引言

淮河泄洪能力较小，而淮河流域 (31°~36°N、112°~121°E) 是洪水频发地带，强降水尤其是类似2003、2005和2007年发生的持续性强降水会给流域带来巨大的经济、社会损失。在具体预报中怎样的环流形势预示着淮河流域将发生持续性强降水，能否找到淮河流域持续性强降水发生前的环流前兆信号有着重要的意义。对淮河流域暴雨或持续性暴雨已经有过一些研究：龚振淞等^[1]指出2003年6月下旬至7月中旬乌拉尔山地区基本无阻塞高压，7月中下旬鄂霍茨克海阻高偏强是雨带长期维持在黄河以南地区的主要原因；陈小红等^[2]指出2005年淮河流域持续性暴雨期间，贝加尔湖到鄂霍茨克海附近维持一高压脊；桂海林等^[3]指出2007年夏季淮河暴雨期间，贝加尔湖地区为高压脊；在低纬地区，文献^[1-3]均指出淮河流域处于稳定而强盛的副热带高压北部边缘，为持续性暴雨提供了充足的水汽。淮河流域强降水的发生是小概率事件，一般多从个例分析和旱涝状态方面研究^[1-9]，对多次强降水发生的气候学规律则很少进行多个个例的规律性总结，特别是对中高纬阻塞高压的规律性总结则更加贫乏。虽然每次持续性强降水过程都表现为不同的环流形势，但强降水在天气系统变化中属于突变很强的变化过程，应同时有持续暖湿气流的供应和稳定的冷空气系统相配合。中高纬度阻塞高压的变化对流域降水的持续性和强度都有着重要的影响，但目前对强降水的研究多侧重于副高、南支槽等水汽来源系统的研究，对阻塞高压的研究则多是针对季节变化特征的分析或统计^[10-13]。文中通过对1961—2006年淮河流域11次强降水过程开始之前及强降水过程中中高纬度阻塞高压的规律性总结，找出了影响淮河流域持续性强降水前后阻塞高压的共性变化特征及前兆信号，为淮河流域持续性强降水过程的预报提供依据。

1 资料和计算方法 1.1 资料

本文所用的淮河流域降水资料为1961—2006年淮河流域146个站逐月降水量资料和128个站20—20时逐日降水量资料。4省的逐月降水量资料较全。逐日降水量资料山东站点较少仅为10个，河南、江苏、安徽逐日资料较全。在环流分析中采用了NCEP 2.5°×2.5°网格距高度场等再分析资料。

1.2 方法 1.2.1 阻高指数计算方法

定义某日乌拉尔山及附近地区 (45°~65°N、30°~100°E) 的阻塞高压强度指数 (UBHII) 为乌拉尔山地区500 hPa高度相对于纬圈平均高度的正偏差高度面积之和 (如果阻塞高压呈明显的南北分支型，UBHII包括北支包围的正偏差高度面积与南支包围的负偏差高度面积之和)^[14]。具体来说：用该日20时500 hPa沿45°N与65°N两个纬圈的格点高度 $H(\lambda ,\phi )$ 观测资料 (NCEP资料)，首先分别求出45°N和65°N这两个纬圈上的平均高度，再在该区域内，在同样间隔经线上分别求出45°N与65°N两个纬圈上的纬偏高度差 $\Delta H(\lambda ,\phi )$ ，即 $\Delta H(\lambda ,\phi ) = H({\lambda _i},{\phi _j}) - H(\overline {{\phi _j}} )$ ，这里λ为经度， $\phi$ 表示纬度， $\Delta H({\lambda _i},{\phi _j}) > 0$ 表示该格点位于高压区，反之为低压区。然后通过逐个经线求出南北两纬圈点上的合成纬偏高度差之和： $\Delta H({\lambda _i},{\phi _{1,2}}) = \sum\limits_{j = 1}^2 {\Delta H({\lambda _i},{\phi _j})} $ 。其中，仅当某经线上 $\Delta H(\lambda ,\phi )$ 为北正南负 (即 $\Delta H(\lambda ,\phi )$ >30 dagpm， $\Delta H({\lambda _i},{\phi _2}) < 0$ ) 时, 表明阻高偏北偏强, 南面为低压 (或槽)，西风气流被分支时, 才将南面的 $\Delta H({\lambda _i},{\phi _2})$ 负值亦按正值累加。其余均按原 ${\Delta H({\lambda _i},{\phi _j})}$ 的正负值累加。即用梯形数值积分的方法求出该区域的UBHII。若该区域内经线上的合成纬偏高度差之和 $\Delta H({\lambda _i},{\phi _{1,2}})$ 均为同号 (同为正或同为负)，则累加其代数和即为UBHII (如累加和为负值，则表示该域内为低压，累加和为正值, 则表示该域内为高压)：UBHII的单位是100 dag-pm。

1.2.2 淮河流域持续性强降水过程选取

淮河流域146站点分布不均匀，山东省站点缺测较多，因此有必要对淮河流域站点进行选取。对淮河流域146个站的6—8月降水量资料进行方差计算，兼顾取较大方差和选取站点均匀性的原则选取41个代表站。对这41个代表站的6—8月逐日历史平均降水量与原128个逐日降水量历史平均值进行比较 (图略)，结果发现两条降水曲线基本吻合；另外对41个代表站每年6—8月总降水量平均值与原146个站每年6—8月总降水量平均值进行比较 (图略)，结果发现两条降水曲线也基本吻合。因此可以认为这41个站选取比较合理。

(1) 41个站中可以有间隔两天无暴雨日，但至少有连续5天每天都至少有1个站出现大于或等于50 mm的降水。

(2) 每个过程至少有超过10个站出现大于或等于200 mm的降水，至少有2个站出现大于等于400 mm的降水。

根据以上标准，1961—2006年共选出11个持续性强降水过程，分别出现在65_0630_0804(年_月日_月日，下同)、68_0708_0718、72_0619_0710、82_0709_0724、91_0628_0719、03_0619_0716、05_0705_0711、98_0803_0817、63_0628_0720、74_0708_0814、82_0803_0824。

2 中高纬度阻塞高压特征 2.1 强降水前期500 hPa阻塞高压特征

淮河流域持续性强降水过程，在中高纬度一般都伴有明显的阻塞形势，表 1给出了11个过程强降水发生之前5天30°~160°E 500 hPa阻高类型 (每一个过程开始之前5天500 hPa高度场平均的阻塞高压类型，并非单日阻高类型) 及亚欧中高纬地区平均环流形势。可以看出持续性强降水开始前一阶段乌拉尔山附近均有明显的阻塞形势出现，双阻形势居多，11个过程有8个是双阻类型，只有3个是单阻形势。

2.2 强降水过程中500 hPa阻塞高压特征

在淮河流域持续性强降水过程中，阻塞形势较其前期有了明显的变化。表 2给出了11个持续性强降水过程30°~160°E 500 hPa阻高类型 (每一个持续性强降水过程中500 hPa高度场平均的阻塞高压类型，并非单日阻高类型) 及亚欧中高纬地区平均环流形势。从表 2可以发现在强降水过程中，不论是哪种类型的持续性强降水，每个强降水过程相对应在贝加尔湖至鄂霍茨克海的中高纬度地区都有阻高形势存在，从阻高类型来看以单阻形势居多，共8个年份为单阻，双阻形势只有3个年份。

从以上分析可以发现：在强降水前期乌拉尔山附近阻高较明显，而强降水过程中乌拉尔山附近阻高则呈减弱的趋势，贝加尔湖以北或以东地区的阻高呈增强趋势。为了验证这一结论，图 1给出了11个强降水过程平均高度场与强降水开始前5天的平均高度场的差值，可以看出，乌拉尔山附近为明显的负值中心，而贝加尔湖以北到鄂霍茨克海为正值中心。且阻高的变化要明显于西太平洋副高的变化。从11个强降水过程500 hPa平均高度与历史平均强降水时段 (1961—2006年6月29日至7月25日) 平均高度场差值来看也是在乌拉尔山附近为明显的负值中心，而贝加尔湖以北到鄂霍茨克海为正值中心 (图略)。另外，从11个年份每年强降水开始前和强降水期间500 hPa平均高度场来看 (图略)，除1972年，其他年份基本都是在强降水前5天平均高度场上，贝加尔湖以西 (大部分在乌拉尔山附近) 都有较为明显的阻塞形势；而强降水期间贝加尔湖以西的阻塞形势则明显减弱，以北或以东地区阻高则呈增强趋势。以上分析均表明强降水前期乌拉尔山附近大部分都有较明显的阻高存在，而强降水期间乌拉尔山附近阻高减弱，贝加尔湖以北到鄂霍茨克海附近的阻高偏强。

2.3 乌拉尔山附近阻塞高压变化对淮河流域降水的影响

由以上分析可以发现，乌拉尔山附近阻塞高压在淮河流域持续性强降水前至强降水过程中有明显变化，为进一步分析乌拉尔山阻高与淮河流域降水的关系，图 2给出了6—8月乌拉尔山及附近地区阻塞高压指数和淮河流域日平均降水量曲线图，平均而言淮河流域在6月22日降水开始增多，27和28日有所减弱，从6月29日进入集中降水时段。相对应在其前期，乌拉尔阻高指数在6月17—20日为明显的指数峰值时段，表明阻高较强，21—22日阻高指数明显减弱后淮河流域降水开始增多，之后阻高指数又有所增大，在25日达到峰值后又明显减弱，在减弱后的第4天，淮河流域进入集中多雨时段。以上分析表明，平均而言淮河流域进入多雨时段之前2~4天，乌拉尔山附近阻高势力较强，在其减弱后淮河流域降水增多。因此乌拉尔山附近阻高的减弱或崩溃对预报淮河流域强降水是一个较好的前兆性指示。将乌拉尔山阻高指数与强降水年份6—8月降水逐日曲线图 (图略) 相比较可以发现，除1972年，各年持续性强降水过程都开始于乌拉尔山附近阻高指数锐减后的2~5天。从各年的强降水时段与乌拉尔山附近阻高指数来看，除1968、1972、1998和2005年，持续性强降水时段基本都处于阻高指数的谷值期。从强降水前后500 hPa平均高度场来看 (图略)，1968、1972、1998和2005年强降水期间阻高主体位于贝加尔湖附近或以西，而其他年份主体都在贝加尔湖以东地区。因此在阻高主体位于贝加尔湖附近或以西时该指数对降水的指示性较差，当阻高主体位于贝加尔湖以东地区时，乌拉尔山阻高指数对淮河流域降水是很好的前兆性指标。而实际上除1972年，其他年份乌拉尔山附近阻高都是减弱的，之所以指数反映不出来是因为计算指数时所取的范围是30°~100°E，范围较大，东部范围恰好到贝加尔湖以西地区，因此在强降水期间，如该区域阻高较强，则指数也会比较大，对降水的指示效果较差。

3 大气环流的低频振荡特征 3.1 持续性强降水年份中高纬500 hPa高度场低频振荡特征

阻塞高压为天气尺度系统，在时间演变上属于低频演变系统。为分析11个强降水过程所对应的10个年份中高纬度500 hPa高度场的主要振荡周期，绘制了10个持续性强降水年份5—9月乌拉尔山附近阻高指数小波分析的方差平均图 (图略)。结果发现持续性强降水年份乌拉尔山附近阻塞高压存在15~30天左右的主要振荡周期，此外在50~70天左右也有较明显的振荡周期存在。为了更清楚地分析每一年阻高的变化情况，分别分析了10个年份的乌拉尔山附近阻高指数小波分析图像。结果发现除1974、1982和2003年主要振荡周期为30~60天。其余7个年主要振荡周期均在15~30天左右。大气的低频振荡中有两个频带振荡最显著，即10~20天 (准双周) 和30~60天两个周期阶段。而以上持续性强降水年份乌拉尔山附近高度场的主要振荡周期为15~30天。为了分析强降水年份中高纬度大气环流的主要振荡周期，分别绘制了11个持续性强降水过程中与强降水前5天500 hPa高度经10~20天、15~30天和30~60天滤波后的差值图 (图略)。结果发现经过15~30天滤波强降水过程中和前5天差值图与未经过滤波差值图的中高纬度的环流形势最为接近。10~20天的滤波差值图其亚洲东部中高纬度的正偏高中心位置比未滤波差值图位置偏东。30~60天滤波差值图亚欧中高纬度正负中心的范围和振幅比未滤波差值图位置都明显偏小。因此从上面分析可以看出多数强降水年份中高纬度大气的低频振荡以15~30天为主。

3.2 持续性强降水年份中高纬500 hPa高度场低频振荡的传播特征

从以上分析可知：1963、1965、1968、1972、1991、1998和2005年这7年500 hPa中高纬度都有15~30天左右的振荡周期。而且从图 1可以看出中高纬度强降水前和强降水期间高度差正负中心主要分布在55°~75°N。因此分别绘制了以上7个年份55°~75°N平均高度场15~30天的传播图 (图略)。结果发现除1998年，其余6年从强降水开始前几天到强降水过程中在80°E以西均有明显的乌拉尔山附近阻塞高压自东向西传播的特征。除1965和1998年其余5年在80°E以东同时还伴有180°E附近阻高向西传播到贝加尔湖和鄂霍茨克海附近的特征。分析1974、1982和2003年经过30~60天滤波后的55°~75°N平均高度场传播图 (图略)，发现3个年份除1982年第二次持续性强降水过程，乌拉尔山附近阻塞高压均在强降水发生前出现西退的现象。同时在持续性强降水期间也均有180°E附近阻高向西传播到贝加尔湖和鄂霍茨克海附近的特征。

为了进一步讨论这种持续性强降水发生前期阻高开始出现西退的现象。我们分别绘制了持续性强降水前10~6天 (图略)、前5~1天，强降水过程中1~5天 (图略)、6~10天的500 hPa高度场平均图 (图 3)。在持续性强降水前10~6天乌拉尔山附近为弱的高压脊。而在持续性强降水前5~1天乌拉尔山附近则出现了明显的阻塞形势，平均尺度达到60~70个经距 (图 3a)。在持续性强降水开始后的1~5天，乌拉尔山附近阻高明显减弱，而其西部20°E附近高度则逐渐升高，到持续性强降水开始后的6~10天在20°E附近则出现了明显的高压脊 (图 3b)。这很可能与罗斯贝波的西传特征有关，罗斯贝波的传播速度为 ${c_{px}} = \overline u - \frac{\beta }{{{k^2} + {l^2}}}$ ，其中 $ - \frac{\beta }{{{k^2} + {l^2}}}$ 为罗斯贝波相对于基本气流向西传播的速度。当波动的尺度达到足够大时，则罗斯贝波向西传播的速度大于基流的速度，在天气图上表现为向西传播。由图 3可以看出在强降水前5~1天，乌拉尔山附近阻塞高压明显增强，波动在东西方向上约为110个经距 (0°~110°E)。南北方向约为30个纬距 (45°~75°E)。将以上数据代入以下计算公式：

$\begin{array}{l} {L_x} = 2\pi \gamma \cdot \cos \phi \cdot \frac{{\Delta \phi }}{{360}} \simeq 6000 {\rm{km;}}\\ {L_y} = 2\pi \gamma \frac{{\Delta \phi }}{{360}} \simeq 3500 {\rm{km}} \end{array}$

(1)

$k = \frac{{2\pi }}{{{L_x}}},l = \frac{\pi }{{{L_y}}}$

(2)

$\beta = \frac{{2\Omega \cos \phi }}{a}$

(3)

${c_{px}} = \overline u - \frac{\beta }{{{k^2} + {l^2}}}$

(4)

若取 $\phi $ 为60°N， $\overline u $ 为每个强降水前5天0~360°E、45°~75°N平均西风分量, 值约为6.5 m·s^-1。将式 (1)~(3) 代入式 (4) 得c_px=-1。即阻高出现西退现象。而由图 3中阻高从强降水前5~1天60°E附近到6~10天在20°E附近，约15天西移40个经距, 即速度平均为1.5 m·s^-1，恰好与前边所计算的移速c_px=-1相接近，能很好地解释强降水前乌拉尔山附近阻高的西退现象。

4 结论

(1) 平均而言6月29日至7月25日为淮河流域降水相对最集中的时段。持续性强降水大多发生在6月中旬到7月中旬。流域南部降水变率明显大于北部，西北部变率最小。西南部和东南部变率最大。

(2) 持续性强降水开始前一候乌拉尔山附近均有明显的阻塞形势出现，双阻形势居多，而强降水期间乌拉尔山附近阻高减弱，贝加尔湖以北到鄂霍茨克海附近的阻高偏强，持续性强降水过程大都开始于乌拉尔山附近阻高指数锐减后的2~5天。

(3) 持续性强降水年份乌拉尔山附近阻塞高压存在15~30天左右的主要振荡周期。绝大多数年份乌拉尔山附近阻塞高压和180°E附近阻高均在强降水发生之前出现西退的现象。乌拉尔山附近阻塞高压的西退与强降水开始之前其增强，尺度增大有关。