中國東部夏季極端降水年代際變化特征及成因分析

楊涵洧 龔志強(qiáng) 王曉娟 封國林

1 上海市氣候中心/中國氣象局上海城市氣候變化應(yīng)對(duì)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室，上海 200030

2 中國氣象局國家氣候中心開放實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

3 常熟理工學(xué)院物理與電子工程學(xué)院，常熟 215500

1 引言

眾所周知，極端降水事件對(duì)社會(huì)、經(jīng)濟(jì)乃至人民的生命安全等諸多方面造成了嚴(yán)重的影響和巨大的 損 失（Li and Wang, 2018）。2012年7月21～22日是1951年有氣象記錄以來最強(qiáng)暴雨襲擊北京，部分地區(qū)的降雨量突破歷史記錄。北京“7.21”暴雨共造成北京79人死亡，經(jīng)濟(jì)損失達(dá)116.4億元，并對(duì)超過190萬居民造成威脅（Jiang et al., 2014）。

近百年全球氣候處于持續(xù)變暖的階段。1880～2012年，全球平均地表溫度升高0.85°C（IPCC,2013）。極端降水在全球變暖背景下的變化研究是氣象研究人員關(guān)注的重點(diǎn)（Feng et al., 2008; 龔志強(qiáng)和封國林, 2008; 翟盤茂等, 2016;），極端降水事件強(qiáng)度和頻率發(fā)生明顯的變化（張勇等, 2006; 任國玉等, 2010），且這種變化具有很強(qiáng)的區(qū)域性和局地性（Qian and Lin, 2005; Zhai et al., 2005; 江志紅等, 2009;）。國內(nèi)外已有研究表明，隨著變暖加劇，全球極端降水普遍呈現(xiàn)出增加的變化趨勢（Goswami et al., 2006），Alexander et al.（2006）利用全球站點(diǎn)觀測資料針對(duì)極端氣候變化開展研究，指出全球極端降水有增加的趨勢，尤其在北半球中高緯度地區(qū)，即使年降水量減少，其降水的極端性亦會(huì)顯著增加。孫建奇和敖娟（2013）研究了中國近50年來冬季極端降水在年代際尺度上對(duì)區(qū)域尺度增暖的響應(yīng)，發(fā)現(xiàn)中國區(qū)域冬季氣溫每增加1°C，極端降水增加22.6%。在對(duì)極端降水的預(yù)估研究中，有研究也表明在RCP4.5和RCP8.5情景下，隨著氣溫的升高，中國區(qū)域平均降水和極端降水均呈現(xiàn)一致增加的趨勢，中國區(qū)域平均氣溫每升高1°C，第95百分位定義的極端降水分別增加11.9%和11.0%（吳佳等, 2015）。

然而，目前已有的研究大多將過去幾十年作為一個(gè)整體研究極端降水的時(shí)空分布特征。缺乏從年代際轉(zhuǎn)變的角度上，探尋中國極端降水的演變過程。在20世紀(jì)80～90年代，中國氣候出現(xiàn)年代際尺度上突變（Yu and Zhou, 2007; Feng et al., 2008; Wu et al., 2010）。東亞夏季風(fēng)（Ding et al., 2010）和中國東部夏季降水的雨型（黃榮輝等, 2011）存在多次明顯的年代際調(diào)整過程。對(duì)于中國東部夏季極端降水是否存在年代際的調(diào)整，調(diào)整前后空間模態(tài)特征的異同性等問題缺乏一定的研究。此外，目前研究還缺乏中國東部海陸熱力性差異對(duì)中國東部夏季極端降水的年代際影響方面的研究。

因而，本文利用Mann-Kendall（M-K）檢驗(yàn)和滑動(dòng)t檢驗(yàn)（MTT）方法對(duì)中國夏季極端降水進(jìn)行突變檢驗(yàn)，并對(duì)比分析其在年代際轉(zhuǎn)變前后的時(shí)空演變特征；通過對(duì)中國東部與西太平洋暖池（海溫關(guān)鍵區(qū)）海陸熱力性差異的研究，探尋其對(duì)東亞夏季風(fēng)乃至中國東部夏季極端降水的影響機(jī)制。相關(guān)研究將有助于我們加深對(duì)全球增暖背景下中國夏季極端降水異常特征及其成因的理解。

2 資料與方法

本文采用中國氣象局國家氣候中心1961～2015年2000站的逐日降水站點(diǎn)數(shù)據(jù)資料，并對(duì)其進(jìn)行質(zhì)量控制，從中挑選中國東部（105°E以東）連續(xù)性較好站點(diǎn)（共計(jì)1156站）的逐日降水資料進(jìn)行分析。

在中國夏季極端降水年代際氣候轉(zhuǎn)變分析中，分別采用M-K突變檢測和滑動(dòng)t檢驗(yàn)（MTT）方法對(duì)其氣候突變特征進(jìn)行分析，對(duì)M-K突變檢測而言，當(dāng)顯著性水平為0.05時(shí)，其顯著性的臨界值為±1.96，統(tǒng)計(jì)量UF和UB介于臨界值之間且相交，則其為突變點(diǎn)；滑動(dòng)t檢驗(yàn)則采用T檢驗(yàn)方法進(jìn)行顯著性檢驗(yàn)。采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（EOF）（施能, 2009）、相關(guān)以及距平等分析方法（魏鳳英,2007），對(duì)其時(shí)空變化特征進(jìn)行分析。本文以單站夏季（55年）逐日降水為樣本量，利用百分位閾值法（翟盤茂和潘曉華, 2003）定義極端降水：即某日某站降水量超過95百分位降水量，則該日該站出現(xiàn)極端降水。

中國東部夏季極端降水年代際轉(zhuǎn)變成因分析中，本文選用NCEP/NCAR提供的1961～2015年垂直方向1000 hPa到10 hPa共17層等壓面的風(fēng)場（u、v分量）、高度場（H）、垂直速度場（ω），水平空間分辨率為2.5°×2.5°的全球格點(diǎn)再分析月平均資料（Kalnay et al., 1996）。美國NOAA提供的1961～2015年逐月平均海溫場再分析資料（2°×2°）。本文使用的西太平洋副熱帶高壓（西太副高）指標(biāo)（面積、強(qiáng)度和脊線）、南海副熱帶高壓（南海副高）指標(biāo)（面積、強(qiáng)度和脊線）和東亞大槽指數(shù)均由中國國家氣候中心提供142環(huán)流指數(shù)中提取。

本文差值分析均采用t檢驗(yàn)方法進(jìn)行顯著性檢驗(yàn)；回歸分析中采用可決系數(shù)的平方根，按照相關(guān)系數(shù)的顯著性檢驗(yàn)方法進(jìn)行檢驗(yàn)。中國東部夏季極端降水1981～2010平均值為162 mm，1961～2019年平均值為155 mm，二者差異較小，對(duì)文中整體結(jié)果影響不大。因此，由于常規(guī)科研和業(yè)務(wù)工作中在計(jì)算距平過程多采用1981～2010 年平均值為氣候態(tài)，并以此衡量異常情況，故本文采用該時(shí)段均值作為氣候態(tài)。

3 中國東部夏季極端降水年代際氣候轉(zhuǎn)變

從1961～2015年中國東部夏季極端降水閾值分布上看（圖1），總體表現(xiàn)為東部高于西部，南方高于北方，自東南向西北遞減的分布。東南沿海一線夏季極端降水閾值較大，包括華南、長江中下游等地區(qū)，由于其夏季極端降水主要由臺(tái)風(fēng)引起（江漫和漆梁波, 2016）。此外，在四川省、重慶市和陜西省交界處也存在極端降水閾值中心，其成因一方面受其地形影響，另一方面與中國夏季西南渦的活躍有關(guān)（何光碧, 2012）。

圖1 1961～2015年中國東部夏季極端降水閾值分布（單位：mm）Fig. 1 Threshold value distribution of the summer extreme precipitation (SEP) over eastern China from 1961 to 2015 (units: mm)

為研究極端降水的時(shí)間變化特征，將中國東部夏季極端降水距平進(jìn)行區(qū)域平均得到中國東部夏季極端降水距平的時(shí)間序列。1961～2015年中國東部夏季年極端降水存在年際、年代際的變化特征（圖2a）。總體上，中國東部夏季極端降水呈現(xiàn)略微上升的線性趨勢，平均單站每十年增加5.3 mm。其中，1998年和1978年分別是中國東部夏季極端降水最大值和最小值年份，分別為218 mm和96 mm。在年代際尺度上，可以發(fā)現(xiàn)，中國東部夏季極端降水在1990年前后出現(xiàn)較為明顯的位相變化，1961～1990年中，僅1964年及1969年為正值年份，其余均處在負(fù)位相。而在1991～2015年，則轉(zhuǎn)為以正距平為主。分別利用M-K突變檢驗(yàn)和滑動(dòng)t檢驗(yàn)方法對(duì)1961～2015年中國東部夏季極端降水距平序列進(jìn)行突變檢測分析，可以發(fā)現(xiàn)兩種方法均可在中國東部夏季極端降水序列中于1990年左右檢測出突變信號(hào)，即其存在顯著的年代際轉(zhuǎn)變特征（圖2b，c）。1990年前后極端降水的年代際突變的時(shí)間，與中國夏季總降水在1990年代初的調(diào)整時(shí)間（黃榮輝等, 2006; 龔志強(qiáng)等, 2013）是一致的，這從側(cè)面證實(shí)了本文識(shí)別得到極端降水1990年前后年代際突變的的正確性。

圖2 1961～2015年中國東部夏季極端降水（a）逐年距平變化及其（b）M-K突變檢驗(yàn)結(jié)果和（c）滑動(dòng)t檢驗(yàn)結(jié)果Fig. 2 (a) Annual anomaly variation of SEP, (b) its M-K test results, and (c) moving t test results over eastern China from1961 to 2015

4 中國東部夏季極端降水空間分布演變特征

4.1 中國東部夏季極端降水模態(tài)演變

由上文可知，中國東部夏季極端降水在1990年前后出現(xiàn)年代際尺度氣候轉(zhuǎn)變，然而這一氣候轉(zhuǎn)變前后中國東部夏季極端降水空間分布特征依然需要進(jìn)一步進(jìn)行分析。圖3給出了1961～1990以及1991～2015年中國東部夏季極端降水距平EOF模態(tài)，轉(zhuǎn)折前和轉(zhuǎn)折后EOF的前兩個(gè)模態(tài)均能通過North檢驗(yàn)（North et al., 1982），即模態(tài)具有獨(dú)立性。轉(zhuǎn)折前，前兩個(gè)模態(tài)解釋方差分別占總解釋方差10.4%和8.0%，而轉(zhuǎn)折后前兩個(gè)模態(tài)則分別占總解釋方差11.9%和9.7%。轉(zhuǎn)折后前兩個(gè)EOF模態(tài)解釋方差均有所上升，即模態(tài)代表的分布型更為典型。就空間異常分布而言，中國東部夏季極端降水主第一模態(tài)在1990年前后發(fā)生較大的變化。轉(zhuǎn)折前（圖3a），EOF1主要表現(xiàn)為華北—長江中下游呈現(xiàn)“－、＋”的南北分布型。轉(zhuǎn)折后，這一分布型仍保持，但其“0”線由淮河流域向南移動(dòng)至長江南側(cè)，以長江為界，呈現(xiàn)出南北“＋、－”的分布型（圖3c）。1961～1990年中國東部夏季極端降水第二模態(tài)的分布型由南向北為典型的“＋、－、＋”模態(tài)。從轉(zhuǎn)折前后（轉(zhuǎn)折后與轉(zhuǎn)折前相比，以下同）對(duì)比結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)（圖3b、d），其0線也向南推移，北側(cè)“0”線由淮河流域南移至長江中下游，南側(cè)“0”線由長江中下游南移至華南北部。此外，淮河以南轉(zhuǎn)折前EOF2和轉(zhuǎn)折后EOF1在分布上極為相似，表明南方偶極子的分布型在轉(zhuǎn)折后加強(qiáng)成為主模態(tài)。已有的研究指出（黃榮輝等, 2011），20世紀(jì)90年代初期南方偶極子型降水模態(tài)作用加強(qiáng)，而東部極端降水模態(tài)出現(xiàn)類似的轉(zhuǎn)變，這也在一定程度說明，夏季極端降水的空間模態(tài)可能決定了夏季降水量異常的空間模態(tài)。

圖3 中國東部夏季極端降水轉(zhuǎn)折前后（a，c）EOF1和（b，d）EOF2空間模態(tài)：（a，b）轉(zhuǎn)折前（1961～1990年）；（c，d）轉(zhuǎn)折后（1991～2015年）。紅實(shí)線為0線；“＋”表示通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)Fig. 3 (a, c) EOF1 and (b, d) EOF2 before and after the climate shift for the SEP in eastern China: (a, b) Before the shift (1961-1990); (c, d) after the shift (1991-2015). Red line indicates 0 value; ＋: significance level of 0.05

4.2 中國夏季極端降水特征對(duì)比分析

中國東部夏季極端降水在1990年前后，其極端降水空間分布型出現(xiàn)了較大的變化。除此之外，由于不同地區(qū)對(duì)氣候變化的響應(yīng)程度有所不同，導(dǎo)致不同地區(qū)在轉(zhuǎn)折前后其極端降水強(qiáng)度、降水日數(shù)等特征必然也有所差異。轉(zhuǎn)折前后，中國東部夏季年極端降水量總體上空間分布較為一致，均為東多西少、南多北少的分布型。從極端降水距平變化上看，夏季平均年極端降水距平出現(xiàn)明顯的位相變化，空間分布型由南方偏少北方偏多（圖4a）轉(zhuǎn)變?yōu)槟戏狡啾狈狡伲▓D4b）；顯著差異的區(qū)域出現(xiàn)在華南、華東和華北（圖4c）。其中華南和華東從負(fù)距平轉(zhuǎn)為正距平，大部分地區(qū)年極端降水量增多40 mm，部分地區(qū)超過60 mm。華北大部分地區(qū)，平均年極端降水量減少，其中，京津唐地區(qū)年極端降水量減少尤為顯著，年極端降水量從偏多變?yōu)槠佟?/p>

圖4 轉(zhuǎn)折前后中國東部夏季極端降水量距平及差值分布（單位：mm）：（a）1961～1990；（b）1991～2010；（c）降水量差值（轉(zhuǎn)折后－轉(zhuǎn)折前）?！埃北硎就ㄟ^0.05顯著性水平檢驗(yàn)Fig. 4 Distribution of precipitation anomalies and difference in the SEP before and after the climate shift in eastern China (units: mm): (a)1961-1990; (b): 1991-2010; (c) difference (SEP after the shift minus before). ＋: significance level of 0.05

轉(zhuǎn)折后中國東部夏季極端降水出現(xiàn)變化的同時(shí)，其對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率和極端降水日數(shù)也出現(xiàn)相應(yīng)的變化，與極端降水類似，顯著變化區(qū)域主要出現(xiàn)在華東、華南和華北（圖5）。其中，華東和華南對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率由原先的30%提高至35%，部分地區(qū)達(dá)到40%以上（圖略）；降水日數(shù)提高1天左右。華北對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率由35%降低至30%，降水日數(shù)則減少了0.5天左右。

圖5 轉(zhuǎn)折前后中國東部夏季（a）極端降水量貢獻(xiàn)率和（b）極端降水日數(shù)（單位：d）的差值分布。“＋”表示通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)Fig. 5 Difference in (a) the contribution rate and (b) rainfall days (units: d) of SEP before and after the climate shift in eastern China. ＋: significance level of 0.05

綜上，轉(zhuǎn)變前后不同地區(qū)夏季極端降水特征的變化，可以發(fā)現(xiàn)中國東部夏季極端降水落區(qū)整體南移，南方偶極子分布型加強(qiáng)；華南和華東地區(qū)，極端降水量和降水日數(shù)增加，對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率增大；華北地區(qū)，極端降水量和降水日數(shù)減少，對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率減小。極端降水對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率較大，在一定程度上直接決定了夏季總降水量的模態(tài)特征。

5 中國東部夏季極端降水年代際轉(zhuǎn)變成因分析

陸地和海洋對(duì)氣候變化的響應(yīng)不同（Zhou and Zou, 2010），其增溫速率也不一樣，這將導(dǎo)致海陸熱力性質(zhì)差異發(fā)生改變，進(jìn)而通過大氣環(huán)流調(diào)整，影響到降水的年代際變化。計(jì)算1961～2015年中國東部逐年區(qū)域平均夏季極端降水量，得到中國東部夏季區(qū)域平均的極端降水量序列，將其與同期夏季平均海溫進(jìn)行相關(guān)分析（圖6a），發(fā)現(xiàn)對(duì)中國東部夏季極端降水影響較大的海溫區(qū)域位于赤道中部和東部印度洋（關(guān)鍵區(qū)I：20°S～20°N，60°～100°E）和赤道以北西太平洋海域（關(guān)鍵區(qū)II：0°～30°N，100°～160°E）。這兩個(gè)關(guān)鍵區(qū)海溫位于西太平洋暖池區(qū)，其與中國夏季風(fēng)進(jìn)程和水汽輸送密切相關(guān)（Duan et al., 2008; Lu and Lu, 2015）。從不同時(shí)期海溫關(guān)鍵區(qū)距平對(duì)比上看，關(guān)鍵區(qū)海溫距平在1990年前后均從負(fù)距平轉(zhuǎn)為正距平，即關(guān)鍵區(qū)海溫呈現(xiàn)顯著上升的趨勢（圖6b，c）。

圖6 （a）1961～2015年中國東部夏季極端降水時(shí)間序列與同期夏季平均海溫相關(guān)及轉(zhuǎn)折（b）前、（c）后海溫距平?！埃北硎鞠嚓P(guān)性通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)Fig. 6 (a) Correlation between the summer SST and the SEP time series for eastern China during the 1961-2015 period and (b, c) the SSTA before and after the climate shift (＋: significance level of 0.05)

分別計(jì)算1961～2015年中國東部夏季平均氣溫和關(guān)鍵區(qū)海溫的增溫速率。中國東部夏季平均氣溫呈增長的趨勢，平均每十年增加0.07°C；關(guān)鍵區(qū)I和關(guān)鍵區(qū)II海溫亦呈增長的趨勢，平均每十年分別增加0.14°C和0.12°C，關(guān)鍵區(qū)海溫比中國東部夏季平均氣溫增溫更快。為了進(jìn)一步對(duì)比轉(zhuǎn)折前后海陸熱力性差異的變化情況，將中國東部夏季平均氣溫減去關(guān)鍵區(qū)海溫，并計(jì)算其距平值在轉(zhuǎn)折前后的均值進(jìn)行對(duì)比分析（圖7a，b）可以發(fā)現(xiàn)，不論關(guān)鍵區(qū)I還是關(guān)鍵區(qū)II，其與中國東部夏季平均氣溫的差值距平均呈現(xiàn)減弱的趨勢，即海陸熱力性差異減小。采用施能等（1996）定義的東亞夏季風(fēng)指數(shù)與海陸溫差進(jìn)行對(duì)比分析（圖8），二者具有較好的關(guān)系。年際尺度上，二者具有同步的變化，東亞夏季風(fēng)指數(shù)與關(guān)鍵區(qū)海陸溫差相關(guān)系數(shù)分別為0.40和0.30，均通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)；在轉(zhuǎn)折前后的年代際尺度上，與海陸溫差相似，東亞夏季風(fēng)亦呈現(xiàn)減弱的變化（圖7c）。因而，關(guān)鍵區(qū)海溫相比于中國東部地區(qū)對(duì)氣候變化的響應(yīng)更靈敏，增溫速率更快，從而造成海陸熱力性差異減小。海陸熱力性差異的減小最終導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)的減弱，從而不利于低緯度的暖濕氣流向中國北方地區(qū)輸送，造成北方地區(qū)水汽輸送偏弱，降水偏少。

圖7 轉(zhuǎn)折前、后中國東部夏季區(qū)域平均氣溫與（a）關(guān)鍵區(qū)I、（b）關(guān)鍵區(qū)II夏季區(qū)域平均海溫差值距平和（c）時(shí)間平均的東亞夏季風(fēng)指數(shù)Fig. 7 Anomalies of differences between area-averaged temperature in summer over eastern China and summer area-averaged SST in (a) key region I and (b) key region II, and (c) time-averaged East Asia summer monsoon index before and after the climate shift

圖8 1961～2015年中國東部夏季區(qū)域平均氣溫與夏季關(guān)鍵區(qū)海溫差值的距平和東亞夏季風(fēng)指數(shù)Fig. 8 Anomalies of differences between area-averaged temperatures over eastern China and SSTs in key regions and annual East Asia summer monsoon index during the 1961-2015 period

從500 hPa高度場上看，熱帶西太平洋和中高緯度槽脊位置所在區(qū)域上空的環(huán)流場與中國東部夏季極端降水呈顯著正相關(guān)（圖9），分別對(duì)應(yīng)西太平洋副熱帶高壓和東亞大槽所在的關(guān)鍵區(qū)域。西太平洋副熱帶高壓與中國夏季降水密切相關(guān)，特別是其經(jīng)向移動(dòng)一定程度上決定了中國夏季主雨帶的變化（Lu, 2002; Yang and Sun, 2003）；而夏季東亞大槽的年代際西移，也是導(dǎo)致華北降水減少的原因之一（王萬里等, 2012）。圖10a給出了轉(zhuǎn)折前后Walker環(huán)流的差值圖。在西太平洋暖池區(qū)持續(xù)增溫背景下，低緯度地區(qū)在赤道西太平洋Walker環(huán)流的上升運(yùn)動(dòng)（130°～150°E平均）和赤道中東太平洋下沉運(yùn)行均顯著偏強(qiáng)，即1990年之后，西太平洋暖池的驅(qū)動(dòng)下，Walker環(huán)流較前一時(shí)段顯著加強(qiáng)。與此同時(shí)，赤道西太平洋Walker環(huán)流的上升支在其北側(cè)形成經(jīng)向的Hadley環(huán)流（圖10b），并在中高層大氣（300～200 hPa）的垂直方向形成順時(shí)針環(huán)流異常中心。20°N附近的垂直運(yùn)動(dòng)存在明顯的負(fù)異常，有效的加強(qiáng)西太平洋下沉運(yùn)動(dòng)，有利于西太副高較前期偏強(qiáng)；30°～40°N之間則對(duì)應(yīng)上升運(yùn)動(dòng)偏強(qiáng)，主要對(duì)應(yīng)中國長江中下游區(qū)域到日本中南部和韓國南部的梅雨帶。圖10c給出中國東部所在經(jīng)向范圍的經(jīng)向環(huán)流（100°～120°E平均）的垂直剖面圖。可以看出，20°～30°N對(duì)應(yīng)的華南和長江中下游區(qū)域主要對(duì)應(yīng)上升運(yùn)動(dòng)偏強(qiáng)，造成該區(qū)域轉(zhuǎn)折后降水較前場顯著偏多，40°～50°N對(duì)應(yīng)的華北和東北等區(qū)域則對(duì)應(yīng)下沉運(yùn)動(dòng)偏強(qiáng)，有利于這些區(qū)域降水較前期明顯減少（圖4c）。

圖9 1961～2015年北半球500 hPa高度場與中國東部區(qū)域平均夏季極端降水時(shí)間序列相關(guān)。“＋”表示通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)Fig. 9 Correlation between the summer 500-hPa geopotential height field in North Hemisphere and the area-averaged SEP time series over eastern China during the 1961-2015 period. ＋: significance level of 0.05

圖10 轉(zhuǎn)折前后（a）Walker環(huán)流（0°～20°N平均）、（b）Hadley環(huán)流（130°～150°E平均）和（c）經(jīng)向環(huán)流（100°～120°E平均）差值的垂直剖面（陰影：垂直速度；實(shí)心圓點(diǎn)：通過0.05顯著性水平檢驗(yàn)）Fig. 10 Differences in the (a) Walker circulation (0°-20°N), (b) Hadley circulation (130°-150°E), and (c) meridional circulation (100°-120°E)before and after the climate shift (Shaded area: vertical velocity; dots:significance level of 0.05)

西太平洋副熱帶高壓的各項(xiàng)指標(biāo)（面積指數(shù)、強(qiáng)度指數(shù)和脊線位置）與中國東部夏季極端降水的相關(guān)系數(shù)分別為0.38、0.37和0.26，均通過0.05的顯著性水平檢驗(yàn)，即西太平洋副熱帶高壓對(duì)中國東北夏季極端降水有著較為重要的影響。圖11a-c給出了西太平洋副熱帶高壓的各項(xiàng)指標(biāo)轉(zhuǎn)折前后距平的平均值。可以發(fā)現(xiàn)，在中國東部夏季極端降水年代際轉(zhuǎn)變前后，西太副高的面積增大、強(qiáng)度加強(qiáng)，脊線位置南移動(dòng)，低緯度向北的水汽輸送偏少，北方地區(qū)降水偏少，而初夏副高外圍的華南到長江中下游區(qū)域多為水汽輻合區(qū)，有利于降水降水偏多（Chow et al., 2008）。

此外，西太平洋暖池的增暖還對(duì)南海高壓產(chǎn)生影響，主要表現(xiàn)為中國南海（10°～20°N）上空垂直運(yùn)動(dòng)出現(xiàn)顯著負(fù)異常（圖10c），有效增強(qiáng)了南海高壓，南海高壓的面積增大、強(qiáng)度加強(qiáng)（圖11d，e），二者與中國東部夏季極端降水的相關(guān)系數(shù)分別為0.39和0.38，均通過0.05的顯著性水平檢驗(yàn)。已有研究結(jié)果也表明，南海副熱帶高壓偏強(qiáng)時(shí)，盛行下沉運(yùn)動(dòng)，南海夏季風(fēng)及其相應(yīng)的水汽輸送建立偏晚，夏季風(fēng)偏弱（任珂等, 2010）。在中高緯度地區(qū)，槽脊形勢的強(qiáng)弱與夏季風(fēng)一起決定了中國東部地區(qū)夏季經(jīng)向環(huán)流的強(qiáng)弱，進(jìn)而影響到水汽的輸送和降水落區(qū)。東亞大槽與中國東部夏季極端降水相關(guān)系數(shù)為0.41，通過0.01的顯著性水平檢驗(yàn)。1990年前后，東亞大槽指數(shù)的強(qiáng)度從負(fù)距平轉(zhuǎn)為正距平，有明顯的增強(qiáng)（圖11f）。東亞大槽偏強(qiáng)，有利于北方干冷空氣南下，造成東亞夏季風(fēng)偏弱，低緯度水汽不利于向北輸送，造成華北和東北等地降水偏少。同時(shí)，頻繁南下的冷空氣，在長江中下游和江南等地與暖濕氣流相遇，造成這些區(qū)域極端降水頻次變大，強(qiáng)度變強(qiáng)，極端降水量增大（沈柏竹等, 2012）。

圖11 轉(zhuǎn)折前后西太副高、南海副高和東亞大槽各指標(biāo)夏季平均距平變化：（a）西太副高面積指數(shù)；（b）西太副高強(qiáng)度指數(shù)；（c）西太副高脊線指數(shù)；（d）南海副高面積指數(shù)；（e）南海副高強(qiáng)度指數(shù)；（f）東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)Fig. 11 Variation of index anomalies of the western Pacific subtropical high, South China Sea high, and East Asia Trough before and after the climate shift: (a) Area index of the West Pacific subtropical high; (b) intensity index of the West Pacific subtropical high; (c) ridge line index of the West Pacific subtropical high; (d) area index of the South China Sea high; (e) intensity index of the South China Sea high; (f) intensity index of the East Asia trough

在各緯度高低層環(huán)流異常的配合下，中國東部夏季水汽輸送呈現(xiàn)出顯著的差異。轉(zhuǎn)折前，強(qiáng)勁的夏季風(fēng)配合中高緯度出現(xiàn)的氣旋性環(huán)流異常，在中國東部形成非常強(qiáng)的水汽輸送帶，來自孟加拉灣和太平洋的水汽能夠輸送至華北地區(qū)（圖12a）。轉(zhuǎn)折后，隨著東亞夏季風(fēng)的減弱、中高緯度東亞大槽加強(qiáng)，中國東部經(jīng)向水汽輸送呈現(xiàn)負(fù)異常，向北水汽輸送減弱，僅華東和華南因位于西太副高西北側(cè)，受加強(qiáng)并南移的西太副高影響，經(jīng)向水汽輸送增加（圖12b），最終在中國南方（20°～35°N）形成顯著的上升運(yùn)動(dòng)異常，極端降水偏多；而在華北則為顯著的下沉運(yùn)動(dòng)異常，極端降水偏少（圖10c）。

圖12 轉(zhuǎn)折前后夏季平均水汽通量距平（矢量：整層水汽通量；陰影：經(jīng)向整層水汽通量；單位：kg·m-1·s-1）Fig. 12 Water vapor flux anomalies before and after the climate shift (units: kg·m-1·s-1). Vector: total water vapor flux; shaded area: total water vapor flux in meridional direction

6 結(jié)論與討論

本文分析了中國東部夏季極端降水在1990年前后的年代際演變特征，并通過對(duì)中國東部與西太平洋暖池（海溫關(guān)鍵區(qū)）海陸熱力性差異演變的研究，探尋其對(duì)東亞夏季風(fēng)乃至中國東部夏季極端降水的影響機(jī)制。主要結(jié)論如下：

1961～2015年中國東部夏季極端降水呈現(xiàn)略微的增長趨勢，并在1990年前后存在顯著的年代際轉(zhuǎn)變，極端降水由偏少轉(zhuǎn)為偏多。轉(zhuǎn)折后中國東部夏季極端降水模態(tài)代表的分布型更為典型。主要表現(xiàn)為極端降水落區(qū)南移，南方偶極子分布型加強(qiáng)，華南和華東地區(qū)，極端降水量和降水日數(shù)增加，對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率增大；華北地區(qū)，極端降水量和降水日數(shù)減少，對(duì)夏季降水的貢獻(xiàn)率減小。

西太平洋暖池區(qū)海溫相比于中國東部地區(qū)對(duì)氣候變化的響應(yīng)更靈敏，增溫速率更快，其異常升溫造成的海陸溫差減小是中國東部夏季極端降水1990年前后轉(zhuǎn)變的重要驅(qū)動(dòng)因素之一。它通過中低緯度Walker環(huán)流和Hadley環(huán)流調(diào)整，導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)減弱、西太副高增強(qiáng)并南移、南海副高增強(qiáng)。與此同時(shí)，轉(zhuǎn)折后中高緯度地區(qū)氣旋性環(huán)流異常的破壞，東亞大槽增強(qiáng)，有利于北方干冷空氣南下。在南北環(huán)流系統(tǒng)共同作用下，中國東部夏季水汽輸送出現(xiàn)年代際調(diào)整，華北經(jīng)向水汽輸送減弱，下沉運(yùn)動(dòng)顯著加強(qiáng)，極端降水減少；華南和華東地區(qū)水汽輸送加強(qiáng)，上升運(yùn)動(dòng)顯著偏強(qiáng)，有利于降水偏多，并伴隨極端降水量和降水日數(shù)有所增加。

從全球角度而言，隨著地表溫度的升高，海陸熱力差異逐漸加大，大尺度環(huán)流結(jié)構(gòu)發(fā)生調(diào)整，區(qū)域性、全球性水循環(huán)加劇，進(jìn)而導(dǎo)致極端降水的空間分布、頻次和強(qiáng)度發(fā)生變化（Overland and Wang,2010; You et al., 2011）。然而，中國東部地區(qū)毗鄰海溫增暖最顯著的西太平洋暖池區(qū)，其海陸熱力性差異卻呈現(xiàn)減小的變化，具有很強(qiáng)的區(qū)域性特點(diǎn)，其導(dǎo)致的中國東部極端降水的空間分布亦有其獨(dú)特的演變特征。本文僅從海陸熱力性差異引起的大尺度環(huán)流調(diào)整方面對(duì)中國東部夏季極端降水的年代際轉(zhuǎn)變特征進(jìn)行分析，其具體的影響機(jī)制仍有待進(jìn)一步研究。