0 引言
近年来，随着全球气候变暖，很多地区夏季高温强度和日数都打破了历史观测记录，多个地区出现较大范围持续性高温热浪事件。如：2010年夏季俄罗斯的极端高温事件（Dole et al.，2011），2021年夏季北美洲的极端高温天气（林佳，2022），2006年夏季川渝地区发生50 a一遇的高温事件（彭京备等，2007；陈丽华等，2010），2010年夏季北京地区出现极端高温事件（李晓萌等，2013），2022年夏季长江中下游地区的超强高温和干旱事件（郝立生等，2022）等。IPCC AR6报告指出，由于全球变暖，过去每50 a发生一次的极端高温，现在预计每6 a就会出现一次，同时暴雨和干旱事件也将变得更加频繁（IPCC，2021）。“热岛效应”和高温热浪的加剧，给人们的生命安全和经济生产造成巨大损失（谈建国等，2008；Hu et al.，2011；Dong et al.，2017），因此，深入研究高温发生的大气环流特征，进一步提高对其形成机制的认识，对防灾减灾工作的开展有重要意义。
对我国夏季高温异常事件成因的研究表明，大尺度环流异常是高温事件形成的直接原因，尤其是西太平洋副热带高压（简称“西太副高”）、大陆高压、南亚高压和西风急流等环流系统。总体来说，我国北方地区极端高温主要由对流层中高层位势高度异常引起，中部和南部地区除了其上空中高层位势高度异常外，低层冷暖平流输送的作用也很重要（孙建奇等，2011）。我国南方高温主要受西太副高和大陆高压控制（贾子康等，2020），其中2013年江淮—江南地区上空纬向西风偏弱与该地区夏季气温偏高密切相关（孙建奇，2014），2003年长江以南盛夏高温主要由东亚副热带急流轴偏南导致（杨辉和李崇银，2005），2006年川渝地区高温主要由西风带急流扰动偏弱偏北和西太副高偏西导致（彭京备等，2007）。长江流域夏季极端高温事件与大西洋多年代际振荡（Atlantic Multi Decadal Oscillation， AMO）在年代际尺度上存在明显关系，AMO超前夏季长江流域极端高温事件6~8 a（孙亚卿等，2022）。南亚高压和西太副高正距平形成上高下高的叠加形势是华中地区极端高温事件的大气环流形势场（张志薇等，2011）。而长江中游地处南北气候过渡带，夏季极端高温的主要影响因子是西太副高还是大陆高压，或是两者共同影响，目前尚无定论。
海表温度（简称“海温”）作为高温事件的重要诱因，其异常变化可成为高温预测的前期指示信号之一。厄尔尼诺-南方涛动（El Niño-Southern Oscillation，ENSO）的正负位相转换与热带印度洋间的“电容器”效应是我国南方地区出现高温的外强迫因子（袁媛等，2018）。赤道太平洋海温距平“西正东负”，引发局地Hadley环流异常，致使长江中下游受下沉气流控制，从而引发2013年夏季的高温干旱（许金萍等，2017）。此外，热带大西洋的暖海温异常及稳定的罗斯贝波列结构是江南地区夏季出现持续性高温的前兆信号（王慧美等，2021）。北大西洋海温正异常有利于夏季欧亚大陆上空纬向波列型环流异常的维持，促使内陆高温日增多（周晓和黄菲，2015）。
综上所述，大气环流的演变和大洋关键区海温对中国大陆高温有重要影响，不同地区对应的环流系统侧重点不同，海温影响也有所差异。长江中游是我国夏季高温影响最为严重的地区之一，作为长江流域重要经济带，是三峡工程西电东送的重要基地，其供电峰值与高温有密切关系。受高、中、低纬天气系统的综合影响，长江中游地区高温成因复杂，以往研究多针对极端高温事件个例，海温的强迫影响分析也多集中于西太平洋。本文对长江中游地区高温异常年的大气环流进行合成，主要分析该区域夏季高温异常成因，重点研究影响长江中游高温异常的大气环流和海温特征及夏季高温异常的短期信号，以便进一步了解长江中游地区高温的形成机制。
1 资料与方法
1.1 资料
1971—2022年日最高气温和降水资料为国家气象信息中心提供的长江中游（包括湖北、湖南和江西）234个站点的相关数据；大气环流资料为美国国家环境预报中心/国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research，NCEP/NCAR）提供的再分析数据，要素包括月平均高度场、风场、垂直速度场、湿度场和向外长波辐射场等，水平分辨率为2.5°×2.5°，资料时段为1971—2022年；海温资料为美国国家海洋和大气局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）的扩展海温重建资料（Extended Reconstructed Sea Surface Temperature， Version 5，ERSSTv5），分辨率为2°×2°，时段为1854—2020年。本文气候态指气象要素在1991—2020年的平均值。
1.2 研究方法
6月：IEAWJP=U200（90°E—130°E，37.5°N—42.5°N）-U200（90°E—130°E，32.5°N—37.5°N）；
7月：IEAWJP=U200（90°E—130°E，40°N—45°N）-U200（90°E—130°E，35°N—40°N）；
8月：IEAWJP=U200（90°E—130°E，42.5°N—47.5°N）-U200（90°E—130°E，37.5°N—42.5°N）。
2 夏季高温日数异常的大气环流特征
2.1 夏季高温日年际变化特征
统计表明，1971—2022年长江中游夏季平均高温日为19 d，21世纪以前高温日整体较气候平均值偏少，距平百分率为-12.5%，进入21世纪后高温日呈显著增加趋势（通过α=0.05的显著性检验），距平百分率为23.7%。图1是近52 a夏季高温日距平百分率变化，可见高温日整体呈增多趋势，与全国气候增暖保持一致；高温日异常偏多年和偏少年基本相当，其中高温日距平百分率超过±20.0%的有36 a，占比达70.0%；1987年偏少最多，距平百分率达-73.0%，高温日仅5 d；2022年高温日数最多达74 d，与近30 a气候态平均相比，距平百分率高出163%，是长江中下游地区高温异常罕见年。
图1
图1
1971—2022年长江中游夏季高温日距平百分率及其去趋势序列
（气候态为1991—2020年的平均值）
Fig.1
The anomaly percentage and its detrended series of summer high temperature days in the middle reaches of the Yangtze River from 1971 to 2022
（The climatological state is the average of 1991-2020）
为了突出高温日异常的年际变率，在进行去趋势时间序列处理后，将高温日距平百分率大于50.0%的年份定义为高温日正异常年，小于-50.0%的年份定义为负异常年。经统计，1971—2022年长江中游高温日正异常年有10 a（1978、1981、1988、1990、1994、2009、2013、2016、2018、2022年），高温日负异常年有10 a（1973、1979、1980、1982、1989、1991、1993、2007、2014、2020年）。
2.2 夏季高温异常年环流场特征
为认识长江中游夏季高温日异常偏多、偏少年的大气环流差异，对高温日异常偏多与偏少年200 hPa高度场和纬向风场及500 hPa高度场和水平风场的差值作合成分析。
图2
图2
1971—2022年长江中游夏季高温日异常偏多与偏少年200 hPa高度场（填色，单位：gpm）和纬向风场（等值线，单位：m·s-1）（a）及500 hPa高度场（填色，单位：gpm）和水平风场（箭矢，单位：m·s-1）（b）差值分布
（红框为研究区域，打点区域通过α=0.05的显著性检验，下同）
Fig.2
Distribution of differences of 200 hPa height field (the color shaded, Unit: gpm)， zonal wind field (isolines, Unit: m·s-1) (a), 500 hPa height field (the color shaded, Unit: gpm)， horizontal wind field (arrow vectors, Unit: m·s-1) between abnormally more and less years for high temperature days in summer in the middle reaches of the Yangtze River from 1971 to 2022
(The red box is the research area, the dotted areas pass the significance test at α=0.05, the same as below)
表1 东亚夏季西风急流位置指数及其与长江中游夏季高温日异常偏多、偏少年相关系数
Tab.1
| 时段 | 东亚夏季西风急流位置指数 | 相关系数 | |
|---|---|---|---|
| 偏多年 | 偏少年 | ||
| 夏季 | 3.401 | -1.660 | 0.517* |
| 6月 | 0.679 | -2.320 | 0.053 |
| 7月 | 6.822 | -1.310 | -1.838 |
| 8月 | 2.559 | -1.838 | 0.374* |
注：*表示通过α=0.05的显著性检验，下同。
图2（b）显示，长江中游夏季高温正异常年500 hPa大陆高压的范围相比200 hPa有所南扩，冷涡位置偏北。500 hPa高度场差值显示，东半球中高纬地区位势高度场差值表现为“-+-+”的交替变化，且信号较强烈，说明沿副极地波导的遥相关波列可能是引起长江中游夏季高温的重要原因之一。中纬度地区表现为高度场正差值，整个欧亚大陆自西向东存在3个反气旋性环流中心，大陆高压控制长江中下游地区，与鄂霍茨克海以东的强盛高压对峙，使其难以东移，在日本以东地区形成鞍型场，大陆高压的稳定维持为高温持续提供了有利的环流背景。
表2 长江中游夏季高温日偏多年与偏少年西太副高指数差值
Tab.2
| 时段 | 西太副高指数 | |||
|---|---|---|---|---|
| 面积/km2 | 强度/（gpm·km2） | 脊线/°N | 西伸脊点/°E | |
| 夏季 | 25.21* | 76.63 | 2.77* | -12.93* |
| 6月 | 38.20 | 108.66 | 0.78 | -7.42 |
| 7月 | 12.46 | 5.89 | 3.54* | -12.66* |
| 8月 | 29.76* | 113.52* | 3.80* | -17.75* |
上述研究发现，长江中游夏季高温日偏多往往对应着下沉运动的维持，下沉运动又在一定程度上抑制低层对流发展。图3是长江中游夏季高温日偏多年、偏少年对应的850 hPa垂直运动场和云顶射出长波辐射（Outgoing Longwave Radiation，OLR）的差值分布。夏季高温日偏多年，长江中游地区对流层低层垂直速度差值为正，且中国南方地区OLR表现为正差值，最高可达6 W·m-2以上。这说明对流相对不活跃，长江中游地区受下沉气流控制，下沉增温作用明显，且反气旋性环流深厚，相对湿度明显偏低（图略），云量较少，导致辐射增温作用明显，有利于高温维持和发展。此外，西太平洋和北印度洋OLR为负差值，对流活跃造成上升运动较强。热带低纬地区的对流强弱影响Hadley环流，肖艳林等（2013）研究发现，春季Hadley环流强时，我国夏季华南地区降水偏少，长江流域降水偏多，华北地区降水偏少，而低层环流强弱与赤道附近海温关系密切。
图3
图3
长江中游夏季高温日异常偏多与偏少年850 hPa垂直速度场（a，单位：hPa·s-1）及OLR（b，单位：W·m-2）差值分布
Fig.3
Distribution of differences of 850 hPa vertical velocity (a, Unit: hPa·s-1) and OLR (b, Unit: W·m-2) between abnormally more and less years for high temperature days in summer in the middle reaches of the Yangtze River
整体而言，高温日正异常年，长江中游在整个对流层中层主要受稳定且强盛的大陆高压控制，脊前天气状况良好，深厚的反气旋环流和下沉运动引起地面增温，西太副高的西伸北抬有利于高温的维持。
3 夏季高温日异常年的海温特征
长江中游夏季高温日数与各季节去趋势时间序列海温的相关性分布（图4）显示，高温日数与赤道中低纬西太平洋海温呈正相关（相关系数最大达0.56），与赤道中东太平洋海温呈负相关（相关系数最大达-0.34），相关性从前冬开始加强，到夏季达到最大，均通过α=0.05的显著性检验。这说明高温日数偏多年，前期中低纬，尤其是赤道附近西太平洋海温从前冬开始逐渐升温，对流活动开始加强，局地哈得来环流加强，从而在西太平洋副热带地区产生异常下沉气流，有利于西太副高的加强，即拉尼娜现象的出现预示着长江中游夏季高温日可能异常偏多。高温日数与热带北印度洋海温主要呈正相关关系，且相关性从前冬持续到当年夏季，相关系数最大达0.48，且通过α=0.05的显著性检验；前冬、春季和夏季两者相关系数分布无明显差异，说明长江中游夏季高温日偏多年，前期热带北印度洋海温持续偏高，贾子康等（2020）指出印度洋与西太平洋间的“电容器效应”有利于西太平洋暖水的维持，赤道附近海温异常通过引起低纬地区的垂直环流起到加强西太副高的效果。此外，高温日与前冬、春季、夏季北大西洋海温呈正相关，相关性在夏季达最大（相关系数为0.52），说明长江中游夏季高温日偏多年从前冬开始北大西洋海温一直偏高，Hong等（2014）研究指出春季赤道大西洋海温的异常偏高可由赤道印度洋—西太平洋东风异常和减少赤道中太平洋地区潜热两个途径影响，达到和西太副高加强一致的结果。
图4
图4
1971—2022年长江中游夏季高温日数与前冬（a）、春季（b）及夏季（c）海温的相关系数分布
Fig. 4
The distribution of correlation coefficient between high temperature days in summer in the middle reaches of the Yangtze River and sea surface temperature in previous winter （a）， spring （b） and summer （c） from 1971 to 2022
上述分析表明长江中游夏季高温日数与海温密切相关，为进一步分析高温日异常年的海温差异，对高温日异常偏多年与偏少年作差值合成分析。长江中游夏季高温日异常偏多与偏少年海温差值（图5）显示，高温日异常偏多年，赤道北印度洋存在海温正差值（0.1~0.3 ℃），且从前冬一直保持到当年夏季；中低纬西太平洋表现为0.1~0.5 ℃的海温正差值，夏季海温正差值达到最大，通过α=0.05的显著性检验；赤道中东太平洋海温春、夏季表现为负差值（-0.5~-0.1 ℃），说明长江中游夏季高温日异常偏多年拉尼娜现象较明显；北大西洋前冬、春季、夏季海温存在0.1~0.6 ℃的正差值，且各季节海温差值无明显差异。因此，长江中游夏季高温日异常偏多年，对应从前冬开始赤道北印度洋和北大西洋海温持续偏高，中低纬西太平洋海温从前冬开始升高至夏季达最大，同时夏季赤道中东太平洋海温异常偏低，与上述相关性分析一致。
图5
图5
长江中游夏季高温日异常偏多与偏少年前冬（a）、春季（b）、夏季（c）海表温度差值分布（单位：℃）
Fig.5
Distribution of differences of sea surface temperatures in previous winter （a）， spring （b）， and summer （c） between abnormally more and less years for high temperature days in summer in the middle reaches of the Yangtze River （Unit： ℃）
4 结论与讨论
4.1 结论
本文利用1971—2022年台站资料、NECP/NCAR再分析资料和NOAA海温资料，分析了长江中游地区夏季高温异常年的大气环流特征及其与海温的关系，得出如下结论。
（1）近52 a来长江中游地区夏季高温日呈显著增加趋势；高温日异常偏多和偏少年基本相当，其中高温日距平百分率超过±20%的有36 a，占比达70%。
（2）长江中游地区夏季高温日异常偏多主要是因为大陆高压和西太副高偏强。夏季高温日偏多年可能受副极地波导的遥相关波列作用，蒙古一带能量堆积形成高压脊，副高西伸增强，反气旋性环流控制北方大陆和长江中下游地区，对流层内以下沉气流为主，对流活动不活跃，辐射增温作用明显；同时东亚夏季西风急流位置指数与夏季高温日呈显著正相关，急流位置越偏北（南），高温日越多（少）。7月西太副高对高温日影响最大，西太副高面积越大（小）、强度越强（弱）、位置偏北（南）和偏西（东），长江中游夏季高温日越多（少）。
（3）长江中游夏季高温日数与热带北印度洋海温主要呈正相关，且相关性自前冬持续到当年夏季，即高温日偏多年，前期热带北印度洋海温持续偏高；夏季高温日数与中低纬西太平洋海温整体以正相关为主，与赤道中东太平洋海温呈负相关，相关性从前冬开始加强，到夏季达最大，即夏季高温日数偏多年，前期中低纬西太平洋海温从前冬开始逐渐升温至夏季达最高，同时夏季赤道中东太平洋海温异常偏低。此外，夏季高温日数与北大西洋海温主要呈正相关，高温日偏多年从前冬开始北大西洋海温一直偏高持续到当年夏季。
4.2 讨论
干旱通常是高温事件的背景，而频繁高温天气加快土壤水分蒸发，进一步会加重干旱程度（邓振镛等，2009），对水安全、粮食安全、社会经济安全与可持续发展具有严重威胁（Feng et al.，2019）。研究指出，长江中下游地区复合高温干旱事件频率较高，且整体均呈增加趋势，年干旱日数总体呈现“北部多于南部、平原多于山区”的分布特征（张强等，2021；姜雨彤等，2022）。近52 a的统计发现，长江中游夏季高温日异常偏多且同时出现区域性大旱的年份是1978、1988、2009、2013、2022年，说明夏季高温日异常偏多年中仅有50%可能出现大范围干旱；同时，高温日异常偏少的2007年出现了区域性大旱，说明夏季高温日异常偏少年中有1/10的几率出现区域性干旱。因此，高温事件增加是高温干旱复合事件增加的原因之一，但高温并非干旱事件形成的唯一条件。高温干旱复合事件大致可分为“缓慢型”和“骤发型”两类，前者通常由长期降水损失造成，叠加夏季高温形成“缓慢型”高温热浪，后者由多气象要素异常叠加造成，包括降水亏损、异常高温和蒸散量快速增加等，二者时间尺度和形成机制亦有所不同。刘诗梦等（2018）发现，欧亚大陆上空的欧亚遥相关型（Eurasian Teleconnection，EU）准静止波列有利于江淮地区出现干旱事件；赵昶昱等（2019）认为北太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation，PDO）位相转变是影响中部地区夏季干旱的关键因子；王文等（2017）认为2013年夏季长江中下游高温干旱事件受同为负位相的“丝绸之路（Silk Road）”与“东亚-太平洋（East-Asia Pacific）”两种遥相关型共同作用；张剑明等（2018）指出湖南全省干旱型年前期海温呈中部型El Niño分布形态；吴志文等（2022）发现中西亚极端干旱事件前期热带太平洋海温呈现出La Nina海温异常模态。
上述分析表明，造成长江中游夏季高温日异常偏多的直接影响因子是大气环流异常，该区域主要受大陆高压反气旋性环流控制，西太副高偏强，对流较不活跃。此外，海温变化是高温和干旱事件出现的一个重要诱因，夏季高温与赤道北印度洋、北大西洋和中低纬西太平洋海温关系密切，且从前冬开始出现相关信号，但不同季节的海温变化对高温日和干旱的影响机制不同，同时关键区海温季节内变化及三大洋之间的协同作用对长江中游高温和干旱以及高温干旱复合事件的影响，也需要在后续研究中进一步深入分析。
参考文献
干旱与高温热浪的区别与联系
[J].
该文较系统地评述了干旱与高温热浪在定义、 标准与类型、 地理分布、 时间和强度变化特征、 危害性质和程度及其影响、 形成机制和产生原因、 对全球气候变暖响应的表现形式和程度、 监测和预测与预警方法与技术、 减灾技术及应对策略和防御措施等8个方面, 既对比了两者间在以上8方面的明显的差异, 也指出两者间还有密不可分的内在联系,当高温天气频繁发生,大气降水量就会明显减少。高温加快了土壤的蒸散速度,加大了土壤水分和植株水分的散失,这种关系在夏季尤其显著。从而造成干旱的发生或加重严重程度。
2022年长江中下游夏季异常干旱高温事件之环流异常特征
[J].2022年夏季长江流域发生了建国以来最为严重的干旱高温气候事件，对当地工农业生产、居民生活、生态安全等造成严重影响。为深入认识这次干旱高温气候事件发生的原因和改进气候预测技术，利用1951—2022年2400多测站气温、降水数据和NCEP/NCAR再分析数据等资料，采用T-N波作用通量、视热源Q<sub>1</sub>（Q<sub>2</sub>）诊断和合成分析、距平分析等方法，从大气环流异常的角度进行综合分析。主要结论如下：（1）2022年夏季，500 hPa源自北大西洋地区的扰动异常偏强，在沿中高纬西风带向东传播时引发了明显的大槽大脊活动，波动能量主要沿西风带向东传播，没有出现在东亚向东南方向传播的特征，造成冷空气活动位置偏北，很难影响到长江流域。（2）2022年夏季，500 hPa高度场在青藏高原上空出现明显正距平扰动，尤其8月扰动进一步加强，东移到长江流域，诱发西北太平洋副热带高压西伸，使得副热带高压呈现东西带状分布。副热带高压（简称“副高”）西部完全控制了长江流域地区，一方面副高阻挡了北方冷空气南下，另一方面副高长时间维持下沉运动，不利于降水发生，有利于下沉增温。（3）2022年夏季，热带对流区（视热源）位置异常偏南到赤道以南（气候态在5°N—20°N），有两方面影响：一是造成哈德来经圈环流（Hadley Cell）上升支异常偏南，长江流域在8月为异常下沉区，不利于降水发生，有利于下沉增温效应的出现；另一方面造成2022年夏季亚洲热带夏季风偏弱、东亚副热带夏季风偏强，低频信号向长江中下游传播明显偏弱，这些都不利于长江中下游降水过程的发生。（4）高纬、中低纬、低纬热带地区环流异常协同作用造成2022年长江流域夏季出现异常的干旱高温气候事件。要预测长江流域夏季降水或高温干旱，需提前关注500 hPa北大西洋地区扰动信号的发生及未来传播特征，青藏高原上空高度场扰动的发生及移动特征，热带对流（热源）位置变化及伴随的热带夏季风强度变化、低频信号的传播特征等。
长江中下游地区2011年冬春连旱及2013年夏季高温干旱环流特征及其与Rossby波活动的联系对比分析
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湖南夏秋干旱及环流异常特征
[J].利用湖南83站降水资料和NCEP/NCAR再分析资料，采用数理统计方法，分析了湖南夏秋干旱的分布特征，对湖南夏秋干旱类型进行了划分，对比了3类干旱型在同期大气环流和前期海温上的差异。结果表明：（1）1961—2016年湖南夏秋干湿变化经历了“干、湿、干、湿、干、湿”6个时段，可分为全省、北部和南部干旱型；（2）全省干旱型年份西太平洋副热带高压（副高）偏弱、偏北，南亚高压偏强、偏北，东亚地区从北至南呈东亚/太平洋型遥相关（EAP）的负位相分布，东亚副热带西风急流偏东、偏北，低层风场在我国江南地区有一反气旋距平环流，湖南大部为辐散异常区，造成湖南大部降水偏少，形成干旱；（3）北部干旱型年份副高偏弱、偏北、偏东，南亚高压和东亚副热带西风急流明显偏北，低层风场在长江中下游地区有一较大的东风距平区，湖南北部为辐散异常区，南部为辐合异常区，形成湖南北旱南涝的空间格局；（4）南部干旱型年份副高偏强、偏西、偏南，南亚高压偏强、略偏南，东亚地区从北至南呈EAP的正位相分布，东亚副热带西风急流偏南，低层风场在我国华南地区有一反气旋距平环流，华南地区为辐散异常区，江淮地区为辐合异常区，形成湖南南旱北涝的空间格局。
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