1979年之後西北太平洋及東亞地區夏季降雨之變化趨勢
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(2) 摘要 東亞地區中國長江流域的降雨與其南北兩側降雨相位相反是非常普通的現 象，在從年際或年代際的變化都可見到，而本研究探討的重點是針對全球暖化變 得較為明顯後 1970 年代後期西北太平洋及東亞地區降雨的變化。自 1979 年之 後，在西北太平洋及東亞地區的降雨變化南北呈現〝正-負〞 （dipole）變化趨勢： 80°E 至 145°E、10°N 至 25°N（包含華南地區、中南半島、菲律賓海、南海、 孟加拉灣）降雨趨勢增加；100°E 至 120°E 、28°N 至 33°N（華中地區）降雨 趨勢減少。. 從中高對流層溫度顯示在 20°N 至 30°N、90°E 至 120°E 溫度有明顯降低的 趨勢，而在低緯度地區溫度有增加的趨勢，不管是北邊溫度降低或南邊溫度增 加，任一個因素單獨的變化都能夠造成南北溫度梯度減弱進而使得夏季季風環流 減弱造成降雨呈現〝正-負〞的變化趨勢，且除了造成南北溫度梯度減弱外，也 能夠引發局部 Hadley cell 的改變造成〝正-負〞的降雨變化。. 青康藏高原冬、春季雪覆蓋面積的增加造成夏季太陽雪融後土壤濕度的增 加，太陽加熱的能量被土壤水吸收作為蒸發使用，並未直接加熱地表，所以地表 溫度在夏季的變化趨勢是降低的，而青康藏高原平均高度為 4000 公尺以上，在 高層西風的吹拂下將青康藏高原地表的較冷的溫度傳至東亞地區 20°N 至 30°N 附近。青康藏高原冬、春季雪覆蓋面積的增加可能是 20°N 至 30°N 中高對流層 溫度減低的原因。. 低緯度地區中高對流層溫度的增加可來自降雨增加時潛熱釋放會加熱整個 對流層所致。在低緯地區海表溫度的增加使得能量藉由可感熱與蒸發傳至大氣， i.
(3) 而當大氣能量增加時會產生上升運動，造成水氣在 10°N 至 25°N 附近的輻合增 加，使得降雨增加。. ii.
(4) 目錄 摘要........................................................................................................................ I 目錄..................................................................................................................... III 圖表..................................................................................................................... VI 第一章 前言 .........................................................................................................1 1.1 西北太平洋及東亞夏季氣候特徵 .............................................................1 1.2 西北太平洋及東亞夏季降雨年際變化之相關研究 .................................2 1.3 西北太平洋及東亞夏季降雨年代際變化之相關研究..............................3 1.4 研究動機 .....................................................................................................5 第二章 資料與研究方法 .....................................................................................7 2.1 觀測資料 .....................................................................................................7 2.1.1 降雨資料..............................................................................................7 2.1.2 再分析資料..........................................................................................8 2.1.3 其它......................................................................................................9 2.2 分析方法 ...................................................................................................10 2.3 水氣及濕靜能收支平衡 ...........................................................................11 2.3.1 水氣收支方程.................................................................................... 11 2.3.2 濕靜能收支方程................................................................................12 第三章 西北太平洋與東亞地區夏季降雨趨勢和年代際變化 .......................14 3.1 東亞地區 ...................................................................................................14 3.1.1 東亞地區降雨變化趨勢....................................................................14 3.1.2 與〝南澇北旱〞現象之比較............................................................15. iii.
(5) 3.1.3 東亞季風雨帶南退............................................................................17 3.2 熱帶海洋 ...................................................................................................18 3.3 討論...........................................................................................................18 第四章 造成東亞地區降雨變化可能之機制 ...................................................20 4.1 夏季季風氣候特徵 ...................................................................................20 4.2 夏季季風強度減弱 ...................................................................................21 4.2.1 中高對流層溫度變化........................................................................21 4.2.2 青康藏高原的影響............................................................................23 4.3 討論...........................................................................................................25 第五章 造成西北太平洋地區降雨變化可能之機制 .......................................27 5.1 水氣收支方程之分析 ...............................................................................27 5.2 溼靜能收支方程之分析 ...........................................................................30 5.3 海表溫度的影響 .......................................................................................33 5.4 討論...........................................................................................................34 5.4.1 海表溫度增暖對赤道印度洋之影響................................................34 5.4.2 海表溫度增暖對華中地區降雨減少之影響....................................36 第六章 討論與結論 ...........................................................................................38 6.1 討論...........................................................................................................38 6.1.1 南北溫度梯度的減弱........................................................................38 6.1.2 熱源改變所引起的波列（wave train）...........................................39 6.2 結論...........................................................................................................39 第七章 問題與討論 ...........................................................................................43 參考文獻 .............................................................................................................45 圖表......................................................................................................................53 iv.
(6) 附錄......................................................................................................................86. v.
(7) 圖表 圖 3-1：CMAPLAND 1979 至 2005 年夏季（7 至 9 月）降雨之變化趨勢，經緯範 圍從 20°S-60°N，40°E-180°E。藍色塗色代表降雨增加趨勢大於 5％；黃 色塗色代表降雨減少趨勢超過 5％；黑色實線為 5％，黑色虛線為-5％； 通過 95％信賴水準之統計檢定以黑色圓點標記，單位：％∕十年。.....53 圖 3-2：同圖 3-1，但為 CRU 陸地降雨 1979 至 2001 年之變化趨勢。...............53 圖 3-3：同圖 3-1，但為 APHRODITE 1979 至 2001 年之變化趨勢，經緯範圍為 5°N-60°N，65°E-155°E。..............................................................................54 圖 3-4：同圖 3-1，但為 GPCP 全球降雨 1979 至 2005 之變化趨勢。.................54 圖 3-5：CRU 7 至 9 月平均降雨在 1975 年至 1998 年平均減 1951 至 1974 年平均 之差異，塗色區代表差異值；黑色實線為差異值 0.2；黑色虛線為差異值 -0.2，單位：MM/DAY。..................................................................................55 圖 3-6：CRU 7 至 9 月降雨在 1951 至 2000 年線性變化趨勢，藍色塗色代表降雨 增加趨勢大於 5％；黃色塗色代表降雨減少趨勢超過 5％；黑色實線為 5 ％，黑色虛線為-5％；通過 95％信賴水準之 STUDENT T-TEST 統計檢定以黑 色圓點標記，單位：％∕50 年。.................................................................55 圖 3-7：GPCP 夏季降雨平均氣候值，藍色塗色代表氣候值大於 4MM/DAY，單位： MM/DAY。 ........................................................................................................56. 圖 3-8：100-120°E 經度平均之降雨並作 5 年滑動平均之結果，藍色塗色代表降 雨超過 4MM/DAY；黑色粗實線為 4MM/DAY。（A）為 GPCP（B）為 APHRODITE。...............................................................................................57 圖 3-9：GPCP 區域夏季降雨趨勢， （A）菲律賓海（8°N-28°N，125°E-145°E） 、 （B） 中南半島及南海（10°N-20°N，100°E-120°E）、（C）孟加拉灣附近 （10°N-25°N，85°E-100°E） 、 （D）華中地區（28°N-33°N，100°E-120°E）， vi.
(8) 黑色實線為逐年降雨量；綠色實線代表變化趨勢通過 95％信賴水準之統 計檢定，單位：MM/DAY。 ............................................................................58. 圖 4-1：ERA40 1979 至 2001 年夏季（A）850 毫巴平均流線場，藍色塗色為大於 GPCP 4MM/DAY 降雨分佈（B）200 至 500 毫巴平均溫度，單位：℃。..59 圖 4-2： （A）GPCP 115°E 至 135°E 區域平均降雨隨緯度與時間的變化圖，縱座標 為緯度，橫座標為時間（月），單位：MM/DAY；（B）ERA40 30°N 減 5°N 中高對流層（200 至 500 毫巴）溫度梯度，縱座標為時間（月），橫座標 為經度，單位：℃。......................................................................................60 圖 4-3：ERA40 1979 至 2001 年夏季風場變化趨勢，單位：M/S；塗色區為 GPCP 降雨變化趨勢。..............................................................................................61 圖 4-4：ERA40 1979 至 2001 年夏季 200 至 500 毫巴之中高對流層溫度（TA）變 化趨勢，暖色系為增加，冷色系為減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準 之統計檢定。單位：℃。..............................................................................61 圖 4-5：同圖 4-4，但為 NCEPR2 1979 至 2005 年之中高對流層溫度（TA）變化 趨勢。..............................................................................................................62 圖 4-6：同圖 4-4，但為 RSS 1979 至 2005 年 TMT 溫度變化趨勢。 ..................62 圖 4-7：ERA40 1979 至 2001 年 30°N 減 5°N 之 200 至 500 毫巴中高對流層溫度 （TA） ，等值線為 TA 平均氣候值；塗色區為 TA 變化之趨勢，暖色系為增 加，冷色系為減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定。單位： ℃。..................................................................................................................63 圖 4-8：同圖 4-7，但為 NCEPR2，1979 至 2005 年中高對流層溫度。 ..............63 圖 4-9：同圖 4-7，但為 RSS 1979 至 2005 年 TMT 溫度。 ..................................64 圖 4-10：ERA40 夏季地表溫度變化趨勢，經緯範圍從 22°N-45°N，63°E-108°E。 暖色系為增加，冷色系為減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢 定；黑色粗實線為 700 毫巴等壓線。..........................................................64 vii.
(9) 圖 4-11：同圖 4-10，但為 NCEPR2 地表溫度變化趨勢。 ....................................65 圖 4-12：同圖 4-10，但為 CRUTEM3 地表溫度變化趨勢。 ................................65 圖 4-13：NCEPR2 夏季土壤濕度變化趨勢。冷色系為增加，暖色系為減少；黑色 圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定；黑色粗實線為 700 毫巴等壓線。 ..........................................................................................................................66 圖 4-14：NSIDC 雪覆蓋（SNOW COVER）變化趨勢，（A）為夏季（B）為冬春季 （12 至 3 月） ，冷色系為增加，暖色系為減少；黑色圓點為通過 95％信賴 水準之統計檢定。..........................................................................................67 圖 4-15：同 4-14，但為 1 至 12 月雪覆蓋（SNOW COVER）變化趨勢。 ..............68 圖 4-16：同圖 4-13，但為 1 至 12 月土壤濕度變化趨勢。...................................69 圖 4-17：同圖 4-10，但為 NCEPR2 1 至 12 月地表溫度變化趨勢。 ...................70. 圖 5-1：ERA40 1979 至 2001 年夏季氣候值（A）為垂直積分後水氣輻合（B）為 垂直積分後之水氣平流（C）為垂直積分後之水氣垂直傳輸，藍色代表濕 平流；黃色代表乾平流。..............................................................................72 圖 5-2：ERA40 垂直積分之水氣輻合變化趨勢，冷色系代表增加；暖色系代表減 少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定；粉紅色粗實線為降雨增 加 5％之區域，單位： W / m 2 。...................................................................72 圖 5-3：同圖 5-1，但（A）為水氣平流變化；（B）為水氣垂直傳送變化。 ......73 圖 5-4：同圖 5-1，但（A）為環流改變造成之水氣平流變化； （B）為水氣改變造 成之水氣平流變化。......................................................................................74 圖 5-5：同圖 5-1，但（A）為垂直運動改變造成之水氣傳直傳送變化； （B）為水 氣改變造成之水氣垂直傳送變化。..............................................................75 圖 5-6：同圖 5-1，但（A）為垂直運動改變造成之濕靜能輻合變化； （B）為濕靜 能輻合變化；（C）為濕靜能改變造成之濕靜能輻合變化。 .....................77 圖 5-7：同圖 5-1，但（A）為水氣及溫度水平平流變化； （B）為水氣及溫度改變 viii.
(10) 造成之水氣及溫度水平平流變化； （C）為環流改變造成之水氣及溫度水平 平流變化。......................................................................................................79 圖 5- 8：同圖 5-1，但為 ERA40 大氣柱淨熱通量之變化。 .................................80 圖 5-9：同圖 5-1，但（A）為大氣層頂淨熱通量之變化； （B）為地表淨熱通量之 變化。..............................................................................................................81 圖 5-10：同圖 5-1，但（A）為地表短波輻射之變化（B）為地表長波輻射之變化 （C）為地表可感熱之變化（D）為地表蒸發之變化。 .............................83 圖 5-11：為 OISST 1982 年至 2001 年海表面溫度變化趨勢，暖色系代表增加；冷 色系代表減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定；粉紅色粗實 線為降雨增加 5％之區域。...........................................................................84. 表 5-1：垂直積分後水氣收支方程各項在 6°N～27°N，80°E～160°E 降雨增加區 域之平均值。..................................................................................................85 表 5-2：垂直積分後濕靜能收支方程各項在 6°N～27°N，80°E～160°E 降雨增加 ′ 且 ω∂ p h 大於 0 的區域之平均值。。........................................................85. 附圖 1：GPCP 1979 至 2001 年夏季（JAS）降雨之變化趨勢，塗色為降雨趨勢； 黑色實線為 5％，黑色虛線為-5％；通過 95％信賴水準之統計檢定以黑色 圓點標記，單位：％∕十年。......................................................................86 附圖 2：如附圖 1，但為 ERA40。...........................................................................86 附圖 3：CRU 6 至 8 月平均降雨在 1975 年至 1998 年平均減 1951 至 1974 年平均 之差異，塗色區代表差異值；黑色實線為差異值 0.2；黑色虛線為差異值 -0.2，單位：MM/DAY。..................................................................................87 附圖 4：CRU 6 至 8 月降雨在 1951 至 2000 年線性變化趨勢，藍色塗色代表降雨 增加趨勢大於 5％；黃色塗色代表降雨減少趨勢超過 5％；黑色實線為 5 ix.
(11) ％，黑色虛線為-5％；通過 95％信賴水準之 STUDENT T-TEST 統計檢定以黑 色圓點標記，單位：％∕50 年。.................................................................87 附圖 5：ERA40 夏季土壤水含量在地下 0～7 公分變化趨勢。冷色系為增加，暖 色系為減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定；黑色粗實線為 700 毫巴等壓線。...........................................................................................88 附圖 6：ERA40 夏季土壤水含量在地下 0～7 公分 1 至 12 月變化趨勢..............89 附圖 7：ERA40 夏季地表溫度 1 至 12 月變化趨勢................................................90 附圖 8：NCEPR2 垂直積分之水氣輻合變化趨勢，冷色系代表增加；暖色系代表 減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定；粉紅色粗實線為降雨 增加 5％之區域，單位： W / m 2 。...............................................................91 附圖 9：同附圖 8，但（A）為水氣平流變化；（B）為水氣垂直傳送變化。 .....92 附圖 10：同附圖 8，但（A）為環流改變造成之水氣平流變化；（B）為水氣改變 造成之水氣平流變化。..................................................................................93 附圖 11：同附圖 8，但（A）為垂直運動改變造成之水氣傳直傳送變化；（B）為 水氣改變造成之水氣垂直傳送變化。..........................................................94 附圖 12：同附圖 8，但（A）為濕靜能輻合變化；（B）為垂直運動改變造成之濕 靜能輻合變化；（C）為濕靜能改變造成之濕靜能輻合變化。 .................96 附圖 13：同附圖 8，但（A）為水氣及溫度水平平流變化；（B）為水氣及溫度改 變造成之水氣及溫度水平平流變化； （C）為環流改變造成之水氣及溫度水 平平流變化。..................................................................................................98 附圖 14：同附圖 8，但為 ERA40 大氣柱淨熱通量之變化。 ...............................99 附圖 15：同附圖 8，但（A）為大氣層頂淨熱通量之變化；（B）為地表淨熱通量 之變化。........................................................................................................100 附圖 16：同附圖 8，但為地表短波輻射之變化。................................................101 附圖 17：同附圖 8，但為地表長波輻射之變化。................................................101 附圖 18：同附圖 8，但為地表可感熱之變化。....................................................102 x.
(12) 附圖 19：同附圖 8，但為地表蒸發之變化。........................................................102 附圖 20：為 OISST 1982 年至 2005 年海表面溫度變化趨勢，暖色系代表增加； 冷色系代表減少；黑色圓點為通過 95％信賴水準之統計檢定。...........103. xi.
(13) 第一章 前言 1.1 西北太平洋及東亞夏季氣候特徵 氣候系統的變化中，降雨是最明顯能表現氣候變化之因子，而對於西北太平 洋及東亞夏季降雨量影響最大的系統為亞洲夏季季風。從降雨量的多寡可分成乾 季與濕季，濕季為西北太平洋及東亞地區降雨主要的時期，而濕季的降雨又可分 成兩個主要的系統：第一個系統發生在 5 月至 7 月下旬；第二個系統為 7 月底至 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 雨帶從南亞的阿拉伯海、孟加拉灣、南海一直延伸至副熱帶西北太平洋地區；第 二階段發生於 6 月中旬，雨帶開始往北移動造成了印度雨季與中國梅雨的肇始。 而季風強降雨區的移動有三個階段，6 月底在孟加拉灣及菲律賓沿海，即為南亞 季風；7 月底到達印度及中國北部地區，為東亞季風；8 月中在熱帶西北太平洋 地區，也就是西北太平洋夏季季風。季風強降雨區的移動指出了亞洲夏季季風降 雨可分成三個子季風系統：南亞夏季季風、東亞夏季季風與西北太平洋夏季季 風。從 Wang and LinHo（2002）的研究中可知中國地區 6 月是受到梅雨鋒面的 影響，而 7、8 月分別受到東亞夏季季風與西北太平洋夏季季風的影響，所以本 研究主要研究的是西北太平洋及東亞地區降雨的長期變化為主，所以分析的季節 主要為 7 至 9 月（JAS） 。. 對於亞洲夏季季風發生的原因，學者們的研究大多指出海陸溫差是造成亞洲 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.,. 1.
(14) 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 El nin~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 化。. 1.2 西北太平洋及東亞夏季降雨年際變化之相關研究 在年際變化上，許多學者針對中國或東亞地區夏季降雨的研究發現，降雨的 空間分佈呈現華中地區、日本南部以及韓國降雨的變化相位與華南、華北地區相 反，也就是當華中地區降雨較多時，華北、華南地區的降雨是偏少的，這樣的現 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 El Nin~o （ La Nin~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， 2.
(15) 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、 南韓、日本降雨偏少主要是中緯度地區東西波傳遞的影響，當青康藏高原加熱異 常，Rossby wave 東傳至華中地區所造成。. 1.3 西北太平洋及東亞夏季降雨年代際變化之相關研 究 而隨著降雨觀測時間的增長，1990 年之後對於年代際時間尺度氣候變化的 研究增加，在年代際尺度中東亞地區降雨變化提出與年際尺度相似的特徵。近 50 年來中國地區夏季降雨存在很明顯南澇北旱的特徵，南澇指的是在 1970 年代 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 3.
(16) 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., 2005）。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 4.
(17) 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 最多的地區上升運動較強，其兩側會有補償性的下沈運動，在華南地區降雨是增 加的，華北地區降雨則是減少。. 從年際或年代際的變化都可見到在東亞地區中國長江流域的降雨與其南北 兩側降雨相位相反，而全球暖化後是否會對東亞降雨造成影響？降雨的變化為 何？西北太平洋及東亞地區在夏季降雨主要可來自 5、6 月梅雨鋒面系統及 7 月 後西北太平洋夏季季風系統的貢獻，在吾人對於降雨初步的分析中發現 5、6 月 降雨變化的類型不似 7 至 9 月明顯，且在 1979 年之後隨著觀測技術進步與衛星 資料的提供，資料更加準確且可信，所以本研究將以分析 1979 年之後西北太平 洋夏季季風造成 7、8、9 月降雨的為主。第二章將介紹本文所使用的資料、計算 變化趨勢的方法及分析方法、第三章先就降雨資料檢視在 1979 年之後變化的趨 5.
(18) 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。. 6.
(19) 第二章 資料與研究方法 2.1 觀測資料 2.1.1 降雨資料 本研究的採用四組不同來源之降雨資料，包含了 CMAPLAND（Precipitation Reconstruction over Land；Chen et al., 2002） 、CRU（Climatic Research Unit of the University of East Anglia；Hulme, 1994; New et al., 2000） 、APHRODITE（Asian Precipitation – Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation of the Water Resources；Xie et al., 2007） 、GPCP（Global Precipitation Climatology Project Monthly Precipitation Dataset Version 2；Adler et al., 2003）。. CMAPLAND 為全球陸地月平均降雨資料，將 1951 年至 1990 年間約 17000 個降雨記錄連續 10 年以上之測站降雨資料利用最佳內插法 OI（optimal interpolation；Gandin, 1965）分析與距離權重計算而成，考慮測站分佈密度與歷 史資料延續性，CMAPLAND 降雨資料未做偏差校正。本研究分析之時間為 1979 至 2005 年，經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。. CRU 集合了多筆不同時期全球或區域的降雨資料，包含 CRU、NMAs （National Meterological Agencies）、WMO（World Meteorology Organization)、 CIAT（Centro Internacional de Agricultura Tropical） 、Muller（1982） 、FAO（1984） 、 USAF（1987）等，整合成起迄時間自 1951 至 2002 年之全球陸地降雨資料。本 研究分析之時間為 1979 至 2001 年，經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。. 7.
(20) APHRODITE 為日本綜合地球環境學研究所（Research Institute for Humanity and Nature, RIHN）及氣象廳之氣象研究所（Meteorological Research Institute of Japan Meteorological Agency, MRI/JMA）整合東亞地區（5°-60°N,65°-155°E）兩 千多個測站資料所提供 1979 至 2002 年之陸地日平均降雨資料，為了與其它降雨 資料比較，本研究將其計算成月平均資料，本研究分析之資料時間為 1979 至 2001 年，經緯網格解析度為 0.5°×0.5°。. GPCP 合成了七種不同降雨資料：將 GPCC 近 7000 點的測站降雨資料進行 除錯程序（排除編碼、傳送、地形影響等誤差資料） ；陸地降雨資料（Ferraro, 1997） 以 SSM/I 微波散射資料與 Grody（1991）散射指數 SI（scattering index）計算； 以 SSM/I 微波放射資料及 Wilheit et al.（1991）所使用之統計方式計算洋面降雨 資料；整合 NCDC（NOAA National Climatic Data Center）提供的 GHCN（Global Historical Climatology Network）降雨資料與 NOAA/CPC 的 CAMS（Climate Anomaly Monitoring System；Ropelewski et al., 1985）降雨資料並濾除測站誤差； 加入 GPI 降雨指數計算冷雲頂區域降雨率；利用 TIROS（Television IR Observational Satellite）之 TOVS（TIROS Operational Vertical Sounder）反演深厚、 範圍廣大之雲區降雨資料，填補 SSM/I 在較冷地區估計之偏差；最後 GPCP 使 用 OPI 降雨指數作為合成降雨資料之來源。上述七種資料排除隨機誤差計算後， 透過 SG（satellite-gauge）技術整合成全球月平均降雨資料。本研究分析之資料 時間為 1979 至 2005 年，經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。. 2.1.2 再分析資料 ERA40（ECMWF 40 Year Re-analysis，Simmons and Gibson, 2000）為歐洲中 期天氣預報中心（European Centre for Medium-RangeWeather Forecasts）將觀測資 料放入其預報模式之同化系統重新計算而得的資料。為了有助於氣象研究，將原 8.
(21) 本 ERA15（1979 至 1993 年）資料延長為 1957 年 9 月至 2002 年 8 月，本研究使 用 ERA40 提供之月平均資料，分析時間為 1979 至 2001 年，經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。採用之物理量包含了溫度、緯向風、經向風、水氣、垂直速度、重力 位高度，垂直有 12 層，包括 1000mb、925mb、850mb、700mb、600mb、500mb、 400mb、300mb、250mb、200mb、150mb、100mb；土壤水含量（地面下 0 至 7 公分）以及熱通量資料，包含了淨熱通量、地表淨熱通量、大氣層頂淨輻射量、 地表短波輻射、地表長波輻射、蒸發通量、可感熱通量。. NCEP R2 為美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction-Department of Energy, NCEP-DOE）提供之第二版再分析資料 （Reanalysis 2）（Kanamitsu et al., 2002），採用之物理量包含溫度場，垂直有 12 層，包括 1000mb、925mb、850mb、700mb、600mb、500mb、400mb、300mb、 250mb、200mb、150mb、100mb；土壤水含量。本研究使用 NCEPR2 提供之月 平均資料，分析時間為 1979 至 2005 年，經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。. 2.1.3 其它 溫度資料方面亦使用了 RSS/MSU（Remote Sensing Systems / Microwave Sounding Units；Mears et al., 2003）將衛星資料反演後所得之 TMT（Temperature Middle Troposphere）頻道的溫度資料。分析資料之時間皆為 1979 至 2005 年， 經緯網格解析度為 2.5°×2.5°。. 地表面溫度除了 ERA40、NCEPR2 外，使用了 Met Office Hadley Centre 整 合 4000 多個測站資料而成的 CRUTEM3，使用之資料時間為 1979 至 2005 年， 經緯網格解析度為 5°×5°。. 9.
(22) 雪覆蓋（snow cover）資料則使用 NSIDC（National Snow and Ice Data Center） 將來自 NOAA-NESDIS AVHRR、GOES 及其他可見光頻道之衛星所提供的雪覆 蓋（snow cover）與 SSMR、SSM/I 微波放射提供的海冰資料整合而成的 Northern Hemisphere EASE-Grid Weekly Snow Cover and Sea Ice Extent Version 3 （Armstrong and Brodzik, 2005） 。本研究所使用之資料時間為 1979 至 2005 年， 為計算降雪覆蓋面積百分比，將 0.25°×0.25°網格解析度轉換為 2.5°×2.5°。. 海表面溫度 SST 使用 NOAA 衛星資料提供的最佳化海溫資料 OISST V2 (NOAA optimum interpolation version 2 monthly mean SST；Reynolds et al., 2002)， 選取的時間為 1982 年至 2001 年之月平均資料，經緯網格解析度為 1°×1°。. 2.2 分析方法 本研究使用 Rank order（Neelin et al., 2006）與最小平方法（least squares method）計算大氣資料變化的斜率，Rank order 適用於非線性、非常態分佈之資 料，其會將變量差異大的資料計算斜率時權重比例較小，避免奇異值對斜率的影 響過大。最小平方法經由計算、分析求得一條最佳逼近直線，使所有的數據到此 直線的鉛垂方向（或水平方向）距離的平方總和為最小，適用於常態分佈之線性 資料。為了確定計算的斜率是否在統計上有意義，Rank order 計算而得的斜率使 用的是史比爾曼等級相關係數（Spearman rank order correlation coefficient）來看 是否有通過 95％顯著性檢定；最小平方法則是用 Student-t test 檢定斜率是否有通 過檢定。. 亞洲地區各地平均降雨量差異頗大，熱帶地區屬對流區，雨量可達 4 毫米/ 天以上，在中高緯度地區降雨量驟減。降雨的變化趨勢對於當地氣候影響重大， 所以本研究將每個網格點之平均月降雨量除上當格點之氣候平均值來看當地降 10.
(23) 雨的變化，而降雨的變化較屬非線性，所以利用 Rank order 與史比爾曼等級相關 係數計算其降雨趨勢變化百分比與統計檢定。 其它物理量變化趨勢較為線性，所以使用的是最小平方法（least squares method）計算其變化之趨勢，配合 Student-t test 檢定找出通過 95％信賴水準之區 域。. 2.3 水氣及濕靜能收支平衡 本研究主要探討在東亞及西北太平洋地區降雨的變化情形。為了瞭解降雨水 氣與能量的來源為何，將利用水氣收支（moisture budget）方程與濕靜能（moist static energy, MSE）收支方程來進行分析，以下先分別介紹兩者收支方程。. 2.3.1 水氣收支方程 在平衡狀態（steady state）下，垂直積分後的水氣收支（moisture budget） 方程可寫成：. P − E = − ∇ ⋅ Vq − ∂ p ωq. （E2.1）. 其中，方程式各項皆為能量單位，即瓦特∕每平方公尺。P 為降雨；E 為蒸發； ； V 為水平速度；ω 為垂直速度；q 為比溼乘上 L（每單位質量吸收之潛熱）. 代. 表垂直積分：. = g −1 ∫. p s − pt. ps. ( )dp. 其中 g 為重力加速度； pt 為對流層厚度； p s 為地面氣壓。 因為本研究主要是考慮長期變化的趨勢，所以將（E2.1）改寫成變異量：. ′ ′ P ′ − E ′ = − ∇ ⋅ Vq − ∂ p ωq 11. （E2.2）.
(24) 方程式中 (. )′ 代表變化趨勢。. 因在 p= p s 、 p= pt 時， ω 皆為 0，則 ∂ p ωq = ωq | ppss − pt = 0 ，所以（E2.1）可 寫成：. P ′ − E ′ = − q∇ ⋅ V. ′. − V ⋅ ∇q. 由連續方程（continuity equation） ∇ ⋅ V +. ′. （E2.3）. ∂ω = 0 及 ∂ p ωq = 0 ， （E2.3）可改 ∂p. 寫成：. ′ ′ P ′ - E ′ = − q (− ∂ p ω ) − V ⋅ ∇q ′ ′ = ∂ p ωq − ω∂ p q − V ⋅ ∇q ′ ′ = − ω∂ p q − V ⋅ ∇ q. （E2.4）. （E2.2）方程式等號右邊第一項為水氣通量之形式，而（E2.4）等號右邊第 一項為水氣平流之形式。 為了瞭解水氣收支方程垂直速度、水氣垂直變化、水平速度、水氣平流哪一 項為主導項，進一步再將（E2.4）改寫：. P ′ − E ′ = − ω ′∂ p q − ω ∂ p q ′ − V ′ ⋅ ∇q − V ⋅ ∇q ′ + residual _ q （E2.5） 其中 ( ) 代表氣候平均值，residual_q 為剩餘項，包含了 transient 及非線性項。 由 E2.5 可知水氣的收支平衡（ P′ − E ′ ）主要可由垂直速度改變或水氣改變 造成的水氣垂直傳送變化、環流場改變或水氣改變造成的水氣平流變化、其它非 線性等因素的影響。. 2.3.2 濕靜能收支方程 （E2.5）等號右邊第一項與因垂直運動改變 ω ′ 而造成的水氣垂直傳送有 關， ω ′ 屬動力的反饋作用（dynamical feedback） ，所以可用垂直積分後的濕靜能 12.
(25) （moist static energy, MSE）收支方程來估計：. ′. ′. ω∂ p h ≈ − V ⋅ ∇(q + T ) + Fnet ′. （E2.6）. 其中，方程式各項皆為能量單位（瓦特∕每平方公尺）。T 為溫度乘上定壓比熱. C p ；h 為溼靜能（MSE） ，h=q+s；s 為乾靜能（dry static energy） ，s=T+ φ ， φ 為 重力位（geopotential） 。 Fnet 為大氣柱淨熱通量：. Fnet = Fs − Ft. （E2.7）. Fs = SWs + LWs + E + H. （E2.8）. 其中， Fs 為地表淨熱通量：. Ft 為大氣層頂淨熱通量： Ft = SWt + LWt. （E2.9）. 其中，下標 s 代表地表；下標 t 代表大氣層頂；SW 為短波輻射；LW 為長波輻 射；H 為可感熱通量。 Fs 和 Ft 正值代表向上熱通量。 （E2.6）可進一步改寫：. ω ′∂ p h = − ω ∂ p h′ − V ′ ⋅ ∇(q + T ) − V ⋅ ∇(q + T )′ + Fnet ′ + residual _ h （E2.10） 在 E2.10 可知垂直運動的改變可來自濕靜能改變造成濕靜能垂直變化；環流 場改變或溫度、濕度改變造成的溫度、水氣平流的改變；大氣柱淨熱通量的改變 等，都能影響垂直運動。. 13.
(26) 第三章 西北太平洋與東亞地區夏季降雨趨 勢和年代際變化 本章將分析夏季東亞地區陸地降雨與西北太平洋海上降雨變化，特別是夏季 的第二階段 7 至 9 月（Chou et al., 2008），試著從不同的資料中找出相同的變化 趨勢，並探討其與年代際變化之關係。. 3.1 東亞地區 3.1.1 東亞地區降雨變化趨勢 首先來看 CMAPLAND（圖 3-1）降雨變化的趨勢，塗色區為降雨每十年變 化趨勢百分比，藍色代表增加，黃色代表減少；降雨增加 5％以黑色實線框出， 而黑色虛線則代表降雨減少 5％；黑色圓點則代表其降雨趨勢通過檢定，具有超 過 95％的信賴水準。在 100°E 以東，從 10°N 往北降雨趨勢呈現〝正-負-正-負〞 的變化：20°N 以南降雨為增加，中南半島降雨增加之趨勢有通過 95％信賴水準 的統計檢定；20°N 以北至華中地區降雨減少，105°E 附近減少趨勢有通過統計 檢定；40°N 附近降雨增加；再往北降雨則多為減少之趨勢，且統計檢定在 110°. E 至 135°E 大部分都有通過 95％信賴水準。其它區域除了中國西部地區（70°E ～90°E；30°N～45°N）降雨增加之趨勢較為明顯（通過統計檢定）外，其它大 多為減少之趨勢。. 接著來看 CRU 陸地降雨變化（圖 3-2） ，CRU 的降雨變化在 100°E 以東與圖. 3-1 相似，在東亞地區由南至北呈現〝正-負-正-負〞的降雨變化，但變化的相對 位置與 CMAPLAND 有些許不同。在 30°N 以南降雨為增加之趨勢；華中地區降 14.
(27) 雨則為減少之趨勢；在 40°N 附近降雨呈現似一 U 字型的增加之趨勢；50°N 以 北則大多為減少之趨勢。而在 90°E 以西之區域，中國西部地區（80°E～90°E） 降雨則多屬減少之趨勢，其它地區變化趨勢較不明顯。而從圖 3-1 可看到通過統 計檢定（黑色圓點）僅有 30°N 以南降雨增加部分地區、印度北部降雨減少的地 區、及日本北部降雨增加地區等，其它大部分地區降雨變化之趨勢未通過 95％ 信賴水準的統計檢定。. 由於 CRU、CMAPLAND 兩組陸地降雨資料皆為 2.5°×2.5°經緯網格解析度 資料，為了能更細部的看東亞地區降雨的變化，吾人利用了經緯網格解析度為. 0.5°×0.5°之 APHRODITE 陸地降雨資料（圖 3-3）分析降雨變化之趨勢，在 100 °E 以東，沿東南海岸線往北降雨趨勢〝正-負-正-負〞的變化仍可在圖 3-3 看到， 在 30°N 以南包含中南半島、菲律賓、中國華南地區、台灣為增加之趨勢，30°. N 至 35°N 間華中地區、日本南部為減少之趨勢，35°N 至 45°N 間華北地區、南 韓、日本北部大部分降雨有增加之變化，45°N 以北降雨則多為減少之變化。在 統計檢定方面，除了華北地區降雨增加及 45°N 以北、120°E 以西降雨減少未通 過 95％信賴水準的統計檢定外，東亞其它地區大部分皆有通過統計檢定。. 吾人進一步分析另一組全球降雨分佈資料 GPCP（圖 3-4） ，在 100°E 以東由 南往北亦有〝正-負-正-負〞的降雨變化趨勢，但在華北地區降雨增加之區域從日 本、韓國至山東半島未再往西延伸，到 90°E 以西才又為降雨增加。. 3.1.2 與〝南澇北旱〞現象之比較 從圖 3-1、圖 3-2、圖 3-3、圖 3-4 都可以看到在 100°E 以東降雨趨勢呈現〝正. -負-正-負〞的變化，中南半島、華南地區降雨增加；華中地區降雨減少；華北地 區降雨增加；東北地區往北降雨減少。這樣的趨勢變化與中國地區在 1970 年後 15.
(28) 年代際尺度呈現之〝南澇北旱〞現象（Huang et al.,1999; Chang et al.,2000; Hu et. al.,2003; Yang and Lau,2004; Ha et al.,2005）不同，南澇指的是在長江流域（即華 中地區）降雨在 1970 年後降雨偏多；北旱指的是在中國北部降雨偏少之現象與 吾人分析 1979 年之後降雨變化趨勢的結果不盡相同。Yang and Lau（2004）分析 近 50 年的測站降雨資料（附圖 3）發現 1975 至 1998 年在長江流域 6 至 8 月的 降雨比起 1951 至 1974 年是偏多的，偏多的區域大約在 110°E 至 122°E，28°N 至 33°N；偏少的區域則是為在華南地區（110°E 至 122°E，21°N 至 28°N）、華 北地區（110°E 至 122°E，33°N 至 40°N） 。吾人試著利用 CRU 的資料用相同的 方法計算 1951 至 1998 年 7 至 9 月平均降雨的變化（圖 3-5），也可以看到 1975 年之後長江流域降雨偏多，華北地區降雨減少的現象。. Hu et al.（2003）計算 1951 至 2000 年中國地區夏季（六至八月）降雨線性 變化趨勢，顯示在長江流域降雨量 50 年最多增加了 20％，而中國北部地區降雨 量最多減少 20％，在華南地區降雨量 50 年為減少微弱（附圖 4） 。圖 3-6 為 CRU. 1951 至 2000 年 7 至 9 月平均降雨的線性變化趨勢，與 Hu et al.（2003）利用測 站降雨資料計算的結果相似，亦可在長江流域看到降雨有增加的趨勢，華北地區 降雨有減少的趨勢，華南地區變化的趨勢則較微弱。. 從年代際角度分析可以知道中國地區近 50 年來長江流域的降雨在 1970 年末 期後比起之前是有偏多的趨勢，而華北、華南地區則是偏少的趨勢，這可能與太 平洋年代際變化（PDO）有關（Zhu and Yang, 2003）。但本文分析的則是 1979 年之後降雨變化的趨勢，則是顯示長江流域降雨呈現減少的趨勢，而華南、華北 地區為增加的趨勢。在 1970 年後期開始全球暖化變得相當明顯，所以 1979 年之 後降雨的趨勢雖有可能仍受到年代際震盪的影響，但全球暖化亦可能是造成降雨 變化的原因之一。. 16.
(29) 3.1.3 東亞季風雨帶南退 從圖 3-4 GPCP 降雨變化趨勢與圖 3-7 降雨平均氣候值兩者比對，可知華北 地區降雨減少之區域落在氣候平均值 4mm/day 對流區邊緣，為了釐清華北地區 降雨的減少是因為當地降雨本身逐年在減少中或是季風雨帶往南退，吾人將. GPCP 降雨資料在 100°E 至 120°E 作經度平均，並將其降雨之變化經過 5 年滑動 平均以濾除年際變化之影響，所得的降雨趨勢如圖 3-8（a），黑色粗實線代表降 雨值為 4mm/day；降雨值大於 4mm/day 則用藍色塗色表示。從 4mm/day 黑色粗 實線顯示季風對流區的雨帶有逐年南退的現象，但在 1996 年後又逐漸北進。但 可以看到季風雨帶南退的範圍從 35°N 最多退至 32°N，僅南退了 3°N，而 GPCP 降雨資料的網格點解析度為 2.5°×2.5°，可能無法準確代表雨帶南退的現象。. 所以吾人進一步使用 APHRODITE 所提供網格點解析度為 0.5°×0.5°之降雨 資料，同樣選取 100°E 至 120°E 範圍作經度平均、時間經 5 年滑動平均（圖 3-8 （b）） ，結果與 GPCP 資料相似，但雨帶南退範圍從 35°N 退至 33°N，南退的範 圍僅 2°N。GPCP 資料時間為 1979 年至 2005 年，而 APHRODITE 資料時間只至. 2001 年，所以無法確定 GPCP 在 1996 年後雨帶北進是否為真，可能需要其它資 料或者更長期的觀測來驗證。. 從四組降雨資料，可知東亞地區降雨的變化為在 100°E 以東、25°N 以南（包 含華南地區、中南半島、菲律賓海、南海、孟加拉灣）之地區降雨為增加；28°. N 至 33°N 之華中地區降雨為減少，而季風雨帶的南退可能是造成華中地區附近 降雨減少的原因。所以接下來的章節，吾人將分析夏季季風雨帶南退可能之原因。. 17.
(30) 3.2 熱帶海洋 為了瞭解影響降雨變化的系統，除了 CRU、CMAPLAND、APHRODITE 陸 地降雨資料外，吾人使用了 GPCP 提供的全球降雨資料分析在西北太平洋地區降 雨的變化趨勢。從圖 3-4 可看到 20°N 附近陸地上降雨增加的範圍向東延伸至 150 °E，包含了菲律賓海及南海；向西可延伸至孟加拉灣，且降雨增加的趨勢都有 通過 95％信賴水準的統計檢定。換而言之，中國華南地區降雨的增加可能和西 北太平洋夏季季風的改變有關。另外可看到印度洋 60°E 至 70°E 赤道地區降雨 也有明顯增加之趨勢，並通過統計檢定。. 為了更加確定吾人所選擇的區域降雨變化之趨勢，選擇菲律賓海（8°N 至. 28°N，125°E 至 145°E）、中南半島及南海（10°N 至 20°N，100°E 至 120°E）、 孟加拉灣附近（10°N 至 25°N，85°E 至 100°E） 、華中地區（28°N 至 33°N，100 °E 至 120°E）四個區域，將區域降雨平均計算降雨隨時間之變化。圖 3-9 為利用. GPCP 資料所計算在四個區域降雨在 1979 至 2005 年之變化，黑色實線代表逐年 變化，黑色空心圓點為每一年降雨的區域平均值；綠色實線代表降雨變化的趨勢 通過 95％信賴水準的統計檢定。可看到四個區域降雨都具有明顯的年際變化， 菲律賓海（圖 3-9（a）） 、中南半島及南海（圖 3-9（b）） 、孟加拉灣附近（圖 3-9 （c））降雨增加之趨勢，華中地區（圖 3-9d）降雨減少之趨勢皆有通過 95％信 賴水準的統計檢定。. 3.3 討論 從 CRU、CMAPLAND、APHRODITE、GPCP 資料分析都可以看到在 100°. E 以東，東亞沿海往北降雨趨勢為〝正-負-正-負〞的變化，而 35°N 以南〝正負〞 （dipole）的變化可能和東亞及西北太平洋夏季季風系統改變有關，這種〝正 18.
(31) -負〞 （dipole）的變化經常可在年際變化中發現（Wang et al., 2000；Wu and Wang, 2002；Chou et al., 2003）。例如 Wu and Wang（2002）計算 5°N 至 15°N，100°E 至 130°E 與 20°N 至 30°N，110°E 至 140°E 這兩個區域 850 毫巴緯向風的差異 並定義為西北太平洋夏季季風指數（Western North Pacific Monsoon Index,. WNPMI） ，發現在 1978 至 1993 年夏季（六、七、八月）華中地區的降雨與 WNPMI 成負相關，華南地區的降雨則呈現正相關，即當西北太平洋夏季季風強時，華南 地區降雨較多，華北地區降雨較少。而 Chou et al.（2003）分析 El Nin~o 與 La Nin~a 的發展與西北太平洋夏季季風強弱的降雨差異關係，可看到不管是否有 ENSO 的影響，在東亞沿海都可以看到在 35°N 以南強弱季風所造成的降雨差異呈現〝正. -負〞的類型。所以在時間較長尺度的年代際變化中，東亞及西北太平洋夏季季 風系統改變可能也會影響到 35°N 以南降雨的變化，因此本研究將以探討降雨在. 35°N 以南呈現〝正-負〞的類型：80°E 至 145°E、10°N 至 25°N（包含華南地 區、中南半島、菲律賓海、南海、孟加拉灣）降雨趨勢增加；100°E 至 120°E 、. 28°N 至 33°N（華中地區）降雨趨勢減少的原因為主。. 19.
(32) 第四章 造成東亞地區降雨變化可能之機制 為了探討夏季季風雨帶南退的原因，本章將先瞭解亞洲夏季之氣候特 徵，作為探討夏季季風雨帶南退造成華中地區降雨趨勢減少的起點，再進一 步分析影響夏季季風之因子變化的趨勢。. 4.1 夏季季風氣候特徵 圖 4-1（a）為夏季（JAS）850 毫巴流線場分佈情形，藍色塗色區為降 雨量大於 4mm/day 之分佈。圖中可看到夏季季風期間副熱帶高壓勢力範圍 涵蓋西北太平洋，來自南半球的跨赤道氣流在菲律賓附近受到高壓阻擋的影 響，進而將南邊暖溼水氣沿高壓環流邊緣北傳至東亞地區，從圖 4-1（a）所 顯示之氣流走線與降雨帶的分佈相當一致，主要降雨區位在迎風面與合流 區。降雨分佈主要有兩個：一是東北-西南走向的雨帶，這是和梅雨鋒面系 統有關（Wu and Wang, 2000；Wang and LinHo, 2002） ；另一個則是在南邊位 於南海及西北太平洋上的雨帶，這是和季風槽有關的（Wu and Wang, 2000；. Wang et al., 2001；Wang and LinHo, 2002） 。許多前人的研究指出亞洲季風強 度與海陸加熱對比造成的南北溫度梯度有關，當溫度梯度越大，亞洲夏季季 風強度越強（Li and Yanai, 1996；Chou, 2003） 。從中高對流層 200 至 500 毫 巴平均溫度來看（圖 4-1（b）） ，最暖的空氣大約位在 30°N 附近比赤道的溫 度暖，這樣的溫度配置有利於產生氣旋式的夏季季風環流。北暖南冷的溫度 梯度所產生的夏季季風環流與副熱帶高壓的反氣旋式環流形成典型的夏季 季風環流。圖 4-2（a）為 GPCP 在西北太平洋及東亞地區（115°E 至 135°E） 降雨於各緯度隨時間之演變圖，可以看到在五月後季風雨帶從 30°N 開始往 北移動，八月時約北移至 45°N，之後便開始南退。中高對流層（200 至 500hPa） 20.
(33) 溫度梯度（圖 4-2（b））的變化在五月中旬之後開始溫度梯度從負值轉為正 值且維持至九月中，主要的變化中心出現在 40°E 至 110°E 地區，時間則是 在七月達到最大。從圖 4-2 可以看到季風雨帶北移的時間與溫度梯度逆轉的 時間相似，代表著溫度梯度由負轉正與季風肇始有很大的關係，另外，季風 雨帶北移則和溫度梯度增加有關。. 4.2 夏季季風強度減弱 從東亞夏季氣候場可以知道溫度梯度由負轉正的逆轉現象所產生的夏 季季風的發生一致，而溫度梯度與季風雨帶的北移有關。從圖 4-3 風場變化 趨勢來看，塗色區為 GPCP 降雨變化趨勢，在華南地區東邊為氣旋式環流，. 20°N 附近降雨增加的區域落在氣旋式環流的中心，而氣旋式環流的北緣為 降雨減少之區域。在華南地區由北往南的氣流變化與圖 4-1 比對後，可發現 與夏季季風環流是相反的，代表夏季季風環流有變弱的趨勢，造成從南方來 的水氣平流減少，使得華中地區降雨呈現減少之趨勢，換而言之，亞洲夏季 季風可能有減弱的趨勢。從 3.1.3 知道夏季季風雨帶有南退的現象，所以我 們試著分析中高對流層南北溫度的變化看夏季季風的強度是否在減弱。. 4.2.1 中高對流層溫度變化 對於再分析資料計算長期的趨勢變化時不確定性和不一致性相當的高 （Bengtsson et al., 2004；Simmons et al., 2004） ，所以除了 ERA40（圖 4-4）、. NCEPR2（圖 4-5）兩組再分析資料外，另使用了 RSS 衛星資料（圖 4-6） 分析中高對流層溫度的空間變化趨勢。在 20°N 至 30°N、90°E 至 120°E 溫 度都有減小的趨勢，而相對的在低緯度地區則為增加之趨勢。NCEPR2 在. 20°N 至 30°N、90°E 至 120°E 之地區冷卻效應明顯，且有通過統計檢定百 21.
(34) 分之九十五信心水準；RSS 則是低緯度地區溫度上升之趨勢有通過檢定；. ERA40 不管是在 20°N 至 30°N、90°E 至 120°E 溫度減少或低緯度地區增加 之區域皆未通過檢定。. 三組資料之變化趨勢絕對值不近相同，NCEPR2 冷卻之趨勢明顯，中低 緯大部分地區都有冷卻之趨勢。而在 ERA40、RSS 則是數值都較 NCEPR2 暖，但可以看到相對而言，20°N 至 30°N 為冷卻趨勢，低緯度地區較為增 暖之趨勢。因此造成了中高對流層 30°N 減 5°N 之南北溫度梯度有減弱之趨 勢。. 進一步分析 30°N 減 5°N 之 200 至 500 毫巴中高對流層溫度梯度隨時間 的變化，圖 4-7 塗色代表 ERA40 中高對流層溫度梯度變化，黑色實線為中 高對流層溫度平均氣候值，可知南北溫度梯度在五、六月亞洲夏季季風肇始 期間由負轉正，在七、八月時溫度梯度達到最大值，至九月後才又轉為負值。 而南北溫度梯度逆轉之範圍為 40°E 至 150°E，最大值落在 70°E 至 90°E。 溫度梯度最大可達 6 度。從變化趨勢（塗色區）來看，則可看到溫度梯度逆 轉的五至九月溫度梯度有減弱的趨勢，在七、八月 100°E 至 120°E 減少趨 勢最大且有通過百分之九十五信心水準之統計檢定。. NCEPR2（圖 4-8）中高對流層溫度梯度（30°N 減 5°N，200 至 500 毫 巴平均溫度）在五月至九月為正值，正值區位在 40°E 至 150°E，七、八月 溫度梯度差可達 4 度。而在變化趨勢則可看到南北溫度減弱，減少趨勢以七 月 90°E 至 120°E 最多並有通過統計檢定百分之九十五信心水準。. 由圖 4-9 可看到 40°E 至 150°E 之 TMT 溫度梯度在五至九月為正值， 除了 80°E 至 100°E 溫度梯度雖未轉為正值，但仍可見梯度從一月負 16 度 22.
(35) 至七月小於負 2 度。由於 RSS 衛星資料為整層觀測，TMT 在權重上偏重於 中高對流層，但也包含有低對流層、平流層以上之溫度，因此可能在 80°E 至 100°E、30°N 青康藏高原之溫度較其它位置不同，造成南北溫度梯度未 轉為正值。在變化趨勢，可看到五至九月氣候正值區溫度梯度大多為減弱之 趨勢，以 80°E 至 110°E 七月減弱趨勢最為明顯，且通過百分之九十五信心 水準之統計檢定。. 雖然 ERA40、NCEPR2、RSS 三組資料中高對流層溫度變化趨勢的分佈 不盡相同，但這三組資料皆顯示中高對流層 30°N 減 5°N 的溫度梯度在夏季 有減弱之趨勢，而在七、八月 90°E 至 120°E 減弱最為明顯。這顯示了亞洲 夏季季風是可能在減弱當中，且這和在該區的南北溫度梯度減弱有關。我們 將會在下一節 4.2.2 先探討北邊溫度下降的原因，而南邊溫度上升的原因則 會在下一章（第五章）討論。. 4.2.2 青康藏高原的影響 東亞地區 20°N 至 30°N 之地區中高對流層為何在變冷，造成南北溫度 梯度減弱，進而使得季風減弱？在亞洲有世界最高的青康藏高原，位在亞洲 中部 25°N 至 40°N、74 至 104°E，平均海拔超過 4000 公尺。許多學者的研 究指出青康藏高原在高層的加熱作用對於亞洲夏季季風環流的重要性 （Flohn, 1968； Hahn and Manabe, 1975；Ye, 1981；He et al., 1987；Murakami,. 1987；Yanai et al., 1992）。圖 4-10 為 ERA40 地表溫度的變化趨勢，黑色粗 實線為氣壓值 700 毫巴，海拔高度大約為 3000 公尺，約略表示青康藏高原 的範圍。從圖 4-10 可看到青康藏高原大部分地表溫度都是增加且有通過統 計檢定，僅在南麓與西北緣一小部分有變冷之趨勢；NCEPR2 地表溫度變化 的趨勢（圖 4-11）在青康藏高原除了西北緣是增加外，其餘大部分則是降低 23.
(36) 之趨勢，西北緣增加的趨勢有通過統計檢定，地表溫度變冷的趨勢僅在東南 邊有通過檢定。由於 ERA40、NCEPR2 這兩組再分析資料結果差異頗大， 吾人再選用 CRUTEM3 觀測資料分析地表溫度變化之趨勢，圖 4-12 結果與 圖 4-11 較為相近，在青康藏高原西北緣地表溫度是增加的，南邊的溫度則 大多是減少的，但幾乎都未通過檢定。和圖 4-4 至圖 4-6 比較，地表溫度的 變化和中高對流層溫度的變化是有密切關係的。. 進一步分析青康藏高原地表溫度可能變冷的原因，從圖 4-13 可看到青 康藏高原夏季的土壤濕度是增加的，在 80°E 至 85°E、30°N 至 34°N 增加 的趨勢有通過統計檢定。土壤含有水分的話，太陽加熱的能量會讓土壤水先 吸收作為蒸發使用，而非加熱地表讓地表溫度上升。青康藏高原土壤水分的 來源主要來自積雪融化的雪水，夏季雪覆蓋面積（圖 4-14（a））皆為減少的 趨勢；冬春季則可看到除了青康藏高原中南邊為減少之趨勢，東西兩區域雪 覆蓋面積都是增加的，增加面積範圍較廣的為東邊且有通過統計檢定。進一 步來看 1 至 12 月的變化，降雪從入冬開始累積至春天日照變多後，雪開始 融化，圖 4-15 雪覆蓋面積在青康藏高原東邊從 10 月開始增加，到 1 月雪覆 蓋面積增加的範圍達最大，而後增加的範圍再慢慢減少，到七月雪覆蓋面積 都為減少之趨勢。而土壤濕度（圖 4-16）的增加在春季後慢慢從青康藏高原 東邊往西延伸，七月之後土壤濕度在青康藏高原大部分都是增加的。土壤濕 度的增加也反應在地表溫度變化（圖 4-17）上，青康藏高原地表溫度幾乎全 年都是有變冷的趨勢，在五月最為明顯。. 青康藏高原雪覆蓋面積在冬季有增多的趨勢，春季增多的趨勢僅在高原 東側，Zhang et al（2004）分析青康藏高原測站雪深資料亦顯示在 70 年代末 春季降雪的深度是逐年在增加的。冬、春季雪量的增加使得夏季雪融後土壤 濕度增加，讓地表溫度變冷，在高層西風影響下將青康藏高原冷空氣往下游 24.
(37) 帶，造成中高對流層的溫度在 20°N 至 30°N 附近皆為降低的趨勢。. 4.3 討論 從南北溫度梯度的減弱，可知亞洲夏季季風的強度有減弱的趨勢，夏季 季風環流跟著減弱，使得風場減弱往北帶水氣減少，風場減弱亦會使蒸發量 減少，所以造成華中地區降雨變化趨勢是減少的。從溫度場變化趨勢的空間 分佈（圖 4-7、圖 4-8、圖 4-9）可看到 20°N 至 30°N 之區域溫度減少的趨 勢是造成溫度梯度減弱的原因之一，而溫度減少的趨勢可能是來自青康藏高 原冬、春季降雪的增加，造成在夏季土壤濕度增加，地表無法反應太陽的加 熱作用。但從溫度場變化趨勢 ERA40（圖 4-7）、NCEPR2（圖 4-8）、RSS （圖 4-9）三組資料雖然可看到 20°N 至 30°N 溫度變化趨勢相對於低緯度地 區是減少，但絕對值的變化三組資料並不一致。Bengtsson et al（2004）指 出利用再分析資料計算變化趨勢時會有很大的不確定性，像其所計算在. 1979 年至 2001 年低層 ERA40 溫度變化的趨勢（0.11K）比 MSU 衛星觀測 資料（0.06K）來得暖，而 ERA40 1958 至 2001 年增暖的趨勢（0.14K）甚 至較 1979 年至 2001 年強。所以更新、更好的資料是在未來能釐清溫度梯度 是否真的減弱的重要根據。. 地表溫度變化的空間分佈在 NCEPR2 與 ERA40 也是不一致的，從. CRUTEM3 觀測資料比對認為 NCEPR2 資料較為正確，Simmons et al. （2004） 分析了 ERA40 與 CRUTEM2 1958 至 2001 年地表溫度資料後也指出在 1970 年之前兩者資料差異較大，但 1970 年之後北半球陸地的地表溫度資料，. ERA40 也較 CRUTEM2 暖 10％。再者，從雪覆蓋面積、土壤濕度的變化趨 勢在青康藏高原是增加，地表溫度是減少，這樣的變化趨勢大多都未通過. 95％信賴水準之統計檢定，所以溫度梯度的減弱是否來自青康藏高原降雪量 25.
(38) 增多所造成？由於資料的限制，吾人僅能提供這樣的可能性。. 26.
(39) 第五章 造成西北太平洋地區降雨變化可能 之機制 西北太平洋夏季季風雨帶的水氣主要是和季風槽相關的水氣輻合所 致，為了瞭解變化的情形，本章將分析在西北太平洋地區降雨增加區域水氣 收支的情形，而此區域亦屬於強對流區，所以利用濕靜能收支方程分析垂直 運動是否改變。. Trenberth and Guillemot（1998）指出 NCEP 的水氣資料在熱帶地區有較 大且明顯的誤差會使得水氣收支方程無法平衡，所以吾人選擇使用 ERA40 來分析水氣收支方程與濕靜能收支方程。. 5.1 水氣收支方程之分析 從 E2.1 可知道水氣收支來自於垂直積分後水氣輻合的貢獻，圖 5-1（a） 為水氣輻合 − ∇ ⋅ Vq 夏季平均值，藍色系代表水氣輻合增加，黃色系代表水 氣輻合減少，水氣輻合增加的區域和夏季季風雨帶（圖 3-7）分佈一致。而 水氣平流 − V ⋅ ∇q （圖 5-1（b））顯示從華中地區至日本東方有明顯的水氣 匯集，與季風雨帶北緣位置吻合，而其餘季風雨帶之區域水氣平流皆為負貢 獻，表示南邊的雨帶水氣來源可能不是來自水氣平流。接著來看水氣垂直傳 輸（圖 5-1（c））對於水氣輻合 − ∇ ⋅ Vq 的貢獻，垂直積分後的水氣垂直傳 送量 − ω∂ p q 空間分佈與水氣輻合 − ∇ ⋅ Vq 的分佈相當一致，也就代表了. − ω∂ p q 是水氣輻合 − ∇ ⋅ Vq 的主要來源。 27.
(40) 從上述分析可知季風雨帶的水氣主要是由水氣垂直傳送量 − ω∂ p q 提 供；而水氣平流 − V ⋅ ∇q 在雨帶北緣亦有貢獻。20°N（包含華南地區、中 南半島、菲律賓海、南海、孟加拉灣）附近降雨趨勢增加的原因是否來自. − ω∂ p q 和 − V ⋅ ∇q 的改變？吾人將利用水氣收支方程的趨勢變化 E2.2， 討論在 20°N 附近降雨趨勢增加之原因。. E2.2 可知水氣收支變化（ P ′ − E ′ ）主要來自垂直積分後的水氣輻合之 ′ ′ 變化 − ∇ ⋅Vq ，圖 5-2 為水氣輻合之變化 − ∇ ⋅Vq ，冷色系表示水氣輻合 增加；暖色系代表水氣輻合減少；黑色圓點代表通過 95％信賴水準之統計 檢定。圖 5-2 可看到在 20°N 附近降雨增加之區域（粉紅色粗實線）水氣輻 合大多是增加的，除了中南半島與菲律賓西方。菲律賓海、孟加拉灣水氣輻 合增加的趨勢與中南半島、南海南端水氣輻合減少之趨勢有通過統計檢定。. ′ 、水氣垂 將 E2.2 分解得 E2.4，水氣平流之變化趨勢 − V ⋅ ∇q （圖 5-3（a）） ′ 直傳送之變化趨勢 − ω∂ p q （圖 5-3（b） ）空間的變化。從圖 5-3（a）在降 雨增加的區域乾濕平流的變化趨勢都不明顯，代表降雨增加主要的貢獻並非 來自濕平流；圖 5-3（b）水氣垂直傳送之變化與降水增加的區域位置相當一 致，代表了水氣垂直傳送的變化是 20°N 造成附近降雨增加的主要原因，除 了中南半島在水氣垂直傳送的變化趨勢為負值，從圖 5-3（a）可看到此地區 降雨增加的主因是來自濕平流的貢獻。. 進一步將此降雨增加的區域做平均，水氣收支方程各項平均值（表. ′ ′ 5-1）： P ′ − E ′ 為 13.6 W / m 2 、 − ∇ ⋅Vq 為 14.35 W / m 2 、 − V ⋅ ∇q 為 1.05 28.
(41) ′ W / m 2 ； − ω∂ p q 為 12.78 W / m 2 ，所以降雨減蒸發（ P ′ − E ′ ）的變化和 ′ ′ 水氣輻合的變化是一致的，而 − ∇ ⋅ Vq 主要的貢獻來自 − ω∂ p q ，這和空 間分佈的分析是一致的。. ′ ′ 為了能更瞭解 − V ⋅ ∇q 與 − ω∂ p q 的變化是來自環流場或水氣場的改 ′ 變，E2.5 將 − V ⋅ ∇q 分成因水平風場改變造成的水氣平流變化 − V ′ ⋅ ∇q 、 ′ 水氣改變造成的水氣平流變化 − V ⋅ ∇q′ ； − ω∂ p q 分成因垂直運動改變造 成的水氣垂直傳送變化 − ω ′∂ p q 、水氣改變造成的水氣垂直傳送變化. − ω ∂ p q′ 。從表 5-1 可知道其在降雨增加區域的平均值分別為 − V ′ ⋅ ∇q 增 加 0.31 W / m 2 、 − V ⋅ ∇q′ 為 1.55 W / m 2 、 − ω ′∂ p q 為 9.25 W / m 2 、 ′ − ω ∂ p q′ 為 2.91 W / m 2 。 − V ⋅ ∇q 的變化主要是來自水氣的變化. ′ − V ⋅ ∇q′ ； − ω∂ p q 的變化則是主要來自垂直運動的改變 − ω ′∂ p q 。. 進一步來看上述四項空間變化的分佈，先從水平風場改變的 − V ′ ⋅ ∇q （圖 5-4（a））來看，在粉紅色粗實線（降雨增加之區域）內 − V ′ ⋅ ∇q 的變 化不大，且對於此區域的貢獻並非一致，僅有孟加拉灣附近的負貢獻有通過 ′ 統計檢定。 − V ⋅ ∇q′ （圖 5-4（b））與水氣平流 − V ⋅ ∇q 空間分佈很相似，. ′ 代表水氣平流 − V ⋅ ∇q 主要的來源是水氣梯度的變化，從圖 5-4（b）可看 到水氣增加趨勢較多且有通過統計檢定的區域有孟加拉灣至中南半島、南海 北端至台灣東方；水氣減少趨勢較多的則有南海南部及菲律賓海南邊（有通 過檢定） 。在水氣垂直傳送變化方面，垂直運動的改變 − ω ′∂ p q （圖 5-5（a）） 29.
(42) 在菲律賓海、孟加拉灣、南海北部上升運動是增強的（前兩地有通過統計檢 定），在中南半島則是下沈運動增強且有通過檢定，從圖 5-5（a）與圖 5-3 （b）在降雨增加的區域內之空間分佈，可知 − ω ′∂ p q 是水氣垂直傳送變化 趨勢的主要貢獻。圖 5-5（b）則可看到水氣變化 − ω ∂ p q′ 在降雨增加之區 域內大多都是正貢獻且通過統計檢定。. 分析 E2.5 等號右邊四項可知 20°N 附近降雨增加主要是來自上升運動的 增強使得水氣垂直傳送變化增加，而降雨增加的區域水氣量都是增加的趨 勢，所以 − ω ∂ p q′ 亦有些許貢獻，至於水氣平流對於降雨增加的貢獻則較 小，除了在中南半島主要是來自 − V ⋅ ∇q′ 的貢獻。. 5.2 溼靜能收支方程之分析 上升運動增強的趨勢是造成 20°N 附近降雨增加的主因，而上升運動屬 動力的反饋作用，當大氣能量增加時，就會產生上升運動。從圖 5-6（a）濕. ′ 靜能垂直傳送的變化 ω∂ p h 和降雨的變化（圖 3-4）相似，特別在孟加拉灣、 ′ 南海及西北太平洋上降雨增加的地區，將 ω∂ p h 兩個主要的貢獻 ω ′∂ p h 及. ω ∂ p h′ 進一步分析， ω ′∂ p h 是主要的貢獻項，亦即代表垂直運動的改變， 所以可以使用垂直積分後之溼靜能收支方程 E2.6 分析在 20°N 附近垂直速度 增加的能量來源，從圖 5-6（b）可看到在南海、菲律賓海、孟加拉灣上升運 動都是增強的，大部分地區都有通過統計檢定，而在中南半島則是下沈運動 增強。. 30.
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