1 引言
近些年来， 极端气候水文事件在西北地区呈现出频率和强度总体增加的趋势， 黄土高原地处西北地区东部， 同时位于干旱气候区、 东亚夏季风边缘区和青藏高原气候区的交汇地带， 气候系统复杂多样， 降水分配极不均匀（王毅荣等， 2007； 杨东等， 2012）， 降水事件呈现出更为复杂的变化特征（卢珊等， 2020）。
西北地区的降水多以强降水为主（陈冬冬和戴永久， 2009）， 并正经历着由暖干向暖湿的转变。这一转变在西北西部表现的更加明显（李栋梁等2003； 汪宝龙等， 2012； Chen et al， 2016）， 在西北东部降水则表现为较明显的减少趋势（徐宗学和张楠， 2006； 杨金虎等， 2007； 翟盘茂等， 2007； 栾晨等， 2012； 林婧婧和张强， 2016； 陈亚宁等， 2017）。黄土高原平均降水在过去几十年略有下降（Wan et al， 2013）， 作物生长期降水在1985年发生了由多雨转为少雨的突变（王毅荣和王锡稳， 2006； 林纾和王毅荣， 2007）。赵庆云等（2005）指出， 西北地区东部在全区降水异常偏少的背景下， 极端降水事件并没有减少。同时， 黄土高原降水事件变化还存在着较大的区域差异， 王毅荣和王锡稳（2006）以及王毅荣和吕世华（2008）通过研究指出黄土高原在夏季存在着西部湿润化， 东部干旱化特征。干旱在黄土高原东北部对降水异常的响应最为敏感， 暴雨则在黄土高原中部表现出最为复杂的非线性机制， 而在西北部和东南部地区则相对简单。
降水的多寡往往与环流形势的异常变化密切相关， 黄土高原地处温和半湿润气候区向温和半干旱、 温和干旱气候区的过渡地带， 与其降水变化相关的大气环流更为复杂多变（张宏芳等， 2020； 王雅琦等， 2020）。近半个世纪以来， 季风边缘最北位置呈现南退趋势， 黄土高原气候干燥度对季风最北边缘进退表现出显著和稳定的响应（张红丽和张强， 2016）。赵阳等（2016）指出整层水汽输送及环流结构对中国东部暴雨高频区南北位移格局变动有显著影响效应。蔡英等（2015）曾在诊断分析和先前数值模拟基础上， 指出西北内陆干旱区夏季降水的主要水汽源地在东南沿海一带， 谓之“三支气流+两个中转站的三棒接力”式水汽输送模型是夏季输向西北内陆旱区的主要水汽输送通道。除季风影响外， 黄土高原区域性暴雨事件在1977年出现的突变性减少， 还被发现与副高和青藏高压等天气系统的位置关系密切。当西太平洋副热带高压偏强， 亚洲中高纬度多低值系统活动时， 低层来自南海的偏东气流与青藏高原南侧的偏西气流合并为偏南气流向北伸展到西北地区东部， 与西北气流相遇， 从而使得西北地区夏季大范围暴雨过程偏多（赵庆云等， 2014）。而厄尔尼诺西区Niño W区（0° -10°N， 140°E -180°E）亦可作为陕北黄土高原地区极端降水响应的关键海区， 当该区海温异常偏高时， 陕北黄土高原区降水普遍偏高， 降水强度及持续时间增加， 易发生雨涝灾害（李双双等， 2020）。此外， 还有进一步的研究指出， 源自西欧的遥相关波列也是影响中国西北月降水和极端降水的关键系统（ Chen and Huang， 2012， Chen et al， 2013； Chen and Zhai， 2014； Orsolini et al， 2015）。
黄土高原地处我国气候过渡区， 影响系统复杂， 在汛期旱涝预测中存在着很多不确定因素。目前， 针对黄土高原地区极端降水环流背景的分析研究较少， 因此， 本研究在黄土高原地区夏季极端降水时空变化的基础上， 主要对比分析了极端降水强弱年的大气环流形势的差异， 并初步探讨了导致黄土高原夏季极端降水年代际变化的成因， 以期能为黄土高原夏季降水预测和诊断提供科学的理论依据。
2 资料来源和方法介绍
2.1 研究区域
黄土高原因其覆盖深厚的黄土、 强烈的水土流失、 独特的黄土塬、 梁、 峁地貌类型、 以及中国悠久历史渊源而著名。黄土高原地理范围为太行山以西、 日月山以东， 秦岭以北、 阴山以南地区， 面积达62.46×104 km2， 包括山西省、 宁夏回族自治区的全部， 陕西省、 河南省、 甘肃省、 青海省和内蒙古自治区的部分地域（王正兴， 2017）。
2.2 资料来源
所用降水资料为国家气象信息中心整编的中国地面气候资料日值数据集（V3.0）中的逐日降水资料。为保证数据质量， 剔除了累计缺测日数超过60天的站点， 最终选取了64个站1961 -2016年的逐日降水资料［图1 ， 该图及文中所涉及地图基于全球变化科学研究数据出版系统网站下载的黄土高原地图制作， 底图无修改］。文中所用再分析资料为美国气象环境预报中心（NCEP）和美国国家大气研究中心（NCAR）联合提供的同期逐月再分析资料， 水平分辨率为2.5°×2.5°， 要素包括位势高度、 气温、 水平风速、 垂直风速和比湿等。
2.3 方法介绍
类似于之前的研究 （ Jones et al， 1999； Yan et al， 2002）， 本文定义了以百分位为基础的极端降水阈值， 具体为： 将某测站1961 -2016年夏季非零日降水量序列逐年按升序排列， 取序列第90个百分位值的56年平均值作为该站极端降水的阈值。当该测站某天的日降水量超过此阈值， 记为一次极端降水。
通过以下公式（Feng and Zhou， 2012； Xu et al， 2020）计算目标区域四边的水汽通量及净水汽通量：
式中： 、 、 、 分别为南边界、 北边界、 西边界、 东边界的水汽通量； 为研究区净水汽通量； 代表西部边界的经度； 为东部边界的经度； 代表南部边界纬度； 为北部边界的纬度； 和 代表通过西部和东部边界相应的纬向整层水汽通量； 和 为通过南部和北部边界的经向整层水汽通量； 为地球平均半径 6.37×106 m。定义流入目标区域的水汽通量为正， 流出的为负， 净水汽通量为流入和流出的水汽通量和。
使用的方法主要包括相关分析、 合成分析、 线性倾向估计及Mann-Kendall非参数检验法等。采用线性回归方法对降水事件的降水量、 频次进行趋势分析， 采用Mann-Kendall非参数检验法构造Z指数对变化趋势进行显著性检验。
3 极端降水分布及变化特征
3.1 极端降水时空分布
为了解黄土高原地区极端降水在夏季降水中的构成， 首先计算了黄土高原近56年夏季及各月平均的极端降水的降水量及日数分别在夏季总降水量和总降水日数中的百分比［图2 ］， 发现极端降水日数仅占夏季总降水日数的13.0%， 然而极端降水量却贡献了夏季总降水量的54.0%。6月、 7月、 8月极端降水量分别占夏季总降水量的8.9%、 23.0%和22.1%， 极端降水日数则分别占夏季总降水日数的2.5%、 5.3%和5.2%。夏季主要的极端降水事件发生在7月和8月， 6月的极端降水远小于7月和8月， 无论极端降水量和降水日数， 均不到7月或8月的一半。
1961 -2016年黄土高原夏季平均降水量总体上呈现出东多西少的分布形势， 降水大值中心主要位于山西和陕西中东部， 夏季平均降水量达到260 mm， 夏季平均降水日数超过33天［图3 （a）， （b）］， 这是由于该地区位于黄土高原东部的吕梁、 太行山一带， 受东亚夏季风的影响最大， 夏季冷暖空气在此频繁交汇。河套西部是黄土高原降水最少的地区， 其夏季平均降水量低于180 mm， 平均降水日数不足27天， 该地位于我国内陆的毛乌素沙漠及腾格里沙漠一带， 水汽一般难以深入。黄土高原夏季极端降水量及极端降水日数的空间分布与夏季总降水量及日数基本一致， 黄土高原东部夏季平均极端降水量超过140 mm， 极端降水日数超过5.5天， 西部低值区极端降水量及日数则分别低于100 mm和4.0天［图3 （c）， （d）］。降水量及降水日数的空间分布差异主要位于甘肃西南部及青海东部， 可能是因为受到西风带、 偏南气流和东亚季风的共同影响， 使得该地雨日较多， 但并非雨量中心， 是由于在此出现的小雨较多， 而日降水量大的降水事件相对较少（姚慧茹等， 2017）。
极端降水量占夏季降水量的百分比在黄土高原大部地区超过了45%， 其中腾格里沙漠一带极端降水量占比超过了53%［图3 （e）］。夏季极端降水日数占比高值区位于黄土高原西北部和南部局地， 占比超过13.5%， 黄土高原其余地区的夏季极端降水日数占比多在12.0%~13.5%［图3 （f）］。可见， 虽然极端降水在黄土高原的发生频次不高， 但是对各地的夏季总降水量均有突出贡献。
3.2 极端降水时空变化
观察黄土高原区域平均的夏季降水量和降水日数［图4 （a）］发现， 近56年夏季降水量和降水日数均表现为减少趋势， 降水日数每10年减少1.0天， 其线性趋势通过了0.001显著性水平检验， 降水量的倾向率为-3.0 mm·（10a）-1， 但并未通过显著性检验。
与此同时， 黄土高原极端降水事件的年际波动更为明显， 极端降水量及降水日数的长期趋势同样表现为下降趋势， 其倾向率分别为-1.3 mm·（10a）-1和-0.05 d·（10a）-1， 但均未通过显著性检验［图4 （b）］。值得注意的是， 不论夏季降水事件还是极端降水事件， 都在20世纪80和90年代经历了比较明显的下降， 进入21世纪后， 变化趋于平缓并在近几年略有上升。近56年， 黄土高原夏季极端降水量及日数百分比整体增加， 其线性倾向率均在0.3%·（10a）-1左右， 但变化趋势没有通过显著性检验［图4 （c）］。可见， 在黄土高原夏季总降水量及降水日数呈下降趋势的背景下， 极端降水的占比却在持续增加， 也就是说黄土高原夏季降水越来越多的以极端降水的形式出现， 而一般性降水的比值在下降。
从线性趋势的空间分布来看， 黄土高原大部分站点的夏季降水量及日数呈减少趋势， 其中日数的减少更为明显［图5 （a）， （b）］。93.8%站点的降水日数呈下降趋势， 速率多在-2.0~-1.0 d·（10a）-1， 并有51.6% 的站点下降趋势显著。其中， 山西五台山的下降速度最快， 降水量及日数的速率分别达到了-29.4 mm·（10a）-1和-3.3 d·（10a）-1。极端降水量和降水日数呈增加和减少趋势的站点大约占4成和6成， 表现为下降趋势的站点多集中在河套北部地区， 呈增加趋势的站点则分散在甘肃南部、 宁夏中部、 陕西中部等地， 但绝大多数站点的变化趋势没有通过显著性检验［图5 （c）， （d）］。极端降水量占比在黄土高原大部分地区表现为增加趋势， 速率在30%·（10a）-1到200%·（10a）-1左右［图5 （e）］。极端降水日数占比呈增加趋势的站点总数更多（占70.3%）， 这些站点多集中在黄土高原中南部地区［图5 （f）］。极端降水量及日数占比的增加趋势仅在凤翔、 韩城、 海源等个别站点通过了显著性检验。总的来说， 近56年， 黄土高原夏季极端降水在夏季总降水中的贡献在多数站点是增加的， 且呈现出北减南增的空间分布， 尤其是在中西部地区极端降水贡献增加的最为明显。
4 极端降水环流形势对比分析
4.1 极端降水强弱年环流形势对比
在根据黄土高原夏季极端降水日数划分强弱年时， 本文将标准差≥1.0的年份定义为强极端降水年， 将≤-1.0的年份定义为弱极端降水年， 共筛选出强极端降水年11年： 1961， 1964， 1976， 1978， 1979， 1981， 1988， 1994， 1995， 1996和2013年， 弱极端降水年8年： 1963， 1965， 1972， 1974， 1991， 1997， 2005和2015年。
为了研究与黄土高原极端降水相关的大气环流变化， 计算了强弱极端降水年不同物理量的夏季合成平均差值。从图6 （c）中可以看出， 在黄土高原中东部的大气中层400 hPa存在着一个ω负中心， 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强极端降水的可能原因。200 hPa上， 我国东部地区受一深厚的暖高压控制， 低涡中心位于贝加尔湖附近， 这导致研究区高层的气流辐散， 进而有利于黄土高原上空垂直上升运动的发展［图6 （a）］。观察研究区域垂直速度及散度的各层分布可见， 在黄土高原强极端降水年份， 基本上在夏季各个层次上都可以观察到更强的上升运动［图6 （e）］。伴随着强极端降水年更加强烈的上升运动， 其散度呈现出中低层辐合、 高层辐散的垂直分布现象［图6 （e）］。上述这些环流特征均有利于更加频繁的极端降水在黄土高原地区发生。此外， 从700 hPa环流形势可见， 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， 引导冷暖空气在黄土高原上空交汇， 在研究区存在一明显低槽， 形成了有利于黄土高原强降水发生的环流场［图6 （b）， （d）］。
图6 极端降水事件强弱年合成差值场分布（a）~（d）中红色和蓝色阴影分别代表正、 负显著区， 灰色方框代表102°E -114°E， 34°N -41°N区域， 高度场、 温度场、 ω、 区域平均ω及平均散度的单位分别为gpm、 ℃、 （×10-2 Pa·s-1）、 Pa·s-1及（×10-5 s-1） Fig.6 Composite difference between strong and weak years of extreme precipitation.In Fig.6（a）~（d）， red and blue shading indicate the positive and negative values passing the significant test， the grey box represents the area 102°E -114°E， 34°N -41°N.The unit of geopotential height， temperature field， omega， regional average omega and reginal average divergence of horizontal wind is gpm， ℃， （×10-2 Pa·s-1）， Pa·s-1 and （×10-5 s-1）， respectively |
充足的水汽供应是极端降水事件形成的必要条件。观察强弱极端降水年水汽通量及水汽通量散度差值场［图7 （a）］可见， 在强极端降水年夏季， 一明显的反气旋式环流控制着我国东部大部地区， 引导着西太平洋及南海地区的水汽源源不断的向北输送。位于反气旋环流西北部的黄土高原地区， 受较强的西南水汽输送控制， 整个研究区域的水汽都是辐合加强的， 因而有利于黄土高原夏季极端降水的增多。相比之下， 6月的水汽通量及水汽通量辐合强度较弱， 反气旋性环流中心位于东海海面， 黄土高原地区受一弱气旋性环流控制， 主要的水汽通量辐合位于黄土高原的东部地区［图7 （b）］。在强极端降水年的7月和8月， 原本位于东部海面的反气旋式环流增强并向西北方向移动， 促使西太平洋及南海的水汽向西北内陆输送， 黄土高原大部地区西南水汽输送增强。另外， 值得注意的是， 7月和8月偏西水汽输送也明显加强， 同增强的西南水汽在研究区域汇合， 在中南部地区形成了水汽通量辐合大值区， 有利于更多的极端降水在中南部地区发生［图7 （c）， （d）］。
图7 极端降水事件强弱年夏季（a）和6 -8月（b~d）整层水汽通量（矢量， 单位： kg·m-1·s-1）及水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-5 kg·m-2·s-1）合成差值场粗风矢表示通过0.05水平的显著性检验； 灰色方框代表102°E -114°E， 34°N -41°N区域 Fig.7 Composite difference of integrated vapor flux （vector， unit： kg·m-1·s-1） and their convergence （color area， unit： ×10-5 kg·m-2·s-1） in summer （a） and June to August （b~d） between strong and weak years of extreme precipitation.Bold vector denote values passing the significance level of 0.05.The grey box represents the area 102°E -114°E， 34°N -41°N |
为进一步了解不同边界水汽输送对黄土高原极端降水的影响， 我们计算了研究区极端降水强弱年夏季及各月份4个边界的水汽及净收入差（表1 ）。在强极端降水年， 无论是夏季还是各月份的水汽净收入差均为正值， 说明黄土高原地区存在异常强的水汽输入。就夏季来说， 南边界及西边界的水汽输入增强， 其中南边界水汽输入近乎为西边界的两倍。东边界和北边界的水汽输出增加， 同时东边界的水汽输出更为明显。相比之下， 6月增加的水汽输入主要来自于北边界和南边界， 其中北边界的增加最为明显， 东边界和西边界为流出边界。这意味着在6月， 当南北边界水汽增加， 尤其是北边界水汽增加明显时， 黄土高原可能会出现更多的极端降水。7月， 南边界水汽输入加强并占主导， 同时北边界的水汽由输入转为输出， 西边界则由输出变为输入， 水汽净收入较6月增加近一倍。8月， 除北边界的水汽输出减小外， 其余各边界的水汽变化均较7月增强， 其中西边界水汽输入贡献增加明显， 水汽净收入也较7月进一步增大。这说明在强极端降水年的7月和8月， 南边界和西边界水汽的同时增加可能在黄土高原导致更多的极端降水， 这应该与偏强的东亚夏季风有着密切的联系。
表1 极端降水强弱年夏季整层水汽通量的区域收支Table 1 Composite difference of regionally integrated vapor flux in summer between strong and weak years of extreme precipitation |
| 强弱年差 | 水汽通量的区域收支/（×106 kg·s-1） | |||
|---|---|---|---|---|
| 夏季 | 6月 | 7月 | 8月 | |
| 北边界 | -0.1318 | 0.0863 | -0.1833 | -0.0348 |
| 南边界 | 1.3992 | 0.0264 | 0.6416 | 0.7312 |
| 西边界 | 0.7775* | -0.0100 | 0.2752 | 0.5123 |
| 东边界 | -1.7247* | -0.0356 | -0.6169 | -1.0722 |
| 净收入差 | 0.3202 | 0.0672 | 0.1165 | 0.1365 |
*表示通过0.05的显著性水平检验。 |
除了环流形势的差异， 为了解冷暖气团活动对黄土高原夏季极端降水的影响， 还分析了极端降水强弱年夏季及各月温度平流的差异（图8 ， 图中黑色阴影表示地形）。从夏季温度平流和经向环流在黄土高原中部108°E的高度 -纬度剖面图［图8 （a）］可见， 在强极端降水年的夏季， 黄土高原上空可以观察到更加明显的冷暖空气交绥， 从低层到300 hPa， 中南部地区基本都受较强的暖平流控制， 暖中心位于陕西关中地区上空的800~700 hPa附近， 偏北部受下沉的冷空气影响， 冷中心位于蒙古高原45°N周边地区， 冷空气在500~400 hPa的南侵最为明显， 向南达到了37°N附近。在300 hPa以上的高层， 主要以暖平流为主。观察温度平流在夏季不同月份的分布可见， 在强极端降水年的6月， 黄土高原上空总体上呈现出上冷下暖的空间分布， 低层至600 hPa， 中南部大部地区暖平流较为明显， 而偏北地区有冷空气入侵， 在600 hPa以上的中高层以冷平流为主［图8 （b）］。值得注意的是， 6月黄土高原上空的冷暖平流强度相比夏季平均较弱， 说明6月冷暖空气交汇不够强烈， 因此极端降水发生得较少。7月黄土高原上空的冷暖平流较6月明显增强， 中南部地区从低层至200 hPa均受到暖空气及上升气流控制， 北部上空的下沉冷空气也更强， 冷暖气流交汇明显［图8 （c）］。8月温度平流及经向环流空间分布与夏季平均基本一致， 冷暖平流及上升运动均进一步增强， 在黄土高原上空中低层可以观察到更加强烈的冷暖空气交绥［图8 （d）］。这样的高低空配置非常有利于研究区域不稳定能量的释放和垂直运动的发展， 进而造成极端降水的发生。
图8 强弱年夏季（a）和6 -8月（b~d）温度平流（彩色区及等值线， 单位： ×10-6 ℃·s-1）及垂直环流［流线， 风场和垂直速度ω×（-100）的合成］差值沿108°E的垂直剖面Fig.8 Composite difference of temperature advection （color area and contour， unit： ×10-6 ℃·s-1） and vertical circulation ［streamline， wind field and vertical velocity ω×（-100） synthetic］ along 108°E in summer （a） and June to August （b~d） between strong and weak years of extreme precipitation |
4.2 极端降水年代际环流形势对比
为了解黄土高原极端降水在不同年代的分布特征， 以1971 -2000年为基准期， 计算了不同年代黄土高原地区的夏季极端降水量距平。20世纪60年代， 除关中大部、 山西中部和青海东部少数地区的极端降水偏少外， 黄土高原大部分地区极端降水量偏多［图9 （a）］。70年代， 黄土高原大部地区仍以降水偏多为主， 此阶段极端降水距平大值中心位于山西中部， 中心值在20 mm以上， 极端降水距平负值中心的强度和范围较60年代偏小， 主要分布在宁夏、 甘肃东部、 陕西西部及北部一带［图9 （b）］。80年代可以明显的观察到黄土高原夏季极端降水经历了偏多到偏少的转变， 除陕西大部及山西南部地区外， 黄土高原其余大部地区降水均偏少［图9 （c）］。20世纪90年代及21世纪00年代， 黄土高原夏季极端降水距平负值区域进一步扩大［图9 （d）， （e）］， 不过值得注意的是， 21世纪00年代极端降水距平负值中心北移至蒙古高原40°N附近， 而正值中心在关中西部地区出现。到了近几年， 黄土高原大部地区夏季极端降水转为偏多， 距平正值中心位于陕西北部及山西中南部地区， 极大值超过了30 mm［图9 （f）］， 说明进入21世纪10年代以来， 黄土高原夏季极端降水已经开始从长期偏少的形势向偏多转换， 这背后应该对应着大气环流的调整和转变。
对应于黄土高原夏季极端降水的年代际变化， 我们计算了该区域每年的夏季整层水汽净收入， 并由此得到了近56年标准化分布。由图9 （g）可见， 黄土高原夏季水汽净收入经历了前期逐渐减小， 后期逐渐增加的过程。在20世纪60和70年代， 黄土高原夏季水汽净收入基本上以正值为主， 负值年份较少且量级较小。60和70年代的平均标准差分别为0.48和 0.35， 对应着黄土高原夏季极端降水在大部分地区偏多的时期。70年代末及80年代初， 区域水汽净收入发生了由偏多向偏少的转变。80和90年代为黄土高原水汽偏少期， 20年间有14年的净水汽收入为负值， 90年代标准差平均值低至 -0.68， 为各年代中最小。80及90年代偏低的水汽净收入， 也对应着该时期黄土高原地区偏少的夏季极端降水量。进入21世纪00年代后， 夏季水汽净收入开始增加并逐渐转为正值， 说明黄土高原地区夏季水汽开始经历从输出向输入的调整时期， 这一阶段水汽净收入正负值年份基本持平。观察该阶段黄土高原夏季极端降水量， 呈现出负值中心北移、 南部降水增加的空间分布特征。近几年， 黄土高原夏季净水汽收入持续增加， 标准差平均值增至0.42， 对应夏季极端降水距平在大部地区由负转正。
除水汽之外， 还分析了不同年代夏季的温度平流特征。从6个年代的夏季温度平流和经向环流距平高度 -纬度剖面图（图10 ， 图中黑色阴影表示地形）可见， 20世纪60年代夏季黄土高原上空垂直上升运动非常明显， 从低层到高层受暖平流控制， 暖中心位于黄土高原北部45°N附近， 其强度为6个年代中最强［图10 （a）］， 极为不稳定的大气层结对应着该年代明显偏多的夏季极端降水。70年代的暖平流和上升运动较60年代有明显减弱， 黄土高原上空总体仍受暖空气控制， 且维持着较强的上升运动［图10 （b）］， 黄土高原夏季极端降水在大部地区仍偏多。80年代开始， 黄土高原夏季大气层结发生了很大转变， 其北部暖中心由冷中心取代， 黄土高原上空从600~300 hPa都受到冷空气控制， 弱暖空气仅存在于南部中低层， 大气层结较为稳定［图10 （c）］， 难以触发极端降水。90年代夏季， 黄土高原从低层直至高层200 hPa均受下沉冷空气控制， 冷中心位于黄土高原低层中北部地区， 大气层结在6个年代中最为稳定的［图10 （d）］， 因而也对应着该时期最少的极端降水。进入21世纪00年代后， 黄土高原南部低层暖空气和上升运动略有发展， 低层冷中心北移， 暖中心位于45°N -50°N的高空200 hPa附近， 并向南部的黄土高原中低层大气扩展［图10 （e）］， 正好对应着该时期北部降水减小， 南部降水开始增多的空间分布特征。近几年， 黄土高原低层冷空气继续北移且控制范围缩小， 中层600~300 hPa出现一暖中心， 高层200 hPa则受冷平流控制， 下暖上冷的空间分布开始出现［图10 （f）］， 与近几年黄土高原增多的夏季极端降水相吻合。
图10 年代际夏季温度平流（彩色区及等值线， 单位： ×10-6 ℃·s-1）及垂直环流［流线， 风场和垂直速度ω×（-100）的合成］沿108°E的垂直剖面Fig.10 The decadal vertical section of temperature advection （color area and contour， unit： ×10-6 ℃·s-1） and vertical circulation ［streamline， wind field and vertical velocity ×（-100） synthetic］ along 108°E in summer |
5 结论和讨论
通过分析1961 -2016年黄土高原地区夏季极端降水的时空变化特征， 并对比了极端降水事件强弱年及不同年代的大气环流形势的异同， 得到以下结论：
（1） 黄土高原夏季降水以极端降水为主， 极端降水量占总降水量的54%左右。极端降水事件主要发生在7月和8月， 总体上呈现出东多西少的空间分布。极端降水量大值中心位于山西和陕西中东部地区， 山西中北部、 甘肃西南部及青海东部的极端降水日数出现频次较高， 极端降水在河套西北部的腾格里沙漠地区的降水贡献率最大。
（2） 近56年， 在黄土高原夏季降水总体下降的背景下， 约有7成的站点， 其极端降水占总降水的比重呈上升趋势， 意味着黄土高原地区夏季降水事件越来越多的以极端降水事件的形式出现。另外， 夏季极端降水呈减少趋势的站点主要位于河套北部地区， 而黄土高原中南部极端降水变化趋势多为增加。
（3） 黄土高原夏季极端降水偏多是高低空环流共同增强的结果。在强极端降水年的夏季， 贝加尔湖低压和西北太平洋副高强度偏强， 来自西北太平洋及南海地区的暖湿气流源源不断向北输送， 黄土高原地区冷暖空气交汇明显， 上升运动和水汽辐合强烈， 容易导致极端降水的发生。
（4） 对应不同年代的极端降水分布， 黄土高原夏季水汽净收入和温度平流呈现出相应的变化特征， 20世纪60年代和70年代， 黄土高原夏季水汽净收入为正， 冷暖空气交汇明显， 黄土高原地区夏季极端降水在大部地区偏多。从80年代开始， 黄土高原夏季水汽净收入由正转负， 大气层结稳定度增加， 极端降水偏少。进入21世纪10年代以来， 水汽净收入增加， 大气不稳定性加强， 冷暖空气交汇明显， 对应着极端降水在黄土高原中东部地区的增加。
本文主要分析了黄土高原夏季极端降水变化特征及相关的异常环流形势， 获得了一些关于黄土高原夏季极端降水变化影响机制的初步结论。但黄土高原地理环境特殊， 涉及该地极端降水变化的不确定因素众多， 影响机制也更为复杂， 其中的物理过程还有待通过数值模式等方法进行深入研究。此外， 近些年来黄土高原植被覆盖明显提高， 生态环境逐步改善， 然而随着大规模退耕还林还草工程的实施和区域经济社会的高速发展， 气候暖湿化背景下降水过程的极端化， 也给黄土高原环境治理带来了新的问题。因此， 分析植被活动对气候变化的响应， 探究极端降水等气候事件对生态恢复的反馈机制为今后黄土高原生态环境治理提供了新的思路。