢，冷氣團插入暖氣團迫使之上升，

由於強烈上昇氣流，而有積雨雲出現，下雨激烈而短，甚至

於有雷雨出現，雨區小，又因其先端不安定，風較強。

2.暖鋒：暖氣團較冷氣團優勢，而壓入冷氣團迫使之前進，雲

先由卷雲、卷層雲到高層雲，若有雨層雲出現，即要下雨，

雨區可達 300km，移動慢。

3.滯留鋒：鋒面停滯不動。

4.包圍鋒：冷鋒前進速度較快追上暖鋒而形成。

(二)鋒形成之過程

119

第十三章 天氣預報

一、天氣之觀測

二、天氣圖之製作

三、天氣圖之使用

以天氣圖作天氣預報之順序如下：

1. 全體氣壓配置之取得

2. 對氣壓配置中，找出與天氣變化最有關係之因素，如低氣

壓、鋒面或移動性高氣壓。

3. 天氣或雲之分布與低氣壓及鋒面對應。

4. 比較過去之天氣圖，並考量全體氣壓系之變化，找出低氣

壓、鋒面、或高氣壓之發達盛衰，進行方向與速度，以預測

未來動向。

5. 以未來氣壓配置之動向，考慮天氣之分布，再由等壓線之間

隔預測風向、風速。

四、天氣預報(see Textbook P.166)

五、氣象災害預報

1.最低氣溫之預報

120

2.嚴寒之預報

3.乾旱之預報

4.豪雨之預報

5.風災之預報