研究方法

1) 水氣收支與能量平衡

在此部份的研究方法，利用與降雨、對流發展相關的水氣收支平衡 方程式(2-1 式)，以及濕靜能收支方程式(Moist static energy,MSE, 2-2 式)，分析熱帶地區之區域降雨變化，以及其相關的變化機制。

𝑃^′= −〈𝜔�𝜕_𝑝𝑞^′〉 − 〈𝜔^′𝜕_𝑝𝑞�〉 − 〈v ∙ ∇𝑞〉^′+ 𝐸^′+ 𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟_𝑞 (2 − 1)

〈𝜔′𝜕𝑝ℎ�〉 = −〈𝜔�𝜕_𝑝ℎ^′〉 − 〈v ∙ ∇(𝑞 + 𝑇)〉′ + 𝐹^{𝑛𝑛𝑛′}+ 𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟𝑟_ℎ (2 − 2) 其中，< >表示整個對流層垂直積分，( � )為 1961-1990 年間之氣候平均，

( )′ 則表示未來氣候相對於正常氣候之差異。P 代表降雨，E 代表蒸發量，

ω 與 v 分別為垂直與水平速度場，T 與 q 分別代表溫度與比濕，h 代表 濕靜能，𝐹^𝑛𝑛𝑛為整層大氣淨能量通量。

在 2-1 式中，等號左邊代表未來暖化氣候相對於目前氣候之降雨變化，等 號右邊第一項為水氣垂直平流項中，由於大氣水氣增加對降雨變化之貢獻；

等號右邊第二項為水氣垂直平流項中，由於垂直運動改變對降雨造成的影 響；等號右邊第三項為水氣水平平流項之變化，最後兩項則分別為蒸發項 與水氣收支平衡剩餘項之變化。由於熱帶地區降雨主要為深對流形態，在

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此收支平衡中，降雨變化主要受到水氣垂直平流項變化之貢獻，亦即等號 右邊之第一、二項。其中第一項可視為與水氣變化有關的熱力貢獻項，第 二項則為與垂直運動變化有關的動力貢獻項。從 2-1 可以探討造成降雨變 化的貢獻來源，另一方面，則進一步使用濕靜能收支方程探討與降雨變化 有關之對流發展與垂直運動變化的影響因素。在 2-2 式中可見，造成垂直 運動變化之能量(等號左邊)可能來自等號右邊諸項之貢獻:等號右邊第一 項為濕靜能垂直變化對垂直運動之影響；第二項為水平平流項；第三項為 大氣淨能量通量之變化；第四項則為能量收支平衡剩餘項。

2) 熱帶次區域之定義

本篇研究為了從降雨變化在空間分布上之差異，探討影響區域降雨改 變之機制。因此，先從對流區與非對流區分別分析其降雨變化，發現同樣 在對流區或非對流區內，降雨變化仍有區域上之差異，進而再依據其變化，

與垂直運動之分布，最後將熱帶地區劃分為六個次區域(表 2-2)。對流與 非對流區之界定，則係計算水氣垂直傳送項之氣候平均值，作為分區標準，

正值代表對流區，負值代表非對流區。第 I、IIa 與 IIb 區為氣候上的對 流區:第 I 區為降雨減少之區域，在此區域中，其上升運動之空間分布，

普遍都是呈現減弱的。在第 IIa 與 IIb 區，平均降雨皆是呈現增加的，不 過，此二區域的垂直運動變化，卻有相異的結構。在 IIa 區，上升運動增 強的趨勢，有利於降雨增加，而 IIb 區的垂直運動變化，卻不利於降雨增 加，而是呈現上升運動減弱的變化。另一方面，III、IVa 與 IVb 區位於 氣候上的非對流區，在第 III 區的降雨增加，並且其垂直運動變化的空間 分布，普遍都是下沉運動減弱的距平，也就是此區域的上升運動有增強之 趨勢。而在 IVa 與 IVb 區，平均降雨皆為減少，但與 IIa、IIb 區之垂直 運動改變相似，在 IVa 區，下沉運動顯示增強之正距平，IVb 區則顯示為 下沉運動減弱的負距平。

圖 2-1 以 NCAR_CCSM3 模式分析結果為例，分別表示此六個次區域在 氣候空間上的分布。雖然十個模式間，降雨與大氣垂直運動在地理空間分 布不一，但此六個區域分類標準，其氣候分布位置是相似的。

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(二) 分析結果

進一步利用，水氣收支平衡與濕靜能收支方程探討這六個次區域降雨變化與 相關的垂直運動改變的影響機制，可透過圖 2-2 簡要說明之:

第 I 區—在這個區域，雖然是氣候上的對流區，但隨著氣候變暖，其平均 降雨則是減少的，這樣的改變反映對流過程中，水氣輻合與上升運動減弱的結果。

在水氣輻合過程中，自非對流區逸入的乾平流減弱此區域的對流上升運動，無法 維持原本的對流強度，進而造成降雨減少。Chou and Neelin (2004)便曾利用一 個 中 等 複 雜 的 大 氣 模 式 ， 說 明 這 樣 的 機 制 ( 落 井 下 石 機 制 ， upped-ante mechanism)。

第 IIa 區—在此區域，由於大氣水氣增加，低層輻合提供更多水氣與能量，

使得大氣穩定度減小，上升運動增強，更加有利於此區域的對流發展，進而使得 降雨增加。這與 Chou and Neelin (2004)以及 Chou et al. (2006)所述，對流 輻合回饋，結合全球暖化的熱力與動力貢獻，帶來更多降雨(錦上添花機制，

rich-get-richer mechanism)是一致的。

第 IIb 區—此區域降雨增加主要來自大氣水氣的增加，使得其平均垂直運 動在水氣輻合過程( )可匯聚更多水氣提供降雨，亦即水氣的直接效應，

也就是全球暖化的熱力貢獻。然而在此區域，卻顯示一個中低層大氣上升運動減 弱，高層大氣上升運動增強的改變(如圖 2-3)，亦即在動力貢獻的部分，並不利 於低層水氣輻合與降雨增加。更進一步分析其垂直運動隨高度之分布發現，高層 大氣上升運動增強的變化，與對流發展加深有關。當對流發展加深，增加的內能 與位能，使得大氣總穩定度(gross moist stability)增加，變得更為穩定，其 貢獻(dry static stability)甚至抵消了來自水氣釋放潛熱，減弱大氣穩定度的 貢獻，因此進一步改變其垂直運動的垂直分布，而呈現中低層大氣上升運動減弱 的結果，在此稱之為對流深度加深效應(the effect of deepened convection)。

因此，第 IIb 區雖然與第 IIa 區同為氣候上的對流區，並且在暖化氣候中，平均 降雨增加，但是其降雨機制與垂直結構變化卻是不同的。

第 III 區—在此區域，屬於氣候盛行下沉運動的非對流區，然而在暖化情 境中，則存在一個下沉運動減弱的趨勢，此趨勢有利於區域的水氣垂直傳輸，導 致平均降雨增加。這些區域大多位在非對流區的邊緣，垂直運動變化的趨勢，使

' q

∂

−

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得此區域在未來可能發生氣候體制轉移(regime shift)，而成為氣候的對流區邊 緣。進一步分析濕靜能方程式的各分量，這樣的現象可能來自於海洋，透過表面 熱通量的回饋機制，對平均降雨變化提供正貢獻，特別是在熱帶海洋冷舌地區。

另一方面，可能與熱帶環流的改變，例如哈德里環流的擴張有關(Lu et al. 2007;

Seidel et al. 2007)。在此區域緯度較高的地方，容易受到中緯度地區氣旋活 動的影響，暖平流可能也扮演了影響下沉運動減弱的角色。

第 IVa 區—在此區域，造成平均降雨減少以及下沉運動增強的能量來源，

是由於更多的外逸長波輻射冷卻，導致更乾燥的下沉水氣傳輸。此區域之空間分 布，部分位在對流區邊緣，因此增強的長波輻射冷卻，可能與對流區周圍較暖的 溫度或者雲量較少有關。另外，冷平流的貢獻，也可能造成此區域下沉運動增強 的變化。

第 IVb 區—這區雖然與 IVa 區同為非對流區，並且為未來降雨減少之區域，

其下沉運動卻是減弱的趨勢，此趨勢可能來自暖平流的影響。更進一步分析此區 域的垂直運動剖面，發現與對流區 IIb 區的垂直運動剖面變化，恰好為相反之結 構。減弱的下沉運動與垂直運動之垂直分布有關，呈現下沉運動的發展深度加深，

並且在較高層的大氣有一下沉運動增強，而中低層大氣則有一下沉運動減弱的趨 勢。

(三) 結論

在本章的分析中，透過熱力與動力貢獻，分析熱帶區域降雨變化，發現動力 因素透過垂直運動的改變，是造成區域性降雨差異的關鍵。另一方面，在對流區 與非對流區皆可發現垂直運動發展深度加深的變化，以及減弱的大氣環流。這樣 的分析結果，在十個氣候模式中，以及前述相關文獻的看法是相當一致的。關於 本章之內容與細節，可詳見於附錄 B (Chou et al. 2009)。

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三、 從對流深度改變探討全球暖化中減弱的熱帶環 流

在大氣中，水氣透過垂直運動傳送，絕熱上升冷卻，最後凝結造成降雨。在 模式模擬全球暖化情境中，一致顯示降雨變化率較水氣增加率小，意謂著傳送水 氣之垂直運動可能減弱，也就是當氣候變暖，熱帶環流可能會減弱。大多數大氣 環流模式之模擬，顯示一個減弱的熱帶環流(e.g. Held and Soden 2006; Vecchi and Soden 2007)。然而，目前在觀測資料，熱帶環流究竟是增強亦或是減弱，

仍未得到一致的分析結果。欲探討影響垂直運動或環流強度變化，首應考慮的是 大氣穩定度。由前一章對熱帶區域降雨變化之影響機制分析可知，落井下石機制 與對流深度加深效應皆不利於垂直運動或環流增強的發展。其中，對流深度加深 效應與大氣總穩定度 (gross moist stability, Yu et al.1998)增加有關，可 能進而使熱帶環流減弱。在多數模擬全球暖化情境的大氣環流模式中，皆顯示高 層大氣具有上升運動增強的變化，意謂著對流深度的加深。在全球暖化情境中，

熱帶環流將會增強或是減弱? 與大氣穩定度相關之對流加深效應，與熱帶環流變 化之關係為何? 本章將針對此研究議題，進行更進一步的探討與分析。

(一) 模式實驗設計與使用資料

1. 模式簡介與實驗設計 1) 模式簡介

本篇研究使用QTCM(Quasi-equilibrium tropical circulation model)模式(Neelin and Zeng 2000; Zeng et al. 2000)，進行實驗 模擬。QTCM為一個大氣、海洋與陸地耦合的中等複雜程度模式，模式 內 部 採 用 一 個 混 合 層 深 度 為 50 公 尺 的 簡 單 混 合 層 海 洋 模 式 (slab mixed-layer ocean model)，並未考慮海洋內部的動力過程，僅以海 洋熱通量傳輸(Q flux)的輻散度，作為海洋與大氣耦合的能量交換係 數 ； 並 以 Betts-Miller 水 氣 對 流 調 節 法 (Betts-Miller moist convective adjustment scheme,Betts and Miller 1993)為基礎；深

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對 流 之 溫 度 、 水 氣 與 風 場 之 熱 帶 垂 直 結 構 設 定 為 Galerkin expansion(Neelin and Yu 1994；Yu and Neelin 1994)之基本函數；

大 氣 模 式 氣 流 依 據 準 平 衡 熱 力 守 恆 (quasi-equilibrium thermodynamic closures)，其深對流之溫度及水氣場為單一垂直結構 之準平衡熱帶環流模式(QTCM1)；由於其基本運作以對流區垂直結構為 基礎，這些區域被預設為與使用Betts-Miller 水氣對流調節法之GCM

大 氣 模 式 氣 流 依 據 準 平 衡 熱 力 守 恆 (quasi-equilibrium thermodynamic closures)，其深對流之溫度及水氣場為單一垂直結構 之準平衡熱帶環流模式(QTCM1)；由於其基本運作以對流區垂直結構為 基礎，這些區域被預設為與使用Betts-Miller 水氣對流調節法之GCM