熱帶氣旋Rossby波能量頻散問題研究進展

史文麗， 費建芳， 黃小剛， 劉磊， 李啟華， 楊璐

1 陸軍炮兵防空兵學院南京校區， 南京 210000 2 國防科技大學氣象和海洋學院， 南京 211101 3 空軍研究院航空氣象防化研究所， 北京 100085

0 引言

西北太平洋是全球熱帶氣旋(Tropical Cyclone, 以下簡稱TC)最活躍的地區(Gray, 1968)，平均每年有27.8個TC在此生成，約占全球TC總數的三分之一(Yumoto and Matsuura, 2001).我國是世界上受TC襲擊最多的國家之一，平均每年約有6至7個TC(包括熱帶風暴、強熱帶風暴、臺風、強臺風和超強臺風)登陸我國(張嬌艷等, 2011；薛建軍等, 2012)，沿海各省及中部省區都會受到TC及其大風、暴雨和風暴潮等災害所帶來的影響，造成我國每年巨大的經濟損失和人員傷亡(陳聯壽和孟智勇, 2001；陳聯壽，2006).隨著對TC發展和運動等物理機制的認識不斷加深(Wang et al.,1998; Li, 2012)，以及數值預報技術的不斷改進(Kurihara et al., 1998; Rogers et al., 2006; 錢傳海等,2012)，近些年來TC的強度和路徑的預報能力已經取得了長足的改進.但是，TC異常路徑的預報準確率仍然較低(Rappaport et al., 2009).同時，由于開闊洋面上缺少可靠的觀測資料，并且包含多尺度系統的相互作用，人們對TC生成的物理機制認識仍然非常有限(Li, 2012; 梁佳,2012)，對其的模擬和預測水平也相對較低.TC預報和模擬能力的提高，亟需進一步深入理解和把握TC生成、發展和異常運動的動力學機理.

大氣運動是在地球自轉的旋轉力場中進行的，旋轉力場的引入使得大氣成為頻散介質.由于科氏力隨緯度的變化(beta效應)，當TC 向西北方向運動時，將向其東南方向發生Rossby波能量頻散(Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; Carr III and Elsberry, 1995; McDonald, 1998).這一過程被稱為TC的Rossby波能量頻散.能量頻散可在TC運動方向的后部激發出反氣旋和氣旋交替排列的Rossby波列，稱之為“Rossby波能量頻散波列”(Luo, 1994; Carr III and Elsberry, 1997; Carr III et al., 1997; Li and Fu, 2006).TC能量頻散的本質是Rossby波波包的傳播，但又區別于傳統的Rossby波傳播.波動的能量源TC是移動的，且在移動過程中不斷向外頻散能量，波列隨TC邊移動、邊發展.自20世紀80年代以來，TC能量頻散問題被提出并開始受到關注.在過去的30多年里，相關研究不斷深入，在能量頻散機制、beta渦旋對、頻散波列結構特征及演變、環境場與能量頻散相互作用、頻散波列對TC反作用等方面取得了大量的研究成果.

已有的研究證實，TC的Rossby波能量頻散與TC異常運動和TC生成密切相關(Holland, 1995; Wang and Holland, 1996a,b; Carr III and Elsberry, 2000a,b).近年來，連續的TC生成導致的多TC共存事件頻發，越來越受到業務部門和科學家的關注，如1617號臺風Megi和1618號臺風Chaba，1713號臺風Hato和1714號臺風Pakhar，1819號臺風Soulik和1820號臺風Cimaron.TC能量頻散則是造成多TC連續生成的重要機制之一(Holland, 1995; Schenkel, 2016, 2017; Hu et al., 2018).雖然TC能量頻散研究成果豐碩，但迄今為止，TC向更廣闊空間的Rossby波能量頻散過程及其影響因子仍然是需要深入研究的問題，解決這些問題是探究TC異常運動和多TC共存事件動力學機理的重要環節.這使得總結回顧TC能量頻散問題研究的必要性和緊迫性進一步增強.本文將從TC能量頻散及其波列特征、TC能量頻散主要影響因子和能量頻散的反饋作用等方面對TC能量頻散的研究成果進行比較全面的回顧總結，同時對一些亟需研究解決的科學問題進行討論，以便為今后進一步探索提供參考和思路.

1 熱帶氣旋能量頻散及波列特征

1.1 理想數值模擬研究

早在20世紀40年代，Yeh(1949)提出了大氣長波的頻散理論, 從線性化的正壓無幅散渦度方程岀發, 解析求得了一維空間擾動風速解, 創立了大氣長波的頻散理論.據此可以解釋西風帶長波擾動的上下游效應.20世紀80年代以來，TC的能量頻散開始受到關注.由于地轉渦度梯度的存在，TC在beta效應的作用下向西北方向運動，同時向其東南方向發生Rossby波能量頻散(Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; McDonald, 1998).

TC能量頻散可在其東南方向激發出波列形式的擾動，這種波列最早通過解析求解得到.Chan和Williams(1987)從線性化的正壓無幅散渦度方程岀發，求得了二維空間擾動流函數的解析解.羅哲賢(1994)利用雙Fourier展開的解析求解方法進一步發現：TC能量頻散具有波列特征，即在TC東側依次出現一個高值系統和一個低值系統，形成TC-反氣旋-氣旋的波列.由于解析求解僅是在線性條件下進行的，波列按正東-正西方向排列.

波列的解析形式在理想數值模式的模擬結果中得到了進一步證實.運用正壓渦度方程模式，Chan和Williams(1987)、Fiorino和Elsberry(1989)以及Smith和Ulrich(1990)發現beta平面上移動的單個正壓對稱渦旋可以通過Rossby波能量頻散在渦旋的內核區域形成一波非對稱結構：氣旋性渦旋位于TC中心西南側，反氣旋渦旋位于東北側，即為“beta渦旋對”.渦旋對之間的非對稱氣流為“通風流”，在通風流引導下，TC向西北方向發生beta漂移.在移動過程中，由于beta效應，能量以Rossby波形式向TC渦旋區域以外頻散(Flierl, 1984)，并激發天氣尺度波列.為了研究向TC區域以外的能量傳播，同樣運用準地轉正壓無輻散模式，羅哲賢(1994)在靜止基流中加入初始對稱相對渦度擾動，經14天數值計算，在流函數場上獲得TC中心以東低-高-低型的波列.Carr III和Elsberry(1995)在研究季風渦旋與TC相互作用時，在正壓模式初始場中同時加入對稱大季風渦旋及小TC渦旋，同樣在模擬流函數場上得到了高值系統和低值系統交替排列的能量頻散波列.由于正壓無輻散模式同時包含線性和非線性過程，因此波列不再是正東-正西方向，而是向TC的東南方向排列，模擬波列的波長約為2000 km(圖1).

圖1 靜止基流(U0)、均勻西風(WU)和東風(EU)基流下無輻散正壓模式積分48 h, 72 h, 120 h 和 156 h的流函數場.虛線(實線)表示負(正)等值線，分別表示氣旋(反氣旋)環流.氣旋和反氣旋環流中心分別由黑色臺風標記和黑色實心圓點表示.當流函數數值大于(小于)1×106 m2·s-1時，等值線間隔為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)對正壓條件下西北-東南走向的TC能量頻散波列的形成給出了物理解釋.TC能量頻散同時包含線性(beta項，βv)和非線性(平流項)過程.初始時刻，由于軸對稱渦旋的等渦度線與流線平行，不存在非線性渦度平流作用，非對稱結構的形成完全由線性項引起.βv使TC環流中出現相對渦度傾向，TC中心以東出現負渦度傾向，以西出現正渦度傾向.這使得TC東部形成高壓脊.西部則為低壓槽.隨著非對稱結構的出現，等渦度線與流線不再平行，非線性平流作用使得TC南側和北側分別出現了負渦度和正渦度平流，最大的負渦度平流位于TC東南側，其引起的渦度變化是線性項的數倍.因此，積分一段時間后，TC中的渦度變化主要由非線性過程控制.在負渦度平流作用下，高壓中心位于TC的東南側，并最終形成了Rossby波列結構.因此，Rossby波列的波長和走向由線性和非線性兩個過程共同決定.

由于真實TC的斜壓結構，在正壓無輻散模式基礎上，基于淺水方程模式和斜壓模式的理想試驗也被用于研究TC能量頻散，并得到了更接近于實際大氣研究結論.Wang和Li(1992)利用多層的原始方程模式研究了能量頻散引起的非對稱環流對TC運動的影響.Wang和Holland (1996a)用淺水模式和斜壓模式對初始的軸對稱斜壓渦旋在靜止大氣中的運動進行5天的模擬，發現TC運動同時受非對稱beta渦旋對和渦旋垂直傾斜共同影響.Luo等(2011)利用淺水原始方程模式得到了更加清晰的TC能量頻散過程，并討論了TC能量頻散與多尺度系統共同作用對TC運動的影響.但由于模擬時間約為3～5天，成熟的三維能量頻散波列還未顯著形成.

Ge等(2007,2008)利用斜壓原始方程模式對TC的三維Rossby波能量頻散過程開展了系統的研究，真正將TC能量頻散的動力學研究從二維平面發展到三維空間，同時考慮了濕過程對能量頻散的影響.他們在beta平面上構造軸對稱的初始渦旋，給定初始渦旋徑向和垂直切向風廓線，深厚氣旋性環流由邊界層貫穿對流層，初始渦旋滿足靜力平衡和梯度風平衡.軸對稱斜壓初始渦旋便于構造且適用于TC三維能量頻散研究.經10天模式積分，得到成熟顯著的三維能量頻散波列.雖然TC能量頻散的發生機制是beta效應，但由于TC動力和熱力結構在垂直層次上的非均勻分布，TC能量頻散的三維結構比二維結構復雜得多.他們的研究發現，在斜壓大氣中，TC的能量頻散波列也具有明顯的斜壓結構：低層為氣旋-反氣旋-氣旋排列，高層則為反氣旋-氣旋-反氣旋排列.在靜止大氣中，三維Rossby波列發展最典型的特征是相對渦度和動能自高層向低層的傳播.由于慣性穩定度在垂直方向上的差異，高層波列發展比低層要快.高層的反氣旋環流很快在東南象限激發出非對稱外流急流，一方面通過改變TC強度和結構影響低層波列，另一方面，產生向下的能量傳播直接影響低層波列.三維能量頻散波列結構的研究對理解與能量頻散相關的TC生成機制有著重要的意義.

1.2 觀測研究

隨著探測技術的發展，觀測資料的時空分辨率顯著提高，TC能量頻散的真實存在性得到了進一步確認，實際能量頻散波列的結構也得以展現.Carr III和Elsberry(1995)在對TC的beta漂移運動進行研究時，利用美國海軍全球大氣業務預報系統(Naval Operational Global Atmospheric Prediction System，NOGAPS)的預報場資料分辨出TC能量頻散波列.他們同時將流函數場與紅外云圖進行對照，發現波列與衛星云圖上常見的成熟TC移向下游出現的波列狀云團的尺度很相近.徐祥德等(1996,1998)利用TCM-90 臺風現場科學試驗資料發現，在臺風Flo和臺風ED的經濾波得到的擾動能量場上存在著高-低-高的波列結構，同時臺風運動經向位置與動能變化的相關系數場、臺風熱力結構與環境場濕度的相關系數場上也存在這樣的波列結構，波列的演變與臺風的運動趨勢相吻合.因此，他們認為作為動力、熱力強迫源的臺風渦旋在移動過程中發生能量頻散，它與環境場的動力、熱力因素的相互作用可以影響頻散波列的演變，能量頻散波列的演變反映了臺風與環境場相互影響的特征.

Li等(2003)利用全球再分析資料、海表風場資料和熱帶測雨任務衛星(TRMM)的微波成像儀(TMI)資料，清楚地識別出西太平洋TC 能量頻散波列的水平和垂直結構.他們通過對觀測資料進行3～8天的帶通濾波，得到了天氣尺度的擾動波列(圖2).典型Rossby波列的波長約為2000～3000 km.垂直方向上，散度場為明顯的斜壓結構，渦度場則為近似的正壓結構.波列強度(渦度)在中、低層最強.Fu等(2007)的觀測研究中也指出了波列強度自低層向高層減弱的特征，到200 hPa的波列結構就不再明顯.

圖2 2000年8月6日至9日經3～8天濾波的QuikSCAT海表風場.“A”為臺風杰拉華，“B”為8月9日在杰拉華尾部Rossby波列中新生成臺風艾云尼(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，通過時間濾波從觀測場中分離能量頻散波列的方法被廣泛地運用到實際TC能量頻散的相關研究中(Fu et al., 2007; Xu et al., 2013; Yuan et al., 2015; Shi et al., 2017; Hu et al., 2018).然而，由于時間和空間濾波方法都有可能由于變量場的時空不連續性造成虛假的波動，因此一些波動傳播診斷量被用于證實能量頻散的真實存在性，如E(Eliassen-Palm)矢量.Trenberth(1986)提出E矢量方法，用以證實Rossby波能量頻散的存在.E矢量已被廣泛地運用到臺風Rossby波能量頻散的觀測研究中(Li et al., 2003; Li and Fu, 2006; Ge et al., 2010; Xu et al., 2013; Hu et al., 2018)，可指示時間平均中心點附近，臺風激發出的Rossby波頻散的方向和強度.E矢量越大，表明TC能量頻散越強.通常新TC會在原有TC的E矢量大值區軸線方向生成.

1.3 實際個例數值模擬研究

針對實際TC個例能量頻散的數值模擬工作在近年來才開展起來，且相關的研究工作仍然較少.Ge等(2010)利用中尺度模式(MM5)對2000年臺風Bilis通過能量頻散激發臺風Praprioon生成這一過程進行了實際個例模擬.模擬結果表明，在復雜的中尺度模式中，TC能量頻散過程也可以被“捕捉”.通過一系列敏感性試驗證實了他們在斜壓理想試驗中得到的高、低層波列直接和間接的相互作用過程(Ge et al., 2008)，并據此給出了已有TC能量頻散激發新TC生成的兩個途徑.從傳統二維正壓Rossby能量頻散角度來看，低層波列中的氣旋性環流有利于增強低層輻合和對流運動.從三維能量頻散角度來看，高層能量頻散激發的非對稱外流急流使得急流出口左側形成具有高層輻散的次級環流.高層的輻散有利于對流的進一步加強，為新TC的生成創造有利的大尺度條件.實際個例數值模擬研究證實了實際TC的三維能量頻散相比于二維頻散更加復雜，對其的進一步研究是非常必要的.

近年來，TC能量頻散研究不只局限于TC激發的天氣尺度波動，它與其他多尺度波動的相互作用越來越受到關注.Chen和Tam(2012)通過個例分析及多層斜壓模式模擬研究了2002年由TC能量頻散波列激發臺風Rammasum、臺風Chataan和臺風Halong生成的事件.他們的研究表明TC能量頻散波列中的氣旋性環流可激發連串新TC生成，赤道外的天氣尺度TC頻散波列可向赤道混合Rossby-重力波轉化，形成新的TC生成觸發機制.Xu等(2014)利用WRF模式模擬了2001年臺風Manyi的生成過程，模擬結果表明，天氣尺度波列、季節內振蕩(Intraseasonal Oscillation，ISO)及高頻渦都對臺風Manyi有重要影響.進一步的敏感性試驗清楚地分離了三類波動的具體作用，其中天氣尺度波列是臺風生成的先導信號，通過能量向東南方向頻散，使較弱渦旋不斷增強，并最終發展為成熟臺風.

2 影響熱帶氣旋能量頻散的主要因子

2.1 大尺度環境場對熱帶氣旋能量頻散的影響

無論是行星Rossby波，中緯度的斜壓不穩定波還是熱帶大氣中的赤道Rossby波，環境場對它們的傳播都有著重要的影響(Wang and Xie, 1996；趙強和劉式適, 2001；譚本馗, 2008；李艷杰和李建平, 2012).因此，不同基流下Rossby波的傳播是被廣泛關注的基礎性科學問題，對于TC能量頻散Rossby波的傳播也不例外.大量研究討論了環境場對能量頻散激發beta渦旋對結構的影響(Holland, 1983; Chan and Williams, 1987; Fiorino and Elsberry, 1989；Smith and Ulrich, 1990；Smith, 1991).Williams和Chan(1994)設計了定常和拋物線型水平切變基流，從無輻散正壓渦度方程出發，在極坐標系下通過解析求解討論了水平環境場中的渦度和渦度梯度對TC內區和外區的一波、二波非對稱渦旋對結構變化的影響，并用正壓無輻散模式進行模擬研究.

當TC能量頻散到環流以外并激發Rossby波列時，環境場同樣對波列的結構有著重要的影響.Carr III和Elsberry(1995)在研究季風渦旋中出現的TC突然轉向現象時，利用正壓無輻散模式，設計了包含季風渦旋和單個TC的初始場.模擬結果表明，當季風渦旋和TC的相對位置改變時，季風渦旋與TC相互作用可使兩者的能量頻散波列均發生變化.通過衛星資料分析，Li和Fu(2006)發現并非所有的TC能量頻散都有Rossby波列形成，頻散波列的形成受TC強度和環境場影響.西北太平洋上的TC僅在155°E以西才有能量頻散波列形成，在以東的區域很少有波列形成.對比兩個區域的水平流場，155°E以東的東風信風明顯強于西側，大于4 m·s-1.因此，弱東風氣流中頻散波列更易形成.Fu等(2007)進一步指出較強的背景氣流會加強環境場的風切變和輻合輻散，可減弱或干擾波列發展.

何種環境氣流條件下TC可以頻散出波列？Krouse等(2008)利用數值模擬和解析求解的方法提出了決定能量頻散波列形成和波列波長的環境因素.基于球坐標系下的淺水方程模式，他們在靜止大氣中強制加入靜止、向東和向西運動的渦旋擾動，模擬結果發現，只有向西運動的渦旋后部有類似于觀測研究中發現的能量頻散波列.在隨渦旋移動的相對坐標系下對淺水方程進行解析求解，發現線性準靜止解可以描述TC能量頻散波動的緯向波長和波列的存在.靜止和向東運動的渦旋不存在靜止解，因此沒有波列形成.他們據此得到了一個重要的結論，影響TC能量頻散波列的環境氣流是TC的引導氣流與波列引導氣流之差，只有當兩者之差為正值，即為相對的西風環境氣流，且風速達到2～4 m·s-1時，才能形成如實際2000～3000 km波長的波列.

均勻環境基流方向的變化可影響TC能量頻散的強度，而水平切變基流甚至可以改變TC能量頻散特征和波列結構.具有渦度梯度的基流曾被證實將使beta渦旋對結構發生改變(Wang and Li, 1995)，Shi等(2016)利用正壓無輻散模式開展理想數值試驗發現，在具有相對渦度(線性切變基流)或相對渦度梯度(拋物線型切變基流)的水平切變基流中，TC能量頻散波列可不再呈現出典型的西北-東南走向波列，波列可發生拉伸、旋轉、分支，波列成員的強度也呈現不同的演變規律.這是由于環境場的切變顯著地改變了波活動通量方向，波動的群速度發生變化，波列的結構因而顯著變化.

Ge等(2007)利用斜壓原始方程模式，在理想斜壓環境下討論了環境風的方向和垂直風切變對TC能量頻散的影響.相比于靜止大氣，均勻的西風(東風)基流將加快(減緩)能量頻散波列的發展速度，并加強(減弱)波列的強度.他們把這種差異歸因于基流通過Doppler 頻移效應對波動群速度的調制.在環境場中加入5 m·s-1的東風和西風的線性垂直切變，且每層的環境風場均勻.通過與靜止基流下的能量頻散對比發現，垂直風切變顯著地影響了TC能量的三維傳播過程，能量自高層先發展并向低層傳播的特征被明顯改變.在東風切變中，低層的波列顯著增強，而高層波列顯著減弱，高層的波列結構變得不明顯，高低層的位相差變大.相反地，在西風切變中，高層的波列顯著地增強，低層波列不復存在，高低層無位相差.

2.2 熱帶氣旋結構和尺度對熱帶氣旋能量頻散的影響

早期理論研究表明，TC的Rossby波能量頻散由TC的風廓線結構和尺度決定.Flierl等(1983)指出，TC的相對角動量和水平尺度對其能量頻散有著重要的影響.Shapiro和Ooyama(1990)利用正壓原始方程的解析和數值結果進一步表明，如果初始對稱渦旋的相對角動量為0，渦旋將不會發生能量頻散，無法形成非對稱結構.Carr III和Elsberry(1995)設計了TC外區切向風場廓線的模型，通過理想敏感性試驗，系統地討論了TC尺度和結構對beta漂移運動和能量頻散波列的影響.在角動量近似守恒的前提下，改變理想TC最大風速半徑、最大風速、零風速半徑和環流外區的徑向風廓線，對比不同TC結構對能量頻散波列的影響.結果表明，TC的能量頻散與TC總相對角動量的平方根成正比，總相對角動量由TC的外區結構及尺度決定，與內區結構關系不大.利用NOGAPS預報資料場對尺度不同的能量頻散波列進行分析，進一步證實了尺度越大的TC激發出的波列越強.

由于在開闊海域，缺乏TC的結構和尺度可靠的觀測資料，它們對能量頻散影響的觀測研究較難進行.基于較強的TC通常具有較大尺度這一事實，Li和Fu(2006)和Fu等(2007)用TC強度的觀測數據表征TC的尺度，并對TC強度與能量頻散的關系進行了觀測研究.從34個TC個例的生命史中提取了233個時刻的瞬時場作為統計樣本.依照TC瞬時的中心最低氣壓值將TC分為三類：中心氣壓低于960 hPa的為強TC，氣壓介于960 hPa到980 hPa的為中等TC，高于980 hPa的為弱TC.強TC中，有87%可激發出能量頻散波列，而只有40%的中等TC可以激發頻散波列.弱TC可激發波列的比率最小，僅為30%.由此證實了真實大氣中TC能量頻散的確對TC的強度非常敏感.

2.3 其他因素

除了大尺度環境場，TC周圍與其尺度相當或尺度更小的系統也可以影響TC的能量頻散.Luo等(2011)利用淺水原始方程模式在初始場中同時構造了副高、TC渦旋和中尺度渦旋.模擬結果發現，TC周圍的中尺度渦旋可與TC發生多尺度相互作用，渦旋被TC軸對稱化后，引起TC的尺度增大，使TC能量頻散過程發生變化.

一個孤立圓渦和一個或幾個中尺度渦可以組成非孤立圓渦，形成復雜構型，被稱為“復雜非孤立圓渦”(羅哲賢，2011)，包括TC在內的許多災害性天氣都具有這樣的復雜構型.在只考慮線性過程的理想試驗中發現，在非孤立圓渦的條件下, 渦旋能量頻散也形成了一個TC-反氣旋-氣旋的波列.但是，波列成員中心的連線不再是一條直線，而是一個三角形.三角形底角的角度與初始中尺度渦的強度之間存在非線性聯系.

3 熱帶氣旋能量頻散的反饋作用

3.1 熱帶氣旋能量頻散與熱帶氣旋生成

TC生成是一個熱帶擾動轉變為暖心氣旋性系統的過程.Gray(1975,1977)給出了TC生成的有利環境條件，包括低層的正相對渦度、與赤道相距一定緯度、26.1 ℃的暖洋面、較小的垂直風切、地面至500 hPa較大的相當位溫以及對流層中層較高的相對濕度.Ritche和Holland(1999)總結了有利于西北太平洋TC生成的大尺度環流場，包括季風切變線、季風輻合帶和季風渦旋.但僅有這些有利的環境條件并不能導致新TC生成，還需要一些觸發機制.前人的研究中指出多種天氣尺度擾動可以成為TC生成的觸發機制，如東風波擾動(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)和熱帶低壓型天氣尺度波動的發展(Lau K H and Lau N C, 1990; Chang et al., 1996)參與其中.

除了以上的幾個熱帶波動之外，TC的Rossby波能量頻散波列也是觸發TC生成的重要初始擾動(Frank, 1982; Davidson and Hendon, 1989; Ritchie and Holland, 1997).當TC由于beta漂移向西北方向運動時，向東和向赤道頻散能量，擾動能量的聚集可以觸發環境場(如赤道輻合帶)中的正壓和斜壓不穩定能量.積云對流在頻散波列的氣旋性環流處聚集，并通過對流-摩擦反饋作用使波動的擾動進一步增強(Wang and Li, 1994)，TC就在波列的氣旋性環流中形成.Holland (1995)在數值模式中模擬了西北太平洋上由TC能量頻散激發的連續TC生成現象.因此，TC能量頻散常常造成多TC共存事件(Krouse and Sobel, 2010; Schenkel 2016, 2017; Hu et al., 2018).Xu等(2013)統計分析了幾類熱帶波動觸發TC生成概率，其中能量頻散、天氣尺度波動和東風波分別激發了24%、32%和16%的TC，可見能量頻散是TC生成中常見且重要的觸發機制.

TC能量頻散激發新的TC生成需要在有利的環境場條件下.Li和Fu(2006)利用實際個例用洋面散射風和云中液態水等衛星資料，清楚地識別出西太平洋TC的波列特征，并觀察到波列發展與TC生成的過程.在波列反氣旋環流中，水汽含量少，為新生TC的低概率區；在波列成員氣旋性環流中，水汽含量多，為新生TC的高概率區.但是并不是所有TC的能量頻散波列中都能有新的TC生成，這是由環境場的動力和熱力條件決定的，環境場條件的變化受季節循環和大氣低頻振蕩的調制.有利的大尺度環境場包括低層較強的輻合運動和氣旋性渦度，相對較弱的垂直風切變以及對流層中層較強的濕度.TC在能量頻散波列中生成的時機由波列強度、環境條件等動力因素以及表層濕靜力能聚集的熱力因素共同決定，反映了波列與平均氣流相互作用的重要性.Fu等(2007)通過對美國國家環境預測中心/國家大氣研究中心(National Centers for Environmental Prediction/National Center of Atmosphere Research，NCEP/NCAR)提供的全球格點再分析資料進行20天低通濾波得到了TC發展的環境場，對可生成TC和不可生成TC的波列中氣旋性環流周圍5°×5°范圍內進行平均，從環境場渦度、散度、水汽和緯向風垂直切變等環境場要素對比了兩者之間的差異.

朱永褆等(2004)和Li等(2006)利用TCM模式研究了TC頻散波列發展為新TC的環境場條件.他們指出，在靜止大氣中，TC雖然可以形成能量頻散波列，但并不能發展為新TC.而在季風渦旋、季風槽切變等理想環境場中，波列中的氣旋性環流可以較快增強，并最終形成新TC.這是由于這些理想的環境場可造成較強的低空輻合、高空輻散，促使氣旋性環流區上升運動加強，地面降壓，在對流加熱正反饋作用下，TC得以生成.

TC能量頻散激發出的新TC不只局限于原有TC的東南方向，而是有著廣泛的分布特征.Shi等(2017)發現新TC被激發的位置具有顯著的規律性，環境場是決定其生成位置的關鍵因子之一.這與Shi等(2016)中的理想實驗結果一致，表明環境場構型與能量頻散波列特征存在對應關系，從而建立了環境場與TC能量頻散這一TC生成機制的聯系，可作為預測和解釋此類TC生成位置的重要依據.

3.2 熱帶氣旋能量頻散與熱帶氣旋的異常運動

環境引導氣流、TC環流的非對稱結構和非對稱對流系統被認為是影響熱帶氣旋(TC)路徑的三個基本因子(Elsberry, 1995).具體來講，環境引導氣流既包括大尺度環流系統提供的引導氣流，也包括內部動力過程及TC與環境相互作用產生的次級引導氣流.TC運動主要由環境引導氣流控制(Chan and Gray, 1982; Carr III and Elsberry, 1990; Harr and Elsberry, 1995; Berger et al., 2011)，在大多數TC個例中引導氣流的作用可以占到50%～80%(Elsberry, 1995).在西北太平洋活動的TC主要受到副熱帶高壓、季風系統和中緯度西風帶系統等天氣系統的影響(Harr and Elsberry, 1991; Lander, 1996)，它們之間可能存在復雜的相互作用從而引起環境引導氣流的突變，這是造成TC異常運動的一個主要原因，而模式對于系統間相互作用不準確的描述成為了路徑預報誤差的“罪魁禍首”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與季風渦旋的合并(Carr III and Elsberry, 1995)，與Madden Julian振蕩(MJO)、準兩周振蕩(QBW)和天氣尺度變率等不同時間尺度環流的相互作用(Wu et al., 2011)，是造成TC異常運動不可忽視的物理機制.由TC外圍環流結構決定的TC能量頻散作用，能在TC環流之外激發出新的外圍反氣旋高值系統，可為TC的轉向運動提供向北的移動分量(Carr III and Elsberry, 1998，2000a, b；羅哲賢, 1994；Luo et al., 2011).TC與環境場的雙向作用(Elsberry et al., 2013)引起的次級引導氣流對TC運動的影響受到了越來越多的重視.

Carr III和Elsberry(1995, 1997, 1998, 2000a,b)提出TC能量頻散在TC尾部激發的反氣旋環流可以使TC東南側向極的引導氣流加強，從而引起TC突然向北轉向.因此，TC能量頻散引起的TC異常運動是許多路徑誤差的重要來源之一.尤其是對于尺度較大、強度較強的TC，其能量頻散出的反氣旋系統可以改變周圍環境場的結構，使TC加速向北運動.他們進一步分析了1989—1995年西太平洋雙TC相互作用的多個個例，提出了直接、半直接和間接作用的TC運動概念模型.TC能量頻散系統與副高、熱帶波動的相互作用是雙TC間接作用模型中的核心物理過程.

羅哲賢(1994)利用正壓無輻散模式對TC能量頻散過程進行模擬，通過強制減弱和去除能量頻散波列的高值系統，研究能量頻散波列對TC運動的影響.當高值系統減弱時，TC路徑較通常的西北向路徑偏西；當高值系統完全被去除時，TC向正西方向移動.羅哲賢(2011)在淺水原始方程模式的理想試驗中，證實了Carr III和Elsberry(1998，2000a)的概念模型.在初始場中同時構造了副高、TC渦旋和多個中尺度渦旋，經過一段時間積分后，TC能量頻散激發出反氣旋環流并與副高環流相連，使TC發生向北的轉向運動.同時，TC與副高的相互作用可受中尺度渦旋影響，多系統相互作用一方面可以使TC能量頻散激發的反氣旋環流減弱，另一方面延緩副高與反氣旋環流的連接，導致TC偏向西行，向極運動減速.

大量TC個例的異常運動被證實與TC能量頻散過程有關.2010年西北太平洋最強臺風Megi西行進入我國南海后發生了向東北方向的突然轉向，利用觀測分析、位渦反演及數值模擬等方法證實這一異常運動與Megi能量頻散激發出的反氣旋環流密切相關(Shi et al., 2014).段晶晶等(2014)分析了2004年臺風艾利與米雷路徑異常變化的成因，兩個臺風發生了不同路徑突變，這主要取決于TC能量頻散激發波列產生的天氣尺度引導氣流與周圍大尺度環境引導氣流的相互作用.畢鑫鑫等(2018)利用位渦反演法研究了2015年臺風天鵝路徑突然北折，天鵝外圍反氣旋環流提供的東北向引導氣流對其北折有重要影響.蘇源和吳立廣(2011)、于堃等(2020)研究了多時間尺度環流相互作用對0505號臺風海棠和1515號臺風天鵝突變路徑的影響，臺風與低頻環流場的相互作用及能量頻散，在臺風東南側形成反氣旋環流，導致臺風北向引導氣流增強，引起臺風路徑突變.

4 結論與討論

處于頻散介質中的擾動會發生能量頻散，TC作為一種天氣尺度擾動，其能量可在大氣中以Rossby波形式發生頻散.20 世紀80 年代以來，通過解析求解和數值模擬方法，氣象學家對能量頻散激發的beta渦旋對及其引起的beta漂移變化已開展了深入研究(Chan and Williams, 1987；Fiorino and Elsberry, 1989; Williams and Chan, 1994；Wang and Li, 1995).但這些研究局限于TC環流附近，著重關注了beta渦旋對的演變.對于能量向TC環流區域以外更大空間、更長時間的頻散過程及由此而激發的波列在近二十年來才逐漸被關注(Luo, 1994； Carr III and Elsberry, 1995, 1997)，而環境場與TC能量頻散波列相互作用的研究在近十年來才開展起來(Li and Fu, 2006；Ge et al., 2007, 2008; Krouse et al., 2008; 羅哲賢, 2011；Shi et al., 2016, 2017).經歷了幾代氣象工作者的努力，TC能量頻散問題取得了較豐碩的研究成果.然而，必須指出的是，雖然TC能量頻散與TC生成和TC異常運動這兩大TC研究熱點問題密切相關，但近年來TC能量頻散問題研究逐漸趨冷，受關注度較低，相關研究成果不多.實際上，TC向更廣闊空間的能量頻散問題仍有許多問題尚未完全解決，TC能量頻散研究可以在以下幾個方面繼續深入進行：

(1) TC能量以波列形式向外頻散，其二維頻散過程在數值模式及觀測資料中都可以被清晰地“捕捉”，但對于真實的TC三維能量頻散過程的認識還十分缺乏.盡管在數值模式中可以模擬TC能量頻散的三維波列傳播(Ge et al., 2010),但是，利用觀測資料對實際TC個例三維能量頻散過程的研究仍是空白.Ge等(2007，2008)在理想斜壓試驗中發現，靜止基流下能量頻散最早在高層發生，然后由高層向下傳播，而垂直風切變將改變高、低層能量頻散的速度和強度.但是，實際大氣中TC是否也具有這樣的三維能量頻散特征仍不清楚.得益于觀測資料在時間和空間精度上的大幅提升，尤其是海面觀測資料的發展，揭示實際TC三維能量頻散過程成為可能，這是TC能量頻散研究中亟需開展的一個基礎性的科學問題.

(2)TC能量頻散激發新TC生成的物理機制有待進一步深入研究.能量頻散波列作為天氣尺度擾動被認為是激發新TC生成的先導擾動，TC能量頻散因而成為TC生成的重要觸發機制之一.目前針對TC能量頻散對TC生成影響的研究，多是從二維TC能量頻散激發的擾動出發，而缺乏從TC能量頻散波列的三維傳播角度去分析其激發新TC生成的機制.TC作為一個復雜的三維天氣系統，其生成過程相當復雜，需要高低層大氣密切配合，是合適的三維渦度場、溫度場、濕度場及不穩定能量共同作用的結果；TC能量在三維空間的頻散過程同樣具有復雜的特征，其在不同高度上的傳播具有顯著差異，TC能量頻散在TC生成過程中究竟起到了怎樣的作用？TC能量頻散激發新TC生成的完整物理機制是什么？這對于完善TC生成機理的認識具有重要的意義.

(3)在beta平面上，移動的渦旋會發生能量頻散.但不同環境場條件下、不同TC發生能量頻散的強度差異很大.環境場及TC尺度是影響能量頻散過程的兩大重要因素.對于環境場的影響前文已總結了大量研究工作，而TC尺度由于資料缺乏，前人針對TC尺度對TC能量頻散的影響研究主要通過數值模擬，或是用TC強度替代TC尺度開展相關研究.隨著觀測資料日益豐富和時空精度大幅提升，實際TC尺度與TC能量頻散的關系問題已具備研究條件.什么樣的TC更容易激發新TC生成？是否大TC激發新TC生成的概率更大，從而更易導致多TC的事件？這些問題的解決將對預測連續TC生成事件具有重要的參考意義.