东亚夏季经向水汽输送的变异及其对极端降水的影响

胡奕阳; 张泽宇; 简茂球; 尤俊丽

doi:10.16032/j.issn.1004-4965.2020.070

东亚夏季经向水汽输送的变异及其对极端降水的影响

doi: 10.16032/j.issn.1004-4965.2020.070

胡奕阳^{1, 2},
张泽宇^{1, 2},
简茂球^{1, 2, ,},
尤俊丽^{1, 2}

1.
中山大学大气科学学院/季风与环境研究中心/广东省气候变化与自然灾害重点实验室，广东广州 510275
2.
南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)，广东珠海 519082

基金项目:

国家重点研发计划“全球变化及应对”专项项目 2016YFA0600601

国家自然科学基金项目 41530530

详细信息

通讯作者:
简茂球，男，广东省人，教授，主要从事季风动力学和区域气候研究。E-mail: eesjmq@mail.sysu.edu.cn

中图分类号: P434.5
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出版历程
- 收稿日期: 2020-05-06
- 修回日期: 2020-09-28
- 刊出日期: 2020-12-01

VARIATION OF SUMMER MERIDIONAL WATER VAPOR TRANSPORT OVER EAST ASIA AND ITS IMPACT ON EXTREME PRECIPITATION

Yi-yang HU^{1, 2},
Zhe-yu ZHANG^{1, 2},
Mao-qiu JIAN^{1, 2
, ,},
Jun-li YOU^{1, 2}

1.
School of Atmospheric Sciences/ Center for Monsoon and Environment Research/ Guangdong Provincial Key Laboratory for Climate Change and Natural Disaster Studies, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China
2.
Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Zhuhai), Zhuhai 519082, China

摘要

摘要: 东亚夏季降水的异常与水汽输送的变异密切相关。基于1958—2016年资料，研究了夏季东亚季风区经向水汽输送的主要变异特征及其对东亚夏季极端降水的影响。经向水汽输送的第一主变异模态表现出中国东部和西北太平洋上的水汽经向输送呈现反向异常，以年际变化为主。当中国东部向北输送的水汽增强(减弱)而西北太平洋向北输送减弱(增强)，则中国东部大范围的极端降水量及频次增加(减少)。该模态与西太(西太平洋)副高西伸(东撤)有关，并主要受到热带中东印度洋海温的影响。第二变异模态以年代际变化为主兼有年际变化，表现在1980年后中国东部及邻近海域上空的经向水汽输送减弱，使得环渤海地区和华南沿海的极端降水量及频次减少而长江上、下游和贵州的极端降水量及频次增加。该模态与西太副高的减弱有关，并受到热带西太海温年代际增温的影响。第三变异模态以年际变化为主兼有年代际变化，反映中国长江以北地区和日本南部及附近区域的经向水汽输送的反相变化结构。长江以北水汽输送减弱(增强)，可导致华北、东北的极端降水量及频次减少(增加)和长江下游及江南地区的极端降水量及频次的减少(增加)。该模态主要受欧亚大陆上空中高纬度纬向遥相关波列和热带印太（印度洋太平洋）海温异常的影响。
- 东亚季风区 /
- 经向水汽输送 /
- 夏季极端降水 /
- 海温 /
- 欧亚遥相关
Abstract: The abnormality of summer precipitation over East Asia is closely associated with anomalous water vapor transport. Based on the datasets from 1958 to 2016, this study investigates the variation features of meridional water vapor transport (MWVT) over East Asian monsoon region and its influence on the extreme precipitation over east China. Three leading anomalous patterns are identified by using the empirical orthogonal function (EOF) method. The first leading EOF mode reveals the inverse variation of MWVT over east China and over the western North Pacific, and the variation is mainly interannual time-scale. When MWVT is enhanced or weakened over east China and weakened or enhanced over the western Northern Pacific, the extreme precipitation rate, and the frequency over a large portion of east China increases or lessens. This mode is associated with the zonal shift of the western North Pacific subtropical high, which is attributed to the sea surface temperature over the tropical central-eastern Indian Ocean. The second EOF mode displays a significant interdecadal change around 1979/1980, and shows that MWVT is suppressed over east China and its adjacent marine area after 1980, leading to a decrease of extreme precipitation and its frequency over south China and around the Bohai Sea, but an increase over the upper and lower reaches of the Yangtze River and Guizhou Province. It is closely related to the intensity weakening of the western North Pacific subtropical high, associated with an interdecadal warming over the tropical western North Pacific. The third anomalous mode presents dominant interannual and minor interdecadal changes and shows an inverse change of MWVT over regions north of the Yangtze River and south Japan. The weakened MWVT over north China may give rise to less extreme precipitation and its frequency over north China and northeast China, and more over the lower reaches and the south of the Yangtze River. This mode is attributed to the impacts of a zonal Eurasian teleconnection over the mid-high latitudes and the sea surface temperature over the tropical Indo-Pacific Oceans.
- East Asian summer monsoon region /
- meridional water vapor transport /
- summer extreme precipitation /
- sea surface temperature /
- Eurasian teleconnection

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图 1 东亚夏季(6—8月)垂直积分经向水汽输送通量的EOF分解的第一模态(a、b)、第二模态(c、d)、第三模态(e、f)

a、c、e分别为前三模态的特征向量，其中打点区是对应的时间序列与垂直积分经向水汽通量场的相关系数通过0.05显著性水平检验的区域。b、d、f分别是前三特征向量对应的时间系数(黑线)以及9年高斯低通滤波分量(红线)。

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图 2 标准化PC1回归的各物理量场的回归系数分布图

a.积分的水汽输送通量场(箭头)及其散度(填色，单位：10^-5 kg/ (m²·s))；b.沿110~120 °E平均的垂直剖面上的经向水汽通量(填色，单位：10^-3 kg/(m·s))和经圈环流(箭头)；c. 850 hPa风场(箭头)和500 hPa垂直速度(填色，单位：10^-2 Pa/s)；黑线、红线和蓝线分别为气候平均、PC1大于+1及小于-1的年分合成的1 500 gpm位势高度线；d. 200 hPa风场(箭头)及散度(填色，单位：10^-6s^-1)；e.夏季极端降水日数(频次)；f.夏季日极端降水量(填色，单位：mm)。黑色箭头及黑点表示回归系数通过0.05显著性水平检验。

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图 3 标准化PC1回归的各物理量场的回归系数分布图

a. 850 hPa辐散风(箭头)、速度势函数(等值线，5×10⁴ m²/s)和500 hPa垂直速度(填色，单位：10^-2 Pa/s)；b. 200 hPa辐散风(箭头)、速度势函数(等值线，间隔为：1×10⁵ m²/s)和散度(填色，单位：10^-6 s^-1)；c.沿b中所标的A (70 °E，10 °S)-B (100 °E，0 °)-C (128 °E，23 °N)-D (115 °E，38 °N)垂直剖面的垂直速度(填色，单位：0. 02 Pa/s)和垂直环流(箭头)；d.海温场(填色，单位：K)。打点区通过0.05显著性水平检验。

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图 4 标准化PC2回归的各物理量场的回归系数分布图

a.垂直积分的水汽通量场(箭头)及其散度(填色，单位：10^-5 kg/ (m²·s))；b.沿110~120 °E平均的经向水汽通量垂直剖面(填色，单位：10^-3 kg/(m·s))和经圈环流(箭头)；c. 850 hPa风场(箭头)和500 hPa垂直速度(填色，单位：10^-2 Pa/s)；d. 200 hPa风场(箭头)及散度(填色，单位：10^-6 s^-1)；e.夏季极端降水日数(频次)；f.夏季极端日降水量(填色，单位：mm)。黑色箭头及黑点表示回归系数通过0.05显著性水平检验。

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图 5 标准化PC2回归各物理量场回归系数分布图

a. 850 hPa辐散风(箭头)，势函数(等值线，间隔：1×10⁵ m²/s)和500 hPa垂直速度(填色，单位：10^-2 Pa/s)；b. 200 hPa辐散风(箭头)，速度势函数(等值线，间隔2×10⁵ m²/s)和散度(填色，单位：10^-4 s^-2)；c.沿b中所标A (110 °E，30 °S)-B(160 °E，0 °)-C(140 °E，20 °N)-D(120 °E，40 °N)剖面的垂直速度(填色，单位：0. 02 Pa/s)和垂直环流(箭头)；d.海温场(填色，单位：K)。打点区为通过0.05显著性水平检验。

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图 6 同图 4，但为PC3的回归场

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图 7 a.标准化PC3回归的250 hPa位势高度(填色，单位：gpm)、流函数(等值线，间隔：4×10⁵ m²/s)和波活动通量(箭头)；b.标准化印度降水(AIR)×(-1)回归的250 hPa位势高度场(等值线，单位：gpm)；c.标准化PC3回归的海温场(填色，单位：℃)；d.北大西洋海温(NAT)回归的250 hPa位势高度场(等值线，单位：gpm)；e.热带海温(TSST)时间序列(黑线)和9年高斯低通滤波(红线)；f.热带海温区(TSST)回归的500 hPa坐标垂直速度(填色，单位：10^-2Pa/s)和850 hPa风场(箭头)。

a、b、d中的填色区，a、f中的黑色箭头，以及c、f中的打点区，表示通过0.05显著性水平检验。

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表 1 PC3与中纬度波列(RWI)、全印度降水(AIR)、北大西洋海温三极子(NAT)、赤道中东太平洋海温(Niño3.4)、热带印度洋(TIO)的相关系数 “*”表示通过0.05显著性水平检验。

参数 RWI AIR NAT Niño3.4 TIO

PC3 0.73^* 0.38^* 0.52^* 0.42^* 0.34^*

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