東亞地區冬季降水特性的年際變化

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(1)國立台灣師範大學地球科學研究所碩士論文. 指導教授：曾莉珊博士周. 佳博士. 東亞地區冬季降水特性的年際變化 ̃o Impacts on the Interannual Variations of El Ni𝐧 the East Asian winter Precipitation Characteristics. 研究生：劉品誼中華民國一零四年六月.

(2) 摘要過去對東亞地區冬季與聖嬰現象(El Niño)的關係的研究中多半針對東亞地區平均降水量與大尺度環流的相關性分析，鮮少探討降水發生頻率與降水強度；然而瞬間的豪大雨有機會造成重大災情，因此在降水的研究上已不能僅局限於總降水量或平均降水量，了解降水強度與降水發生頻率的變化有助於我們提早應變可能發生的災害。本文主要研究 1998-2012 年聖嬰事件之冬季期間，位於東亞地區的東北西南走向之正降水距平區的降水特性(降水發生頻率、降水強度)，並利用水氣收支方程檢驗造成降水特性改變的物理機制。在降水特性的部分，觀測資料 TRMM 與再分析資料 CFSR 皆一致地顯示，聖嬰事件發生時降水頻率之相對變化率在強降水事件(≥10 mm hr −1 )增加，弱降水事件(0-1 mm hr −1 )則減少；而降水強度方面，所有有效降水事件之降水強度皆增強，尤其是強降水(第 91 至第 100 百分位數) 與極端降水(第 100 百分位數)事件。影響降水特性的主要因素有水氣(大氣熱力過程)與垂直運動(大氣動力過程)，為了進一步瞭解造成降水特性改變的物理機制，我們利用水氣收支方程檢驗造成其變化的原因。結果顯示，對強降水事件之降水頻率而言，垂直運動(動力作用)的影響相較於水氣(熱力作用)較顯著；而在降水強度的部分，強降水與極端降水事件的變化主要來自水氣垂直傳輸的貢獻，水氣水平傳輸則為次要水氣貢獻，接著再進一步分析發現水氣垂直傳輸的異常輻合主要是受到垂直速度改變 (動力分量)造成的影響。因此對強降水與極端降水事件而言，不論是降水頻率或降水強度，主要皆是受到上升運動的發生次數增加以及上升運動增強造成的結果；而弱降水事件則應屬於非對流系統影響，可能與層狀降水較有關係。關鍵字：聖嬰事件、降水頻率、降水強度、水氣收支方程式 I.

(3) 致謝終於寫到致謝了！超感動！走在這條碩士班的路上我遇到了許多幫助我的人，沒有他們的幫忙，我是無法走到寫著「過關」的終點站。首先謝謝指導我的曾莉珊老師和周佳老師，我知道我腦筋動的沒這麼快，但您們還是這麼有耐心的指引我教導我，真的很感謝！周老師您拍頭的動作會永遠留在我的心中，另外也謝謝曾老師幫助文筆不是很好的我修正論文中的不通順以及邏輯上的錯誤，我知道您可能看到都會背了(XD)！謝謝口試委員余嘉裕老師和鄒治華老師在百忙之中的評閱，您們給予的建議以及指正都讓這本論文大大加分。也謝謝 TU 在我考碩士班時的幫助！謝謝中研院的怡君學姊、佳慧學姊、昭安學姐、姿妗學姊以及瓊尹，謝謝你們解救我在程式上與知識上的疑難雜症，從你們身上我學習到很多。謝謝研究室的學長姐和學弟妹們，特別是駱駝學長和騰平學長在電腦軟硬體以及程式上的幫忙，也謝謝同期的雅嘿、秋葵、稚偉、瑀涵，謝謝你們在課業上的幫助。還有謝謝我的好室友小菌，謝謝你在我身邊替我加油以及給我很多很多意見，真的很開心能在師大遇見你。謝謝親愛的皮蛋聽我發牢騷，還有給我很多的支援，讓我知道我不是一個人奮戰。謝謝我的球友們，UNO、雅嘿(啊!又出現了 XD)、阿姜、師大地科、文化大氣，沒有你們我的體重大概會迅速飆升吧(*￣∇￣*)，在研究之餘運動是放鬆心情最好的方式！謝謝公館教務處的大家，在這裡打工讓我很開心，也謝謝像大姊姊一樣的許育嘉的照顧(XD)。最後我要感謝我最愛的家人，尤其是親愛的阿母，有好多話想說總之我愛妳也謝謝妳，讓我無憂無慮的念書。當然還有程阿花，謝謝你在我煩躁的時候陪著我包容我，我想只有你肯讓我這樣亂發脾氣吧(//￣3￣//)。最後的最後我要謝謝老天爺爺，讓我在遇到困難的時候有這麼多人能夠幫助我。萬分感謝！！(m( _. _ )m) II.

(4) 目錄摘要……………………………………………………………………………………………………………. I 致謝…………………………………………………………………………………………………………….. II 目錄………………………………………………………………………………………………….……...….. III 圖表目錄……………………………………………………………………………………………………… V 第一章前言………………………………………………………………………………………………….. 1 1.1 文獻回顧…………………………………………………………………………………………. 1 1.1.1 聖嬰事件與東亞地區冬季平均降水量…………………………………….. 1 1.1.2 降水特性的重要性與影響降水特性的因………………………….……… 2 1.1.3 聖嬰事件與降水特性……………………………………………………………… 3 1.2 研究動機與目的…………………………………………………………………………….. 4 第二章資料來源與分析方法…………………………………………………………………………. 6 2.1 資料來源……………………………………………………………………………………….. 6 2.1.1 降雨資料…………………………………………………………………………….. 6 2.1.2 再分析資料…………………………………………………………………………. 7 2.2 分析方法……………………………………………………………………………………….. 8 2.2.1 季節與聖嬰事件的挑選………………………………………………………… 8 2.2.2 Bin Method………………………………………………………………………….. 9 2.2.3 水氣收支平衡方程式(Moisture Budget Equation)………………… 9 2.2.4 濕靜能收支平衡方程式(Moist Static Energy Budget Equation)11 第三章東亞地區氣候特徵…………………………………………………………………………... 13. III.

(5) 3.1 氣候特徵差異………………………………………………………………………………. 13 3.2 水氣收支方程的空間分布…………………………………………………………….. 15 3.3 濕靜能收支方程的空間分布…………………………………………………………. 17 3.4 討論…………………………………………………………………………………………...... 19 第四章降水特性與物理機制…………………………………………………………………..…... 21 4.1 有效降水事件…………………………………………………………………..….……….. 21 4.3 降水強度……………………………………………………………………………..………. 22 4.2 降水頻率…………………………………….………………………………..…………..….. 23 4.4 水氣收支方程……………………………………………………………………...……….. 24 4.4.1 降水強度…………………………………………………………………………... 24 4.4.2 降水強度之熱力作用與動力作用……………………………….………. 27 4.4.3 降水頻率……………..………………………………………………….………… 29 4.4.4 討論…………………………………………………………………………………… 32 第五章討論與結論………………………………………………………………………...…………… 35 5.1 討論…………………………………………………………………………..……………... 35 5.2 結論…………………………………………………………………………..……………... 36 參考文獻……………………………………………………………………………………...……………… 38 圖表……………………………………………………………………………………………..……………... 41 附錄……………………………………………………………………………………………..……………… 72 圖表……………….……………………………………………………………………..……………… 76 附圖……………………………………………………………………………………………………..……… 84. IV.

(6) 表目錄表 1：觀測資料 TRMM 與 CFSR 降水的聖嬰事件與 1998-2012 年之有效降水事件數。…………………………………………………………………….…………………….……. 41. 圖目錄圖 3-1：(a)850hPa 風場距平(m s −1 )，(b)200hPa 緯向風場距平(m s−1 )， (c)500hPa 重力位高度場距平(gpm)。…………………………………………….. 42 圖 3-2：冬季日降水距平(mm day −1)，(a)觀測資料 TRMM，(b)觀測資料 GPCP， (c)再分析資料 CFSR，(d)再分析資料 ERA Interim；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。……………………………………………………………………... 43. 圖 3-3：冬季海表面溫度距平(degree C)，(a)再分析資料 CFSR，(b)再分析資料 ERAITM。……………………………………………………………………………………….. 44 圖 3-4：水氣收支方程空間分布(W m−2 )，(a)水氣水平傳輸距平，(b)水氣水平傳輸氣候平均，(c)水氣垂直傳輸距平，(d)水氣垂直傳輸氣候平均，(e) 蒸發距平，(f)蒸發氣候平均。(a)、(c)、(e)中暖色系代表輻合距平，冷色系代表輻散距平；(b)、(d)、(f)中暖色系代表輻合，冷色系代表輻散；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。…………………………………………. 45 圖 3-5：冬季 500hPa 垂直速度距平(Pa s−1 100−1)，(a)距平，(b)氣候平均，暖色系為下沉運動，冷色系為上升運動，綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1 。…………………………………………………………………………… 46 圖 3-6：垂直速度改變造成的濕靜能垂直傳輸之空間分布(< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >)(W m−2 )， V.

(7) (a)垂直積分 1000hPa 至 100hPa，(b)垂直積分 500hPa 至 100hPa，(c) 垂直積分 1000hPa 至 500hPa。暖色系代表大氣能量增加，冷色系代表大氣能量減少；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。………………….. 47 圖 3-7：同圖 3-6，但為濕靜能垂直梯度變化造成的濕靜能垂直傳輸之空間分布 (−< 𝜔 ̅ ∙ 𝜕𝑝 ℎ′ >)(W m−2)。.………………………………………………………..……. 48 圖 3-8：同圖 3-6，但為水氣與溫度的水平平流變化之空間分布(−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ ) (W m−2)。………………………………………………………………………….… 49. 圖 3-9：垂直積分 1000hPa 至 100hPa 之溫度水平平流變化之空間分布 (−< 𝒗 ∙ 𝜵𝑇 >′ )(W m−2 )。暖色系代表暖平流距平，冷色系代表冷平流距. 平. ；. 綠. 色. 粗. 線. 為. 正. 降. 水. 距. 平. 0 . 2 5 mm day −1 。 … … … … . . . … … … … … … … … … … … …. 50. ′ 圖 3-10：大氣柱之淨熱通量變化之空間分布(𝐹𝑛𝑒𝑡 )( W m−2 )。暖色系代表大氣能. 量增加，冷色系代表大氣能量減少；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。……………………………..……………………………………………… 50. 圖 3-11：(a)地表淨熱通量變化，(b)大氣層頂淨輻射通量變化，(c)地表淨熱通量氣候平均，(d)大氣層頂淨輻射通量氣候平均，單位皆為W m−2。(a) 與(b)暖色系代表大氣能量增加，冷色系代表大氣能量減少；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。……………………………………………………….. 51. 圖 3-12：(a)地表反射太陽短波輻射距平，(b)進入地表太陽短波輻射距平，(c) 進入地表長波輻射距平，(d)地表放射長波輻射距平，(e)潛熱通量距平， (f)可感熱通量距平，(g)進入大氣層頂太陽短波輻射距平，(h)大氣層頂反射太陽短波輻射距平，(i)大氣層頂放射長波輻射距平，正值表示大氣. VI.

(8) 能量增加，負值為大氣能量減少，單位皆為W m−2。…..…………………….. 52. 圖 4-1：冬季日降水距平除以標準差(normalized anomaly)，(a)觀測資料 TRMM， (b)觀測資料 GPCP，(c)再分析資料 CFSR，(d)再分析資料 ERAITM……. 53. 圖 4-2：有效降水事件之強度分佈，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之降水強度，(a)聖嬰事件平均(實線)與 1998-2012 平均(虛線) (mm hr −1 )，(b)差異(mm hr −1 K −1)；紅色線代表觀測資料 TRMM、藍色線則為 CFSR 降水。……………………………………………………………………… 54. 圖 4-3：同圖 4-2，但為最後一個百分位數(100th percentile)，亦即極端降水事件的強度分佈。….………………………………………………………………………...…. 55 圖 4-4：不同強度的有效降水事件其頻率的分佈，橫軸為降水強度(mm hr −1 )，縱軸為其對應之頻率，(a)聖嬰事件平均(實線)與 1998-2012 平均(虛線)(%)，(b)差異(% K −1 )，(c)相對變化率(% K −1 )；紅色線代表觀測資料 TRMM、藍色線則為 CFSR 降水。………………………………………………….. 56. 圖 4-5：對應有效降水事件各降水百分位數區間之水氣收支方程，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之水氣收支方程各項式，(a)降水，(b)水氣垂直傳輸，(c)水氣水平傳輸，(d)蒸發項，(e)水氣剩餘項，單位皆為 kW m−2。紅線為聖嬰事件平均，藍線則為 1998-2012 平均。……………. 57. 圖 4-6：同圖 4-5，但為第 100 百分位數再分成 10 個區間，表示極端降水事件 (kW m−2 )。…………………………………………………………………………………….. 58 圖 4-7：同圖 4-5，但為聖嬰事件與 1998-2012 平均的差異(kW m−2 K −1 )。….. 59 圖 4-8：同圖 4-5，但為聖嬰事件與 1998-2012 平均的差異(kW m−2 K −1 )。..… 60 VII.

(9) 圖 4-9：對應有效降水事件各降水百分位數區間之可降水量，橫軸為百分位數 (percentile)，縱軸為其對應之可降水量，(a)聖嬰事件(紅線)、1998-2012 平均(藍線) (mm)，(b)差異(mm K −1 )。…………………………………….……… 61. 圖 4-10：同圖 4-9，但為第 100 百分位數再分成 10 個區間，表示極端降水事件。…………………………………………………………………………………………..…… 62. 圖 4-11：對應有效降水事件各降水百分位數區間之 500hPa 垂直速度，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之 500hPa 垂直速度，(a)聖嬰事件(紅線)、1998-2012 平均(藍線) (Pa 𝑠 −1)，(b)差異(Pa 𝑠 −1 K −1)。……..…….. 63. 圖 4-12：同圖 4-11，但為第 100 百分位數再分成 10 個區間，表示極端降水事件。………………………………………………………………………………………………… 64. 圖 4-13：對應有效降水事件各降水百分位數區間之熱力分量 Thermodynamics (−< ω ̅ ∙ 𝜕𝑝 𝑞′ >)與動力分量 Dynamics (−< ω′ ∙ 𝜕𝑝 𝑞̅ >)，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之熱力分量或動力分量，(a)第 1 至第 100 百分位數，(b)極端降水，單位皆為(kW m−2 K −1)。桃色線為熱力分量，藍色線則為動力分量。……………………………….…………………………………… 65 圖 4-14：對應有效降水事件各降水強度之可降水量，橫軸為降水強度(mm hr −1)，縱軸為其對應之可降水量，(a)聖嬰事件平均(紅線)、1998-2012 平均(藍線)(mm)，(b)差異(mm K −1)，(c)相對變化率(% K −1 )。…….……………… 66 圖 4-15：有效降水事件之 500hPa 垂直速度強度頻率，橫軸為降水強度(mm hr −1)，縱軸為其對應之 500hPa 垂直速度，(a)聖嬰事件平均(紅線)、1998-2012 平均(藍線)(%)，(b)差異(% K −1 )，(c)相對變化率(% K −1 )。…………..… 67. VIII.

(10) 圖 4-16：降水頻率之熱力作用 Thermodynamics (粉色)與動力作用 Dynamics (藍色) (% K −1 )，橫軸為降水強度(mm hr −1 )，縱軸為其對應之熱力作用或動力作用。……………………………………………………………………………………… 68 圖 4-17：對應有效降水事件第 91 至第 100 降水百分位數區間之垂直速度垂直分布，橫軸為垂直速度(Pa 𝑠 −1 )，縱軸為高度(ℎ𝑃𝑎 )，(a)聖嬰事件， (b)1998-2012 平均，(c)差異。……………………………………………….………… 69 圖 4-18：同圖 4-17，但為以東經 130 度為界區分降水變化區，West 為降水變化區西南部，East 表示降水變化區東北部，(a)、(b)聖嬰事件，(c)、 (d)1998-2012 平均，(e)、(f)差異。……………………………………..…………… 70 圖 4-19：對應有效降水事件之水氣平均垂直分布，縱軸為高度(ℎ𝑃𝑎)，(a)水氣氣候平均(g 𝐾𝑔−1 )，(b)水氣相對變化率。……………………..……………… 71. A1：取自 Feng and Li 2011，春季環流距平示意圖，(a)中太平聖嬰，(b)東太平洋聖嬰。紅/藍色陰影區代表正/負海表面溫度，WPSH 表示西太平洋副熱帶高壓，虛線指的是氣候平均，實線表示距平環流，而實心箭頭代表距平風場；”C”與”AC”分別表示氣旋式環流距平與反氣旋式環流距平。…………… 76 A2：聖嬰消散年春季日降水距平(mm day −1 )，(a)TRMM，(b) 觀測資料 GPCP， (c)再分析資料 CFSR，(d)再分析資料 ERA Interim。綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。………….……...………….…………….…………….…………...…………… 77. A3：聖嬰消散年春季日降水距平除以標準差，(a)觀測資料 TRMM，(b)觀測資料 GPCP，(c)再分析資料 CFSR，(d)再分析資料 ERAITM。…………….….………… 78. A4：聖嬰消散年春季，不同強度的有效降水事件其發生頻率的分佈，橫軸為降水強度(mm hr −1 )，縱軸為其對應之發生頻率，(a)聖嬰事件平均(實線)與. IX.

(11) 1998-2012 平均(虛線) (%)，(b)差異(%)，(c)相對變化率(%)；紅色線代表觀測資料 TRMM、膚色線為每 3 小時一筆之觀測資料 TRMM、藍色線則為 CFSR 降水。………….………………………………………………..…………….…………… 79. A5：聖嬰消散期春季，有效降水事件之強度分佈，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之降水強度，(a)聖嬰事件平均(實線)與 1998-2012 平均(虛線) (mm hr −1 )，(b)差異(mm hr −1 )；紅色線代表觀測資料 TRMM、膚色線為每 3 小時一筆之觀測資料 TRMM、藍色線則為 CFSR 降水。..………….… 80. A6：同 A5，但為最後一個百分位數(100th percentile)，亦即極端降水事件的強度分佈(mm hr −1 )。………….……………………………………………..……….…………… 81. A7：聖嬰消散期春季，對應有效降水事件各降水百分位數區間之可降水量，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之可降水量，(a)聖嬰事件(紅線)、 1998-2012 平均(藍線) (mm)，(b)差異(mm)。…………………………………….… 82. A8：聖嬰消散期春季，對應有效降水事件各降水百分位數區間之 500hPa 垂直速度，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為其對應之 500hPa 垂直速度，(a) 聖嬰事件 ( 紅線 ) 、 1 9 9 8 - 2 0 1 2 平均 ( 藍線 ) ( Pa s −1 ) ， ( b ) 差異 (Pa s −1)。…………………………………………..………………………………………………… 83 B1：ERA Interim 水氣收支方程空間分布(W m−2)，(a)水氣水平傳輸距平，(b) 水氣水平傳輸氣候平均，(c)水氣垂直傳輸距平，(d)水氣垂直傳輸氣候平均， (e)蒸發距平，(f)蒸發氣候平均。(a)、(c)、(e)中暖色系代表輻合距平，冷色系代表輻散距平；(b)、(d)、(f)中暖色系代表輻合，冷色系代表輻散；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。……………………………….……………… 84 B2：ERA Interim 冬季 500hPa 垂直速度距平(Pa s −1 100−1)，(a)距平，(b)氣候 X.

(12) 平均，暖色系為下沉運動，冷色系為上升運動，綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。……………………………………………………………………….…….…… 85. B3：ERA Interim ERA Interim 水氣與溫度的水平平流變化之空間分布 (−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ ) (W m−2)，(a)垂直積分 1000hPa 至 100hPa，(b)垂直積分 500hPa 至 100hPa，(c)垂直積分 1000hPa 至 500hPa。暖色系代表大氣能量增加，冷色系代表大氣能量減少；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。………………………………………………………………………………..… 86. B4：垂直積分 1000hPa 至 100hPa 之溫度水平平流變化之空間分布(−< 𝒗 ∙ 𝜵𝑇 >′ )(W m−2 )。暖色系代表暖平流距平，冷色系代表冷平流距平；綠色粗線為正降水距平 0.25 mm day −1。…………………………………………..…………. 87. B5：對應有效降水事件各降水百分位數區間之比濕垂直分布，橫軸為百分位數 ( p e rc e n t i l e ) ，縱軸為高度 ( ℎ𝑃𝑎 ) ， ( a ) 差異， ( b ) 1 9 9 8 - 2 0 1 2 平均 (0.001 g Kg −1)。…………………………………………………………………………………… 88. B6：對應有效降水事件各降水百分位數區間之垂直速度垂直分布，橫軸為百分位數(percentile)，縱軸為高度(ℎ𝑃𝑎)，(a)差異，(b)1998-2012 平均 (Pa 𝑠 −1)。…………………………………………………………………………………………….. 89. B7：對應有效降水事件各降水百分位數區間之溫度垂直分布，橫軸為百分位數 (percentile)，縱軸為高度(ℎ𝑃𝑎)，(a)差異，(b)1998-2012 平均(℃)。…… 90. XI.

(13) 第一章前言 1.1 文獻回顧東亞地區位於亞洲大陸與太平洋的交界處，海陸差異特別明顯，季風系統深深影響著此區域的氣候；東亞季風為亞洲季風的子系統之一，夏季盛行西南季風，冬季則以東北季風為主。除了季節尺度的現象之外，東亞地區也受到許多不同時間尺度的震盪影響，如聖嬰-南方震盪(El Niño-Southern Oscillation, ENSO)、太平洋年代際震盪(Pacific Decadal Oscillation, PDO)等，而最顯著的年際變化訊號非聖嬰現象(El Niño)莫屬。. 聖嬰是一個大氣與海洋交互作用的現象，主要發生在熱帶太平洋區域，其週期為二至三年以及三至六年(Trenberth 1997)；聖嬰事件發生時，東太平洋的氣壓場降低，西太平洋增高，這樣的改變造成熱帶盛行東風減弱，甚至轉為西風；而海洋的部分，熱帶東太平洋海表面溫度(Sea surface temperature, SST)異常增高，其洋面上大氣伴隨海洋蒸發的水氣形成異常上升氣流，進而造成對流降雨，另一方面，熱帶西太平洋海溫則異常降低，對流較不易發展，熱帶西太平洋因而出現異常下沉氣流，抑制該區域的降雨。簡單來說，聖嬰是指赤道東太平洋海表面溫度大範圍且長時間地異常增溫，導致大氣環流改變，進而造成全球氣候異常。. 1.1.1 聖嬰事件與東亞地區冬季平均降水量. 在東亞地區氣候系統與聖嬰現象的關係中，西北太平洋的低層異常風場扮演著重要的角色(Chou 2004)。聖嬰現象發生時，東太平洋由於海溫增高，產生異常上升氣流，而西太平洋由於海溫降低，產生異常下沉氣流，此改變造成熱帶太 1.

(14) 平洋上的沃克環流減弱，進而促使熱帶西太平洋對流減弱，因此熱帶西太平洋於聖嬰發展年秋季會出現低層異常反氣旋式環流，並持續至隔年夏季(Wang et al. 2000)。以濕靜能的觀點來看，異常的溫度平流與水氣平流(亦即低濕靜能空氣) 透過東北季風傳輸至熱帶西太平洋地區抑制對流發生，進而產生低層異常反氣旋式環流，也就是說此異常環流的生成主要是受到溫度與水氣水平平流異常的影響 (Chou 2004)。簡而言之，低層異常反氣旋式環流支配著聖嬰時期的東亞地區與西北太平洋，並影響該區域大尺度環流的變化。. 降水是最能明顯表現出區域特性的氣候因子之一，東亞地區由於受到聖嬰現象的影響，各季節的降水會伴隨強烈的年際變化。冬季屬於聖嬰事件的成熟期，也就是訊號較明顯的時期；過去的研究指出聖嬰時期冬季，由於菲律賓上空的低層異常反氣旋式環流將熱帶水氣傳輸至中緯度，水氣在東亞地區輻合，進而造成平均降水量增加，亦即東亞地區受到聖嬰的影響會出現東北西南走向的正降水距平(Chou et al. 2009a ; Wu et al. 2003 ; Zhang et al. 2002)；此外，更有研究發現，受到聖嬰現象影響而變異的氣候系統，例如：西伯利亞高壓在聖嬰時期減弱(意味著東北季風減弱)、西太平洋副熱帶高壓在聖嬰成熟期異常增強……等，這些變化也可以將東亞地區的大氣環境轉變成更適合發生降水(Zhang et al. 2002 ; Zhou and Wu 2010 ; Yuan et al. 2012)。. 1.1.2 降水特性的重要性與影響降水特性的因素. 過去有關於東亞地區的研究多著重於平均降水量上，很少對降水的特性做詳細分析，然而不同強度的降水會造成不一樣的影響，例如：Trenberth et al. (2003) 指出，穩定且適中的降水量可以滋潤土壤，但是當相同的降水量在短時間內下完時，卻會造成區域性的水災，因此在降水的研究上不應只局限於總降水量或平均降水量，降水強度與降水發生頻率也是不容忽視。近年來的研究發現，不論是觀. 2.

(15) 測資料或在模式模擬的情況之下，兩者皆顯示全球的降水特性已出現變異，強降水的降水發生頻率增加，弱降水的降水發生頻率減少，而且強降水與極端降水的降水強度則都有增強的趨勢(Lau and Wu 2007 ; Trenberth et al. 2007 ; Sun et al. 2007 ; Chou et al. 2012)；此外，在東亞地區的研究方面，林伯東(2011)指出東亞地區夏季由於受到夏季季風的影響，強降水與極端降水的降水強度是所有季節中最強，而且發生最為頻繁的季節。從上面的討論中可以知道，降水特性的研究儼然已成為一種新趨勢。. 影響降水特性的主要因素有大氣熱力過程與大氣動力過程。大氣熱力過程對降水特性的影響主要與水氣有關，由於大氣溫度上升，大氣中可容納的水氣含量增加，大氣環境變得有利於極端降水事件的發生(Trenberth et al. 2003 ; Held and Soden 2006)；而水氣的來源可包含局地的蒸發與來自其他區域的水平平流。除此之外，大氣環流的改變也會影響降水特性，上升運動的增強或減弱，會造成對流的加深與變淺，進而影響到降水的強度與頻率的改變，此為大氣動力過程，對區域尺度而言是很重要的因素(Emori and Brown 2005 ; Chou et al. 2012)。. 1.1.3 聖嬰事件與降水特性. 上一個小節提及不論是觀測資料或在模式模擬的情況之下皆顯示不同的區域尺度，例如全球、熱帶地區或東亞地區等，其降水特性的型態會受到熱力過程與動力過程的影響而改變，那聖嬰現象是否也會對降水特性造成影響？Kenyon et al. (2010) 利用測站資料分析聖嬰事件對全球各地區極端降水強度 (Rx1day、 Rx5day)的影響；研究發現聖嬰時期冬季，北美洲南部、南美洲東部、印度以及亞洲東部的降水強度增強，澳洲、非洲南部、菲律賓、北美中部的降水強度減弱；可見聖嬰現象在全球降水強度的影響上有區域性的差異。此外，Li et al. (2010) 也利用測站資料分析中國地區極端降水事件的發生頻率與聖嬰現象的關係，其結. 3.

(16) 果顯示聖嬰事件對中國地區的極端降水事件，在不同季節與不同區域會有不一樣的影響，例如：中國的東南部在聖嬰時期冬季屬於降水發生頻率增加區域，但夏季就沒有明顯訊號。. 1.2 研究動機與目的東亞地區包含了我們居住的台灣、日本、南北韓以及中國等，占世界人口的 25%，且東亞地區地理位置特殊，冬夏兩季深受季風、颱風以及梅雨鋒面等系統影響，旱澇問題影響著我們的日常生活。過去的研究當中多半針對東亞地區平均降水量與大尺度環流的相關性分析，尤其多注重在夏季，對冬季降水的研究相對較少，這可能是因為東亞地區的冬季屬於乾冷的大氣環境，且平均降水量在所有季節中為最少；然而在聖嬰發生時，東亞地區的冬季平均降水量會多於氣候平均 (Chou et al. 2009a)，因此在冬季降水的研究上也格外重要。再者從前面的文獻回顧中可知，由於瞬間的豪大雨有機會造成重大災情，因此在降水的研究上已不能僅局限於總降水量或平均降水量，了解降水強度與降水發生頻率的變化有助於我們提早應變可能發生的災害。. 過去對於聖嬰事件影響降水特性的研究當中，多僅在討論其現象，較少探討聖嬰事件造成降水特性改變的物理機制；林伯東(2011)的研究中已針對東亞地區降水特性的季節變化作深入討論，而在我們的研究當中，主要針對東亞地區聖嬰時期之降水特性(降水發生頻率與降水強度)的變化作分析，並以水氣收支方程探討造成東亞地區降水特性改變的主要機制；希望本篇研究可對未來聖嬰事件發生時在極端洪水的防範上有所幫助。. 本論文結構共分為五個章節，第一章為聖嬰現象、東亞地區與降水特性相關的文獻回顧，以及本研究的研究動機與目的；第二章介紹研究的資料來源與分析方法；第三章為探討東亞地區氣候特徵及水氣收支方程與濕靜能收支方程的空間 4.

(17) 分布；第四章為分析降水特性與造成其改變之物理機制；第五章則為討論與結論，將整篇研究的結果做統整。. 5.

(18) 第二章資料來源與分析方法 2.1 資料來源本研究使用兩組降雨觀測資料(TRMM、GPCP)、兩組再分析資料(CFSR、 ERA-Interim)。所使用的物理場包含垂直場：水平風場、垂直風場、溫度場、濕度場、重力位高度場；地面場：降雨場、潛熱通量場、可感熱通量場、太陽短波輻射、長波輻射。. 2.1.1 降雨資料. 1. TRMM 3B42. TRMM 衛星是由美國國家航空暨太空總署(NASA)及日本宇宙航空研究開發機構(JAXA)合作之熱帶降水觀測任務(Tropical Rainfall Measuring Mission，往後簡稱 TRMM)所發射的衛星，其中 3B42 的降雨資料是結合了微波成像專用傳感器(SSMI)、改進的微波掃描輻射計(AMSR)、高級微波探測器(AMSU)等其他衛星降雨資料的產物。TRMM 衛星 3B42 利用紅外線資料並採用 3B-42 綜合降水估算法，它結合了 2B31、2A12、微波成像專用傳感器(SSMI)、改進的微波掃描輻射計(AMSR)、高級微波探測器(AMSU)等多種被認為是高質量的降水估算法，並以地球同步紅外線觀測系統獲得的紅外線資料進行校正。本研究使用版本 7，水平空間解析度0.25° × 0.25°，每三小時一筆，範圍涵蓋50° S − 50° N，時間由 1997 年 12 月 31 日至今。. 2. GPCP. GPCP 為世界氣候研究總計畫(World Climate Research Program，WCRP)所 6.

(19) 建立的子計畫，全名為全球降水氣候計畫 (Global Precipitation Climatology Project，簡稱 GPCP)，其目的是為了量化全球多年降水分布。GPCP 是一組結合測站與衛星反演的降水資料，資料數據包含：全球降水氣候中心(GPCC，Global Precipitation Climatology Center)分布全球超過 6000 點的測站降雨資料、 SSM/I(Special Sensor Microwave Imager)與 TIROS(Television IR Observation Satellite)之 TOVS(TIROS Operational Vertical Sounder)反演的降雨資料以及由 GOES Precipitation Index 與 OPI 降水指數計算的降雨資料。水平空間解析度1° × 1°，每天一筆，時間由 1979 年 1 月至今。. 2.1.2 再分析資料. 1. NCEP CFSR. 為美國國家環境預報中心(NCEP)所提供的大氣海洋地表海冰耦合模式之再分析資料，全名為 NCEP Climate Forecast System Reanalysis(往後簡稱 CFSR)，是一組空間解析度高的再分析資料，資料時間從 1979/01~2010/12，每六小時一筆，水平空間解析度0.5° × 0.5°，垂直分層共 37 層(hPa):1000、975、950、 925、900、875、850、825、800、775、750、700、650、600、550、500、 450、400、350、300、250、225、200、175、150、120、100、70、50、30、 20、10、7、5、3、2、1。由於此筆資料只到 2010/12，後續的資料由 CFSv2 銜接。CFSv2 又稱為 CFS version 2，與 CFSR 使用的是相同的模式，其目的是為了繼續擴展 CFSR。. 2. ERA-Interim. ERA-Interim為歐洲中尺度預報中心(ECMWF)所提供之再分析資料，歐洲中尺度天氣預報中心(ECMWF)是由34個國家支援的政府間獨立組織，其前身是歐 7.

(20) 洲科技合作計畫 (COST(European. Co-operation. in. Science. and. Technology)project)，成立於1975年，其目標是發展中尺度天氣預測的數值方法，為成員國提供預測服務，並提高預測水準而進行的科學技術研究。ERA-interim 為ECMWF研製的最新全球大氣再分析產品，其主要目的在全面替換成下一世代的再分析資料前所推出的過渡產品，但也修正了過去在ERA40上的資料錯誤，並使用四維資料同化，也增加提供分析的變數。水平空間解析度為0.75° × 0.75°，範圍涵蓋全球，時間解析度則為預報場每12小時一筆、分析場每6小時一筆，時間由1979年1月至今, 垂直分層共37層(hPa):1000、975、950、925、900、875、 850、825、800、775、750、700、650、600、550、500、450、400、350、 300、250、225、200、175、150、120、100、70、50、30、20、10、7、5、 3、2、1。. 2.2 分析方法本研究主要目的為探討東亞地區降水特性的年際變化以及造成其改變的物理機制，以下將就季節、聖嬰事件的挑選、Bin Method 的計算、水氣收支平衡方程(Moisture Budget Equation)與濕靜能收支方程(Moist Static Energy Budget Equation)加以說明。. 2.2.1 季節與聖嬰事件的挑選. 本篇研究主要以冬季為主，冬季的日期選取是依照 Chou et al. (2009)利用 CMAP 資料計算 1979 年至 2006 年位於北半球東經 115 度至東經 135 度，時間解析度為每侯(pentad)之降水氣候平均值，並以此定義五個季節，其中冬季為第 68 侯至翌年第 9 侯，也就是 12 月 2 日至翌年 2 月 14 日。. 在聖嬰事件的挑選方面，我們參考 NCEP/NOAA 的定義，其計算方式為 Niño 3.4 8.

(21) 區域(北緯 5 度至南緯 5 度-西經 120 度至西經 170 度)的海表面溫度(ERSST)距平，做三個月的滑動平均(running mean)後，其值若大於等於 0.5 並持續 5 個滑動季節，即稱為聖嬰事件；反之該值若小於等於 -0.5 並持續 5 個滑動季節則為反聖嬰事件。 (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoy ears.shtml). 為了配合高解析度的觀測資料 TRMM，本篇研究的分析時間為 1998 年至 2012 年，因此我們選定 2002/2003、2004/2005、2006/2007、2009/2010 為本研究的聖嬰年份。. 2.2.2 Bin Method 本研究中將以降水頻率與降水強度來分析東亞地區的降水特徵，因此接下來介紹兩者的計算方式：. 降水頻率的分布是以降水強度每間隔 1 mm hr −1 為一區間(bin)，計算各強度區間的降水次數後除以所有降水事件數，即為每一強度區間的降水頻率。研究中也將其他物理變數依照降水強度區間計算。. 降水強度則是以百分位數(percentile)為區間：將降水資料由小到大進行排序，並將其等分成 100 個百分位，計算各百分位區間之平均降水強度值，此代表降水強度的分布情形，而極端降水的強度分布則是將第 100 百分位數再分成 10 個區間；其他物理變數則是對應降水百分位數區間平均。. 2.2.3 水氣收支平衡方程式(Moisture Budget Equation). 為了瞭解造成東亞地區平均降水與降水特性變化的水氣貢獻，我們利用水氣 9.

(22) 收支方程進行分析。在平衡狀態(steady state)下，垂直積分後的水氣收支方程式可寫成：. P = E−< 𝜵 ∙ (𝒗𝑞) > −< 𝜕𝑝 𝜔𝑞 > +Residual. (E2.1). 其中，P 代表降雨，E 為蒸發量，降雨與蒸發皆涉及潛熱釋放，在此我們將 P 與 E 轉換成能量單位(W m−2 ，將其除以 28 之後會變成mm day −1 )，數字 28 是透過液態水密度ρ(=1 𝑘𝑔 𝑚−2 𝑚𝑚−1)乘以單位質量吸收潛熱 L 獲得；基於相同理由，比濕 q 也須乘上 L(單位質量吸收的潛熱)，𝒗為水平速度，ω為垂直速度。等式右邊第二項為水氣通量水平輻合，等式右邊第三項代表水氣通量垂直輻合，等式右邊第四項則是因假設在平衡狀態下而產生的剩餘項；同上述方程式單位皆為能量單位(W m−2 )。< >表示整個對流層垂直積分：. < >= 𝑔. −1. 𝑝𝑡. ∫ ( )𝑑𝑝 𝑝𝑠. 其中，𝑔為重力加速度，𝑝𝑡 為對流層頂(100hPa)，𝑝𝑠 為地面氣壓(1000hPa)。E2.1 表示降水的水氣來源為各方向上的水氣通量輻合以及蒸發。考慮流體連續方程 (Continuity Equation)，E2.1 可改寫成：. P = E−< 𝜔 ∙ 𝜕𝑝 𝑞 > −< 𝒗 ∙ 𝜵𝑞 > +Residual. (E2.2). 又，本研究將聖嬰事件與 1998-2012 平均做比較，並希望瞭解垂直速度變化、水氣垂直變化、水氣水平平流變化、蒸發變化哪一項為主導項，因此將 E2.2 改寫成變異量：. P ′ = E ′ −< 𝜔 ∙ 𝜕𝑝 𝑞 >′ −< 𝒗 ∙ 𝜵𝑞 >′ + Residual P ′ = E ′ −< ω ̅ ∙ 𝜕𝑝 𝑞 ′ > −< ω′ ∙ 𝜕𝑝 𝑞̅ > −< 𝒗 ∙ 𝜵𝑞 >′ + Residual 10. (E2.3). (E2.4).

(23) 其中，( ̅ )為 1998 -2012 年平均，( )′則表示聖嬰事件相對於 1998-2012 平均值的差異。E2.3 等式右邊第二項的水氣垂直傳輸變化項可再細分成 E2.4 等式右邊的第二項與第三項，第二項可視為與水氣變化有關的熱力貢獻項，第三項則為與垂直運動變化有關的動力貢獻項，最後一項剩餘項則是包含了 transient 及非線性項。. 2.2.4 濕靜能收支平衡方程式(Moist Static Energy Budget Equation) E2.4 等號右邊第三項(−< ω′ ∙ 𝜕𝑝 𝑞̅ >)是與垂直運動變化有關的動力貢獻項， ω′ 屬於大氣動力的反饋作用(dynamic feedback)，當大氣中的能量增加時，上升運動便會增強，因此本研究使用垂直積分後的濕靜能收支方程來檢驗造成垂直運動變化的因素；濕靜能收支方程在平衡狀態下可表示如下：. < ω𝜕𝑝 ℎ >≈ −< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) > +𝐹𝑛𝑒𝑡. (E2.5). ℎ為濕靜能，ℎ = 𝑞 + 𝑠，𝑠為乾靜能(dry static energy)，𝑠 = 𝑇 + ∅，∅為重力位 (geopotential)，𝑇為溫度乘上定壓比熱𝐶𝑝 ，單位為能量單位(W m−2 )。𝐹𝑛𝑒𝑡 為大氣柱之淨熱通量：. 𝐹𝑛𝑒𝑡 = 𝐹𝑠 + 𝐹𝑡. (E2.6). 其中，𝐹𝑠 為地表淨熱通量：. 𝐹𝑠 = 𝑆𝑠↑ − 𝑆𝑠↓ + 𝑅𝑠↑ − 𝑅𝑠↓ + 𝐸 + 𝐻. (E2.7). 𝐹𝑡 為大氣層頂淨輻射通量：. 𝐹𝑡 = 𝑆𝑡↓ − 𝑆𝑡↑ − 𝑅𝑡↑. 11. (E2.8).

(24) 下標 s 代表地表，下標 t 代表大氣層頂，𝑆𝑡↓ 表示太陽短波輻射由大氣層頂進入大氣，𝑆𝑡↑ 表示大氣層頂反射的短波輻射，𝑆𝑠↓ 表示地表吸收的短波輻射，𝑆𝑠↑ 為被地表反射進入大氣的短波輻射，𝑅𝑡↑ 為外逸長波輻射，𝑅𝑠↑ 表示進入大氣的地表長波輻射，𝑅𝑠↓ 為進入地表的長波輻射，H 為可感熱通量，E 為潛熱通量。本研究將比較聖嬰事件與 1998-2012 平均的差異，因此 E2.5 改寫成變異量：. ′ < ω𝜕𝑝 ℎ >′ = −< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) > ′ + 𝐹𝑛𝑒𝑡 + Residual. (E2.9). 又，E2.9 可進一步改寫成：. ′ < 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >= −< 𝜔 ̅𝜕𝑝 ℎ′ > −< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ + 𝐹𝑛𝑒𝑡 + Residual. (E2.10). 從 E2.10 可知，垂直速度改變造成的濕靜能垂直傳輸的變化可來自濕靜能垂直梯度變化造成的濕靜能垂直傳輸的變化、水氣與溫度的水平平流變化以及大氣柱淨熱通量變化，當各項為正值時表示聖嬰期間大氣能量增加，負值則為減少。. 12.

(25) 第三章東亞地區氣候特徵本章首先針對海表面溫度、高層與低層風場、500hPa 重力位高度場以及平均降水量，討論東亞地區冬季在正常年與聖嬰事件期間兩者的氣候特徵差異；接著分析大環境場的水氣收支方程與濕靜能收支方程，檢驗在本研究選取的聖嬰事件中，水氣與濕靜能對東亞地區的影響。本章節的物理場分析主要以再分析資料 CFSR 呈現。. 3.1 氣候特徵差異冬季在東亞地區的季節中屬於乾冷季節，受西伯利亞高壓的影響，大氣平均溫度偏低，平均降水量更是所有季節中最少(Chou et al. 2009b)。東亞冬季季風 (East Asian winter monsoon)是東亞地區在北半球冬季重要的氣候特徵，冬季季風的強弱會影響東亞地區的溫度及降水變化，前人的研究認為大致上可以從四個氣候系統診斷冬季季風的強度，分別是亞洲大陸上之西伯利亞高壓與北太平洋上之阿留申低壓兩者之間的氣壓差異、低層盛行氣流、日本上空經向的東亞主槽、高對流層西風噴流(Chan and Li 2004 ; Chou et al. 2009b ; Wang et al. 2009)；在此我們先以上述氣候系統討論本研究分析的聖嬰年份對東亞地區氣候特徵造成的變化。. 首先在低層的部分我們直接分析 850hPa 的風場變化，圖 3-1(a)顯示在聖嬰時期，赤道中太平洋為西風距平，西太平洋南洋群島為東風距平，而在菲律賓西方顯示低層異常反氣旋式環流，此環流西分支屬於西南風距平，沿著亞洲大陸沿岸北上，意味著東北季風減弱，也就是說北方冷空氣較不容易往南，且有利將南方暖濕空氣往北方傳送。在高層緯向風場方面(圖 3-1(b))，位於北緯 35 度的西風噴流減弱(東風距平)，而其南北兩側則為西風距平，此大氣結構也顯示冬季季. 13.

(26) 風在聖嬰時期減弱；另一方面赤道中太平洋的東風距平則代表沃克環流減弱。最後是東亞主槽，圖 3-1(c)中日本位置出現重力位高度正距平，這表示東亞主槽變淺，也反映出減弱的冬季季風，在此同時熱帶地區出現重力位高度正距平，表示西太平洋副熱帶高壓在聖嬰時期增強，並向西與向南擴張，這樣的環境背景有利於南方水氣北傳 (Yuan et al. 2012)。. 綜合前面的敘述表示對流層中不同高度的大氣環流系統皆顯示聖嬰時期東亞地區冬季季風減弱，配合熱帶暖濕空氣往北的侵入，該區域之平均降水量因此增加，北緯 20 度以北會出現呈東北-西南走向的正降水距平涵蓋亞洲大陸東南部至日本南方(Zhou and Wu 2010)；圖 3-2 為東亞地區冬季日降水距平，我們可以將東亞地區以北緯 20 度為界分成南北兩部分，在四筆不同的觀測資料與再分析資料中皆可見正降水距平區在北緯 20 度以南位於赤道南洋群島、赤道中太平洋，在北緯 20 度以北則位在亞洲大陸東南部延伸至日本南方；而負降水距平區在北緯 20 度以南位於菲律賓以及其附近海域，北緯 20 度以北則是位於中太平洋北部。本研究主要分析降水特性的區域為東亞地區北緯 20 度以北之正降水距平區。然而與 Chou et al. (2009a) 中 20 世紀末期之強聖嬰事件(1982/83、1991/92、 1997/98) 期間的冬季降水分析結果(該論文中的 Fig.5(b))相比較，雖然正降水距平出現在幾乎相同的位置上，但本研究的距平值卻僅只有其四分之一，這似乎代表本研究選取的聖嬰年份強度較弱，也可能與 1998 年後的聖嬰事件大多屬於中太平洋聖嬰(Central-Pacific El Niño, CP)有關，這部分在第五章會有較詳細的討論。儘管如此，由於本研究主要分析降水特性，需要解析度較高的觀測資料 TRMM，而該筆降水資料起始時間為 1998 年，此外本研究之正降水距平區的位置沒有因弱聖嬰事件而產生變動，因此我們仍將該區域作為研究分析區域。. 聖嬰是海洋與大氣交互作用的現象，因此海表面溫度通常是診斷聖嬰事件的物理量之一。圖 3-3 顯示兩筆不同的再分析資料有很一致的結果，熱帶中-東太. 14.

(27) 平洋、東太平洋、南洋群島附近海域、亞洲大陸東部沿岸與日本沿岸以及西太平洋上的零散區域為海表面溫度正距平，而西太平洋與中太平洋北部則為海表面溫度負距平。此為聖嬰現象發生時的典型特徵，異常增暖的赤道東太平洋，與異常降溫的熱帶西太平洋，透過洋面上的大氣環流，不僅影響區域性的氣候系統變化，也造成全球氣候異常。. 3.2 水氣收支方程的空間分布前一小節顯示東亞地區的氣候系統受到聖嬰現象的影響有明顯的變化，如東北季風減弱、西太平洋副熱帶高壓增強等，而且會進而反映在平均降水量上。接著我們將透過水氣收支方程(E2.3)的空間分布，討論造成東亞地區北緯 20 度以北之正降水距平的水氣來源；從水氣收支方程可知造成降水的水氣來源有水氣水平傳輸、水氣垂直傳輸以及局地蒸發，過去的研究認為水氣水平傳輸為影響東亞地區聖嬰時期冬季平均降水量增加的主要因素(Chou et al. 2009a ; Li et al. 2014)，那麼在本研究分析的聖嬰事件中是否有同樣的結果？接下來將逐步地分析水氣收支方程的各項式。. (a) 水氣水平傳輸(−< 𝒗 ∙ 𝜵𝑞 > ′). 圖 3-4(a)與(b)為水氣水平傳輸；在水氣水平傳輸的氣候平均中(圖 3-4(b))，東亞地區內陸及整個西北太平洋幾乎為乾平流(負值)，這可能是因東亞地區冬季會受到東北季風帶來的乾空氣入侵造成；而聖嬰事件與氣候平均之差異顯示(圖 3-4(a))，水氣水平傳輸在西太平洋、南海、中南半島南部、菲律賓以及北緯 10 度-東經 140 度至西經 170 度區域為正值區，亦即濕平流距平，而赤道中太平洋則為負值區，也就是乾平流距平，這表示水氣水平傳輸在聖嬰時期對西太平洋而言為正水氣貢獻，且恰好對應到平均降水量增加的區域(往後稱降水變化區，圖中綠色粗線)。水氣水平傳輸的變化主要與低層風場的變化有關，因此比對圖 15.

(28) 3-1(a) 850hPa 風場距平會發現，東亞地區的西南風距平將南方的暖濕水氣帶到東亞地區與西太平洋，進而造成異常濕平流。. (b) 水氣垂直傳輸(−< 𝜔 ∙ 𝜕𝑝 𝑞 > ′). 圖 3-4(c)與(d)為水氣垂直傳輸；水氣垂直傳輸的氣候平均(圖 3-4(d))顯示熱帶西太平洋、中太平洋北部與中國大陸東南部屬於水氣輻合區，副熱帶地區與多數亞洲內陸為水氣輻散區；在水氣垂直傳輸距平(圖 3-4(c))中，降水變化區、中南半島北部、赤道中太平洋有很明顯的輻合距平，熱帶西太平洋與日本東方海洋則為輻散距平，此表示聖嬰時期水氣垂直傳輸對降水變化區為正水氣貢獻；水氣垂直傳輸與垂直運動以及局地水氣有關，圖 3-5(a)為 500hPa 垂直速度距平空間分布，暖色系表示下沉運動距平，冷色系為上升運動距平，圖中顯示垂直速度為冷色系的位置與水氣垂直傳輸(圖 3-4(c))為暖色系的位置相似，這意味著降水變化區的局地水氣透過上升運動過程造成平均降水量增加。有趣的是，對照水氣水平傳輸距平(圖 3-4(a))，僅有降水變化區是水氣水平傳輸與水氣垂直傳輸皆為輻合距平(正值)的區域，其餘區域幾乎為相反相位，這表示以空間分布來看，兩項水氣傳輸皆為東亞地區的正降水距平的水氣來源。. (c) 蒸發(E ′ ). 蒸發與大氣和海表面的水氣差異(通常反映在海表面溫度上)以及低層風速有關，對聖嬰時期東亞地區冬季而言，蒸發量的多寡主要是受到海表面溫度的影響(Chou et al. (2009)；在冬季時期，陸地相對於海洋較冷，因此海洋的蒸發量大於陸地(圖 3-4(f))。比較聖嬰事件與氣候平均(圖 3-4(e))可見陸地的蒸發距平相對於海洋較小，而北太平洋中部、南海南部為正蒸發距平，西太平洋則為負蒸發距平，這表示蒸發在降水變化區屬於負的水氣貢獻，因此蒸發並非提供東亞地區正降水距平區的水氣來源；此外，從海表面溫度距平(圖 3-3(a))可知，西太平 16.

(29) 洋因聖嬰時期的海表面溫度較低而造成蒸發量減少。. 3.3 濕靜能收支方程的空間分布從上一小節的分析中發現水氣垂直傳輸與水氣水平傳輸對降水變化區為正水氣貢獻，而水氣垂直傳輸與垂直運動有關，在降水變化區中 500hPa 垂直速度幾乎為負距平(圖 3-5)，表示在聖嬰時期與對流系統有關的上升運動增強；上升運動可視為大氣的動力反饋作用，當大氣中的能量增加時，就會產生上升運動，因此我們將利用濕靜能收支方程(E2.9)檢驗提供東亞地區大氣的能量來源。濕靜能適合包含水氣效應在內的能量分析，其為大氣的總內能、重力位能以及水氣潛熱之合，增加大氣中的濕靜能會使大氣穩定度降低，對流較容易發展進而改變降水。在濕靜能收支方程(E2.10)中，垂直速度改變造成的濕靜能垂直傳輸的變化 (< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >)主要可來自濕靜能垂直梯度變化造成的濕靜能垂直傳輸的變化(−< 𝜔 ̅ ∙ 𝜕𝑝 ℎ′ >)、溫度與水氣的水平平流變化(−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ )以及大氣柱之淨熱 ′ 通量變化(𝐹𝑛𝑒𝑡 )。. 圖 3-6 為垂直速度改變造成的濕靜能垂直傳輸的變化(< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >)的空間分布，(a)、(b)與(c)分別為垂直積分不同高度的結果，暖色系代表大氣能量增加，冷色系則是減少。圖 3-6(a)中明顯以北緯 20 度與約東經 130 度為界呈正負分布，北緯 20 度以南為東正西負，而北緯 20 度以北則是東負西正；在降水變化區中(綠色粗線)，亞洲大陸東部與台灣北部也就是降水變化區的西南部為正值，代表濕靜能垂直傳輸透過垂直速度的改變以正貢獻影響此區域，而日本南方亦即降水變化區的東北部則為負值，代表此項對該區域為負貢獻；上述表示我們可以以< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >解釋造成降水變化區西南部之大氣不穩定度提高的原因，也就是< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >為正貢獻的區域；至於降水變化區的東北部，也就是< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >為負貢獻的區域，我們會在後面的小節討論。. 17.

(30) 接著分析 E2.10 等式右邊之項式；圖 3-7 為濕靜能垂直梯度變化造成的濕靜能垂直傳輸的變化(−< 𝜔 ̅ ∙ 𝜕𝑝 ℎ′ >)，圖 3-7(a)中顯示−< 𝜔 ̅ ∙ 𝜕𝑝 ℎ′ >在降水變化區中與< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >(圖 3-6(a))相似，皆為西南部正值，東北部負值，但量值較小，表示此項並非大氣主要的能量來源。. 接著討論溫度與水氣的水平平流變化(−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ )，圖 3-8(a)顯示北緯 10 度以北，以約東經 140 度為界呈西正東負配置，在北緯 20 度以北的區域與< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >(圖 3-6(a))相似，且量值相近。在降水變化區中，除了東部為負值之外，其餘皆屬於受到溫度與水氣的水平平流變化影響，大氣不穩定度進而提高的區域。對中緯度地區而言，溫度在水平空間分布上的差異較為明顯，若比較溫度水平傳輸(圖 3-9)與水氣水平傳輸(圖 3-4(a))並對照圖 3-8(a)會發現，北緯 20 度以北主要由溫度平流變化支配(圖 3-9)，西北太平洋上為冷平流距平，東北亞地區延伸至東南亞沿岸則為暖平流距平，而熱帶地區因水平溫度差異較小，量值較小；另一方面，在北緯 20 度以南則為水氣平流變化的貢獻(圖 3-4(a))，菲律賓西方的異常反氣旋式環流夾帶南方水氣，為西太平洋帶來濕平流距平，此為聖嬰時期東亞地區冬季很顯著的特徵。由於水氣多集中於中低對流層，再加上聖嬰時期東北季風減弱的效應，亦即北方冷空氣較不容易抵達南方是反映在低對流層，因此我們若只看 1000hPa 至 500hPa 水氣與溫度的水平平流變化(圖 3-8(c))會發現，整個東亞地區皆為正值，意味著降水變化區低層大氣的能量增加，大氣的穩定度降低，造成與上升運動有關的對流較容易發生，平均降水量進而增加。. ′ 最後討論大氣柱之淨熱通量變化(𝐹𝑛𝑒𝑡 )，圖 3-10 中可見海洋上的熱通量變化 ′ ′ 較陸地明顯，西太平洋為𝐹𝑛𝑒𝑡 負距平、中太平洋為𝐹𝑛𝑒𝑡 正距平，降水變化區則為. 負值，這代表大氣柱之淨熱通量對此區域而言是造成大氣能量減少的負貢獻。大氣柱之淨熱通量變化可表示為地表淨熱通量變化與大氣層頂淨輻射通量變化之 ′ 合(E2.6)，比較兩者可見地表淨熱通量變化(圖 3-11(a))與𝐹𝑛𝑒𝑡 (圖 3-10)較相似；. 18.

(31) 而相較於熱帶地區，大氣層頂淨輻射通量變化(圖 3-11(b))在中緯度地區較不明顯；因此大氣柱之淨熱通量變化主要是受到地表淨熱通量的影響。若再進一步分析地表淨熱通量中包含的各項通量(E2.7)可見(圖 3-12(a)-(f))，對降水變化區來說，地表淨熱通量主要是來自潛熱通量(圖 3-12(e))的貢獻。. 3.4 討論綜合以上分析與討論，聖嬰發生時，赤道中-東太平洋屬於正海溫距平，西太平洋屬於負海溫距平，而海表面溫度上升會造成對流容易發展，因此熱帶太平洋上的沃克環流減弱，西太平洋(菲律賓西方)產生低層異常反氣旋式環流(亦即下沉氣流距平)。熱帶水氣在反氣旋式環流距平的幫助下，透過西南風距平沿著大陸沿岸在東亞地區輻合，造成東亞地區產生正降水距平，此為水氣水平傳輸的貢獻；另一方面，南方的高濕靜能也順著異常的西南風水平平流至東亞地區，為此區域的大氣帶來能量，當大氣中的能量增加時，大氣穩定度降低，上升運動較容易發生，因此在低層水氣與上升運動的作用下(水氣垂直傳輸)，東亞地區的平均降水量進而增加。此外，氣候系統在聖嬰時期的變異，例如西伯利亞高壓減弱、東亞主槽變淺，西北太平洋副熱帶高壓增強也會使東亞地區的環境變得有利於發生降水。. 濕靜能收支方程主要探討大氣的能量來源，從 3.3 節的分析中發現，垂直速度改變造成的濕靜能垂直傳輸的變化(< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >)在降水變化區的西南部為正值，東北部為負值；而檢驗濕靜能收支方程等式右邊的項式顯示，溫度與水氣的水平平流(−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ )為主要的貢獻項，這表示降水變化區的西南部主要透過聖嬰時期的異常暖平流與異常濕平流提供大氣能量，進而提高大氣不穩定度。那降水變化區的東北部呢？在此我們進一步將濕靜能收支方程各項式(E2.10)分成上對流層(500hPa~100hPa)與下對流層(1000hPa~500hPa)來進行討論(圖 3-6、. 19.

(32) 圖 3-7、圖 3-8 之上對流層(b)與下對流層(c))。首先圖 3-6(b)中顯示上對流層的 < 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >與整個對流層的< 𝜔′ 𝜕𝑝 ℎ̅ >(圖 3-6(a))分布相似，然而下對流層(圖 3-6(c))顯示整個降水變化區幾乎為正值，也就是大氣能量增加，這似乎表示降水變化區東北部在聖嬰時期的降水異常與垂直速度的變化也有關，但相較於西南部是屬於較淺的對流；接著分析−< 𝜔 ̅ ∙ 𝜕𝑝 ℎ′ >可見，不論是上對流層(圖 3-7(b)) 亦或下對流層(圖 3-7(c))皆與整個對流層(圖 3-7(a))的分布相似，且量值較小，因此濕靜能垂直梯度在聖嬰時期的改變非主要影響降水變化區東北部的因子；最後是−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ ，圖 3-8(b)顯示溫度與水氣水平平流在上對流層的變化在降水變化區中以負值為主，而下對流層(圖 3-8(c))則顯示整個東亞地區皆屬於大氣能量增加的區域，這意味著降水變化區的東北部，也就是日本南方之平均降水量增加可能主要是來自低層的溫度與水氣的水平平流貢獻。因此透過以上的討論我們猜測不論是降水變化區的西南部或是東北部，其大氣的不穩定度提高主要皆來自−< 𝒗 ∙ 𝜵(𝑇 + 𝑞) >′ 的能量貢獻，只是造成的對流深度不同。. 20.

(33) 第四章降水特性與物理機制上一章節以空間分布討論東亞地區冬季在聖嬰時期的氣候特徵以及造成東亞地區正降水距平的水氣貢獻和能量貢獻；在接下來的章節中我們將進一步分析降水變化區的降水特性(降水頻率與降水強度)，並且利用水氣收支方程檢驗造成降水特性改變的物理機制，其中包含影響降水的因子，亦即水氣的變化與垂直速度的變化。. 由於觀測資料 TRMM 無提供其他相關物理環境變數，需要引入再分析資料 CFSR 的物理場資料，但 CFSR 提供之降水場乃是其模式之預報場，並未與實際觀測降水資料進行同化，因此我們在分析水氣收支方程之前，必須先分析 CFSR 的降水特性，並與觀測資料 TRMM 作對照。為配合 CFSR 每 6 小時一筆的時間解析度，我們將觀測資料 TRMM 每 3 小時一筆的時間解析度轉換成每 6 小時一筆，再以 bin method 計算降水頻率與降水強度的分布；而水氣收支方程中的其他物理場亦以再分析資料 CFSR 每 6 小時一筆的物理變數資料帶入運算。. 4.1 有效降水事件在上一章節中提到我們主要研究區域為東亞地區北緯 20 度以北之東北西南走向的正降水距平區，為了方便計算，我們在冬季日降水距平圖中框出一個紫色框區(圖 3-2)，此框的經緯度為北緯 20 度至北緯 45 度，東經 100 度至東經 160 度；在此框區中，日降水距平大於等於 0.25mm day −1 即為我們的研究區域。. 此外，由於 CFSR 並非實際觀測降水資料，其為模式降水資料，因此有些極小的降水量可能是系統誤差造成，並非真實降水；在此我們將 CFSR 小於等於 0.004 mm hr −1 的降水資料濾除，剩下來的降水資料即為本研究的有效降水事件；而觀測資料 TRMM 之降水資料為配合 CFSR 降水因此大於 0.004 mm hr −1 即為本 21.

(34) 研究的有效降水事件(表 1)。. 在討論降水特性之前，我們先將距平除以標準差得到標準化距平值 (normalized anomaly)來檢驗本研究選取之日降水正距平的顯著性。圖 4-1 中可見不管是觀測資料亦或是再分析資料，我們研究的降水變化區內有許多區域超過 0.4，這表示雖然選取的距平低限值只有 0.25 mm day −1，相較於赤道中太平洋的距平是相形見絀，但此正降水距平對該降水變化區仍有一定的影響力。. 4.2 降水強度圖 4-2 為有效降水事件之降水強度的分布(mm hr −1 )，亦即將有效降水事件依其強度由小到大進行排序，並將其等分成 100 個百分位，計算各百分位區間之平均降水強度值。圖 4-2(a)顯示聖嬰事件(實線)之觀測資料 TRMM 的第 100 百分位數落在約 10.5mm hr −1，CFSR 降水則位在約 4.5mm hr −1；而在 1998-2012 平均方面(虛線)，TRMM 的第 100 百分位數位於 8.5mm hr −1 ，CFSR 則位在約 4mm hr −1 ，這表示觀測資料 TRMM 觀測到的降水強度大於 CFSR 降水，尤其是最後 10 個百分位數最為明顯，但在弱降水的表現上卻相當接近，其中一個原因可能是觀測資料 TRMM 的空間解析度較 CFSR 降水高的緣故。在此我們根據圖 4-2 的結果將第 1 至第 40 百分位數稱為弱降水事件，而最後 10 個百分位數(亦即第 91 至第 100 百分位數)稱為強降水事件，降水強度大於第 99 百分位數之降水則稱為極端降水事件。. 接著我們將聖嬰事件之降水強度分布與 1998-2012 平均之降水強度分布相減，代表聖嬰事件發生期間本區域降水強度之變化(圖 4-2(b))，此外在討論聖嬰事件的變化時，我們會以相對大氣平均溫度在聖嬰時期之差異的方式呈現；圖 4-2(b)中顯示觀測資料 TRMM 與 CFSR 降水在第 1 百分位數至第 100 百分位數皆為正值，表示聖嬰時期冬季東亞地區之正降水距平區域內的有效降水事件之降水 22.