使用資料

除了透過模式模擬進行測試，這一章節的研究亦使用CMIP3提供之多 模式資料庫，選取A1B情境在模式中2001-2020年間的氣候平均，以及在 2081-2100年間之模擬結果，分別代表正常與暖化氣候狀態。在此資料庫 中，考量模式可提供的變數種類，最後共使用十六組模式(表3-2)的月平 均資料進行分析。

(二) 全球水氣收支平衡分析

為了了解降雨與熱帶環流的變化，在此使用水氣收支平衡方程式(3-1 式)，

並且考慮主要降雨區域位在對流區，分析 CMIP3 之模式資料。

𝑃 − 𝐸 ≈ −〈∇ ∙ v𝑞〉 (3-1) 其中，P 代表降雨，E 為蒸發量，等號右邊則為垂直積分的水氣通量輻散合。由 3-1 式，降雨和蒸發量之變化，可透過水氣通量輻散合變化之各分項表示如:

𝑃' − 𝐸' ≈ −〈∇ ∙ v𝑞〉'

≈ − 〈𝜔𝜕𝑝𝑞〉' − 〈v ∙ ∇𝑞〉'

≈ −〈𝜔�𝜕_𝑝𝑞′〉 − 〈𝜔′𝜕_𝑝𝑞�〉 − 〈v ∙ ∇𝑞〉' (3-2) 上式省略貢獻較小之非線性項。若欲探討降雨與蒸發量之變化比例，則 3-2 式可 進而表示如 3-3 式:

𝑃^′− 𝐸′

𝑃� − 𝐸� ≈−〈𝜔�𝜕_𝑃𝑞^′〉

−〈∇ ∙ v𝑞���〉 +

−〈𝜔^′𝜕𝑝𝑞�〉

−〈∇ ∙ v𝑞���〉 +

−〈v ∙ ∇𝑞〉'

−〈∇ ∙ v𝑞���〉 (3 − 3)

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模式對 3-3 式水氣收支平衡之各分量分析，如表 3-3 所示。其中，等號右邊第一 項為熱力貢獻項，表示來自於大氣水氣變化對水氣收支平衡的貢獻；第二項則為 動力貢獻項，代表垂直運動改變之影響；第三項為水氣水平平流項之貢獻。由表 3-3 的分析顯示，水氣剩餘項與水氣平流項對於降雨與蒸發變化比例的貢獻較小，

3-3 式可進一步簡化如 3-4 式:

𝑃^′− 𝐸′

𝑃� − 𝐸� ≈−〈𝜔�𝜕𝑃𝑞^′〉

−〈∇ ∙ v𝑞���〉 +

−〈𝜔^′𝜕_𝑝𝑞�〉

−〈∇ ∙ v𝑞���〉 (3 − 4) 由分析 CMIP3 各模式中，變量間的散佈關係(圖 3-1)可見，降雨、蒸發量變 化與水氣通量輻散合的變化，相當近似(圖 3-1a)，故可利用這樣的關係進行分 析。當考慮上升運動區的降雨變化時，其蒸發量變化通常小於降雨量變化，因此，

降雨及蒸發量變化比例會略大於僅考慮降雨變化之比例(圖 3-1b)，也就是 (P'-E')/(P-E)>P'/P。不過，P-E 變化比例仍小於 Clausius-Clapeyron 關係中，水 氣每上升一度增加 7.5%之比例(圖 3-1c)。由表 3-3 各分量分析可見，雖然熱力 貢獻項略小於 7.5%，不過仍大於 P-E 的變化量，因此可推得動力貢獻勢必為負 值。換言之，在全球暖化情境下，熱帶環流有減弱的趨勢(圖 3-1d)。此結果與 文獻回顧(Held and Soden 2006;Vecchi and Soden 2007)不同處在於，降雨變化受 到能量平衡限制，其增加受限於固定比例(約 2%/K)，如此與水氣增加量(7.5%/K) 相比，將恆得到環流減弱的結果。然而，P-E 的變化則不受此限制，故即使降雨 量變化小於水氣量變化，亦可能得到環流增強的結果。

(三) 對流深度改變對熱帶環流強度的影響

為了探討，全球暖化情境中，對流加深效應與熱帶環流變化之關係，本節透 過模式敏感度測試檢驗，以及與對流發展相關的濕靜能收支方程式(Moist static energy,MSE)，進行分析。參考前述水氣收支平衡變化比例的表示方式，

濕靜能收支平衡之變化比例可表示如下:

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〈ω′ ∂_ph�〉

〈ω ∂��������〉 =ph −〈ω� ∂_ph′〉

〈ω ∂��������〉 +ph −〈v ∙ ∇(q + T)〉′

〈ω ∂��������〉ph + F^net′

〈ω ∂��������〉 + residual_h (3 − 5) ph 由 3-5 式可知，大氣穩定度變化比例(等號右邊第一項)影響對流發展的難易度 (等號左邊)，可能進而導致熱帶環流的增強或減弱。又由等號右邊第一項可知，

大氣穩定度的變化受對流發展深度改變的影響。故本節的敏感度測試實驗，可藉 由不同穩定度條件，亦即不同對流發展深度，檢驗熱帶環流的變化。並依據前一 節分析方式，分析水氣收支平衡各分量的貢獻(表 3-4)。

由 表 3-4 可 見 ， 各 組 實 驗 中 ， 全 球 平 均 水 氣 量 增 加 比 例 大 約 介 於 7%~8.2%(/K)(同時參考圖 3-2d)，降雨量變化比例介於 2.5%~1.5%(/K)(圖 3-2c)。

這樣的比例與差異，和前一節 CMIP3 模式分析結果相近。然而，熱帶環流的變化 卻有明顯相異的結果(圖 3-2a)。當對流發展深度加深時，環流有減弱的趨勢；

對流發展深度變淺時，環流則有增強的趨勢。利用 3-5 式分析各組實驗中，MSE 各分量貢獻可知，由於水平平流項貢獻較小可忽略不計，Fnet’對於對流發展是 正貢獻，而代表大氣穩定度的分量(等號右邊第一項)則是負貢獻。由此可知，環 流減弱之趨勢，主要由於穩定度增加，使得對流發展加深所造成。表 3-4 中亦可 見，P-E 的變化主要受蒸發量變化(同時參考圖 3-2b)所影響。因此，在對流區中，

減弱(增強)的熱帶環流所造成的弱(強)水氣通量輻合散，會與增強(減弱)的蒸發 量互相抵消，故儘管對流深度改變，降雨變化量差異並不大。並且 P-E 的平均變 化比例，並非受到水氣量變化影響，而是透過其他機制導致。

(四) 結論

透過 CMIP3 模式資料顯示，隨著大氣溫度上升，熱帶環流有減弱的趨勢。在 模式模擬中，雖然水氣量增加比例遠多於降雨量增加比例，然而這樣的比例差異 無法證明熱帶環流將會減弱。熱帶環流強弱與垂直運動活躍與否有關，而垂直運 動的變化又決定於大氣穩定度。利用模式模擬測試可知，調整與大氣穩定度相關 之參數，間接改變對流發展深度之設定，確實呈現熱帶環流相對應之變化—當大 氣穩定度增加(減小)，對流發展深度加深(變淺)，熱帶環流將會減弱(增強)。關

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於本章之分析內容與細節，可詳見附錄 C (Chou and Chen 2010)。

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四、 熱帶降雨頻率與強度之改變

由前二章的研究成果，得以釐清模式中，熱帶地區的區域降雨變化，以及相 關的熱力與動力機制，並且對於氣候模式間相當一致的大氣環流變化，以及對流 深度改變與大氣穩定度之關聯，進行分析與模擬檢測。然而，氣候平均狀態的改 變，乃透過個別天氣事件呈現，例如降雨事件的頻率與強度之變化。特別是極端 降雨，往往在短期間對人類生活環境帶來重大災害，經濟損失甚鉅，亦對生態資 源造成無法回復之破壞。此外，前人研究文獻多在探討全球暖化中，極端降雨量 或強度與大氣水氣增加率之關聯性，也就是直接熱力作用對極端降雨的影響，對 於降雨頻率變化，以及其相關機制，較缺乏深入的分析與探討。本章針對整個熱 帶地區降雨頻率與強度之變化，以及熱力和動力作用對此變化的貢獻，進行分析 與評估。

(一) 使用資料

在本章的研究，使用CMIP3多模式資料庫，模擬20C3M與A1B情境的日平均模 擬資料，分析降雨頻率、強度以及相關之熱力與動力貢獻，並且選取模式中的 1981-2000年與2081-2100年期間，分別代表正常與未來暖化氣候之狀態，計算此 兩期間之差值，作為未來氣候相對於正常氣候之差異。由於分析需要日平均之降 雨、表面潛熱通量、自1000mb至200mb之逐層比濕以及風場資料，考量模式提供 變數的完整性，選取十個模式模擬資料(如表4-1)進行分析。

(二) 分析方法

降雨頻率與強度之計算，皆考慮模式中，網格點降雨值大於等於0.1mm/day 之資料。降雨頻率的分析，以每1mm/day為一個單位(bin)，分別計算正常與暖化 氣候中，降雨事件在不同強度的頻率分布。降雨強度的部分，則依降雨強度排序，

以百分等級(percentile)方式計算降雨強度之變化。在極端降雨事件，亦即第99

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個百分等級以上，採取更細的劃分，每一單位代表0.01百分等級。

此外，為了分別探討全球暖化的熱力與動力效應，對降雨頻率與強度變化之 貢獻，此部分的評估，將依據以下兩項假設:當評估熱力效應時，假設大氣垂直 運動之分布，不隨著氣候變暖而改變，僅考慮水氣增加對降雨之影響；當評估動 力效應時，則假設大氣水氣量不因氣候暖化而改變，僅考慮垂直運動變化對降雨 之影響。這樣的評估方式將不包含熱力與動力效應對降雨變化之非線性作用。以 這樣的假設前提，熱力與動力作用對降雨頻率與強度變化之評估計算，簡述如下: