热带气旋(TC)登陆后受地面摩擦损耗其能量，强度往往减弱。但有些登陆TC在向北运动过程中，碰到冷空气(或冷锋)南下时可以变性(Extratropical Transition，缩写为ET)为温带气旋，并在有利情况下强烈发展(陈联寿等，1979)。TC的变性和再发展过程使中高纬度地区遭受意外的风雨灾害而造成损失。统计(李英等，2004b)表明，约有12%登陆中国的TC会发生变性。对于TC变性后的再度发展，Dimego等(1982)、Harr等(2000a，2000b)提出了环境西风带的重要性。Foley等(1994)的统计表明，TC变性的关键因子是受中纬度槽的作用。Bosart等(1995)指出，除了有利的环境因子外，变性TC本身存在有利于变性和发展的条件。Klein(2002)通过对西北太平洋TC变性后再度发展的数值试验，发现西风带和变性TC的相互作用是一个动态的复杂过程，而不是一个静态的过程。Bosart等(2000)和McTaggart-Cowan(2002)还指出，变性TC和急流的相对位置也很重要。在北半球，强降水中心一般会偏于变性TC中心路径的左侧。Bosart等(1991)认为，北半球高空槽一般位于TC左侧，变性TC进入中纬度斜压环境场后，高层急流与涡旋上空辐散气流相结合形成高层流出气流，而低层TC环流可能与环境场高值系统气流合并形成低空急流，这两支气流重叠的地点一般都在变性TC的向极一侧，高空急流入口区右侧为辐散区，如果与低空急流的辐合区耦合，则会产生大尺度强迫上升并造成暴雨。

对中国大陆发生的变性TC已有许多研究。陈联寿等(2001)指出，冷空气可以使涡旋获得斜压能量，使位能转化成动能而促进涡旋迅速发展。胡坚(1991)、励申申等(1992)的研究表明，不能简单地认为登陆TC是一个动能的“准封闭系统”，TC从中、低层向外输出的次天气尺度动能是造成台风环流之外暴雨的一个重要物理过程。李英等(2004a)研究表明，登陆后长久维持的TC，摩擦使其能量损耗，但却从中高层环境中获取能量。朱佩君等(2005)对9711号变性台风的动能收支诊断表明，低层散度风制造是气旋强度变化的主要原因。

TC位于低纬度时主要是正压系统，登陆后进入中纬度斜压环境场时可发生变性而再次增强。在变性再发展过程中会与斜压系统发生复杂的能量交换，详细研究其能量交换对进一步了解登陆TC变性过程有重要意义。海马(0421)是2004年9月登陆中国大陆后变性加强的热带气旋，登陆后其强度和降水迅速减弱，但十几个小时后发生变性强度加强、降水突然增强。本文对海马变性加强过程进行能量诊断分析，寻找TC与斜压系统共同作用过程中各种能量的交换对TC变性加强的影响。 2 资料与方法

所用的资料有：热带气旋年鉴，1°×1°空间分辨率及6 h时间分辨率的NCEP/NCAR再分析各要素场。此外，文中使用了旋转风和辐散风的Endlich(1967)计算方法、Buechler等(1986)的旋转风和辐散风动能平衡方程等。 3 过程及环流背景简介

热带风暴海马于2004年9月13日04时(世界时，下同)在浙江省温州市登陆，登陆时中心最大风速18 m/s，中心最低气压998 hPa。登陆后 短时间内向西北行随后折向偏北(图 1a)，迅速减弱成热带低压，13日12时中心最大风速减弱至12 m/s，中心最低气压1008 hPa(图 1b)。14日00时在江苏省西南部发生变性，风速增强至15 m/s，中心气压下降为1004 hPa，至15日00时降至1000 hPa。15日06时变性TC有所减弱，气压上升至1002 hPa，但15日18时起气压再次下降，至16日06时中心最低气压下降至993 hPa。因此，海马变 性过程中存在两次气压下降过程。在海马变性加强的14日00时—15日00时，在其环流北侧出现暴雨明显增强，暴雨强度以及暴雨范围均出现明显增大(图略)。

图 1(a)海马(0421)路径(路径右侧标注海马中心最低气压，括号内为日期，三角号代表变性时刻)与(b)中心最大风速和最低海平面气压Fig. 1(a)Best track of Haima(2004) with the minimal central SLPs marked at the right side of the track，and the date put in brackets; and the rectangle indicates the time at which the extra-tropical transition starts and (b)the central maximal wind speed(unit: m/s) and the minimal SLP(unit: hPa)

图选项

为了方便查看海马与周边天气系统的相对位置变化，以海马中心为原点制作其变性前12小时至变性后24小时的500 hPa高度场及风场(图 2)。可见中纬度地区环流的经向度很大，有明显的西风槽活动。海马在变性过程中逐渐并入西风槽，成为西风槽内一个明显的低压系统。有统计结果(Bosart et al，1995)表明，多个变性后加强的TC均具有类似的环流特征。表明TC变性与中纬度斜压系统的活动关系密切。此外，在TC右侧有强盛的西太平洋副热带高压(副高)存在，位势梯度的加大，使得TC与副高之间存在着急流，强盛的偏南风引导气流使得TC登陆后移速加快，而TC左侧的槽前急流同样有利于TC移速的加快。同时，海马的变性 过程，其与高空西风槽前急流(200 hPa)出现耦合(图略)；而地面及低层表现出冷空气从西侧及北侧侵入海马环流内部(图略)，形成半冷半暖的结构。

图 2 海马变性前后500 hPa高度场(gpm)与风场(a.9月13日12时，b.9月14日00时，c.9月14日12时，d.9月15日00时；海马中心位于坐标原点，坐标为格点序号，向北向东为正，格距为1°经纬度)Fig. 2 500 hPa geopotential heights(unit: gpm) and winds(vector)at(a)12:00 UTC 13，(b)00:00 UTC 14，(c)12:00 UTC 14，and (d)00:00 UTC 15 Sep. Abscissa represents grid numbers away from the Haima center，which is located in(0，0)，and the positive denotes the northward or eastward and the negative denotes the southward or westward. Grid spacing is 1.0°

图选项

按照赫姆霍兹定理，实际风场可以分解为旋转风场和辐散风场两部分(刘式适等，1991)。Pearce(1974)认为，与旋转风场有联系 的动能制造可看做正压过程的结果，而辐散风的动能制造则与斜压过程相联系。一般在大尺度运动条件下，风的辐散分量的量级虽然比无辐散分量小得多，但在环流演变和天气系统的发展中却起着非常重要的作用。登陆TC在变性过程中与中纬度斜压系统发生相互作用，因此，对旋转风和辐散风的动能诊断，有利于了解变性过程中TC与斜压系统的能量转换。

利用Endlich(1967)计算方法将各层实际风场分解为旋转风和辐散风。然后利用准拉格朗日坐标系下的动能平衡方程(Buechler et al，1986)，对旋转风和辐散风分别计算其动能收支项，以了解导致动能变化的物理过程。

Buechler等(1986)曾得到在有限区域内欧拉坐标系中旋转风和辐散风动能方程。由于台风是移动性的系统，因此，采用准拉格朗日坐标系。该坐标系下的旋转风和辐散风动能方程分别为

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选取以海马中心点为中心、9×9格点范围的风场作为研究对象。根据Endlich的旋转风和辐散风分解方法和准拉格朗日坐标系下动能收支方程，对海马各层风场进行分解并分别求得其动能方程各项的面积平均随高度时间的变化(图 3)。对比图 3a—c，可以看到旋转风场动能大小与总动能非常接近，而辐散风场动能占总动能比例很小，约1%—2%，这与已有研究结果一致。因此旋转风动能是总动能的主要部分，这是天气尺度运动的基本特征——准地转性决定的。从图 3b可以看出，登陆前旋转风动能大值集中在低层。受地面摩擦影响，从登陆前的13日18时开始，近地层旋转风动能减少，变性(14日00时)前后又逐渐增加，最大值出现在14日12时前后，随后又逐渐减小。而中高层的旋转风动能在13日18时开始显著增加，最大值出现在15日00—06时的300—200 hPa，比低层最大值出现时间要晚。高空动能强势增加与中高空西风槽急流逐渐靠近并移至TC环流上空直接相关，这在高空形势场上反映得非常清楚。

图 3 动能(J/kg)及其局地变化随时间高度的变化(J/(kg·s))(a.原始风场动能，b.旋转风场动能，c.辐散风场动能，d.旋转风场动能局地变化，e.辐散风场动能局地变化)Fig. 3(a)Area averaged kinetic energy varying with time and height(unit: J/kg);(b)as in(a)but for the rotational wind kinetic energy;(c)as in(a)but for the divergent wind kinetic energy;(d)as in(a)but for the local change of the rotational wind kinetic energy; and (e)as in(d)but for the divergent wind kinetic energy; unit: for a-c is J/kg，and for d-e is J/(kg·s)

图选项

辐散风动能虽然比旋转风动能小得多，但可以发现它不同于旋转风动能的垂直分布特征。辐散风动能存在两个大值区，一个在高空，一个在低空，这反映了TC高空强辐散、低空强辐合的动力结构特征。低空辐散风动能出现在最底层，这应该与地面摩擦增强辐合有关。

中高层辐散风动能大值中心，一个位于14日06时的500—400 hPa，一个位于14日18时的300 hPa附近，均比旋转风动能中心出现时间要早、出现的高度也低。其原因可能与高空急流的动力学特性——急流入口处有很强的非地转运动有关。这可从图 4给出的14日18时及15日06时300 hPa急流和散度场得到证实。14日18时，TC位于急流入口处，急流右侧存在着非常强的辐散区。而到15日06时，TC已进入急流轴内，旋转风动能出现极大值，但散度风动能却由于辐散的减弱而减弱。

图 4 300 hPa高度场(实线等值线，gpm)、急流(灰阶)及散度场(虚线等值线，单位10-5s-1)(a.14日18时，b.15日06时；图中黑点表示TC中心位置)Fig. 4 300 hPa geopotential heights(solid line，unit: gpm)，the jet(shaded，≥28 m/s) and the divengence(dashed line，unit: 10-5s-1); black dot indicates the Haima center;(a)18:00 UTC 14 and (b)06:00 UTC 15 Sep

图选项

需要强调的是，在散度风动能的垂直分布中，后期在低层辐散风出现加强。从13日18时起，低层辐散风出现增强，14日达到极大值，第2次加强出现在14日12时，14日18时出现第2次极大值。分析海马的强度变化，发现其强度加强与辐散风在低层的增强同步。14日00时TC变性，气压由1008 hPa下降到1004 hPa，14日18时继续下降至1000 hPa。以后辐散风持续减弱，15日06时海马强度再次出现减弱，气压出现上升。表明辐散风加强是气旋又重新获得发展的反映。图 5是TC变性前后1000 hPa温度场和散度场的对比。13日18时，冷空气已经侵入TC环流外围，而14日00时冷空气中心与TC中心的温度梯度增加许多，尤其是在梯度最大的地方也就是散度最明显之处。表明冷空气的侵入，使得TC斜压性增强，辐合流场也显著增强。此外，低层辐散风动能的水平分布表明，强降水发生在辐散风动能最大值区域附近。图 6是975 hPa辐散风动能的水平分布，表明强降水落区与辐散风动能大值区分布密切相关。14日00时以前，随着TC登陆减弱，其辐散风动能减弱明显，最大值降至15 J/kg以下，而从14日00时开始，辐散风动能显著增强，在TC偏北方约4个纬距处出现大值区，最大值超过30 J/kg，较变性前增强一倍以上。强降水也从这个区域(山东省中南部)开始迅猛增强。随后的24 h辐散风动能维持较大的值，强降水也主要发生在这24 h内，且暴雨落区与旋转风大值区重叠。从15日00时开始，辐散风动能显著减弱至15 J/kg以下，TC降水也显著减弱。因此，辐散风低空动能的演变与TC中心气压的变化过程十分一致，辐散风动能大值区与强降水区对应，而旋转风动能与TC强度变化的对应关系却并不明显。说明在总动能中占很小部分的辐散风更能指示TC强度的演变特征及暴雨强度及落区分布的变化。

图 5 1000 hPa温度场(实线，K)、高度场(虚线，gpm)和散度场(灰阶)(a.13日18时，b.14日00时)Fig. 5 1000 hPa temperatures(slolid line，unit: K)，geopotential heights(dashed line，unit: gpm) and the divergence field(shaded，unit: 10-5s-1);(a)18:00 UTC 13 and (b)00:00 UTC 14 Sep.

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图 6 975 hPa TC辐散风动能(J/kg)(a.14日00时，b.14日06时，c.14日12时，d.14日18时，坐标同图 2)Fig. 6 975 hPa divergent wind kinetic energy(unit: J/kg)at(a)00:00 UTC 14，(b)06:00 UTC 14，(c)12:00 UTC 14，and (d)18:00 UTC 14 Sep.; the abscissa is as in Fig. 2

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图 7为辐散风动能收支各项在TC区域面积(以TC中心点为中心的9°×9°范围)随时间高度变化，表 1是13日00时—16日00时逐日高、中、低 层辐散风动能收支中各项的累积值。可以看到，低层辐散风动能的主要来源是水平通量辐合项和辐散风穿越等压线做功获得的能量，尤其是台风变性的14日，这两项导致辐散风动能显著增加。

图 7 辐散风风场动能收支各项随时间高度的变化(J/(kg·s))(a.INTD，b.GD，c.HFD，d.VF，e.DD)Fig. 7 Area averaged contribution from the terms in the divergent wind kinetic energy budget varying with time and height(unit: J/(kg·s))(a)INTD，(b)GD，(c)HFD，(d)VF，and (e)DD

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分析GD项，它是非地转的辐散风穿越等压线所做的功，与辐散风本身大小以及位势高度梯度有关，反映了位能向辐散风动能的转化效率。由于中低层TC辐散风方向由外指向TC中心，而位势高度梯度则由TC中心指向外部(图 8a，TC中心为位势低值区)，因此，GD项始终大于0，这是由TC自身结构决定的。当西风槽逼近时，有冷空气开始侵入TC外围环流，此时与冷空气交接的TC一侧等温(压)线密集，即位势高度梯度明显增大(图 8b)，从而导致GD项显著增大。这是辐散风穿越等压线获得的动能，是气块斜压位能释放的结果。因此，携带冷空气的西风槽逼近TC，使得TC外围等压线变得密集，从而使得登陆减弱的TC获得大量斜压位能释放的动能。而对高层来说，TC上空为流出气流，因此，高层GD项就变得复杂起来，可能为正、也可能为负。这与高层出现的系统有关。在海马此例中，15日00时—16日00时高层GD项即为负值，但与低层相比其值要小得多，整层GD积分仍为正值(表 1)。Bosart等(1995)研究表明TC本身的存在也是有利于变性过程的重新发展的。本文分析表明，TC自身的结构特征有利于斜压位能向动能转化。当TC位于低纬度时，位能向动能的转化通过TC暖心区域的上升运动和TC边缘的下沉这一径向-垂直环流来实现，TC中心附近的对流凝结潜热释放是推动这一环流的重要原因。而当TC登陆减弱后，对流凝结潜热不再是其主要动能来源，而是来自斜压位能。对海马来说，冷空气从西侧下沉侵入、暖空气经过TC东侧在其北侧上升导致斜压位能向动能转化。

图 8 低压环流(圆或椭圆)以及辐散风(箭头)示意图(a.正压，b.斜压)Fig. 8 Sketch map for the low depression circulation and divergent wind(a)barotropic，and (b)baroclinic

图选项

辐散风动能的另一个重要来源是HFD项，它与总动能、辐散风以及TC移动速度有关。先考虑 W =0的情况。辐散风方向由TC外部指向内部，其风速是TC中心小，外围大，这是辐散风散度必须与原始场散度(低层负散度、高层正散度)相等所决定的。低空急流的存在以及高空急流的靠近，使得TC环流总动能分布特征是TC外围大于TC内部(图 9a)。TC与西太平洋副高之间的急流，使得总动能大值区位于TC东北半圆。动能大值中心至TC中心的梯度方向是TC指向外围。而辐散风的风速大值区也是外围大，但梯度方向与总动能梯度相反，因此，除TC中心附近区域HFD项为负值外，整个TC东侧和北侧为正值大值区(图 9b)，即辐散风在低层获得动能，该项的大小与总动能及辐散风风速梯度分布有关，整体上其大值区分布与总动能梯度分布较一致。而在高层，TC上空为流出气流，当高空槽逼近TC环流时，TC中心与高空槽之间为辐散风从总动能小值区向大值区运动(图略)，HFD为正值，且明显大于其他区域产生的HFD负值，整个TC范围内总的HFD值仍为正。当考虑TC移速时，TC登陆后受高空槽前急流引导，向北移速越来越快，最大速度超过15 m/s，其与辐散风的叠加(V _d- W)在北半圆显著增加了偏南风分量，从而HFD项明显增大。因此，高空槽前急流以及低层TC与副高之间的急流形成的总动能分布特点可以使TC从外部获得辐散风动能，而TC的移动增强了这一过程。TC本身的结构特点(低层辐散风方向由外指向内，高层辐散风由内指向外)是实现其获得该能量的重要原因。

图 9 14日12时(a)925 hPa辐散风动能(J/kg)以及(b)HFD(J/(kg·s))分布，坐标同图 2Fig. 9 925 hPa divergent wind kinetic energy(a) and HDF(b)at 12：00 UTC 14 Sep.; the abscissa is as in Fig. 2

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而低层辐散风能量的损耗主要发生在地面摩擦、垂直动能通量散度以及辐散风动能项旋转风动能的转换。辐散风动能越强，这种消耗也越大。其中，低层辐散风动能向高层上传，这是低层辐合引起的垂直上升运动造成的。高层获得上传的动能，有利于强辐散的维持。这个过程在TC北侧暴雨区表现最为明显，对暴雨过程有利。而中高层的辐散风动能消耗主要是次网格与网格尺度的动能交换，这可能与积云对流活动有关，表明对流活动从辐散风动能中获得能量，辐散风动能越大，对流从中获得的能量越多。这也从一个方面解释了为何辐散风动能变化能较好地反映暴雨过程。辐散风动能向旋转风动能转化在低层表现最为明显，辐散风动能越大，向旋转风动能转化的能量越多。尽管辐散风比旋转风小得多，但它对TC环流低层全风速的加强有明显的正贡献。 5 动能方程中各项引起TC风速的变化

第4节分析表明，斜压位能释放以及水平的动能通量散度是TC辐散风和旋转风动能的主要能量来源，现在计算动能方程中各项引起TC风速的变化。单位质量微团通量形式的动能方程为

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式(4)等号右边第1项是水平气压梯度力所做的功率。此项由位能提供，因此，通过水平运动(水平面上穿越等压线运动)将引起位能和动能的转换。经过公式推导(吕美仲等，2004)，可得：∫_M- V · 。故转换方向决定于系统中ω和T的“相关性”。当二者负相关，即平均而言等压面上暖空气上升，冷空气下沉，有位能转化为动能。TC在低纬度是暖心斜压涡旋，在径向-垂直剖面上存在着由热力推动的直接环流，中心附近强烈上升、高层向外流出，风暴四周缓慢下沉。在推动和维持TC热力直接环流过程中，积云对流所产生的凝结潜热释放起着重要作用。积云对流产生TC的暖中心、水平温度梯度或斜压性。暖中心处的上升运动和TC边缘的下沉运动使得有位能转化为动能。当TC登陆后进入中高纬度时，潜热输送大大减少，其变性和加强需要斜压位能的转化(陈联寿等，1979)。任泽君等(1979)对7416号变性台风的能量来源计算表明，斜压位能释放，大约使台风500 hPa以下的中低层在12 h内平均风速增加8.5 m/s。

式(4)等号右边第2项是动能的水平通量散度项。在不考虑TC移动速度条件下，根据二维格林定理以及边界条件有：-KV_ndl)dp，p₀为海平面气压。当在低纬度积分区域取很大(一般半径大于1000 km)时，TC近似为闭合系统，TC边界入流很小(V_n≈0)，此项可忽略。但当TC登陆后移入中高纬度遇上西风槽前急流时，TC边界气流风速急剧增大，此项已不可忽略。TC的移动速度也可能使得该项的值增加。

式(4)等号右边第3项是动能的垂直通量散度项。同样根据二维格林定理和边界条件有：∫_M- 。当TC在低纬度近似看作闭合系统时，该项为0。而当登陆TC与中纬度槽发生相互作用时，TC环流已不再是闭合系统，该项可能增大。

式(4)等号右边第4项是水平运动克服摩擦所消耗的动能，包括地面摩擦和大气内摩擦作用。根据Riehl等(1961)的估计，内摩擦作用更大一些。

由上节计算可知，斜压位能以及水平的动能通量散度项是海马变性加强的主要能量来源，而动能的垂直通量散度也不可忽视，这与低纬度台风的发展加强有明显的区别。

图 10是计算的动能方程中TC区域(9°×9°)平均各项引起TC平均风速变化随时间和高度的变化。从图 10a可知，在海马变性前，除了13日00—12时850—600 hPa气压梯度力做功使得TC损失动能，风速减小外，风穿越等压线使得TC风速增加，最大出现在900 hPa以下的低层。此时海马仍具备热带气旋的暖心结构性质，位能的释放由积云对流释放潜热驱动的径向-垂直环流得到。随着TC登陆减弱，低层位能释放转化为动能的效率降低。而海马变性时，TC环流内整层大气均能从位能释放中获得动能而导致风速增大，而850 hPa以上层大气的风速增大比低层出现要早。此时位能释放不再主要是TC中心凝结潜热释放驱动垂直环流产生，而是由西风槽携带的冷空气下沉侵入台风环流内部释放斜压位能导致。图 10表明，从13日18时开始，斜压位能转化为动能使975 hPa TC环流风速持续增大，直至14日18时，以后逐渐降低。最大值出现在14日18时，6 h可导致平均风速增大16 m/s。任泽君等(1979)对7416号台风变性时斜压位能转化为动能的计算表明，斜压位能释放，大约使台风500 hPa以下的中低层在12 h内平均风速增大8.5 m/s。由于资料分辨率、所取水平范围、计算层次等因素影响，本文结果与其有差异。同时，不同变性TC个例的计算结果可能也存在不同。

图 10 动能方程各项引起TC环流6 h风速变化的区域(9°×9°)平均(a.GR，b.HFR，c.VF，d.DR，e.Ket；单位：m/s)Fig. 10 Area averaged wind speed increment of the TC circulation(9°×9°)derived from the terms in the kinetic energy budget(unit: m/s)(a)GR，(b)HFR，(c)VF，(d)DR，and (e)Ket

图选项

除了斜压位能释放外，动能的水平通量散度也是变性TC重要的能量来源。由于登陆TC与西风槽发生相互作用时，TC边界上风速较大，已不能被看作是闭合系统，因此，此项不能被忽略。图 10b表明，TC变性时动能的水平通量散度项在中低层导致TC风速增大10 m/s以上，而15日以后该项是中高层最主要的动能来源。975 hPa上最大值为14日12时的13.9 m/s。同时，图 11表明，975 hPa上动能的水平通量散度导致增大的风速与斜压位能释放导致增大的风速非常接近，进一步证明了动能的水平通量散度项是TC变性加强重要的能量来源。

TC变性时除了获得斜压位能和水平动能通量散度项产生的动能外，还有大量动能消耗。图 10c表明，TC环流内的垂直上升运动导致低层动能风速减小损失而高层动能增加、风速加强。另外，地面摩擦与大气内摩擦消耗TC动能而使风速减小，中高层大气内摩擦比地面摩擦消耗动能更明显(图 10d)，此结论与Riehl等(1961)的估计一致。这可能与高空风速远大于近地面风速有关。

图 11 动能方程各项导致TC环流975 hPa 6 h风速变化(m/s)的区域(9°×9°)平均Fig. 11 Area averaged 975 hPa wind speed increment of the TC circulation derived from the terms in the kinetic energy budget(unit: m/s)

图选项

当TC在低纬度地区时，径向-垂直剖面上存在暖中心的上升运动和TC外围的下沉运动使得位能向动能转化，这一环流主要由暖心处的凝结潜热释放来推动。而当TC登陆后受地表摩擦动能减弱较快，对流凝结潜热也往往减弱。因此，TC陆上的维持需要其他形式的能量来源。对0421号登陆热带气旋海马变性加强过程的诊断分析结果表明：

(1)海马变性加强发生在向极运动过程中，期间与高空西风槽前急流发生耦合，而西风槽引导的冷空气侵入海马环流内部，形成半冷半热的结构。

(2)海马环流的辐散风诊断分析表明，尽管辐散风动能在总动能中仅占很小的比例，但其变化与海马变性加强及其暴雨增强过程一致，具有更好的指示意义。

(3)诊断结果表明，海马变性加强的能量来源主要有两个。一是冷空气下沉侵入海马环流通过辐散风穿越等压线来释放有效位能，另一个是海马与周围系统发生相互作用形成总动能的不均匀分布通过辐散风向动能转化。二者大小处同一量级。进一步诊断发现，此两种能量来源均可使TC平均风速在6 h增大10 m/s以上，地面摩擦和大气内摩擦是TC动能消耗的主要原因，而动能垂直通量的散度项使得动能由低层输送至高层。