熱帶氣旋Rossby波能量頻散問題研究進(jìn)展

史文麗， 費(fèi)建芳， 黃小剛， 劉磊， 李啟華， 楊璐

1 陸軍炮兵防空兵學(xué)院南京校區(qū)， 南京 210000 2 國(guó)防科技大學(xué)氣象和海洋學(xué)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(jiǎn)稱TC)最活躍的地區(qū)(Gray, 1968)，平均每年有27.8個(gè)TC在此生成，約占全球TC總數(shù)的三分之一(Yumoto and Matsuura, 2001).我國(guó)是世界上受TC襲擊最多的國(guó)家之一，平均每年約有6至7個(gè)TC(包括熱帶風(fēng)暴、強(qiáng)熱帶風(fēng)暴、臺(tái)風(fēng)、強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和超強(qiáng)臺(tái)風(fēng))登陸我國(guó)(張嬌艷等, 2011；薛建軍等, 2012)，沿海各省及中部省區(qū)都會(huì)受到TC及其大風(fēng)、暴雨和風(fēng)暴潮等災(zāi)害所帶來(lái)的影響，造成我國(guó)每年巨大的經(jīng)濟(jì)損失和人員傷亡(陳聯(lián)壽和孟智勇, 2001；陳聯(lián)壽，2006).隨著對(duì)TC發(fā)展和運(yùn)動(dòng)等物理機(jī)制的認(rèn)識(shí)不斷加深(Wang et al.,1998; Li, 2012)，以及數(shù)值預(yù)報(bào)技術(shù)的不斷改進(jìn)(Kurihara et al., 1998; Rogers et al., 2006; 錢傳海等,2012)，近些年來(lái)TC的強(qiáng)度和路徑的預(yù)報(bào)能力已經(jīng)取得了長(zhǎng)足的改進(jìn).但是，TC異常路徑的預(yù)報(bào)準(zhǔn)確率仍然較低(Rappaport et al., 2009).同時(shí)，由于開闊洋面上缺少可靠的觀測(cè)資料，并且包含多尺度系統(tǒng)的相互作用，人們對(duì)TC生成的物理機(jī)制認(rèn)識(shí)仍然非常有限(Li, 2012; 梁佳,2012)，對(duì)其的模擬和預(yù)測(cè)水平也相對(duì)較低.TC預(yù)報(bào)和模擬能力的提高，亟需進(jìn)一步深入理解和把握TC生成、發(fā)展和異常運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力學(xué)機(jī)理.

大氣運(yùn)動(dòng)是在地球自轉(zhuǎn)的旋轉(zhuǎn)力場(chǎng)中進(jìn)行的，旋轉(zhuǎn)力場(chǎng)的引入使得大氣成為頻散介質(zhì).由于科氏力隨緯度的變化(beta效應(yīng))，當(dāng)TC 向西北方向運(yùn)動(dòng)時(shí)，將向其東南方向發(fā)生Rossby波能量頻散(Anthes, 1982; Flierl, 1984; Luo, 1994; Carr III and Elsberry, 1995; McDonald, 1998).這一過(guò)程被稱為TC的Rossby波能量頻散.能量頻散可在TC運(yùn)動(dòng)方向的后部激發(fā)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(zhì)是Rossby波波包的傳播，但又區(qū)別于傳統(tǒng)的Rossby波傳播.波動(dòng)的能量源TC是移動(dòng)的，且在移動(dòng)過(guò)程中不斷向外頻散能量，波列隨TC邊移動(dòng)、邊發(fā)展.自20世紀(jì)80年代以來(lái)，TC能量頻散問題被提出并開始受到關(guān)注.在過(guò)去的30多年里，相關(guān)研究不斷深入，在能量頻散機(jī)制、beta渦旋對(duì)、頻散波列結(jié)構(gòu)特征及演變、環(huán)境場(chǎng)與能量頻散相互作用、頻散波列對(duì)TC反作用等方面取得了大量的研究成果.

已有的研究證實(shí)，TC的Rossby波能量頻散與TC異常運(yùn)動(dòng)和TC生成密切相關(guān)(Holland, 1995; Wang and Holland, 1996a,b; Carr III and Elsberry, 2000a,b).近年來(lái)，連續(xù)的TC生成導(dǎo)致的多TC共存事件頻發(fā)，越來(lái)越受到業(yè)務(wù)部門和科學(xué)家的關(guān)注，如1617號(hào)臺(tái)風(fēng)Megi和1618號(hào)臺(tái)風(fēng)Chaba，1713號(hào)臺(tái)風(fēng)Hato和1714號(hào)臺(tái)風(fēng)Pakhar，1819號(hào)臺(tái)風(fēng)Soulik和1820號(hào)臺(tái)風(fēng)Cimaron.TC能量頻散則是造成多TC連續(xù)生成的重要機(jī)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(guò)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(yùn)動(dòng)和多TC共存事件動(dòng)力學(xué)機(jī)理的重要環(huán)節(jié).這使得總結(jié)回顧TC能量頻散問題研究的必要性和緊迫性進(jìn)一步增強(qiáng).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?zhàn)饔玫确矫鎸?duì)TC能量頻散的研究成果進(jìn)行比較全面的回顧總結(jié)，同時(shí)對(duì)一些亟需研究解決的科學(xué)問題進(jìn)行討論，以便為今后進(jìn)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(shù)值模擬研究

早在20世紀(jì)40年代，Yeh(1949)提出了大氣長(zhǎng)波的頻散理論, 從線性化的正壓無(wú)幅散渦度方程岀發(fā), 解析求得了一維空間擾動(dòng)風(fēng)速解, 創(chuàng)立了大氣長(zhǎng)波的頻散理論.據(jù)此可以解釋西風(fēng)帶長(zhǎng)波擾動(dòng)的上下游效應(yīng).20世紀(jì)80年代以來(lái)，TC的能量頻散開始受到關(guān)注.由于地轉(zhuǎn)渦度梯度的存在，TC在beta效應(yīng)的作用下向西北方向運(yùn)動(dòng)，同時(shí)向其東南方向發(fā)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(fā)出波列形式的擾動(dòng)，這種波列最早通過(guò)解析求解得到.Chan和Williams(1987)從線性化的正壓無(wú)幅散渦度方程岀發(fā)，求得了二維空間擾動(dòng)流函數(shù)的解析解.羅哲賢(1994)利用雙Fourier展開的解析求解方法進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)：TC能量頻散具有波列特征，即在TC東側(cè)依次出現(xiàn)一個(gè)高值系統(tǒng)和一個(gè)低值系統(tǒng)，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(jìn)行的，波列按正東-正西方向排列.

波列的解析形式在理想數(shù)值模式的模擬結(jié)果中得到了進(jìn)一步證實(shí).運(yùn)用正壓渦度方程模式，Chan和Williams(1987)、Fiorino和Elsberry(1989)以及Smith和Ulrich(1990)發(fā)現(xiàn)beta平面上移動(dòng)的單個(gè)正壓對(duì)稱渦旋可以通過(guò)Rossby波能量頻散在渦旋的內(nèi)核區(qū)域形成一波非對(duì)稱結(jié)構(gòu)：氣旋性渦旋位于TC中心西南側(cè)，反氣旋渦旋位于東北側(cè)，即為“beta渦旋對(duì)”.渦旋對(duì)之間的非對(duì)稱氣流為“通風(fēng)流”，在通風(fēng)流引導(dǎo)下，TC向西北方向發(fā)生beta漂移.在移動(dòng)過(guò)程中，由于beta效應(yīng)，能量以Rossby波形式向TC渦旋區(qū)域以外頻散(Flierl, 1984)，并激發(fā)天氣尺度波列.為了研究向TC區(qū)域以外的能量傳播，同樣運(yùn)用準(zhǔn)地轉(zhuǎn)正壓無(wú)輻散模式，羅哲賢(1994)在靜止基流中加入初始對(duì)稱相對(duì)渦度擾動(dòng)，經(jīng)14天數(shù)值計(jì)算，在流函數(shù)場(chǎng)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(fēng)渦旋與TC相互作用時(shí)，在正壓模式初始場(chǎng)中同時(shí)加入對(duì)稱大季風(fēng)渦旋及小TC渦旋，同樣在模擬流函數(shù)場(chǎng)上得到了高值系統(tǒng)和低值系統(tǒng)交替排列的能量頻散波列.由于正壓無(wú)輻散模式同時(shí)包含線性和非線性過(guò)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(zhǎng)約為2000 km(圖1).

圖1 靜止基流(U0)、均勻西風(fēng)(WU)和東風(fēng)(EU)基流下無(wú)輻散正壓模式積分48 h, 72 h, 120 h 和 156 h的流函數(shù)場(chǎng).虛線(實(shí)線)表示負(fù)(正)等值線，分別表示氣旋(反氣旋)環(huán)流.氣旋和反氣旋環(huán)流中心分別由黑色臺(tái)風(fēng)標(biāo)記和黑色實(shí)心圓點(diǎn)表示.當(dāng)流函數(shù)數(shù)值大于(小于)1×106 m2·s-1時(shí)，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(duì)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(shí)包含線性(beta項(xiàng)，βv)和非線性(平流項(xiàng))過(guò)程.初始時(shí)刻，由于軸對(duì)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(duì)稱結(jié)構(gòu)的形成完全由線性項(xiàng)引起.βv使TC環(huán)流中出現(xiàn)相對(duì)渦度傾向，TC中心以東出現(xiàn)負(fù)渦度傾向，以西出現(xiàn)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(duì)稱結(jié)構(gòu)的出現(xiàn)，等渦度線與流線不再平行，非線性平流作用使得TC南側(cè)和北側(cè)分別出現(xiàn)了負(fù)渦度和正渦度平流，最大的負(fù)渦度平流位于TC東南側(cè)，其引起的渦度變化是線性項(xiàng)的數(shù)倍.因此，積分一段時(shí)間后，TC中的渦度變化主要由非線性過(guò)程控制.在負(fù)渦度平流作用下，高壓中心位于TC的東南側(cè)，并最終形成了Rossby波列結(jié)構(gòu).因此，Rossby波列的波長(zhǎng)和走向由線性和非線性兩個(gè)過(guò)程共同決定.

由于真實(shí)TC的斜壓結(jié)構(gòu)，在正壓無(wú)輻散模式基礎(chǔ)上，基于淺水方程模式和斜壓模式的理想試驗(yàn)也被用于研究TC能量頻散，并得到了更接近于實(shí)際大氣研究結(jié)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(duì)稱環(huán)流對(duì)TC運(yùn)動(dòng)的影響.Wang和Holland (1996a)用淺水模式和斜壓模式對(duì)初始的軸對(duì)稱斜壓渦旋在靜止大氣中的運(yùn)動(dòng)進(jìn)行5天的模擬，發(fā)現(xiàn)TC運(yùn)動(dòng)同時(shí)受非對(duì)稱beta渦旋對(duì)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(guò)程，并討論了TC能量頻散與多尺度系統(tǒng)共同作用對(duì)TC運(yùn)動(dòng)的影響.但由于模擬時(shí)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(duì)TC的三維Rossby波能量頻散過(guò)程開展了系統(tǒng)的研究，真正將TC能量頻散的動(dòng)力學(xué)研究從二維平面發(fā)展到三維空間，同時(shí)考慮了濕過(guò)程對(duì)能量頻散的影響.他們?cè)赽eta平面上構(gòu)造軸對(duì)稱的初始渦旋，給定初始渦旋徑向和垂直切向風(fēng)廓線，深厚氣旋性環(huán)流由邊界層貫穿對(duì)流層，初始渦旋滿足靜力平衡和梯度風(fēng)平衡.軸對(duì)稱斜壓初始渦旋便于構(gòu)造且適用于TC三維能量頻散研究.經(jīng)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(fā)生機(jī)制是beta效應(yīng)，但由于TC動(dòng)力和熱力結(jié)構(gòu)在垂直層次上的非均勻分布，TC能量頻散的三維結(jié)構(gòu)比二維結(jié)構(gòu)復(fù)雜得多.他們的研究發(fā)現(xiàn)，在斜壓大氣中，TC的能量頻散波列也具有明顯的斜壓結(jié)構(gòu)：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(fā)展最典型的特征是相對(duì)渦度和動(dòng)能自高層向低層的傳播.由于慣性穩(wěn)定度在垂直方向上的差異，高層波列發(fā)展比低層要快.高層的反氣旋環(huán)流很快在東南象限激發(fā)出非對(duì)稱外流急流，一方面通過(guò)改變TC強(qiáng)度和結(jié)構(gòu)影響低層波列，另一方面，產(chǎn)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(jié)構(gòu)的研究對(duì)理解與能量頻散相關(guān)的TC生成機(jī)制有著重要的意義.

1.2 觀測(cè)研究

隨著探測(cè)技術(shù)的發(fā)展，觀測(cè)資料的時(shí)空分辨率顯著提高，TC能量頻散的真實(shí)存在性得到了進(jìn)一步確認(rèn)，實(shí)際能量頻散波列的結(jié)構(gòu)也得以展現(xiàn).Carr III和Elsberry(1995)在對(duì)TC的beta漂移運(yùn)動(dòng)進(jìn)行研究時(shí)，利用美國(guó)海軍全球大氣業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)系統(tǒng)(Naval Operational Global Atmospheric Prediction System，NOGAPS)的預(yù)報(bào)場(chǎng)資料分辨出TC能量頻散波列.他們同時(shí)將流函數(shù)場(chǎng)與紅外云圖進(jìn)行對(duì)照，發(fā)現(xiàn)波列與衛(wèi)星云圖上常見的成熟TC移向下游出現(xiàn)的波列狀云團(tuán)的尺度很相近.徐祥德等(1996,1998)利用TCM-90 臺(tái)風(fēng)現(xiàn)場(chǎng)科學(xué)試驗(yàn)資料發(fā)現(xiàn)，在臺(tái)風(fēng)Flo和臺(tái)風(fēng)ED的經(jīng)濾波得到的擾動(dòng)能量場(chǎng)上存在著高-低-高的波列結(jié)構(gòu)，同時(shí)臺(tái)風(fēng)運(yùn)動(dòng)經(jīng)向位置與動(dòng)能變化的相關(guān)系數(shù)場(chǎng)、臺(tái)風(fēng)熱力結(jié)構(gòu)與環(huán)境場(chǎng)濕度的相關(guān)系數(shù)場(chǎng)上也存在這樣的波列結(jié)構(gòu)，波列的演變與臺(tái)風(fēng)的運(yùn)動(dòng)趨勢(shì)相吻合.因此，他們認(rèn)為作為動(dòng)力、熱力強(qiáng)迫源的臺(tái)風(fēng)渦旋在移動(dòng)過(guò)程中發(fā)生能量頻散，它與環(huán)境場(chǎng)的動(dòng)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(tái)風(fēng)與環(huán)境場(chǎng)相互影響的特征.

Li等(2003)利用全球再分析資料、海表風(fēng)場(chǎng)資料和熱帶測(cè)雨任務(wù)衛(wèi)星(TRMM)的微波成像儀(TMI)資料，清楚地識(shí)別出西太平洋TC 能量頻散波列的水平和垂直結(jié)構(gòu).他們通過(guò)對(duì)觀測(cè)資料進(jìn)行3～8天的帶通濾波，得到了天氣尺度的擾動(dòng)波列(圖2).典型Rossby波列的波長(zhǎng)約為2000～3000 km.垂直方向上，散度場(chǎng)為明顯的斜壓結(jié)構(gòu)，渦度場(chǎng)則為近似的正壓結(jié)構(gòu).波列強(qiáng)度(渦度)在中、低層最強(qiáng).Fu等(2007)的觀測(cè)研究中也指出了波列強(qiáng)度自低層向高層減弱的特征，到200 hPa的波列結(jié)構(gòu)就不再明顯.

圖2 2000年8月6日至9日經(jīng)3～8天濾波的QuikSCAT海表風(fēng)場(chǎng).“A”為臺(tái)風(fēng)杰拉華，“B”為8月9日在杰拉華尾部Rossby波列中新生成臺(tái)風(fēng)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(guò)時(shí)間濾波從觀測(cè)場(chǎng)中分離能量頻散波列的方法被廣泛地運(yùn)用到實(shí)際TC能量頻散的相關(guān)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(shí)間和空間濾波方法都有可能由于變量場(chǎng)的時(shí)空不連續(xù)性造成虛假的波動(dòng)，因此一些波動(dòng)傳播診斷量被用于證實(shí)能量頻散的真實(shí)存在性，如E(Eliassen-Palm)矢量.Trenberth(1986)提出E矢量方法，用以證實(shí)Rossby波能量頻散的存在.E矢量已被廣泛地運(yùn)用到臺(tái)風(fēng)Rossby波能量頻散的觀測(cè)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(shí)間平均中心點(diǎn)附近，臺(tái)風(fēng)激發(fā)出的Rossby波頻散的方向和強(qiáng)度.E矢量越大，表明TC能量頻散越強(qiáng).通常新TC會(huì)在原有TC的E矢量大值區(qū)軸線方向生成.

1.3 實(shí)際個(gè)例數(shù)值模擬研究

針對(duì)實(shí)際TC個(gè)例能量頻散的數(shù)值模擬工作在近年來(lái)才開展起來(lái)，且相關(guān)的研究工作仍然較少.Ge等(2010)利用中尺度模式(MM5)對(duì)2000年臺(tái)風(fēng)Bilis通過(guò)能量頻散激發(fā)臺(tái)風(fēng)Praprioon生成這一過(guò)程進(jìn)行了實(shí)際個(gè)例模擬.模擬結(jié)果表明，在復(fù)雜的中尺度模式中，TC能量頻散過(guò)程也可以被“捕捉”.通過(guò)一系列敏感性試驗(yàn)證實(shí)了他們?cè)谛眽豪硐朐囼?yàn)中得到的高、低層波列直接和間接的相互作用過(guò)程(Ge et al., 2008)，并據(jù)此給出了已有TC能量頻散激發(fā)新TC生成的兩個(gè)途徑.從傳統(tǒng)二維正壓Rossby能量頻散角度來(lái)看，低層波列中的氣旋性環(huán)流有利于增強(qiáng)低層輻合和對(duì)流運(yùn)動(dòng).從三維能量頻散角度來(lái)看，高層能量頻散激發(fā)的非對(duì)稱外流急流使得急流出口左側(cè)形成具有高層輻散的次級(jí)環(huán)流.高層的輻散有利于對(duì)流的進(jìn)一步加強(qiáng)，為新TC的生成創(chuàng)造有利的大尺度條件.實(shí)際個(gè)例數(shù)值模擬研究證實(shí)了實(shí)際TC的三維能量頻散相比于二維頻散更加復(fù)雜，對(duì)其的進(jìn)一步研究是非常必要的.

近年來(lái)，TC能量頻散研究不只局限于TC激發(fā)的天氣尺度波動(dòng)，它與其他多尺度波動(dòng)的相互作用越來(lái)越受到關(guān)注.Chen和Tam(2012)通過(guò)個(gè)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(fā)臺(tái)風(fēng)Rammasum、臺(tái)風(fēng)Chataan和臺(tái)風(fēng)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(huán)流可激發(fā)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(zhuǎn)化，形成新的TC生成觸發(fā)機(jī)制.Xu等(2014)利用WRF模式模擬了2001年臺(tái)風(fēng)Manyi的生成過(guò)程，模擬結(jié)果表明，天氣尺度波列、季節(jié)內(nèi)振蕩(Intraseasonal Oscillation，ISO)及高頻渦都對(duì)臺(tái)風(fēng)Manyi有重要影響.進(jìn)一步的敏感性試驗(yàn)清楚地分離了三類波動(dòng)的具體作用，其中天氣尺度波列是臺(tái)風(fēng)生成的先導(dǎo)信號(hào)，通過(guò)能量向東南方向頻散，使較弱渦旋不斷增強(qiáng)，并最終發(fā)展為成熟臺(tái)風(fēng).

2 影響熱帶氣旋能量頻散的主要因子

2.1 大尺度環(huán)境場(chǎng)對(duì)熱帶氣旋能量頻散的影響

無(wú)論是行星Rossby波，中緯度的斜壓不穩(wěn)定波還是熱帶大氣中的赤道Rossby波，環(huán)境場(chǎng)對(duì)它們的傳播都有著重要的影響(Wang and Xie, 1996；趙強(qiáng)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(guān)注的基礎(chǔ)性科學(xué)問題，對(duì)于TC能量頻散Rossby波的傳播也不例外.大量研究討論了環(huán)境場(chǎng)對(duì)能量頻散激發(fā)beta渦旋對(duì)結(jié)構(gòu)的影響(Holland, 1983; Chan and Williams, 1987; Fiorino and Elsberry, 1989；Smith and Ulrich, 1990；Smith, 1991).Williams和Chan(1994)設(shè)計(jì)了定常和拋物線型水平切變基流，從無(wú)輻散正壓渦度方程出發(fā)，在極坐標(biāo)系下通過(guò)解析求解討論了水平環(huán)境場(chǎng)中的渦度和渦度梯度對(duì)TC內(nèi)區(qū)和外區(qū)的一波、二波非對(duì)稱渦旋對(duì)結(jié)構(gòu)變化的影響，并用正壓無(wú)輻散模式進(jìn)行模擬研究.

當(dāng)TC能量頻散到環(huán)流以外并激發(fā)Rossby波列時(shí)，環(huán)境場(chǎng)同樣對(duì)波列的結(jié)構(gòu)有著重要的影響.Carr III和Elsberry(1995)在研究季風(fēng)渦旋中出現(xiàn)的TC突然轉(zhuǎn)向現(xiàn)象時(shí)，利用正壓無(wú)輻散模式，設(shè)計(jì)了包含季風(fēng)渦旋和單個(gè)TC的初始場(chǎng).模擬結(jié)果表明，當(dāng)季風(fēng)渦旋和TC的相對(duì)位置改變時(shí)，季風(fēng)渦旋與TC相互作用可使兩者的能量頻散波列均發(fā)生變化.通過(guò)衛(wèi)星資料分析，Li和Fu(2006)發(fā)現(xiàn)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(qiáng)度和環(huán)境場(chǎng)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(qū)域很少有波列形成.對(duì)比兩個(gè)區(qū)域的水平流場(chǎng)，155°E以東的東風(fēng)信風(fēng)明顯強(qiáng)于西側(cè)，大于4 m·s-1.因此，弱東風(fēng)氣流中頻散波列更易形成.Fu等(2007)進(jìn)一步指出較強(qiáng)的背景氣流會(huì)加強(qiáng)環(huán)境場(chǎng)的風(fēng)切變和輻合輻散，可減弱或干擾波列發(fā)展.

何種環(huán)境氣流條件下TC可以頻散出波列？Krouse等(2008)利用數(shù)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(zhǎng)的環(huán)境因素.基于球坐標(biāo)系下的淺水方程模式，他們?cè)陟o止大氣中強(qiáng)制加入靜止、向東和向西運(yùn)動(dòng)的渦旋擾動(dòng)，模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)，只有向西運(yùn)動(dòng)的渦旋后部有類似于觀測(cè)研究中發(fā)現(xiàn)的能量頻散波列.在隨渦旋移動(dòng)的相對(duì)坐標(biāo)系下對(duì)淺水方程進(jìn)行解析求解，發(fā)現(xiàn)線性準(zhǔn)靜止解可以描述TC能量頻散波動(dòng)的緯向波長(zhǎng)和波列的存在.靜止和向東運(yùn)動(dòng)的渦旋不存在靜止解，因此沒有波列形成.他們據(jù)此得到了一個(gè)重要的結(jié)論，影響TC能量頻散波列的環(huán)境氣流是TC的引導(dǎo)氣流與波列引導(dǎo)氣流之差，只有當(dāng)兩者之差為正值，即為相對(duì)的西風(fēng)環(huán)境氣流，且風(fēng)速達(dá)到2～4 m·s-1時(shí)，才能形成如實(shí)際2000～3000 km波長(zhǎng)的波列.

均勻環(huán)境基流方向的變化可影響TC能量頻散的強(qiáng)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(jié)構(gòu).具有渦度梯度的基流曾被證實(shí)將使beta渦旋對(duì)結(jié)構(gòu)發(fā)生改變(Wang and Li, 1995)，Shi等(2016)利用正壓無(wú)輻散模式開展理想數(shù)值試驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，在具有相對(duì)渦度(線性切變基流)或相對(duì)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(xiàn)出典型的西北-東南走向波列，波列可發(fā)生拉伸、旋轉(zhuǎn)、分支，波列成員的強(qiáng)度也呈現(xiàn)不同的演變規(guī)律.這是由于環(huán)境場(chǎng)的切變顯著地改變了波活動(dòng)通量方向，波動(dòng)的群速度發(fā)生變化，波列的結(jié)構(gòu)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(huán)境下討論了環(huán)境風(fēng)的方向和垂直風(fēng)切變對(duì)TC能量頻散的影響.相比于靜止大氣，均勻的西風(fēng)(東風(fēng))基流將加快(減緩)能量頻散波列的發(fā)展速度，并加強(qiáng)(減弱)波列的強(qiáng)度.他們把這種差異歸因于基流通過(guò)Doppler 頻移效應(yīng)對(duì)波動(dòng)群速度的調(diào)制.在環(huán)境場(chǎng)中加入5 m·s-1的東風(fēng)和西風(fēng)的線性垂直切變，且每層的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)均勻.通過(guò)與靜止基流下的能量頻散對(duì)比發(fā)現(xiàn)，垂直風(fēng)切變顯著地影響了TC能量的三維傳播過(guò)程，能量自高層先發(fā)展并向低層傳播的特征被明顯改變.在東風(fēng)切變中，低層的波列顯著增強(qiáng)，而高層波列顯著減弱，高層的波列結(jié)構(gòu)變得不明顯，高低層的位相差變大.相反地，在西風(fēng)切變中，高層的波列顯著地增強(qiáng)，低層波列不復(fù)存在，高低層無(wú)位相差.

2.2 熱帶氣旋結(jié)構(gòu)和尺度對(duì)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(fēng)廓線結(jié)構(gòu)和尺度決定.Flierl等(1983)指出，TC的相對(duì)角動(dòng)量和水平尺度對(duì)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(shù)值結(jié)果進(jìn)一步表明，如果初始對(duì)稱渦旋的相對(duì)角動(dòng)量為0，渦旋將不會(huì)發(fā)生能量頻散，無(wú)法形成非對(duì)稱結(jié)構(gòu).Carr III和Elsberry(1995)設(shè)計(jì)了TC外區(qū)切向風(fēng)場(chǎng)廓線的模型，通過(guò)理想敏感性試驗(yàn)，系統(tǒng)地討論了TC尺度和結(jié)構(gòu)對(duì)beta漂移運(yùn)動(dòng)和能量頻散波列的影響.在角動(dòng)量近似守恒的前提下，改變理想TC最大風(fēng)速半徑、最大風(fēng)速、零風(fēng)速半徑和環(huán)流外區(qū)的徑向風(fēng)廓線，對(duì)比不同TC結(jié)構(gòu)對(duì)能量頻散波列的影響.結(jié)果表明，TC的能量頻散與TC總相對(duì)角動(dòng)量的平方根成正比，總相對(duì)角動(dòng)量由TC的外區(qū)結(jié)構(gòu)及尺度決定，與內(nèi)區(qū)結(jié)構(gòu)關(guān)系不大.利用NOGAPS預(yù)報(bào)資料場(chǎng)對(duì)尺度不同的能量頻散波列進(jìn)行分析，進(jìn)一步證實(shí)了尺度越大的TC激發(fā)出的波列越強(qiáng).

由于在開闊海域，缺乏TC的結(jié)構(gòu)和尺度可靠的觀測(cè)資料，它們對(duì)能量頻散影響的觀測(cè)研究較難進(jìn)行.基于較強(qiáng)的TC通常具有較大尺度這一事實(shí)，Li和Fu(2006)和Fu等(2007)用TC強(qiáng)度的觀測(cè)數(shù)據(jù)表征TC的尺度，并對(duì)TC強(qiáng)度與能量頻散的關(guān)系進(jìn)行了觀測(cè)研究.從34個(gè)TC個(gè)例的生命史中提取了233個(gè)時(shí)刻的瞬時(shí)場(chǎng)作為統(tǒng)計(jì)樣本.依照TC瞬時(shí)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(qiáng)TC，氣壓介于960 hPa到980 hPa的為中等TC，高于980 hPa的為弱TC.強(qiáng)TC中，有87%可激發(fā)出能量頻散波列，而只有40%的中等TC可以激發(fā)頻散波列.弱TC可激發(fā)波列的比率最小，僅為30%.由此證實(shí)了真實(shí)大氣中TC能量頻散的確對(duì)TC的強(qiáng)度非常敏感.

2.3 其他因素

除了大尺度環(huán)境場(chǎng)，TC周圍與其尺度相當(dāng)或尺度更小的系統(tǒng)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(chǎng)中同時(shí)構(gòu)造了副高、TC渦旋和中尺度渦旋.模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)，TC周圍的中尺度渦旋可與TC發(fā)生多尺度相互作用，渦旋被TC軸對(duì)稱化后，引起TC的尺度增大，使TC能量頻散過(guò)程發(fā)生變化.

一個(gè)孤立圓渦和一個(gè)或幾個(gè)中尺度渦可以組成非孤立圓渦，形成復(fù)雜構(gòu)型，被稱為“復(fù)雜非孤立圓渦”(羅哲賢，2011)，包括TC在內(nèi)的許多災(zāi)害性天氣都具有這樣的復(fù)雜構(gòu)型.在只考慮線性過(guò)程的理想試驗(yàn)中發(fā)現(xiàn)，在非孤立圓渦的條件下, 渦旋能量頻散也形成了一個(gè)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(gè)三角形.三角形底角的角度與初始中尺度渦的強(qiáng)度之間存在非線性聯(lián)系.

3 熱帶氣旋能量頻散的反饋?zhàn)饔?/h2>

3.1 熱帶氣旋能量頻散與熱帶氣旋生成

TC生成是一個(gè)熱帶擾動(dòng)轉(zhuǎn)變?yōu)榕臍庑韵到y(tǒng)的過(guò)程.Gray(1975,1977)給出了TC生成的有利環(huán)境條件，包括低層的正相對(duì)渦度、與赤道相距一定緯度、26.1 ℃的暖洋面、較小的垂直風(fēng)切、地面至500 hPa較大的相當(dāng)位溫以及對(duì)流層中層較高的相對(duì)濕度.Ritche和Holland(1999)總結(jié)了有利于西北太平洋TC生成的大尺度環(huán)流場(chǎng)，包括季風(fēng)切變線、季風(fēng)輻合帶和季風(fēng)渦旋.但僅有這些有利的環(huán)境條件并不能導(dǎo)致新TC生成，還需要一些觸發(fā)機(jī)制.前人的研究中指出多種天氣尺度擾動(dòng)可以成為TC生成的觸發(fā)機(jī)制，如東風(fēng)波擾動(dòng)(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(dòng)的發(fā)展(Lau K H and Lau N C, 1990; Chang et al., 1996)參與其中.

除了以上的幾個(gè)熱帶波動(dòng)之外，TC的Rossby波能量頻散波列也是觸發(fā)TC生成的重要初始擾動(dòng)(Frank, 1982; Davidson and Hendon, 1989; Ritchie and Holland, 1997).當(dāng)TC由于beta漂移向西北方向運(yùn)動(dòng)時(shí)，向東和向赤道頻散能量，擾動(dòng)能量的聚集可以觸發(fā)環(huán)境場(chǎng)(如赤道輻合帶)中的正壓和斜壓不穩(wěn)定能量.積云對(duì)流在頻散波列的氣旋性環(huán)流處聚集，并通過(guò)對(duì)流-摩擦反饋?zhàn)饔檬共▌?dòng)的擾動(dòng)進(jìn)一步增強(qiáng)(Wang and Li, 1994)，TC就在波列的氣旋性環(huán)流中形成.Holland (1995)在數(shù)值模式中模擬了西北太平洋上由TC能量頻散激發(fā)的連續(xù)TC生成現(xiàn)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(tǒng)計(jì)分析了幾類熱帶波動(dòng)觸發(fā)TC生成概率，其中能量頻散、天氣尺度波動(dòng)和東風(fēng)波分別激發(fā)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(fā)機(jī)制.

TC能量頻散激發(fā)新的TC生成需要在有利的環(huán)境場(chǎng)條件下.Li和Fu(2006)利用實(shí)際個(gè)例用洋面散射風(fēng)和云中液態(tài)水等衛(wèi)星資料，清楚地識(shí)別出西太平洋TC的波列特征，并觀察到波列發(fā)展與TC生成的過(guò)程.在波列反氣旋環(huán)流中，水汽含量少，為新生TC的低概率區(qū)；在波列成員氣旋性環(huán)流中，水汽含量多，為新生TC的高概率區(qū).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(huán)境場(chǎng)的動(dòng)力和熱力條件決定的，環(huán)境場(chǎng)條件的變化受季節(jié)循環(huán)和大氣低頻振蕩的調(diào)制.有利的大尺度環(huán)境場(chǎng)包括低層較強(qiáng)的輻合運(yùn)動(dòng)和氣旋性渦度，相對(duì)較弱的垂直風(fēng)切變以及對(duì)流層中層較強(qiáng)的濕度.TC在能量頻散波列中生成的時(shí)機(jī)由波列強(qiáng)度、環(huán)境條件等動(dòng)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(guò)對(duì)美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)測(cè)中心/國(guó)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(diǎn)再分析資料進(jìn)行20天低通濾波得到了TC發(fā)展的環(huán)境場(chǎng)，對(duì)可生成TC和不可生成TC的波列中氣旋性環(huán)流周圍5°×5°范圍內(nèi)進(jìn)行平均，從環(huán)境場(chǎng)渦度、散度、水汽和緯向風(fēng)垂直切變等環(huán)境場(chǎng)要素對(duì)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(fā)展為新TC的環(huán)境場(chǎng)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(fā)展為新TC.而在季風(fēng)渦旋、季風(fēng)槽切變等理想環(huán)境場(chǎng)中，波列中的氣旋性環(huán)流可以較快增強(qiáng)，并最終形成新TC.這是由于這些理想的環(huán)境場(chǎng)可造成較強(qiáng)的低空輻合、高空輻散，促使氣旋性環(huán)流區(qū)上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，地面降壓，在對(duì)流加熱正反饋?zhàn)饔孟?，TC得以生成.

TC能量頻散激發(fā)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(fā)現(xiàn)新TC被激發(fā)的位置具有顯著的規(guī)律性，環(huán)境場(chǎng)是決定其生成位置的關(guān)鍵因子之一.這與Shi等(2016)中的理想實(shí)驗(yàn)結(jié)果一致，表明環(huán)境場(chǎng)構(gòu)型與能量頻散波列特征存在對(duì)應(yīng)關(guān)系，從而建立了環(huán)境場(chǎng)與TC能量頻散這一TC生成機(jī)制的聯(lián)系，可作為預(yù)測(cè)和解釋此類TC生成位置的重要依據(jù).

3.2 熱帶氣旋能量頻散與熱帶氣旋的異常運(yùn)動(dòng)

環(huán)境引導(dǎo)氣流、TC環(huán)流的非對(duì)稱結(jié)構(gòu)和非對(duì)稱對(duì)流系統(tǒng)被認(rèn)為是影響熱帶氣旋(TC)路徑的三個(gè)基本因子(Elsberry, 1995).具體來(lái)講，環(huán)境引導(dǎo)氣流既包括大尺度環(huán)流系統(tǒng)提供的引導(dǎo)氣流，也包括內(nèi)部動(dòng)力過(guò)程及TC與環(huán)境相互作用產(chǎn)生的次級(jí)引導(dǎo)氣流.TC運(yùn)動(dòng)主要由環(huán)境引導(dǎo)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(shù)TC個(gè)例中引導(dǎo)氣流的作用可以占到50%～80%(Elsberry, 1995).在西北太平洋活動(dòng)的TC主要受到副熱帶高壓、季風(fēng)系統(tǒng)和中緯度西風(fēng)帶系統(tǒng)等天氣系統(tǒng)的影響(Harr and Elsberry, 1991; Lander, 1996)，它們之間可能存在復(fù)雜的相互作用從而引起環(huán)境引導(dǎo)氣流的突變，這是造成TC異常運(yùn)動(dòng)的一個(gè)主要原因，而模式對(duì)于系統(tǒng)間相互作用不準(zhǔn)確的描述成為了路徑預(yù)報(bào)誤差的“罪魁禍?zhǔn)住敝?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(fēng)渦旋的合并(Carr III and Elsberry, 1995)，與Madden Julian振蕩(MJO)、準(zhǔn)兩周振蕩(QBW)和天氣尺度變率等不同時(shí)間尺度環(huán)流的相互作用(Wu et al., 2011)，是造成TC異常運(yùn)動(dòng)不可忽視的物理機(jī)制.由TC外圍環(huán)流結(jié)構(gòu)決定的TC能量頻散作用，能在TC環(huán)流之外激發(fā)出新的外圍反氣旋高值系統(tǒng)，可為TC的轉(zhuǎn)向運(yùn)動(dòng)提供向北的移動(dòng)分量(Carr III and Elsberry, 1998，2000a, b；羅哲賢, 1994；Luo et al., 2011).TC與環(huán)境場(chǎng)的雙向作用(Elsberry et al., 2013)引起的次級(jí)引導(dǎo)氣流對(duì)TC運(yùn)動(dòng)的影響受到了越來(lái)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(fā)的反氣旋環(huán)流可以使TC東南側(cè)向極的引導(dǎo)氣流加強(qiáng)，從而引起TC突然向北轉(zhuǎn)向.因此，TC能量頻散引起的TC異常運(yùn)動(dòng)是許多路徑誤差的重要來(lái)源之一.尤其是對(duì)于尺度較大、強(qiáng)度較強(qiáng)的TC，其能量頻散出的反氣旋系統(tǒng)可以改變周圍環(huán)境場(chǎng)的結(jié)構(gòu)，使TC加速向北運(yùn)動(dòng).他們進(jìn)一步分析了1989—1995年西太平洋雙TC相互作用的多個(gè)個(gè)例，提出了直接、半直接和間接作用的TC運(yùn)動(dòng)概念模型.TC能量頻散系統(tǒng)與副高、熱帶波動(dòng)的相互作用是雙TC間接作用模型中的核心物理過(guò)程.

羅哲賢(1994)利用正壓無(wú)輻散模式對(duì)TC能量頻散過(guò)程進(jìn)行模擬，通過(guò)強(qiáng)制減弱和去除能量頻散波列的高值系統(tǒng)，研究能量頻散波列對(duì)TC運(yùn)動(dòng)的影響.當(dāng)高值系統(tǒng)減弱時(shí)，TC路徑較通常的西北向路徑偏西；當(dāng)高值系統(tǒng)完全被去除時(shí)，TC向正西方向移動(dòng).羅哲賢(2011)在淺水原始方程模式的理想試驗(yàn)中，證實(shí)了Carr III和Elsberry(1998，2000a)的概念模型.在初始場(chǎng)中同時(shí)構(gòu)造了副高、TC渦旋和多個(gè)中尺度渦旋，經(jīng)過(guò)一段時(shí)間積分后，TC能量頻散激發(fā)出反氣旋環(huán)流并與副高環(huán)流相連，使TC發(fā)生向北的轉(zhuǎn)向運(yùn)動(dòng).同時(shí)，TC與副高的相互作用可受中尺度渦旋影響，多系統(tǒng)相互作用一方面可以使TC能量頻散激發(fā)的反氣旋環(huán)流減弱，另一方面延緩副高與反氣旋環(huán)流的連接，導(dǎo)致TC偏向西行，向極運(yùn)動(dòng)減速.

大量TC個(gè)例的異常運(yùn)動(dòng)被證實(shí)與TC能量頻散過(guò)程有關(guān).2010年西北太平洋最強(qiáng)臺(tái)風(fēng)Megi西行進(jìn)入我國(guó)南海后發(fā)生了向東北方向的突然轉(zhuǎn)向，利用觀測(cè)分析、位渦反演及數(shù)值模擬等方法證實(shí)這一異常運(yùn)動(dòng)與Megi能量頻散激發(fā)出的反氣旋環(huán)流密切相關(guān)(Shi et al., 2014).段晶晶等(2014)分析了2004年臺(tái)風(fēng)艾利與米雷路徑異常變化的成因，兩個(gè)臺(tái)風(fēng)發(fā)生了不同路徑突變，這主要取決于TC能量頻散激發(fā)波列產(chǎn)生的天氣尺度引導(dǎo)氣流與周圍大尺度環(huán)境引導(dǎo)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(tái)風(fēng)天鵝路徑突然北折，天鵝外圍反氣旋環(huán)流提供的東北向引導(dǎo)氣流對(duì)其北折有重要影響.蘇源和吳立廣(2011)、于堃等(2020)研究了多時(shí)間尺度環(huán)流相互作用對(duì)0505號(hào)臺(tái)風(fēng)海棠和1515號(hào)臺(tái)風(fēng)天鵝突變路徑的影響，臺(tái)風(fēng)與低頻環(huán)流場(chǎng)的相互作用及能量頻散，在臺(tái)風(fēng)東南側(cè)形成反氣旋環(huán)流，導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)北向引導(dǎo)氣流增強(qiáng)，引起臺(tái)風(fēng)路徑突變.

4 結(jié)論與討論

處于頻散介質(zhì)中的擾動(dòng)會(huì)發(fā)生能量頻散，TC作為一種天氣尺度擾動(dòng)，其能量可在大氣中以Rossby波形式發(fā)生頻散.20 世紀(jì)80 年代以來(lái)，通過(guò)解析求解和數(shù)值模擬方法，氣象學(xué)家對(duì)能量頻散激發(fā)的beta渦旋對(duì)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(huán)流附近，著重關(guān)注了beta渦旋對(duì)的演變.對(duì)于能量向TC環(huán)流區(qū)域以外更大空間、更長(zhǎng)時(shí)間的頻散過(guò)程及由此而激發(fā)的波列在近二十年來(lái)才逐漸被關(guān)注(Luo, 1994； Carr III and Elsberry, 1995, 1997)，而環(huán)境場(chǎng)與TC能量頻散波列相互作用的研究在近十年來(lái)才開展起來(lái)(Li and Fu, 2006；Ge et al., 2007, 2008; Krouse et al., 2008; 羅哲賢, 2011；Shi et al., 2016, 2017).經(jīng)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(yùn)動(dòng)這兩大TC研究熱點(diǎn)問題密切相關(guān)，但近年來(lái)TC能量頻散問題研究逐漸趨冷，受關(guān)注度較低，相關(guān)研究成果不多.實(shí)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(gè)方面繼續(xù)深入進(jìn)行：

(1) TC能量以波列形式向外頻散，其二維頻散過(guò)程在數(shù)值模式及觀測(cè)資料中都可以被清晰地“捕捉”，但對(duì)于真實(shí)的TC三維能量頻散過(guò)程的認(rèn)識(shí)還十分缺乏.盡管在數(shù)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(cè)資料對(duì)實(shí)際TC個(gè)例三維能量頻散過(guò)程的研究仍是空白.Ge等(2007，2008)在理想斜壓試驗(yàn)中發(fā)現(xiàn)，靜止基流下能量頻散最早在高層發(fā)生，然后由高層向下傳播，而垂直風(fēng)切變將改變高、低層能量頻散的速度和強(qiáng)度.但是，實(shí)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(cè)資料在時(shí)間和空間精度上的大幅提升，尤其是海面觀測(cè)資料的發(fā)展，揭示實(shí)際TC三維能量頻散過(guò)程成為可能，這是TC能量頻散研究中亟需開展的一個(gè)基礎(chǔ)性的科學(xué)問題.

(2)TC能量頻散激發(fā)新TC生成的物理機(jī)制有待進(jìn)一步深入研究.能量頻散波列作為天氣尺度擾動(dòng)被認(rèn)為是激發(fā)新TC生成的先導(dǎo)擾動(dòng)，TC能量頻散因而成為TC生成的重要觸發(fā)機(jī)制之一.目前針對(duì)TC能量頻散對(duì)TC生成影響的研究，多是從二維TC能量頻散激發(fā)的擾動(dòng)出發(fā)，而缺乏從TC能量頻散波列的三維傳播角度去分析其激發(fā)新TC生成的機(jī)制.TC作為一個(gè)復(fù)雜的三維天氣系統(tǒng)，其生成過(guò)程相當(dāng)復(fù)雜，需要高低層大氣密切配合，是合適的三維渦度場(chǎng)、溫度場(chǎng)、濕度場(chǎng)及不穩(wěn)定能量共同作用的結(jié)果；TC能量在三維空間的頻散過(guò)程同樣具有復(fù)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(guò)程中究竟起到了怎樣的作用？TC能量頻散激發(fā)新TC生成的完整物理機(jī)制是什么？這對(duì)于完善TC生成機(jī)理的認(rèn)識(shí)具有重要的意義.

(3)在beta平面上，移動(dòng)的渦旋會(huì)發(fā)生能量頻散.但不同環(huán)境場(chǎng)條件下、不同TC發(fā)生能量頻散的強(qiáng)度差異很大.環(huán)境場(chǎng)及TC尺度是影響能量頻散過(guò)程的兩大重要因素.對(duì)于環(huán)境場(chǎng)的影響前文已總結(jié)了大量研究工作，而TC尺度由于資料缺乏，前人針對(duì)TC尺度對(duì)TC能量頻散的影響研究主要通過(guò)數(shù)值模擬，或是用TC強(qiáng)度替代TC尺度開展相關(guān)研究.隨著觀測(cè)資料日益豐富和時(shí)空精度大幅提升，實(shí)際TC尺度與TC能量頻散的關(guān)系問題已具備研究條件.什么樣的TC更容易激發(fā)新TC生成？是否大TC激發(fā)新TC生成的概率更大，從而更易導(dǎo)致多TC的事件？這些問題的解決將對(duì)預(yù)測(cè)連續(xù)TC生成事件具有重要的參考意義.