大氣低頻振蕩對川西持續(xù)性強降水的影響

黃瑤 游家興 肖天貴 郭潔

(1.四川省氣象服務中心，四川 成都 610072； 2.中國三峽建工(集團)有限公司，四川 成都 610041； 3.成都信息工程大學，四川 成都610225)

引言

持續(xù)性強降水是導致洪澇發(fā)生最主要的原因。20世紀以來，隨著氣候變暖，持續(xù)性強降水事件發(fā)生頻繁[1-2]，特別是自20世紀90年代以來，中國區(qū)域持續(xù)強降水事件顯著增加[3-4]，持續(xù)強降水實際上是長時間在同一區(qū)域內穩(wěn)定維持大范圍強雨帶的過程，具有區(qū)域性，持續(xù)性和異常性三個特點，對不同的季節(jié)和不同的區(qū)域，其判別標準不盡相同[5-6]。 錢維宏等[4]根據1971—2000年全國日降水資料，將超過日降水第90百分位數閾值的情況定義為降水異常,結果表明中國東部地區(qū)異常標準降水量在20—30 mm，其中長江中下游地區(qū)和華南等地可達到40 mm，而中國北部為10—20 mm，西北地區(qū)只有10 mm，在此標準的基礎上發(fā)現極端降水事件增加的主要區(qū)域是在長江流域和華南沿海兩個地方，目前對于劃分暴雨的標準多基于百分位的方法。

影響持續(xù)性暴雨的因素多種多樣，丁一匯[7]提出暴雨的產生主要受三個大尺度環(huán)流因子的影響，分別是來自西太平洋和印度洋的夏季風，西太平洋副熱帶高壓和南亞高壓，還有東亞中高緯的大氣環(huán)流異常，如阻塞高壓和東亞大槽的影響，不同緯度系統(tǒng)相互作用為降水提供了大的環(huán)流背景場。廖清海和陶詩言[8]指出東亞夏季大氣環(huán)流的循環(huán)過程與副熱帶西風急流準靜止波上的異常擾動有關。有時候低緯度環(huán)流也能造成持續(xù)性強降水，如周靜亞和成秋影[9]提出索馬里低空急流可能是造成我國長江上游區(qū)域性持續(xù)暴雨的原因之一。何敏等[10]提出南半球越赤道氣流和西風環(huán)流異常相互作用可能是2003年淮河持續(xù)性暴雨形成的重要因素。

近年來，隨著對大氣低頻振蕩的深入研究，有相當多的學者發(fā)現大氣季節(jié)內振蕩是和我國季風活動和持續(xù)性強降水緊密相關的[11-15]，并且區(qū)域性持續(xù)性強降水的低頻振蕩系統(tǒng)包括了來自熱帶和中高緯地區(qū)的低頻系統(tǒng)[16-19]。亞洲季風區(qū)環(huán)流主要有30—50 d振蕩周期和10—20 d振蕩周期，它們共同影響著季風區(qū)降水過程。Lorence[20]指出這一過程主要是通過季風區(qū)季節(jié)內低頻振蕩的經向傳播實現的。1991年江淮特大暴雨是與低頻振蕩相關的典型的降水過程，陸爾和丁一匯[21]對其進行了最大熵譜分析，揭示了暴雨過程中低頻振蕩分別在頻域和地域上的分布特征，指出此次暴雨過程中低頻振蕩活動遍布東亞地區(qū)。毛江玉和吳國雄[22]對這次過程進行了小波分析，指出該降水期間主周期為15—35 d，高空存在偶極型渦旋對，而低空的低頻環(huán)流場正好與其耦合，促使南亞高壓東伸(西退)，形成了有利(不利)于江淮流域降水的環(huán)流背景場。梁萍和丁一匯[23]指出東亞梅雨大值區(qū)與低緯度暖空氣和高緯度冷空氣輸送緊密相關，對于降水的低頻振蕩，大多是大氣高低緯度低頻系統(tǒng)相互作用的結果。韓世茹等[24]研究了淮河流域持續(xù)性強降水，發(fā)現前冬北太平洋海溫和貝加爾湖以東至鄂霍次克海對流層中層位勢高度為正異常時，次年夏季15—30 d低頻降水在淮河流域顯著增加，在持續(xù)性異常暴雨期間，來自高緯度的干冷空氣和來自熱帶地區(qū)的暖濕氣流在淮河流域相遇輻合，有利于該地降水的產生。

前人研究指出持續(xù)性強降水與大氣低頻振蕩緊密相關，并且將其規(guī)律廣泛應用于延伸期預報，但現存的研究大多針對我國華北、江淮，江南等地。川西地區(qū)地形復雜多變，是泥石流，山體滑坡等地質災害的高發(fā)區(qū)，一旦發(fā)生持續(xù)性強降水將存在重大隱患，因此研究川西地區(qū)持續(xù)性強降水與各緯度帶低頻振蕩的關系十分必要，可為該地持續(xù)性強降水延伸期預報提供理論依據，提前做好防災減災工作。

1 資料與方法

1.1 資料來源

采用的資料包括1981年1月至2016年12月川西地區(qū)國家級地面氣象站日降水資料以及NCEP/NCAR再分析資料中的位勢高度場和風場?；谇捌谘芯縖25]，利用REOF分解將西南地區(qū)的降水空間分布進行了區(qū)劃(圖1)，每個分區(qū)中降水具有同步變化的特征。文中僅取圖中Ⅰ區(qū)即川西地區(qū)做研究，剔除遷移站和降水超過一個月缺測的站點，最后篩選出川西的22個站點。再分析資料中的位勢高度場和風場水平分辨率為2.5°×2.5°。

圖1 西南地區(qū)降水區(qū)劃圖Fig.1 Precipitation division map of Southwest China

1.2 研究方法

本文首先采用百分位數法[4]確定適用于川西地區(qū)的持續(xù)性強降水閾值，給出持續(xù)性強降水定義，并根據該定義篩選持續(xù)性強降水個例。然后采用小波分析法[24]確定該地降水的主要周期，根據小波功率譜的大值中心，通過Butterworth濾波方法[26]對降水典型年合成降水時間序列進行相應頻段的濾波分析得到降水低頻分量，以探究降水的低頻振蕩特征。隨后對大氣環(huán)流場進行了相應頻段濾波，再利用合成分析法[27-28]將與強降水相關的各層大氣要素場進行合成，以此來研究各高度層和各緯度帶大氣低頻振蕩產生源地，傳播特征及對川西地區(qū)持續(xù)性強降水產生的影響。

2 結果分析

2.1 川西持續(xù)性強降水的低頻振蕩特征

將川西地區(qū)36 a的區(qū)域日平均降水量進行排序，以第95百分位數的降水值作為川西地區(qū)強降水閾值，強降水連續(xù)超過3 d的降水過程稱為一次持續(xù)性強降水過程[29-30]，將區(qū)域降水量達到閾值的第一日作為持續(xù)性強降水開始的第0 d，最后一日視為過程結束，達到降水閾值的第一日到最后一日的天數為過程的持續(xù)天數[29]，為表達方便，文中降水開始后時間用正數表示，降水開始之前時間用負數表示。此種定義方法兼顧了川西地區(qū)降水的區(qū)域集中性和時間持續(xù)性，是區(qū)別于其他地區(qū)并適用于川西地區(qū)的持續(xù)性強降水的定義方法。根據上述定義，計算得到川西的極端降水閾值為8.5 mm，相較于中國大部分地區(qū)偏低(下文所提到的“降水”均是指達到閾值的持續(xù)性強降水)。按照定義篩選1981—2016年川西發(fā)生的持續(xù)性強降水個例，共47例，如表1所示，降水維持3 d的有34例，維持4 d的9例，5 d及其以上為4例，基于這種情況，方便下文合成分析，將第0—2 d定義為持續(xù)性降水期間。

表1 1981—2016年川西持續(xù)性強降水個例Table 1 Persistent extreme precipitation events in Western Sichuan from 1981-2016

對川西持續(xù)性降水個例分別進行Morlet小波分析，再對各小波頻譜合成以研究持續(xù)性降水的周期性，為減小邊界效應的影響，選取降水開始前40 d和開始后40 d的降水序列為研究對象。如果一次強降水過程開始前后40 d中有另一次強降水發(fā)生，此類數據不做單獨處理，因為合成分析中都以每一次過程開始的第1日為中心做平均計算，即使過程前后有強降水發(fā)生也會被平均化，所以對小波分析計算結果中的主周期影響不大，也不影響下文對強降水期間大氣低頻振蕩的分析。合成小波頻譜如圖2所示，通過顯著性檢驗的周期在15—60 d之間，其中大值中心在25—30 d之間，并且振蕩信號在降水前后5 d最強，說明川西地區(qū)持續(xù)性強降水有顯著的低頻振蕩特征，并且以15—30 d的月內低頻振蕩為主，因此下文為了突出月內低頻振蕩對川西地區(qū)降水的影響，僅研究波段為15—30 d的低頻特征，暫不考慮其他頻段對降水的影響。

實線為小波功率譜，陰影區(qū)為通過α=0.05顯著性水平區(qū)，虛線為邊界影響區(qū)圖2 1981—2016年川西降水合成小波功率譜Fig.2 Composited wavelet power spectrum of persistent extreme precipitation events in Western Sichuan from 1981-2016

為了驗證川西持續(xù)性強降水主周期的正確性，下文分別對川西發(fā)生持續(xù)性強降水的典型年(1998年)5—9月降水序列以及上述降水個例的合成降水量做濾波分析，如圖3a所示，川西地區(qū)1998年發(fā)生持續(xù)性強降水5次，分別是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，最大日降水量不超過17 mm。通過Butterworth濾波方法提取15—30 d降水低頻分量，發(fā)現低頻降水曲線與實際降水量基本呈現相同的變化趨勢，實際降水峰值對應低頻曲線波峰，降水間歇期對應低頻曲線波谷，且持續(xù)性降水期間低頻曲線均處于正位相。對于合成降水量(圖3b)，超過95%閾值的合成降水持續(xù)3 d，在發(fā)生強降水前和發(fā)生強降水后降水量明顯低于強降水閾值。強降水前后日降水量均在4—6 mm之間，降水相對均勻，強降水期間降水量增加到11 mm左右。采取同樣的方法提取15—30 d合成降水低頻分量，得到同典型年相似的變化趨勢，持續(xù)性降水期間低頻曲線達到最大值，隨著降水強度減小低頻分量也逐漸減小到低值。

圖a下參照線為強降水95%閾值，上參照線為低頻曲線0值圖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

分別計算川西典型年和合成降水15—30 d低頻分量方差貢獻，方法按照文獻[31]計算得到，1998年為17%，合成之后增加至30%，說明川西持續(xù)性降水中低頻分量占據相當一部分比例，并且合成之后低頻振蕩特征更加明顯，說明采用合成分析的方法研究川西地區(qū)降水低頻振蕩特征及大氣低頻振蕩對降水的影響更具代表性和準確性。

2.2 大氣低頻振蕩對川西持續(xù)性強降水的影響

2.2.1 各層大氣關鍵低頻系統(tǒng)及垂直斜壓性分析

如圖4所示，低層700 hPa濾波前，貝加爾湖以東是一個弱的異常反氣旋，日本海附近為一異常氣旋，異常反氣旋和氣旋共同為南方輸送偏北氣流，而在西太平洋東海一帶為異常氣旋，其西側的偏北氣流同樣有助于北方冷空氣南下。在低緯度印度半島為弱的異常反氣旋，其北側為川西地區(qū)帶來阿拉伯海水汽，但西南氣流不明顯。通過低頻濾波，異常氣旋和反氣旋系統(tǒng)在低頻圖中表現得更為清晰。圖4a中，貝加爾湖東側的低頻反氣旋，日本海附近的低頻氣旋，還有西太平洋地區(qū)的低頻氣旋以及印度半島的低頻反氣旋位置和濾波前對應。北方冷空氣和來自阿拉伯海地區(qū)的暖濕氣流在川西地區(qū)匯合，并且通過了95%的顯著性檢驗，可見低層各緯度帶影響降水產生的氣旋和反氣旋都具有15—30 d振蕩特征。

灰色陰影為通過α=0.05顯著性水平區(qū)；箭頭矢量為距平風場，單位為m·s-1；A代表反氣旋，C代表氣旋，黑色陰影代表高原，下同圖4 1981—2016年川西持續(xù)性降水期間700 hPa上15—30 d風場(a)和濾波前風場(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

川西持續(xù)性強降水期間500 hPa濾波前高度場中(圖5b)，高緯度60°—70°N為東西向的高度負異常。50°—60°N，貝加爾湖及其以西地區(qū)為高度正異常，而貝加爾湖以東到日本海附近為南北向的高度負異常，這種西高東低的環(huán)流形勢有利于高緯度冷空氣沿脊前槽后南下影響川西地區(qū)。由15—30 d低頻圖可見(圖5a)，各緯度帶低頻高度場正負中心與濾波前高度場異常中心位置基本一致，可以很好地反映濾波前高度場的異常變化，并且低頻高低壓中心通過了95%的顯著性檢驗，只是貝加爾湖地區(qū)低頻高壓脊范圍較濾波前偏東，使日本海一帶南北向的低壓槽分裂為南北兩個低值中心，中低緯度上低頻負值中心也與濾波前對應。

陰影區(qū)為距平，黑點表示通過α=0.05顯著性水平區(qū)；圖b等直線為位勢高度值，單位為gpm圖5 1981—2016年川西持續(xù)性降水期間500 hPa上15—30 d位勢高度場(a)和濾波前位勢高度場(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

濾波前高層200 hPa(圖略)西風急流東段強盛，川西位于急流入口區(qū)右側。南亞高壓呈帶狀分布，東伸脊點達到120°E，川西上空受南亞高壓的控制，并且存在異常反氣旋，使上空為輻散區(qū)。烏拉爾山和貝加爾湖地區(qū)存在南北向的低槽區(qū)，延伸到低緯度地區(qū)。在15—30 d低頻圖中(圖略)，低頻經向風從西向東呈現正負相間的分布形勢，從烏拉爾山附近和貝加爾湖附近延伸向南的低槽位置與濾波前流場對應，川西上空的低頻反氣旋與輻散中心有利于氣流持續(xù)上升，產生降水。

圖6所示為川西產生強降水期間合成的15—30 d低頻風場經向—垂直剖面圖和渦度時間—垂直剖面圖，降水期間400—200 hPa盛行低頻東北風，并且從高層到低層由高緯向中低緯度傳播，在28°N以南，北風下傳到700 hPa高度層。低層盛行西南風，從低到高由低緯度向高緯度傳播，并且緯度越低，強度越強，說明在傳播過程中風速有所削弱。中低層偏南風帶來暖濕氣流，高層偏北風帶來干冷空氣,冷暖空氣在雨區(qū)相匯并且交線隨高度向北方傾斜。渦度場中川西地區(qū)降水前中低層為負渦度，高層為正渦度，不利于降水產生。降水前4 d開始，中低層轉為正渦度控制，高層為負渦度。第0 d中低層正渦度值繼續(xù)增大，閉合中心在500 hPa左右，300 hPa以上為負值，中低層輻合，高層輻散的環(huán)流形勢有利于上升氣流的維持，為強降水的產生提供動力條件。在降水開始后的第8 d，各層渦度轉為負值控制，不利于降水產生?？梢姕u度場和風場在垂直方向上都能反映川西降水期間大氣的垂直斜壓性，這是不穩(wěn)定能量釋放從而促使持續(xù)性強降水產生的必備條件。

圖a為沿98°—101°E平均，實線為南風，虛線為北風，陰影為西風；圖b為98°—101°E，28°—33°N平均圖6 1981—2016年川西降水期間15—30 d低頻風場垂直—緯度剖面圖(a)和渦度時間—垂直剖面圖(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 大氣低頻振蕩的傳播特征分析

川西地區(qū)700 hPa上15—30 d緯向風(u)和經向風(v)低頻分量時間演變圖中(圖7)，在降水期間30°—40°N有低頻風的匯合，與降水區(qū)對應。u分量中，中高緯地區(qū)不斷有正負相間的低頻波列自高緯度南下，大值中心起源于60°—70°N，隨后往南傳播，傳播到30°N左右停滯，并且強度隨時間減弱。波列從發(fā)生發(fā)展到消亡時間為15—20 d，正好在15—30 d低頻振蕩范圍內。影響降水產生的東風波列產生于-10 d的65°N，隨后逐漸南下，0 d時達到35°N。低緯度西風波列開始于-10 d的赤道附近，隨后逐漸北傳，到0 d時與北方東風波列交匯于降水區(qū)。v分量圖中，低頻波列傳播特征與u分量相近，在降水開始前，北風分量與東風分量幾乎同時在60°—70°N范圍內生成，隨后南下，即對應濾波前環(huán)流場中沿低槽南下的東北風。來自低緯度的南風分量與西風分量同時產生然后北傳，對應濾波前流場的西南風，西南風和東北風在降水開始時在川西地區(qū)相遇匯合，形成降水。

上文分析得出影響川西地區(qū)持續(xù)性降水的低層關鍵低頻系統(tǒng)為貝加爾湖東部的低頻反氣旋，日本海附近的低頻氣旋，西太平洋低頻氣旋和印度半島的低頻反氣旋。追溯各關鍵低頻系統(tǒng)的前期演變特征，可以找到影響該區(qū)持續(xù)性降水的關鍵低頻系統(tǒng)的源地和傳播路徑，為延伸期預報提供依據。因篇幅限制，文中僅針對最能體現關鍵天氣系統(tǒng)演變和傳播路徑的環(huán)流圖進行分析(圖8)。

單位為m·s-1，方框為川西降水區(qū)，下同圖7 1981—2016年川西降水開始前30 d至開始后15 d的700 hPa沿85°—102°E平均的15—30 d緯向風分量(a)和經向風分量(b)時間—緯度剖面圖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

從圖8可見降水開始后的第0 d和第2 d，各關鍵低頻氣旋和低頻反氣旋系統(tǒng)強盛，南北方氣流在川西交匯，導致降水產生。貝加爾湖東側反氣旋引導東北風南下，我國東北—日本海一帶的低頻氣旋和西太平洋強大的低頻氣旋北側氣流有助于冷空氣南下。低緯度水汽主要來源于印度半島反氣旋北部的西南氣流。觀察各低頻系統(tǒng)的移動路徑，貝加爾湖附近反氣旋-2 d位于貝加爾湖西北側，-4 d位于80°E，70°N附近，-6 d相較于-4 d稍偏北，位于75°N左右范圍，可見影響川西降水的中高緯度低頻反氣旋是生成于喀拉海附近，隨后向東南方向移動至貝加爾湖附近。位于日本海附近的低頻氣旋-2 d位于我國東北地區(qū)，-4 d和-6 d位于貝加爾湖地區(qū)，-8 d位于貝加爾湖西北部，繼續(xù)往前追溯，發(fā)現其發(fā)源于西北亞大陸?？梢娫摎庑彩窍驏|南方向移動至東北—日本海一帶從而影響川西降水。此外觀察西太平洋低頻氣旋的發(fā)源地則是位于160°E附近海域，逐漸向西南方向移至120°E附近。印度半島在降水前一直受低頻氣旋影響，氣旋東側西南氣流輸送到內陸，但對川西影響較小，直到0 d才由氣旋轉變?yōu)榉礆庑?，反氣旋西側來自阿拉伯海的水汽相較降水前加強，可到達川西，為降水提供充足的水汽。

圖8 1981—2016年川西降水開始后第2 d(a)、第0 d(b)、開始前第2 d(c)、第4 d(d)、第6 d(e)、第8 d(f)700 hPa合成的15—30 d低頻風場演變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

中層500 hPa上15—30 d低頻位勢高度和u、v風緯度—時間剖面圖中(圖9)，位勢高度和u、v分量生成周期為15—20 d。川西降水開始前15 d，70°N有低槽生成，隨后低槽逐漸南下，于降水開始前5 d傳播到40°N，這一低頻槽可能與川西持續(xù)性降水有關，對應濾波前貝加爾湖以東的低槽。影響降水的北風波列和東風波列一致，伴隨低槽南下，可以向南傳播到雨區(qū)，低緯度沒有形成明顯的低頻波列，說明在大氣中層，降水區(qū)南方暖濕氣流較弱。所以在中層低緯度和中高緯度低頻系統(tǒng)沒有明顯的交匯現象，而是更多的體現中高緯低頻系統(tǒng)對降水的作用。

陰影區(qū)為高度場，單位為gpm；等值線為風場，單位為m·s-1圖9 1981—2016年川西降水開始前30 d至開始后15 d的500 hPa沿90°—120°E平均的15—30 d位勢高度距平和緯向風分量(a)、經向風分量(b)時間—緯度剖面圖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

高度場演變圖中(圖10)，0 d時可見影響川西持續(xù)性降水的關鍵低頻系統(tǒng)為貝加爾湖以西的低頻高壓和中國東北和日本海附近的低頻低壓。將時間往前推移，-5 d時，低頻低壓中心位于貝加爾湖地區(qū)，-10 d時位于東北亞地區(qū)，-14 d時，低頻低壓生成于西北亞，中心位于90°E、70°N。而高壓中心-5 d時位于烏拉爾山以東的東北亞地區(qū)，-10 d時在烏拉爾山附近，-15 d(圖略)位于巴倫支海地區(qū)，中心位于40°E、75°N。降水前期這兩個系統(tǒng)自高緯度生成向東南方向移動到貝加爾湖地區(qū)和我國東北、日本海附近，有利于引導冷空氣南下影響川西地區(qū)形成降水，由此可見中層高低壓中心和低層低頻反氣旋和氣旋相對應。

單位為gpm圖10 1981—2016年川西降水開始后第0 d(a)、開始前第5 d(b)、第10 d(c)和第14 d(d) 500 hPa合成的15—30 d位勢高度距平演變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風場緯度—時間剖面圖(圖略)可見南北風波列隨時間從高緯度南下，低緯度也有微弱的波列向中緯度傳播，但相比中層和低層傳播信號弱，因此高層可以表現中高緯度大氣的低頻活動，低緯度低頻特征不明顯。從低頻散度和低頻風場的演變圖中(圖11)可見，降水開始后川西上空為低頻輻散區(qū)，并且對應有低頻反氣旋，高層低頻環(huán)流的抽吸作用，可以加強上升運動，有利于降水產生。為探究低頻反氣旋和輻散中心的來源，將時間逆推，-5 d時反氣旋和輻散中心位于我國東北地區(qū)，強度較大，并且兩者基本重合。-10 d時，該反氣旋位于貝加爾湖地區(qū)，輻散中心在其西南側。-10 d之前，反氣旋和輻散中心從西往東移動，-16 d生成于貝加爾湖以西(55°N、90°E)。以上分析可以清楚的看出高空低頻反氣旋和輻散中心的移動路徑是先向東南移動，最后在其東側氣旋的阻礙下向西南延伸，降水開始時影響川西地區(qū)。

陰影為散度場，單位為10-6s-1；矢量為風場，單位為m·s-1圖11 1981—2016年川西降水開始后第0 d(a)、開始前第5 d(b)、第10 d(c)和第16 d(d) 200 hPa合成的15—30 d 散度場和風場演變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 結論

(1)川西持續(xù)性強降水具有顯著的低頻振蕩特征，其中以15—30 d月內振蕩最為明顯。降水低頻分量變化趨勢能反映實際降水量變化特征。實際降水峰值對應低頻曲線波峰，降水間歇期對應低頻曲線波谷，且持續(xù)性降水期間低頻曲線均處于正位相。

(2)影響川西持續(xù)性強降水的關鍵低頻系統(tǒng)包括：低層貝加爾湖東部的反氣旋，日本海附近的氣旋，西太平洋氣旋和印度半島的反氣旋；中層主要是貝加爾湖以西的低頻高壓和我國東北和日本海附近的低頻低壓；高層包括高空急流，南亞高壓和反氣旋。降水期間低頻風場和渦度場存在明顯的垂直斜壓性，為降水提供不穩(wěn)定能量。

(3)強降水期間低層低頻東北風波列和西南風波列在川西相遇，輻合上升。在喀拉海和西北亞分別生成低頻反氣旋和氣旋，兩個系統(tǒng)向東南方向移動至貝加爾湖和日本海附近，為川西降水輸送冷空氣。在西太平洋地區(qū)生成的低頻氣旋向西南移至南海附近，促使北方冷空氣向西回流，印度半島的低頻氣旋轉換為低頻反氣旋為川西輸送阿拉伯海水汽。

(4)中層中高緯度東北風強盛，低頻波列南下傳播至雨區(qū)，而低緯度暖濕氣流較弱，沒有明顯的低頻波列傳播，來自巴倫支海的低頻高壓和來自西北亞的低頻低壓向東南方向傳播到貝加爾湖地區(qū)和我國東北地區(qū)、日本海附近，有利于引導冷空氣南下。

(5)高層中高緯度大氣低頻波列向南傳播，低緯度低頻特征不明顯。降水前反氣旋和輻散中心生成于貝加爾湖以西，先向東南移動，再向西南伸展，降水開始時控制川西地區(qū)。