全球变暖背景下，极端天气气候事件的发生频率和强度均发生了显著变化；极端天气气候事件的变化对社会和环境影响极大（Kunkel et al., 1999）。近年来，极端天气气候事件的研究受到广泛关注。已有研究表明，全球不同区域极端降水事件的频率和强度表现出不同程度的增加（Yamamoto and Sakumi, 1999；Easterling et al., 2000；Goswami et al., 2006）。极端降水事件变化的形态与总降水量的变化相似，总降水量增加的区域，极端降水事件也表现出不同程度的增加（Zhai et al., 2005），极端降水占总降水的比例也呈现增加趋势（Karl and Knight, 1998；Zhang et al., 2008）。大量的研究表明，我国极端降水的变化具有显著的区域性特征。Zhang et al.（2008）指出长江流域年极端降水增多，伴随着无雨日增多、雨日减少，降水强度显著增强。Feng et al.（2007）发现年极端降水事件在中国北部减少，在长江流域和中国西北部增多。此外，极端降水事件除了具有区域性差异，还具有明显的季节性差异（陈海山等，2009）。

目前关于极端降水事件的时空变化特征已经有大量研究（王冀等，2008；李丽平等，2010；陆志刚等，2011）。然而，由于我国特殊的地质地貌特征，极端降水的物理成因也十分复杂，这方面的认识还十分有限（高涛和谢立安，2014）。陈海山等（2013）从大气内部动力过程探讨了我国极端降水的可能成因，认为天气尺度瞬变波异常活动对极端降水的发生具有示范重要的影响。另外的研究表明，极端降水事件对外源强迫的响应相较于平均气候更为敏感（Wang et al., 2000）。大多数从外强迫角度来研究极端降水成因的工作多集中于海温异常。例如：张永领和丁裕国（2004）分析了我国东部极端降水与北太平洋海温的遥相关关系；杨金虎等（2010）研究认为前冬赤道中东太平洋和前冬热带西太平洋是影响我国夏季极端降水的关键区。而Wang and Yan（2011）的研究指出前冬ENSO型太平洋海温会影响长江中下游夏季极端降水。

相比之下，目前从陆面热力异常的角度探究极端降水成因的研究较少。陆面作为气候系统的一个重要分量，对大气环流和气候状况具有不可忽视的作用（孙菽芬，2005）。而感热通量作为一个重要的陆面因子，其异常可以通过影响地表能量平衡进而影响上层大气甚至更大范围的大气环流（钱正安等，2001）。不少学者研究指出不同区域的地表感热通量异常能够对我国气候产生重要影响（柏晶瑜等，2003；宁亮和钱永甫，2006；周长春等，2009；陈圣劼等，2012；吴荷等，2015）。既然地表感热通量与我国气候有紧密联系，那么其与我国极端降水事件之间是否也存在一定的联系？基于以上考虑，本文试图分析中国东部春季极端降水事件与同期欧亚大陆地表感热之间的联系，并为深入理解中国东部春季极端降水的成因提供一定的参考。

本文采用国家气候中心提供的1950~2010年中国区域753站逐日降水观测资料，选取105°E以东的站点，剔除缺测站点，最终选取332个站点（图 1）。地表感热通量资料、风场、温度场、水汽场等气象变量均选自1960~2010年欧洲中心ERA-20C的再分析资料，分辨率2.5°（纬度）×2.5°（经度）。

图 1

Fig. 1

图 1 中国东部332站分布图 Fig. 1 Spatial distribution of the 332 stations in eastern China

首先，根据翟盘茂和潘晓华（2003）对极端降水事件的定义和Bonsal et al.（2001）提出的计算方法计算得到每个站点的极端降水阈值。具体的做法如下：将某站1960~2010年逐年春季（3~5月）湿日（日降水量≥0.1 mm）降水量序列的第95个百分位值的多年平均值作为该站点的极端降水阈值，当该站点的某日降水量超过这一阈值时，则记为一次极端降水事件。

此外，在研究中还采用了湿位涡MPV诊断，相关说明如下：p坐标系下，忽略ω的水平变化，湿位涡MPV（下文记为M）可表示为

其中，ξ为垂直方向涡度，f为地转涡度，θ_e为假相当位温，u为纬向风速，v为经向风速，g为重力加速度，湿位涡的单位为10^-6 s^-1 K kg^-1 m²。湿位涡可分为湿正压项和湿斜压项两部分，分别为

其中，M₁表示湿正压项，M₂表示湿斜压项。湿位涡是表征大气稳定性的一个重要参数，其中湿正压项（M₁）可表征大气对流不稳定，湿斜压项（M₂）可表征大气斜压不稳定。

图 2给出了1960~2010年中国东部春季极端降水频次EOF（Empirical Orthogonal Function）分解前两个模态的空间分布及相应的时间系数，其中第一模态的方差贡献为20.3%，第二模态的方差贡献为14.3%。第一模态的空间分布主要表现为中国东部的一致变化型分布；第二模态则反映了南北呈“-+”的反相分布特征；二者对应的时间系数均表现出明显的年际变化。

图 2

Fig. 2

图 2 1960~2010年中国东部春季极端降水频次EOF分解的前两个模态的（a、b）空间分布及其对应的（c、d）时间系数：（a、c）第一模态；（b、d）第二模态 Fig. 2 (a, b) Spatial patterns and (c, d) principal components of the first and second EOF (Empirical Orthogonal Function) modes of spring extreme precipitation frequency over eastern China during 1960-2010: (a, c) The first EOF mode; (b, d) the second EOF mode

为了寻找影响我国东部春季极端降水的感热关键区，将中国东部极端降水频次的前两个模态的时间系数分别与同期欧亚大陆地表感热通量进行了相关分析。结果表明，第一模态与同期欧亚大陆地表感热通量的相关并不显著，而第二模态则存在显著的相关区，这说明影响中国东部极端降水频次前两个模态的外强迫因子可能存在明显不同。为了进一步验证上述结果，将中国东部极端降水频次的前两个模态与前期、同期太平洋海表温度进行相关分析发现，第一模态与太平洋海表温度的相关性非常显著，而第二模态与海温的相关显著并不显著（图略）。考虑到，我国东部春季极端降水第一模态主要与太平洋海表温度有关，第二模态则主要与欧亚大陆地表感热通量有关。本文将重点讨论与第二模态有关的欧亚大陆地表感热通量关键区的选取及其异常特征的分析。

图 3a、3b为中国东部春季极端降水频次第二模态时间系数分别与冬、春季欧亚大陆地表感热通量的相关分布。不难发现，春季极端降水与冬季地表感热的显著负相关区主要位于巴尔喀什湖以西的西亚地区（图 3a）；而春季的显著相关区较冬季更明显，负相关区主要出现在巴尔喀什湖以西的西亚及贝加尔湖以南地区，而我国东南沿海地区则为显著的正相关（图 3b）。这说明上述区域从冬季到春季的地表感热通量异常可能与我国东部春季极端降水之间存在一定的联系。进一步的分析发现，西亚地区的地表感热通量从冬季到春季具有较好的持续性（图 3c）。因此，可以认为影响春季极端降水的地表感热信号可能从冬季延续至春季，并主要通过春季感热异常影响大气环流进而影响春季极端降水，从这个角度来说，西亚地区冬季的感热异常可以为春季极端降水的发生提供一定的前期信号。为了更进一步分析地表感热异常与极端降水之间的联系，将上述地表感热通量与我国东部春季极端降水之间的显著相关区定义为影响极端降水的感热关键区。冬季欧亚大陆感热关键区为：西亚地区（34°N~46°N，58°E~77°E）；春季欧亚大陆感热关键区为：西亚地区（34°N~46°N，51°E~77°E）、贝加尔湖以南地区（36°N~50°N，98°E~118°E）、中国东南沿海地区（21°N~32°N，106°E~122°E）；分别用W1、S1、S2、S3代表上述感热关键区。1960~2010年冬、春季关键区地表感热区域平均的标准化距平序列，其与我国东部春季极端降水第二模态的时间系数的相关系数见表 1。由表中可见，各感热关键区的区域平均标准化距平序列与极端降水第二模态的时间系数的相关系数均通过了0.05的显著性检验。

表 1 (Table 1)

表 1 极端降水频次EOF第二模态时间系数与冬、春季各关键区感热区域平均相关系数 Table 1 Correlation coefficients between principal component of the second EOF mode of extreme precipitation and winter/spring sensible heat flux in the selected areas 关键区 极端降水频次第二模态时间系数与关键区感热相关系数 W1 -0.41** S1 -0.33* S2 -0.34* S3 0.44** *、**分别表示通过0.05、0.01的显著性检验。

表 1 极端降水频次EOF第二模态时间系数与冬、春季各关键区感热区域平均相关系数 Table 1 Correlation coefficients between principal component of the second EOF mode of extreme precipitation and winter/spring sensible heat flux in the selected areas

图 3

Fig. 3

图 3 中国东部春季极端降水频次EOF第二模态时间系数与（a）冬季、（b）春季欧亚大陆地表感热通量的相关分布，与（c）关键区冬、春季地表感热通量的相关分布（打点区域表示通过0.05显著性检验，方框表示本文所选取的关键区） Fig. 3 Correlation between the principal component of the second EOF mode of spring extreme precipitation frequency over eastern China and (a) winter, (b) spring sensible heat flux over the Eurasian continent, and (c) winter and spring sensible heat fluxes in the key area (dotted areas indicate statistical significance at 0.05 level; boxes show the key areas selected in this study)

上文发现关键区感热与我国春季极端降水存在较密切的联系。进一步，将春季欧亚大陆地表感热通量与我国东部春季极端降水频次进行了奇异值分解（SVD）分析，图 4给出春季欧亚大陆地表感热通量与中国东部春季极端降水频次SVD分析第二模态，由图可见，图 4a地表感热通量的异类相关场的显著相关区与前文所选取的感热关键区总体一致，图 4b极端降水的异类相关分布型与前文分析的极端降水频次EOF第二模态一致，进一步说明春季欧亚大陆感热与我国东部春季极端降水之间可能存在的密切关系。图 5为春季欧亚大陆地表感热通量与中国东部春季极端降水频次SVD第二模态时间系数，两个时间序列相关达到0.77，通过0.01的显著性检验。为了便于下文的分析，将春季欧亚大陆地表感热通量与中国东部春季极端降水频次SVD第二模态的地表感热通量场的时间序列定义为感热指数IMAM，以下主要利用春季感热指数IMAM进行感热相关影响的分析。

图 4

Fig. 4

图 4 春季欧亚大陆地表感热通量与中国东部春季极端降水频次SVD第二模态与（a）欧亚大陆感热通量场、（b）极端降水频次场异质相关系数空间分布 Fig. 4 Heterogeneous correlation patterns of the second SVD (Singular Value Decomposition) mode for spring sensible heat flux over Eurasian Continent and spring extreme precipitation frequency over eastern China and (a) sensible heat flux, (b) extreme precipitation frequency

图 5

Fig. 5

图 5 春季欧亚大陆地表感热通量与中国东部春季极端降水频次SVD第二模态时间系数（EPF表示SVD第二模态中国东部春季极端降水频次场的时间序列，SHF表示SVD第二模态春季欧亚大陆地表感热通量场的时间序列） Fig. 5 Time series of the second SVD mode for spring sensible heat flux over Eurasian Continent and spring extreme precipitation frequency over eastern China (EPF represents time series of spring extreme precipitation frequency over eastern China, SHF represents time series of spring sensible heat flux over Eurasian Continent)

以上分析表明春季感热关键区的感热异常与我国东部春季极端降水存在密切的联系，那么春季感热异常又是如何对我国东部春季极端降水产生影响的呢？大气环流异常往往是大范围气候异常的直接原因，而强降水事件不仅需要大范围异常大气环流的配合，其发生发展还存在强烈的垂直运动和大气不稳定能量的存储、释放。Bennetts and Hoskins（1979）提出了湿位涡的概念，用于表征大气的动力及热力特性。张艳霞等（2008）将湿位涡用于气候异常诊断，利用湿位涡探讨了江淮地区夏季降水异常的机理。王苗（2011）则用湿位涡的特性来解释极端降水形成的原因，并发现湿位涡在北方地区的负（正）距平区很好对应了极端降水正（负）距平区，并认为利用湿位涡理论能够在一定程度上帮助探究极端降水的成因。以下重点分析与感热异常相关的湿位涡特征和大气环流异常特征，以期为探究欧亚大陆感热影响我国东部春季极端降水的可能过程提供一些参考。

为了便于进一步讨论，将去趋势后的标准化指数IMAM大（小）于等于0.8（－0.8）个标准差的年份定义为春季感热正（负）指数年。选取1963年、1964年、1969年、1977年、1987年、1991年、1998年、2003年、2010年为正指数年，1965年、1970年、1973年、1975年、1984年、1999年、2000年、2001年为负指数年。其中，正指数年代表中纬度巴尔喀什湖以西、贝加尔湖以南地区感热通量偏弱，我国南方沿海地区感热通量偏强；负指数年情况相反。以下重点通过正负异常年的合成分析，从大气环流、湿位涡场等角度来探讨欧亚大陆感热异常影响我国东部春季极端降水的可能途径。

况雪源和张耀存（2007）的研究表明地表加热场的变化可以通过影响对流层中、高层温度场和高度场，使对流层中上层经向温差发生变化从而引起高层纬向风变化。最近，吴荷等（2015）的研究也发现欧亚大陆中高纬春季感热通量增强时，夏季东亚副热带西风急流位置偏东强度偏强，那么本文所关注的感热关键区感热异常对春季东亚副热带西风急流这一东亚地区的关键环流系统会产生什么样的影响呢？图 6a给出了标准化感热指数IMAM与春季200 hPa纬向风的相关分布，不难发现45°N以北为显著的正相关区，而以南区域则为负相关区；上述相关结果说明，感热正（负）指数年急流偏北（南）、强度减弱（加强）。之前的研究表明，中高层南北热力差异的改变会影响到东亚副热带西风急流的位置和强度（况雪源和张耀存，2006），急流的上述变化可能与感热加热引起的大气南北热力差异有关。图 6b进一步给出了感热指数IMAM正、负指数年春季200 hPa纬向风距平场的合成差值场，其异常分布形势和图 6a的相关分布基本一致：感热正指数年，40°N以北主要为纬向风正距平，而40°N以南主要为纬向风负距平，说明在感热正指数年东亚副热带西风急流较常年位置偏北、偏弱。由于春季东亚副热带西风急流较冬季偏弱，Wu et al.（2016）在研究中将春季3、4月东亚副热带急流的强度定义为春季3、4月东亚副热带急流区（20°N~35°N，110°E~135°E）区域平均纬向风。为了更好衡量东亚副热带西风急流的强度，这里将西风急流区（20°N~35°N，110°E~135°E）区域平均200 hPa纬向风定义为春季西风急流强度指数（EASJII）。图 6c给出了标准化感热指数IMAM和EASJII的时间序列，二者相关系数为－0.72（通过了0.01显著性检验）。总体而言，感热正指数年，春季东亚副热带西风急流偏弱；感热负指数年，情形相反。由以上分析可知，在欧亚大陆中高纬关键区感热偏弱，低纬关键区感热增强时，春季东亚副热带西风急流位置偏北且强度偏弱，容易使的我国东部南方地区垂直切变减弱，抑制对流活动（Wu et al., 2016），不利于我国东部南方地区极端降水的发生；而北方地区情况大致相反。但相关机制值得在今后的研究中深入探究。

图 6a为感热指数IMAM正、负指数年我国东部地区低层春季湿位涡距平差值场。图中可见，我国北方地区以负距平为主，南方地区则以正距平为主；表明感热正指数年，有利于我国北方地区极端降水偏多，南方地区极端降水易少。张艳霞等（2008）研究发现湿位涡正压项可以表征大气对流不稳定，其负距平对应更强的对流不稳定；湿位涡斜压项可以较好地表征大气斜压不稳定，其负距平对应更强的大气斜压不稳定。为了进一步说明感热正负指数年我国东部地区的大气性质，对湿位涡的湿正压项和湿斜压项分别进行了感热正负指数年的合成差值。图 6b为低层湿正压项距平差值场，我国东部北方地区为负距平为主，南方地区以正距平为主，这说明在感热正指数年，我国东部北方地区对流不稳定较负异常年偏强，南方地区对流不稳定较弱。图 6c为低层湿斜压项距平差值场，图中我国东部北方地区为负距平为主，我国东部南方地区则以正距平为主，我国东部北方地区斜压不稳定在正异常年较负异常年偏强，而南方地区斜压不稳定偏弱。通过以上分析，在感热正指数年，我国东部北方地区大气对流不稳定和斜压不稳定较强，大气中不稳定能量积聚，容易造成我国东部北方地区极端降水偏多，南方地区则情况相反。

图 6

Fig. 6

图 6 （a）标准化感热指数IMAM与春季200 hPa纬向风的相关系数分布，（b）感热指数IMAM正、负异常年春季200 hPa纬向风距平差值场（单位：m/s，深、浅阴影区分别通过0.05、0.1显著性检验）；（c）EASJII与感热指数IMAM时间序列 Fig. 6 (a) Correlation cofficients between standardized IMAM (heat flux index) and spring 200-hPa zonal wind, (b) differences in spring 200-hPa zonal wind anomaly between positive and negative anomaly years (dark shadings indicate statistical significance at 0.05 and light shadings indicate statistical significance at 0.1); (c) time series of EASJII (East Asian Substropical Jet Intensity Index) and IMAM

综上所述，感热正指数年，有利于春季东亚副热带西风急流减弱、位置偏北，容易引起我国东部北方地区产生对流不稳定，而南方地区对流受到抑制；以此同时，我国东部北方地区大气斜压不稳定和对流不稳定偏强，北方地区极端降水偏强；南方地区大气斜压不稳定和对流不稳定偏弱，南方地区极端降水偏弱。感热负指数年，情况大致相反。

本文利用欧洲中心ERA-20C的地表感热通量资料、NCEP/NCAR再分析资料和国家气候中心332站逐日降水观测资料，分析了我国东部春季极端降水与同期地表感热之间的联系，并初步探讨了欧亚大陆地表感热通量影响我国东部春季极端降水的可能途径。主要结论如下：

（1）我国东部春季极端降水EOF分解第一模态表现为中国东部的全区一致型，第二模态则表现为南北反相分布，两个空间模态的时间系数均表现为年际变化特征。

（2）我国东部春季极端降水第二模态与同期欧亚大陆地表感热通量关系密切，且欧亚大陆地表感热通量存在着显著影响我国春季极端降水的关键区；当欧亚大陆中纬度巴尔喀什湖以西、贝加尔湖以南地区地表感热通量偏低（高），而我国南部沿海地区地表感热通量偏高（低）时，我国东部北方地区极端降水偏多（少），南方地区极端降水偏少（多）。

（3）欧亚大陆地表感热通量与我国东部春季极端降水之间的关系与大气性质以及环流异常有着密切联系。当欧亚大陆中纬度关键区感热偏弱，低纬度关键区感热偏强，春季东亚副热带西风急流强度偏弱且位置偏北，我国东部北方地区对流不稳定偏强，南方地区对流受到抑制；进一步分析发现，我国东部北方地区斜压不稳定和对流不稳定偏强，有利于北方地区极端降水的发生，而南方地区斜压不稳定和对流不稳定偏弱，不利于极端降水的发生。感热负异常年，则情况相反。

图 7

Fig. 7

图 7 春季（a）湿位涡距平、（b）湿正压项距平和（c）湿斜压项距平正、负异常年合成差值场（单位：10-6 s-1 K kg-1 m2，深、浅阴影区分别通过0.05、0.1显著性检验） Fig. 7 Differences between positive and negative anomaly years of (a) moist potential vorticity anomaly, (b) M1 anomaly, and (c) M2 anomaly in spring (units: 10-6 s-1 K kg-1 m2, dark and light shadings indicate statistical significance at 0.05 and 0.1 level, respectively)

本文从陆面感热通量的角度探究了我国春季极端降水的可能联系，对于进一步理解极端降水的复杂成因可以提供一定的线索。然而，本文的分析结果仅仅是基于观测资料的统计分析，至于大气环流对感热异常究竟是如何响应的以及欧亚大陆地表感热异常影响大气环流和我国极端降水的机制还有待在今后的工作中深入探究。