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)對重點開放實驗室，上海 200030

2 中國氣象局國家氣候中心開放實驗室，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，極端降水事件對社會、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（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）利用全球站點觀測資料針對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整體研究極端降水的時空分布特征。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）檢驗和滑動t檢驗（MTT）方法對中國夏季極端降水進(jìn)行突變檢驗，并對比分析其在年代際轉(zhuǎn)變前后的時空演變特征；通過對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站的逐日降水站點數(shù)據(jù)資料，并對其進(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（共計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t檢驗（MTT）方法對其氣候突變特征進(jìn)行分析，對M-K突變檢測而言，當(dāng)顯著性水平為0.05時，其顯著性的臨界值為±1.96，統(tǒng)計量UF和UB介于臨界值之間且相交，則其為突變點；滑動t檢驗則采用T檢驗方法進(jìn)行顯著性檢驗。采用經(jīng)驗正交函數(shù)（EOF）（施能, 2009）、相關(guān)以及距平等分析方法（魏鳳英,2007），對其時空變化特征進(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檢驗方法進(jìn)行顯著性檢驗；回歸分析中采用可決系數(shù)的平方根，按照相關(guān)系數(shù)的顯著性檢驗方法進(jìn)行檢驗。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）?？傮w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突變檢驗和滑動t檢驗方法對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，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間，與中國夏季總降水在1990年代初的調(diào)整時間（黃榮輝等, 2006; 龔志強(qiáng)等, 2013）是一致的，這從側(cè)面證實了本文識別得到極端降水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突變檢驗結(jié)果和（c）滑動t檢驗結(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的前兩個模態(tài)均能通過North檢驗（North et al., 1982），即模態(tài)具有獨(dú)立性。轉(zhuǎn)折前，前兩個模態(tài)解釋方差分別占總解釋方差10.4%和8.0%，而轉(zhuǎn)折后前兩個模態(tài)則分別占總解釋方差11.9%和9.7%。轉(zhuǎn)折后前兩個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）。紅實線為0線；“＋”表示通過0.05顯著性水平檢驗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，其對夏季降水的貢獻(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，對夏季降水的貢獻(xiàn)率減小。極端降水對夏季降水的貢獻(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）。從不同時期海溫關(guān)鍵區(qū)距平對比上看，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，并計算其距平值在轉(zhuǎn)折前后的均值進(jìn)行對比分析（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；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（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)動下，Walker環(huán)流較前一時段顯著加強(qiáng)。與此同時，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針環(huán)流異常中心。20°N附近的垂直運(yùn)動存在明顯的負(fù)異常，有效的加強(qiáng)西太平洋下沉運(yùn)動，有利于西太副高較前期偏強(qiáng)；30°～40°N之間則對應(yīng)上升運(yùn)動偏強(qiáng)，主要對應(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?？梢钥闯?，20°～30°N對應(yīng)的華南和長江中下游區(qū)域主要對應(yīng)上升運(yùn)動偏強(qiáng)，造成該區(qū)域轉(zhuǎn)折后降水較前場顯著偏多，40°～50°N對應(yīng)的華北和東北等區(qū)域則對應(yīng)下沉運(yùn)動偏強(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間序列相關(guān)?！埃北硎就ㄟ^0.05顯著性水平檢驗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；實心圓點：通過0.05顯著性水平檢驗）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，即西太平洋副熱帶高壓對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指標(biāo)轉(zhuǎn)折前后距平的平均值?？梢园l(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，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。已有研究結(jié)果也表明，南海副熱帶高壓偏強(qiáng)時，盛行下沉運(yùn)動，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。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，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)動異常，極端降水偏多；而在華北則為顯著的下沉運(yùn)動異常，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，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，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。