陳棟 陳際龍[] 黃榮輝 劉永

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中國東部夏季暴雨的年代際躍變及其大尺度環(huán)流背景

陳棟1, 2陳際龍[1] 黃榮輝1劉永1

1中國科學(xué)院大氣物理研究所季風(fēng)系統(tǒng)研究中心，北京100190,2中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

本文利用1960～2011年中國東部地面測站的逐日降水資料和JRA-55再分析資料探討了夏季暴雨分布的年代際躍變及其相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常特征?；诒┯觐l數(shù)和占比（夏季暴雨占比是指5～8月暴雨降水量對總降水量的貢獻(xiàn)百分比）的分析結(jié)果表明：中國東部夏季暴雨分布在20世紀(jì)70年代末和90年代初經(jīng)歷兩次反相的經(jīng)向“三極子”躍變。中國東部夏季暴雨的年代際演變過程可分為三個時段：1960～1979年為華南和華北暴雨偏多、江淮流域暴雨偏少的經(jīng)向“三極子”分布；1980～1991年為南方和華北暴雨偏少、江淮流域暴雨偏多的經(jīng)向“三極子”分布；1992～2011年為南方暴雨顯著偏多、華北暴雨持續(xù)偏少，逐漸形成經(jīng)向“偶極子”分布，并導(dǎo)致近十多年我國夏季“南澇北旱”的整體格局。1970年代末（1990年代初）躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常配置：東亞夏季風(fēng)的減弱（增強(qiáng)），西太平洋副高的增強(qiáng)西伸但南撤（北抬），南亞高壓的減弱南縮（增強(qiáng)東擴(kuò)），以及蒙古高原中低層的氣旋式（反氣旋式）環(huán)流異常。與此同時，低層局地環(huán)流也發(fā)生調(diào)整：華北和黃淮地區(qū)以及華南和江南地區(qū)均為反氣旋式（氣旋式）環(huán)流異常，而江淮流域和四川盆地受控于風(fēng)場切變式輻合（輻散）異常；渦度場發(fā)生相應(yīng)變化，南北方大部分地區(qū)的負(fù)（正）渦度異常不（有）利于低渦的發(fā)展，而江淮流域和四川盆地的正（負(fù)）渦度異常有（不）利于低渦的發(fā)展，進(jìn)而引發(fā)江南和華南暴雨減少（增加）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（減少）、黃淮和華北暴雨減少（增加）的經(jīng)向“三極子”躍變。

夏季暴雨 年代際躍變 經(jīng)向“三極子”分布 大尺度環(huán)流 東亞夏季風(fēng)

1 引言

受東亞夏季風(fēng)的影響，中國暴雨主要發(fā)生在5～8月，并分布在華北、江淮流域以及華南三個緯向帶上（陶詩言，1980）。中國夏季暴雨具有突發(fā)性、頻發(fā)性和持續(xù)性的特點(diǎn)，往往導(dǎo)致嚴(yán)重的洪澇災(zāi)害，危及人民的生命財產(chǎn)安全，并造成嚴(yán)重的國民經(jīng)濟(jì)損失。由此可見，針對中國夏季暴雨的天氣學(xué)和氣候?qū)W研究具有重要的科學(xué)和社會意義。

關(guān)于暴雨天氣學(xué)已有大量研究，陶詩言（1980）對中國暴雨的類型和發(fā)生的環(huán)流特征做過系統(tǒng)總結(jié)。中國夏季暴雨具有多尺度系統(tǒng)相互作用的特點(diǎn)（丁一匯，1994；陶詩言等，1998；趙思雄等，1998），既由天氣尺度以下的中小尺度系統(tǒng)熱動力不穩(wěn)定造成（高守亭等，2003），又受某些大尺度環(huán)流系統(tǒng)配置（即環(huán)流型）的調(diào)控（張慶云等，2003）。中國許多暴雨都是出現(xiàn)在大尺度環(huán)流發(fā)生顯著調(diào)整的時期，特別是中高緯度阻塞型的建立（張慶云和陶詩言，1998），南亞高壓強(qiáng)度和位置的變化（張瓊和吳國雄，2001；Wei et al.，2014），西太平洋副高的西伸北跳異常（陶詩言和衛(wèi)捷，2006）等對觸發(fā)中國暴雨發(fā)生都有很大影響。大尺度環(huán)流條件對暴雨的發(fā)生、發(fā)展有明顯的動力作用，尤其是3 d以上的持續(xù)性暴雨發(fā)生要受到大尺度環(huán)流系統(tǒng)和行星尺度環(huán)流系統(tǒng)的影響（鮑名，2007；陳棟等，2007）。因此，中國夏季暴雨的變化與大尺度環(huán)流系統(tǒng)的變化有密切的聯(lián)系。

暴雨是小概率的極端降水事件，又具有很強(qiáng)的區(qū)域性差異，其時空分布的氣候特征難以通過整體來描述。因此，暴雨的氣候?qū)W研究，尤其是年代際尺度上的研究比較困難。目前關(guān)于中國暴雨和極端降水的年代際變化研究主要是長期變化趨勢和分區(qū)域個別研究（Su et al., 2006；Ge et al., 2008；Li et al., 2012）。鮑名和黃榮輝（2006）分析了1961～2000年中國夏季暴雨發(fā)生的十年際變化，指出各年代的暴雨日數(shù)存在明顯區(qū)域性差異。Ning and Qian（2009）分析了華南夏季暴雨的年代際變化特征，發(fā)現(xiàn)20世紀(jì)90年代初華南夏季暴雨的發(fā)生頻數(shù)有明顯增加。相比而言，針對東亞夏季風(fēng)和中國夏季降水的年代際變化研究很多（郭其蘊(yùn)，1983；張人禾等，2008；Ding et al., 2008；Wu et al., 2010；Zhu et al., 2011；Liu et al., 2011）。伴隨著東亞夏季風(fēng)年代際異常，黃榮輝等（2011）的研究指出中國夏季降水在20世紀(jì)70年代末期、90年代初期和90年代后期發(fā)生三次顯著的年代際躍變，降水異常的空間分布存在經(jīng)向“三極子”和“偶極子”兩種模態(tài)的年代際轉(zhuǎn)換；而Zhang et al.（2013）的研究指出中國夏季降水分別在20世紀(jì)70年代中期、80年代末以及21世紀(jì)初發(fā)生轉(zhuǎn)型，同樣表現(xiàn)為降水異常的經(jīng)向分布差異。

與中國夏季降水的年代際轉(zhuǎn)型相對應(yīng)，中國夏季暴雨很可能發(fā)生類似的年代際躍變轉(zhuǎn)型。然而，暴雨氣候?qū)W的研究尚缺乏這方面的認(rèn)識，為此，本文重點(diǎn)探討1960～2011年中國東部夏季暴雨分布的年代際躍變特征及其相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常配置。章節(jié)安排如下：第二小節(jié)簡要介紹所用資料以及躍變檢測方法；第三小節(jié)檢測中國東部夏季暴雨年代際躍變的發(fā)生年份（Year of change，簡寫為Yc）；第四小節(jié)分析中國東部夏季暴雨分布的年代際躍變轉(zhuǎn)型特征；第五小節(jié)進(jìn)一步探討中國東部夏季暴雨年代際躍變對應(yīng)的大尺度環(huán)流異常背景；第六小節(jié)為本文總結(jié)和討論。

2 資料和方法

本文采用中國氣象局的756個地面觀測站的逐日降水資料，考慮到觀測資料的時間連續(xù)性，篩選出1960～2011年的542個連續(xù)無缺測站點(diǎn)。參照我國氣象部門的相關(guān)規(guī)定，確定日降水量50 mm為暴雨統(tǒng)計閾值，暴雨的主要發(fā)生期5～8月作為研究時段，同時選定暴雨頻數(shù)和暴雨占比作為檢測暴雨年代際躍變的主要指標(biāo)。其中，夏季暴雨頻數(shù)即5～8月暴雨發(fā)生的日數(shù)，夏季暴雨占比是指5～8月暴雨降水量對總降水量的貢獻(xiàn)百分比。如圖1所示，中國夏季暴雨發(fā)生的特點(diǎn)可概括為：東南部多，西北部少；沿海地區(qū)多，內(nèi)陸地區(qū)少。根據(jù)觀測站點(diǎn)的均勻性和夏季暴雨頻數(shù)的分布特征，將研究區(qū)域界定在中國東部地區(qū)（18°N～44°N, 100°E～127°E），共包含395個地面觀測站。

圖1 中國夏季暴雨頻數(shù)（陰影，單位：d）的長期氣候平均（1960～2011）分布。中國542個測站位置依據(jù)海拔高度以三種不同符號標(biāo)出，虛線框內(nèi)范圍（18°N～44°N, 100°E～127°E）為本研究所關(guān)注的中國東部區(qū)域

為檢測中國東部夏季暴雨的年代際躍變特征（這里的躍變是指均值突變），本文采用兩種氣候統(tǒng)計檢測方法對比分析：（1）滑動檢驗（MTT）；（2）Lepage統(tǒng)計檢測（Lepage，1971）。其中Lepage統(tǒng)計檢測為無分布雙樣本的非參數(shù)檢驗，對氣候變化趨勢、循環(huán)性和不連續(xù)性有更好的檢測能力（Yonetani，1993）。此外，因躍變分析結(jié)果對應(yīng)的各時段統(tǒng)計樣本數(shù)不同，本文一致采用“雙尾”分布的Student方法檢驗顯著性。

為討論大尺度環(huán)流特征，需要選擇合適的全球大氣再分析資料。目前常用的再分析資料中，只有NCEP-R1再分析資料（The NCEP/NCAR reanalysis, Kalnay et al., 1996）和JRA-55再分析資料（The Japanese 55-year Reanalysis, Kobayashi et al., 2015）的時間長度足夠覆蓋1960～2011年。然而，許多研究（Yang et al., 2002；Inoue and Matsumoto, 2004；陳際龍和黃榮輝，2008）已經(jīng)證實(shí)NCEP-R1資料在20世紀(jì)70年代以前的數(shù)據(jù)部分存在明顯的系統(tǒng)性誤差?？紤]到本文的研究時段涉及20世紀(jì)70年代以前的數(shù)據(jù)，并且JRA-55有更高的空間分辨率（1.25°×1.25°），為避免資料問題的困擾，本文選定1960～2011年的JRA-55再分析資料來探討中國東部夏季暴雨年代際躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流配置。

3 中國東部夏季暴雨年代際躍變的檢測

暴雨是降水的極端形式，是中國夏季降水的重要來源，與洪澇災(zāi)害有更緊密的聯(lián)系。近50多年中國東部夏季氣候和降水發(fā)生多次年代際躍變轉(zhuǎn)型（Ding et al.，2008；黃榮輝等，2011；Zhang et al.，2013），與之相應(yīng)，中國東部夏季暴雨是否也存在類似的年代際躍變轉(zhuǎn)型呢？為此，本文采用兩種氣候統(tǒng)計方法（Lepage和MTT）通過9年滑動窗口對中國東部區(qū)域（18°N～44°N, 100°E～127°E）內(nèi)各站點(diǎn)的夏季暴雨頻數(shù)和占比的時間序列進(jìn)行年代際躍變檢測。

考慮到中國東部區(qū)域（18°N～44°N, 100°E～127°E）內(nèi)站點(diǎn)分布的相對均勻性，具有顯著均值變化（通過90%信度檢驗）的站點(diǎn)數(shù)峰值時刻可視為中國東部夏季暴雨年代際躍變的發(fā)生年份Yc。如圖2所示，Lepage和滑動檢驗（MTT）方法因為使用不同統(tǒng)計量而導(dǎo)致通過躍變檢測的站點(diǎn)數(shù)有較大差異，其站點(diǎn)數(shù)峰值對應(yīng)的時刻也不盡相同。此外，由于采用9年滑動窗口進(jìn)行躍變檢測，限于所選區(qū)域以及資料長度，20世紀(jì)70年代初以前和20世紀(jì)90年代末以后的躍變特征難以辨識。由圖2可以看到，中國東部夏季暴雨頻數(shù)與暴雨占比的躍變站點(diǎn)數(shù)呈現(xiàn)類似的峰值分布，尤其是20世紀(jì)80年代年前后和1992年前后（為下文敘述方便，定義20世紀(jì)70年代末以前即1960～1979為P1時段，20世紀(jì)70年代末至20世紀(jì)90年代初即1980～1991為P2時段，20世紀(jì)90年代初之后即1992～2011為P3時段，下同）。同時還可以注意到，每種方法分別針對暴雨頻數(shù)和暴雨占比檢測出的躍變站點(diǎn)數(shù)也不完全一致，而暴雨占比的更多峰值表明暴雨降水和非暴雨降水的年代際躍變存在明顯差異。由此可見，夏季暴雨的年代際躍變與夏季降水的年代際躍變有類同之處但存在差別，有必要區(qū)分討論。因此，為討論暴雨的年代際躍變特征，本文重點(diǎn)參考暴雨頻數(shù)并兼顧暴雨占比的檢測結(jié)果，確定中國東部夏季暴雨分布的年代際躍變以20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初最為顯著，以下內(nèi)容重點(diǎn)討論這兩次躍變及其關(guān)聯(lián)特征。

圖2 中國東部夏季暴雨頻數(shù)（實(shí)線）和占比（虛線）通過（a）Lepage和（b）滑動t檢測（9年滑動窗口的均值差異通過90%信度檢驗）的站點(diǎn)數(shù)的時間序列

4 中國東部夏季暴雨的年代際躍變轉(zhuǎn)型

為認(rèn)識20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的年代際躍變過程中暴雨分布的轉(zhuǎn)型特征，圖3和圖4分別給出夏季暴雨頻數(shù)和占比在兩次躍變之后時段與之前時段的均值差異及通過顯著性檢驗的站點(diǎn)分布。結(jié)果顯示，暴雨頻數(shù)與暴雨占比所反映的中國東部夏季暴雨年代際躍變轉(zhuǎn)型特征大致相似。P2與P1時段的差異（Yc=1980）如圖3a和圖4a所示，中國東部夏季暴雨在20世紀(jì)70年代末發(fā)生躍變，同相信號分布在華南、江淮和華北三個緯帶上，呈現(xiàn)經(jīng)向“三極子”型，即江南和華南地區(qū)暴雨減少（?）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（＋）、黃淮和華北地區(qū)暴雨減少（?），其中華東南、長江中下游、川東北、華北東部的躍變較為顯著。同理，P3與P2時段的差異（Yc=1992）如圖3b和圖4b所示，中國夏季暴雨分布在20世紀(jì)90年代初的躍變?nèi)猿尸F(xiàn)經(jīng)向“三極子”型，但與20世紀(jì)70年代末的躍變大致反相對應(yīng)，即江南和華南地區(qū)暴雨增加（＋）、江淮流域和四川盆地暴雨減少（?）、黃淮和華北地區(qū)暴雨增加（＋），其中華南北部、華東南、川東南、黃淮西部的躍變較為顯著。由此可見，中國東部夏季暴雨分別在20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初經(jīng)歷了兩次反相的年代際躍變。此外，夏季暴雨頻數(shù)和暴雨占比在去除長期線性趨勢后的年代際躍變（圖略）與之前類同，仍呈現(xiàn)經(jīng)向“三極子”型，但兩次的躍變信號完全反相對應(yīng)。因此，中國東部夏季暴雨在20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的躍變可能是年代際氣候自然變率的一種表現(xiàn)，并與20～30年周期的氣候振蕩（Ding et al., 2008）存在某些關(guān)聯(lián)。

圖 3 中國東部夏季暴雨頻數(shù)（陰影，單位：d）在（a）P2和P1（Yc=1980）以及（b）P3和P2（Yc=1992）時段的均值差異。紅色大（?。﹫A點(diǎn)代表均值差異通過95%（90%）信度檢驗的觀測站點(diǎn)

圖4 同圖3，但為暴雨占比

中國東部夏季暴雨的年代際躍變以20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的經(jīng)向“三極子”反轉(zhuǎn)為主要特征。圖5給出了中國東部（100°E～127°E）夏季暴雨頻數(shù)和占比異常的9年滑動平均的緯度–時間剖面。從圖5所示的緯向平均結(jié)果來看，中國東部夏季暴雨頻數(shù)與暴雨占比的年代際演變大致類似。P1時段（1960～1979年）呈現(xiàn)華南地區(qū)暴雨偏多（＋）、江淮流域暴雨偏少（?）和華北地區(qū)暴雨偏多（＋）的經(jīng)向“三極子”異常分布；之后的P2時段（1980～1991年），南方地區(qū)暴雨偏少（?）、江淮流域暴雨偏多（＋）和華北地區(qū)暴雨偏少（?），呈現(xiàn)反位相的“三極子”異常分布；至P3時段（1992～2011年），南方暴雨顯著偏多（＋）、華北暴雨持續(xù)偏少（?），逐漸呈現(xiàn)“偶極子”異常分布，并導(dǎo)致近十多年中國夏季“南澇北旱”的整體格局。雖然這里的夏季（5～8月）有別于一般討論夏季降水所取的6～8月，但從圖5可以注意到，與已知的夏季降水年代際變異（黃榮輝等，2011；Zhang et al.，2013）類似，在P3時段（1992～2011年）的夏季暴雨異常分布并不具有一致性，如20世紀(jì)90年代末北方暴雨的持續(xù)減少和21世紀(jì)初南方暴雨的顯著增多。由此可見，限于所選區(qū)域以及資料長度，本文的檢測方法未能清晰辨識出夏季暴雨在20世紀(jì)90年代末及其以后的躍變現(xiàn)象。顯然，研究夏季暴雨在最近十多年的躍變特征對于揭示近期旱澇格局演變規(guī)律及其成因具有重要意義，必須在后期的工作中結(jié)合更長的觀測資料另作檢測與討論。

圖5 中國東部（100°E～127°E）夏季暴雨（a）頻數(shù)（單位：d）和（b）占比（單位：%）異常（作9年滑動平均處理）的緯度–時間剖面

5 中國東部夏季暴雨年代際躍變的大尺度環(huán)流背景

已有研究（張順利等，2002；張慶云等，2003）表明，影響中國夏季暴雨的大尺度環(huán)流系統(tǒng)主要包括：對流層高層的南亞高壓、東亞上空對流層中層的中高緯度擾動和冷空氣、西太平洋副熱帶高壓、低層的熱帶季風(fēng)涌等。因此，中國東部夏季暴雨分布的躍變轉(zhuǎn)型必然與這些大尺度環(huán)流系統(tǒng)的年代際變異存在一定關(guān)聯(lián)。

圖6給出夏季500 hPa高度場和700 hPa風(fēng)場在兩次躍變之后時段與之前時段的均值差異分布以及不同時段的西太平洋副高和南亞高壓位置，而圖7給出夏季700 hPa相對渦度在兩次躍變之后時段與之前時段的均值差異分布。圖6a所示的P2與P1時段的差異（Yc=1980）可以反映出20世紀(jì)70年代末躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常配置：中高緯地區(qū)的蒙古高原中低層為氣旋式環(huán)流異?？刂?；副熱帶地區(qū)為南亞高壓的減弱南縮和西太平洋副高的增強(qiáng)西伸但南撤；中國東部地區(qū)受控低層北風(fēng)異常，即東亞夏季風(fēng)的減弱。與此同時，低層局地環(huán)流也發(fā)生變異調(diào)整：華北和黃淮地區(qū)為反氣旋式環(huán)流異常，華南和江南地區(qū)也為反氣旋式環(huán)流異常，而江淮流域和四川盆地受控于風(fēng)場切變式輻合異常；渦度場發(fā)生相應(yīng)變化（如圖7a），南北方的大部分地區(qū)的負(fù)渦度異常不利于低渦的發(fā)展，而江淮流域和四川盆地的正渦度異常有利于低渦的發(fā)展，進(jìn)而引發(fā)江南和華南暴雨減少（?）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（＋）、黃淮和華北暴雨減少（?）的經(jīng)向“三極子”躍變。圖6b所示的P3與P2時段的差異（Yc=1992）可以反映出20世紀(jì)90年代初躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度異常環(huán)流配置：中高緯地區(qū)的蒙古高原中低層為反氣旋式環(huán)流異常控制；副熱帶地區(qū)為南亞高壓的增強(qiáng)東擴(kuò)和西太平洋副高的增強(qiáng)西伸但北抬；中國東部地區(qū)受控低層南風(fēng)異常，即東亞夏季風(fēng)的增強(qiáng)。與此同時，低層局地環(huán)流也發(fā)生變異調(diào)整：華北和黃淮地區(qū)為氣旋式環(huán)流異常，四川盆地為反氣旋式環(huán)流異常，華南和江南地區(qū)為氣旋式環(huán)流異常，而江淮流域受控于風(fēng)場切變式輻散異常；渦度場發(fā)生相應(yīng)變化（如圖7b），南北方大部分地區(qū)的正渦度異常有利于低渦的發(fā)展，而江淮流域和四川盆地的負(fù)渦度異常不利于低渦的強(qiáng)烈發(fā)展，從而導(dǎo)致江南和華南暴雨增加（＋）、江淮流域和四川盆地暴雨減少（?）、黃淮和華北暴雨增加（＋）的反相“三極子”躍變。

圖6 夏季500 hPa高度場（陰影，單位：gpm）和700 hPa風(fēng)場（箭頭，單位：m s?1）在（a）P2和P1（Yc=1980）以及（b）P3和P2（Yc=1992）時段的均值差異。西太平洋副高（5860 gpm和5870 gpm）的位置用兩條紅色等值線標(biāo)出，而南亞高壓（16720 gpm和16740 gpm）的位置用兩條藍(lán)色等值線標(biāo)出。（a）中的實(shí)線對應(yīng)P2時段，虛線對應(yīng)P1時段；（b）中的實(shí)線對應(yīng)P3時段，虛線對應(yīng)P2時段。綠色點(diǎn)和加粗矢量分別表示500 hPa高度場和700 hPa風(fēng)場的均值差異通過95%信度檢驗

圖7 夏季700 hPa相對渦度（陰影，單位：10?6 s?1）在（a）P2和P1（Yc=1980）以及（b）P3和P2（Yc=1992）時段的均值差異。綠色點(diǎn)表示均值差異通過99%信度檢驗

以上分析表明，在20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的兩次躍變過程中，伴隨東亞夏季風(fēng)的減弱和增強(qiáng)，副熱帶地區(qū)南亞高壓和西太平洋副高以及中高緯地區(qū)蒙古高原環(huán)流系統(tǒng)的年代際調(diào)整可能對中國東部局地環(huán)流和暴雨降水產(chǎn)生重要影響。本文的研究僅局限于分析夏季暴雨的兩次年代際躍變及其所對應(yīng)的大尺度環(huán)流異常配置，至于其中的關(guān)聯(lián)機(jī)制及內(nèi)在的動力學(xué)問題還有待進(jìn)一步證實(shí)。

6 總結(jié)和討論

本文利用近50多年中國東部測站的逐日降水資料和JRA-55再分析資料并使用多種統(tǒng)計方法檢測，分析了中國夏季暴雨分布在20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的年代際躍變轉(zhuǎn)型，并探討了兩次躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常配置。得到如下結(jié)論：

（1）中國東部夏季暴雨頻數(shù)和占比發(fā)生類似的年代際躍變，以20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的經(jīng)向“三極子”反轉(zhuǎn)為主要特征。其中，20世紀(jì)70年代末的躍變是江南和華南地區(qū)暴雨減少（?）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（＋）、黃淮和華北地區(qū)暴雨減少（?）；而20世紀(jì)90年代初的躍變大致反相，即江南和華南地區(qū)暴雨減少（?）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（＋）、黃淮和華北地區(qū)暴雨減少（?）。與此相應(yīng)，中國東部夏季暴雨分布的年代際演變表現(xiàn)為：P1時段（1960～1979年）華南和華北暴雨偏多（＋）、江淮流域暴雨偏少（?）的“三極子”異常分布；之后的P2時段（1980～1991年），南方和華北暴雨偏少（?）、江淮流域暴雨偏多（＋）的反相“三極子”異常分布；至P3時段（1992～2011年），南方暴雨顯著偏多（＋）、華北暴雨持續(xù)偏少（?），逐漸形成“偶極子”異常分布，導(dǎo)致近十多年我國夏季“南澇北旱”的整體格局。

（2）中國東部夏季暴雨的兩次躍變可能受到大尺度環(huán)流調(diào)整的影響。20世紀(jì)70年代末（20世紀(jì)90年代初）躍變相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常配置：東亞夏季風(fēng)的減弱（增強(qiáng)），南亞高壓的減弱南縮（增強(qiáng)東擴(kuò)），西太平洋副高的增強(qiáng)西伸但南撤（北抬），以及蒙古高原中低層的氣旋式（反氣旋式）環(huán)流異常。與此同時，低層局地環(huán)流也發(fā)生變異調(diào)整：華北和黃淮地區(qū)為反氣旋式（氣旋式）環(huán)流異常，華南和江南地區(qū)也為反氣旋式（氣旋式）環(huán)流異常，而江淮流域和四川盆地受控于風(fēng)場切變式輻合（輻散）異常；渦度場發(fā)生相應(yīng)變化，南北方大部分地區(qū)的負(fù)（正）渦度異常不（有）利于低渦的發(fā)展，而江淮流域和四川盆地的正（負(fù)）渦度異常有（不）利于低渦的發(fā)展，進(jìn)而引發(fā)江南和華南暴雨減少（增加）、江淮流域和四川盆地暴雨增加（減少）、黃淮和華北暴雨減少（增加）的經(jīng)向“三極子”躍變。

本文還指出，中國東部夏季暴雨在20世紀(jì)70年代末和20世紀(jì)90年代初的反相年代際躍變，除受東亞夏季風(fēng)變異和大尺度環(huán)流調(diào)整的影響外，可能與20～30年周期的氣候振蕩存在某些關(guān)聯(lián)。然而，暴雨氣候?qū)W研究涉及多尺度相互作用，而且氣候躍變是強(qiáng)非線性過程。因此，中國夏季暴雨的年代際躍變機(jī)制非常復(fù)雜，要全面認(rèn)識還有待相關(guān)非線性動力學(xué)理論的完善。

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據(jù)此，可以設(shè)計出工件燒傷度評價系統(tǒng)，如圖20所示。只要輸入工件原始圖像，便可以獲得燒傷等級。一方面，可以克服目測法帶來的人為誤差，同時不需要對工件進(jìn)行破壞。不過，在獲取原始圖像時，環(huán)境光的影響較大，不同工件材料的燒傷圖像特征也有所不同。需要相應(yīng)的數(shù)據(jù)庫支持。

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Interdecadal Changes of Summertime Heavy Rainfall in Eastern China and Their Large-Scale Circulation Backgrounds

CHEN Dong1, 2, CHEN Jilong1, HUANG Ronghui1, and LIU Yong1

1,,,100190,2,100049

Based on the daily precipitation dataset of 395 gauge stations in eastern China and the JRA-55 reanalysis dataset for the period 1960–2011, interdecadal changes in the spatial distribution of summertime (May–August) heavy rainfall (HR) and their associated large-scale circulation anomalies were investigated. The mutational analysis of summer HR occurrence frequency and contributing percentage showed that there were two significant changes of summertime HR—one around the late 1970s and another in the early 1990s, both exhibiting meridional three-cell (tripole for short) anomalies in spatial terms. The period from 1960 to 1979 is referred to as P1, from 1980 to 1991 as P2, and from 1992 to 2011 as P3. A positive (negative) tripole pattern can be defined as follows: negative (positive) anomalous signs in southern China; positive (negative) anomalous signs in the Sichuan Basin and Yangtze–Huaihe River basin; negative (positive) anomalous signs in the Huanghe–Huaihe valleys and North China. In other words, the interdecadal change of summertime HR around the late 1970s (early 1990s) was characterized by a positive (negative) tripole distribution in the average difference of summertime HR frequency or percentage between the periods P2 and P1 (P3 and P2), and the two interdecadal changes were almost exactly opposite. Correspondingly, the interdecadal evolution of summertime HR anomalies can be divided into three phases, as follows: a negative tripole distribution in the P1 phase; a positive tripole distribution in the P2 phase; and a dipole distribution—known as the ‘southern flood/northern drought’ pattern—in the P3 phase. Further results show that the factors responsible for the positive (negative) tripole changes of summertime HR in eastern China around the late 1970s (early 1990s) might have been associated with anomalous large-scale circulation, as follows: a weakening (strengthening) of the East Asian summer monsoon; a southwards retreat (northwards march) of the western Pacific subtropical high, which continually strengthens and extends westwards; a southwards shrinking (eastwards expansion) and weakening (strengthening) of the South Asia high; and strong cyclonic (anticyclonic) circulation anomalies in the mid–low troposphere over the Mongol highlands.

Summertime heavy rainfall, Interdecadal change, Meridional three-cell distribution, Large-scale circulation, East Asian summer monsoon

10.3878/j.issn.1006-9895.1504.15144.

1006-9895(2016)03-0581-10

P466

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1504.15144

2015-03-06；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-04-14

陳棟，男，1976年出生，中國科學(xué)院大氣物理研究所博士研究生，從事暴雨氣候?qū)W研究。E-mail: chendong@mail.iap.ac.cn

陳際龍，E-mail: cjl@mail.iap.ac.cn

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃項目2013CB430201，中國科學(xué)院先導(dǎo)專項任務(wù)XDA05090401，國家自然科學(xué)基金項目91337104、41375082、41375065、41320104007

Funded by The National Basic Research Program of China (Grant 2013CB430201), “Strategic Priority Research Program” of the Chinese Academy of Sciences (Grant XDA05090401), and National Natural Science Foundation of China (Grants 91337104, 41375082, 41375065, and 41320104007)

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