2011, Vol. 54
2. 河北省气候中心,石家庄 050021;
3. 国家气候中心,北京 100081
2. Hebei Climate Center, Shijiazhuang 050021, China;
3. National Climate Center, Beijing 100081, China
20世纪60年代中期以后，华北夏季降水呈现减少趋势，特别是70 年代以来，华北变干更加明显[1].对华北夏季降水减少成因的研究已成为气象学者关注的重大课题[2, 3].黄荣辉等[4]分析我国夏季降水年代际变化特征及华北干旱化趋势，发现我国夏季降水在1965年前后发生了一次气候跃变，并指出，这种气候变化可能主要是由于20 世纪60年代中期和80年代到90年代初赤道东太平洋海表温度明显升高所致；张庆云[5]将华北地区降水变化归于西太平洋副热带高压的异常.彭京备等[6]研究青藏高原雪盖变化与中国夏季降水的关系，发现积雪在20世纪70年代后期发生了一次年代际气候跃变，积雪由少雪期向多雪期转化，与华北夏季降水变化有很好的对应关系.更多的研究表明华北夏季降水减少与东亚夏季风减弱有密切的联系[7~9].政府间气候变化专门委员会(IPCC)[10]综合分析表明，在年降水量趋向减少的地区，极端强降水事件频率一般也趋于下降.
目前，对华北夏季降水变化规律把握上仍然存在很大难度，表现在对夏季降水预测的水平不高，有必要对华北地区夏季降水减少的内在特征和减少原因做进一步深入的研究.本文通过华北地区降水事件变化特征和影响暴雨事件的因子分析，为认识华北降水变化和改进预测技术提供科学依据.
2 资料与方法文用到三种资料：(1)华北地区降水资料.使用国家气象信息中心提供的北京、天津、河北、山西的37个气象观测站1961~2008年逐日降水资料；(2)NCAR/NCEP 再分析资料[11].取自美国国家海洋大气局地球系统研究实验室网站(http://www.cdc.noaa.gov/)，水平分辨率2.5°×2.5°，时间1961~2008年7~8月，选用要素为1000hPa层水平风速u、v，850hPa水平风速u、v，200hPa和150hPa纬向风速u，地面到300hPa的水平风速u、v和比湿q；(3)热带对流监测资料，选用欧洲中心(EC)的ERA-40再分析的对流降水资料.从欧洲中期天气预报中心(ECMWF)数据服务器获得，水平分辨率2.5°×2.5°，时间1961~2002年7~8月.
东亚季风指数根据Wang[12]的定义使用NCEP/NCAR再分析的1961~2008年7~8月850hPa层水平风场u、v资料计算，亚洲季风指数根据Chen和Ding[13]的定义使用850hPa层、150hPa、100hPa层纬向风速u资料计算.整层水汽通量使用NCEP/NCAR 再分析的地面到300hPa层水平风速u、v和比湿q垂直积分.
本文所用的分析方法主要有指标法、线性趋势分析、Mann-Kendall检验、环流合成分析、相关分析等.
降水指标定义见表 1.
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表 1 降水指标 Table 1 Precipitation indices |
华北受季风影响，降水高度集中在夏季，冬季寒冷干燥，降水稀少.多年平均(1961~2008 年)的夏季降水量为335mm，占年降水总量的65%;春季降水量72mm，占全年的14%;秋季降水量94mm，占全年的19%;冬季只有12mm，占全年的2%.1961~2008年平均年降水量为513mm.
由于主要分析降水量变化，故没有区分降水性质，把降雪等按照降水量多少归入对应的降雨级别中进行统计.华北多年平均降水日数为76 天，夏季最多，为35天，春、秋各为17天，冬季仅有7 天.如果按降水级别统计，小雨日数最多，为61.5天，中雨10.2天，大雨3.53 天，暴雨1.14 天.大雨、暴雨雨日主要集中在夏季.在夏季，小雨、中雨、大雨、暴雨日数多年平均分别为25.1 天、6.11 天、2.65 天、1.03天.
华北多年平均小雨、中雨、大雨、暴雨雨强分别为2.4mm、15.6 mm、34.0 mm、74.4 mm，全年降水平均雨强为6.7 mm.在夏季，多年平均的小雨、中雨、大雨、暴雨雨强分别为2.7 mm、16.0 mm、34.4mm、75.0mm，夏季降水平均雨强为9.5mm.
3.2 降水量变化年降水量和夏季降水量变化趋势非常一致，两者都呈明显的线性减少趋势(图 1)，都通过了α=0.05的信度检验.从线性趋势看，48年来，年降水量线性减少了95mm;夏季降水量线性减少了91mm，占年减少量的96%.从春、秋、冬三季降水量变化趋势看(图略)，春季降水呈微弱增加趋势，秋季雨量呈微弱减少趋势，但都没有通过信度检验，冬季雨量变化趋势不明显.年降水量与春、夏、秋、冬四季降水量变化相关系数分别为0.4546、0.8873、0.4497、-0.1896，与春季、夏季、秋季的相关系数通过了α=0.05的信度检验，与夏季相关性最大.从以上分析可以看出，夏季降水量占全年降水量的65%以上，夏季降水减少与年降水减少速率相当，因此，近50 年华北年降水量的减少主要是由于夏季降水量减少造成的.
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图 1 年降水量（粗线）和夏季降水量（细线）变化，虚线是线性趋势 Fig. 1 Variations of annual precipitation (thick line) and summer precipitation (thin line), dashed line for linear trend |
在夏季，小雨、中雨、大雨、暴雨四级降水都表现为减少趋势，但只有暴雨雨量减少通过了信度检验，48年线性减少45mm，占年降水减少总量的47.4%.可见，年降水量的减少主要是由于夏季暴雨雨量减少造成的.
3.3 雨强变化四季中，春季雨强呈增大趋势，通过了信度检验，48年来增大了1 mm;夏季雨强呈减小趋势，但没通过信度检验；秋季雨强呈增大趋势，也没通过信度检验；冬季雨强变化趋势不明显.在夏季，小雨雨强呈增大趋势，通过了信度检验，48 年来增大了0.2mm;暴雨雨强呈减小趋势，通过了信度检验，48年来减小了7.2 mm;中雨、大雨雨强都呈减小趋势，但没通过信度检验.计算发现，由于雨强增大或减小造成的降水量变化很小，因此，雨强变化不是华北降水量减少的主要原因.
3.4 降水日数变化为便于统一分析，将降雪也按雨日进行统计.线性趋势分析表明，年降水日数呈减少趋势，通过了信度检验，48年来累计减少了12.4 天.夏季、秋季雨日呈减少趋势，通过了信度检验，48 年来夏季雨日减少了6.4天，秋季雨日减少了3.5 天；春季、冬季雨日呈减少趋势但没通过信度检验.
如果将减少的雨日乘以对应的雨强，便得到由于雨日减少造成的降水量减少值.计算表明，由于年雨日减少造成雨量减少为83 mm，占年降水减少量的87%.由于夏季雨日减少造成的雨量减少为61mm，占年减少量的64%;由于秋季雨日减少造成的雨量减少为19mm，占年减少雨量的20%.可见，全年降水量减少是由于年降水日数减少造成的，其中夏季雨日的减少起非常重要的作用.
在夏季，小雨雨日、暴雨雨日呈线性减少趋势(图 2a，图 2d)，通过了信度检验；中雨、大雨雨日也呈减少趋势(图 2b，图 2c)，但没通过信度检验.48年来，夏季小雨雨日减少了4.4天，由于小雨雨日减少造成的雨量减少为12 mm，占年降水减少量的13%;夏季暴雨雨日减少了0.5天，由于暴雨雨日减少造成的雨量减少为37 mm，占年降水减少量的39%.由于夏季暴雨、小雨日数减少造成的降水减少总量为49mm，占年降水减少量的52%.可见，年降水量减少主要是由于夏季暴雨、小雨雨日减少造成的，其中暴雨雨日减少造成的影响最为重要.
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图 2 夏季小雨（a)、中雨（b)、大雨（c)、暴雨（d)日数变化 Fig. 2 Variation of summer rain days for light rain (a) , moderate rain (b) , heavy rain (e), rainstorm (d) |
华北暴雨高度集中在盛夏7~8月，多年平均暴雨日数0.93天，占全年暴雨日数的82%，7~8月暴雨雨量变化对夏季降水量和全年降水量有显著影响.图 3是华北地区7~8月暴雨日数和年降水量逐年变化情况，可以看到，暴雨雨日呈明显减少趋势，与年降水量变化有很好的对应关系，二者的相关系数达到0.8142，相关非常显著.线性趋势分析表明，年降水量和盛夏暴雨日数都呈减少趋势，也都通过了0.05信度检验.对华北盛夏暴雨日数进行Mann-Kendall检验发现，在20世纪70年代中期发生了突变，1976年以后，暴雨日数呈显著减少趋势(图 4).
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图 3 华北盛夏（7〜8月）暴雨日数（实线）和 年降水量(虚线）变化 Fig. 3 Changes of mid-summer rainstorm days (solid line) and annual precipitation (dotted line) in North China |
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图 4 华北盛夏（7〜8月）暴雨日数Mann-Kendall突变检验 Fig. 4 Mann-Kendall test of mid-summer rainstorm days in North China |
近50年华北雨量减少主要是由于盛夏暴雨事件减少造成的，什么因素造成暴雨事件减少?大气环流发生了什么样的变化? 下面重点从东亚夏季风、热带对流、水汽通量和越赤道气流变化方面分析华北暴雨事件减少的原因.
4.1 与东亚夏季风强度的关系华北处于东亚夏季风北边缘，夏季风强度和北界位置变化对华北降水影响很大.20世纪30年代，我国著名气候学家竺可桢[14]就开始研究东亚夏季风对中国降水的影响，之后，国内很多著名科学家开展了广泛研究，Ding等[15]对此进行了很好的总结.为了定量衡量东亚夏季风变化，气象学家定义了很多不同的指数[16]，这里选用Wang[12]定义的东亚夏季风指数和Chen 和Ding[13]定义的亚洲夏季风指数来分析夏季风变化与华北盛夏暴雨事件的关系.图 5是东亚(亚洲)夏季风指数和盛夏暴雨日数变化.计算表明，两种季风指数与华北7~8 月暴雨日数的相关系数分别为0.51 和0.42，都通过了信度检验.因此，华北7~8月暴雨日数与东亚(亚洲)夏季风有很好的正相关，即东亚(亚洲)夏季风强，华北7~8月暴雨日数多，反之亦然.线性趋势分析表明，东亚(亚洲)夏季风指数呈减小趋势，都通过了0.05的信度检验.因此，近50 年华北盛夏暴雨日数减少可能与东亚(亚洲)季风明显减弱有关.
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图 5 盛夏东亚季风指数（细实线）、亚洲季风指数（粗实线） 和暴雨日数（虚线）变化，斜线是线性趋势 Fig. 5 Changes of the East Asian monsoon index (thin solid line), the Asian monsoon index (thick solid line) and mid-summer rainstorm days (dotted line) , slash for linear trend |
暴雨发生的条件之一就是水汽条件，华北盛夏暴雨异常必然伴随水汽通量的异常.图 6是1961~2008年盛夏通过华北南边界(32.5°N，110°E~120°E)进入华北的整层积分的水汽通量变化.可以看到，进入华北的水汽通量呈明显的线性减少趋势，通过了0.05信度检验.进入华北的水汽通量与华北暴雨日数的相关系数为0.5345，呈正相关关系，通过了0.05信度检验.即盛夏通过南边界进入华北的水汽多，暴雨日数多；进入的水汽少，暴雨日数少.华北盛夏暴雨事件减少与南边界进入华北的水汽通量大量减小有关.
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图 6 1961〜2008年盛夏通过华北南边界（32.5°N，110°E〜120°E)的垂直积分的水汽通量变化 Fig. 6 Variation of the vertical lntegrated vapor flux through south border lnto North China in mid-summer of 1961〜2008 |
关于夏季热带对流变化对华北降水的影响研究还不多见.向外长波辐射(OLR)资料是监测热带对流变化很好的资料，但从1974年才有观测数据，时间序列较短，因此，这里使用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)再分析的对流降水量来描述热带对流变化.图 7a是多年(1961~2002 年)平均盛夏对流降水分布，在印度西南洋面、孟加拉湾东北部、菲律宾西面、菲律宾东面各存在一个对流中心，可以分别称为印度对流、孟加拉湾对流、南海对流、菲律宾对流，其中孟加拉湾对流最为强大.用热带对流降水描述的这四个热带对流与用OLR 资料描述的四个对流在1974~2002年盛夏时的相关系数分别为0.7092、0.6855、0.6394、0.6530，相关非常显著，通过了0.05的信度检验，说明用ECMWF 对流降水描述的热带对流与用OLR 资料描述的热带对流具有很好的一致性.
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图 7 1961〜2002年盛夏热带对流变化 (a) 1961〜2002年盛夏对流降水分布；（b)盛夏暴雨日数与对流降水的相关分布，阴影区通过了 信度检验；（0印度(粗实线）、南海（细虚线）、菲律宾（细实线）对流降水变化. Fig. 7 Variation of tropical convection in mid-summer of 1961 〜2002 (a) Spatial distribution of mid-summer convective precipitation average of 1961 〜2002 ;b) Spatial distribution of the correlation coefficient between the mid-summer rainstorm days and the convective precipitation, shade area passed significant test； (c) Variations of the India (thick solid line)，the South China Sea (mall dotted line) , the Philippines (thin solid line) convective precipitation. |
图 7b是盛夏暴雨日数与对流降水的相关分布，阴影区通过了0.05 的信度检验.可以看到，华北盛夏暴雨日数与印度对流为正相关，与南海对流、菲律宾对流为负相关，说明这三个地区的对流是敏感区，与孟加拉湾对流相关不明显.暴雨日数偏多年，印度对流强，南海对流、菲律宾对流弱，反之亦然.考虑到Hadley环流在热带对流与西北太平洋副高之间的作用，可知，印度对流强，西北太平洋副高位置就会偏西偏北，有利于华北多暴雨；而南海对流、菲律宾对流强，副高位置会偏东，这种情况不利于华北暴雨发生.图 7c是盛夏印度对流、南海对流、菲律宾对流降水多年变化情况，可以看到，印度对流呈波动变化，长期趋势不明显，但南海对流、菲律宾对流呈明显的线性加强趋势，通过了0.05的信度检验.因此，华北暴雨事件减少可能与南海对流、尤其菲律宾对流加强有关.
4.4 越赤道气流变化越赤道气流是与东亚季风变化相联系的重要环流，其变化与东亚季风强度、中国降水有密切联系.图 8是1000hPa 层风场分布.图 8a 是华北盛夏1000hPa层多年平均风场，可以看到，盛夏从南半球到北半球有5股越赤道气流，最强的是对应索马里急流在非洲东部50°E 附近的越赤道气流，其次是90°E 和菲律宾南125°E 附近的越赤道气流，110°E附近和145°E 附近的越赤道气流比较弱.线性趋势分析表明，50°E、90°E 越赤道气流呈线性减弱趋势，但没通过信度检验；110°E越赤道气流呈线性减弱趋势，通过了0.1的信度检验；125°E 越赤道气流呈显著的线性减弱趋势(图 8c);145°E越赤道气流呈显著的线性加强趋势(图 8c).从20 世纪70 年代，特别是90年代后期以来，50°E、90°E 越赤道气流减弱非常明显(图 8b)，与华北暴雨事件从90 年代后期以来的减少有非常好的对应关系.
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图 8 华北盛夏1000 hPa层越赤道气流 (a)多年平均水平风速，阴影区经向风速>2 m•s-1(b) 50°E (粗实线）、90°E(细实线）、110°E(虚线）越赤道气流风速变化；（c) 125°E (细实线）、145°E(粗实线）越赤道气流风速变化，虚线是线性趋势. Fig. 8 1000 hPa cross-equatorial flow of mid-summer in North China (a) Spatial distribution of multi-year averaged mid-summer wind speed, shade for meridional wind speed> 2 m • s-1 ； (b) Variation of the cross-equatorial flow wind speed in 50°E (thick solid line) , 90°E (thin solid line) , 110°E (dotted line) ； (c) Variation of the crossequatorial flow wind speed in 125°E (thin solid line) , 145 °E (thick solid line)，dashed line for linear trend. |
相关分析发现，盛夏暴雨日数与5股越赤道气流都呈负相关关系，但只有与145°E 越赤道气流的负相关系数(-0.3443)通过了0.05的信度检验，即145°E 越赤道气流强，华北暴雨事件少，反之，暴雨事件多.因此，华北盛夏暴雨事件减少可能与125°E越赤道气流明显减弱、145°E 越赤道气流加强有关.
5 结 论近50年华北地区全年降水量减少主要是由于雨日减少造成的，雨日减少主要发生在夏季，其中夏季暴雨雨日减少造成的雨量减少最为重要.华北暴雨高度集中在盛夏7~8 月，占全年暴雨日数的82%，因此，盛夏暴雨事件的变化对华北夏季降水量和全年降水量有重要影响.
分析表明，华北地区暴雨事件的发生与东亚夏季风、进入华北的水汽通量、热带对流、越赤道气流变化有很好的对应关系.盛夏，东亚夏季风强(弱)，通过南边界进入华北的水汽多(少)，印度对流强(弱)，菲律宾对流弱(强)，50°E、90°E、125°E 越赤道气流加强(弱)，145°E 附近的越赤道气流弱(强)，华北地区盛夏可能多(少)暴雨事件.
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