2011年春夏长江中下游旱涝急转特征及原因分析*

2014-10-16孙即霖吴德星

中国海洋大学学报（自然科学版） 2014年3期

王凤，孙即霖，吴德星

（中国海洋大学1.海洋环境学院；2.物理海洋实验室，山东青岛266100；3.广州中心气象台，广东广州510080）

2011年长江中下游地区旱涝急转被列为2011年中国十大天气气候事件之一。旱涝急转包含两层含义［1］：一是由干旱转向洪涝的一种自然现象，属于客观的范畴，通常表现为从一段持续干旱的天气突然转为易涝的暴雨天气；二是指由抗旱转向排涝的一种人类行为方式的变化，属于主观的范畴，表现为某一区域正在抗旱，在一场突如其来的大暴雨或持续强降雨之后，工作重心必须立即从抗旱转移到排涝上。旱涝异常是国内外大气科学研究的热点问题［2－8］，按照时间尺度一般可以分为季节平均和季节内降水异常变化两种类型［9］，以往的研究多关注季节平均降水异常［10－11］。1990年代以来，鉴于季节内降水异常所造成灾害的严重性，对该异常现象的研究也越来越受到关注。旱涝急转是季节内降水异常的典型代表，在夏季中国华南、长江中下游及西南等地区时有发生。有学者［12－13］从降水特征方面对旱涝急转现象进行了分析，指出旱涝急转是由强降水或雨量较大的连阴雨使某一地区迅速由旱转涝的天气过程。

2011年1～5月，长江中下游地区降水连续偏少，出现了近60年来最严重的干旱。5月下旬江南等地出现较大范围降雨，使长江中下游地区的旱情有所缓和，然而随后长江中下游地区以晴热少雨天气为主，导致部分地区旱情持续或进一步加剧。6月3～20日，出现5次强降雨过程，长江中下游地区六省一市（湖南、湖北、江西、安徽、江苏、浙江、上海）区域平均降水量247.9mm，较常年同期（153.2mm）偏多62%，为近56年历史同期最多，“旱涝急转”特征凸显。这样急剧的旱涝急转很大可能是由区域大气环流的异常变化引起的。近年来的研究表明，区域大气环流的异常不仅是由该区域的大气的动力、热力异常造成的，也可能是别的区域环流异常造成的［14－15］，并且海洋环流的异常也会对大气环流产生影响［16］。本文研究的目的是分析2011年旱涝急转发生的原因，并试图发现与其密切相关的前期信号，以便对该领域的研究和预报工作提供有价值的参考。

本文所用资料为美国国家环境预报中心（NCEP）和国家大气科学研究中心（NCAR）共同完成的再分析资料（1981—2011年），其每日资料水平分辨率为2.5（°）×2.5（°），垂直方向为l7个等压面层，资料要素包括风、位势高度、温度、湿度等。高度和温度场使用的是美国国家环境预报中心（NCEP）提供的FNL（Final Analyses data of Global Forecast System）再分析格点数据，每6h更新一次，空间分辨率为1（°）×1（°）。海表面温度SST（Sea Surface Temperature）使用的是NOAA（National Oceanic and atmospheric administration）的 NOAA High－resolution Blended Analysis日平均SST（1985—2011年），空间水平分辨率为0.25（°）×0.25（°）。

1 2011年春夏长江中下游降水概况

图1是长江中下游地区（110°E～122.5°E，25°N～30°N）从1月开始到6月30日的气候平均日降水量和2011年的相应时期的日平均降水量。从图1中可看出，长江中下游地区，主要是长江以南地区在2011年1～5月整体呈现干旱，降水长期少于气候平均降水量。而在5月1～16日期间出现了几次较强的降水过程，5月下旬降水与往年相比减少很多，之前的降水对于缓解旱情没有很大帮助，直到6月2日再次出现强降水过程，这一段时间的降水给长江中下游的部分地区造成的洪涝灾害。5月上旬的降水过程由于出现在长期干旱的情况下，并没有给降水地区造成洪涝灾害。此次过程发生在南海夏季风爆发之前，与6月上旬的那次降水过程的季节大气环流特征属于不同的类型［17］。本文分析的重点放在发生明显旱涝急转并且造成灾情的第二次降水过程上，试图找出旱涝急转现象发生的原因，并尝试发现影响其产生的前期信号。

图1 2011年长江中下游地区（110°E～122.5°E，25°N～30°N）日平均（实线）降水量及气候日平均（虚线）降水量（1981年—2010年）Fig.1 The daily precipitation in 2011（solid line）and the climatic daily mean（dashed line）precipitation（from 1981to 2010）over the study area（110°E～122.5°E，25°N～30°N）

根据降水异常程度，选取4个时间段来分析这次旱涝急转过程：阶段一（P1）是4月16～30日，在这期间，长江中下游地区的降水量远小于气候平均值代表春季干旱的情况；阶段二（P2）是5月1～15日，在这段时间内长江中下游部分地区出现来几次较强的连续降水过程；阶段三（P3）是5月16日～6月2日，长江中下游地区的平均降水量较小，与气候平均态相差甚远，由于P2阶段的降水不足以缓解该地区长时间的旱情，多数长江中下游地区仍处于干旱缺水的状态；阶段四（P4）是6月2～20日，长江以南的中下游地区的持续降水造成了部分地区的洪涝灾害。由于P2和P4的降水机制并不类似，所以没有使用合成分析而是将2次旱涝转换分别进行分析。

2 大气环流背景场特征

2.1 大气环流在旱涝时期的变化

200hPa高度场（图略）上可以看到南亚高压在P2时期强度和范围相对较小，位于中南半岛上空；到P3时期其中心位置向北移动，虽然主体还在中南半岛上空，但范围有所扩大；P4时期南亚高压加强，分裂成2个中心，西部的中心位于阿拉伯海北部，东部的中心位于高原北部缅甸和中国云南地区上空。随着南亚高压5月逐渐加强北上，6月之后跳上高原，大气环流型由冬季型转为夏季型［18］，由于大气环流型的改变，高空急流轴的位置也向北移动。

P3时期高纬环流形势（图略）大体为两槽一脊形势，极涡中心靠近北极，其主体在欧洲上空与P4时期相比偏西，偏西的低槽位于乌拉尔山地区，这样的高空配置有利于冷空气南下，但由于位置偏西，难以影响长江中下游地区。贝加尔湖以东存在切断低压中心，东部槽为横槽，不利于冷空气南下影响中国南部地区，同时西北太平洋上未出现副热带高压（5 880gpm线）闭合中心，东南方向水汽输送较弱，孟加拉湾北部有一较为平缓的低槽，不利于西南暖湿气流的输送。冷暖空气交汇条件和水汽条件的不足不利于长江流域及中国南方降水发生。P4时期同样也是两槽一脊形势，与P3时期相比，西部的槽有所偏西，东部的槽由横转竖，极涡向东移到贝加尔湖北部的西伯利亚地区，东亚大槽位于130°E附近为东北－西南走向，环流形势为稳定的经向型环流，这样的环流形势有利于冷空气南下。同时西北太平洋副热带高压有所加强，副热带高压脊西伸到120°E以西地区，有利于太平洋上的暖湿气流输送。东亚大槽的收缩及稳定维持，匹配中低纬度西太平洋副热带高压的突然西伸并维持，为此次旱涝急转事件提供冷空气和充足的水汽，使得冷暖空气在长江中下游地区持续交汇，为该区域的集中、持续强降水提供有利的动力和水汽条件。

P2时期的降水属于冬季风环流情况下的降水过程。从图2（a）中看出，在降水时期，长江中下游地区的水汽通量较大并且对应着上升运动，P2阶段水汽来自孟加拉湾地区，主要是西南气流的输送。P3时期虽然长江以南的中下游地区有上升运动对应，但是此时没有偏南的水汽输送，不利于降水产生（图略）。P4时期水汽来源则较多，如图2（b）除了来自印度洋、孟加拉湾的西南向的水汽输送，还有来自西北太平洋和中国南海的水汽。此时西南夏季风已经爆发，南亚高压也跳上高原，环流转为夏季风环流形势［18］。从水汽量来看，6月上旬的降水量较大，持续时间也较长，旱涝急转现象明显。为重点分析P3－P4时期的旱涝急转过程，用P3阶段表征干旱时期，P4阶段表征洪涝时期。

图2 P3（2011年5月16日～6月2日）时期（a）和P4（2011年6月2日～6月20日）时期（b）的水汽通量（箭头，单位：g／（s· m））及上升运动（阴影，单位：Pa／s）Fig.2 Water vapor flux of P3（a）and P4（b）period（arrow，unit：g／（s· m））and upward movement（shaded，unit：Pa／s）

P4阶段与P3相比，500hPa高度场（见图3）上最明显的不同是在降水期间，西北太平洋副热带高压有显著加强西伸，长江中下游地区位于条状副热带高压的西北侧，副热带高压脊的位置由菲律宾以东的10°N～20°N北移到20°N左右台湾岛以东的海上，这种环流形势将太平洋和南海的暖湿空气输送的降水地区，配合北方南下的冷空气利于持续性降水的产生。同时孟加拉湾地区上空的低槽得以加深发展，将孟加拉湾地区的水汽向长江中下游输送。副热带高压的变化趋势在500hPa高度异常场上更为明显。从图3的对比中可以看出，P3时期中国大部分地区气压异常偏高，南海和西北太平洋地区处于气压负异常状态，导致陆地上偏北风加强，不利于降水的产生。到P4阶段，太平洋副热带高压突然加强西伸，孟加拉湾地区则为低压异常，这使得长江中下游地区的风向偏南，大量水汽被输送到长江以南地区，为降水提供了有利的水汽条件。

图3 P3阶段500hPa位势高度异常场（等值线），P4阶段500hPa位势高度异常场（阴影区，单位：gpm），加粗绿虚线和红实线分别为P3和P4阶段500hPa位势高度场（单位：gpm）Fig.3 Anomalous 500hPa geopotential height at stage of P3 （contour line）and at P4（shaded），green dashed line and red solid line are 500hPa geopotential height at stage P3and P4，respectively

2.2 高空急流与上升运动的关系

高空200hPa急流位置对于降水会有很大影响［19－20］。从图4（b）中可以看出，P3 阶段急流中心风速最大的区域分裂成两段，东段位于日本以东的太平洋地区上空，西段则位于中国北部地区内蒙一带上空。急流中心下方对应温度水平梯度较大的锋区，急流中心附近上方对流层顶断裂。根据热成风原理，急流轴下方的锋区中地转风随高度增加最快，急流中心的上方由于温度水平梯度与下方相反，地转风随高度减小，因此急流区的斜压性最强。图4（a）是行星锋区两侧的温差，从5月下旬开始行星锋区强度有所减弱，而日本以南海域亲潮与黑潮之间的温差加大（见图4（c）），使得海洋上空对应的锋区加强，急流也随之发生变化［20］。图4（b）显示P4阶段急流轴的位置发生变化恢复为一个中心，中心风速加强位置有所西移。此时长江中下游地区处于急流入口区的右侧，高空对应强的反气旋式切变，负涡度增加，高空强辐散将下层的气流向上抽吸引起较强的上升运动［20］，为降水提供了另外一个有利的条件。

图4 （a）2011年4～6月700hPa层上急流南北两侧的温差（单位：K）Fig.4 （a）Air temperature differences between south and north of the jet stream on the level of 700hPa（unit：K）

图4 （b）P3（阴影）和P4（等值线是等风速线）时期对应的急流（单位：m／s），Fig.4 （b）Jet stream of P3and P4period（unit：m／s）

图4 （c）2011年4～6月亲潮与黑潮之间的温差（单位：°C）Fig.4 （c）SST anomaly differences of Oyashio and Kuroshio（unit：°C）

2.3 副热带高压加强原因的分析

从风场异常场（见图5（a））上能够看到，在孟加拉湾地区上空有个异常气旋存在，与OLR场的对流活动（图略）相对应。根据Gill的加热理论，当热源呈关于赤道反对称的情况下，异常潜热加热区即异常气旋的东侧会强迫出异常的反气旋环流［21］。这个异常的气旋对应的就是赤道北部的异常加热，而其强迫出的异常反气旋环流则与洪涝期间西伸的副热带高压脊相对应。副热带高压的加强西伸使得长江中下游地区位于副热带高压脊的北部，气流沿着副热带高压边缘从东南向变为西南向，将太平洋和南海的水汽输送到长江中下游地区，为持续性降水提供了充足的水汽供应。降水期间北半球大气是低指数环流型［22］，稳定的环流形势配合水汽和上升运动造成了长江中下游地区异常多的降水。

3 南半球冷空气活动的影响

南半球的冬季高压加强通常伴随着冷空气的活动，而冷空气的活动则会引起越赤道气流的加强［23－24］。当90°E～180°E之间的南半球500hPa环流出现经向型时，往往在澳洲至印度洋东部地区有较强的冷空气活动，强冷空气可以影响到南半球低纬地带［25］。由于经向环流型中稳定的长波槽位置不同，低层越赤道气流的主要路径所在经度也不相同，夏季气候态低层的越赤道气流的通道［26］主要在45°E、105°E、150°E 和70°E。如图5（c）从5月30日～6月4日，75°E至90°E地区的越赤道气流是逐渐加强的，与澳大利亚冷空气的活动对应（见图5（b））。F在5月底的一次更强的冷空气活动也在这一地区对应越赤道气流的加强。数值模拟试验［23］表明，澳大利亚冷空气的活动对越赤道气流的影响有提前10～15d的指示意义。并且在气候平均上，140°E附近地区越赤道气流受澳大利亚冷空气的影响程度较大。图5（b）所示500hPa澳大利亚地区4～6月的冷空气活动，在5月25日左右到6月7日左右有一次强冷空气活动，这次冷空气过程的2～3候时间之后越赤道气流在赤道印度洋地区有显著增加，使得气流在印度洋孟加拉湾地区辐合，如图5（d）从6月1日起孟加拉湾地区的气流是逐日增加的，气流在该地辐合上升，激发其上空的对流异常加强。同时加深了印缅槽，促使更多的水汽从孟加拉湾地区被输送到长江中下游地区，为降水提供有利条件。

图5 （a）P4时期850hPa风场异常场（单位：m／s）Fig.5 （a）Wind anomaly on the level of 850hPa during P4period（unit：m／s）

图5 （b）105°E～120°E剖面上500hPa气温（单位：°C）Fig.5 （b）The temperature of 500hPa from 105°E to 120°E（unit：°C）

图5 （c）850hPa沿赤道剖面的风场随时间变化（单位：m／s）Fig.5 （c）Wind of 850hPa on equator（unit：m／s）

图5 （d）850hPa沿15°N剖面的风场随时间变化（单位：m／s）Fig.5 （d）Wind of 850hPa on 15°N （unit：m／s）

4 结论

（1）2011年春末夏初长江中下游地区的旱涝急转现象与大气环流异常变化有密切的关系，尤其西北太平洋副热带高压的加强为降水提供充足的水汽输送。

（2）洪涝时期长江中下游位于高空西风急流轴入口区右侧，陆地经向温度梯度的减小是形成长江下游附近成为高空西风急流入口区域的重要原因。高空负涡度的加强有利于上升运动的增强，急流轴的变化与海面亲潮与黑潮间的温度梯度增大有密切联系。

（3）副热带高压的增强与印度洋孟加拉湾上空的异常对流加强有关。南半球冷空气活动导致向北越赤道气流加强，激发孟加拉湾上空的对流异常增强。

（3）2011年初夏长江中下游地区的旱涝急转是多种机制共同作用的结果。海洋对大气环流的影响不可忽视，陆地季节性热力效应的变化（经向温度梯度减小）对暴雨区上升运动的影响也很重要。两半球间大气运动的相互影响对对流和西太平洋副热带高压的影响不容忽视。从中期天气预报的角度，可以提前得出一些有参考价值的预报信号。

［1］唐明，邵东国，姚成林.沿淮淮北地区旱涝急转的成因及对应措施［J］.中国水利水电科学研究院学报，2007，5（1）：26－362.

［2］黄荣辉，孙凤英.热带西太平洋暖池的热状态及其上空的对流活动对东亚夏季气候异常的影响［J］.大气科学，1994，18（2）：141－151.

［3］ Karl T R，Knight R W，Plummer N.Trends in high－frequency climate variability in the twentieth century ［J］.Nature，1995，377（6546）：217－220.

［4］吴国雄，刘还珠.降水对热带海表温度异常的邻域响应I.数值模拟［J］.大气科学，1995，19（4）：422－434.

［5］ Frich P，Alexander L V，Della－Marta P.Observed coherent changes in climatic extremes during the second half of the twentieth century［J］.Climate Research，2002，19（3）：193－212.

［6］张琼，刘平，吴国雄.印度洋和南海海温与长江中下游旱涝［J］.大气科学，2003，27（6）：992－1006.

［7］杨修群，谢倩，朱益民，等.华北降水年代际变化特征及相关的海气异常型［J］.地球物理学报，2005，48（4）：789－797.

［8］吴志伟.长江中下游夏季风降水“旱涝并存、旱涝急转”现象的研究［D］.南京：南京信息工程大学，2006：5－6.

［9］龚道溢，朱锦红，王绍武.长江流域夏季降水与前期北极涛动的显著相关［J］.科学通报，2002，47（7）：546－549.

［10］ Ju J H，LüJ M，Cao J，et al.Possible impacts of the Arctic Oscillation on the interdecadal variation of summer monsoon rainfall in East Asia ［J］.Advances in Atmospheric Sciences，2005，22（1）：39－48.

［11］唐慧芳，韩建刚.1994年夏季我国灾害性天气概述［J］.中国减灾，1994，4（4）：6－9.

［12］张屏，汪付华，吴忠连，等.淮北市旱涝急转型气候规律分析［J］.水利水电快报，2008，29（增刊）：139－141.

［13］黄荣辉，李维京.夏季热带西太平洋上空的热源异常对东亚上空副热带高压的影响及其物理机制［J］.大气科学，1988，12（特刊）：107－116.

［14］黄荣辉.引起我国夏季旱涝的东亚大气环流异常要相关及其物理机制的研究［J］.大气科学，1990，14（1）：108－117.

［15］ Bjerknes J.A possible response of the atmospheric Hadley circulation to equatorial anomalies of ocean temperature［J］.Tellus，1966，18：820－829.

［16］李崇银，屈昕.南海夏季风爆发的大气环流演变特征，南海季风爆发和演变及其与海洋的相互作用［M］.北京：气象出版社，1999：5－12.

［17］林一骅，薛峰，曾庆存.论大气环流的季节划分与季节突变Ⅲ［J］.气候平均情况，2002，3：307－314.

［18］张邦林，曾庆存.大气环流的季节变化和季风［J］.大气科学，1998，6：805－813.

［19］韩桂荣，何金海，周兵.高空西风急流对长江中下游暴雨影响的数值试验［J］.南京气象学院学报，2003，5：595－604.

［20］王小曼，张兴强.梅雨暴雨与高空急流的统计与动力分析［J］.南京气象学院学报，2009，1：111－117.

［21］ Gill A E.Some simple solutions for heat induced tropical circulation［J］.J R Mat Soc，1980，106：447－462.

［22］何金海，姜爱军，刘飞.亚洲夏季西风指数与中国夏季降水的关系［J］.南京气象学院学报，2006，29（4）：517－519.