國立中山大學海洋資源研究所碩士論文

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國立中山大學海洋資源研究所碩士論文

聖嬰現象對台灣附近海域海氣象影響之研究

ENSO effects on marine meteorology of adjacent waters surrounding Taiwan

研究生：黃玉華撰指導教授：曾若玄

中華民國 94 年 7 月

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摘要

本研究使用 1996 至 2002 年期間 COADS（Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set）Long Marine Report Fixed Length Format（LMRF）之船測資料，分析台灣附近海域之海氣象受

1997/1998 ENSO 事件的影響。研究指出，此研究區域的海表面溫度、

風場及熱通量主要為年變化，冬季溫度低，吹東北風，風速較大，淨熱通量主要為負值；夏季溫度高，吹西南風，風速較小，淨熱通量主要為正值。根據海表面溫度距平值（Sea Surface Temperature Anomaly ，SSTA）變化可看出此海域的海表面溫度變化較 NINO3.4 區的 SSTA 延遲約 10 個月，1997 年至 1998 年冬季海表面溫度較其相對應的季候平均值為高，夏季海表面溫度則較其季候平均值低。由風場之風速距平值（wind anomaly）變化可看出此海域的風場變動與南方震盪指標（Southern Oscillation Index ， SOI）發生異常的時間一致，且 1997-1998 年的聖嬰事件，造成此段期間的季風減弱，減弱的情形冬季較夏季明顯。從海表面潛熱通量距平值與 NINO3.4 區的外逸長波幅射通量距平值（OUTGOING LONGWAVE RADIATION ANOMALY, OLRA）比較，亦可發現研究區域之熱通量異常較 NINO3.4 區延遲約 4-5 個月，且於 1997/1998 聖嬰期間潛熱通量值也異常的變小，相對的

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也就影響到海洋的淨熱通量? 。綜合風場、溫度場及潛熱通量的變化，可以發現研究區域在 1997/1998 聖嬰期間冬季風速變小，使得海表面溫度較高，潛熱通量交換量變小；1998/1999 及 1999/2000 年反聖嬰期間冬季風速變大，使得海表面溫度較低，潛熱通量交換量變大。此外，在黑潮流經的區域因水溫較高的關係，造成較大的比濕差值，使得海表面的潛熱通量交換量相對的較其他區域大。除了海表面風速影響潛熱通量的交換量外，在海表面溫度低的冬季，比濕差值亦為影響潛熱通量的主要因素。

關鍵字：熱通量、聖嬰現象、ENSO

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Abstract

In this study, the COADS（Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set）Long Marine Report Fixed Length Format（LMRF） data from 1996 to 2002 are used to investigate the seasonal

variations of the sea surface temperature （SST）、sea surface wind and sea surface heat flux and their relationship with the 1997/1998 ENSO event in the oceans surrounding Taiwan. It is found that the SST、wind and heat flux variations in this area are mainly annual. In winters when the northeasterly wind prevails , the SST is low and the net heat flux has negative values. In summers the opposite is t rue. The SST anomaly (SSTA) of the studied area lags behind that of the NINO 3.4 area for about 10 months. The wind anomaly of the studied area is of the same phase with the Southern Oscillation index. The surface latent heat flux of the studied area lags behind the outgoing longwave radiation anomaly of the NINO 3.4 area for about 4~5 months. Wind speed during the 1997/1998 winter and summer is weaker than that of the climatological value, while the S ST is lower in winter and higher in summer. The latent heat flux is

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lower during the 1997/1998 ENSO episode. It is concluded that the ENSO event significantly affects the wind patterns of this area,and as a result the SST and heat flux also change. Finally, in the oceans east of Taiwan where Kuroshio traverses through, the latent heat flux is markedly higher than that of o ther areas due to the higher values of SST and air-sea humidity difference.

Both the wind speed and the air-sea humidity difference are important factors affecting the latent heat flux especially during the winters when the SST is lower.

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謝誌

此篇論文得以完成首先要感謝的就是我的指導教授曾若玄博士，因為老師耐心與寬容的指導，使得原本學習環境工程領域的我開始對海洋物理學的領域有了更深的了解，在知識領域上增長不少智識，並且在研究過程中遭愈困難與疑惑時，老師都會不厭其煩的一而再再而三的與學生討論，給學生指導與建議，才使得本論文得以完成，在此我謹獻上最崇高的敬意與感謝。

此外，要感謝海洋物理所王玉懷老師及陳冠宇老師，謝謝兩位老師在我的論文研究當中，給我許多啟發式的建議及相關的指導，

讓學生的論文能更加的完善，也使學生獲益良多。

還有一直在生活上呵護我們的可愛的師母，以及這群陪伴我依同走過碩士班階段的同窗，學長沈勇廷在學業的指導及建議，讓我受益良多。學長唐川禾、學姊楊宛華、學長蔡致維、學弟陳育村常在我遭遇挫折與沮喪時，適時的給我鼓勵與肯定，幫我度過了無數的低潮期，這些互相扶持的日子，我會永遠珍惜不會忘記的。

最後，我最最要感謝的是我的家人們，爸爸謝謝你對我無止盡的付出與栽培，媽媽謝謝你總是給我最大的關懷，謝謝殊豪無論何時總是給予我支持的力量，因為有你們，我才有無限的動力向前。謝謝！

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圖目錄

圖 1.台灣附近海域地理位置及等深線圖 ---46

圖 2.NINO1.2.3.4 區 ---47

圖 3.各種指標指數 ---47

圖 4.品管步驟後統計之資料筆數（每年每月） ---48

圖 5.每 1°×1°之資料筆數---48

圖 6.研究區域分區圖 ---49

圖 7.研究區域之 1996-2002 海表面各月平均溫度空間分布圖 ---50

圖 8.東海之（a）每年的海表面月平均溫時間序列（b）長期的海表面月平均溫（c）海表面平均溫度距平值與 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值比較；（d）同（c），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（e）同（d），但 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值延遲 10 個月。 ---52

圖 9.台灣海峽之（a）每年的海表面月平均溫時間序列（b）長期的海表面月平均溫（c）海表面平均溫度距平值與 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值比較；（d）同（c），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（e）同（d），但 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值延遲 10 個月。 ---54

圖 10.台灣東部海域之（a）每年的海表面月平均溫時間序列（b）長期的海表面月平均溫（c）海表面平均溫度距平值與 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值比較；（d）同（c），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（e）同（d），但 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值延遲 10 個月。---56

圖 11.呂宋海峽之（a）每年的海表面月平均溫時間序列（b）長期的海表面月平均溫（c）海表面平均溫度距平值與 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值比較；（d）同（c），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（e）同（d），但 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值延遲 10 個月。---58

圖 12.研究區域之（a）每年的海表面月平均溫時間序列，（b）長期的海表面月平均溫---60

圖 13.研究區域之（a）海表面平均溫度距平值；（b）同（a），但與 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值比較；（b），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 NINO3.4 區之海表面平均溫度距平值延遲 10 個月。---61

圖 14.台灣海峽之（a）冬季海表面平均溫度；（b）夏季海表面平均溫度 ---63

圖 15. 研究區域之 1996-2002 海表面各月平均風速空間分布圖---64

圖 16.東海之（a）長期的海表面月平均風速（b）海表面月平均風速距平值（實線）與 NINO3.4 區之 SOI 值（虛線）比較；（c）同（b），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 SOI 值（虛線）延遲 3 個月。 ---66 圖 17. 台灣海峽之（a）長期的海表面月平均風速（b）海表面月平均風速

距平值（實線）與 NINO3.4 區之 SOI 值（虛線）比較；（c）同（b），

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但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 SOI 值（虛線）延遲 3 個月。---67 圖 18.台灣東部海域之（a）長期的海表面月平均風速（b）海表面月平均風

速距平值（實線）與 NINO3.4 區之 SOI 值（虛線）比較；（c）同（b），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 SOI 值（虛線）延遲 3 個月。---68 圖 19.呂宋海峽之（a）長期的海表面月平均風速（b）海表面月平均風速距

平值（實線）與 NINO3.4 區之 SOI 值（虛線）比較；（c）同（b），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 SOI 值（虛線）延遲 3 個月。---69 圖 20.研究區域之（a）長期的海表面月平均風速（b）海表面月平均風速距

平值（實線）與 NINO3.4 區之 SOI 值（虛線）比較；（c）同（b），但海表面平均溫度距平值經五個月之滑動平均；（d）同（c），但 SOI 值（虛線）延遲 3 個月。---70 圖 21.研究區域之 1996-2002 海表面各月平均淨熱通量空間分布圖 ---71 圖 22.研究區域之 1996-2002 海表面各月平均潛熱通量空間分布圖 ---73 圖 23.東海之（a）長期的海表面各熱通量月平均值（b）海表面潛熱通量月

平均距平值（c）海表面潛熱通量月平均距平值經五個月滑動平均（實線）與 OLRA 值（虛線）比較；（d）同（c），但 OLRA 值（虛線）延遲 4 個月。---75 圖 24.台灣海峽之（a）長期的海表面各熱通量月平均值（b）海表面潛熱通

量月平均距平值（c）海表面潛熱通量月平均距平值經五個月滑動平均（實線）與 OLRA 值（虛線）比較；（d）同（c），但 OLRA 值（虛線）延遲 4 個月。---77 圖 25.台灣東部海域之（a）長期的海表面各熱通量月平均值（b）海表面潛

熱通量月平均距平值（c）海表面潛熱通量月平均距平值經五個月滑動平均（實線）與 OLRA 值（虛線）比較；（d）同（c），但 OLRA 值

（虛線）延遲 4 個月。---79 圖 26.呂宋海峽之（a）長期的海表面各熱通量月平均值（b）海表面潛熱通

量月平均距平值（c）海表面潛熱通量月平均距平值經五個月滑動平均（實線）與 OLRA 值（虛線）比較；（d）同（c），但 OLRA 值（虛線）延遲 4 個月。---81 圖 27.研究區域之（a）長期的海表面各熱通量月平均值（b）海表面潛熱通

量月平均距平值（c）海表面潛熱通量月平均距平值經五個月滑動平均（實線）與 OLRA 值（虛線）比較；（d）同（c），但 OLRA 值（虛線）延遲 4 個月。---83 圖 28.研究區域特定月份之風速距平值空間分佈（a）1997 年 6 月；（b）1997

年 7 月；（c）1997 年 9 月；（d）1997 年 11 月；（e）1998 年 2 月；（f）

1998 年 4 月；（g）1998 年 6 月；（h）1998 年 7 月 ---85 圖 29.研究區域特定月份之海表面溫度距平值空間分佈（a）1997 年 6 月；

（b）1997 年 7 月；（c）1997 年 9 月；（d）1997 年 11 月；（e）1998 年 2 月；（f）1998 年 4 月；（g）1998 年 6 月；（h）1998 年 7 月 ----87 圖 30.研究區域特定月份之海表面潛熱通量距平值空間分佈（a）1997 年 6

月；（b）1997 年 7 月；（c）1997 年 9 月；（d）1997 年 11 月；（e）

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1998 年 2 月；（f）1998 年 4 月；（g）1998 年 6 月；（h）1998 年 7 月---89 圖 31.台灣海峽與台灣東部海域（a）海表面潛熱通量長期月平均；（b）海

表面風速之長期月平均（c）海表面比濕差值之長期月平均；（d）海表面溫度之長期月平均。---91 圖 32.研究區域之海表面各月風速距平值（a）1997 至 1998；（b）1999 至

2000---93 圖 33.研究區域之海表面各熱通量距平值（a）1997 至 1998；（b）1999 至

2000---94 圖 34.研究區域之海表面各熱通量（a）年平均值；（b）跨年平均值（前ㄧ

年 6 月至當年 5 月）---95 圖 35.研究區域冬季（a）海表面溫度平均值；（b）海表面風速平均值；（c）

海表面淨熱通量平均值；（d）海表面潛熱通量平均值（橫實線為總平均值）---96 圖 36.研究區域夏季（a）海表面溫度平均值；（b）海表面風速平均值；（c）

海表面淨熱通量平均值；（d）海表面潛熱通量平均值（橫實線為總平均值）---97

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表目錄

表 1.公式（5）-（8）各參數符號意義/單位表 ---98

表 2.Nino3.4 區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值---99

表 3.Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速異常值之相關係數值---100

表 4.Nino3.4 區 OLRA 延遲月份與各區? 熱通量差異值之相關係數值---101

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一、前言

臺灣位處於西北太平洋邊陲（圖 1 為台灣附近海域地理位置及等深線圖），其周圍海域包含了西側的台灣海峽、南方的呂宋海峽、

南海以及北方的東海。東海及南海為西太平洋重要的邊緣海，台灣海峽為連接東海及南海的主要通道，北方連接東海（East China Sea,ECS），有由大陸沿岸南下的大陸沿岸水；南方則連接了南海

（South China Sea,SCS），有部分黑潮水沿澎湖水道流經台灣海峽進入東海，或流經呂宋海峽進入台灣東部海域。因此台灣附近海域受到南海水、黑潮與黑潮支流與大陸沿岸水的影響，加上冬、夏季的季風及地形的影響，造成台灣附近海域的水文特性呈現不同的季節變化。

海洋除了潮汐運動是受萬有引力以及天體運動所牽引外，海洋的其他運動皆受太陽輻射熱直接或間接影響所引起，熱帶海洋正是大氣運動能量的主要發源地，而赤道太平洋為存在於熱帶大氣加熱區最強的ㄧ個。赤道太平洋終年保持著高水溫，是大氣和海洋的ㄧ個巨大的熱庫。大氣和海洋環流系統是透過海氣的熱力與動力交互作用而來，海洋輸送給大氣的潛熱、顯熱，是影響氣候變化的主要因素；另一方面，大氣作用在洋面上的應力則為海洋環流的主要動力。

聖嬰（El Nino，簡稱 EN）及南方震盪（Southern Oscillation，

簡稱 SO）則為海洋與大氣互相影響之下的產物。在ㄧ般情況下，乾

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空氣在冷海洋面（東太平洋）下沉，然後沿著赤道往西回流成為信風的ㄧ部分，當信風到達西太平洋時，因為受到暖洋面之影響而變得潮濕不穩定，此潮濕不穩定的空氣隨後上升至高對流層而形成一個東西向封閉的「沃克環流（Walker circulation）」。在聖嬰現象發生時，

原位於西太平洋的暖海水東移到東太平洋地區，主要對流雲和上升運動區也由西太平洋東移到中太平洋附近，減弱了東西向沃克環流的強度，在西太平洋地區，地面風向甚至會轉為西風。東太平洋海溫上升，

伴隨著大量的水氣受熱上升，經由對流形成雲後降雨，促使原本位於西太平洋區的暴雨區東移至大洋洲一帶，再加上貿易風減弱，洋流也因此缺乏驅動力，於是溫暖海水反向，由西太平洋流向東太平洋，最後影響全球的氣候。一般，將赤道太平洋海溫大幅提高的現象稱為 El Nino（EN），而大溪地（代表東太平洋）及澳洲達爾文（代表西太平洋）的氣壓差異變化稱為 Southern Oscillation（SO）。60 年代末，

Bjerknes 首次將 El Nino 現象與 Southern Oscillation 聯繫起來，

指出 El Nino 的發生與沃克環流減弱有關。由於當 EN 現象出現時，

SO 指數則發生負距平現象（Quinn,1974），故近來學界將這兩種現象作為一種現象看待，通稱為 El Nino/Southern Oscillation，簡稱 ENSO。

因此，大氣與海洋的互動，可說是構成 ENSO 的最佳組合。

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因 ENSO 事件最主要發生區域是在中、東赤道太平洋，根據美國氣象預報中心 CPC（Climate Prediction Center），將 ENSO 發生區域分為四個指標區（圖 2 為 Nino 1+2、3、4 區相關位置圖），分別為 Nino 1+2 (0-10S)(90W-80W) 、Nino 3 (5N-5S)(150W-90W)、

Nino3.4(5N-5S)(170-120W)、 Nino 4 (5N-5S)(160E-150W)。

Trenberth（1997）曾指出，一個清楚的聖嬰事件只標需要有三項規範條件：一、異常海溫的認定區域；二、海溫的異常幅度；三、異常海溫的持續程度。Trenberth 認為在區域的認定上，Nino3.4 區指標比過去慣用的 Nino 3 指標更為合適，因為 Nino3.4 區指標涵蓋了較多往西的範圍，而在這些區域海氣交互作用甚為活躍，對聖嬰發展過程具重要意義。在海溫的異常幅度方面，Trenberth 建議的距平閾值為 0.4℃，至於持續程度則為 5 個月滑動平均的海溫距平須滿足閾值要求至少 6 個月（盧,2000）。故本篇以 Nino3.4 區的 SSTA（Sea Surface Temperature Anomaly）值，作為比較本研究區 SSTA 之參考指標。

風，是驅使海水運動的重要因素。台灣位處於東亞季風區，此處風場主要受到季風支配，夏季為西南風，冬季則為東北風，在這兩個季節的風也最明顯最大。Hong et al.（2001）使用 1950-1998 年日本氣象廳資料庫中，利用船測、浮球等實測海表溫資料，研究日本海的海表溫與聖嬰現象的關係，發現聖嬰年夏季的海表溫較前ㄧ年夏

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季為低，稱為冷夏（cold summer）；反之，聖嬰年冬季海表溫則較前ㄧ年冬季為高，稱之為暖冬（warm winter），反聖嬰年的情況則恰好相反。Pan et al.（2003）則利用經驗正交函數分析西北太平洋海面風場，指出其研究區域的風場變化較 1997/1998 南方震盪指數

（Southern Oscillation Index, SOI）延遲約半年左右，且 ENSO 造成此區域於夏季的風增強，冬季的風減弱。Kuo and Ho（2004）利用 1996/4 至 2000/12 衛星遙測資料以經驗正交函數分析台灣海峽表面風場及溫度場於 1997/1998（聖嬰年）及 1998/1999（反聖嬰年）

的影響關係，指出台灣海峽的風場因受 ENSO 影響，使得台灣海峽的風在整個聖嬰年較反聖嬰年期間為弱，因風場調節海表面溫度，使海表面溫度的年際變化發生改變，夏季時的海表面溫度於聖嬰年較反聖嬰年期間低，而冬季海表面溫度於聖嬰年較反聖嬰年期間高。

本區之風速則以南方震盪指數（Southern Oscillation Index,SOI）作為 ENSO 之參考指標，南方震盪指數是由大溪地與達爾文島的氣壓差值的擾動量計算而來，其計算式如下：

σ

Darwin Tahiti

SLP

SOI SLP −

×

= 10

（1）

式中

σ

為壓力差值的標準差。SOI 持續的出現負? 時通常表示此時期為 El Nino，而這時負值的出現通常伴隨著的現象是中、東赤道太平洋的持續暖化，及太平洋上貿易風強度減弱，澳洲北部的西太平洋地

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區降雨量跟著減少，最近最強的ㄧ次 El Nino 事件就發生在 1997/1998 年；當 SOI 出現正值時伴隨著出現的現象則是，太平洋貿易風強盛，

西太平洋海水溫度升高，此時即為 La Nina 反聖嬰事件，在這個時期於中、東赤道太平洋的海水變的較冷，東北部的澳洲地區則會變的比平時還要潮濕，距離最近最強的ㄧ次反聖嬰事件發生在 1988/1989 年，而最近發生反聖嬰事件則是在 1998/1999 年，這是屬於中度的反聖嬰事件，且接著 1999/2000 年又一次反聖嬰，但此次事件因受到 1998/1999 年事件的影響而較弱，且期間也較短。

至於海表面熱通量本篇則使用 National Oceanic and Atmosphere Administration（NOAA）提供赤道區(160E-160W)之月平均外逸長波幅射距平值 OUTGOING LONGWAVE RADIATION ANOMALY（OLRA）作為參考指標，時間為 1996 年 1 月到 2002 年 12 月。外逸長波幅射（OUTGOING LONGWAVE RADIATION）主要是太陽所射出的短波輻射被物質吸收後

（例如地表、海洋及雲），物質將會被加熱並射出長波幅射，波長介於 4,000 至 15,000nm 之間，因此溫度高的物質會射出更多長波幅射，

有更高的 OLR 值，反之亦然。OLR 是利用衛星取得雲頂溫度換算而得的，與對流的強度、雲量、溫度有關，在熱帶、副熱帶地區，晴天時 OLR 約大於 230 W/m²，當 OLR 小於 230 W/m²，或出現負距平時，則可代表對流旺盛的情況；每 10 W/m²的改變量可導致約 1°C 的溫度變化；

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而潛熱通量的變化主要與風場的強弱及濕度有關，因 ENSO 事件引起的熱帶海域海氣熱交換的異常變化，可能與 ENSO 之後的世界性天氣氣候異常存在著相當大的關連，有少數學者在這方面進行了研究，

Weare（1984）曾指出熱帶太平洋的淨熱通量分布特徵，基本上可由太陽輻射加熱和海氣交界的潛熱通量差值決定，且東太平洋潛熱的年際變化與 El Nino 關係密切。Wyrtki （1982）提出 1972 年（聖嬰年）

夏季東太平洋赤道附近海洋向大氣傳輸的潛熱和顯熱明顯多於 1973 年。圖 3 為各項指標數值之時間序列，由圖可知當 1997/1998 聖嬰期間 OLRA 及 SOI 為出現負的距平值，而 SSTA 則呈現正的距平值，於反聖嬰年時則為相反情況。

Chao（1996）曾使用 COADS 資料分析南海於 1982/1983 年之聖嬰期間，西南季風及東北季風減弱，且冬季東北季風減弱的情形較夏季明顯，造成聖嬰期間海表面水溫有暖冬冷夏的現象，因表面風速減弱的因素，也造成了南海區域海表面潛熱交換量變小。因海表面熱通量是影響海氣交互的主要因素，而台灣附近週遭海域之海表面熱交換是否也受聖嬰的影響，是值得我們去深入探討的，所以本篇將對於 1997/1998 年間聖嬰（1997 年 4 月至 1998 年 6 月）以及 1998/1999

（1998 年 8 月至 1999 年 4 月）、1999/2000（1999 年 4 月至 2000 年 6 月）連續兩個反聖嬰現象對台灣附近海域，包括台灣北部東海、台

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灣海峽、呂宋海峽及台灣東部海域的影嚮作相關的研究，探討的部份包括對此研究區域的海表面風場（sea surface wind）、海表面溫度場

（sea surface temperature,SST）及海表面熱通量（sea surface heat flux）。

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二、資料來源與資料處理

2.1 資料

本研究使用 COADS（Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set）

Long Marine Report Fixed Length Format（LMRF）於 1996 至 2002 年期間之船測資料，此原始資料包含有風速 W（含風向）、海表面溫度 Ts、氣溫 Ta、海表面壓力 P、總雲量 C、乾球溫度 Td，研究之區域範圍為 115°E to 130°E ,18°N to 33°N，（圖 1）。

2.2 資料處理步驟

a.移去重複的資料。

b.移去異常值，範圍如下：

hPa e

C T

C C

hPa P

s m W

C T

a a

d d

a a

S S

100 ,

0

50 ,

0 9 ,

0

1100 ,

870

/ 100 ,

/ 0

50 ,

0

50 ,

0

≥

≤

°

≥

°

≤

≥

≤

≥

≤

≥

≤

°

≥

°

≤

°

≥

°

≤

（2）

c.在每 1°×1°網格內，求出各物理量每年每月之標準差，將超過 3 倍標準差之資料移除。

d.以上述相同之步驟，將超過 2.5 倍標準差之資料移除。

經上述品管步驟後，最後得到之總資料筆數為 97101 筆，圖 4

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為每年每月之資料筆數，每月資料數除 1996 及 1997 年比數較多約介於 1800 筆至 1200 筆外，其餘月份之資料筆數平均約為 1000 筆。圖 5 為每 1°×1°之資料筆數，從空間上的分布可以看到，於商船往來較頻繁的呂宋海峽資料數最多，惟靠近邊界及陸地邊緣處的資料量較少，但不至於影響本研究之資料分析。

e.使用觀測之資料來計算此研究區域之熱通量值，再將得到的熱通量以 Gaussian filter 計算方式將資料網格化

（Hirose,1996），每 0.5°× 0.5°將得到一組熱通量之月平均值。計算方式如下：

∑ ∑

=

k k

k ok k

ij

w

m m

（3）

( ) ( )



 





 

 − − + −

=

₂

2 2

exp

L

y y x

w

_k

x

^ok ⁱ ^ok ⁱ （4）

下標 k 是代表在 k 位置

( x ,

ok

y

ok

)

之個別觀測資料（o 為觀測），

m

ij為在位置（i ,j）之各個物理量觀測值或熱通量值，

w

_k為資料權重， L 為距離（L=75 km）.若在以 L 為半徑的範圍內資料筆數少於 3 筆，則此網格點之資料以附近的網格點資料做內插或外插值取代之。

2.3 表面熱通量之計算公式

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經由海表面傳送至大氣之淨熱通量

Q

_net如下：

(

b h e

)

S

net

Q Q Q Q

Q = − + +

（5）

) 1 )(

5 . 0 865 . 0

(

²

0 S

s

I C

Q = − − α

（6）

(

S a

)

a a

a

b

e C T T

Q = εσθ

⁴(0.254

−

0.00495 )(1

− δ

)

+

4

εσθ

³

−

（7）

Q

s 與

Q

_b 分別是為海表面之太陽短波輻射熱通量及長波輻射熱通量，分別以公式（6）及公式（7）（Hirose,1996）計算之。

公式（6）為 Kim（1992）所發表，公式（7）為 Efimova’s formula

（1961），這兩個公式皆為經驗公式，Kim（1992）曾使用此二公式，廣泛的應用於計算熱通量值，且此經驗公式亦適用於台灣周圍海域。公式（6）、（7）中之符號表示意義如下：

I

0 為晴空下短波輻射熱通量（Seckel & Beaudry（1973）； Reed

（1977））。

C

為總雲量。

α

S 為海表面之反照率（albedo,

α

_S＝0.06）。

ε

為海表面發射率（emissivity ,

_ε

＝0.97）。

σ

為波茲曼常數（Stefan-Boltzmann constant，（

_σ

＝5.67×

10^-8Wm^-2K^-4））。

θ

a 為以絕對溫標表示的空氣溫度。

e

a 為蒸氣壓（hPa）。

(23)

δ

為隨緯度變化的雲度修正係數（Berliand and Berliand,1952；

Budyko,1974）。

T

S 與

T

_a 分別為海表面溫度與空氣溫度。

顯熱通量

Q

_h 與潛熱通量

Qe

之計算使用 bulk formulas，分別以公式（8）及公式（9）計算之。

( ^T ^T ) ^W

C C

Q

_h

= ρ

_a _a _H _S

−

_a （8）

( ^q ^q ) ^W

LC

Qe = ρ

_a _E _S

−

_a （9）

ρ

a 為空氣密度。

C

a 為常壓下之空氣比熱。

W

為風速。

L

為蒸發潛熱。

C

H 及

C

_E分別為水汽交換係數及熱量交換係數（bulk transfer coefficients），使用 KONDO（1975）適用於 diabatic 條件之轉換公式。

q

s 及

q

_a 分別為海表面飽和比濕和空氣比濕。

所有代表參數符號之意義及單位詳列於表 1。淨熱通量為正值表示海洋由大氣得到熱量，負值則為海洋向大氣輸送熱量。長波幅射熱通量、顯熱通量及潛熱通量，為由海洋向大氣輸送的通量為正值。

(24)

三、資料分析

本章將對此研究區域之海表面溫度、風場及海表面熱通量做資料研究分析，此外亦就研究區域內各海域分別討論之，圖 6 為研究區域之分區圖：A 區為東海區域（東經 120-130，北緯 25-32）；B 區為台灣海峽（東經 118-121，北緯 22-25）； C 區為台灣東部海域（東經 122-125，北緯 22-25）；D 區為呂宋海峽（東經 119-123，北緯 18-22）。

3.1 海表面溫度資料分析

3.1.1 東海之海表面溫度資料分析

圖 7 為長期的海表面各月平均溫度空間分布圖，可以發現其海表面溫度分布的情形大致上由西北向東南遞增，分布的形態與海底地形分佈幾乎一致，冬季時特別明顯（十一月至隔年四月），可以說海表面的等溫線與等深線幾乎平行，但在夏季時從七月開始出現的西南季風，似乎打亂了海表面溫度的分布情況。此外，

在夏季（五月至七月），長江口附近海表面溫度有較冷的現象，

可能是因為夏季除了受西南季風的支配外，又因艾克曼效應

（Ekman effect）造成舟山群島右側冷水湧升現象（Hu ,1994），

使得這附近的溫度比更高緯度的區域低溫。圖 8a 為東海每年的

(25)

海表面月平均溫度之時間序列圖，東海之海表溫度變化趨勢主要為年週期變化，最高溫出現在八月，約 28-29℃；最低溫則發生在二月，約 18-19℃（圖 8b 為東海長期之海表面月平均溫度）。圖 8c、8d、8e 為東海與 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖

（圖 8d 為東海之 SSTA 經五個月的滑動平均，圖 8e 為 NINO3.4 區之 SSTA 經十個月的延遲），可以看到 1997/1998 期間的 ENSO 事件對東海的影響延遲了約 10 個月才達最大正相關，相關係數為 0.1735（參考表 2.為 Nino3.4 區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值），且東海表面溫度距平正值在 1998 年 2 月才開始出現，於 1999 年 4 月結束，影響的期間約 15 個月。而 1998/1999、

1999/2000 年反聖嬰期間，雖然 NINO3.4 區的海表面溫度出現負的距平值，但對東海的海表面溫度似乎沒有明顯的影響。

3.1.2 台灣海峽之海表面溫度資料分析

台灣海峽因受終年中國沿岸流入侵，其海表面溫度分布的情形大致上也是由西北向東南遞增（圖 7），且於夏季六月至九月期間可以很明顯的看到，整個台灣海峽的海表面溫度幾乎呈現一致的分布，溫度梯度變化不超過 2℃。圖 9a 為台灣海峽之海表溫度各月平均圖，其變化趨勢主要為年週期變化，最高溫出現在七月及八月，約 28-29℃；最低溫則發生在二月，約 20-21℃（圖

(26)

9b 為台灣海峽長期之海表面月平均溫度）。圖 9c、9d、9e 為台灣海峽與 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖（圖 9d 為台灣海峽之 SSTA 經五個月的滑動平均，圖 9e 為 NINO3.4 區之 SSTA 經十個月的延遲），可以看到 1997/1998 期間的 ENSO 事件對台灣海峽的影響其實並不大，台灣海峽出現的海表面溫度距平正值，

從開始至結束其值幾乎一樣小，且延遲了約 10 個月才達最大正相關，相關係數為 0.3859（參考表 2.為 Nino3.4 區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值），其海峽海表面溫度距平正值在 1997 年 11 月開始出現，於 1999 年 4 月結束，影響的期間約 18 個月。而 1998/1999、1999/2000 年的反聖嬰期間更是看不出其影響。

3.1.3 台灣東部海域之海表面溫度資料分析

台灣東部海域其海表面溫度分布的情形大致上是與緯度平行（圖 7），且夏季高溫期此區域內之海表面溫度分布呈現單一

? 的情況，甚至在冬季時期，其溫度梯度變化才約 2-4℃。圖 10a、10b 分別為台灣東部海域之海表溫度各月平均及長期月平均，其最高溫出現在七月及八月，約 29-30℃；最低溫則發生在二月，約 23-24℃。圖 10c、10d、10e 為台灣東部海域與 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖（圖 10d 為台灣東部海域之 SSTA

(27)

經五個月的滑動平均，圖 10e 為 NINO3.4 區之 SSTA 經十個月的延遲），可以看到 1997/1998 年期間的 ENSO 事件對台灣東部海域的影響延遲了約 10 個月才達最大正相關，相關係數為 0.4945（參考表 2.為 Nino3.4 區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值），NINO3.4 區的海表面溫度距平值延遲後的曲線，在這段期間與台灣東部海域的海表面距平值曲線相當吻合（圖 10e），且台灣東部海域表面溫度距平正值在1998年 1月開始出現，於 1999 年 3 月結束，影響的期間約 15 個月。而於 1998/1999、1999/2000 年的反聖嬰雖有負距平值的出現，但其? 非常微小，且影響時間約只有 2-3 個月。

3.1.4 呂宋海峽之海表面溫度資料分析

呂宋海峽其海表面溫度的分布大致上也是呈現溫度一致的狀況（圖 7），其海表之溫度分佈變化很小，圖 11a、11b 分別為呂宋海峽之海表溫度各月平均及長期月平均，與台灣東部海域的海表面溫度分布情形類似，最高溫出現在六月至八月，約 29-30

℃；最低溫則發生在二月，約 25℃（圖 11b）。圖 11c、11d、11e 為呂宋海峽與 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖（圖 11d 為呂宋海峽之 SSTA 經五個月的滑動平均，圖 11e 為 NINO3.4 區之 SSTA 經十個月的延遲）可以看到 1997/1998 年期間的 ENSO 事件

(28)

對呂宋海峽的影響延遲了約 10 個月才達最大正相關，相關係數為 0.386（參考表 2.為 Nino3.4 區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值），且呂宋海峽表面溫度距平正值在 1998 年 1 月開始出現，其強勝時期最高距平值幾乎接近 1，於 1999 年 4 月結束，

影響的期間約 16 個月。而於 1998/1999、1999/2000 年的反聖嬰的影響與台灣東部海域的情況差不多，影響程度相當小。

3.1.5 研究區域之海表面溫度資料分析與結果

由 1996-2002 年間，圖 12a 為研究範圍內每年的海表面月平均溫時間序列圖，圖 12b 為長期的海表面月平均溫時間序列圖及長期的海表面月平均溫度空間分布圖（圖 7），可以發現研究區域之海表溫度變化趨勢主要為年週期變化。最高溫大約是在七月至八月發生，約 28-30℃；最低溫則發生在一月至三月，約 21-23

℃。全區之海表面溫度之空間分佈，亦呈季節性的變化。圖 13a 為研究區域各月之平均海表面溫度距平值，圖 13b 為與經過五個月滑動平均的 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖，圖 13c 為將海表面溫度距平值經過五個月的滑動平均，與經過五個月滑動平均的 NINO3.4 區的海表面溫度距平值比較圖，發現海表面溫度距平值比 NINO3.4 區的海表面溫度距平值延遲十個月時達最大正相關（圖 13d），其相關係數為 0.2475（參考表 2.為 Nino3.4

(29)

區 SSTA 延遲月份與各區 SSTA 之相關係數值）。當 NINO3.4 區之海表面溫度距平值大於 0.5 且持續六個月以上，則表示發生 ENSO 事件。由圖 13c 可知從 1997 年 4 月開始至 1998 年 6 月為 ENSO 期間，此期間的海表面溫度距平值為正值且大於 0.5，表示平均的海表面溫度異常的升高，研究區域之表面溫度距平增高現象出現在 1997年 12月至 1999年 4月結束，表示此研究區受1997/1998 年 ENSO 事件影響造成研究區域內海表溫度上升，且影響的時間延遲約 10 個月。研究區域內海表溫度受影響的程度亦因區域而有不相同的程度，東海區域其經緯度皆距離 ENSO 發生的赤道太平洋遠，其影響的程度便較此研究區域中其他區域小很多，且相關係數也最低。由台灣海峽的冬季及夏季（在此冬季定義為 12 月、1 月及 2 月；夏季定義為 6 月、7 月及 8 月）海表面溫度（圖 14a、14b）可以比較出，於 1998 年及 1999 年的冬季海表面溫度，

比 1997 年冬季的海表面溫為高（皆為正距平），因為海表面溫度受影響的時間延遲的關係，所以在 1998/1999 反聖嬰期間的海表面溫度仍然為正距平的狀態；且 1997 年的夏季海表面溫度，比 1998 年及 1999 年夏季的海表面溫為低。顯示在 1997/1998 年 ENSO 期間台灣海峽夏季的海表面溫度比 1998/1999 年的反聖嬰期間為低，呼應了 Kuo and Ho（2004）台灣海峽冷夏暖冬的論

(30)

點。

台灣東部海域與呂宋海峽的反應程度就此研究區域來說是最高的，延遲後的 NINO3.4 區的海表面溫度距平值曲線與這兩區的海表面溫度距平? 曲線相當吻合，且其表現也較接近。至於 1998/1999 年及 1999/2000 年兩個連續的反聖嬰事件對本研究區域的海表面溫度場來說，幾乎沒有影響，此與每次聖嬰或反聖嬰事件發生的模式及機制皆不大相同有關（姚 and 陸,1995）。

3.2 海表面風場資料分析

3.2.1 東海之海表面風場資料分析

圖 15 為長期海表面月平均風速圖，可知東海在冬季季風強盛期間，風向幾乎都是由北向南吹，大致上從十月至隔年三月，

風速最大出現在北緯 25-26 度，接近台灣海峽的海面。在四月時東海北部的北風開始減弱，可能是冬季的季風減弱的關係，五月風向開始改變，風在六至七月大致上為由南向北吹，一直到九月則又開始轉向吹東北風，且風速越趨強大。圖 16a 為東海的海表面月平均風速，可以看到冬季的風速大致上較夏季的風來的大，

但最大風速不超過 10m/s。圖 16b 為東海之海表面風速距平值與南方震盪指數之比較圖，圖 16c 為將東海之海表面月平均風速經

(31)

過五個月的滑動平均後與南方震盪指數相比，發現在 1997 年四月南方震盪指數開始出現負的距平值時，此區的風速距平值也開始發生負的距平值；當 ENSO 事件結束南方震盪指數回覆到零時為 1998 年六月，東海的負距平值也於 1998 年六月結束。當 1998/1999 年及 1999/2000 年發生反聖嬰期間，赤道太平洋 SOI 值出現兩次距平正值時期，東海的海表面風速距平值也出現兩次正值的時期，只是其表現遠比 1997/1998 年的聖嬰期間反應較小。當計算南方震盪指數與東海之海表面風速距平? 之相關程度時，發現在不延遲的情況下達最大正相關，相關係數為 0.5084

（參考表 3.為 Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速距平值之相關係數值），意即當 ENSO 事件開始發生時，東海的風場便跟著開始變化。

3.2.2 台灣海峽之海表面風場資料分析

比較圖 16a 東海的海表面月平均風速與圖 17a 台灣海峽的海表面月平均風速，可以發現台灣海峽的風速大致上較東海區域為大，尤其是在冬季，風速幾乎都在 10m/s 以上，且台灣海峽的海表面風向大致上分為兩種，一是夏季的西南風，其他季節則為東北風。台灣海峽區域從九月至隔年的四月（圖 15），都是吹東北季風，且風速在此區域幾乎一致，從五月開始東北季風減弱，六

(32)

月則開始轉向為西南風直至七月，八月份則又開始轉為東北季風。很明顯的在台灣海峽冬季的風速比夏季的風速要大很多。圖 17b 為台灣海峽之海表面風速距平值與南方震盪指述之比較圖，

圖 17c 為將台灣海峽海表面月平均風速經過五個月的滑動平均後與南方震盪指數相比，發現 1997/1998 年聖嬰影響此區的海表面風速，其風速距平值於 1997 年一月開始發生負的距平值，於 1998 年六月時結束；而於 1998/1999 年及 1999/2000 年的反聖嬰期間，海表面風速也受到影響，持續出現距平正值。台灣海峽之海表面風速距平? 與南方震盪指數在沒有延遲的情況下，達最大正相關，相關係數為 0.6451（參考表 3.為 Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速距平值之相關係數值）。

3.2.3 台灣東部海域之海表面風場資料分析

台灣東部海域的風速風向有較多的變化（圖 15），在冬季風向主要為東北風，到了春季三月、四月除台灣沿岸為東北風外，

靠近太平洋海域處則吹東風，五月此區全部吹東風，到了六月因受季風的影響，風向大致上由南向北吹，一直到九月才開始轉為東北風。圖 18a 為台灣東部海域的風速月平均，相對於台灣海峽，台灣東部海域的風速顯得小的多，冬季最大風速大約為 10m/s 左右。圖 18b 為台灣東部海域之海表面風速距平值與南方震盪指

(33)

述之比較圖，圖 18c 為將台灣東部海域海表面月平均風速經過五個月的滑動平均後與南方震盪指數相比，發現此區的風速距平值於 1997 年三月開始發生負的距平值，於 1998 年六月時結束，大致上與南方震盪指數之震幅相同；而 1999/2000 年的反聖嬰期間所表現的風速距平正值曲線，較 1998/1999 年期間為強，且於此區為持續的出現距平正值，一直到 2000 年九月才結束。台灣東部海域之海表面風速距平? 與南方震盪指數也是在沒有延遲的情況下，達最大正相關，相關係數為 0.6249（參考表 3.為 Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速距平值之相關係數值）。

3.2.4 呂宋海峽之海表面風場資料分析

呂宋海峽區域在東北季風強盛時期的十月至隔年二月（圖 15），風向皆為東北向西南吹，且此區的風速大小似乎一致。在三月至五月東北季風減弱時，風向轉為東風，夏季西南季風時期，於六月至八月則轉為南風，直到九月北部開始出現東北季風時開始轉向，出現東北風。圖 19a 為呂宋海峽的海表面平均風速圖，可以發現 1997 至 1998 年的冬季風速與其他年冬季比較起來小很多，圖 19b 為呂宋海峽海表面風速距平值與南方震盪指數比較圖，可以看到其距平負? 達到最大，約為-4。圖 19c 為將海表面風速距平值經五個月的滑動平均與 SOI 值比較，發現到在

(34)

1997/1998 年聖嬰期間，呂宋海峽的最大風速距平? 超過負 2，

幾乎接近負 3，表示此期間呂宋海峽的海表面風速比平均值小很多，但其負距平的起始時間與南方震盪指數有些不同，且在 1997 年夏季曾出現短暫的距平正值，距平負值只持續了大約 8 個月

（1997/9 至 1998/4）；而在 1998/1999 年及 1999/2000 年的反聖嬰期間，風速距平值也出現持續的正? 。在經過相關係數比較後發現，在 SOI 值未延遲情況下達最大正相關，相關係數為 0.5306

（參考表 3.為 Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速距平值之相關係數值）。

3.2.5 研究區域之海表面風場資料分析

綜合以上四個區域的分析，加上圖 20c 為整個研究區域的海表面平均風速及距平? 相關圖表，可以發現本研究區域的風場距平值大致上與 ENSO 事件一致，且相關程度比海表面溫度場還高

（相關係數為 0.6963（參考表 3.為 Nino3.4 區 SOI 延遲月份與各區風速距平值之相關係數值））。當 1997 年 4 月赤道太平洋風場出現距平負值時，研究區域的風場也就開始跟著變化，但是在 1997 年 7 月才開始持續的出現距平負? ，直到 1998 年 4 月，平均風速減弱，尤其是 1997/1998 年的冬季，風速距平值達最大負

? ，且此年冬季之風速比 1996/1997（非聖嬰年）及 1998/1999

(35)

（反聖嬰年）年的風速要小，此結果與 Pan et al.（2003）相符合。從 1997 年 4 月至 1998 年 12 月其風速都出現負? ，意即整個聖嬰年期間整個研究區域的風速都有轉小的趨勢，且於冬季風速變小較為明顯，可能是因為 1997/1998 聖嬰期間，於冬季時為最盛期，對 1997 及 1998 年的夏季為開始及結束時期，所以影響就沒有冬季來的大。相對於區域來說，東海因緯度較高，其相關程度對於緯度較低的台灣海峽及台灣東部海域來說較小；而呂宋海峽部分因為在 1997 年夏季曾發生短暫的距平正? ，所以在相關的程度上似乎沒有其他三區來的高，但大致上影響的時間相差不多，與海表面溫場比較起來，影響的反應速度要快的多，正說明了 Philander（1998）說的「海洋與大氣雖親密，但並非完美對稱的ㄧ對。大氣輕快活潑，海洋則笨重遲緩。」。

3.3 海表面熱通量資料分析

在探討海表面熱通量資料分析前，首先我們要探討大氣與海洋主要的熱通量交換情況。由於大氣接受海洋的熱量主要是潛熱、顯熱和長波幅射，而潛熱通量通常為長波輻射及顯熱的 2-3 倍，所以海洋的淨加熱角度來看，除了吸收太陽短波輻射外，最重要的算是潛熱的釋放，所以除了五個主要熱通量（太陽短波輻射通量、潛熱通量、顯熱通量、長波幅射通量及淨熱通量）的資料分析外，本文將著重探討潛

(36)

熱通量於聖嬰期間的影響，並使用赤道區(160E-160W)之外逸長波幅射距平值 OUTGOING LONGWAVE RADIATION ANOMALY（OLRA）作為參考指標。

3.3.1 東海之海表面熱通量資料分析

圖 21 為東海區域海表面淨熱通量的空間分布，可以看到從十月至隔年二月，其淨熱通量整區皆為負值的狀態，且在黑潮流經的區域，其負? 明顯更大。圖 22 為東海區域海表面潛熱通量的空間分布，從九月開始，海表面潛熱通量持續增高，最高值約為 300 W/m²，除了大陸沿岸區域外，整個東海區域很明顯的可以看到，沿著黑潮主軸的海表面潛熱通量不論在何月份，都是屬於高? 區。潛熱通量值越高，就表示從海面傳輸至大氣的熱通量越多，所以海表面的淨熱通量就會越低，尤其是黑潮主軸流經的區域，因黑潮水溫度較高（從海表面溫度圖可以看到，圖 7），在冬季海表面空氣溫度較低且風速較大的情況下，從海表面傳輸至大氣的熱通量值就會較多。淨熱通量從三月開始，除了黑潮主軸流經的區域依然為負值外，開始出現正? ，且持續的增加，一直到六月開始全區皆為正值，包括黑潮流經區域，但黑潮流經區域比較起來仍為低值區。潛熱通量從三月至八月靠近大陸的海域幾乎呈現均? 的分布，其值約為 50 W/m²至 100 W/m²，圖 23a 為東

(37)

海的長期海表面各熱通量月平均值，可以發現各熱通量值皆為年際之變化。圖 23b 為海表面潛熱通量距平值，圖 23c、d 為海表面潛熱通量距平值與 OLRA 值比較圖，當 OLRA 延遲四個月時，與經五個月滑動平均的海表面潛熱通量距平? 達最大正相關，其相關係數為 0.4496（參考表 4.為 Nino3.4 區 OLRA 延遲月份與各區潛熱通量距平值之相關係數值）。當 1997/1998 年 ENSO 事件發生時，東海於 1997 年 8 月開始出現負的距平值，但一直到 1997 年 11 月負的距平值才開始持續增加，負距平最強盛時出現在 1998 年 3 月，之後負距平值開始減小，直至 1998 年 7 月結束，最大負距平值為負 35，其負距平的程度與 OLRA 值相差無幾；而 1998/1999 及 1999/2000 年的反聖嬰期間，隨著兩次的事件發生，東海的潛熱通量距平值也出現兩次的異常高? 期間。

3.3.2 台灣海峽之海表面熱通量資料分析

每月海表面淨熱通量在台灣海峽區域（圖 21）呈現的? 較一致，從九月開始便出現負? ，最大負值出現在 12 月，約負 250 W/m²至負 350 W/m²，一直到五月開始轉為正值，正值持續至八月。

海表面潛熱通量也是呈現一致的狀態（圖 22），最大值出現在 12 月，約為 200 W/m²至 300 W/m²，最小值出現在六、七、八月，約為 50W/m²至 100 W/m²。台灣海峽的海表面淨熱及潛熱通量分布如

(38)

此一致的原因，可能是因為台灣海峽的海表面風速大小也幾乎一致的關係。圖 24b 為台灣海峽海表面潛熱通量距平值，圖 24c、

d 為台灣海峽海表面潛熱通量距平值與 OLRA 值比較圖，從台灣海峽海表面潛熱通量距平值（圖 24c）可以看到，台灣海峽於 1997 年 10 月開始出現負的距平值，且持續增加，負距平最強盛時出現在 1998 年 4 月，之後負距平值開始減小，直至 1998 年 12 月才結束，發現當 OLRA 延遲五個月時，與經五個月滑動平均的海表面潛熱通量距平? 達最大正相關，其相關係數為 0.5361（參考表 4.為 Nino3.4 區 OLRA 延遲月份與各區潛熱通量距平值之相關係數值）。由此可以知道當 1997/1998 年 ENSO 事件發生時，台灣海峽海表面潛熱通量確實受到影響，呈現距平負值，且持續了七個月；且由圖的曲線可以看出， 1998/1999 及 1999/2000 年的反聖嬰期間也是，台灣海峽的海表面潛熱通量呈現距平正? 的狀態，兩次的持續時間分別大約為 4-5 個月。

3.3.3 台灣東部海域之海表面熱通量資料分析

從每月海表面淨熱通量空間分布圖（圖 21）在台灣東部海域區域可以看到，在台灣東北部海域皆為低值區，此區域從九月至隔年五月皆為負? ，從六月開始至八月為正值。而海表面潛熱通量空間分布圖（圖 22）也是一樣，在台灣東北部海域皆為高

(39)

值區，最大值約為 250 W/m²至 300 W/m²，最低值出現在夏季，約為 50 W/m²-100 W/m²。圖 25b 為台灣東部海域海表面潛熱通量距平值，圖 25c、d 為台灣東部海域海表面潛熱通量距平值與 OLRA 值比較圖，發現當 OLRA 延遲兩個月時，與經五個月滑動平均的海表面潛熱通量距平? 達最大正相關，其相關係數為 0.4017（參考表 4.為 Nino3.4 區 OLRA 延遲月份與各區潛熱通量距平值之相關係數值）。當 1997/1998 年 ENSO 事件發生時，台灣東部海域海表面潛熱通量，呈現距平負值，潛熱交換量減小，1998/1999 及 1999/2000 年的兩次反聖嬰期間，海表面潛熱通量接呈現距平正

? 的狀態，潛熱交換量增大。

3.3.4 呂宋海峽之海表面熱通量資料分析

呂宋海峽區域的每月海表面淨熱通量（圖 21），變化不大，

只有在靠近台灣海峽南部海域會有較低的值，其中正值出現在五月至八月為正值，出現正? 的期間較其他區域為長，可能是因為緯度較低的關係，此區域從九月至隔年五月則皆為負? 。而海表面潛熱通量（圖 22）的分布，在空間分布上變化很小，大致上與淨熱通量一樣，靠近台灣海峽南部海域有較高的值，高值期出現在冬季，低值期出現在夏季。圖 26b 為呂宋海峽海表面潛熱通量距平值，圖 26c、d 為呂宋海峽海表面潛熱通量距平值與 OLRA

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值比較圖，發現當 OLRA 延遲三個月時，與經五個月滑動平均的海表面潛熱通量距平? 達最大正相關，其相關係數為 0.6049（參考表 4.為 Nino3.4 區 OLRA 延遲月份與各區潛熱通量距平值之相關係數值）。當 1997/1998 年 ENSO 事件發生時，呂宋海峽表面潛熱通量，呈現距平負值，1998/1999 及 1999/2000 年的兩次反聖嬰期間，海表面潛熱通量接呈現距平正? 的狀態。

3.3.5 研究區域之海表面熱通量資料分析與結果

由上述四個部份的討論及全區之海表面淨熱通量空間分佈

（圖 21）可以知道，一整年除了六月至八月，全區之海表面淨熱通量皆為負? ，且在黑潮主軸流經的區域，更是為全區的低值區，最大負? 達負 450 W/m²，而全區之潛熱通量空間分佈（圖 22），也是一樣，在黑潮主軸流經的區域，因海水溫度較高，且受季風影響，海表面的溫度和濕度梯度較大，所以會有較大的淨熱及潛熱通量，為全區的高值區，熱通量交換量最大也最明顯。

圖 27b 為研究區域海表面潛熱通量距平? ，圖 27c 為研究區域海表面潛熱通量距平? 經五個月的滑動平均與 OLRA 值比較圖，圖 27d 為研究區域海表面潛熱通量距平? 經五個月的滑動平均與 OLRA 延遲四個月之比較圖，發現當 OLRA 延遲四個月時，達最大正相關，其相關係數為 0.5144（參考表 4.為 Nino3.4 區 OLRA 延

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遲月份與各區潛熱通量距平值之相關係數值）。基本上，全區皆受赤道太平洋的冷、暖事件所影響，不論是 1997/1998 的聖嬰事件，還是 1998/1999 及 1999/2000 年的兩次反聖嬰事件，全區皆有受影響的反應，祇是反應的程度與聖嬰及反聖嬰事件大小也有關。雖然各分區之反應延遲時間不一，但其相關的程度，大致上由北至南，影響程度越來越高，從空間分佈的角度來看，與距赤道太平洋的距離有很大的影響，因而產生延遲現象。

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四、結果與討論

4.1 海表面溫度、風場及熱通量於空間上的變化

由 1996-2002 之平均風速空間分布圖可知（圖 15f），六月應為西南季風開始的季節，除台灣海峽的風向為西南風外，其他區域之風向皆為由南向北吹，圖 28 為研究區域特定月份之風速距平值空間分布圖，由 1997 年 6 月之海表面風場距平值空間分布圖（圖 28a）可以看到，1997 年 6 月台灣海峽及東海靠近大陸沿岸處的西南風比平均值小，東海及台灣東部海域的南風雖變小，但還帶有ㄧ些向西的分量的風（東風），而呂宋海峽中間區域則有出現稍強的西南風，1997 年 6 月本研究區域的風場開始出現負的距平值。圖 29 為研究區域特定月份之海表面溫度距平值空間分布圖，因台灣海峽西南風風速減弱，1997 年 6 月靠近大陸沿岸的海域出現較平均? 高溫的區域（圖 29a），圖 30 為研究區域特定月份之海表面潛熱通量距平值空間分布圖，海表面潛熱通量也在此處出現較高的距平? （圖 30a），約為 100 W/m²，其他區域的海表面溫度則出現負的距平? ，且大部份潛熱通量距平? 皆為零，靠近呂宋島北方有一處出現潛熱通量高距平值，可能是因為此處有較大的西南風出現的緣故。

1997 年七月呂宋海峽出現異常的東風（圖 28b），且台灣東部海域也出現異常大的北風，約在東經 127 度、北緯 18-24 度，東海的右

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上方有異常的西南風出現，台灣海峽的風比平均稍弱，台灣海峽南方則有出現稍強的南風。整個研究區域只有台灣海峽南部及部分區域、

呂宋海峽南部出現較高的海表面溫度（圖 29b），其餘皆為負距平? ，可能是由南方來的風驅使溫暖的海水向上，使得這些區域有較高的表面溫度，而異常的風則始的此處的潛熱通量出現正距平? （圖 30b）。

九月應是開始出現東北季風的時候，但從圖 28c 可以發現東海 122 -124°E、28 -30°N 處的東北風異常的小，以及台灣海峽北部也是出現風速的負距平。但在 128-130°E、24-28°N、呂宋海峽及台灣東北部海域則出現比平均? 大的風速，這些地方的潛熱通量則出現正的距平? （圖 30c），最高約為 100 W/m²，在風速減小的區域，

則出現潛熱通量的負距平? 。海表面溫度大部份也出現負的距平?

（圖 29c），只有在長江口附近，因東北風減弱，又加上從陸地來的較高溫水流入東海，使得此處的海表面溫度較平均值高。

1997 年 11 月整個研究區域的海表面風速幾乎都為減弱的趨勢

（圖 28d），正常應為東北季風強盛期，但卻減弱，對照全區的潛熱通量距平值分布（圖 30d），也可以發現幾乎呈現負的距平? ，只有在 125-127°E、21-23°N 處的風速與平均值差不多，所以熱通量有正的距平? ，因大部分區域風速減弱，所以海表面溫度也因此出現許多正距平區（圖 29d），風速大的地區其海表面溫度則為負的距平? 。

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一直到 1998 年二月及四月，整個研究區域東北季風都為減弱的現象（圖 28e、f），所以海表面溫度因風速減弱的關係，出現比正常值高溫的現象（圖 29e、f），因中國沿岸流較冷的水入侵在大陸沿岸區域才有負的距平? 出現。整個研究區域的潛熱通量也因風速減弱的關係，幾乎皆呈現負的距平? ，最大約負 100 W/m²。

1998 年 6、7 月為聖嬰結束時期，研究區域的西南季風明顯的比 1997 年 6、7 月大（圖 28g、h），且對應海表面潛熱通量距平值分布

（圖 30g、h），大部份的潛熱分布皆出現正距平，與同年 2 月、4 月

（圖 30e、f）比較起來明顯的距平很大。而 1998 年 6、7 月海表面溫度（圖 29g、h）則開始出現負的距平值，與 2 月、4 月（圖 29e、

f）比較起來，正的距平分布開始減少。

圖 31 為台灣海峽及台灣東部海域之海表面潛熱通量、海表面風速、海表面濕度差值、海表面溫度之長期月平均，因台灣東部海域為黑潮主要流經之區域，所選取的區域與台灣海峽為相同之緯度，所以可以由圖 31d 看出同緯度的海域有黑潮流經的海表面溫度明顯較高，尤其在冬季 11 月至 2 月最為明顯，因為海表面溫度影響海表面空氣及海水比濕差，所以從圖 31c 可以看到台灣東部海域的比濕差值較台灣海峽為大，但月平均風速（圖 31b）除了 6、7、8 月台灣東部海域較台灣海峽大之外，其於月份台灣海峽的月平均風速皆大於台灣

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東部海域的月平均風速。由潛熱通量的計算公式我們可以清楚的知道，影響潛熱通量最主要的因素除了風速外還有海表面比濕差值，由圖 31a 可以看到台灣東部海域的潛熱通量在大多數的月份都大於台灣海峽的潛熱通量，尤其在冬季的 11、12 月及春季的 2 至 4 月，這些月份的海表面風速都是台灣海峽較台灣東部海域為大，但因比濕差值的影響使得潛熱通量在台灣東部海域較台灣海峽為大，這個情形與 Zhang et al.（1995）指出在海表面溫度低時，海表面比濕差值是影響潛熱通量最主要的因素。

4.2 海表面風場及熱通量於時間的變化

於 1997/1998 年之聖嬰時期，圖 32 為 1997 至 2000 年研究區域之海表面各月風速距平值，圖 33 為 1997 至 2000 年研究區域之海表面各月各熱通量距平值。從圖 32a 之風速距平值可以很明顯的看到，

從 1997 年 10 月開始受到影響，持續出現負的距平值，直到 1998 年 4 月結束，而海表面潛熱通量從 1997 年 11 月開始也持續出現負的距平值（圖 33a）。於 1999/2000 年反聖嬰期間，從 1999 年 11 月至 2000 年 3 月海表面風速則持續出現正的距平值（圖 32b），海表面潛熱通量也於此期間持續出現正的距平值（圖 33b），可以很明顯的看到，

海表面潛熱通量是受海表面風場左右，風速減弱潛熱通量也減小。而影響海表面淨熱通量最主要的則為潛熱通量（圖 33a、b）。

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圖 34（a）為研究區域各熱通量之年平均值，圖 34（b）為研究區域各熱通量之跨年平均值，計算時間為前ㄧ年 6 月至當年 5 月，共 12 個月的平均值，可以看到不論是年平均或跨年平均，其入射短波、

長波及顯熱通量，每一年的值幾乎都差不多，但潛熱通量在 1998 年就明顯的偏小，因為這個研究期間的聖嬰及反聖嬰事件，發生的時期幾乎皆為跨年，所以在此以跨年平均來看（圖 34a），可以更明顯的看到 1997/1998 聖嬰期間的潛熱通量變小，而 1998/1999 及

1999/2000 的反聖嬰期間的潛熱通量較大，當然凈熱通量也很明顯的受到潛熱通量的影響而變化。

4.3 海表面溫度、風場及熱通量於季節的變化

4.3.1 冬季

綜合上述海表面溫度場、風場及熱通量的分析，在 1997/1998 年聖嬰期間，研究區域海表面溫度場出現正距平值，海表面風速及海表面潛熱通量則出現負距平值。進一步分析比較研究區域之海表面溫度、海表面風速及海表面淨熱、潛熱通量於冬季及夏季

（在此冬季定義為 12 月、1 月及 2 月；夏季定義為 6 月、7 月及 8 月）的季節平均值，圖 33 為研究區域冬季之海表面溫度、風速、淨熱通量、潛熱通量平均值，圖 35、36 分別為研究區域冬

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季、夏季之海表面溫度、風速、淨熱通量、潛熱通量平均值。

於冬季可以清楚地看到，海表面風速（圖 35b）於 1997/1998 年聖嬰期間（97 年 12 月至 98 年 2 月）明顯的小於 1998/1999 年及 1999/2000 反聖嬰期間（98 年 12 月至 99 年 2 月；99 年 12 月至 2000 年 2 月），因冬季海表面東北季風風速明顯的受到影響而減弱，冬季從北方往南方移動的冷水就比正常年份要少，使得 1997/1998 年聖嬰期間的冬季海表面平均溫度明顯的高於平均值

（圖 35a），而且比前ㄧ年（1997 年）的冬季還要高溫，呈現「暖冬」的狀態； 1997/1998 年聖嬰期間冬季的海表面淨熱、潛熱通量更是明顯的低於 1998/1999 年及 1999/2000年反聖嬰期間的冬季（圖 35c、d），雖然 1997/1998 年聖嬰期間海表面平均溫度較正常年高，

但因潛熱通量? 大部分是受風速所支配，因風速減弱，所以熱通量的交換量也就跟著減小。然而在 1998/1999 年及 1999/2000年反聖嬰期間的冬季，雖然風速受到影響而增強（皆為正距平），但因反應在溫度場上因延遲現象，所以 1998/1999 年冬季的海表面溫度反而呈現正距平，而 1999/2000年冬季的海表面溫度則相當於平均值，均不如預期的低溫；而淨熱、潛熱通量在 1998/1999 年及 1999/2000年則因冬季海表面風速增強的影響，而出現明顯的高? ，熱通量的交換量明顯地增加。

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4.3.2 夏季

此研究區域夏季的風速（圖 36b），於 1997/1998 年聖嬰期間呈現的是負距平，且與 1996 年、1998 年及 1999 年夏季海表面風速比起來要小的多，說明了在 1997/1998 年聖嬰期間，風速受到影響而減弱，於 1998/1999 年及 1999/2000年反聖嬰期間，風速受到影響而增強；而海表面溫度在 1997 年夏季（圖 36a），比平均? 為低，因為夏季的西南季風減弱的關係，使得在台灣海峽及東海區域南下的中國沿岸流冷水入侵比正常年份還要多，所以海表面的溫度也就因而下降，比 1996 年及 1998 年夏季還要低溫，

而呈現「冷夏」的情況；海表面淨熱與潛熱通量於 1997 年夏季也是呈現低於平均值的狀況，雖然其低值並不像冬季那麼明顯，

但與前ㄧ年相比，明顯小得多，因風速比平均? 小，且風速影響潛熱通量繼而影響淨熱通量，所以 1997 年夏季的淨熱通量明顯的大於前ㄧ年。至於 1998/1999年及 1999/2000年反聖嬰期間的夏季，風場因受影響而使得風速比平均? 來的大，造成 1999 年夏季的海表面溫度因而呈現較平均值低的情況，且潛熱通量因而增大。

4.3.3 小結

由上述討論可知研究區域內無論夏季或冬季的風場確實是

國立中山大學海洋資源研究所 碩士論文

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