因冬季氣候平均之向西海平面氣壓梯度無法表現出低緯度地區，其向西海 平面氣壓梯度最大的區域，因此本研究使用日資料來計算冬季西伯利亞高壓及 阿留申低壓間每條緯度線上最大的向西海平面氣壓梯度之頻率，進而定義出A 區、B1 區與 B2 區。且發現 A 區冬季 850 hPa 經向風場有很明顯的年代際變 化；B1 區冬季 850 hPa 經向風場則在 1980 年代晚期，其北風突然減弱；在 B2 區的冬季850 hPa 北風則有長期的減弱趨勢。加上三區的 850 hPa 冬季經向風 場間的相關係數可知，影響此三區的年代際變化、突變與減弱趨勢可能來自不 同機制的影響。
表一：任兩區間冬季經向風場之相關係數
A A 1 B1 B1 0.177 1 B2 B2 0.214 0.862 1
圖3.1：1948年至2012年冬季氣候平均，等值線為850hPa經向風場（虛線為負值，為北風）， 顏色覆蓋處為緯向之海平面氣壓梯度（向西為紅色，向東為藍色）。黑框為42.5°至62.5°N，135° 至142.5°E，之後簡稱A區。
圖3.2：顏色覆蓋處為使用 1948 年至 2012 年冬季日平均資料計算出西伯利亞 高壓及阿留申低壓間每條緯度線（北緯20°至 70°）上最大的向西海平面氣壓 梯度之次數（經過九點平滑），等值線為1948 年至 2012 年冬季海平面氣壓場 氣候平均。
圖3.3：三個區域的冬季平均之 850hPa 經向風場，黑線、紅線與藍線分別為 區域A、B1 與 B2 經向風場之冬季平均，白（灰）區為北（南）風，細線為 年際變化，粗線則經過11 年之滑動平均。
第四章 東亞北部冬季季風年代際變化
Wu and Wang（2002）認為冬季的 AO 會影響西伯利亞高壓與東亞冬季季 風。因此，本研究先探討西伯利亞高壓與A 區低層經向風之關係。此區的冬季
由圖 4.2 可知，A 區的低層經向風場在年代際尺度上與西伯利亞高壓無明 關係，本研究計算（Gong et al. 2001）冬季西伯利亞高壓指數（Siberian high index；
北緯40°至 60°，東經 80°至 120°海平面氣壓場之平均）與 850hPa 經向風場間
而在上節圖 4.1 的討論中，發現 A 區 850 hPa 北風的年代際變化與 PDO 的 變化相當一致，但問題是在年代際變化中，PDO 是如何影響 A 區 850 hPa 的北 風的，將是本研究接下來要探討的問題。在年代際尺度上，PDO 是一個主要影 響太平洋氣候的現象。圖4.5a 與 b 分別為 1948 年到 1976 年（PDO 為負相位）
與 1977 年到 2006 年（PDO 為正相位）的冬季海平面氣壓場的氣候平均。當 PDO 處於負相位時，阿留申低壓中心位於國際換日線（International Date Line）
的西側。而當 PDO 轉為正相位後，阿留申低壓的位置卻跑到了國際換日線以
在傳統觀念上，當西伯利亞高壓與阿留申低壓間的向西氣壓梯度較強時， 驗證，PDO 與 ENSO（El Niño-Southern Oscillation）會加強 PNA（Pacific-North America）波列，而 PNA 是受到北太平洋到北美洲的駐波距平所影響，且 PNA
則會影響北太平洋的風暴路經與阿留申低壓，故阿留申低壓的與 PDO 有高度 相關。此外Minobe（1997）、Overland（1999）與 Nakamura et al.（2002）也認 為阿留申低壓的位置與PNA 及 PDO 有關。故 PNA、阿留申低壓的位置、A 區 向西海平面氣壓梯度、A 區 850 hPa 北風以及東亞冬季季風的年代際變化都會 受到PDO 所影響。
圖4.1：為各種變數經過 11 年滑動平均後的時間序列，由上而下分別為：紅 線為A 區之 850hPa 冬季經向風場，黑線為標準化後 A 區之緯向海平面氣壓 梯度，藍線則為PDO 指數。
圖4.2：陰影為A區緯向氣壓梯度與海平面氣壓場（均為11年之滑動平均）間的相關係數，而等值線為海平面氣壓 之氣候平均。
圖4.3：陰影為冬季西伯利亞高壓指數與850hPa經向風場間的相關係數，而等值線為850hPa冬季經向風場之氣候平 均。
圖4.4：陰影為冬季海平面氣壓場之變異量，而等值線為冬季海平面氣壓之氣候平均，單位為hPa。
圖4.5：a為1948年至1976年（PDO為負相位）海平面氣壓場之平均，b同a，但 為1977年至2006年（PDO為正相位）之平均。單位為hPa。
圖4.6：a為1977年至2006年平均減1948年至1976年平均的海平面氣壓場。單位 為hPa。顏色覆蓋處為通過95%信心度之處，b的陰影區為PDO指數與冬季海平 面氣壓的迴歸係數，等值線則為1948年至2012年之海平面氣壓場之平均。單 位為hPa。顏色覆蓋處為通過95%信心度之處。
。
第五章 東亞中部冬季季風突變
壓、阿留申低壓、東亞主槽以及高層西風噴流有關（Nakamura et al 2002；Jhun and Lee 2004），故應該更貼近低緯度地區來檢視其向西的海平面氣壓梯度。由圖 3.2 可知，B1 區的位置相當靠近東亞主槽。本研究將進一步瞭解 B1 區的850 hPa 北風與東亞主槽間的關係。圖 5.1 為冬季 B1 區 850 hPa 經向風對 500hPa 重力位高度場之相關係數，可以發現其相關係數在東亞主槽所在的位置
相當高，故 B1 區 850 hPa 經向風與東亞主槽的關係是很好的，當東亞主槽位 置的500hPa 重力位高度場減少時，東亞主槽加深，此時 B1 區的 850 hPa 北風 則會變強。故接下來本研究將分析東亞主槽是否同樣在1980 年代晚期有突變
圖3.3 顯示 B1 區的 850 hPa 北風在 1980 年後期突然變弱，而圖 5.1 也說 明了東亞主槽與B1 區的 850 hPa 北風有相當好的正相關。而 Gao（2007）認為 東亞主槽指數（East Asian trough index）在 1980 年代晚期有所轉變。故本研究 使用Sun and Sun（1995）所定義之東亞主槽指數來檢視東亞主槽是否跟 B1 區
（Thompson and Wallace, 1998；Overland et al., 2002；Jhun and Lee, 2004；
Rodionov, 2005）。AO 指數為將北半球北緯 20°以北的 1000 hPa 重力位高度場 作經驗正交函數分析後所得的第一主成份之時間序列（Thompson and Wallace, 1998），當AO 轉為正相位時，北半球極區的海平面氣壓下降，而中緯度的海平 面氣壓則上升且其西風增強（Walsh et al., 1996），這會使得極區的冷空氣不易 往南流，而造成中緯度地區的增暖（Thompson et al., 2000；Thompson and Wallace,
2000）。而過去的研究也發現，當 AO 為正相位時，東亞冬季季風較弱（Gong, 2001；Jeong and Ho, 2005），而此時西伯利亞高壓、阿留申低壓與東亞主槽也都 有減弱之情況（Wu and Wang, 2002；Jhun and Lee, 2004）。
在許多前人的研究中指出，在1980 年代晚期之後，AO 指數突然增加且持 續維持正值（Thompson and Wallace, 1998；Overland et al., 2002；Rodionov, 2005）。 當AO 為正值時，極渦的風速增強，使得北極區的冷空氣不易流至中緯度地區，
進而使中緯度地區的溫度較高。而Gong et al. （2001）與 Wu and Wang（2002）
在其研究中指出，AO 是透過影響東亞主槽及中高緯度的行星波，進而改變東 亞冬季季風的強度，導致東亞沿岸溫度改變。為了進一步討論 AO 是否與 B1 區北風及東亞主槽減弱有關，圖5.3 為 AO 指數時間序列，由圖得知，其 11 年 的滑動平均線在1980 年代中晚期之後皆為持在正值。而再使用 Rodionov（2004）
的連續演算法分析後，也發現 AO 指數在 1986 年有著明顯增加的突變點。Lo and Hsu（2010）認為東亞的冬季地表溫度也在 1980 年代晚期突然增暖，圖 5.4 為B1 區的地表溫度平均的時間序列。可以發現 B1 區的地表溫度也在 1985/86
而 AO 為何在 1987 年後持續地維持正相位，以及與東亞冬季季風的關係 為何？ Lo and Hsu（2010）與羅（2010）的研究指出，由於北大西洋（30°-50°N）
海平面溫度在 1986 年後增加，而使得當地大氣底層產生能量，而由駐波活動 通量分析可知，能量由大氣底層傳至高層後，在經由向背移動的噴流傳至歐亞 大陸，而這樣的能量造成北大西洋震盪（North Atlantic Oscillation; NAO）持續 為正相位。且此時因PDO 處於正相位，故 PDO 與北半球溫度相關性變差。另 一方面，因北大西洋震盪（North Atlantic Oscillation；NAO）的正相位提供了向 高層傳遞的駐波活動通量，進而加強了原本向東傳遞的駐波活動通量，而讓能 量能順著噴流進入東亞，而使得東亞溫度上升。故也使得東亞中層大氣增厚，
而使得東亞主槽減弱，進一步使得 B1 區的低層北風減弱。而 Thompson and Wallace（1998）在其研究中指出，AO 在北大西洋的結構與 NAO 非常相似，
NAO 的變化就是 AO 變化的一部分。
圖5.1：陰影為冬季B1區南北風對500hPa重力位高度場之相關係數，而等值線為500hPa重力位高度場冬 季氣候平均。白虛線則為東亞主槽所在位置。
圖5.2：東亞主槽指數的冬季時間序列，單位為公尺。細線均為年際變化，粗 線為11 年之滑動平均，灰線則為其時間序列之平均值。
圖5.3：同圖 5.2，但為 AO 指數。
圖5.4：同圖 5.2，但為 B1 區的地表溫度平均，單位為攝氏。
圖5.5：陰影為冬季500hPa重力位高度場與AO指數間的相關係數（均先處理為11年之滑動平 均再計算其相關係數），等值線則為冬季500hPa重力位高度場之氣候平均。
圖5.6：同圖5.5，但為冬季850hPa經向風場與AO指數間的相關係數，等值線則為冬季 850hPa經向風場之氣候平均。
圖5.7：同圖5.5，但為冬季地表溫度與AO指數間的相關係數，等值線則為冬季地表溫度之氣候 平均。
第六章 東亞南部冬季季風減弱趨勢
置較為靠近熱帶，且Wang and Zhang（2002）曾提出，當聖嬰發生時，產生在 菲律賓海的反氣旋式環流距平，會使得東亞冬季季風減弱。而Hung et al.（2004）指出當PDO 處於正相位時，春季時菲律賓海會產生低層的反氣旋式環流距平，
這會在臺灣東部產生西南風距平進而增加臺灣北部的春季降水，此反氣旋式環 流距平在春季會產生西南風距平且減弱北風。
由前人的研究可知，B2 區的冬季低層經向風場變化可能是被 PDO 與全球
Wang and Zhang, 2002; Lau and Nath, 2003; Chou, 2004）。因此，當PDO處於正
（負）相位時，此時赤道東太平洋的海溫較暖（冷），而讓冬季的菲律賓產生一 反氣旋式（氣旋式）環流距平，而讓南中國海與B2區的冬季850 hPa北風變弱
（強）。
6.2 東亞南部冬季季風環流改變
在上一節本研究將對 B2 區低層北風影響的因素分拆為全球暖化的貢獻與
上，B2 區當年幾乎都是吹北風（1959 年例外）。且由圖 3.3 與圖 6.9 可知，在
由圖 6.12 可以發現，使得 B2 區冬季低層吹南風的反氣旋式環流距平，其
此章探討了位於東亞沿岸低緯度地區的 B2 區，其 850 hPa 北風風場的年 代際變化與減弱趨勢，因Wang and Zhang（2002）曾提出，菲律賓海會在當聖 嬰發生時，產生反氣旋式環流距平，這會使得東亞冬季季風減弱。而Hung et al. 會變得較淺且北移。而Hori and Ueda（2006）與 Hu et al.（2000）也使用海氣
此章探討了位於東亞沿岸低緯度地區的 B2 區，其 850 hPa 北風風場的年 代際變化與減弱趨勢，因Wang and Zhang（2002）曾提出，菲律賓海會在當聖 嬰發生時，產生反氣旋式環流距平，這會使得東亞冬季季風減弱。而Hung et al. 會變得較淺且北移。而Hori and Ueda（2006）與 Hu et al.（2000）也使用海氣