冬季西北太平洋热带气旋的生成与热带东风扰动的关系

何洁琳，管兆勇，万齐林，王黎娟

(1.广西气候中心，广西南宁530022;2.南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室，江苏南京210044;3.中国气象局广州热带海洋气象研究所，广东广州510080)

0 引言

西北太平洋上一年四季都有热带气旋出现，平均每年冬季(11月—次年2月)约有5个热带气旋在西北太平洋上生成(He et al.，2009)。虽然热带气旋的主要活跃期在7—10月，冬季热带气旋很少，但仍然有登陆影响中国的异常个例出现(He et al.，2008，2010)，造成严重的社会影响。研究冬季热带气旋生成的大尺度环流特征和物理机制有助于加深对热带气旋活动及其气候变化的认识。

Gray(1968)提出，TC(tropical cyclone)生成的热力和动力条件是一定深度的暖水海面、中层较高的相对湿度、大气条件不稳定层结、一定的地转偏向力、气旋中心对应高低层弱垂直风切变和存在低层正涡度等。在热带西北太平洋暖池区，前4个因子基本都是满足的，而后2个动力因子，特别是气旋性扰动是TC形成的关键(Briegel and Frank，1997)。Frank(1988)提出TC发展形成分为生成阶段和加强阶段，第一阶段是松散的热带云组织发展成为中尺度涡旋，在这个过程中，必须在一定区域内存在比气候环流背景更有利的扰动动力因子，为中尺度涡旋的生成提供必须的外力;在第二阶段，当低压涡旋达到一定强度，就可以依靠自我反馈的CISK机制，通过海气相互作用发展成为TC。因此产生初始扰动的外力条件对TC的生成是关键。研究认为与热带气旋生成有关的热带扰动有东风波、赤道混合Rossby重力波(mixed Rossby-gravity waves，MRGW)和热带低压(tropical depression，TD)型扰动等，这些波动为热带气旋的生成提供了主要初始涡旋，在近赤道地区，这三类波动经常发生相互转变，很难区分(Takayabu and Nitta，1993;Ritchie and Holland，1999;Dickson and Molinari，2002;Krouse et al.，2008)。最早认为与热带气旋生成密切相关的东风波，现在一般被称为由Takayabu和Nitta提出的“TD型扰动”(Takayabu and Nitta，1993;Dickson and Molinari，2002)。Wheeler and Kiladis(1999)利用卫星观测的OLR(outgoing longwave radiation)资料，通过波数—频率谱分析，分辨出赤道对流耦合波中的赤道MRGW和离开赤道的“TD型扰动”。黄荣辉和陈光华(2007)也从动力理论方面论证了季风槽对赤道西传天气尺度的MRGW转变为“TD型波动”的影响。Zhou and Wang(2007)的研究发现，近百年来唯一在非台风季节登陆菲律宾和台湾岛的2004年“Nanmadol”台风初始扰动的来源为太平洋以东的赤道MRGW。Chen(2009)用2000—2007年共131个观测个例资料研究了3种热带波动，即MJOs、赤道Rossby波和TD型扰动对TC的影响，认为72%TC生成是超过两种波动的共同影响。以上的观测事实和理论研究都表明赤道MRGW或TD型扰动与TC生成的关系密切。

Ritchie and Holland(1999)总结了西北太平洋上TC生成的大尺度环流型，认为季风辐合区是主要的TC生成区域，季风切变线型、季风低压型和季风辐合区型是与季风槽有关的3种主要的TC生成环流型，其主要形成理论是与积云对流潜热释放密切的CISK机制，概括了70%的热带气旋生成形式;而另两种TC生成的环流型——东风波型和波能量传播型，则与正压不稳定及波动能传播所致的TC生成机制有关。关于TC形成的主要能量来源，Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)的研究认为西太平洋夏季的热带低压扰动产生的主要能量来源是与积云对流联系的凝结加热，同时水平基本气流不均匀产生的正压不稳定能量转换对TD型扰动的动能增加也有重要影响。

冬季季风槽处于不活跃状态，热带西北太平洋上受东北季风和偏东信风控制，在这种大气环流条件下，TC如何形成?其动能来源与夏季有何不同?Ritchie and Holland(1999)的研究曾指出冬季TC的形成与东风波有关，但并未针对冬季TC形成具体给出大尺度环流特征及其物理机制。本文主要研究冬季TC形成的大尺度环流特征，并从波动和能量角度探讨TC形成的主要动力机制。

1 资料和方法

所用西北太平洋(含南海、赤道以北、经度180°以西)TC资料来自中国气象局上海台风研究所提供的1949—2006年“CMA-STI”热带气旋最佳路径数据集(http://www.typhoon.gov.cn);NCEP/NCAR2.5°×2.5°逐日再分析海平面气压场、风场、OLR资料(Kalnay et al.，1996)。

选择热带气旋首次达到热带低压强度(中心附近最大风速达到12 m/s以上)时的TC位置和时间为TC生成位置和时间。由于NCEP/NCAR的逐日再分析资料使用的是当日世界时00、08、12、18时次的平均，与热带气旋最佳路径数据集的时间一致，本文中将在一天中00时到18时任何时次生成的TC的当日NCEP/NCAR资料取为代表TC生成日的资料。所选TC都为达到热带风暴强度以上的我国正式编号的TC。

1995—2006年冬季西北太平洋生成TC共39个个例，为了使合成场特征更具普遍性，除去生成在120°E以西的3个南海TC和从日界线西移的已经发展达到台风等级的2个TC，研究样本个例共34个，根据中国国家热带气旋等级标准，个例中包括热带风暴12个，强热带风暴6个，台风6个，强台风5个，超强台风5个;在11月生成的有20个，12月生成的有10个，1月和2月分别有3个和1个个例。

对TC生成的大尺度环流分析，参考Ritchie and Holland(1999)研究西北太平洋热带气旋生成的方法，以TC个例生成日TC生成位置为中心的80°(经度)×60°(纬度)范围内的NCEP/NCAR日平均再分析资料及OLR资料，形成TC个例生成日(0 d)样本资料场，依此制作TC个例生成前10 d(－10 d)到前1 d(－1 d)的逐日样本资料场An。合成场合成公式为，其中Ci，j为合成场在网格点(i，j)的数据，(Ai，j)n为第n个TC个例样本场在网格点(i，j)的数据，N为样本总数34。34个TC个例的平均生成位置为142.9°E、9.9°N。选取－3 d、－2 d、－1 d、0 d合成资料研究TC生成的大尺度环流特征。由于34个TC个例在生成前7～10 d TC生成点位置无TC生成，以－10 d合成场作为无TC生成的大尺度环流特征做对比。

采用文献(Maloney and Dickson，2003)中类似方法对合成风场滤波研究冬季TC生成的波动性质，并用Lau and Lau(1992)和Maloney and Hartmann(2001)中使用的动能收支平衡方程讨论冬季TC生成的主要能量转换。

2 冬季热带气旋生成的大尺度环流特征

图1 1995—2006年夏季(a)、冬季(b)925 hPa气候平均风场(单位:m/s;圆点表示冬季TC生成的平均位置)Fig.1 Mean climate wind fields at 925 hPa during(a)summer time and(b)winter time from 1995 to 2006(The dot denotes the mean location of TCs'genesis in winter;units:m/s)

从夏到冬，热带西太平洋上的大尺度平均低层环流发生着季节性的变化。如图1a所示，夏季在西北太平洋140°E以西，赤道到20°N的热带地区盛行西南季风，季风槽在10～20°N从西太平洋东部一直延伸到南海，是夏季TC生成和活动的主要区域(孙颖和丁一汇，2002;王慧等，2006)。冬季，副高南侧东北信风和东亚大陆上的东北季风控制了整个西北太平洋地区，热带辐合带南撤到南半球5～10°S，环流背景对西北太平洋上TC的生成和活动不利(图1b)。因此，冬季TC如何在这样的大尺度环流背景下生成和发展是本文研究的主要问题。

2.1 合成场基本特征

由海平面气压合成场(图2a、b)可看到，在－3 d，冬季TC平均生成位置的东南侧，赤道附近150～160°E处存在一个低于1 008 hPa的跨赤道低压，该低压向西北方向移动，0 d时到达TC生成位置。对应地在－3 d时，925 hPa TC生成位置东南侧存在一对跨赤道气旋(图2c)，气旋对中心以西赤道南北5°范围内为西风，北半球气旋环流西北移且加强发展，0 d时气旋移到TC生成点，正涡度区加强达到大于3.0×10－5s－1，低压气旋所处位置也是赤道附近西风与东风的辐合处(图2d)。高层250 hPa TC形成位置位于反气旋环流中心的西南侧，这里是高空东风急流的出口区，辐散较强。随着低层气旋性环流的西北移，高层北半球反气旋环流中心也向西移(图2e、f)。高层辐散、低层辐合的大尺度环流条件有利于TC的发展。

图2 冬季TC形成的大尺度环流特征合成场(a、b分别为－3 d和0 d的海平面气压场(hPa);c、d分别为－3 d和0 d的925 hPa流场(实线)、风场(箭矢;m/s)和700 hPa涡度场(粗实线;10－5s－1);e、f分别为－3 d和0 d的250 hPa流场(实线)和风场(箭矢;m/s);阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;圆点表示TC生成的平均位置)Fig.2 Composite large-scale circulation fields for(a)mean sea level pressure on－3 d，(c)streamline，wind(m/s)at 925 hPa and relative vorticity(thick line;10－5s－1)at 700 hPa on－3 d，(e)streamline，wind(m/s)at 250 hPa.b，d，f are the same as a，c，e except for on 0 d respectively(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;The dot indicates the mean location of TCs'genesis in winter)

图3为在TC生成位置纬向5°平均的925 hPa风沿时间—经度剖面，反映了冬季TC生成前4 d一直到生成时东风气流占主导，从－3 d起北风一直很强，南风则随时间向西扩展到TC形成位置，在700 hPa也存在同样的演变(图略)，这是东风波的特征。在925 hPa的经向风上(图略)，可以看到在TC生成位置的西北侧一直存在着较强的大于等于3 m/s的北风区，当低压涡旋西北移近强北风区时，环流西侧北风与强北风区重合加强，从而辐合加强而发展为TC。这与Chang et al.(1979)发现的冬季冷涌对赤道附近气旋发展加强有很大作用的观测事实是一致的。徐亚梅和伍荣生(2003)通过数值试验也证实冷空气的入侵可以加强对流不稳定和低层辐合，从而有利于TC的形成。

在夏季，如Ritchie and Holland(1999)总结的，西南季风与偏东信风形成的季风切变线及热带地区的季风辐合带是TC生成的胚胎带，低压初始扰动场往往在辐合带原地生成，随着西南季风的东进，在原地加强和发展成为TC，夏季西南季风起到很大作用。在冬季，西南季风已转变为东北季风和东北信风，季风槽由赤道西风和偏东信风、东北季风维持，比夏季弱。因此在冬季，TC的形成不能依靠低层西南风东进加大切变，使初始气旋性环流辐合加强而形成，但在冬季，热带地区东风波依然存在(Chang et al.，1970)，为冬季TC生成提供初始扰动。

2.2 跨赤道气旋对特征

以上的分析表明，冬季TC生成的初始涡旋位于赤道附近西太平洋东部，低层有明显的与初始涡旋联系的跨赤道气旋对。对流层低层跨赤道气旋对的存在是前人研究发现的一个观测事实(Palmer，1952;Keen，1982;Ferreira et al.，1996)，常出现在11月到次年4—5月，判别标准为在赤道附近两气旋中心纬向间距约9～15°，经度间距约9°的范围内几乎同时出现，南北气旋对先后出现时间不超过4 d。气旋对对赤道西风的维持及赤道强对流活动有很大作用。Ramage(1974)、Keen(1982)对跨赤道气旋对观测事实的研究认为，出现在南半球夏季的赤道附近的气旋，容易引起相应的北半球赤道附近气旋环流的形成，在合适的海温、大气环流背景条件下发展成为TC，跨赤道气旋对的出现有利于形成北半球冬季TC的主要初始扰动场。本文中针对北半球冬季TC的环流合成场恰恰得到类似的情形，因此冬季西北太平洋生成的环流特征中，赤道气旋对的出现是TC形成的一个重要特征，气旋对的出现往往使赤道西风加强，热带辐合带加强维持，对TC形成提供有利条件。

由于合成场中的经纬度为平均位置，赤道的位置仅为近似，而34个TC个例生成位置的最低纬度为4.8°N，平均纬度为10°N，一般TC直径为6～12个纬距，为了确定南北气旋是否都跨过赤道，对生成在12°N以上的个例做同样的合成，共5个个例，平均生成位置135.3°E、16.4°N。可以看到仍然有跨赤道气旋对的出现，但南半球气旋位置稍偏北(图4)。

2.3 无TC生成的合成场特征

图3 925 hPa合成风沿TC生成位置5°纬距平均的时间—经度剖面(单位:m/s;0°表示TC生成位置)a.纬向风;b.经向风Fig.3 Time-longitude cross section of 925 hPa composite wind for(a)the zonal wind and(b)the meridional wind(units:m/s;0°indicates the location where TCs generated)

图4 较高纬度TC生成的925 hPa合成流场(实线)、风场(箭矢;m/s)和700 hPa涡度场(10－5s－1)(阴影区表示涡度大于等于10－5s－1的区域;圆点表示TC生成的平均位置)a.－4 d;b.0 dFig.4 Composite streamline(solid line)and wind field(arrow)at 925 hPa and the vorticity field at 700 hPa(shaded areas indicate places with values larger than 1×10－5s－1for TCs which formed in higher latitude;a is on－4 d and b is on 0 d;The dot denotes the mean location of TCs'genesis)

图5 无TC生成时的合成场(圆点表示TC生成平均位置;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验)a.海平面气压(hPa);b.925 hPa流场(实线)和风场(箭矢;m/s);c.250 hPa流场(实线)和风场(箭矢;m/s)Fig.5 Composite filed without TCs'genesis(a)mean sea level pressure，(b)streamline at 925 hPa，(c)streamline at 250 hPa(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;the dot indicates the mean)

利用各个例生成前10 d日资料合成无TC生成时的海平面气压和高低空流场合成场(图5)，可见，无TC生成与有TC生成时的大尺度流场有很大差别。在TC平均生成位置的东南侧赤道位置无气旋性低压存在;TC生成位置位于高空反气旋中心的东南侧，这里是高空东风急流的入口区，辐散较弱，不利于低空涡旋的发展;低层南半球的气旋环流依然存在，但北半球无相应的气旋环流生成，在冬季气候平均场上也可看到南半球约150°E、10°S处存在一个气旋环流，该气旋环流处于南半球的夏季辐合带内，这表明南半球气旋虽然可成为北半球TC形成的有利条件，但仍需要其他高低空风切变、海温等适合的动力、热力条件配合，这有待进一步探索。

综上所述，冬季TC形成的大尺度环流型为东风波西传型。在西太平洋东部的低层初始气旋性涡旋以西传发展加强形式移动到TC形成点，初始气旋性涡旋在赤道附近季风槽东端东西风辐合处产生，且与南半球相对气旋关系密切，TC初始涡旋位置位于高层反气旋环流中心附近西南侧，初始扰动在西北传的过程中遇到强东北风，在高层反气旋辐散有利条件下，低层正涡度和辐合加强发展为TC。

冬季TC形成的大尺度环流型东风波型特征与Ritchie and Holland(1999)总结的东风波型特征不完全相同，主要区别在于低层没有源自索马里、孟加拉湾及南海的强西风参与，这与冬夏季节季风性质不同、活动不同有关。北半球冬季赤道附近低层出现的跨赤道气旋对是冬季北半球TC形成的重要特征。

3 冬季TC生成的混合Rossby重力波和“TD型扰动”特征

近赤道地区太平洋中部西传的东风波动为冬季TC生成提供了主要初始扰动。离开赤道的东风波，现在一般被称为“TD型扰动”，一些“TD型扰动”由赤道MRGW在160°E以东生成(Takayabu and Nitta，1993;Wheeler and Kiladis，1999;Dickson and Molinari，2002)。研究表明3～6 d周期的低层MRGW最早是在太平洋中部发现，波长7 000～10 000 km，西传相速度15～20 m/s，但在西太平洋的MRGW波长变短，约2 500～3 500 km，西传相速变慢，约3～5 m/s(Liebmann and Hendon，1990;Takayabu and Nitta，1993;Dunkerton and Baldwin，1995;Wheeler and Kiladis，1999)。黄荣辉和陈光华(2007)也指出，太平洋中部波长较长的赤道MRGW西传，在季风槽区南侧纬向风辐合处可以产生波性质的转变，演变成波长较短的TD型波动。因此，冬季气候背景下，TC的形成很可能与赤道低层的MRGW有关。

由于3～6 d是赤道低层MRGW的主要周期，波的特征是具有强的经向风分量，和较小的纬向风分量，且关于赤道对称(Matsuno，1966;Takayabu and Nitta，1993;Wheeler and Kiladis，1999;Dickson and Molinari，2002)。对925 hPa合成风场做3～6 d的带通滤波后进行分析。由图6可见，TC生成位置附近存在着西北东南向系列完整环流，A、C为反气旋环流，B为气旋环流，D为赤道附近逆时针环流，呈现出Rossby波的特征。这系列波缓慢向西北移，－4 d时A移出，B、C、D发展。在－3 d，Rossby系列波继续向西北移动，环流D中心与负距平小于－10 W/m2的OLR重合，显示出“TD型扰动”特征，其位置约在(150°E，6°N)。在－2 d，D环流及其伴随的强对流继续发展加强，同时其东南方又出现一个新的反气旋环流E。在－1 d，D环流中心与强对流中心完全重合，反气旋环流E也继续发展。在0 d，TC形成，但其位置并非在D环流中心，而是在其东侧经向风纬向增量＞0处生成，同时另一个新的顺时针环流F在东南方赤道附近又形成了。上述分析中的D环流生成在赤道附近，具有明显的经向风分量大，纬向风很小的特征，呈现MRGW结构。在－3 d时，环流D离开赤道，与强对流耦合的位置约在150°E，与黄荣辉和陈光华(2007)理论计算的赤道MRGW转变为“TD型扰动”的位置一致。当气旋性环流中心与更强对流重合后，发展成为TC。这些MRGW转变为“TD型扰动”后向TC发展的特征也与Dickson and Molinari(2002)的观测事实一致的。本文中用合成分析方法也分辨出了与冬季TC生成有关的赤道MRGW。Zhou and Wang(2007)对冬季台风0428号“Nanmadol”个例的研究也发现，来自太平洋以东的高层赤道MRGW西移进入东风切变显著和海温偏高区域后，波动向低层延伸，且波长缩小，在边界层摩擦辐合效应下向西北移动，性质转变为“TD型扰动”，是“Nanmadol”生成的初始扰动源。

可见，赤道MRGW西北移，中心与强对流耦合，转变为“TD型扰动”后，在CISK机制下，对流加热与低压环流互相作用加强，最终发展成为TC。因此，冬季TC形成的东风波(TD型扰动)实质是赤道MRGW西北传后性质改变而形成。

4 TC形成与能量转换

在上节分析中，赤道MRGW转变为“TD型扰动”及加强为TC的转变过程中，对流耦合是重要的特征，而在东风基流中，正压不稳定对加强东风波使其转变为TC也起重要作用(Molinari et al.，1997)，理论研究也证明基本气流的水平切变和垂直切变可以为扰动的发展提供能量来源(沈新勇等，2006)。本节主要从动能平衡角度，探讨冬季TC形成中的能量收支和转换机制。

图6 OLR距平合成场及3～6 d滤波的925 hPa合成风场(阴影表示小于等于0 W/m2的OLR负距平;风矢量单位:m/s;字母A到F表示各环流中心)a.－5 d;b.－4 d;c.－3 d;d.－2 d;e.－1 d;f.0 dFig.63 —6 d bandpass-filtered wind vectors at 925 hPa composite filed with background composite OLR anomalous field(The shaded areas indicate negative OLR value is less than or equals 0 W m－2;the wind vectors'unit is m/s;The letters of“A”to“F”indicate the centers of the circulation)

对TC形成的动能收支方程采用Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)使用的涡动动能收支方程，假设基本气流与扰动是相互独立的。式中:指场的时间平均(11 d平均)，为基本场;为瞬时扰动;Vh=ui+vj为水平风场;其他气象变量符号同常用。是水平涡动动能(KE);Φ≡gZ是位势;R是干空气的气体常数;p是气压;T是温度;ω是气压速度。方程左边动能随时间变化由右边各项引起。方程右边第一项是指正压转换项(KI);第二、三项分别代表平均基流和扰动气流引起的平均涡动动能平流(KAm、KAe)，第四项是冷暖空气垂直扰动运动引起的涡动有效位能转换项(KP);第五项是指扰动位势通量的散度转换项(KZ);第6项是耗散项，本文不做讨论。

选取0 d合成场资料计算TD扰动形成TC的各动能转换项。图7是式(1)右方前5类转换项从低层1 000 hPa到100 hPa的垂直平均，虚线方框为TC范围示意。中心极值如表1所示。可见，在这几项中，前3项为大值，后两项量级小，即由平均基流和扰动平流带来的动能转换较小，可以忽略。因此，主要讨论前3项:正压转换项(KI)、有效位能转换项(KP)及扰动位势通量的散度转换项(KZ)。KI和KP都是正值，KP是负值，表明对TC生成的动能转换起正贡献的是正压转换项和有效位能转换项，基本气流切变产生的正压不稳定能量和冷暖空气团非绝热加热作用对TC形成有重要作用，而位势通量的散度转换项却是对动能产生起负贡献。这个计算结果与Lau and Lau(1992)、Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)研究结果一致，在TC形成扰动动能的转换中，正压转换和有效位能转换的贡献较大。

表1 TD型扰动垂直平均的动能收支Table 1 Vertical average Kinetic energy budget of TD-type disturbances10－5m2/s3

图8为各动能收支项沿TC形成位置的纬向垂直剖面，中心位置大约在143°E。可见，正压转换项的正大值区主要在中低层(图8a)，主要是由于水平风场的不均匀造成扰动不稳定发展而产生的。有效位能转换项(图8b)的正大值区则集中在500 hPa以上的中上层，这一项在三项值中最大，TD型扰动中心中上层的上升运动与正温度扰动(使KP出现正大值，表明与积云对流有关的加热作用在TC形成中的主要作用，也正是上述当强对流OLR低值区与TD型扰动重合后才能使其进一步发展成为TC的原因，这与Maloney and Hartmann(2001)、Maloney and Dickson(2003)分析夏季TC结果是一致的，冬季TC形成的最重要能量来源同样是与湿对流过程有关的潜热释放。扰动位势通量散度的转换项(KZ)在850 hPa到150 hPa都是负值，而在对流层低层和上层则为正值，主要的负极大值位于500 hPa到200 hPa，反映了动能向扰动位势的转换，KZ项平衡了部分KI与KP造成的扰动动能增加。

图7 合成的TC 0 d垂直平均能量收支分布(单位:10－5m2/s3;圆点表示TC形成位置;虚线方框表示TC范围)Fig.7 Allocation of composite TCs'energy budget that is vertically averaged for(a)and(e)－ on 0 day(units:10－5m2/s3;the dot indicates the location of TC's formation;dashed square frames denote TC range)

图8 沿TC平均生成中心各能量收支项纬向垂直剖面(单位:10－5m2/s3;阴影区表示正值)Fig.8 Longitudinal vertical cross section of individual energy budgets across the center where TC is formed(units:10－5m2/s3;shaded areas denote positive value)

以上对TC生成能量变化收支分析表明，在TD型扰动转变为TC的过程中，正压不稳定能量和有效位能对动能的转换起了很大作用，其中与积云对流发展有关的非绝热加热起的作用最大，而扰动位势通量散度则将中上层的部分动能增加重新分配到对流层低层和上层。因此可以认为冬季TC形成的主要动力机制是低层MRGW离开赤道西北移，波动从平均气流中获得正压不稳定能量转换的动能，并与强积云对流耦合，热力和动力共同作用下形成TC。

5 结论和讨论

通过对34个冬季西北太平洋TC个例的合成分析，揭示了冬季西北太平洋TC生成的有利大尺度环境及热带东风扰动对TC生成的作用，得到以下主要结论。

1)冬季TC形成的主要形式为东风波西移型。北半球冬季赤道附近低层出现的跨赤道气旋对是冬季西北太平洋TC形成的重要特征，初始扰动气旋形成于赤道槽东端，在高层，TC形成位置东北部为反气旋环流。初始气旋性扰动在西北移过程中遇到强北风区，辐合加强，在高空辐散反气旋环流的有利形势配置下，发展成为TC。

2)对低层925 hPa合成风场的3～6 d滤波分析表明，冬季TC形成的扰动:东风波实质是赤道附近生成的MRGW，在西北传过程中与强对流相遇，当气旋中心与强对流重合时转为“TD型扰动”，在有利的高低空流场条件下，通过CISK机制发展成为TC。

3)对合成的TC场的扰动动能的收支分析表明，扰动有效位能和正压不稳定转换为TC形成提供了能量，与积云对流有关的加热作用起最大贡献，水平风场的不均匀引起的正压不稳定能量也起了较大作用。正压不稳定能量转换为动能主要位于中下层，而扰动有效位能的转换主要位于中上层。TC涡旋获得的部分动能转化为扰动位势通量。低层波动从平均气流中获得正压不稳定能量转换的动能，并与强积云对流耦合，热力和动力共同作用下形成TC可能是冬季TC形成的主要物理机制。

由于冬季TC生成较少，统计个数有限，本文并不能概括完全TC生成的所有类型，冬季TC生成仍可存在其他形式和物理机制;且本研究中所用再分析资料分辨率较低，在今后工作中可以进一步利用高分辨率资料和数值试验开展TC生成机制的深入分析，本文得到的结果亦需要在今后的预测业务中进行验证。

致谢:感谢所用再分析资料提供者NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center，Boulder，Colorado(www.cdc.noaa.gov)和南京信息工程大学大气资料服务中心。所有插图使用GrADS软件绘制。

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