华东地区极端降水趋势及其可能原因外文翻译资料

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大气科学进展，VOL. 32，2015年8月，1027-1037

华东地区极端降水趋势及其可能原因

LIU Run1, LIU Shaw Chen*2,3, Ralph J. CICERONE4,5,

SHIU Chein-Jung2, LI Jun1, WANG Jingli6,

and ZHANG Yuanhang*1

1环境模拟与污染控制国家重点实验室，北京大学环境科学与工程学院，北京100871

2中央研究院环境变化研究中心，台北11529

3国家大气科学系，中红32001

4国家科学院，华盛顿特区20001，美国

5加利福尼亚大学地球系统科学，尔湾92697-3100，美国

6中国气象局城市气象研究所，北京100089

（收到2015年1月2日; 2015年3月9日修订;接受2015年3月27日）

据报道，强降水的显著增加和弱降水的降低已经广泛存在于全球地区。全球变暖和人为气溶胶粒子的影响都被提议为这些变化的可能原因。主要分析了来自中国东部城市和农村气象站（1955 - 2011年）的数据并对其进行与全球降水气候学项目（GPCP）数据（1979-2007）和重新分析数据在各个纬度带降水极端的变化的比较。强降水的显著增加和弱降水的减少主要是在农村和城市，以及在海洋低纬度地区，而总降水量几乎没有变化。赤道地区和其他纬度地区的变化和特征表明全球变暖比气溶胶效应显著，是变化的主要原因。在中国东部，年总干旱日（28天）和 10个连续干旱天数（36％）是由于弱降水日数的减少，从而引起全球变暖导致降水极端的变化以及洪水和干旱等气象灾害。进一步于GPCP数据和再分析数据表明，这种关系广泛存在于全球地区。

关键词：极端降水，全球变暖，气溶胶粒子，洪水和干旱等气象灾害

引用：Liu, R., S. C. Liu, R. J. Cicerone, C.-J. Shiu, J. Li, J. L. Wang, and Y. H. Zhang, 2015: Trends of extreme precipitation in eastern China and their possible causes. Adv. Atmos. Sci., 32(8), 1027–1037, doi: 10.1007/s00376-015-5002-1.

  1. 前言

据报道在全球范围内强降水显著增加，而弱降水和中度降水有所减少（例如Karl和Knight，1998; Manton等，2001; Klein Tank和Kuml;ennen，2003; Fujibe等，2005 ; Groisman等人，2005; Goswami等人，2006; Qian等人，2010; Benestad，2013）。特别是在中国，大量研究已表明类似的变化（如Liu等，2005; Qian等，2007; Wang and Zhai，2008; Zhu等，2009; Wu and Fu，2013; Jiang et al。 ，2014）。在60°S-60°N（Liu et al。，2009; Shiu et al。，2012）范围内的地区，甚至在热带海洋上，都发现了强降水增加，而弱降水减少的现象（Lau and Wu,2007，2011）。总体而言，由于强降水的显著增加和弱降水的降低相结合，强降水的强度也呈现增加的趋势，即，存在从弱降水向强降水的转变。

已知全球变暖可以增强降水的强度，从而改变降水极值的变化（Trenberth，1998; Allen和Ingram，2002; Semenov和Bengtsson，2002; Trenberth等，2003）。强降水可能会增加地表径流，从而导致越来越多的洪水和泥石流;而弱降水和中度降水可延长干旱时间，并增加干旱等气象灾害，因为轻度和中度降水是土壤中的水分以及地下水的关键来源。然而，全球变暖不单是造成洪水或干旱的原因，还有许多其他原因存在。首先，量化洪水和干旱的趋势很困难，因为没有完善的洪水和干旱指数，特别是在其严重程度方面。第二，广泛的防洪和防旱工程，如大坝和灌溉系统，可以大大改变观测到的洪水和干旱的趋势。此外，还提出了短期气溶胶效应来改变降水强度，从而改变极值的变化（Warner和Twomey，1967; Gong等，2007）。因此，我们区分长期气溶胶效应，包括气溶胶的微物理和辐射效应，时间尺度可达几天，从气溶胶对气候的长期影响，气候是全球变暖的一部分因素，其时间尺度为几十年。

全球总年降水量等于全球蒸发量由全球表面能量预算决定，随着全球气温的升高，以约2％-3％K-1的相当小的速率增加（Cubasch et al，2001）。政府气候变化专门委员会在气候变化的第四次评估报告（AR4）中的两个陆上的基于测量的降水数据集 - 全球历史气候学网络（GHCN）（Vose等，1992）和气候研究单位（Mitchell和Jones，2005年） ）数据集显示，两个数据集的年平均总降水具有小的线性增长趋势，但是它们没有统计学意义（Trenberth等，2007）。根据数据集，AR4（1951-2005年和1979-2005年）涵盖的其他时期显示出负趋势和正趋势的组合。这些小的或在每年总降水中缺乏明显的趋势与全球降水或全球变暖水汽蒸发的预测增加一致。因此，本研究将重点关注降水强度的增加和相关的降水极值变化，而不是总降水量。

Trenberth等人（2003）总结了全球变暖假说，解释了风暴的降水强度应大致与大气中水汽相同，按照Clausius-Clapeyron方程约为7％K-1。他们进一步认为，暴雨的增加甚至可能超过7％K-1，因为增加的水蒸汽所释放的额外的潜热可以激发风暴。强烈的风暴可以从大气中以大于7％K-1的速率去除水汽。同时，如前所述，全球蒸发量仅增加约2％-3％K-1，减少水汽，适用于轻度和中度降水。此外，由于耦合海洋大气模型中的水汽蒸发速率气候反馈效应强烈，延迟率也降低（Held和Soden，2006）导致对流层上部潜在风暴的增加可能会降低流失率。降低的流失率使得水汽更稳定，因此不太可能形成降水，特别是对于需要不稳定水汽的轻度和中度降水。综上所述就是通过抑制轻度和中度降水的同时增加强降水以此提高降水强度。这些热力学参数的计算结果通过Sun（2007）等人对模型模拟的变化的分析及Liu（2009）和Shiu等（2012年）等人对观测资料及全球降水气候项目（GPCP）的观测降水再分析得到广泛的证实。

长期以来人们认识到，气溶胶粒子可能通过作用于降云凝聚核对云和降水产生显著影响（Warner和Twomey，1967; Albrecht，1989; Ramanathan等，2001; Andreae等，2004; Dai等， ，2008; Koren et al。，2008）。气溶胶效应对降水过程的影响被认为是“Albrecht”效应的一部分 - 对云量和持续时间的“第二间接”影响（Ackerman等，1978; Albrecht，1989; Hansen等，1997） ，由于过于复杂所以对于混合相位云还不确定，（Tao 等人，2012）。已经对气溶胶对不同时期（如年度，季节）的总降水量的影响进行了大量研究，但结果却还不能确定。例如Warner（1971），他认为由于澳大利亚北部甘蔗燃烧产生的气溶胶粒子，致60年的降水没有发生变化。此外，美国国家研究委员会（2003）的一份报告得出结论：“仍然没有令人信服的科学证据证明全球气候变化的影响”，其中许多是使用气溶胶的改进措施。

最近的一些研究表明，气溶胶粒子可以通过抑制降水的开始，吸收更多的水汽，从而释放更多的潜热，将水汽推向更高的高度及形成云层，从而激发强对流; 而对于小的低云，抑制降水使其蒸发掉（Andreae等人，2004; Lin等人，2006; Jiang等人，2008; Koren等人，2008; Rosenfeld 等人。，2008; Tao 等人。，2012）。 实际结果就是抑制弱降水和增强强降水。 然而，关于气溶胶对降水及其强度的影响仍然存在很大的不确定性，（Levin and Cotton，2009; Yang et al。，2011a; Boucher et al。，2013）。

  1. 方法和数据

我们首先在10◦S和10◦N之间的海洋区域分析GPCP降水资料（V1.0，1979-2007，2.5°times;2.5°，pentad）（Xie et al.，2003） 降水极值和SST异常的变化。 这个地区远离陆地因此排除人为排放的影响。 该海洋地区的降水强度和相关的极端降水的显著变化预计更有可能是由全球变暖引起的，而不是短期气溶胶效应。 然后将10◦S-10◦N海洋区域的结果与北半球（10◦-20◦N和20◦-45◦N陆地面积）和中国东部的较大纬度进行比较，在那里有更多的气溶胶粒子可以进行评估 降水强度变化的原因和相关的极端降水。 20°-45°N陆地面积的选取旨在与中国东部重叠，以便于比较。

在在1955年至2011年期间，中国的化石燃料消费量以及气溶胶的排放量增加了约15倍（Streets等，2000; Lu et al。，2010;国家统计局， 2012）。卫星图像清晰地显示了中国工业化区气溶胶光学深度的极高价值和大幅增长趋势。鉴于气溶胶粒子浓度的时间和空间范围较大，如果气溶胶可以显著影响降水强度，可以预测不同地区趋势之间的显著差异以及城乡差距的趋势。图1显示了101个站的分布情况。可以看出，大多数选定的台站位于中国东部，受东亚季风影响较大，主要来自西太平洋、印度洋。根据中等分辨率成像光谱仪（https://lpdaac.usgs.gov/products/modis产品表）的土地利用数据，将101个电台分为45个城市和56个农村电台。这种分类由城乡电站的温差证明，城市热岛效应明显（Yang et al。，2011b; Wang and Ge，2012）。地面气温取自GHCN-Monthly，版本3.2.1（Peterson和Vose，1997; Jones和Moberg，2003）。 SST取自扩展重建海面温度数据集，v3b（Xue et al。，2003; Smith et al。，2008）。

图1.中国东部101个地表国际交换气象站的地理分布，平均年降水量超过500毫米。 灰色点表示45个郊区站，浅绿色56个农村站。

  1. 赤道海洋区域降水强度的变化

使用GPCP数据（1979-2007），我们发现在10◦S和10◦N之间的赤道海洋区域的最高30％强降水和最低30％弱降水的显著趋势（图2a）。所显示的值是在10◦S和10◦N之间的所有海洋网格的年平均降水量落入指定目录内（单位：％）。在这个海洋区每年有总共81 322个五分位数数据点，对于子集统计分析来说足够大。 30％的强降水和30％的弱降水的线性趋势分别为3.2％（10yr）-1和-1.3％（10 yr）-1，均在95％的置信水平均显著。结合起来，这些趋势意味着降水强度的显着增加，也在图3中绘制。 2a是该区域中的SST。在底部30％强降水和SST之间存在明显的相关性，相关系数R = -0. 74。相关性和趋势与Trenberth.（2003）等人总结的全球变暖假设完全一致。由于该区域的人为排放量可以忽略不计，因此可以合理地提出，SST的增加是造成重降雨增加和弱降水减少的主要原因，以及赤道海洋区域降水强度的综合增加。

图2.（a）GPPS数据中10°S和10°N之间的大洋性区域两个强度区间的年平均降水量（单位：％）的时间变化：底部30％光降水（绿色，左坐标） 顶部30％强降水（红色，右坐标）; 和SST异常在10◦S和10◦N之间（蓝色，右偏移坐标）。 虚线是线性回归。 （b）如（a），但来自ECMWF ERA - 中期再分析数据（1979-2007）。

支持增加STST的另一个证据是赤道海洋区域强降水增加和弱降水增加的主要原因，如图2b所示。 图2b，是由欧洲中期天气预报中期再分析中心（ERA-Interim）数据的底部30％弱降水和顶部30％强降水与在10◦S和10◦N之间的赤道海洋区域的SST一起绘制。来自不使用观测到的降水的操作天气预报模型的降水再分析产物计算从观测到的降水和风中的降水，因此与GPCP数据相比能够提供独立的信息，图2b中的实施例实际上与图2a中的那些相同。顶部30％和底部30％j降水（R = -0.86）之间良好的相关性以及SST和最高30％降水（R = 0.71）之间的良好相关性。用于再分析的天气预报模型包括Trenberth（2003）等人描述的热力学过程，但不包括气溶胶效应。例如，再分析模型中观测到的垂直水蒸气柱峰度增加了7％K-1，与Clausius-Clapeyron方程的预测一致（Trenberth等，2003），分析模型包括增加的潜热和随后由于风暴增加的水蒸气。另一方面，由于人为气溶胶不太可能显著影响远洋赤道海洋区域的水分和风力，我们认为前30％的强降水量大幅度增加，前30位的显着的抗相关性通过ERA-Interim再分析模型获得的强降水和底部30％的弱降水很可能主要由热力学过程而不是短期人为气溶胶效应驱动。因此，我们可以得出结论，至少在年度上，SST（这是全球变暖的一部分）可

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