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 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 常熟理工學院物理與電子工程學院，常熟 215500

1 引言

眾所周知，極端降水事件對社會、經濟乃至人民的生命安全等諸多方面造成了嚴重的影響和巨大的 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暴雨襲擊北京，部分地區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，經濟損失達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注的重點（Feng et al., 2008; 龔志強和封國林, 2008; 翟盤茂等, 2016;），極端降水事件強度和頻率發生明顯的變化（張勇等, 2006; 任國玉等, 2010），且這種變化具有很強的區域性和局地性（Qian and Lin, 2005; Zhai et al., 2005; 江志紅等, 2009;）。國內外已有研究表明，隨著變暖加劇，全球極端降水普遍呈現出增加的變化趨勢（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，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域尺度增暖的響應，發現中國區域冬季氣溫每增加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，中國區域平均降水和極端降水均呈現一致增加的趨勢，中國區域平均氣溫每升高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。缺乏從年代際轉變的角度上，探尋中國極端降水的演變過程。在20世紀80～90年代，中國氣候出現年代際尺度上突變（Yu and Zhou, 2007; Feng et al., 2008; Wu et al., 2010）。東亞夏季風（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整過程。對于中國東部夏季極端降水是否存在年代際的調整，調整前后空間模態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行突變檢驗，并對比分析其在年代際轉變前后的時空演變特征；通過對中國東部與西太平洋暖池（海溫關鍵區）海陸熱力性差異的研究，探尋其對東亞夏季風乃至中國東部夏季極端降水的影響機制。相關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據資料，并對其進行質量控制，從中挑選中國東部（105°E以東）連續性較好站點（共計1156站）的逐日降水資料進行分析。

在中國夏季極端降水年代際氣候轉變分析中，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行分析，對M-K突變檢測而言，當顯著性水平為0.05時，其顯著性的臨界值為±1.96，統計量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檢驗方法進行顯著性檢驗。采用經驗正交函數（EOF）（施能, 2009）、相關以及距平等分析方法（魏鳳英,2007），對其時空變化特征進行分析。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，則該日該站出現極端降水。

中國東部夏季極端降水年代際轉變成因分析中，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（面積、強度和脊線）、南海副熱帶高壓（南海副高）指標（面積、強度和脊線）和東亞大槽指數均由中國國家氣候中心提供142環流指數中提取。

本文差值分析均采用t檢驗方法進行顯著性檢驗；回歸分析中采用可決系數的平方根，按照相關系數的顯著性檢驗方法進行檢驗。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，對文中整體結果影響不大。因此，由于常規科研和業務工作中在計算距平過程多采用1981～2010 年平均值為氣候態，并以此衡量異常情況，故本文采用該時段均值作為氣候態。

3 中國東部夏季極端降水年代際氣候轉變

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，由于其夏季極端降水主要由臺風引起（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（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行區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）。總體上，中國東部夏季極端降水呈現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，可以發現，中國東部夏季極端降水在1990年前后出現較為明顯的位相變化，1961～1990年中，僅1964年及1969年為正值年份，其余均處在負位相。而在1991～2015年，則轉為以正距平為主。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行突變檢測分析，可以發現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年代初的調整時間（黃榮輝等, 2006; 龔志強等, 2013）是一致的，這從側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突變檢驗結果和（c）滑動t檢驗結果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演變

由上文可知，中國東部夏季極端降水在1990年前后出現年代際尺度氣候轉變，然而這一氣候轉變前后中國東部夏季極端降水空間分布特征依然需要進一步進行分析。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，轉折前和轉折后EOF的前兩個模態均能通過North檢驗（North et al., 1982），即模態具有獨立性。轉折前，前兩個模態解釋方差分別占總解釋方差10.4%和8.0%，而轉折后前兩個模態則分別占總解釋方差11.9%和9.7%。轉折后前兩個EOF模態解釋方差均有所上升，即模態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在1990年前后發生較大的變化。轉折前（圖3a），EOF1主要表現為華北—長江中下游呈現“－、＋”的南北分布型。轉折后，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，以長江為界，呈現出南北“＋、－”的分布型（圖3c）。1961～1990年中國東部夏季極端降水第二模態的分布型由南向北為典型的“＋、－、＋”模態。從轉折前后（轉折后與轉折前相比，以下同）對比結果可以發現（圖3b、d），其0線也向南推移，北側“0”線由淮河流域南移至長江中下游，南側“0”線由長江中下游南移至華南北部。此外，淮河以南轉折前EOF2和轉折后EOF1在分布上極為相似，表明南方偶極子的分布型在轉折后加強成為主模態。已有的研究指出（黃榮輝等, 2011），20世紀90年代初期南方偶極子型降水模態作用加強，而東部極端降水模態出現類似的轉變，這也在一定程度說明，夏季極端降水的空間模態可能決定了夏季降水量異常的空間模態。

圖3 中國東部夏季極端降水轉折前后（a，c）EOF1和（b，d）EOF2空間模態：（a，b）轉折前（1961～1990年）；（c，d）轉折后（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了較大的變化。除此之外，由于不同地區對氣候變化的響應程度有所不同，導致不同地區在轉折前后其極端降水強度、降水日數等特征必然也有所差異。轉折前后，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明顯的位相變化，空間分布型由南方偏少北方偏多（圖4a）轉變為南方偏多北方偏少（圖4b）；顯著差異的區域出現在華南、華東和華北（圖4c）。其中華南和華東從負距平轉為正距平，大部分地區年極端降水量增多40 mm，部分地區超過60 mm。華北大部分地區，平均年極端降水量減少，其中，京津唐地區年極端降水量減少尤為顯著，年極端降水量從偏多變為偏少。

圖4 轉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（轉折后－轉折前）?！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

轉折后中國東部夏季極端降水出現變化的同時，其對夏季降水的貢獻率和極端降水日數也出現相應的變化，與極端降水類似，顯著變化區域主要出現在華東、華南和華北（圖5）。其中，華東和華南對夏季降水的貢獻率由原先的30%提高至35%，部分地區達到40%以上（圖略）；降水日數提高1天左右。華北對夏季降水的貢獻率由35%降低至30%，降水日數則減少了0.5天左右。

圖5 轉折前后中國東部夏季（a）極端降水量貢獻率和（b）極端降水日數（單位：d）的差值分布?！埃北硎就ㄟ^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，轉變前后不同地區夏季極端降水特征的變化，可以發現中國東部夏季極端降水落區整體南移，南方偶極子分布型加強；華南和華東地區，極端降水量和降水日數增加，對夏季降水的貢獻率增大；華北地區，極端降水量和降水日數減少，對夏季降水的貢獻率減小。極端降水對夏季降水的貢獻率較大，在一定程度上直接決定了夏季總降水量的模態特征。

5 中國東部夏季極端降水年代際轉變成因分析

陸地和海洋對氣候變化的響應不同（Zhou and Zou, 2010），其增溫速率也不一樣，這將導致海陸熱力性質差異發生改變，進而通過大氣環流調整，影響到降水的年代際變化。計算1961～2015年中國東部逐年區域平均夏季極端降水量，得到中國東部夏季區域平均的極端降水量序列，將其與同期夏季平均海溫進行相關分析（圖6a），發現對中國東部夏季極端降水影響較大的海溫區域位于赤道中部和東部印度洋（關鍵區I：20°S～20°N，60°～100°E）和赤道以北西太平洋海域（關鍵區II：0°～30°N，100°～160°E）。這兩個關鍵區海溫位于西太平洋暖池區，其與中國夏季風進程和水汽輸送密切相關（Duan et al., 2008; Lu and Lu, 2015）。從不同時期海溫關鍵區距平對比上看，關鍵區海溫距平在1990年前后均從負距平轉為正距平，即關鍵區海溫呈現顯著上升的趨勢（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及轉折（b）前、（c）后海溫距平?！埃北硎鞠嚓P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鍵區海溫的增溫速率。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；關鍵區I和關鍵區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，關鍵區海溫比中國東部夏季平均氣溫增溫更快。為了進一步對比轉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鍵區海溫，并計算其距平值在轉折前后的均值進行對比分析（圖7a，b）可以發現，不論關鍵區I還是關鍵區II，其與中國東部夏季平均氣溫的差值距平均呈現減弱的趨勢，即海陸熱力性差異減小。采用施能等（1996）定義的東亞夏季風指數與海陸溫差進行對比分析（圖8），二者具有較好的關系。年際尺度上，二者具有同步的變化，東亞夏季風指數與關鍵區海陸溫差相關系數分別為0.40和0.30，均通過0.05顯著性水平檢驗；在轉折前后的年代際尺度上，與海陸溫差相似，東亞夏季風亦呈現減弱的變化（圖7c）。因而，關鍵區海溫相比于中國東部地區對氣候變化的響應更靈敏，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致東亞夏季風的減弱，從而不利于低緯度的暖濕氣流向中國北方地區輸送，造成北方地區水汽輸送偏弱，降水偏少。

圖7 轉折前、后中國東部夏季區域平均氣溫與（a）關鍵區I、（b）關鍵區II夏季區域平均海溫差值距平和（c）時間平均的東亞夏季風指數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年中國東部夏季區域平均氣溫與夏季關鍵區海溫差值的距平和東亞夏季風指數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域上空的環流場與中國東部夏季極端降水呈顯著正相關（圖9），分別對應西太平洋副熱帶高壓和東亞大槽所在的關鍵區域。西太平洋副熱帶高壓與中國夏季降水密切相關，特別是其經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，也是導致華北降水減少的原因之一（王萬里等, 2012）。圖10a給出了轉折前后Walker環流的差值圖。在西太平洋暖池區持續增溫背景下，低緯度地區在赤道西太平洋Walker環流的上升運動（130°～150°E平均）和赤道中東太平洋下沉運行均顯著偏強，即1990年之后，西太平洋暖池的驅動下，Walker環流較前一時段顯著加強。與此同時，赤道西太平洋Walker環流的上升支在其北側形成經向的Hadley環流（圖10b），并在中高層大氣（300～200 hPa）的垂直方向形成順時針環流異常中心。20°N附近的垂直運動存在明顯的負異常，有效的加強西太平洋下沉運動，有利于西太副高較前期偏強；30°～40°N之間則對應上升運動偏強，主要對應中國長江中下游區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向范圍的經向環流（100°～120°E平均）的垂直剖面圖。可以看出，20°～30°N對應的華南和長江中下游區域主要對應上升運動偏強，造成該區域轉折后降水較前場顯著偏多，40°～50°N對應的華北和東北等區域則對應下沉運動偏強，有利于這些區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域平均夏季極端降水時間序列相關?！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 轉折前后（a）Walker環流（0°～20°N平均）、（b）Hadley環流（130°～150°E平均）和（c）經向環流（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（面積指數、強度指數和脊線位置）與中國東部夏季極端降水的相關系數分別為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轉折前后距平的平均值?？梢园l現，在中國東部夏季極端降水年代際轉變前后，西太副高的面積增大、強度加強，脊線位置南移動，低緯度向北的水汽輸送偏少，北方地區降水偏少，而初夏副高外圍的華南到長江中下游區域多為水汽輻合區，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生影響，主要表現為中國南海（10°～20°N）上空垂直運動出現顯著負異常（圖10c），有效增強了南海高壓，南海高壓的面積增大、強度加強（圖11d，e），二者與中國東部夏季極端降水的相關系數分別為0.39和0.38，均通過0.05的顯著性水平檢驗。已有研究結果也表明，南海副熱帶高壓偏強時，盛行下沉運動，南海夏季風及其相應的水汽輸送建立偏晚，夏季風偏弱（任珂等, 2010）。在中高緯度地區，槽脊形勢的強弱與夏季風一起決定了中國東部地區夏季經向環流的強弱，進而影響到水汽的輸送和降水落區。東亞大槽與中國東部夏季極端降水相關系數為0.41，通過0.01的顯著性水平檢驗。1990年前后，東亞大槽指數的強度從負距平轉為正距平，有明顯的增強（圖11f）。東亞大槽偏強，有利于北方干冷空氣南下，造成東亞夏季風偏弱，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，造成這些區域極端降水頻次變大，強度變強，極端降水量增大（沈柏竹等, 2012）。

圖11 轉折前后西太副高、南海副高和東亞大槽各指標夏季平均距平變化：（a）西太副高面積指數；（b）西太副高強度指數；（c）西太副高脊線指數；（d）南海副高面積指數；（e）南海副高強度指數；（f）東亞大槽強度指數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

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

圖12 轉折前后夏季平均水汽通量距平（矢量：整層水汽通量；陰影：經向整層水汽通量；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（海溫關鍵區）海陸熱力性差異演變的研究，探尋其對東亞夏季風乃至中國東部夏季極端降水的影響機制。主要結論如下：

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

西太平洋暖池區海溫相比于中國東部地區對氣候變化的響應更靈敏，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年前后轉變的重要驅動因素之一。它通過中低緯度Walker環流和Hadley環流調整，導致東亞夏季風減弱、西太副高增強并南移、南海副高增強。與此同時，轉折后中高緯度地區氣旋性環流異常的破壞，東亞大槽增強，有利于北方干冷空氣南下。在南北環流系統共同作用下，中國東部夏季水汽輸送出現年代際調整，華北經向水汽輸送減弱，下沉運動顯著加強，極端降水減少；華南和華東地區水汽輸送加強，上升運動顯著偏強，有利于降水偏多，并伴隨極端降水量和降水日數有所增加。

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，大尺度環流結構發生調整，區域性、全球性水循環加劇，進而導致極端降水的空間分布、頻次和強度發生變化（Overland and Wang,2010; You et al., 2011）。然而，中國東部地區毗鄰海溫增暖最顯著的西太平洋暖池區，其海陸熱力性差異卻呈現減小的變化，具有很強的區域性特點，其導致的中國東部極端降水的空間分布亦有其獨特的演變特征。本文僅從海陸熱力性差異引起的大尺度環流調整方面對中國東部夏季極端降水的年代際轉變特征進行分析，其具體的影響機制仍有待進一步研究。