大气热带波动研究进展

武亮 冯涛 黄荣辉

1 中国科学院大气物理研究所, 北京 100029

2 中国气象局上海台风研究所, 上海 200030

3 河海大学海洋学院, 南京 210098

1 引言

大气热带波动是地球大气流体在一定空间和时间尺度上的振荡现象，它是热带大气运动最重要的形式，能导致大气的温度、压强、对流和风场等的振荡（Wheeler, 2002）。如此的大气振荡能使得大气中天气、气候现象呈现周期性变化特征，对于热带天气和气候产生重要影响。热带波动是大气受到重力、气压梯度力和科里奥利力共同作用的结果，而科里奥利力在跨越赤道的变号，使得热带波动的振幅在远离赤道时衰减，活动被限制在赤道附近区域；同时，大气热带波动与热带对流活动之间存在强烈的耦合关系，一方面移动的对流热源能驱动环流，另一方面尺度更大的波动能通过环境条件调制对流，因此它又被称为对流耦合赤道波动（CCEW），它能在调节热带对流方面发挥着重要作用。热带天气主要由深对流组织成的中尺度到行星尺度的天气系统所主导，而对流的潜热释放是最重要的加热机制，能影响热带大气环流，因此描述和理解组织热带对流的大气过程并确定其尺度选择具有重要意义（Wheeler et al., 2000）。大气热带波动传播可以引起对流（热源）影响在较大距离上传播，也可通过影响低层水汽汇聚模式部分控制对流（热源）的时空分布，从而影响热带气旋、暴雨等极端天气事件或者ITCZ 等热带大气环流。极端天气事件也能触发新的大气热带波动，例如热带对流释放的潜热或者较高纬的冷空气传入热带引起的涌动都可以激发大气热带波动，热带气旋有可能成为新的热带波动的能量来源。因此，热带波动理论是理解热带天气现象的核心问题之一。

20 世纪40 年代Riehl（1945）发现热带东风波和Palmer（1952）提出赤道波模型以来，热带波动理论一直都是热带大气动力学研究的基础。Matsuno（1966）在前人的研究基础上通过β平面浅水波方程的推导得到纬向传播的赤道波动的解，从理论上证实了赤道罗斯贝（ER）波、惯性重力波、混合罗斯贝重力（MRG）波、开尔文（Kelvin）波的存在（图1）。在此基础上，Yanai and Maruyama（1966）从观测中发现了混合罗斯贝重力（MRG）波，继而Wallace and Kousky（1968）在观测中发现了开尔文波的存在，自此开始赤道波动被广泛的应用于热带动力气象的研究中。Gill（1980）开创性的提出热带波动对外部热源的响应情况，使得热带波动更广泛地被应用于解释热带不同尺度的天气和气候现象。除了上述经典理论波解，在后来的观测研究中又逐渐发现了热带地区存在季节内低频振荡（MJO, Madden and Julian, 1971, 1994）和热带低压型扰动（TD 波）（Liebmann and Hendon, 1990）这两种非经典的热带波动的存在。这些波动的发现为热带大气现象的动力解释提供了很好的基础。

图1 赤道波动频散关系图，k*是无量纲纬向波数，ω*是无量纲频率。改自Wheeler（2002）。Fig.1 Dispersion curves for equatorial waves as a function of the nondimensional zonal wave number k* and nondimensional frequency ω*.Adapted from Wheeler (2002).

随着卫星观测的发展，热带波动的更多特征和影响也逐渐被发现，它们在理解热带大气现象中起到了重要作用。例如，平流层中加速向东开尔文波和加速向西MRG 波的周期性（22 个月）变化被用来解释平流层准两年振荡（QBO）的运行原理（Baldwin and Dunkerton, 2001）；而 对 流 层 中 开尔文波和ER 波常被用来解释热带对流加热导致大气的Gill-型环流响应（Gill, 1980）。热带波动一般被限制在近赤道的低纬地区沿纬向传播，在较高纬度地区逐渐衰减，但是在西北太平洋地区受季风环流等因素影响能够在热带的高纬度维持，甚至加强向北移动影响中纬度地区，能够对我国夏季的天气和气候产生重要影响，例如季风活跃—中断的周期，台风生成和路径等。本文主要聚焦对于天气和气候影响最直接的对流层中的热带波动。主要总结了主要热带波动的理论解及其观测的特征和可能机制，并以热带气旋为例简介了热带波动对与热带天气的影响。

2 热带波动的理论解及其特征

通过求解赤道β平面上（科氏力参数f正比于到赤道距离y，即f=βy）的浅水方程组的纬向传播的波解，Matsuno（1966）得到了频率和波数的水平频散（色散）关系：

其中，k是纬向波数，ω是频率，g是重力加速度，he是流体的自由高度[等效（无扰动）深度]，β是科氏参数的经向梯度。n为经向模态数，对应于经向速度的经向剖面中的节点数。该水平频散关系的解能成功地描述和预测主要热带波动的基本特征。方程（1）是关于ω的三次方的方程，所以对于特定的k和n有3 个解。

（1） 罗斯贝（Rossby）波解[低频时，ω2/(ghe)远小于其他项]：

纬向相速度（Cp=ω/k）是频散关系图（图1）上由相对于原点的位置决定，而纬向群速度（Cg=∂ω/∂k）是曲线的局部（切线）斜率。ω与k反号，因此罗斯贝波的位相相对于基本气流总是向西传播，而波动能量可向东也可向西传（群速度）由纬向尺度决定（图1）。利用该理论解代入浅水方程，可以得到Rossby 波的水平结构（图2）。

图2 赤道β 平面上浅水方程的纬向波解的水平结构。时间和长度单位均已无量纲化。k*为无量纲的纬向波数，k*=±1。纵坐标0 为赤道位置。红（蓝）阴影表示辐散（合）区，间隔0.6 个单位。实（虚）等值线是正（负）位势，间隔0.5 个单位。改自Kiladis et al.（2009）。Fig.2 Horizontal structures of the zonally propagating wave solutions to the shallow water equations on an equatorial β plane.The units of time and length have been dimensionless.k represents a nondimensional zonal wave number, k*=±1.The equator runs through the center of each diagram.The colors are for convergence (blue shadings) and divergence (red shadings), with a 0.6 units interval between successive levels.Contours are geopotential, with a contour interval of 0.5 units.Adapted from Kiladis et al.(2009).

（2） 惯性重力（IG）波解（高频时，-kβ/ω为小项）：

这些解集对应的波分别称为东向惯性重力波（正）和西向惯性重力波（负）。对于大k和小n，这些波的频散（色散）近似于纯重力波的频散。

除了非常低波数的西传惯性重力波外，惯性重力波也是相位和能量传播一致的波。显然，惯性重力波的传播速度比罗斯贝波快得多，而开尔文波的相位速度处于中等水平。

（3）混合罗斯贝重力波（MRG）解和东传的惯性重力（IG）波解（当n=0 时）：

（4）式中，“±”为“-”号时表示MRG 波，同时包含罗斯贝波和惯性重力波的特性，MRG 相位向西的传播，能量向东；“±”为“+”号时表示东传的惯性重力波。

（4）开尔文（Kelvin）波解（经向风为零），由简化后的浅水方程能推导出开尔文的频散关系为

开尔文波，常被设置为n=-1，

u在远离赤道衰减，所以相速度为正，波动总向东传。开尔文波是纬向速度和经向压力梯度的地转平衡，科氏力在赤道的符号变化保证了开尔文波存在。开尔文波是非频散波，它们的相位同群速度一致向东传。

不同热带波动的水平结构之间存在根本差异，如惯性重力波和开尔文波的风较弱往往更具辐散性，而MRG 和ER 波的风则更强更具旋转性（图2）。

3 热带波动信号的提取及观测特征

3.1 热带波动的划分及滤波方法

从观测资料中准确分离出不同热带波动的信息对于热带波动及相关问题的研究都有重要意义。由于各种波动的在周期上有所重叠，常用的通过周期滤波（如Butterworth 滤波）并不能准确地提取单一波动的信号。Kasahara（1976）提出了Hough 函数展开方法，它是利用球坐标下浅水波方程的本征解作为基函数（Hough 函数），同时配置将高度场、纬向风场、经向风场联合展开成各种波动。Yang et al.（2003）提出了抛物线柱函数展开法，它是利用β平面下线性化方程的理论解（用抛物线柱函数）展开波动。Wheeler and Kiladis（1999）在时空谱分析的基础上，利用不同波动的频率—波数的差异去分离各种热带波动的信号（图3）。这些方法都能有效地分离出热带波动的信号，而运用时空谱分析来提取各种波动的信号是目前使用比较多的方法。

图3 1979～2022 年6～11 月15°S～15°N 平均的向外长波辐射的（a）对称、（b）反对称分量的归一化频率—波数谱（彩色阴影）。Fig.3 Normalized wavenumber-frequency spectrum (color shadings) for (a) symmetric and (b) antisymmetric components of OLR (outgoing longwave radiation) averaged between 15°S and 15°N during June-November 1979-2022.

时空谱（Space-time power spectra）分析主要是利用二维（时间、空间）傅里叶变换（Båth,1974）来做谱分析。一个有M个空间点（xm,m=1,2, ···,M）和N个时间点（tn,n=1, 2, ···,N）的二维函数f(tn,xm)，它的时空谱能量E可以表示为

其中，

时空谱分析能够通过波数—频率的不同，区分出天气尺度和行星尺度的各种大气信号。Wheeler and Kiladis（1999）利用一个背景谱来改进时空谱分析的结果，使得时空谱分析的结果能够更加明显地 反 映 大 气 中 的 热 带 波 动。Roundy and Frank（2004c）引入一个标准化方案对Wheeler and Kiladis（1999）的时空谱分析进行改造，使得其能够在不同物理量间对比。Hendon and Wheeler（2008）对这个方法做了详细的描述和总结。为了区分普通的时空谱分析，我们把Wheeler and Kiladis（1999）改进后的谱称为频率—波数谱。近十年，已有不少利用频率—波数谱分析对热带大气的波动及其影响的 研 究（Wheeler et al., 2000; Roundy and Frank,2004a, 2004b; Bessafi and Wheeler, 2006; Frank and Roundy, 2006; Masunaga, 2007; Roundy et al.,2009）。这些研究研究的结果从一定意义上证实了该方法的可行性，如图3 所示15°S～15°N 的向外长波辐射（OLR）的频率—波数谱中常见的热带波动都能清晰的区分。频率—波数谱分析要求物理量在纬圈上的连续，因此先前的研究都是对全球热带进行分析，这样无法反应热带波动在局地的特征。Wu et al.（2014）通过在局地资料的两端选取一定纬度使其衰减到零的方案，对于时空谱做了进一步的改进，使得它能够反映局地热带波动的特征。

在时空谱分析得到能量谱的基础上，可以区分出不同热带波动对应频率—波数的能量谱，再通过二维傅里叶变换的逆运算可以得到该频率—波数对应的原始场中的分量。利用这种方法可以运用时空谱分析对不同资料进行滤波。通过不同大气热带波动在频率和波数上的差异来滤波，对于大气热带波动信号的提取要远远优于传统的只利用周期来提取的滤波方法。该滤波方法已经被应用于不同物理量的热带波动特性分析中（Wheeler and Kiladis, 1999;Wheeler et al., 2000; Roundy and Frank, 2004a,2004b, 2004c; Bessafi and Wheeler, 2006; Frank and Roundy, 2006; Masunaga, 2007; Roundy et al.,2009），这些研究结果证明该方法能有效提取热带波动的信号。常用的各种热带波动的滤波标准列在表1 中。滤波主要是根据各种波对应的不同周期（频率）、波数以及相应的波等效深度（the equivalent deplths）所对应的周期和波数来提取。由于MRG 波在频率和周期上与TD 波重合，他们很难通过频率和波数来分离。为了有效地分离TD波，给出的定义的TD 波比实际TD 波的范围要小。

3.2 热带波动的观测特征

从观测的热带大气信号（如风、对流等）的时空谱的峰值分布与（Matsuno, 1966）浅水波方程解的频散曲线吻合的非常好，但是在结构和移动特征上存在一定差异。例如，观测对流耦合波动的相速度比浅水方程得到的理论速度慢，并且垂直结构也随着高度的上升有明显的倾斜（例如，Liebmann and Hendon, 1990; Takayabu and Nitta, 1993;Wheeler and Kiladis, 1999）。这很可能是由于实际大气中热带波动常伴随着对流活动，它们的特征与自由大气中的波动有着重要的区别。随着更多高质量观测资料和滤波方法的出现，热带波动的特征被不断的揭示出来（例如，Kiladis et al., 2009; Wang and Zhang, 2015; Feng et al., 2016; Kiladis et al.,2016）。近期观测研究（Wu and Takahashi, 2018）发现，热带波动气候平均的对流强度（OLR 扰动的方差）和涡旋强度（850 hPa 扰动动能）现了不一致的年循环，其峰值存在明显偏差（图4）。

3.2.1 ER 波

对流层赤道罗斯贝波表现为向西传播的气旋对，通常具有全球纬向6 波的水平结构（Kiladis and Wheeler, 1995），这与Matsuno（1966）给出的n=1 Rossby 的浅水理论结构（图2）的特征相似。观测中ER 波的对流位置更偏西偏赤道，位于低层西风向极的气流中，与850 hPa 辐合区一致（Wheeler et al., 2000）。当ER 波与弱对流耦合情况下，其垂直方向上具有极深厚的正压结构（能够到100 hPa），而在暖池上与深对流耦合时，展现为复杂的垂直结构（Kiladis and Wheeler, 1995; Yang et al., 2007）。

ER 波在太平洋中部较为常见，并传播到西太平洋，与西风爆发密切相关，并能进一步通过风应力影响赤道海温（Kiladis and Wheeler, 1995）。相对于其他热带波动，ER 波的速度较慢、空间尺度较大，与背景环境相互作用的可能更大。例如，在MJO中ER 波持续时间足够长且移速足够慢，能引起Gill 型响应（Hendon and Salby, 1994），并且ER波能够沿背景风传播并被调制，因此MJO 风异常的大小与ER 波的相位速度的大小相似（Kiladis et al., 2009）。

3.2.2 MRG 波

Matsuno（1966）理论得到的MRG 波的波长大约9000 km，环流中心位于赤道，具有南北反对称的风场结构，辐合和辐散分别位于经向风场的出流和入流区域，沿着赤道向西或者向东传播（图2c）。MRG 波的环流与热带深对流之间的存在着耦合关系，对流活动的变化与径向风有很好的关 系（ Takayabu, 1994; Dunkerton and Baldwin,1995）。增强（抑制）对流对应低层风向极地（向赤道）的分量，与对流相比风倾向于出现在更东边位置；温度扰动的垂直结构与开尔文波的垂直结构非常相似，因传播方向相反故倾斜也是相反的（Wheeler et al., 2000）。

MRG 波西传过程中受局地基本气流影响会发生结构的变化，甚至会变为其他类型的波动。在纬向辐合气流的作用下，MRG 波的对流层低层风场的水平尺度发生收缩，移动速度减慢（Webster and Chang, 1988），并逐渐离开赤道向高纬地区移动。同时，MRG 波西传过程中的动力热力结构会发生系统性的变化，并且还伴随着垂直方向的传播，环流的中心会与深对流活动的中心逐渐重合，对流活动与波动环流更加紧密地耦合在一起，这时候MRG波的性质会发生变化，转变成为TD 波（Takayabu and Nitta, 1993; Dickinson and Molinari, 2002; Wu et al., 2014），部分能够引发热带气旋。

3.2.3 开尔文波

开尔文波是动力结构最简单的热带波动，它是向东传播的纬向风的非频散扰动，其在赤道最强向两极呈高斯衰减（Roundy and Frank, 2004c）。开尔文波在赤道附近的结构本质上是向东传播的重力波的结构（Straub and Kiladis, 2003）。观测的对流耦合开尔文波具有与线性浅水方程解一致的传播特性和水平结构（Takayabu and Murakami, 1991; Straub and Kiladis, 2003）。同 时，Yasunaga and Mapes（2012）注意到以辐散为主的开尔文波和惯性重力波主要受浮力扰动控制，不同于以旋转为主的Rossby 波、MRG 波和TD 波，它们与水汽耦合更强。开尔文波中浅对流往往先于深对流和层状降水东传（Straub and Kiladis, 2002），OLR 异常与最强烈的垂直运动的位置一致。观测中对流耦合开尔文 波 通 常 以10～20 m s-1的 相 位 速 度 和3000～7000 km 的 波 长 向 东 移 动（Wheeler and Kiladis,1999; Roundy, 2008）。这个速度远小于浅水方程解的干开尔文速度，这很可能是对流和波动相互作用极大限制湿开尔文波的相速度，但是其机理并没有被很好解释。

3.2.4 TD 波

TD 波又名东风波，是发生在对流层的一种向西传播的天气尺度波动，通常是以不对称波出现。虽然TD 波不对应于浅水方程的理论解，但它是太平洋、大西洋，以及撒哈拉以南非洲地区最常见的天气波动之一。TD 波被认为是赤道外向西传播的不稳定罗斯贝波，常与季风环流和ITCZ 联系（Wang and Xie, 1996; Kiladis et al., 2009）。早期东风波的研究表明，TD 波的波长为2500～3500 km，相位速度为8 m s-1，周期为3～4 天，最大经向风异常在700～850 hPa（Reed et al., 1977; Kiladis et al., 2009）。TD 波的水平结构和对流耦合特征在不同陆地、海洋区域有所差异，这种差异与基本气流具有密切关系。而它的的垂直结构与MRG 波相似（Kiladis et al., 2006; Serra et al., 2008）。东风波在非洲主要从垂直风切变中萃取能量；在海上以正压能量转化为主，从水平切变中提取能量；在太平洋ITCZ 中潜热对其具有重要影响。TD 波伴随着周期性的湿对流降水过程对热带天气产生显著影响，部分TD 波会发展出暖心结构形成热带气旋，它是热带气旋的重要胚胎（例如，Fu et al., 2007; Cai et al., 2018）。

3.2.5 MJO

MJO 是一种季节内振荡，行星纬向波数在1～5 左右，周期在30～60 天之间。MJO 表现出数千公里的对流和纬向反转环流的东传，其不同于对流耦合的赤道波，因为它发生在远离赤道波频散曲线的波数和频率上，大尺度运动和对流非绝热加热相互作用起到了核心作用。MJO 常伴随着热带降雨增强和减弱的区域向东传播，它是一种全球的波动，在印度洋和太平洋上空更为活跃。MJO 引起的大气异常与MJO 对流加热导致的Rossby 环流有关。MJO 对于全球热带降水、季风的爆发和中断、热带气旋活动等都有重要的调节作用。由于数值模式仍无法较好再现热带对流过程，因此目前多数数值模式并不能很好地模拟和预测MJO 活动。

4 热带波动的动力学理解

经典的“干”线性赤道β平面浅水理论（Matsuno, 1966）成功地描述和预测了大气热带波动的基本结构和运动特征，但是浅水理论不足以精确解释观测到的热带波动的主要特征。且热带波动的耦合结构和速度在不同季节和区域存在较大差异。因此，解释导致热带波动特征差异的成因已经成为热带波动理论研究的主要挑战之一。非线性波波相互作用和波流相互作用可能会改变波的结构和频散关系（Zhang and Webster, 1989; Straub and Kiladis,2003）。对流层中的热带波动波多与“湿”深对流有关，也因此被称为对流耦合波动，因此将“湿”的影响引入热带波动理论中能够改进热带波动的特征解释。对流耦合意味着对流和波动力之间存在相互作用，这种波动—对流相互作用也可改变热带波动 的 特 征（Wheeler and Kiladis, 1999; Lindzen,2003）。本文仅回顾了波—流相互作用、波动—积云对流相互作用、以及水汽在对流耦合波动中的作用机制。

4.1 波—流相互作用

热带波动在传播过程中，其水平和垂直结构、传播特征都会发生变化。已有研究表明这与局地大尺度基本气流密切相关，Lau and Lau（1992）使用波—流相互作用的能量平衡方程诊断分析了热带扰动的主要能量来源。随后的一些研究（Sobel and Maloney, 2000; Maloney and Hartmann, 2001;Maloney and Dickinson, 2003）指出，西北太平洋上夏季环流有利于能量向小尺度的大气波扰动转化，这使得热带波动在西北太平洋活动更活跃。Wu et al.（2012）指出这种波—流能量转化与夏季西北太平洋季风槽环流系统密切相关，它使得季风槽年际变化与天气尺度扰动增长和热带气旋生成之间密切联系。如此的能量转化会使得能量在热带波动中累积，使得波动结构和振幅发生改变（Done et al.,2011）。已有研究（Webster and Chang, 1988; Webster and Chang, 1998）发现辐合气流能够使得Rossby波的纬向波数增加、波长减小。Kuo et al.（2001）表明波扰动在接近季风汇合区时能够通过与季风平均流的相互作用引起的波尺度收缩形成新的扰动涡旋。Wu et al.（2015a, 2015b）进一步研究指出大尺度的季风切变和辐合基本气流能够使得ER、MRG、TD 波的水平结构收缩和倾斜（图5）。这种波—流相互作用也存在于不同尺度间的波动之间，如Aiyyer and Molinari（2003）利用线性浅水模型模拟了MRG 波与MJO 大尺度环流相互作用，发现这会使得MRG 波的波长缩短，可能会发展出TD波扰动，并且进一步在观测中证实（Aiyyer and Molinari, 2008）。

图5 季风槽切变气流通过正压能量转化导致水平倾斜波结构的发展和维持示意图：（a）季风槽的纬向风异常；（b）季风槽中初始热带波动的涡旋和平均的异常涡动通量；（c）平均的涡动量通量和东北—西南倾斜的涡旋结构的产生和发展（当波动通过正压能量转换与季风槽切变气流相互作用从季风槽中提取正压能量时）。改自Wu et al.（2015b）。Fig.5 Schematic diagram for illustrating the development and maintenances of horizontal tilted wave by barotropic energy conversion processes in the monsoon trough region: (a) A zonal wind anomaly along the monsoon trough; (b) the eddy and the mean anomalous eddy momentum flux of the initial tropical waves in the sheared zonal flow of monsoon trough; (c) the mean eddy momentum flux and northeast-southwest tilting of eddy generated and development, when the eddy interacts with the sheared zonal flow of the monsoon trough by barotropic energy conversion, which accelerates to extract barotropic energy from the monsoon trough.Adapted from Wu et al.(2015b).

4.2 波动—积云对流相互作用

热带波动的动力结构与对流耦合能够影响到热带波动的结构和运动特征。这里以太平洋上对流层中常见的天气波动TD 波为例来讨论波动—积云对流相互作用对于热带波动不稳定发展的特征与作用机制。虽然波—流相互作用能够在很大程度上解释TD 波活动的统计特征，但在太平洋上TD 波动的最主要能量来源于凝结降水造成的非绝热加热，而并非来源于基本气流（Lau and Lau, 1992; Tam and Li, 2006）。李崇银（1985）和Li（1993）发现积云对流加热的反馈是激发热带东传或者西传波动的重要动力学机制。Li（2006）通过数值试验发现，如果没有湿对流的反馈过程，即使基本气流存在水平与垂直切变，TD 波动的强度仍然会逐渐衰减，只有加入了对流的反馈过程，波动的强度才会发生不稳定增长。这些研究表明，要抓住赤道波动演变的关键物理机制，必须考虑积云对流反馈的作用。

目前用来解释热带环流—对流耦合的两大类理论框架是：波动—第二类条件不稳定（wave-CISK）和准平衡（quasi-equilibrium）。Wave-CISK 理论认为边界层的辐合引起波动中的凝结潜热加热，而潜热加热则进一步破坏了大气的稳定性，造成不稳定 发 展（Hayashi, 1970; Lindzen, 1974; Li et al.,2002; Ling et al., 2009）。从20 世纪70 年代开始，wave-CISK 就已经被用来解释热带波动的稳定性（例如，Hayashi, 1970; Lau and Peng, 1987; Ling et al., 2013; Liu et al., 2019）。然而，由于不同文献中TD 波的结构具有很大的差异，该波动中是否存在wave-CISK 反馈机制，存在着比较大的争议。例如，Tam and Li（2006）发现TD 波中的垂直运动与边界层的最大涡度相重合，暗示着wave-CISK 在其中可能起了重要作用。Feng et al.（2016）同样发现TD 波中的垂直运动最大值发生在边界层辐合的上方，并且如理论所要求的一样，垂直速度随高度向波动后侧倾斜。更多的研究则否认了TD波中存在wave-CISK 反馈。Reed and Recker（1971）使用了太平洋上空的探空观测资料，发现自由大气中的垂直运动与边界层辐合之间没有确定的联系。Takayabu and Nitta（1993）强调了边界层的辐合在TD 波生成中的作用，但是垂向速度的垂直廓线并没有随高度倾斜，不符合wave-CISK 的理论。最近研究（Feng et al., 2020）强调了对流层中低层水汽的平流输运对TD 波湿对流影响。

近年来，准平衡的思想及其诊断方法在热带对流耦合波动现象的研究中发挥了重要作用（例如，Benedict and Randall, 2007; Ling et al., 2017; Wang et al., 2018）。准平衡认为大尺度的环流造成热量与水汽的输运，使得不稳定能量[例如，湿静能（moist static energy, MSE）]在大气气柱内累积，而积云对流通过释放不稳定能量使得大气变得稳定（ Arakawa and Schubert, 1974; Emanuel et al.,1994）。例如，在热带重力惯性波中，大气的湿化过程导致MSE 的增加，而深对流的发生对应着对流层整层MSE 的减少，意味着深对流释放了不稳定能量（Sumi and Masunaga, 2016）。然而，TD波中的对流与不稳定能量的变化并不符合这个过程。在TD 波中，当深对流发生时，整层大气的MSE仍然处于逐渐增加的状态，造成大气气柱进一步的不稳定。MSE 的进一步增加并非完全由平流贡献，因为即使不考虑平流的作用，气柱的不稳定性仍然在增大（Feng et al., 2020）。可以推测，TD 波中的对流—云—辐射—边界层之间相互作用的净贡献是使得大气变的不稳定。因此，积云对流引起的凝结潜热释放和云—辐射反馈是影响热带波动稳定性的重要因素。

4.3 水汽作用

尽管以上研究强调了积云对流在热带波动动力学中所起的作用，考虑到热带积云对流的演变同时受到对流层温度层结（即大气稳定性）与水汽层结的影响，实际上隐含了水汽在赤道波动中起到重要作用。一些考虑水汽作用的经典不稳定模型也能够用来解释水汽在对流耦合赤道波动中的作用。例如，将传统的正压、斜压不稳定拓展到湿大气，综合若干种不稳定而成的一种复合不稳定，例如，湿斜压不稳定（moist baroclinic instability）常被应用来解释印度季风低压和非洲东风波（Moorthi and Arakawa,1985; Cohen and Boos, 2016）。

近年来，“水汽模态”（moisture mode）理论模型（Takayabu, 1994; Adames and Maloney, 2021）得到了快速的发展与广泛应用，很多传统上认为是干动力学起主导的赤道波动，都被陆续指出水汽起到主要作用。“水汽模态”的本质是强调波动的结构与传播特征主要是由大气中的水汽过程决定的，整层或者中低层水汽异常决定了降水的异常，而对流降水加热和层云降水加热的交替出现又影响了波动的移动（例如，Khouider and Majda, 2008; Wang and Zhang, 2015）。不断涌现的观测和理论都证明了大气水汽过程对于热带波动结构的决定性作用（例如，Yu et al., 1998; Wang and Zhang, 2015）。Adames（2021）和Mayta and Adames（2023）提出了在弱温度梯度近似下对赤道波动的湿动力方程组进行量纲分析，从理论上指出水汽是控制ER 波与TD 波的关键因素，指出观测中这两种波动的特性更接近“水汽模态”而非传统的干波动模态。在此基础上，提出了水汽—涡旋不稳定（moisturevortex instability）来解释水汽梯度影响下热带波动的 不 稳 定 增 长（Adames and Ming, 2018a, 2018b;Russell et al., 2020; Adames, 2021）。

5 热带波动对于热带气旋生成和路径的影响及机理研究

众所周知，热带气旋的生成需要合适的大尺度环境的动力、热力条件和初始扰动的共同作用，而热带气旋的路径由生成位置和大尺度环境的引导气流条件决定。由于观测资料和研究手段的限制，以往对于热带气旋生成和路径的短期气候变化研究多集中于大尺度环境条件的作用，而对于初始扰动变化和引导气流的高频（天气尺度）变化的作用研究相对较少。虽然利用大尺度环境背景条件与经典热带热带气旋生成理论（如CISK 机制和WISHE 机制等）能很好地解释已有扰动涡旋发展成为热带气旋的过程，但是无法解释扰动涡旋系统的形成；而背景引导气流（如副高等环流系统）虽然能解释热带气旋路径气候分布的成因，但这无法解释相似背景环流（特别是较弱环流系统）下热带气旋路径的差异，这很可能是由于热带波动与大尺度引导气流相互作用引起的引导气流的高频变化所致，相关机理依然不清。因此，热带波动作为热带大气扰动和环流高频变化的重要来源，它很可能在热带气旋生成和路径的季节内和年际变化中扮演重要角色。

5.1 热带波动影响热带气旋生成及可能机理

热带波动是热带大气运动最重要的形式，它们能导致大气的温度、压强、对流和风场等的振荡进而影响热带天气（Wheeler, 2002）。基于二维傅立叶变换的频率—波数谱分析方法（Wheeler and Kiladis, 1999）能有效的从观测资料中分离出五种主要热带波动信号，即TD 波、MRG 波、ER 波、MJO 和开尔文波。在此基础上，国际上关于热带波动与热带气旋关系的研究得到了广泛发展。已有统计研究表明，热带波动对热带气旋的生成具有显著 影 响（Frank and Roundy, 2006; Schreck et al.,2012）。Dickinson and Molinari（2002）指出MRG波增强并向TD 波的转化最终会导致TD 波的增长和热带气旋生成，进一步研究指出这种向小尺度热带波动的转化能够很好解释热带气旋生成的年际变化 的 特 征（Wu et al., 2014, 2015b）；Lombardo（2004）和Molinari et al.（2007）发现热带气旋常生成在ER 波的波包内，进一步的模式研究证实了ER 波的增长会导致热带气旋的生成（Gall and Frank, 2010; Gall et al., 2010）。而 东 传 的MJO 波由于尺度较大并不直接生成热带初始扰动，但常与西传的热带波动相互作用共同影响热带气旋生成，因此MJO 西风（对流）相位更有利热带气旋生成（Aiyyer and Molinari, 2003, 2008）；开尔文波虽然对部分热带气旋生成有一定贡献（Schreck and Molinari, 2011; Schreck, 2015），但多数研究表明它对西北太平洋热带气旋生成的影响不大（Frank and Roundy, 2006）。而 我 们 的 研 究（Wu and Takahashi, 2018）指出，热带波动的活动能够很好解释热带气旋生成的季节内和年际变化的特征。例如，El Niño 年，伴随季风槽加强东伸波流相互作用加剧使得热带波动在西北太平洋东南象限活动增强，热带气旋生成位置偏东南。这些研究表明，热带波动在热带气旋生成过程中起到重要作用，波动的增长有利于初始扰动和热带气旋的生成，但是其成因和机制尚不明确。

目前，一些研究已经开始致力于解释热带波动增长并触发热带气旋生成的过程。早期研究（Chang and Webster, 1990, 1995; Webster and Chang, 1988）注意到波动能量累积常发生在大尺度环流的辐合区。进一步的研 究（Sobel and Bretherton, 1999; Sobel and Maloney, 2000; Maloney and Hartmann, 2001）指出西北太平洋夏季大气环流有利于向热带波动的能量转化，而这种能量向热带波动的累积有利于热带气旋的生成和维持（Done et al., 2011）。我们的工作（Wu et al., 2014, 2015b）证实这种能量向热带波动的转化和累积与热带气旋生成的年际变化关系密切。这些研究很好地解释了西北太平洋和南海上空热带波动发展和演变过程，但是这些热带波动的能量来源及其季节内和年际变化特征还需深入调查。我们也注意到，虽然有超过60%的热带气旋生成在热带波动中，但仅有不到20%的热带波动能最终发展成为热带气旋（Avila et al., 2000）；观测实验表明，这除了受大尺度环流对波动能量增长的影响外，还与热带波动在发展过程中的动力和热力结构的配置（Zawislak and Zipser, 2014）以及能量的转化密切相关（Ross et al., 2009）。因此，系统分析热带波动加强形成初始扰动涡旋的演变过程及其季节内和年际变化特征，有助于深入理解热带波动对热带气旋生成影响的物理机制。

5.2 热带波动影响热带气旋路径及可能机理

热带气旋的移动路径主要由引导气流（Holland,1983; Wu and Zhao, 2012）和热带气旋生成位置（Wu and Wang, 2004; Wu et al., 2012）共同决定。首先，热带波动能通过影响热带气旋生成的位置影响热带气旋的路径。Wu and Wang（2004）指出，热带气旋的生成位置变化对于热带气旋路径的影响要超过大尺度引导气流的影响。我们的研究（Wu et al., 2012）也发现热带气旋的生成位置能够影响热带气旋的路径和强度的年际变化特征。其次，热带波动能够引起热带大气环流的季节内和天气尺度振荡，从而影响热带气旋的引导气流异常和路径。已有研究表明，热带波动活动对应的大气季节内振荡（ISO）的30～60 天（MJO）和10～24 天（ER波和MRG 波）模态都能够通过传播途径和对流位相的改变影响热带气旋的生成和路径（Li and Zhou, 2013a, 2013b; Ling et al., 2016）。MJO 的 西风相位常伴随更多热带气旋（飓风）活动（Maloney and Hartmann, 2000; Camargo et al., 2008; Kim et al.,2008），当MJO 的对流位于西太平洋（印度洋）上时西北太平洋热带气旋路径区域偏西（东）（Kim et al., 2008）。我 们 的 研 究（Chen et al.,2018）表明，西北太平洋热带气旋倾向于在10～24 天ISO（ER 波和MRG 波）的气旋异常中并沿着它向西北传播接近我国台湾地区，且上述热带气旋的移动是伴随着西北—东南扩展的30～60 天ISO（MJO）气旋异常提供的有利背景条件。而10°～20°N 区域的大气季节内振荡（10～60 天ISO）的异常环流对的中间会出现异常的东风气流，将引导热带气旋西行进入南海地区（Chen et al., 2017;Wu et al., 2020b）。这些研究很好地解释了热带波动所对应的大气季节内振荡（ISO）对于热带气旋路径具有重要影响，但是不同种类的热带波动对于热带气旋路径影响的差异和热带波动对于引导气流影响的机理及其季节内和年际变化特征还需深入调查。

5.3 热带波动活动对热带气旋活动气候异常的影响

随着全球气候变暖，近年来极端天气和气候事件频繁出现，热带波动在其中很可能发挥了重要作用。热带波动是造成2018 年我国热带气旋活动异常活跃的关键因素之一，它与强季风槽相互作用加剧了热带气旋活动异常并调节了热带气旋活动区域（Wu et al., 2020a）。在2018 年大气热带波动[如，10～24 天季节内振荡（ER 和MRG 波）和天气尺度扰动（TD 波）]活跃主要集中在6～9 月，并沿着季风槽在台湾岛以东洋面快速增强，与热带气旋时空分布十分吻合；而北传的30～60 天大气季节内振荡（MJO）的活动局限于140°E 以西的南海海域，从而更多的影响南海的热带气旋生成和活动。已有研究开始关注热带波动活动的气候异常，指出西北太平洋热带波动存在明显的年际变化特征（Chen and Weng, 1998; Huang and Huang, 2011;Zhou et al., 2018）。这主要是由于厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）通过调节大气环流来影响热带波动的能量累积进而影响热带波动的年际变化（Wu et al., 2014, 2015b），它能进一步引起热带气旋等极端天气的年际变化（Wu and Takahashi, 2018）。虽然国际上已经越来越重视热带波动活动及影响的气候特征和机理的研究，但是对于热带波动对全球变暖响应的认识依然有限。

6 总结及展望

本文回顾和综述了热带波动的浅水理论解、热带波动的信号分离方法及观测特征，并简介了几种热带波动的机理。进而，文中还对热带波动对于热带气旋生成及路径的影响机制进行了系统回顾。文中指出，近年来热带波动观测和分离研究取得了明显进展，波动的许多新特征被揭示，这些特征与理论特征存在着差异。现有理论（如波流相互作用、波动—积云对流相互作用、水汽作用等）能够部分解释观测热带波动与理论的差异。这些观测和理论研究表明局地环流和湿对流等在热带波动结构演变、强度和位置中有着重要作用。同时，也有众多研究关注热带波动对于热带天气系统的影响，文中回顾了不同热带波动对于热带气旋生成和路径的影响，这些影响能够较好解释热带气旋形成和移动的机理，并表明热带波动的变化能够较好解释热带气旋数量和分布的气候变异。尽管近年来在热带波动活动观测特征、机理及其影响的研究中取得了重要进展，但是依然有许多科学问题亟待解决，例如：

（1）观测技术发展。虽然卫星观测技术的发展已经大大改进了对于热带波动（特别是海上）特征的了解，但是目前资料变量的种类、垂直和水平分辨率等都大大地限制了对于其特征的分析。多源多平台的观测资料（如卫星、雷达、探空、地面站等），对热带波动的时空分布特征、结构特征和能量特征进行更精细和全面的分析，以及对热带波动与降水、风场、温度、湿度等要素的关联性进行更深入的探讨有助于揭示热带波动的新观测事实。

（2）机理和理论模型发展。热带波动的观测与理论的差异成因，对流耦合机制及影响，波动在热带对流组织中作用，波动对于气候的反馈影响等等都需要进一步研究。这些问题解决对于揭示热带波动的动力学和物理过程，探讨不同类型的热带波动之间的相互作用和转化机制，以及热带波动与其他尺度的大气运动的相互作用（如对流组织、季节内变化、年际和年代际变化、全球变暖等）。

（3）数值模式中热带波动的模拟。虽然模式已经能较准确模拟多数天气气候事件，但是数值模式往往无法准确模拟热带波动尤其是对流耦合波动，这很可能导致了模式结果的不确定性。因此提高热带波动的预测能力和技巧，评估热带波动在不同预报模式中的表现和不确定性，对于提高模式可信度具有重要科学意义。这需要正确理解对流和环流之间相互作用，未来利用热带波动改进模式中对流和动力学之间的相互作用表现，对于改进模式对于热带天气气候的模拟能力具有重大前景。

（4）热带波动对于全球变暖响应和预估。热带波动在热带天气气候事件中具有重要作用，因此无法理解热带波动对于气候变化的响应就无法正确理解气候变化。无法解释热带波动活动的理论和模式对于未来气候变化的预估结果可信度也存疑。

（5）天气预报改进。热带波动主要为天气—季节内时间尺度，它们与天气预报和短期气候预测的尺度最为密切，但是热带波动目前很少被运用到预报业务中。这主要是由于观测中很难直接识别热带波动信号，而目前滤波技术需要波动完成才能被识别（Wheeler 2002）。发展和改进热带波动的识别和预测技术对于引入热带波动具有重要意义，能够为天气预报和短期气候预测提供指导和依据。

本文尝试回顾了热带波动研究的历史发展，并评估了它们对热带天气（如，热带气旋）的影响，但是依然不全面，仅仅提供了部分参考。热带波动的研究对于大气科学发展具有重要意义，必将继续吸引更多研究开展。这些成果将提高天气和短期气候（季节内）变化特征及热带天气气候事件对于气候变化响应的机理认识，这对提高天气预报和气候预测水平都有较好的应用价值。