台风快速增强爆发前后的背景环流和热力动力条件的演变*

高拴柱 吕心艳,2

1.国家气象中心，北京，100081

2.中国气象局上海台风研究所，上海，200030

1 引言

热带气旋（Tropical Cyclone，TC）是发生在热带洋面上具有暖心结构的强烈气旋性涡旋，是强大而深厚的热带天气系统，常常给经过的海域或地区带来强风、暴雨和风暴潮等灾害，使人们的生命和财产安全遭受极大损失（雷小途，2021）。过去二三十年，台风路径预报取得了长足进步，24 h 预报误差由20 世纪90 年代初的近200 km 缩小到近几年的70 km 左右；但台风强度预报水平提高十分缓慢（高拴柱等，2018；端义宏等，2020；吕心艳等，2021；胡海川等，2023），特别是台风快速增强（Rapid Intensification，RI）预报能力非常有限，若预报不出近海台风强度迅速增强过程，预报业务中出现较大预报偏差，往往导致台风预报、预警发布不及时，从而造成严重灾害和巨大损失（王秀荣等，2018）。因此，关于台风强度变化，特别是快速增强机理和预报技术的研究，一直是气象工作者关注的重要内容。

环境风垂直切变是考虑台风生成或加强的重要动力学因子之一，一般认为强度变化与环境风垂直切变呈负相关，即在较弱环境风垂直切变下台风易发展或增强（Gray，1968；Merrill，1988），而较强切变往往抑制台风增强。当西北太平洋海域环境风垂直切变在12.5 m/s 及以上时，台风很难形成和发展（Zehr，1992），但谢礼江等（2013）的统计则表明环境风垂直切变大于12 m/s 时仍有9.7%的台风发生快速增强。除了关注整层切变（通常为200—850 hPa 切变）对台风强度影响外，近年关于对流层中、上层切变和中、下层切变的研究（王喜等，2011；谢礼江等，2013），进一步说明环境风垂直切变对台风强度影响的复杂性。

高层出流是台风次级环流的重要一环，有研究（吕心艳等，2021）认为高层有无明显的辐散气流或高层出流通道是台风能否继续发展的重要标志。Molinari 等（1990）研究认为飓风 Elena（1985）是由高空槽强迫导致台风中层入流和高层出流增强，并加大了核心区的垂直运动，从而造成台风快速增强；但是，也有研究（Hanley，et al，2001）认为这一作用极其微小，并且有些研究（Komaromi，et al，2017）认为强烈的高层辐散或许是由于台风的增强而加强了高层出流的结果。但是，由于台风高层出流具有明显不对称结构（Merrill，1988）、低理查森数以及弱惯性不稳定性（Duran，et al，2016）的特点，导致高层出流很容易与上层环境场和台风内核发生相互作用，进而影响到台风次级环流，最终造成台风强度变化（Rappin，et al，2011）。代表高层出流强度的高层辐散增强，一方面是由于环境场变化，如与高层东风急流相联，高层出流通道打通，有利于台风增强；另一方面台风增强后自身高层辐散也会增强，进而更有利于其与高层环流相互作用，出现一定程度的正反馈。因此，研究（DeMaria，et al，1994；Ono，et al，2019）认为高空辐散是有利于台风增强的重要因子，并常将之作为重要动力预报因子选入热带气旋统计动力强度预报模型之中。另外，Gray（1968）提出高于26.5℃的海表温度（SST）是台风形成和加强的重要因素，Chan 等（2001）进一步研究认为，台风增强的最低SST 阈值为27℃，当SST 在27—30℃时台风增强速率最快，高于30℃的SST 又可能使台风增强速率变慢。关于水汽来源和对流不稳定等其他热力因素对台风增强影响也有许多研究成果，但都以定性描述为主，认为水汽输送有利于台风增强，研究结果很难定量应用到业务预报中，也有研究（Wu，et al，2015）认为过多水汽输送对台风增强作用不明显。

业务实践中对快速增强台风的强度预报明显偏弱，但对慢速增强台风的强度预报偏强，是台风强度预报偏差的主要来源，而一般性台风增强过程的强度预报误差较小（Wei，et al，2018；Lyu，et al，2019），造成这一现象的主要原因是业务预报中不清楚台风增强速率变化过程中增强条件的差别，通常对满足增长条件的台风按照一般增强的速率预报其变化。台风不同增长速率可能有不同的环流背景及动力、热力条件和机制。多数研究从台风快速和非快速增强的环境条件差异角度进行了分析，但对台风由缓慢增强或一般增强突变为快速增强过程的热力和动力环境因子演变情况尚不十分清楚，增强速率突然增大前后环流背景和增强条件有无突变是困扰预报员的问题，也是本研究关注的重点。文中通过分析快速增强爆发前后台风及周围的基本环流形势和增强条件的演变，并利用经验正交函数分解识别台风快速增强的基本天气环流模型，揭示台风增强速率突变前后热力学和动力学条件的基本范围和差异，研究结果有助于更好地理解导致台风快速增强发生的可能场景，为台风快速增强的预报和进一步研究提供参考。

2 数据和方法

2.1 资 料

文中所用1949—2020 年台风最佳路径资料由中国气象局上海台风研究所提供，包括每6 h 一次的中心位置（经、纬度）和近中心最大风速等信息，其中2017—2020 年在中国近海为每3 h 一次的中心位置和最大风速。为了与其他资料时间间隔一致，只取每日00、06、12、18 时（世界时，下同）。72 a 台风总数为1941 个，包括从中北太平洋移入西北太平洋的台风，因移入个例极少，没有对其进行特别处理。1949—2020、1991—2020 年的平均分别称为“多年平均”（72 a 平均）和“常年平均”（30 a平均）。

大尺度背景场分析采用1991—2020 年欧洲中期天气预报中心 ERA-Interim 的再分析资料，主要包括海表温度、地面温度和露点、海平面气压场以及垂直分辨率为27 层（1000—100 hPa）的温度场、湿度场、风场和位势高度场，水平分辨率为 1°×1°，时间分辨率为每日4 次（6 h 间隔），与台风最佳路径资料的时间分辨率相同。

2.2 方 法

2.2.1 快速增强的定义

根据强度变化的增幅，将台风增强过程分为“快速”和“一般”两个阶段（不讨论减弱阶段）。快速增强是指每12 h 台风增强≥10 m/s，其中每6 h增强≥5 m/s，延后时间如果继续保持每6 h 增强≥5 m/s 或以上，直至6 h 增强＜5 m/s 前结束，该过程定义为一个快速增强过程；一般增强是指每12 h台风增强＜10 m/s，其中每6 h 增强5 m/s 或以下（至多有1 个6 h 增强5 m/s，另1 个6 h 只能增强不足5 m/s）。照此定义，发生快速增强的台风数约占总台风数的46.9%，不发生的相对较多。其中，发生快速增强的台风有的不只发生1 次，最多的个例发生了4 次；每个快速增强过程持续时间不等，一般为12—18 h，少数个例可达60—72 h。

本研究只选取台风从一般增强12 h 转变为快速增强12 h 的变化过程，其中快速增强爆发时定义为台风快速增强的起始时刻，即文中快速增强爆发时刻（记作0 h）。1949—2020 年共有732 个台风（871 次）满足这种强度变化过程，其中1991—2020 年共有237 个台风（275 次），即少数台风有2 次或3 次满足这种强度变化过程，将1991—2020年的275 次选做台风快速增强爆发前后环流形势和热力、动力条件演变分析的样本。

2.2.2 资料及方法

本研究使用的计算对数热力学图解上正面积所表征的对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）、使用了经验正交函数分解（Empirical Orthogonal Function，EOF）诊断分析方法在相关文献（高拴柱等，2021）中有具体说明，这里不再赘述。

为了研究1991—2020 年西北太平洋和中国南海台风快速增强爆发前后各12 h 的环流形势，（1）将欧洲中期天气预报中心1°×1°再分析资料的850 和200 hPa 风场分量（u、v）分别插值到以台风中心为中心、60°×50°经纬度范围、网格格距为2°×2°的31×26×4 的格点变量数，进行联合EOF 分解，后文将详细介绍其中的多种不同EOF 联合方式。（2）台风27 层环境风分量（u、v）与快速增强样本组成27×2×275 资料阵，进行经验正交函数分解。最后对方差贡献率较大的特征向量加以分析。

3 台风快速增强的气候特征

3.1 快速增强的空间分布

统计分析可知，1949—2020 年西北太平洋和中国南海（文中简称南海）共有1941 个台风生成，其中911 个台风发生了1254 次快速增强过程（前者称为快速增强台风数，后者称为台风快速增强次数）。图1 给出发生快速增强的区域集中于南海中北部海面、菲律宾以东洋面和北马里亚纳群岛附近洋面，快速增强的高概率密度区域（图1 中红线）与台风生成的高概率密度区域（图1 中黑线）基本重合，3 个区域的极值中心点相距较近，但分布范围比台风生成区域略小。

图1 1949—2020 年台风生成（黑色等值线）和快速增强爆发（红色等值线）位置空间概率密度分布（单位：个/（πr2），r=250 km）Fig.1 Probability density（unit：incidents/（πr2），r=250 km）distribution of typhoon formation locations（black contours）and locations of typhoon rapid intensification onset（red contours）from 1949 to 2020

3.2 快速增强台风的年际变化

根据台风最佳路径资料，西北太平洋和南海多年平均台风生成数为27.0，但年际差异很大，1998 和2010 年最少（仅有14 个），1967 年最多（有40个），其中，1949—1990 年平均为28.3 个，1991—2020年平均为25.1 个，表明随着时间推移，西北太平洋和南海台风生成数有减少的趋势（图2 黑线）。1949—2020 年快速增强台风（图2 蓝线）为911个，平均每年为12.7 个，1964 年最多（24 个），1999 年最少（3 个）；台风快速增强（图2 红线）1254 次，平均每年17.4 次，1958 年最多（35 次），1999 年最少且与快速增强台风数相等，仅3 次，即该年仅有3 个台风发生快速增强且每个台风有1 次过程。无论快速增强台风数或是台风快速增强次数，1949—2020年总体呈减少的趋势，而且减少的幅度明显大于台风生成数减少的幅度，说明台风发生快速增强次数的减少不仅是台风总数减少的原因，而且也包括台风发生快速增强占台风总数比值下降的影响。另外，快速增强台风数和台风快速增强次数都有显著的年代际变化，即20 世纪50 和60 年代较多；70—90 年代前期居中；90 年代后期至21 世纪最初10 年明显减少。再次说明快速增强的减少与台风总数减少有关，也与台风发生快速增强的几率下降有关。但是否与观测手段、观测精度变化有关有待后续研究。

图2 台风生成数（黑色）、快速增强台风数（蓝色）和快速增强发生次数（红色）的年际变化（长圆线为1949—2020 年平均，短×线为1991—2020 年平均）Fig.2 Interannual variations of the numbers of typhoon formation（black）and the number of rapid intensification typhoon（blue）and the number of RI（red），the lines with circle present average from 1949 to 2020，the lines with cross present average from 1991 to 2020

3.3 快速增强的月际变化

平均台风生成数的月际变化显示，每年8 月西北太平洋和南海台风最多（图3），呈单峰极值。但多年平均各月台风快速增强次数和快速增强台风个数的峰值均出现在9 月，分别为3.6 次和2.5 个，即每年9 月有2.5 个台风发生3.6 次快速增强过程。2—9 月单调递增，说明9 月台风发生快速增强的概率最大，这与该月发生强台风或超强台风最多的事实是一致的。常年平均各月台风快速增强次数和快速增强台风数逐月变化趋势与多年平均相比略有不同：6 月比5 月略少；1 月比2 月少，几乎为0（图略）。

图3 台风生成数（黑色）、快速增强台风个数（蓝色）和台风快速增强次数（红色）的月际变化（实线为1949—2020 年多年平均，虚线为1991—2020 年常年平均）Fig.3 Monthly variation of typhoon formation number（black），the number of RI typhoon（blue），RI number（red），average number from 1949 to 2020（solid line）and average number from 1991 to 2020（dashed line）

3.4 台风峰值强度与快速增强的统计关系

表1 给出了1949—2020 年不同峰值强度级别的台风个数和快速增强次数及发生比例。超强台风有94.2%发生过快速增强，强台风有77.0%，随着强度降低，发生快速增强的比例下降。表明发生快速增强的台风升级为强台风和超强台风的可能性较大，如在所有发生快速增强的台风中，72.6%发展为强台风和超强台风，说明台风的峰值强度与台风是否经历快速增强过程具有较明确的统计意义，越强的台风经历过快速增强的比例越大。在业务实践中，如果预报台风出现快速增强，那么台风将要增强为强台风或超强台风的可能性随之增大。

表1 1949—2020 年不同峰值强度级别的台风数量和快速增强台风个数统计Table 1 Number distribution of typhoons with different peak intensity categories and RI over the period 1949—2020

4 快速增强爆发时的大气环流特征

4.1 快速增强爆发时高、低空环流特征

台风强度的变化与大尺度背景环流紧密相关，在有利的环流形势下，台风可能更容易发展加强；在不利的环流背景下，台风可能减弱甚至消亡，关键在于台风能否发展与大气环流所提供的动力和热力条件有密切的关系。为了分析台风快速增强爆发时所处的环境背景环流特征，对1991—2020年237 个台风在快速增强爆发（275 次）时的850 和200 hPa 风场分量（u、v）进行联合EOF 分解。表2给出了 EOF 分解的前8 个特征向量的方差和累计方差贡献率，其中第一特征向量的方差贡献率为56.2%，远大于其他特征向量，解释了大部分方差，足以表征该时刻的背景环流主要特征。同时，因文章篇幅所限，文中重点探讨第一模态的空间分布（图4a、b）及对应的时间系数（图4c），该结果基本代表了台风快速增强爆发时高、低空环流配置特征。

表2 台风快速增强爆发时850 和200 hPa 风场分量（u、v）8 个特征向量的方差和累计方差贡献率Table 2 Variance contributions and cumulative variance contributions of the first 8 eigenvectors of the u-and v-components at 850 and 200 hPa at the RI onset

图4 台风快速增强爆发时背景环流第一特征向量的空间模态850 hPa 流场（a）和200 hPa 流场（b）以及第一特征向量对应的时间系数（c）（图a、b 中的“+”为台风中心位置，纵（横）坐标为相对台风中心纬（经）度距离，图b 中等值线为第一模态200 hPa流场对应散度场）Fig.4 Spatial patterns of the first eigenvector of the streamline field near the typhoon center at 850 hPa（a）and 200 hPa（b）at the onset of typhoon RI，and the variation of the time coefficient of the first eigenvector（c）（in Fig.a and b，"+"denotes the typhoon center location，x-direction coordinates and y-direction coordinates are the longitudinal distance and latitudinal distance from the typhoon center，the lines in Fig.b are contours of divergence at 200 hPa）

由EOF 分解的第一特征向量空间模态850 hPa流场分布（图4a）可见，正环流是典型的季风汇合型（Zehr，1992；Yoshida，et al，2013），台风中心位于辐合带东端、副热带高压的西南象限，副热带高压脊线在台风中心以北10 个纬度的距离，副热带高压中心比台风中心至少偏东超过20 个经度；台风中心以南20 个纬度是大范围季风带来的赤道西风气流，在台风中心以东10 个经度处与热带东风气流汇合后转为偏南风气流，并与台风相互作用。200 hPa 流场（图4b）上，台风中心以东10 个经度内有一个反气旋环流从中心向外流出，在台风北侧向西延伸，表现为台风高空北侧向北流出和南侧向西南流出的双流出通道形势，有利于高空辐散增强对台风的抽吸作用，致使台风快速发展。由第一特征向量对应的时间系数（图4c）可知，275 例快速增强的时间系数全部为正，说明低层850 hPa 赤道辐合带或季风槽是台风快速增强爆发的主要环流形势，配合高空200 hPa 出流的流场，有利于台风快速增强。与业务实践中天气分析的定性结论基本一致，但与有关文献（高拴柱等，2021）所述台风生成前环流存在明显差异，尤其是高空环流。

4.2 快速增强爆发前后高、低空环流的演变

为了比较台风快速增强爆发前、后高低空环流的演变，进行了两种不同联合方式的经验正交函数分解，分别得到850 和200 hPa 快速增强爆发前后-12 h、6 h、0 h、6 h、12 h（其中0 h 为快速增强爆发时间，-12 h、-6 h 分别为快速增强爆发前12 h、6 h 的时刻，6 h、12 h 分别为快速增强爆发后6 h、12 h 的时刻）环流形势的演变。

第一种方式，将275 例中快速增强爆发及前、后共5 个时次分别作为一个样本（共275×5=1375个样本），每个样本仍由850 和200 hPa、网格格距为2°×2°的风场分量（u、v）分别插值到以台风中心为中 心、60°×50°经纬度范围内、31×26×4（共3224）个格点变量联合组成，组成3224×1375 资料阵，进行经验正交函数分解，根据计算结果对方差贡献率较大（56.1%）的第一特征向量加以分析。与4.1 节中计算的第一特征向量相比，环流特征（低层均为季风汇合型，高空台风中心东侧是直径约20 经纬度的反气旋环流，图略）及方差贡献率占比（分别为56.1%和56.2%）非常一致。

对比每个个例快速增强爆发及前、后共5 个时次的第一特征向量时间系数变化发现，总体而言，275 个快速增强个例从爆发前12 h 到爆发后12 h，每个时次的时间系数平均值逐渐增强（图5）；将每个个例后12 h 与前12 h 的时间系数做差，其中193 例结果为正（占70.2%），82 例结果为负（占29.8%），说明第一特征向量所代表的主要环流具有增强变化特征。由此可见，台风由一般增强向快速增强转变过程中环境场逐渐向有利于台风增强方向调整，特别是快速增强爆发时环流形势变化最大。

图5 台风快速增强爆发时及前后EOF 分解第一特征向量系数变化（x 表示-12 h 的时间系数，其他时次的系数相对于x 增加）Fig.5 Time coefficient changes for the first eigenvector of EOF analysis before and after the onset of typhoon RI（x represents the time coefficient of -12 h，and the coefficients of other times are changes relative to x）

第二种方式，引用联合EOF 分解。将275 例分别作为一个样本，但扩大每个样本环境场，即由850 和200 hPa、网格格距为2°×2°的风场分量（u、v）分别插值到以台风中心为中心、60°×50°经纬度范围，并把快速增强爆发时及前后共5 个时次并列加入其中，组成联合样本集（275×12160，其中12160=31×26×4×5），对其进行EOF 分解。结果显示包括快速增强爆发及前后共5 个时次的高低空（850 和200 hPa）环流场的第一特征向量仍然与4.1 节中的第一特征向量近似，方差贡献率（56.1%）也相近。如果仅定性从流场形势判断5 个时次的环流形势没有明显差别。但是，无论将第一特征向量环流（850 和200 hPa）的0 h 时刻减去-12 h 时刻、12 h 时刻减去0 h 时刻或12 h 减去-12 h 时刻（图6a、b），差值风场均显示，台风增强后850 hPa 台风中心附近是气旋式环流，中心东、西侧为反气旋式环流；200 hPa 台风中心东侧为明显的反气旋环流，北侧与西风气流相接，西风气流北侧为气旋环流。说明台风具有收缩过程：即台风范围内低层气旋式更强，外围减弱；高层形势场中台风东北侧的流出气流（图4b）变得更加强盛（图6b）。

图6 台风快速增强爆发前后第一特征向量 850（a）和 200（b）hPa 之间差值流场（12 h 减-12 h）（“+”为台风中心位置）Fig.6 Differences in streamline of the first EOF eigenvector between before and after the onset of typhoon RI（12 h minus-12 h）at 850（a）and 200（b）hPa（"+" denotes the typhoon center location）

综上可见，台风由一般增强到快速增强转变过程中主要环流形势发生了较为明显的变化，向有利于台风快速增强形势转变。

5 台风快速增强前、后的环境热力和动力参数变化

5.1 热力条件

5.1.1 海洋热状况

无论台风生成预报或是台风强度预报，海洋热状况条件特别是海表温度，均是一个有重要影响的热力条件，也是预报员首要考虑的要素。Gray（1968）认为热带气旋生成区域的最低海表温度是26.5℃，并延续至今，业务预报中常将此作为台风生成和台风强度维持或增强的重要条件之一。文中绘制出275 例在快速增强爆发前、后12 h（共24 h）台风路径上的海表温度变化（图7），用以探究台风从一般性增强转变为快速增强时海表温度的变化情况。结果发现，所有样本强度变化过程中海表温度（图7c）中位数为29℃，75%以上样本的海表温度高于28.5℃，最高为30.5℃，说明大多数台风发生快速增强前后海洋热状况条件比较好，远高于早前人们认识的台风生成或增强的基本热力条件（26.5℃）。尽管所选个例全部是从一般性增强转变为快速增强的发展过程，但海表温度的变化并不表明台风一定是从一般性增强的较低海表温度区向较高海表温度区移动，而是一部分台风由低海表温度区向高海表温度区移动（图7a），一部分是由高海表温度区向低海表温度区移动（图7b），而且绝大多数样本快速增强爆发前后海表温度变化不大或略有降低（图7c）。海表温度增幅在[-0.5，0.5℃]的有259 例，占总样本数的94.2%，而且快速增强前后升温样本数远小于降温样本数，二者之比为76:197，另有2 个样本海表温度无变化。图7c 显示，75%、50%和25%分位数，甚至包括5%分位数，在快速增强前后变化不大或略有降低，说明台风快速增强的发生并不是台风从低海表温度移向高海表温度海域导致的，也说明台风发生快速增强时与前期一般性增强时的海温条件没有显著差别。从每一个样本的海表温度变化趋势可以发现，在快速增强过程中，少数台风经历的海表温度甚至可以低至24℃左右，低于已有研究（高拴柱等，2021）确定的台风生成时最低海表温度（≥26.5℃），这或许是由于其他有利于台风增强的条件对快速增强爆发起了关键作用。另外，快速增强发生前后过程中海表温度变化不大或略有降低，可能与台风生成源地主要分布在菲律宾以东的西北太平洋暖池，生成后向偏西或西北方向海温略低的海区移动有关。尽管少数快速增强区域海温有所降低，但多数个例海表温度超过28.5℃，说明快速增强爆发前后海表温度依然重要，海表温度较高时，台风才有可能从一般增强变为快速增强。

图7 1992 年6 月24 日18 时（a.9203 号台风“波比”路径）和1991 年10 月06 日12 时（b.9122 号台风“帕特”路径）西北太平洋海表温度分布（其中绿色线段为台风快速增强爆发前12 h 到后12 h 移动路径）及所有样本快速增强前后过程中海表温度的变化（c）Fig.7 Distributions of sea surface temperature over the western North Pacific at 18:00 UTC 24 June 1992（a.typhoon tracks are for 9203 Bobbie）and 12:00 UTC 6 October 1991（b.typhoon tracks are for 9122 Pat）（the green segment is the track for RI process from 12 h to 12 h），and box plot of temporal evolution of sea surface temperature before and after the RI onset for all samples（c）

5.1.2 水汽条件

图8 为典型台风快速增强前后整层水汽含量（可降水量）的分布，表明热带地区一般由高水汽含量控制，可降水量10—30 mm 等值线较密集带与纬度大致平行，其南北范围可能与季节和北侧天气系统活动有关，北部水汽含量低，南部整体水汽含量高。南侧水汽含量高、低值中心交错分布，高值中心为60 mm 左右，与整层大气饱和的可降水量相差不大，低值中心常为30—40 mm，台风在这种水汽分布高低交错的区域上移动，几乎很难出现可降水量小于30 mm 的海域（图8a、b）。

图8 （a）2019 年11 月14 日00 时和（b）15 日00 时西北太平洋可降水量及（c）14 日00 时和（d）15 日00 时西北太平洋 600 hPa 相对湿度（台风路径为1925 号台风“风神”，红色段为快速增强爆发前12 h 到后12 h，台风符号为该时刻台风中心位置）Fig.8 Distributions of precipitable water over the western North Pacific at 00:00 UTC 14（a）and 00:00 UTC 15（b），and distributions of relative humidity at 600 hPa at 00:00 UTC 14（c）and 00:00 UTC 15（d）November 2019（the track is for typhoon Fengshen and the red segment is the track over the 24 h period from -12 h to 12 h，the red typhoon symbol represents the location of the typhoon center）

统计快速增强前后各12 h 台风中心附近区域水汽含量的变化可以发现，一般情况台风中心所在区域附近水汽含量最高，在其未来的移动方向上，水汽含量有所减弱（图8a）；在其移动轨迹上，与实时台风中心距离越近水汽含量越高（图8b）。台风增强过程中的中心附近对流层中层水汽分布特征与可降水量分布特征非常相似（图8c、d），即实时以及未来移动方向上台风中心位置附近相对湿度最大，离台风中心距离越远相对湿度越小。

如上所述，台风在移动过程中，中心附近（也可以是台风本体）的水汽含量和中层的相对湿度应该保持最大，从图9 可以看出，快速增强前后各12 h内台风本体水汽含量和中层相对湿度变化不大或略有上升，即从一般性增强[-12，0] h 转换到快速增强[0，12] h 没有出现明显急剧增加的变化，275 例有95%以上台风本体的含水量超过55 mm，极少的个例低于45 mm（图9a）；中层相对湿度一般大于65%，极少个例低于40%，同样没有迅速增大的突变（图9b）。快速增强台风在其未来路径[-12，12] h 上的水汽分布显示，在台风到达之前水汽含量（图8a、图9c）和中层相对湿度（图8c，图9d）均越来越小。台风基本在热带大范围整层含水量50 mm 以上、中层相对湿度超过60%的海面上增强，但是从水汽角度难以找到增强快或慢的信号，可以认为上述的水汽条件是台风增强条件，但快速增强和一般增强过程中的差异不显著。

图9 台风快速增强过程中台风中心附近可降水量（a）和600 hPa 相对湿度（b）及快速增强爆发前12 h 台风未来移动方向上可降水量（c）和600 hPa 相对湿度（d）Fig.9 Box plots of temporal evolutions of regional mean precipitable water（a）and relative humidity at 600 hPa（b）near the typhoon center before and after the RI onset for all samples，box plots of temporal evolution of regional mean precipitation water（c）and relative humidity at 600 hPa（d）along typhoon center moving direction for all samples

5.1.3 热力不稳定条件

台风生成、发展、增强的另一个重要热力学因子是大气的稳定度（Gray，1968），但是业务实践中较少将其作为重要参考因子。台风从一般性增强转变到快速增强过程中对流有效位能的变化（图略）显示，快速增强爆发前、后各12 h 台风中心附近没有一致的趋势，有的从高值区移向低值区，有的从低值区移向高值区，有的穿越狭窄低值带或高值带，还有的几乎平行于等值线移动。绝大多数热带气旋在快速增强爆发前、后的对流有效位能大于1000 J/kg，最大为3000 J/kg 左右。与海表温度变化类似，一般在24 h 内对流有效位能变化幅度不大，文中所选个例增大和减小约各占一半，增幅绝对值小于1000 J/kg 的占94.5%。不同台风的对流有效位能大小差别比较大（图10a）。与水汽分布特征最大的差别是台风中心附近的对流有效位能并非最大，在未来移动路径前方也没有明显的上升或下降，即变化特征不明显（图10b）。

图10 台风移动过程中台风中心附近（a）和台风快速增强爆发前12 h 开始台风未来移动方向上（b）对流有效位能变化Fig.10 Box plots of temporal evolution of regional mean CAPE（a）near the typhoon center before and after RI onset for all samples，box plots of temporal evolution of regional mean CAPE（b）near the typhoon center along the moving direction at 12 h for all samples

综上，热带海洋面上对流有效位能的分布与海表温度、水汽含量分布基本一致，有一个与纬度近似平行的从0 到几百的等值线密集带，将海面分为南、北两个区域，海表温度、湿度或大气含水量、对流有效位能都是北部区域小、南部区域大，台风生成在较大值的南部区域，而且大部分时间增强于该区域，当其越过等值线密集带进入北部区域，一般会明显减弱。虽然在台风由一般增强转变为快速增强过程中热力因子没有显著突变，但多数个例在台风快速增强前期海温和水汽条件已经比较好，有利于台风由一般增强向快速增强转变，说明海温和水汽是台风快速增强的重要条件。

5.2 动力条件

5.2.1 环境风垂直切变

在台风生成和发展的环境条件分析中，环境风垂直切变是重要因素，一般认为环境风垂直切变越小越有利于台风的生成和发展，越大越不利于台风增强。本节主要讨论快速增强前、后环境风垂直切变的分布和变化特征。采用联合经验正交函数分解法分析台风快速增强期间从低层到高层的环境风垂直分布，第一特征向量方差贡献率为56.0%（图11a），以此作为主要的台风环境风垂直分布形势。台风在快速增强前、后环境风基本保持上下一致的东南偏东风，只在300—100 hPa 自下而上有微小的逆时针旋转趋势，由东南偏东转为东北偏东；300 hPa 以下各层环境风变化不大，风速都较小；300 hPa 以上风速逐渐增大，是引起环境风垂直切变增大的主要原因。

图11 第一特征向量EOF1 的环境风垂直分布（a）和200 与850 hPa 风场矢量 “切变环流”分布（b），以及台风快速增强爆发前后整层（c）、中上层（d）和中下层（e）环境风垂直切变Fig.11 Vertical distribution of environmental wind（a）and spatial streamline pattern distribution of vertical wind shear between 200 and 850 hPa（b）for the first eigenvector（EOF1）；box plots of temporal evolution of environmental vertical wind shear in the deep layer（c），the mid-high layer（d）and the mid-low layer（e）before and after the RI onset for all samples

200（图4a）和850 hPa（图4b）风向在台风中心北侧相差约为90°，南侧相差几乎为180°，北侧的垂直切变小、南侧大。台风的研究和业务工作中常以台风中心周围一定区域平均值作为台风整体受到的环境风，并将上、下层风矢量差作为环境风垂直切变。按照业务常用的200 与850 hPa 风场矢量差，形成图11b，将其称为垂直风“切变环流”，类似于较早期业务工作中的厚度图。台风中心与低层气旋环流中心重合（图4a），高层反气旋环流中心位于台风中心以东约400—500 km 处（图4b），呈顺时针旋转的垂直“切变环流”中心完全位于台风中心位置（图11b）。台风中心北侧是西风气流切变，与高层气流方向基本一致，是高层西风和低层东风相减的结果；台风中心南侧是东北偏东气流切变，是东北偏东风和低层西风相减的结果，从形势上看恰与高层气流方向一致。

如前所述，在业务工作中，常把台风中心周围200—800 km 环带中的风场区域平均值作为影响台风生成和强度变化的环境风（注意：这里不是EOF），分别将200 与850 hPa、200 与500 hPa、500与850 hPa 的环境风矢量差作为对流层整层或深层（图11c）、中上层（图11d）和中下层（图11e）环境风垂直切变。台风快速增强爆发前后整层的环境风垂直切变中位数约为5 m/s，大部分小于10 m/s，这个阈值与一些研究结果和业务经验数值一致。台风快速增强爆发前后各12 h 内整层环境风垂直切变的75%和25%分位数变化不大，中位数（50%分位数）在爆发前稍有降低，中上层和中下层环境风垂直切变在RI 前后也没有明显变化。对流层上层切变（中位数约为4 m/s，图11d）小于对流层整层（图11c），但大于对流层下层（中位数约为3 m/s）（图11e），与台风环境风垂直分布（图11a）一致。

5.2.2 高层出流

高空出流可能是影响台风发生、发展或增强的另外一个动力要素。在业务实践中，将表征高层出流强度的高空辐散作为重要的强度预报因子。图4b中的等值线是200 hPa 风速流场EOF1 模态所得的散度场，形似一个长轴约2000 km（东北偏北—西南偏南走向）、短轴约1200 km 的椭圆，椭圆中心与台风中心几乎重合，台风中心上空存在明显辐散，即台风整体上空是流出，有利于台风抽吸作用，促使台风增强。图12a 是850 和200 hPa 高度u、v联合EOF1 时间系数最大的个例200 hPa 流场和散度分布。可以发现，台风中心周围上空以辐散为主，但辐散大值中心并不一定与台风中心重合。台风快速增强爆发前、后12 h 内1000 km 范围平均散度结果显示，除个别平均散度为负数，即较小辐合外，大部分为辐散，平均辐散为（4—10）×10-6s-1，但快速增强前、后75%、50%和25%分位数的平均散度变化不大（图12b），仅100%分位数的平均散度有明显增大趋势，有的个例平均散度由（20—22）×10-6s-1增强到28×10-6s-1。

图12 （a）EOF 第一特征向量时间系数最大的个例200 hPa 流场和散度（色阶，单位：10-6 s-1）及（b）台风快速增强爆发前后台风中心周围1000 km 范围内平均200 hPa 散度变化Fig.12 （a）Distribution of streamline and divergence（shadings）of the typhoon case with the maximum EOF1 coefficient，（b）box plot of temporal evolution of regional mean divergence at 200 hPa within 1000 km of the typhoon center（unit：10-6 s-1）before and after RI onset for all samples

6 结论与讨论

利用中国气象局上海台风研究所整理的1949—2020 年台风最佳路径资料，分析了西北太平洋和南海台风快速增强的年际和月际变化；采用欧洲中期天气预报中心ERA-Interim 再分析资料，分析了台风快速增强爆发前、后大尺度背景场的环流特征及演变，以及可能影响台风增强或快速增强的动力、热力参数的取值范围和变化特征，初步得到以下结论：

（1）台风快速增强爆发的空间密度分布与台风生成点的密度分布基本相同，二者极值中心点相距甚小。从年际变化看，台风生成数偏多年发生快速增强的台风数也多；由于台风生成数和发生快速增强的几率均有减小，1990 年以来发生台风快速增强次数明显减小。从月际变化看，快速增强台风个数和台风快速增强次数最大值均出现在9 月，与强台风以上级别的台风最多月份非常一致，比平均台风生成数最多的8 月偏晚。

（2）台风快速增强爆发时高、低空环流联合经验正交分解的第一特征向量低层正环流是季风汇合型，方差贡献率达56.2%，而且所有样本时间系数均为正，是台风快速增强爆发时的主要环流，对应高层存在明显台风出流通道。台风由一般增强到快速增强转变过程中主要环流形势发生了较为明显的变化，向有利于台风快速增强形势转变，尤其爆发时最为明显。主要的环境风垂直分布特征是快速增强爆发前、后300 hPa 以下基本保持上下一致的东南风；300 hPa 及以上逐渐由东南偏东风转为偏东风和东北偏东风，环境风方向呈逆时针旋转，且高层的风速明显偏大，是引起台风环境风垂直切变偏大的主要原因。

（3）海表温度、不稳定能量和水汽是台风增强有利的热力条件，且在快速增强爆发前后一直保持高水平，但是从一般增强到快速增强转变过程中变化并不显著，甚至个别个例出现了非常不利于增强的环境因子，如快速增强时海温小于26.5℃或对流有效位能接近0。

（4）垂直切变环流中心与台风中心重合，呈顺时针旋转；北侧是西风切变，南侧是东风切变。环境风垂直切变在快速增强爆发前后无明显变化，但一般都小于10 m/s，快速增强过程整层、中上层和中下层环境风垂直切变的中位数分别为5、4、3 m/s，明显偏小。有些快速增强个例的环境风垂直切变较强（＞10 m/s），明显高于台风快速增强环境风垂直切变的阈值（于玉斌等，2007）。另外，高空辐散强度同样在快速增强前后也没有明显的增强趋势。总之，台风由一般增强向快速增强转变过程中，高、低空环流形势向有利于台风增强的方向演变，但是单独热力或动力环境因子的量值并没有出现显著突变，这一结论从统计角度解答了在台风强度突变过程中各常规环境因子是否存在明显变化这一业务困惑。由此可见，仅从业务工作中常规强度的环境影响因子去研究台风增强变率的原因，不能找到强度突变的关键因子。今后需要探索更多因子对台风强度变化的影响，水汽一般是通过降水凝结潜热释放等间接过程影响热带气旋强度变化，同时西北太平洋季风背景下热带气旋一般并不缺少水汽供应，造成水汽变化不明显。但是，潜热变化的相关指标变化幅度可能比水汽更显著；低层强惯性稳定度有利于台风结构趋于完整、强度增强，而高层弱惯性稳定度则有利于台风出流增大、次级环流增强，因此表征潜热、惯性稳定度等相关指标变化有可能对强度预报有更强的指示意义。另外，目前表征因子的参数值均为台风中心附近区域的平均值，后续工作应该从更细致的角度（如环境垂直切变不同方位环境因子等）去深入研究导致台风强度突变的原因。此外，环境因子的协同可能是影响台风强度的重要因素，下一步工作将重点关注影响台风强度环境因子的协同或综合影响指数在一般增强到快速增强转变过程中是否突变。