常军 ，王君 ，吴璐 ，史恒斌 ，竹磊磊

(1.中国气象局·河南省农业气象保障与应用技术重点开放实验室，郑州450003;2.河南省气候中心，郑州450003；3.河南省气象学会，郑州450003；4.河南省气象科学研究所，郑州450003)

引言

气候极端事件一般是指在一定区域和时段发生的超出一定阈值的异常气候事件(杨军勇和苏爱芳，2012；申莉莉等，2018)。极端气候事件在统计学意义上虽然发生概率小，但其致灾风险高，一旦发生，往往会给国民经济和人民生命财产造成严重损失。在气候变暖背景下，极端气候事件引起了国内学者的普遍关注(余卫东等，2008；郑祚芳等，2013；杨军勇和苏爱芳，2021)。不少学者在分析我国极端降水时空分布特征与变化时，多使用百分位定义降水阈值，并指出气候变暖背景下我国极端降水事件发生频次增多、降水强度增加，且极端降水事件对总降水量的贡献较为明显(翟盘茂和潘晓华，2003；翟盘茂等，2007；李建等，2013)。黄河流域自西向东位于中纬度地带，其东西向跨度大，包括高原、山地、平原和丘陵地区，流域各段间气候差异较大，其大部处于我国西部干旱半干旱地区与东部湿润半湿润地区的分界线。该流域降水时空分布不均，受大气环流和季风环流影响较为复杂，流域内不同地区降水差异较大，黄河上游的甘肃、宁夏、内蒙段基本上属于干旱或半干旱地区，常年降水很少，而中下游地区降水量较大，降水呈现明显的地域分布不均特性，河套段属于季风边缘区，降水主要集中在夏季，夏季降水量占年总降水量的54.7%(李栋梁等，2013；常军等，2014；邵鹏程等，2015)。气候上，东亚副热带夏季风最北边缘线位于黄河上游到华北北部，其维持时间从7 月初到8 月底(汤绪等，2008)。东亚夏季风降水是受中高纬与低纬环流共同影响、多尺度天气系统相互作用的结果(张庆云和陶诗言，1998)。对于我国不同地区的极端强降水，国内专家学者从不同角度分析了其发生发展的物理机制(胡娅敏等，2015；李泽椿等，2015；赵丽等，2016；任丽等，2019；谌芸等，2019；王军等，2021；周斌等，2021；杨晓亮等，2021)，并指出各地极端强降水的发生除表现为共同的环流特征外，还具有明显的区域特征。其中，黄河中游夏季降水主要受同期东亚高空急流、西太平洋副热带高压和贝加尔湖低槽共同影响(宋文玲等，2013)。每年我国雨带随着夏季风向北推进而自南向北移动，环流形势出现相应调整，中高纬阻塞形势是造成我国东部长江流域、华北和东北地区夏季区域性持续强降水的主要环流型(王小玲等，2017)。上述总结和成果为深入研究不同区域极端强降水的大尺度环流特征、提高灾害性天气气候预测准确率和防灾减灾能力具有重要意义。但不同区域极端强降水因其天气影响系统、地形地貌不同，所表现出来的环流特征也有一定差异，所以做好黄河流域夏季极端强降水主要环流型的的分析十分必要。考虑到黄河流域极端强降水主要集中在夏季6—8 月，本文利用1961—2017年黄河流域247个地面气象观测站夏季逐日降水资料，通过定义该流域区域性极端强降水事件分析其分布特征，探讨该流域区域性极端强降水事件出现时的中高纬环流特征、低纬水汽输送特征等，以期加深对该流域区域性极端强降水环流特征的认识，为提高黄河流域延伸期强降水过程预报能力提供技术支撑。

1 资料与方法

1.1 资料说明

本文分析黄河流域夏季(6—8月)极端降水事件时使用的资料为河南省大气探测中心提供的1961—2017 年黄河流域247 个地面气象观测站(图1)经过质量控制的逐日降水资料；在分析该流域极端强降水的环流形势时，采用的是1961—2017年欧洲中期天气预报中心(ECWMF)的ERA40逐日再分析格点资料(分辨率为1°×1°)，其气象要素包括位势高度、风场等。

图1 黄河流域247个气象观测站(彩点所示)空间分布(红色、绿色和紫色圆点分别代表其上游、中游和下游站；阴影表示地形高度，单位:km)Fig.1 Spatial distribution of 247 meteorological observation stations(indicated by colored dots)in the Yellow River Basin.Red,green and purple dots mark the stations in the upper,middle and lower reaches of the Yellow River,respectively.Shadow represents the topographical altitude(unit:km)

1.2 研究方法

由于黄河流域南北、东西跨度较大，夏季降水差异明显，其流域各省极端强降水标准不一，使得对该流域内极端降水的判定难以使用统一的阈值。目前极端气候事件尚无统一定义，业务及研究中通常使用百分位方法定义极端降水阈值，即将超过该阈值的要素值视为极端值。本文采用百分位数法确定黄河流域夏季极端降水阈值，百分位数计算采用Hyndman和Fan经验公式(翟盘茂等，1999；孟寒冬，2020)，即

式(1)—(3)中，p为百分位；Q^(p)为p百分位对应的百分位数；X为升序排列后的某要素样本序列；n为样本长度；Xj为升序排列后的样本序列的第j个值。

(1)单站极端强降水标准。根据以往国内使用百分位方法定义极端降水阈值时多以第95 百分位降水量定义极端降水阈值(翟盘茂和潘晓华，2003；翟盘茂等，2007；杜亮亮等，2017；申莉莉等，2018；唐永兰等，2018)，即选取某个长序列特定百分位值(通常取第95百分位数)作为阈值，超过该阈值即认为是极端值，该事件被确定为极端事件。本文定义黄河流域夏季单站极端强降水的具体方法是，对于该流域内每个站点，将其1961—2017 年大于0.1 mm 的日降水量按升序排列的第95 百分位日降水量值作为该站极端降水阈值，某日降水量若超过该阈值，则认为该日出现了极端降水事件。流域所有站点均按此法统计，即每站阈值理论上都可能不同。

(2)区域性极端强降水标准。黄河流域夏季区域性极端强降水日标准是综合考虑了其极端性和影响范围两个因素而确定的，具体是取日降水第95百分位流域内站点数占比大于20%达到极端强降水标准时为一个区域性极端强降水日。据此定义，共得到27个区域性极端强降水个例。

为了验证采用第95 百分位数定义极端降水的合理性，本文还分别采用第90、99 百分位来挑选极端降水事件(区域性范围与第95 百分位相同)，结果分别得到336 个和0 个个例，可见按第90 百分位选取的个例数不能反映降水的极端性，而按第99百分位则选不到个例，从而佐证了采用第95 百分位的合理性。此外，本文采用第95 百分位挑选的区域性极端强降水个例数与王小玲等(2017)使用1957—2011年降水资料选取的21例华北地区夏季区域性持续强降水(同属极端降水)个例相差不大。在流域气候业务中，EOF分解第一模态是全流域一致型，第二模态是源头和下游与流域其他区域相反的分布，解释方差较大的前两个模态显示黄河流域夏季降水的一致性比较高，这也是将整个黄河流域作为研究区域的原因之一。另外，该流域区域性极端降水个例相对较少，不太适合再细分，不然按区域细分每种类型个例更少，缺乏代表性。

(3)环流分型。首先，分析黄河流域区域性极端强降水个例出现当日及其前后1 d 的欧亚500 hPa 位势高度场，寻找对极端强降水起主导作用的环流系统，结果发现各区域性极端强降水个例的出现均与阻塞高压、低槽等天气系统有关。其中，阻塞高压(简称阻高)出现的位置包括乌拉尔山、贝加尔湖、鄂霍茨克海地区，按其出现位置自西向东分别称之为乌拉尔山阻高(西阻)、贝加尔湖阻高(中阻)、鄂霍茨克海阻高(东阻)，若西阻和东阻同时出现称为双阻。然后，根据上述分析结果，通过对该流域极端降水起主导作用的环流形势进行分型。最后，将个例当日环流场按上述分型进行合成分析，得到各型区域性极端强降水的平均场及距平场。

2 黄河流域极端强降水事件的空间分布特征

图2 给出黄河流域极端强降水阈值的空间分布。从中可见，其阈值空间分布特征表现为自西向东、自北向南逐渐增加，上游源头地区(青海段)最小，下游(郑州花园口以下段)最大；其上游大部地区为20～50 mm，中游大部为50～70 mm，下游为70～120 mm。

图2 黄河流域夏季极端强降水阈值的空间分布(单位:mm)Fig.2 Spatial distribution of extreme heavy precipitation threshold(unit:mm)in summer in the Yellow River Basin

另由黄河流域夏季各地极端强降水事件频率的空间分布可见(图3)，全流域平均每年出现的极端强降水事件次数均不足1 次，但上游源头地区出现极端强降水的频率较其他地区高，源头地区平均每10 a出现5～6次，其他地区平均每10 a出现2～4次。

图3 1961—2017年黄河流域夏季强降水事件频率的空间分布(单位:次·a-1)Fig.3 Spatial distribution of the average number(unit:times·a-1)of severe precipitation events in summer in the Yellow River Basin from 1961 to 2017

3 黄河流域夏季区域性极端强降水的主要环流类型

通过对1961—2017 年黄河流域27 个区域性极端强降水个例的诊断分析，并按500 hPa 高度场可将该流域夏季极端强降水天气的典型环流形势分为阻塞型、低槽型和台风外围型3类，其中，阻塞型有14例(包括双阻型和中阻型)，低槽型有11 例，台风外围型仅2例；上述27例极端强降水中属于同一次连续降水过程的有2 例；阻塞型、低槽型、台风外围型极端强降水个例分别占51.9%、40.7%、7.4%。可见，阻塞型和低槽型是黄河流域夏季极端强降水的主要环流型。阻塞型表现为欧亚中高纬地区的环流特征，低槽型则表现为中纬度地区的环流特征。由于台风外围型极端强降水个例仅2例，且属同一次连续降水过程，将其作为一类环流型的代表性不足，所以本文只对阻塞型和低槽型极端强降水的主要环流特征进行分析。

3.1 阻塞型极端强降水的环流特征

统计结果表明，黄河流域夏季27个区域性极端强降水个例中，按照上节环流分型再细分阻塞型，有27.6%的个例属于双阻型，22.2%的个例属于中阻型。

3.1.1 双阻型

图4 给出1961—2017 年黄河流域夏季双阻型极端强降水天气不同高度环流形势合成图。从中看到，200 hPa 层20°—55°N范围纬向风距平自北向南呈“- +-”分布(图4a)，东亚高空急流轴基本位于33°—43°N 之间，风速极大值中心位于黄河流域北部、华北到东北一带，并叠加正异常纬向风，表明该区域高空锋区较强，而在贝加尔湖及以西地区纬向风表现为负异常，表明纬向环流偏弱，有利于冷空气活动。另外，500 hPa高度场上(图4b)，高纬度乌拉尔山与鄂霍茨克海地区为高压脊控制，两个高压脊之间的贝加尔湖东北部地区为低槽，其距平场上可见在欧亚中高纬度地区维持“+-+”分布，即乌拉尔山和鄂霍茨克海地区均为异常正距平控制，并出现了其距平大于60 gpm的正异常中心，从贝加尔湖南部经内蒙古到河套地区为负距平，黄河流域处于浅槽中，中低纬度副热带高压(以下简称副高)总体偏强、偏西，其脊线位于25°N 附近，我国东部及沿海地区出现了大范围正的高度距平，其正中心大于20 gpm，从副高西北侧到黄河流域与乌拉山阻塞高压之间出现了异常负距平，其中心位于内蒙地区至蒙古国，负距平中心小于-20 gpm。由于高纬度地区欧亚东西部两个高压脊的稳定维持，使得处在两高之间宽广槽区的黄河流域明显受到低槽影响。

图4 1961—2017年黄河流域夏季双阻型极端强降水天气不同高度环流形势合成图:(a)200 hPa纬向风距平(填色区)图(等值线为高空急流，单位:m·s-1)；(b)500 hPa高度场(等值线)及距平(填色区)图(单位:gpm)；(c)850 hPa风场(箭矢)及距平(填色区)图(单位:m·s-1)Fig.4 Composited chart of(a)zonal wind anomaly(color-filled areas,unit:m·s-1)at 200 hPa,(b)geopotential height field(contours,unit:gpm)and its anomaly(color-filled areas)at 500 hPa and(c)wind field(vector,unit:m·s-1)and its anomaly(color-filled areas)at 850 hPa.In(a)contours denote the high-level jet stream(unit:m·s-1)when the double blocking type extreme heavy precipitation occurs in summer in the Yellow River Basin from 1961 to 2017

再由此型850 hPa风场及其距平分布看出(图4c)，存在2 支向黄河流域输送水汽的通道，其源地分别为印度洋和太平洋，东南沿海为显著的反气旋环流，来自印度洋至孟加拉湾的水汽与来自西太平洋至南海的水汽在贵州和广西附近汇合后明显加强，在重庆—四川一带出现大于7 m·s-1的风速正距平中心。充沛的水汽向东北偏北方向输送，偏南风风速加大，在黄河流域中南部地区形成显著的气旋性环流，极有利于黄河流域形成强降水。

为了分析黄河流域夏季双阻型极端强降水500 hPa高度场前期阻塞高压的演变特征，同时考虑到极端强降水发生期间乌拉尔山阻高(西阻)和鄂霍茨克海阻高(东阻)一般都出现在45°—70°N范围，图5给出黄河流域夏季双阻型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa 沿45°—70°N 平均位势高度的时间演变。从中看出，极端强降水发生前20—15 d 西阻高压中心最初位于20°—30°E之间，前10 d左右高压中心强度持续增强，范围逐渐扩大至40—70°E；而东阻是逐渐在140°—160°E范围内建立的，其建立时间较西阻明显偏晚，距形成黄河流域极端强降水仅一周左右时间，强度也明显弱于西阻。由此可见，造成阻塞型极端强降水的双阻型高压基本上以原地发展为主，其发生前1～2周就能捕捉到阻塞高压发生发展信号。

图5 黄河流域夏季双阻型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa沿45°—70°N平均位势高度(单位:gpm)的时间演变(图中左右2个箭头分别指示西、东阻塞高压变化)Fig.5 Height-time cross section of averaged geopotential height(unit:gpm)at 500 hPa along 45°-70°N during 0-20 days before the double blocking type extreme heavy precipitation occurred in summer in the Yellow River Basin.Two hollow arrows in the left and right in this figure indicatethe change of blocking high in the West and East,respectively

3.1.2 中阻型

图6 给出1961—2017 年黄河流域夏季中阻型极端强降水天气不同高度环流形势合成图。从中看到，200 hPa纬向风距平分布同双阻型十分相似，也是自北向南呈“-+-”分布(图6a)，东亚高空急流轴基本位于33°—43°N 之间，其风速极大值中心位置较双阻型偏东，纬向风正异常区位于河套北部、华北到东北一带，表明高空锋区较强。另外，500 hPa 高度场上(图6b)，高纬欧亚地区维持一脊两槽型环流，贝加尔湖及其以北地区为庞大的阻塞高压控制，高压两侧为低槽，其距平场上欧亚中高纬度地区自西向东呈现明显的“-+-”分布，显著正高度异常区出现在80°—150°E、50°—80°N 范围，大于80 gpm 的正异常中心位于贝加尔湖及其以北地区，阻高面积也明显大于上节双阻型中任何一个阻高的面积。中低纬度副高显著偏强、偏北，其脊线位于30°N 附近，我国东部及沿海地区出现大范围正高度距平，且正高度距平区较双阻型位置偏北，其中心值大于20 gpm，在阻高和副高之间为相对低压和负距平区，黄河流域处于弱低槽中。由于贝加尔湖以北地区高压脊的稳定，环流在高压脊南侧出现分支，黄河流域受南支气流短波槽影响。

图6 1961—2017年黄河流域夏季中阻型极端强降水天气不同高度环流形势合成图:(a)200 hPa纬向风距平(填色区)图(等值线为高空急流，单位:m·s-1)；(b)500 hPa高度场(等值线)及距平(填色区)图(单位:gpm)；(c)850 hPa风场(箭矢)及距平(填色区)图(单位:m·s-1)Fig.6 Same as Fig.4,but for the extreme heavy precipitation under the middle blocking type condition

再由此型850 hPa风场及其距平分布看出(图6c)，也存在2 支向黄河流域输送水汽的通道，其源地分别为太平洋和印度洋，但水汽主要源自西北太平洋，由此通道输送的水汽与来自印度洋的水汽在广东至福建一带汇合，由于两股气流叠加使得偏南风风速加强，向偏北方向输送了大量的水汽，在湖南和湖北地区出现风速大于5.5 m·s-1的正距平中心，并在河套地区形成气旋性环流，为黄河流域强降水的产生提供了有利的水汽条件。

同样，为了分析黄河流域夏季中阻型极端强降水500 hPa高度场前期阻塞高压的演变特征，同时考虑到极端强降水发生期间贝加尔湖阻高(中阻)一般都出现在45°—75°N 范围，图7 给出黄河流域夏季中阻型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa沿45°—75°N平均位势高度的时间演变。从中看到，极端强降水发生前20—7 d欧亚地区基本维持欧洲阻塞高压形势，即欧亚中高纬在7 d前500 hPa位势高度自西向东呈“高-低”分布，前1周左右欧洲阻塞高压逐渐消失，并演变为低槽，而贝加尔湖地区阻塞高压建立并发展，前7 d高压中心形成于105°E附近，之后其范围逐渐扩大、强度增强，高压中心位于120°E附近，欧亚中高纬地区位势高度自西向东由7 d 前的“高-低”分布变为“低-高-低”分布，从而看出造成阻塞型极端强降水的中阻型高压同样是以原地发展为主，其发生前1 周就能捕捉到阻塞高压发生发展信号。

图7 黄河流域夏季中阻型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa沿45°—75°N平均位势高度(单位:gpm)的时间演变Fig.7 Height-time cross section of averaged geopotential height(unit:gpm)at 500 hPa along 45°-75°N during 0-20 days before the extreme heavy precipitation under the middle blocking type condition occurred in summer in the Yellow River Basin

3.2 低槽型极端强降水的环流特征

图8 给出1961—2017 年黄河流域夏季低槽型极端强降水天气不同高度环流形势合成图。从中看到，200 hPa纬向风距平在20°—55°N之间自北向南呈“-+-”分布(图8a)，风速极大值中心位置较上述双阻型偏东，与中阻型较为接近，纬向风正异常区位于河套北部、华北至东北一带。另外，500 hPa高度场上(图8b)，欧亚地区整体以纬向环流为主，30°—65°N范围多小槽小脊自西向东移动，副高主体偏东、偏南，我国东部及沿海地区为高压脊和异常正高度距平区。

图8 1961—2017年黄河流域夏季低槽型极端强降水天气不同高度环流形势合成图:(a)200 hPa纬向风距平(填色区)图(等值线为高空急流，单位:m·s-1)；(b)500 hPa高度场(等值线)及距平(填色区)图(单位:gpm)；(c)850 hPa风场(箭矢)及距平(填色区)图(单位:m·s-1)Fig.8 Same as Fig.4,but for the extreme heavy precipitation under the low-trough type condition

再由此型850 hPa风场及其距平分布看出(图8c)，黄河流域夏季极端强降水过程所需的水汽主要源自太平洋和南海，其中来自太平洋的水汽通过我国沿海附近的反气旋环流经东海输送到海南再与来自南海的水汽汇合，由于两股气流的叠加使西南风风速在广西和湖南附近加强，将水汽向东北偏北方向输送，在重庆至四川一带出现风速大于6 m·s-1的正距平中心，同时青藏高原维持反气旋环流，东部沿海也存在反气旋环流，河套地区形成显著的气旋性环流，使得黄河流域形成辐合上升运动，这种水汽和环流配置对黄河流域形成强降水极为有利。

为了分析黄河流域夏季低槽型极端强降水500 hPa高度场前期阻塞高压的演变特征，同时考虑到极端强降水发生期间低槽一般都出现在30°—50°N范围，图9给出黄河流域夏季低槽型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa 沿30°—50°N 平均位势高度的时间演变。从中可见，此型极端强降水发生前20—14 d中高纬度欧亚地区基本维持两槽一脊环流型，东亚大槽明显偏强，前13—7 d欧亚槽脊波动活跃，环流变为三槽两脊型，而前7—0 d 又变为两槽一脊型，黄河流域处在槽区，低槽只是在此型极端强降水发生前2—3 d才相对明显。可见，造成低槽型极端强降水的低槽以移动性为主，其初始信号出现在极端强降水前7 d左右，强信号出现在极端强降水前2—3 d。

图9 黄河流域夏季低槽型极端强降水发生前0—20 d 500 hPa沿30°—50°N平均位势高度(单位:gpm)的时间演变Fig.9 Height-time cross section of averaged geopotential height(unit:gpm)at 500 hPa along 30°-50°N during 0-20 days before the extreme heavy precipitation under the low-trough type condition occurred in summer in the Yellow River Basin

4 结论与讨论

本文使用1961—2017 年黄河流域247 个地面气象观测站夏季逐日降水资料，首先定义该流域区域性极端强降水事件并分析其分布特征，再根据500 hPa中高纬度环流特点将造成黄河流域夏季极端强降水的主要环流型进行归纳分类和合成分析，从而总结每种环流型的环流特点及其前期演变、水汽输送特征。主要得到如下结论：

(1)1961—2017 年黄河流域夏季极端强降水阈值自西向东、自北向南逐渐增加，上游源头地区最小，下游郑州花园口以下段最大；但极端强降水事件次数上游源头地区出现的概率较其它地区高。

(2)阻塞型和低槽型是黄河流域夏季极端强降水发生的主要环流型，两型极端强降水具有相似的200 hPa 纬向风距平分布特征，纬向风距平在20°—55°N 范围内自北向南均呈“-+-”分布，且40°N 左右纬向风速极大值中心区与纬向风正异常区叠加，高空锋区较强；阻塞型和低槽型极端强降水500 hPa 环流表现为较大差异，低槽型在欧亚地区整体以纬向环流为主，30°—65°N 范围多小槽小脊活动，副高主体偏东、偏南，我国东部及沿海地区为高压脊和异常正高度距平区，而阻塞型在欧亚中高纬以径向环流为主，双阻型和中阻型虽其阻塞高压位置不同，但黄河流域均受低值环流系统影响，且副高偏强，低纬地区均为正高度距平控制。

(3)黄河流域夏季各型极端强降水发生所需的水汽主要来自印度洋和太平洋，其中双阻型水汽通道有2 支，即印度洋—孟加拉湾与西太平洋—南海的水汽在贵州和广西附近汇合，再向东北偏北方向输送，由于两股气流的叠加使得西南风风速加强，在河套中南部地区形成显著气旋性环流；中阻型极端强降水的水汽通道也有2支，一是来自西北太平洋，二是来自印度洋，由2 支通道而来的水汽在广东到福建一带汇合后向偏北方向输送，偏南风风速加强，在河套地区形成气旋性环流；低槽型极端强降水发生所需水汽主要来自西太平洋和南海，其中来自太平洋的水汽通过我国沿海附近的反气旋环流经东海输送到海南再与来自南海的水汽汇合，使得西南风风速在广西和湖南附近加强并将水汽向东北偏北方向输送，在河套地区形成显著的气旋性环流。

(4) 分析黄河流域夏季各型极端强降水发生前500 hP平均环流形势可知，造成阻塞型极端强降水的阻塞高压以原地发展为主，其发生前1～2周就能捕捉到阻塞高压发生发展信号；造成低槽型极端强降水的低槽以移动性为主，其初始信号出现在极端强降水前7 d左右，强信号出现在极端强降水前2～3 d。

本文归纳总结了黄河流域夏季极端强降水发生时的高低空环流场配置，并分析了极端强降水前期环流演变特征，得到了影响极端强降水的主要环流型。目前10 d以上强天气延伸期预报、气候预测尤其关注其环流场，正是基于其环流预报的参考价值较高；而10 d以上模式要素预报还达不到直接应用的水平，所以上述结论可作为下一步利用逐日模式预测产品与极端强降水环流型结合开展短期气候预报预测的依据，并为流域延伸期强降水相似预报提供技术支撑。另外，文中提到无论是阻塞型还是低槽型极端强降水的发生，均对应着副热带高压均明显偏强，但并未对副高位置及强弱变化对该流域区域性极端强降水的具体影响进行深入讨论。下一步，仍需针对副热带高压对流域极端强降水的影响进行深入分析，以期全面了解造成黄河流域极端强降水的对流层高、中、低层主要影响系统的特征。