近百年中国东部夏季降水年代际变化特征及其原因

1 引言

气候的变化具有多时间尺度特征，年代际气 候变化介于长期气候变化趋势和年际气候变化之间，并且为年际气候变化提大的气候背景。例如华北地区降水在1965年左右发生了一次跃变，降水由明显偏多的时期进入明显偏少的时期；并且在1970年代末又发生了一次跃变，降水再次减少，华北干旱化持续并加剧，使得华北地区水资源日益缺乏(严中伟等，1990；严中伟，1992；黄荣辉等，1999；琚建华等，2006；Tu et al.,2010)。由于认识到年代际气候变化的重要性，人们对气候年代际变化特征及其成因开展了大量的研究。结果表明，20世纪70年代后期到80年代初期全球气候出现了一次年代际跃变。气候跃变发生后，亚洲季风环流发生年代际减弱(Wang，2001)；冬季西伯利亚冷高压减 弱，500 hPa高度上北半球中高纬度的西风环流更平直(Yu and Lin，2002)。北大西洋涛动(NAO)以及北太平洋涛动(NPO)等大气环流的年代际变化与此次气候跃变之间也具有密切的联系(Li and Li，2000)。此外，中国的降水和气温也具有明显的年代际变化特征(Gong and Ho，2002；吕俊梅等，2004；顾薇等，2005)。中国夏季降水在1970年代末期发生了较为明显的年代际转折，在此之前，我国东部降水表现为南北涝中间旱(＋－＋)的特征；此后东部降水呈现中间涝南北旱(－＋－)的三极型分布。1990年代初期，我国东部降水又转变成南涝北旱的偶极型分布(张庆云等，2007；黄荣辉等，2011；Ding et al.,2008；马音等，2012)。

关于中国气候发生年代际变化的原因，Ju et al.(2005)认为北极涛动(AO)在1970年代末期进入正指数位相使得东亚夏季风环流发生年代际减弱，这是导致中国东部夏季降水型发生年代际变化的主要原因。黄荣辉等(2006)指出发生在1970年代中后期的东亚气候的年代际变化可能是由于热带中东太平洋发生了“类似于El Niño型”分布的年代际海温距平异常，这不仅引起东亚和西太 平洋上空太平洋—日本(PJ)型遥相关环流的年代际变化，还使得东亚夏季风变弱。值得注意的 是，1976/77年以后热带印度洋自身海温变率增 强，其上空激发出的大气异常通过波动传播到东亚地区，使得热带印度洋对东亚夏季气候的影响明显增强(Huang et al.,2010)。Ding et al.(2009)认为1977年以后青藏高原冬春积雪增加，与此同时赤道中东太平洋增暖，导致东亚夏季风减弱，中国雨带位置偏南。还有研究发现华北降水的年代际异常与太平洋年代际振荡(PDO)有显著关系(杨修群等，2005；张庆云等，2007)。

我国气象观测站的资料大多起始于1951年，因此研究中国气候年代际变化的资料长度通常仅限于五十年左右。近来也有一些研究使用一百多年的资料来分析中国气候的年代际变化，王绍武等(2002)利用重建的1880年以来中国东部35个站的四季降水量资料，研究了19世纪80年代到20世纪90年代中国年降水量的十年际变化特征。Ding et al.(2008，2009)用同样的资料研究了一百多年来中国东部不同地区华北、长江淮河流域以及华南夏季降水的年代变化特征及其与东亚夏季风的关系。陈隆勋等(2004)研究了近80年来中国气温和降水的年代际变化特征。我们过去的研究表明近一百多年中国东部不同区域降水发生年代际跃变的时期有所不同(吕俊梅等，2009)。尽管人们对近百年中国气候年代际变化特征有了初步的认识，但是我们仍然不清楚在降水发生跃变的不同时期中国东部不同区域夏季降水的分布型有何变化？过去大量的研究仅仅考虑单个因子，例如PDO(杨修群等，2005)或者AO(Ju et al.,2005)对中国夏季降水年代际变化的作用，有必要探讨多个因子的共同作用；进而研究华北、长江流域和华南这个三个地区降水发生年代际变化的物理原因。本文将针对这些问题进行研究，期望能够加深人们对近百年中国夏季降水年代际变化特征及其成因的认识和理解。

本文使用王绍武等人根据降水观测记录和气候历史资料重建的1880～2002年中国东部35个站的四季降水量序列(王绍武等，2000)、新中国成立前中国气象台站月降水观测资料(吕俊梅等，2009)以及中国160站1951～2010年的月降水资料，将这三套资料按相同站点在时间上连接起来得到1900～2010年的长时间降水资料。华北地区的代表台站选取太原、北京、天津、济南、青岛、西安、郑州、徐州、呼和浩特及朝阳；其中天津和青岛站的降水资料在过去一百多年间无缺测，但是没有包括在王绍武重建的35站中。长江流域的代表台站选取信阳、南京、重庆、宜昌、汉口、九江、上海、长沙、温州。华南的代表台站选取贵阳、吉安、桂林、福州、南宁、广州、汕头。此外，我们用到1961～2010年的NCEP/ NCAR再分析资料(Kalnay et al.,1996)，哈德莱中心1900～2010年的海温海冰资料以及Chen et al.(2002)根据器测资料重建的全球陆地降水资料(PREC-L)。PDO指数(Mantua et al.,1997)和AO指数(Thompson and Wallace，1998)可以从网站上下载，时间同样取1900～2010年。

离散功率谱分析被用于提取夏季降水的显著变化周期；滑动t检验被用于检测过去一百多年华北、长江流域以及华南夏季降水发生跃变的时期。为了分析年代际时间尺度上降水年代际变化的特征以及原因，我们将降水指数、PDO指数、AO指数、北极海冰指数以及大气环流场进行9年滑动平均处理，再来进行相关分析以及典型相关分析。由于滤波后有效自由度降低，本文使用蒙特卡罗方法计算得到9年和27 年滑动平均滤波以后相关系数显著性检验的临界值。此外，我们还计算了300 hPa等压面上的E-P通量以便诊断静止Rossby波的异常传播特征，计算公式参见吕俊梅等(2006)。

首先根据所选取的华北、长江流域以及华南的代表测站构造这三个区域1900～2010年的夏季降水指数，如图 1a所示。然后对这三个降水指数做离散功率谱分析，结果表明，华北和华南夏季降水最显著的变化周期分别是13 a和27 a，属于年代际时间尺度；而长江流域夏季降水的最显著周期是 2.2 a，属于年际时间尺度。总的来说，东部三个地区的夏季降水在年代际时间尺度上具有40 a、27 a以及9 a的显著周期；而在年际时间尺度上具有2 a和4 a的显著变化周期(图 1b)。

为了获得三个地区夏季降水发生跃变的时 期，我们分别对华北、长江流域和华南的夏季降水指数做滑动t检验，结果如图 2所示。1900～2010年华北夏季降水分别在1912年、1921年、1938年、1947年、1964年和1979年发生了跃变。长江流域的夏季降水则在1922年、1948年、1958年、1979年、1992年以及2001年发生了跃变。华南夏季降水发生跃变的时期分别为1911年、1924年、1967年、1978年和1991年。可见，三个区域夏季降水发生跃变的时期各有不同，但是也大概同时在1910年代初期、1920年代初期、1940年代中期、1960年代中期、1970年代末期以及1990年代初期发生跃变。其中，1920年代初期、1960年代中期、1970年代末期的跃变已经被过去很多研究所证实(Yamamoto et al.,1986；Fu and Fletcher，1988；严中伟，1992；Wang et al.,2004；吕俊梅等，2009)，最近一次发生于1990年代初期的跃变也在Ding et al.(2008)以及黄荣辉等(2011)的研究中被发现。

根据中国东部三个地区夏季降水发生跃变的不同时期，我们将其中任何一个地区降水发生跃变的时间作为一个节点划分时间段，这样可以将1900～2010年划分为10个时期，再根据每个时期平均的各个台站的降水距平百分率来画不同降水跃变时期中国东部夏季降水距平百分率分布图(图 3)。如图 3所示，过去一百多年中仅有三个时期，亦即1900～1911年、1968～1978年、1979～1992年中国东部夏季降水表现为“＋－＋”或者“－＋－”的三极型分布特征，其余七个时期降水均呈现南正北负或者南负北正的偶极型分布。值得注意的是1912～1923年降水的异常型为“－＋＋”，紧接下来的时期1924～1938年降水转变为完全相反的“＋－－”异常型。类似地，1939～1947年降水异常型为“－－＋”，紧接着1948～1958年出现完全相反的“＋＋－”的降水异常型。对于三极型降水异常型，分别在1968～1978年以及1979～1992年这两个相邻的时期出现了“＋－＋”向“－＋－”的反向变化。而1993～2001年以及2002～2010年降水连续表现出“－＋＋”的分布特征，2002年以后长江流域的降水稍微减少，主要的多雨带从以前一时期的长江流域北移到淮 河流域，但是“－＋＋”的分布特征仍然维持。此外，我们还注意到无论是三极型向偶极型降水转变，还是偶极型向三极型降水转变，最先的变化均发生于华南地区。例如1900～1911年以及1912～1923年这两个时期，因为华南的降水由偏少变为偏多，降水的分布型也相应地由三极型变为了偶极型。类似的还有1959～1967年以及1968～1978年这两个时期，当华南降水由偏少变为偏多，降水分布型由偶极型变为三极型。

总之，在过去一百多年间我国东部夏季降水的年代际异常型主要是以偶极型分布为主，这与黄荣辉等人(2011)选用1958～2000年降水资料分析表明我国降水年代际变化的第一模态为三极型分布不同。不过黄荣辉等人也指出1993年以后偶极型模态的作用增强，这与我们得到的结论是一致的。此外，无论降水出现偶极型或是三极型异常，两个相邻时期降水分布型发生完全相反的转变的可能性比较大(60%)。这为我们进行中国东部降水型的年代际变化预测提供了新的思路。

过去在研究中国降水发生年代际变化的原因时发现，1970年代后期以来AO进入正指数位相、热带太平洋和印度洋海温上升、青藏高原冬春积雪增加导致东亚夏季风年代际减弱，从而中国降水也出现了华北和华南降水减少，相反长江流域降水增多的年代际变化(Ju et al.,2005；Ding et al.,2009；黄荣辉等，2006)。这些研究主要从东亚夏季风强度变化的角度来统一地解释中国东部不同地区降水发生年代际变化的原因。但是正如本文前面所指出的，中国东部不同地区夏季降水发生年代际跃变的时期并不完全相同。因此有必要分别研究华北、长江流域以及华南这三个地区降水发生年代际变化的原因。

根据Wu et al.(2009)的研究，春季北极海冰EOF2模态表现为巴伦支海、喀拉海、拉普捷夫海、白令海以及巴芬湾海冰偏多，而格陵兰海和北极区海冰偏少。海冰的这种异常型态能在夏季激发出沿欧亚大陆北部向华南传播的波列，对华南降水有着重要影响作用。我们将春季北极海冰EOF2模态对应的时间系数定义为北极海冰指数，以便研究在年代际时间尺度上春季北极海冰异常对降水的作用。因此，本文除了使用PDO和AO这两个我们已经知道的影响中国降水年代际变化的因子来进行分析，还使用了北极海冰。

表 1给出在年代际时间尺度上中国东部各区夏季降水与PDO、AO以及北极海冰指数的相关系 数，其中PDO和AO指数的时间为1900～2010年。北极海冰资料虽然也有一百多年，但是根据过去的研究，北极海冰资料在1960年以后较为可信，所以这里我们选取1961～2010年的北极海冰指数来进行计算。可见，经过9年和27年滑动平均滤波后，夏季的PDO与华北夏季降水存在显著负相关，冬半年(Dec−Jan−Feb−Mar−Apr，DJFMA)的AO与长江流域的夏季降水显著正相关，春季的北极海冰与华南的夏季降水显著负相关。此外，经过27年滑动滤波以后，冬半年的AO与华北夏季降水也存在显著负相关关系。

我们已经知道在年代际时间尺度上，PDO指数与华北夏季降水指数具有较好的负相关关系。事实上，根据PDO指数与华北夏季降水指数9年滑动平均曲线可见，在过去一百多年间，1925～1945年以及1977～2010年当PDO处于暖位相时，华北降水年代际偏少，而1946～1976年当PDO处于冷位相时，华北降水年代际偏多。并且华北夏季降水发生年代转折的时间和PDO冷暖位相的转折时间具有较好的一致性(图略)。根据PDO指数、AO指数以及北极海冰指数的滑动t检验可知(图略)，这三个因子均在1920年代末期、1940年代中期、1970年代末期以及1990年代中期左右发生了跃变，这些时期与前面我们给出的中国东部三个区域夏季降水发生年代际转折的时期一致，暗示着过去一百年来夏季的PDO、冬季的AO以及春季的北极海冰的协同作用在某种程度上影响着中国东部夏季降水的年代变化。

下面分别讨论PDO、AO和北极海冰影响中国东部三个地区夏季降水的物理机制和过程。在此部分所有资料均取1961～2010年，首先对资料进行9年滑动平均处理，然后再进行其他的分析和计算。图 4a给出了华北夏季降水指数与同期850 hPa风场的相关。很明显，导致华北降水年代际偏多的主要大气环流异常型为蒙古国附近有一个异常气旋性环流中心，台湾以东的洋面上西太平洋副热带高压异常偏强偏西。同时东亚夏季风异常偏强，起源于印度洋和南海的西南季风与副热带高压外围的西南气流汇合并控制我国东部地区至华北。由于夏季的PDO与夏季华北降水显著负相关，为了便于比较，我们将夏季的PDO指数乘于－1，再与同期的850 hPa风场求相关，结果如图 4b所示。可 见PDO的年代际变化所激发出来的大气环流异常型与导致华北降水年代际异常的环流形势非常类似，表明PDO是导致华北夏季降水年代际变化的重要原因。

为了更进一步揭示PDO影响华北夏季降水年代际变化的物理机制，我们将经过9年滑动平均处理的夏季500 hPa位势高度场与同期太平洋海温场进行典型相关分析，结果见图 5。当西北太平洋中高纬地区海温偏冷，而赤道中东太平洋海温偏暖，也即太平洋呈现PDO暖位相的分布型时，500 hPa位势高度场表现为负的太平洋—日本(PJ)型遥相关。也即暖池附近至北美西部出现“＋－＋－＋”的负PJ型年代际遥相关波列。过去的研究表明(黄荣辉和孙凤英，1994)，负的PJ型遥相关波列使得长江中下游至日本地区降水偏多，华北降水偏少。与此相反，当PDO处于冷的年代际位相时期，500 hPa位势高度场中激发出正的PJ型年代际遥相关波列，此时长江中下游地区至日本出现干旱，华北降水偏多。因此，1976年左右PDO从冷的年代际位相进入暖的年代际位相是导致太平洋—日本地区PJ型年代际遥相关波列由正位相转变为负位相，从而导致华北夏季降水也相应地发生年代际跃变的主要原因。

年代际时间尺度上长江流域夏季降水指数与同期850 hPa风场的相关如图 6a所示。蒙古国附近有一异常反气旋中心，该反气旋引导中高纬的异常偏北气流南下，控制我国东北、华北和中部地区，暗示着东亚夏季风减弱。另外长江口附近有一个异常气旋中心，与之相应的气旋性切变导致长江流域夏季降水年代际偏多。图 6b给出冬半年(DJFMA)AO指数与夏季850 hPa风场的相关，可见与冬半年AO的年代际变化相关的大气环流异常形势和导致长江流域夏季降水年代际偏多的环流形势十分相似，表明冬半年AO的变化对长江流域夏季降水的年代际变化有显著的作用。

然而，有必要进一步分析冬半年AO通过何种途径影响夏季长江流域的降水。图 7显示冬半年AO指数与同期降水及地表面气温的相关。当冬半年AO处于正位相的时候，南支西风中的南支槽异常加深，青藏高原和我国西南、华南的降水异常偏多，中南半岛中部以及印度半岛南部的降水也偏多。与此同时中亚至青藏高原以及南亚东部、东南亚北部至我国西南地区地表面气温偏低。因此当AO在1970年代末期进入正指数位相使得冬春季青藏高原至华南以及南亚东部至东南亚北部持续偏冷偏湿，土壤湿度的记忆性使得下垫面湿冷的状况持续到夏季，导致东亚夏季风爆发时海陆热力差较小，东亚夏季风发生年代际减弱，长江流域夏季降水年代际增多。

图 8a显示年代际时间尺度上华南夏季降水指数与同期850 hPa风场的相关。贝加尔湖以东地区存在一个异常的反气旋中心，反气旋东南侧的东北气流控制我国东北到华北地区，此外西太平洋副热带高压偏强，位置偏东偏南，副热带高压外围的西南气流控制我国东南沿海地区，华南地区存在一个气旋性切变，有利于华南降水偏多。在对流层中层(图 8b)，500 hPa位势高度场上存在一个起源于巴伦支海附近，经过喀拉海、贝加尔湖以东到华南的“＋－＋－”的年代际遥相关波列，根据Wu et al.(2009)的研究这个遥相关波列可以影响华南降水。我们将这个遥相关波列称为欧亚—华南遥相关波列。因此，上述对流层高低层的大气环流配置使得华南夏季降水年代际偏多。

前面我们已经提到过，春季北极海冰指数与华南夏季降水在年代际时间尺度上存在显著的负相关关系。同样的，为了便于与图 8进行比较，将经过9年滑动平均的春季北极海冰指数乘于－1再与夏季850 hPa风场以及500 hPa位势高度场求相 关，结果如图 9所示。很清楚，前期春季北极海冰的异常能够在500 hPa位势高度场上激发出与图 8b几乎一样的沿欧亚大陆北部地区到华南地区的“＋－＋－”的年代际欧亚—华南遥相关波列(图 9b)。而与春季北极海冰异常相关的850 hPa风场(图 9a)具有和图 8a非常类似的特征，唯一的差别是图 8a中位于贝加尔湖以东地区的异常反气旋中心位置东南移至我国东北北部(图 9a)。因此，春季北极海冰的异常对华南降水的年代际变化有着重要影响作用。

事实上，从春季北极海冰指数以及华南夏季降水指数9年滑动平均时间序列的演变来看(图略)，1970年代末北极海冰指数进入正位相时期，相应地华南降水进入年代际偏少时期；而1992年左右北极海冰指数由正变为负，此时巴伦支海、喀拉海、拉普捷夫海、白令海以及巴芬湾海冰偏少，而格陵兰海和北极区海冰偏多，海冰的这种异常变化，在欧亚大陆北部至华南地区激发出“＋－＋－”的年代际欧亚—华南遥相关波列，使得华南的夏季降水由年代际偏少变为偏多。

为了解释春季北极海冰异常导致夏季500 hPa位势高度场中欧亚—华南遥相关波列产生的机制。图 10给出春季北极海冰指数与夏季300 hPa等压面上E-P通量以及E-P通量散度的相关。图中阴影表示E-P通量散度超过0.10以上的显著性检验的高相关区域，字母“C”和“D”分别表示辐合和辐散。可见，春季北极海冰异常延滞影响夏季北半球静止Rossby波的传播，春季巴伦支海、喀拉海的海冰偏多有利于夏季起源于巴伦支海附近的静止Rossby波经欧亚大陆北部地区向华南地区传播，静止Rossby波的能量频散可以激发出欧亚大陆北部至华南地区的大气遥相关波列，使得夏季华南降水异常偏少。因此，春季北极海冰通过激发出异常的静止Rossby波向华南传播从而影响华南夏季降水。

近一百多年来中国东部华北、长江流域和华南的夏季降水同时在1910年代初期、1920年代初期、1940年代中期、1960年代中期、1970年代末期以及1990年代初期发生年代际转折，然而每个地区的夏季降水也有各自不同的年代际转折时期。根据不同年代际时期三个地区夏季降水的分布型来看，过去一百多年中国东部夏季降水主要以偶极型的分布特征为主。然而无论是三极型分布还是偶极型分布，在两个相邻的年代际时期，降水分布型转变为完全相反的分布型的概率较高(60%)。需要注意的是，夏季的PDO、冬半年的AO、春季的北极海冰同时在1920年代末期、1940年代中期、1970年代末期以及1990年代中期左右发生了跃变。这些时期与中国东部三个不同地区夏季降水同时发生年代际转折的时期相吻合，表明这三个因子在某种程度上对中国东部夏季降水的年代际变化具有协同一致的作用。

研究华北、长江流域以及华南夏季降水发生年代际变化的原因发现，在年代际时间尺度上，夏季的PDO与夏季华北降水具有显著负相关关系；冬半年的AO与长江流域的夏季降水显著正相关；春季的北极海冰指数与华南夏季降水显著负相关。进一步分析PDO、AO和北极海冰影响中国东部不同地区夏季降水年代际变化的过程和机制，得出以下结论：

(1)夏季与PDO相联系的太平洋海表面温度的年代际异常不仅能够在对流层下层的850 hPa风场上激发出导致华北降水年代际变化的大气环流异常型，也能够在500 hPa位势高度场上激发出年代际的PJ型遥相关波列，使得华北降水发生年代际异常变化。

(2)冬半年当AO处于年代际的正位相时期，此时南支西风中的南支槽异常活跃加深，使得冬季到春季青藏高原至华南以及南亚东北部至东南亚北部地区降水偏多，同时这些地区的地表面气温偏低。大范围的土壤湿度增加可以增强土壤的记忆性，使土壤将这种冷湿的信号持续记忆到夏季，从而夏季亚洲大陆南部偏冷，然而印度洋和西太平洋偏暖。因此，海陆热力差减小，导致东亚夏季风发生年代际的减弱，相应地，长江流域的夏季降水年代际增多。当冬半年AO进入年代际负位相时期时，情形正好相反。

(3)春季北极海冰的年代际变化同样能在对流层低层的850 hPa风场以及对流层中层的500 hPa位势高度场上激发出导致华南夏季降水年代际变化的大气环流形势。春季北极海冰影响夏季华南降水的物理过程是，春季巴伦支海和喀拉海附近的北极海冰异常偏多使得夏季北半球高纬起源于巴伦支海附近的静止Rossby波经过欧亚大陆北部和东亚向华南传播，Rossby波的能量频散能够激发出欧亚—华南型年代际遥相关波列，从而影响华南夏季降水的年代际变化。

总之，中国东部华北、长江流域和华南的夏季降水发生年代际变化的原因各不相同，但是三个不同影响因子的协同作用也导致了中国东部三个地区的夏季降水同时发生了年代际转折。因此，我们应该加强对夏季PDO、冬半年AO以及春季北极海冰年代际变化转折时期的监测和预测研究，以提高我们对中国东部不同地区夏季降水年代际变化的预测能力。