黄瑶 游家兴 肖天贵 郭洁

(1.四川省气象服务中心，四川 成都 610072； 2.中国三峡建工(集团)有限公司，四川 成都 610041； 3.成都信息工程大学，四川 成都610225)

引言

持续性强降水是导致洪涝发生最主要的原因。20世纪以来，随着气候变暖，持续性强降水事件发生频繁[1-2]，特别是自20世纪90年代以来，中国区域持续强降水事件显著增加[3-4]，持续强降水实际上是长时间在同一区域内稳定维持大范围强雨带的过程，具有区域性，持续性和异常性三个特点，对不同的季节和不同的区域，其判别标准不尽相同[5-6]。 钱维宏等[4]根据1971—2000年全国日降水资料，将超过日降水第90百分位数阈值的情况定义为降水异常,结果表明中国东部地区异常标准降水量在20—30 mm，其中长江中下游地区和华南等地可达到40 mm，而中国北部为10—20 mm，西北地区只有10 mm，在此标准的基础上发现极端降水事件增加的主要区域是在长江流域和华南沿海两个地方，目前对于划分暴雨的标准多基于百分位的方法。

影响持续性暴雨的因素多种多样，丁一汇[7]提出暴雨的产生主要受三个大尺度环流因子的影响，分别是来自西太平洋和印度洋的夏季风，西太平洋副热带高压和南亚高压，还有东亚中高纬的大气环流异常，如阻塞高压和东亚大槽的影响，不同纬度系统相互作用为降水提供了大的环流背景场。廖清海和陶诗言[8]指出东亚夏季大气环流的循环过程与副热带西风急流准静止波上的异常扰动有关。有时候低纬度环流也能造成持续性强降水，如周静亚和成秋影[9]提出索马里低空急流可能是造成我国长江上游区域性持续暴雨的原因之一。何敏等[10]提出南半球越赤道气流和西风环流异常相互作用可能是2003年淮河持续性暴雨形成的重要因素。

近年来，随着对大气低频振荡的深入研究，有相当多的学者发现大气季节内振荡是和我国季风活动和持续性强降水紧密相关的[11-15]，并且区域性持续性强降水的低频振荡系统包括了来自热带和中高纬地区的低频系统[16-19]。亚洲季风区环流主要有30—50 d振荡周期和10—20 d振荡周期，它们共同影响着季风区降水过程。Lorence[20]指出这一过程主要是通过季风区季节内低频振荡的经向传播实现的。1991年江淮特大暴雨是与低频振荡相关的典型的降水过程，陆尔和丁一汇[21]对其进行了最大熵谱分析，揭示了暴雨过程中低频振荡分别在频域和地域上的分布特征，指出此次暴雨过程中低频振荡活动遍布东亚地区。毛江玉和吴国雄[22]对这次过程进行了小波分析，指出该降水期间主周期为15—35 d，高空存在偶极型涡旋对，而低空的低频环流场正好与其耦合，促使南亚高压东伸(西退)，形成了有利(不利)于江淮流域降水的环流背景场。梁萍和丁一汇[23]指出东亚梅雨大值区与低纬度暖空气和高纬度冷空气输送紧密相关，对于降水的低频振荡，大多是大气高低纬度低频系统相互作用的结果。韩世茹等[24]研究了淮河流域持续性强降水，发现前冬北太平洋海温和贝加尔湖以东至鄂霍次克海对流层中层位势高度为正异常时，次年夏季15—30 d低频降水在淮河流域显著增加，在持续性异常暴雨期间，来自高纬度的干冷空气和来自热带地区的暖湿气流在淮河流域相遇辐合，有利于该地降水的产生。

前人研究指出持续性强降水与大气低频振荡紧密相关，并且将其规律广泛应用于延伸期预报，但现存的研究大多针对我国华北、江淮，江南等地。川西地区地形复杂多变，是泥石流，山体滑坡等地质灾害的高发区，一旦发生持续性强降水将存在重大隐患，因此研究川西地区持续性强降水与各纬度带低频振荡的关系十分必要，可为该地持续性强降水延伸期预报提供理论依据，提前做好防灾减灾工作。

1 资料与方法

1.1 资料来源

采用的资料包括1981年1月至2016年12月川西地区国家级地面气象站日降水资料以及NCEP/NCAR再分析资料中的位势高度场和风场。基于前期研究[25]，利用REOF分解将西南地区的降水空间分布进行了区划(图1)，每个分区中降水具有同步变化的特征。文中仅取图中Ⅰ区即川西地区做研究，剔除迁移站和降水超过一个月缺测的站点，最后筛选出川西的22个站点。再分析资料中的位势高度场和风场水平分辨率为2.5°×2.5°。

图1 西南地区降水区划图Fig.1 Precipitation division map of Southwest China

1.2 研究方法

本文首先采用百分位数法[4]确定适用于川西地区的持续性强降水阈值，给出持续性强降水定义，并根据该定义筛选持续性强降水个例。然后采用小波分析法[24]确定该地降水的主要周期，根据小波功率谱的大值中心，通过Butterworth滤波方法[26]对降水典型年合成降水时间序列进行相应频段的滤波分析得到降水低频分量，以探究降水的低频振荡特征。随后对大气环流场进行了相应频段滤波，再利用合成分析法[27-28]将与强降水相关的各层大气要素场进行合成，以此来研究各高度层和各纬度带大气低频振荡产生源地，传播特征及对川西地区持续性强降水产生的影响。

2 结果分析

2.1 川西持续性强降水的低频振荡特征

将川西地区36 a的区域日平均降水量进行排序，以第95百分位数的降水值作为川西地区强降水阈值，强降水连续超过3 d的降水过程称为一次持续性强降水过程[29-30]，将区域降水量达到阈值的第一日作为持续性强降水开始的第0 d，最后一日视为过程结束，达到降水阈值的第一日到最后一日的天数为过程的持续天数[29]，为表达方便，文中降水开始后时间用正数表示，降水开始之前时间用负数表示。此种定义方法兼顾了川西地区降水的区域集中性和时间持续性，是区别于其他地区并适用于川西地区的持续性强降水的定义方法。根据上述定义，计算得到川西的极端降水阈值为8.5 mm，相较于中国大部分地区偏低(下文所提到的“降水”均是指达到阈值的持续性强降水)。按照定义筛选1981—2016年川西发生的持续性强降水个例，共47例，如表1所示，降水维持3 d的有34例，维持4 d的9例，5 d及其以上为4例，基于这种情况，方便下文合成分析，将第0—2 d定义为持续性降水期间。

表1 1981—2016年川西持续性强降水个例Table 1 Persistent extreme precipitation events in Western Sichuan from 1981-2016

对川西持续性降水个例分别进行Morlet小波分析，再对各小波频谱合成以研究持续性降水的周期性，为减小边界效应的影响，选取降水开始前40 d和开始后40 d的降水序列为研究对象。如果一次强降水过程开始前后40 d中有另一次强降水发生，此类数据不做单独处理，因为合成分析中都以每一次过程开始的第1日为中心做平均计算，即使过程前后有强降水发生也会被平均化，所以对小波分析计算结果中的主周期影响不大，也不影响下文对强降水期间大气低频振荡的分析。合成小波频谱如图2所示，通过显著性检验的周期在15—60 d之间，其中大值中心在25—30 d之间，并且振荡信号在降水前后5 d最强，说明川西地区持续性强降水有显著的低频振荡特征，并且以15—30 d的月内低频振荡为主，因此下文为了突出月内低频振荡对川西地区降水的影响，仅研究波段为15—30 d的低频特征，暂不考虑其他频段对降水的影响。

实线为小波功率谱，阴影区为通过α=0.05显著性水平区，虚线为边界影响区图2 1981—2016年川西降水合成小波功率谱Fig.2 Composited wavelet power spectrum of persistent extreme precipitation events in Western Sichuan from 1981-2016

为了验证川西持续性强降水主周期的正确性，下文分别对川西发生持续性强降水的典型年(1998年)5—9月降水序列以及上述降水个例的合成降水量做滤波分析，如图3a所示，川西地区1998年发生持续性强降水5次，分别是6月29日至7月1日、7月8—11日、7月24—27日、8月3—5日、8月28—30日，最大日降水量不超过17 mm。通过Butterworth滤波方法提取15—30 d降水低频分量，发现低频降水曲线与实际降水量基本呈现相同的变化趋势，实际降水峰值对应低频曲线波峰，降水间歇期对应低频曲线波谷，且持续性降水期间低频曲线均处于正位相。对于合成降水量(图3b)，超过95%阈值的合成降水持续3 d，在发生强降水前和发生强降水后降水量明显低于强降水阈值。强降水前后日降水量均在4—6 mm之间，降水相对均匀，强降水期间降水量增加到11 mm左右。采取同样的方法提取15—30 d合成降水低频分量，得到同典型年相似的变化趋势，持续性降水期间低频曲线达到最大值，随着降水强度减小低频分量也逐渐减小到低值。

图a下参照线为强降水95%阈值，上参照线为低频曲线0值图3 1998年5—9月川西逐日降水量和15—30 d降水分量(a)、1981—2016年川西合成降水量和15—30 d降水分量(b)Fig.3 Variations of time series of daily and accumulated precipitation on 15-30 d from May to September in 1998 (a) and synthetic precipitation and 15-30 d precipitation from 1981-2016 (b) in Western Sichuan

分别计算川西典型年和合成降水15—30 d低频分量方差贡献，方法按照文献[31]计算得到，1998年为17%，合成之后增加至30%，说明川西持续性降水中低频分量占据相当一部分比例，并且合成之后低频振荡特征更加明显，说明采用合成分析的方法研究川西地区降水低频振荡特征及大气低频振荡对降水的影响更具代表性和准确性。

2.2 大气低频振荡对川西持续性强降水的影响

2.2.1 各层大气关键低频系统及垂直斜压性分析

如图4所示，低层700 hPa滤波前，贝加尔湖以东是一个弱的异常反气旋，日本海附近为一异常气旋，异常反气旋和气旋共同为南方输送偏北气流，而在西太平洋东海一带为异常气旋，其西侧的偏北气流同样有助于北方冷空气南下。在低纬度印度半岛为弱的异常反气旋，其北侧为川西地区带来阿拉伯海水汽，但西南气流不明显。通过低频滤波，异常气旋和反气旋系统在低频图中表现得更为清晰。图4a中，贝加尔湖东侧的低频反气旋，日本海附近的低频气旋，还有西太平洋地区的低频气旋以及印度半岛的低频反气旋位置和滤波前对应。北方冷空气和来自阿拉伯海地区的暖湿气流在川西地区汇合，并且通过了95%的显著性检验，可见低层各纬度带影响降水产生的气旋和反气旋都具有15—30 d振荡特征。

灰色阴影为通过α=0.05显著性水平区；箭头矢量为距平风场，单位为m·s-1；A代表反气旋，C代表气旋，黑色阴影代表高原，下同图4 1981—2016年川西持续性降水期间700 hPa上15—30 d风场(a)和滤波前风场(b)Fig.4 Wind fields on 15-30 d (a) and wind field before filtering (b) at 700 hPa during the persistent extreme precipitation period from 1981-2016 in Western Sichuan

川西持续性强降水期间500 hPa滤波前高度场中(图5b)，高纬度60°—70°N为东西向的高度负异常。50°—60°N，贝加尔湖及其以西地区为高度正异常，而贝加尔湖以东到日本海附近为南北向的高度负异常，这种西高东低的环流形势有利于高纬度冷空气沿脊前槽后南下影响川西地区。由15—30 d低频图可见(图5a)，各纬度带低频高度场正负中心与滤波前高度场异常中心位置基本一致，可以很好地反映滤波前高度场的异常变化，并且低频高低压中心通过了95%的显著性检验，只是贝加尔湖地区低频高压脊范围较滤波前偏东，使日本海一带南北向的低压槽分裂为南北两个低值中心，中低纬度上低频负值中心也与滤波前对应。

阴影区为距平，黑点表示通过α=0.05显著性水平区；图b等直线为位势高度值，单位为gpm图5 1981—2016年川西持续性降水期间500 hPa上15—30 d位势高度场(a)和滤波前位势高度场(b)Fig.5 Geopotential anomaly fields on 15-30 d (a) and geopotential fields before filtering (b) at 500 hPa during the persistent extreme precipitation period from 1981-2016 in Western Sichuan

滤波前高层200 hPa(图略)西风急流东段强盛，川西位于急流入口区右侧。南亚高压呈带状分布，东伸脊点达到120°E，川西上空受南亚高压的控制，并且存在异常反气旋，使上空为辐散区。乌拉尔山和贝加尔湖地区存在南北向的低槽区，延伸到低纬度地区。在15—30 d低频图中(图略)，低频经向风从西向东呈现正负相间的分布形势，从乌拉尔山附近和贝加尔湖附近延伸向南的低槽位置与滤波前流场对应，川西上空的低频反气旋与辐散中心有利于气流持续上升，产生降水。

图6所示为川西产生强降水期间合成的15—30 d低频风场经向—垂直剖面图和涡度时间—垂直剖面图，降水期间400—200 hPa盛行低频东北风，并且从高层到低层由高纬向中低纬度传播，在28°N以南，北风下传到700 hPa高度层。低层盛行西南风，从低到高由低纬度向高纬度传播，并且纬度越低，强度越强，说明在传播过程中风速有所削弱。中低层偏南风带来暖湿气流，高层偏北风带来干冷空气,冷暖空气在雨区相汇并且交线随高度向北方倾斜。涡度场中川西地区降水前中低层为负涡度，高层为正涡度，不利于降水产生。降水前4 d开始，中低层转为正涡度控制，高层为负涡度。第0 d中低层正涡度值继续增大，闭合中心在500 hPa左右，300 hPa以上为负值，中低层辐合，高层辐散的环流形势有利于上升气流的维持，为强降水的产生提供动力条件。在降水开始后的第8 d，各层涡度转为负值控制，不利于降水产生。可见涡度场和风场在垂直方向上都能反映川西降水期间大气的垂直斜压性，这是不稳定能量释放从而促使持续性强降水产生的必备条件。

图a为沿98°—101°E平均，实线为南风，虚线为北风，阴影为西风；图b为98°—101°E，28°—33°N平均图6 1981—2016年川西降水期间15—30 d低频风场垂直—纬度剖面图(a)和涡度时间—垂直剖面图(b)Fig.6 Vertical latitude cross-section of composited wind field (a) and vertical time cross-section of composited vorticity (b) on 15-30 d during the period of persistent extreme precipitation events from 1981-2016 in Western Sichuan

2.2.2 大气低频振荡的传播特征分析

川西地区700 hPa上15—30 d纬向风(u)和经向风(v)低频分量时间演变图中(图7)，在降水期间30°—40°N有低频风的汇合，与降水区对应。u分量中，中高纬地区不断有正负相间的低频波列自高纬度南下，大值中心起源于60°—70°N，随后往南传播，传播到30°N左右停滞，并且强度随时间减弱。波列从发生发展到消亡时间为15—20 d，正好在15—30 d低频振荡范围内。影响降水产生的东风波列产生于-10 d的65°N，随后逐渐南下，0 d时达到35°N。低纬度西风波列开始于-10 d的赤道附近，随后逐渐北传，到0 d时与北方东风波列交汇于降水区。v分量图中，低频波列传播特征与u分量相近，在降水开始前，北风分量与东风分量几乎同时在60°—70°N范围内生成，随后南下，即对应滤波前环流场中沿低槽南下的东北风。来自低纬度的南风分量与西风分量同时产生然后北传，对应滤波前流场的西南风，西南风和东北风在降水开始时在川西地区相遇汇合，形成降水。

上文分析得出影响川西地区持续性降水的低层关键低频系统为贝加尔湖东部的低频反气旋，日本海附近的低频气旋，西太平洋低频气旋和印度半岛的低频反气旋。追溯各关键低频系统的前期演变特征，可以找到影响该区持续性降水的关键低频系统的源地和传播路径，为延伸期预报提供依据。因篇幅限制，文中仅针对最能体现关键天气系统演变和传播路径的环流图进行分析(图8)。

单位为m·s-1，方框为川西降水区，下同图7 1981—2016年川西降水开始前30 d至开始后15 d的700 hPa沿85°—102°E平均的15—30 d纬向风分量(a)和经向风分量(b)时间—纬度剖面图Fig.7 Latitude-time cross-section zonal wind (a) and meridional wind (b) on 15-30 d along 85°-102°E at 700 hPa from 30 d before precipitation to 15 d after precipitation from 1981-2016 in Western Sichuan

从图8可见降水开始后的第0 d和第2 d，各关键低频气旋和低频反气旋系统强盛，南北方气流在川西交汇，导致降水产生。贝加尔湖东侧反气旋引导东北风南下，我国东北—日本海一带的低频气旋和西太平洋强大的低频气旋北侧气流有助于冷空气南下。低纬度水汽主要来源于印度半岛反气旋北部的西南气流。观察各低频系统的移动路径，贝加尔湖附近反气旋-2 d位于贝加尔湖西北侧，-4 d位于80°E，70°N附近，-6 d相较于-4 d稍偏北，位于75°N左右范围，可见影响川西降水的中高纬度低频反气旋是生成于喀拉海附近，随后向东南方向移动至贝加尔湖附近。位于日本海附近的低频气旋-2 d位于我国东北地区，-4 d和-6 d位于贝加尔湖地区，-8 d位于贝加尔湖西北部，继续往前追溯，发现其发源于西北亚大陆。可见该气旋也是向东南方向移动至东北—日本海一带从而影响川西降水。此外观察西太平洋低频气旋的发源地则是位于160°E附近海域，逐渐向西南方向移至120°E附近。印度半岛在降水前一直受低频气旋影响，气旋东侧西南气流输送到内陆，但对川西影响较小，直到0 d才由气旋转变为反气旋，反气旋西侧来自阿拉伯海的水汽相较降水前加强，可到达川西，为降水提供充足的水汽。

图8 1981—2016年川西降水开始后第2 d(a)、第0 d(b)、开始前第2 d(c)、第4 d(d)、第6 d(e)、第8 d(f)700 hPa合成的15—30 d低频风场演变Fig.8 Evolution of low-frequency wind field on 15-30 d from the 2nd day (a) and 0 d (b) after the onset of precipitation and the 2nd day (c),4th day (d),6th day (e),and 8th day (f) before the onset of precipitation at 700 hPa from 1981-2016 in Western Sichuan

中层500 hPa上15—30 d低频位势高度和u、v风纬度—时间剖面图中(图9)，位势高度和u、v分量生成周期为15—20 d。川西降水开始前15 d，70°N有低槽生成，随后低槽逐渐南下，于降水开始前5 d传播到40°N，这一低频槽可能与川西持续性降水有关，对应滤波前贝加尔湖以东的低槽。影响降水的北风波列和东风波列一致，伴随低槽南下，可以向南传播到雨区，低纬度没有形成明显的低频波列，说明在大气中层，降水区南方暖湿气流较弱。所以在中层低纬度和中高纬度低频系统没有明显的交汇现象，而是更多的体现中高纬低频系统对降水的作用。

阴影区为高度场，单位为gpm；等值线为风场，单位为m·s-1图9 1981—2016年川西降水开始前30 d至开始后15 d的500 hPa沿90°—120°E平均的15—30 d位势高度距平和纬向风分量(a)、经向风分量(b)时间—纬度剖面图Fig.9 Latitude-time cross-section of 15-30 d geopotential height anomaly and zonal wind (a) and meridional wind (b) along 90°-120°E at 500 hPa from 30 days before precipitation to 15 days after precipitation from 1981-2016 in Western Sichuan

高度场演变图中(图10)，0 d时可见影响川西持续性降水的关键低频系统为贝加尔湖以西的低频高压和中国东北和日本海附近的低频低压。将时间往前推移，-5 d时，低频低压中心位于贝加尔湖地区，-10 d时位于东北亚地区，-14 d时，低频低压生成于西北亚，中心位于90°E、70°N。而高压中心-5 d时位于乌拉尔山以东的东北亚地区，-10 d时在乌拉尔山附近，-15 d(图略)位于巴伦支海地区，中心位于40°E、75°N。降水前期这两个系统自高纬度生成向东南方向移动到贝加尔湖地区和我国东北、日本海附近，有利于引导冷空气南下影响川西地区形成降水，由此可见中层高低压中心和低层低频反气旋和气旋相对应。

单位为gpm图10 1981—2016年川西降水开始后第0 d(a)、开始前第5 d(b)、第10 d(c)和第14 d(d) 500 hPa合成的15—30 d位势高度距平演变Fig.10 Evolution of geopotential height anomaly on 15-30 d synthesized from the 0 day (a) after the precipitation and the 5th day (b),10th day (c),and 14th day (d) before the precipitation at 500 hPa from 1981-2016 in Western Sichuan

200 hPa风场纬度—时间剖面图(图略)可见南北风波列随时间从高纬度南下，低纬度也有微弱的波列向中纬度传播，但相比中层和低层传播信号弱，因此高层可以表现中高纬度大气的低频活动，低纬度低频特征不明显。从低频散度和低频风场的演变图中(图11)可见，降水开始后川西上空为低频辐散区，并且对应有低频反气旋，高层低频环流的抽吸作用，可以加强上升运动，有利于降水产生。为探究低频反气旋和辐散中心的来源，将时间逆推，-5 d时反气旋和辐散中心位于我国东北地区，强度较大，并且两者基本重合。-10 d时，该反气旋位于贝加尔湖地区，辐散中心在其西南侧。-10 d之前，反气旋和辐散中心从西往东移动，-16 d生成于贝加尔湖以西(55°N、90°E)。以上分析可以清楚的看出高空低频反气旋和辐散中心的移动路径是先向东南移动，最后在其东侧气旋的阻碍下向西南延伸，降水开始时影响川西地区。

阴影为散度场，单位为10-6s-1；矢量为风场，单位为m·s-1图11 1981—2016年川西降水开始后第0 d(a)、开始前第5 d(b)、第10 d(c)和第16 d(d) 200 hPa合成的15—30 d 散度场和风场演变Fig.11 Evolution of divergence and wind field on 15-30 d at 200 hPa from the 0 day (a) after the precipitation and the 5th day (b),10th day (c),and 16th day (d) before the precipitation from 1981-2016 in Western Sichuan

3 结论

(1)川西持续性强降水具有显著的低频振荡特征，其中以15—30 d月内振荡最为明显。降水低频分量变化趋势能反映实际降水量变化特征。实际降水峰值对应低频曲线波峰，降水间歇期对应低频曲线波谷，且持续性降水期间低频曲线均处于正位相。

(2)影响川西持续性强降水的关键低频系统包括：低层贝加尔湖东部的反气旋，日本海附近的气旋，西太平洋气旋和印度半岛的反气旋；中层主要是贝加尔湖以西的低频高压和我国东北和日本海附近的低频低压；高层包括高空急流，南亚高压和反气旋。降水期间低频风场和涡度场存在明显的垂直斜压性，为降水提供不稳定能量。

(3)强降水期间低层低频东北风波列和西南风波列在川西相遇，辐合上升。在喀拉海和西北亚分别生成低频反气旋和气旋，两个系统向东南方向移动至贝加尔湖和日本海附近，为川西降水输送冷空气。在西太平洋地区生成的低频气旋向西南移至南海附近，促使北方冷空气向西回流，印度半岛的低频气旋转换为低频反气旋为川西输送阿拉伯海水汽。

(4)中层中高纬度东北风强盛，低频波列南下传播至雨区，而低纬度暖湿气流较弱，没有明显的低频波列传播，来自巴伦支海的低频高压和来自西北亚的低频低压向东南方向传播到贝加尔湖地区和我国东北地区、日本海附近，有利于引导冷空气南下。

(5)高层中高纬度大气低频波列向南传播，低纬度低频特征不明显。降水前反气旋和辐散中心生成于贝加尔湖以西，先向东南移动，再向西南伸展，降水开始时控制川西地区。