第七章、中南半島及華南地區地表覆蓋改變化對東亞夏季季風的衝擊

地表覆蓋改變（LCC, land cover change），是大氣系統中一個作用力

（forcing）的想法，早在 1975 年由 Cherney 所提出。LCC 會影響區域氣候的

模擬，藉著可感熱與潛熱，改變大氣可用能量。也可藉著蒸發量與淨流量，影響

降雨的變化（Zhao et al. 2001）。過去地表覆蓋改變（LCC）的研究，主要多著

眼於南美洲、非洲及東南亞區域的沙漠化（e.g. Rowell et al. 1995; Xue 1997;

Nicholson et al. 1998）以及去森林化（e.g. Bonan et al. 1992; Polcher and Laval

1994; Lean and Rowntree 1997）的研究。McGuffie et al. (1995) 證明了熱帶

地區去森林化作用對中高緯度地區的氣候，有顯著的影響。Chase et al.(1996,

2000)針對區域的地表覆蓋改變，進行模擬，發現全球溫度與降雨將有所改變，

尤其是高緯度地區。他的解釋是，地表覆蓋改變在熱帶產生的變化，透過異常的

Rossby wave向北傳至高緯度地區。

地球上人口快速的增加與社會經濟發展，將此壓力直接加諸在地球系統之

上。1999年的調查地球陸地表面已有 35％以上，因人類的活動而改變了地貌景

象（Ramankutty and Foley,1999），地球表面大部分的改變都是都市、工業發展、

農田及牧場。中國及東南亞地區，是近幾年來世界經濟發展快速的地區之一。土

地利用與發展需求大，地表覆蓋改變的發生相當快速，未來勢必對氣候有不小的

影響。

在第六章的實驗中，針對模擬範圍內的陸地，進行大範圍地表過程的改變，

由於雖然陸地交互過程相當複雜，但是大部分的反應都透過地表的增溫與降溫的

過程，改變海陸溫度對比，影響東亞地區夏季季風的環流，改變季風環流水氣輸

送的位置與強度，並使其降雨的分布發生變化。未來的地表變化，雖然是我們目

前無法掌握。但是，在未來的中國與中南半島等地區，地表覆蓋的改變，是必然

的趨勢。先前 PRM的模擬中，顯示夏季季風的西南氣流，帶領著水氣，通過孟

加拉灣、中南半島北部至華南地區進入東海日本一帶。因此，本研究選定季風氣

流經過的中國及中南半島二個區域，藉由地表覆蓋改變實驗，了解區域地表覆蓋

改變如何對夏季季風產生衝擊。

本研究針對二個區域進行實驗，一為中南半島（95~110 ﾟ E；10~25 ﾟ N），

另一為華南地區（110~120 ﾟ E；20~30 ﾟ N）的陸地區域，改變當地植物地貌分

布。分別將中南半島及華南地區的植物改變成裸土、闊葉林及農田，改變的明細

如表 2.5，改變的範圍如圖 7.1。

實驗設計為如下︰

本實驗的模擬範圍同第三章，解析度使用 60km，植物土地使用資料為 UMD

植被資料。雖然在第五章的模擬實驗中，證明使用 CNRM資料時，PRM模擬結

果比較為理想。但因為此模擬，必須以人工方式更改模式地貌資料。所以僅能使

用 UMD的資料方便進行。本實驗的控制組為第三章東亞夏季季風模擬 1998年

的個案，初始資料與邊界資料使用ECMWF資料。每個實驗的積分時間為自 1998

年 5月 1日 00Z起模擬積分四個月。前一個月份的積分，為 spin up的調整時間，

僅針對季風肇始後的東亞季風進行研究。

在地表過程研究中，最重要的二組參數，為反照率與粗糙度。圖 7.2a 為

UMD資料的平均反照率，圖 7.4a則為 UMD資料的粗糙度。各實驗組的反照率

及粗糙度與控制組之間的比較，如圖 7.2~7.5。

當地表皆設定裸土時，中南半島（實驗代號為 Veg1_1）反照率的改變，呈

現部分增加及部分減少的情況。就整體而言，反照率略微減少。華南地區（實驗

代號為 Veg2_1），反照率則完全呈現減少的情形。如果以常綠闊葉林取代，中

南半島與華南（實驗代號分別為 Veg1_2 與 Veg2_2），反照率均呈現減少的情

形。若以農田取代，中南半島與華南地區（Veg1_3 及 Veg2_3）二地反照率均

呈現增加的情形。但各組的反照率的變化，其實並不大，變化率約為±2~3％。

粗糙度部分，二地區的改變結果較為一致。以裸土及農田取代，地表粗糙度減少，

常綠闊葉林取代，粗糙度則增加。裸土與農田粗糙度的值大致相同，平均都在

2~10cm左右。

7.1、中南半島地表覆蓋改變實驗︰

地表覆蓋物的改變是改變地表過程的外部條件。地表反照率及地表覆蓋物

種比熱的改變，改變能量收支，使其地表反應的溫度發生變化，進而將影響季風

環流與降雨分布。

圖 7.6為各組模擬的夏季平均降雨（含 850hPa流線圖）及地表溫度。在中

南半島地區，三組植被改變的模擬中，東亞地區的夏季降雨變化較為明顯的地

區，為日本到東海附近海面。這個區域是季風主要的氣流，在通過中南半島與西

北太平洋的氣流合併的下游地區。

7.1.1、東亞夏季平均溫度與降雨之變化

這三組模擬中，以 Veg1_1（地表覆蓋改為裸土）的模擬，在日本－東海附

近地區的降雨量最多，其次為 Veg1_3（改為農田）的模擬，Veg1_2（改為常綠

闊葉林者）模擬的降雨量最少。在模擬的 850hPa流線場中，三者的表現均與控

制組結果相當接近。三組模擬的太平 高壓強度，以 Veg1_2 模擬的結果較強，

其他二組略微偏弱。夏季平均地表溫度的變化，以中南半島與華南地區差異較

大。中南半島地區，在三者中以 Veg1_1模擬溫度最高，整個半島均可超過 30℃

以上；其次為 Veg1_3均高於 27℃；Veg1_2溫度表現較低，約有一半地區溫度

低於 27℃。整個模擬範圍陸地區的地表溫度，仍以 Veg1_1 的溫度較高，其次

為 Veg1_3。

溫度與降雨模擬結果與控制組模擬的比較中（如圖 7.7）。當地表覆蓋改為

裸土時（Veg1_1），在中南半島地區，裸土的比熱及反照率均比控制組中的植物

小，夏季地表溫度則呈現增溫，中南半島增溫最大處可達 4℃以上。在北緯 35~40

ﾟ N韓國與中國北方附近，出現一個降溫區，最大約為－1.5∼－1℃，降溫幅度

並不大。將植被改成常綠森林後（Veg1_2），中南半島地區地表溫度明顯下降，

當地最大降溫約為－2℃以上，在中南半島北方的地區，多為降溫區，降溫幅度

並不大。僅約在北緯 40 ﾟ N地區（韓國附近），模擬範圍的東北區域呈現小幅增

溫，增溫情形不大，均為 1℃以內。當改為農田時（Veg1_3），中南半島地區溫

度改變，出現非一致性，在半島的東部地區為增溫，西部地區則為降溫。整體而

言，平均溫度改變為－0.1℃，相當不顯著。其他地區，沿海地區及韓國為降溫，

模擬範圍的北邊及青藏高原出現增溫情形，但的溫度變化範圍均在±1℃以內。

降雨部分的改變（如圖 7.7）。在實驗 Veg1_1（中南半島改為裸土）的模擬

中，中南半島地區夏季平均降雨量則呈現增加情形，平均約增加 1.75mm。整個

東亞地區，夏季平均降雨的分布，整區除了韓國、中國東北地區向西南延伸至長

江上游地區及青藏高原一帶則為減少，其他地區的雨量都為增加。雨量改變的空

間分佈，與第六章增溫個案的降雨變化分布相同，呈現一個正負正的三極結構。

實驗 Veg1_2（以常綠闊葉森林取代）的模擬中，中南半島地區的雨量減少，平

均減少為 0.17mm，減少的幅度並不明顯。就整個東亞地區而言，除了孟加拉灣

的北方迎風面地區，雨量增加外，其他地區雨量多為減少。此一結果與第六章的

地表降溫模擬實驗的降雨變化類似。實驗 Veg1_3（地表覆蓋為農田）的模擬中，

中南半島當地降雨量略微增加 0.18mm。就整個東亞地區而言，華南沿海地區、

台灣附近海面及韓國附近（含中國東北）地區，雨量為減少，孟加拉灣、中南半

島西部地區、南海、長江附近及中國西北部的陸地降雨偏多，雨量的改變幅度並

不大。

7.1.2、東亞夏季季風環流場變化

由前面降雨分析得知，中南半島地表改變，對降雨的影響相當顯著。夏季

季風的降雨，多因為季風環流改變所造成。圖 7.8為三組實驗的 850hPa的流線

場與高層 200hPa的高度場，減去控制組模擬的結果。

Veg1_1的模擬實驗中，中南半島地區因地貌改變後，地表溫度增加。局部

地區溫度的改變，卻使高層南亞高壓呈現略微增強的情形（如圖 7.8b）。低層

850hPa流線場中，在東海到日本附近，增強一個氣旋式的環流，說明該區域附

近的太平洋高壓勢力出現減弱情形(如圖 7.9b)。氣旋式環流為一輻合場，位於氣

旋式環流的南側邊，自孟加拉灣、中南半島到台灣一帶，西南季風明顯被增強（如

圖 7.9a）。在 850Hpa的流線場中，位於韓國北方，產生一個對應的反氣旋系統。

實驗組 Veg1_2的模擬中，中南半島地區溫度下降。低層 850hPa呈現反氣

旋距平，東亞地區多為地表降溫，陸地上的熱低壓略微減弱（圖 7.9d），陸地上

的氣壓值則呈現正距平增加的情形，反應至高層 200hPa的南亞高壓呈現略微減

弱。低層 850hPa的流線場，在日本附近則出現一個反氣旋系統的增強，使得東

亞地區太平洋高壓勢力呈現增強趨勢。順時針的氣流使得東亞大陸的邊緣，出現

東北季風的異常，表示夏季季風的西南氣流，受阻減弱。在孟加拉灣的北方陸地，

因為異常東北風進入，產生一個氣流輻合的環流（圖 7.8c及 7.9c）。

在 Veg1_3 的模擬中，中南半島地表溫度增加的並不明顯。因此反應至

200hPa 的高層，南亞高壓雖有增強，比起實驗 Veg1_1，增強的程度非常小。

在此模擬中，雖然地表溫度改變並不明顯，但粗糙度則為明顯減小，使得摩擦阻

力變小。季風在通過中南半島時，風力有增強的趨勢(圖 7.9e)。因此在低層

850hPa氣流的改變，在日本附近也出現有一氣旋式環流的增強。中南半島地區，

則產生了一個弱的反氣旋系統，使得增強的西南季風，通過中南半島時因反氣旋

系統的阻擋，必須偏北行進。在 Veg1_3的 850hPa流線場，可以發現在中南半

島附近，發現太平洋高壓的勢力，有略微西伸的情形。圖 7.9f 為海平面氣壓的

變化，在中南半島則出現氣壓正距平的反氣旋變化，與太平洋高壓的增強與西伸

有關。

季風環流的改變，將直接影響水氣傳送的改變。在此使用與前面章節相同

的方法，將每一層的水氣通量進行垂直積分，代表整層水氣傳送總量。圖 7.10

為三組模擬的夏季平均水氣傳送通量及與控制組 PRM_Con 之間的比較。在圖

7.10a、c、e為三者夏季平均水氣通量分布，圖 7.10b、d、f則為三者與控制組

的差值。三者的水汽主要傳送路徑大致相同，僅在中南半島經華南長江流域的陸

地到日本一帶，傳送的水汽通量出現些微的差異。在與 PRM_Con 的比較中，

可以放大彼此間的差異。在 Veg1_1及 Veg1_3的結果中，西南季風主要水氣輸

送路徑上的水汽通量呈現增加的狀況，Veg1_2則減少。

Veg1_1與控制組的比較，顯示在季風水氣主要通道上，水氣通量增加，但

是在韓國、山東半島向西南延伸到高原及孟加拉灣一線，則呈現減少。此一結果

似乎說明，整個水氣傳送帶不只減少，而且因為環流改變而向南移動。在 Veg1_3

的結果中，水氣通量的改變與 Veg1_1的空間結構相當相似，水氣通量增加的強

度明顯較 Veg1_1為弱。Veg1_2的空間分布，與 Veg1_1及 Veg1_3的空間分

布相反，在 Veg1_2的分布中，在水氣傳送的主要通道，中南半島、南海經台灣

附近到日本呈現水氣傳送通量減弱的情形。在 Veg1_1中減少的區域，在此處則

變成減少的區域。

根據環流場的分析可以瞭解，Veg1_1的模擬中，季風環流因為海陸溫差增

加，增強大陸邊緣的季風環流，增加水氣傳送通量。同時，太平洋高壓則為減弱

且向東退，因此，季風水氣輸送的主通道也向東南移動。Veg1_2的結果，正好

相反，海陸溫差減小，季風環流減弱，因此水氣的輸送減少。

地表直接提供大氣的水汽，主要來自蒸發量，在三組模擬的蒸發量的比較

中（圖 7.11），夏季平均的蒸發量分布，中南半島地區因為 Veg1_1模擬的地表

溫度較高，且通過中南半島的近地面風速增加，使得蒸發量釋出的也比較多，其

次為 Veg1_3，Veg1_2 釋放出的蒸發量為最少。另外差異較大的地區為長江下

游的地區，其結果與中南半島地區相似，以 Veg1_1的釋放較多，其次 Veg1_3，

最少者為 Veg1_2。在減去控制組 PRM_Com模擬的結果（如圖 7.11(b)、(d)、

(f)），蒸發量差異較大的地區，為中南半島到長江流域的沿海地區。Veg1_1釋出

的蒸發量增加較為明顯，Veg1_2則呈現減少，Veg1_3的變化幅度較小。圖 7.12

為利用垂直積分的水平通量計算，算出透過水平傳送方式貢獻給每一個格點水氣

量。透過水平傳送的方式所獲得的水汽量與總降雨量相當相似，降各組結果與控

制組相減，獲得各組水氣傳送量的改變，與降雨量的改變相當一致。蒸發量的改

變，似乎與降雨量的改變關係並不明顯，降雨的變化與水氣傳送通量的改變有關。

7.1.3、對東亞夏季季風降雨帶北移的影響

在中南半島地表覆蓋改變的模擬，由三組的月平均降雨與 850hPa 流線場

（如圖 7.13）可以發現不同的地表覆蓋，太平洋高壓和降雨帶的分布，呈現明

顯的差異。

在 6 月份的結果中，太平洋高壓與降雨帶的位置，三者相差並不大。降雨

的位置，均在日本到華南一帶，僅有 Veg1_1的降雨明顯較多。7月份的結果，

在菲律賓東方海面，三者均有一個反氣旋中心存在，整體而言低層環流的分布大

致相同。在 Veg1_1的模擬中，因大陸低壓勢力較強，在中國的山東半島與黃海

地區，低壓槽線向外擴張，推擠太平洋高壓。使其日本附近的高壓脊偏弱，使得

鋒面雨帶在偏弱的太平洋高壓作用下，無法順利向北移動，降雨帶一直維持在日

本南方海面附近。在 veg1_3的結果中，在韓國與渤海灣附近，有一個小的氣旋

式環流產生，抑制高壓脊北抬。雖然日本附近的降雨量明顯存在，但仍較 Veg1_1

的降雨少。Veg1_3在高壓較弱的情形下，雨帶北移的狀態變得較不明顯。Veg1_2

的模擬中，夏季的雨帶則明顯移至日本韓國一帶，沒有低壓向外擴張的阻擋，高

壓脊在東海地區，可以順利向北發展。8月份期間，三者在低層環流場及雨量分

布，差異較前二個月的變化較大。Veg1_1及 Veg1_3二者的雨量已移至日韓之

間的日本海，梅雨鋒面的低壓槽線位於韓國附近，Veg1_2的雨帶則北移至韓國

北方，接近中國東北至河北省附近。三者的模擬，雨帶的北移程度與大陸熱低壓

及太平洋發展有關。當低壓較強向外擴張阻擋太平洋高壓發展並隨季節北移，因

此鋒面雨帶的北移就較不順利。若低壓較弱，太平洋高壓就可以隨季節增強並向

北發展，梅雨鋒面則可以順利向北移動。

圖 7.14 為三組各月份的低層環流場減去 PRM_Con 控制組模擬結果的比

較。在 Veg1_1的結果中，6月份期間，在南海及東海，有氣旋式環流的增強，

四川盆地附近則為反氣旋。因為南海的氣旋環流，使得在台灣地區到華南一帶，

東南風增強。7月份，在日本西南方海面上，氣旋式環流增強。8月份，氣旋是

環流中心北移至長江口附近。在 7、8二個月份，氣旋式環流的南邊地區，比起

控制組的模擬，夏季的西南季風明顯增強。

在 Veg1_2的結果中，6月份也有幾個小系統的變化，在中南半島附近有反

氣旋式環流增強，在日本西南方海面及黃海附近，各有一個反氣旋及氣旋式環流

的增強。在二個反氣旋式環流的作用下，台灣附近海面及南海，均呈現西南風減

弱的情形。7 月份以後（含 8 月份），日本附近海面的反氣旋式環流逐漸增強，

中南半島的反氣旋系統則逐漸減弱，二系統合併唯一。因此，在整個東亞的沿海

區域及海上，西南風明顯減弱。

Veg1_3的結果中，6月份，在東亞地區有三個小系統被增強，分別是四川

盆地與日本西南方的反氣旋系統，及韓國與黃海附近的氣旋式系統。台灣地區到

南海地區，受反氣旋系統影響，西南風減弱。7月份，日本西南方海面有一氣旋

式環流增強，且在中南半島地區有一反氣旋系統增強，整個東亞地區都受氣旋式

環流增強的影響，台灣附近西南風增強。8月份，日本附近的氣旋式環流與大陸

低壓增強的環流連結，並略微北移。因為，低壓系統的北移，台灣附近則出現一

個反氣旋環流的增強。

各月份結果的比較，Veg1_1及 Veg1_3的結果較為相近，7月及 8月份，

在日本附近都有氣旋式環流系統的增強，使得原本在此處的太平洋高壓，受到海

上低壓系統增強的影響，太平洋高壓脊在此處明顯減弱。台灣及南海東亞大陸沿

海地區，西南季風增強。因為太平洋高壓脊發展受阻，因此隨夏季北移的降雨帶，

北移情形較為緩慢。Veg1_2的模擬，雨帶北移的情形，與 PRM_Con的結果較

為接近。由於大陸低壓發展較控制組弱，在東海到黃海地區，呈現高壓增強的情

形，太平洋高壓隨著季節增強，且勢力較為向北移動，導致雨帶北移的情形較為

順利。

由於這三組模擬實驗，透過地表覆蓋的改變進行，因此其粗糙度亦將被改

變。當粗糙度被改變，將可透過地表摩擦力改變影響大氣環流。在第六章的研究，

地表過程的改變的模擬，影響降雨最大的貢獻者，為環流的水氣傳送的改變。在

此，針對低層水氣通量的垂直積分，進行比較，瞭解三組模擬實驗中，低層環流

發生如何的改變？

圖 7.15 為三組模擬，夏季水氣平均通量的地表上 9 層（σ 座標）的垂直

積分，σ座標為追隨地勢改變，地上 9層因地形的不同高度也不進相同，在海面

上約為 800hPa 以下。上述夏季平均水氣通量的結果，及與控制組的比較（圖

7.15b、d、f），可以發現三者的結果，低層的夏季平均水氣輸送水氣輸送，可以

分成三部分，一為孟加拉灣向北傳送至陸地，其二為南海向北傳送至中國大陸，

三為台灣附近及東海海域向東北傳送至日本。當中南半島陸地覆蓋改變後，低層

水氣傳送的變化，在孟加拉灣附近的改變較不明顯。變化較大的地區為中南半島

上，其他則為東亞大陸邊緣的南海與東海附近。圖 7.16 為水氣傳送通量的低層

垂直頗面，在 Veg1_1及 Veg1_3二組模擬，中南半島的粗糙度因地表改變而減

小，因此在中南半島上，水氣傳送增大，其中又以 Veg1_1變化的較大。Veg1_2

的模擬，粗糙度則呈現增加，因此中南半島因摩擦力變大，風速變小，所以水氣

傳送減少。在 Veg1_1及 Veg1_2二組的模擬，在中南半島的下游的海面上，變

化較為明顯，Veg1_1因中南半島的阻擋小，因此下游海面的水氣通量則呈現增

加，Veg1_2中南半島摩擦力變大，通過中南半島到達下游海面上的水氣也隨之

減少。

在 Veg1_3實驗中，粗糙度的減少與 Veg1_1相近。但是，水氣傳送的改變，

卻是 Veg1_1較 Veg1_3的結果明顯。因此，在中南半島地表覆蓋改變的模擬，

粗糙度的改變，並不能主導低層水氣傳送的改變的主因。中南半島地表溫度增加

的幅度，改變海陸溫差的大小。Veg1_1溫度上升較為明顯，海陸溫差較大。因

此，季風環流較強，導致水氣傳送得較多所致。在 Veg1_2的模擬變化中，地表

覆蓋的改變，使其中南半島溫度降低，海陸溫差減少，且粗糙度增大，阻礙水氣

通過中南半島，始得進入東亞地區的水氣量減少。

中南半島得地貌改變，可以透過地表溫度的改變及粗糙度的改變，去影響

大尺度季風環流，加強或減弱季風的環流，改變水氣輸送，使其季風降雨的強度

及位置發生變化。

7.2、華南地區地表覆蓋改變實驗︰

華南地區是南海季風肇始後首先影響的區域，也是在前面控制組模擬中，

夏季平均西南季風會通過的地區。在中國沿海地區，工商業高度的發展中，人口

將快速集中到此區域。為了經濟民生的需要，因此，此區域未來地貌的改變是必

然的，為了瞭解此區域，因人為而地貌改變，對夏季季風的衝擊為何？針對此區

域進行，類似前一節的三組地表覆蓋改變模擬實驗。實驗說明為表 2.5。

7.2.1、東亞夏季平均溫度與降雨變化

圖 7.17 為各組夏季平均降雨、850hPa 流線場及地表溫度。三組的夏季平

均低層環的流場，空間型態非常相似，太平洋高壓的勢力與控制組 PRM_Con

的結果類似，均明顯偏強，高壓脊西伸至中南半島附近。降雨帶的空間分布，明

顯受環流場影響，降雨與控制組結果相似，在模擬範圍的南側，受高壓偏強影響，

雨量明顯偏少。三者的夏季平均降雨量的空間分布，都大致相同，唯有部分地區

（如中國華北地區及日本附近）的降雨量差異較大。其中在 Veg2_1及 Veg2_3

的模擬中，華北地區降雨帶，位於山東及河北一帶，明顯比 Veg2_2的降雨略微

偏南。在 Veg2_1的結果中，日本附近的降雨帶，也明顯明顯偏多。

地表溫度的結果與上一節中南半島實驗地表溫度的結果類似。僅在植物覆

蓋變化的區域（華南地區），溫度改變的較為明顯。華南地區地表溫度的變化，

以 Veg2_1 模擬的地表溫度最高，全部區域都可超過 27℃，部分地區也超過

30℃；其次為 Veg2_3，Veg2_2的溫度最低。

圖 7.18為三組模擬的夏季平均降雨及地表溫度減去控制組模擬的比較。在

Veg2_1的模擬，地表溫度的變化僅在華南地區（地表覆蓋變化的地區）呈現明

顯的增溫，該區域溫度平均約上升 0.73℃。整個東亞陸地上，僅在中國北部地

區（約 35~40°N）及中南半島北部地區，地表溫度呈現降溫現象，其他地區多

為增溫的情形，全區溫度約上升 0.13℃。Veg2_2的結果，華南地區的區域平均

地表溫度約下降 0.69℃，全部區域僅模擬範圍的北邊，地表溫度為增溫外，其

他地區均呈現降溫，平均溫度下降 0.15℃。Veg2_3的溫度變化較不明顯，東亞

大陸的南邊呈現降溫，大陸北邊則為增溫，全區溫度的變化約為 0.03℃。

Veg2_1的模擬，華南地表溫度呈現增溫反應，夏季平均降雨的變化，則呈

現類似於第六章東亞地區地表增溫模擬及第七章 Veg1_1 中南半島增溫模擬的

降雨變化的分布。除了韓國－長江中游－高原附近，一個東北－西南走向的降雨

量變少分布外，其他地區呈現模擬降雨量增加的情形。Veg2_2地表溫度的表現

與 Veg1_2相類似，僅華南地區（地表改變的區域）溫度下降外，其他地區溫度

變化較不明顯。降雨則僅在高原南麓部分地區，夏季平均降雨呈現增加。其他地

區降雨量多呈現減少的變化，此降雨變化的空間分布與第六章地表降溫的模擬及

7.1節中南半島 Veg1_2的實驗相類似。Veg2_3的結果與 Veg1_3結果相似，雨

量增加與減少的區域，間隔的不像 Veg1_3那樣明顯，南北減少的區域中間的間

隔較不明顯。

7.2.2、東亞夏季季風環流的變化

在低層 850hPa的夏季平均環流的分析中，前面提過 PRM的模擬中，太平

洋高壓偏強，且高壓脊過於西伸至中南半島，導致南海地區及中南半島的降雨模

擬出現明顯偏少的誤差。華南地區地貌改變的模擬中，三者的表現，夏季平均結

果相當相似，僅在高壓的邊緣有些許多差異。

圖 7.19為三組 850hPa環流場及 200hPa的高度場及圖 7.20地表風場與海

平面氣壓模擬結果減去控制組，可以放大三組模擬的彼此差異，利於分析及比

對。高層 200hPa高度場的變化，在 Veg2_1及 Veg2_3模擬中，南亞高壓呈現

增強的情形，其中以 Veg2_1高度場，增強的較為顯著；Veg2_2的高層高壓則

呈現減弱的情形。

低層環流在 Veg2_1 的模擬中，如同之前章節中，地表溫度的反應為增溫

的模擬，在日本與東海附近有一個氣旋系統的增強，說明了夏季梅雨鋒面在日本

東海到長江流域，明顯增強，太平洋高壓的勢力減弱，中南半島、南海到台灣日

本一帶（東亞大陸邊緣）的西南季風增強。其結果與 Veg1_1的變化結果相似，

在氣旋式環流的北邊亦生成一個對應的反氣旋系統。Veg2_2的結果中，華南地

區呈現降溫情形，低層環流所變化出現的系統，均為零散較小的系統。在東海上，

則出現一個弱的反氣旋系統，台灣附近到南海地區都出現西南風的減弱。表示此

個案中，太平洋高壓有增強並西伸情形，導致在大陸邊緣的西南季風受到阻擋並

減弱。西南氣流被高壓向西推擠，西南風增強的區域出現在自孟加拉灣經過高原

南麓，進入東亞陸地。Veg2_3的結果中，在台灣附近出現相當明顯的反氣旋系

統增強，因為此環流的建立，並主導東亞沿海地區環流的改變。使得台灣東邊海

面、巴士海峽及菲律賓附近海域，海上的西南風明顯減弱，南海及華南陸地上，

則出現南風增強。

在夏季平均整層水氣通量的比較中（圖 7.21），三組模擬的夏季平均分布

與控制組模擬的結果大致相似。在各組的結果與控制組的差異中，Veg2_1模擬

的變化，與 Veg1_1的變化結果相當類似，中南半島、南海、台灣到日本南方海

面，水氣傳送通量增加，其中以日本到台灣附近海面增加較為明顯。Veg2_2模

擬的結果，水氣通量增加的位置，明顯偏北。水氣傳送增加的區域，自孟加拉灣

向東北延伸至山東半島。這個水氣通量變化的分布，與 Veg1_2 的結果相當類

似。Veg2_3水氣通量變化的情形，與其他組模擬的結果較不相似。主要增加的

水氣通量為華南地區的陸地上，此區域正是地表改變的位置。台灣附近及東邊的

海上則多呈現水氣傳送通量減少的情形。

7.2.3、對東亞夏季季風降雨帶北移的影響

雨帶隨季節北移的之所以產生變化，主因與季風環流的改變，影響太平洋

高壓的強度有關。在此比較各組模擬在夏季各月份降雨與 850hPa流線場（如圖

7.22）。

在 Veg2_1的模擬中，6月份期間的太平洋高壓並沒有明顯增強，降雨帶位

於日本南方到華南地區。7月份的模擬，太平洋高壓明顯比控制組略微減弱，此

時雨帶的位置，應移至日本到長江流域，但在 Veg2_1的模擬中，雨帶仍維持在

與 6月份相近的位置徘徊。太平洋高壓的減弱，使其鋒面北抬的助力減弱，因此

無法順利北移。8月份雨帶北移至韓國陸地，此時鋒面低壓帶為在朝鮮半島到山

東半島之間，明顯比控制組的位置偏南。說明在此模擬中，太平洋高壓的環流明

顯減弱，使其鋒面雨帶北移的較為緩慢。

Veg2_2的模擬，降雨北移的情形與控制組較為相近。此模擬中雨帶移動的

較為順利，6月份雨帶位於日本南方海面到華南地區，7月份北移至日本及長江

流域，8月份雨帶可到達朝鮮半島北方與中國東北地區。主要是因為在東海及黃

海地區附近的高壓，一直呈現偏強的情形，在高壓的推擠下，鋒面可以順利北抬。

在 Veg2_3的模擬中，降雨鋒面移動的速度，略比 Veg2_2慢，但與實際觀

測的位置相近。6 月雨帶影響華南地區，7 月為長江流域，8 月北抬至山東和河

北地區，僅韓國地區降雨量明顯偏少。太平洋高壓變化降明顯的位置在台灣附近

海面，在台灣附近海面，一直有一個反氣旋系統的增強。在台灣東方海面為東北

風增強，在華南地區則呈現南風增強。使得太平洋高壓略微向陸地西伸。

在此三組實驗中，Veg2_1及 Veg2_3在華南地區，粗糙度呈現減小的情形。

此區域的粗糙度減小，當西南季風進入此區後，西南風將可以增強，提供較多的

水氣給下游（東海及日本地區）鋒面低壓的發展，抑制太平洋高壓強度的增強與

北抬。但在 Veg2_1與 Veg2_3的模擬結果中，得到不同的反應。

此三組實驗中，僅改變華南地區地表覆蓋。也僅有華南地區的粗糙度被改

變，低層水氣傳送通量發生變化（圖 7.23）也是以此區最為明顯。在平均低層

水氣通量中可以發現，在低層通過華南地區的水氣，多是來自南海地區北上的水

氣。在 Veg2_2的華南地區，水氣通量明顯減少，Veg2_1及 Veg2_3則呈現增

加。圖 7.24與圖 7.25分別為針對華南地區的低層經向與垂直水氣通量的剖面分

析及緯向的垂直剖面分析，三組與控制組的差值中，變化最明顯的地方為地貌改

變的地方。三組中 Veg2_1及 Veg2_3在華南地區水氣通量為增多，Veg2_2則

為減少。但是在 Veg2_1及 Veg2_2的結果中，台灣與日本南方海面，則出現水

氣通量增加或減少的延伸。比較該區水氣通量的方向，為自南海傳向日本的東北

方向。並沒有經過華南地區，應此並不是由粗糙度減少或增加所引起，且在

Veg2_3並沒有相同的結果。證明低層水氣傳送的變化，不僅僅由粗糙度引起。

在前面的實驗中，當地表溫度增加或減少時，改變海陸溫差時，將會增加或減弱

季風在東亞大陸邊緣水氣穿送量。所以改變水氣傳送的因素主要有二，一為海陸

溫差的變化，二為粗糙度（摩擦力）的改變。

Veg2_3模擬，在地表粗糙度減小，但地表溫度並沒有升高得情形下（海陸

溫差變化不明顯），大環境的西南季風沒有顯著增強。但季風肇始後，南海開始

自南海地區吹進陸地。當南風通過此處時，摩擦力減少南風增強，因此就在當地

產生了一個反氣旋環流。此環流造成陸地南風增強，東海及台灣地區北風增強。

海上的北風抑制大環境的西南季風進入日本海域，可提供鋒面低壓的水氣能量減

少，因此太平洋高壓略微增強，使的雨帶北抬的情形較 Veg2_1的模擬順利。

7.3、小結與討論

上述六組實驗中，分別在中南半島與華南地區，以人為方式改土地覆蓋。

土地表面覆蓋的改變，主要更改二部份的參數，一為該變地表能量收支中的比熱

與反照率，另一個為地表影響摩擦阻力的粗糙度。第一部分將影響地表加熱的熱

力過程，第二部分則是加速低層環境場風速，改變動力作用。

在上述得實驗中，增溫的模擬有 Veg1_1及 Veg2_1，局部地區溫度明顯上

升。在整個夏季的模擬中，使高層 200hPa的高度場，南亞高壓的勢力增強。在

過去許多人的研究中，提到亞洲季風與海陸溫度對比有關，當陸地加熱越大，高

層的南亞高壓發展越強（Li and Yanai, 1996；Chou 2003）。在這二組增溫的模

擬，區域的改變，使得東亞季風環流增強，並加大了傳入東亞地區的水汽通量。

降溫的模擬為 Veg1_2及 Veg2_2，二者也僅有區部地區溫度變化明顯。高層的

高度場則呈現高壓減弱的情形，低層季風環流明顯減弱，由西南季風傳進東亞的

水汽量，明顯減少。

在 Veg1_3及 Veg2_3的模擬中，地表溫度的變化並不明顯，檢視高層高壓

的變化，高度場也僅呈現微弱增加，表示海陸溫差作用在此二者實驗中，效果並

不大。但水氣的輸送通量仍有明顯的改變，此與地表過程中，的粗糙度改變，減

小了摩擦力，改變季風通過地表改變當地（中南半島及華南地區）時的風速。但

粗糙度的改變，會因為改變得區域不同，對季風的影響也不同。在 Veg1_3的模

擬中，粗糙度的改變是中南半島。中南半島地區在東亞季風的上游地區，當粗糙

度變小時，通過中南半島的氣流變強，進入東亞季風區的水汽量變大，使得東亞

地區降雨明顯增加。Veg2_3則位於東亞季風區內，當地表粗糙度的改變，使華

南地區風速變大，在華南地區產生局部的環流，影響西南季風通過的路徑，及降

雨的分布。夏季華南地區多由南海吹入的南風主導，因此粗糙度減小時，當地南

風增強。南風增強使得華南地區產生了一個局部的反氣旋環流，增加陸地的水汽

傳送，但也減少水氣在海上的輸送。使得華北地區雨量增加，日本地區則雨量減

少。

水的收支分析（圖 7.26∼7.27），在中南半島地表變化的模擬，東亞地區主

要降雨分布是梅雨鋒面的降雨帶。鋒面帶降雨的變化，主要是因為季風的西南氣

流所傳送的水氣發生改變所造成。在 Veg1_1及 Veg1_3的模擬中，鋒面的位置

（韓國日本附近），水氣傳送的量明顯增加，因此降雨量呈現增加。在 Veg1_2

的模擬中，季風的西南季風減弱，水氣傳送的量則出現減少。中南半島陸地部分，

則明顯因為地表蒸發量改變而影響局部降雨，三組模擬，以 Veg1_1的結果中南

半島蒸發量釋出最多，因此在中南半島陸地雨量增加的較為明顯。在華南地區地

表改變的模擬中，結果雨前著相近，鋒面的降雨，受水平傳送量的多少所影響，

Veg2_1 水氣傳送增加較多，因此降雨增加最多，Veg2_2 水氣傳送減少，因此

降雨量明顯減少。華南地區的陸地部分，蒸發量以 Veg2_1釋出最多，使此模擬

個案在該區呈現降雨小幅增加。

夏季東亞地區的南亞高壓是因為地表加熱所導致，圖 7.28為 Veg1_1中南

半島地區土地使用改為裸土的增溫模擬，與控制組比較，針對中南半島的位置，

做南北向剖面，在模擬一個月的 spin up之後，地表明顯呈現增溫現象，高層的

高壓也明顯受到影響（圖中的 T=1為 6月 9日至 6月 18日十日平均），在六月

初低層南風建立，將異常增溫的空氣向北吹送。因此低層增溫使得上升運動增

加，影響到高層大氣，又藉由高層的環流向南影響，因此高層也出現增溫情形。

由於夏季季風主要是西南季風，因此本文也針對中南半島，進行東西向剖面，以

便瞭解溫度在東西變化（如圖 7.29，圖中時間與 7.28 相同），六月初期（已經

模擬一個月）低層暖空氣，明顯隨著西南風向東傳遞，此時高層增溫並不明顯，

到了七月份中南半島的高層才開始增溫，東西向的剖面低層增溫沒有和高層增溫

有連貫之處，因此並非經由此處的垂直運動加熱大氣，經空間比對，發現七月份

中南半島高層增溫與南北向高層環流有關。所以溫度的傳遞還是以南北向為主，

暖空氣順著季風逐漸向東向北移動，進入整個東亞大陸，使其低層溫度上升，北

移時加強對流運動，在影響高層大氣。透過環流改變增加海陸溫度對比，加強季

風的西南氣流及其水氣傳送量，增加東亞地區降雨發生。

在降溫實驗（Veg1_2），中南半島因地表改為森林，地表明顯降溫，降溫

後的冷空氣隨著季風（如圖 7.30、7.31），被向北、向東傳送，傳送過程中逐漸

使大氣溫度下降，使的東亞地區低層溫度下降，抑制季風的上升運動，使得高層

大氣也呈現降溫的情形，最後影響整層大氣，使海陸溫度對比下降，使季風減弱。

在中南半島與華南地區增溫的模擬中，局部地區地表溫度明顯增加，隨著

模擬積分時間增加，對東亞地區大氣的增溫作用明顯增加。最後將影響整個高層

的大氣，既使是 200hPa的高層，高壓也明顯增強。同時加強了低層季風環流，

增加季風引進的西南氣流的水氣通量，使東亞地區降雨增加。模擬結果為局部降

溫者，同增溫模擬，隋著長時間積分，逐漸影響至高層大氣，200hPa高層的南

亞高壓明顯減弱。反應低層東亞夏季西南季風的減弱，減少季風水氣傳送，減少

東亞地區夏季降雨。

在 Veg1_1及 Veg2_1的模擬中，除了前述的增溫效應，同時地表覆蓋被改

為裸土，因此地表粗糙度也同 Veg1_3及 Veg2_3的模擬減少。因此在 Veg1_1

及 Veg2_1的結果中，將存在熱力作用增強季風的貢獻與地表粗糙度減少因動力

作用增強的季風環流。將 Veg1_1及 Veg2_1增加的季風氣流的水氣通量，減去

僅有粗糙度減少（Veg1_3及 Veg2_3）增加的季風水氣通量。如圖 7.32及 7.33

分別為低層與整層積分的水氣傳送的通量差值，此二者的差量可視為僅由地表改

變加熱作用而增加的季風環流作用。不論是因為中南半島或華南地區地貌改變增

溫結果，低層環流增加的水氣傳送結構，都是從中南半島開始向東北延伸至台灣

附近方海面及日本南方海面。中南半島的模擬個案，中南半島附近的海陸溫差增

大，因此在中南半島與南海附近水氣傳送量增加。華南模擬的個案，在東亞地區

的海陸溫差加大，則在台灣東北方海面增加較明顯。整層水氣傳送的結構與低層

相近，水氣傳送增加的位置，仍是由中南半島經南海台灣至日本。季風西南氣流

增加，水氣傳送也隨之大幅增加，在東海日本一帶會產生氣旋式環流，氣旋式的

北風分量，使得長江以北地區降雨減少，及增加中國西北部的降雨。在地表過程

中，地表的加熱作用與粗糙度摩擦力是影響季風重要的因素。局部增溫會在陸地

的大氣部分發生混作用，加強海陸溫度對比，使其季風增強。

圖 7.1：PRM_Con 模擬夏季季風氣流位置與實驗設計範圍對照圖。藍色為中南

半島實驗改變區，綠色為華南地區實驗改變區。

圖 7.2：為中南半島植物改變實驗各組反照率與控制組之比較。（a）PRM_Con

控制組反照率，（b）Veg1_1 實驗組－PRM_Con（c）Veg1_2 實驗組－PRM_Con（d）Veg1_3實驗組－PRM_Con。

圖 7.3：為華南地區植物改變實驗各組反照率與控制組之比較。（a）PRM_Con

控制組反照率，（b）Veg2_1 實驗組－PRM_Con（c）Veg2_2 實驗組－PRM_Con（d）Veg2_3實驗組－PRM_Con。

圖 7.4：為中南半島植物改變實驗各組粗糙度與控制組之比較。（a）PRM_Con

控制組粗糙度，（b）Veg1_1 實驗組－PRM_Con（c）Veg1_2 實驗組－PRM_Con（d）Veg1_3實驗組－PRM_Con。

圖 7.5：為華南地區植物改變實驗各組粗糙度與控制組之比較。（a）PRM_Con

控制組粗糙度，（b）Veg2_1 實驗組－PRM_Con（c）Veg2_2 實驗組－PRM_Con（d）Veg2_3實驗組－PRM_Con。

圖 7.6：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均降雨、850hPa 流線場及地表溫度之比較，（a）（c）（e）為夏季平均降雨與 850hPa流線場，（b）（d）（f）為夏季平均地表溫度，（a）（b）為 Veg1_1模擬結果，（c）（d）為 Veg1_2模擬結果，（e）（f）為 Veg1_3模擬結果。

圖 7.7：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均降雨、及地表溫度與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均降雨，（b）（d）（f）為夏季平均地表溫度，（a）（b）為 Veg1_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg1_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg1_3－PRM_Con。

圖 7.8：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均 850hPa流線場、及 200hPa重力位高度場與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均 850hPa流線場，（b）（d）（f）為夏季平均 200hPa重力位高度場，（a）（b）為 Veg1_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg1_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg1_3－PRM_Con。

圖 7.9：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均 10m風場、及海平面氣壓場與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均 10m風場，（b）（d）（f）為夏季平均海平面氣壓場，（a）（b）為 Veg1_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg1_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg1_3－PRM_Con。

圖 7.10：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均垂直水氣傳送通量總和，控制組 PRM_Con 結果之比較，（a）Veg1_1，（b）Veg1_1－ PRM_Con，（c）Veg1_2，（d）Veg1_2－PRM_Con，（e）Veg1_3，（f）Veg1_3－PRM_Con。

圖 7.11：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均蒸發量，與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）Veg1_1，（b）Veg1_1－ PRM_Con，（c）Veg1_2，（d）Veg1_2－PRM_Con，（e）Veg1_3，（f）Veg1_3－PRM_Con。單位為 mm/day。

圖 7.12：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均水氣傳送量，與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）Veg1_1，（b）Veg1_1－ PRM_Con，（c）Veg1_2，（d）Veg1_2－PRM_Con，（e）Veg1_3，（f）Veg1_3－PRM_Con。單位為 mm/day。

圖 7.13：中南半島地表改變模擬實驗，PRM模擬降雨與 850hPa流線場之比較，（a）Veg1_1 6月模擬，（b）Veg1_2 6月模擬，（c）Veg1_3 6月模擬，（d）Veg1_1 7月模擬，（e）Veg1_2 7月模擬，（f）Veg1_3 7月模擬，（g）Veg1_1 8月模擬，（h）Veg1_2 8月模擬，（i）Veg1_3 8月模擬。

圖 7.14：中南半島地表改變模擬實驗，PRM模擬垂直水氣傳送總和與 PRM_con之比較（模擬組－控制組），（a）Veg1_1六月模擬，（b）Veg1_2六月模擬，（c）Veg1_3六月模擬，（d）Veg1_1七月模擬，（e）Veg1_2七月模擬，（f）Veg1_3 七月模擬，（g）Veg1_1 八月模擬，（h）Veg1_2八月模擬，（i）Veg1_3八月模擬。

圖 7.15：中南半島地表改變實驗 Veg1_1、Veg1_2及 Veg1_3模擬 1998年夏季

平均低層（地表上 9層）水氣傳送通量總和，控制組 PRM_Con結果之比較，（a）Veg1_1，（b）Veg1_1－ PRM_Con，（c）Veg1_2，（d）Veg1_2－PRM_Con，（e）Veg1_3，（f）Veg1_3－PRM_Con。

圖 7.16：針對中南半島地區進行經向與垂直的剖面（10~25 ﾟ N平均），各組模

擬的低層水氣通量與控制組之差值。（a）為 Veg1_1 － PRM_Con，（b）Veg1_2 － PRM_con，（ c）Veg1_3 － PRM_Con。（單位為0.01gm/s）。

圖 7.17：華南地區地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均降雨、850hPa 流線場及地表溫度之比較，（a）（c）（e）為夏季平均降雨與 850hPa流線場，（b）（d）（f）為夏季平均地表溫度，（a）（b）為 Veg2_1模擬結果，（c）（d）為 Veg2_2模擬結果，（e）（f）為 Veg2_3模擬結果。

圖 7.18：華南地區地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均降雨、及地表溫度與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均降雨，（b）（d）（f）為夏季平均地表溫度，（a）（b）為 Veg2_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg2_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg2_3－PRM_Con。

圖 7.19：華南地區地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均 850hPa流線場、及 200hPa重力位高度場與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均 850hPa流線場，（b）（d）（f）為夏季平均 200hPa重力位高度場，（a）（b）為 Veg2_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg2_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg2_3－PRM_Con。

圖 7.20：中南半島地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均 10m風場、及海平面氣壓場與控制組 PRM_Con結果之比較，（a）（c）（e）為夏季平均 10m風場，（b）（d）（f）為夏季平均海平面氣壓場，（a）（b）為 Veg2_1－PRM_Con，（c）（d）為 Veg2_2－PRM_Con，（e）（f）為 Veg2_3－PRM_Con。

圖 7.21：華南地區地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均垂直水氣傳送通量總和，控制組 PRM_Con 結果之比較，（a）Veg2_1，（b）Veg2_1－ PRM_Con，（c）Veg2_2，（d）Veg2_2－PRM_Con，（e）Veg2_3，（f）Veg2_3－PRM_Con。

圖 7.22：華南地區地表改變模擬實驗，PRM模擬降雨與 850hPa流線場之比較，

（a）Veg1_1 6月模擬，（b）Veg2_2 6月模擬，（c）Veg2_3 6月模擬，（d）Veg2_1 7月模擬，（e）Veg2_2 7月模擬，（f）Veg2_3 7月模擬，（g）Veg2_1 8月模擬，（h）Veg2_2 8月模擬，（i）Veg2_3 8月模擬。

圖 7.23：華南地區地表改變實驗 Veg2_1、Veg2_2及 Veg2_3模擬 1998年夏季

平均低層（地表上 9層）水氣傳送通量總和，控制組 PRM_Con結果之比較，（a）Veg2_1，（b）Veg2－ PRM_Con，（c）Veg2_2，（d）Veg2_2－PRM_Con，（e）Veg2_3，（f）Veg2_3－PRM_Con。

圖 7.24：針對華南地區進行經向與垂直的剖面（20~30 ﾟ N平均），各組模擬的

低層水氣通量與控制組之差值。（a）為 Veg2_1 － PRM_Con，（b）Veg2_2 － PRM_con，（ c） Veg2_3 － PRM_Con。（單位為0.01gm/s）。

圖 7.25：針對華南地區進行緯向與垂直的剖面（110~120 ﾟ E平均），各組模擬

的低層水氣通量與控制組之差值。（a）為 Veg2_1 － PRM_Con，（b）Veg2_2 － PRM_con，（ c）Veg2_3 － PRM_Con。（單位為0.01gm/s）。

圖 7.26：中南半島地表改變模擬，夏季平均水收支分析，（a）（d）（g）為降雨

量，（b）（e）（h）為蒸發量，（c）（f）（i）為水平所提供垂直的總量。（a）（b）（c）為 Veg1_1模擬結果，（d）（e）（f）為 Veg1_2模擬結果，（g）（h）（i）為 Veg1_3模擬結果。

圖 7.27：華南地區地表改變模擬，夏季平均水收支分析，（a）（d）（g）為降雨

量，（b）（e）（h）為蒸發量，（c）（f）（i）為水平所提供垂直的總量。（a）（b）（c）為 Veg2_1模擬結果，（d）（e）（f）為 Veg2_2模擬結果，（g）（h）（i）為 Veg2_3模擬結果。

圖7.28：Veg1_1實驗組（中南半島裸土）與控制組（PRM_Con）垂直溫度差值的

緯向分布十日平均圖，氣流線為Veg1_1實驗組的南北向垂直剖面氣流

線，陰影部分為二組模擬的溫度差，T1為6月9~6月18日，T2為6

月19日~6月28日⋯..T8為8月18日~8月27日。

圖7.29：Veg1_1實驗組（中南半島裸土）與控制組（PRM_Con）垂直溫度差值的

經向分布十日平均圖，氣流線為Veg1_1實驗組的東西向垂直剖面氣流

線，陰影部分為二組模擬的溫度差，T1為6月9~6月18日，T2為6

月19日~6月28日⋯..T8為8月18日~8月27日。

圖7.30：Veg1_2實驗組（中南半島森林）與控制組（PRM_Con）垂直溫度差值的

緯向分布十日平均圖，氣流線為Veg1_1實驗組的南北向垂直剖面氣流

線，陰影部分為二組模擬的溫度差，T1為6月9~6月18日，T2為6

月19日~6月28日⋯..T8為8月18日~8月27日。

圖7.31：Veg1_2實驗組（中南半島森林）與控制組（PRM_Con）垂直溫度差值的

經向分布十日平均圖，氣流線為Veg1_1實驗組的東西向垂直剖面氣流

線，陰影部分為二組模擬的溫度差，T1為6月9~6月18日，T2為6

月19日~6月28日⋯..T8為8月18日~8月27日。

圖7.32：中南半島與華南地區土地使用改變為裸土模擬實驗（Veg1_3和Veg2_3）

與土地使用改變為農田模擬實驗（Veg1_3和 Veg2_3）低層水氣通量的差異。

圖7.33：中南半島與華南地區土地使用改變為裸土模擬實驗（Veg1_3和Veg2_3）

與土地使用改變為農田模擬實驗（Veg1_3和 Veg2_3）垂直水氣通量的差異。

7.1、中南半島地表覆蓋改變實驗︰7.2、華南地區地表覆蓋改變實驗︰7.3、小結與討論