華南集中強降水的年代際變化及環流特征

鄧 安，曾 妮，劉思洋，蒙 軍，胡秋紅，王冉熙

(貴州省安順市氣象局，貴州 安順 561000)

0 引言

我國地處東亞季風區，夏季風降水對于我國東部地區有著深遠的影響。強降水天氣容易造成山體滑坡、城市內澇、農作物受災等[1]。2008年，在中國華南地區出現的大范圍持續性強降水事件，該次暴雨災害共造成南方各省區168人死亡、37人失蹤，農作物受災面積1201.95×105km2，倒塌房屋4.65萬間，損壞房屋更是多達14.97萬間。然而，旱澇災害的頻率和強度存在明顯的年際和年代際變化，旱澇災害和氣候及氣候變化有著緊密的聯系。在全球變暖背景下，氣候變化形勢愈發復雜多樣，極端天氣氣候事件頻發，在這種情形下，年代際氣候變化研究尤為重要。眾多氣象研究者對我國夏季降水做了大量研究工作。研究表明，自20世紀中期以來，我國東部夏季降水經歷了3次明顯的年代際變化，分別是70年代中后期，90年代初期以及90年代末期[2]。周連童[3]對我國夏季氣候的年代際變化特征進行詳細的分析，并指出我國夏季降水具有明顯的年代際變化，華北地區在1976年前后夏季降水發生了1次較為明顯的躍變，1977年之后，由于華北地區和黃河流域的降水減少，導致嚴重干旱，而長江流域夏季降水明顯增加。DING等[4]研究也表明中國東部夏季降水分別于1979年和1992年前后發生了2次顯著的年代際變化，這2次年代際變化特征是東亞夏季風降水雨帶明顯南移。在20世紀90年代末東亞地區夏季氣候可能又發生了1次明顯的年代際變化。黃榮輝等[5]研究發現，中國東部夏季降水在20世紀90年代末發生了年代際轉變，在1999—2010年期間中國東部夏季降水異常從經向三極子型分布變成經向偶極子型分布，即中國東北和華北地區及西北地區東部夏季降水顯著減少，而淮河流域以南夏季降水偏多，形成了“南澇北旱”的分布特征。

本文利用NCEP再分析資料、站點觀測資料，對我國華南地區6—8月降水變化特征進行了分析，深入分析華南地區夏季降水年代際變化特征及形成機制，以期為改進降水氣候預測技術提供科學參考，對華南降水旱澇預測等具有重要的理論價值和現實意義。

1 資料選取

本文所使用的數據資料包括：中國氣象局提供的1951—2016年6—8月中國839個測站的逐日降水資料。其中，有65個位于所選取的華南(110～120°E)范圍之中。文中分析所采用的資料主要為NCEP再分析數據，水平分辨率為2.5°×2.5°。強降水事件定義為降水量超過50 mm·d-1的降水過程。集中強降水事件定義為在華南地區至少有一半以上測站發生了強降水事件。下文討論顯示，在1991/1992年華南夏季降水存在1個顯著的年代際變化，因此，本論文選取1980—1991年和1992—2010年為年代際變化前后的2個時段。

2 華南夏季強降水事件

2.1 華南地區夏季降水的年代際變化特征

圖1顯示了全國839個觀測站點的位置分布，其中黑色矩形框代表所選的華南地區邊界，包含65個觀測站。該地區沒有陡峭的地形且站點均勻分布，保證了數據的均勻性和質量。表1統計了1980—1991年以及1992—2010年華南強降水事件的頻率和強度。為了區分在不同條件下集中強降水的特征，根據不同降水等級(包括10，25，50 mm·d-1)和站點數(包括超過華南地區30，40，50，60，70%的站點)將其分為2類。可以發現，在1992年之后集中強降水事件有明顯的增加和強化。例如，對于50%以上站點發生強于25 mm·d-1的集中強降水事件來說，在1980—2010年期間共發生了39次，其中1980—1991年期間發生了10次，1992—2010年期間發生了29次。從其平均強度來看，集中強降水的強度從1980—1991年的65.4 mm增加到了1992—2010年間的67.1 mm，增強了2.6%。這里選取50%以上站點日降水大于暴雨等級的事件，進一步分析集中強降水事件變化特征的情況。

表1 強降水事件的頻率、強度、頻率比以及強度比

圖1 華南地區站點位置分布

圖2為110～120°E平均降水矩平的時間—緯度變化曲線。由圖可見，1980—2010年期間，降水呈南多北少分布，華北地區在1980—1991年間降水較少，在1992—2000年期間降水突然增多，2000年之后降水再次減少。華南地區也出現了1次比較明顯的突變，1980—1991年期間華南地區的降水量低于平均水平，最低比平均降水量低約10 mm·d-1，而在1992—2010年，華南地區的降水量高于平均水平，最高比平均降水量高約15 mm·d-1。

圖2 110～120°E夏季降水距平(單位：mm·d-1)時間—緯度分布

由上可知，華南的夏季降水在最近幾十年經歷了顯著的年代際變化。由圖3a可知，1980—1991年期間降水較少，在1991/1992年之后降水量明顯增加。圖3b為1980—2010年華南地區降水的時間序列標準化矩平的Mann-Kendall檢驗曲線，UF曲線表明1991/1992年后華南地區的降水量有增大的趨勢，試驗結果表明，自1991/1992年以來，華南地區的降水量顯著增加。可以得出，華南地區強降水事件在1991/1992年發生了突變。

圖3 華南夏季降水距平(單位：mm·d-1)(a)、Mann-Kendall檢驗(b)

2.2 降水年代際轉折前后東亞大氣環流特征差異

2.2.1 200 hPa緯向風場 圖4a為200 hPa上緯向風風場圖。在1980—2010年的氣候態上，可以看出其空間分布，在45°N以北是西風急流，27°N以南是東風急流，分別對應了南亞高壓北部和東部的急流區，南亞高壓中心的位置約在我國西北部，而南亞高壓的東北部是氣流的強輻散區，有利于垂直方向的上升運動。圖5b為1992—2010年與1980—1991年間200 hPa緯向風差值場，可以看到，27°N以南為正異常，以北為負異常，表明急流軸以南為西風距平，以北為東風距平，說明東亞高空急流減弱，且位置異常偏北。在華南地區，其緯向風有減弱的特點，是有利于降水增強的變化特征。

圖4 1980—2010年平均的夏季200 hPa緯向風(a)、1992—2010年與1980—1991年的夏季200 hPa緯向風差值(b)

2.2.2 850 hPa風場及散度場 動力條件是引起降水異常的重要因素之一，產生降水通常伴隨著較強的上升氣流。散度表示水平風場的輻散、輻合強度，當其為正值時表示輻散，負值時表示輻合。如果低層輻合，高層輻散，則會產生上升氣流。圖5a為850 hPa高度上在1980—2010年期間華南地區夏季的風場以及散度場。由圖可見，我國華南夏季盛行南風，且在華南東部和長江中下游地區為負散度區，對應該地區850 hPa低空輻合。

圖5b顯示了1992—2010年間與1980—1991年間在850 hPa高度上散度的差異。從圖上可以看出，華南地區受散度負異常主導，說明1992—2010年與1980—1991年相比，華南地區850 hPa低空的風場輻合是增強的。

圖5 1980—2010年夏季平均的850 hPa散度場和風場(a)、1992—2010年與1980—1991年的850 hPa散度差值和風場差值(b)

2.2.3 200 hPa風場及散度場 在高層上，圖6a為200 hPa高度上的風場和散度場。由圖可知，華南地區受反氣旋影響，其散度為正值，對應200 hPa高空輻散。圖6b為年代際轉變后與轉變前間的200 hPa風場和散度場異常，可以發現，1992—2010年與1980—1991年2個期間華南地區200 hPa上的散度場是正異常，說明1992—2010年與1980—1991年相比，200 hPa高空的輻散是加強的。

圖6 1980—2010年夏季平均的200 hPa散度場和風場(a)、1992—2010年與1980—1991年的200 hPa散度差值和風場差值(b)

2.2.4 500 hPa垂直速度 結合上述850 hPa散度與200 hPa散度圖，可以得出低空輻合，高空輻散的結論，那么對應的低空到高空之間應該有較強的上升運動。圖7a為500 hPa高度上垂直速度場，可以看出在氣候態上，華南地區垂直速度為負值，對應上升氣流。圖7b顯示了1992—2010年與1980—1991年2個時期之間500 hPa高度上垂直速度場的差值，從圖中可以看出，當降水增強時，垂直速度場表現負異常主導華南地區，因此，1992年之后的上升運動與之前相比是加強的。綜上所述，華南地區的上升運動滿足了降水增加的條件。

圖7 1980—2010年夏季平均的500 hPa 垂直速度場(a)、1992—2010年與1980—1991年夏季平均的500 hPa垂直速度差值(b)

2.2.5 水汽條件差異 一般情況下，水汽向上輸送，能夠讓濕層增厚，并產生凝結，然后形成云產生降水。而在具備了環流條件、動力條件的情況下，水汽條件是降水形成的至關重要的一環，以往研究指出水汽輸送異常及輻合(散)與降水密切相關。華南持續性強降水的水汽來源主要有3個，分別是南海上空的西南風輸送、西太平洋的東風轉向輸送、索馬里越赤道氣流的西風轉向輸送[6-7]。

圖8a為1980—2010年平均的夏季850 hPa水汽通量及水汽通量散度圖，陰影為水汽通量散度。由圖可見，華南及沿海地區為一反氣旋式水汽環流控制，使得華南處于水汽輻散區。西北太平洋和中國南方的溫暖潮濕氣流對華南的降水產生強烈的氣候干擾。由于西南氣流的向西運動和西北太平洋副高的向西運動，西南氣流沿西北太平洋副高的西部后緣增強，以華南為中心的循環異常。上述分析表明，中緯度和低緯度地區的環流異常與華南降水異常的發生固有關聯。

如上所述，1992年以來，華南集中強降水事件顯著增加。為了探索2個周期的集中強降水事件之間的差異，需要進行更多研究。1992—2010年的印度季風與1980—1991年相比，印度季風的平均位置向西移動。此外，雖然西北太平洋副高西移有助于增加降水，但與1991/1992年的年代際變化沒有關系。在1991/1992年之后，華南的緯向風進一步減弱，同時集中強降水量明顯增加。

圖8b為1992—2010年與1980—1991年間夏季平均的850 hPa水汽通量散度之間的差值。由圖可見，1992—2010年華南及沿海為弱的氣旋式水汽環流控制，水汽在華南局地輻合，有利于華南區域降水偏多。圖上可見前后時段華南區域水汽輸送差異明顯。氣旋輻合異常主導華南，為極端降水事件提供足夠的水分。此外，水汽輸送從印度洋減少，但在1991/1992年后從西北太平洋增加。與1980—2010年期間的降水相比，較強降水的水汽輸送異常，可以觀察到差異：水汽輸送顯著增加，并且相關的輻合增強。此外，來自西北太平洋的增加的水汽起到比來自印度洋的增加的水汽更重要的作用。

圖8 1980—2010年夏季平均的850 hPa水汽通量及其散度(a)、1992—2010年與1980—1991年夏季平均的850 hPa水汽通量差值及其散度差值(b)

3 華南夏季集中強降水事件個例分析

為深入了解華南集中強降水的環流特點，選取2006年7月15日在華南發生的1次集中強降水過程來探討其相關的環流特征(圖9)，該次過程中有50%以上的測站日降雨量>50 mm·d-1。

圖9 2006年7月15日華南集中強降水過程與1980—2010氣候態的850 hPa水汽通量散度差值

由圖可見，在該次集中強降水事件中，水汽通量散度異常為負值，說明此次事件發生時，低層的輻合與整個氣候態相比有明顯的增強。此外，和1992—2010年與1980—1991年的水汽散度異常相對比，可以看出，此次集中強降水事件水汽輻合更強。由此可見，當集中強降水事件發生時，水汽的輻合有很明顯的增強。

總之，當年代際降水偏多和集中強降水發生時，相關的環流形勢表現為高空輻散增強、低空輻合增強、中層垂直運動加強，水汽輸送在華南地區表現出氣旋式異常，并對應有水汽輻合增強。另一方面，與年代際降水偏多的情況相比，發生集中強降水時，通過南部邊界進入華南的水汽輸送更多。相關的水汽輻合也在該區域增強。

4 結論

本文利用65個站點的華南地區降水日觀測數據以及NCEP和ERA-interim再分析資料，對華南降水的年代際變化及其集中強降水的環流特點進行了分析，主要結論如下。

①華南地區夏季降水在1991/1992年發生了顯著的年代際增加。

②年代際尺度上，華南降水增加時，其大氣環流場發生顯著變化：東亞上空的西風急流減弱偏北，西北太平洋副熱帶高壓位置偏西，華南上空低層輻合、高層輻散、垂直運動以及水汽輸送的輻合均增強，這些條件有利于華南地區降水的年代際增加。

③集中強降水的綜合水汽輸送得到加強，每條路徑的貢獻與一般極端降水相比有顯著變化。南海和西北太平洋是主要的增強水汽的來源，而熱帶印度洋發揮了相對較弱的作用。根據2個時期的差異，來自西北太平洋和南海的水汽得到加強，而1992—2010年與1980—1991年相比，來自熱帶印度洋的水汽減少。

④對華南集中強降水的個例分析進一步表明，低層輻合和上層輻散均較年代際偏多降水的情況更強，且華南有上升運動的異常，導致了集中強降水事件的發生。