臺灣氣候分類與山地氣候之研究
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(2) 摘要. 本研究的目的在於更新前人對於台灣氣候區劃及山地氣候之研究結果，以現 有較多且觀測年代較完整的氣候資料，透過世界氣候分類法－柯本與桑士偉法， 劃分出台灣的氣候類型，並經由山地氣候帶與垂直植被帶的比對、北中南東四區 四季的山坡氣溫直減率趨勢，提供環境與生物間關係之研究基礎，以及山區土地 利用評估規劃之參考。 研究發現，台灣以柯本法可分出十三類，其中以溫帶濕潤（C）氣候的分佈 最廣，而無乾燥（B）及寒帶（D）兩類氣候。各氣候帶的南北分界大致落在同一 海拔高度上。台灣高山應有高山苔原氣候（GET），並由 3300 公尺以上的部分地 區，最暖月月均溫低於 10℃，最冷月月均溫大於 0℃之實際狀況，得知極地苔原 與亞熱帶高山苔原的氣候情形並不盡相同，說明了緯度與高度兩者並不能完全類 比。 以桑士偉法的有效溫度指數可分出六種溫度帶，苔原（D′）與冰漠（E′） 氣候不見於台灣，溫度帶界線愈往南愈往高海拔移動。根據全台缺水量、缺水月 個數、各月缺水量以及全台剩水量分布圖可以推估全台的乾濕分布。以年水份收 支來看，可分出四種乾濕氣候類型，其中彰化、雲林沿海一帶，是唯一的淨缺水 區域。結合溫度帶與乾濕氣候帶的分布，可劃分出十二種氣候類型。以桑士偉法 台灣的氣候分類與實際的氣候情形相較，除熱帶外，其餘溫度帶與乾濕氣候帶的 分布大致符合台灣的氣候狀況。 山地氣候部份，對照垂直植被與氣候帶兩者的海拔高度發現桑士偉法較柯本 法的符合度高。另由四季氣溫與海拔高度關係在四區的趨勢線得知，全台山區氣 溫直減率大致每上升 100 公尺，氣溫降低 0.428~0.614℃。其最大值出現在東區 的夏季，最小值出現在中區的冬季。四區的直減率均以夏季為最大，北區及東區 以春季的直減率最小，而中、南區則以冬季的直減率最小。. 關鍵字：氣候分類、山地氣候、柯本分類法、桑士偉分類法、氣溫直減率. I.
(3) Abstract Integrating the existing climate zoning system in Taiwan and the result of the research on mountain climate, exploring the existing climate data which are more complete in terms of amount and time reference, and applying the global climate classification system-- Köppen method and Thornthwaite method, this research is to classify the climate in Taiwan. Also, based on the comparison between mountain climate zones and the zones of vertical vegetation cover as well as on the trend of the slope lapse rate in the four target areas comprising northern Taiwan, central Taiwan, southern Taiwan and eastern Taiwan, the research is to provide a foundation of the research on the correlation between environment and living things and a reference to the assessment of the use of mountain lands. The results find that Taiwan’s climate in can be divided into 13 types in terms of the Köppen method. Among them, the mesothermal climate (C) spreads out most widely. However, there exist no dry climate (B) and microthermal climate (D). In general , there is no significant difference of the altitude level for the climate borderline between the northern and southern Taiwan. The mountain-tundra climate (GET) exist in certain areas higher than 3,300m. The averaged temperature in these areas is lower than 10℃ in the warmest month but higher than 0℃ in the coldest month. It concludes that the polar-tundra climate is not similar to the sub-tropical mountain-tundra climate over which the effect of increased latitude is proportional to that of altitude. With the thermal efficiency index（T-E index）of the Thornthwaite method, the temperature zone can be divided into 6 types, among which the tundra climate （D′）and frost climate（E′） can not be found in Taiwan. The southern the area is, the higher altitude level the borderline for temperature zone appears at. The aridity/humidity condition in Taiwan can be found out from the amount of Taiwan’s water shortage, the number of month in which Taiwan is short of water, the amount of water shortage in every month, and the distribution map of the amount of Taiwan’s remaining water. With the annual water availability, the aridity/humidity climate can be classified into 4 types, among which the coastal area of Changhua and Yunlin are the only net water shortage zone. Combining the distribution of temperature zones and aridity/humidity climate zones, the climate can be classified into 12 types. Comparing Taiwan’s climate classification conducted by applying the Thornthwaite method with the actual climate, this research finds out that, except for the tropical zone, the distribution of the temperature zones and aridity/humidity condition generally matches Taiwan’s II.
(4) actual climate distribution. In terms of the mountain climate, comparing the altitude level of vegetation cover and climate zones, this research finds that the Thornthwaite method maybe more accurate than the Köppen method. Besides, from the trend line of the relationship between the temperatures in all the four seasons and the altitude level in the four target areas, this research finds that the slope lapse rate in Taiwan’s mountains is that the temperature decreases by about 0.428~0.614℃ for each 100m’s increase of height. The highest rate appears in summers in the eastern Taiwan, and the lowest rate appears in winters in the central Taiwan. In all the four target areas, the highest slope lapse rate appears in summer. In northern and eastern Taiwan, the lowest slope lapse rate appears in springs. On the other hand, in the central and southern Taiwan, the lowest rate appears in winters. Keywords:. climatic. Thornthwaite. classification,. method,. slope. lapse. mountain rate. III. climate,. Köppen. method,.
(5) 目錄 第一章 緒論 第一節 研究動機............................................1 第二節 研究目的............................................1 第三節 文獻回顧............................................2 一、台灣的氣候區劃研究..............................2 （一）柯本氣候分類法............................2 （二）桑士偉氣候分類法..........................8 （三）其他方法.................................10 二、台灣的山地氣候研究.............................11 第四節 研究流程...........................................14 第二章 方法論 第一節 氣候分類法之選擇...................................15 一、柯本氣候分類法.................................15 （一）簡介.....................................15 （二）評價.....................................18 二、桑士偉氣候分類法...............................19 （一）簡介 ....................................19 （二）評價.....................................23 第二節 台灣山地氣候的探討.................................24 第三節 氣候資料的收集及處理過程...........................25 一、資料收集.......................................25 二、資料處理與結果展示.............................28 第三章 台灣的柯本法氣候區劃 第一節 台灣的柯本法氣候分類結果...........................29 第二節 與前人研究成果之比較...............................35 第三節 柯本氣候分類法應用在台灣的適用性...................36 第四章 台灣的桑士偉法氣候區劃 第一節 台灣的桑士偉法氣候分類結果.........................38 一、溫度帶的分布 ..................................38 二、乾濕氣候帶的分布...............................40 （一）年缺水分布...............................40 （二）年剩水分布...............................44 （三）年水份收支...............................46 三、台灣的桑士偉法氣候區劃.........................48 第二節 與前人研究成果之比較...............................53 第三節 桑士偉氣候分類法應用在台灣的適用性.................54. IV.
(6) 第五章 台灣山地氣候的特色 第一節 與台灣垂直植群帶之比較.............................57 一、柯本法台灣氣候帶與垂直植群帶之比較.............57 二、桑士偉法台灣溫度帶與垂直植群帶之比較...........58 第二節 山區氣溫直減率.....................................61 一、北區的山坡氣溫直減率...........................61 二、中區的山坡氣溫直減率...........................62 三、南區的山坡氣溫直減率...........................63 四、東區的山坡氣溫直減率...........................64 五、小結...........................................65 第六章 結論 第一節 研究成果...........................................66 一、氣候分類部份...................................66 （一）柯本氣候分類..............................66 （二）桑士偉氣候分類............................67 二、山地氣候特色部份...............................69 （一）垂直植被分布與氣候帶的對照................69 （二）山區氣溫直減率............................69 第二節 討論與建議.........................................70 一、討論...........................................70 二、建議...........................................71 參考文獻.........................................................72 附錄.............................................................75 附錄 1 本研究氣溫測站基本資料表............................75 附錄 2 台灣 10-5 月缺水量分布圖.............................81. V.
(7) 圖目錄 圖 1-1 圖 1-2 圖 1-3 圖 1-4 圖 1-5 圖 1-6 圖 1-7 圖 1-8 圖 1-9 圖 2-1 圖 3-1 圖 3-2 圖 3-3 圖 3-4 圖 3-5 圖 4-1 圖 4-2 圖 4-3 圖 4-4 圖 4-5 圖 4-6 圖 4-7 圖 4-8 圖 4-9 圖 4-10 圖 5-1 圖 5-2 圖 5-3 圖 5-4 附錄 2. 王益崖的台灣氣候分區圖....................................3 蔣丙然的台灣柯本法氣候分類圖..............................4 劉衍淮的台灣柯本法氣候分類圖..............................5 萬寶康的台灣柯本法氣候分類圖..............................6 陳國彥的台灣柯本氣候機率分類圖............................7 蔣丙然的台灣桑士偉法氣候類型分布圖........................9 陳正祥的台灣桑士偉法氣候類型分布圖.......................10 戚啟勳的台灣山地氣候分區圖...............................12 研究流程.................................................14 氣溫與雨量測站分布與山地氣候特色分區圖...................27 台灣的垂直高度與柯本法氣候類型分布圖.....................29 台灣柯本法熱帶濕潤（A）氣候分布圖........................30 台灣柯本法溫帶濕潤（C）氣候分布圖........................31 台灣柯本法山地（G）氣候整體分布圖........................32 台灣柯本法山地（G）氣候細部分布圖........................34 台灣的桑士偉法有效溫度指數氣候型分布圖...................39 桑士偉法有效溫度指數氣候型由北而南的高度分布圖...........40 台灣的年缺水量分布圖.....................................41 台灣的缺水月個數分布圖...................................43 台灣的年剩水量分布圖.....................................45 台灣的桑士偉法乾溼氣候類型分布圖.........................47 台灣的垂直高度與桑士偉法氣候類型分布圖...................48 台灣桑士偉法熱帶氣候分布圖...............................49 台灣桑士偉法亞熱及暖溫帶氣候分布圖.......................51 台灣桑士偉法涼溫、冷溫及亞寒帶氣候分布圖................52 台灣北區四季月均溫的山坡氣溫直減趨勢線圖.................61 台灣中區四季月均溫的山坡氣溫直減趨勢線圖.................62 台灣南區四季月均溫的山坡氣溫直減趨勢線圖.................63 台灣東區四季月均溫的山坡氣溫直減趨勢線圖.................64 台灣各月缺水量分布圖.....................................81. VI.
(8) 表目錄 表 1-1 表 2-1 表 2-2 表 2-3 表 2-4 表 2-5 表 2-6 表 2-7 表 2-8 表 4-1 表 4-2 表 4-3 表 5-1. 學者們以柯本氣候分類法對台灣之分類一覽表..................8 柯本最早劃分的世界氣候帶.................................16 柯本（1928）的氣候分類系統...............................16 台北氣候資料表...........................................18 桑士偉的有效溫度指數氣候型分類...........................19 桑士偉的有效溫度指數夏季集中率的副型.....................20 桑士偉氣候分類法的乾濕氣候界線...........................20 桑士偉氏按有效水分的季節分配劃分的氣候副型...............21 台北測站氣候水平衡表.....................................22 台灣缺水月個數及起迄月份一覽表...........................44 桑士偉法台灣各溫度帶界線所對應的上、下限月均溫表（℃）...55 桑士偉法台灣各氣候類型的平均月雨量表.....................56 台灣柯本法與桑士偉法溫度帶的海拔高度分布與歷年有關垂直植群帶 的分布比較表.............................................59 表 5-2 台灣四區四季月均溫的山坡氣溫直減率一覽表.................65 表 6-1 全台海拔高於 3000 公尺測站的氣候資料一覽表................70 附錄 1 本研究氣溫測站基本資料表.................................75. VII.
(9) 第一章 緒論 第一節 研究動機 氣候是自然環境中的基本要素，也是影響許多地理現象分布的重要因子之 一。世界各地的氣候因受局部環境的限制，極為分歧複雜，在應用上非常不方便， 於是有了氣候分類。最早的氣候分類是依緯度將地表分成熱帶、溫帶及寒帶，其 後陸續有不同的氣候分類法出現。 台灣面積雖僅有三萬六千平方公里，但因位置特殊，介於大陸和大海之間， 北回歸線從中橫貫，地處熱帶和亞熱帶之間，地形複雜多樣，高度由海平面升至 近 4000 公尺，3000 公尺以上的高山多達 30 多座，使得北部和南部、東部和西 部、高山和平地的氣候大相逕庭，也直接影響了許多地理現象的分布。 研究台灣氣候區劃者可回溯到 1947 年的陳正祥先生，其後陸續也有許多學 者，如:王益崖（1952） 、蔣丙然（1954） 、劉衍淮（1963） 、萬寶康（1973、1974） 等作此方面的探討。以氣候統計來說，國際氣象組織（World Meteorological Organization）認為以 30 年為一期較佳，陳國彥（1986）指出氣候資料觀測年 限愈久愈理想，年限較長的資料，從中所得的機率更接近於對事件發生可能性的 度量。當時的測站數量較少，學者們多以 3、4 個站的資料，將佔台灣 70％的山 地作劃分，實顯太過粗略，且觀測年代長度是否足夠作為研究的樣本。近年來在 國內相關單位的努力下，陸續在平地和山區增設了許多測站，雖有部分測站經觀 測一段時間後遭撤銷，但仍可累積出相當年數，且解嚴後，山區的氣候資料均可 收集到，故基於以上因素，實有必要更新台灣的氣候分類，並利用較密集的山區 測站，探討台灣的山地氣候，將前人的成果以及現有較完整的氣候資料，作一個 完整的呈現。. 第二節 研究目的 氣候分類的目的，在於將一地大氣的經常狀態，作有系統的簡化與分類為各 種氣候類型，並以此作為一地之基本資料，提供研究、教學或其他之用。台灣位 置特殊，地形複雜，氣候差異性頗大，影響了各地的植被分布及土地利用；地小 人稠，山區無可避免的被開發，故本研究主要目的如下： 一、以世界氣候分類法劃分台灣之氣候類型。 二、以桑士偉氣候分類法劃分台灣的乾濕氣候區。 三、以實際垂直自然植物生態之分布來檢討山地氣候帶的妥適度。 四、分析台灣山地之氣候特色，作為規劃山地土地利用之參考。 經由總結前人之研究成果，加上現有較完整的氣候資料，期望對教學、學術 研究及土地利用規劃與評估等方面有所貢獻。. 1.
(10) 第三節 文獻回顧 本研究藉由文獻回顧，整理前人在台灣的氣候區劃及有關山地氣候情形的研 究，以發展本文的研究概念。. 一、台灣的氣候區劃研究 （一）柯本氣候分類法 「在諸多氣候分類方式中，柯本的氣候分類最被樂於利用，因其分類方法所 採用的氣候要素僅有氣溫與降水量兩種而已」 、 「各國的地理教科書，莫不以柯本 的氣候分類，作為氣候分類的基礎」、「其分類方法可謂既簡且明」（陳國彥， 1984b），可見柯本氣候法頗受地理學者所推崇。 以柯本法劃分台灣氣候的有： 王益崖（1952）根據柯本氣候分類法，並參考法國地理學家馬東男的世界氣 候分類，將台灣分成四大區及十二個小區，如下（見圖 1-1）。 （Ⅰ）北部氣候區：指西岸大安溪、東岸立霧溪以北及高度 600 公尺以下的北部 台灣，又可細分出三個副區： （Ⅰa）北部氣候主型 （Ⅰb）東岸北部氣候變型 （Ⅰc）西岸北部氣候變型 （Ⅱ）南部氣候區：指恆春半島及高度 600 公尺以下的高雄、屏東等縣市及秀姑 巒溪以南的沿海地帶及台東平原等地，可細分出二種副型： （Ⅱa）南部氣候主型 （Ⅱb）南部氣候變型 （Ⅲ）中部氣候區：指高度 600 公尺以下，北自大安溪、南迄高雄縣界的西部台 灣與台東縱谷地帶以及立霧、秀姑巒兩溪間的海岸地帶，包括： （Ⅲa）西岸中部型，又分成： （Ⅲa1）台中型 （Ⅲa2）台南型 （Ⅲa3）澎湖型 （Ⅲb）東岸中部型 （Ⅲb1）花蓮萬里橋型 （Ⅲb2）玉里新開園型 （Ⅳ）高山氣候區：指高度在 600 公尺以上的山岳地帶，包括： （Ⅳa）北部亞熱帶性高山氣候 （Ⅳb）南部亞熱帶性高山氣候. 2.
(11) 圖 1-1. 王益崖的台灣氣候分區圖（重繪自王益崖，1952）. 王氏指出熱帶（A）與溫帶（C）氣候界線，西部在台南、高雄一帶，東部在 秀姑巒溪附近。全年濕潤（f）與冬乾（w）氣候的分界，大約在大安溪與立霧溪。 王氏將台東縱谷地帶以及立霧、秀姑巒兩溪間的海岸地帶與大安溪到高雄縣界的 西部劃分為同一區，略有不妥，因當時台東海岸山脈無氣象統計資料，無從分析 所致。 蔣丙然（1954）利用 22 個測站資料，將台灣分成以下六類氣候類型，如下 （見圖 1-2）。 （1） 東北部溫暖濕潤氣候(Cfa) （2） 西部溫暖冬季寡雨氣候(Cwa) （3） 西南部熱帶冬季寡雨氣候(Aw) （4） 東南部熱帶雨林氣候(Af) （5） 中部山地溫暖濕潤氣候(GCfa) （6） 中部高山冬季寡雨寒冷氣候(GDw). 3.
(12) 圖 1-2 蔣丙然的台灣柯本法氣候分類圖（重繪自蔣丙然，1954） 蔣氏指出熱帶（A）與溫帶（C）氣候界線，西部在台南、高雄一帶，東部在 台東。全年濕潤（f）與冬乾（w）氣候的分界，大約在苗栗縣附近。山區部分僅 劃分出 GCfa 及 GDw。其中 GDw 氣候，被劉衍淮（1963）及萬寶康（1973）指出 台灣山區實際上並無 D 類存在。 劉衍淮（1963）利用 23 個測站資料，其中 1000 公尺以下的測站有 17 個， 1000 公尺以上的則有 6 個，觀測年份涵蓋 1920 至 1967 年，將台灣分類如下（見 圖 1-3） 。 （1）北部及東岸全年多雨夏熱之溫和氣候 Cfa （2）西部冬乾夏熱之溫和多雨氣候 Cwa （3）山地冬乾之溫和多雨氣候 Cwb 與 Cwc （4）山地全年濕潤和多雨氣候 Cfb （5）南部熱帶草原氣候 Aw （6）東岸南部之熱帶雨林氣候 Af. 4.
(13) 圖 1-3 劉衍淮的台灣柯本法氣候分類圖（重繪自劉衍淮，1963） 劉氏指出熱帶（A）與溫帶（C）氣候的界線，西部在高雄，東部在台東。全 年濕潤區（f）與冬乾區（w）的界線為新竹、苗栗與台東新港（現成功鎮）。夏 熱（a）與夏涼（b）界線落在海拔 1200 公尺處，夏涼（b）與短夏（c）界線落 在海拔 2600 公尺處。 萬寶康（1973）選擇 22 個氣象測站，除鹿林山的觀測紀錄為 18 年外，其餘 皆有 20 年（1951-1970）的觀測紀錄，其中 1000 公尺以下的測站有 18 個，1000 公尺以上的只有 4 個，分出七大區，山區因測站甚少，故只討論北部及中部兩區， 並從中分出四小類，島嶼依所在位置不同也分出三小類，如下（見圖 1-4）。 （1）東北部 Cfa 夏季炎熱溫和氣候區域 （2）西部 Cwa 夏熱冬乾溫和氣候區域 （3）西南部 Aw 冬乾夏濕熱帶氣候區域 （4）東部 Af 多雨熱帶氣候區域 （5）東南部 Am 熱帶季風氣候區域 （6）山區氣候區域 1.北部 GCfa 山地夏季炎熱溫和氣候區域 2.中部 GCwa 山地夏熱冬乾溫和氣候區域 3.中部 GCwb 山地夏溫冬乾溫和氣候區域 4.中部 GCwc 山地夏涼冬乾溫和氣候區域 （7）島嶼區. 5.
(14) 1.東北部 ICfa 島嶼夏季炎熱溫和氣候區域 2.西部 ICwa 島嶼夏熱冬乾溫和氣候區域 3.東南部 IAf 島嶼多雨熱帶氣候區域. 圖 1-4 萬寶康的台灣柯本法氣候分類圖（重繪自萬寶康，1973） 萬氏指出熱帶（A）與溫帶（C）氣候的界線，西部在屏東，東部在花蓮。全 年濕潤區（f）與冬乾區（w）的界線為台中后里台地。夏熱（a）與夏涼（b）界 線落在海拔 1200 公尺處，夏涼（b）與短夏（c）界線落在海拔 3500 公尺處。 陳國彥（1984b）利用中央氣象局所屬 17 個測站及其餘專用測站的資料統 計，按柯本法將台灣分成 Cfa、Cwa、Aw、Af、Am 及山地氣候六類。後又於 1986 年利用 27 個測站，每一年的氣候資料，依柯本分類法作機率統計，將台灣的氣 候分成以下五類（見圖 1-5）。 （1）台灣北與東部潮濕溫帶氣候（Cfa） （2）台灣西部與群島冬乾溫帶氣候（Cwa） （3）中央山脈山地夏涼氣候（GCwb） （4）中央山脈高山夏冷氣候（HCwc） （5）台灣南部熱帶氣候（Aw）. 6.
(15) 圖 1-5. 陳國彥的台灣柯本氣候機率分類圖（重繪自陳國彥，1986）. 陳氏指出熱帶（A）與溫帶（C）氣候的界線，西部為高雄、東部為台東縣新 港（現成功鎮），全年濕潤區（f）與冬乾區（w）的界線為台北。 丘逸民（2002）以柯本法將資料年代不一的 137 個測站加以分類。為了納入 地形與緯度因素對氣候的影響，丘氏以中央山脈將台灣分東西兩地來探討。研究 指出西部自苗栗通霄以北 1000~1200 公尺以內的低山平原地區，除內山的南庄站 外，均受東北季風影響，冬雨顯著，屬夏熱的 Cfa 氣候；苗栗通霄以南到高雄鳳 山以北的中南部地區，受中央山脈屏障，屬夏熱冬乾的 Cwa 氣候；高雄鳳山以南 的高雄、屏東地區，則屬乾濕季顯著的 Aw 氣候或乾期較短的 Am 氣候。1000~1200 公尺以上的山地地區，屬夏涼的 Cfb（北部）或 Cwb（中南部）氣候。海拔 3000 公尺以上地區，則有夏冷的 GCfc 氣候及高山苔原的 GET 氣候。東部則在北緯 23 度以南地區，屬乾季較短的 Am 氣候；地勢較高處則為 Cwa 氣候；同樣在 1000 多公尺以上的高地，為 Cfb 氣候。 從上述前人的研究成果，見表 1-1，可以發現其所能運用的測站數較少，使 用相同的分類法但劃分出的類型不一，熱帶（A）與溫帶（C） 、全年濕潤（f）與 冬乾（w） 、夏涼（b）與夏冷（c）的界線均略有出入，觀測年份較短等問題，故 實有以累積相當年份且較多的測站，再分類之必要。. 7.
(16) 表 1-1. 學者們以柯本氣候分類法對台灣之分類一覽表. 利用的 分類分 熱帶(A)與溫 全年濕潤(f)與 夏熱(a)與夏 夏涼(b)與夏 觀測年份 測站數 區數 帶(C)界線 冬乾(w)界線 涼(b)界線 冷(c)界線 王益崖 （1952）. 4 大區 台南、高雄 12 小區 秀姑巒溪. 大安溪 立霧溪. 蔣丙然 （1954）. 22. 6類. 台南、高雄 台東. 苗栗. 劉衍淮 （1963）. 23. 7區. 高雄 台東. 新竹、苗栗 台東縣新港. 1200 公尺. 2600 公尺. 1920~1967 （48 年）. 萬寶康 （1973）. 22. 9類7區. 屏東 花蓮. 台中后里台地. 1200 公尺. 3500 公尺. 1951~1970 （20 年）. 陳國彥 （1984b）. 17. 6類. 高雄 台東. 苗栗. 陳國彥 （1986）. 27. 5類. 高雄 台東新港. 台北. 丘逸民 （2002）. 137. 8類. 高雄鳳山 東部 23°N. 苗栗通霄. 各測站不等 1000~1200 公 3000 公尺以 各測站不等 尺 上. （二）桑士偉氣候分類法 以桑士偉氣候分類法將台灣氣候加以分類者較柯本法少，主要有以下兩位先 進，介紹其分類成果如下： 蔣丙然（1954）利用 29 個測站的資料，將台灣氣候加以分類，經整理列出 以有效雨量與有效溫度指數分出的六種氣候類型（見圖 1-6）。 （1）熱帶重濕氣候 AA′ （2）熱帶潤濕氣候 BA′ （3）溫帶重濕氣候 AB′ （4）溫帶潤濕氣候 BB′ （5）溫帶半濕潤氣候 CB′ （6）苔原半濕潤氣候 CD′ 蔣丙然根據少數且以點呈現的測站，無法顯示台灣整體的氣候特性。. 8.
(17) 圖 1-6 蔣丙然的台灣桑士偉法氣候類型分布圖（整理重繪自蔣丙然，1954） 陳正祥（1957）根據 100 個測候站的資料，劃分台灣的氣候為七類。在濕度 方面，得到重濕（A） 、潤濕（B） 、潤次濕（C2） 、乾次濕（C1）等四大類；有效溫 度指數方面，可分出熱帶（A′）溫帶（B′）與寒帶（C′）等三大類，共七大 類，另再考慮有效濕度與有效溫度的季節變異，則可得二十個副區。此處經整理 僅就有效溫度及潤濕指數的分類指標作呈現，可分出十三種，如下（見圖 1-7）。 （1）熱帶重濕氣候 AA′ （2）熱帶潤濕氣候 BA′ （3）熱帶潤次濕氣候 C2A′ （4）熱帶乾次濕氣候 C1A′ （5）溫帶重濕氣候－包括 AB4′、AB3′、AB2′、AB1′四區 （6）溫帶潤濕氣候－包括 BB4′、BB3′、BB2′三區 （7）寒帶重濕氣候－包括 AC2′、AC1′二區 其分出十三類，甚為詳細，然陳氏本人亦提出北部廣大丘陵地與桃園沖積 扇，缺乏氣候資料，以及中部山區因測站稀疏，氣候界線不甚明確等問題。. 9.
(18) 圖 1-7. 陳正祥的台灣桑士偉法氣候類型分布圖（整理重繪自陳正祥，1957）. （三）其他方法 除上述以柯本及桑士偉法將台灣氣候分類外，還有其他學者緣於特殊目的而 利用其他不同的方法。簡介如下： 為提供設置農業生產專區及農業氣象預報之參考，郭文鑠、楊之遠（1981） 根據 143 個測站資料，利用五種氣候分區方法，將台灣地區分成各種不同的農業 氣候區域，經比較分析各區分結果後，採用相關係數比較法及濕溫圖法兩種方法 之結果，再藉多變值區分法來評定區分界線，予以修正，將台灣規劃成東北區、 西北區、中彰區、雲嘉區、西南區、南部區、東岸區、東部山區及中部山區九個 農業氣候區。 為探討台灣各地氣候的類似程度，徐森雄（1983）從天氣之熵所演伸之情報 比觀點，選擇 13 個測站，以 1950-1979 共 30 年逐月的氣候要素為依據，加以分 析，將台灣除中央山地以外，分成北部、西部、西南部、東北部、東南部、南部 等六區。因其 13 個測站均在海拔 100 公尺以下，故對山地部分並無加以研究。 為了提供台灣天然林林相分區、植物採集及保護區評估等研究之依據，蘇鴻 傑（1984，1985，1992）根據季節性溫度、雨量、乾季長度等變數，對 155 個測 站進行主成分分析，將台灣分成東北近海區、東北內陸區、蘭嶼區、東區北段、 東區南段、西北近海區、西北內陸區、中西部近海區、中西部內陸區、西南區、 東南區共十一個地理氣候區。. 10.
(19) 因天氣預報及天氣分析的工作需要，吳明進、陳幼麟（1993）利用主成分分 析及群落分析，將觀測 50 年（1942-1991）的 16 個測站加以分析，將台灣氣候 分成北海岸、北部、東北部、中部、西南部、東部及山區共七區。 為經由分區結果推估作物的需水量，以作為區域性水資源規劃的輔助工具， 洪媖琳、蘇明道、葉一隆（1998）根據 21 個測站，利用多變量分析法及集群分 析，將台灣分成東部沿海、花東縱谷、南部及西南沿海、西北沿海等區域。 為將氣候分區與目前的生態保護區系統交叉分析，以建立兩者之間的關係， 邱祈榮、梁玉琦、賴彥任、黃名媛（2004）利用多元迴歸方式及克利金空間推估 出台灣地區十二個月的月均溫及月均雨量的空間圖層，再以崔瓦沙氣候分類系統 為準則，建立氣候分區規則庫，將前述兩者與數值地形圖配合分析，得到十二種 分區類型。. 二、台灣的山地氣候研究 陳正祥（1955b）指出「台灣山區佔土地總面積一半以上，若以絶對高度作 標準，則高出 500 公尺的地面佔總面積的 45﹪，高出 1000 公尺者，亦佔 32﹪」； 孫正春（1986）指出「全省海拔高出 3000 公尺的山峰，多達 62 座，其中高出 3500 公尺者，也有 22 座。」由此可知，台灣山地面積之大，高度之懸殊，而山 地氣候受局部地形的影響最為顯著，故研究山地氣候特色的學者亦不在少數。 蔣丙然（1954）對山地溫度之垂直分布的研究與就玉山、阿里山、日月潭、 大屯山四站的氣溫、濕度、降水量、雲量等氣候事實作詳細的介紹。然而受限於 資料，只是點狀的描述，對整個台灣山地的整體性認識略嫌不足。 陳正祥（1955b，1961）以觀測年代由 6 至 19 年且紀錄不全的竹子湖、鞍部、 日月潭、阿里山及玉山 5 個測站，介紹山區的氣候特色。並用竹子湖與台北市、 鞍部與淡水測站的氣溫及高度資料得到北部山區在冬夏的平均直減率，以嘉義、 阿里山與玉山測站得到中南部山區在冬夏的直減率，並指出北部山地的氣溫垂直 遞減率遠較中南部山地大，尤其是冬季，另不論北部或中南部，冬季的山坡氣溫 直減率均較夏季小。 戚啟勳（1969，1970）利用 73 個測站，其中 500 公尺以上的有 34 個站，統 計年代從 1956 到 1965 之十年為準。其測站數量雖不少，但觀測年代太短且不一 致，測站分布不均，多集中在東西兩山麓，而雪山山脈、中央山脈主幹完全無資 料。另依緯度、坡向等將台灣山地劃分出六區，如下及圖 1-8，並就上述六區的 氣溫、雨量、蒸發量、相對溼度、日照、風等氣候資料作介紹。 （Ⅰ）東北丘陵區 （Ⅱ）西北山區 （Ⅲ）中部西側山區 （Ⅳ）南部西側山區 （Ⅴ）南部東側山區. 11.
(20) （Ⅵ）中部東側山區. 圖 1-8. 戚啟勳的台灣山地氣候分區圖（重繪自戚啟勳，1969）. 山區的氣溫直減率方面也以高山和平地測站之氣溫差，除以高度差求得。並 指出山地的氣溫應比同高度的自由空氣高，溫度直減率應低於每 100 公尺降低 0.65 度，以全年平均而論，台灣山地的氣溫直減率大致為每 100 公尺降低 0.3~0.7 度。大致上，測站海拔越高，每百公尺的平均減溫率越大。至於直減率的冬夏變 化，一般都是夏季大於冬季，只有東北丘陵區與中部東側山區的冬季氣溫直減率 比夏季大，此與陳正祥的研究結果不同。 孫正春（1986）利用部分的高山測站所測量的氣象因子，討論高山局部氣候 的差異性。在山地的氣溫直減率方面，以平地測站與高山測站的溫度差，除以高 度差，得出在其高度範圍內的平均直減率。結果指出北部的直減率較中南部大， 冬季較夏季小。 丘逸民（2002）利用 137 個測站資料，對山地氣候作初步的探討。以不同的 溫度界線值進行冬夏氣溫的垂直分層，找出夏涼、冬冷等的分布高度。並利用測 站的海拔高度與冬夏氣溫的關係曲線，發現山區的氣溫直減率較自由大氣的氣溫 直減率小，且冬季的直減率小於夏季。 謝怡翎（2004）利用台灣 147 個測站，計算各月平均月均溫與各測站海拔高 度之間的迴歸方程式，發現各月的溫度直減率約每上升 100 公尺降低 0.5－0.6 ℃。然僅選用 2003 一年的資料為研究數據，極易受當年氣候情形影響，不具有. 12.
(21) 代表性，且將全台測站統一處理，忽略了山區氣候易受緯度及坡向的影響，應分 區處理為宜。 上述學者針對台灣山地氣候所做的研究，多受限於山區測站資料的稀少與分 布不均，而以點狀呈現。山區坡面的氣溫遞減率方面也多以兩地的氣溫差除以高 度差求出，僅能代表兩地之間的關係，不能代表全台。後期雖有學者以氣溫與海 拔高度的迴歸方程式表示，但研究資料多不具代表性且未經檢定，故仍有再研究 之必要。. 13.
(22) 第四節 研究流程. 研究動機與目的. 相關理論與文獻回顧. 收集整理台灣各測站的氣候資料. 氣候區劃 柯本法的台灣氣候類型. 台灣的山地氣 候特色. 桑士偉法的乾濕氣候帶. 桑士偉法的台灣氣候類型. 以實際自然植物生 態之分布來檢討分 圖 區的妥適度. 作為規劃山地土地 利用之參考. 圖 1-9 研究流程. 14.
(23) 第二章 方法論 第一節 氣候分類法之選擇 地表海陸交錯、地形複雜多樣，形成各式各樣的氣候，進而影響地表現象的 分布。為以科學的方式對各地氣候加以分析了解，而產生了氣候分類（climatic classification） 。然因氣候分類目的的不同，可有以一國或一區為對象的分類， 如：農業氣候區劃，目的在於探究較細緻的區域特性，對於與世界各地區的氣候 關聯較無幫助；另一類則以全球為對象，目的是呈現氣候景觀帶。台灣面積雖小， 但位置特殊、地形複雜，若將其放在適當的世界氣候分類下來看，應有其學術上、 經濟上與教學上之貢獻。 （陳正祥，1957：1）科學分類的目的主要是在促使本學科或相關學科的進 步，使在研究或教學上得到系統化的便利。因此最佳的分類方法，不僅理論要健 全，方法要周密，在應用上也必須最方便。一個氣候分類法是否完善，必須視達 到下列各點的程度而定： 1.分類系統是否簡明扼要； 2.能否滿足最多數有關方面的需要； 3.根據該分類所劃分的氣候區，是否能與天然植物、土壤及農業區域相配合； 4.選用為分類基礎的各項氣候要素，是否在多數地區皆為最有影響力者，或其配 合是否能最明確表現出一般區域氣候的特徵。 根據上述標準，自十九世紀後期開始陸續提出的許多有關世界氣候分類的方 法中，以柯本和桑士偉兩人的氣候分類法最受推崇，其所使用的氣候指標如：月 均溫、月雨量等取得容易，兩人同為世界上對氣候分類最能專心研究且最有貢獻 的學者（陳正祥，1957）。. 一、柯本氣候分類法 （一）簡介 柯本根據自身所受的植物學訓練，以及 Candolle 及 Drude 兩人有關植物區 域分布的研究成果，認為天然植物或可代替氣象設備，作為綜合氣候環境條件的 指標。柯本首篇有關氣候分類的論文，發表於 1900 年，此時的分類方法深受 Candolle 的植物區域觀念影響，以若干氣溫及降水臨界數值，將世界劃分為五 大區。. 15.
(24) 表 2-1. 柯本最初劃分的世界氣候帶. 氣候. 符號. 柯本之命名. 相當於 Candolle 的氣候帶. 氣候的界限. 樹木. A. 熱帶多雨型. Megathermal. 最冷月月均溫＞18℃. 樹木. C. 暖溫帶型. Mesothermal. 最冷月月均溫-3℃~18℃. 樹木. D. 寒帶型. Microthermal. 最冷月月均溫＜-3℃ 最暖月月均溫＞10℃. 冰雪. E. 冰雪型. Hekistermal. 最暖月月均溫＜10℃. 乾燥. B. 乾燥型. Xerophilous. 年雨量＜R 1. 資料來源：Köppen，1900. 從表中可看出所定之氣候界限，僅是直接觀測所得的平均數值，相當粗糙。 但已引領當時的氣候區劃工作走向類型化，讓各類型的氣候分布得以呈現，並能 說明分布的規律。柯本續以植物分布與氣候存在相當的關聯性之概念，不斷對本 身所訂的氣候分類系統作修正，最後於 1928 年提出現在通用的柯本氣候分類 法，如表 2-2。 表 2-2 柯本（1928）的氣候分類系統 分類記號. 分類說明. 氣候類型. 第一 第二 第三 A f m w. B. w. s. 最冷月月均溫≧18℃ 最乾月月雨量≧60mm 60mm≧最乾月月雨量≧100-r/25 60mm≧最乾月月雨量及 100-r/25≧最乾月月雨量 i 年溫差≦5℃. 熱帶濕潤氣候 熱帶雨林氣候 熱帶季風氣候 熱帶莽原氣候. 夏雨區：r＜20（t＋14） 乾燥氣候 年雨區：r＜20（t＋7） 冬雨區：r＜20t 夏雨區：r＜10（t＋14） 沙漠氣候 年雨區：r＜10（t＋7） 冬雨區：r＜10t 夏雨區：10（t＋14）＜r＜20（t＋14） 草原氣候 年雨區：10（t＋7）＜r＜20（t＋7） 冬雨區：10t＜r＜20t h t＞18℃ k t＜18℃. 1. R 是根據年均溫所求得的數值，R＝0.44（T－k） ，其中 T 是年均溫，k 是一個常數，決定於雨 量的季節集中情形。凡測站的降水量＞R 者，一律歸入潤濕氣候，包括樹木及冰雪氣候。用以劃 分 A、C、D、E 四類氣候者，僅是最冷月或最熱月月均溫。 16.
(25) k′ t＜18℃，但最暖月月均溫＜18℃ n 多霧，常附於 B 之後 C w s f. 最暖月月均溫＞10℃ 18℃＞最冷月月均溫＞-3℃ 夏雨冬乾 最多降水量/最少降水量≧10 夏乾冬雨 最多降水量/最少降水量≧3 各月多雨，不屬於前兩者時 a 最暖月月均溫＞22℃ b 最暖月月均溫＜22℃ 年中月均溫＞10℃者＞4 個 c 最冷月月均溫≧-38℃ 年中月均溫＞10℃者有 1~4 個. 溫帶濕潤氣候 溫帶冬乾氣候 溫帶夏乾氣候 溫帶常濕氣候. d 最冷月月均溫＜-38℃ D. 最暖月月均溫＞10℃ 最冷月月均溫＜-3℃ w 分類標準與 C 相同 s 分類標準與 C 相同 f 分類標準與 C 相同 abcd 分類標準與 C 相同. E T F. 最暖月月均溫＜10℃ 最冷月月均溫＜0℃ 0℃＜最暖月月均溫＜10℃ 最暖月月均溫＜0℃. G H. 寒帶濕潤氣候 寒帶冬乾氣候 寒帶夏乾氣候 寒帶常濕氣候. 苔原氣候 冰原氣候 山地氣候. 標高＞3000 公尺的高原. 高原氣候 資料來源：Köppen，1936. 附註：t：年均溫。r：年雨量。夏雨區：熱季最多雨月之月雨量，最少為冷季最少雨月之月雨量 的十倍以上。冬雨區：冷季最多雨月之月雨量，最少為熱季最少雨月之月雨量的三倍以上。年 雨區：降雨的季節分配介於夏雨區與冬雨區之間者。. 17.
(26) 按表 2-2，以 466920 台北測站為例： 表 2-3 台北氣候資料表（121.51°E,25.0°N,5.3M）. 1971-2000 平均 年. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 月均溫（℃）. 15.8. 15.9. 18.0. 21.7. 24.7. 27.5. 29.2. 28.8. 27.1. 24.3. 20.9. 17.6. 22.6. 月雨量（mm）. 86.5. 165.7 180.0 183.1 258.9 319.4 247.9 305.3 269.2 138.5. 86.2. 78.1. 2318.8. 台北測站的最暖月月均溫為 29.2℃，大於 10℃，最冷月月均溫為 15.8℃， 介於 18℃與-3℃之間，故屬溫帶濕潤（C）氣候；最多降水量為六月的 319.4mm， 最少降水量為十二月的 78.1mm，相除少於 10，故屬全年有雨常濕型（f）氣候； 最暖月月均溫為 29.2℃，大於 22℃，故屬夏熱（a）氣候，台北測站在柯本分類 中屬溫帶常濕夏熱氣候（Cfa）。 柯本最終的氣候分類法若與其起初的相比較，其依循的概念實屬一致外，有 其進步之處，如：考慮到氣候要素在季節轉變上所呈現的特性、在主區外以月均 溫及月雨量細分出副區、在乾燥程度上，運用年均溫和年雨量的相互關係式來判 斷，以及綜觀柯本氣候分類法之體系可發現：其首次分類是由降水的特徵來分； 第二次則表示氣溫的特徵；最後則以局部的特殊氣候現象來分，尚屬容易記憶， 且各氣候類型均以相應的大、小寫字母表示，使用者只要從其字母代號，即可知 其氣候特性，步驟簡單，實屬方便。. （二）評價 柯本的氣候分類法受到世界地理學家之讚賞與採用，世界各國大部分的地理 學者皆視其為標準的氣候分類。綜合各方意見（陳正改，1995；劉鴻喜，2004）， 可對柯本氣候分類法有以下評價： 1.簡單明瞭、易於記憶且所需之氣候資料較易收集，便於在地理上及一般方 面的應用。 2.能夠反映氣候上的主要特徵，能與自然植被緊密結合。 3.柯本在創立本分類時，僅熟悉歐洲的地理環境，缺乏對其他各洲的了解， 常導致其分類與實際情況不盡符合。 4.所根據的氣候資料均為簡單的年平均數或月平均數，這些平均數值常會抹 殺一地氣候的特性而無法顯現出真正的氣候界線。 5.忽視了對氣候發生、發展和形成過程的研究。部分氣候型分界線，不為各 方贊同。另如乾燥區的界線過寬，也為各國氣候學者批評。 氣候是具有複雜機制的各種氣候要素交互作用下所形成的，所以沒有一個氣 候學家能發展出一個適用於所有地方、所有使用目的，對氣候特性有完整無遺描 述的氣候分類。柯本分類法的若干缺失也是其他全球性氣候分類法所有。柯本分 類法普遍受歡迎與肯定的原因，係其所用的氣候資料容易取得、計算方法簡易與 應用方便。在發展一個氣候分類系統時，最重要的是如何界定氣候，柯本法的分 18.
(27) 類基礎，主要是藉全球自然植物的分布，來界定氣候類型，以建立全球的氣候帶。 其分類之價值在於，一為以自然植生敏銳反應當地氣候，即可判斷氣候類型，二 為人與植物關係十分密切，因此柯本法在實用上有其重要性（陳國彥，1984b）， 故可將之應用於台灣的氣候區劃。. 二、桑士偉氏氣候分類法 （一）簡介 桑士偉氏認為柯氏僅用氣溫與雨量的平均值作為氣候分類的標準，不足以表 現氣候的有效性（climatic efficiency） 。所謂的氣候有效性，是指有效的支持 植物生長的氣候能力。桑士偉氏認為可利用氣溫與降水的相關性求取一有效指 數。此指數可代表控制植物生長、土壤溼度與環境生態學的氣候要素，也可作為 分類的依據（Thornthwaite，1931） 。桑士偉氏於 1931 年第一次的分類中，提出 有效水分指數（precipitation efficiency index，P-E index）與有效溫度指 數（thermal efficiency index，T-E index）的概念，前者是以月雨量/月蒸發 量的比值，累積十二個月的比值總合即為 P-E 指數，然而蒸發量的資料取得不 易，因蒸發實為氣溫之函數，故以月雨量與月均溫的關係式取代；後者則是累加 全年的月均溫經驗指數。 在桑士偉氏 1948 年第二次分類中，指出可能蒸發散量（potential evapotranspiration，用 Ep 表示）的大小與所得的能量多少有關，可以說是溫 度的函數。因此在新分類法中將支持植物生長的有效溫度（thermal efficiency） 改以可能蒸發散量（Ep）來估計，故有效溫度指數（T-E index）即為可能蒸發 散量（Ep，單位是 mm） 。桑士偉氏並以年等溫線 23℃為熱帶和溫帶氣候的界線， 而此正相當於可能蒸發散量 1140mm，並由熱帶至極寒地帶，分別以 142mm 的等 差級數，劃分出九個氣候型，所代表之英文字母為其分類法所列之第二字母。如 下： 表 2-4 桑士偉的有效溫度指數氣候型分類 TE 指數 氣候型 mm. E′ 冰漠（Frost） 142－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ D′ 苔原（Tundra） 285－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ C1′ 寒帶（Microthermal） 427－－－－－－－－－－－－ C2′ 570－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－－ B1′ 712－－－－－－－－－－－－ B2′ 溫帶（Mesothermal） 855－－－－－－－－－－－－ B3′ 997－－－－－－－－－－－－ B4′ 1140－－－－－－－－－－－－－－－－ A′ 熱帶（Megathermal） 資料來源：Thornthwaite，1948 19.
(28) 此外，因夏季是主要的生長季，有效溫度指數集中於夏季的情形，亦被視為 一個主要因素。桑士偉氏（1948）的分類法所列的第四個字母，即為指出 TE 指 數集中於夏季的百分率。 表 2-5 桑士偉的有效溫度指數夏季集中率的副型 副型. TE 指數集中於夏季的百分率. a′. ＜48﹪. b4′. 48.0-51.9﹪. b3′. 51.9-56.3﹪. b2′. 56.3-61.6﹪. b1′. 61.6-68.0﹪. c2′. 68.0-76.3﹪. c1′. 76.3-88.0﹪. d′. ＞88.0﹪ 資料來源：Thornthwaite，1948. 植物賴以生長的有效水分（precipitation efficiency），桑士偉氏認為要 看降水及蒸發兩者之間的多寡而定。桑士偉氏（1948）的分類法中訂定以水分指 數（moisture index，Im）來表示一地的有效水分。桑士偉氏計算水分指數的方 法如下： 1.年中某一時期的降水量 r 如果超過需水量 n，則有剩水 s，即 s=r-n，這 段時期的氣候即為濕潤。其濕潤指數（humidity index，Ih）可由 Ih=100s/n 來決定，即剩水量佔需水量的百分比。 2.其他月份的降水量 r 如果較需水量 n 少，則有缺水 d，即 d=n-r，這段時 期的氣候即為乾燥。其乾燥指數（aridity index，Ia）可由 Ia=100d/n 來決定， 即缺水量佔需水量的百分比。 3.利用 12 個月的數值可求得全年各月的 Ih 或 Ia。 4.Im 的概念則與 Ih 及 Ia 不同，因為乾旱時期植物可從土壤中吸取水分， 所以某一時期過剩的水分，可給予缺水時相當的補償，故桑士偉氏（1955）訂定 Im=Ih-Ia=100×（s-d）/PE，此處，s=降水量－實際蒸發散量，d=可能蒸發散量 －實際蒸發散量，PE=可能蒸發散量。可簡化為 Im=Ih-Ia=100×（降水量－可能 蒸發散量）/可能蒸發散量。 桑氏以水分指數 Im 為分類法的根據，訂出如下的乾濕氣候型，是其分類法 中的第一個字母： 表 2-6 桑士偉氣候分類法的乾濕氣候界線 氣候類型. Im 指數. A. 過濕. 100≦. B4. 濕潤. 80~100. B3. 60~80. B2. 40~60 20.
(29) B1. 20~40. C2. 半濕潤偏濕. 0~20. C1. 半濕潤偏乾. -33.3~0. D. 半乾燥. -66.7~-33.3. E. 乾燥. -100~-66.7. 資料來源： （Thornthwaite & Mather，1955） ， （Mather，1962：120-121）. 桑氏再參照降雨的季節分配，以及缺水及剩水的情形，訂出表 2-7 的副區劃 分標準，是其分類法中的第三個字母： 表 2-7 桑士偉氏按有效水分的季節分配劃分的氣候副型 潤濕氣候（A、B、C2） 副型符號. 定義. Ia 數值. r. 少量或全無缺水. 0-16.7. s. 中度的夏季缺水. 16.7-33.3. w. 中度的冬季缺水. 16.7-33.3. s2. 大量的夏季缺水. ＞33.3. w2. 大量的冬季缺水. ＞33.3. 乾燥氣候（C1、D、E） 副型符號. 定義. Ih 數值. d. 少量或全無剩水. 0-10. s. 中度的夏季剩水. 10-20. w. 中度的冬季剩水. 10-20. s2. 大量的夏季剩水. ＞20. w2. 大量的冬季剩水. ＞20 資料來源：Mather，1966：344. 而一地可能蒸發散量的估算，桑士偉是根據其蒐集美國中西部及墨西哥 21 個試驗站的灌溉試驗所得的數據（1936-1945） ，提出以與晝長有關的月平均氣溫 （℃）來計算出可能蒸發散量的系列經驗式，對於一個月 30 天（一天晝長 12 小時）的測站來說：. 10T Ep(mm) 16 I . a. 式子中的 T＝月平均氣溫（℃） ，而 I＝年熱能總指數，可用下列式子表示： 1.514. T I i 1 5 12. ………（1）. 當月平均氣溫 T 小於或等於 0 時，I 值等於 0，a 是因地而異的函數，可由 下列式子得出： a＝0.675×10-6I3－0.771×10-4I2＋0.01792I＋0.49239 21.
(30) 上述式子（1）僅適用於月平均氣溫 T 在 26.5℃以下時，若月平均氣溫 T 小於 26.5℃，而計算出的 Ep 超過 135mm 時，仍以 135mm 為上限。當月平均氣 溫 T 大於 26.5℃時，可查表（楊萬全，1993：61）得知 Ep。 由於不同月份的日數不同、白晝長度不同，故 Ep 應修正為： a. 10T Ep 16 當地逐月可照時數 / 360小時 I 為了避免繁瑣的計算，Thornthwaite ＆ Mather（1955）發展了一系列的表 ，就可利用現成 格（楊萬全，1993：60、62） ，只需根據一地的月平均氣溫（T） 的表格查詢並計算，求出 Ep。按上述方法，以台北為例，可計算出其氣候水平 衡如表 2-8。. 表 2-8. 台北測站氣候水平衡表（121.51°E,25.0°N,5.3M）. 1971-2000 平均 年. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 月均溫 T（℃）. 15.8. 15.9. 18.0. 21.7. 24.7. 27.5. 29.2. 28.8. 27.1. 24.3. 20.9. 17.6. 22.6. 月雨量（mm）. 86.5. 165.7. 180.0. 183.1. 258.9. 319.4. 247.9. 305.3. 269.2. 138.5. 86.2. 78.1. 2318.8. 月熱能指數(i). 5.71. 5.76. 6.95. 9.23. 11.23. 13.21. 14.47. 14.17. 12.92. 10.95. 8.72. 6.72 120.04. 未修正 Ep(mm). 33.60. 34.18. 47.77. 79.14 112.26 143.7. 156.8 154.04 140.3 107.42 71.50. 44.96. 修正係數(25.0°. 0.93. 0.89. 1.03. 1.06. 1.17. 0.91. 已修正 Ep(mm). 31.25. 30.42. 49.20. 83.89 129.10 163.82 183.46 172.52 143.11 106.35 65.07. 增減. 55.25 135.28 130.80 99.21 129.80 155.58 64.44 132.78 126.09 32.15. 1.15. 1.14. 1.12. 1.02. 0.99. 0.91. N）. 40.91 1199.09. 21.14. 37.19. 土壤水分變化. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 土壤有效水分. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 100. 實際蒸發散. 31.25. 30.42. 49.20. 水平衡不足. 0. 0. 0. 水平衡過剩. 83.89 129.10 163.82 183.46 172.52 143.11 106.35 65.07 0. 0. 0. 0. 0. 0. 0. 55.25 135.28 130.80 99.21 129.80 155.58 64.44 132.78 126.09 32.15. 0 21.14. 40.91 0. 37.19 1119.71. a=2.70 土壤有效水分含量最多 100mm 各月的可能蒸發散量（Ep）與降雨量相比，若降雨量多於可能蒸發散量（Ep） ， 則有多餘的水留存於土壤中，土壤能夠儲存多少水量，端看土壤的性質與植物的 根系。桑士偉法氣候水平衡表中的土壤有效水分含量是以農田為判斷標準，因草 本作物的根長，約在 1 公尺深的土壤內，其有效水分含量平均為 100mm。而 Strahler（1978）的氣候水平衡表是以森林為判斷標準，森林的根系較深、較發 達，土壤孔隙率高，雨水可下滲到深處，土壤深厚多水分，有效水分可達 300 至 400mm，Strahler 以土壤有效水分含量 250mm 來計算氣候水平衡。台灣平地地 區多為農地或非農用地，森林主要分布在山區。山區地勢較陡，土壤發育薄且逕 流係數高，故台灣山區雖是森林覆蓋，計算氣候水平衡時，土壤有效水分含量以 22. 0.
(31) 100mm 計算，還是適當的。故本研究在計算台灣各地的氣候水平衡時，土壤有效 水分含量最多為 100mm，當土壤儲存的水分超過 100mm，則有剩水流出；若降雨 量少於可能蒸發散量（Ep），則土壤中原儲存的水分將被消耗，若土壤儲存的水 分不足以支應可能蒸發散量（Ep）時，即土壤有效水分含量在當月減至 0mm 時， 將發生土壤缺水的現象。 台北每個月的降雨量均多於可能蒸發散量（Ep） ，使土壤中的水分一直保持 飽和狀態，全年 12 個月均有剩水流出成逕流，剩水量達 1119.7mm，缺水量為 0。 依照已完成的台北氣候水平衡表計算，台北在乾溼氣候帶上屬濕潤氣候 （B4：(1119.71-0)/1199.09=93.38%） ，在溫度帶上屬熱帶（A′：1199.09mm） ，有 效水分季節分配的氣候副型為 r（Ia=0：全無缺水） ， TE 指數夏季集中率的副型 為 a′（（163.82+183.46+172.52）/1199.09=43.35％＜48％：熱量集中於夏季不 甚顯著），所以台北的桑士偉氣候分類為 B4 A′r a′。. （二）評價 關於桑士偉氏分類法的評價（劉鴻喜，1975），整理如下： 1.桑氏的氣候分類法比較完備且精密，許多推論皆經過實地試驗，並非假 設，且因其分類係採 PE 值及一地的缺水、剩水為基礎，故特別適宜農業上之應 用。 2.桑氏的氣候分類法較柯氏精細，於濕潤與乾燥氣候間分出了半濕潤與半乾 燥氣候。 3.採用四級符號，劃分的氣候類型過多，導致不易進行實際的氣候區劃工 作，失去應有的簡明扼要原則。 4.分類方法雖甚科學，但計算方法繁複，令人卻步。 桑士偉氏之氣候分類法是依各地之有效溫度指數及有效水分指數加以分 類，可將之與台灣植物生態分布作一對照；利用乾溼指數與缺、剩水量及月份可 分析出台灣各地之乾濕季節分布與長短，適合應用於水文或農業上的規劃；桑士 偉氏之分類法較柯氏精細，使用桑士偉氏之分類法可補柯氏之不足，故除了以柯 本法外，本研究亦利用桑士偉法對台灣氣候加以分類。. 23.
(32) 第二節 台灣山地氣候的探討 一般決定平地氣候的因子，主要是緯度、距海遠近和風向等；而影響山地氣 候的因素則在高度與方位。地形對氣候的影響是錯綜複雜的，不同的地形會產生 多樣的氣候特徵，連綿且高大的山脈往往形成氣候區域的界線。台灣山地面積廣 大且山勢雄偉，常形成複雜的局地氣候。前人的研究多受限於測站少、資料難以 取得，僅以點的觀測資料來分析，無法細分出山地氣候區及找出全面的氣候特 性，現可取得的測站數較多，故可利用這些測站來進行山地氣候的分類與研究。 山地氣候分類的部份，將藉由柯本及桑士偉的氣候分類法呈現，由於此兩種 氣候分類法均是以植物的生長條件或分布設計出的，故可以台灣山地垂直植群帶 來分析分區的妥適度。而山地氣候特色則欲找出山區的氣溫直減率（slope lapse rate）狀況，以提供規劃山區農業、觀光休憩等的參考。 一般的氣溫遞減率是指在對流層的自由大氣中，氣溫平均每上升 100 公尺下 降 0.65℃，此乃環境氣溫直減率（environmental temperature lapse rate）。 然而在山區，由於山地體積的大小、雲量、坡向以及季節的不同，其實際的氣溫 直減率與自由大氣的溫度直減率有相當的差異，例如：陳正祥（1955a）曾指出 Saussure 氏研究熱帶高山的氣溫直減率為平均每上升 100 公尺，降低 0.56℃； 乾燥區域 Colorado 的 Pikes 峰則降低 0.63℃；Früh 氏在瑞士境內 169 個測站實 測的結果為 0.52℃，故 A.J.Henry 氏認為若能掌握山區的氣溫直減率，對於天 氣預報會有相當的幫助，因為在沒有測站的山區，其氣溫可以藉此推估。 早期研究台灣山地氣候的學者多受限於山區測站的稀少與分布不均，而以點 狀呈現，不能代表全台。山坡地的氣溫遞減率也多以高山和平地測站的氣溫差除 以高度差求出，僅能代表兩地之間的關係，亦不能代表全台。後期雖有學者以氣 溫與海拔高度的迴歸關係方程式表示，但研究資料未經分區處理，且資料長度太 短或未經檢定。 國土綜合開發計畫為目前國土規劃的最高指導原則。本研究試以國土綜合開 發計畫中的北、中、南、東四區域為研究範圍。利用四區測站的一（冬） 、四（春） 、 七（夏）、十（秋）月的月均溫資料，計算氣溫與高度之線性迴歸方程式，求出 這四區在四季的趨勢線，期藉此可在登山或農業建設時，提供一個參考準則。. 24.
(33) 第三節 氣候資料的收集與處理過程 一、資料收集 為以柯本及桑士偉氣候分類法，將台灣各地之氣候加以分類與分區，以達 到本研究之目的，又因國際氣象組織規定以三十年之平均值作為氣候平均值，故 需收集台灣各氣候及氣象觀測站，長達三十年的月均溫及月雨量資料，最佳觀測 年份是由 1971 至 2000 年。 經由比對專用氣象觀測站基本資料及歷年陸續出版的氣候資料年報，得知近 年來在國內相關單位（如：中央氣象局、農委會（林務局、林業試驗所、農業試 驗所、畜產試驗所、種苗改良繁殖場、茶葉改良場、退輔會、台糖、台鹽、台電、 水資源局、水利處、各區農田水利會、公賣局、學校、高速公路局等）的努力下， 陸續在平地和山區增設了許多測站，且解嚴後，許多山區的氣候資料均可收集 到，雖有部分測站經觀測一段時間後遭撤銷，但同時有月均溫及月雨量資料的測 站數可達五百多個。 部分測站的氣候資料，如：屬林務局管轄測站的歷年月均溫、月雨量資料， 以及部分測站柯本氣候的分類等，已由台灣師大地理系氣候實驗室作收集以及初 步處理，筆者亦自中央氣象局歷年出版的地面氣候資料年報及至部分事業單位抄 錄，並已完成約 150 個測站的柯本與桑士偉氣候分類。然只有部份局屬測站的統 計年代達三十年，其餘測站的統計年代多不及二十年、甚至不及十年，且山區測 站的資料缺乏甚多，另收集的氣候資料中，並未經過檢定以確定其測站所在與數 據之正確性，將影響後續研究之準確度，故有必要事先對氣候資料作檢定，故本 研究之氣候資料，引用中興大學森林系邱清安之博士論文的研究成果。 邱博士之氣候資料取自中央氣象局 1960-2002 年間台灣本島內所有氣象站 資料，計有 1,626 個測站，及其日均溫與日降水量觀測紀錄值，總計有 130,514,575 筆。經由測站的詮釋資料及觀測數據兩方面作檢定，以 GIS 軟體 ArcGis8.1 為空間分析操作平台，加入台灣行政區與 DEM 進行測站詮釋資料分 析，以確認測站所在地點與海拔高度的正確性；另採用連續無變化界限(NOC)及 差異高低值界限(DHLR)檢定方法來過濾極端不合理數值。 通過檢定後的氣候資料，選取日均溫有效觀測記錄大於 7 年者，計有 219 站，以及平均日降水量有效觀測記錄大於 12 年者，計有 877 站，分別計算各站 各月的月均溫及月降水量，作為氣候空間推估之材料。另為配合電腦運算效能， 將 40m 網格 DEM 再重新取樣為 100m 網格。 氣候空間推估部分則以 SPSS10.1 為分析工具，估算與繪圖則以 ArcGIS8.1 軟體為操作平台，月均溫空間推估採用 3 變數迴歸克利金法(regOK)，月降水量 空間推估則先將降水資料經由對數(log)轉換後，再進行普通克利金法推估 (OK)，推估結果均採用交叉驗證法驗證，以對極端錯誤估值較敏感的誤差均方根. 25.
(34) (RMSE)做為評估依據，推估在 100M 網格解析下，台灣的各月月均溫與月雨量資 料。 經檢定過的 219 個氣溫測站中，海拔 1000 公尺以上的僅有 22 個(10％)，877 個降水測站中，海拔 1000 公尺以上的僅有 62 個(7％)，顯示山區測站的稀少與 分布不均，然推估為 100m 網格後，仍提供高解析度的氣候資料作為氣候區劃的 研究基礎；其次，部分測站的觀測記錄不及 30 年之久，但已就測站的詮釋資料 及觀測數據兩方面作過檢定，其信度與效度有一定水準，仍可作為本研究之依據。 山區的氣溫直減率方面，由於 100m 網格的月均溫資料，即有利用到測站的 月均溫與海拔高度推估氣溫直減率而得，故不適合再以 100M 網格的氣溫資料， 作為計算山區氣溫直減率趨勢線的基礎資料。山區氣溫直減率部分，則以經檢定 過後的 219 個氣溫測站的資料為研究基礎。 圖 2-1 為上述氣溫及雨量測站之分布圖，其中同時有氣溫與雨量資料的測 站，另外標示；並同時顯示山區氣溫直減率的分區圖。. 26.
(35) 圖 2-1 氣溫與雨量測站分布與山地氣候特色分區圖. 27.
(36) 二、資料處理與結果展示 氣候區劃部份為達柯本及桑士偉氣候分類之目的，採用 Fortran90 軟體分別 將柯本及桑士偉氣候分類法寫成程式，輸入台灣 100m 網格的月均溫及月降水量 資料加以運算出結果，再利用 ArcGIS9 作為繪圖之操作平台。 為將前述 100m 網格的各月月均溫與月降水量氣候資料輸入 Fortran90 軟 體，需先將其轉為 ASCII 檔，並將兩種資料作連結配對以符合柯本及桑士偉分類 法的需求。月降水量的網格數量較月均溫多，兩者都有的網格資料才納入計算分 類，全部約有 1％的網格忽略不計。設計程式的過程中，為求程式的完整與正確 性，利用先前已手算出的各種不同柯本與桑士偉氣候類型的分類結果做驗證。最 後分類完成的 ASCII 檔轉成 ArcGIS 軟體可處理的.img 檔，並以 ArcGIS9 作為繪 圖與分析工具，呈現台灣氣候柯本法的氣候分區及桑士偉法之溫度帶氣候分區、 乾濕氣候區、缺水及剩水量分布圖、各月缺水及剩水量分布圖、缺水月個數分布 圖等結果，並與等高線與暈渲圖相疊圖以利分析。 山地氣候特色部份則將已檢定過的 219 個氣溫測站，依所在縣市分成北、 中、南、東四區，如圖 2-1 及附錄 1，再使用 Microsoft Excel 軟體計算出四區 一、四、七、十月的氣溫與高度的線性迴歸方程式，據以繪製山區氣溫直減率的 趨勢圖。. 28.
(37) 第三章 台灣的柯本法氣候區劃 第一節 台灣的柯本法氣候分類結果 以柯本氣候分類法可將台灣分出熱帶濕潤（A）、溫帶濕潤（C）及山地（G） 三大主區，十三個副區。台灣島雖位處低緯，但因山地面積廣大、高度高與冬季 較冷的影響，全台以溫帶濕潤（C）氣候的分佈最廣，另因雨量豐富且無最冷月 均溫小於-3℃處，故無乾燥（B）及寒帶（D）兩類氣候。分類結果如圖 3-1 所示， 其分布特色如下：. 圖 3-1 台灣的垂直高度與柯本法氣候類型分布圖 29.
(38) 一、熱帶濕潤（A）氣候區 此區主要分布在高雄、屏東及台東縣地勢較低平處，最冷月均溫在 18℃以 上，依最乾月降雨量多寡，可分成下列三個副區，分布如圖 3-2。. 圖 3-2 台灣柯本法熱帶濕潤（A）氣候分布圖 （一）熱帶雨林(Af)氣候區 分布在屏東縣獅子鄉、牡丹鄉及台東縣達仁鄉、成功鎮等地，屬全年濕潤。 （二）熱帶季風(Am)氣候區 主要在屏東與台東縣境內，呈 U 字型分布在中央山脈的南段一帶，西側由北 而南大致為海拔 200~400 公尺以下地區，東側則在海拔 300~400 公尺以下地區， 此區乾季較熱帶雨林(Af)氣候長。 （三）熱帶莽原(Aw)氣候區 主要分布在高雄縣市與屏東縣近海一帶，乾溼季節最顯著。 二、溫帶濕潤(C）氣候區 本氣候區在台灣分布最廣，其最冷月均溫在 18℃以下，依最暖月均溫 22℃ 為界可分成夏熱（C*a）與夏涼（C*b）兩種氣候型，依降水季節分布可再細分出 下列五個副區，分布如圖 3-3。. 30.
(39) 瑞芳鎮. 圖 3-3 台灣柯本法溫帶濕潤（C）氣候分布圖 （一）溫帶年雨夏熱(Cfa)氣候區 主要分布在東北半部，約指由苗栗通霄以北，到基隆及宜蘭、花蓮等縣市的 1200 公尺以下地區，與台中縣市、彰化、雲林一帶。此區全年雨量之分配較均 勻，全年濕潤。 （二）溫帶夏乾夏熱(Csa)氣候區 此氣候是十三種氣候區中分布範圍最小者，分布在台北縣瑞芳鎮，如圖 3-3 右方小圖所示。瑞芳鎮位在基隆河河谷，冬季東北季風沿基隆河谷深入山區，是 主要降雨季節。夏季雨量較少，是否因位在山區河谷中，西南季風影響較弱所致， 值得討論。 （三）溫帶冬乾夏熱(Cwa)氣候區 此氣候是十三種氣候區中分布最廣者，主要分布在西南部地區，約由苗栗通 霄以南到高雄市一帶及花蓮南部、台東等縣 1200 公尺以下地區。此區冬季乾燥 的原因或許有二：一是冬季時，東北季風經溫濕的東海海面，潛在不穩定的氣流. 31.
(40) 加上北部山區的抬升，為東北部帶來降雨，而氣流越過北部山區後，沿台地或丘 陵下滑，輻散出海，造成此區冬季雨量較少。二是新竹部分為台灣海峽最窄處， 當東北季風經台灣海峽時，在新竹以北受窄管效應，氣流輻合。而新竹以南地區 海峽寬度變寬，窄管效應減弱，氣流輻散，無氣流抬升導致冬季降雨較少。 （四）溫帶年雨夏涼(Cfb)氣候區 主要分布在東北半部 1200 至 2000 公尺地區，全年有雨。 （五）溫帶冬乾夏涼(Cwb)氣候區 主要分布在西南半部 1200 至 2000 公尺地區，降雨集中在夏季。 三、山地氣候(G) 指海拔 2000 公尺以上地區，可分成下列五個副區，分布如圖 3-4、3-5。. 圖 3-4 台灣柯本法山地（G）氣候整體分布圖 32.
(41) （一）高山溫帶年雨夏涼(GCfb)氣候區 主要分布在東北半部 2000 至 3100 公尺的高山上，全年有雨。 （二）高山溫帶冬乾夏涼(GCwb)氣候區 主要分布在西南半部 2000 至 3100 公尺的高山上，夏季多雨。 （三）高山溫帶年雨短夏(GCfc)氣候區 分布在大雪山、大霸尖山、雪山、南湖大山、中央尖山、合歡山、奇萊山、 大水窟山、秀姑巒山、玉山、三叉山、向陽山等約 3100 至 3300 公尺處。 （四）高山溫帶冬乾短夏(GCwc)氣候區 分布範圍較 GCfc 小，僅在卓社大山、關山、小關山、卑南主山等高山約 3100 至 3300 公尺處。 （五）高山苔原(GET)氣候區 零星分布在上述高山的 3300 公尺以上地區。. 33.
(42) 圖 3-5 台灣柯本法山地（G）氣候細部分布圖 34.
(43) 第二節 與前人研究成果之比較 本研究所繪出的台灣柯本氣候類型分布圖與前人所繪之分布圖有相似之 處，如：受緯度影響，熱帶濕潤（A）氣候均主要分布在屏東、台東縣地勢低平 處；熱帶雨林（Af）與熱帶莽原（Aw）氣候均分別分布在恆春半島的東、西兩側； 另受到冬夏季風風向與地形的影響，溫帶年雨型（Cf）與冬乾型（Cw）均分別分 布在台灣的東北半部與西南半部。 然本研究以台灣 100m 網格的月均溫與月雨量資料為基礎，解析度相當高， 分類出的氣候類型共有 13 種，較前人的 5 至 9 類為多，尤其是山地地區，在 1200 公尺以上的地區可區分出 Cfb、Cwb、GCfb、GCwb、GCfc、GCwc 及 GET 等氣候類 型，較為精細且完整。 台灣高山測站中，其最冷月月均溫無一處在-3℃以下，以最高測站玉山為 例，平均之最冷月月均溫為-1.5℃，故台灣山區無寒帶（D）氣候存在，此乃台 灣氣候誌（蔣丙然，1954） 、氣候學（蔣丙然，1961）等書之誤，已有劉衍淮（1963） 、 萬寶康（1973）曾指出。而劉衍淮（1963）與萬寶康（1973）均將玉山測站劃分 為 Cwc 氣候，亦非十分正確，因柯本法之 C 類氣候的最暖月月均溫需大於 10℃， 而玉山之最暖月月均溫為 7.7℃，故玉山應劃歸為 E 類氣候。因為此氣候類型發 生於高山地區，前方需加一 G 字。 以溫度帶的界線而言，本研究的熱帶濕潤（A）與溫帶濕潤（C）氣候區的分 界，以沿海平地地區來看，西部大致在高雄市，東部則在台東長濱、成功一帶， 與前人所得之結果大致相同。以山地地區來看，中央山脈南段西側約落在海拔 200 公尺處，越往南，界線越往高處移，到了南端大致落在 400 公尺處；而東側 則約在 300~400 公尺處。 另在溫帶濕潤（C）氣候中，以最暖月月均溫可區分出夏熱（a）、夏涼（b） 與短夏（c）三種溫度帶。本研究的夏熱（a）與夏涼（b）界線約落在海拔 1200 公尺處，此高度與劉衍淮（1963） 、萬寶康（1973）所指出的 1300、1200 公尺大 致吻合。夏涼（b）與短夏（c）的界線約落在海拔 3100 或 3200 公尺處，此高度 與萬寶康（1973）所指出的 3500 公尺及丘逸民（2002）所指出的 3000 公尺以上 的差異不大，但與劉衍淮（1963）所指出的 2600 公尺有 500~600 公尺的差距， 萬寶康曾提出鹿林山（2860M）測站有六個月之月均溫在 10℃以上，應仍屬夏涼 （b）氣候，故以 2600M 作為夏涼（b）與短夏（c）的界線或需修正。 年雨（Cf）與冬乾（Cw）現象的分界，在西部平地地區，大致在苗栗通霄附 近。此與劉衍淮、蔣丙然的研究結果相似；在東部平地地區，大致在花蓮玉里一 帶；在高山地區，年雨的範圍最南可到達台東縣海端鄉北部附近。. 35.
(44) 第三節 柯本氣候分類法應用在台灣的適用性 台灣島四面環海，有北回歸線通過，且山區地勢高聳，年降雨量豐富，是以 柯本氣候分類法將台灣加以分類，區分出熱帶濕潤（A）、溫帶濕潤（C）與山地 （G）氣候三大類，其中以溫帶濕潤（C）氣候的範圍最廣，一般說來，大致符合 台灣的緯度位置與高度情形。另溫帶濕潤（C）氣候中，受季風風向與中央山脈 的影響，西部成為冬季東北季風的雨影區，分類為冬乾（Cw）型，北部及東部為 全年濕潤（Cf）型，亦屬十分合理。 然丘逸民（2003）利用柯本法以中國大陸與蒙古為研究對象時，指出依柯本 法分類的基礎與目的來看，其具有缺乏亞熱帶氣候帶之問題，柯氏的分類指標無 法呈現出冬暖的氣候特性。從全球範圍來看，應該在 A 與 C 氣候帶之間劃分出具 有過渡性的、冬暖的亞熱帶濕潤氣候帶，並在避免破壞柯本法原有分類架構下， 設定 a＇代表夏熱冬暖，其最熱月均溫＞22℃，最冷月月均溫低於 18℃（與 a 相同），但需高於 6℃（林木不需要冬眠（落葉）的下限溫度）。如此看來，依 台灣大部分地區位居「亞熱帶常綠闊葉林」的南亞帶（宋永昌，1999）判斷，原 分類為 Cwa 與 Cfa 的地區，因其最冷月月均溫均高於 6℃，應屬亞熱帶濕潤氣候， 分別為 Cwa＇與 Cfa＇，應更能呈現出此處的氣候情形。 另柯氏本人對於其所訂定的乾溼氣候分類界線也一直不甚滿意（陳正祥， 1957：10）。Russell 於 1926 與 1931 年將柯本法分別應用於美國加州與西部的 乾旱區時，所得分界均與天然植物不相符合，結果不甚理想。Van Royan（1927）、 Andrews et al.（1946）、與丘逸民（2003）等以柯本法分別研究北美、澳洲與 中國時，均曾指出乾燥界線還需修定、乾燥面積過大，以及缺少半濕潤氣候等問 題。陳正祥（1957：14）也曾指出柯氏在其數次分類中，皆未見到次濕潤（subhumid） 氣候此一副型，可能在柯氏的想像中，已包含在溼潤氣候中了。是以柯本法劃分 台灣的氣候類型結果來看，西部沿海地區如彰化、雲林縣的年雨量約 1000~1500mm，屬台灣本島降水量最少處，天然植被並無茂密高大的樹木，應另 區分為半濕潤氣候，以有別於同緯度近山地帶的地區，然柯本分類法並無此類。 以柯本法劃分台灣的氣候類型界線，南北大致落在同一個海拔高度上，緯度 上的差異不顯著，例如：北部與南部的夏熱（a）與夏涼（b）界線均落在海拔 1200 公尺處。究其原因，柯本法中夏熱（a）與夏涼（b）界線是以最暖月月均 溫是否達 22℃來判斷。影響氣溫的因素主要有緯度與高度，以台灣島面積之小、 跨緯度數之少，最暖月月均溫受海拔高度影響較大，南北緯度上的差異較不顯 著，故若單純以最暖月月均溫作為分類依據時，將不易呈現出南北的歧異度。. 36.
(45) 柯本法中苔原（ET）氣候的界線為最暖月月均溫介於 0 和 10℃之間，最冷 月月均溫小於 0℃，然以 100M 網格的氣候資料來分析時，發現台灣約 3300 公尺 以上的部分地區，最暖月月均溫介於 0~10℃之間，符合柯本法的界線，代表夏 冷；最冷月月均溫卻大於 0℃，代表冬暖。因最暖月月均溫已低於 10℃，表示森 林無法生長，故除部分最冷月月均溫小於 0℃的山頭外，將此部分也劃分為高山 苔原（GET）氣候。由此可知極地苔原與亞熱帶高山苔原的氣候情形並不盡相同， 兩者最暖月月均溫均小於 10℃，樹木無法生長，以低矮的、呈塊狀叢生的植物 為主，但亞熱帶高山苔原的最冷月月均溫大於 0℃，代表冬季較不寒冷，可說明 緯度與高度兩者並不能完全類比。 應用柯本法於台灣本島時，雖呈現出柯本法缺乏亞熱帶、半濕潤氣候以及僅 以月均溫與月雨量等氣候指標做分類依據等缺點外，但分類方法簡單明瞭，能呈 現出台灣島主要的氣候特色，是以世界氣候分類法的角度來看，柯本法還是有存 在與應用之重要性。. 37.
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