由於大尺度環境場的變化與颱風生成頻率的變化息息相關(Emanuel 2005; Trenberth 2005;Webster et al. 2005;Palmen 1956;McBride and Zehr 1981; Bister and Emanuel 1997)，
本章首節將探討 1979-2008 年 6-11 月各變數場氣候平均的空間分佈，颱風生成指數中考量多 個環境因子以評估颱風活動(Emanuel and Nolan2004; Murakami and Wang2010; Emanuel 2010)，
次節將比較颱風生成數與不同颱風生成指數的空間分佈。
3.1 大尺度環境場之氣候分佈
圖 3 為 1979-2008 年 6-11 月的熱帶氣旋生成位置的分佈。如圖 3.1 a 所示，在觀測上，
熱帶氣旋的生成區域涵蓋了 5°N-30°N、110°E-180°，大部分的氣旋生成落在 160°E 以西，而 主要生成的區域集中在 5°N-20°N、110°E-160°E，約為菲律賓東方海面與南海一帶，無論是 NCEP-R1 或是 ERAITM 的 850hPa 風場圖(圖 3.1 b 與圖 3.1 c)，都顯示該區恰為季風合流區及 季風槽，提供了低層正渦度，配合該區域的暖海溫，在動力與熱力的條件下，使得該區較易驅 動熱帶氣旋生成。
依據前人的研究顯示，幾個大尺度的環境因子影響了熱帶氣旋的生成(Gray 1979)，其中 包含了低層的渦度、中層的濕度、低層的海溫以及垂直風切等，圖 3.2 所示為計算颱風生成指 數中所使用的各項環境參數。圖 3.2 a 與圖 3.2 b 分別為 850hPa 的絕對渦度和相對渦度，如 圖所示，兩筆資料的絕對渦度皆隨緯度增加，亦即受到 f 效應的主導，在相對渦度項則可看到 主要正渦度區落在 5°N-20°N 之間，恰好是觀測上熱帶氣旋生成的主要區域，而 NCEP-R1 的渦
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度較 ERAITM 來的大。
在前人研究中指出海溫大於 26°C 是熱帶氣旋生成的條件之一(Gray 1968;Lighthill et al.
1994)，如圖 3.2 c 所示，30°N 以南的海溫皆高於 26°C，ERAITM 的海溫又較 NCEP-R1 高一些。
圖 3.2 d 則為颱風潛在強度(PI)，值越大代表越有利於熱帶氣旋發展，其分佈類似海溫分佈，
潛在強度的大小隨著緯度減小。水氣的供給也影響熱帶氣旋的發展，圖 3.2 e 所示為 600hPa 的相對濕度，高濕度區從中國大陸一路延伸到暖池區，在太平洋高壓處的相對濕度則較小，且 ERAITM 所反應出的濕度較 NCEP-R1 高。另外，在動力項的部分，除了渦度以外，高低層的垂 直風切亦是影響熱帶氣旋發展的因素，從前人研究可知，垂直風切越小越有利於熱帶氣旋生成，
圖 3.2 f 為 850hPa 與 200hPa 的垂直風切，如圖所示，25°N 以南的垂直風切較小，又 NCEP-R1 的風切較 ERAITM 小。
綜合以上環境參數，並與觀測(圖 3.1 a)作比較，發現無論是海溫、颱風潛在強度、600hPa 濕度，或是垂直風切的分佈，皆較符合熱帶氣旋實際的生成位置，而絕對渦度項由於隨緯度增 加的特性，較不利於實際的熱帶氣旋生成。
圖 3.3 為計算χGPI 中的參數χ與計算χ的各項環境變數。Emanuel(1995)提出一個無因 次參數 χ，代表自由對流層的飽和差。χ值越大即代表中對流層越不飽和，反之，其值越小則 中對流層越接近飽和。圖 3.3 a 為 1979-2008 年颱風季 χ 的氣候平均，如圖所示，兩筆資料皆 顯示越低緯度的 χ 值越小，NCEP-R1 的值又較 ERAITM 小，χ 的計算中包含三個參數，分別為 1000hPa 的飽和熵(圖 3.3 b)、600hPa 的飽和熵(圖 3.3 c)和 600hPa 的熵(圖 3.3 d)，如圖所
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示，1000hPa 的飽和熵在西北太平洋面上隨著緯度有減小趨勢，而 600hPa 的飽和熵之空間分 佈在颱風主要生成區域有最大值，600hPa 之熵的空間分佈則相似於 600hPa 相對濕度場(圖 3.2 e)。上述三個參數中，NCEP-R1 與 ERAITM 的結果相似，但 NCEP-R1 的數值較 ERAITM 大，利用 此三個參數及式(2.4)可得χ之結果(圖 3.3 a)，由於 600hPa 之熵在 0°-15°N、100°E-160°E 呈一帶狀大值區，使得式(2.4)的分子項較小，而以致 0°-15°N、100°E-160°E 範圍內之χ較小，
亦即此範圍之中層對流層較為接近飽和，為有利於熱帶氣旋生成條件之一。
綜合以上敘述，氣候上的海溫、熱帶氣旋潛在強度(PI)、600 百帕相對濕度、垂直風切、
χ與相對渦度之空間分佈皆利於颱風生成。由於颱風生成並非受單一環境條件影響，因此發展 颱風生成指數以考量不同參數對颱風生成的影響，將能對颱風活動有更佳的推估，在過去學者 所提出的不同颱風生成指數中，皆使用了絕對渦度項作為其動力貢獻之一，然而，從圖 3.2 b 可發現相對渦度的分佈較接近熱帶氣旋的生成分佈，故本篇研究試圖將颱風生成指數中的絕對 渦度項更換為相對渦度。
3.2 颱風生成指數之氣候分佈
如首節所提到，本研究欲將颱風生成指數中絕對渦度項替換成相對渦度，以期望能使颱風 生成指數更佳掌握西北太平洋之颱風活動，故本篇研究中做了生成指數修正如下：
(1)將生成指數中之絕對渦度項更換成相對渦度項
(2)假設：若相對渦度小於零，則令 GPI 為零 (3)假設：若緯度低於 2.5°N，則令 GPI 為零
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上述修正皆為使生成指數更貼近實際熱帶氣旋生成條件，其中包括正渦度利於旋生以及超過 2.5°N 之科氏力提供旋轉分量，本研究中分別探討 GPI 與χGPI 之氣候分佈，經此修正後之生 成指數分別稱為 modified-GPI 與 modified-χGPI。
圖 3.4 為 1979-2008 年颱風季(6-11 月)颱風潛在生成指數之氣候平均空間分佈，圖 3.4 a 與圖 3.4 b 分別為 NCEP-R1 與 ERAITM 之 GPI，如圖所示，GPI 大致掌握住熱帶氣旋生成的位置，
GPI 與熱帶氣旋生成數目之空間相關係數也皆達到 0.6 以上。但 NCEP-R1 之 GPI 的大值區域分 佈較為偏北，而 NCEP-R1 之 modified-GPI(圖 3.4 c)經過修正後改善了大值區域偏北的問題，
也使空間相關係數提高至 0.68。ERAITM 之 modified-GPI(圖 3.4 d)雖修正了大值偏北的問題，
卻也使得生成指數的大值區域範圍較小且較偏東。
NCEP-R1 與 ERAITM 之χGPI(圖 3.4 e 與圖 3.4 f)的大值區分佈皆偏北，並未掌握住實際 熱帶氣旋生成之位置，空間相關係數僅有 0.3，另外 NCEP-R1 的數值較 ERAITM 大。採用 NCEP-R1 的 modified-χGPI 與 ERAITM 的 modified-χGPI(圖 3.4 g 與圖 3.4 h)大幅修正了原本χGPI 偏北的問題。NCEP-R1(圖 3.4 g)對熱帶氣旋生成位置分佈的掌握提高，空間相關係數也由 0.3 提高至 0.63。然而 ERAITM(圖 3.4 h)雖改善了生成指數偏北的問題，卻也使得生成指數的大 值區域範圍較小且較偏東，因此空間相關並未提高，與 modified-GPI 的結果一致。
綜合以上敘述，GPI 對於颱風生成位置已有良好掌握，而χGPI 卻有整體偏北的情形，無 論是 GPI 或是χGPI，經過修正後皆能改善生成指數較實際颱風生成位置偏北的問題。採用 NCEP-R1 資料，計算所得新的生成指數分佈皆較原先生成指數符合颱風生成分佈情形，然而，
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採用 ERAITM 資料，計算所得新的生成指數雖改善了原先生成指數偏北的問題，卻也使得生成 指數的大值區域範圍較小且較偏東。
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