中国东部夏季极端降水年代际变化特征及成因分析

杨涵洧 龚志强 王晓娟 封国林

1 上海市气候中心/中国气象局上海城市气候变化应对重点开放实验室，上海 200030

2 中国气象局国家气候中心开放实验室，北京 100081

3 常熟理工学院物理与电子工程学院，常熟 215500

1 引言

众所周知，极端降水事件对社会、经济乃至人民的生命安全等诸多方面造成了严重的影响和巨大的 损 失（Li and Wang, 2018）。2012年7月21～22日是1951年有气象记录以来最强暴雨袭击北京，部分地区的降雨量突破历史记录。北京“7.21”暴雨共造成北京79人死亡，经济损失达116.4亿元，并对超过190万居民造成威胁（Jiang et al., 2014）。

近百年全球气候处于持续变暖的阶段。1880～2012年，全球平均地表温度升高0.85°C（IPCC,2013）。极端降水在全球变暖背景下的变化研究是气象研究人员关注的重点（Feng et al., 2008; 龚志强和封国林, 2008; 翟盘茂等, 2016;），极端降水事件强度和频率发生明显的变化（张勇等, 2006; 任国玉等, 2010），且这种变化具有很强的区域性和局地性（Qian and Lin, 2005; Zhai et al., 2005; 江志红等, 2009;）。国内外已有研究表明，随着变暖加剧，全球极端降水普遍呈现出增加的变化趋势（Goswami et al., 2006），Alexander et al.（2006）利用全球站点观测资料针对极端气候变化开展研究，指出全球极端降水有增加的趋势，尤其在北半球中高纬度地区，即使年降水量减少，其降水的极端性亦会显著增加。孙建奇和敖娟（2013）研究了中国近50年来冬季极端降水在年代际尺度上对区域尺度增暖的响应，发现中国区域冬季气温每增加1°C，极端降水增加22.6%。在对极端降水的预估研究中，有研究也表明在RCP4.5和RCP8.5情景下，随着气温的升高，中国区域平均降水和极端降水均呈现一致增加的趋势，中国区域平均气温每升高1°C，第95百分位定义的极端降水分别增加11.9%和11.0%（吴佳等, 2015）。

然而，目前已有的研究大多将过去几十年作为一个整体研究极端降水的时空分布特征。缺乏从年代际转变的角度上，探寻中国极端降水的演变过程。在20世纪80～90年代，中国气候出现年代际尺度上突变（Yu and Zhou, 2007; Feng et al., 2008; Wu et al., 2010）。东亚夏季风（Ding et al., 2010）和中国东部夏季降水的雨型（黄荣辉等, 2011）存在多次明显的年代际调整过程。对于中国东部夏季极端降水是否存在年代际的调整，调整前后空间模态特征的异同性等问题缺乏一定的研究。此外，目前研究还缺乏中国东部海陆热力性差异对中国东部夏季极端降水的年代际影响方面的研究。

因而，本文利用Mann-Kendall（M-K）检验和滑动t检验（MTT）方法对中国夏季极端降水进行突变检验，并对比分析其在年代际转变前后的时空演变特征；通过对中国东部与西太平洋暖池（海温关键区）海陆热力性差异的研究，探寻其对东亚夏季风乃至中国东部夏季极端降水的影响机制。相关研究将有助于我们加深对全球增暖背景下中国夏季极端降水异常特征及其成因的理解。

2 资料与方法

本文采用中国气象局国家气候中心1961～2015年2000站的逐日降水站点数据资料，并对其进行质量控制，从中挑选中国东部（105°E以东）连续性较好站点（共计1156站）的逐日降水资料进行分析。

在中国夏季极端降水年代际气候转变分析中，分别采用M-K突变检测和滑动t检验（MTT）方法对其气候突变特征进行分析，对M-K突变检测而言，当显著性水平为0.05时，其显著性的临界值为±1.96，统计量UF和UB介于临界值之间且相交，则其为突变点；滑动t检验则采用T检验方法进行显著性检验。采用经验正交函数（EOF）（施能, 2009）、相关以及距平等分析方法（魏凤英,2007），对其时空变化特征进行分析。本文以单站夏季（55年）逐日降水为样本量，利用百分位阈值法（翟盘茂和潘晓华, 2003）定义极端降水：即某日某站降水量超过95百分位降水量，则该日该站出现极端降水。

中国东部夏季极端降水年代际转变成因分析中，本文选用NCEP/NCAR提供的1961～2015年垂直方向1000 hPa到10 hPa共17层等压面的风场（u、v分量）、高度场（H）、垂直速度场（ω），水平空间分辨率为2.5°×2.5°的全球格点再分析月平均资料（Kalnay et al., 1996）。美国NOAA提供的1961～2015年逐月平均海温场再分析资料（2°×2°）。本文使用的西太平洋副热带高压（西太副高）指标（面积、强度和脊线）、南海副热带高压（南海副高）指标（面积、强度和脊线）和东亚大槽指数均由中国国家气候中心提供142环流指数中提取。

本文差值分析均采用t检验方法进行显著性检验；回归分析中采用可决系数的平方根，按照相关系数的显著性检验方法进行检验。中国东部夏季极端降水1981～2010平均值为162 mm，1961～2019年平均值为155 mm，二者差异较小，对文中整体结果影响不大。因此，由于常规科研和业务工作中在计算距平过程多采用1981～2010 年平均值为气候态，并以此衡量异常情况，故本文采用该时段均值作为气候态。

3 中国东部夏季极端降水年代际气候转变

从1961～2015年中国东部夏季极端降水阈值分布上看（图1），总体表现为东部高于西部，南方高于北方，自东南向西北递减的分布。东南沿海一线夏季极端降水阈值较大，包括华南、长江中下游等地区，由于其夏季极端降水主要由台风引起（江漫和漆梁波, 2016）。此外，在四川省、重庆市和陕西省交界处也存在极端降水阈值中心，其成因一方面受其地形影响，另一方面与中国夏季西南涡的活跃有关（何光碧, 2012）。

图1 1961～2015年中国东部夏季极端降水阈值分布（单位：mm）Fig. 1 Threshold value distribution of the summer extreme precipitation (SEP) over eastern China from 1961 to 2015 (units: mm)

为研究极端降水的时间变化特征，将中国东部夏季极端降水距平进行区域平均得到中国东部夏季极端降水距平的时间序列。1961～2015年中国东部夏季年极端降水存在年际、年代际的变化特征（图2a）。总体上，中国东部夏季极端降水呈现略微上升的线性趋势，平均单站每十年增加5.3 mm。其中，1998年和1978年分别是中国东部夏季极端降水最大值和最小值年份，分别为218 mm和96 mm。在年代际尺度上，可以发现，中国东部夏季极端降水在1990年前后出现较为明显的位相变化，1961～1990年中，仅1964年及1969年为正值年份，其余均处在负位相。而在1991～2015年，则转为以正距平为主。分别利用M-K突变检验和滑动t检验方法对1961～2015年中国东部夏季极端降水距平序列进行突变检测分析，可以发现两种方法均可在中国东部夏季极端降水序列中于1990年左右检测出突变信号，即其存在显著的年代际转变特征（图2b，c）。1990年前后极端降水的年代际突变的时间，与中国夏季总降水在1990年代初的调整时间（黄荣辉等, 2006; 龚志强等, 2013）是一致的，这从侧面证实了本文识别得到极端降水1990年前后年代际突变的的正确性。

图2 1961～2015年中国东部夏季极端降水（a）逐年距平变化及其（b）M-K突变检验结果和（c）滑动t检验结果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 中国东部夏季极端降水空间分布演变特征

4.1 中国东部夏季极端降水模态演变

由上文可知，中国东部夏季极端降水在1990年前后出现年代际尺度气候转变，然而这一气候转变前后中国东部夏季极端降水空间分布特征依然需要进一步进行分析。图3给出了1961～1990以及1991～2015年中国东部夏季极端降水距平EOF模态，转折前和转折后EOF的前两个模态均能通过North检验（North et al., 1982），即模态具有独立性。转折前，前两个模态解释方差分别占总解释方差10.4%和8.0%，而转折后前两个模态则分别占总解释方差11.9%和9.7%。转折后前两个EOF模态解释方差均有所上升，即模态代表的分布型更为典型。就空间异常分布而言，中国东部夏季极端降水主第一模态在1990年前后发生较大的变化。转折前（图3a），EOF1主要表现为华北—长江中下游呈现“－、＋”的南北分布型。转折后，这一分布型仍保持，但其“0”线由淮河流域向南移动至长江南侧，以长江为界，呈现出南北“＋、－”的分布型（图3c）。1961～1990年中国东部夏季极端降水第二模态的分布型由南向北为典型的“＋、－、＋”模态。从转折前后（转折后与转折前相比，以下同）对比结果可以发现（图3b、d），其0线也向南推移，北侧“0”线由淮河流域南移至长江中下游，南侧“0”线由长江中下游南移至华南北部。此外，淮河以南转折前EOF2和转折后EOF1在分布上极为相似，表明南方偶极子的分布型在转折后加强成为主模态。已有的研究指出（黄荣辉等, 2011），20世纪90年代初期南方偶极子型降水模态作用加强，而东部极端降水模态出现类似的转变，这也在一定程度说明，夏季极端降水的空间模态可能决定了夏季降水量异常的空间模态。

图3 中国东部夏季极端降水转折前后（a，c）EOF1和（b，d）EOF2空间模态：（a，b）转折前（1961～1990年）；（c，d）转折后（1991～2015年）。红实线为0线；“＋”表示通过0.05显著性水平检验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 中国夏季极端降水特征对比分析

中国东部夏季极端降水在1990年前后，其极端降水空间分布型出现了较大的变化。除此之外，由于不同地区对气候变化的响应程度有所不同，导致不同地区在转折前后其极端降水强度、降水日数等特征必然也有所差异。转折前后，中国东部夏季年极端降水量总体上空间分布较为一致，均为东多西少、南多北少的分布型。从极端降水距平变化上看，夏季平均年极端降水距平出现明显的位相变化，空间分布型由南方偏少北方偏多（图4a）转变为南方偏多北方偏少（图4b）；显著差异的区域出现在华南、华东和华北（图4c）。其中华南和华东从负距平转为正距平，大部分地区年极端降水量增多40 mm，部分地区超过60 mm。华北大部分地区，平均年极端降水量减少，其中，京津唐地区年极端降水量减少尤为显著，年极端降水量从偏多变为偏少。

图4 转折前后中国东部夏季极端降水量距平及差值分布（单位：mm）：（a）1961～1990；（b）1991～2010；（c）降水量差值（转折后－转折前）。“＋”表示通过0.05显著性水平检验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

转折后中国东部夏季极端降水出现变化的同时，其对夏季降水的贡献率和极端降水日数也出现相应的变化，与极端降水类似，显著变化区域主要出现在华东、华南和华北（图5）。其中，华东和华南对夏季降水的贡献率由原先的30%提高至35%，部分地区达到40%以上（图略）；降水日数提高1天左右。华北对夏季降水的贡献率由35%降低至30%，降水日数则减少了0.5天左右。

图5 转折前后中国东部夏季（a）极端降水量贡献率和（b）极端降水日数（单位：d）的差值分布。“＋”表示通过0.05显著性水平检验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

综上，转变前后不同地区夏季极端降水特征的变化，可以发现中国东部夏季极端降水落区整体南移，南方偶极子分布型加强；华南和华东地区，极端降水量和降水日数增加，对夏季降水的贡献率增大；华北地区，极端降水量和降水日数减少，对夏季降水的贡献率减小。极端降水对夏季降水的贡献率较大，在一定程度上直接决定了夏季总降水量的模态特征。

5 中国东部夏季极端降水年代际转变成因分析

陆地和海洋对气候变化的响应不同（Zhou and Zou, 2010），其增温速率也不一样，这将导致海陆热力性质差异发生改变，进而通过大气环流调整，影响到降水的年代际变化。计算1961～2015年中国东部逐年区域平均夏季极端降水量，得到中国东部夏季区域平均的极端降水量序列，将其与同期夏季平均海温进行相关分析（图6a），发现对中国东部夏季极端降水影响较大的海温区域位于赤道中部和东部印度洋（关键区I：20°S～20°N，60°～100°E）和赤道以北西太平洋海域（关键区II：0°～30°N，100°～160°E）。这两个关键区海温位于西太平洋暖池区，其与中国夏季风进程和水汽输送密切相关（Duan et al., 2008; Lu and Lu, 2015）。从不同时期海温关键区距平对比上看，关键区海温距平在1990年前后均从负距平转为正距平，即关键区海温呈现显著上升的趋势（图6b，c）。

图6 （a）1961～2015年中国东部夏季极端降水时间序列与同期夏季平均海温相关及转折（b）前、（c）后海温距平。“＋”表示相关性通过0.05显著性水平检验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)

分别计算1961～2015年中国东部夏季平均气温和关键区海温的增温速率。中国东部夏季平均气温呈增长的趋势，平均每十年增加0.07°C；关键区I和关键区II海温亦呈增长的趋势，平均每十年分别增加0.14°C和0.12°C，关键区海温比中国东部夏季平均气温增温更快。为了进一步对比转折前后海陆热力性差异的变化情况，将中国东部夏季平均气温减去关键区海温，并计算其距平值在转折前后的均值进行对比分析（图7a，b）可以发现，不论关键区I还是关键区II，其与中国东部夏季平均气温的差值距平均呈现减弱的趋势，即海陆热力性差异减小。采用施能等（1996）定义的东亚夏季风指数与海陆温差进行对比分析（图8），二者具有较好的关系。年际尺度上，二者具有同步的变化，东亚夏季风指数与关键区海陆温差相关系数分别为0.40和0.30，均通过0.05显著性水平检验；在转折前后的年代际尺度上，与海陆温差相似，东亚夏季风亦呈现减弱的变化（图7c）。因而，关键区海温相比于中国东部地区对气候变化的响应更灵敏，增温速率更快，从而造成海陆热力性差异减小。海陆热力性差异的减小最终导致东亚夏季风的减弱，从而不利于低纬度的暖湿气流向中国北方地区输送，造成北方地区水汽输送偏弱，降水偏少。

图7 转折前、后中国东部夏季区域平均气温与（a）关键区I、（b）关键区II夏季区域平均海温差值距平和（c）时间平均的东亚夏季风指数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

图8 1961～2015年中国东部夏季区域平均气温与夏季关键区海温差值的距平和东亚夏季风指数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

从500 hPa高度场上看，热带西太平洋和中高纬度槽脊位置所在区域上空的环流场与中国东部夏季极端降水呈显著正相关（图9），分别对应西太平洋副热带高压和东亚大槽所在的关键区域。西太平洋副热带高压与中国夏季降水密切相关，特别是其经向移动一定程度上决定了中国夏季主雨带的变化（Lu, 2002; Yang and Sun, 2003）；而夏季东亚大槽的年代际西移，也是导致华北降水减少的原因之一（王万里等, 2012）。图10a给出了转折前后Walker环流的差值图。在西太平洋暖池区持续增温背景下，低纬度地区在赤道西太平洋Walker环流的上升运动（130°～150°E平均）和赤道中东太平洋下沉运行均显著偏强，即1990年之后，西太平洋暖池的驱动下，Walker环流较前一时段显著加强。与此同时，赤道西太平洋Walker环流的上升支在其北侧形成经向的Hadley环流（图10b），并在中高层大气（300～200 hPa）的垂直方向形成顺时针环流异常中心。20°N附近的垂直运动存在明显的负异常，有效的加强西太平洋下沉运动，有利于西太副高较前期偏强；30°～40°N之间则对应上升运动偏强，主要对应中国长江中下游区域到日本中南部和韩国南部的梅雨带。图10c给出中国东部所在经向范围的经向环流（100°～120°E平均）的垂直剖面图。可以看出，20°～30°N对应的华南和长江中下游区域主要对应上升运动偏强，造成该区域转折后降水较前场显著偏多，40°～50°N对应的华北和东北等区域则对应下沉运动偏强，有利于这些区域降水较前期明显减少（图4c）。

图9 1961～2015年北半球500 hPa高度场与中国东部区域平均夏季极端降水时间序列相关。“＋”表示通过0.05显著性水平检验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

图10 转折前后（a）Walker环流（0°～20°N平均）、（b）Hadley环流（130°～150°E平均）和（c）经向环流（100°～120°E平均）差值的垂直剖面（阴影：垂直速度；实心圆点：通过0.05显著性水平检验）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)

西太平洋副热带高压的各项指标（面积指数、强度指数和脊线位置）与中国东部夏季极端降水的相关系数分别为0.38、0.37和0.26，均通过0.05的显著性水平检验，即西太平洋副热带高压对中国东北夏季极端降水有着较为重要的影响。图11a-c给出了西太平洋副热带高压的各项指标转折前后距平的平均值。可以发现，在中国东部夏季极端降水年代际转变前后，西太副高的面积增大、强度加强，脊线位置南移动，低纬度向北的水汽输送偏少，北方地区降水偏少，而初夏副高外围的华南到长江中下游区域多为水汽辐合区，有利于降水降水偏多（Chow et al., 2008）。

此外，西太平洋暖池的增暖还对南海高压产生影响，主要表现为中国南海（10°～20°N）上空垂直运动出现显著负异常（图10c），有效增强了南海高压，南海高压的面积增大、强度加强（图11d，e），二者与中国东部夏季极端降水的相关系数分别为0.39和0.38，均通过0.05的显著性水平检验。已有研究结果也表明，南海副热带高压偏强时，盛行下沉运动，南海夏季风及其相应的水汽输送建立偏晚，夏季风偏弱（任珂等, 2010）。在中高纬度地区，槽脊形势的强弱与夏季风一起决定了中国东部地区夏季经向环流的强弱，进而影响到水汽的输送和降水落区。东亚大槽与中国东部夏季极端降水相关系数为0.41，通过0.01的显著性水平检验。1990年前后，东亚大槽指数的强度从负距平转为正距平，有明显的增强（图11f）。东亚大槽偏强，有利于北方干冷空气南下，造成东亚夏季风偏弱，低纬度水汽不利于向北输送，造成华北和东北等地降水偏少。同时，频繁南下的冷空气，在长江中下游和江南等地与暖湿气流相遇，造成这些区域极端降水频次变大，强度变强，极端降水量增大（沈柏竹等, 2012）。

图11 转折前后西太副高、南海副高和东亚大槽各指标夏季平均距平变化：（a）西太副高面积指数；（b）西太副高强度指数；（c）西太副高脊线指数；（d）南海副高面积指数；（e）南海副高强度指数；（f）东亚大槽强度指数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

在各纬度高低层环流异常的配合下，中国东部夏季水汽输送呈现出显著的差异。转折前，强劲的夏季风配合中高纬度出现的气旋性环流异常，在中国东部形成非常强的水汽输送带，来自孟加拉湾和太平洋的水汽能够输送至华北地区（图12a）。转折后，随着东亚夏季风的减弱、中高纬度东亚大槽加强，中国东部经向水汽输送呈现负异常，向北水汽输送减弱，仅华东和华南因位于西太副高西北侧，受加强并南移的西太副高影响，经向水汽输送增加（图12b），最终在中国南方（20°～35°N）形成显著的上升运动异常，极端降水偏多；而在华北则为显著的下沉运动异常，极端降水偏少（图10c）。

图12 转折前后夏季平均水汽通量距平（矢量：整层水汽通量；阴影：经向整层水汽通量；单位：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 结论与讨论

本文分析了中国东部夏季极端降水在1990年前后的年代际演变特征，并通过对中国东部与西太平洋暖池（海温关键区）海陆热力性差异演变的研究，探寻其对东亚夏季风乃至中国东部夏季极端降水的影响机制。主要结论如下：

1961～2015年中国东部夏季极端降水呈现略微的增长趋势，并在1990年前后存在显著的年代际转变，极端降水由偏少转为偏多。转折后中国东部夏季极端降水模态代表的分布型更为典型。主要表现为极端降水落区南移，南方偶极子分布型加强，华南和华东地区，极端降水量和降水日数增加，对夏季降水的贡献率增大；华北地区，极端降水量和降水日数减少，对夏季降水的贡献率减小。

西太平洋暖池区海温相比于中国东部地区对气候变化的响应更灵敏，增温速率更快，其异常升温造成的海陆温差减小是中国东部夏季极端降水1990年前后转变的重要驱动因素之一。它通过中低纬度Walker环流和Hadley环流调整，导致东亚夏季风减弱、西太副高增强并南移、南海副高增强。与此同时，转折后中高纬度地区气旋性环流异常的破坏，东亚大槽增强，有利于北方干冷空气南下。在南北环流系统共同作用下，中国东部夏季水汽输送出现年代际调整，华北经向水汽输送减弱，下沉运动显著加强，极端降水减少；华南和华东地区水汽输送加强，上升运动显著偏强，有利于降水偏多，并伴随极端降水量和降水日数有所增加。

从全球角度而言，随着地表温度的升高，海陆热力差异逐渐加大，大尺度环流结构发生调整，区域性、全球性水循环加剧，进而导致极端降水的空间分布、频次和强度发生变化（Overland and Wang,2010; You et al., 2011）。然而，中国东部地区毗邻海温增暖最显著的西太平洋暖池区，其海陆热力性差异却呈现减小的变化，具有很强的区域性特点，其导致的中国东部极端降水的空间分布亦有其独特的演变特征。本文仅从海陆热力性差异引起的大尺度环流调整方面对中国东部夏季极端降水的年代际转变特征进行分析，其具体的影响机制仍有待进一步研究。