全球热带海洋每年约生成80个热带气旋，热带气旋主要发生在西北太平洋、北大西洋、印度洋、东太平洋、大洋洲北部等海域，其中西北太平洋海域生成的热带气旋数约占全球总数的33%，是最主要的热带气旋活动区^［1］。根据统计，当热带气旋移至我国沿海时，约16%的热带气旋发生快速加强（rapid intensification,RI）^［2］。RI是热带气旋在短时间内爆发性增强的过程，经历RI过程的热带气旋通常会达到较高强度，在登陆后造成更大的灾害^［3-4］。但关于RI阈值的定义，目前学术界尚无统一标准。1963年，日本学者ITO^［5］首先提出了热带气旋的RI，通过计算6 h变压的平均值，提出每小时气压降低值≥2 hPa的过程为RI过程。KAPLAN等^［6］将热带气旋强度变化样本的95%累积百分比作为RI阈值，即极端天气阈值法^［7］。阎俊岳^［2］选取加强样本中大于平均值加一个标准差的部分作为RI过程。

目前热带气旋RI过程的预报依旧难以把握^［8］。研究发现有利的大尺度环境因素对RI的发生至关重要，包括温暖的海表面温度、高海洋热含量、中低层湿对流和低垂直风切变等^［9］。PATERSON等^［10］在研究影响澳大利亚的热带气旋时发现，当垂直风切变为2~4 m·s^-1时对热带气旋发生RI至关重要。SINGH等^［11］在分析2019年4月的热带气旋“法尼（Fani）”时发现，在法尼进入低至中垂直风切变区域（5.14~7.17 m·s^-1）后才发生RI。胡春梅等^［12］通过对比华南地区登陆前发生RI和快速减弱的热带气旋环境场发现，RI的热带气旋一般位于副热带高压南侧或西南侧，从而为其提供有利的低空辐合、高空辐散环境。周冠博等^［13］通过分析2007号台风“海高斯”的RI过程发现，高空冷涡促进了热带气旋的高空北向出流，同时副高南侧气流提供了有利的低层涡度和水汽辐合。此外，热带气旋强度受冷空气活动影响较大。韩瑛等^［14］根据热成风方程，论证了在没有破坏台风暖心结构的情况下，外围温度梯度越大，涡度越强，越有利于热带气旋加强。WANG等^［15］发现，热带气旋RI与低层相对湿度的变化显著相关。

除大气环境因素会对热带气旋强度产生影响外，海洋下垫面因素也至关重要。GRAY^［16］提出海表面温度大于26 ℃是热带气旋生成的重要条件之一。CHEN等^［8］通过数值模拟1522号台风“彩虹”，验证了冷、暖海温下RI的发展过程，发现更暖的海温不仅使得模拟的热带气旋加强得更快，强度更强，还会影响RI的开始时间。此外，非局地海温也与RI相关，如朱晶晶等^［17］发现当太平洋年代际振荡为暖位相时，太平洋中部（20°N左右）海温与海南岛的强台风事件频数呈显著正相关。

以往研究对RI的定义缺少统一标准。本文拟使用1999—2018年的热带气旋数据，结合均值、标准差等统计数据，采用极端天气阈值法定义RI。同时，通过分析RI发生前后环境变量的演变，设置非快速加强（non-RI）过程为对照组，定量考察环境变量对RI的影响，为RI的预测提供依据。

采用中国气象局（CMA）整编的热带气旋最佳路径数据集，包括西北太平洋热带气旋生命史每6 h的中心经纬度、近中心最大风速、近中心最低气压。选取1999—2018年共20 a的数据，包含557个热带气旋。环境变量的计算使用由美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）和美国国家大气研究中心（National Center for Atmospheric Research，NCAR）提供的再分析数据集（final reanalysis data，FNL）全球分析资料，时间分辨率为6 h，经、纬度分辨率为1°×1°。资料提供了标准等压面和特殊层上气象要素的再分析场。

利用西北太平洋热带气旋强度演变资料，在不同时间间隔（6，12，18，24 h）下，根据热带气旋变压值的平均值和标准差特征^［2］，结合加强样本分布百分位上端5%的极端天气方法定义RI^［6-7］。

为获取加强热带气旋的环境变量基本特征，采用动态合成分析方法，选取以热带气旋中心为中心的20°×20°的经纬度网格范围的环境场，将环境变量按格点分别进行样本平均，得到环境变量的水平分布基本特征^［18］。分别对RI和non-RI样本的环境变量场进行合成分析，在此基础上进一步对两类样本进行细分：一是按照RI和non-RI样本发生初始时刻的热带气旋强度分别进行合成分析；二是按照RI和non-RI样本发生前后的时序合成分析。前者考察热带气旋初始强度对RI强度变化的影响，后者考察环境变量对RI开始时间的影响。在按时序合成时，分析强度变化发生前36 h到发生后24 h共11个时次的环境演变情况，通过计算区域平均值，得到RI与non-RI过程环境变量的时间序列，再利用t检验分析两者是否存在显著性差异，利用环境变量的时间序列与热带气旋强度变化进行超前滞后相关分析和显著性检验。

在6，12，18和24 h共4个时间间隔下，分别以热带气旋变压值的平均值减2倍标准差（ΔP-2σ）和1倍标准差（ΔP-σ）为阈值统计RI样本占比（图1）。可知，在4个时间间隔下前者均比后者更接近5%的极端天气定义，说明以ΔP-2σ为阈值更适合用于RI的定义。

当变压值小于ΔP-2σ时，筛选并统计4个时间间隔下的样本分布特征，如表1所示。可知，随着时间间隔的增加，样本分布的偏度及峰度均降低，即24 h变压值更接近正态分布。BALAGURU等^［19］分别以6，12，18，24和30 h为变压间隔对中东大西洋热带气旋进行了时空自相关分析，发现只有当间隔至少为24 h时，变压样本之间的自相关性才降至0.2以下。因此以24 h为间隔计算变压，更能保证样本的互相独立性。

综上所述，可将西北太平洋热带气旋的RI定义为：以24 h为间隔计算变压，以ΔP-2σ为阈值，当24 h变压值小于该阈值时，定义为RI过程。对于1999—2018年西北太平洋热带气旋，RI阈值为-29.82 hPa，即当ΔP₂₄<-29.82 hPa时，定义为RI过程。

为分析RI过程中环境场的显著特征，设置non-RI过程为对照组。在non-RI样本中，根据加强程度的不同进一步定义缓慢加强过程（SIP）和强度稳定过程（IIP），见表2。由表2可知，1999—2018年间共有加强样本6 819个，其中RI样本441个。

图2展示了1999—2018年西北太平洋热带气旋的RI样本数（标准化后）与总加强样本数（标准化后）的年际分布情况。由图2知，总加强样本数回归模型的R²仅为0.087（拟合程度差），在90%信度水平下不显著；RI样本数回归模型的R²为0.450（拟合程度好），且在99%信度水平下显著。RI样本数相对于总加强样本数有更明显的增长趋势。1999—2018年平均每年发生RI 22.05个，平均每年增加1.44个，呈现大幅增强的特征。这说明20 a间热带气旋整体活动数量变化不大，但活动强度愈发剧烈。

由图3可知，出现在7—10月的RI样本数最多，而RI样本数占比较大的为3，5，7—12月，说明从春季到初冬均会发生RI，但7—10月发生RI的频数和频率较高。

根据RI过程的起点和24 h内的移动路径，得到西北太平洋热带气旋的RI空间分布，如图4所示。可知，多个RI样本发生在同一个热带气旋的连续演变过程中，且移动路径基本一致，沿西北方向行进。RI主要发生在5°N~20°N、120°E~160°E的西北太平洋洋面，少部分集中在南海北部，零星分布于160°E以东洋面。

根据热带气旋的发展动力学，其强度变化与强度密切相关。对不同初始强度热带气旋的RI样本数进行统计（表3），发现强热带风暴和台风的RI样本数较多，分别达170和138个，二者共占71.2%，说明强度太弱或太强均不利于RI过程的发生。

利用动态合成分析、相关分析和t检验等方法，对比RI与non-RI过程的环境因子特征及其差异，得到热带气旋强度变化过程中不同环境变量特征，为RI的预测提供依据。

已有研究对多个环境变量进行了分析，发现高海温^［8］、低垂直风切变^［9-10］、中低层水汽输送^［9］、副高西南侧的低空辐合与高空辐散^［12］、低层正涡度平流输送^［13］等环境变量均对RI过程的发生有明显影响。选取7个环境变量，包括海洋下垫面热力因子以及大气动力和水汽因子，如表4所示。为剔除热带气旋自身环流的影响，对热带气旋中心10°×10°范围的环境变量取区域平均值。由于散度场具有明显的局地性，经过大量样本合成实验后，对热带气旋中心4°×4°范围的散度场取区域平均值。

低层辐合是热带气旋重要的动力学特征。通过动态合成得到RI与non-RI过程850 hPa散度中心区域的平均散度（图5）。由图5知，RI低层辐合为-3.13×10^-6~-3.74×10^-6 s^-1，non-RI为-3.24×10^-6~-3.33×10^-6 s^-1，二者平均差约为-0.25×10^-6 s^-1。t检验结果显示，RI与non-RI过程的850 hPa散度从过程发生前12 h开始表现出显著性差异，因此认为从过程发生前12 h开始，850 hPa散度可能影响RI过程的发生。相关分析结果显示，24 h变压值与850 hPa散度之间的相关系数从过程发生前18 h开始在95%信度水平下显著。

进一步按热带气旋强度分别对RI、SIP和IIP进行合成，取区域平均值，结果如图6所示。可知，对于热带气旋的3类加强过程，850 hPa辐合均随热带气旋强度的增强而增强，说明热带气旋核心区域的低层辐合与强度相关性较强。当热带气旋强度达到强台风和超强台风时，发生RI过程所需的850 hPa辐合才显著大于non-RI过程，而当热带气旋强度在台风或更弱等级时，RI与non-RI之间无明显差异。

图7展示了RI与non-RI过程200 hPa散度随热带气旋发生强度变化的相对时间的演变。RI过程高层辐散为11.6×10^-6~12.8×10^-6 s^-1，总体呈增强趋势，non-RI过程高层辐散的增强趋势不明显，为9.3×10^-6~10.2×10^-6 s^-1，二者平均差约为2.7×10^-6 s^-1。t检验结果显示，所有时次下RI与non-RI过程的200 hPa散度存在显著性差异。相关分析结果显示，200 hPa散度与24 h变压值呈负相关，且在95%信度水平下显著。从过程发生前30 h开始，相关系数出现明显突变，达-0.16，因此可以认为，从过程发生前30 h开始环境场的200 hPa散度与RI过程明显相关，即RI过程对200 hPa散度的响应时间可能在过程发生前30 h。

根据热带气旋强度分别对RI与non-RI过程的200 hPa散度合成并计算区域平均散度（图8），发现在3类加强过程中，200 hPa散度均随热带气旋强度的增强而增强，说明热带气旋核心区域的高层辐散与热带气旋强度有较强的相关性。热带气旋在相同强度下，发生RI过程所需的200 hPa散度均大于SIP和IIP，这与双侧t检验结果一致。

垂直风切变是影响热带气旋强度及其变化的重要环境因素，以往研究通常用热带气旋中心一定范围内（给定某半径如500 km^［20］，或某圆环如200~800 km^［13］）2层等压面之间的平均风矢量差表示，如CHEN等^［21］分别计算了整层（200~850 hPa）、中高层（200~500 hPa）和中低层（500~850 hPa）3个层次的水平风切变，研究其对热带气旋强度的影响。本文用200~850 hPa等压面之间的平均风矢量差表示区域平均垂直风切变。图9展示了热带气旋在3类加强过程中200~850 hPa垂直风切变随相对时间的演变。RI过程的垂直风切变随相对时间的增加而减小，为5.21~6.38 m·s^-1，而non-RI过程则随相对时间的增加呈先减小后增加的趋势，为7.10~7.49 m·s^-1。RI过程的垂直风切变小于non-RI过程，二者平均差约为-1.4 m·s^-1，t检验结果表明，二者在所有时次均表现出显著性差异。相关分析结果显示，垂直风切变与24 h变压值之间存在显著正相关，相关系数从过程发生前30 h时开始快速增加，因此可以认为，从过程发生前30 h开始垂直风切变对RI过程产生较大影响。

图10（a）为不同垂直风切变下发生RI与non-RI过程的频率分布。可知，当垂直风切变小于8 m·s^-1时，RI发生频率高于non-RI，说明此时更有利于RI的发生。当垂直风切变大于8 m·s^-1时，non-RI发生频率高于RI。当垂直风切变达到10~15 m·s^-1的强切变时，RI发生频率仅为non-RI的一半。当垂直风切变进一步增至15~20 m·s^-1或更高时，RI发生频率极低。

图10（b）为不同加强过程中垂直风切变随热带气旋强度的变化。对于RI过程，垂直风切变随热带气旋强度变化不大，均维持在较低水平，低于6 m·s^-1。对于non-RI过程，当热带气旋强度为强热带风暴及更弱等级时，所需垂直风切变的要求相对较低，处于相对较高水平，而当热带气旋强度达到台风及更强等级时，垂直风切变小于6 m·s^-1。

中低层相对湿度对热带气旋强度发展有很大影响。图11给出了RI与non-RI过程的500 hPa相对湿度分布对比，发现二者均随相对时间的增加而减小，RI过程的500 hPa相对湿度为69.94%~74.14%，non-RI过程的则为65.72%~71.56%，前者比后者约高4%，二者存在显著性差异。RI过程的500 hPa相对湿度与24 h变压值呈负相关，表明RI过程需更高的中层相对湿度。从RI过程的-18 h开始，相关系数大幅增加，推测RI过程对500 hPa相对湿度的响应时间为-18 h。

图12为3类加强过程500 hPa相对湿度随热带气旋强度的分布。当热带气旋强度达到强热带风暴及更强等级时，RI过程所需的500 hPa相对湿度明显大于non-RI过程，且随强度增强稳定增加。对于SIP和IIP，当热带气旋强度为强台风及更弱等级时，500 hPa相对湿度的分布基本相同，随热带气旋强度变化不明显。

热带气旋的发展与降水相关的凝结潜热释放密切相关，强降水离不开水汽的输送与辐合。图13（a）显示了RI与non-RI过程的925 hPa水汽通量散度分布，发现从过程发生前6 h起，RI环流的水汽辐合强度大于non-RI，且二者的差值随相对时间增加进一步拉大。t检验结果显示，在过程发生后的12 h后，RI与non-RI过程的低层水汽通量散度表现出显著性差异。水汽通量散度与24 h变压值在过程发生的初始时刻才出现显著正相关，且相关系数随相对时间的增加而增大。虽然在不同加强过程中水汽通量散度随热带气旋强度的增强而增加，但RI与non-RI过程并无显著差异。

相对涡度是热带气旋强度的表征，图13（b）为RI与non-RI过程850 hPa相对涡度分布。总体上，non-RI过程850 hPa相对涡度大于RI过程，但随相对时间的增加逐渐减小，t检验结果显示，显著性不断减弱。相关分析结果显示，从过程发生前6 h开始，850 hPa相对涡度与24 h变压值呈显著负相关，说明850 hPa相对涡度与925 hPa水汽通量散度类似，在过程发生前并未对加强过程产生影响，而是在RI过程发生后相应环境变量才发生变化，说明了热带气旋结构和环境变量对RI过程的响应。虽然对于不同加强过程的低层相对涡度随热带气旋强度的增强而增加，但RI与non-RI过程并无显著差异。

图14为RI与non-RI过程的海温分布，可知RI过程的平均海温均维持在29 ℃以上，且随相对时间的增加而降低；non-RI过程的平均海温均低于29 ℃，且随相对时间的增加而减小。这一方面是由于热带气旋移动以西偏北方向为主（图14），而海温分布总体呈南高北低的特征；另一方面是由于随着热带气旋强度加强，海水垂直上翻加强，海温降低。另外，随时间的演变，RI过程的平均海温下降速度明显慢于non-RI过程，RI过程的平均海温下降了0.43 ℃，non-RI下降了0.88 ℃。

t检验结果显示，RI与non-RI过程的海温存在显著差异，且随相对时间的增加而升高，从过程发生前36 h的0.43 ℃到过程发生后24 h的-0.88 ℃，说明支撑RI过程发生的海温需始终保持较高水平。相关分析结果表明，海温与热带气旋强度变化程度呈显著负相关，即随海温的升高，热带气旋强度变化程度增大。相关系数最大值为-0.21，出现在过程发生前30 h，因此RI过程对海温的响应时间为-30 h。

由图15（a）可知，随热带气旋强度的增加，3类加强过程的海温均升高显著，即更强等级的热带气旋需更高的海温来维持或发展。值得注意的是，热带风暴的海温出现极值，大于强热带风暴所需的海温，这可能是热带风暴自身结构所致。

图15（b）中相同强度下3类加强过程对应的海温对比表明，在热带气旋的任何强度下，3类加强过程所需的海温为RI>SIP>IIP，即加强过程越激烈所需的海洋热力支持越高，这与图14所得结论基本一致。

环境变量对RI与non-RI过程的影响特征见表5，可知RI对环境变量的响应时间与相关系数相对应，RI响应时间越早，相关系数越大。200 hPa散度、850 hPa散度、200~850 hPa垂直风切度、500 hPa相对湿度、海温等环境变量在RI过程发生前一定时间已经对RI产生影响。925 hPa水汽通量散度和850 hPa相对涡度在RI过程中起作用，说明了热带气旋结构和环境变量对RI过程的响应。

5.1　利用1999—2018年西北太平洋地区热带气旋最佳路径收集资料，结合均值和标准差的统计特征以及极端天气阈值方法，对影响热带气旋RI定义的时间间隔、阈值等进行了对比分析，客观定义了西北太平洋热带气旋RI过程。1999—2018年西北太平洋热带气旋的RI可定义为24 h变压值小于-29.82 hPa的加强过程。RI过程主要发生在7—10月的盛夏和初秋，集中在10°N~20°N，120°E~160°E区间的西北太平洋洋面，移动方向以西北向为主。

5.2　利用动态合成分析研究了多个环境变量对RI与non-RI过程的影响，结合t检验和相关分析，归纳不同环境变量对RI过程的影响特征。结果显示，RI对环境变量的响应时间与相关系数相对应，即响应时间越早的环境变量与RI的相关性越大，对RI的影响也越大。

5.3　对RI影响较大的3个环境变量是海温、200 hPa散度和垂直风切变，其次是500 hPa相对湿度和850 hPa散度，而925 hPa水汽通量散度和850 hPa相对涡度则体现了环境变量对RI过程的响应。

以往研究主要是对RI过程发生前各环境变量的统计分析，本文对RI过程发生前后共60 h的环境变量演变特征进行了分析，并对其与24 h变压值进行了相关分析。按照热带气旋在RI发生初始时刻的强度，进一步细分对比了环境变量对热带气旋强度的敏感性，为更好地理解环境变量对RI的影响提供了参考。

在本文研究基础上仍有很多工作值得进一步开展：（1） 对发生在南海与其他西北太平洋上的RI样本进行统计分析，观察其环境变量是否存在显著性差异；（2） 针对低层水汽通量散度和相对涡度与RI过程发生前后的变化分析；（3） 针对RI典型样本的数值模拟分析，以及开展环境变量的敏感性实验等。