9 月下旬（LinHo and Wang, 2002）。而 Wang and LinHo（2002）認為亞洲夏季季 風雨季肇始主要可分成兩個階段：第一階段開始於 5 月中的南海地區，夏季季風 夏季季風肇始的主要原因（Webster, 1987；Young, 1987）。而青康藏高原的存在 使得亞洲夏季季風的強度是全球季風中最強且最複雜的，在許多研究都指出青康 藏高原加熱的效應與亞洲夏季季風肇始有密切的關係（Ye, 1981；Yanai et al.,
1992）。亞洲夏季季風肇始之前，蒸發所引起的對流造成青康藏高原加熱效應增 強（Luo and Yanai, 1984；Yanai and Li, 1994a），亞洲夏季季風肇始之後，青康藏 高原的加熱則主要來自潛熱（Nitta, 1983；Luo and Yanai, 1984）。除了青康藏高 原的影響外，歐亞大陸的覆雪變化也會影響到亞洲夏季季風，當歐亞大陸覆雪增 加時，因為反照率的增加及雪融化時會消耗許多能量，使得引發亞洲夏季季風肇 始的熱源不足，造成亞洲夏季季風肇始的時間偏晚或強度減弱（Shukla, 1984；
Shukla and Mooley, 1987）。而海表溫度造成水平溫度梯度變化也會影響亞洲夏季 季風，例如Elnin~o年東西方向正海溫溫度梯度會減弱亞洲夏季季風三個主要環 流中的 Walker circulation（Webster et al., 1998）。許多因子的影響下使得亞洲夏季 季風變化複雜，造成西北太平洋及東亞夏季降雨在年際及年代際都有明顯的變 象稱為三極結構（tri-pole pattern）（Lau, 1992；Tian and Yasunari, 1992；Shen and Lau, 1995；Weng et al., 1999；Hsu and Liu, 2003；Hsu and Lin, 2007），而在不同 機制的影響下都存在三極結構這樣的現象。年際變化明顯的 ENSO 現象對於夏 季季風的影響，在 Chou et al.（2003）提到ElNin~o（LaNin~a）的發展年西北太 平洋夏季季風較強（弱），衰退年夏季季風則較弱（強）。發展年與衰退年的差異 在降雨方面可看到三極結構為在東亞沿海地區；Weng et al.（1999）提出華北地 區的降雨與熱帶東太平洋海溫呈現負相關，即熱帶東太平洋海溫偏暖時，華北地 區降雨就會偏少。Nitta（1987）研究西北太平洋高雲量之變化認為熱帶西北太平 洋海溫較平均值高時，高雲量因強對流區北移至菲律賓海大量降雨而相對增加，
日本地區高雲量相對較少，降雨量也減少。Nitta 將高雲量從西北太平洋由南至 北正負交替往日本延伸的變化型態稱為太平洋-日本型態（Pacific-Japan pattern, 簡稱 P-J pattern）。而西北太平洋暖池海溫則會影響到太平洋副熱帶高壓西進的範 圍，Huang and Sun（1992）提到當暖池海溫增強時，太平洋副熱帶高壓向西延 伸至華中地區，造成華中地區、日本、韓國雨量減少。Hsu and Liu（2003）認為 東亞地區降雨的變化與青康藏高原有關，青康藏高原的非絕熱加熱會引發 Rossby wave 將能量向東北及東南傳遞，進而影響東亞地區的降雨。當青康藏高原非絕 熱加熱較強時，華中地區降雨是偏多的。Hsu and Lin（2007）則指出在華中地區、
南韓、日本降雨偏多時主要是受到 P-J pattern 的影響，熱帶東太平洋海溫偏高，
熱帶西太平洋海溫明顯冷卻，透過 Walker circulation 造成在熱帶西太平洋為下沈 之運動，引發了南北向的環流異常，進而造成能量傳至日本海一帶；而華中地區、 後期後長江流域降雨偏多，北旱則是指華北地區降雨偏少之現象。Huang et al.
（1999）認為 60 年代中期和 80 年代到 90 年代初赤道東、中太平洋海表溫度明 顯增加，70 年代則為明顯降低，這樣似年代際的 ENSO cycle 對於中國地區降雨 有很大的影響，90 年代後，赤道中、東太平洋海溫有下降的趨勢有利於華北地 區降雨的增多。Wu and Wang（2002）認為因 ENSO 造成在西北太平洋與印度地 區對流位置及強度的改變會使得東亞夏季季風環流改變，進而影響到黃河流域的
降雨變化。Hu（1997）利用 1951 至 1994 年夏季月平均資料分析降雨及溫度變 化，指出在 1970 年後期之後，東南亞夏季降雨及氣溫有突變的現象，Hu 認為在 1976 至 1977 年熱帶印度洋與熱帶西太平洋海溫異常增暖，會使得當地的對流活 動增加，引發的 Hadley cell 氣流下沈端會使得太平洋副熱帶高壓向西、向南延伸 至東亞副熱帶地區，造成在東南亞降雨減少，華北地區降雨增多。Gong and Ho
（2002）則指出在 1970 年代後期長江流域降雨的增多與西北太平洋副熱帶高壓 強度變化及位置移動有關。Yang and Lau（2004）認為華北地區夏季降雨的減少 與 ENSO-like 的溫度梯度變化有關，暖池與印度洋海表溫度增加的趨勢造成了華 北地區夏季降雨的減少。另也有學者提出太平洋年代際震盪（Pacific Decadal Oscillation, PDO）也會影響中國地區的南澇北旱降雨的型態（Zhu and Yang, 2003），Zhu and Yang（2003）分析了 1951 至 1998 年 PDO 指數與中國降雨的關 係，發現當 PDO 處於暖相位（即北太平洋海溫較冷；中、東太平洋海溫較高）
時，夏季在北太平洋海平面氣壓負異常減弱而東亞地區正異常增強，東亞夏季季 風偏弱，太平洋副熱帶高壓偏南，熱帶太平洋信風減弱，赤道西風增強，而造成 了華北地區降雨減少，長江中下游、華南、華北、西北地區降雨偏多。
在中國地區南澇北旱的年代際降雨現象，Ding et al.（2008）指出有兩個明 顯的特徵：1. 在 1970 年代末至 21 世紀初，華北地區降雨減少，長江流域與華 南地區降雨增加；2. 這樣的降雨現象是在 1970 中、後期氣候突變後較為明顯。
Wang（2001）指出在 1970 年末亞洲夏季季風減弱，造成在黃河、淮河流域降雨 減少，長江流域與其南方地區降雨增加，而夏季季風減弱的原因還不是很清楚。
歐亞大陸覆雪雖與亞洲夏季季風強度有關，但全球暖化後歐亞大陸的覆雪逐漸在 減少，並無法說明亞洲夏季季風減弱之原因（Liu and Yanai, 2002）。但在青康藏 高原的冬春季覆雪及雪深從 1956 年之後有增加的現象（Li, 2002），在 1970 年代 後期後更是有突變增加的變化（Liu et al., 2003；Zhang et al., 2004；Peng et al.,
。許多學者利用模式模擬青康藏高原冬春季降雪與亞洲夏季季風環流、降
雨的關係（Qian et al., 2003；Liu et al., 2004），模式結果顯示青康藏高原冬春季 雪量的增加時，亞洲夏季季風的強度較弱。同時也指出青康藏高原冬春季的雪量 與長江流域夏季降雨呈現正相關的關係。
1.4 研究動機
1976 年之後暖化的現象更為快速且擴及全球，而人類的活動是造成 1970 年 代後全球暖化的主要因素（Dai et al., 2001；Mitchell et al., 2001；Karl and Trenberth, 2003；IPCC, 2007）。隨著工業發展後，中國地區工廠排放的空氣污染物急遽增 加，所引發的沙塵暴不僅影響居民的生活、健康，亦對氣候變遷造成一定程度的 影響。而大氣氣懸膠（aerosol）包含硫化物、硝化物、碳粒子、海鹽，除了黑碳 會吸收太陽光進而加熱大氣，對於全球暖化為正貢獻外大多會反射太陽光造成溫 度降低。而黑碳主要的來源為煤、柴油、生質等燃燒的不完全，中國地區因黑碳 及其它氣懸膠造成氣候變遷是可以預期的。Menon et al.（2002）在氣候模式中加 入觀測氣懸膠的光學厚度，模擬黑碳對於中國、東亞地區氣候的影響發現氣懸膠
勢並比較與年代際尺度的差異、第四章將探討造成東亞地區降雨變化可能的原 因、第五章則探討造成造成西北太平洋地區降雨變化的原因、第六章為討論與結 論、第七章為問題與討論。