我国东部高温事件环流特征及海温背景分析*

郑泽华 张 伟 上官志聪

(1.海峡气象开放实验室，福建 厦门 361012；2.厦门市气象台，福建 厦门 361012;3.翔安区气象局，福建 厦门 361012)

我国东部地处东亚季风区，夏季自然灾害主要以高温、干旱、洪涝等为主，而近100年平均地表气温增加明显[1]，天气气候极端事件频发，夏季极端高温事件也呈现逐年增加的趋势[2-3]：2001年，长江流域遭受高温热浪过程的袭击，多省伏旱；2003年夏季，我国再次受到大范围热浪袭击，南方多地气象站观测日最高温超过历史最高纪录；2010年夏季，我国多地也遭受高温热浪袭击：8月12日、13日上海各大医院急诊人次高达1400～1600人次；西安市4天时间因高温猝死的人数高达53人，可见极端高温对现实社会的影响重大。

关于高温的定义，中国气象局规定，日最高温超过35℃定义为一个高温日[4]。关于极端高温事件的研究很多，Zhang等[5]统计了1961—2003年中国356个站点极端高温日数变化情况，发现高温日数的两个大值区分别位于西北地区和东南地区。孙建奇等[6]对1957—2004年我国台站高温发生日数、强度等方面进行分析，发现在过去48年中呈现出明显的年代际变化，并根据变化特征的不同进行分区。王金兰等[7]利用NCEP资料对2009年6月华北地区的高温过程进行初步诊断，结果表明高空强烈的下沉运动是形成高温天气的重要因素。陈敏等[8]利用上海徐家汇气象站资料对1873—2010年上海高温热浪事件进行统计分析，发现2000年以来，上海地区夏季高温热浪持续偏多且强度偏强。在影响因子方面，大气环流异常是极端高温事件发生的最主要原因，而环流异常的原因除了大气内部热力、动力因子作用以外，还受到如海冰、积雪、陆面过程、海温等外部因素的影响。柯宗建等[9]的研究表明，前冬喀拉海、巴伦支海海冰异常偏少，白令海海冰较常年同期则异常偏多，这有利于春季白令海海冰偏多。春季白令海海冰偏多将导致东亚夏季对流层低层冷空气活动减弱，温度异常偏暖，进而导致我国夏季西南季风及东亚夏季风增强[10]。Gong等[11]研究显示，中国南部夏季温度极端事件在1976年附近存在一个明显突变，可能与西太平洋副高的异常变化有关。

研究极端高温的变化规律及影响机理不仅具有科学意义，还有助于为气象业务部门提高极端高温事件的预测准确率提供参考依据，同时为政府部门应对极端高温的决策提供依据，在减少国家和人民群众的生命财产损失方面具有积极的现实意义。本文通过对站点资料的分析，阐明了我国东部高温事件发生时的主要环流特征，并讨论可能导致高温事件发生的海表温度分布型。

1 资料与方法

本文选用的资料主要包括：NCEP/NCAR逐月再分析资料，包括1951—2015年逐月的100hPa和500hPa位势高度场、850hPa经向和纬向风、多层垂直速度、地表温度场，网格分辨率为2.5°×2.5°；NCEP COBE_SST逐月海温资料，网格分辨率为1°×1°，时间区间为1951—2015年；中国国家气候中心提供的中国160个基本站逐月温度观测资料(1951—2016年)。主要通过经验正交函数(Empirical Orthogonal Function)的方法进行分析，其作用是从一个或多个气象要素的资料集中分解出主要的空间分布型、该分布型的时间分布序列及其贡献率，每个空间分布型相互正交，通过相似分布型，结合合成分析等方法进行分析。

2 夏季平均温度EOF分析

本节通过对1951—2016年夏季平均温度趋势及年代际信号进行EOF分析，以此选定我国东部高温事件关键区，进而挑选高温特征相似年份进行合成分析，图1给出了160站夏季平均温度EOF前三个模态的结果，第一模态方差贡献率为29.9%，第二模态为19.5%，第三模态为10.1%，其余模态贡献均较小(小于10%)，表征意义较弱，因此本文不做展示。

图1 1951—2016年我国160个气象站夏季平均温度EOF前三个模态的时空信息分布图 (左为空间分布场，右为对应时间序列)

由图1a可见，EOF第一模态主要表现为我国中、北部一致的变化趋势，最大负值区位于东北地区；第二模态(图1b)主要特征为我国中、南部地区与北部相反的温度分布型，正值区主要覆盖34°N以南，26°N以北地区，呈带状分布，长江中下游地区存在明显大值区，而新疆北部，黑龙江北部为负值区；第三模态(图1c)异常分布表现为中部、新疆地区与东北地区相反的变化趋势。

第二模态高温区域主要集中在长江中下游地区。从时间系数上看(图1e)，该分布型在80年代前有较强波动，随后进入停滞期，2000年后波动明显，且于2013年达到波动峰值。而第二模态方差贡献率为19.5%，可以基本描述该类高温事件，因此根据第二模态温度分布选定26°N～34°N、105°E～123°E为东部高温关键区。

图2给出了1951—2016年关键区的夏季温度标准化曲线，根据曲线图，挑选超过一倍标准差为相似年进行合成分析，其中高值年有11年(1953年，1961年，1967年，1971年，1978年，1981年，1988年，1990年，1994年，2006年，2013年)，低值年有12年(1954年，1965年，1974年，1980年，1982年，1987年，1989年，1993年，1999年，2008年，2014年，2015年)。

图3给出了地表温度合成结果，从图3a可以看出，高值年平均场上，长江中下游地区为一致高温，而在西南地区统一存在正异常中心，在其北部存在负异常中心，对应新疆北部及东北地区，而低值年平均(图3b)则恰好相反；在差值图(图3c)中可以看到，温度的异常分布主要集中在我国东部，长江流域至西南地区为一致正异常，呈带状分布，其中长江中下游地区存在异常中心，其北部则为负异常，与EOF第二模态相一致，由此再次说明以上区域可以作为我国东部高温事件发生的关键区。

图2 1951—2016年我国东部(26°N～34°N、105°E～123°E)温度标准化分布

图3 我国东部地表温度异常分布图

3 高温事件年200hPa环流特征

图4给出了200hPa高度场合成结果，黑线表示1951—2016年气候态高度场原场，在此以12500gpm表示南亚高压所在位置。如图4a，在南亚高压北部为一致的正异常，异常中心分别位于南亚高压的北部及东北部，而其南侧为弱的负异常，说明在关键区高温年，南亚高压整体偏北偏东。在中纬度上，中亚-东亚-北太平洋-北美西岸呈现出明显的纬向槽脊波动特征，在南半球中纬度同样发现类似的纬向波动，但强度较弱。在亚洲高纬度地区，巴伦支海-贝加尔湖-中国东部则表现出经向异常波动，而在贝湖-中国东部的正负异常之间，高空西风急流得到加强，并且东伸。在差值图上，分布型与高值年平均相似，不同的是在格陵兰岛西部，出现强的负异常中心，该异常可能是由于前期海冰异常所导致的。南亚高压的偏东偏北、高空西风急流的加强东伸，都将有利于西太平洋副热带高压偏西偏北并稳定维持。

图4 全球200hPa高度场异常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，单位：gpm，黑线表示1951—2016年气候态原场，斜线表示通过90%显著性检验)

图5 全球500hPa高度场异常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，单位：gpm，黑线表示1951—2016年气候态原场，斜线表示通过90%显著性检验)

4 高温事件年500hPa环流特征

图5给出了500hPa高度场合成结果，黑线同样表示气候态高度场原场，图5a、b仅给出了大于5840gpm部分。首先，从图5a中可以看到，北半球表现出了北极涛动(AO)正位相分布：极地受负异常中心控制，而中高纬地区受正异常控制，在喀拉海-巴伦支海上空存在一正异常中心，强度超过25gpm，表明关键区高温年北极极涡强度减弱，前人研究表明，夏季极涡减弱情况下，西太副高强度偏强、面积偏大[12]。在贝加尔湖上空存在带状负距平区，而在青藏高原-长江中下游地区则为一致正异常分布，对应西太副高西北部，导致中纬度气流较平直，东亚大槽较浅，该分布型不利于高纬冷空气南下至我国东部地区。在北大西洋上空出现明显正异常中心，有研究证明该异常主要由下垫面异常所产生，可能与长江中下游地区高温存在联系[13]。前人研究证明中国东部高温与西太副高的异常偏强有很好的相关性，而图中西太副高主体位置为一致的负距平，说明关键区高温年中，西太副高强度略微偏弱，而位置偏西偏北。在差值图上，喀拉海-巴伦支海上空正距平、贝加尔湖上空负距平、青藏高原-长江中下游上空正距平都较高值年平均偏强，因而西太副高偏西偏北的作用更加明显，不同的是在格陵兰岛上空负距平明显加强、有研究证明这是由于极地冷空气向此输送引起的[14]，结合欧洲北部正距平异常分布，说明西半球北极冷空气输送明显增加，向东半球输送减少。

5 高温事件年850hPa风场特征

图6给出了850hPa异常风场的合成结果。从图6a中可以看到，当长江中下游发生高温事件时，我国东海上空受反气旋性环流异常控制，东亚夏季风明显增强，北太平洋上空也存在气旋性异常，而在南海上空，则存在气旋性异常中心。而在赤道地区，西南季风明显增强，异常区域延伸至120°附近，而西太平洋上空，赤道东风也略有加强。图6b中，赤道地区通过检验的仅有中太平洋上热带东风异常以及西南季风的略微加强，而在中国东部及北大西洋上空显示出明显的反气旋性环流。

图6 850hPa风场异常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，单位：m/s，差值图仅保留通过90%显著性检验部分)

图7 全球海表温度异常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，单位：℃，黑线为气候态海温分布，斜线为通过90%显著性检验部分)

6 高温事件年海温异常特征

图7给出了海表温度异常合成结果，在高值年平均中，异常分布区域主要分布在印度洋东北部、北大西洋、中东太平洋及北大西洋。在差值图上异常分布与高值年大致相似，不同的是西太暖池海表温度为一致正异常，向南延伸至30°S。因此，可能影响关键区高温事件发生的区域有：①赤道中东太平洋冷异常(ENSO)：在厄尔尼诺衰减年的夏季，西太副高表现出异常偏强偏北，西南季风、东亚夏季风偏强，导致江淮流域降水偏少，而在拉尼娜发展年中东亚夏季风偏强[15-16]。②西太平洋暖异常：菲律宾附近海温异常偏暖会导致其上空对流活动增强，西太副高在6月上旬明显北跳，反之则不明显[17-18]。③北大西洋三极子型分布：Wu等指出，在年际尺度上，春季及夏季北大西洋区域沿经向呈“负正负”三极分布时，东亚夏季风明显增强[19]，主要是通过激发横跨欧亚大陆的准正压纬向遥相关波列来影响东亚气候变化[20]。

7 结论

利用站点资料、再分析资料，通过EOF分析及合成分析的方法，对我国东部高温事件的环流特征及海温背景进行分析讨论，主要得到以下结论：

①通过EOF分析发现，第二模态的异常温度分布型在经过80年代停滞期、2000年后开始频繁出现，在2013年达到峰值，而26-34°N、105-123°E区域可作为此类高温事件的关键区。

②在我国东部温度高值年，100hPa高度场上，南亚高压出现明显的偏东偏北，高空西风急流增强东伸，东部地区恰好位于急流出口右侧(下沉运动)，有利于西太副高的北抬西伸及长期维持。500hPa异常高度场上，北半球为AO正位相分布：极地受负异常中心控制，中高纬地区受正异常控制，夏季极涡减弱，中纬度盛行纬向环流，气流较平直，东亚大槽较浅，不利于高纬冷空气南下，西太副高西北部为明显正距平，而西太副高主体偏弱，此类高温型主要是由于西太副高位置异常所导致的。

③当该类发生高温事件时，我国东部上空受反气旋性环流异常控制，东亚夏季风明显增强，北太平洋上空存在气旋性异常，南海上空存在气旋性异常中心，西南季风、赤道东风明显增强。

④可能导致长江中下游高温发生的海温异常分布主要有：赤道中东太平洋冷异常、西太平洋暖异常、北大西洋三极子型分布。