热带气旋Rossby波能量频散问题研究进展

史文丽， 费建芳， 黄小刚， 刘磊， 李启华， 杨璐

1 陆军炮兵防空兵学院南京校区， 南京 210000 2 国防科技大学气象和海洋学院， 南京 211101 3 空军研究院航空气象防化研究所， 北京 100085

0 引言

西北太平洋是全球热带气旋(Tropical Cyclone, 以下简称TC)最活跃的地区(Gray, 1968)，平均每年有27.8个TC在此生成，约占全球TC总数的三分之一(Yumoto and Matsuura, 2001).我国是世界上受TC袭击最多的国家之一，平均每年约有6至7个TC(包括热带风暴、强热带风暴、台风、强台风和超强台风)登陆我国(张娇艳等, 2011；薛建军等, 2012)，沿海各省及中部省区都会受到TC及其大风、暴雨和风暴潮等灾害所带来的影响，造成我国每年巨大的经济损失和人员伤亡(陈联寿和孟智勇, 2001；陈联寿，2006).随着对TC发展和运动等物理机制的认识不断加深(Wang et al.,1998; Li, 2012)，以及数值预报技术的不断改进(Kurihara et al., 1998; Rogers et al., 2006; 钱传海等,2012)，近些年来TC的强度和路径的预报能力已经取得了长足的改进.但是，TC异常路径的预报准确率仍然较低(Rappaport et al., 2009).同时，由于开阔洋面上缺少可靠的观测资料，并且包含多尺度系统的相互作用，人们对TC生成的物理机制认识仍然非常有限(Li, 2012; 梁佳,2012)，对其的模拟和预测水平也相对较低.TC预报和模拟能力的提高，亟需进一步深入理解和把握TC生成、发展和异常运动的动力学机理.

大气运动是在地球自转的旋转力场中进行的，旋转力场的引入使得大气成为频散介质.由于科氏力随纬度的变化(beta效应)，当TC 向西北方向运动时，将向其东南方向发生Rossby波能量频散(Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; Carr III and Elsberry, 1995; McDonald, 1998).这一过程被称为TC的Rossby波能量频散.能量频散可在TC运动方向的后部激发出反气旋和气旋交替排列的Rossby波列，称之为“Rossby波能量频散波列”(Luo, 1994; Carr III and Elsberry, 1997; Carr III et al., 1997; Li and Fu, 2006).TC能量频散的本质是Rossby波波包的传播，但又区别于传统的Rossby波传播.波动的能量源TC是移动的，且在移动过程中不断向外频散能量，波列随TC边移动、边发展.自20世纪80年代以来，TC能量频散问题被提出并开始受到关注.在过去的30多年里，相关研究不断深入，在能量频散机制、beta涡旋对、频散波列结构特征及演变、环境场与能量频散相互作用、频散波列对TC反作用等方面取得了大量的研究成果.

已有的研究证实，TC的Rossby波能量频散与TC异常运动和TC生成密切相关(Holland, 1995; Wang and Holland, 1996a,b; Carr III and Elsberry, 2000a,b).近年来，连续的TC生成导致的多TC共存事件频发，越来越受到业务部门和科学家的关注，如1617号台风Megi和1618号台风Chaba，1713号台风Hato和1714号台风Pakhar，1819号台风Soulik和1820号台风Cimaron.TC能量频散则是造成多TC连续生成的重要机制之一(Holland, 1995; Schenkel, 2016, 2017; Hu et al., 2018).虽然TC能量频散研究成果丰硕，但迄今为止，TC向更广阔空间的Rossby波能量频散过程及其影响因子仍然是需要深入研究的问题，解决这些问题是探究TC异常运动和多TC共存事件动力学机理的重要环节.这使得总结回顾TC能量频散问题研究的必要性和紧迫性进一步增强.本文将从TC能量频散及其波列特征、TC能量频散主要影响因子和能量频散的反馈作用等方面对TC能量频散的研究成果进行比较全面的回顾总结，同时对一些亟需研究解决的科学问题进行讨论，以便为今后进一步探索提供参考和思路.

1 热带气旋能量频散及波列特征

1.1 理想数值模拟研究

早在20世纪40年代，Yeh(1949)提出了大气长波的频散理论, 从线性化的正压无幅散涡度方程岀发, 解析求得了一维空间扰动风速解, 创立了大气长波的频散理论.据此可以解释西风带长波扰动的上下游效应.20世纪80年代以来，TC的能量频散开始受到关注.由于地转涡度梯度的存在，TC在beta效应的作用下向西北方向运动，同时向其东南方向发生Rossby波能量频散(Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; McDonald, 1998).

TC能量频散可在其东南方向激发出波列形式的扰动，这种波列最早通过解析求解得到.Chan和Williams(1987)从线性化的正压无幅散涡度方程岀发，求得了二维空间扰动流函数的解析解.罗哲贤(1994)利用双Fourier展开的解析求解方法进一步发现：TC能量频散具有波列特征，即在TC东侧依次出现一个高值系统和一个低值系统，形成TC-反气旋-气旋的波列.由于解析求解仅是在线性条件下进行的，波列按正东-正西方向排列.

波列的解析形式在理想数值模式的模拟结果中得到了进一步证实.运用正压涡度方程模式，Chan和Williams(1987)、Fiorino和Elsberry(1989)以及Smith和Ulrich(1990)发现beta平面上移动的单个正压对称涡旋可以通过Rossby波能量频散在涡旋的内核区域形成一波非对称结构：气旋性涡旋位于TC中心西南侧，反气旋涡旋位于东北侧，即为“beta涡旋对”.涡旋对之间的非对称气流为“通风流”，在通风流引导下，TC向西北方向发生beta漂移.在移动过程中，由于beta效应，能量以Rossby波形式向TC涡旋区域以外频散(Flierl, 1984)，并激发天气尺度波列.为了研究向TC区域以外的能量传播，同样运用准地转正压无辐散模式，罗哲贤(1994)在静止基流中加入初始对称相对涡度扰动，经14天数值计算，在流函数场上获得TC中心以东低-高-低型的波列.Carr III和Elsberry(1995)在研究季风涡旋与TC相互作用时，在正压模式初始场中同时加入对称大季风涡旋及小TC涡旋，同样在模拟流函数场上得到了高值系统和低值系统交替排列的能量频散波列.由于正压无辐散模式同时包含线性和非线性过程，因此波列不再是正东-正西方向，而是向TC的东南方向排列，模拟波列的波长约为2000 km(图1).

图1 静止基流(U0)、均匀西风(WU)和东风(EU)基流下无辐散正压模式积分48 h, 72 h, 120 h 和 156 h的流函数场.虚线(实线)表示负(正)等值线，分别表示气旋(反气旋)环流.气旋和反气旋环流中心分别由黑色台风标记和黑色实心圆点表示.当流函数数值大于(小于)1×106 m2·s-1时，等值线间隔为1×106 m2·s-1(0.3×106 m2·s-1)(Shi et al., 2016)Fig.1 Streamfunction fields from the nondivergent barotropic model at 48 h, 72 h, 120 h, and 156 h for the quiescent (U0), uniform westerly (WU) and easterly (EU) flow experiments. Negative (positive) contours are dashed (solid) and indicate the cyclones (anticyclones) in the wave train. The centers of the cyclones and anticyclones are labelled by the black typhoon symbols and the black solid dots, respectively. Contours are at a 1×106 m2·s-1 interval for streamfunction larger than 1×106 m2·s-1, and at a 0.3×106 m2·s-1 interval for that smaller than 1×106 m2·s-1 (Shi et al., 2016)

Carr III和Elsberry(1995)对正压条件下西北-东南走向的TC能量频散波列的形成给出了物理解释.TC能量频散同时包含线性(beta项，βv)和非线性(平流项)过程.初始时刻，由于轴对称涡旋的等涡度线与流线平行，不存在非线性涡度平流作用，非对称结构的形成完全由线性项引起.βv使TC环流中出现相对涡度倾向，TC中心以东出现负涡度倾向，以西出现正涡度倾向.这使得TC东部形成高压脊.西部则为低压槽.随着非对称结构的出现，等涡度线与流线不再平行，非线性平流作用使得TC南侧和北侧分别出现了负涡度和正涡度平流，最大的负涡度平流位于TC东南侧，其引起的涡度变化是线性项的数倍.因此，积分一段时间后，TC中的涡度变化主要由非线性过程控制.在负涡度平流作用下，高压中心位于TC的东南侧，并最终形成了Rossby波列结构.因此，Rossby波列的波长和走向由线性和非线性两个过程共同决定.

由于真实TC的斜压结构，在正压无辐散模式基础上，基于浅水方程模式和斜压模式的理想试验也被用于研究TC能量频散，并得到了更接近于实际大气研究结论.Wang和Li(1992)利用多层的原始方程模式研究了能量频散引起的非对称环流对TC运动的影响.Wang和Holland (1996a)用浅水模式和斜压模式对初始的轴对称斜压涡旋在静止大气中的运动进行5天的模拟，发现TC运动同时受非对称beta涡旋对和涡旋垂直倾斜共同影响.Luo等(2011)利用浅水原始方程模式得到了更加清晰的TC能量频散过程，并讨论了TC能量频散与多尺度系统共同作用对TC运动的影响.但由于模拟时间约为3～5天，成熟的三维能量频散波列还未显著形成.

Ge等(2007,2008)利用斜压原始方程模式对TC的三维Rossby波能量频散过程开展了系统的研究，真正将TC能量频散的动力学研究从二维平面发展到三维空间，同时考虑了湿过程对能量频散的影响.他们在beta平面上构造轴对称的初始涡旋，给定初始涡旋径向和垂直切向风廓线，深厚气旋性环流由边界层贯穿对流层，初始涡旋满足静力平衡和梯度风平衡.轴对称斜压初始涡旋便于构造且适用于TC三维能量频散研究.经10天模式积分，得到成熟显著的三维能量频散波列.虽然TC能量频散的发生机制是beta效应，但由于TC动力和热力结构在垂直层次上的非均匀分布，TC能量频散的三维结构比二维结构复杂得多.他们的研究发现，在斜压大气中，TC的能量频散波列也具有明显的斜压结构：低层为气旋-反气旋-气旋排列，高层则为反气旋-气旋-反气旋排列.在静止大气中，三维Rossby波列发展最典型的特征是相对涡度和动能自高层向低层的传播.由于惯性稳定度在垂直方向上的差异，高层波列发展比低层要快.高层的反气旋环流很快在东南象限激发出非对称外流急流，一方面通过改变TC强度和结构影响低层波列，另一方面，产生向下的能量传播直接影响低层波列.三维能量频散波列结构的研究对理解与能量频散相关的TC生成机制有着重要的意义.

1.2 观测研究

随着探测技术的发展，观测资料的时空分辨率显著提高，TC能量频散的真实存在性得到了进一步确认，实际能量频散波列的结构也得以展现.Carr III和Elsberry(1995)在对TC的beta漂移运动进行研究时，利用美国海军全球大气业务预报系统(Naval Operational Global Atmospheric Prediction System，NOGAPS)的预报场资料分辨出TC能量频散波列.他们同时将流函数场与红外云图进行对照，发现波列与卫星云图上常见的成熟TC移向下游出现的波列状云团的尺度很相近.徐祥德等(1996,1998)利用TCM-90 台风现场科学试验资料发现，在台风Flo和台风ED的经滤波得到的扰动能量场上存在着高-低-高的波列结构，同时台风运动经向位置与动能变化的相关系数场、台风热力结构与环境场湿度的相关系数场上也存在这样的波列结构，波列的演变与台风的运动趋势相吻合.因此，他们认为作为动力、热力强迫源的台风涡旋在移动过程中发生能量频散，它与环境场的动力、热力因素的相互作用可以影响频散波列的演变，能量频散波列的演变反映了台风与环境场相互影响的特征.

Li等(2003)利用全球再分析资料、海表风场资料和热带测雨任务卫星(TRMM)的微波成像仪(TMI)资料，清楚地识别出西太平洋TC 能量频散波列的水平和垂直结构.他们通过对观测资料进行3～8天的带通滤波，得到了天气尺度的扰动波列(图2).典型Rossby波列的波长约为2000～3000 km.垂直方向上，散度场为明显的斜压结构，涡度场则为近似的正压结构.波列强度(涡度)在中、低层最强.Fu等(2007)的观测研究中也指出了波列强度自低层向高层减弱的特征，到200 hPa的波列结构就不再明显.

图2 2000年8月6日至9日经3～8天滤波的QuikSCAT海表风场.“A”为台风杰拉华，“B”为8月9日在杰拉华尾部Rossby波列中新生成台风艾云尼(Li et al., 2003)Fig.2 Time sequences of 3～8 d filtered QuickSCAT wind field from 6 to 9 Aug 2000. The letter “A” represents the center location of Jelawat and “B” represents the center location of a new TC named Ewiniar that formed on 9 Aug 2000 in the wake of the Rossby wave train of Jelawat (Li et al., 2003)

此后，通过时间滤波从观测场中分离能量频散波列的方法被广泛地运用到实际TC能量频散的相关研究中(Fu et al., 2007; Xu et al., 2013; Yuan et al., 2015; Shi et al., 2017; Hu et al., 2018).然而，由于时间和空间滤波方法都有可能由于变量场的时空不连续性造成虚假的波动，因此一些波动传播诊断量被用于证实能量频散的真实存在性，如E(Eliassen-Palm)矢量.Trenberth(1986)提出E矢量方法，用以证实Rossby波能量频散的存在.E矢量已被广泛地运用到台风Rossby波能量频散的观测研究中(Li et al., 2003; Li and Fu, 2006; Ge et al., 2010; Xu et al., 2013; Hu et al., 2018)，可指示时间平均中心点附近，台风激发出的Rossby波频散的方向和强度.E矢量越大，表明TC能量频散越强.通常新TC会在原有TC的E矢量大值区轴线方向生成.

1.3 实际个例数值模拟研究

针对实际TC个例能量频散的数值模拟工作在近年来才开展起来，且相关的研究工作仍然较少.Ge等(2010)利用中尺度模式(MM5)对2000年台风Bilis通过能量频散激发台风Praprioon生成这一过程进行了实际个例模拟.模拟结果表明，在复杂的中尺度模式中，TC能量频散过程也可以被“捕捉”.通过一系列敏感性试验证实了他们在斜压理想试验中得到的高、低层波列直接和间接的相互作用过程(Ge et al., 2008)，并据此给出了已有TC能量频散激发新TC生成的两个途径.从传统二维正压Rossby能量频散角度来看，低层波列中的气旋性环流有利于增强低层辐合和对流运动.从三维能量频散角度来看，高层能量频散激发的非对称外流急流使得急流出口左侧形成具有高层辐散的次级环流.高层的辐散有利于对流的进一步加强，为新TC的生成创造有利的大尺度条件.实际个例数值模拟研究证实了实际TC的三维能量频散相比于二维频散更加复杂，对其的进一步研究是非常必要的.

近年来，TC能量频散研究不只局限于TC激发的天气尺度波动，它与其他多尺度波动的相互作用越来越受到关注.Chen和Tam(2012)通过个例分析及多层斜压模式模拟研究了2002年由TC能量频散波列激发台风Rammasum、台风Chataan和台风Halong生成的事件.他们的研究表明TC能量频散波列中的气旋性环流可激发连串新TC生成，赤道外的天气尺度TC频散波列可向赤道混合Rossby-重力波转化，形成新的TC生成触发机制.Xu等(2014)利用WRF模式模拟了2001年台风Manyi的生成过程，模拟结果表明，天气尺度波列、季节内振荡(Intraseasonal Oscillation，ISO)及高频涡都对台风Manyi有重要影响.进一步的敏感性试验清楚地分离了三类波动的具体作用，其中天气尺度波列是台风生成的先导信号，通过能量向东南方向频散，使较弱涡旋不断增强，并最终发展为成熟台风.

2 影响热带气旋能量频散的主要因子

2.1 大尺度环境场对热带气旋能量频散的影响

无论是行星Rossby波，中纬度的斜压不稳定波还是热带大气中的赤道Rossby波，环境场对它们的传播都有着重要的影响(Wang and Xie, 1996；赵强和刘式适, 2001；谭本馗, 2008；李艳杰和李建平, 2012).因此，不同基流下Rossby波的传播是被广泛关注的基础性科学问题，对于TC能量频散Rossby波的传播也不例外.大量研究讨论了环境场对能量频散激发beta涡旋对结构的影响(Holland, 1983; Chan and Williams, 1987; Fiorino and Elsberry, 1989；Smith and Ulrich, 1990；Smith, 1991).Williams和Chan(1994)设计了定常和抛物线型水平切变基流，从无辐散正压涡度方程出发，在极坐标系下通过解析求解讨论了水平环境场中的涡度和涡度梯度对TC内区和外区的一波、二波非对称涡旋对结构变化的影响，并用正压无辐散模式进行模拟研究.

当TC能量频散到环流以外并激发Rossby波列时，环境场同样对波列的结构有着重要的影响.Carr III和Elsberry(1995)在研究季风涡旋中出现的TC突然转向现象时，利用正压无辐散模式，设计了包含季风涡旋和单个TC的初始场.模拟结果表明，当季风涡旋和TC的相对位置改变时，季风涡旋与TC相互作用可使两者的能量频散波列均发生变化.通过卫星资料分析，Li和Fu(2006)发现并非所有的TC能量频散都有Rossby波列形成，频散波列的形成受TC强度和环境场影响.西北太平洋上的TC仅在155°E以西才有能量频散波列形成，在以东的区域很少有波列形成.对比两个区域的水平流场，155°E以东的东风信风明显强于西侧，大于4 m·s-1.因此，弱东风气流中频散波列更易形成.Fu等(2007)进一步指出较强的背景气流会加强环境场的风切变和辐合辐散，可减弱或干扰波列发展.

何种环境气流条件下TC可以频散出波列？Krouse等(2008)利用数值模拟和解析求解的方法提出了决定能量频散波列形成和波列波长的环境因素.基于球坐标系下的浅水方程模式，他们在静止大气中强制加入静止、向东和向西运动的涡旋扰动，模拟结果发现，只有向西运动的涡旋后部有类似于观测研究中发现的能量频散波列.在随涡旋移动的相对坐标系下对浅水方程进行解析求解，发现线性准静止解可以描述TC能量频散波动的纬向波长和波列的存在.静止和向东运动的涡旋不存在静止解，因此没有波列形成.他们据此得到了一个重要的结论，影响TC能量频散波列的环境气流是TC的引导气流与波列引导气流之差，只有当两者之差为正值，即为相对的西风环境气流，且风速达到2～4 m·s-1时，才能形成如实际2000～3000 km波长的波列.

均匀环境基流方向的变化可影响TC能量频散的强度，而水平切变基流甚至可以改变TC能量频散特征和波列结构.具有涡度梯度的基流曾被证实将使beta涡旋对结构发生改变(Wang and Li, 1995)，Shi等(2016)利用正压无辐散模式开展理想数值试验发现，在具有相对涡度(线性切变基流)或相对涡度梯度(抛物线型切变基流)的水平切变基流中，TC能量频散波列可不再呈现出典型的西北-东南走向波列，波列可发生拉伸、旋转、分支，波列成员的强度也呈现不同的演变规律.这是由于环境场的切变显著地改变了波活动通量方向，波动的群速度发生变化，波列的结构因而显著变化.

Ge等(2007)利用斜压原始方程模式，在理想斜压环境下讨论了环境风的方向和垂直风切变对TC能量频散的影响.相比于静止大气，均匀的西风(东风)基流将加快(减缓)能量频散波列的发展速度，并加强(减弱)波列的强度.他们把这种差异归因于基流通过Doppler 频移效应对波动群速度的调制.在环境场中加入5 m·s-1的东风和西风的线性垂直切变，且每层的环境风场均匀.通过与静止基流下的能量频散对比发现，垂直风切变显著地影响了TC能量的三维传播过程，能量自高层先发展并向低层传播的特征被明显改变.在东风切变中，低层的波列显著增强，而高层波列显著减弱，高层的波列结构变得不明显，高低层的位相差变大.相反地，在西风切变中，高层的波列显著地增强，低层波列不复存在，高低层无位相差.

2.2 热带气旋结构和尺度对热带气旋能量频散的影响

早期理论研究表明，TC的Rossby波能量频散由TC的风廓线结构和尺度决定.Flierl等(1983)指出，TC的相对角动量和水平尺度对其能量频散有着重要的影响.Shapiro和Ooyama(1990)利用正压原始方程的解析和数值结果进一步表明，如果初始对称涡旋的相对角动量为0，涡旋将不会发生能量频散，无法形成非对称结构.Carr III和Elsberry(1995)设计了TC外区切向风场廓线的模型，通过理想敏感性试验，系统地讨论了TC尺度和结构对beta漂移运动和能量频散波列的影响.在角动量近似守恒的前提下，改变理想TC最大风速半径、最大风速、零风速半径和环流外区的径向风廓线，对比不同TC结构对能量频散波列的影响.结果表明，TC的能量频散与TC总相对角动量的平方根成正比，总相对角动量由TC的外区结构及尺度决定，与内区结构关系不大.利用NOGAPS预报资料场对尺度不同的能量频散波列进行分析，进一步证实了尺度越大的TC激发出的波列越强.

由于在开阔海域，缺乏TC的结构和尺度可靠的观测资料，它们对能量频散影响的观测研究较难进行.基于较强的TC通常具有较大尺度这一事实，Li和Fu(2006)和Fu等(2007)用TC强度的观测数据表征TC的尺度，并对TC强度与能量频散的关系进行了观测研究.从34个TC个例的生命史中提取了233个时刻的瞬时场作为统计样本.依照TC瞬时的中心最低气压值将TC分为三类：中心气压低于960 hPa的为强TC，气压介于960 hPa到980 hPa的为中等TC，高于980 hPa的为弱TC.强TC中，有87%可激发出能量频散波列，而只有40%的中等TC可以激发频散波列.弱TC可激发波列的比率最小，仅为30%.由此证实了真实大气中TC能量频散的确对TC的强度非常敏感.

2.3 其他因素

除了大尺度环境场，TC周围与其尺度相当或尺度更小的系统也可以影响TC的能量频散.Luo等(2011)利用浅水原始方程模式在初始场中同时构造了副高、TC涡旋和中尺度涡旋.模拟结果发现，TC周围的中尺度涡旋可与TC发生多尺度相互作用，涡旋被TC轴对称化后，引起TC的尺度增大，使TC能量频散过程发生变化.

一个孤立圆涡和一个或几个中尺度涡可以组成非孤立圆涡，形成复杂构型，被称为“复杂非孤立圆涡”(罗哲贤，2011)，包括TC在内的许多灾害性天气都具有这样的复杂构型.在只考虑线性过程的理想试验中发现，在非孤立圆涡的条件下, 涡旋能量频散也形成了一个TC-反气旋-气旋的波列.但是，波列成员中心的连线不再是一条直线，而是一个三角形.三角形底角的角度与初始中尺度涡的强度之间存在非线性联系.

3 热带气旋能量频散的反馈作用

3.1 热带气旋能量频散与热带气旋生成

TC生成是一个热带扰动转变为暖心气旋性系统的过程.Gray(1975,1977)给出了TC生成的有利环境条件，包括低层的正相对涡度、与赤道相距一定纬度、26.1 ℃的暖洋面、较小的垂直风切、地面至500 hPa较大的相当位温以及对流层中层较高的相对湿度.Ritche和Holland(1999)总结了有利于西北太平洋TC生成的大尺度环流场，包括季风切变线、季风辐合带和季风涡旋.但仅有这些有利的环境条件并不能导致新TC生成，还需要一些触发机制.前人的研究中指出多种天气尺度扰动可以成为TC生成的触发机制，如东风波扰动(Kuo et al., 2001)，混合Rossby-重力波(Dickinson and Molinari, 2002).TC生成中可能有波流相互作用(Ferreira and Schubert, 1997；Zehnder et al., 1999; Molinari et al., 2000)和热带低压型天气尺度波动的发展(Lau K H and Lau N C, 1990; Chang et al., 1996)参与其中.

除了以上的几个热带波动之外，TC的Rossby波能量频散波列也是触发TC生成的重要初始扰动(Frank, 1982; Davidson and Hendon, 1989; Ritchie and Holland, 1997).当TC由于beta漂移向西北方向运动时，向东和向赤道频散能量，扰动能量的聚集可以触发环境场(如赤道辐合带)中的正压和斜压不稳定能量.积云对流在频散波列的气旋性环流处聚集，并通过对流-摩擦反馈作用使波动的扰动进一步增强(Wang and Li, 1994)，TC就在波列的气旋性环流中形成.Holland (1995)在数值模式中模拟了西北太平洋上由TC能量频散激发的连续TC生成现象.因此，TC能量频散常常造成多TC共存事件(Krouse and Sobel, 2010; Schenkel 2016, 2017; Hu et al., 2018).Xu等(2013)统计分析了几类热带波动触发TC生成概率，其中能量频散、天气尺度波动和东风波分别激发了24%、32%和16%的TC，可见能量频散是TC生成中常见且重要的触发机制.

TC能量频散激发新的TC生成需要在有利的环境场条件下.Li和Fu(2006)利用实际个例用洋面散射风和云中液态水等卫星资料，清楚地识别出西太平洋TC的波列特征，并观察到波列发展与TC生成的过程.在波列反气旋环流中，水汽含量少，为新生TC的低概率区；在波列成员气旋性环流中，水汽含量多，为新生TC的高概率区.但是并不是所有TC的能量频散波列中都能有新的TC生成，这是由环境场的动力和热力条件决定的，环境场条件的变化受季节循环和大气低频振荡的调制.有利的大尺度环境场包括低层较强的辐合运动和气旋性涡度，相对较弱的垂直风切变以及对流层中层较强的湿度.TC在能量频散波列中生成的时机由波列强度、环境条件等动力因素以及表层湿静力能聚集的热力因素共同决定，反映了波列与平均气流相互作用的重要性.Fu等(2007)通过对美国国家环境预测中心/国家大气研究中心(National Centers for Environmental Prediction/National Center of Atmosphere Research，NCEP/NCAR)提供的全球格点再分析资料进行20天低通滤波得到了TC发展的环境场，对可生成TC和不可生成TC的波列中气旋性环流周围5°×5°范围内进行平均，从环境场涡度、散度、水汽和纬向风垂直切变等环境场要素对比了两者之间的差异.

朱永褆等(2004)和Li等(2006)利用TCM模式研究了TC频散波列发展为新TC的环境场条件.他们指出，在静止大气中，TC虽然可以形成能量频散波列，但并不能发展为新TC.而在季风涡旋、季风槽切变等理想环境场中，波列中的气旋性环流可以较快增强，并最终形成新TC.这是由于这些理想的环境场可造成较强的低空辐合、高空辐散，促使气旋性环流区上升运动加强，地面降压，在对流加热正反馈作用下，TC得以生成.

TC能量频散激发出的新TC不只局限于原有TC的东南方向，而是有着广泛的分布特征.Shi等(2017)发现新TC被激发的位置具有显著的规律性，环境场是决定其生成位置的关键因子之一.这与Shi等(2016)中的理想实验结果一致，表明环境场构型与能量频散波列特征存在对应关系，从而建立了环境场与TC能量频散这一TC生成机制的联系，可作为预测和解释此类TC生成位置的重要依据.

3.2 热带气旋能量频散与热带气旋的异常运动

环境引导气流、TC环流的非对称结构和非对称对流系统被认为是影响热带气旋(TC)路径的三个基本因子(Elsberry, 1995).具体来讲，环境引导气流既包括大尺度环流系统提供的引导气流，也包括内部动力过程及TC与环境相互作用产生的次级引导气流.TC运动主要由环境引导气流控制(Chan and Gray, 1982; Carr III and Elsberry, 1990; Harr and Elsberry, 1995; Berger et al., 2011)，在大多数TC个例中引导气流的作用可以占到50%～80%(Elsberry, 1995).在西北太平洋活动的TC主要受到副热带高压、季风系统和中纬度西风带系统等天气系统的影响(Harr and Elsberry, 1991; Lander, 1996)，它们之间可能存在复杂的相互作用从而引起环境引导气流的突变，这是造成TC异常运动的一个主要原因，而模式对于系统间相互作用不准确的描述成为了路径预报误差的“罪魁祸首”之一(Harr and Elsberry, 1991, 1995; Carr III and Elsberry, 2000a,b; Kehoe et al., 2007; Galarneau and Davis, 2012; Wu et al., 2012).TC与季风涡旋的合并(Carr III and Elsberry, 1995)，与Madden Julian振荡(MJO)、准两周振荡(QBW)和天气尺度变率等不同时间尺度环流的相互作用(Wu et al., 2011)，是造成TC异常运动不可忽视的物理机制.由TC外围环流结构决定的TC能量频散作用，能在TC环流之外激发出新的外围反气旋高值系统，可为TC的转向运动提供向北的移动分量(Carr III and Elsberry, 1998，2000a, b；罗哲贤, 1994；Luo et al., 2011).TC与环境场的双向作用(Elsberry et al., 2013)引起的次级引导气流对TC运动的影响受到了越来越多的重视.

Carr III和Elsberry(1995, 1997, 1998, 2000a,b)提出TC能量频散在TC尾部激发的反气旋环流可以使TC东南侧向极的引导气流加强，从而引起TC突然向北转向.因此，TC能量频散引起的TC异常运动是许多路径误差的重要来源之一.尤其是对于尺度较大、强度较强的TC，其能量频散出的反气旋系统可以改变周围环境场的结构，使TC加速向北运动.他们进一步分析了1989—1995年西太平洋双TC相互作用的多个个例，提出了直接、半直接和间接作用的TC运动概念模型.TC能量频散系统与副高、热带波动的相互作用是双TC间接作用模型中的核心物理过程.

罗哲贤(1994)利用正压无辐散模式对TC能量频散过程进行模拟，通过强制减弱和去除能量频散波列的高值系统，研究能量频散波列对TC运动的影响.当高值系统减弱时，TC路径较通常的西北向路径偏西；当高值系统完全被去除时，TC向正西方向移动.罗哲贤(2011)在浅水原始方程模式的理想试验中，证实了Carr III和Elsberry(1998，2000a)的概念模型.在初始场中同时构造了副高、TC涡旋和多个中尺度涡旋，经过一段时间积分后，TC能量频散激发出反气旋环流并与副高环流相连，使TC发生向北的转向运动.同时，TC与副高的相互作用可受中尺度涡旋影响，多系统相互作用一方面可以使TC能量频散激发的反气旋环流减弱，另一方面延缓副高与反气旋环流的连接，导致TC偏向西行，向极运动减速.

大量TC个例的异常运动被证实与TC能量频散过程有关.2010年西北太平洋最强台风Megi西行进入我国南海后发生了向东北方向的突然转向，利用观测分析、位涡反演及数值模拟等方法证实这一异常运动与Megi能量频散激发出的反气旋环流密切相关(Shi et al., 2014).段晶晶等(2014)分析了2004年台风艾利与米雷路径异常变化的成因，两个台风发生了不同路径突变，这主要取决于TC能量频散激发波列产生的天气尺度引导气流与周围大尺度环境引导气流的相互作用.毕鑫鑫等(2018)利用位涡反演法研究了2015年台风天鹅路径突然北折，天鹅外围反气旋环流提供的东北向引导气流对其北折有重要影响.苏源和吴立广(2011)、于堃等(2020)研究了多时间尺度环流相互作用对0505号台风海棠和1515号台风天鹅突变路径的影响，台风与低频环流场的相互作用及能量频散，在台风东南侧形成反气旋环流，导致台风北向引导气流增强，引起台风路径突变.

4 结论与讨论

处于频散介质中的扰动会发生能量频散，TC作为一种天气尺度扰动，其能量可在大气中以Rossby波形式发生频散.20 世纪80 年代以来，通过解析求解和数值模拟方法，气象学家对能量频散激发的beta涡旋对及其引起的beta漂移变化已开展了深入研究(Chan and Williams, 1987；Fiorino and Elsberry, 1989; Williams and Chan, 1994；Wang and Li, 1995).但这些研究局限于TC环流附近，着重关注了beta涡旋对的演变.对于能量向TC环流区域以外更大空间、更长时间的频散过程及由此而激发的波列在近二十年来才逐渐被关注(Luo, 1994； Carr III and Elsberry, 1995, 1997)，而环境场与TC能量频散波列相互作用的研究在近十年来才开展起来(Li and Fu, 2006；Ge et al., 2007, 2008; Krouse et al., 2008; 罗哲贤, 2011；Shi et al., 2016, 2017).经历了几代气象工作者的努力，TC能量频散问题取得了较丰硕的研究成果.然而，必须指出的是，虽然TC能量频散与TC生成和TC异常运动这两大TC研究热点问题密切相关，但近年来TC能量频散问题研究逐渐趋冷，受关注度较低，相关研究成果不多.实际上，TC向更广阔空间的能量频散问题仍有许多问题尚未完全解决，TC能量频散研究可以在以下几个方面继续深入进行：

(1) TC能量以波列形式向外频散，其二维频散过程在数值模式及观测资料中都可以被清晰地“捕捉”，但对于真实的TC三维能量频散过程的认识还十分缺乏.尽管在数值模式中可以模拟TC能量频散的三维波列传播(Ge et al., 2010),但是，利用观测资料对实际TC个例三维能量频散过程的研究仍是空白.Ge等(2007，2008)在理想斜压试验中发现，静止基流下能量频散最早在高层发生，然后由高层向下传播，而垂直风切变将改变高、低层能量频散的速度和强度.但是，实际大气中TC是否也具有这样的三维能量频散特征仍不清楚.得益于观测资料在时间和空间精度上的大幅提升，尤其是海面观测资料的发展，揭示实际TC三维能量频散过程成为可能，这是TC能量频散研究中亟需开展的一个基础性的科学问题.

(2)TC能量频散激发新TC生成的物理机制有待进一步深入研究.能量频散波列作为天气尺度扰动被认为是激发新TC生成的先导扰动，TC能量频散因而成为TC生成的重要触发机制之一.目前针对TC能量频散对TC生成影响的研究，多是从二维TC能量频散激发的扰动出发，而缺乏从TC能量频散波列的三维传播角度去分析其激发新TC生成的机制.TC作为一个复杂的三维天气系统，其生成过程相当复杂，需要高低层大气密切配合，是合适的三维涡度场、温度场、湿度场及不稳定能量共同作用的结果；TC能量在三维空间的频散过程同样具有复杂的特征，其在不同高度上的传播具有显著差异，TC能量频散在TC生成过程中究竟起到了怎样的作用？TC能量频散激发新TC生成的完整物理机制是什么？这对于完善TC生成机理的认识具有重要的意义.

(3)在beta平面上，移动的涡旋会发生能量频散.但不同环境场条件下、不同TC发生能量频散的强度差异很大.环境场及TC尺度是影响能量频散过程的两大重要因素.对于环境场的影响前文已总结了大量研究工作，而TC尺度由于资料缺乏，前人针对TC尺度对TC能量频散的影响研究主要通过数值模拟，或是用TC强度替代TC尺度开展相关研究.随着观测资料日益丰富和时空精度大幅提升，实际TC尺度与TC能量频散的关系问题已具备研究条件.什么样的TC更容易激发新TC生成？是否大TC激发新TC生成的概率更大，从而更易导致多TC的事件？这些问题的解决将对预测连续TC生成事件具有重要的参考意义.