中國長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生特征及成因

黃榮輝, 陳 棟, 劉 永

（1.中國科學院大氣物理研究所季風系統研究中心,北京 100190;2.中國氣象局成都高原氣象研究所,四川成都 610071）

0 引言

中國地處東亞季風區,東臨太平洋,西有世界上最高的高原——青藏高原。受季風以及地理位置、地形和地貌等因素影響,氣象災害不僅種類多,而且發生頻率高,是國際上氣象災害頻發的國家之一。氣象災害造成的經濟損失約占中國自然災害總損失的71%左右,據統計,氣象災害每年造成約200×108kg的糧食損失和2000億元以上的經濟損失[1],在20世紀90年代氣象災害造成的損失可占到國民經濟生產總值（GDP）的3%～6%,這當中約27%左右是洪澇災害所造成[1]。根據葉篤正和黃榮輝等[2],黃榮輝和郭其蘊等[3]以及黃榮輝等[4]的研究,中國洪澇災害僅次于干旱災害,全國每年洪澇受災面積約0.07～0.1×108hm2（1.0～1.5億畝）左右。

長江是中國第一大河,其流域西起青海,東到江蘇、浙江、上海,包括其支流涉及中國18個省市,約覆蓋了180×104km2的國土。長江中、下游地區地理位置優越、雨量豐沛、資源豐富,不僅是中國工農業主要產地,而且也是經濟高速發展地區。然而,受東亞夏季風的影響,長江流域夏季經常發生持續性暴雨,受西太平洋副熱帶高壓的影響,來自孟加拉灣、南海和熱帶西太平洋暖濕季風氣流與來自北方冷空氣經常在長江流域匯合,從而引發長江中、下游地區容易在6～7月份發生持續性暴雨;并且,長江上游的四川盆地在夏季也經常出現強暴雨過程,目前比較一致的看法,這是與盆地內的低渦系統發展有直接關系[5-7]。四川盆地的低渦一般都出現在西部地區且初生時刻都為淺薄的低層系統,在一定的大尺度環流系統的配置下,它往往會受如高原渦[6]東移或北部東移低槽等不穩定系統的作用或耦合,使其迅速強烈發展并東移,給其經過的區域帶來災害性的持續性暴雨過程。引發洪澇災害,給此流域的經濟帶來嚴重損失。

鑒于長江流域洪澇災害和持續性暴雨的嚴重性以及成因的復雜性,基于以前研究的基礎上,著重綜述了關于中國長江流域洪澇災害和持續性暴雨的嚴重性、發生特征及其成因的研究以及其它有關研究。

1 中國長江流域洪澇災害的嚴重性及時空變化特征

洪澇災害是指大范圍、長時間的降水偏多所造成江河河水泛濫、大片土地淹沒的災害。長江流域是中國洪澇災害發生頻率最高的區域之一。為此,本節著重討論長江流域洪澇災害發生的嚴重性及時空變化特征。

1.1 長江流域洪澇災害的嚴重性

由于受東亞夏季風和青藏高原的影響,長江流域夏季經常發生暴雨,此流域的暴雨發生不僅具有頻發性,而且具有持續性。長江流域許多地區夏季降水量中約40%是日降水量大于50mm暴雨所產生[8]。由于東亞季風的變異及全球變暖,長江流域強對流天氣發生的頻率增大,導致洪澇災害和持續性暴雨發生頻率在增加,發生的地區在擴大。1954年夏季,長江全流域發生特大洪澇,汛期降水量將近常年的2.5倍,最大降水量達1600mm,是1949年以來汛期降水量最多的一年,受災耕地面積達0.16×108hm2（約2.4億畝）,致使3萬多人死亡;1998年夏季,長江流域、嫩江和松花江流域發生了特大洪澇,汛期降水量將近常年的2倍,最大降水量達1200mm左右,受災耕地面積高達0.2×108hm2（約3.0億畝）左右,致使3000多人死亡和2600億元的經濟損失[9];2005年7月6～9日在長江流域川東地區發生了持續性降水,7月6～10日達州地區累計降水量達300mm以上;2007年7月16日午后至18日中午在長江上游的重慶城區發生特大暴雨,沙坪壩區的陳家橋鎮降雨量達到408.2mm,創該地區1892以來有氣象記錄的最大值;2008年8月25日長江下游地區的上海市發生了大暴雨,1小時強降水量達117.5mm,創該市自1872年有氣象記錄以來最大1小時降水量的記錄[10]。

2010年是中國旱澇氣候災害頻發、造成經濟損失非常嚴重的一年。2010年汛期（5～7月下旬）先在華南地區,后在江南地區和長江、漢江流域發生嚴重洪澇災害,特別是8月8日在甘南地區舟曲縣發生了突發性暴雨,導致了特大山洪泥石流災害,造成了1700多人死亡和失蹤。據統計,截止到2010年8月31日,中國2010年由各種天氣氣候災害造成了3500多億元的經濟損失,以及致使3185人的死亡和1067人失蹤（根據2010年9月1日人民政協報）。因此,2010年中國因各類天氣氣候災害造成的經濟損失和人員傷亡超過了1998年的災害損失,為1950年以來造成經濟損失和人員傷亡最嚴重的一年。

1.2 長江流域洪澇災害發生的氣候學特征

由于受東亞季風的影響,中國降水和氣溫變化不僅在空間分布存在著嚴重不均勻,而且發生時間也存在著嚴重不均勻,這就使得洪澇氣候災害出現的頻率隨季節和地理位置而變化。中國洪澇災害空間分布特點是:東部多,西部少;沿海地區多,內陸地區少。洪澇災害在長江流域南部主要集中在5～7月份,在長江中下游、淮河流域主要集中在夏季6～8月中旬。長江流域洪澇災害雖然主要發生在夏季,但春、秋季也時有發生,例如1998年春季,長江流域南部地區降水量是常年的150%～200%,造成了嚴重洪澇災害,2004年9月初,長江流域上游的川東地區和重慶的開縣一帶發生了200a一遇的特大洪澇,帶來了嚴重的經濟損失和人員傷亡。

圖1 中國東部夏季降水的EOF分析第1主分量的空間分布和時間系數（實、虛線表示正、負值,降水資料取自NCC/CMA的756站降水資料集）

1.3 長江流域洪澇災害的年際變化特征

由于受東亞夏季風年際變化的影響,中國洪澇氣候災害有明顯的年際變化（見圖1）,特別在長江流域,洪澇災害呈現準兩年的變化特征,即具有2～3a周期。

根據Huang et al.[11]的研究,中國東部季風區夏季降水異常有兩種主模態:從南到北的經向三極子分布型和經向偶極子分布型。圖1是中國東部臺站實測6～8月份降水的EOF分析第1主分量的空間函數分布和相應的時間系數序列。從圖1（a）可以明顯看到,東部夏季降水在空間分布上存在著明顯的“-,+,-”或“+,-,+”的經向三極子型分布特征,即三極子模態;并且,從圖1（b）可以看到,中國夏季降水的年際變化在時間上存在著準兩年的周期振蕩,即2～3a周期的振蕩,特別從20世紀70年代中后期起有顯著的準兩年周期的振蕩,這種振蕩在長江流域尤其明顯[12]。

這種降水異常年際變化的三極子型分布特征很好地反映在中國旱澇氣候災害的經向分布上。圖2給出幾個在長江流域典型洪澇年份的中國夏季降水距平百分率的分布。從圖2可以看到,這些年份夏季中國降水異常明顯呈現經向三極子型分布,如圖 2（a）～（d）所示,在1980、1983、1987、1998年夏季,長江流域夏季風降水明顯偏多,發生嚴重的洪澇災害,而華南地區降水偏少,不同程度發生干旱,華北地區在這些年份降水明顯偏少,發生干旱。類似上述經向三極子型降水異常分布還有很多年的夏季,相比之下,中國發生全國性的洪澇災害的年份不多。

圖2 在江淮流域典型澇年的夏季中國東部季風降水距平百分率分布

圖3是中國臺站實測6～8月份降水的EOF分析第2主分量的空間函數分布和相應的時間系數序列。從圖3（a）可以明顯看到,它是與圖1（a）不同的降水異常分布型,顯示出一個從南到北“-,+”經向偶極子分布型;并且,圖3（b）顯示出中國東部夏季降水不僅具有年際變化,而且更顯示出中國東部夏季降水具有年代際變化。

1.4 長江流域洪澇災害發生的年代際變化特征

黃榮輝等[13]指出了東亞夏季氣候在20世紀70年代中后期有一個明顯的變化。從圖2還可以看到,中國夏季降水受東亞夏季風年代際變異的影響,洪澇災害發生面積從20世紀70年代中后期起明顯增加;并且,洪澇災害發生位置也有顯著的年代際變化,從20世紀70年代中后期到90年代末,洪澇災害主要位于長江流域和淮河流域。

為了更清楚看到中國東部季風區夏季降水異常的年代際變化,黃榮輝等[14]從中國756站降水資料所挑出516站夏季降水資料來分析中國夏季降水異常的年代際分布（圖略）。分析結果表明:中國東部1978年,1993年和1999年夏季季風降水發生了明顯的年代際變化。在1958～1977年期間,中國東部華北和華南地區夏季降水偏多,洪澇災害頻繁發生,而長江流域和江淮地區夏季降水偏少,洪澇災害發生偏少,這正是上面所述的中國夏季降水異常從南到北的經向“+,-,+”三極子型分布;并且,在 1978～1992年期間,中國東部季風區夏季降水距平分布出現了與1958～1977年期間相反的分布,在華北和東北南部及華南地區夏季降水偏少,而長江流域、漢水和四川盆地夏季降水偏多,出現了正距平,在此時期長江流域出現了多次洪澇災害[11],這正是上面所述的中國東部夏季降水異常從南到北的經向“-,+,-”三極子型分布。這些與鄧偉濤等[15]的分析結果一致。在1993～1998年期間,中國東部夏季從南到北出現了降水偏多的現象,不僅在華南地區降水出現了較大的正距平,洪澇災害頻繁發生,而且在長江、淮河流域夏季降水也出現了正距平,華北和東北西部地區夏季降水也有弱的正距平,在此期間華北地區從70年代中后期到90年代初期間所發生的持續干旱有所緩和,這是上面所述的中國東部夏季降水異常從南到北的經向“+,-,+”三極子型與經向“+,-”偶極子型分布的疊加。此外,1999～2009年期間,中國東部夏季降水在東北和華北地區又明顯偏少,出現明顯的負距平,而從華南地區到淮河流域（除長江沿岸地區）夏季降水偏多,從而形成了“南澇北旱”的降水異常分布型,即出現了從南到北“+,-”經向偶極子型分布。

圖3 夏季降水的EOF分析第2主分置的空間分布和時間系數

圖4 中國東部沿115°E（110°E～120°E的平均）夏季（6～8月）降水距平百分率（%）的緯度-時間剖面圖

為了反映中國東部季風區夏季降水異常的年代際變化,黃榮輝等[14]進一步分析東部115°E（110°E～120°E的平均）夏季（6～8月）降水距平百分率的時間-緯度剖面圖（見圖4）。從圖4可以清楚看到,東部夏季降水異常分布在1977年,1993年和1999年發生了很明顯的年代際變化。在1977年所發生的東亞夏季風降水的年代際變化主要特征是東亞夏季風雨帶南移到長江流域和江淮地區;而1993年所發生的東亞夏季風降水的年代際變化的主要特征是東亞夏季風雨帶向北有所推進,并且華南夏季風降水明顯增多;特別是在1999年中國東部夏季降水所發生的年代際變化,它表現為中國華北和東北降水明顯減少,而華南地區和淮河流域夏季降水繼續偏多,從而形成了“南澇（除沿長江附近地區）北旱”的降水異常分布型,這表明了中國東部夏季季風降水異常分布型完全從三極子型變成偶極子型。因此,中國夏季風降水的這3次年代際變化呈現出夏季風降水主雨帶從北向南移的特征。

2 長江流域持續性暴雨發生的環流和水汽輸送特征

由于長江流域的洪澇災害是緊密與持續性暴雨的發生相聯系,因此,在討論洪澇的同時,就必須討論持續性暴雨的發生。根據陶詩言[16]以及鮑名[8]的研究結果,長江流域暴雨發生具有局地持續強降水和流域移動性強降水特征。中國持續性暴雨災害發生不僅有明顯的年際變化,而且有顯著的年代際變化。由于持續性暴雨主要與東亞夏季風雨帶緊密相關,因此,持續性暴雨發生的年際和年代際變化基本上與在上一節所述的洪澇災害的年際和年代際變化基本一致[17]。長江流域持續性暴雨一般6～7月容易在中、下游發生,而上游一般在7～8月容易發生持續性暴雨,它們發生的環流和水汽輸送條件也有所不同,故在本節劃分成長江流域中、下游和上游地區持續性暴雨來討論它們發生的環流和水汽輸送條件。

2.1 1998年夏季長江流域特大洪澇和持續性暴雨發生的環流條件

1998年夏長江流域發生了僅次于1954年名列第二的特大洪澇,在這一年的夏季,長江流域無論在中、下游或上游地區都發生了持續性暴雨。關于此次特大洪澇的特征、過程及成因已有較系統的論述[18]。并且,黃榮輝等[9]詳細分析了1998年夏季長江流域所發生的特大洪澇的發生特征。圖5是1998年夏季（6～8月）中國降水距平分布圖。從圖5可以清楚看到,1998年夏季中國降水距平有兩個超過100%大的正值區:一個位于鄱陽湖、洞庭湖和湘江、資水、沅江、澧水流域;另一個位于嫩江、松花江流域。其中在鄱陽湖、洞庭湖和湘江、資水、沅江、澧水流域汛期總降水量達到1000～1200mm左右,相當于長江流域汛期降水正常值的2倍。

1998年夏季長江流域季風降水的特點是:長江流域分別從6月中旬到7月初以及從7月20到8月底發生了“二度梅”,這致使強季風降水先發生在長江中、下游地區,而后發生在中、上游地區,而且出現多次持續性暴雨。由于這些地區已發生了春澇,在6月中、下旬又發生了多次持續性強降水,澇上加澇,這樣在長江中、下游地區,特別是鄱陽湖、洞庭湖流域產生了嚴重洪澇。由于長江無論是干流還是支流在春季水位已很高,到了6月中旬,這些流域又發生了持續性強降水,致使河水猛漲,洪水位異常高;從7月20日開始一直到8月底,在長江中、上游又發生了多次持續性強降水,并且由于上游地區是高原和山區,降水又是以持續性暴雨形式居多,致使從7月下旬起長江中、上游河水猛漲;到了8月中、下旬,除長江中、上游持續性暴雨外,漢江流域又發生了持續性暴雨,使中游地區再度發生嚴重洪澇,由于長江中、下游水位從6月中旬已異常高,加上上游異常來水,本區域又嚴重洪澇,這就產生了洪水遭遇,導致了長江連續產生5次洪峰。因此,1998年長江中、下游的持續暴雨應是1998年夏季長江發生特大洪澇的主要原因之一。

為了能夠使分析深入一步,根據鮑名[8]對持續性暴雨的定義,選定1998年夏季6月23～26日在長江中、下游地區所發生的持續性暴雨作為長江中、下游地區持續性暴雨的一個典型例子,并以此為個例深入討論長江流域持續性暴雨發生的大尺度環流條件。首先看一看1998年夏季6月23～26日長江流域持續性暴雨的發生過程,圖6（a）～（d）分別是7月23～26日長江中、下游地區持續性暴雨的降水量演變圖:如圖6（a）所示,6月23日在洞庭湖流域以及湘江、資水、沅江和澧水流域有50mm以上的暴雨發生;到了6月24日,如圖6（b）所示,此暴雨帶往長江下游地區移動,在鄱陽湖流域發生了大暴雨,降水量達50mm以上;到了6月25日,如圖6（c）所示,此暴雨帶繼續在鄱陽湖和洞庭湖流域維持,降水量在50mm以上;到了6月26日,如圖6（d）所示,從湖南中部經洞庭湖流域到江西鄱陽湖流域直到太湖流域仍然有暴雨帶維持,降水量也達50mm以上,此地區暴雨帶一直持續到6月27日。到了6月28日,此暴雨帶才北抬到淮河流域,這次發生在長江中、下游地區的持續性暴雨才告結束。

圖5 1998年夏季（6～8月）中國降水距平百分率分布（實、虛線表示正、負距平,陰影區表示正距平百分率大于80%,資料來源于國家氣候中心）

圖6 1998年長江流域降水量分布圖（單位:mm,陰影區表示降水量大于50mm）

趙思雄等[19]詳細地分析了1998年7月份長江中、上游持續性暴雨發生的大尺度環流特征,他指出:中緯度上空環流呈現兩脊一槽型的環流配置,而東亞夏季風偏弱,其前沿較長時間停留在長江流域并形成了東西向的切變線,從而在長江中、上游發生了持續性暴雨。下面分析導致1998年6月下旬長江中、下游地區持續性暴雨發生的大尺度環流條件與中、上游地區持續性暴雨發生的大尺度環流型的配置有何異同。發生在6月下旬長江中、下游地區持續性暴雨的大尺度環流系統配置是:如圖7所示,在700hPa面上,烏拉爾地區和鄂霍茨克海上空分別有穩定的高壓脊,中國西北處于高壓脊控制,而在貝加爾湖周圍的上空有一穩定的寬槽,其槽線穩定在蒙古高原和內蒙、華北上空,這樣使冷空氣不斷沿中國東部南下到長江中、下游地區;并且,在東部,西太平洋副熱帶高壓偏強,并西伸到東南沿海,亞洲夏季風的前沿位于長江中、下游地區。此外,在印度半島有一氣旋性環流。這種環流系統的配置還是“鞍”型場的環流配置,這種配置使得西南暖濕氣流從孟加拉灣沿西太平洋副熱帶高壓的西部輸送到長江中、下游地區,并與從內蒙、華北地區南下的冷空氣交匯,從而使得長江中、下游地區梅雨偏強,從而導致了持續性暴雨的發生。

圖7 1998年歐亞上空700hPa高度場分布圖（單位:gpm,高度場資料取自NCEP/NCAR再分析資料[20]）

從上分析可以看到,發生在1998年6月23～26日長江中、下游地區持續性暴雨與上游地區持續性暴雨發生的大尺度環流型都是中緯度西風帶呈現兩脊-槽型,夏季西南季風偏弱。但是,長江中、下游地區持續性暴雨發生時,西太平洋平洋副熱帶高壓位置偏東,而長江上游地區持續性暴雨發生時西太平洋副熱帶高壓西伸。

2.2 1998年夏季長江中、下游地區持續性暴雨發生的水汽輸送條件

水汽輸送是造成1998年6月23～26日長江中、下游持續性暴雨發生的直接成因,圖8（a）～（d）分別是1998年6月23～26日歐亞地區上空水汽輸送通量矢量分布圖。從圖8（a）～（d）可以看到,6月23日到6月26日大量水汽從孟加拉灣、南海和熱帶西太平洋輸送到長江中、下游地區和日本;并且,西風帶從大西洋帶來的水汽也輸送到長江中、下游地區。這樣,從6月23到6月25日水汽輸送通量在從華南到長江中、下游地區的上空呈現強的氣旋性分布,這造成了大量水汽在長江中、下游地區輻合（見圖8a～d）,從而導致此地區發生了持續性暴雨。

圖8 1998年長江流域水汽輸送通量矢量（單位:kg?m-1?s-1）及水汽輸送通量散度（單位:mm/d）分布（實、虛線分別表示水汽輸送通量輻散和輻合（陰影區）,風場和比濕資料取自NCEP/NCAR再分析資料[20]）

從上所述,造成1998年6月23～26日長江中、下游地區持續性暴雨的大尺度環流配置是典型的“鞍”型場的環流配置,而長江中、下游地區正處于此“鞍”型場的“鞍心”地區。在“鞍心”區域有強的水汽輸送輻合,并且北邊低槽不斷有干冷空氣南侵,這使得長江中、下游有強的垂直對流不穩定,這利于中尺度暴雨系統的發展[20],從而導致持續性暴雨的發生。

2.3 引發長江上游地區持續性暴雨發生的大尺度環流條件

2005年7月6～10日長江上游川東地區發生了持續性暴雨,其過程累計降水量達到300mm以上,中心位于達州地區。這次持續性暴雨在7月6日就開始,如圖9（a）所示,最大降水中心主要位于川東北和川陜交界的大巴山地區,而此時川東的達州地區已出現40mm的24小時累計降水中心;到了7月7日,如圖9（b）所示,最大降水中心從大巴山一帶向南進入四川盆地東北部的達州地區,在達州地區南部的廣安地區出現了60mm的24小時累計降水中心;到了7月8日,如圖9（c）所示,四川盆地東部形成狹長的西南-東北向的強降水帶,其最大降水中心位于達州地區,達州市24小時累計降水量達到180mm之多,另一個最大降水中心位于達州地區東北部,其值也達140mm,達州市7日～8日出現特大暴雨,宣漢的峰城鎮、胡家鎮,萬源的舊院鎮7月6時～8日的日降水量分別達到292.2mm、298.8mm、289.5mm;7月9日,如圖9（d）所示,狹長雨帶開始向東南移動并分裂減弱,但達州地區南部仍存在一個80mm的降水中心,這時四川廣安地區南部也出現了100mm以上的24小時累計強降水中心;到了7月10日,雨帶基本上向東移出四川地區,盆地內降水過程基本結束。因此,這次暴雨大約持續了3天多。

圖9 2005年長江上游川東地區日降水量分布圖（單位:mm,陰影區表示降水量大于50mm）

由于西南低渦是引發長江上游地區持續性暴雨發生的重要環流系統,因此,討論西南低渦發展所必要的大尺度環流特征是研究引發長江上游地區持續性暴雨成因的重要一環[21]。為此,以2005年7月6～9日長江上游川東地區所發生的持續性暴雨為長江上游持續性暴雨一個典型例子,并利用再分析資料來討論這次持續性暴雨過程發生的大尺度環流背景。

由于長江上游位于高原東部,海拔高度較高,故用500hPa環流演變來討論這次川東地區持續性暴雨發生的大尺度環流條件。圖10（a）～（d）分別是長江上游的川東地區2005年7月6～9日持續性暴雨發生時7月6～9日四川盆地及其周圍500hPa高度場的演變。暴雨發生前的7月5日500hPa大尺度環流,在四川盆地的北部中高緯地區為穩定的兩槽-脊型的形勢,西部槽位于烏拉爾山地區,東部槽位于中國東北地區上空,此冷槽南伸到黃淮地區,由于受槽后西北氣流的影響,盆地的北部有弱小槽活動,而長波脊位于中亞和中國西北地區上空,而在四川盆地的東部由于西太平洋副熱帶高壓西伸可影響到四川盆地東部,5880 gpm線位于盆地的東側,并盆地的西南部有繞高原的西南氣流進入盆地;到了7月6日,正如圖10（a）所示,由于中高緯長波槽脊向東移動,在高原東北部,盆地北部和東北部出現弱槽,而在東部西太平洋副熱帶高壓仍位于四川盆地東側,高原中部和四川盆地西部上空出現閉合高壓;在盆地的西南側,高原的東南部仍有強的西南風繞流,因此,這就形成了“鞍”型場的大尺度環流配置,在盆地的東北部暴雨過程就開始;并且,到了7月7日,正如圖10（b）所示,位于中國東北上空長波槽東移,這利于位于高原的東北部的小槽加深東移,使四川盆地東北部出現短波槽,而原位于盆地東側的西太平洋副熱帶高壓東退,在盆地的西側高原上空仍有一閉合高壓,而盆地西南側仍有西南氣流,這表明在四川盆地東部上空所出現的“鞍”型場環流配置更加明顯,利于西南低渦的發展,于是在川東地區引發了一場大暴雨。此外,從圖10（c）可以看到:到了7月8日,位于川東上空的短波槽加深成為一深槽,使此“鞍”型場的環流配置更加典型,利于低渦更加發展,致使川東地區繼續出現特大暴雨。然而,到了7月9日（見圖10d）,由于高原中部上空閉合高壓減弱,西太平洋副熱帶高壓東退到東南沿海,“鞍”型場環流配置減弱,使西南低渦減弱,從而導致暴雨減弱,之后這次持續性暴雨結束。

圖10 2005年長江上游的四川盆地及其周圍上空500hPa高度場的演變（單位:gpm,高度場資料取自NCEP/NCAR再分析資料[20]）

從上所述大尺度環流的演變可以看到:在長江上游地區持續性暴雨無論發生前或是在發生時,川東地區及其四周上空存在著如圖11所示的“鞍”型大尺度環流系統配置,在此“鞍”型場的環流配置下,垂直對流不穩定的強烈發展致使西南低渦強烈發展,從而導致了川東地區持續性暴雨的發生。

圖11 引發長江上游的川東地區持續性暴雨大尺度環流配置示意圖

2.4 引發長江上游地區持續性暴雨發生的水汽輸送條件

引發2005年7月6～10日長江上游的川東地區所發生的持續性大暴雨的直接原因是由于控制四川盆地上空的“鞍”型環流系統配置下所引起的大量水汽輸送到四川盆地,特別是輸送到川東地區,并在此地區引起強烈的輻合所造成。圖12是2005年7月6日～9日水汽輸送通量及其散度的分布。

圖12 四川盆地其周圍上空2005年水汽輸送通量矢量（單位:kg?m-1?s-1）及水汽輸送通量散度（單位:mm/d）分布（實、虛線分別表示水汽輸送通量輻散和輻合（陰影區）,風場和比濕資料取自NCEP/NCAR再分析資料[20]）

從圖12可看到,2005年6～10日長江上游四川盆地東部所發生的持續性暴雨過程中主要的水汽來源。如圖12（a）和圖12（b）所示,在7月6日和7日,由于西太平洋副熱帶高壓位于四川盆地東側,來自孟加拉灣的水汽受到青藏高原地形阻擋作用繞流到四川盆地南部,然后在強西南氣流的作用下向東北方向輸送,其大量水汽輸送到長江上游的四川盆地東部和東北部,并在此輻合這為川東地區持續性暴雨的發生提供水汽條件;并且,到了7月8日,如圖12（c）所示,來自孟加拉灣的水汽爬越過高原東南部并與來自中緯度西風帶的水汽在四川盆地東北部匯合后向東輸送,隨后,在長江上游的四川盆地北部受到強盛西南氣流作用而轉為向東北方向輸送,并在四川盆地形成氣旋性分布,并形成強的水汽輸送通量的輻合,從而引起了持續性強降水;到了7月9日,如圖12（d）所示,由于強西南氣流所輸送的水汽向東移出四川盆地,因而川東地區持續性暴雨減弱,之后這次持續性暴雨就告結束。

從上所述,引發這2005年7月上旬川東地區持續性暴雨的水汽輸送情況可以看到,這次長江上游的川東持續性暴雨過程的水汽輸送主要有三支:一支是來自孟加拉灣的水汽輸送,其主要有二種輸送方式,即在對流層中層爬越高原由西風輸送進入四川盆地,以及在對流層低層繞流過云貴高原進入四川盆地東部;另一支是來自中印半島和南海的水汽輸送,主要表現為低層偏南風輸送到盆地東部地區;第三支是中緯度西風帶的水汽輸送。來自西風帶水汽輸送在川東地區與從前兩個通道輸送而來的水汽匯合,最終在四川盆地東部形成強烈的水汽輻合帶（見圖12a～c）,從而為盆地東北部持續性暴雨過程提供充足的水汽來源。

前面的分析結果表明:無論是長江中、下游地區或是長江上游的川東地區的持續性暴雨都是在“鞍”型大尺度環流系統的配置下發生的。在這種“鞍”型場配置下,從孟加拉灣、南海和熱帶西太平洋輸送而來的水汽與西風帶輸送而來的水汽匯合,使得大量暖濕空氣聚集在長江中、下游地區或長江上游的川東地區,在這些地區造成強的水汽輻合;并且,在這環流系統的配置下,這些地區低層大氣具有強的暖濕平流和高層的干冷平流入侵,利于垂直對流不穩定發展。因此,水汽輻合配合垂直對流不穩定的發展,使得位于這些地區的暴雨中尺度系統的強烈發展,從而導致這些地區產生了持續性暴雨過程。

3 中國長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的成因

長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生是與東亞季風氣候系統的異常有關[4]。為此,本節綜述東亞季風氣候系統及各成員的變異對長江流域的洪澇災害和持續性暴雨發生的影響。

3.1 東亞季風氣候系統

中國洪澇災害和持續性暴雨的發生是與東亞夏季風的變異密切相關。早在70年前,著名學者竺可楨[22]首先提出東亞季風對中國降水的影響,之后,涂長望和黃仕松[23]研究了東亞夏季風的進退對中國雨帶的季節內變化的影響。這些研究開辟了關于東亞夏季風及其對中國洪澇氣候災害影響的研究之路。繼他們之后,Tao and Chen[24],Ding[25]和陳隆勛等[25]對東亞季風環流結構和特征做了系統的研究。特別是Tao and Chen[24]從環流觀點提出了東亞季風系統的概念,并指出東亞季風系統是有別于南亞季風系統,它是一個相對獨立的亞澳季風系統的子系統。近來的研究表明了季風系統不僅僅只是一個大氣環流系統,而是一個海-陸-氣相互作用的耦合系統[27]。同樣,東亞季風系統也不僅僅只是一個東亞上空隨季節有明顯變化的環流系統,它也是受海洋、陸面、冰雪和高原影響的一個區域氣候系統[28]。正如圖13所示,這個系統包括以下幾個成員:（1）在大氣圈中有亞洲季風環流（包括冬、夏季風）、西太平洋副熱帶高壓和中緯度擾動等;（2）在海洋圈中有熱帶西太平洋暖池和印度洋對季風的熱力作用、熱帶太平洋ENSO循環等;（3）在巖石圈中有青藏高原對季風的動力、熱力作用、歐亞積雪（特別是青藏高原積雪）、干旱和半干旱區的地-氣溫差以及極冰等。東亞季風系統變化是直接與上述海-陸-氣耦合系統的變化密切相關,它們是互相作用的,是一個整體。我們把這個影響東亞季風系統變化的海-陸-氣耦合系統又稱為東亞季風氣候系統[28-29]。東亞季風氣候系統變異對中國洪澇災害有重要的影響,特別對長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生有嚴重的影響[4,28]。

從圖13可以看到,長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生成因是相當復雜的。下面就東亞季風氣候系統主要成員的變異對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響進行簡單討論。

圖13 東亞季風氣候系統的示意圖

3.2 東亞夏季風環流異常對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響

長江流域的洪澇災害和持續性暴雨的發生直接與東亞夏季風的變異密切相關。Tao and Chen[23]首先指出亞洲夏季風最早在南海爆發。黃榮輝等[30]指出,南海季風爆發早晚對于長江流域的夏季風降水和洪澇災害有重要影響。黃榮輝等[30]以及Huang et al.[31]基于Nitta[32]在20世紀80年代所提出的P-J振蕩以及Huang and Li[33]和黃榮輝和李維京[34]所提出的東亞/太平洋型（EAP型）遙相關理論,并利用梁建茵和吳尚森[35]關于南海夏季風爆發的定義以及再分析資料和熱帶西太平洋有關海溫資料系統地分析了亞洲夏季風在南海地區的爆發（即南海季風）過程及其對中國洪澇災害影響和機理,指出了熱帶西太平洋熱力狀態及其上空對流活動對于南海季風的爆發早晚及長江、淮河流域洪澇災害有重要影響。研究結果表明:當南海夏季風爆發早,則長江流域夏季降水偏少,發生洪澇災害和持續性暴雨較少;相反,當南海夏季風爆發晚,則長江流域和江淮地區夏季風降水偏多,洪澇災害和持續性暴雨較多。

黃榮輝等[30]以及Huang et al.[36]進一步從環流系統分析研究了東亞夏季風在南海的爆發早晚的機理以及向北推進過程,結果表明:當春季熱帶西太平洋處于暖狀態,菲律賓周圍對流活動強,在這種情況下,西太平洋副熱帶高壓偏東,南海上空對流層下層存在著氣旋性距平環流,在4月下旬或5月上旬在熱帶印度洋和蘇門答臘以西海域上空就出現氣旋對,這使得此海域盛行西風加強,于是在中印半島的南部對流活動在5月中旬就加強,從而使得南海夏季風爆發早;并且,在這種暖狀態下的夏季,西太平洋副熱帶高壓北進時,在6月中旬和7月初存在著明顯的二次北跳,從而使得東亞夏季風雨帶在6月中旬明顯由華南北跳到長江、淮河流域,并于7月初由江淮流域北跳到黃河流域、華北和東北地區。因此,如圖14（a）所示,東亞夏季風雨帶在長江流域停滯時間很短,從而引起長江流域夏季風降水偏少,發生洪澇災害和持續性暴雨的可能性較小,并往往發生干旱;而在這種情況下,華南發生洪澇和持續性暴雨的可能性較大,并且黃河流域、華北和東北地區夏季降水正?；蚱?。相反,當春季熱帶西太平洋處于冷狀態,菲律賓周圍對流活動弱,在這種情況下,西太平洋副熱帶高壓偏南、偏西,致使南海上空和中印半島對流層下層存在著反氣旋性距平環流,在這種大尺度環流背景下,在5月上、中旬熱帶印度洋和蘇門答臘以西海域上空沒有出現氣旋對,相反,出現反氣旋距平對,只是到了5月下旬或6月初,西太平洋副熱帶高壓東撤,在孟加拉灣和熱帶東印度洋上空才出現氣旋對,這才使得西南風加強,從而使得南海季風爆發晚;并且,在這種冷狀態下的夏季,西太平洋副熱帶高壓北進時,在6月中旬或7月初向北突跳不明顯,而是以漸近式向北移動,從而使得東亞夏季風雨帶在華南和長江流域維持較長時間,經常引起華南和長江中、下游流域的持續性暴雨,從而致使夏季風降水偏多（見圖14b）,并往往發生洪澇災害。1998年東亞夏季風偏弱,這有利于從孟加拉灣、熱帶西太平洋和中國南海輸送來暖濕氣流與來自北方的氣流長期匯集在長江流域,從而引起1998年長江流域夏季發生多次持續性暴雨和特大洪澇災害。

圖14 1959～2003年熱帶西太平洋處于暖、冷狀態中國夏季降水距平百分率合成分布圖

3.3 西太平洋副熱帶高壓異常對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響

東亞夏季風雨帶的北移是與西太平洋副熱帶高壓的北跳密切相關。研究表明:中國夏季在季風環流背景下,在青藏高原的影響下,在西太平洋副熱帶高壓的西側與北側,由東亞夏季風引發的暴雨具有突發性與持續性[16],從而引起洪澇災害,因此,如圖13所示,西太平洋副熱帶高壓也是東亞季風氣候系統重要成員之一。葉篤正等[37]等首先發現東亞夏季風環流和西太平洋副熱帶高壓在6月上、中旬存在著突變,并指出了正是這種行星尺度環流的突變才導致長江流域和江淮地區東亞夏季風的爆發。然而,Huang and Sun[38]的研究表明了西太平洋副熱帶高壓異常北跳、東亞夏季風環流的突變是與熱帶西太平洋熱狀態和菲律賓附近的對流活動密切相關。在熱帶西太平洋處于暖狀態,即在菲律賓附近對流活動強的夏季,西太平洋副熱帶高壓在6月上、中旬和7月上旬突然北跳明顯,這表明西太平洋副熱帶高壓在長江流域南部穩定的時間不長,它很快向北突跳,致使西太平洋副熱帶高壓位置偏北,500hPa高度場在中國華北、東北地區和朝鮮半島及日本一帶有正的距平分布（見圖15a）,這樣使得夏季風雨帶不能長時間穩定在長江流域,從而使得長江流域持續性暴雨發生不容易,洪澇災害也較少發生;相反,在熱帶西太平洋處于冷狀態,即在菲律賓附近對流活動弱的夏季,西太平洋副熱帶高壓突跳往往不明顯,致使它的位置偏南,500hPa高度場在中國華北、東北地區和朝鮮半島及日本一帶有負的距平分布（見圖15b）,并長期停留在長江流域的南部,這致使夏季風雨帶能夠長期停滯在長江流域和江淮地區,從而引起此地區多次發生持續性暴雨并引發嚴重洪澇災害的發生。

Nitta[32],Huang and Li[33]和黃榮輝和李維京[34]研究表明:西太平洋副熱帶高壓位置的南北振蕩與西太平洋暖池熱狀態及菲律賓周圍對流活動緊密相關;并且他們指出了北半球夏季環流異常存在著一遙相關型,即P-J振蕩或東亞/太平洋型遙相關型（也稱EAP型）。這個遙相關型表明了夏季由菲律賓周圍對流活動形成的熱源所激發的行星尺度的波列在北半球能夠從東南亞通過東亞向北美西部沿岸傳播,它嚴重地影響著西太平洋副熱帶高壓位置的南北和東西振蕩,從而影響長江流域洪澇災害的發生。如1998年春到夏熱帶太平洋熱容量偏低、菲律賓周圍對流活動弱,西太平洋副熱帶高壓位置長期偏南,這引起了來自孟加拉灣、南海和熱帶西太平洋水汽輸送到長江流域偏強,并與來自北方的水汽輸送長時間在此區域匯合,并引起此區域水汽輸送通量的輻合從而引發了此地區多次持續性暴雨的發生,并造成了特大洪澇災害。

圖15 熱帶西太平洋處于暖、冷狀態夏季500hPa高度距平分布圖

3.4 中緯度擾動對長江流域洪澇災害和持續性爆發的影響

中緯度西風帶的擾動對于長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生有著重要影響,長江流域持續性暴雨的發生必須有頻繁的北方弱冷空氣活動[16]。一般當夏季在蒙古和中國華北上空有低壓槽長期維持,這樣就有不斷弱冷空氣南下到長江流域,與來自孟加拉灣、南海和熱帶西太平洋的暖濕氣流匯合,造成水汽在長江流域的強烈輻合,從而維持梅雨鋒長時間在長江流域維持,并使得梅雨鋒上中尺度系統不斷發展,引發長江流域發生持續性暴雨和洪澇災害。

西風帶的擾動活動與高空急流的位置有重要聯系。上述中國東部夏季風降水這3次年代際變化之所以呈現出季風降水主雨帶從北向南移的特征,這是與如圖16所示的東亞上空200hPa西風帶急流位置不斷南移有關。如圖16所示,在20世紀70年代中后期到90年代初夏季200hPa的西風異常處于中國北方,這使得西風帶擾動頻繁在華北上空活動,這使得弱冷空氣不斷從北方南下到長江流域,造成了冷暖氣流在長江流域交匯,從而導致了長江流域多持續性暴雨;而從90年代初之后,200hPa的西風急流南移,這使得西風帶擾動頻繁活動的位置南移,從而造成華南地區持續性暴雨和洪澇災害發生的增多。

3.5 熱帶西太平洋的熱力異常對長江流域持續性暴雨和洪澇災害發生的影響

熱帶西太平洋是全球海洋溫度最高的海域,全球大約90%暖海水集中在這里,因此,此海域又稱為暖池（Warm pool）。在暖池上空,由于海表附近海-氣相互作用相當劇烈,并且此海域處于Walker環流的上升支,大尺度的空氣和水汽的輻合產生了對流活動的不斷加強和大量降水,此海域是全球大氣的主要潛熱源之一。因此,熱帶西太平洋的海溫和熱容量變化對全球和東亞氣候異常有很大的影響[34]。由于此海域是中國的臨近海,因此,熱帶西太平洋的熱力狀態對東亞季風系統和中國長江流域洪澇災害有很大影響,它是東亞季風氣候系統重要成員之一。

Huang and Sun[38]的研究結果表明:如圖17（a）所示,當熱帶西太平洋處于暖狀態,從菲律賓周圍經南海到中印半島的對流活動強,在這種情況,西太平洋副熱帶高壓迅速北跳,東亞夏季風雨帶在長江流域停滯的時間短,因而長江流域不易產生持續性暴雨,則長江中、下游地區和淮河流域的降水往往偏少,洪澇災害不易發生;相反,如圖17（b）所示,當熱帶西太平洋處于偏冷狀態時,菲律賓周圍的對流活動較弱,在這種情況,西太平洋副熱帶高壓長時間停滯在長江流域南部,因而長江中、下游地區經常發生持續性暴雨,降水往往偏多,并造成洪澇災害。

熱帶西太平洋熱力狀態通過影響東亞夏季風環流的水汽輸送來影響東亞地區夏季降水。如圖17（a）所示,當熱帶西太平洋處于暖狀態,夏季在菲律賓以東的熱帶西太平洋上空有反氣旋式的水汽輸送通量距平分布,在日本以東地區上空有氣旋式水汽輸送距平分布,在勘察加半島上空有反氣旋式水汽輸送距平分布,這種水汽輸送距平分布型正是EAP遙相關波列分布,在這種情形長江流域處于水汽輸送通量距平的輻散區,故長江流域不易發生持續性暴雨,因而洪澇災害也不易在此區域發生;相反,如圖17（b）所示,當熱帶西太平洋處于冷狀態,夏季在中印半島和南海南部以及菲律賓以東的熱帶西太平洋上空有氣旋式水汽輸送通量距平分布,在日本南部有反氣旋式水汽輸送距平分布,在日本北海道以東上空有氣旋式水汽輸送距平分布,這種水汽輸送距平分布型正是與上述分布型相反的EAP型遙相關波列分布。在這種情形長江流域處于水汽輸送通量距平的輻合區,故長江流域容易發生持續性暴雨,因而洪澇災害容易在此區域發生。

圖 16 100°E～140°E 平均的 850hPa風場（矢量）與200hPa風速

圖17 熱帶西太平洋處于暖、冷狀態,東亞和西北太平洋上空水汽輸送通量距平矢量的分布

Huang et al.[31]還研究了熱帶西太平洋熱力對南海夏季風爆發日期的影響,并且指出了南海夏季風爆發日期的早晚與菲律賓周圍春季的對流活動有很好的負相關,它們之間的相關系數可達-0.76。這表明:當春季菲律賓周圍對流活動強,則南海夏季風爆發早;相反,當春季菲律賓周圍對流活動弱,則南海夏季風爆發晚。并且,還指出南海季風暴雨早晚對于長江流域旱澇災害有很大影響,當南海季風爆發早,則長江流域發生洪澇災害少;相反,當南海季風爆發晚,則長江流域經常發生持續性暴雨和嚴重的洪澇災害。

1998年夏季整個熱帶西太平洋暖池海域的次表層海溫處于偏低狀態,菲律賓周圍的對流活動很弱,西太平洋副熱帶高壓偏南,從而造成夏季風雨帶較長時間穩定在長江流域,使得長江流域發生了多次持續性暴雨,造成了此流域嚴重洪澇災害。

3.6 厄爾尼諾和南方濤動（簡稱ENSO）循環對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響

熱帶太平洋的ENSO循環是引起北半球大氣環流異常的重要原因,也是引起東亞夏季風異常和長江流域洪澇災害發生的重要原因。

Huang and Wu[39],陳文[40]以及黃榮輝和陳文[41]從觀測資料分析指出,ENSO循環的不同階段對中國夏季風異常和旱澇分布有著不同影響。如圖18（a）所示,在El Ni?o事件處于衰減階段或拉尼娜（La Ni?a）事件的發展階段時,也就是赤道中、東太平洋海溫處于下降階段,在該年夏季中國發生洪澇災害的區域與在El Ni?o事件處于發展階段的洪澇分布有明顯的不同,在此階段的夏季,長江流域,特別在湘江、資水、沅江和澧水流域、往往發生洪澇災害和多次持續性暴雨。20世紀長江流域三次特大洪澇均發生在赤道太平洋El Ni?o事件的衰減期或拉尼娜（La Ni?a）事件的發展期。如1997年5月發生的El Ni?o事件從1998年春季就開始衰減,這樣造成1998年夏季長江流域,特別是洞庭湖、鄱陽湖以及湘江、資水、沅江、澧水流域發生了多次持續性暴雨,降水比常年降水增加了近100%,發生了特大洪澇災害。

最近,Ashok et al.[42]的研究表明了熱帶太平洋ENSO事件有兩類:熱帶東太平洋增溫型（一般稱經典El Ni?o事件）和熱帶中太平洋增溫型（一般又稱El Ni?o motoki）。熱帶中太平洋增溫型所引起的降水異常分布與熱帶東太平洋增溫型所引起的降水異常分布型不同。在El Ni?o motoki發展期,中國淮河流域夏季降水偏少;而在它的衰減期,如圖18（b）所示,淮河流域夏季降水偏多,并在此流域往往發生持續性暴雨和洪澇災害[43-44]。2003和2007年的夏季正是El Ni?o Motoki的衰減期,故在淮河流域發生了持續性暴雨造成了此流域的嚴重洪澇災害。

圖18 熱帶太平洋兩類El Ni?o事件衰減期的夏季6～8月的中國降水距平合成分布圖

無論是經典的El Ni?o事件或是El Ni?o motoki事件對長江流域或淮河流域夏季持續性降水和洪澇災害發生的影響都是在El Ni?o事件發生的第2年,那么為什么El Ni?o事件對長江流域或淮河流域的氣候異常會產生延遲影響?Zhang et al.[45],張人禾和黃榮輝[46]的研究表明了在El Ni?o的衰減期,長江流域降水偏多是由于在這時期熱帶西北太平洋出現反氣旋異常環流所致。研究表明:在El Ni?o事件的成熟期以后,在熱帶西北太平洋上空有反氣旋距平環流,這個反氣旋距平環流可以從冬季一直維持到第二年春季。Wang et al.[46]研究了伴隨El Ni?o事件發生的冬季到次年春季西北太平洋反氣旋異常形成機理,他們指出,伴隨著暖的El Ni?o事件發生時,Walker環流減弱以及熱帶西太平洋負的海溫異常使得熱帶西太平洋的對流潛熱釋放減弱,從而激發冷的Rossby波,這使得在熱帶西北太平洋上空對流層低層形成反氣旋異常環流;并且,Wang et al.[47]進一步指出,在冬季和初春西北太平洋上空低層風場的氣候態為東北風,反氣旋異常東邊的異常北風加大了海洋表面的蒸發,從而加強海表變冷,形成大氣與海洋相互作用的正反饋過程,使得反氣旋異常能一直維持到次年春季。近年來的研究表明了熱帶印度洋海溫偏高可以使這個反氣旋環流異常維持到夏季[48]。這樣,在反氣旋距平環流的西邊是偏南氣流的異常,它加強了從孟加拉灣和南海上空水汽往北輸送,從而使得長江流域的梅雨得以維持較長時間,并導致長江流域夏季經常發生持續性暴雨和洪澇災害的發生。Chang et al.[49]指出:夏季西北太平洋反氣旋環流一方面使得長江、淮河流域梅雨鋒長時間維持,另一方面改變南北氣壓梯度,使得梅雨鋒鋒面系統更強。

3.7 青藏高原上空的熱源異常對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響

葉篤正和高由禧[50]指出:青藏高原陸面熱狀況對東亞夏季風和夏季氣候異常有著重要影響,特別是青藏高原的雪蓋面積大,深度深,不僅本身是氣候災害之一,而且它對長江流域的洪澇氣候災害的發生也有重要作用。觀測資料分析的結果表明了青藏高原冬、春雪蓋與長江流域的汛期降水有明顯的正相關,若青藏高原冬、春雪蓋面積大,夏季洞庭湖、鄱陽湖流域和江南地區的梅雨強,容易引發持續性暴雨,并往往發生洪澇災害[28,51]。1997年冬和1998年春青藏高原降了歷史上罕見的大雪,這對1998年夏季洞庭湖和鄱陽湖多次持續性暴雨和洪澇災害的發生有一定影響。

3.8 熱帶印度洋熱力狀態對長江流域洪澇災害和持續性暴雨發生的影響

印度洋海表面溫度異常對東亞夏季風和氣候變異也有重要影響[52-53]。他們指出:印度洋存在著滯后于熱帶中、東太平洋3～4個月的增溫現象,這種滯后于赤道中、東太平洋增溫對于長江流域和江淮地區的洪澇災害發生有一定的影響。

最近的研究表明:印度洋海溫對夏季西太平洋上空對流層低層的反氣旋距平環流的形成和維持起到重要作用。黃剛和胡開明[48]研究表明了夏季西北太平洋反氣旋異常與熱帶北印度洋海溫有顯著的正相關,其相關系數通過了95%的信度檢驗,這表明了夏季北印度洋海溫異常增暖將引起西北太平洋反氣旋異常環流的加強。如圖19所示,這個反氣旋異常環流通過EAP遙相關將嚴重影響日本本州和北海道夏季降水,對于長江中、下游和江淮地區夏季洪澇災害和持續性暴雨的發生也有一定影響。

4 結論和討論

綜述了中國長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生特征及成因。表明:由于受東亞季風氣候系統變異的影響,長江流域洪澇災害和持續性暴雨不僅分布范圍廣,而且發生頻率高,造成了嚴重的經濟損失和重大人員傷亡。許多分析結果表明了長江流域洪澇災害具有明顯的年際和年代際變化,從1977年之后,長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生頻率明顯增多;并且,分析表明了無論是長江中、下游地區或是長江上游的川東地區持續性暴雨的發生都是在“鞍”型大尺度環流系統的配置下,這種環流系統的配置不僅利于水汽輸送到長江中、下游地區或是上游的川東地區,而且利于在“鞍”型中心地區產生垂直對流不穩定。此外,許多研究還表明了東亞季風氣候系統的年際變異對長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生有重要影響,不僅東亞夏季風、西太平洋副熱帶高壓和中緯度西風帶擾動對長江流域的洪澇災害和持續性暴雨的發生具有重要影響,而且熱帶西太平洋熱力狀態、熱帶太平洋的ENSO循環和熱帶北印度洋的熱力變異以及青藏高原的積雪對長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生有著重要影響。

圖 19 熱帶印度洋夏季（20°S～ 20°N,40°E～ 100°E）區域平均的標準化海表溫度距平（即T10指數）與東亞和西北太平洋區域降水的同期相關系數以及與850hPa風場的回歸（只給出超過90%檢驗的矢量）分布（實、虛線表示正、負相關,陰影區表示超過90%信度檢驗的區域,降水資料取自CMAP資料[54]）

雖然,在長江流域洪澇災害和持續性暴雨的發生特征和成因的研究取得一定進展,但是,在中國洪澇災害和持續性暴雨發生的成因與預測研究中還有許多亟需研究的科學問題,特別是東亞季風氣候系統的變異對長江流域持續性暴雨和洪澇災害的影響機理,是亟需進一步研究的課題;并且有關長江流域持續性暴雨和夏季洪澇災害的預測也仍然是今后重要的研究課題。因此,為保證中國經濟和社會的可持續發展,在致力于經濟建設和社會發展的同時,我們應進一步加強洪澇災害和持續性暴雨的發生規律和成因的研究,研制和發展新一代洪澇災害發生的數數值預測系統,提高洪澇氣候災害的預測水平,從而最大限度減少持續性暴雨和洪澇災害造成的經濟損失和人員傷亡。

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