2020, Vol. 36
2. 中国科学院大气物理研究所/中国科学院气候变化研究中心，北京 100029
2. Climate Change Research Center, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
长江中下游受东亚夏季风影响, 洪涝灾害频发, 时常造成巨大的经济损失和人员伤亡。最近的三个大洪水年为1991、1998和2016年, 因受灾严重而被广泛关注。相关数据显示, 1991年梅雨期降水超过800 mm[1], 仅太湖地区农田受灾面积达76.9万公顷, 造成700多亿元的经济损失; 1998年汛期降水比常年多了一倍, 鄂东南和赣北地区5 -8月累积降水高达1 600 mm, 其强度50年一遇, 导致3 004人死亡和上千亿元经济损失[2]; 2016年再次发生持续性强降水, 大部地区降水较常年多2~5成, 湖北东部至安徽中部偏多5成以上, 超过6 000万人受到影响, 经济损失近1 470亿元, 使得1991、1998和2016年成为针对长江中下游降水个例分析的三个典型年份。除了个例分析外, 对于1991和1998年长江中下游的夏季降水, 有人从季节内振荡、青藏高原积雪等的差异出发做对比[1], 关于2016年和1998年的夏季降水, 也有过基于厄尔尼诺事件差异的比对分析, 但把这三年放在一块进行对比考量, 还没有这样的研究。
从降水发展的进程看, 这三年有一个共同特征:均产生了几次持续性强降水过程(图 1)。其中, 1991年出现了3次持续性降水过程, 分别为6月11-17日、6月30-7月13日及8月2-10日(图 1a); 1998年有两次, 分别为6月22日-7月10日和7月20日-8月2日(图 1b[3]); 2016年也发生了两次集中降水, 分别在6月19日-7月6日及7月14日-7月20日, 其中6月28日-7月6日降水量较大(图 1c[4])。以上说明三年的夏季降水表现出振荡特征, 在降水的频谱分析上也能很清楚地看到, 低频降水在1991年表现出15~35 d的振荡特征[1], 而1998年周期稍长, 大致为40 d左右, 根据选定的地方不同周期会有所差异[5], 相比, 2016年周期较短, 为准双周。总之, 这三年夏季集中降水发生的时间、频次及强度存在差异, 具有不同的季节内活动特征。
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图 1 1991(a)、1998(b)和2016(c)年夏季长江中下游十站平均降水的逐日（直方图）及逐候演变（红线） 单位：mm/day。站点为宜昌、常德、长沙、武汉、南昌、安庆、南京、常州、杭州、上海。 |
不同的季节内降水特征往往对应着不同的物理成因[6], 但相同的是它们都与大尺度大气环流的季节内振荡(ISO)关系密切[7], 来自热带及中纬度的信号均有显著影响[8-10]。在热带地区, 分别起源于印度洋的东传ISO和太平洋的西传ISO, 通常会在120 °E附近汇合增强继而北传[11], 造成雨带的南北移动, 二者共同调控长江中下游和我国东南部的季节内降水[12-13]。但对于不同的个例而言, 影响季节内降水的热带ISO信号存在很大的差异。例如拥有向北和向西北传播倾向的印度洋ISO信号[14], 可能存在10~20 d、15~35 d、30~60 d等不同的周期分量[15]。向西传播的太平洋ISO信号, 其周期在不同的年份也不尽相同[16-18]。因此, 要想了解集中强降水事件中热带ISO信号的作用, 需要进行个例分析。
中高纬方面包括青藏高原, 在对流层中高层环流系统中ISO信号最为显著, 这些ISO对长江中下游持续降水的形成也起着重要作用。研究显示, 相较于旱年, 涝年除了有来自热带的ISO外, 也存在从中高纬向东南传播的低频波列。高原东部大气低频振荡, 无论是周期为10~30 d的准双周振荡还是周期为30~60 d的季节内振荡, 都有利于长江中下游低频降水的发生[19]。沿着高空西风急流向东传播波列的低频活动, 对长江中下游降水的准双周振荡存在影响[20-21]。
除了热带和中高纬的ISO单独影响长江中下游的夏季降水外, 更多的情况是热带和中高纬二者相互作用, 共同影响[22-23]。长江中下游夏季降水所表现出来的季节内特征, 是热带和热带外不同起源、不同周期共同作用的结果[24]。针对1991、1998和2016年这三个大水年而言, 前面已经提过, 尽管三年都发生了集中降水, 但集中降水的持续时间表现出明显不同。为什么这三年季节内降水的周期相同?它们对应着怎样的大气ISO信号起源和传播特征呢?这些不同起源的ISO信号又是通过怎样的过程引起了这三年集中降水的差异呢?弄清这些问题, 不仅对理解这三年集中降水的形成与差异有帮助, 而且可能对未来集中降水的预测提供一些线索。本文将采用对比分析的方法, 在讨论三年降水低频特征的基础上, 探究引起集中降水的低频信号来源, 以及不同源地、不同频率的ISO如何相互作用, 为长江中下游降水的延伸期预报提供线索。
2 资料与方法 2.1 资料本文用到的资料有:国家气象信息中心提供的"中国国家级地面气象站基本气象要素日值数值(V3.0)"站点降水资料[25], 时间段为1951-2016年; 美国国家海洋大气局(NOAA)气候预测中心(CPC)实时雨量筒观测、模式和卫星等融合格点数据集(CMAP), 其水平分辨率为0.5 °×0.5 °[26], 时间段为1979年至今; 美国国家环境预测中心/国家大气研究中心(NCEP/NCAR)逐日位势高度、2 m大气温度和风场再分析资料, 水平分辨率为2.5 °×2.5 °[27]; 由NOAA提供的逐日向外长波辐射(OLR)资料, 水平分辨率为2.5 °×2.5 °[28]。
为定量表征夏季热带季节内活动特征, 采用了Lee等提出的BSISO指数[31], 由澳大利亚气象局提供(http://www.apcc21.org)。气候态为1981- 2010年共30年平均, 夏季指6-8月。
2.2 方法长江中下游定义为由110 °E, 28 °N、110 °E, 32 °N、120 °E, 29 °N、120 °E, 33 °N四点连成的区域(图 2)。小波变换是用一个已知的响应函数进行的带通滤波, 低频振荡的时间序列可以通过尺度平均的反变换而提取出来[29]。选取6阶高斯函数作为小波母函数提取低频降水周期, 变量如风场、高度场, 用不同年份降水小波分析所得显著周期进行滤波, 提取低频分量。
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图 2 1991、1998和2016年夏季总降水（左列，单位：mm）、降水距平（中列，单位：mm）以及日降水标准差（右列）的分布（单位：mm/d） 红框为所研究的长江中下游地区。 |
使用球坐标下三维波活动通量的诊断方程表征行星波波包在三维空间的传播[30]:
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P0=1 000hPa; 
图 2为基于CMAP资料计算的1991、1998和2016年夏季总降水、总降水距平和日降水标准差的分布, 这三年降水在长江中下游均表现出偏多的特征, 而且在分布上大值中心存在差异。1991年降水主要发生在长江以北, 累计降水鄂东北最大, 高达1 200 mm(图 2a); 1998年降水集中在长江以南, 湖南和江西北部超过1 200 mm(图 2d); 2016年强降水较均匀地分布在流域南北两侧, 最大降水中心位于江汉平原, 距平多达600 mm(图 2h)。从日降水标准差的分布来看(图 2g~2i), 三年长江中下游均存在大值中心, 说明该区域日降水变率很大, 存在较多极端日降水事件。此外, 标准差大值区与该年累积降水距平大值区的分布基本一致(图 2b和2c、2e和2f、2h和2i), 表明三年长江中下游夏季降水均表现出强的季节内振荡特征。我们用站点资料进行了同样的计算(图略), 所得结果与格点资料一致, 因此以下与降水有关的结果均用格点资料计算得出。
为了深入了解降水的季节内特征, 图 3给出了三年夏季长江中下游降水距平的序列。从逐日降水看(图 3a~3c), 三年均表现出集中期和间歇期的强弱降水的交替。从小波谱揭示的周期看(图 3d~ 3f), 1998年季节内降水的显著周期为20~40 d, 1991年较之稍短, 为了与1998年区分开来, 可细分为20~30 d, 2016年则为10~20 d。鉴于三年显著周期存在差异, 根据各自的周期, 分别对降水序列进行20~30 d、20~40 d以及10~20 d滤波, 得到季节内分量, 并选取通过小波显著性检验的降水时段(图 4):1991年6月13日-7月22日、1998年6月30日-8月1日和2016年6月23日-7月17日。参考Chan等[32]的做法将显著降水时段根据正负一个和两个标准差分为8个位相(Phase), Phase 1(5)表示降水由活跃(中断)期向中断(活跃)期过渡; Phase 3和Phase 7分别为降水的波谷和波峰。接下来通过位相的合成和比较来了解低频环流的演变和差异。
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图 3 1991(a、d)、1998(b、e)和2016(c、f)年长江中下游夏季逐日降水距平序列（上排，直方图, 单位：mm）及其小波功率谱（下排，阴影表示通过0.05显著性检验），同时给出滤波后的季节内降水序列（上排红线, 单位：mm，右上角数字代表滤波周期） |
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图 4 1991 (a)、1998(b)和2016年(c)通过小波分析显著置信度水平为0.05的季节内降水时段（红线） 数字为根据正负一个（疏虚线）和两个（密虚线）标准差划分的八个位相，其中位相3（7）代表降水中断期（活跃期）。 |
来自热带及中高纬的ISO在长江中下游季节内降水的发生中起着重要作用, 影响三年季节内降水的ISO来源是否存在差异呢?过去对ISO传播的研究中, 向外长波辐射(OLR)作为表征深对流的参量之一被广泛使用[33], 本文也利用OLR来探究ISO的来源。对三年夏季OLR异常分别进行20~30 d、20~40 d以及10~20 d滤波, 得到2~4个完整的周期循环, 这里仅给出与降水显著周期对应的循环。根据降水发展的位相, 同样划分滤波后的OLR位相, 对比各个位相下的季节内OLR异常, 以认识ISO起源的差异(图 5)。以下分析中, 相关气象变量均进行类似的滤波和位相划分。
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图 5 1991(a、d、g)、1998(b、e、h)和2016(c、f、i)年28~32 °N平均(a、b、c)、110~120 °E平均(d、e、f)、5 °S~5 °N平均(g、h、i)、滤波后OLR异常的时间-经度剖面图（单位：W/m2） Y轴数字为显著降水时段的循环位相，括号内（外）数字代表第几次循环（降水位相），箭头指代负OLR异常的传播。 |
在长江中下游所在的纬度带, 三年ISO来源存在差异。1991年, ISO主要来自75 °E, 30 °N附近, 该信号从循环1的位相1(C1P1)向东传播, 并在C1P7传播到长江中下游(图 5a); 与1991年不同, 1998年的ISO主要来自中北太平洋(180 °, 30 °N), 其向西传播至降水地区(图 5b); 2016年ISO相较活跃, 来源也更复杂, 从C1P1到C2P5, ISO三次明显地从90 °E附近东传至长江中下游, 此外, 135 °E附近还存在一支西传的ISO(图 5c)。虽然影响三年降水的ISO来源有所不同, 但它们均在P7(活跃期)传播至长江中下游, 造成强对流天气。考虑更低纬度, 显著周期内, 1991年有多次ISO北传过程(图 5d), 它们均起源于热带印度洋并东传至120 °E附近(图 5g), 随后向北传播至长江中下游(图 5d), 此结果与部分研究不一致是由选取的降水时段不同造成的[34]; 1998年, 热带有从75 °E附近东传的信号(图 5c), 但该信号没有进一步北传(图 5e), 说明纬向ISO是影响1998年季节内降水的主要信号; 而2016年, 赤道印度洋和西太平洋的ISO汇合于120 °E(图 5i), 进而向北传播至长江中下游(图 5f)。
总结而言, 影响1991年季节内降水的ISO主要来源于伊朗上空(60 °E, 30 °N)和印度洋; 1998年的ISO源地单一, 主要来自中北太平洋(120 °E, 30 °N), 2016年ISO源地相对复杂, 除了中纬度我国西部地区上空, 还存在印度洋和太平洋上的来源。
5 不同源地ISO对降水的作用不同源地、不同路径的ISO有不同的周期特征。我们将ISO按源地分为两类:一类是热带的ISO, 另一类是中纬度高层的ISO。分别分析它们对降水的影响。
5.1 来自热带洋面上ISO的影响选取BSISO 1和BSISO 2指数分别表征热带30~60 d和10~30 d的ISO(图 6), BSISO指数所处Phase代表的对流环流形势可以参考Lee等[31]850 hPa风场和OLR场基于PC1(PC3)和PC2(PC4)的重建。将滤波后的OLR异常根据8个Phase进行合成(图 7)。
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图 6 1991（a、d）、1998（b、e）和2016（c、f）年显著季节内降水时期所对应的BSISO1指数（a、b、c）和BSISO2指数（d、e、f）空间位相 |
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图 7 1991（第一列）、1998（第二列）及2016（第三列）年显著降水时段分别经20~30 d、20~40 d及10~20 d滤波后的OLR在8个位相的合成分布（阴影，单位：W/m2） 红线为500 hPa等压面上5 880等位势高度线（单位：gpm）。 |
结合图 6和图 7, 在1991年降水的Phase2~3, 30~60 d(图 6a的Phase8)的ISO活跃于西北太平洋(图 7d、7g), 随后向东收缩减弱(图 7j), 对降水影响较小; 降水的Phase4~5, 10~30 d(图 6d的Phase4~6)的ISO活跃于印度洋(图 7j和图 7m), 随后逐步东北推进至降水区域, 即1991年季节内降水受到热带印度洋10~30 d的ISO作用。
在1998年降水的Phase5, 10~30 d的ISO活跃于东亚和印度洋(图 6e中BISISO2指数由Phase2传播到Phase3和图 7n), 日本以南洋面为负OLR异常, 对流活动旺盛, 其西北侧的东北风异常将西北太平洋上的水汽输送到长江中下游造成降水。在降水的Phase7, 长江中下游至日本以南存在明显30~60 d(图 6b的Phase3~4)的ISO(图 7t), 降水直接受其调控。即1998年的季节内降水同时受到太平洋30~60 d和10~30 d的ISO作用。
2016年, 从降水的Phase1~3, 30~60 d(图 6c的Phase4)的ISO活跃于印度洋及海洋性大陆(图 7c、7f、7i), 随后在降水的Phase4~7, 印度洋的ISO向东北移动影响降水(图 6c的Phase5, 图 7l、7o、7r、7u)。在降水的Phase6~7, 10~30 d(图 6f的Phase8)的ISO活跃于西北太平洋(图 7r、7u), 其进一步向西北传播影响降水。2016年季节内降水同时受到西北太平洋10~30天和印度洋30~60 d的ISO共同作用。
5.2 来自中高纬对流层高层ISO的影响前面的分析表明, 在1991年和2016年, 季节内降水除了受到热带ISO的影响外, 还存在中高纬ISO的影响, 它通常有10~30 d或30~60 d振荡的特征。图 8为三年不同降水位相200 hPa位势高度异常及波活动通量和散度的分布(未滤波)。
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图 8 1991（第一列），1998（第二列）和2016（第三列）年不同降水位相200 hPa位势高度异常（等值线，单位：gpm）、水平波活动通量（箭头，单位：m2/s2）和波活动通量散度（阴影，单位：10-5 m/s2）的分布 |
从位势高度来看, 在1991年和2016年, 中高纬地区存在一支自大西洋经欧亚大陆的气旋-反气旋相间排列的低频波列, 自Phase3~7不断向东发展, 在Phase3时, 长江中下游上空为负位势高度异常控制, 在Phase7时, 长江中下游上空为正位势高度异常控制, 高层辐散, 是有利于降水的高层配置, 位势高度异常表现为与降水的中断和活跃一致的周期, 为10~30 d; 在1998年, 较强的负中心从30°E, 50 °N附近不断向西收缩(图 8b、8e、8h和8k), 没有向东南进一步发展至长江中下游上空。进一步探究对流层高层的波流相互作用, 箭头和阴影分别为200 hPa水平波活动通量和散度, 辐散代表波作用的输出, 在1991年(图 8j)和2016年(图 8l)降水的活跃期, 欧亚大陆对流层高层, 青藏高原东侧对应波活动通量的强辐散, 激发Rossby波, 并向东南方传播, 汇入副热带急流区, 而1998年(图 8k)的波流相互作用并不明显, 降水受此分支的影响较小。
总结而言, 1991、1998和2016年作为近年来长江中下游的三个大水年, 其季节内降水具有不同的特征, 造成三年夏季季节内降水的信号的来源有所不同(图 9)。1991年的低频降水, 受到分别源于热带印度洋和中高纬10~30 d的ISO共同影响(图 9a); 影响1998年季节内降水的ISO, 来自北太平洋中部, 具有30~60 d和10~30 d两个不同周期分量(图 9b)。来自热带包括印度洋向东北传播30~60 d的ISO和西太平洋向西北传播10~30 d的ISO, 与欧亚大陆高层10~30 d的ISO在长江中下游汇合, 导致2016年10~20 d低频降水异常的发生(图 9c)。
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图 9 1991(a)、1998(b)和2016(c)年季节内降水ISO信号来源示意图 红色（蓝色）代表周期为30~60（10~30）d的ISO。 |
利用CMAP逐日降水资料、NCEP/NCAR再分析资料和OLR资料, 本文对比了1991、1998和2016年长江中下游夏季降水的季节内特征、大气环流ISO演变和源地的差异, 探讨了不同源地ISO对低频降水的影响。
(1) 尽管1991、1998和2016年长江中下游降水均存在明显的季节内振荡特征, 但周期上存在差异, 分别为20~30 d、20~40 d和10~20 d。
(2) 影响三年夏季季节内降水信号的来源不同。两支分别源于热带印度洋和中高纬10~30 d的ISO共同影响1991年的低频降水; 来自北太平洋中部, 具有30~60 d和10~30 d两个不同周期分量的ISO, 影响着1998年20~40 d的低频降水。来自热带包括印度洋向东北传播30~60 d的ISO和西太平洋向西北传播10~30 d的ISO, 与欧亚大陆高层10~30 d的ISO在长江中下游汇合, 导致2016年10~20 d低频降水异常的发生。
本研究对近几十年来长江中下游三个大洪水年降水的季节内特征进行了对比分析, 找出了影响季节内降水的低频信号来源差异, 并分析了不同来源ISO的周期特征, 及它们对降水的影响, 对于今后通过监测不同来源ISO的周期特征来预测长江中下游降水会发生的周期有一定的启发, 不足的是对不同年份热带及中纬度ISO源地及传播路径出现的年际差异的机理并没有给出解释。有研究揭示, 热带ISO的年际差异可能与海温有关, 特别是与ENSO有关。Liu等[35]研究发现, 厄尔尼诺和拉尼娜年夏季相比, 西北太平洋ISO表现出不同的周期, 分别为20~40 d和40~70 d。进一步分析, 海温异常可能通过影响低层水汽含量和垂直风切变, 来影响ISO的传播路径[36]。在本文所研究的三年中, 夏季海温异常是否及如何调制ISO的周期和发展过程还不清楚。此外, 对于热带外ISO的年际变化, 青藏高原上空的热力状况是影响它的因素之一。例如, 王跃男[37]发现夏季高原东部热源强弱是影响东亚大陆-西太平洋波列季节内活动的重要因素。这三年高原东部热源的强弱是否与这一结果一致, 也是不清楚的, 有待深入分析。最后, 长江中下游发生集中降水的年份还有很多, 更多个例是否验证本文结果也是不清楚的。这里根据来源不同且周期不同ISO的相互作用关系得到对应的降水特征周期, 是否能作为今后预报降水周期的普适方法, 对于更多的个例进行合成研究分析来更好抓住主要影响信号也是需要进一步研究的。
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