國立中山大學 海洋資源研究所 碩士論文

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國立中山大學 海洋資源研究所 碩士論文

由氣象浮標資料探討台灣附近海域的風場特性與風應力 Investigating Wind Characteristics and Wind Stress on the Coastal Waters of Taiwan Based on the Meteorological Buoy Data

研究生：吳俊達 撰 指導教授：曾若玄教授

中華民國 95 年 1 月

致謝

首先由衷的感謝指導教授曾若玄教授，在課業上對我的啟發以及在生活上的照顧，使我 可以順利完成此篇論文。在此也感謝論文口試委員：中山海物所 王玉懷老師、中山海物所 陳 冠宇老師以及高雄海洋科技大學海環系 張國棟副教授對本篇論文初稿的建議與指正。

在此感謝海物所同學( 重光、慧敏、聖芳 )以及研究室學弟( 宏恩 )等人不論在生活上或 是在課業上都給予我莫大的鼓勵以及幫助，讓我能夠完成本篇論文。

最後，要將本文獻給我的家人，總是在我心情最低落的時候給予我最大的支持與鼓勵，

讓我可以安心的完成學業。對所有幫助過我的每一個人，在此衷心感謝你們。

摘要

本研究主要利用氣象局與水利署的四個浮標測站(花蓮、新竹、鵝鸞鼻與金門)資料，分 析海表面的風、水溫、氣溫以及波浪的觀測資料，並研究相關的係數值。資料期間包含了 2001 年到 2003 年的冬季與夏季。

因為陸地測站的風場在建築物或山丘的遮蔽效應影響下，風速不僅減弱且風向與海面上 的風場上會有所偏差，所以與離島風速比較下，浮標觀測的風場具有代表性。比較兩個離島 測站與四個浮標測站可以得知在台灣週遭海面上的風場大致是相同，也就是表示在冬季時海 面上吹東北季風，夏季時海面吹西南季風，如此的旺盛季風型氣候也決定了台灣的風場分佈。

由在不同風速範圍內的持續時間可以比較得到不同地點風場的定量結果，可以得知海面風場 的持續性比起陸地風場還佳，其中又以台灣西岸風速持續性更佳。同時比較在不同的大氣層 化下風速的變化中，可以得到在中性層化情形下的風場較其餘層化條件來的大，且風速機率 分佈的圖中可以看出同時間內風速有離岸邊越遠越大的傾向，且在近岸 1~2Km 內為海陸風混 合的氣象。

海氣溫差和風速是影響層化的因素，且氣溫的日變化比起同時的海溫變化更劇烈，其中 冬季海氣溫差變化更為明顯，尤其在台灣東部沿岸，海溫比氣溫間的溫差可高達 10 度左右，

再加上冬季花蓮海面的風速值並不大，就造成在花蓮海面上在冬季時較偏向於不穩定分層的 情況。

海面上波浪的分類方法可以利用波齡大小分別湧浪與未成熟波兩類，其中的湧浪代表波 高與週期經過長吹風域後已達到飽和不再發展的情況，故較無法反應當時海面上風場影響波 浪場的情況，因此若波浪組成中湧浪占主導地位的情況下，對於預估風應力值時會有極大的 誤差。而在風浪為主的波浪條件下，可以利用波浪尖銳度計算得到海表面粗糙長度。

分析在台灣海面上動量通量間的參數值可以發現，陣風係數在中性與不穩定分層的條件 下，會有不同的相關函數相關。在中性時，陣風係數隨著風速而改變，但在不穩定分層的情 況下，陣風係數則隨著層化值而變化。在中性分層狀況下，風速與曳力係數間呈現正比關係。

對於風速垂直剖面的冪次項、風速紊流強度，以及可直接利用觀測得到的陣風係數三者間的 相關性在強風以及海氣處於中性層化的條件下，可以發現三者具有一致性，且趨近於定值 0.1。

Abstract

This study is about the data analysis of wind speed on sea surface, water temperature, atmospheric temperature, and sea waves observations from four buoy stations (Hua-Lian , Hsin-Chu , E-Luuan-Bi and Kin-Men) that belong to Central Weather Bureau Republic of China and Water Resources Agency, and related researches. The period of this study is in winter and summer from 2001 to 2003.

Because of the shelter effect from building or hillocks in land, the wind speed on land is abated and not consistent with that on sea. Comparing data form two island stations ( Dongjido and Lanyu) and four buoy stations, the winds around Taiwan are almost the same. That means the monsoon controls the wind direction in summers and winters. Comparing the quantitative results from different wind speed areas in same period of time, the continuity of sea wind is better than that of land wind, especially best in west Taiwan. Also comparing the changes of wind speed in different atmospheric stability layers, wind is stronger in neural than others. Wind speed distribution also showed wind speeds increased when it is far from land, and sea breeze happened near land within 1-2 kilometer.

Sea temperature and wind speed are the factors affecting stability. The diurnal variation of air temperature is greater than that of sea and diurnal variation of sea is more significant during winter. Especially along coastal in Eastern Taiwan, the temperature difference between sea and atmosphere could be greater than 10 ℃, moreover the wind speed on sea surface in Hua-Lian is slow. Therefore, it caused more unstable on sea surface in Hua-Lian.

waves could be classified into two types by wave age: swell and wind sea. Swell means because of passing long fetch, the weave height and wave period are saturated and no longer develop. It can＇t reveal the effects of sea wind on waves. Therefore, if swell is the major composition of waves, the inaccuracy of calculated stress would be large. On the contrary, when wind sea is the major composition of waves, roughness could be calculated by wave steepness.

While analyzing coefficient of momentum flux on sea surface near Taiwan, gust factor under neutral and unstable conditions had different. Gust factor would change with wind speed under neutral condition, but change with stability under unstable condition. In neutral condition, wind speed and drag coefficient are direct proportion and then correlation among p of power law of wind profile, turbulence intensity and gust factor under neutral condition and strong wind are similar, the value close to 0.1.

目錄

誌謝 ……… Ⅰ 摘要 ……… Ⅱ Abstract ……… Ⅲ 目錄 ……… Ⅳ 表目錄 ……… Ⅴ 圖目錄 ……… Ⅵ 符號說明 ……… Ⅶ

第一章 前言 ……… 1

1.1 文獻回顧 ……… 1

1.2 研究目的 ……… 3

1.3 本文架構 ……… 4

第二章 理論計算 ……… 5

2.1 理論回顧 ……… 5

2.2 大氣層化相關公式 ……… 6

2.3 使用公式 ……… 8

第三章 資料來源與分析方法 ……… 11

3.1 觀測資料簡介 ……… 11

3.2 分析方法 ……… 12

第四章 結果與分析 ……… 14

4.1 台灣週遭海面風場的時空變化 ……… 14

4.2 層化對海面大氣的影響 ……… 21

4.3 粗糙長度對海氣通量的影響 ……… 25

4.4 台灣週遭海面上海氣交互作用參數分析 ……… 31

第五章 結論 ……… 35

第六章 文獻回顧 ……… 37

表目錄

表 3-1 中央氣象局海氣象觀測項目及取樣方式 ……… 40

表 3-2 觀測資料時間分佈表 ……… 41

表 3-3 觀測資料地點分佈表 ……… 42

表 4-1 台灣海域波浪性質與海陸風百分率表 ……… 43

表 4-2 各測站在範圍內持續吹拂達 10 小時以上百分比表 ……… 44

表 4-3 陣風係數項相關分析表： (a)冬季新竹 ；(b)冬季金門 ……… 45

圖目錄

圖 3-1 台灣浮標外觀圖 ……… 47

圖 3-2 各測站點相關位置圖 ……… 48

圖 4-1 原始風速棍棒圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 49

圖 4-2 原始風速玫瑰圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 51

圖 4-3 36 小時低頻過濾風速分量比較：(a)冬季，(b)夏季 ……… 53

圖 4-4 風速比例圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 55

圖 4-5 各測站時變圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 57

圖 4-6 各風向平均速度變化圖：(a)冬季，(b)夏季……… 58

圖 4-7 各站海陸風風速時變圖：(a)冬季浮標，(b)冬季測站，(c)夏季浮標， (d)夏季測站 ……… 59

圖 4-8 各測站持續性風速累進圖：(a)冬季海面浮標，(b)冬季陸地測站， (c)夏季海面浮標，(d)夏季陸地測站……… 63

圖 4-9 平均風速機率分佈圖：(a)冬季海面浮標，(b)冬季陸地測站， (c)夏季海面浮標，(d)夏季陸地測站……… 65

圖 4-10 溫差百分比圖 ……… 67

圖 4-11 層化對溫差圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 68

圖 4-12 層化對風速圖：(a)冬季，(b)夏季 ……… 69

圖 4-13 冬季中性分層下陣風係數對風速圖 ……… 70

圖 4-14 冬季不穩定分層下陣風係數對層化函數關係圖 ……… 71

圖 4-15 兩種計算粗糙長度 z0 值比較……… 72

圖 4-16 波週期對波齡(C^p/U¹⁰)圖：(a)冬季，(b)夏季……… 73

圖 4-17 無因次粗糙長度 z0/Hs 對波場之對應關係圖：(a)冬季，(b)夏季，(c)颱風… 74 圖 4-18 冬季中性分層下平衡分佈參數對波齡關係圖 ……… 77

圖 4-19 曳力係數對粗糙長度圖 ……… 78

圖 4-20 風應力(τ)與中性對照風速(U^10N)間的關係圖……… 79

符號說明

C^D ：drag coefficient(曳力係數值) C^DN ：中性分層下的曳力係數值

CP ：peak wave phase speed (波速，

P P

P

T

C

=

L

)

C^p/U¹⁰(C^p/u^*)：wave age(波齡) d ：displacement length G ：陣風係數 (U^gust/U) g ：重力加速度(≒9.8m/s²) H^s ：有義波高(m)

H^s/L^p ：波浪尖銳度

L ：Monin-Obukhov stability length L^p ：波長(m)

T^air (T^a) ：氣溫(℃)

TI ：Turbulence Intensity (紊流強度) T^p ：波譜密度最大處之波週期(s)

T^sea (T^s) ：水溫(℃) U ：風速值(m/s)

U² ：浮標觀測高度(2 公尺)風速值 U¹⁰ ：水面上方 10 公尺高風速值 U^z ：表面上方z公尺高風速值 U^l ：表面上方l公尺高風速值 U^gust(U^g) ：陣風風速值

u^* ：摩擦風速值(m/s) p ：Power law 的冪次項(p=

) / ln(

) / ln(

2 1

2 1

z z

U

U

)

q ：specific humidity (比濕)

Ri^b ：bulk Richardson number z ：水面上方 z 公尺(通常為 10m) z⁰ ：表面粗糙長度(m)

z/L ：stability parameter (層化係數)

α ： equilibrium range parameter (平衡區域參數) σ^u ：風速擾動量

ρ ：大氣密度 τ ：風應力

第一章 前言

在海面上的風會影響海氣交互作用，而海氣交互作用的重要性如下：

1. 海面的風應力。直接影響海洋環流，同時也是推算風驅海流、污染物擴散等不可或 缺的氣象條件。

2. 熱通量對於海氣之間熱傳遞與氣候變遷也是息息相關的。

對於海洋物理學以及氣象學的研究而言，海洋熱通量扮演著非常關鍵性的角色，而在較 小尺度的海氣交互作用方面，了解以上物理量與海況間的互動關係，不僅可提供表層內通量 參數化研究的參考，也可對於海象預報作業有所裨益。

1.1 文獻回顧

風應力(wind stress)為風因亂流現象而作用在邊界表面的剪應力。而量測風應力和熱 通量最直接的方法為渦流相關法(eddy correlation method)，此法需同時量得垂直和水平風 速變動量，故儀器需架設在一個固定而平穩的結構物上，例如 Smith(1980)在水深 59 公尺的 平台上，以渦流相關法估算風應力與熱通量的研究。由於直接量測表面動量通量垂直傳輸(風 應力)的大小是較為困難，而根據 Hsu( 2003 )的研究，可知在強風作用下，可以根據波浪資 料而不利用曳力係數值來估算出風速垂直分佈的指數值，進而估算出海氣間風應力值的大 小。因此本研究將現有的觀測資料與之前學者研究所得的海氣交互作用參數值作比較，期望 能找出其中的相關性。

之前許多學者提出大量的直接觀測水面與大氣間動量通量研究成果，其中包括 AWE 計畫 (Adverse Weather Experiment)在 2000 年 4~5 月份佛羅里達沿岸數公里，水深 20m 處，利用 ASIS 浮標(Air-Sea Interaction Spar，Graber et al.，2000)直接觀測在惡劣氣候下的表 面波浪的狀況以及風場的組成情形，發現在冷鋒作用下海氣交互作用的波浪場中成熟波 (fully-developed waves)居多；FETCH 計畫在 1998 年 3~4 月份地中海獅子灣( Gulf of Lion ) 距岸 50Km 遠，水深 100m 處，利用 ASIS 浮標觀測海表面的風應力變化情況以及波浪場資料 (Drennan et al.，2003)； SWS2 計畫( The Storm Wave Study second experiment )在 1997 年秋季紐芬蘭沿岸上，利用總高 6m 的 Nomad 浮標進行直接觀測，其中超音波測速儀可直接

觀測到高緯度上三維的開闊海面的風速變化，以及可達 9m 高的有義波高，而波浪類型則是在 純風浪( wind sea )以及湧浪( swell )間的混合型態(Taylor and Yelland，2001)等。

在風場的分析上，Pryor 與 Barthlimie( 2002 )等學者利用丹麥風速監測網(Danish wind monitoring network)所提供在海面上的浮標以及測速桅竿所得到的風速資料，而對於 近岸海面風場的特性，作有系統的量化與分析。而 Coelingh( 1998 )等學者利用在北海近岸 不同的觀測平台，觀測並比較近岸與海面上風場的持續性大小，所謂的持續性代表具有相似 的風向以及特定風速範圍內的持續時間。與陸地上的風場比較之下，可以將季風的現象作一 個量化的研究。眾所週知的，在海面上的風速大小總是比起在陸地上的風速來的大，不僅如 此，海面上風場的持續性也比陸地風場長，主要是因為在海洋表面的粗糙長度值比在陸地上 的粗糙長度來得小的關係。

為了描述風速的垂直方向分佈情形，通常可以利用指數分佈公式，而指數分佈( Power law distribution ，Panofsky and Dutton，1984)為：

p

z z U

U ⎟⎟⎠

⎜⎜ ⎞

⎝

=⎛

2 1

2

1 (1.1)

其中z代表高度，U¹、U²分別代表在z¹、z²高度處的風速值。在Power Law公式中的冪次項 p值，在海面上比在陸地上還小。代表在海面上的風速垂直變化比陸地的變化值還小。能作如 此大範圍的研究，主要是因為在北歐，非常注重再生資源的發展，而這是台灣目前所欠缺的 資料，若要選擇一個較佳的風力發電廠址，北歐各國的資料絕對是有作為參考依據的必要。

依據 Arya( 1988 )的理論，紊流強度( Turbulence Intensity，TI )值在強風作用下可 得到與 Power-Law 中的冪次項 p 值間的經驗關係(Arya，1988)：

P z U z

TI

≡ ^u ≈ = ) ln(

1

0

σ

(1.2)

其中， Geernaert等學者( 1987 )利用北海資料結果，發現在中性層化狀況下，TI值與 風速有線性相關：TI≒0.061+0.0022*U¹⁰ (1.3)

如此一來，可以得知，若要得到冪次項 p 值，可以利用在強風作用下的水平風速資料估 算 TI 值，進而求得。這應是對目前台灣的選址狀況最有效率的方式，畢竟台灣目前海面資料

浮標上並不能提供垂直的風速變化的訊息，而在陸地測站上則又有遮蔽效應等問題。

為了要計算海面的動量通量變化，必須先確定海面的粗糙長度z⁰值，而由前人的研究後 發現，z⁰值與有義波高H^s、波長L^p、波速C^p以及摩擦風速u^*值間有函數關係，因此將z⁰值與波高 H^s的方均根間的比值定義為平衡區域參數(equilibrium range parameter，α)值，且由 Donelan 等學者(1993)發現α值與波齡間有相關。而Serhad 與Kristina ( 1999 )在華盛頓 湖，利用距岸 15m處的觀測平台直接觀測湖面與大氣間的表面通量變化，由波譜分析中發現 湖面上波浪場的平衡區域參數(α)值是海面上觀測所得到值的 1/2.1 倍。

利用波浪資料的分析， Charnock( 1955 )提出了對於海表面粗糙長度(roughness length，z⁰值)與摩擦風速u^*間的關係： 為定值後，往後學者們則以波浪尖銳度(wave steepness，H

2

* 0g/ u z

s/L^p)以及波齡兩種不同的係數代表表面粗糙長度的選擇，而無論是哪一種表示 情形，皆表示上述關係是會隨著波浪的組成而有所不同，並非定值。

1.2 研究目的

由於過去對於台灣海面觀測的資料蒐集作業大多是針對個別地點的需要，進行短期的調 查，而相對於長期海洋環境的變異特性，僅有中央氣象局與水利署具備有以海上浮標觀測海 面上的氣象資料。相較於國外的近岸相關研究，柯(1994)曾利用離岸兩公里、水深約八公尺 的台中港外海觀測樁觀測民國 82 年四月至十一月間的台灣海峽海面風速、波浪、溫度等資 料，利用渦流相關法以及剖面法(profile)計算風應力值，李(1995)與林(1996)則分別利用船 測方式以慣性消散法測量台灣海峽開闊性海域上海面與大氣間的動量、顯熱以及潛熱通量的 資料。且王與莊(1995)也利用中央氣象局、海軍以及台電公司的風速資料研究台灣週遭海域 上風場的分佈，發現由於遮蔽效應的影響，沿岸觀測站所得資料不具代表性，以及利用鹽寮 高塔的觀測資料分析台灣風場的垂直變化情形。

了解台灣海面上風場的分佈，有另一層經濟方面的考慮，那就是對於風力發電廠址的選 擇。眾所週知的，全球氣候狀況是由海洋與大氣間的交互作用產生的，於是能夠完全了解海

洋與大氣間交互作用的模式，是一種對於人類未來永續發展的必要手段，本研究便是本著如 此的精神，希望能夠藉由散佈在台灣週遭近岸的浮標資料作出對於台灣海氣間交互作用的一 些結果。

本研究期望能利用浮標的氣象與波浪資料，描述台灣週遭海面的氣象統計與分析，以及 選擇並討論符合台灣海面上風應力的估測公式。

1.3 本文架構

本論文共分為五章：第一章為前言，簡介文獻回顧，以及本論文研究目的及大綱。第二 章為理論計算，介紹本研究所使用到的理論。第三章為簡介本研究的資料來源以及資料分析 的方法。第四章為結果與分析，利用所取得的資料，不僅分析在台灣東西兩岸的海面上溫度、

風場的時空等一般的直觀變化，也探討在海氣層化效應、海表粗糙長度影響動量傳輸的結果，

並比較台灣海面上的海氣間作用係數與更深入的探討週遭海面上的風場特性。第五章為結 論，總結本文的內容。

第二章 理論計算 2.1 理論回顧

海洋與大氣交界面之海氣動量通量為：

動量通量：τ =−ρu' w' (2.1)

其中ρ代表當時的大氣密度，大約為 1.3kg/m³， 與 表示風速的水平及垂直分量之擾 動量，而橫線則代表時間或空間的平均值。

u' w^'

在表層，動量通量以及熱通量皆會影響紊流情況，進而改變平均風速的分佈變化。

在動量守恆的表層情況下，紊流情況可以由 Monin-Obukhov 所提出的相似性理論進行預估風 應力、熱通量等變化：

2 / 1

* ⎟⎟

⎠

⎜⎜ ⎞

⎝

=⎛

ρ

u τ

；

' 3

*

' _v

v

T w gk

u L

=−

T

其中的u^*代表摩擦風速值，τ為風應力，ρ為大氣密度；T^v為虛位溫(T^v=T(1+0.6q)，

T為溫度，q為溼度)，T^v＇為虛位溫變化，w＇代表垂直的風速變化，L則代表風力與層化能量 相等時的特徵高度，當L為正值時，代表層化效應明顯，也就表示風力的影響減少，若L為負 值時，則代表層化效應不明顯，影響紊流的主要為風力(Serhad and Kristina，1999)。

海氣間的層化狀況是由層化係數(stability parameter，z/L)所決定。其中的z值代表 高度，L值代表Monin-Obukhov stability length，為描述大氣分層狀況的函數。其中L值的 計算有許多的公式可供選擇，包括利用可直接測量到的數值：海溫(T^sea)、氣溫(T^air)以及在高 度 10m下的風速(U¹⁰)來計算bulk Richardson number (Ri^b)值，進而得到層化係數z/L (Graf et al.，1984)：

2

) 10

15 . 273 (

) (

U T

T T Ri gz

air

sea air

b +

= − ，其中 z 代表儀器高度

在不穩定分層時(T^air < T^sea)： Ri_b L

z =7.6

在穩定分層時(T^air > T^sea) ： Ri_b L

z =6.0 (2.2)

也就是說，當海水表面的勢溫高於空氣的勢溫，海氣間處於一個不穩定的分層狀態；反

之，當海水表面的勢溫低於空氣的勢溫時，海氣間處於較穩定的分層狀態；而若當海水勢溫 與空氣勢溫大致相等時，海氣間處於中性分層狀態。

大氣層化現象影響所及不僅是熱量通量的傳輸，而且也與海氣間的動量通量傳輸有關。

對於風應力值與粗糙長度z⁰值間的函數關係如下所示(Panofsky and Dutton，1984)：

[

₀

]

¹

10

* =

kU

ln(10/

z

)−Ψ (

z

/

L

) ⁻

u

_m

其中在穩定及中性分層下( Hsu et al.，1999)：

z/L≧0；

L z L z

m( )=5 Ψ

在不穩定分層條件下：z/L< 0 : ( ) 1.05( )^0.46 L

z L

z

m =−

Ψ (2.3)

摩擦風速與風應力之間便有如下的關係：

2

u

*

ρ

τ

= ，ρ 為大氣密度 (2.4)

雖然摩擦風速u^*的數值無法直接測量得到(因為u_*² ≡−u'w')，但是卻與表面上方z公尺處 所量測之風速U^z值有相對應的計算式(Panofsky and Dutton，1984)：

0

* ln

z

z k

U

_z =

u

(2.5)

其中 k 為 von karman constant (k=0.4)。

2.2 大氣層化作用的相關公式

考慮在海面上方的大氣中風速與當時大氣的層化情形的關係比起海面上的波浪關係 大，所以指數公式 Power-Law 中的冪次項 P 值利用大氣的層化值 z/L 作為變量則較為可行。

因此在穩定、不穩定與中性分層的大氣狀況下，P 值有不一樣的公式依據(Panofsky and Dutton，1984)：

) ( 1 .

0 L

P= Φ_m z ，且

當穩定分層 z/L > 0：

L z L

z

m( )=1+5

Φ

當不穩定分層 z/L < 0：Φ ( )=(1−16 )⁻¹⁴ L

z L

z

m

當中性分層 z/L = 0：Φ ( )=0.1 L z

m (2.6)

描述海氣間動量通量間的傳輸，要得到海表面上風場的垂直分佈。在表層中，影響風速 的因素主要是接觸面間的摩擦力。若以經驗公式來說明，可以將影響風速的表面摩擦力以曳 力係數C^D值( Drag coefficient )表示，一般的表示方式乃利用Bulk aerodynamic theory：

τ=ρC^DU^z2 (2.7)

對於曳力係數的研究成果而言，Large and Pond(1981、1982)及Smith(1980)分別得到 C^D隨著不同的風速範圍而分別呈現階梯或線性的關係的結論，不同僅在於風速範圍以及線性 相關時斜率的大小。其他則是探討C^d值在海表面邊界層中與層化間的相關性，於是對於C^d值的 估算值採用下式(Smith，1980)：

<0⇒ =(1.46−0.97 )×10⁻³

z L

L C

z

D

=0⇒

C

_D =1.51×10⁻³

z L

>0⇒ =(1.56−0.33 )×10⁻³

z L

L C

z

D (2.8)

或是認為曳力係數C^d值不僅僅與大氣層化情況有關，而且也是高度及表面粗糙長度的相 關函數 (Panofsky and Dutton，1984)：

2

0

2 ln( ) ( )

−

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ −Ψ

= zL

zz k

C_{D m} 0 ( ) 5( )

z L z L

z L

m =−

Ψ

⇒

≥

0 ( ) 1.05( )^0.46

z L z L

z L

m = −

Ψ

⇒

< (2.9)

其中 z 通常代表 10m 的高度， ( )

z L

Ψm 代表大氣層化的相關函數(Hsu et al.，1999)。

2.3 使用公式

風應力值並不容易直接量測得到，所以間接利用曳力係數求出風應力值。而曳力係數為 經驗係數，無法直接由觀測數值獲得。曳力係數不僅與接觸面的摩擦力有關係，而且也與高 度以及大氣分層狀況有關，而摩擦力又與表面的粗糙程度有關，故有如式 2.7 與 2.9 的關係。

z值為由表面垂直向上測量的高度值，為了方便對照起見，總是將z值訂為 10m，方便在不同 的地點互相比較在此高度處的風速、風應力等；z⁰值代表在表面上的粗糙長度，而在海表面 上方的z⁰值其數量級約為 10^-4m(約為 1~0.1mm左右)。而Ψm

( ^{z / L} )

值與大氣以及海面上的溫度 以及大氣風速有關。簡而言之，表層因受太陽輻射以及海面與空氣的溫差所影響，可分為穩 定( Stable )、中性( neutral )、不穩定( unstable )三種不同的大氣穩定度狀態。

在Similarity theory中，雖然海面上摩擦風速u^*的數值無法直接測量得到，但可以利用 風速U¹⁰與z⁰間計算得到(2.5 式)。其中z⁰值愈大，代表表面越粗糙。

由於浮標資料並無 10m高的U¹⁰值，僅有U²值。且包括層化值L、曳力係數C^D值以及摩擦風 速u^*值，都需要先得到U¹⁰值才能進行後繼的估算。所以在風速的估算公式中，本研究利用power law同時使用疊代法進行估算。本研究中所使用的公式可以整理如下頁所示：

浮標原始資料:

U²、T^air、T^sea 首先訂定p⁰=0.1

反覆疊代 10 次，每次 得到不同的 p 值

power law求出U¹⁰值:

p

U

U ⎟

⎠

⎜ ⎞

⎝

=⎛ 2 10

2 10

利用溫差與U10計算Rib值:

2

) 10

15 . 273 (

) (

U T

T T Ri gz

air

sea air

b +

= −

進而求得層化值 z/L:

T^air < T^sea：

Ri

_b

L

z

=7.6 ；

T^air > T^sea：

Ri

_b

L

z

=6.0

利用層化值求出 power law 的 冪次項 p 值:

z/L≧0 : 0.1(1 5 )

L p

= +

z

；

z/L< 0 : ⁴

1

) 16 1 ( 1 .

0 − ⁻

=

L

p z

利用所得的U10值與層化值z/L同 時求出曳力係數CD值:

10 3

) 97 . 0 46 . 1 (

0⇒ = − × ⁻

< C zL

zL

D

10 3

51 . 1

0⇒ = × ⁻

=

C

_D

z L

10 3

) 33 . 0 56 . 1 (

0⇒ = − × ⁻

> C zL

zL

D

利用所得的U10值與層化值z/L同 時求出摩擦風速u*值:

[

0

]

¹

10

* =kU ln(10/z )−Ψ (z/L) ⁻

u _m

其中在穩定及中性分層下

L z L z

m( )=5 Ψ

在不穩定分層條件下

46 .

)0

( 05 . 1 )

(

L

z L

z

m =−

Ψ

其中，由於摩擦風速u^*值與粗糙長度z⁰值有關，而粗糙長度可以由波浪的尖銳度估算得 到。但計算波浪尖銳度中，需要使用波速C^p值，而浮標資料中並無波速值，因此本研究中，

利用疊代法使用dispersion relation計算方式求出波長L^p值，進而計算波浪尖銳度，最後得 到海表面的粗糙長度z⁰值。計算的方式如下所述：

浮標原始資料:

有義波高H^s(m)、週期T^p(s)

反覆疊代 10 次

利用中間性波的方式求得實 際波長Lp:

2 ) tanh( _'

h L L

L

_{p = o}

π

其中的 h 代表當時的水深 L＇代表上次疊代得到的波長 結果

先用深海波估計得到波長L0:

2

0 2

g T

^p

L

⁼

π

，其中 g 為重力加速度值

求得波浪尖銳度:Hs/Lp，進而 估算海表面粗糙長度z0值:

5 . 4 0 /

H

_s 1200(

H

_s /

L

_P)

z

=

且波速為：C^p=L^p/T^p

第三章 資料來源與分析方法

在吾人欲瞭解台灣海域風場相關的研究之前，首先簡單介紹本文中所引用的資料數據以 及儀器，以利進一步之研究。

3.1 觀測資料簡介

本研究利用中央氣象局與水利署的浮標資料，資料中包含波浪、海溫、氣溫、風速與氣 壓值等五項，這些物理量均是以兩小時為取樣間距。所選取的浮標地點分別在台灣沿岸的花 蓮、新竹與鵝鸞鼻浮標，以及離島的金門浮標。除了浮標資料外，本研究對於海面與陸地的 水平風速分佈情形亦有興趣，因此也分析離島或是與浮標相近的氣象局陸上測站：東吉島、

蘭嶼、花蓮、新竹與恆春測站，陸上測站包含風速風向與氣溫兩項目，取樣的時間間距為 1 小時。因在大氣邊界層(PBL)中多為紊流，風速會隨著時間呈現類似隨機的變化，所利用的風 速資料，採用十分鐘的平均速度，即觀測時間正時之前十分鐘內的平均風速(表 3-1)。

資料浮標系統每日觀測 12 次，自 0 時起每隔兩小時觀測一次，每次由奇數小時 50 分取 樣至偶數小時整點共十分鐘，取樣頻率為 2Hz。觀測項目包括示性波高與週期、氣溫、海溫、

氣壓以及陣風風速風向、平均風速風向。其中示性波高與週期的取樣分析方式為有限傅利葉 轉換分析法(FFT)分析浮標加速度值後求得；氣溫、海溫及氣壓三項資料是利用整點前一分鐘 120 筆原始觀測值加以平均，並將偏離原始觀測平均值 1 倍的標準差以上的資料刪除成為有 效資料，之後將有效資料平均後即為所取得之資料數據；風速與風向的觀測資料中陣風風速 採用在取樣的 1200 筆資料(十分鐘)內的 3 秒鐘最大平均風速值，而平均風速與風向則是利用 原始風速觀測資料以向量平均法所平均出的風速資料數據。

本研究中所採用的浮標乃是由中央氣象局為了能夠確保資料浮標作業化觀測正常運作 及技術在國內生根，故委託成大近海水文中心，引用美國國家資料浮標中心(NDBC)規範，依 據台灣海域特性研製，外觀為直徑 2.5 公尺的碟形浮標，高度為 4.9 公尺，總重 1310 公斤(圖 3-1)。浮標所測量的風速資料，僅利用在海水表面上方 2m 處的風標(Young 式風標，海洋型) 所得，在 2001 年 6 月、7 月及 9 月、12 月以及 2002 年 1 月、2 月以及 7 月份資料中，裝設 第二支螺葉測風儀在表面上方 3m 處，不過，因為 3m 的風速與 2m 風速差距不大，且 3m 風速

脫漏資料過多，便無繼續使用的必要。但是，若是作為當驗證風場的垂直風速的估算公式中，

3m 風速值可作為驗證資料。除此之外，浮標的風速資料並無法作出垂直水面的風速分佈。

因為本文對於在強風吹拂下，大氣對海面的動量傳輸有興趣，所以文中的資料時間集中 在夏季(有颱風與西南季風)與冬季(東北季風)期間。而資料的時間與地點，詳見表 3-2 與表 3-3， 相關位置圖詳見圖 3-2。由表中可知在新竹、花蓮、東吉島與蘭嶼四個陸地測站以及 花蓮與新竹近岸浮標的資料所代表的是民國 90 年與 91 年份的夏季以及冬季資料。其中，90 年六月份有奇比(CHEBI)颱風、七月份有桃芝(TORAJI)颱風與九月份的納莉(NARI)、利奇馬 (LEKIMA)颱風，除了奇比颱風路徑由南向北通過台灣海峽外，其餘三個颱風皆由東向西穿越 台灣。在 91 年度除了輕度颱風娜克莉(NAKRI)由西向東北橫越台灣外，尚有雷馬遜(RAMMASUN) 颱風在西太平洋由南往北掠過台灣以及辛樂克(SINLAKU)颱風於台灣北方橫掠而過，可利用所 選取的測站資料，了解在颱風侵台期間內，海域上的風速以及風應力等的情形。

本研究採用的浮標資料包括風場、波浪與溫度等三類資料。風場資料包含了平均風速風 向與陣風風速資料；波浪資料包括有義波高與波週期；溫度資料則包括海溫及氣溫資料，其 他尚包括氣壓資料，用來描述台灣兩側冬夏季的風場分佈情況，以及估算出在不同層化條件 下，風應力的大小。

3.2 分析方法

本研究中因同時利用陸地測站與浮標測站資料，其中陸地上的風速以及氣溫資料本為每 小時測量乙次，為了方便比較浮標與陸地測站資料，皆改為兩小時的平均資料，而風速大小 與風向的資料處理為先以向量分解的方式將每小時一筆的原始的風速分解為東西方向風速與 南北方向風速，再將兩小時內的資料平均即成為本研究中所利用的資料。

將所得資料分為風速、溫度以及波浪三部分，首先對於台灣兩側風速以及持續性進行一 般性分析，其次分析海氣溫度影響層化的情形，再考慮波浪對於海氣交互作用的影響以及限 制後，最後估算海氣交互作用的參數值進而估算風應力的大小以及影響。

風速值通常利用 10m高的資料互相比較，但浮標的風速計設在海面上方 2m處，因此利用

power law(1.1 式)將浮標的觀測風速U²轉換為 10m高的風速資料U¹⁰。在考慮影響陣風係數的 條件以及影響海面粗糙長度的因素時，由於必須考慮較長吹風域的影響，且台灣地理位置約 略呈現東北-西南走向，所以在冬季時，在新竹、金門與花蓮浮標測站上，選擇東北方向的風 向資料，擁有較長的吹風域，因此冬季時選擇風向範圍為[0° 45°]；而在夏季時，新竹、金 門與花蓮浮標測站所觀測較長的吹風域資料為西南風，因此選擇風向範圍為[180° 225°]。

第四章 結果與討論

本研究主要探討台灣地區週遭海面上的風場與波浪資料，尤其著重於對台灣東西兩岸間 的比較。分別利用台灣東西兩側的離島、沿岸與浮標資料共計八個地點測站，為了進一步了 解各地的季節性變化情況，所以分別選擇冬季夏季作為分析海氣交互作用變化的時段。

由於浮標位於近岸約 2Km 的距離內，因此可觀測到近岸的風速資料。本研究首先利用四 個浮標分析風速的時空變化，可取得冬夏兩季陸地和近岸的風速分佈情況、風場在台灣近岸 處日變化，以及近岸的持續風速吹拂的分佈情況。

要了解海洋環境的表層動力機制，不僅只考慮表層上的水平風速，需要同時考慮海氣間 分層情況。在海面表層的動力行為與在陸地上有很明顯的不同，特別是在海面上會因為風所 產生的短暫性的粗糙長度(也就是波浪會改變海面上的粗糙性質)，此值不僅與風浪(wind sea) 的組成有關，而且也會影響海面上方的風場垂直性結構。所以本研究要探討，在台灣週遭海 面上粗糙長度對海氣通量間的影響。

本研究利用台灣現有的浮標資料來討論海洋與大氣間的交互作用，並提出可行的估計海 氣間通量傳輸的值，包括溫度與海面層化間的關係、波浪資料對於海面上方風場的影響以及 在台灣兩岸的風場資料分析。

4.1 台灣週遭海面風場的時空變化

為了分析在台灣週遭海面上的海氣交互作用，本研究將表 3-2 列中所有的浮標資料，分 為冬季、夏季以及颱風(其中包括 90 年 6 月 22-24 日奇比颱風、90 年 7 月 28-31 日桃芝颱風、

90 年 9 月 26-28 日利奇馬颱風、90 年 9 月 16-19 日納莉颱風以及 91 年 9 月 9-11 日的娜克莉 颱風)等資料，其中颱風影響海域的日期不僅參照中央氣象局所發布的時間，更直接參考在浮 標上所測量出的氣壓值，當氣壓低於 1000mb 時，就代表熱帶型低氣壓_颱風影響浮標週遭的 時間。進而分析冬夏兩季中，台灣週遭海面上風場的時空變化。比較在沿岸的花蓮新竹兩測 站、近岸的花蓮、新竹、鵝鸞鼻、金門四浮標測站以及東吉島、蘭嶼兩離島測站間的風速變 化情況。除此之外，對於海氣間交互作用的通量變化中，本研究希望能藉著一般性的觀測資

料(包括風速風向、波浪及溫度資料)中得到估測風應力值的可行方法，由於直接量測表面通 量是較為困難的，也不容易由一般性的常設觀測結果得到。這主要是因為觀測三維風場的變 化費用較大且不易在浮標上設置的關係，因此利用波浪資料計算出正確的表面粗糙長度以及 風速值即可以正確估算出風應力的變化情況。

4.1.1 風速資料驗證

在進行資料分析之前，首先，必須要確保資料的正確性。經驗上，由於離島測站的風受 到地形的影響較小，因此本研究以東吉島測站作為驗證風速資料的參考 (王和莊，1995)，故 我們首先觀察蘭嶼、東吉島等離島測站的風速資料。本研究中所採用的資料分析為利用MATLAB 的程式所設計，為了確保資料的正確性，利用中央氣象局所提供的「台灣地區地面測站風花 圖」與本研究使用的程式所獲得的風速圖形作比較。

本研究中所使用的時間總共有三年份的冬季與夏季資料。而首先以九十一年夏季與冬季 的風速資料作為代表。利用民國九十一年七月份與在民國九十一年十二月至民國九十二年二 月份的花蓮、新竹兩陸地測站與蘭嶼、東吉島兩離島測站以及花蓮、新竹、鵝鸞鼻、金門海 面浮標之風速資料畫出圖 4-1 的風速棍棒圖以及圖 4-2 中的風速玫瑰圖。其中棍棒圖 4-1 中 橫軸代表太陽日，圖中顯示風速風向對時間的變化情形；而玫瑰圖 4-2 中方向代表風速的來 向(風向)，風速的大小以顏色代表，在圖中顯示風速風向的比例關係。

由圖 4-2 中可以明顯看出，鵝鸞鼻與金門浮標在冬季可測得與兩離島測站相似的強烈東 北季風，反觀新竹、花蓮兩地的陸地測站，其所測得的結果與離島風速有偏差，尤其是在花 蓮陸地與花蓮浮標測站上，西南風佔有可觀的風速組成，且在花蓮、新竹兩陸地測站中冬夏 兩季三年平均風速僅約為 3m/s 與其餘離島測站平均風速可達 8m/s。代表鵝鸞鼻與金門浮標 與兩離島測站(東吉島與蘭嶼)較不受遮蔽效應的影響，對台灣附近海域風場具有代表性。

利用民國 91 年七月份以及民國 92 年一月份各測站的風速資料分別代表冬夏兩季的風 速，同時將各測站的風速分為南北與東西方向的風速分量值，利用 36 小時低頻過濾，過濾掉 海陸風效應後，作出圖 4-3，且圖中各測站風速分量值與東吉島的風速分量值作相關性的分 析。比較之下，可發現當在冬季時，在台灣海峽上的新竹、金門等浮標與東吉島測站可得到

南北方向上相同的風速分量變化情況，相關係數可高達 0.7 以上；而在夏季時，相關情況不 如在冬季時的情況，這與一般的認知相同。

風場資料常被用在氣象預報及自然科學研究上，而為了方便比較在台灣東部與西部海域 上的風場資料，本研究中分別將台灣東部的陸地測站：花蓮、蘭嶼測站與花蓮浮標中所獲得 的風速大小與風向作比較，同樣的，在台灣西部的陸地測站：新竹、東吉島測站與新竹浮標 中所獲得的風速大小與風向亦作相似的比較，同時所選取的時間內可代表夏冬兩季的風速情 形，故可以看出：1.在冬季花蓮與花蓮浮標以及新竹與新竹浮標的風速變化情形相近(可見圖 4-3 中的相關係數值)，且兩測站在 36 小時的低頻過濾下南北方向的風速分量，並無兩小時 內的時間延遲(浮標採樣的時間間隔為 2 小時)；2.離岸越遠的海面上所測得的風速越大；3.

風場在距岸邊 2km 內有急劇的變化，尤其是當海上風速大於 10m/s 的情況下更為明顯(可由圖 4-2 玫瑰圖中大於 10m/s 的風速百分組成在各測站的不同中看出)。

不論是在颱風的侵襲下，或是在東北季風期間，可以發現台灣週遭海面風速大小鮮少超 過 15m/s。而在台灣週遭海面上的風速大小，有季節性的差異，不論是台灣東部還是西部海 面上，冬季的東北季風比起在夏季的西南季風平均還來得大，不僅如此，在相似緯度上的台 灣兩浮標測站：新竹與花蓮浮標，同時所測得到的風速資料大小，亦有明顯的差異性，新竹 海面(約北緯 25 度)附近的風速比起在花蓮海面(約北緯 24 度)附近的風速來說，大將近 25%

左右。不過，若僅注意風速大於 10m/s 的資料情形，可以看出，台灣兩側的兩測站所測得的 風速資料，仍然具有一致性。這亦可以驗證，在冬季台灣週遭海面上，是屬於同一個吹風域 (fetch)的情形(王和莊，1995)。

為瞭解台灣地區風力潛能，首先分析台灣陸地、近岸與離島上各地的風場。圖 4-4 表示 在各測站上觀測所得到的冬季與夏季風速風向百分組成，其中，圖 4-4(a)中橫軸代表風速在 [1m/s 25m/s]範圍內區分為八等份，每等份所占全部風速組成的百分比；圖 4-4(b)中橫軸 代表將風向分為 16 等份，每等分風向範圍內的平均風速值繪於縱軸。結果顯示，台灣西岸較 風速東岸大，且鵝鸞鼻附近海面上大於 10m/s 的風速在冬季可達五成以上，故風資源極為良 好。因此在季風氣候區的台灣，風力資源與開發條件十分優渥。

圖 4-4(a)中可以觀察到在鵝鸞鼻、新竹浮標處的風速組成與東吉島的風速組成相似，反

觀新竹陸地測站的組成中風速集中在 4m/s 內，此即代表，在花蓮浮標與陸地測站的風速有極 大的變化，而兩者的直線距離不到 2Km。同時觀察圖 4-4(b)，可以發現在新竹浮標與陸地測 站兩者的風向與東吉島中的風向組成相似。換句話說，在圖 4-4 中可以清楚的顯示，風速在 近岸 2Km 的範圍內，有急遽變化的情況。

4.1.2 海陸風(sea brezze)相關分析

Coelingh et al.(1998)為了研究風速分佈情況，觀測在不同的測站上(包括沿岸陸地高 塔、近岸觀測樁以及在海上的觀測平台等)的風速分佈情況，將冬夏兩季相同時刻的風速平均 後，觀測在各季節、各測站中的日變化，可以發覺在相同高度下，離岸越遠的地點所觀測得 到的風速會比近岸的情況大，且在越近岸處，海陸風的變化越明顯。

若要了解台灣東西兩岸海面上在冬季及夏季時，平均風速的時變情況，依 Coelingh et al.(1998)的方式分析風速日變化，如圖 4-5 中表示在陸地以及浮標各測站的風速逐時變化情 況。在圖 4-6 中，則表示各測站在冬夏兩季各方向上的平均風速值。

由圖 4-5 中可以看出，不論是在冬季或是夏季，花蓮附近海面的風速日變化與新竹附近 海面的風速日變化極為接近，雖然新竹海面比花蓮海面的風速大近 3m/s，但是，兩者的日變 化圖中顯示，當在下午兩點左右，有最大的平均風速值出現；同樣的，在凌晨四點至六點期 間，有平均每日最小的風速值存在。這代表，新竹與花蓮海面上有明顯的海陸風變化情況。

這是由於在白天時氣溫高，造成陸地上熱空氣上升，於是在沿岸處吹強烈的海風；而在夜晚 時，由於海陸間的溫差並不如白天般劇烈，且此時的海溫較高，因此有陸風發生。而不論是 在夏季與冬季，存在台灣西岸的風速大於在東岸風速的情形，尤其以在鵝鸞鼻附近海面上的 風速最大，除此之外，各測站上在冬季的平均風速皆比夏季時大約 2-4m/s，這與台灣季風的 一般性認知相吻合。

圖 4-6(b)中可以看出在冬季時各測站東北風風速較大，且在離島與浮標上的東北方向風 速平均值皆超過 8m/s。反觀在新竹與花蓮陸地測站上在東北風向上的平均風速則小於浮標風 速。同樣的，在夏季時，各測站西南風的風速較大，其中新竹浮標以及新竹陸地測站因為地 形的關係，在夏季東北方向也有強風出現。由圖 4-6(b)中可以發現各測站冬季東北風的平均

風速值大於夏季西南風的平均風速值。

冬季時各浮標測站的風向在東北方佔有絕大部分的比例，這代表在冬季台灣週遭海面上 的風場為東北季風，而花蓮浮標的冬季風向比例同時存在有東南及南方的極值，再對照花蓮 浮標的位置(圖 3-2)，可看出花蓮浮標附近的地形與風向亟為吻合，表示在冬季花蓮浮標附 近的風場會被地形所改變；除此之外，花蓮浮標的風速中，10m/s 以下的風速佔大部分，也 比其餘浮標所占比例多，這也代表，在冬季時，花蓮附近海面上的平均風速比在台灣海峽海 面上的平均風速值還小。

為了描述台灣各測站的海陸風效應，圖 4-7 畫出各測站冬季與夏季海陸風風速日變化情 形，圖中左側小圖代表風速大小的變化，右側圖形則表示各範圍風速的百分率變化情形，在 新竹與花蓮浮標及陸地測站的小圖中各擁有 6 條曲線。將風速資料分為兩大類型，第一類為 由海上或是陸地上所產生吹風域，由於海上吹風域代表長吹風域，陸地吹風域代表較短的吹 風域(表 4-1)，如此一來即可以表現在不同吹風域下的風速風向變化；第二類則分為全部、

大於 7m/s 與小於 7m/s 風速資料；而在其餘離島以及鵝鸞鼻、金門浮標圖形中，由於海陸風 的區隔不易，故僅將風速資料區分為全部、大於 7m/s 以及小於 7m/s 等三類風速曲線。其中 以 7m/s 當作界定值是由 Simpson( 1994 )所提出，主要是為了判斷海陸風效應，由於海上與 陸地的溫差而產生的風場現象。這就是在白天海風盛行，但一到夜晚，變成陸風的原因。而 且 7m/s 的值也相當接近各測站的風速中位數值。且浮標圖形由上而下的排列方式代表與岸邊 相距的遠近關係，越遠就排列在越下方。

由圖 4-7(b)與(d)中右側的比例圖形可由花蓮、新竹兩陸上測站與東吉島、蘭嶼兩離島測 站風速資料比較後看出，花蓮與新竹陸地測站有明顯的海陸風效應；且當測站距離台灣本島 越近，陸風與海風的比例組成變化就越明顯，尤其在冬季白天時會呈現完全相反比例組成。

如此結果，可以量化對於海陸風效應的認知。

再觀察圖 4-7 中左側的風速圖形中可得知，陸風風速(虛線表示)的日變化比海風風速(實 線表示)的日變化小。表示在白天的時候，風向會由向陸地轉而向海洋，可由平均風速(一般 粗細線段表示)與小於 7m/s 的風速(細線表示)兩範圍內的風速曲線中觀察得到。也就是說，

海風的平均風速日變化在白天的時候會是最小值，這是因為在白天時，海風的微小風速比例

增大；相反的，陸風的平均風速日變化在白天的時候會是最大值，這也是因為在白天時，陸 風的微小風速比例減少的原因所致。

而在較強風速的範圍下(>7m/s)，無論是海上浮標，或是陸地、離島各測站所得到的風速 日變化中，陸風的變化情況微乎其微。反觀在同樣風速範圍下的海風，雖然在冬季新竹浮標、

夏季花蓮浮標與花蓮測站上，其日變化很大，但若同時參考其組成的資料百分率可以得到，

其組成的非常微小，這也代表會有較大的統計誤差。總而言之，在較強風速的範圍下，海陸 風效應可以忽略。總之，以 7m/s 的風速為海陸風風速的界線是合理的。

各海面上的風速日變化情況不分冬夏季，在正午 12 點到下午 2 點間，會有每日最大的 風速值，這也與在白天時，旺盛的海陸風效應有關。而且在台灣附近海面上的風場有明顯的 季節性變化，在冬天的風速大小因受東北季風的影響，比在夏季時的風速大小平均還大 2m/s 以上，甚至在鵝鸞鼻附近海面上的風速在冬夏季可差異到 3m/s 以上，但是在各季節上，各測 站的風速日變化中，鵝鸞鼻附近海面的風場並無明顯的變化，這代表在鵝鸞鼻附近海面的風 場其持續性較佳。因此在風場的穩定性考慮上，以鵝鸞鼻附近海面當作風力電廠的廠址，此 一特性可列作考慮。

4.1.3 沿岸風場相關特性

海面上的風場特性的分析上，可以利用 Pryor 與 Barthelimie( 2002 )所建議的方式將 風場作統計性的分析。比較在北海上四年份的資料(Pryor and Barthelimie，2002 )中顯示 在風速大於 15m/s 的情形下，在海面上發生並持續吹拂的時間都比起在陸地上相同情況還 久，且可在距岸 2km 範圍內看出。而本研究分析在離島、近岸浮標以及陸地測站三年兩季的 風速資料可以發現，台灣亦有如北海所發生的情況。

由於利用風力發電的前提之一，就是尋找一個具有較為持續的風場作為廠址。且對於風 力資源的精確評估依賴的是可靠的風速持續性資料、產生能量的可預測性以及無法產生能量 的持續時間長短等等。而所謂的風速持續性則是代表在相同風速範圍內，可以持續吹拂多少 時間。

圖 4-8 顯示在四個沿岸浮標測站、兩個本島陸地測站以及兩個離島測站的持續性的圖

形。由於花蓮以及新竹陸地測站距離海岸線在 1Km 範圍內，也就代表此兩陸地測站可分別測 得台灣東西兩岸的海陸間混合氣象；而花蓮與新竹浮標測站則位於海岸線外 1Km 範圍內，因 此可以知道所測得的資料為近岸的風速氣象。且在每一個測站上將風速範圍定為：

(1) U¹⁰ < 4m/s

(2) 4m/s < U¹⁰ <= 13m/s (3) 13m/s < U¹⁰ <= 22m/s (4) U¹⁰ < 22m/s

此四風速等級的決定乃是以典型的風力發電葉片所決定的(VESTAS V66 1.65MW 長達 60m 的風車葉片， Pryor and Barthelimie，2002)，其中(1)代表開始啟動風扇轉動產生電能的 風速範圍；(2)預計在此範圍內的風速組成應是最多的，且在此風速範圍內的葉片可以轉動得 到較為穩定的電能；(3)此範圍內的葉片在安全轉動值的範圍內；(4)若U¹⁰超過 22m/s則容易 使葉片斷裂以及產生電能的功率不佳等情況，於是將此列為截止風速值(U⁴⁰ ≒ 25m/s)。而在 原始資料中，有些遺失的風速資料值，由於有許多連續數日的遺失資料，並非隨機的時間分 佈，所以將這些資料時間予以省略，而非採用平均或內插的計算方式，雖然如此一來，這將 使各風速範圍內有傾向於得到較低的持續性結果。

由於原始的浮標風速計測量的範圍在 1m/s到 60m/s的範圍(Young 公司所製四葉螺旋槳 式測風儀，風速測量誤差在±0.3m /s內，風向則在±3度內)，同樣的，陸地測站的風速測量 範圍在 0.3m/s到 60m/s內，但是由圖 4-4 的統計圖中可以看出，風速U¹⁰在 22m/s外的資料極 少，所以在圖 4-8 中僅顯示前三類風速範圍的累進線段。且在表 4-2 中可代表在第二、三類 風速範圍下，各測站地域上持續吹拂達 10 小時以上所佔的比例。其中可看出：(1)除了花蓮 與花蓮浮標外，各測站累進圖中，以 4m/s< U¹⁰< 13m/s風速範圍持續性較其餘兩類風速範圍 好。這可由累進百分率在大於 0.8 的期間，此類風速持續性大於其餘兩類風速中明顯看出。

(2)由於新竹浮標與新竹測站以及花蓮浮標與花蓮測站間相距不遠，所以在 4m/s <U¹⁰< 13m/s 風速範圍內，此兩對測站所得到的累近百分率圖非常相似。(3)在海上風速的持續性比在陸地 上大。這首先可以由表 4-2 中的離島測站、金門、鵝鸞鼻浮標與陸地測站間持續風速吹拂達 10 小時以上的比例表中看出，不論是在冬季或是在夏季，在海面上的風速持續性的比值皆比

在陸地上大。而且由圖 4-8 中也可看出各持續時間的累進比值。(4)在台灣海峽上的風速持續 性較在台灣東部沿岸海面上的持續性來得佳。這可以由表 4-2 中台灣西側的新竹、新竹浮標 以及東吉島測站與東部的花蓮、花蓮浮標以及蘭嶼測站的比較得知。

換句話說，對於需要考慮較大風速的持續性與發生機率的風力發電廠址的選擇而言，在 台灣西部沿岸比東部為佳。

對於考慮大氣分層效應的平均風速而言，可以利用圖 4-9 來統計分析關於台灣東西兩岸 風場的變化。在圖形中，橫軸為所有風速值由小至大的排列，每 10﹪作區隔，但值得注意的 是，由於各測站在不同分層情況下(尤其是穩定分層)的觀測值非常少，所以無法提供有效的 資料分佈，於是，若是每一區間內的有效資料數少於 10 筆，則不予以顯示於圖上。而縱軸則 代表在範圍內的平均風速值，而線段為表示全部的風速資料的平均，舉例來說，在冬季新竹 附近海域的所有風速由小至大排序中，第 90﹪至 100﹪在不穩定分層下的平均風速為 4m/s。

圖中可以看出，在夏冬兩季節，不論是在台灣的東西兩邊沿岸海面的風場下，對於各層化狀 態下的平均風速值，為處於中性分層情況下最大，而不穩定分層情況下最小。這一方面可以 解釋為在較大風速情況下的會導致中性分層，另一方面也可以說明並且量化在具有較大吹風 域的海面(如冬季的鵝鸞鼻、金門、夏季的鵝鸞鼻以及各離島測站附近海域)，會得到較大的 風速資料。

4.2 層化對海面大氣的影響 4.2.1 海氣溫差影響層化的情形

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。