newlifesean

　　Gary在1968年研究中所提出的熱帶氣旋形成條件中，提到了SST>攝氏26度為其中之一的條件，原因無他，乃是由於高海溫條件下的熱帶海洋有助於提供潛熱通量上傳，有助於初始積雲對流形成並在適當情況下進一步成為擾動。

    　事實上早在1948年知名學者Palmen的研究中就提到了上層海洋溫度必須夠暖才能使海洋維持足夠能量以提供濕對流給大氣，在當時尚未了解大致的數值為何，直到Gary在1968年研究中提出的26度概念方才明白，後來為了更進一步的計算海洋中>26度的水層厚度所具有的熱含量大小對於低層大氣不穩定度的影響，在Leipper and Volgenau (1972)的研究中定義了一個相當重要的參數：“海洋熱含量(Ocean Heat Content)”簡稱OHC，定義如下：

OHC

（Cp為定壓比熱(常數)，ρ為海水密度(一般為常數)，D26為26度等溫線的厚度，T(z)為海表面溫度(SST）），乃是海表面溫度與26度之溫差對26度暖水層厚度的積分(若版上的朋友們沒學過微積分沒關係，基本上可將此數值看成”溫度≧26度的海洋暖水層厚度”即可)，理論上當≧26度的海洋暖水層厚度越厚，或海表面溫度(SST)越高，海洋的OHC值越大，越有利於熱帶氣旋生成或增強，由於考量到此數值和熱帶氣旋生成發展之關係，有學者亦將此值稱為”熱帶氣旋熱潛勢”( Tropical Cyclone Heat Potential (TCHP))，單位：KJ/cm²。

　　對於TCHP而言，考慮海表面溫度與26度線的溫差乘上≧26度的海洋暖水層厚度兩個變數，由於SST一般甚少超過32度，而暖水層厚度往往動輒達百公尺，變化單位也常常≧數十公尺，故暖水層厚度值才是影響TCHP大小的主因。

    　因此比起直接看SST分布，看TCHP分布更能客觀反映出海洋條件對於熱帶氣旋的生成發展之影響為何，畢竟海洋是有厚度的對吧。下面就是NOAA對於西太平洋海域觀測之TCHP日變化分布圖：
http://www.aoml.noaa.gov/phod/cyclone/data/np.html　(左上角那張)
(右上角是26度等溫線的厚度分布，右下角則是海表面溫度分布，左下角則是海表面高度(SSHA)，海高的應用將會在接下來介紹) 。

　　因此在颱風與海洋交互作用過程中，上層海洋熱力結構對於熱帶氣旋影響的類型與程度，必須透過了解此交互過程中TCHP的變化來加以探討，經過學界長期以來對於熱帶氣旋海氣交互作用的研究，在熱帶氣旋強度發展過程與海洋熱含量變化的關係上，目前主要探討以下數種過程：

1.颱風引發上層海表面冷卻作用對於海洋熱含量之影響。
2.海洋前置條件(渦漩，洋流)對於海洋熱含量之影響。
3.其他大氣運動系統(例如ITCZ)對於海洋熱含量之影響。

    在接下來的文章中將初步說明現有研究對於上述三種過程的探討。


----------------1.颱風引發上層海表面冷卻作用對於海洋熱含量之影響----------------

A.颱風引發海表面冷卻之機制：

       颱風因其強勁風力以及所經過海域的熱力結構不同，乃至於颱風的移速快慢雲系遮蔽等原因，常常在經過海域留下大片的冷水區，此種因颱風引發的大範圍海表面溫度冷卻區域稱為”Cold Wake”，如下圖所示2013年蘇力颱風侵台期間在日本南方海面留下的Cold Wake：

蘇力Cold Wake

圖片來源： Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory (AOML), NOAA.


       颱風引發的海溫冷卻機制近年來已經被科學家利用觀測資料分析以及數值實驗歸納出幾個比較重要的因素，以下利用Shay(2009)之研究中對於颱風引發的海洋冷卻機制效應作一簡單介紹：

SST cooling效應

圖片來源：Shay(2009)

以上圖(b)說明：

1.流切逸入作用(Shear-driven entrainment heat fluxes)：即圖中位於颱風中心右側的mixing作用，此作用只能位於颱風中心右側，原因後述，在所有颱風海洋交互作用之能量收支過程中，此效應最重要，在一次颱風經過海洋的交互過程中此效應約造成60~85%的能量耗散，也是最主要的TCHP消耗作用以及海溫冷卻機制的主要成因。

2.海表面熱通量上傳(Seasurface heat flux)：即圖中左上Q₀，在一次颱風經過海洋的交互過程中此效應約造成5~15%的能量耗散，是較其次的TCHP消耗作用以及海溫冷卻機制。

3.Ekman抽吸作用引發湧升流(upwelling)：即圖中下方冷湧升流(upwelling)作用，此機制乃是由颱風風場引發之艾克曼抽吸作用所致 ，詳細機制後述，在一次颱風經過海洋的交互過程中此效應約造成5~15%的能量耗散，同樣是較其次的TCHP消耗作用以及海溫冷卻機制。

       在颱風與海洋交互作用產生海溫冷卻的過程中，上述三個不同機制中以風場造成的變化為主，也就是流切逸入作用和Ekman抽吸作用引發湧升流兩種機制為主要造成海溫下降的機制，熱通量傳送相對影響較小，下面遂針對Price(1981)中利用浮標(buoy)資料以及三維海洋數值模式對熱帶氣旋引發海表面冷卻機制當中，對於流切逸入作用和湧升流機制兩者與熱帶氣旋移速關係以及對SST cooling的機制過程之差異做歸納。在了解移速和上述兩機制的關係之前，首先來看看兩種機制的差異為何。

a.流切逸入作用：
下簡圖描述一海域在颱風經過的流場變化過程，AB兩點為固定不變的參考點，位於颱風中心路徑左右兩側，紫箭頭為海表面洋流場，紅箭頭為北半球颱風氣旋式風場，描述颱風中心通過兩參考點間流場變化和風場的關係，對海溫冷卻機制的影響。




Time=1：
AB兩點位於颱風中心前左右兩側，感受到颱風氣旋式風場作用使表層洋流和颱風風場一致。

Time=2：
AB兩點位於颱風中心左右兩側，颱風正在通過兩者之間海域，此時AB兩點之洋流受科氏力作用(北半球向右)發生偏轉，A點洋流偏轉後仍和颱風風場同向，B點洋流偏轉之後卻開始呈現颱風風場不一致的狀況。

Time=3：
AB兩點位於颱風中心後兩側，颱風已離開兩者之間海域，AB兩點之洋流受持續科氏力作用(北半球向右)發生偏轉，A點洋流偏轉後仍和颱風風場同向，B點洋流偏轉之後卻呈現颱風風場反向的狀況。

結論：
此效應最終使得颱風路徑右側的海域洋流始終和颱風風場保持同向的狀況，故洋流和風場同向疊加．產生放大作用，導致流場增強，故表層流場和下方流場產生類似大氣中"垂直風切"的"流切"，在水中，此種流切作用會產生混合作用，如下圖：



此作用將低層較冷的海水向上混合進颱風右側的上層海洋中，產生位於路徑右側的SST cooling作用，並同時加厚混合層(海洋中溫度和鹽度在垂直向近乎穩定不變的水層)，而左側則因為洋流和風場反向，故互為抑制，無洋流的放大疊加作用，故無混合導致的SST cooling作用，右側冷卻如下圖(橫向為路徑)：


圖片來源：D' Asaro et al.(2007)

一般而言在一個穩定前進的熱帶氣旋路徑上所造成的海溫冷卻機制及能量耗散主因，以路徑右側流切逸入作用為主。

b.Ekman抽吸作用引發湧升流(upwelling)：
所謂的艾克曼抽吸作用在大氣中乃是由於近地邊界層至自由大氣間摩擦力向上遞減，若此時自由大氣風場呈現氣旋式渦度，則在邊界層內因摩擦力向上遞減，氣旋式渦度向上增加，遂產生一股向上的抽吸上升作用，此即Ekman Pumping(艾克曼抽吸)作用，有助於邊界層內質量上傳。

在海洋中，此作用乃是由於風場作用在海表面一段長時間後，使得洋流充分感受到風場的驅動作用，產生出風生洋流，並將質量水平傳送，並藉由Ekman Pumping引發下方冷湧升流(upwelling)向上補充流失之質量，不過在海洋中，風場方向不等同於質量傳送的方向，而是指向風場的右側，此種海水質量向風場右側傳輸的效應又稱"Ekman Transport"，詳細機制有興趣者可參考James R.Holton所著之An Introduction to Dynamic Meteorology (5th edition)： Chapter 8 - ThePlanetary Boundary Layer，海洋內受風場驅動之Ekman Transport概念如下圖：

圖片來源：維基百科

而對於颱風要藉由Ekman Pumping引發下方冷湧升流(upwelling)產生SST cooling作用，則颱風必須走得相當緩慢甚至呈現滯留在原地，才有機會使氣旋式風場作用上層海洋的時間夠長，產生Ekman Transport作用使得洋流質量向風場外圍(即風場切線方向右側)輻散排開，如下二圖：(藍色為颱風風場，紅色為洋流方向)


(修改自Shay(2009))

故可知此效應將會引發低層冷海水向上湧升產生SST cooling，進一步削弱該海域的TCHP，使經過或滯留於此海域的颱風減弱，如下圖2004年大西洋颶風Jeanne在佛州外海打轉滯留產生的SST cooling效應並因此減弱的過程：


圖片來源：http://www.rsmas.miami.edu/

一般而言在一個緩慢移動或打轉的熱帶氣旋路徑上所造成的海溫冷卻機制及能量耗散主因，以湧升流機制作用為主。

小結：對於滯留打轉或慢速移動的颱風而言，其引發之海溫冷卻效應將以Ekman Pumping引發下方冷湧升流(upwelling)產生SST cooling作用為主，範圍及冷卻程度較大且不限於路徑上某些區域，對於一般以駛流導引穩定前進的颱風而言，以流切逸入作用產生SST cooling作用為主，範圍及冷卻程度較小，呈帶狀分布於路徑右側。

B.颱風引發海表面冷卻之機制與移速關係及其對TCHP影響：

    　由前述相關研究及觀測個案分析歸納，大致將颱風引發上層海表面冷卻機制分成上述兩類，而在接下來的部分則回顧Price(1981)中利用浮標(buoy)資料以及三維海洋數值模式對熱帶氣旋引發海表面冷卻機制當中，對於流切逸入作用和湧升流機制兩者與熱帶氣旋移速關係以及對SST cooling的機制過程之差異分析：


圖片來源：Price(1981)

　　由Fig.25可以看到，快速(16m/s)及慢速(4m/s)移動的颱風其所產生之湧升流作用厚度和混合層(ML)的加深程度是有所不同的，對於慢速移動的颱風作用於海面作用時間長，產生湧升作用之厚度也較厚，顯示湧升流較強作用範圍較大，也因此將大量低層海水上帶加強混合作用，混合層厚度更進一步加厚至超過100m，反之快速移動的颱風引發之湧升作用及混合層增厚作用均不明顯。

　　Fig.26則是不同移速的颱風之海溫冷卻機制程度以及分布，可以發現約以4m/s為界，低於此移速的熱帶氣旋造成海溫冷卻機制多為湧升流作用為主，海溫下降幅度大且橫跨路徑兩側區域，大於此移速者造成海溫冷卻機制多為流切逸入作用為主，海溫下降幅度小且集中路徑右側區域。

小結：Price(1981)的研究中找出了熱帶氣旋所造成海溫冷卻機制差異與移速的關係，並得到了一個區分兩者機制以何者為主的臨界移速：4m/s(14.4km/h)，小於此速度者以以橫跨路徑兩側湧升流作用為主，反之以集中於路徑右側的流切逸入作用為主。         
       而在Lin et al.(2009)的研究中，針對達到五級颱風的熱帶氣旋其移速與冷卻程度和所需之TCHP大小作了一系列的探討：


(上ab二圖來源：Lin et al. (2009a)，下ab二圖來源：Lin et al. (2009b))

       在上ab圖當中針對不同暖水層厚度下所能支持一個颱風從Cat1~5這當中的海溫冷卻程度，Uh是移速，顯示有十種不同移速的颱風增強到Cat5對海洋造成的冷卻程度，移速越快者，作用在海洋的時間越短，不容易引發大規模的冷卻機制，反之越慢者冷卻程度越大，而海洋本身暖水層厚度也有影響，上圖ab兩組分別為氣候平均值和較高值的海高度距平(SSHA)，此數值越高一般代表海洋的暖水層越厚，對於同樣移速強度的颱風，抵抗颱風引發海溫冷卻機制的效果越佳，亦即有較高含量的TCHP，較有利颱風增強。

　　下ab圖則是對於同樣達到Cat5的颱風而言，移速大小和能支持其發展到Cat5的暖水層厚度(D26)最低值，越快速的颱風，達到Cat5所需的暖水層厚度越薄，反之越深，均說明了移速不同所引發的海洋冷卻機制及規模，以及所對應的海洋暖水層厚度，均影響颱風所能發展的最大強度，簡言之，以達到同樣的強度而言，移速越快的颱風，所需的暖水層越薄，移速越慢的颱風，所需的暖水層越厚，在Lin et al.(2009)的實驗中也歸納出了對於慢速移動(小於6m/s)的颱風而言，增強到Cat5的過程中路徑上環境連續提供平均所需的TCHP約100KJ/cm²，反之對於快速移動(大於6m/s)的颱風而言，增強到Cat5的過程中路徑上環境連續提供平均所需的TCHP約60KJ/cm²，顯示不同移速造成的冷卻程度差異將反過來影響達到極端強度之颱風之增強過程所需的能量。而在 Gallacher et al. (1989)的研究中也發現一但颱風引發的海溫冷卻程度大於2.5℃，海洋將無法提供颱風能量使其增強。


-----------------2.海洋前置條件(渦漩，洋流)對於海洋熱含量之影響-----------------

先介紹一些專有名詞：

海洋內的三層結構：混合層(Mixed Layer)，躍溫層(Thermocline)，深層(Deep Later)，如下圖所示：

圖片來源：http://www.windows2universe.org/earth/Water/temp.html（以原圖做部分修改）

　　混合層乃是指表層海洋中受風場等因素作用產生海水垂直混合，導致溫度在此層內垂直均勻分布且大致上和SST相同的一層，下方最底層為深層，為一層較為冰冷且鹽分密度較高的海水，佔海洋中的大部分，深層和混合層之間的過渡地帶為躍溫層，此層內溫度大幅下降，鹽度密度增加為主要特徵。

      一般來說混合層厚度越厚的地方，26度等溫線的深度亦越深，亦有較高的TCHP值，同時對於抵抗颱風引發海洋冷卻機制的能力亦較佳，比較2013年蘇力與尤特兩個強度移速相仿的颱風之SST cooling效應與其經過海域在颱風尚未經過時之26度等溫線的深度，發現由於菲律賓東方海面之26度等溫線的深度較深，亦即有較深混合層(暖水層)，有效抵抗颱風之冷卻效應，如下組圖所示：(紅色框框內為颱風路經海域)


(左二圖為尤特和蘇力通過後引發之海洋冷卻效應，右二圖為兩颱風形成前該海域的26度等溫線深度)
圖片修改及來源：Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory (AOML), NOAA.

海洋內的渦旋：暖渦(Warm core ring, WCR)和冷渦(Cold core ring, CCR)，為一種受洋流，風場或洋底地形影響使海流產生旋轉，形成的中尺度渦旋，在世界各地的大洋中廣泛分布，如下圖NASA 利用洋流與溫度資料作處理呈現出海中渦旋及溫度之分布圖：


圖片來源：http://svs.gsfc.nasa.gov/vis/a000000/a003900/a003912/index.html

　　海洋不是平靜的，即使是在波濤洶湧的洋面下也是，洋流，風場或地形因素產生的渦旋，廣泛分布在大洋中，就如同大氣中的高低壓一樣，依渦旋熱力結構與性質有暖渦與冷渦的差異，一般以混合層厚度以及其內的垂直運動方向作為暖渦與冷渦的區分，如下圖所示：


圖片來源：http://www.geol.sc.edu/cbnelson/eddy/eddy.htm

　　如上圖所示，暖渦是指混合層(或暖水層)厚度較厚的渦旋，冷渦則是混合層厚度較薄的渦旋，此熱力性質亦和其動力性質有關，對暖渦而言其猶如海洋中的高壓般，由於暖水層厚度較厚，並伴隨順時鐘運動將質量輻合內聚，垂直方向有較大質量，故容易產生下沉作用抑制湧升流，並維持暖厚的熱力結構，猶如高壓在大氣層頂的表現；而冷渦猶如海洋中的低壓，暖水層厚度較薄，並伴隨逆時鐘運動將質量輻散外傳，垂直方向質量小，故有湧升流補充流失質量，並維持冷薄的熱力結構，猶如低壓在大氣層頂的表現。故可知暖渦伴隨較厚的混合層和較深的26度等溫線，故有較高TCHP，反之冷渦伴隨較薄的混合層和較淺的26度等溫線，故有較低TCHP，這些渦旋在海洋中常常與熱帶氣旋不期而遇，當颱風經過其上方時，常常因其較外圍環境不同的熱力性質而對颱風發展有深遠的影響。

　　談到海洋渦旋就得說明一項目前廣泛應用判別渦旋分布的資料：海平面高度距平(Sea Surface Height Anomaly, SSHA)，此項資訊乃是由衛星觀測海面高度分布隨時間變化，減去該海域的海高氣候平均值所得，前述提到冷暖渦有差異甚大的混合層厚度，因此一塊區域內有低於或高於周圍平均的混合層厚度，意味著該區的水層相較於周圍環境有明顯的質量變化，將會反映在海表面高度上，形成高高低低一團一團起伏的海高變化區，這些區域就往往反映了該區域下方的海洋渦旋種類，高者為暖渦，低者為冷渦，可說是用以判斷渦旋分布的直接訊號，據統計，海面高度每變化10公分，意味著混合層厚度變化30公尺，下圖為2013年8月24日西北太平洋地區的海高距平分布，可以看到當時在台灣東方和東南方海面分別存在一個海洋冷渦及暖渦：


圖片來源：Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory (AOML), NOAA.

        海洋渦旋對於熱帶氣旋的影響，近年來已被科學家利用觀測資料分析以及數值實驗模擬發現並探討其熱力性質與颱風發展過程的關係，在北大西洋及西太平洋，寬廣的海域孕育出許多的熱帶氣旋，在這些熱帶氣旋生成發展的過程中常常遇上海洋渦旋，依渦旋性質不同而對熱帶氣旋強度有不同的影響，在北大西洋以及西太平洋，渦旋的生成常常和洋流有關，下為全球洋流示意圖：(途中紅色框框為北大西洋-墨西哥灣易生成海洋渦旋的區域，紫色框框為西北太平洋兩個易生海洋渦旋的區域)


圖片來源：http://oceanmotion.org/html/background/wind-driven-surface.htm

　　以大西洋為例，在北大西洋中有一條沿墨西哥灣－北美東岸北上的"灣流(Gulf Stream)"，此暖流在墨西哥灣內常產生大幅度偏轉形成"套流(Loop Current)"在墨西哥灣內的套流部分，以及北上的灣流，常常因為"截斷"作用形成海洋渦漩，如下二圖所示：


圖片來源：http://www.geol.sc.edu/cbnelson/eddy/eddy.htm ,
                  http://sanibelseaschool.org/blog/2010/05/21/what-is-the-loop-current/

　　而在墨西哥灣，由於灣流在此區域大幅回轉型成的套流，也常常發上同上述過程的截斷作用，在墨西哥灣內形成渦旋，由於套流本身亦是高溫的灣流一部分，故常常在此區域形成海洋暖渦，含有高TCHP的區域常常使颶風在行經這些暖渦或套流上方時大幅增強，最有名的例子就是2005年的Katrina和Rita颶風，根據海洋資料顯示，在兩者快速增強的過程，均行經暖渦或套流等含有高TCHP(OHC)區域，暖厚水層抑制了颶風引發的海溫冷卻作用並提供足夠能量使颶風快速增強，過程如下圖(圖模糊請見諒)：


圖片及相關資料引用來源：Scharroo et al. (2005); Shay (2009); Jaimes and Shay (2009)
             　　　　
　　由上圖顯示兩颶風再經過套流及其延伸截斷的暖渦區域時，均伴隨著氣壓快速下降的增強過程，對應此時的海洋條件均含有高OHC(100 KJ cm^-2 以上)，且SST幾乎無冷卻變化，足見暖渦對其增強助益。

　　而在西北太平洋，有黑潮，向東的北赤道(副熱帶)逆流，向西的北赤道洋流等洋流交互作用，海洋渦旋的成因和北大西洋不盡相同。在西北太平洋有兩個主要的渦旋集中區域，一個是位於日本東方海面的北方渦旋集中帶(Northern Eddy Zone；NEZ)，乃是黑潮向延伸(30~40^∘N，140~180^∘E )所形成。而在南邊的海洋渦漩集中帶(Southern Eddy Zone；SEZ)，則是位於副熱帶逆流區(18~25^∘N，122~160^∘E)，乃是因向西的北赤道洋流(north equatorial current)和向東的副熱帶逆流，兩股流向相反的洋流之間產生動力不穩定所致。如下圖所示：


圖片來源：Lin et al.(2005)

       由上圖可知位於南方的SEZ和颱風生成發展區域重疊，因此這個區域內的海洋渦旋和熱帶氣旋的交互作用十分受到重視，在Lin et al.(2005)的研究中分析了2003年的Maemi颱風，研究其生成發展過程中海洋扮演的角色，結果發現在Maemi發展過程中經過了一個海洋暖渦，此暖渦效應抑制了颱風引發的海洋冷卻機制並提供大量的TCHP使其發展，使Maemi在經過暖渦期間迅速增強成Cat.5的颱風，如下圖：


圖片來源：Lin et al.(2005)

　　在稍後的研究中，Lin et al.(2008)則針對了過去西太平洋一些快速增強至Cat.5颱風之海洋環境做分析，發現在這些颱風增強過程中均有經過海洋暖渦，受其深厚暖水層所致得以快速增強，在研究中，針對這些海洋暖渦對於熱帶氣旋的強度增益作用，則以"boosters(推進器)"的概念形容之，如下圖所示：


圖片來源：Lin et al.(2008)

　　簡單來說，在不考慮外在其他環境條件之下，單純考慮暖渦對熱帶氣旋作用，就是大補丸啦，亦可推測，冷渦應該是地雷.......

--------3.其他大氣運動系統(例如ITCZ或季風槽)對於海洋熱含量之影響---------

       最後來談談其他大氣系統對於海洋熱含量的影響。

       在熱帶海洋上，除了颱風，東風波，高空冷渦等天氣系統外，最為顯著的系統當屬ITCZ了，ITCZ(間熱帶輻合帶)，乃是由南北半球信風帶在低緯熱帶地區輻合形成的狹長低壓區，在夏季時常常可以看到出現在夏半球低緯地區，其內低壓性質，加上有高海溫，旺盛的跨赤道水氣輻合，常常升成熱帶擾動並在適當的情況下發展成熱帶氣旋。

　　在夏半球的低緯ITCZ常常維持一段時間，在西太平洋和東太平洋有不同的分布特徵，在西太平洋的低緯洋區常常呈現雙對稱分布，冬半球弱夏半球強，而東太平洋的ITCZ僅分布於北半球低緯熱帶洋面，原因乃是由於此區為沃克環流下沉區，低層赤道一帶因此出現偏東風，因此引發底層湧升流，使得祕魯外海出現狹長的低海溫區域，稱之為"冷舌(Cold Tongue)"，受限於上述因素，東太平洋僅北半球低緯易存在ITCZ，故亦又稱NITCZ。

　　ITCZ的涵蓋範圍往往長達數千公里，其內旺盛持續的對流作用產生的大範圍且持續的降水，對於上層海洋熱力結構的影響，近年來已有科學家開始重視並加以探討，在Shay et al.(2010)的研究中已有初步探討，由於東太平洋ITCZ廣大持續的降水區域，會使上層海洋的鹽分淡化，和下方較深層的海洋間的密度差異加大，形成上層海洋密度更小，下層海洋密度不變的"層化現象"，在水中一旦出現這種分層狀況，便會使整層水體變得更加穩定不易有垂直運動，可以想像成"上輕下重"的分層流體，若是有外力想將下方密度較大較重海水舉升上來到密度較小較輕的海水層，較重的海水勢必更容易下沉回原位，故如同大氣中的逆溫狀況一般有穩定大氣不使大氣產生對流的作用，海洋裡因鹽分分層產生出的海水層化效應同樣有抑制垂直運動及紊流的趨勢，東太平洋上層海水淡化產生分層性引發的穩定度分布如下圖(色階越淺，層化程度越高)：
      

圖片來源：Shay et al.(2010)

       考慮了層化效應，因此上層海洋更不容易有垂直紊流發生，亦即在颶風經過這些層化海域時，路徑右側的"流切逸入"作用造成紊流混和使得海溫下降的機制，將因此被抑制住，因此若是將分層作用造成的潛在影響加以考慮，這些海域抵抗颶風引發海溫冷卻作用的能力就越強，因此維持一定暖水層厚度的能力及時間就越強，比起無層化作用的海洋更能持續提供TCHP(OHC)給熱帶氣旋使其得以增強，此時的上層海洋的能量耗散過程及以海氣熱通量以及風場帶來的蒸發效應為主(若熱帶氣旋無明顯滯留的話)，因此能量相對消耗較慢，故在Shay et al.(2010)的研究中提出了新的OHC計算方法，新方法考慮了若是有大範圍降水的層化海域，層化的潛在作用將有助提高該海域的OHC值，亦即有層化現象的海域有較高的OHC值使熱帶氣旋得以進一步增強並抑制海溫冷卻作用，此種OHC被稱為"equivalent OHC (相當海洋熱含量), OHC_E"，詳細計算公式及原理請參照Shay et al.(2010)內之介紹以及James R.Holton所著之An Introduction to Dynamic Meteorology (5th edition)：Chapter 2 - Basic Conservation Laws內關於流體浮揚震盪頻率的概念，考慮層化效應之OHC_E值如下圖，較不考慮層化效應者為大：


圖片來源：Shay et al.(2010)

      由上圖所知OHC_E較一般OHC高，在有層化效應明顯的海洋，例如ITCZ或季風槽等大尺度熱帶系統涵蓋之區域，且涵蓋該區域的時間較長之下，或許可將此效應考慮進來了解該海域熱力條件對於熱帶氣旋強度的影響。



感想：
　　看到這裡的朋友，謝謝你，這麼長的文章或許對一些初學的氣象迷而言或許比較困難，有疑問者請盡量提出。

打了這麼多其實是要推廣TCHP(OHC)的概念以及應用價值啦，由於海洋是有垂直結構變化的，所以單看表層海溫SST其實是會忽略某些訊息，設想一個狀況，要是某個海域的海溫高達攝氏32度，在大氣環境條件允許的狀況下使得某個幸運兒在此迅速增強成Cat.5，正當風迷們看CI值看得正起勁時，沒想到此海域的的D26深度只有50m，且沒有甚麼層化效應，那麼在此增強的颱風風速也增加了，因此產生出更強的流切逸入作用引發出更顯著的海溫冷卻作用，反過來削弱剛剛受惠於高海溫增強的強度，結果又回到原先的強度........假如移速很慢或滯留更糟糕......雖然這只是猜想，目的只是要傳達出海洋的整體熱力結構性質其實相較於表面溫度，更能反應出一個海域對於颱風強度的影響，OHC的概念目前在學界已經被廣泛應用在探討颱風海氣交互作用的熱力過程上，若是能推廣到颱風的強度預報上，也許是一個不錯的方向。 　　還有，不要看到颱風路徑前方SSHA高起來就興奮XD，大氣環境好壞才是真正左右颱風強度的主導因素，海洋是相對其次且較被動的，暖渦在前，但垂直風切大，也沒啥用，該減弱還是會減弱。 　　(提醒：暖渦冷渦的區分是以混和層厚度為準，且是相對的概念，渦旋內的溫度未必很高或很低，有可能在海面上SST分布是察覺不出來的，目前一般常用的方法都是以衛星遙測所得到的SSHA資料為直接判斷之依據，因此暖渦冷渦的意思，並非指某個渦旋內水溫很高或很低，千萬別被字面意義誤導了)

　　大家參考看看囉，描述錯誤有問題歡迎提出^^

kbty245

1969年的卡米爾颶風，就是因為沿著套流北上，才會出現165kts 901mb的強度。根據數值模擬，若當時卡米爾沒有沿著套流或者是左右搖擺的幅度超過80公里，海洋交互作用將會大幅度抑制卡米爾的強度到每秒45公尺左右
海洋交互作用其實一直是左右熱帶氣旋強度的一個重要因素，只是常常都被人忽略了

開梅

這在歷史上有很多例子，如1992年寶莉颱風在台灣近海騷擾近一星期，偌大的季風低壓將台灣東南東方海域的海溫攪和的十分低，導致幾天後強烈颱風歐馬行經此海域時強度不斷銳減，只以中度颱風的底限登陸台灣，新聞為此還特意提起。
另一例是2002年辛樂克颱風，此颱風和之前沒多久的鹿莎颱風行徑極接近，導致辛樂克颱風後來強度遲遲未見增強，只能勉強維持中型中颱的局面侵台。