热带气旋强度减弱的环境因子及物理机制研究进展综述

A review of recent research progress on the environmental factors and physical mechanisms of tropical cyclone intensity weakening

摘要

热带气旋（Tropical Cyclone，TC）的强度变化是影响其灾害程度的核心因素之一，当前对其减弱过程的认识仍显不足，因此系统综述了TC减弱的环境因子与物理机制.首先，梳理了定义TC减弱的一般方法及不同洋盆对该定义的差异.其次，剖析了影响减弱的关键因子的影响机制：海洋通过降低海表温度、增强海温梯度及冷尾流反馈削弱能量供给；垂直风切变通过诱发涡旋倾斜和通风效应破坏暖心结构；陆地通过增大粗糙度加剧摩擦耗散，并通过干燥过程切断能量来源；气溶胶通过辐射与云相互作用多途径影响强度变化；高空槽、季风系统及双台风相互作用多尺度天气系统通过耦合多种不利因子诱发TC减弱.最后，总结了气候尺度下TC减弱的长期趋势，即全球强TC衰减阶段加速，西北太平洋减弱速率上升.未来，还需深化多尺度相互作用认知，发展高分辨率耦合模式与人工智能融合方法，以提升对TC减弱的预报能力，为防灾减灾提供科学支撑.

Abstract

Changes in tropical cyclone (TC) intensity are a critical determinant of their destructive potential. However，our understanding of TC weakening processes remains limited.This paper systematically reviews the environmental factors and physical mechanisms governing TC intensity decay. First，the definition of TC weakening and the differences in rapid weakening definitions across ocean basins are presented. Then，the major environmental factors responsible for TC weakening and the associated physical mechanisms are overviewed. The ocean reduces the energy supply by decreasing sea surface temperatures (SST)，enhancing horizontal SST gradients，and triggering cold wake feedback mechanisms. Vertical wind shear disrupts the warm⁃core structure by inducing vortex tilt and ventilation effects. Land surfaces accelerate weakening by increasing surface roughness to enhance frictional dissipation and by cutting off energy sources through drying processes. Aerosols modulate TC intensity changes through aerosol⁃radiation interactions and aerosol⁃cloud interactions via multiple pathways. Multiscale weather systems，including upper⁃level troughs，monsoon systems，and binary TC interactions，trigger TC weakening by coupling multiple adverse factors. Finally，the long⁃term trends of TC weakening on climatic scales are summarized. The decay process of global major TCs has accelerated，and the TC weakening rate over the western North Pacific has increased. Future research needs to deepen the understanding of multiscale interactions and develop high⁃resolution coupled models integrated with artificial intelligence approaches to improve TC weakening forecast capability，thereby providing scientific support for disaster prevention and mitigation.

关键词

热带气旋 / 强度减弱 / 环境因子 / 物理机制

Key words

tropical cyclone / intensity weakening / environmental factors / physical mechanism

热带气旋（Tropical Cyclone，TC），是生成于热带或副热带洋面上的气旋性天气系统，伴随强风、暴雨和风暴潮，常对沿海和内陆地区造成严重生命与财产损失.TC生命史强度变化周期是一个复杂的多阶段过程，包括生成、增强、维持与减弱等阶段^［1-4］.过去几十年来，研究者在TC增强机制方面取得了显著进展.相比之下，TC减弱过程的研究相对滞后，尤其是业务预报中对快速减弱（Rapid Weakening，RW）事件的预报误差显著增大^［5］.随着TC快速增强（Rapid Intensification，RI）过程更加靠近沿海地区^［6］，以及生命史最大强度向高纬移动^［7-8］，TC的减弱过程将更频繁地影响人类社会.减弱阶段不仅直接影响气旋的破坏力持续时间和空间分布，还关系到登陆预警时效与防灾减灾决策，因此系统研究TC减弱机制具有重要的科学意义与社会价值.

TC并非孤立系统，其强度变化受到多种外部因素的共同影响.这些因素包括海洋热力与动力条件（如海温、海洋热含量、盐度层结、冷涡与冷尾流）、大气环境条件（如垂直风切变、中层干空气、环境湿度）、陆地表面属性（如粗糙度与土壤湿度），以及与其他天气系统的相互作用（如高空槽、季风涡旋、双台风等）.近年来，随着观测资料的丰富、数值模式的发展以及机器学习方法的引入，对TC减弱过程的理解逐步深化，尤其在RW的定义、环境驱动因子识别、物理机制阐释等方面取得了一系列的重要进展.

本文旨在系统综述近年来TC减弱研究的主要成果，重点围绕以下内容展开：梳理不同洋盆中TC减弱（尤其是RW）的定义；总结影响TC减弱的关键环境因子与物理机制，包括海洋作用、垂直风切变、干空气入侵、陆地影响、天气系统相互作用等；概述气候尺度上TC减弱趋势的研究现状；讨论当前研究的不足，并对未来研究方向提出展望.本文期望为深化TC减弱过程的理解、提升强度预报精度、增强防灾减灾能力提供科学参考.

1 TC减弱相关定义

TC的减弱是其生命周期中的重要阶段，通常表现为地表最大持续风速（V_max）下降、中心气压升高以及风暴组织和对流活动的减弱与消散.在研究中，TC减弱通常以24 h内的强度变化量ΔV₂₄=V_i+24-V_i 来定量描述^［9］.为了消除数据噪声和短期小幅波动的影响，设定了减弱事件的识别阈值，例如将24 h内强度下降超过10 kt作为减弱事件的标准^［10-12］.

根据减弱速率（Weakening Rate，WR）的不同，可进一步区分为慢速减弱（Slow Weakening，SW）与RW.SW通常是指24 h内强度下降小于15 kt的过程，该阈值对应于西北太平洋（Western North Pacific，WNP） TC的24 h减弱率的第50百分位数^［10］.相较之下，RW因其强度衰减更为剧烈，且往往伴随较大的预报误差，成为改进业务预报精度的关键研究对象.关于RW的定义，目前学术界尚未形成统一标准，不同洋盆因其气候背景和统计分布特征不同而采用不同的ΔV₂₄阈值.通常，RW被普遍定义为24 h内强度下降超过30 kt的事件，但具体阈值在各个洋盆有所区别，一般选取该洋盆所有24 h减弱事件中强度变化分布的高百分位值作为RW阈值.在WNP，Brand et al^［11］最早提出RW的阈值为20 kt，后续研究如Liang et al^［12］在分析25°N以北的海域时也沿用了该阈值.Ma et al^［13］则基于1988-2017年数据提出更为严格的40 kt阈值.Song et al^［14］进一步验证了40 kt阈值的适用性，对比了20，30和40 kt三种阈值下的长期变化趋势，发现尽管阈值不同，WNP TC的RW事件的增加趋势在多年平均意义上具有一致性.在大西洋和东太平洋，DeMaria et al^［15］最初采用20 kt作为RW阈值，但此后Wood and Ritchie^［5］将阈值修定为30 kt.由此可见，不同洋盆的RW定义均基于各自最佳路径数据集的统计特征，旨在捕捉强度变化的极端事件，为区域性的TC强度研究提供统一基准.

上述定义的差异反映了TC减弱过程的复杂性，理解不同类型的减弱有助于后续深入探讨TC减弱的物理机制.然而，不论TC WR快或慢，其内在的核心物理过程具有共性，而RW可视为这些机制在极端条件下的体现.因此，本文将系统梳理各类减弱事件的物理机制，特别注明涉及RW的研究，以期深化对TC减弱过程的理解.

2 影响TC减弱的主要环境因素及物理机制

TC本质上可以看作是由大气对流驱动的热机^［16］，它从海洋吸收能量，在对流层顶通过辐射过程向外释放热量，获取的净能量供热机转化为TC的动能.在理想情形下，热机的效率与卡诺热机效率类似.但真实大气中存在各种不可逆过程及环境强迫，使热机效率降低，导致TC获取的净能量发生变化，最终将影响TC强度.本节将深入总结影响TC减弱的主要环境因子及相关物理机制.

2.1　海洋作用对TC强度的影响

海洋作为TC的主要能量来源，其热动力状态对TC的减弱过程具有至关重要的影响.在诸多海洋因素中，海表面温度（Sea Surface Temperature，SST）是影响TC减弱的最直接因素，它通过调控海⁃气界面的能量通量，直接影响TC的能量收支.当SST降低时，海洋向大气输送的感热和潜热通量被显著削弱，导致TC能量供应不足，进而促使其减弱.有研究表明，SST变化对WNP TC减弱率的贡献高达18.3%^［9］.SST的下降还会减小海气湿度差，导致焓通量下降，进而促使TC减弱^［17］.同时，SST本身受到多种海洋过程的影响，包括SST的非均匀分布、海洋垂直结构以及冷尾流反馈等，这些因素的共同作用将最终决定TC强度的变化.

SST的非均匀分布，特别是较强的海温梯度，是影响TC减弱的重要背景场因素.当TC穿越强海温梯度区域时，其路径两侧的海温差异会引发不对称的能量输入，加剧TC的结构不对称性，促进其减弱.基于1988-2017年WNP TC资料的分析发现，RW事件往往发生在经向海温梯度较强且海温较低的区域，这种梯度环境会加剧TC的不对称结构^［13］.类似地，北大西洋和东太平洋的RW事件也通常与TC穿越急剧海温梯度区域相关^［5］.近年来，WNP的25°~35°N，120°~150°E区域海温梯度的增强，与TC减弱率及RW事件频率的上升趋势密切相关，表明非均匀的太平洋变暖可能通过增强海温梯度来促进TC减弱^［14］.Wadler et al^［18］通过对飓风“Michael”（2018）的观测分析进一步发现，中尺度海洋涡旋引起的跨风暴海温梯度可达2.5 °C，这种不均匀的海温分布会在RW期间导致焓通量急剧下降，抑制TC的发展.

海洋的垂直结构通过调控垂直混合过程的强度，显著影响SST的变化，从而间接作用于TC的减弱.海洋障碍层的存在可通过抑制垂直混合减少SST冷却，进而影响TC的强度变化.Hlywiak and Nolan^［19］通过理想耦合模拟发现，厚障碍层（24~30 m）能够减少强TC下方的SST冷却，有利于其进一步增强；对于弱TC，障碍层则可能抑制其发展.Balaguru et al^［20］进一步指出，盐度层结在TC RI事件中尤为重要，尤其是在亚马逊⁃奥里诺科河羽流区，盐度层结通过减少SST冷却、增强海气焓通量，显著促进了TC的RI.然而，当TC移出高盐度层结区域或进入混合层较浅的海域时，海洋冷却效应增强，可能触发其减弱.从气候变化角度来看，全球变暖背景下海洋次表层温度廓线变得陡峭可能增强海洋耦合冷却效应，从而抑制未来TC的增强潜力^［21］.

冷尾流是TC过境后由海洋垂直混合引发的SST降低现象，对TC强度的反馈作用尤为显著.若TC移动缓慢或路径曲折，就可能再次进入该冷尾流区域，导致能量供应中断^［22］.Walker et al^［23］通过对飓风“Kenneth”（2005）的分析指出，当飓风停滞在冷涡上方时，SST下降8~9 °C，导致焓通量转为负值，切断了海洋对飓风的直接能量输入，是其RW的主要原因.该研究还显示，冷涡在TC作用下迅速增强并扩展，形成持续数月的冷尾流，显著削弱后续TC的强度.类似地，Chang et al^［24］在台风“Trami”（2018）的研究中发现，慢移动速度配合强烈的SST冷却形成了显著的冷尾流，使台风内核区域焓通量急剧下降，对流活动受到抑制，最终导致台风迅速减弱.Park et al^［25］指出，在东海北部海域，台风“Soulik”（2018）通过海洋垂直混合引发强烈的SST冷却，形成广阔冷尾流，使台风能量向海洋转移，加速其衰减过程.在此基础上，Chang et al^［24］进一步揭示，冷尾流不仅降低SST，还会在TC内核区形成稳定的边界层，抑制对流活动，从而削弱TC强度.

2.2　垂直风切变导致TC强度减弱的物理机制

垂直风切变，通常定义为850~200 hPa高度层间环境风的矢量差，是影响TC结构与强度演变的关键环境因子.观测研究表明，较强的垂直风切变容易导致TC减弱^［26］.垂直风切变最直接的作用是使TC的涡旋在垂直方向上发生倾斜^［27-28］，通过平衡及非平衡动力响应导致涡旋出现一波的非对称结构.Jones^［29］通过理想数值模拟发现，倾斜涡旋为了维持热成风平衡，会在倾斜方向右侧（左侧）诱发垂直上升（下沉）运动，高、低层涡旋之间会通过相互作用造成倾斜涡旋的进动，其平衡位置通常位于顺风切方向左侧.因此，TC内核区域的对流通常位于顺风切方向及其左侧^［30-31］.除了平衡动力学响应外，不同高度的平均气流与涡旋的整体移动存在差异，在低层（高层）顺风切方向更容易产生辐合（辐散），也更容易导致对流位于顺风切一侧^［32-33］.此外，TC边界层内的动力、热力结构也存在非对称结构.观测研究发现，相比于逆风切方向，顺风切一侧存在更强、更厚的径向入流；相比于风切变方向右侧，风切变方向左侧的低层切向风更强，低层大气相当位温更低^［34］.边界层的非对称结构与对流分布的非对称结构联系紧密，如涡旋倾斜导致的内核区域顺风切一侧更为旺盛的对流在边界层内造成更强、更深厚的径向入流，产生更强的向眼墙附近的角动量输送，造成切向风速增加，通过切向平流导致下风方向，即切变方向左侧风速更强；顺风切左侧较强的对流产生的降水下沉运动将对流层中层干冷空气带入边界层，使风切变左侧边界层相当位温更低.

垂直风切变引起的涡旋内核非对称结构会进一步通过动力学及热力学过程引起TC强度发生变化.首先，非对称结构产生的涡动动量输送在内核区域诱发高层入流⁃眼墙下沉运动⁃边界层出流的次级环流，从而减弱TC的主次级环流，导致TC减弱^［35］.其次，中、高层非对称结构在TC眼墙附近造成径向通风效应^［36-37］，非对称运动通过对位温及位涡的涡动输送造成干冷空气对内核区域的入侵，破坏中、高层暖心^［38］，一方面使得TC中心气压升高，另一方面造成热机能量转化效率降低^{［37，39］}导致切向风速减弱.除了眼墙区域的通风效应外，垂直风切变还能通过其他过程造成的通风效应减弱TC强度.非对称对流在风切变左侧产生的降水下沉运动将对流层中层低熵空气带入边界层，从而降低海表面能量通量，抑制TC从洋面获取能量输入眼墙^［40-41］，该过程称为下沉（或边界层）通风效应.Gu et al^［42］发现，除了中层及边界层通风效应，垂直风切变在眼墙外诱发的非对称对流雨带也能够有效地将边界层内的高熵空气通过垂直涡动运动向上输送到眼墙外部，造成跨越眼墙的熵的径向梯度减小，进一步减少输入眼墙区域的能量，使TC减弱，该过程称为眼墙外通风效应.Liu and Tan^［43］通过拉格朗日粒子追踪的等熵分析不仅证实了上述通风效应，还发现发生在不同高度及眼墙外的其他通风路径.这表明垂直风切变影响TC强度变化的热力学途径较为复杂，未来值得进一步研究.

2.3　陆地对TC减弱的作用

TC靠岸登陆后，由于脱离海洋能源供应并受到陆地表面摩擦和热力属性变化的影响，其强度通常呈衰减趋势，并且影响WR的因素与洋面上的减弱事件有所不同.研究表明，登陆过程中地表属性的变化（主要包括地表粗糙度的增加和地表蒸发的抑制）是导致TC强度衰减的关键物理机制^［44］.Chen and Chavas^［45］通过理想化轴对称模拟系统分析了TC对瞬时粗糙现象与干燥现象的瞬态响应，发现两者通过不同物理途径影响气旋结构.具体地，地表干燥化通过快速切断地表水汽通量，使TC眼墙区域结构稳定进而逐渐削弱内核初级环流；地表粗糙化则通过增强表面摩擦引起的角动量汇，在TC登陆后约12 h内快速衰减整个低层风场，同时暂时增强次级环流.当粗糙化与干燥化共同作用时，其强度衰减响应可近似表示为两者单独作用响应的乘积^［46］.

进一步研究发现，登陆初期TC强度衰减对地表粗糙度的敏感性高于土壤湿度^［47］.该研究还指出，粗糙度变化主要影响最强风区的衰减速率，而土壤湿度则通过调节感热与潜热通量的平衡，在衰减中后期发挥更显著的作用.此外，衰减过程表现出明显的空间非对称性，即不同象限的风速衰减速率存在差异，且衰减参数随气旋强度和尺寸的改变而变化.

在衰减模型研究方面，统计经验模型是最早发展且应用最广泛的方法之一.Kaplan and DeMaria^［48］基于大西洋飓风资料，提出了经典的指数衰减模型，发现飓风登陆后最大风速随时间的衰减可近似表示为指数函数，其衰减时间常数约为17~24 h，该模型为后续研究奠定了基础.此后，不同区域的研究者针对本地TC特征发展了相应的统计模型.Bhowmik et al^［49］利用1975-2003年数据建立了适用于印度洋地区的衰减模型，发现该区域TC登陆后的衰减速率与大西洋存在显著差异，反映了洋盆间气候背景的影响.针对中国南海区域，Wong et al^［50］使用1976-2005年的TC路径数据，在建立南海区域TC登陆衰减模型时，通过引入地形因子对经典指数衰减模型进行了修正，发现华南沿海的丘陵地形显著影响气旋登陆后的衰减速率，因而包含地形修正的模型具有更高的预测精度.

在物理与经验结合模型方面，近年来也取得了重要进展.Phillipson and Toumi^［51］基于摩擦拖曳机制提出了一个代数衰减模型，其衰减参数与表面拖曳系数和有效涡旋深度之比相关，并发现该参数在1980-2018年呈下降趋势，对应 登陆后风速衰减的减缓.Wang et al^［52］发展了考虑地表粗糙度与地形效应的台风衰减理论模型，表明地形因素对登陆后TC的衰减速率有重要影响.Liu et al^［53］则发展了一个包含地形修正的物理统计模型，通过引入地形高度归一化的拖曳系数，显著提升了在中国大陆地区登陆TC强度衰减的预测精度，尤其在气旋登陆后优于传统指数衰减模型.Li and Toumi^［54］提出了改进的指数衰减模型（β模型），首次量化了TC衰减过程的非线性特征，并揭示了初始克里奥利参数、移速等因子对衰减动态的调控，为理解环境条件的影响提供了新的视角.Liu et al^［55］利用XGBoost机器学习模型对中国大陆登陆TC的WR进行了多因子分析，识别出移动速度和地表粗糙度是最重要的影响因子，并揭示了减弱机制在华南与华北地区的显著差异，体现了登陆过程的复杂性.

2.4　气溶胶的影响

近年来，气溶胶对TC强度变化的影响逐渐受到关注，其作用机制主要包括气溶胶⁃辐射相互作用（Aerosol⁃Radiation Interactions，ARI）和气溶胶⁃云相互作用（Aerosol⁃Cloud Interactions，ACI）.研究表明，气溶胶并非单一地增强或减弱TC，其影响取决于气溶胶类型、浓度、分布位置以及TC所处的发展阶段.在部分情况下，气溶胶可能通过增强外围对流、抑制眼墙发展或改变辐射平衡等途径导致TC减弱.

气溶胶进入TC环流后，可能在TC外围激发对流，从而削弱系统的整体强度.Rosenfeld et al^［56］进一步指出，通过抑制暖雨过程，TC的飓风级风力半径可减少42%以上，其主要机制是未降水云滴的蒸发冷却以及降水融化过程的附加冷却效应.Khain et al^［57］通过WRF （Weather Research and Forecasting）模拟发现，气溶胶在TC外围激发的对流可导致登陆前TC显著减弱，最大减弱发生在强度峰值后约24 h.Wang et al^［58］发现，气溶胶与辐射及微物理过程耦合会带来TC外围雨带扩张，外围降水增强，从而抑制TC发展、减弱TC强度，更容易导致TC衰亡.此外，沙尘气溶胶的辐射效应也被证明可能削弱TC强度.Liang et al^［59］的模拟表明，沙尘气溶胶可通过辐射稳定化作用减弱低压系统，使TC强度降低.Liang et al^［60］的研究区分了ARI和ACI的不同作用，指出在污染情景下，ARI主导的外围对流增强可能抑制暖湿空气向眼墙的输送，从而导致眼墙对流减弱和TC强度下降.Shi et al^［61］的模拟也支持高浓度气溶胶可能导致TC云和降水的水凝物减少，进而引起TC强度减弱.

3 其他天气系统的影响

上述环境因子除了能够单独造成TC减弱外，还能够通过不同天气系统的作用共同影响TC强度变化.本节主要总结导致TC减弱的主要天气系统及相关物理机制.

3.1　高空槽对TC减弱的影响

高空槽作为中、高纬度常见的大气环流系统，可通过多种机制导致TC减弱，其中垂直风切变增强、中层干空气入侵和冷平流强迫是主要作用途径，最终导致TC变性.在TC与高空槽相互作用时，槽区通常伴随着较强的西风或西南风，这会使200~850 hPa的垂直风切变显著增大^［62-63］.强垂直风切变会破坏TC的垂直结构，导致涡旋倾斜、对流不对称和暖心通风，从而阻碍TC增强或加速其减弱.例如，Peirano et al^［64］在对大西洋TC的统计分析中发现，与无槽影响的TC相比，与高空槽相互作用的TC的强度增强的可能性降低14%，而减弱的可能性增加13%，并且槽引起的垂直风切变增强是强度减弱的主要预测因子.

高空槽常伴随中层干冷空气的侵入，进一步抑制TC的强度维持.槽后通常存在干冷气团，当这些干空气被带入TC内核区域时，会降低对流有效位能和等效位温，从而抑制对流发展和暖心维持.例如，Colomb et al^［65］对2014年强台风“Hellen”的模拟研究发现，在无明显强垂直风切变的环境中，高空槽仍可通过400 hPa层次的干空气入侵，直接侵蚀暖心结构，导致海平面气压迅速上升和气旋RW.类似机制也在台风“Bebinca”（2013）和“Lili”（2002）的减弱过程中得到证实^［66-67］.

高空槽的形态和相对位置也决定了其对TC影响的强弱.Fischer et al^［68］基于聚类分析发现，TC与不同形态的高空槽相互作用时，强度变化差异显著.西北向延伸的槽通常伴随更强的冷空气侵入和切变，更易导致TC减弱；切断低压型的槽若位于TC西南侧约500~1000 km处，则可能因提供有利的高层辐散进而促进TC增强.Liao et al^［69］进一步指出，在温带气旋转化过程中，槽的走向会影响冷空气的侵入范围和垂直风切变的分布，从而决定TC是增强还是减弱.在槽前西南气流的影响下，TC的流出层可能受到干扰，导致高层辐散减弱，从而降低系统的热力效率^{［64，68］}.同时，槽区伴随的强冷平流也可能在TC外围形成稳定层结，抑制对流活动，加速系统减弱^［70］.

3.2　季风系统的影响

季风涡旋和季风槽作为TC发展过程中重要的环境系统，可通过多种途径影响TC的强度变化^［71-73］.一方面，季风槽通过输送水汽和增强低层辐合，有利于TC的发展和RI^［68-71］.然而，季风涡旋并不总是对TC发展有利.Yan et al^［72］通过理想模拟研究发现，当TC嵌入季风涡旋中时，其增强速率较无背景气流时更慢、强度也更弱.这可能是因为季风涡旋增大了TC的外围尺度，导致对流更分散，不利于内核组织化.另一方面，涡旋的垂直斜压结构还会引入环境垂直风切变，加剧涡旋倾斜和非对称扰动，抑制TC增强.

观测研究表明，季风涡旋也会导致TC RW.Liang et al^［74］通过对台风“Chan⁃hom”（2015）的RW事件的分析，揭示了季风涡旋引起TC RW的具体机制：当台风与季节内尺度的季风涡旋合并时，涡旋东侧原本散乱的对流在短时间内组织化增强，并在台风外围（半径大于500 km）激发强流入；该外围流入阻断了向台风眼墙的质量与水汽输送，使眼墙结构被破坏，即便在有利的大尺度环境中仍引发急剧减弱.这一机制凸显了季风涡旋通过调制TC外围环流结构，进而影响其内核强度的关键作用.后续Liang et al^［12］对2000-2014年5-10月的WNP流域活动的TC分析指出，WNP约40%的RW事件与季风涡旋有关，尤其是9-10月份（占比为85%）.该类RW事件通常发生在季风涡旋中心附近，且伴随TC路径突然北折以及TC的外径扩大.

3.3　双台风相互作用的影响

TC并非总是孤立发展，当两个TC接近至临界距离以内时，两者之间会发生复杂的相互作用，即“藤原效应”^［75］.这种相互作用不仅会导致TC路径发生显著的相互旋转、吸引或排斥，更会深刻影响彼此的强度变化.近年来，越来越多的研究表明，双台风相互作用是导致其中一个或两个TC强度减弱的重要外部强迫机制，其物理过程主要涉及水汽竞争、环境场的改变、通风效应以及结构破坏等多个因素.

双台风相互作用通过竞争有限的水汽资源并改变局地环境场，直接削弱TC的能量供给.当两个TC距离较近时，它们会共同争夺来自广阔洋面的水汽输入.Li and Ge^［76］在对台风“Noru”（2017）与台风“Kulap”（2017）相互作用的研究中发现，这种水汽竞争会在较弱台风“Noru”周围形成一个干空气层，切断了其核心对流所需的水汽供应.与此同时，较强台风“Kulap”的环流会改变两者之间区域的环境风场，导致“Noru”附近的环境垂直风切变相对增强.垂直风切变的增大不利于TC的维持，导致涡旋倾斜、暖心通风和低熵空气入侵，从而抑制TC发展.因此，水汽供应减少与垂直风切变增大共同建构了双台风相互作用导致强度减弱的“环境胁迫”途径.

TC高层流出层可以通过诱导通风效应直接削弱另一个TC的核心结构.Liu et al^［77］通过理想化数值模拟，深入揭示了两个强度相近的成熟TC相互作用的强度变化机制.他们发现，双台风会经历两个明显的减弱阶段.关键机制在于，其中一个TC上层的反气旋会在另一个TC的上层（5~9 km）诱导出显著的垂直风切变.这种由邻近TC环流产生的“局地风切变”会驱动涡旋径向平流过程，将相对低温的空气平流进入目标TC的核心区域，从而直接冷却和削弱其上层暖心结构，导致海平面气压上升和最大风速下降.这种因一个TC的上层环流对另一个TC造成的“通风”效应，是双台风相互作用导致强度减弱的一种直接的动力学和热力学途径.

在双台风最终合并的情况下，强烈的涡旋间应变场会导致TC内核结构发生严重变形和不对称化，从而引发强度衰减.Liu et al^［77］的模拟进一步指出，对于初始距离足够近、最终走向合并的双台风，在合并发生前，两者之间的强水平变形场会极大地扭曲TC的内核结构，导致眼墙和核心对流区变得高度不对称.TC的强度维持依赖于高度组织化和对称化的核心对流区（如眼墙）高效地集中释放潜热.一旦这种对称性被破坏，能量生成效率就会降低，同时摩擦耗散可能增加，导致TC强度在合并前先行减弱.这表明，除了能量竞争和通风效应，纯粹的动力学应变导致的结构性破坏也是双台风相互作用引发减弱的重要机制.

4 气候尺度对于TC减弱长期趋势的研究现状

在深入理解天气尺度环境因子影响TC减弱物理机制的基础上，近年来有不少研究开始探讨TC减弱的长期变化趋势.在TC强度变化的整体分布方面，Bhatia et al^［78］发现，TC的24 h强度变化率的高百分位和低百分位分别出现了正趋势与负趋势，意味着出现高强度波动的TC事件增多，这从统计上确认了极端强度变化事件的频率增加.具体而言，24 h强度变化率的高百分位（如第95百分位，对应于RI事件）在1982-2009年呈现显著的正趋势，而低百分位（对应于RW事件）则呈现出负趋势.

针对TC生命史中特定阶段（尤其是达到峰值强度后的衰减阶段）的长期变化，Wang et al^［4］的研究提供了更细致的洞察.他们聚焦于强热带气旋（Major TCs），分析了1982-2018年其生命史演变特征.研究发现，全球Major TCs在达到1级强度以上的平均持续时间缩短了约1 d.这一生命期的缩短主要由以下两个过程的加速导致：一是从等级1增强到等级3的早期加强阶段加快了约40%；二是从等级3减弱到等级1的最终减弱阶段同样加快了约40%.换言之，Major TCs不仅增强得更快，其达到峰值后的衰减也显著加速了.进一步分析发现，生命史最大强度（Lifetime Maximum Intensity，LMI）与随后衰减阶段的持续时间存在显著的负相关关系.该研究还揭示了WR趋势的空间异质性：在西太平洋、南印度洋和南太平洋这三个洋盆，Major TCs最终减弱阶段的持续时间缩短最为显著（分别减少了24%，41%和28%），并与这些区域LMI的显著上升趋势相伴随.

为了更深入地揭示WR加速的区域性机制，Song et al^［14］将研究范围集中于WNP区域，并拓展了TC的强度等级研究范围.他们分析了1982-2019年WNP洋面上所有强度等级的TC WR的长期趋势.结果表明，WNP区域TC的年平均WR呈显著上升趋势，与之相伴的是RW事件发生频率的增加.更重要的是，他们通过空间分析识别出一个WR加速的“关键区”，即25°~35°N，120°~150°E的副热带海域.该区域在2001-2019年的WR相比于1982-2000年显著加快.通过诊断该关键区内大尺度环境因子的变化，发现WR的加速与WNP区域SST梯度的显著增强密切相关，而垂直风切变和中层相对湿度等传统因子则未呈现一致的长期趋势.他们指出，WNP的不均匀增暖模式导致了该区域南北向海温梯度的加大.当TC向北移动穿越这一增强的温度梯度带时，其能量供给被更快地切断，从而引发了更快速的减弱.

虽然上述研究从气候尺度揭示了TC减弱的长期趋势，从LMI及海温梯度增加的角度提供了定性的物理解释，但是它们如何导致TC减弱加剧的物理机制尚不清晰，也不清楚是否能够用来解释其他洋盆TC减弱的变化趋势，这为理解未来气候变化下TC减弱的长期趋势带来困难，是未来需要重点研究的方向.

5 结论

相比于TC增强，学术界对于TC减弱的关注较少.TC减弱通常发生在生命史中后期，通常位于较高纬度，与陆地较为接近，可能对人类生产和生活产生重要影响.本文系统性地梳理了有关TC强度衰减的研究，分别从天气尺度及气候尺度这两个角度总结了导致TC减弱的物理机制，揭示了导致TC强度减弱的重要环境因素，包括较低的SST、较强的海温梯度、较强的垂直风切变、登陆后的陆地摩擦和干空气影响以及近年来备受关注的气溶胶作用.

SST作为海洋影响TC减弱的核心要素，其变化受多种海洋过程共同调控.SST的降低直接减少海气焓通量，削弱TC的能量输入；SST的非均匀分布通过引发不对称结构促进减弱；海洋垂直结构通过调节垂直混合强度影响SST的冷却程度；冷尾流则作为TC自身诱导的负反馈机制，进一步加剧SST的下降.这些因素相互关联、共同作用，最终导致TC的强度减弱.

垂直风切变对TC最直接的影响是使垂直直立的涡旋发生倾斜，通过平衡及非平衡动力学促使涡旋发生以一波为主的非对称结构，非对称结构通过涡动动量、涡动热量通量的作用在TC内核区域产生通风效应，破坏暖心结构，降低热机的能量输入及能量转化效率，使TC强度减弱.

TC登陆之后，相比于海洋，陆地提供的能量锐减，地表粗糙度增加，一方面造成涡旋发展的能量来源被切断，另一方面导致摩擦耗散增强，两者共同作用，使TC RW发生.其中，地表摩擦主要引发最强风速区的风速减弱，而地表土壤相对湿度则在减弱后期发挥重要作用.地表摩擦及干燥程度的空间非均匀性也会对登陆TC结构及强度变化产生重要影响.

气溶胶主要通过ARI和ACI来影响TC强度.早期研究发现气溶胶可以通过增强外核区域对流抑制TC强度.但也有研究表明，气溶胶并非单一地增强或减弱TC，其影响结果取决于气溶胶类型、浓度、分布位置以及TC所处的发展阶段.目前学术界对气溶胶影响TC强度变化的途径和物理机制还存在争议，尚未有统一的理解，是未来值得探索的研究方向之一.

上述环境因子既能够独立影响TC的强度，又能够通过不同尺度的天气系统共同影响TC强度变化.其中主要的天气系统包括中高纬度的天气尺度高空槽系统，热带季风槽系统以及双台风相互作用（即“藤原效应”）.这些天气系统中包含不利于TC强度维持和增强的多个环境因子（例如低海温、高风切变、干冷空气等），通过影响涡旋的水平及垂直结构，导致动力及热力结构（如垂直运动、对流等）的非对称分布，改变涡旋内外核之间及涡旋与环境之间的相互作用，最终影响TC的净能量输入及转化效率，造成TC强度减弱.

随着人们对导致TC减弱的天气尺度物理机制的理解逐渐深入，越来越多的研究开始关注TC减弱的长期气候变化趋势.最近研究发现，较强的TC生命史期间减弱的时间降低，在某些特定洋盆，近20年WR明显增大.初步分析发现增大的WR与增加的LMI及SST变化等大尺度环境因子的长期趋势有关，但是具体的物理机制还存在很大争议.

随着TC RI过程更加靠近沿海地区以及LMI向高纬移动，TC的减弱过程更多地影响人类社会，对基础设施及经济运行产生重要影响.本文通过对相关研究的梳理，精确刻画SST演变、海洋混合层结构及海气相互作用规律，准确描述TC内部的中小尺度对流过程及其与涡旋之间的多尺度相互作用物理机制，阐释气溶胶与辐射过程及微物理过程的相互作用以及陆地过程影响TC结构（如边界层、对流等）的物理机理.努力提升数值模式中参数化方案对这些过程的定量建模能力、发展高分辨率的耦合模式以及融合多源观测数据与人工智能方法，是提升TC减弱预报水平、提高沿海地区防灾减灾能力的关键.这将为全面理解未来气候变化背景下的TC活动变率提供更好的科学依据.

在上述基础上，后续还需要特别关注RW与一般的减弱过程中是否存在本质区别.目前，学术界对两者是否仅在WR上存在量级差异，或者在物理机制上存在本质不同，仍缺乏共同的认识.有研究表明，某些机制（例如季风涡旋引起的外围强流入阻断眼墙能量供应）可能仅在特定条件下触发RW，暗示RW可能存在独特的物理过程.

未来需基于高分辨率观测和模拟资料，对比分析RW与一般减弱事件中环境因子阈值、内核结构演变的异同，通过理想数值试验探究不同强度减弱事件对相同强迫因子的非线性响应特征，发展能够区分RW与一般减弱过程的诊断指标体系.对这些问题的深入研究将有助于完善TC减弱的理论框架，为提升极端减弱事件的预报能力提供科学支撑.

参考文献

[1] Riehl H.Tropical meteorology. New York：McGraw⁃Hill,1954：432.

[2] Dunn G E, Miller B I. Atlantic hurricanes.Baton Rouge,LA,USA：Louisiana State University Press,1960：416.

[3] Simpson R H, Riehl H. The Hurricane and its impact.Baton Rouge,LA,USA：Louisiana State University Press,1981：398.

[4] Wang S, Rashid T, Thorp H,et al. A shortening of the life⁃cycle of major tropical cyclones. Geophysical Research Letters,2020,47(14)：e2020GL088589.

[5] Wood K M, Ritchie E A. A definition for rapid weakening of North Atlantic and eastern North Pacific tropical cyclones. Geophysical Research Letters,2015,42(22)：10091-10097.

[6] Li Y, Tang Y M, Wang S,et al. Recent increases in tropical cyclone rapid intensification events in global offshore regions. Nature Communications,2023,14(1)：5167.

[7] Kossin J P, Emanuel K A, Camargo S J. Past and projected changes in western North Pacific tropical cyclone exposure. Journal of Climate,2016,29(16)：5725-5739.

[8] Kossin J P, Emanuel K A, Vecchi G A. The poleward migration of the location of tropical cyclone maximum intensity. Nature,2014,509(7500)：349-352.

[9] Fei R, Xu J, Wang Y Q,et al. Factors affecting the weakening rate of tropical cyclones over the western North Pacific. Monthly Weather Review,2020,148(9)：3693-3712.

[10] Zhou Y C, Zhan R F, Wang Y Q,et al. Characteristics and controlling factors of rapid weakening of tropical cyclones after reaching their intensity peaks over the western North Pacific. Journal of Geophysical Research：Atmospheres,2022,127(21)：e2022JD036697.

[11] Brand S. Rapid intensification and low⁃latitude weakening of tropical cyclones of the western North Pacific Ocean. Journal of Applied Meteorology,1973,12(1)：94-103.

[12] Liang J, Wu L G, Gu G J. Rapid weakening of tropical cyclones in monsoon gyres over the tropical western North Pacific. Journal of Climate,2018,31(3)：1015-1028.

[13] Ma Z H, Fei J F, Huang X G. A definition of rapid weakening for tropical cyclones over the western North Pacific. Geophysical Research Letters,2019,46(20)：11471-11478.

[14] SongJ J, Klotzbach P J, Duan Y H,et al. Recent increase in tropical cyclone weakening rates over the western North Pacific. Geophysical Research Letters,2020,47(21)：e2020GL090337.

[15] DeMaria M, DeMaria R T, Knaff J A,et al. Tropical cyclone lightning and rapid intensity change. Monthly Weather Review,2012,140(6)：1828-1842.

[16] Emanuel K A.An air⁃sea interaction theory for tropical cyclones.Part Ⅰ：Steady⁃state maintenance.Journal of the Atmospheric Sciences,1986,43(6)：585-605.

[17] Jaimes De La Cruz B, Shay L K, Wadler J B,et al. On the hyperbolicity of the bulk air⁃sea heat flux functions：Insights into the efficiency of air⁃sea moisture disequilibrium for tropical cyclone intensification. Monthly Weather Review,2021,149(5)：1517-1534.

[18] Wadler J B, Zhang J A, Rogers R F,et al. The rapid intensification of Hurricane Michael (2018)：Storm structure and the relationship to environmental and air⁃sea interactions.Monthly Weather Review,2021,149(1)：245-267.

[19] Hlywiak J, Nolan D S. The influence of oceanic barrier layers on tropical cyclone intensity as determined through idealized,coupled numerical simulations. Journal of Physical Oceanography,2019,49(7)：1723-1745.

[20] Balaguru K, Foltz G R, Leung L R,et al. Pronounced impact of salinity on rapidly intensifying tropical cyclones. Bulletin of the American Meteorological Society,2020,101(9)：E1497-E1511.

[21] Huang P, Lin I I, Chou C A,et al. Change in ocean subsurface environment to suppress tropical cyclone intensification under global warming. Nature Communications,2015,6：7188.

[22] Kumar A U, Brüggemann N, Smith R K,et al. Response of a tropical cyclone to a subsurface ocean eddy and the role of boundary layer dynamics. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,2021,148(742)：378-402.

[23] Walker N D, Leben R R, Pilley C T,et al. Slow translation speed causes rapid collapse of Northeast Pacific Hurricane Kenneth over cold core eddy. Geophysical Research Letters,2014,41(21)：7595-7601.

[24] Chang K F, Wu C C, Ito K. On the rapid weakening of Typhoon Trami (2018)：Strong sea surface temperature cooling associated with slow translation speed. Monthly Weather Review,2023,151(1)：227-251.

[25] Park J H, Yeo D E, Lee K J,et al. Rapid decay of slowly moving Typhoon Soulik (2018) due to interactions with the strongly stratified northern east China sea. Geophysical Research Letters,2019,46(24)：14595-14603.

[26] Paterson L A, Hanstrum B N, Davidson N E,et al. Influence of environmental vertical wind shear on the intensity of hurricane⁃strength tropical cyclones in the Australian region.Monthly Weather Review,2005,133(12)：3644-3660.

[27] DeMaria M. The effect of vertical shear on tropical cyclone intensity change. Journal of the Atmospheric Sciences,1996,53(14)：2076-2088.

[28] Boehm A M, Bell M M. Retrieved thermodynamic structure of Hurricane Rita (2005) from airborne multi⁃Doppler radar data.Journal of the Atmospheric Sciences,2021,78(5)：1583-1605.

[29] Jones S C. The evolution of vortices in vertical shear.Ⅰ：Initially barotropic vortices. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,1995,121(524)：821-851.

[30] Corbosiero K L, Molinari J. The effects of vertical wind shear on the distribution of convection in tropical cyclones. Monthly Weather Review,2002,130(8)：2110-2123.

[31] Chen S S, Knaff J A, Marks F D. Effects of vertical wind shear and storm motion on tropical cyclone rainfall asymmetries deduced from TRMM. Monthly Weather Review,2006,134(11)：3190-3208.

[32] Braun S A, Wu L G.A numerical study of Hurricane Erin (2001).Part Ⅱ：Shear and the organization of eyewall vertical motion. Monthly Weather Review,2007,135(4)：1179-1194.

[33] Xu Y M, Wang Y Q. On the initial development of asymmetric vertical motion and horizontal relative flow in a mature tropical cyclone embedded in environmental vertical shear. Journal of the Atmospheric Sciences,2013,70(11)：3471-3491.

[34] Zhang J A, Rogers R F, Reasor P D,et al. Asymmetric Hurricane boundary layer structure from dropsonde composites in relation to the environmental vertical wind shear. Monthly Weather Review,2013,141(11)：3968-3984.

[35] Wu L G, Braun S A. Effects of environmentally induced asymmetries on Hurricane intensity：a numerical study.Journal of the Atmospheric Sciences,2004,61(24)：3065-3081.

[36] Simpson R, Riehl R. Mid⁃tropospheric ventilation as a constraint on hurricane development and maintenance∥Proceedings of the Technical Conference on Hurricanes.Miami Beach，FL,USA：American Meteorological Society,1958：D4-1-D4-10.

[37] Tang B, Emanuel K. Midlevel ventilation's constraint on tropical cyclone intensity. Journal of the Atmospheric Sciences,2010,67(6)：1817-1830.

[38] Frank W M, Ritchie E A. Effects of vertical wind shear on the intensity and structure of numerically simulated hurricanes. Monthly Weather Review,2001,129(9)：2249-2269.

[39] Tang B, Emanuel K. A ventilation index for tropical cyclones. Bulletin of the American Meteorological Society,2012,93(12)：1901-1912.

[40] Riemer M, Montgomery M T, Nicholls M E. A new paradigm for intensity modification of tropical cyclones：Thermodynamic impact of vertical wind shear on the inflow layer. Atmospheric Chemistry and Physics,2010,10(7)：3163-3188.

[41] Riemer M, Montgomery M T, Nicholls M E. Further examination of the thermodynamic modification of the inflow layer of tropical cyclones by vertical wind shear. Atmospheric Chemistry and Physics,2013,13(1)：327-346.

[42] Gu J F, Tan Z M, Qiu X. Effects of vertical wind shear on inner⁃core thermodynamics of an idealized simulated tropical cyclone. Journal of the Atmospheric Sciences,2015,72(2)：511-530.

[43] Liu Z Q, Tan Z M. Thermodynamic pathways of vertical wind shear impacting tropical cyclone intensity change：Energetics and Lagrangian analysis. Journal of the Atmospheric Sciences,2024,81(8)：1327-1346.

[44] Tuleya R E, Kurihara Y. A numerical simulation of the landfall of tropical cyclones. Journal of the Atmospheric Sciences,1978,35(2)：242-257.

[45] Chen J, Chavas D R. The transient responses of an axisymmetric tropical cyclone to instantaneous surface roughening and drying. Journal of the Atmospheric Sciences,2020,77(8)：2807-2834.

[46] Chen J, Chavas D R. Can existing theory predict the response of tropical cyclone intensity to idealized landfall? Journal of the Atmospheric Sciences,2021,78(10)：3281-3296.

[47] Hlywiak J, Nolan D S. The response of the near⁃surface tropical cyclone wind field to inland surface roughness length and soil moisture content during and after landfall. Journal of the Atmospheric Sciences,2021,78(3)：983-1000.

[48] Kaplan J, DeMaria M. A simple empirical model for predicting the decay of tropical cyclone winds after landfall. Journal of Applied Meteorology,1995,34(11)：2499-2512.

[49] Bhowmik S K R, Kotal S D, Kalsi S R.An empirical model for predicting the decay of tropical cyclone wind speed after landfall over the Indian region. Geophysical Research Letters,2005,44(1)：179-185.

[50] Wong M L M, Chan J C L, Zhou W. A simple empirical model for estimating the intensity change of tropical cyclones after landfall along the South China coast. Meteorology and Atmospheric Physics,2008,47(1)：326-338.

[51] Phillipson L M, Toumi R. A physical interpretation of recent tropical cyclone post⁃landfall decay.Geophysical Research Letters,2021,48(18)：e2021GL094105.

[52] Wang Y Q, Li Y L, Xu J,et al. The intensity dependence of tropical cyclone intensification rate in a simplified energetically based dynamical system model. Journal of the Atmospheric Sciences,2021,78(7)：2033-2045.

[53] Liu L, Wang Y Q. A physically based statistical model with the parameterized topographic effect for predicting the weakening of tropical cyclones after landfall over China. Geophysical Research Letters,2022,49(17)：e2022GL099630.

[54] Li M, Toumi R. On the temporal decay of tropical cyclones over the ocean. Geophysical Research Letters,2024,51(23)：e2024GL111029.

[55] Liu L, Liang Z M, Wang Y Q. Factors affecting the weakening rate of landfalling tropical cyclones over China.Journal of Geophysical Research：Atmospheres,2024,129(22)：e2024JD041477.

[56] Rosenfeld D, Khain A, Lynn B,et al. Simulation of Hurricane response to suppression of warm rain by sub⁃micron aerosols.Atmospheric Chemistry and Physics,2007,7(13)：3411-3424.

[57] Khain A, Lynn B, Dudhia J. Aerosol effects on intensity of landfalling hurricanes as seen from simulations with the WRF model with spectral bin microphysics. Journal of the Atmospheric Sciences,2010,67(2)：365-384.

[58] Wang Y, Lee K H, Lin Y,et al. Distinct effects of anthropogenic aerosols on tropical cyclones.Nature Climate Change,2014,4(5)：368-373.

[59] Liang J Y, Chen Y S, Arellano A F,et al. Model sensitivity study of the direct radiative impact of Saharan dust on the early stage of Hurricane Earl.Atmosphere,2021,12(9)：1181.

[60] Liang Z C, Ding J L, Fei J F,et al. Direct/indirect effects of aerosols and their separate contributions to Typhoon Lupit (2009)：Eyewall versus peripheral rainbands.Science China Earth Sciences,2021,64(12)：2113-2128.

[61] Shi J J, Braun S A, Tao Z N,et al. Influence of the Saharan air layer on Hurricane Nadine (2012).Part Ⅰ：Observations from the Hurricane and severe storm sentinel (HS3) investigation and modeling results. Monthly Weather Review,2021,149(10)：3541-3562.

[62] Zeng Z H, Chen L S, Wang Y Q. An observational study of environmental dynamical control of tropical cyclone intensity in the North Atlantic. Monthly Weather Review,2008,136(9)：3307-3322.

[63] Wang Y Q, Rao Y J, Tan Z M,et al. A statistical analysis of the effects of vertical wind shear on tropical cyclone intensity change over the western North Pacific. Monthly Weather Review,2015,143(9)：3434-3453.

[64] Peirano C M, Corbosiero K L, Tang B H. Revisiting trough interactions and tropical cyclone intensity change. Geophysical Research Letters,2016,43(10)：5509-5515.

[65] Colomb A, Kriat T, Leroux M D. On the rapid weakening of very intense tropical cyclone Hellen (2014). Monthly Weather Review,2019,147(8)：2717-2737.

[66] Qian Y Z, Zhang S J. Cause of the rapid weakening of typhoon bebinca (0021) in the South China sea. Tropical Cyclone Research and Review,2013,2(3)：159-168.

[67] Zhang X Y, Xiao Q N, Fitzpatrick P J. The impact of multisatellite data on the initialization and simulation of Hurricane Lili's (2002) rapid weakening phase. Monthly Weather Review,2007,135(2)：526-548.

[68] Fischer M S, Tang B H, Corbosiero K L. A climatological analysis of tropical cyclone rapid intensification in environments of upper⁃tropospheric troughs. Monthly Weather Review,2019,147(10)：3693-3719.

[69] Liao Y, Wang Y Q, Zhou J L,et al. A comparative study on the effect of upstream trough on intensity changes of two types of tropical cyclones during extratropical transition. Asia⁃Pacific Journal of Atmospheric Sciences,2020,56(1)：131-146.

[70] Callaghan J. The interaction of Hurricane Michael with an upper trough leading to intensification right up to landfall. Tropical Cyclone Research and Review,2019,8(2)：95-102.

[71] Qiu W Y, Wu L G, Ren F M. Monsoonal influences on offshore rapid intensification of landfalling typhoons in a sheared environment over the South China Sea. Weather and Forecasting,2020,35(2)：623-634.

[72] Yan Z Y, Ge X, Peng M,et al. Does monsoon gyre always favour tropical cyclone rapid intensification? Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,2019,145(723)：2685-2697.

[73] Yang L, Luo X, Chen S,et al. Characteristics of rapidly intensifying tropical cyclones in the South China Sea,1980-2016. Advances in Climate Change Research,2022,13(3)：333-343.

[74] Liang J, Wu L G, Gu G J,et al. Rapid weakening of Typhoon Chan⁃Hom (2015) in a monsoon gyre. Journal of Geophysical Research：Atmospheres,2016,121(16)：9508-9520.

[75] Liou Y A, Pandey R S. Interactions between typhoons Parma and Melor (2009) in North West Pacific Ocean. Weather and Climate Extremes,2020,29：100272.

[76] Li L, Ge X Y. Intensity change of NORU (2017) during binary tropical cyclones interaction. Asia⁃Pacific Journal of Atmospheric Sciences,2021,57(1)：135-147.

[77] Liu H Y, Wang Y Q, Gu J F. Intensity change of binary tropical cyclones (TCs) in idealized numerical simulations：Two initially identical mature TCs. Journal of the Atmospheric Sciences,2021,78(4)：1001-1020.

[78] Bhatia K T, Vecchi G A, Knutson T R,et al. Recent increases in tropical cyclone intensification rates. Nature Communications,2019,10(1)：635.

基金资助

国家自然科学基金(42575010)