引言

多年来，淮河暴雨、北方雨季等中长期天气过程得到了大量研究。研究表明，雨季来临的迟早以及持续时间，一般都与某些特定环流形势演变有关系，而且要更清楚地认识这些天气过程的变化，除了对流层中下层以外，对流层上层和平流层下层的演变也很重要^[1]。夏季，亚洲地区对流层上层最为明显的特征是南亚高压和东风急流。100 hPa环流形势的变化比对流层下层更明显且简单，与我国大范围旱涝有着密切的联系。王秀文等^[2]的研究指出，100 hPa环流形势与江淮暴雨异常存在着密切联系，南亚高压东段脊线位置的不同与雨带有着比较好的对应关系。不同南亚高压水平环流型下，其经、纬圈环流结构是不同的，而这种差异与大范围旱涝是有直接关系的^[3]。任荣彩等^[4]、刘还珠等^[5]对于南亚高压影响西太平洋副热带高压短期变异的过程和机制有过深入的研究。本文的分析也得到一致的结论，揭示了南亚高压东移与500 hPa西太平洋副高西伸的密切联系。中国的许多大暴雨个例研究中，都指出了冷空气活动对暴雨发生的重要性^[6]，位涡是一个表征大气热力和动力特征的综合物理量，Hoskins等^[7]在20世纪80年代提出了等熵位涡IPV的分析方法和意义, 一些学者在中国夏季暴雨的研究中，也广泛的应用位涡理论来进行分析和诊断，Hoskins^[7">7]、赵其庚^[8]、丁一汇等^[9]学者认为可以用高位涡来代表冷空气活动，高纬度对流层上层或平流层下部是高位涡库。然而以前研究多局限于低层的研究，东亚夏季风雨带活动期间对流层高层位涡对于低层冷空气活动有何影响具有重要预报意义，本文将对此进行分析。

江淮流域暴雨的发生还与非绝热加热等热力强迫有着非常密切的关系，强降水是多尺度天气系统与降水过程相互作用的产物^[10]，大暴雨过程中凝结潜热的释放对大气运动也会有很重要的影响，在这方面Luo等^[10]做了许多工作，周兵等、陆尔等、吴国雄等^[11-18]对淮河流域降水的热源和热汇进行过研究，给出了梅雨期，淮河流域加热的主要特征。

1 计算方法与资料

对流层收支方案估算大气视热源Q₁和水汽汇Q₂，其算法与文献[11]一致。本文使用2007年1°×1°分辨率的NCEP/NCAR再分析资料，1971—2000年淮河流域地面观测降水资料，通过对2007年6—7月大尺度环流特征、等熵位涡及非绝热加热的分析，研究2007年高空南亚高压的变化与淮河流域强降水的关系。

2 大尺度环流特征分析

2007年6—7月份，淮河流域发生了仅次于1954年的流域性洪水，淮河流域自6月19日进入主汛期，6月29日至7月26日出现持续强降水天气，由于降水强度大，持续时间长，淮河干流水位全线上涨，发生了仅次于1954年的第二位流域性大洪水，6月29日至7月9日，淮河流域的降水主要分成四个时段：第一时段是6月29日至30日，沿淮河流域自西向东出现大到暴雨，江苏的部分地区降了大暴雨；第二时段是7月2日至5日，沿淮河及淮河以北地区出现大到暴雨，河南、安徽和江苏的局部地区降了大暴雨；第三时段是7月6日至7日，雨势有所减弱，淮河安徽段和江苏段为中到大雨；第四时段是7月7日夜间开始至9日晨，湖北东北部至淮河流域降雨再度加强，图 1b为6月29至7月9日淮河流域总降水量。

许多研究表明^[18]中国大部分地区持续暴雨都与欧亚中高纬地区阻塞高压的稳定维持有关系^[14-16]。2007年夏季淮河暴雨期间，欧亚洲中高纬度的大尺度环流形势为两槽一脊型(图 1a)，贝加尔湖地区为一高压脊区，西边的巴尔喀什湖至乌拉尔山附近地区、我国北方沿海至日本海以及鄂霍茨克海地区分别为两支宽广低槽区，副热带高压脊线位于23°N附近，西脊点位于114°E，不断有冷空气经河套地区南下侵入淮河流域地区；同时，盛夏季节，来自孟加拉湾来的西南季风与西北太平洋副高西侧的偏南暖湿气流北上与北方南下的冷空气交汇于该地区，在冷暖气流共同作用下，从而引发2007年淮河流域持续的暴雨洪涝。

图 2为2007年6—8月淮河流域降水与该区域多年平均降水比较图, 由图可知，在2007年6月30日至7月10日期间, 淮河流域降水量较多年平均降水值异常偏大, 正距平值非常明显。

3 南亚高压与西太平洋副高演变关系 3.1 南亚高压与西太平洋副高演变特征

陶诗言等对南亚高压的东西振荡与中低层西北太平洋副热带高压的进退关系曾做过研究，指出两者相向而行的关系。图 3为2007年6—7月淮河暴雨期间200 hPa与500 hPa高度及负涡度分布。6月29日，12560 gpm等值线表征的南亚高压范围明显向东扩，负涡度(阴影)中心也随之东移，青藏高原大部地区都为负涡度区(图 3a)，500 hPa西太平洋副高5880 gpm线则明显向西伸同时北抬，负涡度区也有所西移(图 3b)；7月6日，200 hPa南亚高压东脊点东伸到120°E以东地区(图 3c)，500 hPa西太平洋副高也继续加强西伸，西脊点到达110°E以西附近地区(图 3d)；7月10日，200 hPa南亚高压中心明显开始西退，500 hPa西太平洋副高的西伸脊点则从陆地东退到西太平洋上(图 3e, f)。综上所述，南亚高压中心及其伴随的负涡度与500 hPa的副热带高压的发展是一种反向的过程，南亚高压东进时，相应的副热带高压则西进，反之亦然。

3.2 南亚高压影响西太平洋副高活动机制

任荣彩等^[4]、刘还珠等^[5]对于南亚高压的短期东西振荡与500 hPa西太平洋副热带高压的进退作用机制方面做过很多研究，任荣彩等^[4]指出南亚高压单体在东伸过程中，由热力性质转为动力性质。考察2007年南亚高压的东伸与中低层副高的进退变化关系，从80°E到达110°E附近，由图 4可以知道，6月25日起，南亚高压从90°E呈向东伸展的趋势，12560 gpm等值线明显东伸，同时伴随着有负涡度平流向东输送，由公式^[11]

$ w\infty \frac{1}{f}\frac{\partial }{{\partial z}}( - {\rm{ }}\mathit{\boldsymbol{v}} \cdot \nabla \xi ) - \frac{\beta }{f}\frac{{\partial v}}{{\partial z}} $

(1)

可知，在南亚高压内200 hPa若有负涡度平流，则对应其下有下沉运动发展，有利于中低空的辐散及负涡度加强。垂直运动是高低层相互作用的联系纽带, 伴随着南亚高压东移产生的高空负涡度平流，通过下沉运动，产生绝热加热引起高层等压面抬高，中低空的西太平洋副高因此加强西进。

当南亚高压向东伸展时，南亚高压东侧反气旋环流使北风增大，因此-βv > 0，当南亚高压东伸时，北风是随高度增强的，所以从式(1) 中，知道$ - \frac{\beta }{f}\frac{{\partial v}}{{\partial z}} > 0$，因此可以推出低层辐合上升运动将得到发展。

淮河流域的持续暴雨，加强了该地区的对流潜热释放，因此淮河流域高层的非绝热加热率增强，即$\frac{{\partial {Q_{CH}}}}{{\partial z}} > 0$，由全型涡度方程^[13]可以知道，$\beta v\infty \frac{{f + \xi }}{{{\theta _z}}} \times \frac{{\partial {Q_{CH}}}}{{\partial z}} > 0$，从而在热源下方出现南风，即v > 0；使热源西侧的气旋式环流加强，热源东侧的反气旋环流加强发展，因此使得西太平洋副高加强西进。

4 环流垂直结构分析

图 5为2007年6月29日至7月9日，200 hPa与850 hPa平均散度场，由图 5a可以知道，在淮河流域，尤其是在淮河中上游，该区域200 hPa的平均散度场基本为正值，而在对流层低层850 hPa，该区域则为负散度(图 5b)。垂直剖面图(图 5c)上可以看到，30°N上空，400~500 hPa高度附近有一无辐散层存在，而在这一无辐散层的北方，有一负散度区，这一负散度区倾斜向南向下伸展与30°~33°N近地面的负散度区(主雨带区)形成一个负散度的垂直带，强的正散度区位于200~300 hPa高空，这种对流层上层的高空强辐散和低空辐合，垂直方向上形成强烈的抽吸作用，引发气流的强烈上升运动，这是暴雨发生发展的一个重要条件。

东亚高空急流轴位于40°N附近，江淮流域位于高空急流入口区的南侧，出口区在日本下游，在急流入口区，由于空气质点向风速大值中心移动时，速度不断加大，在入口区的空气块会有向左偏的非地转分量，因此，在急流北侧产生高空辐合，相反的，在高空急流南侧则产生高空辐散。这样，在急流北侧就会激发出下沉气流，南侧出现上升气流，低层大气也会相应的发生质量调整，产生与高层相反的辐散辐合区。从垂直结构也可以看出在30°~35°N基本上从对流层低层到200 hPa基本上都为上升气流(图 6b)，这恰好有利于江淮流域的降水。

图 6a是2007年6月29日至7月9日沿32°N的纬向环流垂直剖面图，由图可见，90°~130°E均为上升气流区，在140°E以东地区，基本上为下沉气流；再观察同一时期28°N纬圈环流(图略)，90°~130°E区域也都一致为上升气流区(图略)，这样，从华南到江南为一致的上升气流区，对这一时段江南、华南以及西南地区东部的降水起着重要的作用。

从图 6b可以看到，随着南压高压西移北上青藏高原，从赤道到中高纬地区，主要有两支上升气流，一支在10°~20°N范围内，与热带季风相对应。另一支在30°~34°N范围内，这个区域正是夏季副热带季风活跃的地区，恰好对应着淮河流域的雨季。在图 6b中，500 hPa至200 hPa高度，25°~30°N之间，有一顺时针环流存在，顺时针环流位置与降水区相对应，闭合环流中心位于29°N附近地区，上升气流区则在30°~34°N附近地区，强烈上升气流对降水的发生、发展及维持非常有利，由图 6b还可知道，当夏季风在江淮流域盛行时，这个巨大的顺时针环流圈稳定维持，只是随环流的调整，南北有所摆动，因此雨带也随着这个闭合环流南北位置的变化而变化。图 6b中，925 hPa边界层一致的偏南风为暴雨区提供大量的水汽，它在暴雨区形成的辐合上升运动触发了对流不稳定能量的释放，为暴雨的发生发展提供了水汽与动力的条件。

5 南亚高压引导冷空气

下面我们针对，2007年6月29日至6月30日这次淮河流域暴雨过程分析。

等熵位涡垂直分量PV表达式为

$ PV = ({\xi _\theta } + f)( - g\frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}) $

(2)

其中，g为重力加速度，ξ_θ为等熵面上相对涡度的垂直分量，f为牵连涡度，$ -\frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}$为静力稳定度。根据式(2)，等熵位涡由等熵面上的绝对涡度和静力稳定度共同决定的。

根据垂直结构位温图(图略)，200 hPa等压面上位温基本在350 K附近, 由于本文所取等熵面较高，从图 7a可知，27日20时, 高层冷空气往下侵入到达山西西部地区, 而在淮河流域地区的风向则几乎和位势高度线平行；28日20时(图 7b)，黄淮流域之间的等熵面上，风从位势高度线高值区吹向低值区，高层冷空气已经达到淮河流域北部，且为下沉气流；29日20时，淮河流域自西部出现大到暴雨，雨带主要位于黄淮流域西部，从图 7c可以很清楚地看到，黄淮西部开始一直到沿海地区，风是沿着从低位势高度处往高位势高度处吹；30日(图 7d)，雨带南压，主要降水区南压到江淮流域，从图 7c、图 7d可以看到，这两天在降水区上空的等熵面上，对应的都是上升运动。

6月29日至30日为淮河流域强降水的第一时段，其中主要降水时段是在29日夜间20时到30日08时；图 8为2007年6月28日20时至29日20时位涡和散度垂直剖面，28日20时(图 8a)，高位涡中心在400 hPa高度上，29日08时(图 8b)，从高纬度地区有高位涡(大于1 PVU)向南向下伸展到600 hPa, 根据等熵位涡守恒理论，高位涡柱冷空气旋转加强，正涡度加强，气块拉伸会导致气块水平方向收缩；低位涡区则旋转减弱。29日14时(图 8c)，随着高位涡的侵入，地面辐合开始加强，同时在400~500 hPa也有一负散度，这时降水开始从从北向南发展。29日20时(图 8d)，从地面到高空为一倾斜的负散度区，负散度区从地面伸展到300 hPa，表明辐合上升运动非常强烈，强降水也主要发生在29日20时至30日08时这段时间。

6 暴雨视热源和水汽汇分析

2007年7月2日至5日是淮河暴雨的第二时段，沿淮及淮河以北地区出现大到暴雨，河南、安徽和江苏的局部地区降了大暴雨，本文选取7月3日这次暴雨个例视热源和水汽汇的计算来揭示梅雨期暴雨非绝热加热的结构特征。图 9为7月3日强降水过程中整层气柱平均加热，从气柱内净加热和净减湿的水平分布看，可知暴雨过程视热源加热(用Q₁>表示)包括辐射加热、降水和地面感热输送；气柱水汽汇(用Q₂>表示)包括降水和地面蒸发。图 9a显示在淮河流域附近有1200 W·m^-2的高值中心，这表明暴雨区非绝热加热非常显著。而江南及华南地区则为相对低值区，有暖湿空气流失和下沉运动存在。从Q₂的水平分布也可以看出，淮河流域附近有大量的凝结潜热释放，500 W·m^-2的中心与实际暴雨中心位置比较一致。

图 10是Q₁和Q₂分布图，暴雨期有两个视加热中心，分别在对流层中部550 hPa和100 hPa附近，550 hPa附近加热中心平均强度达到10 K·d^-1及以上，与非绝热加热Q₁匹配的的水汽汇Q₂最大加热出现在对流层中下层，500~600 hPa之间，与Q₁高值中心非常接近，暴雨区南侧明显的有个负值区，Q₂, 可以认为该地是一显著的水汽源，水汽源基本在500 hPa以下高度，暴雨区北侧，负值区伸展高度更高，这主要是由于高空干冷空气下沉和水汽经向平流减少造成的。

7 2007年与2008年梅雨期南亚高压异同分析

2008年，江淮流域梅雨不甚显著，6月7日入梅(国家气候中心标准)，较常年平均(6月17日)偏早10天，6月24日出梅，较常年平均(7月8日)偏早14天，降雨总量也较常年平均偏少。2007年6月19日入梅，7月14日出梅，2007年为梅雨强年。那么两者的南亚高压的环流形势有哪些异同点造成了两年的降雨差异是我们关注的要点。

图 11为2007年、2008年梅雨期200 hPa南亚高压在120°E的脊线位置，由图可知，2007年的梅雨期脊线位置比2008年梅雨期位置偏北，2008年梅雨期早于2007年梅雨期，2008年梅雨期的前期，脊线位置比较偏南，6月16日左右又一次北抬，但2008年南亚高压脊线北抬之后，梅雨接近结束；2007年梅雨期的脊线位置，一开始就比2008年偏北，然后有所南落，6月28日开始，脊线又明显北抬，这时候进入了2007年的主雨期。两者脊线位置的差异表明梅雨期的雨带分布除了和南亚高压脊线南北位置有关以外，还和其他一些因素有密切联系。

考察2007、2008年两年梅雨期南亚高压可知(图 12a、b)，2007年梅雨期间，南亚高压中心位于60°E附近，中心强度达12560 gpm, 2008年南亚高压中心位置比2007年中心位置略偏东，强度达到12520 gpm，比2007年明显偏弱；2007年南亚高压脊线位置也较2008年明显偏北；2007年南亚高压12520 gpm线东伸到140°E，而2008年12520 gpm线只东伸到100°E附近，2007年12520 gpm东伸脊点比2008年偏东了约40个经度；2007年，12520 gpm线东段北界到达江淮流域，而2008年，12520 gpm线基本只在青藏高原上空，离淮河流域距离较远，因此整个梅雨期，南亚高压对淮河流域的影响也会有较大差异。

梅雨期，东亚西风急流中心一般位于东亚大陆上空与西太平洋上，2007年(图 12a)，东亚高空西风急流分成东西两支，西侧的高空西风急流主要位于咸海、里海至巴尔喀什湖地区，东侧这支高空西风急流则从我国西北地区东部一直越过朝鲜半岛和日本上空，两支西风急流，其急流核风速都达到35 m·s^-1以上。2008年图上(图 12b)，西侧一支高空西风急流位于咸海、里海至我国青海、甘肃一带，东侧一支高空西风急流则位于朝鲜半岛至日本附近地区。2007年与2008年东亚高空西风急流空间分布差异非常明显，2007年位于大陆上空的西侧支高空西风急流比较弱，位于我国西北地区至西太平洋上空的东侧支急流则相对较强；2008年位于大陆上空的高空西风急流非常强大，而位于(东侧)西太平洋上空这支急流则相对较弱，且位置比2007年东侧这支急流偏东。从与所研究的江淮雨区位置配置来看，2007年东侧高空西风急流入口区恰好位于江淮暴雨区的北侧，由前面第4小节分析结果，可以知道，在高空急流南侧产生高空辐散，因此，高空急流南侧的低层则出现上升气流，这种高层辐散、低层辐合的垂直结构，是造成淮河流频繁出现强降水的重要原因。2007年淮河流域上空(尤其是南亚高压北侧，高空急流南侧)是强辐散区(图 13a)；2008年由于东侧这支高空西风急流位置偏东偏弱，距离淮河流域较远，因此2008年淮河流域上空则相对为弱辐散区，强辐散区位于黄海海域上空，位置偏东(如图 13b)。东亚高空西风急流东西方向强度与位置分布的不同以及与南亚高压相对位置的差异，造成高空西风急流两侧辐散辐合的不同，进而通过质量守恒调整，低层气流也出现相应调整，造成大气垂直结构的显著不同，这是2007年与2008年梅雨显著与否的重要原因之一。

8 结论

(1) 2007年淮河暴雨期间，欧亚地区中高纬地区主要为两脊一槽的环流形势，鄂霍茨克海阻高的维持对于梅雨锋在淮河流域的稳定少动以及乌拉尔山阻高对于引导冷空气的南下都非常有利，同时伴随低纬度北上的暖湿气流，冷暖气流交汇是暴雨发生的非常有利的条件。

(2) 暴雨期间，南亚高压(200 hPa)高层基本为正散度区，低层(850 hPa)为负散度区，无辐散层在400 hPa附近高度，这样强烈的抽吸结构对暴雨的发生是非常有利的条件；从西部高原至东部沿海地区，大范围都为上升气流，南亚高压中心位置跃上高原以后，在东部中纬度地区经圈环流中，存在一个逆时针环流圈，雨带随着这个逆时针环流的移动而移动，对我国东部地区的雨带位置有很大的影响。

(3) 南亚高压中心及其伴随的负涡度与500 hPa的副热带高压的发展是一种反向的过程，南亚高压东进时，相应的副热带高压则西进，反之亦然。

(4) 位涡分析表明，有高位涡从200 hPa高层逐渐下传，引导冷空气南下。等熵面上的位涡分布清楚表明冷空气伴随着高位涡向南的输送，易于引起对流层中高层低涡系统发展。

(5) 暴雨期间，大气表现出两个重要特征，一是大气静力稳定度很大，且有强上升运动，因此Q₁在100 hPa上有大值中心；二是低层大尺度场有水汽向江淮流域输送，使得水平平流对Q₂有很大贡献，因此在Q₂的大值中心维持在中低层, Q₁、Q₂的大值中心在两个高度上，并不重合，表明积云对流活跃。

(6) 通过对2007年强梅雨年与2008年弱梅雨年的南亚高压进行对比，结果表明，2007年南亚高压强度明显强于2008年，且2007年南亚高压东伸比2008年更明显；2007年高空西风急流位于淮河流域北部，2008年在淮河流域北部则是相对弱风速区，大风速区分别位于日本海与我国西部地区；所以，南亚高压强度位置不同、东亚高空西风急流的东西方向强度与位置差异以及与南亚高压相对位置配置的不同，对梅雨期淮河流域降水强度及空间分布具有很大影响。

致谢：本文还得到国家气象中心刘还珠研究员的悉心帮助，特此感谢。