1.1 文獻回顧
亞洲季風區，一般認為包含了南亞季風區以及東亞季風區，而對於大部分 的亞洲季風區，例如南亞，其夏季被歸類為雨季；相對地，冬季則被歸類為乾 季（Webster et al., 1998；Chang, 2004）。東亞，一個位於歐亞大陸與太平洋交界 的區域，因處於全球最大洋與陸塊交界處，其冬季與夏季，分別受到大範圍亞 洲低層反氣旋與氣旋季風環流所影響，而其夏季（冬季）也有潮濕（乾燥）且 溫暖（寒冷）的季節特徵。在先前許多關於東亞冬季季風（East Asian Winter Monsoon；EAWM）的研究中，從年際到年代際時間尺度都被廣泛的討論（Zhang et al., 1997；Nakamura et al., 2002；Chang, 2004）。這些研究中大多使用最大風 速結合寒潮來描述東亞冬季季風的特徵；而沿東亞邊緣的緯向風和氣壓梯度，
與西伯利亞高壓（Siberian high）和阿留申低壓間（Aleutian low）的槽有關，而 此關係通常可用來檢視東亞冬季季風的變異性。在冬季，東亞地區處於寒冷且 弱降水的季節（Webster et al., 1998；Chang, 2004）。東亞冬季季風是全球活躍 的氣候系統之一，其氣候表徵包含了低層的西伯利亞高壓（圖1.1a）、阿留申低 壓（圖 1.1a）、東亞沿岸的低層北風（圖 1.1b）、中層的東亞主槽（East Asian trough；（圖 1.2a）、以及位於日本南方高層西風噴流（Upper-level westerly Jet；
（圖1.2b）（Lau and Li, 1984；Jhun and Lee, 2004）。
關於這些東亞冬季季風中子系統的變化，Gong et al.（2001）定義西伯利亞 高壓指數（Siberian high index；SHI）來估計其強度，他們發現在 1970 年代中 期後，西伯利亞高壓減弱，而伴隨著此氣壓的減弱，西伯利亞的氣溫也逐漸上 升（Shi 1996；Gong and Wang 1999; Kang et al., 2006）。另一方面，Hong et al.
（2008）發現寒潮發生的頻率與西伯利亞高壓的強度有關。而關於阿留申低壓 的研究，Minobe（1997）、Overland（1999）與 Nakamura et al.（2002）發現阿 留申低壓在 1976/77 年後加深，他們推測其現象與太平洋年代際震盪（Pacific Decadal Oscillation；PDO）有關。Cui and Sun（1999）指出，當東亞主槽加深 時，西伯利亞高壓、阿留申低壓以及東亞冬季季風皆增強，此外他們也發現東 亞主槽在1985 年後減弱。Mo et al.（1998）與 Chen and van den Dool（1999）
發現，高層的西風噴流在過去幾十年東移，這樣的現象也使得此噴流與其他的 兩個區域（北緯25°~40°，東經 120°~140°與北緯 10°~25°，東經 110°~130°）的 10 m 經向風場差異來定義東亞冬季季風指數。Jhun and Lee（2004）則用位於 27.5°~37.5°N, 110°~170°E 與 50°~60°N，80°~140°E 的 300 hPa 緯向風場的差異 來描述東亞冬季季風的強度。此外Jhun and Lee（2004）認為當高層西風噴流、
東亞主槽、西伯利亞高壓以及阿留申低壓減弱時，東亞冬季季風也減弱。
此外也有許多學者分析東亞冬季季風與其他氣候系統的關係，Wang and Zhang（2002）指出，聖嬰（El Niño）年的冬季，聖嬰會在菲律賓海產生一低 層反氣旋式環流，而使得東亞冬季季風減弱。而Gong（2001）也提到北極震盪
（Arctic Oscillation；AO）與東亞冬季季風之關係，當 AO 為正相位時東亞冬 季季風變弱。而與北極海冰的關係，Petoukhov and Semenov（2010）認為當北 極海冰濃度降低時，歐亞大陸會有冷溫度距平。而Wu et al.（2011）認為此時
位於歐亞大陸上的西伯利亞高壓則會增強。而在北太平洋的阿留申低壓，Li and Wang（2013）則指出，當白令海峽的海冰增加時，阿留申低壓的西半部則會增 強。
年代際尺度變化的現象，以PDO最為學界所熟知，PDO為將太平洋20°N以 北的海平面溫度（Sea Surface Temperature；SST）作經驗正交函數（Empirical Orthogonal Function；EOF）分析後所得的第一主成份，其為50-70年週期的年代
（Venrick et al., 1987；Nitta and Yamada, 1989；Trenberth, 1990；Tanimoto et al., 1993；Hurrell, 1994；Miller et al., 1994；Graham, 1995；Mantua et al., 1997；An and Wang, 2000；Seager et al., 2001；Giese et al. 2002；McPhaden and Zhang, 2002；
Wu and Wang, 2002；Trenberth and Vecchi et al., 2006）。
PDO所帶來的影響，不僅侷限於太平洋上，環太平洋陸地上的降水、溫度 與環流都明顯的改變，Mantua and Hare（2002）就指出，當PDO處於正相位時，
阿拉斯加與加拿大西岸的冬季溫度較溫暖，但墨西哥與北美洲東南部的溫度卻 偏冷，而在降水方面，墨西哥與與北美洲東南部在PDO為正相位時偏多，而加 拿大與西伯利亞的雨量則偏少。此外，白令海峽的海冰則在1977年後減少
（Niebauer 1998）。而PDO對東亞地區的影響方面，Chang et al.（2000）認為太 平洋海表面溫度的高低會影響太平洋副熱帶高壓的強弱，而進一步影響華南梅 雨季的降水以及華南與長江梅雨的相互關係。而關於PDO與西北太平洋的颱風
關係，Gong and Ho（2002）發現在1976/77年後，太平洋副熱帶高壓在北半球 夏季西伸的位置明顯改變，使得西北太平洋颱風的路徑產生變化，而通過臺灣 東方海面的颱風明顯減少（Ho et al., 2004）。而對於印度洋的影響，當PDO處 於正相位時，南亞夏季季風的降水減少，而印度地區的夏季溫度升高（Krishnan and Sugi, 2003）。
而氣候突變（abrupt change or regime shift）是指一個氣候平均狀態轉變為 另一個平均狀態，且轉變過程的時間遠小於維持平均狀態的時間（Minobe, 1997；
Yasunaka et al., 2002），由過去的研究可以歸納出，氣候突變的發生可分為兩種 情形，一種為週期性的震盪轉換，即大氣環流狀態在自然存在的震盪中於特定 時間做相位轉換，而再經過一段時間後又會回復至原相位，另一種則為單一突 變事件，大氣環流在突變後的狀態與先前不同且改變的時間較無週期性，且不 同於震盪現象會回復至原本的狀態。過去有許多學者已經發現了多種氣候突變 的事件，例如Minobe（1997）使用 EOF 來分析北美樹木年輪資料後發現 1920 年代與1940 年代的突變，且認為此兩次突變與 PDO 的相位轉換有關。而 1950 年代初期，東亞地區的溫度突然下降但東亞沿岸的溫度與海溫卻突然增暖（羅，
2004；Lo and Hsu, 2008）。此外，1990 年代中期，位於北大西洋的海表面溫度 與颶風個數突然增加，（Goldenberg et al., 2001）認為此突變現象與北大西洋多 重年代際震盪（Atlantic Multidecadal Oscillation；AMO）的相位轉換有關，因 AMO 轉為正相位而使得北大西洋海表面溫度增加。
而討論到 1980 年代晚期的突變，Walsh et al.（1996）使用極區的浮標資料
（buoy data），發現北半球極區的海平面氣壓在 1987 年後突然下降，中緯度地 區的海平面氣壓反而上升。Comiso（2003）也發現在 1987 年後，極區的氣溫 較先前偏暖。而同時鄂霍次克海的海冰減少以及海平面溫度上升（Tachibana et al., 2002）。而在其他地區，俄羅斯的溫度也在 1980 年代晚期之後溫度突然增
加（Shmakin et al., 2006）。Watanabe and Nitta（1999）指出東亞地區的溫度在 1980 年代晚期之後突然增加且冰雪量也減少。Tian et al.（2004，2008）發現在 1980 年代晚期之後，西北太平洋的黑潮（Kuroshio）及其附近海域的海平面溫 度突然增加，黑潮的流速也有所增加，進而使得日本海域附近的針魚數量增加。
此外，Nakamura et al.（2002）提到西北太平洋的熱通量（heat flux），其年際變 化的最強變異性發生在北半球冬季的中期，而其變異性經過EOF 處理後，其第 一個模態（mode）可抓到風暴路徑的年代際活動趨勢，而西北太平洋冬季的風 暴活動（storm track activity）在 1987 年後突然增強，進而發現東亞冬季季風環 流在1980 年代減弱。
此外，在氣候變遷（Climate Change）的議題上，全球暖化（Global warming）
對於氣候變遷的影響一直是學界熱烈討論的議題，政府間氣候變遷專門委員會
（Intergovernmental Panel on Climate Change；IPCC）在第四次評估報告（Forth Assessment Report；AR4）中提到，在 1906 年到 2005 年間，全球地表的平均 溫度大約上升了0.74℃，而 1956 年至 2005 年的全球溫度增加速度幾乎是 1906 資料分析，發現在過去20 幾年間，哈德里胞（Hadley cell）在向南北兩極擴張。
而在東西向的沃克環流（Walker circulation）則是減弱的（Vecchi and Soden, 2007）。 而Lu et al.（2007）進一步利用 IPCCAR4 所使用的模式資料來進行分析，進而 發現在全球暖化的情境下，哈德里胞在未來會持續向兩極擴張。
太平洋經向模（Pacific Meridional Mode；PMM）為一個存在於副熱帶東太 平洋的海氣耦合現象（Chiang and Vimont, 2004），其現象存在於海表面溫度以 及近地面風場；而風的變動來自於溫帶的大氣變化，例如北太平洋震盪（North Pacific Oscillation；NPO）所帶來風的改變，而導致副熱帶太平洋的海表面溫度 透過風所影響的蒸發量而改變，此過程稱為風-蒸發-海表面溫度反饋機制
（wind-evaporation-SST feedback mechanism；Xie and Philander, 1994），此海氣 交互作用使得從下加州（Baja California）延伸到赤道中太平洋出現近地面風與 海表面溫度的距平，而PMM 可從北半球冬季中緯度大氣變化最劇烈時開始發 展，透過季節性的足跡機制（seasonal footprinting mechanism；Vimont et al., 2001；
2003）一直發展至春季，並在接下來的季節引發 El Niño 事件（e.g., Anderson, 2003；Chiang and Vimont, 2004；Alexander et al., 2006, 2010）。
而在最近的研究中，PMM 及其季節性足跡機制被用來解釋中太平洋聖嬰 現象（Central-Pacific El Niño；CP El Niño；Yu and Kao, 2007；Kao and Yu, 2009）
的生成機制。傳統的東太平洋聖嬰（Eastern-Pacific El Niño；EP El Niño）的暖 海溫距平從南美洲海岸向西延伸，且其動力機制來自於溫躍層（thermocline）
的變化，但CP El Niño 的暖海溫距平卻是發生在國際換日線附近且與溫帶大氣 的變化有關（Yu et al., 2011；Yu and Kim, 2011；Kim et al., 2012；Yu et al., 2012）。 溫帶大氣的擾動透過 PMM 及季節性足跡機制來影響赤道中太平洋。而在 CP El Niño 的年代際變化上，許多研究認為最近幾十年 CP El Niño 發生的越來越 頻繁（Ashok et al., 2007；Kao and Yu, 2009；Kug et al., 2009；Lee and McPhaden, 2010），在此觀點下也可合理的提出 PMM 或許也有年代際的變化以及影響其 變化的機制，例如PDO 或是 AMO。
1.2 研究動機
高（2008）由彭佳嶼的冬季風場時間序列發現，其北風在 1980 年代開始 減弱，使得從南海傳送至中國華南的低層水汽增加，而提供往東移動的鋒面更 多水汽來發展其雲雨帶，進一步使得中國華南地區與臺灣北部平地地區的冬季 降水增加。而許多前人研究也都發現了東亞冬季季風的減弱（Nakamura et al., 2002；Jhun and Lee 2004）。但是在過去的研究中，許多關於東亞冬季季風的研 究都使用單一季風指數來定義東亞冬季季風的強度，而後使用季風指數來檢視