3.1.1 臺灣海峽全年平均流況

第三章 模式結果及討論 3.1 模式結果與驗證

一個經過良好驗證的數值模式，才能夠進一步提供相關資料以做 為後續研究之用。在模式結果與認證這部分，我們先與臺灣海峽流況 長時間觀測資料的平均結果來做比較，以確定流況模擬結果與實測資 料在不同深度的空間分布上之相似性。接下來再與 1999 年 10~11 月 海峽傳輸量的實測資料來做驗證，以觀看模式在傳輸量上是否有模擬 出相似的變化情形。此外，藉由與橫越海峽的四個單點測站所觀測到 的流況垂直剖面的時間序列，以及在東北風增強事件前、中、後之海 峽斷面流況分布的比對，來驗證東北風增強事件時，海峽流場的時空 分布與變化是否與觀測結果相符。最後，我們藉由一次東北風增強事 件，來觀看事件當時所模擬出海峽流場隨東北風增強事件的反應歷 程。

3.1.1 臺灣海峽全年平均流況

國家海洋科學研究中心海洋資料庫(National Center for Ocean Research, Ocean Data Bank)彙整了我國三艘研究船(海研一、二、

三號)利用 Sb-ADCP 長期所測得之臺灣周邊海流資料，在經過資料

品管與校正後繪製出臺灣周邊海域的海況流速圖。其中冬季時由於海

象惡劣，出海作業不易，資料量較其他季節缺乏，因此海科中心的全

年海流圖是以春、夏、秋三季的流況型態為主；此外，海洋科學中心

的海流資料也依照不同深度來做各別的展示，從深度 20 ~300 公尺分

層表示，每隔 10 公尺為一層。爲了要與海科中心長期觀測的流況資

料(圖 3-1、圖 3-2)來做驗證，我們把 TSM 1999~2003 年間的流速

模擬結果加以平均，藉以觀看臺灣海峽全年平均流況水平與不同深度

(20 公尺、50 公尺)的空間變化。從模式 20 公尺流場長期平均結果(圖

3-3a)發現，由南方而來的海流被澎湖群島分為兩部分；一部分由臺

灣灘北方流入海峽之中，另一部份順著經澎湖水道向北前進，基本上

後者流速較前者為大。這股流出澎湖水道的海流，在遇到彰雲隆起後

分為兩支，一支直接越過隆起地形沿臺灣西岸向北流去，另一支則貼

著隆起邊緣向西北方偏轉，在與臺灣灘北方流入的北向海流匯集後沿

海峽凹陷地形繼續向北前進。整體而言，海峽表層的全年平均流場以

北向流為主，只有海峽西北部的大陸沿岸一帶以及臺灣灘南部有些許

的微弱南向海流，不過此現象並不明顯。此外，海峽流場有三個北向

流速較為強勁之處，分別位於澎湖水道一帶、臺灣西岸沿海一帶(25°N)

與海峽中部的凹陷地形處。從模式 50 公尺流場長期平均結果(圖

3-3b)來看，大體上與 20 公尺流場頗為類似，都是呈現由南向北流之

趨勢；由南方而來的北向海流在流經澎湖水道之後受彰雲隆起的阻擋

向西北偏轉，並沿著海峽凹陷地形流至海峽北部觀音凹陷一帶；此深

度也有三個北向流速較為強勁之處，所在位置與上層(20 公尺)的分布 位置相似，只是分布範圍稍有縮小。模式結果大致上與海科中心全年 平均流場分布相符，但是海科中心的 20 公尺流場圖在海峽西北部的 大陸沿海一帶並沒有出現微弱的南向流，這是由於冬季的資料量較其 他季節缺乏，因此海科中心的全年海流圖是以春、夏、秋三季的流況 型態為主，冬季的大陸沿岸流也就不甚明顯了。

3.1.2 臺灣海峽傳輸量

圖 3-4a 中的實線為 Ko et al. (2003)分析底碇式都卜勒流速剖面

儀之流速資料，在濾除潮汐分量後所計算出 1999 年 10~11 月間臺灣

海峽傳輸量。此時海峽流量方向，呈現南北快速變動的狀態。大約每

兩週就會發生一次強勁的南向傳輸事件，此段時間內共發生五次。而

10 月 15 日 ~ 10 月 22 日間為最大的一次，事件發生前的海峽流量

維持 1.5 Sv 的北向傳輸；當事件發生時，瞬間轉變為南向傳輸，極

值可達向南 5 Sv；隨著事件的結束，傳輸量回復到 0 Sv，在這不到

一週的時間內，臺灣海峽的海水運動呈現極度不穩定的情況。其他四

次的南向傳輸事件也維持相似的時間長度，大約五至七天就可以完成

一次變化的週期。根據此以上情況，Ko et al. (2003)提出臺灣海峽體

積傳輸量的改變與黃海、東海之風場所引起的 coastally trapped

waves 有關。我們利用 TSM 之結果計算出同一時間內臺灣海峽傳輸

量之變化與觀測結果極為相似(圖 3-4a 虛線部分)，這兩個月內共出 現五次的強勁的南向傳輸事件，大約每兩週就會發生一次，每次事件 可持續五至七天，最強可達向南 5 Sv。

我們還針對臺灣海峽當地風場對於海峽傳輸量的影響做了一些 測試，首先我們把 TSM 的風場外力停掉，並持續提供邊界條件。在 此狀況下 1999 年 10~11 月間臺灣海峽傳輸量模擬結果如圖 3-4b 虛 線部分所示，共出現五次的南向傳輸事件，但是與風場外力未停止的 結果(圖 3-4b 實線部分所示)相比，南向傳輸的強度大幅減弱許多，

我們推測這是由於缺少東北風帶動所致。不過在缺少風場外力的狀況 下仍有強度較小的南向傳輸事件發生，這可能就是由模式邊界提供所 造成的。Ko et al. (2003)指出臺灣海峽體積傳輸量的改變與黃海、東 海之風場所引起的 coastally trapped waves 有關。TSM 藉由 EAMS 的輸出結果作為邊界條件的提供，也因此把 TSM 模擬範圍之外的訊 息藉由邊界條件傳入 TSM 之中，所以臺灣海峽流量變化除了當受地 風場影響外，海峽遠方的訊息也是影響的原因之一。

3.1.3 流速垂直剖面之時間序列

為了方便與林(2005)在臺灣海峽的現場觀測流速資料做驗證，我

們把模式海流與風速在東-西方向與南-北方向的分量，均做了順時鐘

旋轉 30° 的處理，變成順沿海峽方向(along strait) 的分量(東北方向

為正、西南方向為負)，以及橫越海峽方向(cross strait) 的分量(東南 方向為正、西北方向為負)。圖 3-5~8，分別為測站 C1~C4 的海流 觀測資料以及模式結果，測站位置如圖 2-6 所示。圖 3-5a 為 1999 年 09 月 24 日 ~ 1999 年 12 月 14 日這段期間，烏坵測站所觀測到 的風速資料，這段時間都是以東北風為主，11 月中旬之前東北風變 化較為劇烈，並有間歇性的西南風出現；11 月中旬以後，東北風才 逐漸穩定，只呈現小幅度的震盪。

我們由模式結果發現(圖 3-5b)，測站 C1 在這段時間內平均流速 的垂直分布，整層均小於零，隨深度增加南向海流逐漸減弱，極負值 發生在表層 0 公尺處，在 0~10 公尺垂直速度梯度最大。就流速垂直 剖面來看，此時間內共出現六次主要的南向反流事件，分別都是發生 在東北風強勁的時候，而當東北風減弱，海流獲得釋放而轉為北向 流，而模式結果與觀測結果的相關係數達 0.8。以上結果與林(2005) 的觀測結果大致相似(圖 3-5a)。

由模式位於測站 C2 的結果(圖 3-6b)發現，速度變化與東北風強 弱有密切的關係，東北風強勁時呈現負值流速，風力減弱時流速轉為 正值。10 月 15 日~10 月 22 日間，東北風呈現強-弱-強的變化趨勢，

流況也隨風而改變，而六次主要的南向反流事件在此測站也有出現，

而模式結果與觀測資料的相關係數為 0.75。此外，平均流速的垂直

分布以正值為主，當深度增加時正值也隨之遞增，只有在表層 0~5 公尺處有負值的出現；標準差則是隨深度遞增而變小。上述結果與林 (2005)之觀測結果相符(圖 3-6a)。此測站的整體流速為四站中最強，

這可能與測站所在為置有關，位於烏坵凹陷北端的測站 C2，能夠接 收到來自於南方並沿海峽凹陷地形前進的北向海流之訊息。

由圖 3-7b 發現，測站 C3 平均流速的垂直分布呈現上負下正的 情況，水深 40 公尺處為其轉捩點，此深度以上均為負值，以表層最 為強烈，隨著 40 公尺處的逼近，平均流速逐漸趨近於零；而在深度 40 公尺以下開始轉為為正值，並隨深度漸增；標準差則是隨深度遞 增而減小。此段時間內，也可發現六次主要的南向反流事件，流向的 變化與東北風的消長有所對應，當東北風增強時，原先的北向海流受 到影響而減弱，甚至轉為南向流，而此站的模式結果與觀測資料之相 關係數則為 0.74。這些結果亦與林(2005)之觀測結果相符合(圖 3-7a)。

在測站 C4 的平均流速的垂直分布均以正值為主，只有表層出現

些許的負值，在水深 5 公尺處轉為正值並隨深度增加而逐漸遞增(圖

3-8b)，此站的平均流速只比 C1 站弱；標準差為四站中最大，這表示

此測站流速正負變換最為劇烈。就垂直剖面的時間序列而言，東北風

微弱時為正值，東北風強勁時為負值；以 10 月 15 日~10 月 22 日這

段期間流速變動為例，風速在短時間內快速的波動，也立即反映在流 況的變化上，此外六次的南流事件此測站也有出現，而模式結果與觀 測資料的相關係數為 0.82。以上結果與林(2005)之觀測結果相似 (圖 3-8a)。

就這四個測站的模擬結果來看(圖 3-5~8)，平均流速的垂直分布

以測站 C2 的流速最大，C4 次之，這表示在東北風盛行時節，海峽

中有兩股較為強勁的北向海流，分別位於海峽中央的烏坵凹陷和臺灣

西岸沿海一帶(24.5°N)；流速標準差最大位於 C4 站，表示此測站的

流速變化最為強烈；而在表層 0~5 公尺處的平均流速均呈現負值(南

向流)，這是因為表層海流被東北季風帶動所致，不過實測資料在此

深度區間並沒有觀測結果，利用數值模式的模擬就可補其不足。從流

速垂直剖面之時間序列來看其與實測資料的相關係數都有 0.74 以上

的水準，測站 C4 還可達 0.82，而六次主要的南向反流事件在這四個

測站均有出現，這顯示臺灣海峽在某些東北風強勁的時候，會有全面

南流的情況發生；以 10 月 15 日 ~ 10 月 22 日這段期間為例，我們

由風速與流速資料可發現，當風場轉為強勁東北風之時，四個測站的

流速也隨之變化；在強勁東北風的帶動下原先逆風的北向海流因而減

弱並轉為南向流。另外，就這四個測站平均流速的垂直分布均之模擬

情況而言，以測站 C1 與實測情況差距最大，可能是由於地形資料有

誤差所致；海峽地形在海峽中線以西靠近大陸沿海一帶準確度較為不 足，所以流場的模擬便與實際情況略有出入。

3.1.4 海峽斷面流況

林(2005)參考氣象局烏坵測站 1999 年 10 月到 12 月初之順沿海 峽方向風速資料(圖 3-9a)，挑選出三次東北風突然增強的事件(10 月 02 日~10 月 06 日、10 月 15 日~10 月 22 日、10 月 31 日~11 月 07 日)，來觀察事件前、中、後，風場強度變化對於橫越海峽斷面流況 之影響。為了與林(2005)利用 C1、C2、C3、C4 四點資料所補差出 來的海峽流速剖面來做驗證(圖 3-9b)，我們先取一條經過測站 C1、

C2、C3、C4 的測線 L1(圖 2-6)來做為我們要觀察之流速剖面範圍；

並藉由三次東北風增強事件中，風速增強前、最強勁時、減弱後，定 義出九個風速變動的時間點(與林(2005)相同)，最後再使用 TSM 輸 出結果，繪製出當時測線 L1 的海峽斷面流況，以便瞭解隨東北風強 度的消長，風力對於橫越海峽斷面流況反應過程及空間分布。

圖 3-10b 為 TSM 結果，一共分三個縱列，分別代表三次東北風

增強事件中，L1 測線上順沿海峽方向流速剖面隨風變化的情形，每

一個縱列由上而下分別表示事件前、中、後當時海峽流況的空間分

布。由模式結果發現，三次的東北風增強事件中，隨風力消長所發展

出海峽流況剖面之空間分布有相似的變化情形。東北風增強前，風力

較弱，並出現逆風的北向海流(速度量值為正)，海峽斷面上有兩個速 度極值核心，分別位於海峽中央的烏坵凹陷處 (測站 C2)及臺灣西岸 沿海一帶(測站 C4)，流速極值最大可達 0.3 m/s 向北。當東北風增強 時，在強勁東北風的帶動下，海峽流況斷面之空間分布，以南向流為 主 (速度量值為負)，從當時的空間分布來看，整個海峽斷面水深 30m 以上都有出現 0.5m/s 的南向海流；一般而言，風力的影響隨著深度 增加而減弱，故南向海流速度極值多出現於表層，此外 10 月 17 日 為三次事件中東北風最強勁的一次，此次海流南侵也最為強烈；就流 況的水平分布而言，西南向流速於 C2 站較弱，並在附近出現較強的 水平速度梯度。理論上，於不寬廣的海峽內，橫越海峽方向的速度應 是沒有明顯的水平空間變化，但在臺灣海峽內卻不是如此，其原因可 能與海峽斷面水深變化與水溫水平差異有關(Chuang，1988；林，

2005)。隨著東北風的減弱，流況的分布也逐漸回歸東北風增強前之

型態，而 10 月 22 日測站 C2 接近海床處並有極值核心的出現。以上

海峽斷面隨東北風增減的反應歷程與林(2005)觀測之觀測結果近乎

相同，除了 10 月 06 日，海峽斷面流況在當東北風減弱時況恢復情

形未如觀測之迅速，其原因可能是，10 月 06 日的前一天尚有一次不

算弱的東北風增強事件發生，所以我們推斷，TSM 所模擬出來 10 月

06 日的流場還有部分區域仍舊受到 10 月 05 日之東北風增強事件影

響，尚未恢復過來。此外，模式結果在表層(0~5 公尺)較實測結果來 的負(南向流)，其原因可能為實測結果在表層並沒有資料，而是把當 時的觀測資料藉由最佳化補差計算得之，而模式的表面流場則是直接 受 QuikSCAT/NCEP 風場驅動所致。

整體而言，單次東北增強風事件約需經歷 6~7 天的時間週期，

而風力變換前、中、後的每個階段約持續 1~2 天，東北風強度在這 短時間內迅速的變換，整個海峽斷面流況也受之影響，瞬間風雲變 色；事件前：流速為正；事件中：流速為負；事件後：流速為正。由 流速斷面可發現在海峽橫切面有兩個強勁北流的核心分別位於測站 C2、C4 一帶，此外從測站 C1～C4 平均流速的垂直分布可發現，C2 的流速最大，C4 次之，根據這兩點我們可歸納出，東北風盛行時節，

海峽中仍有可能兩股較強的逆風北向海流，分別位於烏坵凹陷一帶及 臺灣西岸沿海一帶(24.5°N)。

3.1.5 海峽流況對於東北風增強事件的反應歷程

Chu(1961)指出，臺灣海峽流場受風場的影響甚鉅。當東北風強

勁時，傳輸量呈現大幅度的南向運動，從當時海峽流況的垂直斷面也

顯現出，整個海峽斷面都是由北向南流動(Ko et al.，2003 ; Lin et

al.，2005)。此外，由現場的觀測結果不難發現，海峽流場對於東北

風強弱的變化，也會呈現相對應的反應歷程。我們參考 1999 年 09

月 24 日 ~ 12 月 14 日這段時間(此段時間 TSM 的結果已經與觀測資 (測站 C1~C4)有良好的驗證)，氣象局烏坵測站之順沿海峽方向風速 資料(圖 3-9a)，並選出最強的一次東北風增強事件(10 月 15 日 ~ 10 月 29 日)，繪出當時 TSM 所模擬臺灣海峽 20 公尺的流況資料，藉 以觀察海峽流場對於東北風增強事件的反應歷程(圖 3-11)。

由這段時間的風速資料可以發現，大致可以分做四個階段，東北 風微弱時、增強時、最強勁時、減弱期，其中每個階段所持續的時間 卻不盡相同。10 月 15 日算是東北風增強事件之初，風速較弱；然而 接下來的兩天風力瞬間增強，於 10 月 17 日達到極大值；這種強勁 的東北風共持續了到一天之久直到 10 月 18 日，這算是東北風最強 勁時期；10 月 18 日之後一直到 10 月 29 日就屬於東北風增強事件 的減弱期，雖然在這段過程中風力仍有小幅度波動，但整體而言還是 表現出一定的減弱趨勢。

接下來我們把上述風力變化的四個階段與 TSM 20 公尺流況模

擬結果來做對應。10 月 15 日東北風較弱，當時的流場，以逆風的北

向海流為主，並有流速極大值出現於澎湖群島周圍及臺灣西岸沿海一

帶，然而在大陸沿岸與海峽中部卻有些許南向海流的蹤跡。10 月 16

日東北風急遽增強，在表面風場的帶動下，大陸沿岸附近的南向海流

逐漸加強，南下與北上的兩股勢力相會於海峽中部(25°N)並呈現五五

波的對峙，此時澎湖群島周圍及臺灣西岸沿海一帶仍有逆風的北向海 流極值出現，但強度減弱許多。24 小時後，10 月 17 日的到來，也 就是東北風最為強勁之時，我們發現，當時的海峽出現全面的南向海 流，連原先北向海流較為強勁的澎湖群島周圍及臺灣西岸沿海一帶，

也全面反轉朝西南方向流去。兩天過後(10 月 19 日)，東北風開始減 弱，可是海峽大部分區域，仍舊呈現南向運動的狀態，並沒有因東北 風的減弱而有所轉向，只是流速並無先前強勁，並有減弱之趨勢；除 此之外，海峽東北方出口開始發現有北向海流的蹤跡。接下來的十 天，直到 10 月 29 日，東北風都表現出減弱的趨勢，此時海峽流況 也受之影響而做調整，大陸沿岸流漸漸往北退縮，而逆風的北向海流 則是逐漸出現於海峽各區域；終於，10 月 29 日海峽流況恢復成與東 北風增強事件前，以北向海流為主的流場形態，而完成了這一次隨東 北風增強事件的反應歷程。

整體而言，海峽流場對於東北風強弱的變化，會有相對應的反應

歷程。東北風增強事件之初的流場型態，會隨著東北季風急劇的增

強，而使得整個海峽呈現全面的南向海流，連原先的強勁北向海流區

域(如：澎湖水道)也不能倖免，這段變化過程，在全程不到 24 小時

內，流場立即受到影響，並沒有太大的時間延遲；隨後，在東北風減

弱後，海峽也慢慢調整逐漸回復成事件發生前的流場型態。

3.2 臺灣海峽之季節變化

位處於東亞季風系統下的臺灣海峽，風場呈現季節性的變化。流 場在風場的帶動下，自然也受其影響；夏季以北上海流為主，冬季則 有大陸沿岸流的南下；然而，源於南、北方不同特性的海水也隨著海 流進入海峽之中，而讓海峽內部的水文場產生的變化。此外，海峽內 複雜的海底地形也造成流況與溫度場奇特的空間分布，在以上種種原 因的影響下，臺灣海峽的流場、溫度場因而具有複雜的時空變化。以 下將從冬夏兩季來探討臺灣海峽內部流場與溫度場的季節變化及其 特色。

3.2.1 臺灣海峽風場之變化情況

就臺灣海峽流況的變化而言，風場為一個很重要的影響因素，所

以在觀察海峽流況之季節變化前，先要了解 QuikSCAT 風場資料在臺

灣海峽的一些特性。本研究是以 QuikSCAT 風場資料作為 TSM 主要

的驅動外力，為了要瞭解 QuikSCAT 與東吉島氣象站所測的風場資

料，在臺灣海峽當地是否有相似的變化趨勢，而做了以下的測試。我

們把 QuikSCAT 同一時間點的風場資料做了空間上的平均，選取範圍

東西向從 117°E 到 121°E，南北向從 22°N 到 26°N，如圖 3-12a 所

示(圖；並且把風場在東-西方向與南-北方向的分量，均做了順時鐘旋

轉 30°的處理，變成順沿海峽方向的分量(東北方向為正、西南方向為

負)；而東吉島風速資料也做了相同的轉換而成為了順沿海峽方向(東 北 方 向 為 正 、 西 南 方 向 為 負 ) 。 圖 3-12b 為 東 吉 島 風 速 資 料 與 QuikSCAT 臺灣海峽區域風速平均資料之關係圖(此兩筆資料均轉為 順沿海峽方向)，我們經由線性回歸分析後發現兩者的相關係數高達 0.97、斜率近似於 1、截距為 0.16 這表示 QuikSCAT 在海峽內部區 域的平均風場與東吉島單點測站觀測資料的變化趨勢相同並有良好 的對應關係。除此之外，郭(2004)利用彭佳嶼、金門與東吉島三個氣 象站長期的觀測結果，來分別代表海峽北部、西部與東南部的風場特 性，並且從中發現，三測站雖然分散於海峽不同位置，卻有相同的季 節變化趨勢。

參考上列敘述後可以瞭解，海峽內部的風場資料在空間的分布上 有相同的趨勢，無論是 QuikSCAT 或氣象站的單點資料都有相似的結 果。故本研究利用位於海峽內部的東吉島測站 1999 ~2003 年的風速 資料逐月平均的結果，來觀看海峽內風場隨季節轉變的趨勢。根據(圖 3-13)東吉島五年風速變化趨勢可以發現，海峽風場以東北風為主，

並具有季節性變化；冬季時東北風最為強勁，春秋兩季則為季風轉換 時節，風速次之，而只有在夏季時才有西南季風的出現，但與春、夏、

秋三季相比，夏季的風力顯得微弱許多。一般而言，自 9 月開始出現

微弱的東北季風，10 月風速開始增強，而在年底與隔年年初達到高

峰，2 月後開始減弱，3 至 5 月減弱的幅度更是明顯，微弱的西南季 風從 6 月開始出現並持續到 8 月，9 月之後開始出現另一波的東北季 風。由於海峽流場變化受季風影響甚鉅，故本研究依照東吉島風速強 弱及其變化趨勢，選定 1 月與 7 月份別作為冬、夏季的代表月份，藉 以觀察臺灣海峽流況及溫度場的季節變化。

3.2.2 夏季時海峽流場與溫度場 (a)流場

藉由 1999 ~ 2003 年間，TSM 20 公尺流場長期平均結果(圖 3-14a)發現，在西南季風的帶動下，臺灣海峽的夏季流況以北向流為 主，並可發現三處的流速極值，分別位於臺灣西岸沿海一帶(25°N)、

海峽中部的凹陷地形處及澎湖水道一帶，其中又以澎湖水道最為強 勁。源自於南方的北上海流在進入海峽中部前被澎湖群島分為兩部 份，一部分由臺灣灘北方流入海峽之中，另一部份經澎湖水道水道向 北前進，前者流速約為 0.2~0.3 m/s 之間，而位於澎湖水道內部的後 者，流速可達到 0.8m/s，最大可至 1.1m/s；這個有黑水溝之稱的漏 斗型通道，寬度約只有海峽的五分之一，在匯集由南方而來的大量海 水後，成為海峽內流速最為湍急之處。

流出澎湖水道後的湍急海流在受彰雲隆起的阻擋及海峽凹陷地

形的影響下形成上下分層的流場型態(Wang and Chern，1992)。大

略可分為表層與底層兩部份：表層 20 公尺的流場在遇到彰雲隆起後 分為兩支；一支直接跨過隆起地形到向北挺進，在到達海峽北部後沿 臺灣西岸向北流去，此處出現了海峽一個流速極值處；另一支則貼著 隆起邊緣向西北方偏轉，此處則為另一個流速極值發生地帶，此偏轉 後的海流與臺灣灘北方流入的北向海流匯集後繼續向北前進，經烏坵 凹陷後而到達海峽北部。另外，底層 50 公尺流場這部份(圖 3-14b)，

來自於澎湖水道的湍急海流，在撞上彰雲隆起後，藉由地形的導引下 轉為西北方移動，之後再沿著海峽凹陷地形向北前進，經烏坵凹陷後 到達海峽北部的觀音凹陷一帶，一般而言，這部分的流場比同樣深度 的其他區域來的湍急。經由以上敘述我們可以發現，臺灣海峽夏季的 流場型態在澎湖水道及彰雲隆起一帶會出現上下不同調的垂直分層 結構，這種獨特的流場結構也會連帶影響到當地溫度場分布情況。

(b)溫度場

圖 3-15a 為臺灣海峽夏季 20 公尺的溫度場分布型態。此時澎湖

水道內的溫暖海水，在西南季風的帶動下向北流入臺灣海峽，在遭遇

彰雲隆起的阻擋後，表層高溫較輕的海水越過隆起地形向海峽北部繼

續前進，底層低溫較重的海水，大部分則是順沿著海峽凹陷地形朝西

北前進，在經過烏坵凹陷後來到海峽西北部，所以我們從 50 公尺的

溫度場分布(圖 3-15b)可以發現，海峽北部溫度場西邊低於東邊，而

等溫線呈現平行於海峽走向的分布情形。

夏季時，海峽溫度場分布除了前述的特色外，在海峽西北與西南 沿岸及澎湖群島南方的臺灣灘一帶，會出現低溫區(Low Temperature Zone，LTZ)，其位置與 Hu et al.(2001)利用水文資料以及衛星資料 所歸納出來，由於湧升流所導致的 LTZ 位置大致相符。海峽西岸低 溫區的產生原因，可能是由於夏季時節所吹送的西南季風，會帶動海 峽表層的艾克曼傳送(Ekman transport)，而讓表層海水朝向東南方離 岸，底層海水向上補充(Jan et al.，1994b)。在海峽的中部及南部也 有出現溫度較低的區域，分別位於彰雲隆起南部及澎湖群島南方的臺 灣灘一帶，Hong et al.(1991)指出，夏季時臺灣灘東南側湧升流區域 的產生原因是因為北向海流碰上隆起地形－臺灣灘所引起的。此外由 TSM 結果發現彰雲隆起南部也有低溫區的出現，我們推測此低溫區 域也是類似的原因所引起的，底層冷水在北向運動的過程中，遭遇隆 起地形，因此有一部份冷水沿隆起地形向上爬升至表層所導致；我們 由 Hu et al.(2001)所分析的海表面溫度場衛星影像也發現在彰雲隆 起南部有類似的低海溫區域存在，不過此現象詳細的產生機制仍須進 一步探討。

3.2.3 冬季時海峽流場與溫度場

(a)流場

臺灣海峽冬季時 20 公尺表層流場(圖 3-16a)，在東北季風影響 下流速較夏季微弱許多；整體而言，流速只有 0.1m/s 左右，然而由 澎湖水道向北延伸的凹陷地形以及臺灣西岸沿海一帶(25°N)這些流 速較為強勁區域依舊存在，只是其流速減弱降至 0.2m/s。不過藉由 東北季風的興起，不曾在夏季出現的大陸沿岸流，卻在海峽中發現它 的蹤跡；這股隨風而來的海流南下至 24.5°N 一帶，並與沿海峽凹陷 地形而來的北上海流在烏坵凹陷一帶會合。這兩股分別來自於南北方 的海流，會合後的海流又分為兩支，一支轉為東北方前進，由臺灣西 北方流出臺灣海峽，而在海峽北部形成 U 形的環流型態，另一支則 繼續向南蔓延，直到達彰雲隆起一帶，並與流出澎湖水道的西北向海 流相遇後沿地形凹陷處往北流去，而在海峽中部形成順時鐘環流型 態；海峽東部則有從澎湖水道北上越過彰雲隆起的北上沿岸海流之蹤 跡。

圖 3-16b 則是臺灣海峽冬季 50 公尺的流場分布，與 20 公尺頗

為相似；南下的大陸沿岸流與沿凹陷地形而來的北上海流，在烏坵凹

陷一帶相遇，並於海峽北部形成 U 型的環流型態。整體而言，隨東

北風南下的大陸沿岸流的出現，除了讓冬季流場呈現與夏季不一樣的

風貌外，溫度場也隨之影響，以下是 TSM 所模擬出來的冬季溫度場

分布情形。

(b)溫度場

圖 3-17a 為臺灣海峽冬季 20 公尺的溫度場分布型態，整體而 言，冬季的溫度場平均只有 19°C 左右，等溫線大致呈東北-西南走 向，溫度由西北向東南方遞增，海峽西北方大陸沿岸一帶溫度最低可 達 17°C，而東南方的澎湖水道一帶溫度較高，約 22°C 左右。圖 3-17b 為臺灣海峽冬季 50 公尺的溫度場分布型態，整體看來比表層溫度場 還要來的低溫，最高溫度不超過 20°C，海峽內部有一半的區域溫度 不超過 18°C，等溫線分布趨勢與表層相似，也是呈東北-西南走向，

海峽西北方大陸沿岸一帶溫度最低，而澎湖水道一帶溫度較高。TSM 所模擬出的表層溫度場分布情況與國家海洋科學研究中心海洋資料 庫所繪製的冬季 20 公尺溫度場分布相似。

在東北風的帶動下，隨大陸沿岸流而來的低溫海水，乘風南下，

這股低溫的海水，從海峽西北部向南擴散，在海峽中部烏坵凹陷一帶 與源於海峽南方經澎湖水道而來的黑潮分支水相遇。郭(2004)指出該 月份(1 月)，大陸沿岸水的溫度約為 16~19°C，黑潮分支水溫度約為 19~24°C；由 TSM 結果來看，這兩股水團分別佔據臺灣海峽的南、

北半部，並在烏坵凹陷、彰雲隆起一帶相遇，也因而造就冬季海峽溫 度場南暖北冷的分布型態。

整體而言，臺灣海峽的流場與溫度場具有季節性的變化，夏冬兩

季的差異更是明顯。夏季時出現全年難得一見西南季風，藉此風場的 帶動下，整體流場呈現由南向北的運動方向，流速平均可達 0.8m/s，

而在澎湖水道一帶最高可出現 1.1m/s 的流速量值，這個漏斗狀的狹 長通道流速湍急，並且是南方溫暖海水注入海峽的要道，流出水道的 溫暖海水在遭遇彰雲隆起的阻擋後，出現上下分層的結構，表層高溫 較輕的海水在遇到隆起時分為兩支；一支貼著隆起邊緣向西北方偏 轉；另一支則直接跨過隆起地形到向北挺進，在到達海峽北部後貼著 臺灣西岸向北流去，底層低溫較重的海水，主要則是順沿著海峽凹陷 地形朝西北前進，在經過烏坵凹陷後來到海峽西北部，因而造就海峽 北部底層等溫線平行於海峽走向的分布情形。此外，在海峽西部大陸 沿岸一帶、彰雲隆起南部以及澎湖群島南方的臺灣灘一帶，在夏季時 會有湧升流造成的低溫區之出現。冬季時節，在強烈東北季風的吹送 下，整體流場呈現與夏季差異頗大的情況，平均速率降至 0.1 m/s；

冬季隨風南下的大陸沿岸流與沿海峽凹陷地形而來的北上海流在烏 坵凹陷一帶會合，並在海峽北部及中部分別形成 U 型及順時鐘的環 流型態；這兩股海流分別攜帶著低溫與高溫海水流入海峽之中，並在 烏坵凹陷、彰雲隆起一帶相遇，因而造就了冬季海峽溫度場南暖北冷 的分布狀況。

3.3 臺灣海峽之年際變化

臺灣海峽的流場與溫度場除了季節變化外，也有年際變化存在其 中，我們藉由觀察不同年份相同季節(夏季、冬季)的臺灣海峽傳輸 量、流場及溫度場來說明年際變化的情形。

3.3.1 正常年與聖嬰年的定義

本研究是使用美國國家海洋及大氣總署(National Oceanic and Atmospheric Administration ， NOAA) 氣 候 預 報 中 心 (Climate Prediction Center，CPC) 所定義之 ONI (Oceanic Niño Index) 來做 為判斷是否為聖嬰年的指標。ONI 為 Niño 3.4 區域(圖 3-18)之海溫 距平變化，在經過 3 個月移動平均(running mean)後，若其值連續 5 個月以上均大於 0.5℃，則評定為進入聖嬰現象的狀態；反之，海溫 距平小於 -0.5℃，達 5 個月以上即進入反聖嬰的狀態，其他情形則 為正常狀態。藉由上述準則，在 1999 ~ 2003 年間，我們將 1999 年 01 月~ 2000 年 06 月、2000 年 10 月~2001 年 02 月定義為反聖嬰，

2002 年 05 月 ~ 2003 年 03 月定義為聖嬰，其餘時間則為正常狀態(圖 3-19)。

3.3.2 風場、傳輸量的年際變化

Wu and Hsin (2005)利用高解析度數值模式的模擬結果指出，

1999~2003 年間，臺灣海峽夏季時北向傳輸以 2003 年為最強，冬季 時南向傳輸則以 2002 年最弱，因而推得臺灣海峽的傳輸量除了季節 變化外更具年際變化。圖 3-20 為 ONI、東吉島風場、TSM 所計算的 澎湖水道與臺灣海峽傳輸量，四者間的關係圖。為了研究方便，我們 將東吉島風場資料做了順時鐘 30° 的旋轉，畫出了順沿海峽方向分 量的時間序列(圖 3-20b)。此外，為了方便與 ENSO 事件來做比對，

我們將模式結果加以不同天數的移動平均處裡，當使用 90 天(3 個月) 的移動平均後，模式結果對於 ENSO 事件的特性即可表現出來，而 且此處理天數與 ONI 的天數相同，故我們把東吉島風場、澎湖水道 傳輸量、臺灣海峽傳輸量，三者的時間序列都做了 90 天的移動平均 處理以方便後續比較之用。

澎 湖 水 道 為 南 方 海 水 進 入 海 峽 內 部 的 的 重 要 通 道 (Jan and

Chao，2003；Liang et al.，2003；Wu and Hsin，2005)，藉由 TSM

結果發現(圖 3-20c)，澎湖水道的傳輸量具季節性變化，北向傳輸最

大值發生在夏季，最小則發生於冬季，這主要是由於季風轉變所導

致，冬季時強勁的東北季風限制了北向的傳輸，傳輸量減弱而近乎於

零，甚至轉為南向傳輸。除了季節變化外，年際變化也發生於澎湖水

道之中，在 2000~2003 年這段期間內，夏季時的北向傳輸以 2003

年最大，冬季時的南向傳輸則以 2002 年最小。圖 3-20d 為 TSM 所

模擬出來的臺灣海峽傳輸量，如同澎湖水道一樣，臺灣海峽傳輸量也 呈現季節性變化，夏季呈現強勁的北向傳輸，秋、冬逐漸減弱，甚至 轉向。除了季節變化外，也可發現年際變化，趨勢與澎湖水道相似，

在這四年間，夏季時最大的北向傳輸發生於 2003 年；而冬季時最小 的南向傳輸則是發生於 2002 年。

整體而言，傳輸量的季節與年際變化都存在於臺灣海峽與澎湖水 道之中，在 2000~2003 年間，2003 年的夏季無論在澎湖水道或是臺 灣海峽的北向傳輸量均呈現四年來的最大值；而冬季時最微弱的南傳 輸則是發生於 2002 年，此時東吉島風場也呈現四年來冬季最弱的一 次東北風。由於 ENSO 多於年底發展成熟，此時臺灣海峽正值冬季；

Kuo and Ho(2004)藉由 EOF 來分析 1996 年 4 月~2000 年 12 月間 由 ERS 衛星所觀測的臺灣海峽風場資料發現，1997/1998 ENSO 發 生的冬季，東北季風較平常年減弱。我們由這四年間的 ONI 時間序 列也發現，2002 年底到 2003 年初正值 ENSO 發展成熟，當時東吉 島的東北風也是四年冬季來最微弱的一次；同一時間，澎湖水道及臺 灣海峽兩地的南向傳輸也呈現四年來最微弱的一次，甚至趨近於零。

冬季東北風強度的增減會連帶造成海峽內部傳輸量的改變，讓相同時

節(冬季)不同年份的傳輸量有所差異，這也再次顯現出區域風場與傳

輸量有著密切的關係。

3.3.3 流場、溫度場的年際變化 (a)夏季

臺灣海峽夏季溫度場分布的特色，除了由於地形因素所引起分層 效應外，湧升流所造成的低溫區則是另一個有趣的現象。許多學者就 指出海峽內部澎湖南方的臺灣灘及臺灣海峽西部大陸沿海一帶都有 低溫區的出現；前者是由於北向海流與地形作用下所造成的，後者是 海峽底層低溫海水向上湧升所引起的(Hong et al.，1991；Jan et al.，1994b；Hu et al.，2001；Tang et al.，2002；Lee et al.，2003)。

夏季時的臺灣海峽吹拂著西南季風，在這股風場帶動下的艾克曼傳 送，會讓表層海水朝向東南方離岸，底層海水進而向上補償，於是在 海峽西岸出現低溫海水向上湧升的現象(Jan et al.，1994b)。此外，

夏季時臺灣海峽內部的湧升流區域其範圍與強弱也有年際的變化；藉 由 1987~1998 七月間的衛星表面溫度場影像發現，1990、1993、1995 這三年海峽西南沿岸的低溫區域特別強烈(Hu et al.，2001；Tang et al.，2004)。這也意味著，在不同年份的相同月份，湧升流所造成的 低溫區有著不同情況。為了要觀察臺灣海峽內部低溫區的年際變化，

我們選擇七月份來做為我們觀察的月份，並藉由 TSM 所模擬出七月

的 10 公尺溫度場結果來觀察其變化。再參考 Hu et al.(2001)觀察低

溫區的方法，把該年當月的平均溫度場減去當時海峽內的空間平均，

當結果小於-1°C 時就視為低溫區。為了比較方便，我們將風場作順 時鐘 30°的轉換(正值為西南風)，把順沿海峽方向的風場結果與溫度 距平來做比較，以觀察風場與低溫區的關係。

圖 3-21a 為 2001 年七月份溫度場距平，呈現東西對稱的分布，

除了海峽內部的彰雲隆起及澎湖南方的臺灣灘一帶有些許負值存在 之外，海峽東部大多高於平均值；西區則是以負值為主，多出現在海 峽西北與西南部一帶，而西北部低溫區的強度與範圍都比西南部來的 大。圖 3-21b 是順沿海峽方向風場的空間分布圖，海峽西南風整體 均呈現 1.1m/s 左右的速度量值。

2002 年七月的溫度場距平(圖 3-22a)也呈現東西對稱的分布型 態，而海峽西南方與西北方的低溫區，則是呈現南強北弱的情況。比 較當時海峽西南風(圖 3-22b)，也可發現是南強北弱的情形，海峽南 部速度量值增強至 1.5 ~1.9 m/s 之間，北部則衰減至 0.3m/s 左右。

2003 年七月的溫度場距平(圖 3-23a)呈現更加強烈的東西對稱 的分布型態，海峽東部、西部的高溫、低溫區相較於前兩年(2001、

2002)明顯許多；而原先存在於 2001、2002 的西北與西南兩個低溫

區，於 2003 年則是合併成為一個大的低溫區，並座落於大陸沿岸一

帶；強度方面，也是西北部低溫區大於西南部的。此時海峽西南風速

度量值(圖 3-23b)，則是整體增強，尤其以海峽北部更是明顯，速度

量值普遍都有 5m/s，有些地方甚至可達 6m/s；海峽南部也同樣增強，

速度量值均有都有 2.5m/s 左右的水準。

我們由圖 3-21~23 發現，2001~2003 年間臺灣海峽七月份西南 風強度呈現明顯的年際變化，尤其以海峽北半部更為明顯。2003 年 在海峽北部西南風的強度為三年之最，2001 年次之，2002 年最弱。

而這三年間七月份海峽北部的低溫區，以 2003 年最為明顯，2001 年居中，2002 年最弱。綜合而言，西南風的強度與臺灣海峽西岸的 低溫區有著密切的關係。在西南風的吹送下，帶動表層艾克曼傳送離 岸，而使底層低溫海水向上湧升。所以當西南風強度增強時，表層艾 克曼因而增強，海峽西岸的低溫區變的更加明顯。2003 年海峽西南 風強度為三年之最，原先出現於海峽西岸南、北方的兩個低溫區，於 該年合而為一，成為座落於大陸沿岸一帶的大低溫區，而該年海峽西 北方低溫區在強勁西南風的帶動下，變的比前兩年更加明顯。所以在 2001 ~2003 年間，西南風場強度呈現年際變化時，海峽西岸低溫區 範圍大小也有相對應的關係，而表現出相同趨勢的年際變化。

另外，值得一提的是，由 TSM 2001 年 8 月份 10 公尺流況模擬

結果發現(圖 3-24 )，當時海峽流況並非與典型的夏季流場完全相

同，在海峽西北方大陸沿岸一帶竟然有南下海流的出現。為什麼夏季

會有這種特殊的流場型態？可從 QuikSCAT 當時海峽的風場分布獲

得，當時海峽風場並不是盛行西南季風，而是吹拂著微弱的東北季 風；此外我們也分析當時東吉島測站的風場資料，發現也是呈現東北 風的型態。

(b)冬季

冬季時東北風興起，隨風南下的大陸沿岸流與北上的南方暖水在 海峽中部相遇，而形成南暖北冷的溫度場型態。此外，我們從 ONI、

東吉島風場、澎湖水道與臺灣海峽傳輸量的比較可以發現，此時傳輸 量的年際變化與 ENSO 現象也有所關聯。2002/2003 ENSO 發生時 的冬季，東北季風減弱，而使得海峽內部南向傳輸較正常年微弱，甚 至近乎於零。McPhaden (1999)指出，1997/1998 ENSO 事件於該年 六月開始發展並於十二月達到高峰。此外，由 ONI 的變化發現，當 聖嬰、反聖嬰事件發生時，ONI 多在年底 (10~12 月間)達到極值(高 峰)。所以我們想藉由十月至十二月間平均的流場與溫度場來探討臺 灣海峽在 ENSO 事件發生時與正常年時的差異。

圖 3-25a 是臺灣海峽 2003 年(正常年)10~12 月的平均流場，當

時海峽內部的南向海流，佔據大半個觀音凹陷，此外，在 24.5°N 的

大陸沿岸一帶也可發現南向海流的蹤跡；流出澎湖水道的北上海流則

是沿著海峽凹陷地形向北前進至烏坵凹陷一帶。圖 3-25b 為 2002 年

(ENSO)10~12 月的平均流場，ENSO 事件發生時(2002 年)，海峽內

部南向與北向海流則與正常年有不同的勢力分布，我們可以發現當時 的南向海流勢力較正常年(2003)減弱，原先佔據大半個觀音凹陷的南 向海流，在 ENSO 事件時向西北方退縮，只剩下原先的一半；而流 出澎湖水道北向海流，流速增強、勢力範圍隨之擴張，並取代原先出 現在 24.5°N 大陸沿岸一帶的南向海流。整體而言，ENSO 事件發生 時北向海流勢力的增強，南向海流勢力的減弱，這是由於事件發生的 冬季，東北風強度較正常年微弱，在海表面風場減弱的狀況下，南向 海流勢力隨之減弱，而原先受到東北風壓抑的北向海流，在此狀況下 則稍獲釋放，勢力因而增強。

由流場的分布可發現 ENSO 事件時，海峽內部海水運動狀況與 正常年有所不同，類似的差異也發生在溫度場的分布 ，圖 3-26a 為 臺灣海峽 2003 年(正常年)10~12 月的平均溫度場分布，此時由北方 而來的低溫海水佔據了大半個觀音凹陷，最南可到達 24.5°N 大陸沿 岸一帶。圖 3-26b 為臺灣海峽 2002 年(ENSO)10~12 月的平均溫度 場分布，與正常年(2003 年)相比較後發現，該年由北方南下的低溫海 水勢力減弱，並向西北方退縮；而由低緯度北上的暖水，勢力較正常 年增強。在 ENSO 發生的冬季，這兩股分別佔據海峽南北方的暖水 與冷水，其勢力的一進一退，而表現出不同於平常年的溫度場型態。

另外，值得一提的是，2000 年底為反聖嬰年，由該年 TSM 10~12

月份的平均流場發現(圖 3-27a)，當時海峽流況呈現全面的南向海 流。其原因為何? 可從 QuikSCAT 當時海峽的風場分布獲得，我們 把 2000 年 10~12 月份的東北風場減去 1999~2003 年相同三個月的 平均值後發現(圖 3-27a)，2000 年的東北風強度要比平均值還要來 的強勁，也就是說 2000 年(反聖嬰)的時候在強烈東北風的帶動下，

因而讓當時海峽流況呈現全面的南向海流。

我們綜合風場、流場、溫度場來看，ENSO 發生時的冬季東北季

風強度有所改變，讓海峽流況產生變化，進而反映在溫度場冷暖水的

分布上。Kuo and Ho (2004)指出臺灣海峽 1997/1998 ENSO 時，冬

季東北風較平常年微弱，海表面溫度較平常年高溫。這情況在 2002

/2003 ENSO 發生的冬季重演，其東北風較正常年減弱，TSM 的結

果也顯示海峽北部大陸沿岸一帶的南向海流減弱，海峽南部流出澎湖

水道的北向海流勢力增強，在海流的帶動下北方冷水與南方暖水的一

退一進，因而讓海峽溫度場分布與正常年有所不同。

圖 3-1 臺灣周邊海域 20 公尺全年平均流況圖，底色為水深，色標自-8000~0 公尺。單位向量為 100 cm/s。(取自 http://www.ncor.ntu.edu.tw/)

圖 3-2 臺灣周邊海域 50 公尺全年平均流況圖，底色為水深，色標自-8000~0 公尺。單位向量為 100 cm/s。(取自 http://www.ncor.ntu.edu.tw/)

(a)

(b)

圖 3-3 TSM 結果，臺灣海峽全年平均流場，底圖為 V 方向速度量值，紅為正 值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4m/s。(a)水深 20 公尺 (b) 水深 50 公尺。

(a c1 c2

c3 c4

圖 3-4 1999/10~1999/11 臺灣海峽傳輸量，(a)實線為觀測結果(取自 Ko et al.

2003)，虛線為 TSM 結果，(b) 皆為模式結果，虛線為未使用風場外力，實 線為使用風場外力。

(c) (b)

c1

圖 3-5 1999/09/24~1999/12/14 烏坵風速與 C1 站順沿海峽方向流速，左圖為 垂直剖面之時間序列， 右圖為標準差和流速平均之垂直分布。 (a)烏坵風速 資料(取自 林，2005) ，(b)觀測之流速垂直剖面(cm/s)(取自 林，2005)，

(c)TSM 之流速垂直剖面(m/s) 。黃色為正值(東北向流)、藍色為負值(西南向 流)。

(a)

(a)

(b)

c2

圖 3-6 1999/09/24~1999/12/14 烏坵風速與 C2 站順沿海峽方向流速，左圖為 垂直剖面之時間序列， 右圖為標準差和流速平均之垂直分布。 (a) TSM 之 流速垂直剖面(m/s)，(b) 觀測之流速垂直剖面(cm/s)(取自 林 2005)。黃色為 正值(東北向流)、藍色為負值(西南向流)。

(b) (a

c3

圖 3-7 1999/09/24~1999/12/14 烏坵風速與 C3 站順沿海峽方向流速，左圖為 垂直剖面之時間序列， 右圖為標準差和流速平均之垂直分布。 (a) TSM 之 流速垂直剖面(m/s)，(b) 觀測之流速垂直剖面(cm/s)(取自 林 2005)。黃色為 正值(東北向流)、藍色為負值(西南向流)。

(b) (a

c4

圖 3-8 1999/09/24~1999/12/14 烏坵風速與 C4 站順沿海峽方向流速，左圖為 垂直剖面之時間序列， 右圖為標準差和流速平均之垂直分布。 (a) TSM 之 流速垂直剖面(m/s)，(b) 觀測之流速垂直剖面(cm/s)(取自 林 2005) 。黃色 為正值(東北向流)、藍色為負值(西南向流)。

(a)

c1

c3 c4

(b)

圖 3-9 三次東北風增強事件，事件前、中、後海峽上順沿海峽方向之流速空 間分布圖。(a)氣象局烏丘測站順沿海峽方向風速變化 (取自 林 2005)，(b) 觀 測結果(cm/s)(取自 林 2005) 。紅為正值(東北向流)、藍色為負值(西南向流)。

L1

(b)

圖 3-10 三次東北風增強事件，事件前、中、後 L1 測線上順沿海峽方向流速 空間分布圖。(a)氣象局烏丘測站順沿海峽方向風速變化 (取自 林，2005)，

(b)TSM 結果(m/s)。紅為正值(東北向流)、藍色為負值(西南向流)。

(a)

(a)

(b) (c) (d)

(f) (g)

圖 3-11 臺灣海峽流況對於東北風增強事件的反 應歷程。TSM 水深 20 公尺結果，底圖為該深度 V 方向速度量值，紅為正值(北向流)、藍色為負 值 (南向流)，單位向量為 0.4m/s (a) 10/15 ，(b) 10/16，(c) 10/17，(d) 10/19，(e) 10/23，(f) 10/27，(g) 10/29。

(e)

(a)

圖 3-12 東吉島與 QuikSCAT 風場資料散佈圖(a)東吉島測站所在位置(圓點所 在位置)，QuikSCAT 臺灣海峽區域風速平均資料之選取範圍(b)東吉島風場與 QuikSCAT 臺灣海峽區域風速平均資料的相關分析。

Wind speed (m/s)

圖 3-13 東吉島氣象站 1999 至 2003 年逐月平均之風場棍棒圖。

(a)

(b)

圖 3-14 TSM 結果，臺灣海峽 7 月平均流場，底圖為該深度 V 方向速度量值，

紅為正值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4m/s。 (a)水深 20 公尺(b)水深 50 公尺。

(a)

(b)

圖 3-15 TSM 結果，臺灣海峽 7 月平均溫度場，底圖是該深度水溫由 16ºC 到 28ºC ，等值線間距為 1ºC。 (a)水深 20 公尺(b)水深 50 公尺。

(a)

(b)

圖 3-16 TSM 結果，臺灣海峽 1 月平均流場，底圖為該深度 V 方向速度量值，

紅為正值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4m/s。 (a)水深 20 公尺(b)水深 50 公尺。

(a)

(b)

圖 3-17 TSM 結果，臺灣海峽 1 月平均溫度場，底圖是該深度水溫由 16ºC 到 28ºC，等值線間距為 1ºC。 (a)水深 20 公尺(b)水深 50 公尺。

2002/2003 ENSO 圖 3-18 Niño 3.4(5°N-5°S，120°W- 170°W)範圍圖。

圖 3-19 1999~2003 年 間 ONI 變 化 曲 線 圖 ( 資 料 取 自 NOAA Climate Prediction Center) 。

圖 3-20 聖嬰現象、風場與傳輸量之關係圖。(a)ONI (b)東吉島順沿海峽方向 風速 (c)TSM 結果-澎湖水道傳輸量。(d)TSM 結果-臺灣海峽傳輸量。(b)(c)(d) 皆經 90 天移動平均處理(running- mean)。

(b) (a)

圖 3-21 2001 年 7 月溫度場與風速場空間分布 (a) TSM 溫度場結果並減去 當時該區域的平均值(26.07ºC) ，等值線間距為 1ºC，藍色為低於該平均值、

綠色為高於該平均值。(b) QuikSCAT 順延海峽方向風速場(m/s)，強度：紅色

>黃色>淡藍>深藍>紫色。

(b) (a)

圖 3-22 2002 年 7 月溫度場與風速場空間分布 (a) TSM 溫度場結果並減去 當時該區域的平均值(25.65ºC) ，等值線間距為 1ºC，藍色為低於該平均值、

綠色為高於該平均值。(b) QuikSCAT 順延海峽方向風速場(m/s)，強度：紅色

>黃色>淡藍>深藍>紫色。

(b) (a)

圖 3-23 2003 年 7 月溫度場與風速場空間分布。(a) TSM 溫度場結果並減去 當時該區域的平均值(24.82ºC) ，等值線間距為 1ºC，藍色為低於該平均值、

綠色為高於該平均值。(b) QuikSCAT 順延海峽方向風速場(m/s)，強度：紅色

>黃色>淡藍>深藍>紫色。

圖 3-24 TSM 結果，臺灣海峽 2001 年 8 月平均流場(10 公尺)，底圖為該深 度 V 方向速度量值，紅為正值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4/ms。

(a)

(b)

圖 3-25 TSM 10~12 月 20 公尺流場結果，底圖為該深度 V 方向速度量值，紅 為正值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4/ms。(a) 2003 年 (normal) (b)2002 年(ENSO)。

(a)

(b)

圖 3-26 TSM 10~12 月 20 公尺溫度場結果，底色為該深度水溫由 20.5ºC 到 26ºC，暖色系代表較暖的水，冷色系代表較冷的水，等值線間距為 1ºC。

(a)2003 年(normal) (b)2002 年(ENSO)。

(b) (a)

圖 3-27 2000 年 10~12 月流場與風速場結果。(a) TSM 流場結果，紅為正 值(北向流)、藍色為負值 (南向流)，單位向量為 0.4/ms。(b) QuikSCAT 順延 海峽方向風場(m/s)距平，減去 1999~2003 五年平均，紅色代表東北風增強，

綠色代表東北風減弱。