2011年春夏長江中下游旱澇急轉特征及原因分析*

王 鳳，孫即霖，吳德星

（中國海洋大學1.海洋環境學院；2.物理海洋實驗室，山東 青島266100；3.廣州中心氣象臺，廣東 廣州510080）

2011年長江中下游地區旱澇急轉被列為2011年中國十大天氣氣候事件之一。旱澇急轉包含兩層含義［1］：一是由干旱轉向洪澇的一種自然現象，屬于客觀的范疇，通常表現為從一段持續干旱的天氣突然轉為易澇的暴雨天氣；二是指由抗旱轉向排澇的一種人類行為方式的變化，屬于主觀的范疇，表現為某一區域正在抗旱，在一場突如其來的大暴雨或持續強降雨之后，工作重心必須立即從抗旱轉移到排澇上。旱澇異常是國內外大氣科學研究的熱點問題［2－8］，按照時間尺度一般可以分為季節平均和季節內降水異常變化兩種類型［9］，以 往 的 研 究 多 關 注 季 節 平 均 降 水 異 常［10－11］。1990年代以來，鑒于季節內降水異常所造成災害的嚴重性，對該異常現象的研究也越來越受到關注。旱澇急轉是季節內降水異常的典型代表，在夏季中國華南、長江中下游及西南等地區時有發生。有學者［12－13］從降水特征方面對旱澇急轉現象進行了分析，指出旱澇急轉是由強降水或雨量較大的連陰雨使某一地區迅速由旱轉澇的天氣過程。

2011年1～5月，長江中下游地區降水連續偏少，出現了近60年來最嚴重的干旱。5月下旬江南等地出現較大范圍降雨，使長江中下游地區的旱情有所緩和，然而隨后長江中下游地區以晴熱少雨天氣為主，導致部分地區旱情持續或進一步加劇。6月3～20日，出現5次強降雨過程，長江中下游地區六省一市（湖南、湖北、江西、安徽、江蘇、浙江、上海）區域平均降水量247.9mm，較常年同期（153.2mm）偏多62%，為近56年歷史同期最多，“旱澇急轉”特征凸顯。這樣急劇的旱澇急轉很大可能是由區域大氣環流的異常變化引起的。近年來的研究表明，區域大氣環流的異常不僅是由該區域的大氣的動力、熱力異常造成的，也可能是別的區域環流異常造成的［14－15］，并且海洋環流的異常也會對大氣環流產生影響［16］。本文研究的目的是分析2011年旱澇急轉發生的原因，并試圖發現與其密切相關的前期信號，以便對該領域的研究和預報工作提供有價值的參考。

本文所用資料為美國國家環境預報中心（NCEP）和國家大氣科學研究中心（NCAR）共同完成的再分析資料（1981—2011年），其每日資料水平分辨率為2.5（°）×2.5（°），垂直方向為l7個等壓面層，資料要素包括風、位勢高度、溫度、濕度等。高度和溫度場使用的是美國國家環境預報中心（NCEP）提供的FNL（Final Analyses data of Global Forecast System）再分析格點數據，每6h更新一次，空間分辨率為1（°）×1（°）。海表面溫度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），空間水平分辨率為0.25（°）×0.25（°）。

1 2011年春夏長江中下游降水概況

圖1是長江中下游地區（110°E～122.5°E，25°N～30°N）從1月開始到6月30日的氣候平均日降水量和2011年的相應時期的日平均降水量。從圖1中可看出，長江中下游地區，主要是長江以南地區在2011年1～5月整體呈現干旱，降水長期少于氣候平均降水量。而在5月1～16日期間出現了幾次較強的降水過程，5月下旬降水與往年相比減少很多，之前的降水對于緩解旱情沒有很大幫助，直到6月2日再次出現強降水過程，這一段時間的降水給長江中下游的部分地區造成的洪澇災害。5月上旬的降水過程由于出現在長期干旱的情況下，并沒有給降水地區造成洪澇災害。此次過程發生在南海夏季風爆發之前，與6月上旬的那次降水過程的季節大氣環流特征屬于不同的類型［17］。本文分析的重點放在發生明顯旱澇急轉并且造成災情的第二次降水過程上，試圖找出旱澇急轉現象發生的原因，并嘗試發現影響其產生的前期信號。

圖1 2011年長江中下游地區（110°E～122.5°E，25°N～30°N）日平均（實線）降水量及氣候日平均（虛線）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）

根據降水異常程度，選取4個時間段來分析這次旱澇急轉過程：階段一（P1）是4月16～30日，在這期間，長江中下游地區的降水量遠小于氣候平均值代表春季干旱的情況；階段二（P2）是5月1～15日，在這段時間內長江中下游部分地區出現來幾次較強的連續降水過程；階段三（P3）是5月16日～6月2日，長江中下游地區的平均降水量較小，與氣候平均態相差甚遠，由于P2階段的降水不足以緩解該地區長時間的旱情，多數長江中下游地區仍處于干旱缺水的狀態；階段四（P4）是6月2～20日，長江以南的中下游地區的持續降水造成了部分地區的洪澇災害。由于P2和P4的降水機制并不類似，所以沒有使用合成分析而是將2次旱澇轉換分別進行分析。

2 大氣環流背景場特征

2.1 大氣環流在旱澇時期的變化

200hPa高度場（圖略）上可以看到南亞高壓在P2時期強度和范圍相對較小，位于中南半島上空；到P3時期其中心位置向北移動，雖然主體還在中南半島上空，但范圍有所擴大；P4時期南亞高壓加強，分裂成2個中心，西部的中心位于阿拉伯海北部，東部的中心位于高原北部緬甸和中國云南地區上空。隨著南亞高壓5月逐漸加強北上，6月之后跳上高原，大氣環流型由冬季型轉為夏季型［18］，由于大氣環流型的改變，高空急流軸的位置也向北移動。

P3時期高緯環流形勢（圖略）大體為兩槽一脊形勢，極渦中心靠近北極，其主體在歐洲上空與P4時期相比偏西，偏西的低槽位于烏拉爾山地區，這樣的高空配置有利于冷空氣南下，但由于位置偏西，難以影響長江中下游地區。貝加爾湖以東存在切斷低壓中心，東部槽為橫槽，不利于冷空氣南下影響中國南部地區，同時西北太平洋上未出現副熱帶高壓（5 880gpm線）閉合中心，東南方向水汽輸送較弱，孟加拉灣北部有一較為平緩的低槽，不利于西南暖濕氣流的輸送。冷暖空氣交匯條件和水汽條件的不足不利于長江流域及中國南方降水發生。P4時期同樣也是兩槽一脊形勢，與P3時期相比，西部的槽有所偏西，東部的槽由橫轉豎，極渦向東移到貝加爾湖北部的西伯利亞地區，東亞大槽位于130°E附近為東北－西南走向，環流形勢為穩定的經向型環流，這樣的環流形勢有利于冷空氣南下。同時西北太平洋副熱帶高壓有所加強，副熱帶高壓脊西伸到120°E以西地區，有利于太平洋上的暖濕氣流輸送。東亞大槽的收縮及穩定維持，匹配中低緯度西太平洋副熱帶高壓的突然西伸并維持，為此次旱澇急轉事件提供冷空氣和充足的水汽，使得冷暖空氣在長江中下游地區持續交匯，為該區域的集中、持續強降水提供有利的動力和水汽條件。

P2時期的降水屬于冬季風環流情況下的降水過程。從圖2（a）中看出，在降水時期，長江中下游地區的水汽通量較大并且對應著上升運動，P2階段水汽來自孟加拉灣地區，主要是西南氣流的輸送。P3時期雖然長江以南的中下游地區有上升運動對應，但是此時沒有偏南的水汽輸送，不利于降水產生（圖略）。P4時期水汽來源則較多，如圖2（b）除了來自印度洋、孟加拉灣的西南向的水汽輸送，還有來自西北太平洋和中國南海的水汽。此時西南夏季風已經爆發，南亞高壓也跳上高原，環流轉為夏季風環流形勢［18］。從水汽量來看，6月上旬的降水量較大，持續時間也較長，旱澇急轉現象明顯。為重點分析P3－P4時期的旱澇急轉過程，用P3階段表征干旱時期，P4階段表征洪澇時期。

圖2 P3（2011年5月16日～6月2日）時期（a）和P4（2011年6月2日～6月20日）時期（b）的水汽通量（箭頭，單位：g／（s· m））及上升運動（陰影，單位：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階段與P3相比，500hPa高度場（見圖3）上最明顯的不同是在降水期間，西北太平洋副熱帶高壓有顯著加強西伸，長江中下游地區位于條狀副熱帶高壓的西北側，副熱帶高壓脊的位置由菲律賓以東的10°N～20°N北移到20°N左右臺灣島以東的海上，這種環流形勢將太平洋和南海的暖濕空氣輸送的降水地區，配合北方南下的冷空氣利于持續性降水的產生。同時孟加拉灣地區上空的低槽得以加深發展，將孟加拉灣地區的水汽向長江中下游輸送。副熱帶高壓的變化趨勢在500hPa高度異常場上更為明顯。從圖3的對比中可以看出，P3時期中國大部分地區氣壓異常偏高，南海和西北太平洋地區處于氣壓負異常狀態，導致陸地上偏北風加強，不利于降水的產生。到P4階段，太平洋副熱帶高壓突然加強西伸，孟加拉灣地區則為低壓異常，這使得長江中下游地區的風向偏南，大量水汽被輸送到長江以南地區，為降水提供了有利的水汽條件。

圖3 P3階段500hPa位勢高度異常場（等值線），P4階段500hPa位勢高度異常場（陰影區，單位：gpm），加粗綠虛線和紅實線分別為P3和P4階段500hPa位勢高度場（單位：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 高空急流與上升運動的關系

高空200hPa急流位置對于降水會有很大影響［19－20］。從圖4（b）中可以看出，P3 階段急流中心風速最大的區域分裂成兩段，東段位于日本以東的太平洋地區上空，西段則位于中國北部地區內蒙一帶上空。急流中心下方對應溫度水平梯度較大的鋒區，急流中心附近上方對流層頂斷裂。根據熱成風原理，急流軸下方的鋒區中地轉風隨高度增加最快，急流中心的上方由于溫度水平梯度與下方相反，地轉風隨高度減小，因此急流區的斜壓性最強。圖4（a）是行星鋒區兩側的溫差，從5月下旬開始行星鋒區強度有所減弱，而日本以南海域親潮與黑潮之間的溫差加大（見圖4（c）），使得海洋上空對應的鋒區加強，急流也隨之發生變化［20］。圖4（b）顯示P4階段急流軸的位置發生變化恢復為一個中心，中心風速加強位置有所西移。此時長江中下游地區處于急流入口區的右側，高空對應強的反氣旋式切變，負渦度增加，高空強輻散將下層的氣流向上抽吸引起較強的上升運動［20］，為降水提供了另外一個有利的條件。

圖4 （a）2011年4～6月700hPa層上急流南北兩側的溫差（單位：K）Fig.4 （a）Air temperature differences between south and north of the jet stream on the level of 700hPa（unit：K）

圖4 （b）P3（陰影）和P4（等值線是等風速線）時期對應的急流（單位：m／s），Fig.4 （b）Jet stream of P3and P4period（unit：m／s）

圖4 （c）2011年4～6月親潮與黑潮之間的溫差（單位：°C）Fig.4 （c）SST anomaly differences of Oyashio and Kuroshio（unit：°C）

2.3 副熱帶高壓加強原因的分析

從風場異常場（見圖5（a））上能夠看到，在孟加拉灣地區上空有個異常氣旋存在，與OLR場的對流活動（圖略）相對應。根據Gill的加熱理論，當熱源呈關于赤道反對稱的情況下，異常潛熱加熱區即異常氣旋的東側會強迫出異常的反氣旋環流［21］。這個異常的氣旋對應的就是赤道北部的異常加熱，而其強迫出的異常反氣旋環流則與洪澇期間西伸的副熱帶高壓脊相對應。副熱帶高壓的加強西伸使得長江中下游地區位于副熱帶高壓脊的北部，氣流沿著副熱帶高壓邊緣從東南向變為西南向，將太平洋和南海的水汽輸送到長江中下游地區，為持續性降水提供了充足的水汽供應。降水期間北半球大氣是低指數環流型［22］，穩定的環流形勢配合水汽和上升運動造成了長江中下游地區異常多的降水。

3 南半球冷空氣活動的影響

南半球的冬季高壓加強通常伴隨著冷空氣的活動，而冷空氣的活動則會引起越赤道氣流的加強［23－24］。當90°E～180°E之間的南半球500hPa環流出現經向型時，往往在澳洲至印度洋東部地區有較強的冷空氣活動，強冷空氣可以影響到南半球低緯地帶［25］。由于經向環流型中穩定的長波槽位置不同，低層越赤道氣流的主要路徑所在經度也不相同，夏季氣候態低層的越赤道氣流的通道［26］主要在45°E、105°E、150°E 和70°E。如圖5（c）從5月30日～6月4日，75°E至90°E地區的越赤道氣流是逐漸加強的，與澳大利亞冷空氣的活動對應（見圖5（b））。F在5月底的一次更強的冷空氣活動也在這一地區對應越赤道氣流的加強。數值模擬試驗［23］表明，澳大利亞冷空氣的活動對越赤道氣流的影響有提前10～15d的指示意義。并且在氣候平均上，140°E附近地區越赤道氣流受澳大利亞冷空氣的影響程度較大。圖5（b）所示500hPa澳大利亞地區4～6月的冷空氣活動，在5月25日左右到6月7日左右有一次強冷空氣活動，這次冷空氣過程的2～3候時間之后越赤道氣流在赤道印度洋地區有顯著增加，使得氣流在印度洋孟加拉灣地區輻合，如圖5（d）從6月1日起孟加拉灣地區的氣流是逐日增加的，氣流在該地輻合上升，激發其上空的對流異常加強。同時加深了印緬槽，促使更多的水汽從孟加拉灣地區被輸送到長江中下游地區，為降水提供有利條件。

圖5 （a）P4時期850hPa風場異常場（單位：m／s）Fig.5 （a）Wind anomaly on the level of 850hPa during P4period（unit：m／s）

圖5 （b）105°E～120°E剖面上500hPa氣溫（單位：°C）Fig.5 （b）The temperature of 500hPa from 105°E to 120°E（unit：°C）

圖5 （c）850hPa沿赤道剖面的風場隨時間變化 （單位：m／s）Fig.5 （c）Wind of 850hPa on equator（unit：m／s）

圖5 （d）850hPa沿15°N剖面的風場隨時間變化 （單位：m／s）Fig.5 （d）Wind of 850hPa on 15°N （unit：m／s）

4 結論

（1）2011年春末夏初長江中下游地區的旱澇急轉現象與大氣環流異常變化有密切的關系，尤其西北太平洋副熱帶高壓的加強為降水提供充足的水汽輸送。

（2）洪澇時期長江中下游位于高空西風急流軸入口區右側，陸地經向溫度梯度的減小是形成長江下游附近成為高空西風急流入口區域的重要原因。高空負渦度的加強有利于上升運動的增強，急流軸的變化與海面親潮與黑潮間的溫度梯度增大有密切聯系。

（3）副熱帶高壓的增強與印度洋孟加拉灣上空的異常對流加強有關。南半球冷空氣活動導致向北越赤道氣流加強，激發孟加拉灣上空的對流異常增強。

（3）2011年初夏長江中下游地區的旱澇急轉是多種機制共同作用的結果。海洋對大氣環流的影響不可忽視，陸地季節性熱力效應的變化（經向溫度梯度減小）對暴雨區上升運動的影響也很重要。兩半球間大氣運動的相互影響對對流和西太平洋副熱帶高壓的影響不容忽視。從中期天氣預報的角度，可以提前得出一些有參考價值的預報信號。

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