層化對海面大氣的影響

海氣間溫差在冬季與夏季各浮標測站的範圍與出現機率如圖 4-10 所示。圖中可以看出 台灣週遭海面的溫差值在冬季比在夏季來的大，尤其是在花蓮海面上，其中海溫比氣溫高 10℃

的資料可以占全部的 3%以上，而其餘測站則沒有溫差如此大的資料。在金門附近海面上，因 為冬季有較冷往南流的大陸沿岸流，使海溫溫度降低，因此出現溫差的機率極值與夏季時一

致，皆落在海溫比氣溫高約 1℃的位置。同樣的，圖中也可以看出在夏季時，溫差的機率分 佈比率會較冬季時來的集中，這是因為氣溫在夏季時日變化不如在冬季時明顯。

在海氣間的溫度差異也直接影響層化現象，海氣間層化的情形可以分為穩定分層 (T^air > T^sea)、不穩定分層(T^air < T^sea)以及中性分層三種狀況。但是影響層化現象的因素除了海 氣溫差外，還有海表面風速大小。海表面風速越大，海氣間層化狀態越接近中性。

海氣間的層化狀況是由層化係數( z/L )所決定並量化。其中L值的計算有許多的公式可 供選擇，在本研究中採用Donelan ( 1990 )利用Ri^b值的估算方式，將層化情況分為不穩定分 層與穩定分層兩種情況下討論(2.5 式)，由於在浮標上測風儀與氣溫計，約在海面上方 2m處，

所以Ri^b值內的參考高度z值為 2，進而計算出海氣間的層化值。

圖 4-11 代表各測站冬夏兩季 z/L 對溫差圖。圖中顯示各測站約在海氣溫差為 2℃~4℃間 時會產生最不穩定的層化值，但在冬季花蓮海面上則會有層化隨著溫差越大而越不穩定的情 況，這是因為在花蓮海面上的風速較小的關係，且在冬季花蓮附近海面上的層化值幾可達到 -2.4，比起國外相似的研究所得到的層化值來的大。觀察可知層化值在花蓮冬季海面上與其 餘測站海面有極大的差異，這是由於花蓮附近海面平均風場較台灣海峽風場較小，同時海氣 溫差較大的原因。圖 4-12 則代表 z/L 對風速圖，圖中顯示當風速越大，層化情況越接近中性 層化情況，而當風速值達到 4m/s 以上時，各測站的層化情形會集中在[-0.1 0.1]範圍間，也 就是中性分層。其中值得注意的是，由於花蓮的風速組成中以微風(風速小於 4m/s)居多(可 達 60%以上)，因此花蓮的層化值受溫差影響較其餘測站大，所以當風速大於 4m/s 的情況下，

花蓮海面的少數層化值仍舊維持在不穩定分層中。

在圖 4-11 與圖 4-12 中可以看出，不論冬季或是夏季時，海面上的大氣層化情形較傾向 於不穩定分層，其次是各測站的溫差與層化圖形中，溫差越小並表示層化越接近中性，反之，

在風速與層化圖形中可以顯示，當風速越大，層化就越接近中性，這表示，影響層化的變量 中，以風速為主要因素。總而言之，當風速較大時，溫差對層化的影響並不明顯；相反的，

風速較小時，溫差對層化的效應較為明顯。

4.2.2 在不同分層條件下的陣風係數值

所謂的中性分層，原本的意思是代表在海面上的大氣表層中，通量變化僅存在純粹的機 械紊流(pure mechanical turbulence，Panofsky and Dutton，1984)，也就是 z/L=0，代表 L 值趨近於無窮大。但是這種層化值等於零的情況，在一般狀況下，是非常不容易發生的，

於是趨近中性分層(near-neutral)的分類方式便應運而生。而依照 Hsu(2003)的分類，當 z/L 值介於[-0.1 0.1]間時，代表為中性分層；而當 z/L 值大於 0.1 時，代表為穩定分層；當 z/L 值小於-0.1 時，代表為不穩定分層。

海氣分層的結果，可以直接影響風場中的陣風係數G值(G=

U

10

U

_gust

)。首先，Yelland 等學 者(1996、1998)利用常設在墨西哥灣內的浮標資料，得到在中性分層的海面上，海氣間的陣 風係數G與曳力係數C^DN值有函數相關：

2 /

5 1

1

C

_d

G

= + (4.1) 而且同時利用量測所得到之中性曳力係數C^DN值與風速值，回歸出兩者的相關公式：

U^10N <= 6 m/s ₂ ³

10 10

10 7 ) . 7 1 . 29 3 . 0

( + + × ⁻

=

⇒

N N

DN

U U

C

6 < U^10N <= 26m/s ⇒

C

_DN =(0.5+0.071×

U

_10N)×10⁻³ (4.2) 因此可得到陣風係數在中性層化條件下與風速間的關係。而利用台灣浮標資料，可得如 圖 4-13 中所顯示的結果。由於要觀測冬季的海氣間動量通量值，所以界定有較長吹風域的東 北風，換句話說，在圖 4-13 中的資料取各測站在 0°到 45°間的風向範圍，同時由於鵝鸞鼻浮 標位於台灣南端，因此東北風下的資料極少，予以捨棄。由圖中可以清楚的看出，陣風係數 G 值與風速值符合 Taylor 和 Yelland 兩學者所預估的情形：在中性分層的海氣狀況，且海 氣溫差值小於 0.2℃的情形下，當風速小於 6m/s 時，陣風係數有隨著風速越小而增加的趨勢；

當風速在大於 6m/s 時，陣風係數則隨著風速增加而有緩慢增加的趨勢。由圖中可看出，在各 個觀測資料點的分佈在風速越大時，就越趨近於估測曲線，而風速在小於 6m/s 下，發散的情 況比預估值還大，但仍舊符合兩位學者的研究結論。

由圖 4-13 中可以看出在中性分層的情況下，無論是在哪一個測站，陣風係數G與風速值

U^10N間的關係是可以預測的，符合墨西哥灣內所觀測擬合的情況(式 4.1、式 4.2)。但是在台 灣的分佈情況多落於Taylor 與Yelland學者觀測所得的擬合線之上方，顯示在台灣海面上的 陣風係數較國外研究資料為大。

在不穩定的大氣狀況下，陣風係數會比在中性狀況下來得大，Hsu 與 Blanchard( 2004 ) 利用在墨西哥灣內的冬季浮標資料，分析後認為在不穩定的分層情況下，由於紊流強度 TI 值 與層化有函數相關，所以經過代數處理後可以得到下列經驗公式：

3 /

)1

3 1 (

L

G

=

β

+

γ

+

z

(4.3)

其中 β 與 γ 與地點有關，且 β 值會接近 1，在，Hsu 與 Blanchard( 2004 )的研究中，

β、γ 值分別為 0.825 與 0.371。而在本研究中同樣分析台灣週遭海面上處於不穩定分層下 的狀況，如圖 4-14 所示。由於本研究著重於比較台灣東西兩岸間的情況，所以圖形中分為東 岸的花蓮浮標資料與西岸的新竹以及金門浮標資料(同樣因為在冬季的東北季風方向有較長 的吹風域，因此對於資料的選擇採用在 0°到 45°間的風向範圍)。

由圖 4-14 中可以看出，在台灣海域上，對於在不穩定分層的情況下，以區分為台灣東 部海面與台灣海峽兩部分的方式為佳。這是由於在台灣東部的花蓮附近海面上風速組成以微 風居多，進而在花蓮附近海面陣風係數 G 值較在海峽上新竹與金門浮標資料更為發散，且圖 4-14 中顯示，在花蓮附近海面的斜率明顯大於在台灣海峽海面上的資料。由圖中表示當層化 現象越明顯(例如在冬季的花蓮海面)，陣風係數越不能夠不考慮層化效應。如此的結論代表 陣風係數值不僅與層化有關，尚與其他動力機制有關係，而由於在風速影響較小的花蓮海面 上，陣風係數與層化值較為相關，因此，可以推測不論是在中性或是在不穩定分層的條件下，

陣風係數皆與風速值有關。換句話說，在不穩定分層的條件下，層化雖可影響陣風係數，但 是卻非唯一影響的函數值。

4.3 粗糙長度對海氣通量的影響

在文檔中 國立中山大學 海洋資源研究所 碩士論文 (頁 30-34)