西北太平洋是热带气旋(TC)活动最活跃的海域，中国是世界上登陆热带气旋最多，也是受热带气旋灾害影响最严重的国家之一。张娇艳等(2011)分析发现，1984—2008年影响中国的热带气旋平均每年导致505人死亡，造成370亿元人民币(2008年水平)的直接经济损失，约占GDP的0.4%。在中国和其他东亚地区，热带气旋暴雨的灾害往往超过其强风造成的灾害(陈联寿等，2004)。陶诗言(1980)指出，中国乃至世界上24 h以及3 d的降水量极值都是由热带气旋造成的。此外，由热带气旋强降水所带来的次生灾害，比如洪涝、山体滑坡、泥石流等危害也十分巨大。因此，热带气旋降水的研究一直是热带气旋研究的一个重要课题。

中国受西北太平洋热带气旋影响的地区占国土面积一半左右，南起海南岛，北至黑龙江省，最西可至100°E 以西的西南地区(程正泉等，2007)，广东、福建和浙江沿海等经济发达地区更是深受热带气旋的影响。特别是近年来，上述沿海地区人口数量剧增，经济飞速发展，使这些地区在受到热带气旋袭击时可能遭受更重大的损失。因此，研究影响中国的热带气旋降水的变化趋势和规律具有深刻的意义。

政府间气候变化专门委员会(IPCC，2007)报告中指出，在过去的几十年，全球大部分地区发生强降水的频率增加，在全球变暖的影响下，强热带气旋活动增强有一定可能，强降水事件增加的可能性很大。Knutson等(2010)总结了热带气旋与气候变化的关系并指出，基于理论和高分辨率动力模式的预报系统可能预测出全球变暖对热带气旋的影响，该预报系统预测表明：强热带气旋数目可能增多，距热带气旋中心100 km的降水率很可能增加。

对于中国热带气旋降水的情况，Ren等(2006)分析了 1957—2004年中国热带气旋降水的气候特征后指出：热带气旋降水量、热带气旋降水极值的发生频率及热带气旋降水量占全年降水的比例均呈显著的下降趋势，热带气旋的影响也是减弱的。程正泉等(2007)利用1960—2003年人工分离的热带气旋降水分析了中国热带气旋降水的时空分布特征，认为1960年来，中国受热带气旋影响的绝大部分地区热带气旋降水呈波动下降趋势。Ying等(2011a)则认为，1955—2007年，中国东南沿海单个热带气旋降水量以及最大雨强是增大的，总降水量则没有明显变化趋势。这些研究都是基于全年热带气旋降水的情况。

热带气旋降水可以来源于热带气旋眼墙、螺旋雨带以及热带气旋环流与其他天气系统的相互作用(陶诗言，1980; 任福民，2008)。可见，热带气旋环流与大尺度环境气流的相互作用直接影响到热带气旋降水。已有的研究主要关注热带气旋降水本身的变化特征，并未对造成热带气旋降水变化的大尺度影响因子进行深入探讨。因此，本研究除了对夏季(即热带气旋盛季，7—9月，下同)影响中国的热带气旋降水分布特征及其变化趋势进行分析外，重点探讨影响中国热带气旋降水长期变化的影响机制及其与全球变暖的可能联系。

本研究所使用的热带气旋路径资料为中国气象局上海台风研究所(CMA-STI)的西北太平洋热带气旋最佳路径数据集(1949—2010年，http://www.typhoon.gov.cn/data)。这套热带气旋年鉴基本资料为一天4次，分别为02、08、14和20时(北京时，下同)，包括西北太平洋和南海的热带气旋位置和强度。本研究只考虑最大风速大于17.2 m/s的热带气旋，即强度为热带风暴及其以上的热带气旋。

降水资料来自中国气象局国家气象信息中心1951—2010年756站逐日站点资料，数据覆盖了中国大陆及海南岛，日降水量为前一日20时至当日20时的累积降水。为了分析热带气旋活动的大尺度环流，本研究还使用了美国国家环境预报中心以及美国国家大气研究中心(NCEP/ NCAR)全球月平均2.5°×2.5°再分析资料，包括风场、位势高度场、比湿场和地面气压场等资料。 海表温度(SST)资料来自美国国家海洋大气局(NOAA)扩展再分析资料(http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.noaa.ersst.html)，版本为 V3b，分辨率为2°×2°。

台站资料形成初期由于陆续建站等原因，每年的台站总数并不是稳定的，1951—1960年，站点数目呈现激增的态势，由最初的170个上升到656个，此后，台站个数趋于稳定，此外考虑到1965年为气象卫星开始投入使用的年份，因此，研究的起始年份选为1965年，以保证台站资料及热带气旋资料的相对准确。考虑到站点数目的稳定性及某些台站资料的缺测情况，因此，必须对站点进行挑选，挑选站点的条件如下：(1)1965—2010年稳定存在，资料连续，无缺测；(2)台风盛行季(7—9月)存在热带气旋降水记录；(3)存在热带气旋降水记录的年份占总时间序列长度的50%以上。经挑选后，符合条件的站点数为221。由站点分布(图 1)可见，经站点挑选后的221站较为均匀地分布于中国南部和东部地区。

图 1 经站点挑选后中国221个降水台站分布 Fig. 1 Spatial distribution of the selected 221 rain gauge stations in China

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利用Ren等(2007)提出的客观天气图分析法(简称OSAT)对热带气旋降水进行客观分离，该方法主要分为两个步骤：自然雨带的分离及热带气旋雨带的识别。首先，对于存在降水量的n个台站，定义距离其200 km以内的站点为邻站。计算各降水台站的邻站降水率r(i)=m/M，其中，m为降水的台站数，M为邻站总数。

自然雨带的分离：(1)将r(i)从大到小排序，选取满足以下条件的台站为最大可能的雨带中心，① r(i)>R₀，R₀为限制取值的控制阈值，一般取0.3—0.5，②任意两个入选台站之间的距离> 300 km，并同时筛选出L个相互独立的雨带；(2)对所有未隶属于任何已定义雨带的降雨台站，统计出其邻站隶属于J个不同雨带的站数，取其站数最多的雨带，则该台站属于该雨带。重复步骤(2)，得到细雨带边缘。

热带气旋雨带的识别：(1)根据各雨带的雨量加权中心与热带气旋中心距离的关系筛选出可能的热带气旋雨带；(2)根据台站与热带气旋中心的距离关系，筛选所有存在降水的台站。经过以上两个步骤后，识别得到可能由多条不同雨带以及零星台站组成的热带气旋雨带。在识别热带气旋雨带的过程中，存在3个参数：D_min为热带气旋中心与台站的最小距离；D₀是热带气旋登陆时可能热带气旋雨带与热带气旋中心距离的控制阈值；D₁是热带气旋雨带台站距离的控制阈值。其中，D₀、D₁为随热带气旋强度等级变化而改变的参数。

本研究用到的主要统计方法有：经验正交函数分解(EOF)，奇异值分解(SVD)，滑动平均，线性回归和相关分析等(魏凤英，2007)。文中所提到的趋势检验方法为考虑了有效样本数的Mann-Kendall趋势的信度检验方法(Kundzewicz et al，2002；Yue et al，2004)。3 影响中国热带气旋降水的分布特征及变化趋势3.1 热带气旋降水的气候学分布特征

图 2为1965—2010年7—9月平均热带气旋降水的空间分布。其中，图 2a是利用具有连续降水资料记录的413站资料得到的，而图 2b是经过进一步挑选站点后选取的221个站点资料得到的。这两幅图的主要区别是后者剔除了华北和东北地区的大部分站点，因为这些地区受到热带气旋降水的影响较小。由图 2a可知，夏季中国受热带气旋降水影响的区域占国土面积的一半以上，其主要影响区域在中国东部和南部，虽然中国东北以及中西部地区也受到热带气旋降水的影响，但降水量很小。热带气旋盛季的平均降水呈现南方大于北方，沿海大于内陆，由沿海向内陆，由东南向西北递减的形态，这种分布形式与全年热带气旋降水的分布形式基本一致(程正泉等，2007; Ren et al，2006)。

图 2 1965—2010年413站(a)和221站(b)7—9月热带气旋降水平均分布(单位：mm) Fig. 2 Distribution of the averaged TC rainfall in July—September over the period 1965—2010(unit: mm)for the(a)413 and (b)221 stations in China

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从每年7—9月的热带气旋平均降水量来看，中国东南和华南沿海及海南岛都超过了50 mm。浙江、福建两省交界处以及广东省海岸线附近和海南岛的热带气旋平均降水更是超过200 mm。长江流域以北的中高纬度地区，除沿海的部分区域热带气旋降水量在25 mm以上，其余地区的热带气旋降水量均较小。对比图 2a与图 2b，经质量控制后的221个站点剔除了受热带气旋降水影响较小的区域，除东北部分区域的热带气旋平均降水量达到了25 mm以外，其余区域的平均降水量均不足10 mm。这也表明前述质量控制条件具有一定的合理性。在后面的分析中，主要研究7—9月平均热带气旋降水超过10 mm的地区，即所选取的221个台站。3.2 热带气旋降水的长期趋势变化

对所选取的中国221站1965—2010年夏季热带气旋降水进行经验正交分解分析，第1模态的方差贡献率为20.4%，为全区一致型，主要表现为与年际变化密切相关的正(负)异常分布(图略)，第2模态的降水空间场(图 3a)主要呈现为东西分布的形式，0线位于110°—115°E，该模态对应的时间序列表现出在年际振荡中的上升趋势(图 4)，其方差贡献率为12.8%。为了滤去年际变化分量，突出46年来热带气旋降水的年代际变化趋势，对热带气旋降水场进行了5 a滑动平均处理，对处理后的降水场再进行经验正交分解分析，与年代际变化对应的模态为第1模态，该模态的方差贡献率为21.2%，其空间分布(图 3b)与未进行任何处理的热带气旋降水的经验正交分解第2模态基本一致，距平呈东西分布，但0线较未平滑资料略偏东，0线以东的中国东部地区为正异常，而0线以西则为负异常。这一模态对应的时间系数表现出了显著的上升趋势(图 4)，这一趋势通过了95%的信度检验，结合空间场可知，近46年来的热带气旋盛季，影响中国的热带气旋降水呈现华东及东南沿海增多，华南沿海、海南岛以及西南地区减少的变化趋势。

图 3 1965—2010年夏季(7—9月)热带气旋降水的经验正交分解空间模态(a. 资料未经处理的第2模态空间分布，b. 资料经5 a滑动平均处理后的第1模态空间分布) Fig. 3 Spatial patterns of the EOF mode of the summer TC precipitation during 1965—2010(a. the second EOF mode of the original data，b. the first EOF mode of the five year running mean data)

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图 4 1965—2010年夏季(7—9月)热带气旋降水经验正交分解对应的时间序列(PC) Fig. 4 St and ardized EOF time series of the summer TC precipitation during 1965—2010

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Ren等(2006)和程正泉等(2007)的研究均指出中国大部分受热带气旋影响地区的热带气旋降水呈现下降的趋势，而本研究则发现影响中国华东及东南沿海的热带气旋降水为增加趋势。对比发现，本研究与已有研究不同之处：(1)研究时段不同，本文是1965—2010年7—9月热带气旋降水，而Ren等(2006)为1957—2004年全年降水，程正泉等(2007)则为1960—2003年全年降水；(2)Ren等(2006)及程正泉等(2007)的文章中均包括了热带低压(TD)在内的热带气旋，而本文只研究了热带风暴及其以上的热带气旋降水。通过比较发现，研究时段的不同是造成与已有研究结论不同的最主要原因。

为研究经验正交分解出的与年代际变化相关的热带气旋降水模态与全球变暖大背景的关系，计算了相关模态的时间序列与全球陆海温度指数(该指数来自美国国家海洋大气局http://www.ncdc.noaa.gov/cmb-faq/anomalies.php#anomalies)的相关系数，未平滑资料经验正交分解第2模态对应的时间序列与全球陆海温度指数的相关系数为0.3，通过了信度为0.05的显著性检验，而经过5 a滑动平均后的经验正交分解第1模态时间系数与该指数的相关系数达到了0.48，通过了信度为0.01的显著性检验。由此可见，5 a滑动平均方法能够较好提取年代际尺度的长期趋势变化，经过5 a滑动平均后的热带气旋降水时间系数与全球陆海气温的高相关系数也表明近46年来中国热带气旋降水所呈现的华东、东南沿海增加，华南西南地区减少的变化趋势可能与全球变暖有关。

影响中国的热带气旋降水与西北太平洋热带气旋活动有着密切的关系。近年来许多学者研究指出，西北太平洋—东亚地区的热带气旋路径有从南海、菲律宾海地区向中国台湾附近和东部地区偏移的趋势，这种热带气旋盛行路径的变化可能使中国东南沿海地区(主要是福建和浙江)的热带气旋影响增加，而华南地区(主要是海南和广东)热带气旋影响则减小(Wu et al，2005; 杨玉华等，2009; Tu et al，2009)。Ying等(2011b)发现南海西北部、广东以及山东半岛的热带气旋活动明显减弱。为了讨论热带气旋路径的变化情况，使用热带气旋活动频数的变化来表征热带气旋盛行路径的变化，采用上海台风研究所路径资料插值计算了1965—2010年7—9月西北太平洋海域2°×2°网格的平均热带气旋活动频数，频数越大，表明经过该点的热带气旋越多，即经过该点的热带气旋路径越多。46年平均的热带气旋活动频数图(图 5a)中，存在两个大值中心，南海北部和台湾东南部毗连的区域出现的热带气旋最多，另一个高频区位于台湾东部。Wu等(2004，2005)采用美国联合台风警报中心(JTWC)资料发现：西北太平洋海域热带气旋存在3条盛行路径，影响中国南海的西行路径，由菲律宾海延伸至中国台湾以东直至韩国日本地区的向极路径以及于130°E以东地区向东北转向路径。本研究采用中国气象局资料计算的46年平均的热带气旋活动频数分布与Wu等(2004，2005)的结论基本一致。

图 5 1965—2010年7—9月平均热带气旋活动频数分布(a)和1988—2010年与1965—1987年热带气旋活动频数的差值(b) Fig. 5(a)July—Sepetember distribution of the averaged frequency of TC occurrence the period from 1965 to 2003，and (b)the difference in TC occurrence frequency between the periods 1988—2010 and 1965—1987

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为了研究热带气旋活动频数的长期趋势变化，可将46年的数据资料分为两个时期：1988—2010年与1965—1987年，并计算出这两个时期热带气旋平均活动频数的差值(图 5b)。差值场上的两个大值中心较热带气旋活动频数场上的大值中心位置略偏西，对应于平均热带气旋活动频数场上南海北部的大值中心为强的负异常，表明这一区域的热带气旋活动明显减少，另一个大值中心，即台湾岛以东，为一个强的正异常中心，表明该区域近几十年来热带气旋活动趋于频繁。两个时期的差值场表明：南海地区的热带气旋活动频数显著减少，台湾岛东岸的热带气旋频数增加，西北太平洋海域热带气旋路径有从南海的西行路径向台湾附近和中国东部地区即向极路径偏移的趋势。

为了进一步验证西北太平洋海域热带气旋路径的这种变化，分别计算了热带气旋活动频数场上两个大值中心，同时也是对中国有重要影响的热带气旋活动地区，即南海北部(16°—20°N，112°—116°E)和台湾岛以东(20°—24°N，122°—126°E)逐年7—9月的区域热带气旋活动频数之和(图 6)。这两个区域的热带气旋活动频数和均存在着很强的年际振荡，同时也存在着显著的长期趋势，对应趋势均通过了信度为0.05的显著性检验。南海北部的热带气旋活动频数之和在振荡中呈现显著的下降趋势(图 6a)。近46年来，这一区域热带气旋活动频数之和超过30的年份共有9年，分别为1965、1966、1968、1973、1976、1978、1984、1993和1995年，不难看出，20世纪60、70年代是南海北部热带气旋活动频繁的时期，这一时期取西行路径影响中国南海及华南一带的热带气旋较多。此后，这一区域的热带气旋活动逐渐减弱，至1995年之后，该区域的热带气旋活动频数之和明显减少，其频数均在25以下。

图 6 1965—2010年南海北部(a)和台湾岛以东(b)逐年7—9月的区域热带气旋活动频数之和 Fig. 6 Total frequency of TC occurrence in northern South China Sea(a) and east of Taiwan Isl and (b)from July to September during 1965—2010

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对于台湾岛以东的大值区(图 6b)，热带气旋活动频数和的长期趋势则是增加的。相比于南海北部热带气旋活动频繁的20世纪60、70年代，台湾岛以东区域的热带气旋活动却很弱，这一时期除1966和1972年，热带气旋活动频数之和基本均在20以下。自20世纪80年代后期开始，该地区的热带气旋活动开始活跃，这期间热带气旋活动频数之和不少于20的共有11年，其中2001和2004年的热带气旋活动频数和超过了35。

进一步对近46年来热带气旋盛季影响中国南部和东部的热带气旋个数进行了统计，给出影响中国的热带气旋轨迹点(图 7)，定义为1965—2010年7—9月登陆中国大陆或海南岛以及未登陆但距离中国大陆和海南岛500 km以内的热带气旋。将影响中国的热带气旋分为两个主要部分，即南部(14°—24°N，104°—120°E)与东部(24°—35°N，115°—128°E)。计算了中国南部和东部1965—2010年逐年7—9月的影响热带气旋个数(图 8)，可以发现，影响中国的热带气旋数目存在很强的年际变化，影响中国南部和东部的热带气旋个数分别在年际振荡中呈现略微减少和增加的趋势。为了提取影响中国热带气旋个数的长期趋势，对影响中国南部和东部的热带气旋个数的时间序列做5 a滑动平均处理，处理后时间序列的长期趋势均在95%的显著性水平下通过了检验，这种趋势在中国南部是减少的，而在东部是增加的。这种趋势在另一方面证明了热带气旋活动频数在南海是减少的，而在台湾岛东部是增加的。

图 7 1965—2010年7—9月影响中国热带气旋轨迹点(6 h一次) Fig. 7 6-hourly positions for the TCs that influenced China in July—September from 1965 to 2010

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图 8 1965—2010年7—9月影响中国南部(a)和东部(b)的逐年热带气旋个数 Fig. 8 Time series of the yearly number of TC counts in South China(a) and in East China(b)in July—September from 1965 to 2010

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热带气旋运动是由环境气流与气旋环流及β效应的相互作用所决定的(Holland ，1983; Carr et al，1990; 王斌等，1998)。Wu等(2005)研究发现，平均引导气流是盛行路径转变的主要原因，并进一步认为全球变暖的大环境背景对西北太平洋热带气旋盛行路径变化有一定影响。那么全球变暖是否使与热带气旋路径关系密切的大尺度引导气流改变呢？对此，采用奇异值分解方法来研究大尺度引导气流的变化，此处引导气流定义为850—300 hPa风速的加权平均(Holl and ，1993)。对全球海温场与大尺度引导气流场进行奇异值分解，第1模态表现为与全球海温增暖相关的模态(图 9)，该模态解释协方差平方和的百分比为60.8%。为滤去年际变化的影响，对资料进行了5 a滑动平均处理。海温(SST)的奇异向量场(图 9a)表现为全球增暖的模态，除南半球中高纬度及中太平洋的小部分地区没有表现出海温正异常外，全球其余海域均表现为不同程度的海温增暖现象。对应大尺度引导气流的奇异场(图 9b)在中国东南沿海的东海—南海一带出现了一个异常气旋性环流，这样的异常环流是东亚热带气旋活动增多、南海热带气旋活动减弱的主要原因(Wu et al，2005; Wang et al，2011)。Wang等(2011)认为，这种异常气旋性环流使东亚副热带热带气旋影响增多、南海热带气旋影响减弱，并将一直持续到2040年。图 9b中，台湾岛以东地区的偏南气流有利于该区域的热带气旋向北转向，而南海北部的西风气流则不利于热带气旋在该地区西折。从这一模态对应的时间序列(图 9c)来看，相应的时间系数表现为年代际尺度的振荡上升趋势，该模态海温奇异向量场对应的时间序列与全球陆海温度指数的相关系数为0.92，可见，这一模态很可能与全球变暖密切相关。

图 9 1965—2010年7—9月全球海温场(a)与大尺度引导气流场(b)奇异值分解的第1模态及其相应的时间系数(c) Fig. 9 Leading SVD modes of(a)the global SSTs and (b)the large-scale steering flows as well as(c)the corresponding time series for July to September over the period 1965—2010

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中国的异常降水与水汽供应存在直接的相关关系，热带地区给中国输送暖湿气流和水汽的变化能够影响热带气旋的发展和维持，进而影响热带气旋降水。Simmonds等(1999)研究了影响中国大陆上空的水汽输送通道后发现：中国大陆中低纬度的大部分地区的水汽主要来自阿拉伯海和孟加拉湾以及热带太平洋和南海的暖湿空气，其中，后者占据主要地位，且对流层中低层的水汽贡献占了95%以上。因此，本研究采用NCEP/NCAR的月平均比湿场、纬向风场、经向风场以及表面气压场计算整层积分的水汽通量和水汽通量散度时选择由地面积分至500 hPa高度层。

从1965—2010年7—9月平均的水汽输送(即水汽通量)和部分区域(图中方框)的水汽通量散度(图 10)可见，中国长江中下游流域及其以南地区以及西南大部分区域主要表现为水汽辐合，相应的水汽主要来自于孟加拉湾、南海以及西太平洋。山东半岛为弱的水汽辐散区，该区域的水汽通量主要向外输送至渤海与黄海。为了研究热带气旋降水主要影响区域水汽通量散度场的长期趋势变化，分别计算了中国东部

地区(20°—35°N，112.5°—125°E)以及西南地区(20°—30°N，100°—110°E)的逐年7—9月区域平均的水汽通量散度(图 11)，图中趋势线均通过了95%的显著性检验。由图 11可知，中国南方大部分区域上空为大范围的水汽辐合，20世纪70年代前后，中国西南区域的水汽辐合较强，而后逐渐减弱，西南地区上空的水汽通量散度绝对值的长期趋势是减小的，表明该区域水汽辐合是显著减弱的，而中国东部地区从1965年至今，水汽通量散度的绝对值是逐渐增大的，表现出显著的增强趋势。

图 10 1965—2010年7—9月平均水汽通量(矢量，单位：kg/(m·s))及对应水汽通量散度(阴影，单位：10-6kg/(m2·s)) Fig. 10 Vertically integrated climatological means of July—September water vapor transport(vectors，unit: kg/(m·s)) and water vapor flux divergence(shaded，unit: 10-6kg/(m2·s))averaged over 1965-2010

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图 11 1965—2010年7—9月逐年区域平均的水汽通量散度(a. 20°—35°N，112.5°—125°E; b. 20°—30°N，100°—110°E) Fig. 11 Evolution of the summer(July—September)moisture flux divergence averaged over the regions of(a)20°—35°N，112.5°—125°E and (b)20°—30°N，100°—110°E during 1965—2010

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水汽输送是东亚季风系统的最重要部分(Zhou et al，2005)，东亚季风系统的变化能够反映输送至中国的暖湿气流和水汽的变化。20世纪70年代末期，伴随着全球海-气耦合系统显著的年代际变化，东亚夏季风(EASM，这里的夏季指6—8月)环流经历了由强减弱的年代际变化调整。许多学者利用NCEP/NCAR以及ERA-40再分析资料计算了基于海平面气压梯度及基于垂直风切变的东亚夏季风指数，这些指数在年代际尺度上都表现出明显的减弱趋势，这种趋势在20世纪70年代末期开始加强(郭其蕴等，2003; Han et al，2007; Zhou et al，2009a; Li et al，2010)。伴随着东亚夏季风环流的减弱(Wang，2001; Xue et al，2001)，作为东亚夏季风系统重要组成部分的西太平洋副热带高压(副高)在20世纪70年代末以后明显西伸加强(龚道溢等，2002)。

已有研究指出，中国夏季(6—8月)降水与西太平洋副高的强度、结构和位置有着密切的联系(He et al，2011; 黄嘉佑等，2004)。Zhou等(2005)指出，副高西伸使得输送至中国的水汽在长江中下游辐合，造成了该地区的夏季(6—8月)降水异常偏多。本研究采用NCEP月平均资料，分别计算了500 hPa位势高度场1948—2007年7—9月每10年以及每30年平均的5870 gpm等值线位置(图 12)以验证副高的年代际变化，发现在1978年以前，西太平洋副高西边界的位置均位于135°E附近，1978年以后，西太平洋副高明显西伸，其西边界位置伸至中国东部沿海地区(图 12a)。从30年平均图上来看(图 12b)，1948—1977年，副高西边界达到135°E，1978年后，副高西伸至120°E以西，其控制范围明显增大，纬向位置也略向南移。Zhou等(2009b)认为副高西伸的一个可能原因是西太平洋和赤道印度洋的增暖以及与季风相关的非绝热加热作用。

图 12 1948—2007年7—9月500 hPa每10年(a)和每30年(b)平均5870 gpm等值线位置 Fig. 12 Contours of 5870 gpm at 500 hPa(July to September mean)averaged over every ten years(a)，and thirty years(b)for 1948-2007

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如前所述，东亚地区的水汽输送以及西北太平洋海域的热带气旋活动发生了显著的变化，这些变化必然使影响中国的热带气旋降水也出现明显的变化。对此，采用奇异值分解方法对热带气旋降水的长期变化与水汽输送和热带气旋活动频数变化的关系进行了研究。

先对热带气旋降水场和全球海温场进行奇异值分解分析，第1模态解释协方差平方和百分比为60.1%，海温的奇异向量场表现为全球基本一致的正异常，这一异常场对应的时间系数表现出显著的上升趋势(图 13b、d)，表明这一模态为与全球海温增暖相关的奇异向量场。与之相应的热带气旋降水奇异向量场(图 13a)呈现出东西分布的形态，在中国东部主要表现为正异常，包括黄淮平原、长江中下游平原以及中国东南沿海大部分地区，而华南沿海热带气旋降水则为减少趋势。110°E以西的云贵高原西部、四川盆地以南及广西沿海的小部分地区为正值区，其余地区表现为降水负异常。海南岛的热带气旋降水表现为东北部增多，西南减少的趋势，但强度不大。这种分布形式与热带气旋降水的长期趋势分布十分相似(图 3)。

图 13 奇异值分解第1模态的空间分布(a、b、c)以及各奇异场对应的时间系数(d)(a. 热带气旋降水奇异场，b. 全球海温奇异场，c. 水汽通量(矢量)、水汽通量散度(阴影)和热带气旋活动频数(等值线)奇异场) Fig. 13 Spatial patterns of the leading SVD mode for(a)TC rainfall，(b)global SST，and (c)water vapor flux(vectors)，moisture divergence(shaded) and the frequency of TC occurrence(contours)，and (d)their st and ardized time series of the SVD leading mode

图选项

东亚季风系统给中国输运的暖湿气流和水汽的变化能够对热带气旋的发展维持产生重要影响，进而影响热带气旋降水。为了探究热带气旋降水与东亚地区水汽输送的关系，对热带气旋降水场与整层(地面至500 hPa)积分的水汽通量、水汽通量散度进行奇异值分解。降水的第1奇异向量场与热带气旋降水和海温场的奇异值分解第1模态基本一致(图略)，从水汽通量奇异场(图 13c)中可以看出，长江中下游存在一条来自洋面上的异常水汽输送通道，这股水汽到了陆地上后不再继续向北输送，而是向南输送，整个华东地区与东海上空的水汽输送构成了一个不完整的气旋，这一异常的水汽输送通道很可能与副高的西伸有关。对于水汽通量散度奇异场，110°E以东的长江以南地区为负异常，110°E以西则为正值区，配合前述的水汽通量散度的平均场(图 10)来看，中国长江以南地区近50年来，110°E以东水汽辐合增强，为登陆该区域的热带气旋提供更加充沛的水汽，使该区域热带气旋降水增多；110°E以西辐合减弱，这应该是该区域热带气旋降水减少的原因之一。值得注意的是，长江下游平原及其以北地区对应的弱辐散区表现为较弱的正异常，即该区域的水汽通量散度的长期趋势为辐散略有增强。因此，水汽输送的变化不是该区域热带气旋降水增加的原因。

对于水汽输送的变化，可以认为是夏季水汽辐合增强引起热带气旋的降水增多。那么。水汽辐合增强是否来自热带气旋活动增强呢？对于这一问题，计算了46年来夏季受热带气旋(热带风暴及其以上)降水影响的日数，平均为21.8 d，不到7—9月总日数的1/4。考虑热带气旋的有限空间尺度和影响日数，再考虑低层气流(可以参考引导气流变化)和副高的变化也有利于水汽辐合增加，可以推断，热带气旋对季节尺度上的水汽输送变化影响不是主要的。

近几十年来，在全球海温增暖的大背景下，西北太平洋海域热带气旋路径也发生了显著变化，前已述及，热带气旋路径呈现由南海、菲律宾海地区向中国台湾附近和中国东部地区偏移的趋势，中国南海地区热带气旋活动频数显著减少，中国台湾岛东岸的热带气旋频数增加。那么，这种变化将对热带气旋降水产生怎样的影响呢？为此，对热带气旋降水场和热带气旋活动频数场进行奇异值分解分析，第1模态解释协方差平方和的百分比为26.7%，热带气旋降水的第1模态奇异向量场与此前的奇异值分解相应模态基本一致(图略)，热带气旋活动频数奇异场表现为中国南海地区至菲律宾岛的热带气旋活动频数减少，菲律宾海东北部至中国东岸的频数增加，这一向量场和1988—2010与1965—1987年的热带气旋活动频数差值场(图 5b)相似。因此，中国黄淮平原至长江下游地区的热带气旋降水的增多与这一区域的热带气旋活动增多密切相关，此外，中国东南沿海大部分的热带气旋降水的增加趋势也与这一区域热带气旋活动的增多有重要关系。

中国受热带气旋降水影响的区域占国土面积的一半以上，其主要影响区域在中国华东、华南以及东南沿海，虽然中国东北以及中西部地区也受到热带气旋降水的影响，但其影响较弱。7—9月热带气旋平均降水呈现由沿海向内陆，由东南向西北递减的形态。1965—2010年热带气旋降水的长期趋势表现为华东及东南沿海增多，华南及西南地区减少。

影响中国的热带气旋盛行路径有两条，即影响南海的西行路径以及由菲律宾海延伸至中国台湾岛以东直至韩国日本地区的向极路径。近几十年由于引导气流的变化，中国台湾岛东岸的大尺度偏南风加强从而引导热带气旋向北运动影响中国东部。西北太平洋副高在20世纪70年代末开始明显向西向南扩展，与之对应的来自洋面上的水汽难以输送至长江以北地区，主要在中国长江以南地区辐合，给这些区域带来充沛的水汽。热带气旋路径的偏移与全球海温的明显升高有密切关系(Wang et al，2011)，影响中国水汽输送的变化则与西太平洋和赤道印度洋的增暖有关(Zhou et al，2009b)。

近46年来，热带气旋活动频数以及水汽输送的变化对中国夏季热带气旋降水东部增加西部减少的长期趋势有重要影响。中国30°N以南地区的热带气旋降水变化的主要影响因子为对应地区水汽输送的变化，其中，杭州湾以南的华东和东南沿海地区的热带气旋降水的增多还与该地区热带气旋活动的增多有关。影响中国30°N以北热带气旋降水增多的原因可能是近年来影响该地区热带气旋活动的增多，而影响海南岛热带气旋降水的减少也与该地区热带气旋活动的减少有密切关系。热带气旋盛行路径改变及水汽输送变化所造成的热带气旋降水趋势主要是基于奇异值分解方法的结果，而从物理机制角度来探索这两个因子的作用(甚至其他因子)，需要进一步深入研究，这可以从数值模式方面着手。

热带气旋路径的偏移与水汽输送异常是否与全球增暖有联系呢？对此计算了与前述降水奇异值分解模态相关的时间序列和全球陆海温度指数的相关系数。全球陆海温度指数与热带气旋活动频数场、水汽通量场、水汽通量散度场的时间序列的相关系数分别为0.73、0.81、0.75。可见，中国台湾岛以东热带气旋活动的增多，中国南海地区热带气旋活动的减少以及中国东部上空水汽辐合的增强可能与全球气温的显著升高有密切关系。

热带气旋活动的变化不仅包括热带气旋路径的变化，其强度的变化以及维持时间等对热带气旋降水的影响也是值得考虑的。就西北太平洋而言，热带气旋强度的长期变化特征与选用的资料有关。当使用美国联合台风预警中心(JTWC)资料时，近几十年西北太平洋热带气旋的个数和强度有明显增加的趋势；若使用中国气象局上海台风研究所(CMA-STI)的资料，则得到近几十年西北太平洋热带气旋个数和强度有明显减少的趋势，影响和登陆中国的台风数也呈减少趋势(袁金南等，2008; Kamahori et al，2006; Wang et al，2008; Chen et al，2011)，因此，西北太平洋热带气旋强度的长期趋势变化还未得到一致的结论。对于热带气旋的持续时间，特别是陆上持续时间，与热带气旋降水的变化关系密切。热带气旋登陆后的陆上持续时间可能与水汽输送、垂直风切变，地形和地表摩擦密切相关，这也是将来需要研究的一个重要方面。