武亮 馮濤 黃榮輝

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所, 北京 100029

2 中國氣象局上海臺(tái)風(fēng)研究所, 上海 200030

3 河海大學(xué)海洋學(xué)院, 南京 210098

1 引言

大氣熱帶波動(dòng)是地球大氣流體在一定空間和時(shí)間尺度上的振蕩現(xiàn)象，它是熱帶大氣運(yùn)動(dòng)最重要的形式，能導(dǎo)致大氣的溫度、壓強(qiáng)、對(duì)流和風(fēng)場等的振蕩（Wheeler, 2002）。如此的大氣振蕩能使得大氣中天氣、氣候現(xiàn)象呈現(xiàn)周期性變化特征，對(duì)于熱帶天氣和氣候產(chǎn)生重要影響。熱帶波動(dòng)是大氣受到重力、氣壓梯度力和科里奧利力共同作用的結(jié)果，而科里奧利力在跨越赤道的變號(hào)，使得熱帶波動(dòng)的振幅在遠(yuǎn)離赤道時(shí)衰減，活動(dòng)被限制在赤道附近區(qū)域；同時(shí)，大氣熱帶波動(dòng)與熱帶對(duì)流活動(dòng)之間存在強(qiáng)烈的耦合關(guān)系，一方面移動(dòng)的對(duì)流熱源能驅(qū)動(dòng)環(huán)流，另一方面尺度更大的波動(dòng)能通過環(huán)境條件調(diào)制對(duì)流，因此它又被稱為對(duì)流耦合赤道波動(dòng)（CCEW），它能在調(diào)節(jié)熱帶對(duì)流方面發(fā)揮著重要作用。熱帶天氣主要由深對(duì)流組織成的中尺度到行星尺度的天氣系統(tǒng)所主導(dǎo)，而對(duì)流的潛熱釋放是最重要的加熱機(jī)制，能影響熱帶大氣環(huán)流，因此描述和理解組織熱帶對(duì)流的大氣過程并確定其尺度選擇具有重要意義（Wheeler et al., 2000）。大氣熱帶波動(dòng)傳播可以引起對(duì)流（熱源）影響在較大距離上傳播，也可通過影響低層水汽匯聚模式部分控制對(duì)流（熱源）的時(shí)空分布，從而影響熱帶氣旋、暴雨等極端天氣事件或者ITCZ 等熱帶大氣環(huán)流。極端天氣事件也能觸發(fā)新的大氣熱帶波動(dòng)，例如熱帶對(duì)流釋放的潛熱或者較高緯的冷空氣傳入熱帶引起的涌動(dòng)都可以激發(fā)大氣熱帶波動(dòng)，熱帶氣旋有可能成為新的熱帶波動(dòng)的能量來源。因此，熱帶波動(dòng)理論是理解熱帶天氣現(xiàn)象的核心問題之一。

20 世紀(jì)40 年代Riehl（1945）發(fā)現(xiàn)熱帶東風(fēng)波和Palmer（1952）提出赤道波模型以來，熱帶波動(dòng)理論一直都是熱帶大氣動(dòng)力學(xué)研究的基礎(chǔ)。Matsuno（1966）在前人的研究基礎(chǔ)上通過β平面淺水波方程的推導(dǎo)得到緯向傳播的赤道波動(dòng)的解，從理論上證實(shí)了赤道羅斯貝（ER）波、慣性重力波、混合羅斯貝重力（MRG）波、開爾文（Kelvin）波的存在（圖1）。在此基礎(chǔ)上，Yanai and Maruyama（1966）從觀測中發(fā)現(xiàn)了混合羅斯貝重力（MRG）波，繼而Wallace and Kousky（1968）在觀測中發(fā)現(xiàn)了開爾文波的存在，自此開始赤道波動(dòng)被廣泛的應(yīng)用于熱帶動(dòng)力氣象的研究中。Gill（1980）開創(chuàng)性的提出熱帶波動(dòng)對(duì)外部熱源的響應(yīng)情況，使得熱帶波動(dòng)更廣泛地被應(yīng)用于解釋熱帶不同尺度的天氣和氣候現(xiàn)象。除了上述經(jīng)典理論波解，在后來的觀測研究中又逐漸發(fā)現(xiàn)了熱帶地區(qū)存在季節(jié)內(nèi)低頻振蕩（MJO, Madden and Julian, 1971, 1994）和熱帶低壓型擾動(dòng)（TD 波）（Liebmann and Hendon, 1990）這兩種非經(jīng)典的熱帶波動(dòng)的存在。這些波動(dòng)的發(fā)現(xiàn)為熱帶大氣現(xiàn)象的動(dòng)力解釋提供了很好的基礎(chǔ)。

圖1 赤道波動(dòng)頻散關(guān)系圖，k*是無量綱緯向波數(shù)，ω*是無量綱頻率。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).

隨著衛(wèi)星觀測的發(fā)展，熱帶波動(dòng)的更多特征和影響也逐漸被發(fā)現(xiàn)，它們?cè)诶斫鉄釒Т髿猬F(xiàn)象中起到了重要作用。例如，平流層中加速向東開爾文波和加速向西MRG 波的周期性（22 個(gè)月）變化被用來解釋平流層準(zhǔn)兩年振蕩（QBO）的運(yùn)行原理（Baldwin and Dunkerton, 2001）；而 對(duì) 流 層 中 開爾文波和ER 波常被用來解釋熱帶對(duì)流加熱導(dǎo)致大氣的Gill-型環(huán)流響應(yīng)（Gill, 1980）。熱帶波動(dòng)一般被限制在近赤道的低緯地區(qū)沿緯向傳播，在較高緯度地區(qū)逐漸衰減，但是在西北太平洋地區(qū)受季風(fēng)環(huán)流等因素影響能夠在熱帶的高緯度維持，甚至加強(qiáng)向北移動(dòng)影響中緯度地區(qū)，能夠?qū)ξ覈募镜奶鞖夂蜌夂虍a(chǎn)生重要影響，例如季風(fēng)活躍—中斷的周期，臺(tái)風(fēng)生成和路徑等。本文主要聚焦對(duì)于天氣和氣候影響最直接的對(duì)流層中的熱帶波動(dòng)。主要總結(jié)了主要熱帶波動(dòng)的理論解及其觀測的特征和可能機(jī)制，并以熱帶氣旋為例簡介了熱帶波動(dòng)對(duì)與熱帶天氣的影響。

2 熱帶波動(dòng)的理論解及其特征

通過求解赤道β平面上（科氏力參數(shù)f正比于到赤道距離y，即f=βy）的淺水方程組的緯向傳播的波解，Matsuno（1966）得到了頻率和波數(shù)的水平頻散（色散）關(guān)系：

其中，k是緯向波數(shù)，ω是頻率，g是重力加速度，he是流體的自由高度[等效（無擾動(dòng)）深度]，β是科氏參數(shù)的經(jīng)向梯度。n為經(jīng)向模態(tài)數(shù)，對(duì)應(yīng)于經(jīng)向速度的經(jīng)向剖面中的節(jié)點(diǎn)數(shù)。該水平頻散關(guān)系的解能成功地描述和預(yù)測主要熱帶波動(dòng)的基本特征。方程（1）是關(guān)于ω的三次方的方程，所以對(duì)于特定的k和n有3 個(gè)解。

（1） 羅斯貝（Rossby）波解[低頻時(shí)，ω2/(ghe)遠(yuǎn)小于其他項(xiàng)]：

緯向相速度（Cp=ω/k）是頻散關(guān)系圖（圖1）上由相對(duì)于原點(diǎn)的位置決定，而緯向群速度（Cg=?ω/?k）是曲線的局部（切線）斜率。ω與k反號(hào)，因此羅斯貝波的位相相對(duì)于基本氣流總是向西傳播，而波動(dòng)能量可向東也可向西傳（群速度）由緯向尺度決定（圖1）。利用該理論解代入淺水方程，可以得到Rossby 波的水平結(jié)構(gòu)（圖2）。

圖2 赤道β 平面上淺水方程的緯向波解的水平結(jié)構(gòu)。時(shí)間和長度單位均已無量綱化。k*為無量綱的緯向波數(shù)，k*=±1?？v坐標(biāo)0 為赤道位置。紅（藍(lán)）陰影表示輻散（合）區(qū)，間隔0.6 個(gè)單位。實(shí)（虛）等值線是正（負(fù)）位勢，間隔0.5 個(gè)單位。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） 慣性重力（IG）波解（高頻時(shí)，-kβ/ω為小項(xiàng)）：

這些解集對(duì)應(yīng)的波分別稱為東向慣性重力波（正）和西向慣性重力波（負(fù)）。對(duì)于大k和小n，這些波的頻散（色散）近似于純重力波的頻散。

除了非常低波數(shù)的西傳慣性重力波外，慣性重力波也是相位和能量傳播一致的波。顯然，慣性重力波的傳播速度比羅斯貝波快得多，而開爾文波的相位速度處于中等水平。

（3）混合羅斯貝重力波（MRG）解和東傳的慣性重力（IG）波解（當(dāng)n=0 時(shí)）：

（4）式中，“±”為“-”號(hào)時(shí)表示MRG 波，同時(shí)包含羅斯貝波和慣性重力波的特性，MRG 相位向西的傳播，能量向東；“±”為“+”號(hào)時(shí)表示東傳的慣性重力波。

（4）開爾文（Kelvin）波解（經(jīng)向風(fēng)為零），由簡化后的淺水方程能推導(dǎo)出開爾文的頻散關(guān)系為

開爾文波，常被設(shè)置為n=-1，

u在遠(yuǎn)離赤道衰減，所以相速度為正，波動(dòng)總向東傳。開爾文波是緯向速度和經(jīng)向壓力梯度的地轉(zhuǎn)平衡，科氏力在赤道的符號(hào)變化保證了開爾文波存在。開爾文波是非頻散波，它們的相位同群速度一致向東傳。

不同熱帶波動(dòng)的水平結(jié)構(gòu)之間存在根本差異，如慣性重力波和開爾文波的風(fēng)較弱往往更具輻散性，而MRG 和ER 波的風(fēng)則更強(qiáng)更具旋轉(zhuǎn)性（圖2）。

3 熱帶波動(dòng)信號(hào)的提取及觀測特征

3.1 熱帶波動(dòng)的劃分及濾波方法

從觀測資料中準(zhǔn)確分離出不同熱帶波動(dòng)的信息對(duì)于熱帶波動(dòng)及相關(guān)問題的研究都有重要意義。由于各種波動(dòng)的在周期上有所重疊，常用的通過周期濾波（如Butterworth 濾波）并不能準(zhǔn)確地提取單一波動(dòng)的信號(hào)。Kasahara（1976）提出了Hough 函數(shù)展開方法，它是利用球坐標(biāo)下淺水波方程的本征解作為基函數(shù)（Hough 函數(shù)），同時(shí)配置將高度場、緯向風(fēng)場、經(jīng)向風(fēng)場聯(lián)合展開成各種波動(dòng)。Yang et al.（2003）提出了拋物線柱函數(shù)展開法，它是利用β平面下線性化方程的理論解（用拋物線柱函數(shù)）展開波動(dòng)。Wheeler and Kiladis（1999）在時(shí)空譜分析的基礎(chǔ)上，利用不同波動(dòng)的頻率—波數(shù)的差異去分離各種熱帶波動(dòng)的信號(hào)（圖3）。這些方法都能有效地分離出熱帶波動(dòng)的信號(hào)，而運(yùn)用時(shí)空譜分析來提取各種波動(dòng)的信號(hào)是目前使用比較多的方法。

圖3 1979～2022 年6～11 月15°S～15°N 平均的向外長波輻射的（a）對(duì)稱、（b）反對(duì)稱分量的歸一化頻率—波數(shù)譜（彩色陰影）。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.

時(shí)空譜（Space-time power spectra）分析主要是利用二維（時(shí)間、空間）傅里葉變換（B?th,1974）來做譜分析。一個(gè)有M個(gè)空間點(diǎn)（xm,m=1,2, ···,M）和N個(gè)時(shí)間點(diǎn)（tn,n=1, 2, ···,N）的二維函數(shù)f(tn,xm)，它的時(shí)空譜能量E可以表示為

其中，

時(shí)空譜分析能夠通過波數(shù)—頻率的不同，區(qū)分出天氣尺度和行星尺度的各種大氣信號(hào)。Wheeler and Kiladis（1999）利用一個(gè)背景譜來改進(jìn)時(shí)空譜分析的結(jié)果，使得時(shí)空譜分析的結(jié)果能夠更加明顯地 反 映 大 氣 中 的 熱 帶 波 動(dòng)。Roundy and Frank（2004c）引入一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)化方案對(duì)Wheeler and Kiladis（1999）的時(shí)空譜分析進(jìn)行改造，使得其能夠在不同物理量間對(duì)比。Hendon and Wheeler（2008）對(duì)這個(gè)方法做了詳細(xì)的描述和總結(jié)。為了區(qū)分普通的時(shí)空譜分析，我們把Wheeler and Kiladis（1999）改進(jìn)后的譜稱為頻率—波數(shù)譜。近十年，已有不少利用頻率—波數(shù)譜分析對(duì)熱帶大氣的波動(dòng)及其影響的 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）。這些研究研究的結(jié)果從一定意義上證實(shí)了該方法的可行性，如圖3 所示15°S～15°N 的向外長波輻射（OLR）的頻率—波數(shù)譜中常見的熱帶波動(dòng)都能清晰的區(qū)分。頻率—波數(shù)譜分析要求物理量在緯圈上的連續(xù)，因此先前的研究都是對(duì)全球熱帶進(jìn)行分析，這樣無法反應(yīng)熱帶波動(dòng)在局地的特征。Wu et al.（2014）通過在局地資料的兩端選取一定緯度使其衰減到零的方案，對(duì)于時(shí)空譜做了進(jìn)一步的改進(jìn)，使得它能夠反映局地?zé)釒Р▌?dòng)的特征。

在時(shí)空譜分析得到能量譜的基礎(chǔ)上，可以區(qū)分出不同熱帶波動(dòng)對(duì)應(yīng)頻率—波數(shù)的能量譜，再通過二維傅里葉變換的逆運(yùn)算可以得到該頻率—波數(shù)對(duì)應(yīng)的原始場中的分量。利用這種方法可以運(yùn)用時(shí)空譜分析對(duì)不同資料進(jìn)行濾波。通過不同大氣熱帶波動(dòng)在頻率和波數(shù)上的差異來濾波，對(duì)于大氣熱帶波動(dòng)信號(hào)的提取要遠(yuǎn)遠(yuǎn)優(yōu)于傳統(tǒng)的只利用周期來提取的濾波方法。該濾波方法已經(jīng)被應(yīng)用于不同物理量的熱帶波動(dòng)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），這些研究結(jié)果證明該方法能有效提取熱帶波動(dòng)的信號(hào)。常用的各種熱帶波動(dòng)的濾波標(biāo)準(zhǔn)列在表1 中。濾波主要是根據(jù)各種波對(duì)應(yīng)的不同周期（頻率）、波數(shù)以及相應(yīng)的波等效深度（the equivalent deplths）所對(duì)應(yīng)的周期和波數(shù)來提取。由于MRG 波在頻率和周期上與TD 波重合，他們很難通過頻率和波數(shù)來分離。為了有效地分離TD波，給出的定義的TD 波比實(shí)際TD 波的范圍要小。

3.2 熱帶波動(dòng)的觀測特征

從觀測的熱帶大氣信號(hào)（如風(fēng)、對(duì)流等）的時(shí)空譜的峰值分布與（Matsuno, 1966）淺水波方程解的頻散曲線吻合的非常好，但是在結(jié)構(gòu)和移動(dòng)特征上存在一定差異。例如，觀測對(duì)流耦合波動(dòng)的相速度比淺水方程得到的理論速度慢，并且垂直結(jié)構(gòu)也隨著高度的上升有明顯的傾斜（例如，Liebmann and Hendon, 1990; Takayabu and Nitta, 1993;Wheeler and Kiladis, 1999）。這很可能是由于實(shí)際大氣中熱帶波動(dòng)常伴隨著對(duì)流活動(dòng)，它們的特征與自由大氣中的波動(dòng)有著重要的區(qū)別。隨著更多高質(zhì)量觀測資料和濾波方法的出現(xiàn)，熱帶波動(dòng)的特征被不斷的揭示出來（例如，Kiladis et al., 2009; Wang and Zhang, 2015; Feng et al., 2016; Kiladis et al.,2016）。近期觀測研究（Wu and Takahashi, 2018）發(fā)現(xiàn)，熱帶波動(dòng)氣候平均的對(duì)流強(qiáng)度（OLR 擾動(dòng)的方差）和渦旋強(qiáng)度（850 hPa 擾動(dòng)動(dòng)能）現(xiàn)了不一致的年循環(huán)，其峰值存在明顯偏差（圖4）。

3.2.1 ER 波

對(duì)流層赤道羅斯貝波表現(xiàn)為向西傳播的氣旋對(duì)，通常具有全球緯向6 波的水平結(jié)構(gòu)（Kiladis and Wheeler, 1995），這與Matsuno（1966）給出的n=1 Rossby 的淺水理論結(jié)構(gòu)（圖2）的特征相似。觀測中ER 波的對(duì)流位置更偏西偏赤道，位于低層西風(fēng)向極的氣流中，與850 hPa 輻合區(qū)一致（Wheeler et al., 2000）。當(dāng)ER 波與弱對(duì)流耦合情況下，其垂直方向上具有極深厚的正壓結(jié)構(gòu)（能夠到100 hPa），而在暖池上與深對(duì)流耦合時(shí)，展現(xiàn)為復(fù)雜的垂直結(jié)構(gòu)（Kiladis and Wheeler, 1995; Yang et al., 2007）。

ER 波在太平洋中部較為常見，并傳播到西太平洋，與西風(fēng)爆發(fā)密切相關(guān)，并能進(jìn)一步通過風(fēng)應(yīng)力影響赤道海溫（Kiladis and Wheeler, 1995）。相對(duì)于其他熱帶波動(dòng)，ER 波的速度較慢、空間尺度較大，與背景環(huán)境相互作用的可能更大。例如，在MJO中ER 波持續(xù)時(shí)間足夠長且移速足夠慢，能引起Gill 型響應(yīng)（Hendon and Salby, 1994），并且ER波能夠沿背景風(fēng)傳播并被調(diào)制，因此MJO 風(fēng)異常的大小與ER 波的相位速度的大小相似（Kiladis et al., 2009）。

3.2.2 MRG 波

Matsuno（1966）理論得到的MRG 波的波長大約9000 km，環(huán)流中心位于赤道，具有南北反對(duì)稱的風(fēng)場結(jié)構(gòu)，輻合和輻散分別位于經(jīng)向風(fēng)場的出流和入流區(qū)域，沿著赤道向西或者向東傳播（圖2c）。MRG 波的環(huán)流與熱帶深對(duì)流之間的存在著耦合關(guān)系，對(duì)流活動(dòng)的變化與徑向風(fēng)有很好的關(guān) 系（ Takayabu, 1994; Dunkerton and Baldwin,1995）。增強(qiáng)（抑制）對(duì)流對(duì)應(yīng)低層風(fēng)向極地（向赤道）的分量，與對(duì)流相比風(fēng)傾向于出現(xiàn)在更東邊位置；溫度擾動(dòng)的垂直結(jié)構(gòu)與開爾文波的垂直結(jié)構(gòu)非常相似，因傳播方向相反故傾斜也是相反的（Wheeler et al., 2000）。

MRG 波西傳過程中受局地基本氣流影響會(huì)發(fā)生結(jié)構(gòu)的變化，甚至?xí)優(yōu)槠渌愋偷牟▌?dòng)。在緯向輻合氣流的作用下，MRG 波的對(duì)流層低層風(fēng)場的水平尺度發(fā)生收縮，移動(dòng)速度減慢（Webster and Chang, 1988），并逐漸離開赤道向高緯地區(qū)移動(dòng)。同時(shí)，MRG 波西傳過程中的動(dòng)力熱力結(jié)構(gòu)會(huì)發(fā)生系統(tǒng)性的變化，并且還伴隨著垂直方向的傳播，環(huán)流的中心會(huì)與深對(duì)流活動(dòng)的中心逐漸重合，對(duì)流活動(dòng)與波動(dòng)環(huán)流更加緊密地耦合在一起，這時(shí)候MRG波的性質(zhì)會(huì)發(fā)生變化，轉(zhuǎn)變成為TD 波（Takayabu and Nitta, 1993; Dickinson and Molinari, 2002; Wu et al., 2014），部分能夠引發(fā)熱帶氣旋。

3.2.3 開爾文波

開爾文波是動(dòng)力結(jié)構(gòu)最簡單的熱帶波動(dòng)，它是向東傳播的緯向風(fēng)的非頻散擾動(dòng)，其在赤道最強(qiáng)向兩極呈高斯衰減（Roundy and Frank, 2004c）。開爾文波在赤道附近的結(jié)構(gòu)本質(zhì)上是向東傳播的重力波的結(jié)構(gòu)（Straub and Kiladis, 2003）。觀測的對(duì)流耦合開爾文波具有與線性淺水方程解一致的傳播特性和水平結(jié)構(gòu)（Takayabu and Murakami, 1991; Straub and Kiladis, 2003）。同 時(shí)，Yasunaga and Mapes（2012）注意到以輻散為主的開爾文波和慣性重力波主要受浮力擾動(dòng)控制，不同于以旋轉(zhuǎn)為主的Rossby 波、MRG 波和TD 波，它們與水汽耦合更強(qiáng)。開爾文波中淺對(duì)流往往先于深對(duì)流和層狀降水東傳（Straub and Kiladis, 2002），OLR 異常與最強(qiáng)烈的垂直運(yùn)動(dòng)的位置一致。觀測中對(duì)流耦合開爾文 波 通 常 以10～20 m s-1的 相 位 速 度 和3000～7000 km 的 波 長 向 東 移 動(dòng)（Wheeler and Kiladis,1999; Roundy, 2008）。這個(gè)速度遠(yuǎn)小于淺水方程解的干開爾文速度，這很可能是對(duì)流和波動(dòng)相互作用極大限制濕開爾文波的相速度，但是其機(jī)理并沒有被很好解釋。

3.2.4 TD 波

TD 波又名東風(fēng)波，是發(fā)生在對(duì)流層的一種向西傳播的天氣尺度波動(dòng)，通常是以不對(duì)稱波出現(xiàn)。雖然TD 波不對(duì)應(yīng)于淺水方程的理論解，但它是太平洋、大西洋，以及撒哈拉以南非洲地區(qū)最常見的天氣波動(dòng)之一。TD 波被認(rèn)為是赤道外向西傳播的不穩(wěn)定羅斯貝波，常與季風(fēng)環(huán)流和ITCZ 聯(lián)系（Wang and Xie, 1996; Kiladis et al., 2009）。早期東風(fēng)波的研究表明，TD 波的波長為2500～3500 km，相位速度為8 m s-1，周期為3～4 天，最大經(jīng)向風(fēng)異常在700～850 hPa（Reed et al., 1977; Kiladis et al., 2009）。TD 波的水平結(jié)構(gòu)和對(duì)流耦合特征在不同陸地、海洋區(qū)域有所差異，這種差異與基本氣流具有密切關(guān)系。而它的的垂直結(jié)構(gòu)與MRG 波相似（Kiladis et al., 2006; Serra et al., 2008）。東風(fēng)波在非洲主要從垂直風(fēng)切變中萃取能量；在海上以正壓能量轉(zhuǎn)化為主，從水平切變中提取能量；在太平洋ITCZ 中潛熱對(duì)其具有重要影響。TD 波伴隨著周期性的濕對(duì)流降水過程對(duì)熱帶天氣產(chǎn)生顯著影響，部分TD 波會(huì)發(fā)展出暖心結(jié)構(gòu)形成熱帶氣旋，它是熱帶氣旋的重要胚胎（例如，F(xiàn)u et al., 2007; Cai et al., 2018）。

3.2.5 MJO

MJO 是一種季節(jié)內(nèi)振蕩，行星緯向波數(shù)在1～5 左右，周期在30～60 天之間。MJO 表現(xiàn)出數(shù)千公里的對(duì)流和緯向反轉(zhuǎn)環(huán)流的東傳，其不同于對(duì)流耦合的赤道波，因?yàn)樗l(fā)生在遠(yuǎn)離赤道波頻散曲線的波數(shù)和頻率上，大尺度運(yùn)動(dòng)和對(duì)流非絕熱加熱相互作用起到了核心作用。MJO 常伴隨著熱帶降雨增強(qiáng)和減弱的區(qū)域向東傳播，它是一種全球的波動(dòng)，在印度洋和太平洋上空更為活躍。MJO 引起的大氣異常與MJO 對(duì)流加熱導(dǎo)致的Rossby 環(huán)流有關(guān)。MJO 對(duì)于全球熱帶降水、季風(fēng)的爆發(fā)和中斷、熱帶氣旋活動(dòng)等都有重要的調(diào)節(jié)作用。由于數(shù)值模式仍無法較好再現(xiàn)熱帶對(duì)流過程，因此目前多數(shù)數(shù)值模式并不能很好地模擬和預(yù)測MJO 活動(dòng)。

4 熱帶波動(dòng)的動(dòng)力學(xué)理解

經(jīng)典的“干”線性赤道β平面淺水理論（Matsuno, 1966）成功地描述和預(yù)測了大氣熱帶波動(dòng)的基本結(jié)構(gòu)和運(yùn)動(dòng)特征，但是淺水理論不足以精確解釋觀測到的熱帶波動(dòng)的主要特征。且熱帶波動(dòng)的耦合結(jié)構(gòu)和速度在不同季節(jié)和區(qū)域存在較大差異。因此，解釋導(dǎo)致熱帶波動(dòng)特征差異的成因已經(jīng)成為熱帶波動(dòng)理論研究的主要挑戰(zhàn)之一。非線性波波相互作用和波流相互作用可能會(huì)改變波的結(jié)構(gòu)和頻散關(guān)系（Zhang and Webster, 1989; Straub and Kiladis,2003）。對(duì)流層中的熱帶波動(dòng)波多與“濕”深對(duì)流有關(guān)，也因此被稱為對(duì)流耦合波動(dòng)，因此將“濕”的影響引入熱帶波動(dòng)理論中能夠改進(jìn)熱帶波動(dòng)的特征解釋。對(duì)流耦合意味著對(duì)流和波動(dòng)力之間存在相互作用，這種波動(dòng)—對(duì)流相互作用也可改變熱帶波動(dòng) 的 特 征（Wheeler and Kiladis, 1999; Lindzen,2003）。本文僅回顧了波—流相互作用、波動(dòng)—積云對(duì)流相互作用、以及水汽在對(duì)流耦合波動(dòng)中的作用機(jī)制。

4.1 波—流相互作用

熱帶波動(dòng)在傳播過程中，其水平和垂直結(jié)構(gòu)、傳播特征都會(huì)發(fā)生變化。已有研究表明這與局地大尺度基本氣流密切相關(guān)，Lau and Lau（1992）使用波—流相互作用的能量平衡方程診斷分析了熱帶擾動(dòng)的主要能量來源。隨后的一些研究（Sobel and Maloney, 2000; Maloney and Hartmann, 2001;Maloney and Dickinson, 2003）指出，西北太平洋上夏季環(huán)流有利于能量向小尺度的大氣波擾動(dòng)轉(zhuǎn)化，這使得熱帶波動(dòng)在西北太平洋活動(dòng)更活躍。Wu et al.（2012）指出這種波—流能量轉(zhuǎn)化與夏季西北太平洋季風(fēng)槽環(huán)流系統(tǒng)密切相關(guān)，它使得季風(fēng)槽年際變化與天氣尺度擾動(dòng)增長和熱帶氣旋生成之間密切聯(lián)系。如此的能量轉(zhuǎn)化會(huì)使得能量在熱帶波動(dòng)中累積，使得波動(dòng)結(jié)構(gòu)和振幅發(fā)生改變（Done et al.,2011）。已有研究（Webster and Chang, 1988; Webster and Chang, 1998）發(fā)現(xiàn)輻合氣流能夠使得Rossby波的緯向波數(shù)增加、波長減小。Kuo et al.（2001）表明波擾動(dòng)在接近季風(fēng)匯合區(qū)時(shí)能夠通過與季風(fēng)平均流的相互作用引起的波尺度收縮形成新的擾動(dòng)渦旋。Wu et al.（2015a, 2015b）進(jìn)一步研究指出大尺度的季風(fēng)切變和輻合基本氣流能夠使得ER、MRG、TD 波的水平結(jié)構(gòu)收縮和傾斜（圖5）。這種波—流相互作用也存在于不同尺度間的波動(dòng)之間，如Aiyyer and Molinari（2003）利用線性淺水模型模擬了MRG 波與MJO 大尺度環(huán)流相互作用，發(fā)現(xiàn)這會(huì)使得MRG 波的波長縮短，可能會(huì)發(fā)展出TD波擾動(dòng)，并且進(jìn)一步在觀測中證實(shí)（Aiyyer and Molinari, 2008）。

圖5 季風(fēng)槽切變氣流通過正壓能量轉(zhuǎn)化導(dǎo)致水平傾斜波結(jié)構(gòu)的發(fā)展和維持示意圖：（a）季風(fēng)槽的緯向風(fēng)異常；（b）季風(fēng)槽中初始熱帶波動(dòng)的渦旋和平均的異常渦動(dòng)通量；（c）平均的渦動(dòng)量通量和東北—西南傾斜的渦旋結(jié)構(gòu)的產(chǎn)生和發(fā)展（當(dāng)波動(dòng)通過正壓能量轉(zhuǎn)換與季風(fēng)槽切變氣流相互作用從季風(fēng)槽中提取正壓能量時(shí)）。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 波動(dòng)—積云對(duì)流相互作用

熱帶波動(dòng)的動(dòng)力結(jié)構(gòu)與對(duì)流耦合能夠影響到熱帶波動(dòng)的結(jié)構(gòu)和運(yùn)動(dòng)特征。這里以太平洋上對(duì)流層中常見的天氣波動(dòng)TD 波為例來討論波動(dòng)—積云對(duì)流相互作用對(duì)于熱帶波動(dòng)不穩(wěn)定發(fā)展的特征與作用機(jī)制。雖然波—流相互作用能夠在很大程度上解釋TD 波活動(dòng)的統(tǒng)計(jì)特征，但在太平洋上TD 波動(dòng)的最主要能量來源于凝結(jié)降水造成的非絕熱加熱，而并非來源于基本氣流（Lau and Lau, 1992; Tam and Li, 2006）。李崇銀（1985）和Li（1993）發(fā)現(xiàn)積云對(duì)流加熱的反饋是激發(fā)熱帶東傳或者西傳波動(dòng)的重要?jiǎng)恿W(xué)機(jī)制。Li（2006）通過數(shù)值試驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，如果沒有濕對(duì)流的反饋過程，即使基本氣流存在水平與垂直切變，TD 波動(dòng)的強(qiáng)度仍然會(huì)逐漸衰減，只有加入了對(duì)流的反饋過程，波動(dòng)的強(qiáng)度才會(huì)發(fā)生不穩(wěn)定增長。這些研究表明，要抓住赤道波動(dòng)演變的關(guān)鍵物理機(jī)制，必須考慮積云對(duì)流反饋的作用。

目前用來解釋熱帶環(huán)流—對(duì)流耦合的兩大類理論框架是：波動(dòng)—第二類條件不穩(wěn)定（wave-CISK）和準(zhǔn)平衡（quasi-equilibrium）。Wave-CISK 理論認(rèn)為邊界層的輻合引起波動(dòng)中的凝結(jié)潛熱加熱，而潛熱加熱則進(jìn)一步破壞了大氣的穩(wěn)定性，造成不穩(wěn)定 發(fā) 展（Hayashi, 1970; Lindzen, 1974; Li et al.,2002; Ling et al., 2009）。從20 世紀(jì)70 年代開始，wave-CISK 就已經(jīng)被用來解釋熱帶波動(dòng)的穩(wěn)定性（例如，Hayashi, 1970; Lau and Peng, 1987; Ling et al., 2013; Liu et al., 2019）。然而，由于不同文獻(xiàn)中TD 波的結(jié)構(gòu)具有很大的差異，該波動(dòng)中是否存在wave-CISK 反饋機(jī)制，存在著比較大的爭議。例如，Tam and Li（2006）發(fā)現(xiàn)TD 波中的垂直運(yùn)動(dòng)與邊界層的最大渦度相重合，暗示著wave-CISK 在其中可能起了重要作用。Feng et al.（2016）同樣發(fā)現(xiàn)TD 波中的垂直運(yùn)動(dòng)最大值發(fā)生在邊界層輻合的上方，并且如理論所要求的一樣，垂直速度隨高度向波動(dòng)后側(cè)傾斜。更多的研究則否認(rèn)了TD波中存在wave-CISK 反饋。Reed and Recker（1971）使用了太平洋上空的探空觀測資料，發(fā)現(xiàn)自由大氣中的垂直運(yùn)動(dòng)與邊界層輻合之間沒有確定的聯(lián)系。Takayabu and Nitta（1993）強(qiáng)調(diào)了邊界層的輻合在TD 波生成中的作用，但是垂向速度的垂直廓線并沒有隨高度傾斜，不符合wave-CISK 的理論。最近研究（Feng et al., 2020）強(qiáng)調(diào)了對(duì)流層中低層水汽的平流輸運(yùn)對(duì)TD 波濕對(duì)流影響。

近年來，準(zhǔn)平衡的思想及其診斷方法在熱帶對(duì)流耦合波動(dòng)現(xiàn)象的研究中發(fā)揮了重要作用（例如，Benedict and Randall, 2007; Ling et al., 2017; Wang et al., 2018）。準(zhǔn)平衡認(rèn)為大尺度的環(huán)流造成熱量與水汽的輸運(yùn)，使得不穩(wěn)定能量[例如，濕靜能（moist static energy, MSE）]在大氣氣柱內(nèi)累積，而積云對(duì)流通過釋放不穩(wěn)定能量使得大氣變得穩(wěn)定（ Arakawa and Schubert, 1974; Emanuel et al.,1994）。例如，在熱帶重力慣性波中，大氣的濕化過程導(dǎo)致MSE 的增加，而深對(duì)流的發(fā)生對(duì)應(yīng)著對(duì)流層整層MSE 的減少，意味著深對(duì)流釋放了不穩(wěn)定能量（Sumi and Masunaga, 2016）。然而，TD波中的對(duì)流與不穩(wěn)定能量的變化并不符合這個(gè)過程。在TD 波中，當(dāng)深對(duì)流發(fā)生時(shí)，整層大氣的MSE仍然處于逐漸增加的狀態(tài)，造成大氣氣柱進(jìn)一步的不穩(wěn)定。MSE 的進(jìn)一步增加并非完全由平流貢獻(xiàn)，因?yàn)榧词共豢紤]平流的作用，氣柱的不穩(wěn)定性仍然在增大（Feng et al., 2020）?？梢酝茰y，TD 波中的對(duì)流—云—輻射—邊界層之間相互作用的凈貢獻(xiàn)是使得大氣變的不穩(wěn)定。因此，積云對(duì)流引起的凝結(jié)潛熱釋放和云—輻射反饋是影響熱帶波動(dòng)穩(wěn)定性的重要因素。

4.3 水汽作用

盡管以上研究強(qiáng)調(diào)了積云對(duì)流在熱帶波動(dòng)動(dòng)力學(xué)中所起的作用，考慮到熱帶積云對(duì)流的演變同時(shí)受到對(duì)流層溫度層結(jié)（即大氣穩(wěn)定性）與水汽層結(jié)的影響，實(shí)際上隱含了水汽在赤道波動(dòng)中起到重要作用。一些考慮水汽作用的經(jīng)典不穩(wěn)定模型也能夠用來解釋水汽在對(duì)流耦合赤道波動(dòng)中的作用。例如，將傳統(tǒng)的正壓、斜壓不穩(wěn)定拓展到濕大氣，綜合若干種不穩(wěn)定而成的一種復(fù)合不穩(wěn)定，例如，濕斜壓不穩(wěn)定（moist baroclinic instability）常被應(yīng)用來解釋印度季風(fēng)低壓和非洲東風(fēng)波（Moorthi and Arakawa,1985; Cohen and Boos, 2016）。

近年來，“水汽模態(tài)”（moisture mode）理論模型（Takayabu, 1994; Adames and Maloney, 2021）得到了快速的發(fā)展與廣泛應(yīng)用，很多傳統(tǒng)上認(rèn)為是干動(dòng)力學(xué)起主導(dǎo)的赤道波動(dòng)，都被陸續(xù)指出水汽起到主要作用。“水汽模態(tài)”的本質(zhì)是強(qiáng)調(diào)波動(dòng)的結(jié)構(gòu)與傳播特征主要是由大氣中的水汽過程決定的，整層或者中低層水汽異常決定了降水的異常，而對(duì)流降水加熱和層云降水加熱的交替出現(xiàn)又影響了波動(dòng)的移動(dòng)（例如，Khouider and Majda, 2008; Wang and Zhang, 2015）。不斷涌現(xiàn)的觀測和理論都證明了大氣水汽過程對(duì)于熱帶波動(dòng)結(jié)構(gòu)的決定性作用（例如，Yu et al., 1998; Wang and Zhang, 2015）。Adames（2021）和Mayta and Adames（2023）提出了在弱溫度梯度近似下對(duì)赤道波動(dòng)的濕動(dòng)力方程組進(jìn)行量綱分析，從理論上指出水汽是控制ER 波與TD 波的關(guān)鍵因素，指出觀測中這兩種波動(dòng)的特性更接近“水汽模態(tài)”而非傳統(tǒng)的干波動(dòng)模態(tài)。在此基礎(chǔ)上，提出了水汽—渦旋不穩(wěn)定（moisturevortex instability）來解釋水汽梯度影響下熱帶波動(dòng)的 不 穩(wěn) 定 增 長（Adames and Ming, 2018a, 2018b;Russell et al., 2020; Adames, 2021）。

5 熱帶波動(dòng)對(duì)于熱帶氣旋生成和路徑的影響及機(jī)理研究

眾所周知，熱帶氣旋的生成需要合適的大尺度環(huán)境的動(dòng)力、熱力條件和初始擾動(dòng)的共同作用，而熱帶氣旋的路徑由生成位置和大尺度環(huán)境的引導(dǎo)氣流條件決定。由于觀測資料和研究手段的限制，以往對(duì)于熱帶氣旋生成和路徑的短期氣候變化研究多集中于大尺度環(huán)境條件的作用，而對(duì)于初始擾動(dòng)變化和引導(dǎo)氣流的高頻（天氣尺度）變化的作用研究相對(duì)較少。雖然利用大尺度環(huán)境背景條件與經(jīng)典熱帶熱帶氣旋生成理論（如CISK 機(jī)制和WISHE 機(jī)制等）能很好地解釋已有擾動(dòng)渦旋發(fā)展成為熱帶氣旋的過程，但是無法解釋擾動(dòng)渦旋系統(tǒng)的形成；而背景引導(dǎo)氣流（如副高等環(huán)流系統(tǒng)）雖然能解釋熱帶氣旋路徑氣候分布的成因，但這無法解釋相似背景環(huán)流（特別是較弱環(huán)流系統(tǒng)）下熱帶氣旋路徑的差異，這很可能是由于熱帶波動(dòng)與大尺度引導(dǎo)氣流相互作用引起的引導(dǎo)氣流的高頻變化所致，相關(guān)機(jī)理依然不清。因此，熱帶波動(dòng)作為熱帶大氣擾動(dòng)和環(huán)流高頻變化的重要來源，它很可能在熱帶氣旋生成和路徑的季節(jié)內(nèi)和年際變化中扮演重要角色。

5.1 熱帶波動(dòng)影響熱帶氣旋生成及可能機(jī)理

熱帶波動(dòng)是熱帶大氣運(yùn)動(dòng)最重要的形式，它們能導(dǎo)致大氣的溫度、壓強(qiáng)、對(duì)流和風(fēng)場等的振蕩進(jìn)而影響熱帶天氣（Wheeler, 2002）?；诙S傅立葉變換的頻率—波數(shù)譜分析方法（Wheeler and Kiladis, 1999）能有效的從觀測資料中分離出五種主要熱帶波動(dòng)信號(hào)，即TD 波、MRG 波、ER 波、MJO 和開爾文波。在此基礎(chǔ)上，國際上關(guān)于熱帶波動(dòng)與熱帶氣旋關(guān)系的研究得到了廣泛發(fā)展。已有統(tǒng)計(jì)研究表明，熱帶波動(dòng)對(duì)熱帶氣旋的生成具有顯著 影 響（Frank and Roundy, 2006; Schreck et al.,2012）。Dickinson and Molinari（2002）指出MRG波增強(qiáng)并向TD 波的轉(zhuǎn)化最終會(huì)導(dǎo)致TD 波的增長和熱帶氣旋生成，進(jìn)一步研究指出這種向小尺度熱帶波動(dòng)的轉(zhuǎn)化能夠很好解釋熱帶氣旋生成的年際變化 的 特 征（Wu et al., 2014, 2015b）；Lombardo（2004）和Molinari et al.（2007）發(fā)現(xiàn)熱帶氣旋常生成在ER 波的波包內(nèi)，進(jìn)一步的模式研究證實(shí)了ER 波的增長會(huì)導(dǎo)致熱帶氣旋的生成（Gall and Frank, 2010; Gall et al., 2010）。而 東 傳 的MJO 波由于尺度較大并不直接生成熱帶初始擾動(dòng)，但常與西傳的熱帶波動(dòng)相互作用共同影響熱帶氣旋生成，因此MJO 西風(fēng)（對(duì)流）相位更有利熱帶氣旋生成（Aiyyer and Molinari, 2003, 2008）；開爾文波雖然對(duì)部分熱帶氣旋生成有一定貢獻(xiàn)（Schreck and Molinari, 2011; Schreck, 2015），但多數(shù)研究表明它對(duì)西北太平洋熱帶氣旋生成的影響不大（Frank and Roundy, 2006）。而 我 們 的 研 究（Wu and Takahashi, 2018）指出，熱帶波動(dòng)的活動(dòng)能夠很好解釋熱帶氣旋生成的季節(jié)內(nèi)和年際變化的特征。例如，El Nin?o 年，伴隨季風(fēng)槽加強(qiáng)東伸波流相互作用加劇使得熱帶波動(dòng)在西北太平洋東南象限活動(dòng)增強(qiáng)，熱帶氣旋生成位置偏東南。這些研究表明，熱帶波動(dòng)在熱帶氣旋生成過程中起到重要作用，波動(dòng)的增長有利于初始擾動(dòng)和熱帶氣旋的生成，但是其成因和機(jī)制尚不明確。

目前，一些研究已經(jīng)開始致力于解釋熱帶波動(dòng)增長并觸發(fā)熱帶氣旋生成的過程。早期研究（Chang and Webster, 1990, 1995; Webster and Chang, 1988）注意到波動(dòng)能量累積常發(fā)生在大尺度環(huán)流的輻合區(qū)。進(jìn)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氣環(huán)流有利于向熱帶波動(dòng)的能量轉(zhuǎn)化，而這種能量向熱帶波動(dòng)的累積有利于熱帶氣旋的生成和維持（Done et al., 2011）。我們的工作（Wu et al., 2014, 2015b）證實(shí)這種能量向熱帶波動(dòng)的轉(zhuǎn)化和累積與熱帶氣旋生成的年際變化關(guān)系密切。這些研究很好地解釋了西北太平洋和南海上空熱帶波動(dòng)發(fā)展和演變過程，但是這些熱帶波動(dòng)的能量來源及其季節(jié)內(nèi)和年際變化特征還需深入調(diào)查。我們也注意到，雖然有超過60%的熱帶氣旋生成在熱帶波動(dòng)中，但僅有不到20%的熱帶波動(dòng)能最終發(fā)展成為熱帶氣旋（Avila et al., 2000）；觀測實(shí)驗(yàn)表明，這除了受大尺度環(huán)流對(duì)波動(dòng)能量增長的影響外，還與熱帶波動(dòng)在發(fā)展過程中的動(dòng)力和熱力結(jié)構(gòu)的配置（Zawislak and Zipser, 2014）以及能量的轉(zhuǎn)化密切相關(guān)（Ross et al., 2009）。因此，系統(tǒng)分析熱帶波動(dòng)加強(qiáng)形成初始擾動(dòng)渦旋的演變過程及其季節(jié)內(nèi)和年際變化特征，有助于深入理解熱帶波動(dòng)對(duì)熱帶氣旋生成影響的物理機(jī)制。

5.2 熱帶波動(dòng)影響熱帶氣旋路徑及可能機(jī)理

熱帶氣旋的移動(dòng)路徑主要由引導(dǎo)氣流（Holland,1983; Wu and Zhao, 2012）和熱帶氣旋生成位置（Wu and Wang, 2004; Wu et al., 2012）共同決定。首先，熱帶波動(dòng)能通過影響熱帶氣旋生成的位置影響熱帶氣旋的路徑。Wu and Wang（2004）指出，熱帶氣旋的生成位置變化對(duì)于熱帶氣旋路徑的影響要超過大尺度引導(dǎo)氣流的影響。我們的研究（Wu et al., 2012）也發(fā)現(xiàn)熱帶氣旋的生成位置能夠影響熱帶氣旋的路徑和強(qiáng)度的年際變化特征。其次，熱帶波動(dòng)能夠引起熱帶大氣環(huán)流的季節(jié)內(nèi)和天氣尺度振蕩，從而影響熱帶氣旋的引導(dǎo)氣流異常和路徑。已有研究表明，熱帶波動(dòng)活動(dòng)對(duì)應(yīng)的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（ISO）的30～60 天（MJO）和10～24 天（ER波和MRG 波）模態(tài)都能夠通過傳播途徑和對(duì)流位相的改變影響熱帶氣旋的生成和路徑（Li and Zhou, 2013a, 2013b; Ling et al., 2016）。MJO 的 西風(fēng)相位常伴隨更多熱帶氣旋（颶風(fēng)）活動(dòng)（Maloney and Hartmann, 2000; Camargo et al., 2008; Kim et al.,2008），當(dāng)MJO 的對(duì)流位于西太平洋（印度洋）上時(shí)西北太平洋熱帶氣旋路徑區(qū)域偏西（東）（Kim et al., 2008）。我 們 的 研 究（Chen et al.,2018）表明，西北太平洋熱帶氣旋傾向于在10～24 天ISO（ER 波和MRG 波）的氣旋異常中并沿著它向西北傳播接近我國臺(tái)灣地區(qū)，且上述熱帶氣旋的移動(dòng)是伴隨著西北—東南擴(kuò)展的30～60 天ISO（MJO）氣旋異常提供的有利背景條件。而10°～20°N 區(qū)域的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（10～60 天ISO）的異常環(huán)流對(duì)的中間會(huì)出現(xiàn)異常的東風(fēng)氣流，將引導(dǎo)熱帶氣旋西行進(jìn)入南海地區(qū)（Chen et al., 2017;Wu et al., 2020b）。這些研究很好地解釋了熱帶波動(dòng)所對(duì)應(yīng)的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（ISO）對(duì)于熱帶氣旋路徑具有重要影響，但是不同種類的熱帶波動(dòng)對(duì)于熱帶氣旋路徑影響的差異和熱帶波動(dòng)對(duì)于引導(dǎo)氣流影響的機(jī)理及其季節(jié)內(nèi)和年際變化特征還需深入調(diào)查。

5.3 熱帶波動(dòng)活動(dòng)對(duì)熱帶氣旋活動(dòng)氣候異常的影響

隨著全球氣候變暖，近年來極端天氣和氣候事件頻繁出現(xiàn)，熱帶波動(dòng)在其中很可能發(fā)揮了重要作用。熱帶波動(dòng)是造成2018 年我國熱帶氣旋活動(dòng)異?；钴S的關(guān)鍵因素之一，它與強(qiáng)季風(fēng)槽相互作用加劇了熱帶氣旋活動(dòng)異常并調(diào)節(jié)了熱帶氣旋活動(dòng)區(qū)域（Wu et al., 2020a）。在2018 年大氣熱帶波動(dòng)[如，10～24 天季節(jié)內(nèi)振蕩（ER 和MRG 波）和天氣尺度擾動(dòng)（TD 波）]活躍主要集中在6～9 月，并沿著季風(fēng)槽在臺(tái)灣島以東洋面快速增強(qiáng)，與熱帶氣旋時(shí)空分布十分吻合；而北傳的30～60 天大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（MJO）的活動(dòng)局限于140°E 以西的南海海域，從而更多的影響南海的熱帶氣旋生成和活動(dòng)。已有研究開始關(guān)注熱帶波動(dòng)活動(dòng)的氣候異常，指出西北太平洋熱帶波動(dòng)存在明顯的年際變化特征（Chen and Weng, 1998; Huang and Huang, 2011;Zhou et al., 2018）。這主要是由于厄爾尼諾—南方濤動(dòng)（ENSO）通過調(diào)節(jié)大氣環(huán)流來影響熱帶波動(dòng)的能量累積進(jìn)而影響熱帶波動(dòng)的年際變化（Wu et al., 2014, 2015b），它能進(jìn)一步引起熱帶氣旋等極端天氣的年際變化（Wu and Takahashi, 2018）。雖然國際上已經(jīng)越來越重視熱帶波動(dòng)活動(dòng)及影響的氣候特征和機(jī)理的研究，但是對(duì)于熱帶波動(dòng)對(duì)全球變暖響應(yīng)的認(rèn)識(shí)依然有限。

6 總結(jié)及展望

本文回顧和綜述了熱帶波動(dòng)的淺水理論解、熱帶波動(dòng)的信號(hào)分離方法及觀測特征，并簡介了幾種熱帶波動(dòng)的機(jī)理。進(jìn)而，文中還對(duì)熱帶波動(dòng)對(duì)于熱帶氣旋生成及路徑的影響機(jī)制進(jìn)行了系統(tǒng)回顧。文中指出，近年來熱帶波動(dòng)觀測和分離研究取得了明顯進(jìn)展，波動(dòng)的許多新特征被揭示，這些特征與理論特征存在著差異?，F(xiàn)有理論（如波流相互作用、波動(dòng)—積云對(duì)流相互作用、水汽作用等）能夠部分解釋觀測熱帶波動(dòng)與理論的差異。這些觀測和理論研究表明局地環(huán)流和濕對(duì)流等在熱帶波動(dòng)結(jié)構(gòu)演變、強(qiáng)度和位置中有著重要作用。同時(shí)，也有眾多研究關(guān)注熱帶波動(dòng)對(duì)于熱帶天氣系統(tǒng)的影響，文中回顧了不同熱帶波動(dòng)對(duì)于熱帶氣旋生成和路徑的影響，這些影響能夠較好解釋熱帶氣旋形成和移動(dòng)的機(jī)理，并表明熱帶波動(dòng)的變化能夠較好解釋熱帶氣旋數(shù)量和分布的氣候變異。盡管近年來在熱帶波動(dòng)活動(dòng)觀測特征、機(jī)理及其影響的研究中取得了重要進(jìn)展，但是依然有許多科學(xué)問題亟待解決，例如：

（1）觀測技術(shù)發(fā)展。雖然衛(wèi)星觀測技術(shù)的發(fā)展已經(jīng)大大改進(jìn)了對(duì)于熱帶波動(dòng)（特別是海上）特征的了解，但是目前資料變量的種類、垂直和水平分辨率等都大大地限制了對(duì)于其特征的分析。多源多平臺(tái)的觀測資料（如衛(wèi)星、雷達(dá)、探空、地面站等），對(duì)熱帶波動(dòng)的時(shí)空分布特征、結(jié)構(gòu)特征和能量特征進(jìn)行更精細(xì)和全面的分析，以及對(duì)熱帶波動(dòng)與降水、風(fēng)場、溫度、濕度等要素的關(guān)聯(lián)性進(jìn)行更深入的探討有助于揭示熱帶波動(dòng)的新觀測事實(shí)。

（2）機(jī)理和理論模型發(fā)展。熱帶波動(dòng)的觀測與理論的差異成因，對(duì)流耦合機(jī)制及影響，波動(dòng)在熱帶對(duì)流組織中作用，波動(dòng)對(duì)于氣候的反饋影響等等都需要進(jìn)一步研究。這些問題解決對(duì)于揭示熱帶波動(dòng)的動(dòng)力學(xué)和物理過程，探討不同類型的熱帶波動(dòng)之間的相互作用和轉(zhuǎn)化機(jī)制，以及熱帶波動(dòng)與其他尺度的大氣運(yùn)動(dòng)的相互作用（如對(duì)流組織、季節(jié)內(nèi)變化、年際和年代際變化、全球變暖等）。

（3）數(shù)值模式中熱帶波動(dòng)的模擬。雖然模式已經(jīng)能較準(zhǔn)確模擬多數(shù)天氣氣候事件，但是數(shù)值模式往往無法準(zhǔn)確模擬熱帶波動(dòng)尤其是對(duì)流耦合波動(dòng)，這很可能導(dǎo)致了模式結(jié)果的不確定性。因此提高熱帶波動(dòng)的預(yù)測能力和技巧，評(píng)估熱帶波動(dòng)在不同預(yù)報(bào)模式中的表現(xiàn)和不確定性，對(duì)于提高模式可信度具有重要科學(xué)意義。這需要正確理解對(duì)流和環(huán)流之間相互作用，未來利用熱帶波動(dòng)改進(jìn)模式中對(duì)流和動(dòng)力學(xué)之間的相互作用表現(xiàn)，對(duì)于改進(jìn)模式對(duì)于熱帶天氣氣候的模擬能力具有重大前景。

（4）熱帶波動(dòng)對(duì)于全球變暖響應(yīng)和預(yù)估。熱帶波動(dòng)在熱帶天氣氣候事件中具有重要作用，因此無法理解熱帶波動(dòng)對(duì)于氣候變化的響應(yīng)就無法正確理解氣候變化。無法解釋熱帶波動(dòng)活動(dòng)的理論和模式對(duì)于未來氣候變化的預(yù)估結(jié)果可信度也存疑。

（5）天氣預(yù)報(bào)改進(jìn)。熱帶波動(dòng)主要為天氣—季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度，它們與天氣預(yù)報(bào)和短期氣候預(yù)測的尺度最為密切，但是熱帶波動(dòng)目前很少被運(yùn)用到預(yù)報(bào)業(yè)務(wù)中。這主要是由于觀測中很難直接識(shí)別熱帶波動(dòng)信號(hào)，而目前濾波技術(shù)需要波動(dòng)完成才能被識(shí)別（Wheeler 2002）。發(fā)展和改進(jìn)熱帶波動(dòng)的識(shí)別和預(yù)測技術(shù)對(duì)于引入熱帶波動(dòng)具有重要意義，能夠?yàn)樘鞖忸A(yù)報(bào)和短期氣候預(yù)測提供指導(dǎo)和依據(jù)。

本文嘗試回顧了熱帶波動(dòng)研究的歷史發(fā)展，并評(píng)估了它們對(duì)熱帶天氣（如，熱帶氣旋）的影響，但是依然不全面，僅僅提供了部分參考。熱帶波動(dòng)的研究對(duì)于大氣科學(xué)發(fā)展具有重要意義，必將繼續(xù)吸引更多研究開展。這些成果將提高天氣和短期氣候（季節(jié)內(nèi)）變化特征及熱帶天氣氣候事件對(duì)于氣候變化響應(yīng)的機(jī)理認(rèn)識(shí)，這對(duì)提高天氣預(yù)報(bào)和氣候預(yù)測水平都有較好的應(yīng)用價(jià)值。