中国科学家的长期研究表明^{[2, 5-7]}, 东亚夏季风对中国水资源和洪涝灾害的影响很大程度由持续性的大暴雨事件造成(图 1), 尤其是对中国的华北和东北地区。由图 1可看到东亚夏季风主雨带(华南, 江淮与华北)与200 mm以上大暴雨事件发生的平均位置是高度一致的；另一方面, 季风降水体现出时空上的高度集中性。表 1是近百年来京津冀地区夏季发生的最强的几次大暴雨过程, 可以看到其过程降水量都接近或超过年降水量(北京地区年降水为500~600 mm)。这表明, 一次季风活跃过程影响下的持续性强降雨过程或极端降水事件对于华北季节或年降水量的贡献是其主要的部分。

图  1  1931—2006年24 h降水大于200 mm的强暴雨个例分布^[5]

Figure 1.  Distribution of strong heavy rainfall cases with 24 h precipitation exceeding 200 mm from 1931 to 2006^[5]

在东亚夏季风强降水事件的发生过程中, 总可以观测到强水汽输送通道的存在^{[7, 9-11]}。它源源不断地把丰沛的水汽输送到暴雨区, 导致强烈而持续性降水事件的发生。季风水汽通道的概念与近期国际上提出的大气河的概念和事实是一致的。无论是季风水汽通道还是大气河, 实际上都是陆地持续性强暴雨发生的一个必要条件, 但季风水汽通道无论在范围和强度上都比大气河大得多, 因而造成持续时间更长和降水强度更强的极端暴雨事件。这里把东亚夏季风的水汽通道专门称作东亚夏季风水汽输送带, 以有别于国际上通用的大气河, 但从概念的本质上, 前者是后者在东亚夏季风区的扩展和特殊情况。

东亚夏季风水汽输送带实际上是目前国际上关注的大气河的类型之一, 是大气河在亚洲夏季风区的一种区域特征现象。大气河是指位于对流层低层一条狭长的深厚水汽层从热带或副热带流向中纬地区快速流动的输送带, 十分类似于中高纬地区的暖空气输送带(WCB)。在卫星云图上可定量地测量到一条从热带或副热带延伸到中纬地区的狭长而深厚的高水汽含量层, 它是强暴雨或持续性暴雨的水汽供应通道。大气河在全球水循环以及区域天气气候学和水文学中起着十分重要的作用。根据最近用气柱中总水汽输送量对全球大气河的检测与特征研究, 大气河的强水汽输送生命史至少6 h, 一般可延续数天到一周以上的时间；总水汽输送量大于100 kg/(m·s), 长度大于2 000 km, 长宽比大于2: 1。1997—2014年在全球共识别和检测出281 616条大气河, 平均在全球任意时刻可检测出11条大气河, 每一半球有5~6条, 因而大气河是全球经常发生的一种大气现象。任意时刻观测到的大气河数量, 其中有24%是登陆型的, 即在任意时刻平均会有2~3条大气河流入陆地地区, 进而在不同地区造成暴雨。在北半球, 大气河主要向东北方向流动。图 2是全球大气河的分布和影响地区^[12]。

图  2  全球大气河的分布和北半球不同地区大气河典型例子^[12]

Figure 2.  Distributions of global atmospheric rivers and typical cases of atmospheric rivers in different regions of northern hemisphere ^[12]

从图 2中可以看到在东亚地区大气河主要流向东北方向, 一直到达日本列岛。在印度洋大气河可明显地影响南亚, 尤其是印度地区的降水。北美也是深受大气河影响的地区之一, 包括北美东西岸以及中美洲。作为大气中细长而强劲的水汽输送通道, 尽管大气河的宽度仅占总纬圈的10%, 但是其输送的水汽占到中低纬度向中高纬度方向水汽输送总量的90%。在中高纬地区, 极端暴雨过程(降雨量是最强的2%的强天气过程)中有30%~50%都与大气河密切相关。对欧洲地区做统计, 可以发现过去20年中有19次最强的风暴过程, 每次风暴过程都造成至少10亿美元的经济损失, 这19次风暴中有14次与大气河过程密不可分。因此大气河未来变化特征如何, 将决定整个地球气候系统中水循环和能量输送特征, 其活动与极端天气过程密切相关, 大气河的变化也会决定未来极端事件出现的频次和强度^[12]。

大气河的概念不但对气象部门十分重要, 对水文部门也十分重要。这是因为大气河概念简单明了, 可直接应用于相关的水文预报与实际气象业务部门。研究表明^[13-15]在美国西海岸大部分年份峰值径流(如年最大值)与大气河密切有关。欧洲地区的研究除得到年峰值流量与大气河有较高相关关系, 也得到10次最大的冬季洪水(1970—2011年)与大气河密切有关^[14]。因而大气河的概念, 不但直观与清楚地表征中高纬经向水汽输送的来源, 而且可以定量估算它与中高纬降水与相关水文参数的相关关系。目前国际上也已开展大气河的联合气象与水文观测试验, 如北美西海岸观测和延伸预报试验, 取得了有意义的成果。然而, 至今国际上对影响亚洲尤其是东亚或中国地区的大气河研究甚少。气候上中国位于亚洲季风区, 深受东亚夏季风的影响, 中国的东部地区就位于东亚夏季风的水汽主输送带中(图 3), 经常产生持续的强暴雨^[16-18]。由图 3可见, 其中最重要的一个条件就是夏季风气流在深厚的层次中(地面到300 hPa)持续不断地从热带海洋甚至南半球向暴雨区输送暖湿空气, 其长度和宽度都比其他地区显著。当季风气流到达中纬度时可与中纬度空气相互作用, 尤其是在中纬度持续性环流(如阻塞高压)影响下, 二者具有更强、更持久的相互作用, 可产生持续性的大范围强降水。根据作者的初步研究, 东亚的夏季风气流中大气河即季风水汽输送带比一般大气河具有更强、更宽广、更持久的水汽输送特征, 并且其影响位置随季节性季风雨带的北推, 可以到达中国的东北地区(图 4), 因而在与中高纬冷空气相互作用下可产生更持续、更强烈的季风降水和大暴雨。这表明东亚季风区大气河或季风水汽输送带对区域降水具有更重要的作用。对这个问题目前国内的学者研究尚不够, 需要进一步加强。

图  3  气候平均(1981—2010年)夏季(6—8月)整层积分的水汽通量输送分布

Figure 3.  Distribution of integrated moisture flux transport in the whole layer in summer (June—August) of climatological average (1981—2010)

图  4  1981—2010年气候平均的东亚地区(105°E—120°E)日平均降水量的纬度时间剖面

Figure 4.  Latitude-time cross section of climatologically averaged (1981—2010) daily mean precipitation over East Asia (105°E—120°E)

图 5是东亚夏季风时的季风水汽输送带主要类型图, 它是根据中国近50年的东亚雨季水汽输送路径与重大暴雨个例概括出来的^[16-19]。可以看到, 在东亚夏季风盛行时期, 即从华南前汛期到江淮梅雨季, 再到华北和东北雨季的5—8月间, 主要有4种类型的东亚夏季风水汽输送带(类型1到类型4)。它们形成的直接原因与季风气流与东亚热带、副热带和中高纬度大气环流的相互作用有关。尤其是每一种季风水汽输送带都与热带或副热环流系统(赤道辐合带、副热带高压带、季风气流的季节内振荡、台风等)直接有关, 同时也与中高纬稳定的阻塞高压或强高压脊密切相关。

图  5  东亚夏季风时的季风水汽输送带主要类型

Figure 5.  Main types of monsoon moisture transport belt during the East Asian summer monsoon period

北方持续性强暴雨的发生和强弱主要决定于源自热带的季风水汽输送带, 季风水汽输送起着关键作用。由图 6可以更清楚地看到季风水汽输送与热带赤道辐合带和不同中高纬阻塞高压以及西风波动的形势相互作用的情况。图 7说明了当京津冀发生暴雨大洪水时的平均水汽输送。可以看到, 在华北地区有极强的来自东南方西太平洋地区的水汽输送通量, 并且西太平洋水汽输送带又与赤道辐合带的水汽源相连接, 明显加强了北侧副热带高压与赤道辐合带之间的东南气流, 使水汽快速地输送到华北, 甚至到西伯利亚高纬地区。同时, 由于受太行山和燕山的地形阻挡, 在京津冀地区极易产生大暴雨和洪涝灾害。因此, 北方暴雨的预报一方面要关注暴雨产生的环流型, 但更重要的是预测强季风水汽输送带或大气河是否会在暴雨环流型下建立, 如果水汽输送带会建立, 则会发生持续性的强暴雨。

图  6  不同环流型下的华北地区持续性强降水期间的整层积分水汽输送量^[18]

Figure 6.  Distributions of integrated moisture flux transport in the whole layer during the periods of persistent heavy rainfalls under different circulation patterns in North China^[18]

图  7  京津冀中阻型暴雨与大洪水时平均整层积分水汽输送标准化距平(填色表示水汽异常辐合)^[16]

Figure 7.  Distribution of normalized anomalies of the integrated moisture flux transport in the whole layer during the period of heavy rainfalls in the Jing-Jin-Ji region under central-blocking pattern (the shaded areas illustrates the abnormally moisture convergence) ^[16]

中国北方东部夏季极端降水与普通降水对应的整层水汽输送通量的矢量差值场有明显的差别(图略)。在极端强降水时期, 位于黄渤海地区的副热带高压南侧, 中纬度东风气流与热带太平洋低压环流之间形成的偏东风带与来自印度洋-南海的亚洲夏季风, 共同形成了一支强盛的东南强水汽输送带, 一直流入位于东北和东西伯利亚地区的低压环流中, 在中国华北与东北地区具有很强的整层水汽通量, 整层输送通量在200 kg/(m·s)以上。

江淮流域暴雨时期的季风水汽输送带与影响华北和东北地区暴雨的水汽输送带明显不同。由图 8可以看到强水汽输送主要来自印度洋和南海地区；另一支较弱的来自西太平洋副热带高压西侧, 两者在南海北部和华南汇合, 在长江中下游形成十分强烈的水汽通量带。这表明来自热带的西南季风与西太平洋的东南季风的汇合形成的强水汽输送带是江淮梅雨暴雨发生的一个必要条件。

图  8  中国梅雨时期整层积分水汽输送带分布^[16]

Figure 8.  Distribution of integrated moisture transport belt in the whole layer during Meiyu period in China ^[16]

通过上述中国东部夏季大暴雨个例中季风水汽输送带的分析, 可以得到东亚季风水汽输送带是中国东部大暴雨发生和发展的一个关键必要条件, 没有季风水汽输送带强劲而持续的水汽输送和供应是不可能形成夏季中国东部地区的极端强暴雨与持续性大暴雨暴雨期间整层积分的水汽通量值至少在200 kg/(m·s)以上, 最高值可达400~500 kg/(m·s)。无论其宽度或长度以及强度都远大于其他地区的大气河。由此可见, 东亚夏季风水汽输送带是比一般大气河更强大、更高效的由热带向中高纬度输送水汽(包括热量)的大气输送带。

中国科学家的研究^{[5, 7, 20-22]}发现每一场中国季风区大暴雨均有暖湿的季风水汽输送带的作用, 尤其是北方京津冀地区大暴雨的发生。本节选取海河、黄河、淮河与长江近百年最强的5次持续大暴雨过程为例, 说明季风水汽输送带的重要作用。

历史上京津冀是旱涝交替频繁发生的地区, 北京的水患也多发, 天气与气候的脆弱性及风险很大。随着气候变暖, 旱涝发生风险也在增加。对京津冀近2 000年的旱涝发生频率进行的统计表明^[23], 京津冀地区是旱涝发生的高频区, 也是中国气象灾害发生的一个重要敏感区和脆弱区。在近百年历史上, 京津冀地区曾发生过多次重大旱涝事件, 以暴雨洪涝造成的灾害最为严重。京津冀地区年降水量平均在550~600 mm, 但一次重大的暴雨洪涝事件产生的降水量多在500~2 000 mm之间, 因而一次暴雨过程的降水量接近于年降水量甚至为年降水量的3~4倍。以北京而论(表 1), 近百年就至少发生过9次400~500 mm的暴雨洪水事件。1963年8月上旬在太行山东麓, 河北省海河流域出现了有气象记录以来的特大洪水(图 9(a), 这次大洪水是由近一星期的持续性强降水造成, 过程总降水量达到1 329 mm, 在太行山的獐么地点记录到2 025 mm总降水量, 并且8月4日在邢台专区的司仓站24 h降水量也达到704 mm。这次暴雨强度大, 面积广, 导致的灾害影响极其严重, 河北大范围地区成一片泽国, 津浦铁路长时期中断, 这是历史上少见的。“63 · 8”暴雨期间, 北京地区的暴雨从8月4日开始, 一直持续到8月8日, 城区24 h平均降雨量达300 mm^{[8, 17]}。图 9(b)是造成这次持续性特大暴雨的季风暖湿输送带分布。可以看到有两支水汽输送带向京津冀地区输送:一支在西太平洋海上, 这支强输送带与一个台风的形成和热带辐合带气流的流入有关, 并且它们与北方副热带高压之间的相互作用而加强, 在西太平洋形成了一支强东风水汽输送带; 另一支季风水汽输送带是来自孟加拉湾与中印半岛, 由印度夏季风与南海季风组成, 两者在华北汇合, 并继续向东北和和东北亚输送。

图  9  1963年8月上旬海河流域降水量和整层积分水汽通量输送量

Figure 9.  Distributions of precipitation amount and integrated moisture flux transport in the whole layer during the heavy rain period in the Haihe River basin in the first ten days of August in 1963

图 10(a)是2012年7月21日北京大暴雨的雨量图, 这是一条缓慢移动的强冷锋造成的京津冀地区的大暴雨事件, 最大雨量达433 mm, 可以看到明显的季风水汽输送通道, 其主要源自亚洲西南夏季风^[6]。在南海地区受一个南海热带风暴的作用后, 转向北输送到京津冀地区, 导致了北京地区西南山区发生了极强的降水和洪水灾害。图 10(b)是相应于图 10(a)时期整层水汽输送情况, 可以看到, 流入到“7 · 21”北京暴雨区的水汽输送来源于热带西太平洋的赤道辐合带地区。

图  10  2012年“7 · 21”北京大暴雨时期24 h降水量和整层积分水汽通量输送量分布

Figure 10.  Distributions of precipitation amount and integrated moisture flux transport in the whole layer during "7 · 21" rainstorm period in Beijing in 2012

图 11是造成黄河中游地区的一次大暴雨个例(“58 · 7”大暴雨)。图 11(a)是1958年7月中旬黄河中游大暴雨发生时的全国大范围雨量分布图。可以看到, 这次黄河中游的大暴雨是一条纵贯中国南北的强降雨带的一部分。在1958年7月14—19日, 黄河中游出现了历时6 d的强降水, 暴雨区集中出现在三门峡到花园口黄河干流区及伊、洛、沁河流域。7月18日花园口出现了22 300 m³/s最大流量, 一度中断了南北京广铁路交通, 这是解放以来黄河最大的一次洪峰流量, 最大暴雨中心出现在山西的垣曲站。暴雨最强降水的时间很集中, 出现在16日20时到17日08时的12 h内, 过程总降水量499.8 mm。降水系统是呈东西摆动的冷锋系统。“58·7”暴雨由4场暴雨组成: 14日08时—14日20时, 15日20时—16日20时, 16日20时—17日08时与18日08时—19日08时。第3场暴雨最强, 最大暴雨中心位于山西中条山垣曲县, 6 h降水量达245.5 mm, 12 h降水量达249.0 mm, 24 h达366.6 mm, 过程总量达499.8 mm。另一个中心位于其南部的傅店, 总量达498.8 mm, 影响伊、洛、沁、汾和北汝河以及汉江的丹江口和唐白河地区^{[5, 24]}。图 11(b)是相应的季风水汽输送带, 可以看到这条输送带与亚洲季风密切相关联, 季风水汽输送带到达西太平洋后转为东南气流流入大陆以后又转为南风气流, 直接进入黄河中游暴雨区, 之后水汽输送带一直向北输送到东北以及远东地区。

图  11  1958年7月中旬黄河中游大暴雨的降水总量和整层积分水汽通量输送量分布

Figure 11.  Distributions of precipitation amount and integrated moisture flux transport in the whole layer during the heavy rain period in the middle reaches of Yellow River basin in the middle ten days of July in 1958

淮河流域的特大暴雨, 以1975年8月上旬发生在河南伏牛山以东淮河上游洪汝河、沙颍河一次大暴雨最为强烈(“75·8”大暴雨)^[25-26]。这场暴雨3天之内在河南南部的局部地区降下了1 631 mm的总雨量, 1 h、3 h、6 h、12 h雨量均破中国降水的历史记录。由于水库垮坝, 洪水夺走了该地区26 000多人的生命, 经济损失巨大。图 12(a)是“75·8”大暴雨时期的雨量图, 最大的几个降水量中心1 631 mm, 1 411 mm和1 517 mm都位于伏牛山东麓迎风面。暴雨期间东南季风水汽输送带, 输送源源不断地输送水汽(图 12(b)), 在山前抬升形成强烈的对流系统, 结果在3天内降下的猛烈降雨造成了板桥水库和石漫滩水库的垮坝。

图  12  1975年8月5—7日淮河流域大暴雨时总降水量和整层积分水汽通量输送量

Figure 12.  Distributions of precipitation amount and integrated moisture flux transport in the whole layer during the heavy rain period in the Huaihe River basin on August 5 to 7 in 1975

长江流域的大洪水, 百年来以1954年和1998年最为显著^[27-28]。图 13与图 14分别是这两次长江流域大暴雨的雨量分布图和季风水汽输送带图。1954年6月在长江流域出现多次暴雨, 使得洞庭湖和鄱阳湖以及众多大小湖泊都达到了高水位, 失去调节长江水量的能力。这次梅雨期除产生了早梅雨外, 梅雨期降雨持续时间较长, 梅雨并没有像往年一样在7月上旬结束, 而是持续到7月底8月初, 结果造成6—7月总降水量达到800~1 200 mm, 降水距平达到100%~200%的量值(图 13(a)、图 13(b))。这种异常的梅雨年与持续的季风水汽输送带密切有关(图 13(c))。1998年夏季长江全流域再次发生大洪水, 3个月内长江上中下游的总降水一般有600~900 mm, 沿江及江南部分超过1 000 mm, 局部超过1 200 mm, 大部分区域较常年偏多5成以上(图 14(a)、图 14(b))。对比同期水汽输送分布, 可以看到这与来自印度洋的持续性强西南季风水汽输送带密切有关(图 14(c))。

图  13  1954年6—7月长江流域持续性大暴雨时的总降水总量和降水距平百分率以及整层积分水汽通量输送量

Figure 13.  Distributions of precipitation, percentage of precipitation anomalies in China and integrated moisture flux transport during the heavy rain period in the Yangtze River basin from June to July in 1954

图  14  1998年6—8月长江全流域大洪水时期总降水总量和降水距平百分率以及整层积分水汽通量输送量

Figure 14.  Distributions of precipitation, percentage of precipitation anomalies in China and integrated moisture flux transport in the whole lager during the heavy flood period in the Yangtze River basin from June to August in 1998

最后, 给出季风水汽输送带给西北东部区带来大暴雨的个例^[7]。1977年7月5—6日在陕西延安地区发生了百年不遇的大暴雨和特大洪水, 其中延安24 h降水量为187 mm, 暴雨中心(安塞地区)可达400 mm(据暴雨调查)。这次陕西西北部干旱与沙漠地区的罕见大暴雨是在副热带高压向北伸展且强度加强、同时与来自河西走廊的两次高空槽东移相互作用下发生的。在高空槽前的冷锋暖区中强劲的偏南季风水汽输送带把高温、高湿、位势不稳定的空气一直从南海输送到暴雨区^[7]。这个例子表明, 只要东亚中高纬大气环流和东亚夏季风水汽输送带发生适当配合使季风水汽输送带深入到西北地区东部(图 15(c)), 即使在干旱地区同样也会发生大暴雨。这也表明北方和西北大暴雨的发生, 外来的水汽输送是造成大暴雨发生的主要来源。1987年6月10—11日甘肃河西持续性暴雨(甘肃金昌过程雨量为269.8 mm)和1977年8月1日毛乌素沙漠发生的罕见特大暴雨(24 h降水量超过100 mm的面积约8 000 km², 暴雨中心位于毛乌素邵默地区的什拉卓海, 降水量估计达1 050 mm)也都说明这种情况^[5]。

图  15  1977年7月5—6日陕西延安大暴雨过程时期雨量和整层积分水汽通量输送量

Figure 15.  Distributions of total precipitation amount, percentage of precipitation anomalies in China and integrated moisture flux transport in the whole layer during heavy rain period in Yan'an of Shaanxi Province in 1977

本文以海河、黄河、淮河与长江近百年最强的5次持续大暴雨过程为例, 分析了季风水汽输送带的重要作用。20世纪70年代, 中国东部夏季降水型由北多南少转为南多北少, 长江和华南地区多雨且暴雨频发, 北方偏旱。从21世纪初, 在全球气候变化与自然强迫(海洋、高原积雪等因子)的影响下, 中国东部季风雨带逐步北移, 使降水的格局逆转为北多南少, 尤其是长江流域降水明显减弱。总体而言, 中国北方水资源利用和水安全问题可能会得到一定缓解, 长江流域水资源利用的风险会有所增加, 但可能并不会出现明显的水资源短缺问题。

随着气候变暖, 一方面根据热力学中的定律(温度越高, 大气的持水能力越强), 全球和许多流域降水量可能增加；另一方面, 在占全球面积70%的海洋上, 蒸发量同时也在增加, 这使大气水循环和气候变率增加, 即有更强的降水和更多的干旱, 从而使水循环加速。气候变暖可以通过4个方面影响全球水循环, 包括通过影响东亚季风水汽输送带:

(1) 气候变暖后大气可容纳更多的水汽, 如果进入大气的水分增加, 大气比湿增大, 则相对湿度增大, 更易出现降水, 所以降水的强度会增加。对于东亚夏季风区, 季风水汽输送带将会更强, 并且北推更明显, 中国的北方可能更将面临更强的降水与强暴雨。

(2) 气候变暖也会引起大气环流发生变化, 这导致水汽辐合和降水发生变化。大气环流的变化十分重要, 它与水汽通量与水汽通量的散度有关, 水汽通量的散度出现辐合并加强才能造成连续的降水增加。因此, 环流场的改变是另一个使降水强度和总量变化的重要因子。大气环流在气候变化影响下确实发生了异常并将继续变化, 区域的环流也在不断改变。东亚夏季风区气候模式模拟和预估表明, 东亚夏季风将不断加强, 季风雨带也将不断被北推。可以推断与之相伴随的季风水汽输送带也北推加强。如果出现更多异常的环流型和更强的季风水汽输送带, 则会造成持续性大暴雨, 尤其是北方。

(3) 气候变暖使辐射强迫改变, 在地表, 辐射强迫直接影响蒸发和潜热与感热以及大气的非绝热加热, 前者可影响地表向大气的热量与水汽输送, 后者可以把热量和水汽向上输送到对流层中上部, 并造成层结的稳定度变化。在这个过程中季风水汽输送带可起着十分重要的作用, 从而改变降水的发生条件。

上面3个原因共同引起了全球与区域水循环的变化, 尤其表征降水特征的降水量、频率、强度、时段长度、极端值和极端事件等发生变化。由于降水主要发生在天气系统中, 增加的水汽与环流的变化, 将产生的水汽辐合量值更大, 因而, 通过季风水汽输送带使降水更强。此外, 由于气溶胶的存在, 可使整个降水量变化复杂化, 增强和减弱降水的作用因条件而异。由于气溶胶影响是区域性的, 目前对陆地降水的净作用尚不清楚, 值得进一步深入研究。