我國東部高溫事件環流特征及海溫背景分析*

鄭澤華 張 偉 上官志聰

(1.海峽氣象開放實驗室，福建 廈門 361012；2.廈門市氣象臺，福建 廈門 361012;3.翔安區氣象局，福建 廈門 361012)

我國東部地處東亞季風區，夏季自然災害主要以高溫、干旱、洪澇等為主，而近100年平均地表氣溫增加明顯[1]，天氣氣候極端事件頻發，夏季極端高溫事件也呈現逐年增加的趨勢[2-3]：2001年，長江流域遭受高溫熱浪過程的襲擊，多省伏旱；2003年夏季，我國再次受到大范圍熱浪襲擊，南方多地氣象站觀測日最高溫超過歷史最高紀錄；2010年夏季，我國多地也遭受高溫熱浪襲擊：8月12日、13日上海各大醫院急診人次高達1400～1600人次；西安市4天時間因高溫猝死的人數高達53人，可見極端高溫對現實社會的影響重大。

關于高溫的定義，中國氣象局規定，日最高溫超過35℃定義為一個高溫日[4]。關于極端高溫事件的研究很多，Zhang等[5]統計了1961—2003年中國356個站點極端高溫日數變化情況，發現高溫日數的兩個大值區分別位于西北地區和東南地區。孫建奇等[6]對1957—2004年我國臺站高溫發生日數、強度等方面進行分析，發現在過去48年中呈現出明顯的年代際變化，并根據變化特征的不同進行分區。王金蘭等[7]利用NCEP資料對2009年6月華北地區的高溫過程進行初步診斷，結果表明高空強烈的下沉運動是形成高溫天氣的重要因素。陳敏等[8]利用上海徐家匯氣象站資料對1873—2010年上海高溫熱浪事件進行統計分析，發現2000年以來，上海地區夏季高溫熱浪持續偏多且強度偏強。在影響因子方面，大氣環流異常是極端高溫事件發生的最主要原因，而環流異常的原因除了大氣內部熱力、動力因子作用以外，還受到如海冰、積雪、陸面過程、海溫等外部因素的影響。柯宗建等[9]的研究表明，前冬喀拉海、巴倫支海海冰異常偏少，白令海海冰較常年同期則異常偏多，這有利于春季白令海海冰偏多。春季白令海海冰偏多將導致東亞夏季對流層低層冷空氣活動減弱，溫度異常偏暖，進而導致我國夏季西南季風及東亞夏季風增強[10]。Gong等[11]研究顯示，中國南部夏季溫度極端事件在1976年附近存在一個明顯突變，可能與西太平洋副高的異常變化有關。

研究極端高溫的變化規律及影響機理不僅具有科學意義，還有助于為氣象業務部門提高極端高溫事件的預測準確率提供參考依據，同時為政府部門應對極端高溫的決策提供依據，在減少國家和人民群眾的生命財產損失方面具有積極的現實意義。本文通過對站點資料的分析，闡明了我國東部高溫事件發生時的主要環流特征，并討論可能導致高溫事件發生的海表溫度分布型。

1 資料與方法

本文選用的資料主要包括：NCEP/NCAR逐月再分析資料，包括1951—2015年逐月的100hPa和500hPa位勢高度場、850hPa經向和緯向風、多層垂直速度、地表溫度場，網格分辨率為2.5°×2.5°；NCEP COBE_SST逐月海溫資料，網格分辨率為1°×1°，時間區間為1951—2015年；中國國家氣候中心提供的中國160個基本站逐月溫度觀測資料(1951—2016年)。主要通過經驗正交函數(Empirical Orthogonal Function)的方法進行分析，其作用是從一個或多個氣象要素的資料集中分解出主要的空間分布型、該分布型的時間分布序列及其貢獻率，每個空間分布型相互正交，通過相似分布型，結合合成分析等方法進行分析。

2 夏季平均溫度EOF分析

本節通過對1951—2016年夏季平均溫度趨勢及年代際信號進行EOF分析，以此選定我國東部高溫事件關鍵區，進而挑選高溫特征相似年份進行合成分析，圖1給出了160站夏季平均溫度EOF前三個模態的結果，第一模態方差貢獻率為29.9%，第二模態為19.5%，第三模態為10.1%，其余模態貢獻均較小(小于10%)，表征意義較弱，因此本文不做展示。

圖1 1951—2016年我國160個氣象站夏季平均溫度EOF前三個模態的時空信息分布圖 (左為空間分布場，右為對應時間序列)

由圖1a可見，EOF第一模態主要表現為我國中、北部一致的變化趨勢，最大負值區位于東北地區；第二模態(圖1b)主要特征為我國中、南部地區與北部相反的溫度分布型，正值區主要覆蓋34°N以南，26°N以北地區，呈帶狀分布，長江中下游地區存在明顯大值區，而新疆北部，黑龍江北部為負值區；第三模態(圖1c)異常分布表現為中部、新疆地區與東北地區相反的變化趨勢。

第二模態高溫區域主要集中在長江中下游地區。從時間系數上看(圖1e)，該分布型在80年代前有較強波動，隨后進入停滯期，2000年后波動明顯，且于2013年達到波動峰值。而第二模態方差貢獻率為19.5%，可以基本描述該類高溫事件，因此根據第二模態溫度分布選定26°N～34°N、105°E～123°E為東部高溫關鍵區。

圖2給出了1951—2016年關鍵區的夏季溫度標準化曲線，根據曲線圖，挑選超過一倍標準差為相似年進行合成分析，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)。

圖3給出了地表溫度合成結果，從圖3a可以看出，高值年平均場上，長江中下游地區為一致高溫，而在西南地區統一存在正異常中心，在其北部存在負異常中心，對應新疆北部及東北地區，而低值年平均(圖3b)則恰好相反；在差值圖(圖3c)中可以看到，溫度的異常分布主要集中在我國東部，長江流域至西南地區為一致正異常，呈帶狀分布，其中長江中下游地區存在異常中心，其北部則為負異常，與EOF第二模態相一致，由此再次說明以上區域可以作為我國東部高溫事件發生的關鍵區。

圖2 1951—2016年我國東部(26°N～34°N、105°E～123°E)溫度標準化分布

圖3 我國東部地表溫度異常分布圖

3 高溫事件年200hPa環流特征

圖4給出了200hPa高度場合成結果，黑線表示1951—2016年氣候態高度場原場，在此以12500gpm表示南亞高壓所在位置。如圖4a，在南亞高壓北部為一致的正異常，異常中心分別位于南亞高壓的北部及東北部，而其南側為弱的負異常，說明在關鍵區高溫年，南亞高壓整體偏北偏東。在中緯度上，中亞-東亞-北太平洋-北美西岸呈現出明顯的緯向槽脊波動特征，在南半球中緯度同樣發現類似的緯向波動，但強度較弱。在亞洲高緯度地區，巴倫支海-貝加爾湖-中國東部則表現出經向異常波動，而在貝湖-中國東部的正負異常之間，高空西風急流得到加強，并且東伸。在差值圖上，分布型與高值年平均相似，不同的是在格陵蘭島西部，出現強的負異常中心，該異常可能是由于前期海冰異常所導致的。南亞高壓的偏東偏北、高空西風急流的加強東伸，都將有利于西太平洋副熱帶高壓偏西偏北并穩定維持。

圖4 全球200hPa高度場異常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，單位：gpm，黑線表示1951—2016年氣候態原場，斜線表示通過90%顯著性檢驗)

圖5 全球500hPa高度場異常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，單位：gpm，黑線表示1951—2016年氣候態原場，斜線表示通過90%顯著性檢驗)

4 高溫事件年500hPa環流特征

圖5給出了500hPa高度場合成結果，黑線同樣表示氣候態高度場原場，圖5a、b僅給出了大于5840gpm部分。首先，從圖5a中可以看到，北半球表現出了北極濤動(AO)正位相分布：極地受負異常中心控制，而中高緯地區受正異常控制，在喀拉海-巴倫支海上空存在一正異常中心，強度超過25gpm，表明關鍵區高溫年北極極渦強度減弱，前人研究表明，夏季極渦減弱情況下，西太副高強度偏強、面積偏大[12]。在貝加爾湖上空存在帶狀負距平區，而在青藏高原-長江中下游地區則為一致正異常分布，對應西太副高西北部，導致中緯度氣流較平直，東亞大槽較淺，該分布型不利于高緯冷空氣南下至我國東部地區。在北大西洋上空出現明顯正異常中心，有研究證明該異常主要由下墊面異常所產生，可能與長江中下游地區高溫存在聯系[13]。前人研究證明中國東部高溫與西太副高的異常偏強有很好的相關性，而圖中西太副高主體位置為一致的負距平，說明關鍵區高溫年中，西太副高強度略微偏弱，而位置偏西偏北。在差值圖上，喀拉海-巴倫支海上空正距平、貝加爾湖上空負距平、青藏高原-長江中下游上空正距平都較高值年平均偏強，因而西太副高偏西偏北的作用更加明顯，不同的是在格陵蘭島上空負距平明顯加強、有研究證明這是由于極地冷空氣向此輸送引起的[14]，結合歐洲北部正距平異常分布，說明西半球北極冷空氣輸送明顯增加，向東半球輸送減少。

5 高溫事件年850hPa風場特征

圖6給出了850hPa異常風場的合成結果。從圖6a中可以看到，當長江中下游發生高溫事件時，我國東海上空受反氣旋性環流異常控制，東亞夏季風明顯增強，北太平洋上空也存在氣旋性異常，而在南海上空，則存在氣旋性異常中心。而在赤道地區，西南季風明顯增強，異常區域延伸至120°附近，而西太平洋上空，赤道東風也略有加強。圖6b中，赤道地區通過檢驗的僅有中太平洋上熱帶東風異常以及西南季風的略微加強，而在中國東部及北大西洋上空顯示出明顯的反氣旋性環流。

圖6 850hPa風場異常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，單位：m/s，差值圖僅保留通過90%顯著性檢驗部分)

圖7 全球海表溫度異常分布(a.高值年平均，b.高低值年差值，單位：℃，黑線為氣候態海溫分布，斜線為通過90%顯著性檢驗部分)

6 高溫事件年海溫異常特征

圖7給出了海表溫度異常合成結果，在高值年平均中，異常分布區域主要分布在印度洋東北部、北大西洋、中東太平洋及北大西洋。在差值圖上異常分布與高值年大致相似，不同的是西太暖池海表溫度為一致正異常，向南延伸至30°S。因此，可能影響關鍵區高溫事件發生的區域有：①赤道中東太平洋冷異常(ENSO)：在厄爾尼諾衰減年的夏季，西太副高表現出異常偏強偏北，西南季風、東亞夏季風偏強，導致江淮流域降水偏少，而在拉尼娜發展年中東亞夏季風偏強[15-16]。②西太平洋暖異常：菲律賓附近海溫異常偏暖會導致其上空對流活動增強，西太副高在6月上旬明顯北跳，反之則不明顯[17-18]。③北大西洋三極子型分布：Wu等指出，在年際尺度上，春季及夏季北大西洋區域沿經向呈“負正負”三極分布時，東亞夏季風明顯增強[19]，主要是通過激發橫跨歐亞大陸的準正壓緯向遙相關波列來影響東亞氣候變化[20]。

7 結論

利用站點資料、再分析資料，通過EOF分析及合成分析的方法，對我國東部高溫事件的環流特征及海溫背景進行分析討論，主要得到以下結論：

①通過EOF分析發現，第二模態的異常溫度分布型在經過80年代停滯期、2000年后開始頻繁出現，在2013年達到峰值，而26-34°N、105-123°E區域可作為此類高溫事件的關鍵區。

②在我國東部溫度高值年，100hPa高度場上，南亞高壓出現明顯的偏東偏北，高空西風急流增強東伸，東部地區恰好位于急流出口右側(下沉運動)，有利于西太副高的北抬西伸及長期維持。500hPa異常高度場上，北半球為AO正位相分布：極地受負異常中心控制，中高緯地區受正異常控制，夏季極渦減弱，中緯度盛行緯向環流，氣流較平直，東亞大槽較淺，不利于高緯冷空氣南下，西太副高西北部為明顯正距平，而西太副高主體偏弱，此類高溫型主要是由于西太副高位置異常所導致的。

③當該類發生高溫事件時，我國東部上空受反氣旋性環流異常控制，東亞夏季風明顯增強，北太平洋上空存在氣旋性異常，南海上空存在氣旋性異常中心，西南季風、赤道東風明顯增強。

④可能導致長江中下游高溫發生的海溫異常分布主要有：赤道中東太平洋冷異常、西太平洋暖異常、北大西洋三極子型分布。