Mahoshojo
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[理论分析]颱風與海洋交互作用-動力篇

楼主#
更多 发布于:2014-01-09 02:30
一樓空出

趁著閉關之前趕快po上來,此乃颱風與海洋交互作用-熱力篇的姊妹文,不同的是改用動力方法討論

希望大家會喜歡
[Mahoshojo于2014-01-09 10:57编辑了帖子]
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(@゜▽゜@)ノ~~Mahoshojo=まほ しょうじょ=魔法少女 滴說
Mahoshojo
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发布于:2014-01-09 02:33

 颱风与海洋交互作用-动力篇


       热带海洋为孕育热带气旋的温床,这些威力无匹的风暴起初时往往只是鬆散的云簇,在适当环境的配合下才能发展成热带气旋,据JTWC的统计,能够发展成热带气旋的扰动云簇相当少数,然而热带气旋一旦生成后约有1/2能够发展到颱风以上的强度,显示大气与海洋的条件一旦合适系统发展,便可使得热带气旋成形后容易因环境有利因数主宰不断增强,而这当中大气与海洋的条件,以及颱风形成发展过程中对海洋的影响以及这些影响如何回馈到颱风本身,长久以来便是学界的热门研究重点。

       上一篇文章主要则是针对颱风的能量来源-海洋热力条件为出发点,探讨海洋的前置热力条件对于颱风强度的影响,包含海洋内的混合层及温度分佈状况、颱风引发的海表面冷却机制如何定性的回馈在颱风强度上、以及其他天气系统对于海洋热含量的影响等概念。本文则改用动力的角度出发,探讨颱风与海洋交互作用过程中,诸如风场、洋流场、边界层状态以及波浪动力过程如何在颱风海洋两者间交互作用体现出来,并对颱风以及海洋的回馈影响,作一些初步的研究整理,以动力过程为主,并讨论这些动力过程对于海洋热力条件的影响如何回馈在颱风强度上,本文主要分为下列三部分:

第一部分:颱风-海洋交互作用过程理论回顾
MPI理论:海洋大气综观条件如何决定颱风强度。
风与蒸发的新乐章:WISHE的继起及与CISK的比较。

第二部分:各项变因对颱风强度及海洋状态影响探讨
海洋动力过程对上层海洋热力结构之影响:洋流、冷暖涡的真实面貌。
边界层中的风场与蒸发:冷却真的是坏事吗?

第三部分:交界面上
拖曳係数的影响:摩擦小一点,风速大一点。
当波浪不只是波浪:通量以外的新变因-海沫。




1.颱风-海洋交互作用过程理论回顾

A.MPI理论:海洋大气综观条件如何决定颱风强度

A-1.MPI理论概念回顾

       关于环境条件能够支持热带气旋所能发展到的最大潜在强度(Maximum Potential Intensity, MPI),在上个世纪50年代由科学家藉由简单的热力模型做初步探讨,由于此时的颱风动力模型尚未成熟,所以只考虑颱风发展过程中利用海洋上传的潜热通量形成深对流过程及暖心结构作为颱风发展的主要能量过程,亦即只考虑潜热释放的作用。Riehl(1948,1954)的研究中则利用此种潜热释放的过程研究颱风能发展的最大强度,结果发现仅靠潜热释放约只能使颱风中心气压下降20~40hPa,与真实情况有所出入,后来以潜热释放为基础,大山胜通博士(Ooyama,1963)以及Charney and Eliassen (1964)提出了考虑积云次环流边界层摩擦辐合内流释放潜热与颱风主环流之间相互回馈的线性过程描述颱风发展的第二类条件不稳定(Conditional Instability of Second Kind, CISK)机制,试图透过描述潜热借次环流不断释放以加强暖心的线性正回馈过程来描述颱风的发展,然而后来此理论不断被观测及动力架构逐渐完整的数值类比找出缺点,故仍旧无法以海气交互作用的观点有效解释颱风发展过程(后文详述)。

       单考虑潜热是有问题的,那麽考虑其他的热量来源呢?风眼内下沉增温似乎是一个不错的观点。Miller(1958)的研究中认为下沉增温过程加强暖心,透过静力平衡的假设进而使地面气压下降,是颱风加强的主要机制之一,此过程下沉增温强弱取决于对流的发展程度,然而缺点仍同前述研究般存在能量来源种类不够全面的毛病,只是这次忽略了海洋上层能量的影响,同时对于较弱无眼的热带气旋而言并不能很好的解释发展过程。
    
       真正以海气交互作用为雏形的概念应用在颱风发展过程之能量源的讨论,当属Malkus and Riehl (1960)以计算空气轨迹得出颱风底部的能量交换过程,发现气块在入流时所经过之海面区域之水气通量的上传可藉由气块内流的过程逐渐携带增加,而后进入颱风内部形成对流潜热释放,注意此和CISK不同,CISK过程考虑的是近海表面已存在的湿空气藉由磨擦辐合内流,和海气交互作用的基本概念”内流过程不只包含原先环境场低层水汽,还包含吸收持续上传的潜热通量以内流”不同,后者正是Malkus and Riehl研究的主要成果,在研究中将内流过程所逐渐增加的水气能量概念以”湿熵(moist entropy)”表示,亦即内流过程上传的潜热通量对于热带气旋热力状态的改变程度,故水汽增加可视为所具备的潜热能越大,即湿熵增加,然而此法的缺点为未考虑风眼内部至下方向眼牆逸入或辐散外流的空气所造成的湿熵增加过程(后文详述)。

       至此已逐渐形成热带气旋发展过程中之海气交互作用的理论模型基础,然而,以完整的热力学概念描述颱风发展过程并完整结合海洋大气交互过程的概念模型仍有待完备,在80年代末期由知名学者K.Emanuel将颱风本视为做功热机的概念,完整的描述了颱风发展过程的热力过程,同时更考虑了摩擦耗散及辐射冷却过程对于能量的影响,为颱风海气交互作用理论之集大成者。

       热机的概念由19世纪的法国科学家卡诺提出,而后被引用以诠释颱风发展过程,其核心概念乃是将颱风本身视为一做功的热机,做功效率的高低取决于海面及对流层顶的温差,并反映在颱风的强度上,大致概念如下图一:

(图一:理想的热带气旋发展之卡诺热机过程,摘自Divine Wind: The History and Science of Hurricanes, K Emanuel, 2005)

A-B:空气由高压流向低压,故可知会膨胀能量下降造成降温,然而此时有来自海面的热能以蒸发水汽形式进入气块内
          部形成潜热能,正好抵销因气块膨胀的能量耗损,因此气块是膨胀但不会降温的,能量维持在恒定的状态,此过
          程称为等温膨胀

B-C:气块在风眼部分开始向上发展释放潜热,并将其转换成可感热,形成积雨云对流眼牆围绕的暖心结构,以整体环
          境的角度来看,气块本身虽然释放了大量的潜热,然而转换成的可感热仍保留在颱风核心区域并未大幅外逸至
          环境,故以整体环境来看气块上升过程之路径上仍属于固定的整体热含量,亦即可视为等熵过程(绝热状态,
          注意这是以环境角度来看且能量确实被保留在内部核心区域)
,此阶段气块以等熵过程上升,称为绝热膨
          胀。


C-D:外逸辐散的气块下沉后,因气压开始上升,气块被压缩,本应增温,然因位于高对流层可向外辐射长波能量不
          被过多的水汽吸收
,相抵之下温度维持大致恒定,为等温压缩过程。

D-A:气块在对流层中持续下降离开对流层顶进入水汽渐多的週边区域,由于气块本身水汽含量渐少,不论是降水或是
         向外释放长波辐射能量产生的能量耗损均可忽略,下沉时为绝热过程下降到海面完成卡诺迴圈,为绝热压缩
         程。

       气块便以上述的过程完成迴圈,热机运作过程产生机械能推动空气流动,形成强风,并持续提供能量使颱风发展,包含上传的潜热通量以及内流产生的摩擦热能随着边界层空气流入颱风内部(此部分占相当小的比例),主要以潜热释放为主,又气块从颱风边界层流入时对于颱风提供的能量主要来自于潜热,因此海表面温度对潜热通量大小有相当大的影响(详见:颱风与海洋交互作用-热力篇)。

       卡诺引擎应用在颱风发展过程之诠释的概念提出以后,Emanuel便以理论当中通量与风场的概念为基础在80年代末期至90年代发表了一系列关于颱风海气交互作用的论文,其中以利用上述卡诺引擎概念推得世界各海域能提供之MPI分佈,以及探讨风与蒸发效应对于海表面上传至颱风内部之能量使之发展增强的”WISHE”理论为最主要研究成果,先来回顾上述两种概念:

    MPI理论如前述各家发展,而真正将完整的热力学概念套用进此过程者当属上述卡诺引擎的概念用以描述颱风发展过程的最大潜在强度,主要考虑海气之间的热力不平衡程度对于通量的影响、海平面与对流层顶的温差决定大气的稳定度以及海面性质对于风场摩擦造成的影响,将这些物理过程考虑后利用数学方式整理可以得到对于一环境下热带气旋的可能最大风速:

其中CK是海面焓交换係数,可以表示海平面热通量上传的速率CD则是拖曳係数会随下垫面粗糙度增加而增加,其实就是代表下垫面的摩擦程度大小(由此可知,CK越大代表向上通量越大,CD越小代表下垫面越平滑,两者比值越大越有利颱风风速增强)TS为海表面温度,To为对流层顶颱风流出层之温度,两者差代表大气稳定度越小,越有利对流持续发展,这也是Dvorak法中将颱风对流强弱列为颱风强度判断的依据之一。E则可以指近海大气边界层内的稳定程度,代表海面蒸发量的大小,其表示式较複杂,不过大致可以用海面底层空气和海面的温差(一般很小)近海底层大气相对湿度,两者的函数共同决定,一般而言相对空气湿度越低越有利海洋将热通量及潜热通量上传,E值也越大。

      透过上式可以决定出一海域所能孕育或支持一热带气旋所能发展的最大强度,此即MPI(或EMPI,表示为Emanuel提出)的概念。以风速表示如下图二:

     
(图二:气候平均值的EMPI分佈(风速),摘自Divine Wind: The History and Science of Hurricanes, K Emanuel, 2005)

或是较多人熟知的气压:

(图三:气候平均值的EMPI分佈(气压),修改自Emanuel(1991))
 
        MPI理论问世至今经过数次的修正及版本,例如光是Emanuel本身所提出的MPI版本就有EMPI1和EMPI2之分,现在(及本文)多使用EMPI2,两者差别主要在考虑了拖曳係数对于风速及通量的影响以及风眼区参数化过程与否。

       (参数化:大气数值模式中有七条控制方程:三条三维动量方程+水气方程+连续方程+热力方程+状态方程,用以表示大气中关于风场、溼度等变数,其中有三种物理过程无法直接以控制方程描述,分别为积云对流、边界层、辐射三种物理过程,因此需要利用上述控制方程去组合出新的物理量并互相搭配进行对三种过程的近似模拟,是一种”拟似”的概念,例如积云参数化中常见的郭法(郭晓岚所创) 、荒川-舒伯特法等,此处的的眼區乃是属积云对流参数化中的一种)

       此外,Holland(1997)则假定颱风为轴对称的,并且已知道海平面气压值及探空资料的情况下,由于颱风加强会使暖心距平增加伴随海平面气压下降,同时低层眼牆内的相当位温升高等过程,会再度加强对流发展潜热释放及下沉增温,因此又再度加强暖心距平,气压再度下降.... 形成正回馈机制,如此过程直到达到一个准平衡状态,此时的最大强度,即可透过假设平衡状态眼和眼牆下方大气的相当位温和海表面空气的相当位温相等(亦即达到热力平衡状态,水汽和热通量上传作用大致停在达到巅峰前状态而不再有进一步,更大规模的上传),计算此时近海表面的相对湿度,即可得到暖心结构的温度距平,并透过静力平衡假设得到该热带气旋的海平面中心最低气压,在有探空及近海表面观测资料的情况下,可以透过此法得到热带气旋最大潜在强度资料(前提是此时的颱风下方大气与海洋需处在热力平衡状态),HMPI下的热带气旋增强至最大强度过程之正回馈机制概念如下图四所示:

(图四:HMPI下颱风内核区域正回馈机制,摘自Holland(1997))

A-2.现今MPI理论的缺点与可能因素

       目前学界引用的HMPI与EMPI两种概念在考虑颱风环流下方的海气通量上传过程对颱风强度的影响之热力与动力过程,大致上已完备,然而近年来透过一连串的观测与数值模拟分析显示上述理论与颱风发展过程能达到的最大潜在强度仍有所落差,有高或低估的可能且屡见不鲜,下面就以近年来的研究探讨可能造成误差的因素及机制。

       来自眼向眼牆逸入或外部内流的高熵空气造成的额外增强过程:上述两种MPI理论均假定无眼向眼牆的逸入作用以及眼牆中的斜对流中性等熵过程,然而这种逸入作用对于颱风强度加强的影响的可能性最早在Malakus(1958)年的研究中提及,认为此过程会造成对流及暖心结构的进一步加强,而后在Holland(1997)的数值模拟实验中进一步描述眼向眼牆逸入的高相当位温空气会提高眼牆内熵值,进而使强度增加的可能性。在过去的研究当中有学者利用提高模式解析度的过程以评估逸入作用的影响,例如Hausman (2001)的研究中利用非轴对称静力模式,在固定海温下(28℃)逐渐将模式解析度提高的过程模拟颱风发展的最大强度,发现此种逸入作用有逐渐增加的趋势,当解析度来到1km时,模拟的热带气旋强度达到140m/s,远超过理论值MPI。

       此现象在稍后于Persing and Montgomery(2003)的研究中以类似的实验再度得到证实,并认为模式解析度提高后所模拟的MPI超过理论MPI值,反映出一定有某种不为人知的机制被忽略了,在他们的研究中发现了来自眼中下沉的高温空气,在经过眼底部辐散外流时同样可以将海面的潜热通量携带入眼牆,即形成额外增加的高湿熵空气,配合下沉中较高层的眼内空气逸入眼牆过程大幅增加了眼牆内的对流潜热释放使得颱风强度可以超过理论MPI值,在他们的研究中将此高于理论MPI值的现象称之为”Superintensity(超强度)”,认为传统MPI理论忽略了此过程,逸入加强机制如下图五所示:

(图五:利用三维气块轨迹描述眼-眼牆逸入/辐散作用形成的Superintensity机制过程,a为眼内下沉平面图,bc为下沉逸入过程剖面图,摘自Persing and Montgomery(2003))


       另外近年来有一部份学者倾向认为眼内下沉逸入的高熵空气并非为Superintensity的主因,例如Bryan and Rotunno(2009)的研究中指出利用数值模拟实验将来自眼区逸入或辐散入眼牆的高熵空气全数移除,顶多只能让颱风的最大强度(以最大切向风速表示)下降4%,如下图六所示,这是由于眼的体积占整个颱风环流体积的比例太小,因此整体能提供的高熵空气也占整个颱风环流底部自海面获得的熵通量的3%不到。

(图六:由上到下三图分别为将眼内熵通量未移除/移除的强度变化(切向风速)比较与两者差值,摘自Bryan and Rotunno(2009))

       内部并非主因,那外部呢?在最近的研究中,Xu and Wang(2010a)认为在原始EMPI的假设中,过度估了海表面摩擦耗散作用对于空气内流过程中由海面上传至大气再内流入颱风内核区的湿熵通量的削弱程度,以至于低估了卡诺循环中颱风自海洋獲得的能量来源导致出现数值模拟最大强度过程可能低估的状况,此种抑制摩擦耗散的作用在其他颱风作用海表面动力过程的研究中被认为可能是海洋飞沫(sea spray)造成的,而在原始EMPI理论中此作用被忽略了,后文将针对海沫角色进行探讨故此处不加赘述。在Xu and Wang(2010a)的研究中将距离最大风速半径(RMW)不同距离之週边区域熵通量关闭,结果发现颱风最大强度可能和距离RMW约2-2.5倍处之週边熵通量有密切关係,如下图七所示,显示将颱风週边不同距离的熵通量移除将会对颱风强度呈明显影响,证明了MPI在估计上仍有必要重新考虑週边的海洋能量上传并内流的物理过程中的可能变因对估计值的影响。

(图七:将距离最大风速半径(RMW)所在位置之週边不同区域之熵通量关闭后对于颱风强度之影响与未移除(CTRL)实验之比较(最大风速与气压),OE30与45分别为RMW外30及45km处,摘自Xu and Wang(2010a))

       上层海洋热力结构对MPI的影响:在上一篇文章"颱风与海洋交互作用-热力篇"中描述了海洋的垂直热力结构比起海表面温度对于颱风强度有更加决定性的影响,然而在早期MPI理论发展出来时,是建立在过去局限于海表面温度性质的影响下所发展的学说,是以各种版本及相关修正实验皆以考虑海表面温度,而忽略了海洋垂直热力结构以及颱风作用于海洋动力过程对海温的回馈机制。

       在近年来,由于相关数值模拟研究,国际间大型合作研究计画以及遥测技术的进步,海洋上层的热力结构对于颱风的影响之重要性已不言而喻,而海洋表面高度(SSHA)以及洋流流场作为判断该区海洋垂直热力结构分佈的手段也逐渐精确快速,例如以遥测方式将SSHA资料反演出的海洋热含量(OHC)分佈大约需1天多,配合颱风路径预测可以预先掌握为来路径上的OHC分佈进而作为强度预报的参考(在排除颱风的干扰之下,由于热带海洋鲜有大型天气系统作用加上洋流及地形趋于恒定,一般而言OHC分佈以及海洋涡漩运动变化均相当缓慢,因此可以以颱风经过该地之前一两天的OHC数值作为预报参考) 。

       此外亦可经由增加海洋无人观测系统例如浮标(ARGO float),深水锚碇(mooring)等长期观测设施的资料,做出排除颱风等因数干扰后,一区域长期的OHC变化状态(类似气候值),方法是藉由个仪器所量测得的该点值藉由线性内插得到个观测点之间的OHC变化,并参考洋流地形等因素,得到OHC平均值分佈图,有逐日及逐月,可以和卫星资料互相佐证,并藉以修正遥测过程因误差产生的错误估计值,得到更真实的OHC资料。以ARGO为例,由2000年展开的ARGO增设计画,截至2013年12/25为止,已在全球各洋面广布了3652个ARGO float,并以每年约800个速度增加,如下图八所示,藉由更加精确的海洋无人观测系统,预期在海洋热力结构的观测及应用上将更加进步。

(图八:全球海洋ARGO float分佈示意图,来源:http://www.argo.ucsd.edu/About_Argo.html)

       因此在上述资料的搭配之下,我们可以利用更加精确的海洋热力结构资讯,在参考完整的海洋与颱风交互作用过程,对早期MPI理论作出修正。

       海洋的暖水层厚度正比于热含量,是以厚者以致颱风引发冷却机制较佳,薄者较差,因此有时在高海温处不一定可以见到颱风持续快速发展的过程,海温不高的区域却也不一定抑制颱风发展(再次强调海洋的OHC高低或暖涡冷涡等涡漩之分类不是用海温SST而是以暖水层(一般以混合层代表)相对厚度做为区隔),因此有时就会出现模式预报颱风最大强度与实际观测不一致的情形,原因就是在于现有的数值模式多忽略了海洋的垂直热力结构等特性。

       过去在西太平洋一带的颱风在生成展过程中曾经出现有些颱风的路径预报和观测值一致,实际最大强度却不如MPI预期的状况,然而所预报的大气演变过程以及初始海温均和观测一致,这很可能就是不考虑海洋垂直热力结构造成的,以至于出现高海温处就以为颱风可以发展到很强实际上却不然的状况。针对此现象,在臺湾大学林依依教授等人(Lin et al.2013)的研究中,则新考虑了颱风生成发展运动过程中路径右侧低层冷海水混合造成的额外冷却效应回馈机制,认为此机制将回过头来作用在海温上进一步对MPI造成影响,研究中将原始MPI理论中的海表面温度替代成前述仪器观测得的颱风路径上海面下20-100m深水层的平均温度,称为T80(下式以T80表示),提出新的指标:OC_PI,较原本的EMPI(下文以OC_PI_SST表示)多考虑了混合逸入作用造成的海温冷却回馈过程,OC_PI如下式所示:

(K*-K即前式MPI中的E,此为标准写法)
研究中将过去西北太平洋地区1998-2011年6-10月的热带气旋,分别以OC_PI_ T80和OC_PI_SST两种方式进行类比,并和实际观测做对照,结果发现以OC_PI_SST模拟出来的颱风强度均存在高估的现象,显示对于慢速颱风而言考虑整层的平均温度会比表层温度来的精确,且引发的冷却效应越明显,同时越慢者,OC_PI_SST的高估程度越大,越快者两者均相似,这是由于移速快的颱风引发之海温冷却机制较弱,故此时考虑整层的水温以及海表面温度差异不大,整体而言OC_PI_ T80则较为接近观测强度,如下图九所示:

(图九:OC_PI_SST(上排)、OC_PI_ T80(下排)不同移速颱风强度模拟成果(纵轴)分别和实际观测强度(横轴)的相关性分佈图,摘自Lin et al.(2013))

       同时研究中针对不同巅峰强度的热带气旋进行了同样的模拟,如下图十所示,对于较弱的颱风,由于其所在环境较不利发展且不确定因素多(例如大气条件),因此各种不同厚度水层平均温度T做出来的结果误差均大,而随着模拟的个案强度增加代表环境有利颱风稳定发展,不确定因数减少,可以更显明的突出考虑海洋厚度层平均温度对于模拟结果的影响,显示随着强度增加误差减小,而若是检验当中各种不同厚度水层的平均温度实验结果,发现以考虑较厚的T (T80、T100)模拟出的潜在最大强度与真实情况的误差值最小,而又以T80最佳,原因是因为过厚过深的考虑水层温度可能容易将下层跃温层内急降的海温考虑进来,反而容易放大海温冷却效应而导致低估强度。

(图十:海面温度以及考虑不同厚度水层平均温度的模拟颱风最大强度与观测值误差,摘自Lin et al.(2013))

       从上述对于MPI的讨论可以得知在颱风与海洋交互作用过程的能量传输以及回馈机制对于颱风强度的影响仍有待进一步的研究,目前来看将海洋热力结构取代海表面温度作为颱风最大潜在强度的估计已是趋势,而在海表面粗糙度对内流上传熵通量的影响程度评估也是一大方向,未来的颱风强度预报,相信利用包含完整大气动与热力过程以及三维海洋模式的海-气耦合模式(Ocean-Coupled Model),很可能将会是主流。

B.风与蒸发的新乐章:WISHE的继起及与CISK的比较

B-1.CISK的兴与衰

       前文中提及了上个世纪60年代关于颱风加强机制的经典理论:CISK的发表,在早期颱风动力理论尚未完备时,此理论由于线性的整合了次环流与主环流间正回馈的过程,看似完美的诠释了稳定的颱风发展过程,因此一度被学界奉为圭臬,甚至到今天部分天气领域的教科书在描述颱风的发展过程理论时都以此机制为主;每到风季时,该机制是否能顺利运作使得某个颱风也能拥有挑战一下TIP的本钱也彷佛成为了风迷追风观战的焦点,然而过去数十年以来,对于CISK理论的质疑随着观测及模式实验的检验越来越凸显出了其不足之处,下面在描述其短处之前,先对热带大气以及该理论本身做一个简单的介绍及回顾:

       热带大气的热与动力性质:整个地球热带几乎绝大部分为海洋范围,加上太阳长年直射照理来讲应该有很多很多的天气系统,其实不然,受限于地球自转的科氏效应,此区域的大气环境拥有和中纬度地区相当不同的性质,原因就出在地转调节的过程差异:

       在此儘量避免过于深入的动力学概念及方程式,首先先说明一下热力风平衡与地转调节的关联性,热力风平衡(Thermal wind balance)几乎可以说是整个大气科学界从古自今最重要概念,所有你知道的不同尺度的天气/气候系统的生成发展运作过程都是由于大气存在科氏效应/加热不均,亦即热力风不平衡的产物,这些不同尺度的系统存在的唯一理由就是要时时对此不平衡的大气状态做出调节(不论直接或是间接),使大气状态尽可能时时接近或满足热力风平衡,热力风平衡包含地转平衡(气压梯度力平衡科氏力,风场(动量场)的力平衡)+静力平衡(重力平衡气压梯度力,温度场(质量场)的能量平衡)两大条件过程,而各种尺度天气系统的生成发展运作过程就是上述两大条件失衡状态下的产物,一般而言,系统的发展过程就是在将上述两条件调整至近似热力风平衡的过程,此过程即称”地转调节(geostrophic adjustment)”,包含了风场(动量场)和温度场(质量场)两条件之间相互的调整过程,由于地球的科氏效应以及纬度/海陆性质加上地轴倾斜,使得太阳加热永远存在不均,故时时刻刻存在各式各样的大气运动系统对大气做出调节,故地转调节永远存在在大气中的系统发展过程,而也因为自转+纬度差异造成的科氏效应在高低纬度有差异,故热带与中纬度地区的地转调节机制方向有很大的差异。

       即使是一个初学的气象迷,或多或少应该都听过一个名子:Carl-Gustaf Rossby,没错,鼎鼎大名的罗士比先生,芝加哥学派的创始者,此人的一生都在对大气基础动力学的模型及理论作出贡献,现在来谈谈他与地转调节的关係:大约在上世纪30年代,Rossby透过解析浅水系统,整理出了一个在大气系统倾向于满足地转平衡时的一个水准平均长度尺度”罗士比变形半径(Rossby radius of deformation, LR)”,而一般大气系统高度场趋向于地转平衡时,意味着加热也趋近平衡而使高度场与气压梯度力不再有变化,故将此时具有此水准长度尺度、满足地转平衡的系统同时视为满足静力平衡,亦即满足热力风平衡的系统状态,LR定义为惯性重力波(受地球自转效应影响的重力波)的运动尺度,可视为"此波将能量输送的距离"(注意!!此概念重要),公式为LR = √gH/f,g为重力,H为系统平均高度,f为随纬度而变的科氏参数

       故可以看出来LR有随纬度而变的特性,随着纬度增加f增大而逐渐缩短,在中纬度,此特性使得中纬度的地转调节方向有别于低纬度地区,一般在大气动力学的尺度分析单元中,将中纬度地区的系统平均尺度视为L=10^6m(千公里级),故一般L>LR,这意味着重力波不容易将能量外传到系统平均尺度外面,故一地有加热或冷却时,就容易因此机制将能量保存在系统平均尺度中不溃散,故加热有效率,容易形成高低压系统,以动力的角度来看,中高纬科氏效应显着,故系统加热时产生气压梯度力,此时空气运动就容易形成科氏力以平衡气压梯度力,使得风场满足地转平衡,而加热或冷却形成的系统核心之能量也因此得以保留达成静力平衡,总体为满足热力风平衡的过程,因此中高纬度的地转平衡方向为:wind to mass,亦即风场调节到质量场,故加热有效率系统能量不流失,是以中纬度容易形成高低压系统。

       热带可就不是这麽一回事了,由于低纬处f小,故热带的LR>L,意味着一但一区域有加热,能量就很容易因瞬间产生的气压梯度力因素向外以重力波形式频散至系统平均尺度外面造成能量溃流,这是由于f小,空气运动过程不易因科氏偏转形成地转风产生科氏力与气压梯度平衡所致,故底层内流至高层外流的过程,若无外在强迫因素之下相当不易形成反旋式垂直风切平衡加热暖心,暖心结构不易维持,故低纬加热效率低,越低纬度越难形成天气系统,因此低纬度的地转平衡方向为:mass to wind,亦即质量场调节到风场,故加热无效率系统能量易流失,是以低纬度不容易形成高低压系统。

       以图说明的话就如同下图十一般,较大的LR意味着能量易流失,故低压系统过一段时间后会减弱浅化,反之LR较小意味能量以保持在系统内,故低压系统得以发展维持:

(图十一:不同的LR对于低压涡旋系统的发展影响之地转调节过程,来源:http://people.su.se/~nycan/kurser/print_files/adjust2.jpg)

       是以热带海洋大气因地转调节方向的因素很难形成大尺度的低压系统,除非有外在强迫机制方能形成类似热带气旋的系统,那麽,大量的潜热通量上传之后,自然无法轻易形成天气系统,只能形成大量密密麻麻的积雨云,广布在热带洋面上,如下图十二:

(图十二:热带积云对流,来源:http://0rz.tw/rw8KC)

       上述的积云对流无时不刻在热带洋面上消长,尺度相当小,生命期也约半小时,由于实在是太小故常常从卫星上看到的热带洋面往往一片晴朗,实则佈满大量积云,这些积云透过1.降水蒸发冷却下沉2.上升绝热冷却等过程消长,此过程不断消耗着热带大气的对流可用位能(CAPE),而常常无法组织成扰动系统发展,因此若将整个热带大气平均来看,其实是相当不利强烈对流系统单独生成发展的,亦即整个热带大气基本上其实没有甚麽对流可用位能,这点很重要,常常有人认为热带海洋有大量的潜热通量上传故CAPE很大,其实不然,由于这些能量不断上传却也无时不刻不被消耗着,故以整体平均下来热带大气的CAPE相当小几乎是零,只有以单独一朵发展中积云簇的探空过程为观点才有CAPE的存在,或者像是一些已经有完整对流加热过程的成形系统例如颱风,ITCZ等,方能进行对流可用位能的讨论,由于地转调节的趋势使然,一般没有对流可用位能的热带大气环境,视为”斜对流中性”状态。

       兜了一大圈,现在可以回来看看CISK机制了,牢记mass to wind和斜对流中性的观点。

       在此再提一次CISK的流程(虽然我想大家应该都很熟了),然而有道是魔鬼就藏在细节裡啊~

"初始已有暖心积云对流形成的低压→低压低层辐合摩擦内流→至低压内部上升释放潜热加强暖心→地面气压下降低压增强引发更多更强内流…正回馈"如下图十三所示:

(图十三:CISK机制下的积云对流回馈发展过程,a/b分别为内流摩擦辐合释放潜热/气压下降摩擦辐合内流再度增加,来源:http://0rz.tw/ridty)

       这个过程对于稳定发展的颱风似乎非常有效解释其发展过程,然而诸多矛盾与缺失在过去数十年的研究中逐一被提出,简单列举几个:

1.无法分别发展与不发展中的系统,两者范围云区相同(其实稍后提到的WISHE也有此缺失) 。

2.CISK是线性的正回馈概念,亦为初始值问题,亦即由初始的环境场即可决定决定颱风发展趋势,然而根据观测及实验可知颱风发展过程是非线性的,往往快速发展过程然而初始条件很差也大有颱在

3.e-folding time(指数递减/成长时间,指一系统发展或衰弱至原先e倍(e~2.71828)所需时间),根据CISK理论,低压积云对流尺度成长的e-folding time约为10-25天(Arnold, 1977),较观测平均的5天长太多

4.热带大气的斜对流中性性质很难让初始扰动单纯透过辐合内流释放潜热就不断成长(初始阶段的降水蒸发冷却下沉就足以抵销上升,只靠内流辐合潜热释放无法克服此点),同时根据CISK理论的边界层内部至上方辐合内流可能会使得中层区域出现水汽辐合的现象,违反斜对流中性原则。

5.地转调节方向和热带不一致,这可能是整个理论最大的问题所在,CISK必须假设在有初始积云对流形成暖心低压系统时方可启动,此为wind to mass的过程,和热带大气相反,故无法解释初始阶段的暖心是怎麽来的,以此为基础,有学者认为CISK机制并不能解释热带气旋生成,只能用以解释生成具有暖心的热带气旋发展过程,然而透过其他缺点说明连发展过程解释也有其它问题

6.不考虑内流过程海气通量的上传增加的潜热量,Craig and Gray(1996)的实验中藉由增加/减少上传的水汽潜热通量40%即可让颱风气压下降/上升20/25hPa,然而增加/减少摩擦辐合作用,却没有明显的强度变化
(这裡我要为CISK小小的抱屈一下,加大摩擦作用对于海洋的表面过程是很明显的,理由在于摩擦作用加大意味着海面更加粗糙波涛汹涌,有更多海沫产生,海沫有助降低摩擦并引发更多通量上传,这是应该在加大摩擦性质后不久发生的,Craig and Gray的实验显然忽略了此点)

7.依照CISK的观点,依靠系统自我摩擦辐合上传潜热释放加强对流的过程,系统平均尺度顶多数百公里(跟臺湾差不多吧),然而许多颱风常常初始就大于此范围。且依此理论,高层辐散下沉的空气会再度被辐合入系统底层大气,若不考虑海气通量上传过程,这些再进入的二次气流往往是乾燥的,将会阻断系统的潜热来源,自我瓦解”like a dead duck”

       透过以上我们可以发现在整个CISK的理论架构中主要以地转调节方向以及斜对流中性过程和忽略海气通量上传为最主要的理论缺陷来源,CISK过于线性的过程也是和实际不一致的一点。有鑑于此,Emanual(1986,1987,1991)的系列研究中以卡诺引擎的概念为出发点,提出了一个以海气交互作用为主轴用以描述热带气旋发展过程的新理论:风-蒸发效应(Wind-Induces Surface Heat Exchange, WISHE) ,着重在边界层内流过程中的海气通量上传过程对于颱风的影响。

B-2.WISHE的继起

       以简单的概念区分CISK与WISHE两者的差异,便是”考虑海洋水汽及热通量上传与否”,如下图十四所示,CISK机制只考虑了边界层内辐合摩擦内流的正回馈机制,缺陷已如前述,WISHE机制则以卡诺引擎为基础多考虑了内流过程上传的海气通量为主要能量来源:


(图十四:CISK(上图)与WISHE(下图)的机制差异,摘自Atmospheric Convection, K Emanuel, 1994)

      进一步的探讨整个WISHE的理论过程,Emanuel的理论中对此的说明为"假定系统内流过程除了本身水汽以外,还透过强风以及海面-大气热力不平衡的性质,进一步携带更多海气潜热通量进入系统内部并上升,依斜对流中性过程释放潜热加强暖心,自高层辐散下沉至週边再度流入系统底层内部,而此时加强暖心的结果使径向气压梯度力增加,故此时内流风速加强,又可携带更多海气潜热通量进入颱风内部,同时也将摩擦耗散的热能再度往内部输送…形成一正回馈机制”,如下图十五所示:

(图十五:WISHE机制回馈流程图:一旦表面风速(Vsfc)增加→可携带的海气潜热通量(qv)也增加→径向水汽及相当位温梯度增加(亦即向内流入更多海气潜热通量)→释放潜热加强眼牆内相当位温(加强暖心)→为满足热力风平衡,加强暖心之径向温度梯度的同时,颱风本身的反旋式垂直风切亦会增加→底部边界层内流V再度增加…携带更多海气潜热通量内流,正回馈机制,摘自Montgomery et al.(2009))

       WISHE机制看似解决了CISK机制中的一些主要缺陷,然而这不代表此理论就能完整的解释热带气旋发展,在说明其较不足处之前,先与CISK进行比较其优点:

WISHE的优点:

1.降水蒸发冷却效应在WISHE机制内可能反而是助力:

       根据斜对流中性的论点以及CISK只考虑辐合内流所带来的潜热,容易在内核区域上升时就被降水蒸发冷却所抵销,依此论点CISK便无法很好的解释初始积云对流仅依靠摩擦辐合内流之潜热释放加强,就算可以也是极小尺度的系统,与观测不符。曾经有人质疑此效应是否也是WISHE理论无法克服的,对此,Bister and Emanuel(1997)的研究中便以TEXMEX(墨西哥热带实验)中针对飓风Guillermo的生成发展过程进行数值实验及和观测的比对分析,对于WISHE机制中将水蒸发冷却的角色进一步说明,如下图十六所示:

(图十六:降水蒸发冷却机制对于WISHE机制的作用,摘自Bister and Emanuel(1997))

       如上图a所示过程,热带气旋初始时内部中尺度对流降水蒸发冷却在其週边的部分引发了下沉作用,并且蒸发冷却有进一步使内流层的大气状态变的更加冷却稳定。然而这是指以大气为观点的结果,若是将海洋的角色也考虑进来,在上方的大气一旦变的更冷,反而加大了海气之间的热力不平衡状态,亦即海洋大致维持温度又大气降温的状态下,反而有利于海气通量更大规模的上传,如中图b所示,其后因内流可携带更多的海气潜热通量进入系统内核区域,故有利系统的成长,如下图c所示。

2.除了本身内流水汽辐合外也多考虑了海气通量上传作为能量源,根据实验确实能有效造成颱风加强。

3.由于本身内流水汽辐合外还多考虑了大范围的海气通量上传过程,两者共同作用故对系统有效加强之外,也因此过程中海气一但处在热力不平衡的状态,上述通量上传过程便可一直持续发展使系统强度及尺度增加而不会有仅考虑水汽辐合内流过程的自我限制效应

WISHE的不足之处:

1.同样无法区分发展与不发展中系统。

2.对于初始的扰动形成机制同样缺乏完整说明
(这是目前整个气象界最困难的问题之一,如何解释颱风前身扰动的形成发展过程如同黑洞一般又大又空虚而令人头大,虽然目前有许多种假设但都没有统一的说法) 。

3.原始理论基础卡诺引擎存在CD参数化过程有误以及忽略海洋整层热力结构的影响,如前面A部分所述(例如滞留时间长或慢速的颱风考虑风蒸发效应以及Ekman pumping涌升流机制,若纯粹以WISHE角度来看该颱风会难以发展,可能会出现预报上低估强度的情形,然而若滞留在有暖涡或厚暖水层处却未必,反之滞留在高海温但暖水层较薄处亦然) 。

       在现今的气象学界中已经很少单独将CISK视为完整解释颱风发展的过程理论,多半以採取WISHE-CISK两者共同作用来诠释颱风发展过程,或者乾脆捨弃CISK直接以WISHE理论为预报参考。而从现今学界对于颱风海洋交互作用的研究方向主要偏向以完整的海洋热力结构与动力过程对颱风的影响以及回馈机制为主轴看来,WISHE理论虽渐成主流,但仍有修正空间。

B-3.潜热以外的其他可能:涡旋动力角度与旋生

(由于此部分已牵涉到较深入的颱风内部动力过程,超出本文范围,故只简单带过,只浅谈 WISHE与CISK以外的新理论:热塔过程)

       基于上述两理论针对潜热释放使热带气旋发展的过程之着重描述,对于初始积云对流如何合併形成扰动的决定性理论则较为缺乏,近年来,有学者利用动力学的角度,尝试以热带海洋上的积云对流簇发展过程中的涡度重分配观点来解释颱风的形成与发展,例如Montgomery et al.(2006, 2009)的研究中针对热带对流积云簇以”垂直热塔(Vertical Hot Tower, VHT)”的概念视之(意指某些发展得相当高耸包含大量潜热释放过程的积云簇),以涡旋动力过程的观点探讨为何有些积云簇得以发展成初始扰动而未因热带大气的诸多限制消散。

       在Montgomery et al.(2006)的研究中利用了三维数值云模式模拟热带大气的某些中尺度对流涡旋(MCV)的生成与涡旋动力过程,在他们的研究中发现,这些小型系统涡旋的核心,具有大量潜热及上升运动的区域即所谓的VHT部分,本身虽然发展过程会受热带大气对流中性等环境抑制,然而一旦初始所在区域存在不甚强垂直风切,则可类似某些中纬度斜压系统一般(例如飑线),由于风切有助于将降水及上升区域分开使得潜热得以持续加热暖心不受蒸发冷却下沉的机制所抑制,同时,环境中的垂直风切涡度管受VHT本身的强上升作用会产生涡管拉伸的现象,亦即将水准涡管拉伸呈垂直涡管,概念如下图十七:

(图十七:热带大气VHT的涡管(紫箭头)拉伸过程,a图显示在VHT所在位置存在垂直风切之下,此风切可以形成水平涡管,b图显示这些涡管被VHT内的强上升运动拉伸,形成垂直方向的涡管,摘自Montgomery et al.(2006))

       如图十七所示,这些水准涡管被拉伸成垂直涡管之后,由于VHT所在之MCV本身即具有正涡度,而这些被拉伸的涡管中则包含正负涡度,故正涡度管会倾向和MCV原本的涡度合併,负涡度则倾向消散。

       此过程导致了MCV涡度的加深,根据Montgomery等人的研究,加深后的MCV有较深涡度可以引发进一步辐合内流释放潜热进一步在有风切的环境下加强,同时,数个依此过程发展的对流系统其涡旋加深的结果,根据流体力学可知,这些涡旋最后会倾向合併,形成一个初始的热带扰动系统,如下图十八所示:

(图十八:合併之后的MCV之绝对涡度(左排)和潜热释放过程(右排)在不同高度上的变化趋势,分别为1-4-7公里高度,摘自Montgomery et al.(2006))

      从图十八可见,数个依此过程发展合併的小涡旋,合併之后期在中低层有较强的绝对涡度,同时伴有中层显着的潜热释放,形成了初始热带扰动系统,在适当环境之下,可以依此过程继续发展成颱风,此等VHT发展合併过程被视为是继WISHE概念后关于热带气旋生成发展过程之一划时代的新理论,目前尚在逐渐起步中;而在近几年的研究中,Montgomery et al.(2009)则利用此理论和WISHE概念比较,发现VHT发展的涡旋合併过程中,涡旋拉伸重新分配合併使系统加深过程不需要明显的海气通量上传,同样可以发生上述的涡旋合併过程,而即使採取和一般热带背景气流场近似的风速所携带的海气通量,此涡旋发展过程一样可以顺利发展,暗示了一个新的可能:对于热带气旋的生成发展过程,海气潜热通量可能只是能量源的其中之一,涡旋动力过程产生的能量重分配及合併作用,可能才是主要过程并佔有相当大的量值,此新概念目前仍在各国气象学家的努力之下正逐渐发展,也许将来同时考虑海气交互作用以及颱风内部动力过程将会是颱风强度研究及预报的主轴。




第二部分:各项变因对颱风强度及海洋状态影响探讨

海洋动力过程对上层海洋热力结构之影响:洋流、冷暖涡的真实面貌

A-1.海洋流场动力性质

       在(颱风与海洋交互作用-热力篇)曾经简单介绍过海洋涡漩的热力性质,这些热力性质其实取决于海洋涡漩本身流场特性,在介绍这些涡旋动力性质与考虑此性质对于颱风海洋交互作用的影响之前,先来看看构成这些涡漩的流场特徵:

       对于海洋涡漩分类乃是以混合层(暖水层)厚度做为区分,地球上某些恒定的洋流彼此间交互作用或洋流与地形间交互作用下产生出不同流场的涡漩型态,这些中尺度涡漩在海洋中之所以得以持续存在其实相当程度上仰赖着他们的流体动力特徵并因此维持其热力结构,以下十九图为例:

图片:21.jpg

(图十九:涡漩流场特徵与相对应的混合层热力结构,来源:http://www.geol.sc.edu/cbnelson/eddy/eddy.htm)

      如上图所示,上述地形或流场动力强迫过程生成的涡漩,其性质如同大气中的高低压般,同样须满足地转平衡,是以在北半球,逆时针方向转的流场涡漩产生出向涡漩外的科氏力,为了满足地转平衡,意味着涡漩表面高度必须为”外高内低”的型态,亦即相比之下,逆时钟方向旋转的洋流若须一直存在,则需要有较薄的内部混合层(质量较少),如此才会产生向内”水压梯度力”和向外科氏力平衡,而较薄的混合层厚度反映处该处的均匀混合暖水品质少,亦即混合层较薄,在没有辐射耗损的情况下,逆时钟涡漩混合层(暖水层)薄的性质需仰赖大规模冷水上涌形成”涌升流”以维持热力结构使涡漩混合层变薄且下方海域温度也偏低,因此在热力结构满足过程之下动力场的逆时钟流场便得以维持一段时间与一定区域,形成”中尺度海洋冷涡” 。暖涡则刚好相反,为顺时针流场,故流场动力平衡需要内高外低的表面高度型态,亦即混合层较厚,故会产生下沉趋势,抑制底层海水上涌以维持一定程度的混合层厚度。冷暖涡力平衡态如下图二十:

图片:22.jpg

(图二十:涡漩流场特徵与动力性质)

小观念:海洋中上层海洋流场呈现逆时钟旋转,该处下方必有涌升流或易有向上垂直运动现象,如同低气压。

              海洋中上层海洋流场呈现顺时钟旋转,该处下方必有抑制涌升流现象,或为下沉,如同高气压。此效
              应在赤道海中会引发大规模的海洋下沉作用形成所谓的downwelling Kelvin Wave并东传,对于赤道
              太平洋的大规模海气交互作用有深远的影响。


       这个动力机制反映在接下来要谈的颱风与海洋交互作用过程中会对海洋热力结构造成非单独涌升流或是混合冷却的影响,透过考虑流场被风场作用后一段时间的海洋,其海温冷却机制的动力因素将会变得较为複杂,我们先来看看移速较快的颱风之右侧流切逸入作用考虑上述流场性质后的影响:

图片:23.jpg

(图二十一:流切逸入作用造成混合冷却示意图)

      关于颱风路径流切逸入作用详细机制请参考:(颱风与海洋交互作用-热力篇)中叙述,此处纯粹考虑上图二十一中流切逸入作用中上层海洋因颱风强迫机制作用下产生的流场动力过程随时间变化如何进一步于颱风通过之后继续影响上层海洋热力结构,进而对颱风引发之cold wake结构及维持产生影响,此和前述之顺逆时钟流场对应之垂直流场趋势有密切关係,是一个颱风与海洋交互作用过程中动力场影响到热力场的有趣现象,颱风通过后引发之流切逸入混合作用之海温及变化如下图二十二对于飓风Frances的浮标观测值为例所示:

图片:24.png


(图二十二:飓风Frances引发之右侧海温冷却作用,来源:http://tao-tc.ucsd.edu/)

        而上述的海温冷却机制在经过一段时间以后会出现怎样的变化,则必须考虑到颱风引发的风应洋流是会随时间变化产生偏转的,此偏转效果对于cold wake区域所产生的热力结构(混合层)影响,如下图二十三所示:

图片:25.jpg


(图二十三:对于颱风引发右侧上层洋流变化与垂直流场趋势(以黑线箭头标明)以及混合层厚度分布之数值实验模拟,摘自Divine Wind: The History and Science of Hurricanes, K Emanuel, 2005)

       对于不同趋势流场对应的涌升或下沉流趋势如前所述。而上图是颱风引发海表面流场对于混合层作用的模拟过程,或许到这裡已经有板友看出奇怪之处了:对于逆时针流场趋势不是应该是大规模涌升流使混合层变薄,以及顺时针流场应是抑制上升流场使混合层变厚吗?怎麽刚好在颱风流切逸入的冷却机制中却是相反的呢?

        原因在于,颱风右侧的海温冷却机制与一开始讲的海中近似定常大规模的流场引发的垂直流场趋势不同,此效应乃是”由上往下”,由于上方表层流场与下方流场存在切变速度差,类似大气中垂直风切概念相似,产生的乱流混合(turbulent mixing),此种流切有下列性质:

1.规模小,作用时间短,仅限表层近颱风中心路径附近右侧海域。
2.没有类似海洋涡漩的近似定常完整环流,多呈不规则状。


     在上述流切作用下,会将底层的海水以”慢慢混合”的方式逐渐上带,慢慢的降温,因此这也是流切逸入作用造成降温速率及规模不如颱风原地打转引发的涌升流来的大,也因此混合作用的关係,在降温过程过程因混合作用所以会使得该处之混合层加厚,这是一个与颱风原地打转或缓移产生冷却机制:直接引发大规模均质的冷海水向上涌升强迫冷却破坏混合层厚度使之变薄大相迳庭的地方,(因此对于流切逸入作用可以想像成在该处有不断的流切产生乱流,乱流原地搅动混合下方海水使之逸入上层造成混合冷却并加厚混合层)

       然而将洋流随时间偏转的科氏效应考虑进来,也就是形成近似封闭环流的情况下,前述流切逸入过程就必须考虑此过程造成下方垂直流场的趋势之影响对流切逸入作用产生的增幅/抑制效果,以下图二十四说明过程:
 

图片:26.jpg


(图二十四:流切逸入作用考虑上层洋流偏转形成环流与垂直流场趋势之示意图)

Time=1:颱风经过海域不久,表层洋流偏转产生海温冷却效应尚未被激发出来。

Time=2:颱风经过后一段时间后方海域出现风驱动表层洋流,并于后方形成海温冷却区域。

Time=3:颱风继续前进并于后方海域引发出新的偏转洋流,而此时更后方稍早引发的表层洋流经过运动一段时间后受
                 科氏效应作用偏转成近似顺时钟的表层洋流场,并于流场中心伴随抑制涌升流的垂直流场趋势(可
                 视为向下),亦即此区域原先的乱流混合下方海水上来产生冷却的过程被抑制住了,混合层加厚趋

                势也被抑制,形成如图二十三A侧混合层较薄的现象:
         

图片:27.png

Time=4:颱风持续前进,并又引发出第三波风驱洋流,此时继第一波洋流偏转成环流场后,第二波引发的洋流场也随
                 时间运动以科氏偏转效应形成环流,值得注意的是,第二波洋流引发偏转环流会和第一波偏转洋流流向相
                 反交互作用形成”次生环流”为逆钟向,和原本的第一二波环流形成夹在中间的第三波环流场,而此逆钟向
                环流本身有利下方冷水上传趋势恰好有利下方冷水向上混合,于是乎混合作用加剧,使得次生环流
                所在区域的混合层迅速增厚,流切逸入作用也较另两环流强,形成图二十三BC侧不同深度的混合层:

图片:28.jpg

此后以此过程不断在颱风路径上产生出环流场影响流切逸入作用。

       因此可知,若是考虑了洋流偏转对于流切逸入作用的效果,则会对冷却过程中混合层以及冷却程度造成影响,一般而言由于此类洋流只限表层且维持时间有限加上环流性质不相当明显,故洋流场无法引发垂直向大规模流体运动形成如真正海洋涡漩般的下沉或涌升流对混合层进行直接影响,只能针对垂直混合趋势藉洋流场本身引发垂直运动趋势不同给予加强或抑制的作用,无法反客为主,所以颱风右侧的冷却机制基本上是藉由流切混合以及洋流动力机制两者共同完成的,以流切混合机制为主洋流动力过程为辅的结果,就是洋流造成的垂直运动增益效果反映在流切混合作用上,对于混合层的影响反而跟真正大规模完整环流场涡漩单独造成的涌升或下沉流直接影响之效果,是刚好相反的,如下图二十五所示:

图片:29.jpg

(图二十五:利用数值实验分析得的流切逸入作用流场及温度分布之平面及剖面图,阴影表温度,下图实线为向北速度,虚线为向南速度,摘自I Ginis(2002))

       透过对比剖面图结果可知,洋流偏转环流对于流切逸入作用因流场不同而有所差异,顺钟向流场为下沉有抑制流切混合作用,故混合层较薄,下方冷水层在较浅处,逆钟向流场为上升有加强流切混合作用,故混合层较厚,下方冷水层在较深处。一般在研究cold wake时,通常将此种由流切混合加流场偏转对垂直运动影响,两者共同作用在海温冷却过程时产生的混合层厚薄不一的流场动力过程,称之为” inertial oscillations(惯性震盪)”

       那麽此过程一旦发生对于海温冷却的程度影响呢?有时一旦颱风的强度较强且该区原先混合层较薄时,由于此机制造成颱风路径上混合过程不一致,且流场强度较强时,有时就会产生将在逆钟向流场区域将混合过程过程给加强,形成该区混合层厚冷却幅度小的状态;反之,在顺钟向流场则相对较冷(混合层较薄)的”似块状冷却分布”,此乃流切加洋流偏转双重机制下的颱风引发海表面冷却机制中较为特殊有趣的次生现象,但都无法如海洋涡漩般持续很久。

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(图二十六:飓风Isabel引发的cold wake,略成块状分布,来源:http://www.esl.lsu.edu)

A-2.涡漩流场动力性质与颱风交互作用

       讨论完颱风引发的偏转洋流形成之涡漩环流对于水中垂直运动的影响,来看看一但正牌的涡漩流场遇上颱风引发流场时,两者交互作用之下,又会对海温造成怎样的影响呢?

       过去对于海洋涡漩与颱风的交互作用多半停留在热力性质的回馈过程对颱风强度的影响,很少有人以洋流的角度出发探讨真实的海洋涡漩一但考虑流场动力性质,和颱风交互作用是否便不再如只看OHC的概念般单纯;在近年的数值研究中已有学者针对此点以数值模拟加以探讨,结果可能颠复你我对于海洋冷暖涡漩的认知。

       在Yablonsky and Ginis (2009)的研究中则是利用了三维POM大气-海洋耦合模式 (Princeton Ocean Model)模拟了考虑暖涡本身反旋式流场和热带气旋引发之上层海洋洋流之间的交互作用下的上层海洋负回馈情形,在研究中考虑了三种不同的海洋暖涡和热带气旋相对位置,包含:热带气旋的路径穿越暖涡中心、热带气旋路径右侧放入暖涡,热带气旋路径左侧放入暖涡等三种情况,并同时考虑了快速与慢速之实验。而实验结果显示如下图二十七:

图片:31.jpg

(图二十七:颱风路径上不同相对位置的暖涡流场与颱风引发洋流场之交互作用后对于海洋冷却机制的影响,左与右排分别为不同移速的热带气旋实验,上到下四组实验分别为颱风穿越暖涡、颱风路径左侧暖涡、颱风路径右侧暖涡以及无暖涡的实验,摘自Yablonsky and Ginis (2009))

      如上图ef两图所示中若考虑暖涡本身的反旋式流场,则以放在热带气旋路径右侧的暖涡所以发的海洋冷却的程度最显着,面积也最大,整体冷却程度依序为:路径右侧暖涡>无暖涡>路径左侧暖涡>路径穿越暖涡。为何看似有最厚混合层暖涡区域裡应当有最强的流切逸入作用抑制能力,对于所在右侧冷却敏感区海温应当有最佳抑制冷却效果,然而若是考虑流场动力机制,则情况刚好与只考虑OHC的状况相反,为什麽呢?

       这是由于热带气旋在路径右侧引发的洋流流向会和路径右侧的海洋暖涡的流场同向,而产生汇流并加速的情况,故热带气旋所引发的流切逸入作用在考虑了海洋暖涡本身的反旋式流场之后,会因这种汇流加速的情况产生出更强的流切作用,进一步将更多下层冷海水混合进热带气旋路径右侧的上层海洋,造成比未考虑暖涡流场的情况下更大范围的上层海洋冷却区域及更显着的冷却程度。而同时也可以看出较快速颱风较慢速颱风作用于海洋的时间短,故引发之冷却作用较弱,符合过去研究理论。而上述研究中也针对了路径上不同侧区域的海洋暖涡对于颱风的强度影响,结果发现,对于颱风强度影响最钜的当属穿越暖涡中间的颱风,由于内核眼牆上升区域直接受到暖涡高OHC作用以及抑制了海洋流切逸入冷却作用,使得颱风强度较路径左侧或右侧的暖涡更强,而比较路径右侧与左侧的海洋暖涡,虽模拟强度相当,然而考虑到右侧暖涡引发出较无暖涡实验更强的海温冷却机制作用,实验显示将可更加明显削弱颱风强度。如下图二十八所示:

图片:32.jpg

(图二十八:各式不同位置暖涡实验对于颱风强度影响之结果,圈为无暖涡实验,正(倒)三角分别为路径右(左)侧暖涡实验,叉为路径穿越暖涡实验,摘自Yablonsky and Ginis (2009))

       从上述实验可以看出,考量了暖涡的动力性质,加上不同的相对位置关係,暖涡对颱风的影响就不再全然是正贡献的,这项发现颠复了以往"暖水层越厚,越有利颱风增强"的认知,同时也和涡漩与颱风路径的相对位置有相当大的关联,是以在预报中如能准确掌握颱风路径以及涡漩动力性质,可以预计将会对颱风强度预报有所提升;而不只是暖涡的位置对颱风强度有所影响,不同厚度的暖涡对于海洋及颱风的影响也有着相当大的差异,王(2012)利用了WRF-ocean coupled model模拟了Fanapi颱风生成发展过程中路径上加入不同厚度暖涡,以了解不同暖涡厚度对颱风影响程度以及颱风对于海洋冷却机制的影响,如下二十九图:

图片:33.jpg

(图二十九:混合层厚度100公尺之暖涡实验(右)与无暖涡实验(左)之混合层分布(上) 、流场速度分布(中)以及冷却作用程度(下),摘自王(2012))

       由上述实验可以看出,暖涡有效的使颱风加强,然而颱风加强后风速作用在离开暖涡后海域产生出了较无暖涡实验更强的流场,使得流切逸入作用快速加大,在颱风离开暖涡后(下图红线区间)产生了较无暖涡机制更强的冷却效应,反过来在颱风登陆(下图黑直线)前就于其一离开暖涡便迅速削弱其强度,如下图三十所示之深蓝线,一离开暖涡就因流场动力机制引发出更强冷却将原先受益于暖涡的强度削弱,可说是考虑海洋动力过程下,暖涡对于颱风强度的一种间接负回馈机制。

图片:34.jpg

(图三十:各项不同位置暖涡实验对于颱风强度影响:无暖涡实验:浅蓝 、路径穿越暖涡实验:深蓝、路径左(右)侧暖涡实验:绿(深红) 、JTWC观测:紫,摘自王(2012))

       上述过程能同样在真实情况中个案可以看出,例如下图三十一之Katrina飓风于墨西哥湾发展期间,由于历经高OHC套流(Loop current)区域(上图高SSHA区域)迅速增强,一离开套流区马上因为风速增强引发出更强的流切逸入作用引发cold wake反过来削弱自身强度,最终以Cat.3登陆。比较下图的两块cold wake显示由于套流引发的更高强度间接产生更强流切,冷却程度范围较飓风尚未增强前为强,在在显示考虑流场动力性质后,暖涡套流等高OHC区域对于颱风海气交互作用的複杂性绝非仅靠OHC即可决定。

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(图三十一:Katrina飓风在摸西哥湾期间经历海域之海高距平(SSHA,上图)以及cold wake(下图)分布,来源:http://argo.colorado.edu/~realtime/welcome/http://www.esl.lsu.edu)

       如果考虑仅较平均海洋混合层厚度略厚的暖涡,对于颱风的强度影响以及海洋冷却程度的反应,同样会有相当特殊的反应。王(2012)的研究中利用加入混合层厚60m的暖涡实验,如下图三十二所示,发现仅较环境场略厚的暖涡同样有助于颱风加强,然而在离开暖涡后引发出较无暖涡的实验更强流场,这些洋流”回流”入暖涡后,由于此暖涡厚度较薄,对于颱风通过其上方期间尚未增强时的流切逸入作用尚能抵御因此无冷却,然而受惠于此的颱风离开后强度增强,更强风场驱动更强的洋流并回流入暖涡,暖涡此时无法抵御此较早前更强的流切作用,于是竟引发出较无暖涡实验更强的冷却程度,而此时发生在暖涡内部的冷却以在颱风远离暖涡后,故对于颱风强度无影响,可说是考虑流场作用下,一种有别于冷涡或薄混合层区域,相当特殊的海洋动力过程反应出的冷却效应。

       此研究结果点出了数个问题,在大气环境状况不变之下,暖涡抵抗颱风初次经过流切作用的底限厚度为何?此底限厚度与混合层温度之间的关係性为何?此关係如何随经过的颱风强度不同而变化?此最底限能抵御颱风刚通过时的流切,而对增强后颱风引发的更强回流流切作用之抵御程度与混合层温度、厚度之间的关係性又为何?等一大串科学问题,有待将来进一步釐清。

图片:36.jpg

(图三十一:混合层厚度60公尺之暖涡实验(右)与无暖涡实验(左)之混合层分布(上) 、流场速度分布(中)以及冷却作用程度(下),摘自王(2012))

      因此,综合近年以上研究,考虑流场动力性质后及厚度和相对位置的海洋涡漩,与颱风之间的交互作用将会更加複杂化,这些在以往的研究是较欠缺的,乃是由于只考虑海洋涡漩的热力性质而忽略了动力性质,然而流场的动力过程在真实涡漩中是不可或缺的。因此,利用包含完整三维流场动力过程的大气海洋耦合模式,对于颱风强度的预报及研究,例如探讨颱风风速与流切逸入作用之间的关係性,以及进一步的,暖涡厚度与内部混合层平均温度对颱风强度以及此流切作用引发冷却的抵御机制等关係的进一步研究,相信是未来的必然趋势。

边界层中的风场与蒸发:冷却真的是坏事吗?

B-1.海温冷却机制对于边界层稳定度的影响

   在前述文章中的海温冷却机制,会因海洋涡漩、涌升流或流切等条件有异,而颱风引发的海洋冷却机制对于其所在处的底层边界层大气的影响为何呢,近年来的数值实验及观测已逐渐找出了答案。

       早期对于海温与低层边界层大气的稳定度之间关连性的研究,主要以wallace et al.(1989)和hayes et al.(1989)等学者所倡热带不稳定波理论为主,研究中发现海洋表层温度高低分布会改变底层大气的高低压型态形成风场的波动,亦即引发辐散或辐合,根据流体连续性会产生垂直运动并导致垂直向的动量交换,进而在低层大气引发风场加或减速。在他们的研究中认为:较冷海水区域大气稳定度较大,高层动量无法下传,故风速较弱;反之暖海水区域大气稳定度小,高层动量得以下传,风速较强

       故高海温区对应辐合低海温区对应辐散  最大风速出现在辐散辐合区的外围,空间上约与高低海温区有90度相位差。然而wallace和hayes的理论由于缺乏详细观测资料佐证,故一直以来存在争议。

       上述理论直到2003年Lin et al.(2003)的研究中,利用TRMM/TMI卫星遥测资料,分析了2000年颱风Bilis侵台期间于台湾东南方外海留下的cold wake所在处的底层大气风场资料,发现在冷水区的大气受底层海温冷却影响也变得风速较弱,如下图三十二所示:
 

图片:37.jpg


(图三十二:颱风Bilis在台湾外海引发的cold wake(左)与该区之低层大气风速分布(右),摘自Lin et al.(2003))

      在Lin et al.(2003)的研究中算是为前述wallace和hayes的研究理论找到了证实,然而从结果论来看确是如此,实际物理过程是否真如wallace和hayes的研究中的论点一般呢?

       为了进一步验证海温冷却机制对于边界层大气的稳定作用之详细物理过程,王(2006)的研究中利用上述Lin et al.(2003)的研究成果作对照,利用模式研究Bilis的海温冷却机制对于大气边界层的动力影响,研究中发现颱风冷却区域的低层大气至700公尺左右高度风速皆较弱稳定度较大  700公尺以上风速则和其他区域相当,显示海温冷却效应对于边界层的稳定性及风速减弱垂直混合等特性只能在约1000公尺以下区域呈现,同时藉由理察逊数(Richardson number, 流体力学及大气动力学中用来度量流体或大气稳定程度的参数,越大越稳定,一般此值小于0.25代表大气呈现动力不稳定,亦即容易有乱流产生的状态)检验,发现海温冷却区域以及周围海域的边界层大气虽然都因颱风刚过而相当不稳定,易有乱流产生,然而海温冷却区底层大气及700公尺以下的理察逊数相对较大,显示wallace和hayes的理论中海温冷却抑制动量垂直输送以及使大气稳定的机制而言,其物理过程与动力机制的条件是确实存在的,如下图三十三及三十四所示:

图片:38.jpg

(图三十三:模拟Bilis颱风发展过程之海温冷却作用及十米风场分布(上)、cold wake处与环境平均风速垂直风剖面比较(下),摘自王(2006))

图片:39.jpg

(图三十四:理察逊数空间分布,摘自王(2006))

      如前述实验中所示,颱风引发的cold wake对于海洋热通量上传以及边界层稳定度皆有抑制上传及稳定大气的作用,然而这是在颱风离开后产生观测得的状况,前述研究并未指出此大气稳定机制对颱风本身影响为何,因此如果考虑实际动态过程,已知滞留缓行颱风对于海温冷却作用进一步稳定低层大气看似会使大气缺乏垂直运动使得颱风发展受抑制,同时海温下降也限制了颱风的能量供给,然而若是运动非滞留颱风在发展过程就因流切逸入作用在颱风范围内引发海温下降,会对当下颱风的底层大气状态乃至于能量动量输送过程会有怎样的影响呢?

B-2.海温冷却及边界层稳定过程对颱风底层内流影响

       在近年的最新研究中有学者尝试应用了三维海气耦合模式探讨移动中的颱风期路径右侧后方的冷却机制在颱风发展过程对于底层大气稳定性以及动量和能量的传输做了高解析度的模拟,结果同样颠复以往海温冷却及大气稳定不利系统发展的概念。

        Lee and Chen.(2012)利用了WRF-3DPWP (CWRF)三维海气模式模拟2009年颱风 Choiwan发展过程中考虑/不考虑海洋冷却作用下对边界层大气稳定度的影响,模拟结果显示,相较于未考虑海洋冷却作用,考虑海洋冷却作用下之实验其颱风外围环流边界层(HBL)在冷却区域较为稳定,不容易激发对流,如下三十五图黑虚线内所示:

图片:40.png

(图三十五:考虑海温冷却(左)及不考虑海温冷却(右)之实验模拟颱风 Choiwan对流雨带雷达迴波图,粉红线为海温,摘自Lee and Chen.(2012))

       因此在研究中Lee等人进一步调查了此边界层稳定度对内流强度的影响,发现了一个有趣的现象,由于考虑海温冷却之实验会如前述所说的有稳定低层大气的作用,故可知不易产生垂直运动,然而此状况反而使得内流在经过冷却海域时反而不容易在颱风外围激发出对流产生雨带并导致显着潜热释放消耗能量,故因此而有更多的内流携带海面上传的湿熵通量进入颱风内核眼牆区域,有助于颱风内部区域对流的强化,释放更多对流潜热以维持颱风强度不受海温冷却影响。研究中认为运动中颱风之所以可以在引发海温冷却的条件下继续维持强度或增强,此等因边界层稳定而导致更强内流巩固颱风内核的作用可能是重要因素之一,考虑了颱风冷却与未冷却机制的风场比较也可以显示,一旦考虑冷却机制,位于路径右侧冷却敏感区域的底层流场将更进一步偏向内侧区域,如下三十六图所示:

图片:41.png


图片:42.png

(图三十六:考虑海温冷却机制之CWRF(上黑图上)与未考虑海温冷却机制之WRF(上黑图下)两实验之内流与激发对流强度随时间变化比较(上黑图),与颱风底层内流方向(下粉红箭头:CWRF;下蓝箭头WRF)比较,摘自Lee and Chen.(2012))

       而在稍后的研究中,Lee and Chen.(2012)则是继续验证上述发现与实际观测之间的一致性,研究中採用三种模式,分别为未考虑海洋回馈的纯大气模式MM5(UA);考虑简单海洋回馈过程的MM5-3DPWP(AO);考虑完整海洋大气回馈机制物理过程(含波浪动力过程)的MM5-WW3-3DPWP(AWO)等三组不同实验针对2004年的Frances飓风进行内部边界层演变的模拟,同时跟NOAA P3飞机以投落送观测得之径向风剖面做比对,结果以热力边界层(THBL,表混合作用”well mixing”发展的高度)与动力边界层(DHBL,表水平内流层之厚度)呈现,发现随着考虑海洋物理回馈过程的完善,在颱风右后方冷却区域的DHBL越厚,而THBL大致一致的状况,显示完整考虑海洋物理过程对于内流边界层加大稳定度之助益会反馈在内流的强度与厚度上,此和稍早Lee and Chen.(2012)的研究一致,如下图三十七所示:

                                     

图片:43.jpg

                   
(图三十七:不同海洋回馈过程条件下模拟出的飓风Frances之内核区域之THBL(实线)和DHBL(虚线)之厚度差异,摘自Lee and Chen.(2012))

       此结果同时也和NOAA P3飞机以投落送观测得之径向风剖面做比对,如下三十八图所示,结果同样显示在真实个案下,位于颱风路径右侧的投落送观测结果指出,此区域由于海温冷却稳定边界层的影响,内流的确有增加的趋势。
 

图片:44.jpg


(图三十八:NOAA P3飞机以投落送观测得Frances之径向风剖面,红方框内为中心半径50km内之投落送观测,纵轴为高度(公里),横轴为径向风(m/s,负值表内流正值反之),红箭头为飓风移向,摘自Lee and Chen.(2012))

        因此,Lee等人总结了一系列的发现,于2013年的最新研究中提出了一个新的概念模式。他们主张,在考虑颱风移动中不断地引发右后侧的冷却,会抑制海气通量的上传形成负回馈抑制颱风发展,然而此状况却反而有利于底层边界层大气的稳定,亦即内流过程经过此冷却区域的内流不容易因大气不稳定而在抵达颱风内核以前就引发对流形成外围雨带,并释放潜热造成能量耗损,反而在此状况下有利于内流能量的加强并输送更多外围非冷却海域上传的水气,逆时针辐合旋入颱风底层内核区域,与海温冷却机制的负回馈作用相抵销,使得移动中未引发大规模冷却只产生右侧冷却的大多数颱风得以维持强度或在中心周围未冷却海域上传海气通量的条件下加强,概念模式图如下图三十九所示。此概念可说是解答了为何多数移动颱风引发海温冷却机制却得以继续有效维持强度甚至加强的问题。

       有一点必须注意的是,此概念并非导致颱风在移动中引发海洋冷却机制下却得以加强的主因,更不是说没有冷却机制的颱风会因此减弱,而实际上此概念只是说明了边界层稳定性与颱风内流强弱的关联,并进一步与颱风强度之维持发展连结,无冷却的海洋热力结构有可能是暖涡造成的,颱风经过暖涡内部时来自眼牆或内核正下方的高湿熵通量上传同样可以造成更大量的潜热释放产生较此机制更明显的加强作用。同时研究中并未评估究竟此效应对于颱风发展过程的强度贡献程度究竟占多少比例,因此仅能视为强度维持的重要机制之一,真正无海温冷却的条件,内流过程在激发外围雨带所耗散的潜热能,同样可以在将近入内核区域被仍高的海温所产生之潜热通量所补足,甚至大于在外围雨带区域因大气不定激发对流所消耗的量,而使颱风进一步快速增强,而事实上后者正是在许多海洋暖涡回馈研究中的常见过程。因此此概念最多只是说明了边界层动力过程如何维持颱风在移动产生冷却过程之强度而已,外围其他未冷却区域甚至是整体均未冷却,所产生的更大规模可观湿熵,才是颱风加强的主要因素

图片:45.jpg

(图三十九:Lee所提出的颱风内部之海气耦合稳定边界层概念模式,考虑海温冷却稳定边界层大气将有助于内流加强颱风内核对流结构,无冷却者则反之,摘自Lee(2013))

       综合以上,可以得知海温冷却对于边界层大气动力过程有稳定的作用,然而这不代表不利于颱风强度维持,冷却的规模以及颱风的移速改变对于整个大气边界层均有明显的影响,因此可见在未来的研究中,研究海气耦合过程中对边界层的影响以及颱风内部动力过程之各项变因之正负贡献与比例,亦为一大焦点。
[Mahoshojo于2014-01-10 14:59编辑了帖子]
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第三部分:交界面上

A.拖曳係数的影响:摩擦小一点,风速大一点

A-1.工欲善其事,必先利其器

      无风不起浪,在过去的颱风研究中,只要牵涉到颱风发展的强度议题,总免不了牵涉到预报(模式模拟)与实际观测对于”风场”的比对验证,藉以了解观测仪器以及模式的精确性,常常在各种大型国际实验中进行,以了解观测资料或模式是否能正确掌握颱风风场,下面简单先介绍一些颱风底层风场观测的方式:

      目前为主流的热带气旋风场观测方式,最常用的是以卫星进行扫描,然而卫星扫描具有时间上的不连续性同时资料在大气中以微波方式传述容易受到水象粒子的干扰而失真,是以飞机进行实测,飞入飓风眼内核区域以投落送作温度风速气压的量测为目前公认最为可靠的量测手段,然而由于投落送属点的观测,且落下过程中会受风场扰动影响位置,未必能得出最接近最强风速区以及最低气压的量测,故仍存在误差;因此最近十年来在NOAA WC-130或WP-3D等大型穿颱飞机的观测任务中除了利用投落送抛投观测以外,也逐渐发展一种利用扫描海面的方式得到完整穿颱风剖面资讯,此种仪器称为"微波遥测测风仪(Stepped Frequency Microwave Radiometer, SFMR)",目前已被广泛应用在大西洋以及东太平洋的飓风观测中,并和投落送及卫星观测资讯互相比较已得知仪器的精确性,其主要原理乃是在机腹下方搭载SFMR于穿颱时进行扫描,扫描资讯来自于建立一套海洋飞沫与风速间的关係式,式中将飞沫本身视为"黑体(辐射学概念,意指该物体对所有方向波长的电磁波均可完美吸收或放射,过程无任何辐射能耗损者者)",亦即海沫放射出黑体辐射,黑体辐射能可以黑体辐射温度表示,辐射能正比于温度,当风速越强,飞沫复盖的程度越高,空气中散布的海沫越密集,黑体辐射能越强亦即黑体辐射温度越高,故SFMR藉由直接测量黑体辐射温度即可转换成风速,SFMR如下图四十所示:

图片:46.jpg


(图四十:NOAA WP-3D飞机搭载之SFMR示意图以及所观测之飓风Frances风剖面,来源:http://www.aoml.noaa.gov/hrd/HRD-P3_sfmr.html)

      那麽,这种新工具对于热带气旋风场观测的准确性为何呢?由于观测显示大约在40m/s以上空气中就会满为海沫复
盖,又此时海沫难以和雨滴区分,故此方法仰赖海沫的数量密度在高风速下有进一步更加高估的可能,是以Uhlhorn et al.(2007)利用此法为基础估算出颱风的风速,并和160个投落送观测资料为参考进行修正,得到了一个可以避免在高风速下过度高估风场的方法,修正后的风场观测曲线如下图四十一示:

图片:47.jpg


(图四十一:利用SFMR观测到的黑体辐射率与风速的关係,点为投落送观测值,虚线为加入投落送修正前,实线为修正后,右图为修正后资料模拟出Frances飓风之风场,摘自Uhlhorn et al.(2007))

 因此透过投落送搭配SFMR的观测互相修正,我们可以得到可靠的风场观测资料,精确的风场资料乃是强度研究預
报上不可或缺的,更进一步的,可以了解在海洋上发展的熱帶气旋,海洋介面對于熱帶气旋风場的影响方式及程度竟為何

A-2. 拖曳系数的变化过程及因素初探

       在前述MPI理论中所提及的拖曳係数CD的部分,其实就是反映出了下垫面的粗糙程度,亦即CD越大,波浪越高,海面越粗糙对于颱风风场而言此过程等于摩擦加大,高风速搭配崎岖的海面容易形成紊流,透过紊流生成使得颱风风场动能被耗散,进而限制住颱风风场使其强度无法无限增强,在EMPI理论下颱风若要保持稳定强度或增强之CK/CD比约0.75以上,然而近年来的实验和观测显示,CD的性质很可能与传统理论有很大的差异。

这裡简单介绍一下CD:"CD乃是度量下垫面摩擦程度大小的指标"

拖曳係数定义:

图片:60.jpg


(Fd:摩擦力,v:风速,A:摩擦力作用面积,ρ:空气密度)
由此可知风速增加事实上反映出CD的下降(拖曳係数须小风速方能增大)。

       过去二十年来关于颱风发展过程拖曳係数的演变过程乃是科学家亟欲得知的答案,下面则是透过观测和模拟,列举一些与CD有关的实验结果。

观测显示Gilbert飓风大约在30-38m/s CD便达饱和不再增加(1988)。

Large and Pond(1981):大约到25m/s以前CD均和风速成线性正相关

Alamaro(2002):大约在25m/s左右CD便开始下降。

Powell et al.(2003):CD大约在35m/s便产生层化(达饱和不再随风速增加),值约0.0026,而40m/s左右CD便开始下降。

Donelan et al.(2004):如下图四十二,大约在33m/s左右CD便开始层化不再增加(实验室水槽实验) 。


(图四十二:Donelan利用实验室风洞风场作用水槽水面得出之CD随风速变化(*号),点为Large and Pond(1981)之模拟结果,摘自Donelan et al.(2004))

Shay and Jacob(2006):大约在30m/s左右CD便开始层化,值约0.0034便不再增加。

moon et al.(2007):利用Coupled Wind-Wave(CWW)波浪动力模式模拟颱风作用下的海表面粗糙状况与风速关係,大约在30m/s风速以上CD便几乎缓慢成长不再明显增加,如下图图四十三所示,和EMPI不符。

(图四十三:利用完整波浪动力过程数值模式(WW3,蓝色曲线)模拟出之粗糙长度(左图之Roughness Length,表示气块受外力开始作用运动一段时间后才开始跟环境混合,此段时间气块所走的路径长度称之,此数值越小代表混合作用越旺盛)以及拖曳係数(右图),红色圈圈连线乃是控制实验(对于飓风Ivan的风速预报)下未考虑完整波浪动力过程之粗糙长度与拖曳係数和风速之间的推估关係值连线,以及右图中其他学者所做的拖曳係数实验:方块为Powell et al.(2003)之实验中CD之模拟区间,实线为Large and Pond(1981)之模拟结果,点虚线为Donelan et al.(2004)结果,虚线为Wu(1982)结果,摘自moon et al.(2007))

       综合以上可知大约28 to 33m/s,CD便大约达到定值:饱和(level off),此后亦随风速增加而持平或减弱。

       故可知,拖曳係数象徵的下垫面摩擦程度大小似乎不如传统理论般认为会因风速成长,故施加在海表面应力增加导致波浪发展更加剧烈进而增加下垫面崎岖度及摩擦力,反映在拖曳係数的成长上,在颱风发展风速增强的过程中,一定有某种机制使得本该成长的海面粗糙度被抑制住了,并使得颱风进一步的增强。

       而此效应也反映在CK/CD的比值之上,由于拖曳係数并未随风速增加,早期由Emanuel提出的颱风发展过程之CK/CD~0.75以上的比值便被推翻,Zhang(2007)的研究中利用大西洋海气边界层耦合实验(Coupled Boundary Layers Air-Sea Transfer, CBLAST)和海上湿度交换实验(Humidity Exchange over the Sea Experiment, HEXOS)两实验中之数据,算出海表面风应力增强过程中CK/CD的比值变化,发现此值并非如早期理论般一成不变,而是会随拖曳係数增加到了约15~20m/s便保持稳定持平在0.63左右,如下图四十三所示:


(图四十三:利用CBLAST和HEXOS两实验数据求出CK/CD的比值随风速增加之变化过程(虚线)和信心区间(直槓),和Emanuel(1995)提出之比值:0.75比较(点虚线),摘自Zhang(2007))

      由于海气耦合过程中风场增加对拖曳係数的影响并未如预期般增大,因此近年来学者便利用海气耦合过程中海表面性质过程的演变为出发点,讨论上述性质,诸如波浪或海沫等因素对于整个边界层耦合过程中动量及能量传输交换过程的影响,以釐清整个颱风海气交互作用过程中海洋表面性质对颱风发展过程扮演之角色。

B.当波浪不只是波浪:通量以外的新变因-海沫

B-1.海沫生成演变过程对边界层热力性质的影响

       对于海沫,在多数人的心中或许只是强风吹拂海表面产生的浪花破碎的小水滴而已,这些小水滴看似微不足道,然而这些小水滴乃是直接来自海洋,故相较于水汽粒子有更大得多的体积,并且直接将海中的热能储存在液滴内的方式上传至大气,故有远大于水气的潜热能,因此当颱风大范围在一海域激起波浪形成海沫时,这些海沫的数量范围便不再被忽视,如下图四十四伊莎贝尔飓风吹袭下的海面,白花花一片的佈满了海沫,因此这些看似不起眼的小水滴在颱风与海洋交互作用的过程中实则佔有一席之地。

(图四十四:飓风Isabel吹拂下的海面,来源:http://tinyurl.com/ktnz3up)

      在前述的拖曳係数实验中显示拖曳係数到某一程度便不再成长,近年来的研究显示可能和海沫发展过程有很密切的关联,下面便来讨论海沫对于颱风海洋交互过程中的扮演角色的相关研究。

海沫的种类依发展过程来源不同主要可以分为下列四类:

1.强风吹袭波浪造成波顶部飞溅出飞沫

2.强风垂直分量助长海水自波浪内向上动能,使水滴自浪内飞出,形成溅沫

3.波浪破碎拍打海面扰动水面产生大量气泡,气泡上浮海面破裂喷出之泡沫

4.上述气泡在海面破碎瞬间的微小涟漪低洼,由周围海水向内补满时激发向上水滴溅起,形成喷沫

       在颱风与海洋交互作用将上述四种类型的水滴通称为海沫,一般而言,此种颱风风场激发出的海沫会随着激发到空气中这段过程逐渐蒸发缩小,上述四种海沫大小以飞沫溅沫最大,可达20μm以上,泡沫及溅沫较小,约在3~20μm左右

       海沫自海中产生到进入大气,期间对于边界层的热力及动力性质改变乃是科学家热衷探索的目标,关于热力过程的演变,可用下图四十五说明:

(图四十五:海沫脱离海面后之热力过程演变及体积的变化,摘自Andreas and Emanuel(2001))

       简单说明过程:设一初始粒径为100μm的大海沫脱离28度的洋面,在空气中迅速向外耗散可感热,大约一秒内即降到平衡温度,此时温度和体积保持在初步平衡状态,其后在空气中由于强风作用导致粒子开始蒸发吸热并缩小,约100秒后粒径只约50μm,而温度也上升至超过26度,其后顺着气流符合入颱风内部。

这种过程对近海面大气的热力性质影响如下:

1.由于蒸发吸收近海大气中热量(也可视为将原先耗散出去的可感热回收一部分),因此大量海沫复盖的海面大气会因此
   冷却,加大海洋与大气的海气不平衡性质,引起更多水汽通量上传。

2.此蒸发效应虽使得海沫体积变小,然而相较于自海面上传的水汽通量,未凝结的小水汽粒子粒径约在0.1~1μm,海沫
   液滴仍有甚大的体积,故大量海沫进入颱风内核区域,可以携带远大于水汽的潜热能,在眼牆高处以冻结方式释放出    来,然而也有许多海沫最后落回海面,故潜热能仍以水汽为主。

       实际上在缺乏精确观测资料的佐证下,对于海沫透过能量传递过程影响颱风强度是很难定量评估的,仅能从模式模拟了解到大约的影响程度,例如在海气通量的研究上,如Bao et al.(2010)的研究中则利用了一个理想模式"GFDL coupled atmosphere-wave-ocean hurricane model”对海沫进行参数化敏感性实验,分别考虑有/无海沫的情况下对于海气通量大小以及风速的影响,如图四十六所示,当考虑海沫时,在颱风高风速影响下,海洋的摩擦速度较小,而无海沫时海洋的摩擦速度较大,显示海沫似能有效降低大气与海表面之间的粗糙度。而在乱流的温度及比湿通量方面,考虑海沫的模拟结果中,乱流比湿(单位质量空气块中水汽与該气块空气总質量比例)及温度通量均较没有考虑海沫的实验来的大,显示海沫对于海气通量扮演正面助益的脚色,即考虑海沫的海气通量较没有海沫的情形来的大。同时在实验中也发现了当海沫液滴越大,对颱风风速的增加也越明显

(图四十六:考虑/不考虑海沫情形下的模拟实验,由上至下分别为:摩擦速度、乱流垂直温度通量、乱流垂直比湿通量,摘自Bao et al.(2010)

       而对颱风强度的模拟评估呢?Wang et al.(2001)在稍早的研究中利用不同的海沫参数化过程,进行评估模式对于海沫影响颱风强度的敏感性实验,在两种不同的海沫参数化过程中,均显示了海沫对于颱风强度有着显着的助益,在海气通量的影响上,考虑海沫影响的实验显示整体自海洋获得的海气通量所产生的能量(潜热+可感热)中,海沫占了约20%,而研究中分别利用Fairall et al.(1994)和Andreas and DeCosmo(1999)的两种不同海沫参数化法,进行海沫对颱风强度影响实验,发现在两种不同参数化过程中,海沫对颱风强度的增益对比无考虑海沫之实验分别提升了8%及25%的强度,如下图四十七所示,显示出海沫对于颱风强度的贡献不容小觑。


(图四十七:利用不同海沫参数化过程(左图:Fairall et al.(1994),右图:Andreas and DeCosmo(1999))模拟出颱风强度(E2&E4)和未考虑海沫之强度(E3&E1)比较,摘自Wang et al.(2001))

B-2.海沫生成演变过程对边界层动力性质的影响

       那麽对于边界层大气的动力性质影响呢?这就要回到前述所说的,为何随着颱风发展过程风速增加,拖曳係数不增反减的性质,此性质在多次的实验及观测中被发现,引起了科学家的好奇,在早期的理论中,Lighthill(1999)指出,颱风造成海洋表面浪花破碎所形成的海沫,可以视为在上层大气和海表面之间的第三层过度带,在Lighthill的研究中将这种大气+海沫层+上层海洋所形成的三层流体状态称作为”Sandwich”,即如同三明治般的概念模式,如下图四十八所示,并且在研究中指出海沫层有”润滑”的作用,可以增强颱风的风速。

(图四十八:Lighthill所提出的Sandwich概念模式中所描述海沫的生成过程及海沫层的垂直平均分布,各层分别为:Z为海沫层之上不受海沫影响之大气高度、而Zw 为平均最大浪高、Z0则为海沫层底、H则为海沫层平均厚度、故Z0+H为海沫层平均最大高度。摘自Lighthill(1999))

       因此在研究中,将海沫层是为边界层中一层独立处的特殊性质,研究此中间过度层对上方大气及下方海面的影响程为学者探讨海沫对边界层动力过层影响的出发点,在稍后的研究中,Andreas(2004)的研究中对于海沫性质提出了一种观点,研究中将海沫动能视为和风速成正比的状态下,由于海沫数量随风速增加,因此此层海沫层的厚度及海沫密度将成长,到了60m/s,颱风风场与海洋之间的动量交换将完全为海沫取代,亦即海沫已将海面与颱风风场区隔,产生有别于下方崎岖波浪海面的高度摩擦性质的一层近似平滑层,导致拖曳係数至此已完全消失(可以想像成,大量密集成层的海沫一起受风场作用有”趋同运动”的性质,此即海沫动量主导整层海气动量的过程,动量交换由风场vs海面随风速增加转移到风场vs海沫,因此风速增加,该海沫层的海沫密度增加及性质趋于稳定,和下方崎岖的波浪形成很大的区别,气流在此层及其上方运动时,就如同人在冰上滑冰般,虽仍有摩擦作用,但相较于下方的海面已是相当小的麽擦了,如再进一步考虑前述海沫接收所有动量产生的"趋同运动",更可以看成是在冰面构成的输送带上与带运行方向同向滑冰,气流更易加速了,故和海面相比,就如同是在冰上与石子路上滑冰的差别),而不考虑海沫的实验,拖曳係数将随风速正比成长,如下图四十九所示:

(图四十九:考虑及不考虑海沫过程之下拖曳係数随风速的变化,摘自Andreas(2004))

       此外,Markin(2005)的研究中则是将海沫层内视为上轻下重的海沫组成,由于下方长期有较大海沫存在,故在强风下整层海沫层性质平滑稳定,有助于抑制紊流向下生成接近海面,故随风速增加海沫层成长的情况下,紊流得到抑制,导致下方海面拖曳係数随风速增加而减小。

       相较于两者之实验,Andreas的研究完整了呈现了风速增强过程中海沫动量的变化,连结了风场与海沫层之间的交互作用关係,较能清晰地描述高风速下拖曳系数递减的物理概念。不过大致上而言,透过海沫动量演变的过程相关研究,已经可以确立的一点是,平滑均匀的海沫层确实如早期模型所说,具有”润滑”的性质,受惠于此,颱风风速加大伴随海沫层的成长,确实有效的区隔了崎岖海面对于颱风风场的负面影响。

       那麽,进一步的探究海洋状态以及海沫本身大小对于上述润滑过程的作用,会产生何种程度类型的影响,亦为学界热门的研究重点。

       在A.J.Chorin et al.(2005)的研究,则是沿用Lighthill所提出的Sandwich概念模式,探讨海沫液滴大小及终端速度对于乱流能量的影响,会不会进而影响到颱风的风速,研究结果如下图五十所示:

(图五十:由上到下,a为不同大小粒子的水平速度,b为不同大小粒子的在空气中的浓度,c为不同大小粒子所消耗的乱流总能量,三张图横轴均是波浪高度自高到低的过程,可以看成波浪发展过程中由盛而衰的过程(即时间的概念) ,最下方为讨论终端速度(横轴)与海沫层厚度(纵轴)的关係,摘自A.J.Chorin et al.(2005))

       从图五十来看,粒子大小分别为1>2>3>4,较大粒子的终端速度较大,质量较重,故在图a中可以看到较大终端速度粒子受水平风影响下的水平速度较慢,而在图b中,随着时间过去,波高逐渐降低,较小终端速度之粒子(即小粒子),比较容易消失,在空气中的浓度快速减少,而大粒子的减少速度较慢,可能和粒子间碰撞合併的成长过程有关,而图c中显示,较大粒子对于乱流能量的耗损作用比较持续,小粒子对于乱流能量耗损的作用比较快速且不显着,显示大粒子对于乱流能量的抑制作用较明显,有助于将流场变得均匀,产生类似润滑的作用,使颱风风速进一步增强。而在终端速度与海沫层厚度的关係的讨论中可以看到,随着粒子终端速度增加(即粒子长大)的过程中,粒子透过碰撞合併过程成长,小粒子的量减少了,只剩加终端速度较大的大粒子,整层海沫层的厚度也变薄了。

       透过上述针对海沫粒子大小的探讨,可知道粒子对于颱风引起的低层近海面乱流的能量抑制作用是十分明显的,即类似"润滑"的作用,有助于增强颱风的风速,且粒子越大润滑作用越明显,同时在前述所提的回顾工作中,也可以看到海沫粒子有助于提升海气通量,有助颱风增强。

       另外,由于海沫的大小及数量与波浪发展过程有关,是以有学者于最近的研究中讨论了不同型态之波浪对于海沫的影响如何进一步影响到边界层状态,史等(2013)的研究中即利用WW3模式模拟飓风Katrina影响下的海面波浪演变过程当中海沫动量通量的变化以及对拖曳系数的影响,如下图五十一及五十二所示:

 
(图五十一:不同波龄(β值,数值大者表成熟波,小者为初生波)对应之飞沫动量通量(τSP)状况,并与Andreas(2004)研究比较,摘自史等(2013))

       由图五十一可以看到发展越成熟的波,意味风作用在波的时间也就越长,产生更多的海沫以及持续提供给海沫之动量也更多,此意味着动量在颱风风场与海洋介面上的传送,已逐渐为飞沫所取代,亦即波发展越成熟,风作用时间越长,飞沫得到的动量越多,形成如Andreas(2004)研究中所提的动量取代机制,并产生稳定的界面抑制下方粗糙面的影响,反映出的即是随着波龄增加,拖曳係数衰减越快的结果;由于颱风风场由外向内加速,故波浪亦由外向内运动发展,越往内部发展越盛,亦即越往内海沫层越稳定且接收到动量越多,拖曳係数抑制程度越大,有利风速进一步加强,正好符合颱风风速由外向内递增的概念,如下图五十二所示:

(图五十三:利用WW3模式模拟飓风Katrina影响下的海面波浪演变过程当中海对拖曳系数率减速率的影响与Powell et al.(2003)(上图)和Donelan et al.(2004)(下图)的比较,摘自史等(2013))

       由此看来,不管是透过热力或动力机制,海沫层对于颱风边界层动力过程的影响反映在颱风强度上,是有正面助益的,然而现今的研究多半属于实验室内的模式运算,结果看来符合理论,然受限于技术,仍难以获得在颱风边界层内部长期的观测资料,故未来仍需透过进一步的观测技术改善取得边界层内资料与模式进行验证,方能进一步了解海气交互作用过程波浪与海沫对边界层的影响程度。




结语

       作为"颱风与海洋交互作用-热力篇"的姊妹篇,以动力性质探讨颱风与海洋交互作用过程中诸如风场,边界层,海面状态的影响,实比前篇複杂的多。主要希望藉由讨论过去半世纪以来颱风动力学中着重在与海洋部分的影响,了解这个孕育颱风的温床,在孕育的过程中发生了哪些变化,得以缔造每年风季中风迷眼中一个又一个惊奇。本文部分内容须先搭配前篇"颱风与海洋交互作用-热力篇"一起看,对于颱风与海洋交互过程,相信会有更全面的了解,由于魔法少女才疏学浅,当中有些叙述不对的地方还希望眼尖的板友提出指正,以及有问题处也欢迎讨论,希望这篇文章对大家有帮助。文章欢迎转载,记得附上出处即可,感谢大家耐心的看完^^

全文完

附上含前一篇之參考文獻名


參考文獻.txt
[Mahoshojo于2014-08-12 21:40编辑了帖子]
4条评分, 威望 +45 金钱 +20
  • 格物致知
    威望 15
    常读常新。。
    2015-03-05 00:06
  • beta
    威望 20
    在此等大神面前我等立马存在感全无
    2014-01-09 12:56
  • beta
    金钱 20
    在此等大神面前我等立马存在感全无
    2014-01-09 12:56
  • zhu
    威望 10
    优秀帖 有幸拜读
    2014-01-09 12:18
(@゜▽゜@)ノ~~Mahoshojo=まほ しょうじょ=魔法少女 滴說
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发布于:2014-01-09 11:57
这么好这么长的文章,楼主好牛啊,建议版主加精
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听雨清风
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发布于:2014-01-09 17:36
= =!!惊世神作,等等信息量有点大我慢慢读
后宫之中,岂有你的位置
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miamibig3
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发布于:2014-01-09 21:22
整理一下弄个文档会更好
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yuloucn
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发布于:2014-01-10 06:43
楼主这篇强到吓人
爾郎家喫著無咯?
-吃著爾郎家!
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杨于
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发布于:2014-01-10 20:19
太强大了!强赞!
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发布于:2014-01-13 17:39
上一篇还能读懂40%,这篇一点没读懂
1条评分, 金钱 +1
  • Mahoshojo
    金钱 +1
    有問題歡迎提出喔,不希望造成消化不良呢ˊˋ
    2014-01-13 20:11
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typhoon888
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发布于:2014-07-21 20:16
真好,留着仔细看
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象山5612
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发布于:2014-07-21 20:53
拜读!
楼主提到“ 综合以上可知大约28 to 33m/s,CD便大约达到定值:饱和(level off),此后亦随风速增加而持平或减弱。”
我提出一个看法,似乎这个28-33m/s和台风眼的开眼下限风速值很接近。是不是可以这么认为:稳定的眼墙需要较低的拖曳系数才能稳定建立并维持,如果不能达到28-33m/s,海沫层就无法起主导作用,海面摩擦较大,导致内流明显,故而眼墙容易不稳定并崩溃。而到达28-33m/s以上,甚至60m/s时,海面由于飞沫层的存在,已经较为“光滑”,恐怖的眼墙其实是运行在“光滑”的飞沫层之上的。
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Mahoshojo
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发布于:2014-07-22 16:27
象山5612锛毎荻粒
楼主提到“ 综合以上可知大约28 to 33m/s,CD便大约达到定值:饱和(level off),此后亦随风速增加而持平或减弱。”
我提出一个看法,似乎这个28-33m/s和台风眼的开眼下限风速值很接近。是不是可以这么认为:稳定的...
鍥炲埌鍘熷笘
喔喔是象山大XD

其實內流強弱是可以透過與海沫層發展程度之間連結起來,在上述的研究彙整中的確可以看出海沫層發展與內流強度之間是有正相關性的,28~33m/s也可以視為海沫起始,摩擦衰退的"黃金交叉"門檻

不過我是還沒有看過利用理想模式探討眼牆建立之風速大小門檻與海沫層拖曳係數的發展關係的相關研究,但就定性上而言我認為你的想法是正確的,畢竟在高摩擦下容易產生紊流進而對內流產生耗散減弱內流,進而影響眼牆建立,因此或許是可以進行不考慮其他大氣中影響眼牆建立條件的理想實驗來模擬眼牆建立臨界風速與海沫層發展之實驗來探討,這應該可以算是雲微物理領域與颱風動力學的一個前瞻性研究,透過定量分析以了解海沫層占眼牆建立的諸多有利條件中的比例,但這種比例的不確定性可能比較高,畢竟像是垂直風切海溫等綜觀尺度條件應該會對眼牆建立過程占更大的影響比例,甚至可能是主因,海沫層發展與眼牆建立之間可能是互為因果的,而這種因果關係很可能在實際個案中會被其他更大尺度的環境條件介入(高海溫或環境背景水平風切渦度大之類的)而變得不是很明顯,比如印象中2000的碧利斯在剛生成沒多久就有眼牆結構且持續穩定發展至開眼,個案間眼牆建立之條件差異還要看環境條件而定,不過大體而言的確風速增加是有助於藉由發展海沫層降低摩擦進而回饋內流強度幫助眼牆建立的,個人淺見參考看看^^)
(@゜▽゜@)ノ~~Mahoshojo=まほ しょうじょ=魔法少女 滴說
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象山5612
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发布于:2014-07-22 20:33
Mahoshojo锛氞膏甘窍笊酱骕D

其實內流強弱是可以透過與海沫層發展程度之間連結起來,在上述的研究彙整中的確可以看出海沫層發展與內流強度之間是有正相關性的,28~33m/s也可以視為海沫起始,摩擦衰退的"黃金交叉"門檻

不過我是還沒有看過利用理...
鍥炲埌鍘熷笘
我认为还有一种情况,某些台风已经发展出了大面积的35m/s以上风速区,比如半径120km,那么在某种意义上,该半径区域内海面都是“光滑”的,因而该区域内都存在内流辐合不足,进而导致无法形成诸如30km左右的眼墙。这个问题,其实是用来描述日常台风观察中,有不少台风暴风圈很大,范围也很大,但是一直无法开眼的例子,比如莫拉克,或者就是眼下的台风麦德姆。
也就是说,一个TC,如果一旦形成了大面积的暴风圈,并且在形成大面积的暴风圈之前没有开出风眼,进而导致出现大面积的“光滑”海面,那么必然会导致内流不足,成为阻碍开眼的重要因素。就是那种“永远都整合不好的台风”。
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andysi
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发布于:2014-07-22 21:29
膜拜神作,有空慢慢看!
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andysi
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14楼#
发布于:2014-07-22 21:30
13年注册的,是以前的谁啊?原ID是什么名字
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15楼#
发布于:2014-07-22 21:37
andysi锛13年注册的,是以前的谁啊?原ID是什么名字鍥炲埌鍘熷笘
楼主好像并不是以前的谁。但是楼主虽然注册的迟,但毕竟是专修气象的
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Mahoshojo
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发布于:2014-07-25 12:04
象山5612锛毼胰衔褂幸恢智榭觯承┨ǚ缫丫⒄钩隽舜竺婊35m/s以上风速区,比如半径120km,那么在某种意义上,该半径区域内海面都是“光滑”的,因而该区域内都存在内流辐合不足,进而导致无法形成诸如30km左右的眼墙。这个问题,其实是用来描述日常...鍥炲埌鍘熷笘
呃.....這部份我們的理解似乎有點出入,海沫增加的結果在前述的研究整理中應該是降低海面摩擦,進而提高潤滑度(變得光滑),使內流加強進而使颱風發展.....應該是這樣的過程,海沫層發展應該是提高潤滑度加強內流強度而非抑制內流,感覺應該是這樣,參考看看
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meiguidaozhu
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17楼#
发布于:2014-08-11 19:03
楼主厉害,我也在研究海洋过程对台风的影响,您post参考文献中文乱码,可否重新post?谢谢,希望常交流
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Mahoshojo
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发布于:2014-08-12 21:49
meiguidaozhu锛毬ブ骼骱Γ乙苍谘芯亢Q蠊潭蕴ǚ绲挠跋欤鷓ost参考文献中文乱码,可否重新post?谢谢,希望常交流鍥炲埌鍘熷笘
我直接回覆在下一樓,中文重傳還是亂碼

---------------------------------------------------參考文獻----------------------------------------------------

王如馨 台風引發海表面溫度冷卻影響大气邊界層之机制探討(2005) 國立台灣大學理學院大气科學研究所碩士論文


王品翔 凡那比台風之海气交互作用模擬分析 - 海洋冷暖渦影響探討 (2012)國立台灣大學理學院大气科學研究所碩士論文


史剑, 周林, 杨隆颖 高風速下海洋飛沫水滴對拖曳系數的影響(2013) 解放軍理工大學气象學院
[Mahoshojo于2014-08-12 21:51编辑了帖子]
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meiguidaozhu
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发布于:2014-08-13 08:25
Mahoshojo锛毼抑苯踊馗苍谙乱粯牵形闹貍鬟是亂碼

---------------------------------------------------參考文獻-------------------------------------------...
鍥炲埌鍘熷笘
,谢谢
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luhang
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发布于:2014-08-19 10:30
楼主好牛,能写出那么长的文章,看得我的眼都花了!
回眸过去,守望现在,眺望未来!
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金杯
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发布于:2014-12-23 01:22
关于CISK和WISHE等等的问题,我好像在隔壁评论过一次,其实我有点没搞明白这些理论有什么对立,本身就是不同的角度吧。

按我的理解,CISK相当于是台风的心脏跳动,它象征台风还活着而已,即使在陆地上它也能运转
(撞台湾散架嘛就相当于心脏暂时停跳0.0)

如果真的光靠CISK能生成/加强台风,还要高海温干什么呢?潜热和感热,一个是循环,一个是营养,缺一不可。
提出CISK的人,也不会如此想吧……

我现在真是越来越理死早/伤仲永了,对如此严谨而富含数学的圣文都评论了些什么……甘比批评的非常有道理……面壁去了……
[金杯于2014-12-23 01:34编辑了帖子]
  外东北——严寒,多雪,还有最赞的海洋性季风气候                                        海淀公园2009-2010冬:总降雪80mm,落雪80cm,积雪45天,雪深30cm(1/3,雪中-6~-9℃+东风3-4级),低温-20.2℃(1/6)      卡罗琳—菲律宾海—奄美—东海—宫古—冲绳—东海—济州—黑山岛—黄海—石岛—蓬莱—渤海—天津—燕京—下花园—闪电河        ※台风岛※ http://bbs.typhoon.gov.cn/read.php?tid=66876                                       (燕京三绝:空气质量极端性 温带雨季集中度 过境台风日龄~ 2015/6/11草原蓝视程180KM+ 2013/3/20晴雪满枝 2016/5/23双彩虹)
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Mahoshojo
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发布于:2014-12-23 15:45
忙完杂事有点空回应了

       这两种理论我想其实不存在谁想取代或否定谁的对立意涵,我更倾向是将後来的WISHE视为是补充,也就是如您所言从不同角度去解释。而也许就如我文中所言CISK在研究中相对存在着较多的不足,所以才有目前的以WISHE与CISK共同解释台风发展过程,或乾脆以WISHE来代表的分析增强方法,但两者都是有尚待克服的地方的,不过若是写作方式给人误会那就抱歉了。

"WISHE只是立足於CISK並包含更多而完整的物理过程,但仍有缺陷故仍未完全取代CISK,两者亦非对立"

     真正的优良海洋条件下发展具备稳定暖心的台风我想CISK与WISHE是兼具的,甚至我个人认为CISK与WISHE之间的关系与重要性就如同树根(暖心支持内流辐合的基础)与树枝(立足於CISK的热力风平衡过程上又进一步延伸加入了水汽潜热通量上传与风加速蒸发的考量)的关系。但说到底两种机制影响比重谁多谁少,目前没有一个确定的答案,况且这两种理论还没有真正形成一个确定可以用以"统一完美的解释台风增强过程"的"共识"。甚至於我文後提及的高风速下的海沫过程反而有助降低摩擦,这可能会影响CISK但台风却仍能增强,故"海沫"的云微物理过程可能也是在CISK与WISHE之後在台风发展理论上一个可有待探索的新领域,而更不用说往後仍有其他重大发现的可能,但我想具体不会脱离考虑热力风平衡与通量过程的CISK与WISHE这些基础太多。

       不过问题在於目前的现状看起来似乎不管是在风迷圈乃至於预报界都有将CISK当作主宰台风增强过程的一种趋势,甚至有些人会用来解释生成(预报界与研究领域在这方面的认知不太一样,台风研究领域界的理论成果有些束之高阁且意见分歧,预报应用的领域则是将CISK当作主要理论解释的倾向较明显),而当初提出这理论的人是否打算有将其用来解释台风生成?我印象中好像是有的。

而本文只讨论海洋条件,陆地甚麽的拿进来,自然就没戏唱罗。

       所以就如同您所说的如果只要靠CISK就可生成/加强台风那海温的重要性也许就下降了,所以才会有後来的卡诺引擎到WISHE这些强调海洋热力结构的理论提出。

接下来这算是後日谈吧~

       关於台风这门学问,1960~80年代以来这段时间由於卫星启用加上观测资料的累积以及观测与研究工具品质之提升,可谓经典理论的高峰期(热带大气的准地转理论+CISK+卡诺引擎与MPI估计+WISHE以及Dvorak法...),然而之後一直到近代(到2010年这几年)这20近30年当中,台风的相关科学理论其实是一直在进展的,但在风迷界乃至於气象学界对於这些近代的较新理论仍存在一定的认知陌生,此领域话题热度反而不如气候变迁及与其相关的大尺度气候学门般热门,也许是因为小众专门且涉及艰深的数学物理计算之故。小妹我不敢说我比别人懂得多甚至可以开创新的理论(整天处理一堆跟研究不相关的杂事就饱了= =),但身在这个圈子又是个风迷,我一直有个小小的梦想,就是希望能把这些较近代的新理论进行重点汇整,以类似paper riew的方式介绍给有兴趣的人知道,特别是许多风迷的初学都是从论坛等地方起步,在这里发表讨论文章对於知识吸收推广会比直接叫他去看文献直接且容易。

       不过当然不能像面对正式的paper审查过程般写十分的严谨,要是没有适度的口语举例生动描述而充斥大量术语与数学式,恐怕是会被广大风迷给reject的(笑),这两篇文算是我的一个尝试,过了近一年後再回头看,在精简以及生动化上面似乎还有不足之处,这是有待改进的地方。

       这两篇文章只着眼海洋与台风之间的交互过程,关於台风的强度影响当然尚有大气的台风动力学乃至於地表作用部分,尚未真正提及,预计明年我会像这样再整理一两篇,关於台风动力学的部分(这个领域更不好懂有更多复杂的数学,估计太过学术的文给人高上大不易理解的感觉反而降低阅读吸收意愿。我可能不会再像前两篇这样描述,还在思考新的写法,尽可能生动些少些数学....)。而其实大气对於台风的强度影响往往较海洋热力条件更加重要,但海洋同样是重要的环境因子,就像吃牛排时肉质本身的取样部位及性别年龄乃至於品种虽然都是影响口感的主因,但烹调过程方式一样有深刻的影响。不过用牛排比喻高深莫测而浑沌的气象学我想有些言过其实了呵呵,人类对大气与海洋的了解仍有如瞎子摸象一般,本系列文就当作是瞎子摸象时摸到的一条小疤吧XD(如果这条疤会让有兴趣者更深入的理解些甚麽那自然是再好不过),谢谢您的意见~
[Mahoshojo于2014-12-23 15:53编辑了帖子]
2条评分, 威望 +10 贡献值 +5
  • 格物致知
    威望 10
    期待新作。
    2015-03-05 00:08
  • 金杯
    贡献值 5
    优秀啊
    2014-12-23 16:29
(@゜▽゜@)ノ~~Mahoshojo=まほ しょうじょ=魔法少女 滴說
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小栗子
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发布于:2015-01-20 22:18
魔法少女是全才(⊙_⊙)!
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panghuaji
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发布于:2015-03-05 16:00
非常感谢分享!!!
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liuxin8892
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发布于:2015-03-11 04:58
在相同的领域里已经做了好久,感觉楼主大气海洋都很通,太佩服了!
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Hillborras
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发布于:2015-06-11 12:46
mark一下,回去看看
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甜菜爱豆
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发布于:2017-11-04 20:55
感觉楼主的知识面太广了,而且特别系统化,佩服!!!
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甜菜爱豆
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发布于:2017-11-04 21:42
我有个疑问,您提到许多研究学者质疑cisk中初始阶段的暖心结构是怎么来的,可是我想问这个机制初始阶段就有暖心存在吗?不是一个初始的低压扰动,然后边界层摩擦辐合气流上升释放潜热才形成的暖心么?刚开始研究台风不久,烦请指点哈~
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