大气低频振荡对四川盆地持续性强降水的影响

黄 瑶 肖天贵* 金荣花

1)(成都信息工程大学, 成都610225)2)(国家气象中心, 北京100081)

引 言

大气低频振荡最早由Madden和Julian于20世纪70年代提出[1-2],并将热带地区的季节内振荡称为MJO(Madden-Julian Oscillation)，他们又发现这种季节内振荡现象不仅存在于热带地区，且分布于全球，并将热带外大气季节内振荡统称为ISO (Intraseasonal Oscillation)。随着观测资料的优化，许多学者相继对季节内振荡进行深入研究[3-9]，详细探讨了ISO的源地、传播特征和演变规律[10-13]。

北半球夏季时，季节内振荡自赤道地区向北传播至亚洲季风区，主要有30～60 d和10～30 d两种模态，这两个模态与我国季风活动和持续性异常降水紧密相关[14-18]。有学者研究指出，1991年、1998年和2003年长江流域发生的洪涝灾害和强降水都与大气季节内振荡有关[19-21]。此外，陆尔等[22]对1991年江淮特大暴雨进行了熵谱分析，揭示了低频振荡在频域和地域上的分布特征，指出暴雨期间低频振荡活动普遍存在于东亚地区。信飞[23]研究了华南地区汛期异常降水低频特征与大气低频振荡的关系，发现前汛期降水主要以10～20 d 准双周振荡为主,且风场的低频振荡现象与降水对应较好。胡坚等[24]研究了1980年和1981年华北暴雨过程，发现同位相“锁相域”出现的纬度位置与华北降水关系密切。Hsu等[25]研究指出，江淮流域极端降水发生概率与30～60 d模态活动关系密切，而10～30 d准双周振荡演化过程则与东南沿海的极端降水发生相关显著。

影响区域持续性异常降水的低频振荡系统来自热带和中高纬度地区，热带大气低频振荡对持续性暴雨的影响主要体现在暖湿气流上[26]。史学丽等[27]在研究1994年华南地区的两次特大暴雨过程中，发现热带TBB(black bright temperature，黑体温度)低频振荡同季风向暴雨区输送来自南海的水汽。陈官军[28]得出相似结论，指出南海夏季风期间我国东部低频降水系统受到来自南海和西北太平洋热带大气季节内振荡的影响，是其主要水汽源地。中高纬度低频系统的作用主要表现为向南方持续不断输入冷空气以及与低纬度地区的遥相关作用[29-30]。信飞[23]指出华南地区汛期异常降水期间，高纬度西风南下至降水区带来干冷空气，并与低纬度暖湿气流共同作用产生降水。温之平等[31]指出中高纬度低频高度场的演变及配置与低纬度低频振荡相互作用对南海季风爆发具有推动作用。

现有的低频振荡与降水关系研究中，多以我国华南、江淮和华北地区为研究对象[32-34]，对我国西南地区研究报道相对较少，但西南地区由于复杂多变的地形条件，一旦发生持续性强降水，将更容易导致洪涝、山体滑坡、城市内涝等灾害，所以研究季节内振荡与西南地区持续性暴雨的关系极为重要，可为西南持续性暴雨延伸期预报提供理论参考，提前做好防灾减灾工作。

1 数据和方法

1.1 数 据

本文所用数据包括：①降水数据，取自于1981年1月—2016年12月国家级地面气象站基本气象要素日值数据集(V3.0)，以四川盆地42个气象站的历史数据为研究对象(为保证数据质量，剔除了缺测时间连续超过1个月的气象站)。②1981年1月—2016年12月NCEP/NCAR再分析逐日数据，气象要素包括500 hPa和200 hPa位势高度，100～1000 hPa风场和垂直速度场，水平分辨率为2.5°×2.5°。

1.2 方 法

本文所用方法主要包括百分位阈值法、小波分析[35]、Butterworth滤波[36]和合成分析[37-38]等方法。选取四川盆地为研究对象，对36年日降水序列进行排序，采用百分位阈值法定义持续性极端降水，筛选降水个例。采用小波分析法研究其持续性异常降水的周期性，并对降水个例进行合成，再通过Butterworth滤波法对降水时间序列进行滤波，提取其低频分量，以便研究降水的低频振荡特征。通过对各层大气要素进行低频滤波和合成分析，研究与降水有关的大气低频系统之间的相互配置及其产生源地和传播特征等，以三维视角探究各高度层、各纬度带大气低频振荡对四川盆地持续性强降水产生的影响。

2 四川盆地持续性强降水与低频振荡关系

2.1 四川盆地持续性强降水的定义及个例筛选

将四川盆地所有站点日平均降水量作为该地的区域平均降水量，将36年(13149 d)有降水记录的第95百分位数的降水值作为极端降水的阈值，超过该阈值则定义为极端降水(强降水)，而该极端降水连续超过3 d及其以上定义为持续性强降水[39-41]。该定义方式既考虑了降水的区域性和降水强度，又考虑了降水的持续时间，所以认为是比较合理的适用于四川盆地的持续性强降水定义，通过计算得到四川盆地的极端降水阈值为13.8 mm(下文提到的降水均指达到这一标准的持续性强降水)。根据以上定义筛选1981—2016年四川盆地共发生持续性强降水共23次(表1)，可见四川盆地持续性强降水集中在夏半年的6—9月，持续日数多为3 d，考虑到该因素，对降水个例进行合成之后将降水开始后的第1天至第3天之间的时间范围定义为持续性降水期间。

表1 四川盆地持续性强降水个例Table 1 Persistent extreme precipitation events in Sichuan Basin

2.2 四川盆地持续性强降水的周期性和低频特征

为研究四川盆地持续性强降水周期性和低频特征，首先将该区域36年发生的持续性强降水事件分别进行Morlet小波分析，再将23个小波频谱进行合成。以过程开始时刻记为0，考虑到计算时边界效应的影响，需要将时间范围进行前后扩展，即取降水开始前40 d和开始后40 d共80 d的降水序列为研究对象。合成小波频谱结果如图1所示，四川盆地持续性降水具有明显的15～60 d的季节内振荡且均达到0.05显著性水平，显著中心出现在降水开始前后5 d，正是发生持续性降水的关键时期，即发生持续性降水前后几天低频振荡的作用尤其明显。

图1 降水合成小波功率谱(实线)(阴影区表示达到0.05显著性水平，虚线表示边界影响区，横坐标上“0”表示降水开始)Fig.1 Composited wavelet power spectrum of persistent extreme precipitation events(the solid line)(the shaded denotes passing the test of 0.05 level,the dotted line denotes the boundary influence area)

为了验证上述提取低频分量的正确性，对四川盆地持续性强降水的典型年1981年进行分析，1981年7月10—14日、9月1—3日发生过持续性强降水。通过Butterworth滤波方法对5—9月降水序列进行滤波，为了区分月内振荡和季节内振荡，分别提取15～30 d和30～60 d低频分量。由图2可知，15～30 d和30～60 d低频振荡曲线与降水曲线变化基本一致，波峰对应降水量大值，波谷对应降水量小值。强降水发生期间，低频振幅明显大于其他时间段，降水量大时，低频振荡位于正位相，在降水间歇期，低频振荡基本处于负位相。持续性异常降水发生时，低频分量陡然上升，降水结束或处于中断期，又迅速减小为负值。低频振荡与降水量的吻合变化说明15～30 d和30～60 d振荡与四川盆地持续性降水事件联系密切，其强度变化及正负位相交替能反映四川盆地降水强弱交替的演变过程。此外，在持续性降水峰值期间，15～30 d振荡分量比30～60 d振荡分量大，且与降水量对应更好，说明持续性降水15～30 d周期特征更明显。进一步分析合成降水低频振荡特征，对合成降水时间序列进行Butterworth滤波提取15～30 d和30～60 d振荡(图略)，得到与降水典型年类似的结果，可推断低频变化可能为降水的发生提供大的背景场。

分别计算典型年和合成之后降水不同波段低频分量的方差贡献，即计算低频分量方差除以实际降水方差得到相对方差[42]。15～30 d典型年和合成方差贡献分别为12.83%和23.9%，30～60 d 典型年和合成方差贡献分别为11.51%和14.52%。说明典型年和合成降水15～30 d低频方差贡献比30～60 d低频方差贡献偏大，且降水量合成后方差贡献有所提高，可见将持续性降水个例合成之后更能体现低频振荡对降水的作用。以上分析表明，15～30 d低频振荡相对30～60 d低频振荡对降水的作用更加显著。因此，下文对大气低频分量的研究主要针对15～30 d振荡，暂不考虑30～60 d低频振荡对降水的影响，且所有气象要素均是对降水个例合成后的结果。

图2 1981年 5—9月四川盆地逐日降水量、15～30 d降水分量及30～60 d降水分量(下参照线为强降水阈值，上参照线为低频曲线0值)Fig.2 Time series of daily precipitation,15-30-day and 30-60-day precipitation from May to Sep in 1981 in Sichuan Basin(the lower horizontal line marks the threshold of extreme precipitation,while the upper horizontal line represents the value of 0 for low-frequency components)

3 大气低频振荡特征及其对四川盆地持续性强降水产生影响

3.1 四川盆地持续性强降水期间的关键低频系统

持续性降水需要不同高度层和不同纬度带的系统相互配置，构成有利的环流形势[43]。

低层850 hPa 15～30 d低频风场(图3a)与滤波前风场(图3b)有较好的对应关系，四川盆地南北气流交汇处和自高纬度南下的偏北风均达到0.05 显著性水平。贝加尔湖东侧低频槽和鄂霍次克海低频气旋与图3b中异常低槽和异常气旋对应，其西侧的冷空气南下，且比滤波前表现得更加明显。副热带高压控制区表现为两个低频反气旋，对应图3b中的异常反气旋，边缘的西南暖湿气流对西南地区有所影响。我国华南和南海地区存在弱的低频气旋，对应该地滤波前环流中不闭合的气旋式风场，有水汽自南海向雨区输送，在四川盆地有明显的南北气流交汇辐合。所以造成降水产生的低层关键低频系统包括中高纬度贝加尔湖东侧低槽、鄂霍次克海气旋、中低纬度副热带高压对应的反气旋和低纬度南海华南一带的气旋。

中层500 hPa 15～30 d低频高度场(图4a)与滤波前高度场(图4b)表现一致，高低纬度低频系统能很好地反映滤波前高度异常变化。关键系统主要是乌拉尔山地区的低频高压，高纬度延伸至鄂霍次克海一带的低频低压及贝加尔湖地区向西南延伸到印度半岛的低频低压槽，此外华北地区有小范围高压中心，南海地区也有弱的低压中心。显著区主要集中在乌拉尔山高压和鄂霍次克海低压附近，说明这两个系统的演变将很大程度上影响四川盆地持续性强降水。

高层200 hPa 15～30 d低频环流场与滤波前环流场(图略)分布也极为相似，高空急流、反气旋、南亚高压和高层槽脊具有明显低频振荡特征。低频西风急流东段强盛，低频反气旋与急流轴重合，川西位于急流入口区右侧。南亚高压成带状分布并与急流一同形成西南上空的低频辐散区。高空低频经向风和强大的低频反气旋表现显著，低频经向风正负中心相间排列，呈东北—西南走向，贝加尔湖以南被脊区控制，有利于南亚高压东移。低频反气旋也可引导南亚高压北抬东伸，加强四川盆地上空辐散气流。

图3 四川盆地持续性降水期间850 hPa 15～30 d低频风场(a)和滤波前风场(b)(灰色表示达到0.05显著性水平区域，箭头矢量为距平风场，“A”代表反气旋，“C”代表气旋，黑色表示青藏高原)Fig.3 15-30-day wind fields(a) and wind field before filtering(b) at 850 hPa during the persistent extreme precipitation period(the gray denotes passing the test of 0.05 level,“A” and “C” denote anticyclonic and cyclonic anomalies,and the black denotes the Tibetan Plateau)

图4 四川盆地续性降水期间500 hPa 15～30 d低频高度场(a)和滤波前高度场(b)(填色表示距平；等值线表示滤波前高度，单位：gpm；黑点表示达到0.05显著性水平区域)Fig.4 15-30-day geopotential fields(a) and geopotential fields before filtering(b) at 500 hPa during the persistent extreme precipitation period(the shaded denotes the geopotential anomaly;the contour denotes the original height,unit:gpm;the black dots denote passing the test of 0.05 level)

3.2 四川盆地持续性强降水期间低频波斜压结构

实际大气具有斜压性，在斜压大气中通常有不稳定能量释放，为天气过程的发生发展提供能量条件[44]。图5a中经向风和纬向风分量都随高度向北倾斜，对流层中层和高层都盛行低频西北风，且随高度降低从高纬度向低纬度传播，28°N附近传播至900 hPa附近。700 hPa以下降水区则被东北风控制，此外，西南风从低纬度地区北上，与南下北风相遇于四川盆地，形成南北气流的辐合区，加强大气斜压，利于降水产生。结合涡度的时间垂直剖面图(图5b)，降水前第10天整层处于正涡度控制，高空为强辐合，不利于高层抽吸，抑制气流垂直上升运动，不利于降水产生。在降水前第4天，中高层开始出现负值中心，形成弱辐散区。降水开始第1天，低层正涡度加强，上升辐合气流加强，高层200 hPa以上配合强的负涡度中心，辐散环流加强，有利于在降水区形成强烈的垂直环流。降水后第4天整层基本恢复为负涡度值，不利于气流继续上升，降水随之停止。可见四川盆地降水期间低频系统存在明显的斜压性，有利于不稳定能量累积，为降水提供能量条件。

图5 四川盆地降水期间15～30 d低频风场垂直纬度剖面和涡度垂直剖面(a)沿102°～105°E平均风场(等值线为经向风分量，正值表示南风，负值表示北风；阴影表示纬向风分量;单位：m·s-1)，(b)28°～34°N，102°～105°E平均涡度场(单位：10-6 s-1)Fig.5 Cross-sections of 15-30-day composited wind field and 15-30-day composited vorticity during the period of persistent extreme precipitation events(a)wind field averaged along 102°-105°E(the contour denotes meridional wind,the positive denotes south wind and the negative denotes north wind; the shaded denotes zonal wind，unit:m·s-1)，(b)vorticity field averaged 28°-34°N,102°-105°E(unit:10-6s-1)

3.3 低频波的传播特征

3.3.1 低层风场经向传播以及演变特征

低层纬向风和经向风低频分量传播如图6所示，中高纬度地区和低纬度地区有正负相间的扰动不断向中纬度汇聚，高纬度大值中心起源于60°～70°N，50°N有区别于高纬度的低频系统生成并向南传播，到30°N附近停滞。低纬度扰动起源于赤道附近向北传播，在30°N与北方低频扰动相遇。扰动中心从发生发展到消亡时间为15～20 d，两个同号扰动中心的生成间隔20 d左右，在15～30 d低频振荡范围内。

图6中影响降水产生的是生成于50°N附近的东北风和生成于10°N附近的西南风，两者相向传播，降水开始时到达四川盆地并相遇，形成斜压不稳定区，触发不稳定能量释放，有利于降水产生。值得注意的是，图6a南侧西风分量在降水前夕从正扰动区跨越到负扰动区，由图7风场演变可以看到，这是南海向四川盆地输送的暖湿气流由西南风逐渐转为东南风的结果。图6b中北上的南风分量在降水开始前也存在南北汇合的现象，由图7可见，降水前第5天，四川盆地被西南风控制，经向风扰动中心为正值，同时低纬度不断向北传输，在降水前第4天时到达四川盆地，在四川盆地与西南风汇合。因为文中讨论南风实际上是讨论水汽输送，而在降水前第5天四川盆地虽然为南风控制，但水汽含量极少。而来自低纬度的南风带有大量水汽，并随时间向北传播影响四川盆地，因此，图6b中的经向风正异常由南向北传播。由此可见，低层中高纬度低频东北风南下和低纬度低频西南风北上汇合于四川盆地是产生降水的原因之一。

降水前第13天(图略)在10°N，140°E的西太平洋有低频气旋生成，随后逐渐向西北南海方向移动(降水前第7天)。降水前第5天时，我国北部和日本海一带为偏南气流，鄂霍次克海一带为低频反气旋，台湾海峡附近表现为反气旋式环流，西太平洋气旋移至南海。降水前第4天台湾海峡反气旋形成并在我国位置稳定维持，南海气旋向北移动至中南半岛和我国华南一带，直至降水结束两者共同作用向四川盆地输送来自南海和西太平洋暖湿气流。中高纬度贝加尔湖东至我国北部的广大地区开始生成低频气旋，并逐渐东移至日本海附近。降水前第3天随着贝加尔湖东部气旋加强，其西侧偏北风加强，贝加尔湖低槽形成，南风转为北风向南输送冷空气。降水前第2天高纬度气旋主体移至日本海，降水前第1天(图略)到达鄂霍次克海附近，中高纬度北风继续增强，降水开始时达到最强，并与南方暖湿气流相互作用，在四川盆地汇合导致降水产生。

图6 降水前第30天至降水后第15天850 hPa沿100°E～120°E平均的15～30 d低频风场剖面(单位：m·s-1，方框为四川盆地降水区,下同)(a)纬向风，(b)经向风Fig.6 Cross-section of 15-30-day wind field along 100°-120°E at 850 hPa from 30 days before precipitation to 15 days after precipitation(unit:m·s-1,the box denotes the target area of Sichuan Basin,hereinafter)(a)zonal wind,(b)meridional wind

图7 降水前第7天至降水后第1天850 hPa合成的15～30 d低频风场演变(单位：m·s-1,“A”为关键低频反气旋，“C”为关键低频气旋，黑色代表青藏高原)Fig.7 Evolution of 15-30-day wind fields at 850 hPa from 7 days before the precipitation to the first day after onset(unit:m·s-1,“A” and “C” denote anticyclonic and cyclonic,respectively,and the black denotes the Tibetan Plateau)

3.3.2 中层风场、高度场经向传播及演变特征

中层500 hPa低频位势高度和纬向风剖面如图8所示，位势高度正负低频扰动中心仅限于中高纬度向南传播，且传播至40°N停滞，可以反映中层中高纬度地区槽脊的低频变化，而低纬度没有形成明显的低频中心。位势高度和纬向风、经向风分量同号低频扰动中心生成周期为15～20 d，高度场扰动从生成到消亡时间约为15 d，比纬向风分量扰动维持时间更短。

图8 降水前第30天至降水后第15天500 hPa沿80°～100°E平均的15～30 d位势高度(填色)和风场(等值线,单位：m·s-1)剖面(a)位势高度和纬向风，(b)位势高度和经向风Fig.8 Cross-section of 15-30-day geopotential height(the shaded) and wind field(the contour，unit:m·s-1) along 80°-100°E at 500 hPa from 30 days before precipitation to 15 days after precipitation(a)geopotential height and zonal wind,(b)geopotential height and meridional wind

影响降水产生的是来源于高纬度的低频槽，在降水开始前第15天前后生成于70°N附近，随后向中纬度传播，在降水开始时传播至40°N后减弱消失。纬向风分量中，与降水有关的是伴随低槽南传的西风和低纬度向北传播的东风，风向与低层相反，体现出雨区的垂直斜压性，二者到达30°N相遇，与低层汇聚区重合，不稳定性加强。经向风分量中低频北风与西风同步南下，低纬度没有明显的经向风低频波生成，说明中层中高纬度南下的西北冷空气比低纬度北上的偏南暖湿气流强盛，中高纬度低频振荡对降水作用较显著。

由中层低频高度场演变图9可知，降水前第14天中高纬度形成亚洲倒“Ω”流型，乌拉尔山和西太平洋地区为低频高压中心，分别对应滤波前场中(图略)的阻塞高压和高压脊，北亚极区和日本海附近为低频低压，对应滤波前场中的横槽。随后，乌拉尔山阻高逐渐衰退崩溃，有助于极区横槽逆时针旋转南下，日本海附近低压中心分裂小扰动向西南方移动至盆地东北侧(降水前第10天)。降水前第8天不再影响东亚，西太平洋高压脊加强北抬至日本海和鄂霍次克海附近，乌拉尔山转变为被南下低压中心控制，新地岛有新的高压中心生成，四川盆地东北方负扰动中心减弱。降水前第6天横槽完全转竖并向东南方移动，鄂霍次克海高压发展加强与北部新地岛延伸出来的高压脊相连，同时日本海附近高压脊也有一部分伸展至我国东北地区，四川盆地上空原负扰动中心完全消亡。随后西部低压分裂小槽传播到下游，并在东移过程中强度有所减弱，小槽移至我国东北及日本海附近形成小低压中心(降水前第2天)，原来位于东北地区的高压脊则分裂出一个扰动中心向西南方向移动至四川盆地东北侧，高纬度高压也随之移至乌拉尔山地区。降水开始时日本海附近低压中心强烈发展，西边低压中心移至蒙古地区，两者与乌拉尔山低频高压形成西高东低的环流形势，有利于脊前槽后冷空气南下，且四川盆地东北方向的扰动正值中心依然存在，导致中高纬度气流围绕正扰动中心外围先向东再回流进入四川盆地。

图9 降水前第14天至降水后第1天500 hPa合成的15～30 d低频高度场(单位：gpm)Fig.9 Evolution of 15-30-day geopotential height at 500 hPa from 14 days before the precipitation to the first day after onset(unit:gpm)

3.3.3 高层风场与散度场经向传播及演变特征

200 hPa经向风分量纬度时间剖面图(图略)主要表现为中高纬度大气的低频活动，经向风从高纬度至中纬度呈狭长的正负相间的扰动中心排列，最南可达到25°N附近。降水前第15天在70°N形成负值中心(北风)与中层低频低压中心对应，随后向南传播，降水前第4天时可影响到四川盆地，直至降水结束稳定于25°～35°N，有利于冷空气在槽后堆积，形成降水。结合高层200 hPa散度场演变(图略)可知，降水期间四川盆地上空为辐散区，有利于中低层辐合上升运动的维持。

4 结 论

本文通过国家级地面气象站降水资料和再分析资料，定义了四川盆地持续性强降水，并利用合成分析和Butterworth滤波等方法探讨了四川盆地持续性强降水的低频振荡特征，分析了滤波前要素场和低频场环流配置，找出影响降水产生的关键低频系统并详细分析其产生源地和传播特征，得出以下主要结论：

1) 四川盆地持续性强降水具有15～30 d和30～60 d低频振荡特征，其强度变化和正负位相的交替能反映四川盆地降水强弱交替的演变过程。在持续性降水峰值期间，15～30 d低频振荡分量较30～60 d低频振荡分量偏强，且与降水量对应更好，且两者方差贡献也同样说明持续性强降水15～30 d低频振荡特征更明显。

2) 造成降水的关键低频系统包括低层中高纬度鄂霍次克海气旋，中低纬度副热带高压对应的反气旋和低纬度南海华南一带的气旋；中层主要是乌拉尔山地区的低频高压，鄂霍次克海、贝加尔湖地区的低压槽和发展强盛的副热带高压；高层包括高空急流，反气旋，南亚高压。降水期间低频系统存在明显的垂直斜压性，有利于不稳定能量累积，为降水提供能量条件。

3) 强降水期间低层有东北风南下和西南风北上，在四川盆地形成辐合上升气流。前期低频气旋在西太平洋生成并逐渐向西北移动到南海至华南一带，与台湾海峡低频反气旋相互作用输送暖湿气流。贝加尔湖以东至我国北部生成低频气旋向东移动至鄂霍次克海附近，北风加强，当中高纬度冷空气与低纬度暖湿气流交汇于四川盆地时产生降水。

4) 中层中高纬度西风与低纬度东风在四川盆地上空辐合，加强垂直不稳定性，且中高纬度南下的西北冷空气比低纬度北上的偏南暖湿气流强盛，该层中高纬度低频振荡对降水作用较显著。低压中心自乌拉尔山附近向东南方移动，传播至我国东北及日本海附近，低频高压替代低频低压位置，降水时到达乌拉尔山地区，形成西高东低的环流形势。

5) 高层经向风分量场主要表现为中高纬度大气的低频活动，降水前北风扰动中心向南传播影响四川盆地，雨区对应辐散中心。