國立臺灣大學理學院大氣科學系 博士論文
Department of Atmospheric Science College of Science
National Taiwan University doctoral dissertation
東亞冬季季風：年代際變化、突變與減弱趨勢 The East Asian Winter Monsoon: Decadal Variation,
Abrupt Change and Weakening Trend
高培根 Pei-ken Kao
指導教授：許晃雄副主任、洪致文教授
Huang-Hsiung Hsu, Ph.D. and Chih-wen Hung, Ph.D.
中華民國 105 年 7 月
July 2016
誌謝
本論文能夠順利完成，首先要感謝我的兩位指導教授，分別為許晃雄老師以 及洪致文老師，謝謝兩位老師在我就讀博士班這七年的時間，不論在研究方法的 教導，或是在研究思維邏輯上的訓練，讓我對於氣候研究更增添了嚴謹與更多思 維，更在經費上支持我，讓我能不增加家裡負擔來完成博士學業。而從碩士班就 開始指導我的洪致文老師，一直到現在都扮演著亦師亦友的角色。也感謝我在美 國加州大學爾灣分校執行千里馬計畫的期間，余進義老師對我的嚴格訓練。感謝 參加我的口試委員，包括吳明進老師、盧孟明博士、陳正達老師、翁叔平老師與 洪志誠老師、謝謝各位老師給予許多研究上用心的建議。也謝謝每年年度考核時，
隋中興老師的寶貴意見。
在研究的過程中，有許多困難所在。感謝同實驗室的李衍民先生在程式上的 解惑，以及楊明錚先生在冬季天氣分析上的解答，也感謝和駿學長、承道、明甫 學弟，大家一起在實驗室裡奮鬥的日子。也要感謝現在遠在美國芝加哥的鄒宇昊，
讓我在美國的那段時間有個人可以互相照應。
就讀博士班的這七年時間，經歷了許多人生大大小小的事情，包含買了房子、
為了執行千里馬計畫在美國生活了一年、為了結婚而將自己時間塞滿的家教與補 習班兼差生活、結婚以及為了結婚而遠赴印尼，回顧這七年也真是精彩。
最後要感謝我的妻子彭麗娟以及我的家人，謝謝他們支持我攻讀博士班。本 研究為國科會研究計畫「亞-澳-非地區之季風多重尺度交互作用」（NSC 99-2111- M-003 -001-MY3）與「西北太平洋颱風之季內至年代際變化對臺灣之影響」（NSC 103-2111-M-003 -003-）以及科技部研究計畫「西北太平洋颱風之季內至年代際變 化對臺灣之影響」（MOST 104-2111-M-003 -002-）與「總計畫：氣候變遷實驗室」
（MOST 100-2119-M-001 -029-MY5）所支持，所需之計算機資源與設備由中央 研究院環境變遷研究中心與國立臺灣師範大學地理系提供。
摘要
在過去的許多研究往往使用單一指數來定義東亞冬季季風的強度，本論文找 出高緯度至低緯度地區，其北風分別有年代際變化、突變與減弱趨勢。第一個機 制為阿留申低壓的東移，而使得高緯度東亞沿岸地區的冬季向西海平面氣壓梯度 與冬季低層北風減弱，阿留申低壓的東移是由於太平洋年代際震盪的相位轉換所 致。第二個機制為位於中緯度北風的突變，其原因為北極震盪在1980 年代晚期 後轉為正相位並持續十幾年，使得東亞主槽減弱，並讓中緯度東亞沿岸地區的冬 季溫度增加與低層北風減弱。第三個機制為，在低緯度地區的東北季風，其年代 際變化之部份是由於太平洋年代際震盪轉為正相位，並在菲律賓產生一反氣旋式 環流距平，進而使得東亞沿岸低緯度地區的北風減弱。而在長期的減弱趨勢方面，
第四個機制可能是因為大西洋多重年代際震盪在1990 年代初期轉為正相位，使 得中太平洋聖嬰發生頻率增加，進而讓位於南中國海北部與臺灣東方海面的冬季 反氣旋式環流的位置發生改變，低緯度地區的低層冬季北風在1990 年代之後轉 為南風。本研究認為單一指數與單一機制是不足以描繪及解釋跨越低緯度至高緯 度地區的東亞冬季季風系統，本研究提出的四種機制才可解釋位於不同緯度的東 亞冬季季風，其年代際變化、突變以及減弱趨勢。
關鍵詞：東亞冬季季風、年代際變化、突變、趨勢、太平洋年代際震盪、北極 震盪、中太平洋聖嬰
Abstract
The intensity of East Asian winter monsoons (EAWM) is represented by a single EAWM index in many previous works. This study finds a decadal variation, abrupt change and a weakening trend of northerly wind in EAWM in different areas over latitudes along the East Asia Coast. The first mechanism of the northern part of the East Asia Coast is influenced by the forcing from the middle latitudes during 1950s to 2000s and related to the Pacific Decadal Oscillation (PDO). This work propose that the decreased EAWM in the recent decades is associated with the change of pressure gradient along the East Asia coast. This mechanism accounts for the change of the westward sea-level pressure (SLP) gradient along the Northeast Asia coast, and is affected by the location of Aleutian low, which is associated with the phases shift of the PDO. As the Aleutian low is influenced by the negative PDO phase and moves westward, the SLP gradient between the Siberian high and the Aleutian low can increase and the northerly wind at 850 hPa will be enhanced. The second mechanism accounts for the phase change of the Arctic Oscillation (AO) after the late 1980s. When the AO is in its positive phase, the low-level northerly wind from South Korea to northern Taiwan and the East Asian trough weaken. The third mechanism of the decadal variation of the northerly wind in the lower latitude is associated with the positive phase of PDO and the location change of the anti-cyclonic circulation center over the southern China. The positive phase of the PDO induces a low-level anti-cyclonic anomalous circulation against the EAWM in the lower latitudes. On the other hand, the forth mechanism accounts for the increased occurrence of Central-Pacific El Niño copes with the phase change of Atlantic Multi-decadal Oscillation (AMO) in early 1990. The anti- cyclonic circulation moves eastward and produces southwesterly wind over the
northern part of the South China sea when the frequency of Central-Pacific El Niño increase. Therefore the EAWM has weakened in recent decades. This study argues that neither a single EAWM index nor only one mechanism can explain the whole process of the weakening of EAWM over the East Asia Coast from the tropics to the middle latitudes. The four mechanisms provided by this study can explain the decadal variation, abrupt change and the weakening of EAWM at different latitudes.
KEY WORDS:
East Asian winter monsoon, decadal variation, abrupt change, trend, Pacific Decadal Oscillation, Arctic Oscillation, Central-Pacific El Niño
目錄
口 試 委 員 會 審 定 書· · · ~ 1 ~
誌 謝· · · ~ 2 ~
摘 要· · · ~ 3 ~
Abstract ···~4~
目 錄· · · ~ 6 ~
圖 表 目 錄· · · ~ 7 ~
第一章 前 言 · · · 1
1 - 1 文 獻 回 顧 · · · 1
1 - 2 研 究 動 機 · · · 6
1 - 3 論 文 架 構 · · · 7
第 二 章 資 料 來 源 與 研 究 方 法 · · · 11
2 . 1 資 料 來 源 · · · 11
2 . 2 研 究 方 法 · · · 1 2 第三章 不同緯度最大向西海平面氣壓梯度···16
3 . 1 東 亞 冬 季 季 風 之 氣 候 平 均 場 · · · 1 6 3.2 最大向西海平面氣壓梯度位於東亞沿岸···18
3.3 小結···19 第 四 章 東 亞 冬 季 季 風 的 年 代 際 變 化· · · 2 4 4 . 1 東 北 亞 北 風 與 西 伯 利 亞 高 壓 · · · 2 4 4 . 2 阿 留 申 低 壓 與 太 平 洋 年 代 際 震 盪 · · · 2 5 4 . 3 小 結 與 討 論 · · · 2 7 第 五 章 東 亞 冬 季 季 風 的 突 變 · · · 3 5 5 . 1 北 風 與 東 亞 主 槽 的 突 變 · · · 3 5 5 . 2 北 極 震 盪 · · · 3 6 5 . 3 小 結 · · · 3 8 第 六 章 東 南 亞 冬 季 季 風 的 減 弱 趨 勢· · · 4 6 6 . 1 東 南 亞 冬 季 季 風 的 年 代 際 變 化 · · · 4 6 6 . 2 東 南 亞 冬 季 季 風 環 流 改 變· · · 4 7 6 . 3 小 節 與 討 論 · · · 5 0 第 七 章 結 論 與 討 論 · · · 6 5 參 考 文 獻· · · 7 4
圖表目錄
圖 1.1：1948 年至 2012 年 NCEP Re-analysis 冬季氣候平均場，a 為海平面氣壓 場，b 為 850 hPa 風場。···9 圖1.2：同圖 1.1，但 c 為 500 hPa 重力位高度場，d 為 200 hPa 緯向風場。···10 圖 2.1：上圖為太平洋年代際震盪指數與全球海表面溫度的回歸係數（陸地上則 為地表溫度，北極海為海冰），下圖則為太平洋年代際震盪指數的時間序 列。此圖出自Trenberth et al.,（2014）。···14 圖 2.2：北極震盪處於正相位（左圖）與負相位（右圖）時，北美洲與歐洲受影
響之示意圖。此圖來自http://www.nasa.gov/。···15 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）。黑框為北緯 42.5°至 62.5°，東經 135°至 142.5°，之後簡稱 A 區。 ···21 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。 ···22 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 區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。···23 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 區之經向海平面氣壓 梯度，藍線則為太平洋年代際震盪指數。···29 圖4.2：陰影為 A 區緯向氣壓梯度與西伯利亞高壓指數（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。···30 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。···31 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。···32 圖4.5： a為1948年至1976年（太平洋年代際震盪為負相位）海平面氣壓場之平均，
b同a，但為1977年至2006年（太平洋年代際震盪為正相位）之平均。單 位為hPa。···33 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的陰影區為太平洋震盪指數與 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。···34 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。···39 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。···40 圖5.3：同圖 5.2，但為北極震盪指數。···41 圖5.4：同圖 5.2，但為 B1 區的地表溫度平均，單位為攝氏。···42 圖5.5：陰影為冬季 500hPa 重力位高度場與北極震盪指數間的相關係數（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。···43 圖5.6：同圖 5.5，但為冬季 850hPa 經向風場與北極震盪指數間的相關係數，等
值線則為冬季850hPa 經向風場之氣候平均。···44
圖5.7：同圖 5.5，但為冬季地表溫度與北極震盪指數間的相關係數，等值線則為 冬季地表溫度之氣候平均。···45 圖6.1：黑線為 B2 區冬季 850 hPa 經向風場的年際變化，紅線為北半球冬季地表
溫度平均的年際變化，灰線則為B2 區冬季 850 hPa 經向風場的年際變化 減去北半球冬季地表溫度平均年際變化與 B2 區冬季 850 hPa 經向風場 年際變化的迴歸係數。黑線與灰線對應左側的Y 軸，紅線則對應右側的 Y 軸。···52 圖6.2：圖 6.1a 灰線與冬季 850 hPa 經向風場的迴歸係數，等值線為冬季 850 hPa
經向風場之氣候平均。···53 圖6.3：11 年滑動平均的冬季太平洋年代際震盪指數與冬季 850 hPa 經向風場的
迴歸係數，等值線為冬季850 hPa 經向風場之氣候平均。···54 圖6.4：箭頭與陰影分別為冬季 850 hPa 風場與冬季 850 hPa 經向風場與太平洋
年代際震盪指數間的迴歸係數。···55 圖6.5：a 至 e 分別為 1958 年、1968 年、1989 年、2002 年與 2004 年冬季 850 hPa
風場與重力位高度場之平均，f 則為上述 5 年冬季 850 hPa 風場與重力位 高度場之合成分析。白框為B2 區的範圍。···56 圖6.6：同圖 6.5，但 a 至 e 分別為 1955 年、1962 年、1964 年、1967 年與 1985
年，f 則為上述 5 年冬季 850 hPa 風場與重力位高度場之平均。···57 圖6.7：為 1958 年、1968 年、1989 年、2002 年與 2004 年冬季 850 hPa 風場與重
力位高度場之合成分析減去1955 年、1962 年、1964 年、1967 年與 1985 年冬季 850 hPa 風場與重力位高度場之合成分析。白框為 B2 區的範 圍。···58 圖6.8：為冬季冬季 850 hPa 風場與重力位高度場，(a)為 B2 區 850 hPa 風場吹南
風時的合成分析，(b)為 B2 區 850 hPa 風場吹北風時的合成分析，(c)為 B2 區 850 hPa 風場吹南風時減去 B2 區 850 hPa 風場吹北風的合成分析。
白框為B2 區的範圍。···59 圖6.9：a 為 B2 區冬季 850 hPa 吹南北風的年份，藍色直條代表 B2 區 850 hPa 吹
北風，紅色直條代表B2 區 850 hPa 吹北風。E 代表當年為 EP El Niño 年，
C 則為 CP El Niño 年。b 為冬季 850 hPa 反氣旋式環流中心位置的年份，
值為2.0 代表中心在 B2 區西北側，值為 1.0 代表中心在 B2 區西側，值 為 0.0 代 表 中 心 在 B2 區 上 ， 值 為 -1.0 代 表 中 心 在 B2 區 東 側。···60 圖 6.10：為冬季 850 hPa 風場與重力位高度場，a 為反氣旋式環流中心在 B2 區 西北側、西側或B2 區內的合成分析，b 為反氣旋式環流中心在 B2 區東 側的合成分析，(c)1967 年至 1989 年之平均，(d)1990 年至 2012 年之平 均。白框為B2 區的範圍。···61 圖6.11：同圖 6.11，同圖 6.11，但 a 為 1967 年至 1989 年當 B2 區冬季 850 hPa
吹北風時的合成分析，b 為 1967 年至 1989 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹南 風時的合成分析，c 為 1990 年至 2012 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹北風時 的合成分析，d 為 1990 年至 2012 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹南風時的合 成分析。···62 圖6.12：同圖 6.11，但 a 為 1967 年至 1989 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹北風時的 合成分析減去1967 年至 1989 年之平均，b 為 1967 年至 1989 年當 B2 區 冬季 850 hPa 吹南風時的合成分析減去 1967 年至 1989 年之平均，c 為 1990 年至 2012 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹北風時的合成分析減去 1990 年至2012 年之平均，d 為 1990 年至 2012 年當 B2 區冬季 850 hPa 吹南 風時的合成分析減去1990 年至 2012 年之平均。···63 圖6.13：冬季 850 hPa 風場與 850 hPa 重力位高度場的合成分析，a 為 CP El Niño
個案的合成分析，b 則為 EP El Niño 的合成分析（排除掉 1972/73 年、
1982/83 年與 1997/98 年的超強聖嬰年）。陰影的單位為 m，白框則為 B2
區之位置。···64 圖7.1：一概念模式可解釋 A 區冬季 850 hPa 北風的年代際變化與阿留申低壓位 置及太平洋年代際震盪之關係。···70 圖7.2：一概念模式可解釋 B 區冬季 850 hPa 北風的在 1980 年代晚期突變與北極
震盪、駐波能量通量及東亞主槽之關係。···71 圖7.3：一概念模式可解釋 B2 區冬季 850 hPa 經向風的年代際變化與位於菲律賓
的反氣旋式環流距平及太平洋年代際震盪之關係。···72 圖7.4：一概念模式可解釋 B2 區冬季 850 hPa 北風的減弱趨勢且轉為南風與位於
南中國海北部到臺灣東部海域之反氣旋式環流中心位置之關係。···73 表一：任兩區間冬季經向風場之相關係數···20
第一章 前言
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 子系統的相關性變差。
過去許多研究會利用指數來定義東亞冬季季風的強度，例如 Shi（1996）
使用海陸間兩個區域（北緯20°~50°，東經 110°E 與北緯 20°~50°，東經 160°E）
的海平面氣壓（Sea Level Pressure；SLP）差來計算西伯利亞高壓與阿留申低壓 間的氣壓梯度。而Sun and Sun（1995）則使用 500 hPa 的重力位高度場來顯示 東亞主槽之強度，進而顯示東亞冬季季風之強度。Chen et al.（2001）則使用了 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 際變化（Minobe 1997），20世紀初期開始，1920年代由負相位轉為正相位，於 1940年代由正轉為負，在1976/77年又轉為正相位。而在1976/77年後的正相位，
太平洋海平面溫度有明顯改變，包含赤道中東太平洋與美國西岸的海平面溫度 增加、聖嬰現象發生的頻率比負相位時增多、貿易風減弱、湧升流減弱、赤道 太平洋海面下的斜溫層深度改變、赤道太平洋的葉綠素增加、北太平洋冬季阿 留申低壓的增強及其附近海平面溫度降低，諸種現象維持超過十年的時間
（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 年至 2005 年的增加速度之兩倍，故全球溫度增加的速度有明顯地在增加，尤 其陸地增溫比海洋大，而中高緯度地區特別明顯。伴隨著溫度上升，海平面的 上升與海冰的融化都有被觀測到。而這樣暖化下的結果，使得各地的區域環流 產生變化，進而使得降水發生改變，北半球中緯度陸地地區的平均降水量是增 加的，尤其是在北美洲東半部、南美洲、北歐、北亞與中亞，但在撒哈拉沙漠、
地中海地區、南非與部份南亞地區的降水減少。Fu et al.（2006）利用衛星觀測 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 東亞冬季季風的強弱與何種氣候或天氣系統有關，但其季風指數往往只與某一 兩個東亞冬季季風內的子系統關係很好，與其他子系統關係卻不好，因此這樣 的一個單一指數究竟能不能代表東亞冬季季風，其代表性有待商榷。且經過前 面的文獻回顧中可知，影響東亞冬季季風的因素不是只有單一種且來自不同緯 度的氣候或天氣系統所影響，而且東亞冬季季風的範圍涵蓋了中高緯度地區以 及副熱帶地區，故若只使用單一指數來描繪東亞冬季季風及分析其可能影響的 氣候或天氣系統可能是不足的。故本研究將利用日平均的海平面氣壓資料來計 算冬季最大向西氣壓梯度頻率最大的區域，將東亞冬季季風分區，再進一步探 討各區在年代際尺度以上的變化是受到何種氣候或天氣系統所影響。
1.3 論文架構
本論文共分為七章。第一章為前言，主要介紹研究背景、動機與目的。第 二章為資料來源與研究方法，針對本研究所採用之資料與研究方法等做一詳盡 介紹。第三章則藉由計算美國國家環境預測中心-國家大氣研究中心的每日平 均資料，1948 年至 2012 年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次數，由高緯度至低緯度定義出三個區域。第四章 為東亞冬季季風的年代際變化，分析位於東北亞北風之年代際變化，進而發現
其年代際變化與 PDO 及阿留申低壓位置之關係。第五章為東亞冬季季風的突 變，此外也進一步探討中緯度的冬季低層北風，在 1980 年代晚期突變與東亞 主槽及AO 間的關係。第六章則為分析低緯度冬季低層北風的減弱趨勢，和背 後可能的機制，最後一章為結論與討論。
圖1.1：1948 年至 2012 年 NCEP Re-analysis 冬季氣候平均場，a 為海平面氣 壓場，b 為 850 hPa 風場。
圖1.2：同圖 1.1，但 c 為 500 hPa 重力位高度場，d 為 200 hPa 緯向風場。
第二章 資料來源與研究方法
2.1 資料來源
本文採用之資料包括美國國家環境預測中心-國家大氣研究中心（National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research;
NCEP–NCAR）重分析資料（NCEP Re-analysis），PDO 指數及 AO 指數等，以 下將逐一描述本文使用之資料來源、種類、格式及起迄時間。
2.1.1 NCEP 重分析資料
本文採用美國國家環境預測中心-美國國家大氣研究中心的重分析資料
（Kalnay et al., 1996）。該資料水平解析度為 2.5° × 2.5°經緯網格，資料範圍涵 蓋全球，垂直分為23 層，而資料的起迄時間為 1948 年 1 月迄今。本研究只取 1948 至 2012 年，而採用的變數為經向風場（meridional wind）、緯向風場（zonal wind）、重力位高度場（geopotential height）、海平面氣壓場與地表溫度（surface temperature）。
2.1.2 太平洋年代際震盪指數
太 平 洋 年 代 際 震 盪 月 平 均 指 數 來 自 於 美 國 大 氣 海 洋 總 署 網 站 (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/climateindices/list/)，起迄時間為 1948 年迄今，
本研究只取1948 至 2012 年。該資料將太平洋 20°N 以北的月平均海平面距平 溫度，先去除長期趨勢後，作經驗正交函數分析後所得的第一主成份（Mantua et al., 1997；Zhang et al., 1997）。其特徵為（圖2.1），當PDO 處於正（負）
相位時，北太平洋海表面溫度會偏冷（暖），而赤道中東太平洋的海表面溫度 則會偏暖（冷）。其指數於1920 年代由負相位轉為正相位，於 1940 年代由正 轉為負，再於1970 年代轉回正相位。
2.1.3 北極震盪指數
北 極 震 盪 月 平 均 指 數 皆 來 自 於 美 國 大 氣 海 洋 總 署 網 站 (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/climateindices/list/)，起迄時間為 1948 年迄今，
本研究只取1948 至 2012 年。該資料將北半球 20°N 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），此指數為月平均資料。當北極振盪為正（負）相位時（圖2.2）， 北極的海平面氣壓較低（高），使其與中緯度的氣壓差變大（小），此時北極的 噴射氣流與極地渦旋變強（弱），進而使得北美的冬季氣溫偏暖（冷）。
2.2 研究方法
本節針對文中所使用的研究方法及其背後所代表之物理意義作說明，有關 的方法分述如下：
2.2.1 突變測定方法
Rodionov（2004）提出一針對時間序列中，找出突變現象的一種客觀的連 續演算法。此方法可針對特定時間序列來定義突變的時間點，且一串時間序列 中可找出多個突變點。所謂的連續演算法，為隨著時間來計算每個區段間的差 異，若差異大於所定義的臨界值，則代表兩區段的平均值有顯著的差異性，其
方法為先計算出一臨界值B。
B t 為平均變異數 t 為通過 95%信心度之值。
計算 l 年後每一點與時間序列平均值之差異，若大於 B，則進一步計算 RSI
（regime shift index）值： 為其時間序列，j 為第幾年，l 為選取的區段長度（本 研究為10 年）
RSI 為 , ∑ ∗, m = 0, 1, ……, l-1
當 RSI 值大於零時，則代表當年（第 j 年）為突變之發生年，且第 j 年往 後十年的平均值與第j 年往後十年的平均值之差異大於 B。當 RSI 值越大，則 表示突變之程度越明顯，即突變通過的信心檢定越大。在本研究中其信心檢定 度為0.05。
2.2.2 統計檢定
本研究使用 Student’s t-test 來檢視相關的顯著性，在虛無假設（樣本為常 態分佈）與雙尾檢定的情況下，其檢定公式為：
r 為樣本的相關係數，n 為樣本數，n-2 為自由度，
T √ 2
√1
當 T 大 於 t-distribution 時 ， 則 表 示 相 關 性 有 達 到 一 定 的 顯 著 程 度
（significance level），本研究使用 95%來作用顯著程度。
圖2.1：上圖為 PDO 指數與全球海表面溫度的迴歸係數（陸地上則為地表溫度，
北極海為海冰），下圖則為 PDO 指數的時間序列。此圖出自 Trenberth et al.,
（2014）。
圖2.2：AO 處於正相位（左圖）與負相位（右圖）時，北美洲與歐洲受影響之 示意圖。此圖來自http://www.nasa.gov/。
第三章 不同緯度最大向西海平面氣壓梯度
東亞冬季季風強度在過去研究中往往都使用單一指數來描述，但在本研究 中分析不同緯度最大向西海平面氣壓梯度後，發現不同緯度的東亞冬季季風，
有著不同的年代際變化、突變以及趨勢影響不同地區北風的年代際變化與趨勢，
可能分別來自於不同機制。
3.1 東亞冬季季風之氣候平均場
東亞冬季季風往往會使得東亞地區乾冷，但是在日本的日本海沿岸、臺灣 北部、菲律賓東部與中南半島東部在冬季有明顯的降水。Hung and Kao（2010）
研究在 1980 年代初期之後，東亞冬季季風減弱與北臺灣以及中國華南地區冬 季降水增加之關係。其原因為東亞冬季季風環流在近幾十年間減弱，導致東亞 許多山地與沿海迎風面地區（如日本之日本海沿岸，呂宋島東部，中南半島東 部），其冬季降雨減少。但是，台灣北部平地地區與中國華南地區，其冬季雨量 在 1980 年代初期後急劇增加。其原因推測為全球暖化之影響，導致南海之海 表面溫度與低層水汽增加，加上華南地區南風異常增強（由於東亞冬季季風之 減弱），進而提供東移鋒面更多的水汽來發展其雲雨帶，故北台灣平地與中國 華南地區在1980 年代後，其冬季雨量急劇增加。
Hung and Kao（2010）發現了北臺灣和中國華南地區的冬季降水增加與東 亞冬季季風減弱之關係，但其研究並未探討東亞冬季季風減弱的原因。而在過 去的研究中指出，東亞冬季季風與西伯利亞高壓、阿留申低壓以及高層西風噴 流有關（Nakamura et al 2002；Jhun and Lee 2004）。而在此研究中，為了瞭解並 且探討東亞冬季季風減弱的機制，因此在探討東亞冬季季風的變化前，有必要
審視東亞冬季季風系統的氣候平均狀態。
圖 1.1a 為 1948 年至 2012 年冬季海平面氣壓場之氣候平均，在東亞陸地上 由西伯利亞高壓所壟罩，其中心位置位在貝加爾湖（Baikal lake）與巴爾喀什湖
（Baerkashen Lake）之間。而位於北太平洋上的則為阿留申低壓所主宰，中心 位置位於阿留申群島（Aleutian Islands）的西半部，其性質為只處於冬半年的半 永久性低壓（semi-parmanent low）。而這樣高低壓的海陸配置，使得東亞陸地 上的低層風場為反氣旋式環流，而北太平洋則為氣旋式環流（圖1.1b）。而在 東亞沿岸，可以清楚的發現到其北風分為兩支，一支吹向北太平洋，而另一支 則往南方，且被稱為東北季風。此現象與Lau and Ding（1984）提出的看法一 致。
而圖 1.2a 為 1948 年至 2012 年冬季 500 hPa 重力位高度場之氣候平均，由 圖可知東亞主槽落在北緯30°至 45°與東經 125°至 145°的位置，而這樣的位置 可使得東亞沿岸，其中層能有由北向南的冷平流，使得高緯度地區的冷空氣能 南下。而在高層的西風噴流，圖1.2b 為 1948 年至 2012 年冬季 200 hPa 緯向風 場之氣候平均，可發現噴流所在的位置為日本南方（北緯25°至 35°與東經 120°
至160°）。
東亞冬季季風系統主要由陸上的西伯利亞高壓以及北太平洋上的阿留申 低壓所主宰（圖1.1）。因此東亞冬季季風的強度與此兩個系統間的氣壓梯度密 切相關，西伯利亞高壓與阿留申低壓分別處於東亞的西側與東側，故使得東亞 的緯向氣壓梯度為向西且伴隨北風。圖3.1 為 850hPa 經向風場與緯向之海平面 氣壓梯度的冬季氣候平均，此圖顯示了最大的向西海平面氣壓梯度位於庫頁島 至北海道，而東亞沿岸幾乎都處於向西的海平面氣壓梯度以及北風所涵蓋（圖 1.1 與圖 3.1）。
3.2 最大向西海平面氣壓梯度位於東亞沿岸
在上一節中本研究分析出在高緯度地區（40°至 60°N），其緯向氣壓梯度是 相當大的，但低緯度地區（20°至 40°N）的緯向氣壓梯度相較於高緯度地區的 緯向氣壓梯度是較小的（圖3.2）。在接下來的分析中，本研究計算出美國國家 環境預測中心-國家大氣研究中心的日平均重分析資料中，1948 年至 2012 年冬 季西伯利亞高壓及阿留申低壓間每條緯度線（北緯20°至 70°N）上最大的向西 海平面氣壓梯度之次數（每日計算且經過九點平滑）。因此根據此計算，我們可 以沿著東亞沿岸找出三個次數最大的區域（圖3.2），分別為 A 區（北緯 42.5°
至62.5°，東經 135°至 142.5°；庫頁島至北海道；此 A 區與圖 3.1 的 A 區範圍 一致），B1 區（北緯 25°至 35°，東經 122.5°至 127.5°；南韓至臺灣北部），與 B2 區（北緯 20°至 27.5°，東經 115°至 120°；長江至中國南海）。此三區皆在東 亞沿岸，而此三區的冬季平均 850hPa 經向風場的年際與年代際變化顯示於圖 3.3。
在分析不同緯度最大向西海平面氣壓梯度的區域後，本研究進一步分析位 於A 區、B1 區與 B2 區，其 850hPa 經向風彼此間的相關性。表一為任兩區間 冬季經向風場之相關係數，此表顯示了A 區與 B 區群（包含 B1 區與 B2 區）
850hPa 經向風場間的相關係數非常低（均約 0.2），但是在 B1 與 B2 區間的相 關性非常高（相關係數0.87）。此結果與 Lau and Ding（1984）認為東亞冬季的 低層環流，在東亞沿岸是分為兩支的結果一致。一支吹向北太平洋，而另一支 則往南方，且被稱為東北季風。因此，此表也指出此三區的850 hPa 冬季經向 風之變化，是由不同的機制所影響。此外，B1 區的低層北風在 1980 年代突然 減弱的情形，與Hung and Kao（2010）中的彭佳嶼冬季風場相似。
而從圖3.3 中可以發現，A 區 850 hPa 冬季北風，其 11 年滑動平均線有很 明顯的年代際變化。B1 區之低層冬季北風在 1980 年代中期有明顯的突變，使 用Rodionov（2004）的突變方法分析後，發現其北風在 1985/86 有著明顯減弱 的突變點，而 B2 區的低層冬季北風很明顯地為長期之減弱趨勢。在此章接下 來的分析中，本研究在接下來的三章將分別分析影響A 區冬季 850 hPa 北風年 代際變化的因素、B1 區之 850 hPa 冬季北風在年代際尺度中，在 1985/86 年後 突然減弱的機制，以及B2 區冬季北風減弱趨勢之探討。
3.3 小結
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
在此章的研究中分析阿留申低壓與西伯利亞高壓間，氣壓梯度最大的區 域在庫頁島至北海道，進一步分析此區的冬季北風發現，其年代際變化與 PDO的相位相符，而由迴歸分析得知，PDO為正（負）相位時，阿留申低壓 會加深（減弱）且東（西）移，這使得此區的向西氣壓梯度下降（增加)，進 而使得北風減弱（增強）。
4.1 東北亞北風與西伯利亞高壓
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 平均 850hPa 經向風場的年際與年代際變化顯示於圖 4.1（紅線）。由圖中可以 看到，A 區的北風有顯著的年代際變化，1977 年後北風較 1977 年前弱，而對 照同區域的冬季緯向海平面氣壓梯度（圖4.1 的黑線），也有同樣在1976/77 年，
向西的海平面氣壓梯度增加（即向西之海平面氣壓梯度力減弱）。
傳統觀念認為西伯利亞高壓與阿留申低壓間的緯向氣壓梯度及低層經向 風是與兩系統有關。為了進一步瞭解是哪一個系統與A 區的北風及緯向氣壓梯 度最有關係，本研究計算A 區緯向氣壓梯度與西伯利亞高壓指數間 11 年滑動 平均後的相關係數（圖4.2），此圖顯示A 區緯向海平面氣壓梯度與阿留申低壓 高度相關，尤其是阿留申低壓中心。但是西伯利亞高壓卻與A 區緯向海平面氣 壓梯度並無相關性。故在年代際尺度上，西伯利亞高壓的強弱並不是影響A 區 低層經向風場的主要因素，而是阿留申低壓。
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 顯的相關，但西伯利亞高壓依然是東亞冬季季風中重要的系統。Sahsamanoglou et al.（1991）分析 116 年的海平面氣壓場資料，發現西伯利亞高壓在 1970 年代 開始減弱，其減弱原因與西伯利亞地區的低對流層增溫有關。此外，Cohen and Entekhabi（1999）認為歐亞大陸的雪覆蓋也會影響西伯利亞高壓。Wu and Wang
（2002）則指出 AO 會影響冬季東亞的海平面氣壓與氣溫，而當冬季海平面氣 壓與氣溫改變時，西伯利亞高壓也會隨著AO 改變。
為了再次確認在年代際尺度上，西伯利亞高壓與A 區 850 hPa 北風風場的 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 的相關係數（圖4.3）。位於西伯利亞東側的 850 hPa 經向風場與西伯利亞高壓 有相當好的關係，當西伯利亞高壓增強，其東側的850 hPa 北風也會變強。但 A 區的北風與西伯利亞高壓依舊無明顯關係。
4.2 阿留申低壓與太平洋年代際震盪
由上個段落可知 A 區的冬季平均北風，有很明顯的年代際變化，但與西伯 利亞高壓無明顯相關，故本研究將進一步探討A 區低層北風的年代際變化之相 關。此外，阿留申低壓為重要的北太平洋低層系統。Overland（1999）認為阿 留申低壓在北太平洋上的位置變化很大，在年際及年代際尺度上，其東西向位 置的差異可達40 個經度。圖 4.4 為冬季海平面氣壓場之變異量，此圖顯示西伯 利亞高壓的變異量是相當小的，但是阿留申低壓的變異量卻相當大，尤其為阿 留申低壓中心的東側。阿留申低壓的變異量是大於西伯利亞高壓的變異量，可 推測A 區的向西海平面氣壓梯度的變化可能來自於阿留申低壓變異量的貢獻。
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 東。這樣的現象表示當 PDO 處於正相位時，西伯利亞高壓與阿留申低壓之間 的距離是較 PDO 處於負相位時大的。此外，阿留申低壓的中心海平面氣壓值 在1948 年到 1976 年之平均與 1977 年至 2006 年之平均分別為 1000 hPa 與 997 hPa，而西伯利亞高壓的中心海平面氣壓值在 1948 年到 1976 年之平均與 1977 年至 2006 年之平均皆為 1039 hPa。故阿留申低壓與西伯利亞高壓的氣壓差值 在 PDO 處於正相位時較大。假如西伯利亞高壓與阿留申低壓間的距離不變，
則兩系統間的緯向氣壓梯度與低層北風將會變強。但是A 區的 850 hPa 北風卻 在 PDO 處於正相位時變弱，這樣的現象指出阿留申低壓與西伯利亞高壓間的 距離才是影響A 區 850 hPa 北風之年代際變化的關鍵。
圖 4.6a 為 1948 年至 1976 年平均與 1977 年至 2006 年平均相減之海平面 氣壓場差異（後期減前期），由圖可知當PDO 處於正相位時，海平面氣壓場差 值的最大處位於國際換日線以東。而這樣的狀況與 PDO 指數與冬季海平面氣 壓的迴歸係數（圖4.6b）相似，由此分析可知，當 PDO 為正相位時，北太平洋 的氣壓會下降。對照阿留申低壓的氣候平均位置可知，PDO 所產生的低壓距平 中心並非在阿留申低壓中心，而是在其東側。這說明了當 PDO 為正相位時，
阿留申低壓不僅僅是加深，其位置也會因為產生的低壓距平而中心偏東。
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，
其低層北風也會變強。A 區正好位於西伯利亞高壓與阿留申低壓之間，故有必 要進一步確認在年代際尺度中，西伯利亞高壓與阿留申低壓間的距離。圖 3.2 顯示A 區的北風有顯著的年代際變化，而這樣的變化與 PDO 的相位是一致的，
PDO 在 1976/77 年前為負相位，而在之後轉變為正相位，而與 A 區北風的相關 係數為0.75，由此可知兩者為高度相關。此外，A 區的向西海平面氣壓梯度在 年代際變化上受到阿留申低壓之影響（圖4.2）。而由前面的分析可知，A 區向 西海平面氣壓梯度的年代際變化是受到西伯利亞高壓及阿留申低壓間的距離 所影響。當PDO 處於正（負）相位時，阿留申低壓會向東（西）移動，但西伯 利亞高壓的位置並無變化，這樣的現象會使得西伯利亞高壓與阿留申低壓間的 距離變大（小），進而使得A 區的向西海平面氣壓梯度與 850 hPa 北風變弱（強）。
4.3 小結與討論
本章討論了冬季西伯利亞高壓與阿留申低壓，及其在陸地上伴隨的反氣旋 式環流與北太平洋上的氣旋式環流，而兩系統間的向西氣壓梯度產生了北風。
此外，兩系統間最大的向西海平面氣壓梯度出現在庫頁島至北海道（本研究定 義為A 區），進一步分析此區的冬季北風與向西海平面氣壓梯度的時間序列，
發現與PDO 有高度相關，當 PDO 為正（負）相位時，A 區的北風減弱（增強）
且向西海平面氣壓梯度增加（減少）。利用迴歸分析，在1976/77 年後，因西伯 利亞高壓減弱，加上 PDO 轉為正相位而使得阿留申低壓加深與東移，使得處 於兩系統間的A 區，其向西之海平面氣壓梯度力與低層北風減弱。而關於 PDO 如何使得阿留申低壓東移的物理機制，Yu and Zwiers（2007）使用氣候模式來 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
本章將討論位於中緯度 B1 區的北風在 1980 年代中晚期的突變，原因是東 亞主槽在 1985 年後減弱，北大西洋海平面溫度增加，導致 AO 維持正距平且 讓能量傳至東亞，故使得朝鮮半島到台灣北部的北風減弱。因此，本研究認為，
冬季季風的強度無法用單一指數來解釋，也沒有單一機制可以解釋東亞冬季季 風之減弱。
5.1 北風與東亞主槽的突變
雖前一章解釋了高緯度的A 區冬季低層北風，其年代際變化原因是阿留申 低壓在 1976/77 年後增強，但西伯利亞高壓在過去並無變化，但在 1976/77 年 後，阿留申低壓的位置開始東移，而使得西伯利亞高壓與阿留申低壓間的距離 越來越遠，而這樣的位置變化，與 PDO 的相位轉變吻合。這樣的運動導致它 們之間的向西海平面氣壓梯度變大（向西海平面氣壓梯度減小），因此處於它 們之間的A 區，其 850hPa 北風減弱。但在較低緯度的冬季北風，前一章並未 分析其變化及原因，故在本章中，為了瞭解東亞冬季季風在中低緯度的變化，
將進一步分析可能的影響機制。例如許多研究指出東亞冬季季風與西伯利亞高 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 的850 hPa 北風在 1980 年後期一樣變弱，該指數使用北緯 30°至 45°與東經 125°
至 145°之 500hPa 重力位高度場平均來作為東亞主槽指數，圖 5.2 為為東亞主 槽指數的時間序列，可以發現東亞主槽指數年代際變化的部份（粗黑線為11 年 之滑動平均），在 1980 年代中晚期突然變弱。故本研究進一步使用 Rodionov
（2004）的連續演算法分析後發現此東亞主槽指數在 1985/86 有著明顯減弱的 突變點，這與B1 之北風減弱的時間點一致。而 Cui and Sun（1999）也指出東 亞主槽在1985 年後減弱。
5.2 北極震盪
而 針 對 1980 年代晚期的突變，有學者認為與 AO 的相位轉變有關
（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 年突然增暖。故東亞主槽、AO、B1 區的地表溫度與 850 hPa 北風都在 1980 年 代中晚期有突變之現象。
為了進一步瞭解 AO 與東亞主槽、B1 區的地表溫度與 850 hPa 北風之關 係，圖5.5 為冬季 500hPa 重力位高度場與 AO 指數間在年代際變化尺度上的相 關係數，而圖5.6 則為為冬季 850hPa 經向風場與 AO 指數間在年代際變化尺度 上的相關係數，最後則是冬季地表溫度與AO 指數在年代際變化尺度上的相關 係數（圖5.7）。可由圖 5.5、圖 5.6 與圖 5.7 發現，在年代際尺度中，當 AO 處 於正相位時，冬季東亞主槽會變弱、B1 區冬季低層南風距平增強（亦即北風減 弱）且B1 區冬季地表溫度也變暖，這樣的關係與 Jhun and Lee（2004）的結果 相當一致，東亞主槽、B1 區的地表溫度與 850 hPa 北風會被 AO 所影響。
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。
5.3 小結
本節探討 B1 區冬季 850 hPa 經向風場在 1980 年代晚期突變，利用 Rodionov
（2004）提出之找尋突變點的連續演算法分析 B1 區冬季 850 hPa 北風風場發 現，南韓到台灣北部的冬季低層北風在 1986 年後突然減弱。分析其相關性後 得知，B1 區的北風與東亞主槽的相關性相當高，且東亞主槽也在 1986 年後突 然減弱。也發現AO 指數在同時間轉為正相位且維持十幾年。而依 Lo and Hsu
（2010）與羅（2010）的研究成果指出，因北大西洋海溫在 1987 年後增加，而 使得其大氣底層產生能量且往高層傳遞以及造成 NAO 轉為正相位，再配合正 相位的 NAO 提供向高層傳遞的駐波活動通量，加強了傳遞能量的強度，使其 能量能傳到東亞，使東亞溫度突然增暖及減弱了東亞主槽與位於B1 區的北風。
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
在前兩章已討論 A 與 B1 區冬季低層北風年代際變化與突變的原因，是來 自於PDO 的轉變與 AO 在 1986 年後轉為正相位。本章繼續探討 B2 區北風的 減弱趨勢，東亞冬季季風強度在過去研究中往往都使用單一指數來描述，但在 本研究中發現東亞冬季季風中，影響不同地區北風的年代際變化與趨勢，分別 來自於海洋、中緯度以及熱帶的三種不同機制。本章發現最南邊 B2 區北風的 年代際變化與PDO 有關，而其減弱趨勢可能因 CP El Niño 發生頻率增加，而 使得局部地區環流改變有關。
6.1 東亞南部冬季季風的年代際變化
Hung and Kao（2010）發現北台灣以及中國華南的冬季降水增加與華南冬 季北風減弱之關係，其關鍵在於華南沿海的北風減弱，這與本研究中 B2 區位 置相近，但並未討論其冬季北風減弱之原因。B2 區的北風從 1948 年以後都一 直呈現減弱的趨勢（圖3.3），甚至到 1990 年代中期之後，其 11 年的滑動平均 線還轉為南風。而比較了A 與 B1 區的冬季低層北風可以瞭解，B2 區的冬季低 層北風並沒有像A 區冬季低層北風有年代際上的轉變，或是像 B1 區冬季低層 北風的突變，其冬季低層北風更像是減弱的趨勢。再者，由於 B2 區的地理位 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 暖化所影響，故本研究需要將PDO 與全球暖化對 B2 區冬季低層經向風場的影 響分開。圖6.1 的黑線為 B2 區冬季 850 hPa 經向風場的年際變化，而紅線為北 半球冬季地表溫度平均的年際變化，灰線則為 B2 區冬季 850 hPa 經向風場，
其年際變化減去北半球冬季地表溫度平均的年際變化與 B2 區冬季 850 hPa 經 向風場年際變化的貢獻，由圖中的灰線可猜測，其年代際變化與其相位變化的 時間點與PDO 相似。因此，圖 6.2 與圖 6.3 分別為 11 年滑動平均的圖 6.1 灰線 與冬季850 hPa 經向風場的迴歸係數與冬季 PDO 指數與冬季 850 hPa 經向風場 的迴歸係數。圖6.3 中位於東南亞沿岸的迴歸係數及其格局與圖 6.2 相當一致，
尤其在B2 區更為相近。因此可認為藍線的時間序列就是由 PDO 所貢獻，故 B2 區冬季低層經向風場的影響可分開成PDO 與全球暖化之貢獻。
關於PDO對B2區冬季低層經向風場的影響，圖6.4為冬季850 hPa風場與冬 季PDO指數間的迴歸係數。可以明顯發現有一反氣旋式環流距平位於菲律賓海，
而這樣的環流距平使得南中國海與B2區產生西南風距平，這與聖嬰現象發生時 在菲律賓海所產生的反氣旋式環流相當一致。而這樣的環流距平是來自於羅士 培波（Rossby wave）對於赤道東太平洋海表面溫度距平的影響，而在菲律賓海 產生局部的海氣交互作用（Lau and Nath, 2000; Wang et al., 2000; Hsu et al., 2001;
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 PDO 的影響，且探討了 PDO 對 B2 區冬季低層北風的影響，是由於 PDO 在正 相位時會在菲律賓產生一低層反氣旋式距平環流，故使得 B2 區冬季低層北風 減弱，接下來本研究將進一步探討全球暖化對B2 區冬季低層北風的影響。
在圖 3.3 中可以發現，B2 區 850 hPa 冬季經向風場在 1980 年代以前，其 大部分年份都吹北風，經過11 年滑動平均後的時間序列，也都是吹北風。但在 1990 年代之後，大部分的年份卻改為吹南風，其 11 年滑動平均線也轉為南風。
因此這樣的南北風向的轉變，似乎與局部地區的環流改變有關，有必要先審視 其環流狀態，故先從圖 3.3 挑出 B2 區低層冬季南風最強的五個年份（分別為 1958 年、1968 年、1989 年、2002 年與 2004 年）與北風最強的五個年份（分 別為1955 年、1962 年、1964 年、1967 年與 1985 年）來檢視其環流。圖 6.5 與 6.6 為冬季南風與北風最強的五個年份的冬季 850 hPa 風場與重力位高度場之 平均及其合成分析，由圖可知，當 B2 區冬季低層不論吹南風還是北風時，有 一反氣旋式環流壟罩在南中國海北部與臺灣東部海面，但是在吹北風時，其反 氣旋式環流中心在B2 區的西側；而吹南風時，反氣旋式環流中心則在 B2 區的 東側。而進一步分析兩圖的差異（圖6.7）可以發現 B2 區出現南風距平且有一 反氣旋式環流距平出現在日本海。若直接看所有 B2 區低層吹南風與北風的合 成分析（圖6.8）也可以得到相同的結論。
經過圖 6.5 至圖 6.8 的分析後可以歸納出 B2 區低層吹南風或北風的關鍵 在於其低層反氣旋式環流中心的位置。為了進一步確認反氣旋式環流中心位置 與B2 區低層吹南風或北風的關係，圖 6.9a 與 b 分別為 B2 區冬季 850 hPa 吹 南北風的年份與冬季850 hPa 反氣旋式環流中心位置的年份，可以發現當冬季 850 hPa 反氣旋式環流中心在 B2 區東側時，B2 區當年幾乎都是吹南風（1959 年例外），而其反氣旋式環流中心不論是在B2 區的西北側、西側或是在 B2 區
