王苗，郭品文，鄔昀

(1．武漢區(qū)域氣候中心，湖北武漢430074;2．南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044;3．湖北省宜昌市氣象局，湖北宜昌443000)

中國東部極端降水變化特征及其與大氣穩(wěn)定度的關(guān)系

王苗1，2，郭品文2，鄔昀3

(1．武漢區(qū)域氣候中心，湖北武漢430074;2．南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044;3．湖北省宜昌市氣象局，湖北宜昌443000)

利用100°E以東地區(qū)通過5%質(zhì)量控制的392個(gè)站逐日降水資料，對近50 a我國東部極端降水變化特征進(jìn)行分析，并以1948—1976年和1977—2008年為研究子時(shí)段，討論前后兩階段東部地區(qū)的大氣濕位渦差異及大氣穩(wěn)定度狀況。結(jié)果表明:我國東部地區(qū)極端降水表現(xiàn)出顯著的南北差異;北方尤其是華北東部，極端降水量及其所占降水量比例均有下降趨勢，而南方尤其是在長江中下游地區(qū)二者均呈增加趨勢。濕位渦呈“南減北增”的趨勢，對流穩(wěn)定度和斜壓穩(wěn)定度在南方均出現(xiàn)變?nèi)踮厔?，在北方則增強(qiáng)。大氣性質(zhì)的南北顯著變化是我國東部地區(qū)極端降水呈“南增北減”分布型的一個(gè)重要原因。進(jìn)一步研究表明，高緯度地區(qū)300 hPa層在1976年之后表現(xiàn)為溫度負(fù)距平場中心，使東部地區(qū)高空熱力性質(zhì)產(chǎn)生差異，進(jìn)而影響了對流穩(wěn)定度的變化;同時(shí)冷中心北側(cè)高層西風(fēng)分量減小，南側(cè)高層西風(fēng)風(fēng)量增大，斜壓穩(wěn)定度相應(yīng)出現(xiàn)減弱和增強(qiáng)的變化趨勢。

極端降水;大氣穩(wěn)定度;濕位渦

0 引言

自1998年IPCC(政府間氣候變化專門委員會(huì))成立以來，已陸續(xù)就氣候變化對社會(huì)、經(jīng)濟(jì)的潛在影響以及如何適應(yīng)和減緩氣候變化的可能對策做過4次評估。IPCC每一次新評估報(bào)告顯示，分析時(shí)段內(nèi)增加的幾年與以往年份相比幾乎都是偏暖的。因?yàn)槿蜃兣?，地表蒸發(fā)加劇，大氣保持水分能力增強(qiáng)，大氣水汽含量可能增多，水循環(huán)加劇，勢必導(dǎo)致降水增多。另一方面，地表蒸發(fā)能力增強(qiáng)使部分地區(qū)更易發(fā)生干旱，為了與蒸發(fā)平衡，降水也將增加。根據(jù)概率分布，相應(yīng)的極端降水出現(xiàn)的概率也增大。國外多位學(xué)者研究指出，多數(shù)地區(qū)極端降水呈增加態(tài)勢，強(qiáng)降水隨總降水量增多而增加，但并未隨總降水量減少而減少。也就是說，在全球變暖背景條件下，即使總降水量減少或者不變，也存在著強(qiáng)降水增加的現(xiàn) 象 (Karl and Knight，1998;Groisman et al.，1999;Tank and Konnen，2003)。

中國地區(qū)極端降水也表現(xiàn)出較為明顯的變化趨勢，且具有顯著的地域差異。王冀等(2008)利用連續(xù)5 d最大降水量等5個(gè)極端降水指數(shù)對長江中下游極端降水情況進(jìn)行分析，指出各極端降水指數(shù)均存在12 a左右的周期振蕩，大雨日數(shù)突變發(fā)生在1979年。大量關(guān)于我國極端氣候事件的研究(任福民和翟盤茂，1998;翟盤茂和潘曉華，2003;Zhai and Pan，2003;翟盤茂和鄒旭愷，2005;Zhai et al.，2005;王亞偉等，2006;楊素英等，2011)表明，近40 a中國東部年均降水強(qiáng)度極端偏強(qiáng)的趨勢較為顯著，夏半年極端降水頻率在華北地區(qū)減小、在長江流域增加，華北地區(qū)全年平均降水量減少主要是由于降水頻率減小，而長江流域降水增加主要是由于降水強(qiáng)度加大且極端降水事件增多。陳海山等(2009)分析我國不同季節(jié)極端降水特征并指出，我國年及各季節(jié)極端降水頻次表現(xiàn)出緯向分布特征，有明顯區(qū)域性差異和季節(jié)性差異。極端天氣氣候事件是造成自然災(zāi)害的重要原因之一，而極端降水常與旱澇災(zāi)害聯(lián)系在一起。我國東部地區(qū)地處季風(fēng)區(qū)，深受東亞季風(fēng)影響，且東部地區(qū)經(jīng)濟(jì)發(fā)達(dá)，對極端降水等易致災(zāi)事件特別敏感，因此研究其極端降水的變化情況及成因顯得尤為重要。

前人多從鄰近海表溫度影響方面著手，對極端降水事件的影響因子做了大量工作。張永領(lǐng)和丁裕國(2004)對我國東部極端降水與北太平洋海溫遙相關(guān)進(jìn)行研究，指出太平洋海溫異常是直接影響我國異常降水的主要因素之一。楊金虎等(2008)研究指出，冬季赤道中東太平洋海表溫度發(fā)生異常時(shí)，首先引起緯向和經(jīng)向垂直環(huán)流圈發(fā)生異常，進(jìn)而強(qiáng)迫大氣環(huán)流發(fā)生調(diào)整，先后通過PNA和WP遙相關(guān)使得西太平洋副熱帶高壓發(fā)生異常，最終使得西北區(qū)東部夏季極端降水事件發(fā)生異常。更多的研究也涉及夏季風(fēng)減弱、副熱帶高壓和南亞高壓的南北移動(dòng)及強(qiáng)度變化(張瓊和吳國雄，2001;Gong and Ho，2002;Hu et al.，2003;譚桂容和孫照渤，2004)、高低空急流的位置變動(dòng)(方曉潔等，2009;孫鳳華等，2009)等。

極端降水可以說是各個(gè)地區(qū)的強(qiáng)降水，其發(fā)生發(fā)展必然有其特定的大氣環(huán)境場，需要一定天氣尺度系統(tǒng)的背景場，同時(shí)配合中小尺度系統(tǒng)的共同作用。只有在有利的氣候背景條件下，大氣中有足夠不穩(wěn)定能量釋放，才能夠產(chǎn)生較強(qiáng)降水。那么我國的極端降水在近些年所表現(xiàn)出的明顯區(qū)域變化特征是否是其所處的氣候背景發(fā)生了改變?這種氣候背景是否影響了大氣穩(wěn)定度的變化，造成了不穩(wěn)定能量的不均衡分布，使得部分地區(qū)易發(fā)生極端降水，部分地區(qū)則不易發(fā)生極端降水?這種大氣穩(wěn)定度又如何變化?

濕位渦是一個(gè)可以綜合反映濕大氣動(dòng)力狀態(tài)和熱力狀態(tài)的物理量，最主要是它的分布能很好地表征大氣對流穩(wěn)定性和斜壓穩(wěn)定性。因其這種特性，濕位渦多被應(yīng)用于中尺度天氣診斷方面，但極少用于氣候異常的診斷研究。張艷霞等(2008)將濕位渦理論用于影響江淮地區(qū)夏季降水異常的機(jī)理分析，結(jié)果顯示降水異常年濕位渦正壓部分差異主要是由水汽的垂直分布差異引起穩(wěn)定度的變化所致，而相對濕位渦和濕位渦斜壓部分的差異，主要是由垂直渦度及緯向風(fēng)的垂直切變和暖濕氣流的經(jīng)向切變所致，并指出濕位渦正壓部分和斜壓部分能較好地表征大氣對流不穩(wěn)定和斜壓不穩(wěn)定。因此，本文在對東部極端降水變化特征分析的基礎(chǔ)上，將利用濕位渦理論對我國東部地區(qū)大氣背景場加以分析，并重點(diǎn)分析和討論大氣穩(wěn)定度的演變狀況，以期得出我國東部極端降水變化成因及東亞地區(qū)對于全球氣候突變的響應(yīng)情況。文章安排如下:第一部分介紹資料和方法，涉及極端降水閾值和穩(wěn)定度表征值的確定;第二部分分析了我國東部地區(qū)極端降水的基本變化特征;第三部分以濕位渦和大氣穩(wěn)定度為切入點(diǎn)，探討產(chǎn)生這種極端降水異常格局的氣候背景條件變化;第四部分對造成這種穩(wěn)定度差異的可能原因進(jìn)行討論;最后對全文進(jìn)行總結(jié)。

1 資料和方法

1.1 資料

本文所定義的東部為我國100°E以東的大陸區(qū)域。采用了來自中國氣象局氣候中心整編的753個(gè)測站 1959—2008年逐日降水資料，另采用了1948—2008年美國NCEP/NCAR月平均資料，其水平分辨率為2.5°×2.5°，要素主要包括夏季溫度場、高度場、經(jīng)向風(fēng)場、緯向風(fēng)場、比濕場。在對降水和極端降水的長期趨勢進(jìn)行統(tǒng)計(jì)時(shí)，保留了753個(gè)測站中資料時(shí)間序列完整的站點(diǎn)，以保證每一天都有記錄，時(shí)間為1959—2008年(50 a)，再對其進(jìn)行5%的質(zhì)量控制，即1 a內(nèi)缺測超過28 d時(shí)，該年作為缺測年;50 a內(nèi)缺測年達(dá)3 a以上時(shí)，該站點(diǎn)作為缺測站點(diǎn)予以剔除，最后選取了東部地區(qū)的392個(gè)站點(diǎn)參與統(tǒng)計(jì)計(jì)算。

1.2 方法

極端降水的定義參照國際通用的百分位法。把每個(gè)站點(diǎn)氣候基準(zhǔn)時(shí)段(1971—2000年)逐年濕日(日降水量≥1 mm)降水量序列的第95個(gè)百分位值的30 a氣候平均值定義為該站點(diǎn)的極端降水閾值。百分位值的確定，則參照Bonsal et al.(2001)的計(jì)算方法。把濕日降水序列的n個(gè)值按升序排列，x1，x2，…，xm，…，xn，某個(gè)值小于或等于 xm的概率為P=(m-0.31)/(n+0.38)，其中m為xm的序號(hào)。即本文選取P=95%所對應(yīng)的xm值作為極端降水的閾值，當(dāng)某站某日降水量超過這一閾值時(shí)，稱該站該日極端降水事件發(fā)生。

降水和極端降水的長期趨勢統(tǒng)計(jì)工作主要采用線性傾向估計(jì)方法。

2 東部極端降水長期變化趨勢

由百分位法確定的392個(gè)站點(diǎn)閾值分布見圖1。可見，廣東、廣西大部分地區(qū)、江西東北部、湖北東南部及安徽西南部地區(qū)極端降水閾值超過暴雨標(biāo)準(zhǔn)，東北大部地區(qū)、華北東部、黃淮地區(qū)、江南及西南大部分地區(qū)極端降水閾值為大雨標(biāo)準(zhǔn)，內(nèi)蒙大部分地區(qū)、河套以西及四川西北部地區(qū)為中雨標(biāo)準(zhǔn)。由圖也可以看出本文所選392站的分布情況。

圖1 中國東部地區(qū)極端降水閾值的分布(單位:mm)Fig.1 Distribution of extreme rainfall threshold over the eastern China(units:mm)

由東部地區(qū)近50 a極端降水量的長期變化趨勢(圖2a)可以看出，以35°N為界，南北變化差異顯著，華北大部分地區(qū)、東北西部、西南小范圍地區(qū)為減少趨勢，江南大部分地區(qū)極端降水增加，且長江中下游和兩廣地區(qū)增加顯著。近50 a極端降水量占降水量比例的長期變化趨勢(圖2b)顯示，除西南地區(qū)外，南方大部分地區(qū)均呈增加趨勢，而北方地區(qū)除東北東部地區(qū)呈增加趨勢外，大部分呈減少趨勢，尤其是華北東部。同樣，極端降水次數(shù)和極端降水強(qiáng)度也有類似的南北區(qū)相反的變化趨勢(圖略)，這也反映出極端降水量減少可能是造成華北近年來干旱化的一個(gè)客觀原因，江南大部分地區(qū)極端降水量增加趨勢顯著，導(dǎo)致了該區(qū)域近年來洪澇頻發(fā)。

圖2 極端降水量(單位:mm/(10 a))和極端降水量占降水量比例(單位:%/(10 a))的長期趨勢空間分布(實(shí)心圓點(diǎn)表示通過0.05信度的顯著性檢驗(yàn))Fig.2 Spatial distributions of long term trends of extreme precipitation events(units:mm/(10 a))and the percentage of extreme precipitation(units:%/(10 a))(the closed marks represent stations passed the significance test of α=0.05)

我國東部降水最值得關(guān)注的區(qū)域是華北地區(qū)和長江流域(圖3)，華北地區(qū)由濕轉(zhuǎn)干，干旱變率加大，而長江中下游地區(qū)因極端降水量增加和頻次增多導(dǎo)致該地區(qū)由干轉(zhuǎn)濕，易形成大范圍洪澇。這意味著各地區(qū)因變暖趨勢不同，水汽蒸發(fā)量不同，水汽循環(huán)結(jié)構(gòu)發(fā)生改變，導(dǎo)致原有的降水分布型被打破，各地降水變率不一，強(qiáng)降水發(fā)生的突發(fā)性和不確定性加大。參考Xu(2001)的方法，選取35～41°N、108～120°E范圍內(nèi)降水量趨勢變化小于等于-15 mm/(10 a)的站點(diǎn)為華北地區(qū)代表站(共36站);選取25～33°N、112～125°E范圍內(nèi)降水量趨勢變化大于等于15 mm/(10 a)的站點(diǎn)為長江中下游地區(qū)代表站(共23站)。對南北方區(qū)域平均降水量進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，由圖4可以看出，所選華北和長江中下游地區(qū)降水在1976年前后發(fā)生了“類似于突變”，即北方地區(qū)由濕轉(zhuǎn)干，干旱幾率加大，而南方地區(qū)則由干轉(zhuǎn)濕，降水增多，易導(dǎo)致大范圍洪澇。

觀測分析表明，全球氣候在1976/1977年前后發(fā)生了變化(climate shift)(An and Wang，2000;Aoki et al.，2003)。Nitta and Yamada(1989)指出，20世紀(jì)70年代末全球海表溫度場、洋面上空熱容量及大西洋和太平洋面上風(fēng)場都發(fā)生了年代際突變。我國處于東亞季風(fēng)區(qū)，響應(yīng)這種全球性的氣候突變，降水在20世紀(jì)中后期也發(fā)生了一次明顯躍變。錢維宏等(2007)研究指出，我國東部季風(fēng)區(qū)中的“北澇南旱”從1970年代末轉(zhuǎn)型為“南澇北旱”;黃榮輝等(2006)研究認(rèn)為，20世紀(jì)70年代中后期迄今，熱帶東太平洋出現(xiàn)“類似于厄爾尼諾型”分布的年代際海溫距平，引起了東亞和西太平洋上空EAP型遙相關(guān)環(huán)流異常分布的年代際變化，使得1976年迄今東亞夏季風(fēng)變?nèi)?、西太平洋熱帶高壓偏南、偏西。鑒于上述理論，本文以1976年為界，將研究時(shí)段分為1948—1976和1977—2008兩個(gè)子時(shí)段，探討極端降水變化趨勢的可能成因。

圖3 降水量長期趨勢的空間分布(單位:mm/(10 a);★表示通過0.05信度的顯著性檢驗(yàn)，●為所選區(qū)域的站點(diǎn))Fig.3 Distribution of long term trends of precipitation(units:mm/(10 a);the star marks represent stations passed the significance test of α =0.05，and the closed marks represent stations chosed)

圖4 華北地區(qū)和長江中下游區(qū)域年均降水量標(biāo)準(zhǔn)化距平的逐年變化(曲線為多項(xiàng)式擬合)Fig.4 Yearly variations of normalized anomalies of regional average precipitation in North China and the middle and lower reaches of Yangtze River(the curve line is polynomial fitting)

3 極端降水量變化可能原因

強(qiáng)降水發(fā)生發(fā)展所需的強(qiáng)烈垂直運(yùn)動(dòng)需要大氣中不穩(wěn)定能量的大量存儲(chǔ)和釋放，極端降水之所以會(huì)有前述分析得出的分布格局差異，是否其發(fā)生所需的氣候大背景發(fā)生變化，從而導(dǎo)致大氣不穩(wěn)定能量的重新分配?本節(jié)利用濕位渦能夠表征大氣穩(wěn)定性的特性，對東部地區(qū)前后兩階段大氣穩(wěn)定性狀況進(jìn)行討論。

3.1 濕位渦的差異

圖5a、b分別是前后兩階段東部地區(qū)濕位渦(moist potential vorticity，MPV)沿110 ～120°E 的高度—經(jīng)度剖面?？梢钥闯?，MPV在中低層都有較明顯差異，尤其在低層925 hPa上，前后兩階段以35°N為界，高低緯差異顯著。為了更清楚地分析MPV的變化，給出了925 hPa上濕位渦的距平場(圖5c、d)?？梢钥吹?，在前一階段，除東北、山東半島為正距平外，浙江、福建沿海一帶為負(fù)距平，濕位渦距平場以35°N為界大體呈“南正北負(fù)”的分布型，湖北、湖南兩省交界處出現(xiàn)正距平大值中心。此分布型在后一階段被打破，除東北、山東半島為濕位渦負(fù)距平外，東部其他地區(qū)呈明顯的“南負(fù)北正”分布型，與極端降水量及其所占降水量比例長期趨勢呈現(xiàn)“南增北減”的分布區(qū)域比較一致，且在湖北、湖南、江西三省交界處出現(xiàn)濕位渦負(fù)距平大值中心，該大值區(qū)與極端降水增加大值區(qū)一致，這反映了東部地區(qū)極端降水的“南增北減”變化格局的形成是與這種大氣環(huán)境背景場的變化有密切關(guān)系的。

圖6a、b分別是華北和長江中下游地區(qū)區(qū)域平均MPV隨時(shí)間的變化(點(diǎn)橫線是前后兩個(gè)子時(shí)間段的平均值)。可以看出，華北地區(qū)區(qū)域平均MPV值是增大的，長江中下游地區(qū)則是減小的，只是相對華北地區(qū)而言，長江中下游地區(qū)的變化幅度小很多。

3.2 大氣穩(wěn)定度的差異

濕位渦能夠同時(shí)表征大氣的對流穩(wěn)定性和斜壓穩(wěn)定性，前述分析表明我國東部地區(qū)兩子時(shí)段MPV由前期的“南正北負(fù)”演變成后期的“南負(fù)北正”，但是具體到大氣對流穩(wěn)定性和斜壓穩(wěn)定性，二者的演變趨勢如何?本節(jié)將利用前述提到的對流穩(wěn)定性和斜壓穩(wěn)定性表征值對東部地區(qū)大氣穩(wěn)定度狀況進(jìn)行研究。

圖5 1948—1976年(a，c)和1977—2008年(b，d)夏季平均的 MPV 距平場沿110～120°E高度—經(jīng)度剖面(a，b)和925 hPa上 MPV 距平場(c，d)(單位:PVU;1 PVU=1×10-6s-1·K·kg-1·m2)Fig.5 Latitude-height cross-sections of(a，b)MPV anomalies along 110—120°E，and(c，d)distribution of MPV anomalies in JJA of(a，c)1948—1976 and(b，d)1977—2008(units:PVU;1 PVU=1 ×10-6s-1·K·kg-1·m2)

圖6 夏季區(qū)域平均的MPV距平隨時(shí)間變化(點(diǎn)線:前、后時(shí)段的平均值) a.華北地區(qū);b.長江中下游地區(qū)Fig.6 Variations of regional average MPV anomalies in summer(dotted lines:average value during the pre and post periods) a.North China;b.the middle and lower reaches of Yangze River

圖7 1948—1976年(a，c)和 1977—2008 年(b，d)夏季平均的距平場沿110～120°E的高度—經(jīng)度剖面(a，b)和925 hPa上距平場(c，d)(單位:10-4K·Pa-1)

Fig.7 (a，b)Latitude-height cross-sections of anomalies ofalong 110—120°E，and(c，d)distribution of anomalies ofat 925 hPa in JJA of(a，c)1948—1976 and(b，d)1977—2008(units:10-4K·Pa-1)

3.2.2 大氣斜壓穩(wěn)定度的差異

平，即低層南北方斜壓穩(wěn)定度都有趨于增大的趨勢;中緯度地區(qū)在前期呈現(xiàn)低層負(fù)距平、高層正距平的分布型，在后期則為低層正距平、高層負(fù)距平的分布型。另外，在中層600 hPa上，相比前一階段，后期呈現(xiàn)顯著的“南負(fù)北正”分布型，即南方地區(qū)中層趨于斜壓不穩(wěn)定，湖北和河南大部分地區(qū)為斜壓不穩(wěn)定大值區(qū)，黃河以北中層則呈現(xiàn)斜壓穩(wěn)定的形勢(圖 8c、d)。

由上述分析可知，大氣濕位渦在1948—1976期間呈“南正北負(fù)”分布型，在1977—2008期間呈“南負(fù)北正”分布型，且此分布與極端降水“南增北減”變化區(qū)域一致。前后兩時(shí)段的大氣穩(wěn)定度也有顯著差異，東部地區(qū)低層演變成顯著的“南負(fù)北正”型，造成對流穩(wěn)定度出現(xiàn)相應(yīng)的“南弱北強(qiáng)”分布，因?yàn)轱L(fēng)速垂直切變的差異使得南北地區(qū)中層斜壓穩(wěn)定度出現(xiàn)相應(yīng)的變?nèi)鹾妥儚?qiáng)趨勢?？傊?，南方大部分地區(qū)大氣穩(wěn)定度降低，造成不穩(wěn)定能量的大量存儲(chǔ)，一旦有微弱的觸發(fā)機(jī)制就容易形成強(qiáng)降水，而北方則相反，大氣趨于穩(wěn)定，不易引發(fā)對流、形成強(qiáng)降水。

圖8 1948—1976年(a，c)和1977—2008年(b，d)夏季平均的距平場沿110～120°E高度—經(jīng)度剖面(a，b)和600 hPa上的距平場(c，d)(單位:10-4m·s·Pa-1)Fig.8 (a，b)Latitude-height cross-sections of anomalies ofalong 110—120°E，and(c，d)distribution of anomalies ofat 600 hPa in JJA of(a，c)1948—1976 and(b，d)1977—2008(units:10-4m·s·Pa-1)

4 穩(wěn)定性差異的可能原因

我國東部地區(qū)這種正壓穩(wěn)定性和斜壓穩(wěn)定性變化可以部分采用Yu et al.(2004)指出的東亞地區(qū)對流層上部變冷的結(jié)論來解釋。分析前后兩階段的氣溫距平差值的經(jīng)度—高度剖面(取25～45°N平均)和緯度—高度剖面(取110～120°E平均)(圖9a、b)，可看到變化顯著的是100～120°E附近上空，整層溫度為負(fù)距平，尤其在300 hPa和700 hPa附近為負(fù)溫度距平中心，120°E以東地區(qū)整層溫度則有升高趨勢;以30°N為界，以北地區(qū)200 hPa以下出現(xiàn)整層溫度負(fù)距平，負(fù)距平中心同樣位于低層700 hPa和高層300 hPa附近，且高層變冷更顯著，30°N以南地區(qū)整層溫度出現(xiàn)正距平。因?yàn)閷α鲗痈邔訙囟确植荚?976年前后發(fā)生明顯改變，東亞高緯地區(qū)對流層中高層300 hPa出現(xiàn)變冷趨勢，所以一方面冷中心南側(cè)低層暖空氣上升容易形成對流，另一方面，由熱成風(fēng)原理可知，溫度經(jīng)向梯度由赤道指向極地，冷中心北側(cè)高層西風(fēng)分量減小，南側(cè)高層西風(fēng)風(fēng)量增大。

由圖10b也可看出上述分析結(jié)果:高層冷中心南、北兩側(cè)西風(fēng)分量分別增大、減小，意味著南側(cè)＜0，斜壓穩(wěn)定度趨于減弱，而北側(cè)相反，所以與前述結(jié)論一致，低緯地區(qū)對流穩(wěn)定度和斜壓穩(wěn)定度減弱，大氣不穩(wěn)定性增強(qiáng)，而高緯地區(qū)對流穩(wěn)定度和斜壓穩(wěn)定度增大，相應(yīng)地大氣不穩(wěn)定性減弱。另外，高層變冷使低層1 000 hPa出現(xiàn)正位勢高度異常，即反氣旋異常(圖10a)，850 hPa風(fēng)矢量距平在東部地區(qū)范圍內(nèi)從低緯到高緯演變?yōu)闁|北風(fēng)距平(圖10b)，大量的水汽難以輸送到北方地區(qū)，使得到達(dá)華北地區(qū)的水汽顯著減弱，這也是華北地區(qū)極端降水減弱的一個(gè)原因。

圖9 1977—2008年與1948—1976年的氣溫差值分布(單位:℃) a.緯度—高度剖面(110～120°E);b.經(jīng)度—高度剖面(25～45°N)Fig.9 Differences of temperature between 1977—2008 and 1948—1976(units:℃) a.the latitude-height cross-section(110—120°E);b.the lontitude-height cross-section(25—45°N)

圖10 1977—2008年與1948—1976年300 hPa溫度差值(彩色陰影，單位:℃)、1 000 hPa高度差值(綠實(shí)線，單位:gpm)和200 hPa高度差值(黑實(shí)線，單位:gpm)分布(a)，以及200 hPa緯向風(fēng)差值(等值線;單位:m/s)和850 hPa風(fēng)矢量差(單位:m/s)分布(b)(灰色陰影區(qū)為850 hPa地形)

Fig.10 The difference fields of(a)300 hPa temperature(the colored shadings;units:℃)，height at 1 000 hPa(green solid line;units:gpm)and height at 200 hPa(black line;units:gpm)，and(b)zonal wind at 200 hPa(isoline;units:m/s)and wind velocity at 850 hPa(units:m/s)between 1977—2008 and 1948—1976(the gray shadings denote terrain at 850 hPa)

5 結(jié)論

1)東部地區(qū)極端降水量及其所占總降水量的比例在南部地區(qū)呈現(xiàn)增加趨勢，尤其在長江中下游地區(qū)，而在北方尤其是華北東部地區(qū)，極端降水量及其所占總降水量的比例均呈減少趨勢。

2)濕位渦在1948—1976年期間呈“南正北負(fù)”分布型，而在1977—2008年期間為“南負(fù)北正”分布型，即北方增加、南方減小的趨勢，與極端降水量及其所占總降水量比例“南增北減”變化趨勢的分布區(qū)域一致。對流穩(wěn)定度和斜壓穩(wěn)定度在前后兩階段都發(fā)生了顯著改變，其中低層對流穩(wěn)定度距平在后一階段呈“南負(fù)北正”型，即江南地區(qū)由前期相對對流穩(wěn)定變?yōu)橄鄬α鞑环€(wěn)定，華北地區(qū)的變化相反;中層斜壓穩(wěn)定度在南方和北方也分別出現(xiàn)變?nèi)鹾妥儚?qiáng)的趨勢，即南方趨于相對斜壓不穩(wěn)定，北方地區(qū)則與之相反。

3)由于我國東部地區(qū)1976年后對流層高層溫度降低，高緯地區(qū)300 hPa上在1976年后表現(xiàn)為溫度負(fù)距平中心，這種對流層高低層溫度變化使得東部地區(qū)高空熱力性質(zhì)產(chǎn)生差異，進(jìn)而影響了對流穩(wěn)定度變化;同時(shí)高層溫度降低使得冷中心南、北兩側(cè)西風(fēng)分量相應(yīng)加大和減小，西風(fēng)隨高度變化增大和減小，斜壓穩(wěn)定度也相應(yīng)出現(xiàn)減弱和增強(qiáng)的變化趨勢。

對流層高層溫度的改變使得大氣穩(wěn)定度在高低緯出現(xiàn)相反的變化趨勢，進(jìn)而引起不穩(wěn)定能量的積聚和釋放，最終造成了我國東部地區(qū)極端降水呈現(xiàn)“南增北減”的分布型?？梢哉f，正是大氣熱力性質(zhì)的變化導(dǎo)致了氣候環(huán)境場的改變，形成了低緯地區(qū)有利于強(qiáng)降水產(chǎn)生的氣候背景條件，而高緯地區(qū)則不利于強(qiáng)降水的產(chǎn)生。當(dāng)然，我國東部地區(qū)地處東亞季風(fēng)區(qū)，其降水變化情況受到大氣內(nèi)部動(dòng)力、熱力過程和外部強(qiáng)迫作用的共同影響，同時(shí)也是東亞氣候系統(tǒng)各個(gè)成員之間相互作用的結(jié)果，其子系統(tǒng)之間的相互影響及其對我國極端降水的影響亟待更深入的探討。

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(責(zé)任編輯:倪東鴻)

Variation characteristics of extreme precipitation in eastern China and its relationship with atmospheric stability

WANG Miao1，2，GUO Pin-wen2，WU Yun3
(1.Wuhan Regional Climate Center，Wuhan 430074，China;2.Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters，NUIST，Nanjing 210044，China;3.Yichang Meteorological Bureau，Yichang 443000，China)

By using the daily precipitation data of 392 stations over eastern China from 1959 to 2008，which passed 5%quality control，the characteristics of extreme precipitation are studied.The studied time period is divided into 1948—1976 and 1977—2008，and the differences of MPV(moist potential vorticity)and atmospheric stability are discussed during the two periods.Results indicate that the significant south-north differences of extreme precipitation are found over eastern China.The extreme precipitation and its percentage decrease in north of eastern China，especially in east of North China，which increase in south of eastern China，especially in the middle and lower reaches of Yangtze River.MPV exhibits a reduction in north of eastern China and an increase in south of eastern China.Both the convective stability and the baroclinic stability weaken in the south and strengthen in the north.The siginificant variation of atmospheric property is a main reason of the change trend of the extreme precipitation over eastern China.The further study demonstrates that the temperature anomalies are negative at 300 hPa over the high latitudes after 1976，which leads to the difference of thermodynamic properties of upper air in eastern China and affects the convective stability.Meanwhile，the negative temperature anomalies make the decrease(in-crease)of west wind in the north(south)side of the cold center，and the baroclinic stability weakens(strengthens)accordingly.

extreme precipitation;atmospheric stability;moist potential vorticity

P462

A

1674-7097(2014)01-0047-10

王苗，郭品文，鄔昀.2014.中國東部極端降水變化特征及其與大氣穩(wěn)定度的關(guān)系［J］.大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，37(1):47-56.

Wang Miao，Guo Pin-wen，Wu Yun.2014.Variation characteristics of extreme precipitation in eastern China and its relationship with atmospheric stability［J］.Trans Atmos Sci，37(1):47-56.(in Chinese)

2012-04-11;改回日期:2012-12-10

國家科技支撐計(jì)劃項(xiàng)目(2007BAC29B03);中國氣象局氣候變化專項(xiàng)(CCSF201205)

王苗，碩士，研究方向?yàn)闃O端氣候事件，maomao38278@163.com.