外核海表熱通量對於颱風快速增強的影響

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doi:10.6342/NTU201802028

國立臺灣大學理學院大氣科學研究所碩士論文

Department of Atmospheric Sciences College of Science

National Taiwan University Master Thesis

外核海表熱通量對於颱風快速增強的影響

The Impact of Surface Heat Fluxes outside the Inner Core on the Rapid Intensification of Tropical Cyclone

彭欽旋

Chin-Hsuan Peng

指導教授：吳俊傑博士 Advisor: Chun-Chieh Wu, Ph.D.

中華民國 107 年 6 月

June 2018

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doi:10.6342/NTU201802028 I

致謝

歲月如梭，白駒過隙，想當初兩年前才剛進入台大大氣這個大家庭的我，轉眼就要完成碩士學業，再度迎接人生下一階段。在這段日子，我由衷感謝所有遇到的人事物，讓我迅速適應且融入新環境，並在人生中又寫下一段精采的故事。

首先，我要感謝我的家人們，允許我在求學生涯能自由選擇自己要走的路，並在這條路上適時給予幫助，讓我無後顧之憂，奔向大氣的懷抱。我也從父母身上學到做事嚴謹、以及外向親和的態度，這是在整個人生中皆受用無窮的一個很棒的禮物，我會繼續將這股正能量擴散至所有我們認識的親朋好友，甚至全世界，並回饋至我們接下來的幸福生活。

在碩士生涯揭開序幕前，有幸受到吳俊傑教授的邀請，開始參加 TDRC 實驗室的 group meeting，並於日後成為我的指導教授。我很感謝吳教授在我的碩班時期給予可能的研究大方向，並為我們爭取最好的科技部補助(編號：106-2111-M-002-013-MY3)，讓我們在自由的研究氛圍下迅速找到有興趣的議題深入探討。此外，也感謝教授願意給我出國發表研究成果的機會，讓我可以親身感受國外研究與生活的大脈動，了解現階段的自己還欠缺什麼。

碩班這兩年，我也感謝 TDRC 實驗室的所有好夥伴。Sabrina、鐀蓁姊在行政上以及大大小小事情的協助，讓我們更能專注於研究；忠權學長、自雄學長、怡瑄學姊、Peter 學長、裕豐學長、Fred 學長、冠捷學長在研究上的經驗分享以及做人處事的態度，使我們見識更為廣闊；James 學長及傳杰學長在颱風 RI 議題上的專業指導，讓我能在自己的研究中鑽研更深。

與我生活更貼近的，還有傑仁學長、志祺學長、冠宇學長、里治、宜萱、宗勇、禹安、約禮，

和你們相處總是充滿著歡笑，並在研究或作業遇到難關的時候相互扶持及提點，讓我在碩班生活更有動力(可能因為 TDRC 叫做颱風「動力」研究室吧)，有並肩作戰面對難題的感覺。

在實驗室以外的，還有一些好友們為我的生活注上強心劑。我要特別感謝同是從中央推甄來台大的皮皮，願意在大專生涯與我互相切磋、分享一些心事及經驗看法，並讓我不再那麼的生活白癡。我也很感謝阿其學長及小白，平常常一起吃飯、出去玩，同時也一起追逐各自的夢想，你們是我生活中最大的開心果。此外，也謝謝跟我同一屆以及系排的朋友們，在我的生活中又增添一些笑點。最後，不得不感謝台灣颱風論壇的夥伴以及在中央的朋友與老師們，在愉快的相處中為我的大氣知識奠定良好基礎，我們一同把台灣的大氣界變得更好吧！

最後的最後，我也感謝命運的安排，讓我在人生的每一階段都跑到不同的環境，訓練適應能力。但最重要的，還是遇見了你們，使我快樂充實每一天，衷心感謝你們，也愛你們。

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摘要

在 2015 年的颱風季，蘇迪勒颱風成為西北太平洋地區最強的熱帶氣旋，並且曾經歷快速增強(Rapid Intensification, RI)，在 48 小時之內其中心氣壓下降 90 hPa。本研究使用全物理(full- physics)的 WRF 模式，以 1.67 公里的高網格解析度成功重建蘇迪勒颱風的路徑走向及增強趨勢，並以此結果為控制組實驗。

為了評估颱風內核(inner core, 距颱風中心 60 公里以內上升運動明顯之區域)以外之海表熱通量對於颱風結構以及快速增強過程的影響，本研究以 1 ms^-1之地面風速，在計算中大幅限制外核區域海表熱通量，並於控制組實驗發生快速增強前 24 小時執行一系列之敏感性實驗模擬，檢驗不同區域之海表熱通量對於颱風快速增強的敏感性。實驗結果顯示，限制 2.5 倍內核半徑(150 公里)以外之海表熱通量導致颱風在快速增強時期當中，有更大之增強速率、較小之颱風壯度及最大風速半徑。然而，同時限制 1.0 – 2.5 倍內核半徑(60 – 150 公里)之海表熱通量則使颱風發展緩慢，無法經歷快速增強時期。

在敏感性實驗之颱風內核結構中，經歷快速增強的颱風有較強之中高層上升運動、較高之軸對稱程度，以及較大之加熱效率。此外，高層暖心在快速增強時期迅速建構，但是在未發生快速增強之颱風中心附近則無明顯之高層暖化現象。直覺上，人為大幅減少颱風外核區域之海洋能量供給對於颱風發展有負面影響，但於經歷快速增強的颱風內核中，則有更強之海表熱通量，歸因於地面風速也急遽增強，促進海氣熱量交換。由於限制海表熱通量區域上方之較乾空氣隨著邊界層內流以及中高層逸入作用入侵颱風內核外側區域(約距中心 80 公里)，

使該區域穩定化，因此對流集中發展於內核區域，在增多之海洋能量供給下，發展更為旺盛，

造成大量渦度集中產生於颱風內核，颱風內核風速急遽增大，導致颱風迅速增強。

綜合以上的研究結果，我們提出一個觀念：限制颱風所處海域之能量供給不一定使颱風增強速率減緩，取決於限制之海域與颱風中心的距離；換句話說，限制颱風外核區域之海表熱通量將可能導致潛熱更集中釋放於颱風內核，使颱風增強更迅速。

關鍵字：颱風、快速增強、海表熱通量、WISHE 機制、慣性穩定度、加熱效率

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Abstract

Typhoon Soudelor was the most destructive tropical cyclone (TC) in the western North Pacific in 2015, undergoing rapid intensification (RI) with the central minimum sea-level pressure (MSLP) drop of 90 hPa in two days. In this study, a 1.67-km convection-permitting full-physics model simulation is conducted with the track and intensification trend of Soudelor well captured.

To investigate how the surface heat fluxes outside the inner core (IC, the inner core region within the radius of 60 km) affect TC structure and RI process, a series of numerical experiments with the surface wind highly capped at 1 ms^-1 in the calculation of surface latent and sensible heat flux in different radial extent are performed. It is found that the intensification rate is larger than that of the control experiment (CTRL) during RI when the surface heat fluxes are suppressed in the area 150- km (2.5 times of the IC size) away from the TC center, while the TC is significantly weaker and does not undergo RI when the surface fluxes are also suppressed at 60 to 150-km radius (1 - 2.5 times of the IC size). In addition to intensity change, substantial reduction of surface fluxes outside the inner core leads to lower TC strength and smaller radius of maximum wind (RMW), indicating that the most violent winds concentrate in the inner-core region.

As to the inner-core feature in each experiment, the RI cases show stronger mid- to upper-level updrafts, higher axisymmetricity and heating efficiency than that of non-RI cases during convective burst times before RI in CTRL. Furthermore, the upper-level warm core develops significantly during RI, while no evident upper-level warming is found in non-RI cases. Although the surface fluxes outside the inner core in these RI cases are substantially suppressed, stronger intensity and more consolidated inner-core structure than that of CTRL is identified associated with the abundant wind-induced surface heat exchange (WISHE) in the inner core. The stabilization of lower troposphere outside the inner core in RI cases leads to aggregation of deep convection and subsequent generation of potential vorticity near the TC center, concentrating the violent winds in the inner-core region. Special insight is identified that the limitation of surface heat fluxes does not always result in a reduction of TC intensification rate. In other words, if the surface heat fluxes are suppressed in the outer region, against one’s physical intuition, TC can possibly turn even stronger.

Key words: Typhoon; rapid intensification; surface heat flux; wind-induced surface heat exchange (WISHE); inertial stability; heating efficiency

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圖目錄

圖 2.1 WRF 模式進行模擬實驗時，模式的三層巢狀網格分別之水平範圍，其大小標於網格下方。最外圍網格(d01)固定不動，其餘網格(d02、d03)皆跟隨渦旋中心移動。 ... 44 圖 2.2 限制海表熱通量之敏感性實驗設計。除了控制組實驗(CTRL)不做海表熱通量之限制，

其餘實驗皆於不同徑向範圍大幅減少海表熱通量(藍底色環狀區域)，白色數字即為限制區域之內邊界與颱風中心的距離。各實驗示意圖內之深藍色虛線圓圈半徑由內而外分別為 60 及 500 公里，前者代表 CTRL 的內核區域，後者代表所有敏感性實驗限制海表熱通量區域的外邊界與颱風中心的距離。 ... 45 圖 2.3 WRF 模式模擬之蘇迪勒颱風 30 kt 風圈半徑隨時間的變化，以紅色實線表示，灰色虛線為所有敏感性實驗限制海表熱通量區域的外邊界與颱風中心的距離(500 公里)。橫軸為時間，

以真實世界之時間(黑字)及模式時間(灰字)表示，縱軸為 30 kt 風圈半徑。 ... 46

圖 3.1 中央氣象局(CWB)紀錄之蘇迪勒颱風觀測路徑，由台灣颱風論壇繪製。路徑顏色代表當時之強度，藍線、綠線、橘線、紅線分別為熱帶低壓、輕度颱風、中度颱風、強烈颱風，路徑旁邊之白色數字為時間，由左至右分別為月、日、時，以斜槓區別。 ... 47 圖 3.2 蘇迪勒颱風之 WRF 模擬路徑(紅線)與日本氣象廳最佳路徑(黑線)的比對。路徑上方之黑色數字為日期，以“月/日”表示，對應其下方之模式颱風位置(紅點)及觀測颱風位置(黑點)。

橫軸及縱軸分別為經度及緯度。 ... 48 圖 3.3 蘇迪勒颱風之 WRF 模擬強度變化(紅線)與日本氣象廳觀測強度變化(黑線)的比對。實線為中心最低海平面氣壓變化，對應於左側縱軸，虛線為近中心最大風速變化，對應於右側縱軸，橫軸為時間，以真實世界之時間(黑字)及模式時間(灰字)表示。紫色圓圈代表蘇迪勒颱風於模式內開始快速增強的時間(48 h)。 ... 49 圖 3.4 WRF 模式模擬之蘇迪勒颱風 1000–700 hPa 平均相對濕度及風場，分別以色階及箭頭表示，由(a) ~ (d)依序為模式時間 36、42、48、54 h，橫軸及縱軸分別為經度及緯度。 ... 50 圖 3.5 WRF 模式模擬之蘇迪勒颱風所處環境垂直風切變化，以半徑 500 公里平均之 200 hPa 風向量減去 850 hPa 風向量計算之。紅色實線為風切量值，對應於左側縱軸，X 形標記為風切方向，對應於右側縱軸(0 度為指向北方)，橫軸為時間，以真實世界之時間(黑字)及模式時間 (灰字)表示。橘色矩形代表快速增強時期(48 h ~ 84 h)。 ... 51

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圖 3.6 WRF 模式模擬之蘇迪勒颱風於高度 1 公里之 (a)時間–半徑分布哈莫圖(Hovmöller diagram)，色階及等值線分別為軸對稱平均垂直速度及切向風，綠色虛線代表蘇迪勒颱風開始快速增強的時間(48 h)。(b)、(c)分別為模式時間 66 h 及 42 h 之 1 公里高雷達反射率，前者亦為快速增強開始後 18 小時，後者則為快速增強開始前 6 小時。 ... 52

圖 4.1 所有實驗之颱風強度時序圖，以中心最低海平面氣壓(縱軸)表示，橫軸為時間。除了控制組實驗(CTRL)以外，其它敏感性實驗皆於模式時間 24 h 開始模擬(黑色圓圈，下方有

“Start”標記)，灰色粗虛線為 CTRL 開始快速增強的時間(48 h)。黑線、紅線、橘線、黃線、

綠線、藍線、深藍線、紫線分別為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC 之強度變化。 ... 53 圖 4.2 所有實驗於模式時間 48 h 之 1 公里高雷達反射率，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、10IC、

15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC。 ... 54 圖 4.3 圖說同圖 4.2，但模式時間為 60 h。 ... 55 圖 4.4 圖說同圖 4.2，但模式時間為 72 h。 ... 56 圖 4.5 所有實驗於高度 1 公里之時間–半徑分布哈莫圖(Hovmöller diagram)，色階及等值線分別為軸對稱平均垂直速度及切向風，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、

30IC、40IC、50IC。 ... 57 圖 4.6 所有實驗之颱風強度–壯度分布圖，從模式時間 24 h 繪製至 78 h，強度以中心最低海平面氣壓(縱軸)、壯度以外核壯度(OCS, outer-core wind strength)表示。黑線、紅線、橘線、

黃線、綠線、藍線、深藍線、紫線分別為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC 之發展歷程。 ... 58 圖 4.7 颱風內核區域 36–48 h 時間平均之 (a)控制組實驗(CTRL)次環流型態，以及(b) ~ (h)依序為 10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC 分別與 CTRL 之間的次環流差異，色階為軸對稱平均垂直速度，箭頭為(徑向風速,垂直風速*10)之風向量。橫軸為半徑，以最大風速半徑(RMW, radius of maximum wind)為單位，縱軸為高度。 ... 59 圖 4.8 圖說同圖 4.7，但為 48–60 h 時間平均。 ... 60 圖 4.9 所有實驗於最大風速半徑(RMW)內之垂直速度高度頻率分布圖(contoured frequency by altitude diagram, CFAD)，以 36–48 h 內 5 個對流爆發(CB)較為活躍的時段進行統計，由(a)

~ (h)依序為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC。 ... 61 圖 4.10 所有增強速率較控制組實驗(CTRL)快之敏感性實驗與 CTRL 的垂直速度高度頻率分

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布差異，由(a) ~ (d)依序為 25IC、30IC、40IC、50IC 與 CTRL 的差異，亦為圖 4.9(e) ~ (h)分別與圖 4.9(a)相減之結果。(a) ~ (d)右下角之紅色數字分別為 25IC、30IC、40IC、50IC 於最大風速半徑(RMW)內之對流爆發(CB)面積佔比，灰色數字皆為 CTRL 於最大風速半徑(RMW)內之對流爆發(CB)面積佔比。 ... 62 圖 4.11 所有實驗於颱風內核區域 36–48 h 時間平均之軸對稱平均慣性穩定度(等值線)及非絕熱加熱(色階)，其中慣性穩定度為科氏參數標準化(normalize)後之量值，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC。橫軸為半徑，以最大風速半徑(RMW) 為單位，縱軸為高度。 ... 63 圖 4.12 颱風中高層暖心結構，色階為所有實驗於模式時間 48 h 與 CTRL 於模式初始時間(0 h)之軸對稱平均位溫差異，等值線為模式時間 48 h 之軸對稱平均位溫，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、

10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC，橫軸為半徑，縱軸為高度。 ... 64 圖 4.13 圖說同圖 4.12，但為模式時間 60 h。 ... 65 圖 4.14 圖說同圖 4.12，但為模式時間 72 h。 ... 66 圖 4.15 所有實驗於模式時間 48 h 之雲種分布，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、10IC、15IC、20IC、

25IC、30IC、40IC、50IC。紫色、橘色、藍色、黃色、白色色階分別代表對流爆發(CB)、積雲 (CC)、層雲(SC)、其它雲種、無降水區域。 ... 67 圖 4.16 圖說同圖 4.15，但為模式時間 60 h。 ... 68 圖 4.17 圖說同圖 4.15，但為模式時間 72 h。 ... 69 圖 4.18 所有實驗之雲種於 1.5 倍最大風速半徑(RMW)內所佔的面積比例，由(a) ~ (d)依序為對流爆發(CB)、積雲(CC)、層雲(SC)、對流爆發(CB) + 積雲(CC)。黑線、紅線、橘線、黃線、

綠線、藍線、深藍線、紫線分別為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC，橫軸為時間，縱軸為比例。 ... 70 圖 4.19 (a) ~ (c)為所有實驗之雲種於 1.5 倍最大風速半徑(RMW)內所佔的累積面積比例，從敏感性實驗開始當下(24 h)進行累計，依序為對流爆發(CB)、積雲(CC)、對流爆發(CB) + 積雲 (CC)。(d)為對流爆發(CB)累積網格數佔所有對流(含積雲及 CB)累積網格數之比例，亦為(b)圖之數值除以(c)圖之數值的結果。各圖之黑線、紅線、橘線、黃線、綠線、藍線、深藍線、紫線分別為 CTRL、10IC、15IC、20IC、25IC、30IC、40IC、50IC，橫軸為時間，縱軸為比例。

... 71 圖 4.20 所有實驗於 1.5 倍最大風速半徑(RMW)內之總體非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布，從模式時間 36 h 累計至 48 h，由(a) ~ (h)依序為 CTRL、10IC、15IC、20IC、

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25IC、30IC、40IC、50IC。各圖之正值以色階、負值以等值虛線表示，右上角之紫色數字為 1.5 倍最大風速半徑(RMW)內之柱狀平均加熱量。 ... 72 圖 4.21 所有增強速率較控制組實驗(CTRL)快之敏感性實驗與 CTRL 於 1.5 倍最大風速半徑 (RMW)內非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布差異，從模式時間 36 h 累計至 48 h，由(a) ~ (d)依序為 25IC、30IC、40IC、50IC 與 CTRL 之加熱差異，亦為圖 4.20(e) ~ (h) 分別與圖 4.20(a)相減之結果。 ... 73 圖 4.22 圖說同圖 4.20，但為對流爆發(CB)之非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布。 ... 74 圖 4.23 圖說同圖 4.20，但為積雲(CC)之非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布。

... 75 圖 4.24 圖說同圖 4.20，但為層雲(SC)之非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布。

... 76 圖 4.25 圖說同圖 4.20，但為其它雲種之非絕熱作用隨高度(縱軸)及慣性穩定度(橫軸)的分布。

另外補充之等值實線為非絕熱加熱(與色階相同)，間隔為 0.5 × 10^-3 K。 ... 77 圖 4.26 所有經歷過快速增強的實驗之時間–半徑分布哈莫圖(Hovmöller diagram)，由(a) ~ (e) 依序為 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC。色階及等值線皆為 0–16 公里垂直平均濕熵，等值線間距為 15 J K^-1kg^-1。 ... 78 圖 4.27 所有經歷過快速增強的實驗之濕熵收支，為軸對稱平均之結果，由(a) ~ (e)依序為 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC。各圖之藍線、黑線、綠線、棕線、紅線分別為海表熱通量項(SF)、總體濕熵趨勢、不可逆熵增生項(IG)、輻射冷卻項(RC)、側邊輸送項(LT)，橫軸為半徑，縱軸為濕熵趨勢。 ... 79 圖 4.28 所有實驗於模式時間 48 h 與 36 h 之軸對稱濕熵差異隨半徑及高度的變化。黑線、綠線、藍線、深藍線、紫線分別為 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC。 ... 80 圖 4.29 所有實驗於模式最底層(高度 50 公尺)之時間–半徑分布哈莫圖(Hovmöller diagram)，

色階及等值線分別為軸對稱平均切向風及海表濕熵通量，由(a) ~ (e)依序為 CTRL、25IC、30IC、

40IC、50IC。 ... 81 圖 4.30 所有實驗於模式時間 36–48 h 時間平均之高度 3 公里與 0.5 公里的非絕熱作用差異 (色階，單位為 K hr^-1)及因此產生於高度 1–2 公里的平均渦度(等值線，單位為 s^-1)水平分布，

由(a) ~ (e)依序為 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC。 ... 82 圖 4.31 圖說同圖 4.30，但為模式時間 48–60 h 時間平均。 ... 83

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圖 4.32 所有實驗於模式時間 36 h 之軸對稱平均相對濕度(色階，單位為%)以及相當位溫 (等值線，單位為 K) 隨半徑及高度的變化，由(a) ~ (e)依序為 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC。

... 84

圖 4.33 圖說同圖 4.32，但為模式時間 48 h。 ... 85

圖 4.34 圖說同圖 4.32，但為模式時間 60 h。 ... 86

圖 4.35 所有實驗於模式時間 36 h、高度 3 公里以下之探空圖，為半徑 100–150 公里平均之相當位溫(黑色粗虛線)及飽和相當位溫(黑色粗實線)隨高度的變化，由(a) ~ (e)依序為 CTRL、 25IC、30IC、40IC、50IC。灰色細直線為地面空氣塊於假絕熱過程中舉升之軌跡，亦即相當位溫保守，藍色及紅色面積代表對流抑制能(CIN)以及高度 3 公里以下之對流可用位能(CAPE) 的大小，黑點代表自由對流高度(LFC)。 ... 87

圖 4.36 圖說同圖 4.35，但為模式時間 48 h。 ... 88

圖 4.37 圖說同圖 4.35，但為模式時間 60 h。 ... 89

圖 5.1 限制海表熱通量對於颱風增強的正貢獻及負貢獻示意圖。 ... 90

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表目錄

表 4.1 各雲種之分類標準。 ... 42 表 4.2 各雲種於每個實驗之非絕熱加熱貢獻，從模式時間 36 h 累計至 48 h。各表格右下角之數字為該雲種於該實驗之加熱貢獻比例。 ... 43

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第一章前言

1.1 研究背景

過去 40 年以來，颱風的路徑預報已有顯著進步，但在強度預報方面則進展較為有限、充滿挑戰，因為颱風的強度變化涉及多重天氣尺度之交互作用，無論從綜觀、渦旋、對流尺度，甚至紊流及微物理的觀點，皆對於颱風強度影響扮演一定的角色 (Marks and Shay 1998; Wang and Wu 2004) 。而颱風的快速增強 (Rapid Intensification, RI)預測在當今所有作業模式中，更是格外困難(Elsberry et al. 2007;

Chang and Wu 2017)，如果颱風在登陸之前突然迅速增強，且作業模式沒有掌握到此現象而使預警不足，導致防災單位未能即時做好相對應之災害防範工作，可能會造成侵襲區域嚴重生命及財產之損失，因此直到今日，颱風的快速增強現象仍然是備受關注且不容忽視的議題，其物理機制有待深入釐清。

1.1.1 颱風快速增強之多重尺度探討

在過去的研究中，Kaplan and DeMaria (2003)利用 1989 至 2000 年間 163 個在大西洋海域生成的熱帶氣旋(包含未進一步發展之熱帶低氣壓)之資料，並採用 SHIPS (Statistical Hurricane Intensity Prediction Scheme)統計預報模式探討快速增強與非快速增強之颱風在綜觀環境上的差異，發現數個有利於颱風快速增強的環境因子，例如較弱的環境垂直風切、較暖的海洋表面、較高的低對流層相對濕度、較強的高層東風以及較少的環境外力影響(例如高空槽線或冷心低壓的動力強迫)。在進行研究之前，它們統計這些熱帶氣旋個案之 24 小時內強度(最大風速)變化，並定義增強速率較大之前 5%為快速增強個案，將快速增強門檻定為 30 kt / 24 h。

然而，在後續的研究中，部分學者(Molinari and Vollaro 2010; Kanada and Wada 2015; Harnos and Nesbitt 2016)於觀測及模擬發現熱帶氣旋仍然可以在垂直風切大的情形下進入快速增強階段，例如 2010 年在大西洋生成並掠過北美洲東岸近海的 Earl 颶風。此外，Bosart et al. (2000)的研究指出 1995 年在墨西哥灣成為四級颶風強度的 Opal 颶風之無預警快速增強現象除與海洋暖渦提供豐沛熱量有關外，高空的槽線也對於颶風增強有正向的影響，因為颶風北方之正在東移的槽線打開颶風

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高層之極向(北向)外流，使高空輻散大幅轉好而有利於上升運動，且颶風尚未進入槽線造成之高垂直風切的區域，所以此時的槽線可幫助颶風進入增強速率較快的階段。事實上，Hendricks et al. (2010)利用西北太平洋及大西洋的熱帶氣旋資料，

發現經歷快速增強與增強但未達到快速增強門檻的颱風在環境上並沒有顯著性差異。Kaplan et al. (2015)也於後續的工作發現只有約 25%的快速增強熱帶氣旋個案可利用 SHIPS 統計模式考慮之環境因子預測，意味著剩餘之快速增強個案難以單憑綜觀環境條件即能預測其是否發生快速增強。因此，只利用綜觀環境條件優劣進行颱風快速增強的預報顯然不充足，必須再考慮其它非綜觀環境的因子才能更準確地預測，尤其是颱風尺度以內的熱力及動力因子所扮演的角色可能最為重要。

先前研究也對於颱風內核熱力及動力過程有一些探討，更瞭解有利於快速增強的颱風內核狀態。暖濕高相當位溫的低層大氣意味著較大的對流不穩定度，如果整層大氣舉升至高空，低層大氣會因為較快飽和而使降溫率減少，最終導致整層大氣的垂直穩定度下降。而低層高相當位溫的空氣來源除了來自邊界層內流以外，颱風眼區之高相當位溫空氣也可藉由眼–眼牆間混合作用進入眼牆，促進眼牆更旺盛的對流激發(Persing et al., 2003; Cram et al., 2007)，這種眼區相當位溫大於眼牆的現象也被 Barnes and Fuentes (2010)定義為眼區過剩能量(Eye Excess Energy, EEeye)。

他們同時發現 2002 年 Lili 颶風發生快速增強之前，EEeye逐漸升高，但是在快速增強開始之後迅速下降，代表可能有眼區高相當位溫之空氣藉由混合進入眼牆。事實上，由於眼區之面積相較於眼牆來說相當的小，因此他們認為 EEeye只是幫助颱風快速增強的其中一個角色，並不是導致快速增強的主要因子。

在動力上，颱風除了有強大的主環流結構以外，於自然坐標系上將水平風分解為切向風及徑向風後再移除前者，可以看到颱風擁有對流層低層內流、中層上升運動、高層外流之 in-up-out 次環流型態，如果跨越颱風內核之次環流隨時間而增強，

於低層可以帶進更多水氣以及颱風以外較大之絕對角動量，於中層可以促進水氣的相位變化而使潛熱釋放於颱風內核，最終導致颱風增強更為迅速(e.g., Eliassen 1951; Shapiro and Willoughby 1982)。在颱風近中心區域，如果因為垂直上有很大之不穩定(例如上一段提到之 EEeye)而激發垂直運動強烈、旋轉劇烈，且積雲發展高度極高，可到達對流層頂附近之對流爆發(Convective burst, CB)或熱塔(Vortical hot tower, VHT)，則有額外的水氣潛熱釋放，並於颱風眼區域之對流層高層有沉降運動出現，造成此區域迅速增溫，並導致中心地面氣壓急遽下降，引發更強烈之低層

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內流(Heymsfield et al. 2001; Wang and Wang 2014)。在颱風的發展中，如果水氣潛熱釋放於較高慣性穩定度之區域(通常為颱風近中心區域，因其渦度最大)，此區域會因為羅士比變形半徑(Rossby radius of deformation)較小而使潛熱釋放之能量較能留在颱風區域內，較不容易以波動型式傳遞出去而造成能量流失，意味著加熱效率提高，使颱風增強更有效率(Schubert and Hack 1982; Vigh and Schubert 2009)。此理論也於 Molinari and Vollaro (2010)對於 2001 年 Gabrielle 熱帶風暴之觀測分析得到佐證，他們針對熱帶風暴於強風切環境也有短時間中心氣壓驟降的現象，並發現有強烈之對流胞(可能為對流爆發或熱塔)形成並隨著氣旋環流進入近中心高慣性穩定度的區域，因此可能造成加熱效率提高而使 Gabrielle 熱帶風暴迅速增強。

總體而言，綜觀環境因子可以影響對流條件，左右颱風的強度變化。然而，對於颱風增強的現象來說，綜觀尺度以下、尤其是颱風內核尺度的熱力及動力因子可能有很大程度控制著颱風是否快速增強，或是未達快速增強門檻的增強狀態，因此了解颱風內核的物理過程十分重要，我們將透過此研究深入探討及分析。

1.1.2 颱風增強之 WISHE 機制探討

WISHE (Wind-Induced Surface Heat Exchange)機制是 Emanuel 於 1986 年提出之颱風發展及增強理論(e.g., Emanuel 1986, 1989)。相對於第二類條件不穩定度 (CISK, Conditional Instability of Second Kind)強調之積雲對流與中尺度氣旋式環流正回饋交互作用，WISHE 機制較著重於海洋–大氣交互作用，將海洋之熱量藉由與地面風速的正回饋作用輸送至大氣中。事實上，早在 1950 年代，Riehl (1950)就已經提出類似之海氣交互作用，亦即海洋輸送至大氣之焓通量對於颱風發展扮演至關重要的角色。在後續之研究中，也發現海洋之蒸發率與近海面的風速呈正比關係(Neelin et al. 1987; Emanuel 1987)，此現象被稱為蒸發與風回饋機制(Evaporation- Wind Feedback Mechanism)，與 WISHE 機制類似，並可用來解釋 30–60 天周期之熱帶波動發展。

WISHE 機制之完整過程，於 Emanuel (1986)及 Montgomery et al. (2009)皆有詳細之描述。假設有初始之熱帶擾動出現，由於低層大氣與其下方之海洋存有熱力不平衡(thermodynamic disequilibrium)，且海洋蒸發率與風速呈正比(蒸發與風回饋機制)，因此擾動內近海面之局部強風可從海洋汲取熱通量，再上傳使大氣邊界層

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朝向飽和狀態。將邊界層大氣濕化意味著熱力上的不穩定，較能激發對流，使水氣在整個對流層大氣進行潛熱釋放而出現非絕熱加熱，導致熱帶擾動之主環流及次環流增強。增強後的風速又能從海洋汲取更多熱量進入大氣，因此 WISHE 機制為熱帶氣旋增強之正回饋機制。

WISHE 機制是否為颱風發展之必要機制，以及它於颱風增強扮演的角色，在過去十年內有廣泛的討論。Montgomery et al. (2009, 2015)在模式中植入最大風速為 25 kt (約 13 ms^-1)之初始渦旋，並於模擬過程中限制海洋表面熱通量，削弱 WISHE 機制之正回饋作用。根據模擬之結果，Montgomery 發現即使將上限風速閥值定為 5 ms^-1以限制海洋能量供給，渦旋依然能增強至颶風等級的強度，只是最終強度較弱、增強速率較小，導致渦旋需要較長的時間發展至颶風強度，因此指出雖然 WISHE 機制與颱風的增強有一些相關性，但不是颱風發展的必要條件。Zhang and Emanuel (2016)同樣也以限制風速閥值的方式減弱 WISHE 之正回饋機制，其於理想化實驗結果與 Montgomery et al. (2009, 2015)高度相似，但是如果將此實驗設計套用在真實世界之熱帶氣旋個案模擬，則颱風無法進一步發展。根據此實驗結果，他們指出如果真實世界之颱風附近存有不利於颱風發展之負面條件，則 WISHE 機制可以幫助颱風克服不利因子，順利增強。

1.1.3 颱風內核與螺旋雨帶之交互作用

在成熟颱風的對流結構中，除了颱風內核眼牆深對流以外，眼牆外面之螺旋雨帶(spiral rainband)也是常見的對流結構，對於侵襲區域有一定量之降水貢獻。Wang (2008a)依據對流型態以及形成機制的不同，將螺旋雨帶分為內螺旋雨帶及外螺旋雨帶，前者大致活動於距離颱風中心 2–3 倍最大風速半徑(Radius of Maximum Wind, RMW)的區域，以組織性弧狀或環狀對流的形式存在，後者則活動於 3 倍最大風速半徑(RMW)以外的區域，通常為數個獨立對流胞連成的降水帶，但觀測上也有結構完整、較為組織性的外螺旋雨帶，形態上與颮線(squall line)相似(e.g., Yu and Tsai 2017)。在先前的研究中，Rozoff et al. (2006)指出由於距颱風中心 2–3 倍最大風速半徑的環狀區域之變形量大於此區域之渦度量值，因此在此區域激發之對流容易受到氣流場變形作用而帶狀化(細絲化)，並稱之為快速帶狀化(細絲化)區域(rapid filamentation zone)。在這個區域中，深對流發展所需的時間通常大於帶狀

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化時間，因此 Rozoff 等人認為，深對流於快速帶狀化區域會受到較強的帶狀化作用影響而被抑制，不利於對流發展，並提到在颱風的雙眼牆結構中，內外眼牆中間之 moat 區域(回波相對較眼牆回波弱的環狀區域，降水較弱)即為快速帶狀化之結果。然而，Wang (2008b)利用全物理之理想實驗，發現內螺旋雨帶仍能於快速帶狀化區域發展，因此認為此區域之帶狀化作用可幫助對流軸對稱化 (axisymmetrization)，而不是抑制對流。

在形成機制上，Montgomery and Kallenbach (1997)認為內螺旋雨帶的形成與渦旋羅士比波(vortex Rossby waves, VRWs)有關，此波動可因為位渦環上之正壓不穩定或是非對稱性之對流活動而產生(Schubert et al. 1999; Wang and Wu 2004)。Abarca and Corbosiero (2011)提出一種內螺旋雨帶能克服帶狀化作用造成之不利條件的想法，認為這種與渦旋羅士比波耦合的對流雨帶由於伴隨之渦度較大(羅士比波具有旋轉特性)，因此能抵抗帶狀化作用而不受抑制。而外螺旋雨帶方面，先前研究指出雨帶形成可能與慣性重力波的激發有關(Diercks and Anthes 1976; Kurihara 1976;

Willoughby 1978)，或是外流層雲系造成之下沉氣流誘發(Willoughby et al. 1984)，

前者之波動可產生於眼牆深對流，或是具有慣性不穩定之外流層。雨帶的維持及傳遞則可歸因於對流降雨造成之冷池(cold pool)，使對流不斷被激發，並在此過程中移動(Tang et al. 2014; Moon and Nolan 2015a)。Wang (2001, 2002a,b)於模式中發現，

外螺旋雨帶常活動於距離颱風中心 80–150 公里的區域。

螺旋雨帶活動及發展對於颱風內核及強度的影響，在過去 30 年間皆有一些研究。May and Holland (1999)認為螺旋雨帶之層狀雲系於對流層中層有位渦產生，

因此對於颱風內核來說，此位渦為颱風內核位渦的重要來源，因此有助於颱風增強。

然而，多數研究皆認為，螺旋雨帶的存在可能會抑制颱風內核結構發展，例如螺旋雨帶之輻合作用會降低颱風內核區域之輻合量(Barnes et al. 1983; Powell 1990a,b;

Wang 2002b,c)。Shapiro and Willoughby (1982)認為由於螺旋雨帶對流造成其附近有補償性沉降作用，因此產生乾空氣而抑制眼牆對流。Wang (2002b)發現螺旋雨帶的存在會阻塞一部份之邊界層內流，使眼牆水氣潛熱釋放變少而崩解。Wang 也於後續的研究(Wang 2009)提到，如果在外螺旋雨帶活躍之區域人為調整其非絕熱加熱作用至原本的 110%，或調整非絕熱冷卻作用至原本的 80%，則眼牆之對流強度將變弱，使眼牆結構較為鬆散、內核範圍變大，導致颱風強度減小，其結論也強調颱風內核以外之環境濕度對於螺旋雨帶發展有很大的敏感性。

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1.2 研究動機與科學目的

直至今日，颱風的快速增強現象仍然是極具挑戰性的科學議題，其於作業機構之預報準確度直接影響侵襲區域的生命及財產的安全。為了瞭解颱風快速增強前後之內核熱力及動力結構上的演變，我們將以 2015 年蘇迪勒颱風為例，以高時空解析度且有較完整物理過程之 WRF 模式模擬出與最佳路徑(best track)資料紀錄之強度及路徑相似的颱風渦旋。由於 2015 年蘇迪勒颱風於觀測上達到 Holliday and Thompson (1979)針對中心氣壓變化(-42 hPa / 24 h)或是 Kaplan et al. (2010)以及 Lee et al. (2016)針對最大風速變化(35 kt / 24 h)定義之快速增強門檻，因此我們將細部剖析其於快速增強前後之結構變化，並與先前研究比較。

此外，在颱風的增強中，海洋的能量供給扮演重要的角色，因此我們將以設置近海面風速上限的方式，大幅限制海洋表面熱通量，此方法與 Cheng and Wu (2018) 的實驗設計相同。不同於 Montgomery et al. (2009, 2015)以及 Zhang and Emanuel (2016)針對整個模式範圍做海表熱通量的限制，以評估 WISHE 機制在颱風增強及發展中所扮演的角色，我們將限制不同徑向範圍之海表熱通量，評估每個徑向範圍之海表熱通量在颱風快速增強中所扮演的角色。事實上，Xu and Wang (2010)即已於理想化模擬實驗限制颱風內核以外特定環狀區域的海表熱通量，並發現此實驗能影響颱風強度及其內核半徑，但除了雨帶活動以外，颱風內核之海洋對大氣的熱力作用以及大氣過程仍然尚未完全釐清，因此需要進一步探討，並將此實驗套用於真實颱風個案中，亦即 2015 年蘇迪勒颱風。

本論文的後續內容如下所示：第二章為本研究之模式介紹、使用之初始資料，

以及敏感性實驗針對海表熱通量做調整之設定。第三章為控制組實驗結果，回顧蘇迪勒颱風(2015)之生命期，並將模擬結果與觀測資料比對，最後將颱風增強過程之環境及結構演變與先前研究比較。第四章為敏感性實驗結果，評估各個徑向範圍之海表熱通量對於颱風增強的影響，並找出所有經歷過快速增強的颱風所具有之共同特徵。第五章為總結與未來展望，包含結論、討論，以及未來延伸之工作。

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第二章研究工具與方法

2.1 模式介紹

本研究使用之美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)發展的 Weather Research and Forecasting-Advanced Research Weather (WRF- ARW)全物理大氣模式 3.6.1 版，利用三維可壓縮、非靜力平衡的原始方程，並以三階 Runge-Kutta scheme 進行時間積分。水平網格為 Arakawa C-grid 之交錯網格，

垂直上使用地勢追隨坐標(eta 坐標)，空間離散法則採用二階或六階 Runge-Kutta scheme。本模式可應用於實際大氣狀態的模擬，有隨渦旋中心移動之多重巢狀網格 (vortex-following moving nest)的選項，並以高時空解析度模擬颱風內核結構變化。

此外，本模式也包含各種不同之雲微物理、積雲、邊界層參數化方法供使用者依據個別模擬所需做選擇。

2.2 模式設定與使用資料

在模式網格設定中，使用三層雙向巢狀網格(Two-way Nesting)，其中最外層網格固定不動，其餘網格跟隨渦旋中心移動。水平解析度依序為 15、5、1.67 公里，

網格格點數則分別為 295⨯265、220⨯220、223⨯223，網格所在經緯度位置及範圍如圖 2.1 所示。垂直方向上，有不等間距之 41 層，其中邊界層及外流層有較高之垂直解析度，模式頂端設定於 30 hPa。模式於 2015 年 7 月 31 日 0600 UTC 開始積分，此時開啟第一層網格，第二層及第三層網格則於開始積分之 6 小時後(2015 年 7 月 31 日 1200 UTC)開啟。所有網格皆於 2015 年 8 月 4 日 1200 UTC 結束積分，模擬時間共計 102 小時，其中包含觀測上蘇迪勒颱風快速增強之時期。

資料的部分，模式初始場、邊界條件、海表溫度皆使用 ECMWF (European Centre for Medium Range Weather Forecasts)之全球再分析場資料進行內插，空間解析度為 0.25°⨯0.25°，時間解析度為 6 小時，垂直上有 38 層(表面層及 1000、975、

950、925、900、875、850、825、800、775、750、700、650、600、550、500、450、

400、350、300、250、225、200、175、150、125、100、70、50、30、20、10、7、

5、3、2、1 hPa)，以及 4 層土壤層，氣象參數有水平風、溫度、濕度、重力位高度、

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海平面氣壓等。

至於物理過程的設定上，積雲參數化採用 Kain-Fritsch scheme (Kain and Fritsch 1990)，只於 15 公里的最外層網格中使用；雲微物理參數化採用 WSM 6-class graupel scheme (Hong and Lim 2006)，三層網格皆使用；長短波輻射參數化採用 RRTMG (Rapid Radiative Transfer Model scheme for Global Models) scheme (Price et al. 2014)，

三層網格皆使用；邊界層參數化採用 YSU (Yonsei University) scheme (Hong et al., 2006)，三層網格皆使用。除了參數化以外，本研究在模擬開始前，使用數位濾波法(Digital filter initialization, DFI)進行初始化(Lynch and Huang 1992)，能使模式之初始場更為平衡，並提升颱風路徑及強度模擬之準確度。

2.3 實驗設計

由於本研究將人為調整海洋傳輸至大氣之可感熱及潛熱，並探討調整前後颱風強度及結構變化，因此實驗設計分成 3 個面向介紹，分別為海表交換係數設定、

控制組實驗、以及敏感性實驗。

2.3.1 海表交換係數設定

海表交換係數為海氣間物理量(例如熱量、動量)的傳輸以及物理量差異、風速之間的比例參數，在估算颱風發展的能量供給中扮演很重要的角色。而在 WRF 模式中，較重要的 3 個海表交換係數分別為拖曳係數 CD、可感熱交換係數 CH、以及潛熱交換係數 CQ，對於邊界層內溫度、濕度、以及風速的變化極為重要，進而影響對流型態以及後續颱風結構的演變。本研究在模式設定中採用 isftcflx = 1，此設定在 Green and Zhang (2013)有詳盡之介紹，在 CD的部分，參考了先前的觀測成果 (Powell et al. 2003)，內文提到當風速很小時，CD大致隨風速增大而增加，但是當風速增大至某個門檻值(約為 40 ms^-1)之後，由於海洋飛沫(sea spray)的產生使海洋表面更為平滑，因此 CD開始隨風速增大而減少。CD、CH、CQ之計算如方程式(2- 1)–(2-3)所示：

𝐶_𝐷,𝑁 = ^𝑘²

[ln (𝑧𝑟𝑒𝑓/𝑧0)]² (2-1),

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𝐶_𝐻,𝑁 = 𝐶_𝐷,𝑁^0.5 ^𝑘

ln (𝑧_𝑟𝑒𝑓/𝑧_𝑇) (2-2), 𝐶_𝑄,𝑁 = 𝐶_𝐷,𝑁^0.5 ^𝑘

ln (𝑧𝑟𝑒𝑓/𝑧𝑄) (2-3),

其中𝑘為 von Kármán 常數，𝑧_𝑟𝑒𝑓為參考高度(約 10 公尺高)，𝑧₀、𝑧_𝑇、𝑧_𝑄 分別為動量、可感熱、潛熱之摩擦長度(roughness length)。在實驗中，𝑧_𝑇、𝑧_𝑄 皆為定值 (10^-4公尺)，𝑧₀則與近地面風速相關，並影響上述3 個海表交換係數之量值。𝑁在公式中代表中性及穩定的大氣，因為在觀測上，颱風眼牆之地面層即為近似中性及穩定的狀態。

2.3.2 控制組實驗

為了模擬出一個經歷快速增強的颱風，且在這段時期不受陸地及中緯度系統大幅干擾，本研究以 2015 年蘇迪勒颱風為例，探討其於快速增強前後，颱風內核結構之特徵及演變。模式初始時間定於 2015 年 7 月 31 日 0600 UTC，訂為 t = 0 h，為觀測上蘇迪勒颱風開始快速增強前 36 小時，可避免模式 spin-up 時期(約需 6–12 小時)與快速增強時期重疊而降低快速增強現象之真實性，模式結束時間定於 2015 年 8 月 4 日 1200 UTC，訂為 t = 102 h。其餘實驗設定如章節 2.2 所述，實驗結果將於第三章討論。

2.3.3 敏感性實驗

為了評估颱風外核區域之海表熱通量對於其快速增強現象的敏感性，本研究將以人為降低地面風速至一定值的方式，限制海洋傳輸至大氣的可感熱及潛熱。模式中的海表熱通量形式如方程式(2-4)–(2-6)所示：

SH = ρC_pC_h|UST|(∆θ) (2-4), LH = ρL_vC_q|UST|A_m(∆q) (2-5), U_min = (^UST

k ) ln(^Z

Z₀) (2-6),

其中 SH 及 LH 分別為可感熱通量及潛熱通量，ρ為密度，C_p為熱容量，C_h和 C_q分別為可感熱及潛熱之交換係數，L_v為汽化潛熱參數，UST 為表面摩擦風速，

k 為 von Kármán 常數，A_m為可用水氣量(moisture availability)，∆θ、∆q分別為海洋

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表面與模式最低層之間位溫及比濕的差異。公式(2-4)及(2-5)之中的 UST 由公式(2- 6)求得，其中U_min為最低層風速及給定上限風速之中的最小值。為了大幅限制海表熱通量，本研究將給定 1 ms^-1之上限風速，此值低於實際颱風之近地面風速 1 – 2 個數量級，幾乎可忽略海洋之能量供給。特別注意的是，模式的風速不受上述人為限制，只有在計算可感熱通量及潛熱通量才進行限制。

限制熱通量的區域則如圖 2.2 所示。除了控制組實驗(CTRL)以外，共有 7 個限制不同徑向範圍海表熱通量的敏感性實驗。實驗編號中，IC 為 inner core (颱風內核)的縮寫，在本研究指的是距離颱風中心 60 公里以內之區域，因為在控制組實驗當中，快速增強後的颱風在 60 公里以內有較明顯的上升運動(如圖 3.6a)。IC 前面的數字，除以 10 之後再乘上颱風內核半徑(60 公里)，即為限制區域之內邊界與颱風中心的距離。舉例來說，15IC 是從 90 公里開始往外做海表熱通量的限制。而限制區域的外邊界統一設定為 500 公里，因為在控制組實驗中，模擬實驗後期(54 – 102 h)之颱風 30 kt 風圈半徑約為 500 公里左右(如圖 2.3)。敏感性實驗開始於 24 h，並於 78 h 結束，積分時間為 54 小時，實驗結果將於第四章做詳盡的分析。

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第三章研究結果 I – 控制組實驗

3.1 模擬結果與觀測資料比對

3.1.1 蘇迪勒颱風(2015)介紹

蘇迪勒颱風為 2015 年西北太平洋最強之熱帶氣旋，曾經歷長達 2 天的快速增強時期。在 7 月下旬，國際換日線附近出現一對以赤道為對稱軸之低壓渦旋，同時赤道以北有太平洋高壓南側之東風波移入。聯合颱風警報中心(Joint Typhoon Warning Center, JTWC)於 2015 年 7 月 28 日 0600 UTC (台灣時間當日下午 2 時)認定此東風波為熱帶擾動，並編號 93W。

颱風路徑及強度變化如圖 3.1 所示，依據中央氣象局(Central Weather Bureau, CWB)最佳路徑資料繪製。在 7 月 30 日凌晨四時(台灣時間)，日本氣象廳(Japan Meteorological Agency, JMA)及 CWB 先後升格其為熱帶性低氣壓，並於同日晚間再升格為輕度颱風－蘇迪勒。由於中層太平洋高壓勢力穩固，因此位於高壓南緣的蘇迪勒颱風終其一生大致穩定向西北西移動。在颱風形成初期，受環境條件不佳影響而使強度發展緩慢，但於 8 月 1 日晚間開始，受惠於颱風結構轉佳，且經過低垂直風切、高海水表面溫度及暖水層深厚之區域，颱風明顯增強，甚至於 8 月 2 日凌晨進入快速增強階段。8 月 2 日下午兩時及晚上八時，JMA 及 CWB 先後升格其為中度颱風，CWB 並於 8 月 3 日晚上八時再升格其為強烈颱風。蘇迪勒颱風於 8 月 4 日凌晨達到巔峰強度，在近中心最大風速方面，CWB、JMA、JTWC 分別評定其為 58 ms^-1、115 kt、155 kt，是當年西北太平洋地區最強的颱風。8 月 4 日下半天開始，由於颱風進入低海水熱含量之海域，且受到乾空氣逸入影響，因此減弱為中度颱風上限，並出現眼牆置換的現象。8 月 6 日白天開始，因眼牆置換結束且進入黑潮流經之海域而略為增強，並於 8 月 8 日凌晨 4 時 40 分在台灣花蓮縣秀林鄉登陸。整個颱風生命期於登陸中國大陸之後逐漸結束。

本研究著重在颱風之快速增強階段，因此選定颱風形成初期(7 月 31 日 0600 UTC)為模式初始時間，並於颱風達顛峰強度後結束模擬(8 月 4 日 1200 UTC)。依據 JMA 資料顯示，在為期 2 天的快速增強時期(8 月 1 日 1800 UTC 至 8 月 3 日 1800 UTC)，颱風中心氣壓下降 90 hPa，最大風速增加 65 kt (如圖 3.3)，符合 Holliday

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and Thompson (1979)與 Kaplan and DeMaria (2003)分別以中心氣壓(-42 hPa day^-1)及最大風速(30 kt day^-1)定義快速增強之門檻。

3.1.2 颱風強度、路徑比較

圖 3.2 為模式颱風路徑與 JMA 最佳路徑(best track)之比對。雖然在模擬開始時，ECMWF 再分析場顯示之渦旋初始位置與 JMA 颱風中心定位有一些出入，但總體來看，模式在整個模擬期間與觀測相比，有很好的掌握，移動方向與速度大致上也吻合。

圖 3.3 為模式颱風強度與 JMA 強度紀錄之比對。雖然模式模擬之中心氣壓稍微偏高、最大風速在模擬實驗後期(54 – 102 h)稍微偏大，但總體而言，增強趨勢與觀測相比算是相近的，並且也符合先前研究定義之快速增強門檻(中心氣壓為-42 hPa day^-1；最大風速為 30 kt day^-1)，在快速增強期間之增強速率約為 31.9 kt (-46.6 hPa)/day，與觀測之增強速率(32.5 kt/day, -45.0 hPa/day)相當接近。模擬之颱風快速增強時期約為 1.5 天，開始快速增強的時間推遲約 12 小時(2015 年 8 月 2 日 0600 UTC, 48 h)，雖然與觀測有些微差異，但不影響接下來模擬結果之分析。

3.2 快速增強前後綜觀環境與颱風結構分析

圖 3.4 為颱風低層濕度及風場，可以看到在快速增強前後，颱風附近之相對濕度大致高於 70%，除了西北側因太平洋高壓沉降造成之乾空氣。雖然在快速增強開始之後，此乾空氣隨著流場漸漸延伸至颱風的西南側(圖 3.4c、d)，但是颱風內核區域仍然保持高於 90%之相對溼度。由此可見，乾空氣在這段時期對於颱風內核結構及強度影響有限。

圖 3.5 為颱風所處環境垂直風切時序圖。在快速增強發生(2015 年 8 月 2 日 0600 UTC, 48 h)之前，風切值約在 3–7 ms^-1之間，為低至中等(weak to moderate) 的垂直風切，方向則具有東風分量(向西)，因低層處於間熱帶輻合區(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)中，高層受到高壓南側之偏東風影響。此時颱風具有非對稱結構，對流明顯集中於西側及西南側，亦即下風切及下風切左側(圖 3.6c)，符合先前研究對於風切環境下，颱風結構演變之敘述(如 Corbosiero and Molinari 2002)。

隨著風切減少，颱風開始快速增強(橘色區域)，從圖 3.6a 可看到颱風內核之上升運

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動趨於明顯，並於距中心 55 公里處內縮至 35 公里，伴隨著最大風速半徑(Radius of Maximum Wind, RMW)從 60 公里內縮至 40 公里。此外，颱風內核也從非對稱結構轉變成較軸對稱的型態(圖 3.6b)，有利於慣性穩定度增加，使加熱效率提升，

促進颱風中高層暖心之建構以及後續之增強(如 Schubert and Hack 1982; Vigh and Schubert 2009)。在前人研究中，Miyamoto and Takemi (2013)提到颱風結構之軸對稱化是快速增強的前兆，Chang and Wu (2017)也發現在颱風開始快速增強之後，颱風結構會趨於軸對稱。總體而言，颱風快速增強的發生時常伴隨著結構軸對稱化的過程。

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第四章研究結果 II – 敏感性實驗

4.1 颱風強度及結構演變

在本研究的敏感性實驗中，將限制 7 種不同徑向區域之海表熱通量(如圖 2.2)，

評估颱風強度、結構，以及內核特徵與參數的變化。圖 4.1 為所有實驗之颱風中心最低氣壓時序圖，所有敏感性實驗於控制組颱風(CTRL)快速增強前 24 小時(2015 年 8 月 1 日 0600 UTC, 24 h)開始執行。在 CTRL 快速增強(48 h)之前，所有實驗之中心最低氣壓並無太大差異，但就在 48 h 之後出現很大差別。10IC 及 15IC 終其一生傾向不增強，中心氣壓皆高於 980 hPa；20IC 則是波動式增強，但未達到快速增強之門檻。有趣的是，如果限制至少 2.5 倍颱風內核半徑(距中心 150 公里)以外之海表熱通量，亦即 25IC、30IC、40IC、50IC，颱風的快速增強現象反而不會消失，甚至比 CTRL 增強更快，直到敏感性實驗結束(t = 78 h)前皆有比 CTRL 低之中心氣壓。此實驗結果也顯示距中心 1 – 2.5 倍內核半徑(60–150 公里)之海表熱通量對於颱風增強(甚至快速增強)有很大的敏感性。

圖 4.2、4.3、4.4 分別為 48 h、60 h、72 h 之模式反演雷達回波。在 48 h 時，

10IC 沒有一個典型颱風的基本型態，只有零星對流出現(圖 4.2b)；15IC、20IC、

25IC、30IC 則於近中心處有非組織性之對流發展，但無明顯颱風眼及眼牆結構出現(圖 4.2c–f)；CTRL、40IC、50IC 的颱風結構比前者更有組織性，並有深對流圍繞於中心附近，已有初步眼牆結構及可辨識之中心無雲區(圖 4.2a、g、h)。隨著時間推進至 60 h，可看到 10IC 及 15IC 之對流變得更零星，仍沒有颱風樣貌(圖 4.3b、

c)；CTRL、20IC、25IC、30IC 則漸漸有眼牆形狀出現，但颱風中心東半側之對流相對於西半側較不旺盛(圖 4.3a、d–f)；40IC 及 50IC 之颱風發展速度領先其它所有實驗，已有相當紮實且軸對稱之眼牆深對流結構出現(圖 4.3g、h)。最後，當時間來到 72 h，10IC 及 15IC 仍然無法發展出颱風螺旋結構(圖 4.4b、c)，而其它敏感性實驗皆已發展出眼牆結構，甚至比 CTRL 發展的更為紮實鞏固(20IC 為例外，因其眼牆回波偏弱)，並有活躍度不等之螺旋雨帶發展(圖 4.4a、d–h)。由於所有敏感性實驗皆於颱風外圍區域限制海洋能量供給，因此螺旋雨帶發展相較於 CTRL 較不旺盛，隨著限制區域的內邊界愈靠近颱風中心而愈不活躍。

圖 4.5 為 24–78 h 這段時期之軸對稱平均切向風及垂直運動強度演變，可以

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看到 10IC 及 15IC 之平均上升速度大致不超過 0.6 ms^-1，且切向風無明顯(或些微) 增大(圖 4.5b、c)；CTRL 及 20IC 則有較前述兩個實驗大之平均上升速度，最大可到 1.5 ms^-1上下，並伴隨切向風明顯增大，已達到 Kaplan and DeMaria (2003)以風速定義之快速增強門檻(但 20IC 未達到 Holliday and Thompson 1979 針對中心氣壓定義之快速增強門檻，因此本研究不視其為快速增強個案)，在 48–72 h 期間風速增大約 25 ms^-1上下(圖 4.5a、d)；25IC、30IC、40IC、50IC 的切向風增大速率明顯較 CTRL 快，在 24 小時內增強至少 35 ms^-1，平均上升速度也較 CTRL 大，至少超過 2.7 ms^-1 (圖 4.5e–h)。此外，所有增強迅速的實驗在 48 h 後之最大風速半徑 (RMW)較 CTRL 略小，這個發現將於章節 4.2.5 做詳盡的分析。

除了觀察內核強度以外，颱風壯度(strength)及暴風半徑往往也是致災嚴重程度的重要指標之一。圖 4.6 為以強度、壯度為坐標之颱風發展路徑，可同時評估颱風內核及外核的發展狀況。橫軸為外核壯度(OCS, outer-core wind strength)，定義為距颱風中心 1 – 2.5 經緯度之間水平範圍的平均切向風(Weatherford and Gray 1988)，

縱軸為中心最低氣壓，可視為颱風強度。雖然隨著限制海表熱通量區域的內邊界愈靠近颱風中心，強度不會呈現單向變化，但壯度大致呈現單調遞減的狀態，與先前學者研究之綜合結果吻合。首先，Xu and Wang (2010)提到如果將內核以外(含外核區域與環境)之海表熱通量移除，會減少該區之對流不穩定度，進而使雨帶變得較不活躍(此結果同圖 4.2–4.4)。再者，Hill and Lackmann (2009)發現如果將低層環境濕度提高，颱風暴風半徑也會變大，因為低層變濕意味著對流不穩定變高，使雨帶對流更旺盛，導致外核區域平均位渦變大，亦即切向風變大、暴風圈向外擴張。

最後，Chan and Chan (2012)利用衛星資料進行統計，發現颱風壯度與暴風半徑有非常高之相關性(相關係數約 0.9)。因此，限制內核以外之海表熱通量會抑制颱風壯度的增加。

綜合以上結果，我們提出一個小結：限制外核區域之海洋能量供給會減少颱風壯度及暴風半徑，但強度方面，如果保留距中心 1.0–2.5 倍內核半徑之海表熱通量，颱風在快速增強時期反而比 CTRL 更強。接下來我們將針對所有敏感性實驗之颱風內核特徵做比較，以及探討部分颱風在限制海表熱通量下變得更強的原因。

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4.2 物理參數特徵

4.2.1 颱風內核次環流之強度差異

颱風快速增強與否，以及部分實驗之颱風比 CTRL 更強的機制，是本研究之重要主軸，因此探討快速增強前之颱風內核狀態有一定的必要性。圖 4.7 為在 CTRL 發生快速增強(48 h)之前，最大風速半徑(RMW)附近之 CTRL 次環流，以及所有敏感性實驗與 CTRL 之間的次環流差異。在 CTRL 實驗中，位於 0.7–1.4 倍 RMW 區域之上升運動最為明顯，並於 0.5 倍 RMW 以內之區域有中高層下沉運動，因此以半徑－高度圖來說，在 RMW 內有逆時針之次環流(圖 4.7a)。從 10IC、15IC、

20IC、25IC 分別與 CTRL 之間的次環流差異來看，可發現在 0.7 倍 RMW 以內之中高層區域有垂直運動向上的差異，且在 CTRL 上升運動最明顯的區域(0.7–1.4 倍 RMW)有下沉運動的差異，亦即較弱的上升運動，代表次環流較 CTRL 弱(圖 4.7b–e)。而於 30IC、40IC、50IC 分別與 CTRL 之間的次環流差異來看，則發現在 CTRL 上升運動最明顯的區域(0.7–1.4 倍 RMW)仍有上升運動的差異，亦即上升運動比 CTRL 更強(圖 4.7f–h)。上述提到之現象以及各實驗之強度變化(如圖 4.1) 顯示，颱風後續是否顯著增強與當下 RMW 附近之上升運動有一定的關聯。事實上，RMW 附近之上升運動除了有利於潛熱釋放以外，也使外面較高之絕對角動量向內輸送，導致颱風增強。Rogers et al. (2013)也支持此論點，並提到在 RMW 以內之強烈上升運動對於增強速率較快的颱風扮演重要角色。

圖 4.8 同圖 4.7，但時間為 CTRL 發生快速增強(48 h)之後。相較於 48 h 之前 (如圖 4.7)，所有敏感性實驗與 CTRL 之間的次環流差異趨於明顯。此外，在比 CTRL 強之實驗中(例如 40IC、50IC)，除了可看到 RMW 內側(0.7–1.0 倍 RMW)有較強之上升運動以外，在 0.7 倍 RMW 以內大致有垂直運動向下的差異。特別注意的是，在 CTRL 實驗中，0.7 倍 RMW 以內之中高層也大致為下沉運動。這意味著在颱風中心附近，40IC 及 50IC 之中高層下沉作用較強，有利於暖心結構建立。

探討次環流差異之後，可進一步評估各種不同強度之垂直運動隨高度的統計分布。由於先前研究指出，靠近颱風中心之對流爆發(convective burst, CB)對於颱風急遽增強扮演重要角色(如 Heymsfield et al. 2001; Chen and Zhang 2013; Wang and Wang 2014)，因此在 48 h 之前，我們採用 Chang and Wu (2017)對於 CB 的定義

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(700–300 hPa 平均垂直速度大於 5 ms^-1)進行每個網格點的判定，並在最大風速半徑(RMW)內選定 5 個 CB 網格點較多的時段平均後畫出高度頻率分布圖(contoured frequency by altitude diagram, CFAD)，亦即圖 4.9。在 10IC 及 15IC 終其一生皆不增強的實驗中，可看到垂直運動在各個高度皆不活躍(圖 4.9b、c)。相較於上述兩個實驗，其它實驗之中層或高層上升運動較強，並有 0.1%色階跨越 12 ms^-1、0.5%等值線跨越 6 ms^-1門檻的統計特徵(圖 4.9a、d–h)。因此，颱風後續的增強狀況與 CB 活躍期之 RMW 內上升運動強度有一定的關係。

圖 4.9 明顯辨別後續增強與不增強之颱風在垂直運動上的差異，但仍無法清楚解釋部分實驗之颱風比 CTRL 更強的原因。圖 4.10 為 25IC、30IC、40IC、50IC 分別與 CTRL 之垂直速度的高度–頻率分布的差異，可以發現在中層的部分(約 5–

10 公里高)，所有比 CTRL 還要強的颱風在 48 h 前皆有較強的上升運動，有利於釋放更多潛熱，並增強低層渦旋。此外，高層(約 12–14 公里高)也有比 CTRL 更明顯之下沉運動，促進中高層暖心的發展。然而，須特別留意的是，CB 之判定取決於中層上升速度(i.e., Chang and Wu 2017)，因此 CB 所佔比例之差異會直接影響中層上升運動之差異，而 CB 所佔比例則標於各圖右下角(灰字為 CTRL 之 CB 佔比、

紅字為各敏感性實驗之 CB 佔比)。除了 50IC 以外，25IC、30IC、40IC 之 CB 佔比皆高於 CTRL，因此中層上升速度傾向較強，符合圖 4.10 所述。

4.2.2 颱風內核非絕熱作用與暖心結構差異

上升運動的強弱也決定了非絕熱作用的差異，圖 4.11 即為 36–48 h 時間平均 (CTRL 發生快速增強前)之慣性穩定度及非絕熱加熱的徑向及高度分布。在 10IC 及 15IC 中，非絕熱作用非常微弱(圖 4.11b、c)；20IC 及 25IC 則有較明顯之非絕熱加熱，主要落在 0.75–1.25 倍 RMW 的區域(圖 4.11d、e)；而從 30IC、40IC、50IC 中，可看到總體之非絕熱加熱較 CTRL 明顯(圖 4.11f–h)。此外，除了 10IC 以外，

其它敏感性實驗主要加熱位置之慣性穩定度皆比 CTRL 高，代表羅士比變形半徑 (Rossby radius of deformation)較小，能量不容易以波動形式傳出颱風區域，使颱風增強更有效率，符合 Schubert and Hack (1982)及 Vigh and Schubert (2009)在理論模型中對於加熱效率之論述。簡而言之，增強速率比 CTRL 快之實驗皆於 48 h 之前有較高之加熱效率，或非絕熱加熱作用較強，甚至前述兩個條件兼具。

上升運動造成之水氣潛熱釋放，其中一部分直接導致颱風中高層暖心的形成，

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圖 4.12–4.14 顯示了當 CTRL 進入快速增強時期(48–72 h)之所有敏感性實驗暖心建構過程。在 48 h 時，10IC 在 3–7 公里高(中低層)之颱風內核有初步的暖心結構，但高層則無明顯暖化現象(圖 4.12b)；其它實驗則於中層、高層皆有初步的暖心建構，溫度比環境高 6–10 度(圖 4.12a、c–h)。隨著時間演進至 60 h，所有實驗漸漸可依照暖心結構分為兩組：只有中低層暖心的 10IC、15IC、20IC(圖 4.13b–

d)以及同時有中低層與高層暖心的其它實驗(圖 4.13a、e–h)。當時間來到 72 h 時，

可以看到 10IC 及 15IC 的暖心結構發展停滯，甚至有減弱的跡象(圖 4.14b–c)；

20IC 已開始發展高層暖心，但強度明顯較 CTRL 弱(圖 4.14d)；25IC、30IC、40IC、

50IC 則有愈形明顯之暖心結構，並且強度較 CTRL 強(圖 4.14e–h)。所有敏感性實驗之暖心寬度皆較 CTRL 窄，因 CTRL 在發展時期之對流上升位置較其它實驗遠離中心(如圖 4.2–4.5)，造成中心附近沉降範圍較大。特別注意的是，在經歷過快速增強的颱風暖心結構中，可看到兩個擾動溫度極大值出現於高度 2–8 公里(低、

中層)以及 13–15 公里(高層)，這種現象於 Chang and Wu (2017)有定量之分析，利用溫度收支發現中高層暖心的形成機制以軸對稱垂直位溫平流為主，亦即高層之高位溫向下輸送；而低層暖心除了由軸對稱垂直位溫平流貢獻之外，水平擾動位溫平流也扮演重要角色。所有實驗可依照高層暖心之有無分為兩組：10IC、15IC、20IC (沒有高層暖心)以及 CTRL、25IC、30IC、40IC、50IC (有高層暖心)。此分組結果與快速增強之有無完全相同，亦即經歷過快速增強的實驗除了可見中低層暖心以外，也有明顯之高層暖心建構。兩者之關係可用靜力平衡觀點解釋，其方程式經高度積分後為：

P_s = P_texp (^𝑔𝐻^𝑡

𝑅_𝑑𝑇̅̅̅_𝑣) (4-1),

其中P_s為海平面氣壓，P_t為模式頂端氣壓(設定為 30 hPa)，𝐻_𝑡為模式頂端高度，𝑅_𝑑為理想乾空氣常數，𝑇̅_𝑣為海平面至模式頂端之整層空氣柱平均虛溫。如果颱風中心有暖心建構，亦即空氣柱增暖(𝑇̅ 變大)，則在_𝑣 𝐻_𝑡幾乎不變的前提下，且不考慮非靜力平衡因子，中心海平面氣壓(P_s)會下降。因此，以平衡動力來說，快速增強的颱風會伴隨暖心的迅速建構。