由于所处的地理位置以及绵长的海岸线，中国是世界上受热带气旋(tropical cyclone，TC)影响最大的国家之一。1990年以来，平均每年TC登陆造成的经济损失高达100亿元以上(王昂生，2007)。移近沿海的TC在登陆前，强度通常是降低的(阎俊岳，1996)，然而有一小部分TC却在近海突然加强(郑峰等，2016)。余晖和端义宏(2002)以及郑峰等(2016)先后利用35年和65年的资料统计分别得到中国近海突然增强TC占近海TC总数的17%和10.19%。近海突增TC存在明显的时空分布特征，主要发生在4—10月，以8月和9月最多(郑峰等，2016；陆波和钱维宏，2012)；多数出现在南海，黄海偶有发生，但不会出现在30°N以北的中高纬地区和0°~5°N的低纬地区(于玉斌和姚秀萍，2006；郑峰等，2016)。尽管TC近海加强是小概率事件，但易因防御不足导致重大经济损失和人员伤亡，例如“桑美”(0608)和“莫兰蒂”(1614)。

远海TC结构和强度的演变主要是海洋和大气相互作用的结果；但是当TC趋于陆地时，将逐渐受到海岸地形、近海洋流、浅海区大陆架和沿海环流系统等的影响，会使TC的结构和强度发生变化(陈联寿等，2004；涂石飞等，2019)。近年来，对TC强度的预报水平虽然有所提高，但预报精度提高缓慢(DeMaria et al, 2014; Emanuel and Zhang, 2016; Tallapragada et al, 2016)，强度预报误差逐年波动(Emanuel, 2018)，特别是对近海加强TC的预报仍然存在很多问题(占瑞芬等，2010；周冠博等，2022)。高拴柱等(2018)、董林等(2019)、吕心艳等(2021)、王海平等(2021)、周冠博等(2022)和向纯怡等(2022)分别对2016—2021年中央气象台TC强度预报误差进行统计后发现，预报难点集中体现在近海快速加强TC的强度预报，其明显偏弱、误差较大。

近海TC加强的原理以及发生条件与在开阔洋面加强的TC大致相同，但是由于所处纬度以及地理环境的约束，近海加强TC也有其特殊性。为此，国内外学者开展了大量研究，但对TC近海加强的充分必要条件仍然存在很大的争议。因此，影响TC近海强度变化的内部和外部物理过程仍是现在的研究热点，亦是业务预报的难点。当前许多研究表明，影响TC在近海强度变化的主要因子有：环境大气控制、海洋强迫作用、内核变化影响以及螺旋云带水相变化等(Kaplan and DeMaria, 2003；Rozoff et al，2015；Didlake et al，2018；徐道生等，2020)。

本文将主要围绕影响TC近海加强的因素, 从环境条件和动力机制两方面对相关研究进行回顾。考虑到TC近海加强是多要素协同影响的结果且其中一些因子具有前兆性，本文在分析当前研究成果异同点的基础上，将进一步综合各种影响因子建立TC近海加强影响因子模型。

海洋结构和大气环流的变化对近海发展的TC尤为重要(Landsea et al，1998)。影响近海TC强度变化的因子具有多时间和空间尺度特征，涵盖大气环流形势的变化、海洋环境的维持和TC内部结构的变化等(Rogers et al，2012)。这些影响因素在TC生命史中的不同阶段可能单独或者共同作用，其相对重要性是不确定的(端义宏，2015)。

TC近海加强发生在有利的环境大气和海洋强迫条件下(郑峰等，2016；陈联寿等，2012)。影响TC近海结构和强度变化的环境大气条件主要有：更强的高层东风、季风涌与TC涡旋的相互作用、中尺度系统和冷空气的卷入以及急流和对流层上层槽的相互作用等(Kaplan and DeMaria, 2003；Rozoff et al，2015)。有利于TC近海加强的海洋强迫因子主要有较暖的海面温度(sea surface temperature，SST)、较高的海洋热容量(oceanic heat content，OHC)、稳定的垂直结构以及海洋飞沫(DeMaria and Kaplan, 1994；陈联寿等，2012；Lin et al，2003)等。

副热带高压(以下简称副高)作为东亚夏季风系统的重要成员之一，其进退与TC路径和强度变化的关系极为密切(陆波和钱维宏，2012；黄露等，2012)。胡春梅等(2005)、郑艳等(2014)以及郑峰等(2016)先后通过大尺度诊断分析得出TC登陆时明显增强的副高为TC的突然增强提供了有利的中低层辐合形势，且均发现登陆前突然增强的TC主要位于副高的南侧或者西南侧(图 1)。副高加强还会加剧近海TC非对称结构的发展(陈燕等，2020)，及加大近海TC与副高之间的气压梯度(叶宾宾等，2011)，利于TC强度加强。此外，副高西伸北抬会加强水汽的输送，为TC近海急剧发展提供了湿热条件(刘赛赛等，2017；刘凯等，2017；冯萧，2018)。但是于玉斌等(2008)研究发现，TC近海强度变化与副高的强度变化呈反相变化关系，在“桑美”(0608)近海急剧增强过程中，副高的面积和强度越来越小。

图 1 副高与近海加强TC的相对位置(胡春梅等, 2005) Fig. 1 The relative position of the subtropical high and intensified coastal TC (Hu et al, 2005)

许多观测和理论研究将TC近海强度变化与对流层上部槽、脊的强度和位置联系到一起。以“威马逊”(1409)为例，稳定少动的高空槽维持了长时间的高层辐散抽吸作用，为其近海持续加强提供了有利的环境条件(郑艳等，2014)。高空槽对TC强度的具体影响取决于槽自身的尺度、与TC的相对位置及TC本身的强度等(Leroux et al，2016；Fischer et al，2017；Dai et al，2017；Komaromi and Doyle, 2018)。当槽的尺度与TC尺度相当时，有利于TC的增强(Bosart and Lackmann, 1995)。李英等(2006)研究对流层上部槽脊的强度和位置对TC强度变化影响时发现，高空槽分裂出来的与TC尺度相当的正位涡扰动和TC的叠加、槽区的涡度下传、槽前高压对低层上升运动的激发等都会改变TC的结构并使其强度发生变化。研究表明，TC的加强往往出现在陡槽区(Fischer et al，2017)或中纬度西风带到副热带低压槽之间的区域(Ventham and Wang, 2007)。

一般而言，强的高空外流有利于TC发生近海加强过程(胡春梅等，2005；李霞等，2014)，与之相伴的往往有较强的低空入流。与近海高层辐散气流加强相联系的TC占近海加强TC总数的65%以上，且这种加强形势的出现主要与对流层上层经常存在的反气旋中心或100 hPa南亚高压东进有关(陈乾金，1996)。研究表明，TC高层外流、低层入流与对流层环境气流之间的相互作用可以影响TC强度变化(Wu and Liu, 1998；余晖等，2002), 上层强辐散场的叠加和中低层的强辐合入流会加强TC环流的垂直上升运动，共同为TC环流的加强提供有利的动力条件(林毅等，2005)。“威马逊”(1409)高空南北两侧偏西风急流和偏东风急流构成反气旋式辐散流场，而南支急流与低空的西南急流存在很强的耦合，低层强辐合和高空强辐散加剧了“威马逊”(1409)近海的发展(郑艳等，2014；陈燕等，2020)。郑峰等(2016)对1949—2013年中国近海突然增强TC统计分析发现TC北侧外围维持的高空急流加剧了TC高空外流导致TC强度突增。通过对比登陆前迅速增强和迅速减弱的TC的大尺度环流背景特征，于润玲等(2013)发现快速增强TC的低空入流和高空外流均明显强于迅速减弱的TC，再次印证了高空外流与TC近海强度突变之间存在紧密联系。此外，Peng et al(1999)还发现环境气流的方向也会对TC强度产生影响，西风气流比东风气流更能使TC强度增加。

冷空气可引起气压梯度及环境流场的变化，这对TC发展的作用是双重的(陈联寿和丁一汇，1979)。强冷空气流入TC破坏暖心结构会使其减弱和消亡或变性为温带气旋；当弱冷空气影响TC外围环流时，则有利于TC的强度增强(陈联寿和丁一汇，1979；钮学新等，2005；何洁琳等，2009)。梯度风理论表明冷空气侵入TC外围会引起温度梯度的增长，进而促进TC的发展(韩瑛和伍荣生，2008)。闫敬华等(2005)和阎俊岳等(1997)均认为适当低层弱冷空气入侵是TC近海增强的关键因素；而中高层冷空气对TC近海加强的贡献主要表现在冷低压系统外围的冷空气从西北侧进入TC中层，TC低层有暖湿空气，使得位势不稳定能量增加，对流进一步发展(王远超，2006；李江南等，2008；于玉斌，2012)。于玉斌等(2015)指出，“桑美”(0608)近海突然增强过程与干冷空气活动密切相关，干冷空气入侵暖湿TC环流系统时形成的“上干下湿”的层结分布以及干冷空气穿越等熵面的下沉运动，均有利于近海TC的发展加强。梁建茵等(2003)针对“黄蜂”(0214)分析时也得到相同的结论。当暖的外流和冷槽靠近，温度梯度的增大使高空急流增强，如果TC中心恰好位于该急流入口区的右侧，在高空外流增强的同时，与该急流有关的次级环流还将有利于上升运动的发展，从而有利于TC增强(Hanley et al，2001)。

中尺度系统与TC的相互作用也是TC近海加强的主要原因。首先，高空冷涡与TC环流的上下叠置会减弱TC环境风垂直切变，增强TC高空出流辐散强度，造成TC外围强对流不稳定层结，进而加强TC对流活动，利于TC发生近海加强(余晖等，2002；林毅等，2011)。李江南等(2008)利用数值模拟方法分析“黄蜂”(0214)近海加强机制时发现，中纬度中上层冷低压系统与TC之间的相互作用是TC近海加强的主要因素，一方面，冷低压外围冷空气侵入TC中层，配合低层的暖湿空气，增加了位势不稳定能量；另一方面，冷低压中心的下沉气流对应于次级环流的下沉支，冷低压南移填塞，使得TC在近海得以加强。其次，沿海地区发展起来的正涡度云团或中尺度小涡卷入近海的TC也会使其强度增强。这种合并过程不仅为TC输入了正涡量，还为其近海加强提供了水汽和潜热(陈联寿等，2004)。Chen and Luo(2004)进一步通过数值试验发现了这种正涡度云团或中尺度小涡卷入后TC增强的程度与TC自身的强度或者涡量有关，高涡量带TC与云团或中尺度小涡合并后的加强较低涡量带TC更为显著。陈光华和裘国庆(2005)通过数值模拟发现在近海加强阶段“黄蜂”(0214)的内核区内，中小尺度涡旋系统呈现轴对称化的趋势并通过非线性作用将能量传入内区。此外，双TC相互作用也会通过能量转化等方式影响TC的强度演变(徐洪雄等，2013；董林等，2020)，其具体影响效果与TC所处的发展阶段及其自身的强度有关(张晓慧等，2019)。

TC通常被视为一个理想的卡诺热机，它从边界层与海表面间的热量差异中获得能量并在对流层顶流出层失去能量(Emanuel，1986)。一方面，SST的高低影响海洋输入TC的潜热、感热和水汽通量(郑峰等，2017)。SST越高，越有利于低层高温高湿大气环境的形成，促使局地对流活跃，有利于TC的生成和发展(薛根元等，2007)。Mei et al (2015)在确定控制TC生命期峰值强度的主要气候因子时发现，低纬西北太平洋的异常强烈的增暖有利于TC增强速率的增加，并会导致极高的平均TC强度。通过对“百合”(0116)(林毅等，2005)、“莫兰蒂”(1010)(高拴柱等，2012)、“韦森特”(1208)(李霞等，2014)、“威马逊”(1409)(郑艳等，2014；高安宁等，2016)、“彩虹”(1522)(刘赛赛等，2017)、“天鸽”(1713)(覃丽等，2019)及“黑格比”(2004)(胡潇杰等，2021；龚俊强，2022)等近海加强TC个例的分析，再次证实异常偏暖的SST为TC近海显著加强提供了有利的湿热条件。Chan et al(2001)、Kaplan and DeMaria(2003)研究认为27℃是TC强度得以加强的阈值。赵大军等(2011)通过数值模拟同样证实了TC增强的临界SST约为27℃，当SST在27~30℃时，TC增强最快，当SST超过30℃时其增强率减慢。但陆波和钱维宏(2012)、朱晓金和陈联寿(2012)认为TC的加强过程发生在SST≥28℃的海域。此外，在给定环境中TC能达到的最大强度由SST决定(DeMaria and Kaplan, 1994；Thanh et al，2020)(图 2)，且相较于与大气处于平衡状态的大尺度SST场而言，TC强度对其眼区的SST具有更高的敏感度(Schade，2000)。随后Emanuel (1986)提出了TC最大潜在强度(maximum potential intensity，MPI)的概念，并从纯热力学角度和考虑海洋耦合效应出发对MPI公式进行了更多扩展(Holland，1997；Lin et al，2013；Gao et al，2016)。Whitney and Hobgood(1997)和Kotal et al(2009)分别研究了北太平洋东部和印度洋TC最大强度和SST的关系，得到SST与TC最大强度成线性正比。而Thanh et al(2020)在使用1982—2016年的SST数据集和TC强度记录探讨南海地区TC最大强度与SST之间的经验关系时发现，由于南海海域SST变化区间较小导致TC强度增长速度慢于前期研究中发现的线性或指数函数形式。

图 2 1℃海温组的最大风暴强度和第99%、95%、90%和50%分位值强度随SST的变化(引自DeMaria and Kaplan, 1994) x坐标是每个SST的中位数。 Fig. 2 The maximum storm strength and the 99th, 95th, 90th and 50th percentiles in each 1℃ SST group varying with SST (DeMaria and Kaplan, 1994)

另一方面，通过对大西洋TC统计分析，DeMaria and Kaplan(1994)发现仅有20%的TC能够达到MPI值的80%以上，而大多数TC只能达到55%。TC通过海气界面向下传输的动量会改变近海浅水上层热力结构(Liu et al，2011)，引起SST下降，进而对其强度产生负反馈过程(Mahapatra et al，2007；Seroka et al，2017)。TC发生频次偏多的年份，TC对海水的抽吸冷却加强，近海增强的TC数量会相应地减少(谭雅丽等，2021)。但是，蕴藏着丰富的OHC的海洋暖涡可以降低TC抽吸带来的降温效应，削弱海气之间的负反馈机制，使得TC强度得以加强(Shay et al，2000；Lin et al，2008；Goni et al，2009)。当TC经过西太平洋(Wang and Zhou, 2008；郑艳等，2014)、西北太平洋南部(Wada and Usui, 2007)、西南太平洋(Chandra and Kumar, 2021)及北大西洋(Shay et al，2000)暖涡时，它们强度往往会加强(Jaimes et al，2016；Ma et al，2017)。基于该思想，Emanuel(1995)在TC模式中尝试加入海洋中尺度暖涡信息，大幅改善了TC强度模拟效果。因此，OHC是近海TC发展的另一关键因素(Lin et al，2008)，其与TC近海加强的关系甚至比SST更紧密(Wada and Usui, 2007；陈联寿等，2012)。通过比较三个路径相似的TC个例，冯萧(2018)发现OHC越高，TC近海增强越显著。

近年来，许多研究以全新的角度分析了海洋对TC强度变化的影响。例如，海洋垂直结构对TC近海强度变化的影响不容忽视(Chan et al，2001)。近海岸羽状淡水会增强海洋的层结稳定度，利于TC加强(Newinger and Toumi, 2015；Yan et al，2017)。Lin et al(2003)得出了同样的结论，他还认为海洋飞沫对TC强度也存在重要的影响。海洋飞沫能够改变边界层内温度和湿度场的热焓量从而影响TC强度。海洋飞沫作用可以促使海气界面的潜热交换增加50%，10 m最大风速值增加30%，从而进一步增强TC强度(刘磊等，2010；张连新等，2014)。

近海TC强度的变化往往是动力场、热力场和湿度场协同影响的结果(韩慎友等，2020；胡娅敏等，2017)。由于TC生成的时间、位置、环境和自身结构的差异，其相对贡献具有差异性。研究表明，TC随中心附近垂直风切变平均值的减小、相对涡度垂直切变的增大而增强，并且若低层伴随着大量水汽净流入，更易使TC发生近海加强过程(方宇凌等，2018)。林良勋等(2006)对1949—2004年在华南近海急剧加强的TC进行综合分析发现，TC近海急剧加强主要发生在东高西低、北高南低和弱背景环流中。该背景条件下，西南季风、越赤道气流、东风波、弱冷空气和西南槽是诱发TC强度急剧增强的主要系统。黄荣成和雷小途(2010)对比了近海突然加强和减弱TC的环境场发现，南亚高压的强度、水汽输送和上升运动连续性的共同作用使TC强度发生变化。钱燕珍等(2014)利用数值模式方法模拟强台风海葵(1211)近海急剧加强的过程，发现低层水汽输入以及高(辐散)低(辐合)空流场配置有利于该过程的发展。汪彪等(2018)发现“天鸽”(1713)和“帕卡”(1714)在发展过程中，满足充沛水汽通道和弱垂直风切变等条件，呈现出近海加强的特点。李霞等(2014)同样指出，高空强辐散、弱垂直风切变、中低层强的西南气流输送是“韦森特”(1208)近海显著加强的重要原因。除了弱垂直风切变条件外，由南亚高压、西太平洋副高、低空急流和西风槽等系统的相互作用导致的低层辐合与高层辐散以及异常偏暖的近海SST是TC近海加强的重要原因(韩慎友等，2020；薛根元等，2007)。刘蕾等(2015)对“威马逊”(1409)近海急剧加强的诊断分析中也有类似结果。胡潇杰等(2021)及龚俊强(2022)在研究“黑格比”(2004)近海加强的成因中同样发现近海加强与较高的SST、有利的高低空流场配置、低层的正涡度平流输入以及西南、东南方向的水汽输入等条件密切相关。在副高、低空急流、西风槽和南亚高压等系统的影响下，“威马逊”(1409)近海发展中低层辐合与高层辐散、弱的环境风垂直切变和适宜的海面温度、深厚的暖涡为其强度增强提供了有利的动力与热力条件(郑艳等，2014)。除此之外，高安宁等(2016)还发现“威马逊”(1409)与季风急流的相互作用促使TC中心附近潜热持续增大，暖心结构更趋于完整，进一步促进其近海加强。曾小团等(2018)在对“芭玛”(0917)模拟研究中发现TC近海突然加强过程中其内核中心温度距平增大且不断对称化，再加上从外围被卷入到TC低层的弱冷空气对暖湿气流的抬升作用，造成水汽凝结释放潜热并且在该过程中同时存在环流重组(内圈趋近对称化将外围云团释放的能量和正涡度卷入TC内部)，综合作用的结果使得TC近海发生强度突然增强过程。刘赛赛等(2017)研究发现，同时存在南亚高压转型、西太平洋副高加强西伸、低层冷空气入侵和环境风切变减弱这样的环流和动力条件，以及高SST和海洋暖涡，同时伴有环流变化引起的潜热加热增大从而导致双中心位涡柱的形成和暖心的增加这样的内部结构变化，造成“彩虹”(1522)近海急剧加强。

以往研究TC发生近海加强的影响机制大多从大尺度环境场方面入手，而TC自身结构及其变化对强度的影响因观测资料的不足而进展缓慢。为弥补这部分研究的空白，陈乾金(1996)收集了1949—1990年近海飞机探测资料，分析得出近海TC强度突变与其自身结构及结构变化关系密切，近海增强过程往往伴随TC眼直径及最大风速圈的收缩。随着数值模式和计算机水平的发展，在TC发生近海强度突变过程中，其内部的变化特征能够再现，为分析影响强度变化的动力机制提供了有利的条件。观测和模拟研究表明TC的加强过程与内核区的降水和深对流活动有关(Rogers，2010；Jiang，2012；Munsell et al，2021)。Rogers(2010)进一步指出内核区的对流性降水面积的增加会促发TC的加强，而非层云降水面积的影响。

环境风垂直切变的强度，即200 hPa和850 hPa水平风速差值的区域平均，在动力学上代表高低层通风效应的强弱(王新等，2018)，是影响TC发展的主要因子(Gray，1968；Zhang and Tao, 2013)。McBride and Zehr(1981)、Zehr(2003)研究表明，强的环境风垂直切变会抑制TC的形成和加强；弱的垂直风切变是TC发生发展的关键条件之一(陈联寿和丁一汇，1979；李霞等，2014)。在垂直切变较弱的情况下，对流层上下层空气相对运动很小，可使积云单体群释放的凝结潜热集中在一个相当小的区域内，加热同一气柱使中上层增温，从而有利于暖心结构建立，中心气压下降和低层气旋性环流加强(陈联寿和丁一汇，1979；翁之梅等，2020)。例如，弱的环境垂直风切变使“彩虹”(1522)的暖心结构在其近海急剧增强的过程中迅速加强，维持了完整的自身结构(刘凯等，2017)。另外，王新等(2018)利用FY-2卫星数据对近海突然增强的“天鸽”(1713)和“韦森特”(1208)的内部动力演变机制解析时同样指出，减弱的风垂直切变将深对流增强阶段所释放的能量更多地保留在TC中高层，促发了TC的近海增强过程。此外，弱的水平风垂直切变还有利于垂直耦合(Tuleya and Kurihara, 1981)。然而有研究表明，相较于零垂直风切变(McBride and Zehr, 1981)，低层适中的风切变会使TC环流中出现较强的上升气流，导致对流结构更对称(Rogers et al，2016；Leighton et al，2018)，有利于TC的形成和发展(Tuleya and Kurihara, 1981；Corbosiero and Molinari, 2002)。还有学者认为虽然垂直切变会使TC增强的速率减弱，但是并不影响TC达到其最大可能强度(Holland and Wang, 1999)。发展完好、体积较大、强度较强的TC能抵抗相对较大的风速垂直切变(DeMaria，1996；Wong and Chan, 2004)。针对“彩虹”(1522)(刘凯等，2017)、“韦森特”(1208)(李霞等，2014)、“威马逊”(1409)(郑艳等，2014)等近海加强TC个例，分析发现利于增强的垂直切变范围各不相同。更合理的解释是，风速垂直切变应该存在一个阈值，低于该阈值会相应地促进TC的形成和发展；反之亦然(Zhao et al，2006；徐明等, 2009；于玉斌等，2008)。不同的海域，触发TC强度变化的风切变阈值不同(王喜和余锦华，2011；Zehr，2003)且风切变对TC增强的作用存在滞后。以西北太平洋为例，当风垂直切变在-2.5~2.5 m·s^-1更利于TC增强，且与24 h后TC强度的相关性更高(Wang et al, 2015)；当大于8 m·s^-1时则会产生抑制，这种抑制作用存在6~60 h的滞后(白莉娜和王元，2013)。大多数研究分析环境风垂直切变影响时仅针对单个或少数TC个例。考虑当前业务预报中还没有环境垂直风切变对TC近海增强的定量化判剧，吕心艳(2015)统计分析了2001—2012年135°E以西全部发生近海突然增强过程的TC后发现，利于TC增强的环境风垂直切变一般在-8~6 m·s^-1。此外，吕心艳(2015)还进一步发现中上层环境风垂直切变对近海增强过程影响更显著以及偏东风环境风切变更有利于TC的增强。

当前研究认为垂直风切变对TC强度影响的物理机制主要有：(1)基于非绝热产生的“次级环流效应”：Tuleya and Kurihara(1981)认为流入与流出层的非对称机制改变了对流层加热的垂直结构分布从而导致TC强度变弱；(2)“斜压与稳定性”机制：DeMaria(1996)认为中层的加热以及气旋内部位涡倾斜增强的稳定度抑制了中高层的对流活动, 而垂直风切变会直接导致位涡倾斜迫使中层为维持静力平衡而促使中高层温度升高, 这个结果进一步使得垂直结构更加稳定，TC强度减弱；(3)Rossby波理论：Montgomery and Kallenbach(1997)研究证实，加强湿对流活动会使Rossby波向外传播从而使得TC强度增强。基于以上原理，余锦华(2003)也应用涡旋Rossby波理论研究垂直风切变环境中的干涡旋垂直结构倾斜过程，发现涡旋Rossby波阻尼机制也会对TC强度变化产生一定的影响；(4)“通风效应”：端义宏等(2005)认为垂直风切变会产生“通风效应”使得上层的潜热释放导致TC能量减少从而减弱其强度。

大量研究集中于云微物理过程对TC强度变化的影响上(Tao et al，2011；Miller et al，2015；Li et al，2015；Paull et al, 2018)，凝结潜热释放及其与随后发生的降水之间密不可分的联系常常被作为诊断TC强度及其演变的物理基础(储海等，2017；Nolan et al，2019)。非常规观测系统和高分辨率数值模式，尤其是云解析模式的发展，为细致了解TC中水相变化对TC降水分布、结构和强度变化的影响提供了条件(庞琦烨等，2019)。螺旋雨带通常是在广阔的层积云背景下，由有组织的对流单体构成(Ryan et al，1992)。其水物质以多种相态同时存在且各相态之间通过凝结、蒸发、冻结、融化等过程不断转化。转化过程中释放的凝结潜热一定程度上可引起TC内部的热力-动力场调整，继而引发强度的变化(张铭等, 2010; Didlake et al，2018；Wang and Xu, 2010；Xu and Wang, 2010a；2010b)，是除海温以外TC中最主要的非绝热能量来源(陈联寿等，2004；Rosenfeld et al，2012)。Ooyama(1969)和Emanuel(1986)还提出组织化的深厚积云对流释放的凝结潜热对TC强度的影响较单独的积云影响更为显著。近些年影响近海TC强度变化的具体机制，尤其是前期的水成物属性演变特征及其相关的云微物理过程受到了极大的关注(Chen et al，2018；Alvey et al，2020)。与水相转换相关的两个主要非绝热冷却源是雨水蒸发以及云冰、雪、霰、雹等的融化(Li et al，2015)。由于难以直接准确测量TC中的蒸发以及与之相关的非绝热冷却，数值模拟方法得到了充分地应用。Willoughby et al(1984)和Lord et al(1984)的研究均表明是降水蒸发冷却驱动的下降气流有利于眼墙外对流环的产生，从而减缓了TC的加强。根据云分辨的轴对称模式的结果，Frisius and Hasselbeck(2009)同样证实蒸发冷却会减缓TC的发展并降低最终强度。Wang(2002)认为虽然不同的云微物理方案模拟的TC的最终强度差异不大，但是当关闭暖云微物理方案中的雨水蒸发效应以及含有霰粒子的冰相云微物理方案中的霰融化效应这两个热量消耗过程时，会使模拟的TC强度过强，究其原因是外围雨带无法生成。Zhu and Zhang(2006)和Tao et al(2011)也得到相似结论。Sawada and Iwasaki(2010a；2010b)利用理想TC的云分辨模拟来研究蒸发冷却对TC发展的影响时，发现蒸发冷却形成的对流下沉气流可以降低眼墙附近的对流有效位能，进而抑制TC的加强。

此外，还有研究从TC局部出发，发现凝结潜热加热TC的位置不同会对其强度产生不同的影响。外螺旋雨带中与对流活动相关的强下沉运动可能通过热力学过程导致气旋性位涡异常的传输，从而使得TC强度减弱(Powell，1990a；1990b；May and Holland, 1999)。从静力调整角度考虑，外围雨带潜热释放加热TC外围气柱导致内核至外围环流的水平气压梯度降低从而减弱TC的强度(Wang，2009)；而TC快速涡丝化区域发生的非绝热冷却可以抑制TC强度增强(Li et al，2014)；在眼墙外侧的部分冰相粒子及下层雨滴融化和蒸发会产生冷却效应进而产生下沉运动，增强低层的径向入流辐合，从而加速TC环流，使TC强度增强(Paull et al，2018)。

针对TC强度变化的特殊形式，即快速加强过程，近年来一些研究致力于寻找其与云微物理过程之间的关系。云微粒子相态变化释放的潜热会加强中、高层上升运动以及出流场，导致低层补偿入流在眼区聚集并进一步下沉，进而有利于高层暖心结构的增强以及海平面气压的降低，从而引起TC的快速加强。Miller et al(2015)以“威尔玛”(2005)为研究对象，关闭其高层由凝华引起的潜热释放效应，发现其增强率及最终强度均变弱。另有研究则以该过程对降水的对称性影响入手，指出TC下风切一侧的云微粒子向上平流至上风切一侧后会通过蒸发和升华方式加湿上风切一侧的中高层大气，从而减弱非对称性降水，产生快速加强过程(Alvey et al，2020)。现有研究表明，通过改变云微物理方案本身或者调整由云微物理方案计算所得的加热或者冷却率可以改变TC强度(Wang，2009)，与暖云微物理方案相比，选择冰相云微物理方案更容易复现TC的快速加强过程(Lord et al，1984；Wang，2002b)。如果不考虑雨水的蒸发、雪和霰的融化，TC将会更快加强，而且强度的增加更显著(Zhu and Zhang, 2006；Pattnaik and Krishnamurti, 2007；Sawada and Iwasaki, 2007)。但是，Yamasaki(1983)的理论研究结果与上述结论恰好相反。

当前，大量研究表明TC近海加强具有一定的前兆性。首先，TC内部结构变化，如暖心、中心位涡、眼区和螺旋雨带结构等，往往预示TC近海强度变化。阎俊岳等(1997)统计分析了1991—1994年发生近海加强过程的TC卫星云图，发现眼壁区深对流的加强及对流层上层眼区急剧增暖是TC近海迅速加强的前兆。Zhang and Chen(2012)的高分辨率数值模拟研究同样表明，内核对流爆发会造成平流层空气下沉，使得高空暖心迅速发展，从而引起“威尔玛”(2005)近海突然加强。官晓军(2011)在对“达维”(0518)模拟研究过程中发现，在TC近海快速加强的过程中还伴随着眼区缩小、眼墙结构趋于轴对称、内部螺旋雨带强于外部的结构变化。此外，环流变化引起的潜热变化也会导致TC中心位涡和暖心的结构变化，进而造成TC的强度变化(刘赛赛等，2017；王立诚等，2020)。在“莫兰蒂”(1614)近海急剧增强的前12 h，TC结构具有对流层高层辐散增强、内部正相对涡度增加以及暖心进一步维持和发展的前兆特征(王立诚等，2020)。除此之外，在对个例“桑美”(2006)和“威马逊”(1409)近海急剧增强的特征及机理分析时发现，850 hPa角动量和动能区域平均值以及对流层低层(1000 hPa和850 hPa) 台风中心高度(于玉斌等，2008)、对流层中低层涡度(刘蕾等，2015)及其平均总温度散度净辐合值(袁小超和谭季青，2011)对TC近海加强预测同样具有指示意义。

其次，多位学者发现风垂直切变是TC近海加强的重要前兆因子。较低的环境风垂直切变使得积云对流所产生的凝结潜热集中在一个有限范围内的气柱内, 有利于TC暖心结构及高空辐散形式的维持和发展(颜玲等，2017)。风垂直切变与滞后6~18 h的TC强度有一定的相关性，尤其是6 h(徐明等，2009)。“桑美”(0608)强度急剧增强对风垂直切变变化的响应时间大约为18 h，即在其强度增强前18 h，风垂直切变在逐渐增大过程中突然减弱(于玉斌等, 2008)。刘蕾等(2015)在对超强台风威马逊(1409)近海急剧加强特征诊断分析的过程中发现，近海加强对环境风垂直切变的响应时间为12 h，即环境风垂直切变开始减弱后约12 h，近海TC开始加强。

此外，TC发展还与20~25 d的大气低频振荡有密切关系(Hartmann et al，1992)，在西北太平洋地区，大气准双周振荡主要通过低频气旋和反气旋的分布变化特征影响南海季风槽、副高的强度和位置，继而影响TC的生成位置、路径与强度(赵小平等，2014)。魏晓雯等(2017)探讨了TC强度变化与低频水汽输送的关系指出“威马逊”近海加强还与10~30 d的低频水汽输送有关。

由于影响TC强度变化的内部和外部物理过程尚不清楚和完善，TC近海加强问题一直是业务预报的重点和难点。本文主要围绕TC近海加强影响因素, 从环境条件和动力机制两方面着手对相关研究进行回顾，结果显示影响TC近海加强的因素具有多时间和空间尺度特征，涵盖了大尺度环境背景场和内部精细化结构动力机制等，如大气环境因子、海洋强迫机制、内核结构变化以及螺旋云带水相变化等。前人工作的主要发现如下：

(1) 副高进退与TC近海强度变化关系密切，其西伸北抬能够为近海加强过程提供有利的中低层辐合形势，加剧近海TC非对称结构的发展，加大与近海TC之间的气压梯度，加强水汽的输送。并且，近海加强的TC常位于低空辐合和高空辐散较强的副高南侧或西南侧；高空槽与TC的相互作用非常复杂，其对近海TC强度的具体影响取决于自身尺度、与TC相对位置及TC本身强度等；强的高空外流和低空入流通过加强TC环流的垂直上升运动来为TC近海加强提供动力条件；侵入TC外围的弱冷空气可引起气压和温度梯度及环境流场的变化，有利于促发近海加强过程；中尺度系统(冷低压、正涡度云团或中尺度小涡、TC等)与TC的相互作用会改变TC的流场和能量场进而影响其近海强度变化。

(2) SST高低影响到海洋输入TC的潜热、感热和水汽通量，异常偏暖的SST为TC近海显著加强提供了有利的湿热条件。TC能达到的最大强度由SST决定且相较于大尺度SST场而言，TC强度对其眼区的SST具有更高的敏感度；蕴藏着丰富OHC的海洋暖涡使TC所在海面海水上翻的降温作用不大，削弱了海气间的负反馈机制，使得TC强度得以加强；近海岸羽状淡水强的层结稳定度利于TC加强；海洋飞沫能够改变边界层内温度和湿度场的热焓量从而影响TC强度。

(3) 弱的垂直风切变有利于暖心结构建立，中心气压下降、低层气旋性环流和垂直耦合加强，是TC近海发生发展的关键条件之一；水相变化释放的凝结潜热一定程度上可引起TC内部的热力-动力场调整，继而引发其强度的变化且组织化的深厚积云较单独的积云影响更为显著。

(4) 当前研究对有利于TC加强的垂直风切变以及海温的阈值并非完全统一。TC近海增强是多种动力学、热力学过程以及外强迫相互作用的结果，前人研究是对历史个例统计的结果，得出的结论和TC自身结构以及发生季节等均有关系。

这些因素协同影响TC的近海加强过程，其相对重要性尚不确定。此外，背景场和内部结构中的某些影响因子对TC近海加强具有一定的前兆性。例如，内部结构、20~25 d以及准双周大气低频振荡、风垂直切变、10~30 d低频水汽输送、850 hPa角动量、动能区域平均值、对流层中低层涡度及其平均总温度散度净辐合值对TC近海加强预测均具有指示意义。对TC近海加强进行预测时，可选用以上因子。本文总结了当前研究成果的共同点和争议点(表 1)，综合影响因子可以建立一个TC近海加强的影响因子模型(图 3)，以便为预报TC近海加强过程提供理论参考。

但是，生成的时间、位置、环境及自身结构等方面的差异使TC呈现出特异性。因此，在以上因子协同影响TC近海加强的过程时，其相对重要性随TC个例不同而不同，具有个例依赖性。在未来的研究中，有必要对更多近海加强的TC个例进行分析，以便更为全面细致地了解影响TC近海强度变化的内部和外部物理过程，以期为TC近海加强预测提供理论依据。

表 1 Table 1

表 1 TC近海加强影响因子研究中的分歧 Table 1 Disagreement on factors affecting the intensified coastal TCs 分歧对象 分歧点 观点 学者 环境风垂直切变 零垂直切变对TC强度影响 环境风垂直切变会抑制TC形成和加强 McBride and Zehr(1981)、Zehr(2003) 低层适中的风切变比无风切变的环境更有利于TC形成和发展 Tuleya and Kurihara(1981)、Corbosiero and Molinari(2002) 垂直风切变会使TC增强的速率减慢但不影响TC达到最大可能强度 Holland and Wang(1999) 相应促进TC形成和加强的具体风垂直切变阈值 7 m·s-1 Zhao et al(2006) 4 m·s-1 于玉斌等(2008) 9 m·s-1 徐明等(2009) 10 m·s-1(西北太平洋)，9~10 m·s-1 (北大西洋)，12~13 m·s-1(北印度洋) 王喜和余锦华(2011)、Zehr(2003) 8 m·s-1 白莉娜和王元(2013) 海面温度 相应促进TC形成和加强的具体海表温度阈值 26℃ Rotunno and Emanuel(1987) 27℃ Chan et al(2001)、Kaplan and DeMaria(2003)、赵大军等(2011) 28℃ 朱晓金和陈联寿(2012)

表 1 TC近海加强影响因子研究中的分歧 Table 1 Disagreement on factors affecting the intensified coastal TCs

图 3 TC近海加强影响因子模型 Fig. 3 The schematic model of impact factors affecting the intensified coastal TCs