Page 247 - 《高原气象》2022年第1期

1 期 卢 珊等：黄土高原夏季极端降水及其成因分析 245

图4 夏季总降水（a）、极端降水（b）及其占比（c）年际变化
Fig. 4 Variations of total precipitation（a），extreme precipitation（b）and its proportion（c）in summer
量占比在黄土高原大部分地区表现为增加趋势，速 贝加尔湖附近，这导致研究区高层的气流辐散，进
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率在 30%·（10a） 到 200%·（10a） 左右［图 5（e）］。 而有利于黄土高原上空垂直上升运动的发展［图 6
极端降水日数占比呈增加趋势的站点总数更多（占 （a）］。观察研究区域垂直速度及散度的各层分布可
70. 3%），这些站点多集中在黄土高原中南部地区 见，在黄土高原强极端降水年份，基本上在夏季各
［图 5（f）］。极端降水量及日数占比的增加趋势仅 个层次上都可以观察到更强的上升运动［图 6（e）］。
在凤翔、韩城、海源等个别站点通过了显著性检 伴随着强极端降水年更加强烈的上升运动，其散度
验。总的来说，近 56年，黄土高原夏季极端降水在 呈现出中低层辐合、高层辐散的垂直分布现象［图6
夏季总降水中的贡献在多数站点是增加的，且呈现 （e）］。上述这些环流特征均有利于更加频繁的极端
出北减南增的空间分布，尤其是在中西部地区极端 降水在黄土高原地区发生。此外，从700 hPa环流形
降水贡献增加的最为明显。 势可见，在强极端降水年，西北太平洋副热带高压
强度偏强，位置偏西北，贝加尔湖冷低压较强，引
4 极端降水环流形势对比分析
导冷暖空气在黄土高原上空交汇，在研究区存在一
4. 1 极端降水强弱年环流形势对比 明显低槽，形成了有利于黄土高原强降水发生的环
在根据黄土高原夏季极端降水日数划分强弱 流场［图6（b），（d）］。
年时，本文将标准差≥1. 0的年份定义为强极端降水 充足的水汽供应是极端降水事件形成的必要
年，将≤-1. 0 的年份定义为弱极端降水年，共筛选 条件。观察强弱极端降水年水汽通量及水汽通量
出强极端降水年 11 年：1961，1964，1976，1978， 散度差值场［图 7（a）］可见，在强极端降水年夏季，
1979，1981，1988，1994，1995，1996和 2013年，弱 一明显的反气旋式环流控制着我国东部大部地区，
极端降水年 8 年：1963，1965，1972，1974，1991， 引导着西太平洋及南海地区的水汽源源不断的向
1997，2005和2015年。 北输送。位于反气旋环流西北部的黄土高原地区，
为了研究与黄土高原极端降水相关的大气环 受较强的西南水汽输送控制，整个研究区域的水汽
流变化，计算了强弱极端降水年不同物理量的夏季 都是辐合加强的，因而有利于黄土高原夏季极端降
合成平均差值。从图 6（c）中可以看出，在黄土高原 水的增多。相比之下，6 月的水汽通量及水汽通量
中东部的大气中层 400 hPa 存在着一个 ω 负中心， 辐合强度较弱，反气旋性环流中心位于东海海面，
这意味着强上升运动导致的异常水汽凝结是造成 黄土高原地区受一弱气旋性环流控制，主要的水汽
黄土高原强极端降水的可能原因。200 hPa 上，我 通量辐合位于黄土高原的东部地区［图 7（b）］。在
国东部地区受一深厚的暖高压控制，低涡中心位于 强极端降水年的 7 月和 8 月，原本位于东部海面的