极端高温(EHT)事件对人类生活和社会经济的影响深远，一直是气象学中最重要的课题之一，在全球变暖的背景下，EHT事件在世界许多地区发生更为频繁。政府间气候变化专门委员会(IPCC)第五次评估报告(AR5^[1])指出，自1950年以来已观测到许多极端天气和气候事件的变化，其中包括极端高温事件的增多，这很可能在全球范围内暖日和暖夜的数量已经增加，热浪的频率在欧洲、亚洲和澳大利亚等大部分地区都有所增加^[2-4]。高温热浪灾害已经成为当前城市灾害研究的热点领域之一，引起社会各界以及各国政府的普遍关注。

自进入21世纪以来，夏季高温热浪频发，2003年夏季，中国江南、华南地区出现大范围异常高温天气^[5]；2007年7月，长江流域多地当月累计高温日数或最高温度超过历史同期记录^[6]；2013年夏季，长江中下游地区天气不仅极端温度高、强度强、极端性突出，并且高温的持续时间很长，受到高温影响的地域也非常广^[7-10]。

针对国内极端高温事件的变化特征，很多学者进行了研究。研究发现，从全国平均角度来说，高荣等^[11]发现, 我国高温日数有两个高值中心, 分别出现在吐鲁番盆地和江南地区，高温日数呈现“增加一减少一增加”的趋势；从区域性特征的角度来说，王喜元等^[12]指出，长江流域高温热浪频次、持续时间与强度呈现出先减少后增加的趋势，整体呈现出微弱增加趋势。

在对我国夏季高温事件成因的讨论中，大多数学者认为，高温事件的形成与大尺度的环流异常有关，中国极端高温事件与西太平洋副热带高压密不可分。高守亭等^[13]指出，在异常偏西和偏北的副热带高压控制下，下沉气流抑制了低层水汽的抬升，使得水汽积聚在对流层低层，从而直接导致了北京高温高湿天气；卫捷等^[14]发现，华北地区若受大陆高压脊、西太平洋副高或两者共同影响，容易出现高温闷热天气并重的情况。梁梅等^[15]认为，副热带高压的显著西伸加强了杭州湾附近和东南沿海地区下沉运动，这可能是造成东南地区极端高温日数显著增加的条件之一；魏挪巍等^[7]指出，西风带及中高纬环流系统配置不利于冷空气南下，是长江中下游地区发生持续的异常高温天气的另一个因子。还有一些学者从大尺度遥相关的角度来解释其成因：Zhang等^[16]认为，大西洋多年代际振荡(AMO)和太平洋洋年代际振荡(Pacific Decadal Oscillation, PDO)可能会对中国华北地区的极端高温事件有指示作用；Sun^[17]指出，华北夏季环流异常与夏季北太平洋涛的(Summer Nort Atlantic Oscihation，SNAO)密切相关，SNAO负位相年，东亚云覆盖量减少，到达地表的太阳辐射增加，从而有利于华北高温的形成。

之前的工作主要针对于夏季极端高温的平均状态和年际变化，在区域性研究中，多是针对华北地区或是极端高温年的个例进行分析，对于长江流域年代际变化的研究较少，而针对其成因探讨则少之又少^[18]。长江中下流地处中国东部，是中国重要的工农业基地，也是中国经济最发达的地区之一。同时，长江中下游地区也是极端高温日的阈值和持续高温日数大值中心所在地^[15]，研究长江流域极端高温事件有重要的现实意义。AMO作为全球最重要的年代际信号之一。对中国气候变化有重要的作用^[19-22]。因此，本文将在前人研究的基础上进一步探讨长江中下游地区高温的年代际变化，并初步探讨其与AMO年代际变化的关系。

本文利用1960—2016年长江流域的温度数据和NCEP/NCAR的再分析数据等多种气象资料，分析近60年长江流域夏季极端高温事件的频率与强度的时空变化，尤其是对其年代际分布特征进行综合分析，探讨影响长江流域夏季年代际变化的可能影响因子，并初步探究其与AMO的关系，从而对长江流域极端高温的预测提供理论依据。

1 数据与方法 1.1 数据

本论文采用的资料包括：(1)中国站点观测的逐日气温资料，其中包括长江流域为26°N—34°N，105°E—122°E(见图 1)；时间长度为1960年1月—2016年12月；(2)美国国家环境预报中心(National Center of Environment Prediction，NCEP)和美国国家大气科学研究中心(National Center for Atmospheric Research，NCAR)提供的NCEP/NCAR逐月大气再分析资料，时间长度为1960年1月—2016年12月，空间分辨率为2.5(°)×2.5(°)，包括各层位势高度场、200 hPa纬向风、850 hPa风场、垂直速度等；(3)美国国家海洋-大气管理局(National Ocean-Atmosphere Administration，NOAA)提供的重建的全球海表温度资料(NOAA_ERSST V3)，时间长度为1951年1月—2017年12月，空间分辨率为1.0(°)×1.0(°)；(4)AMO指数来自美国国家大气科学研究中心(NCAR)。

1.2 方法

本文通过利用三个世界气象组织(WMO)推荐的极端气候指标(见表 1)，即TXx、TX90p、TN90p来研究1960—2016年中国夏季(6—8月)极端高温事件，分别从高温强度、暖昼发生日数和暖夜发生日数方面着手，具体定义如表 1所示。首先采用经验正交函数分解(Empirical Orthogonal Function，EOF)方法，将去趋势后的3个高温指数进行EOF分解，分析中国夏季极端高温发生频次的时空变化特征，进一步讨论长江流域极端高温事件的变化特征；然后利用回归分析、低频滤波等统计方法来探讨长江流域夏季极端事件的年代际变化特征及其高温异常影响因子；最后，利用合成分析、超前滞后相关分析方法探讨长江流域EHT与AMO年代际变化之间的关系。

2 长江中下游夏季极端高温事件的时空变化特征

为了探究中国极端温度的时空变化特征，首先对1960—2016年中国夏季的极端高温的暖昼、暖夜频次指数进行EOF分解(见图 2)，为剔除全球变暖的影响，在求解EOF时，我们对原始数据进行了去趋势处理。暖昼和暖夜频次的第一EOF模态的解释方差分别为22.7%和29.4%，均通过North检验。从图中可以看出，在过去的近60年中，夏季极端事件在长江流域(26°N—34°N，105°E—122°E)最为明显，暖昼，暖夜发生日数也在长江流域显著增强；从时间序列上可以看出，EHT事件呈现先减少再增多的变化趋势，并且长江流域极端高温事件呈现明显的年代际变化：在1960—1970年间，EHT事件偏多，而在1971—2001年间，EHT事件较少，但在2002—2016年，EHT事件再次增多。因此，将1960—1970年和2002—2016年分别定义为暖时期Ⅰ(Warm Period Ⅰ，WPⅠ)和暖时期Ⅱ(Warm Period Ⅱ, WPⅡ)，1971—2001年定义为冷时期(Cold Period，CP)。

对长江流域633个站点夏季92 d的数据进行统计分析，分别得出高温强度、暖昼、暖夜各数据段值的相对频率分布(见图 3)，以此来探究冷暖时期各指数的差异。鉴于两个暖时期变化的一致性，同时为了突出冷暖时期差异，此处以CP和WPⅡ分别作为冷暖时期代表来进行讨论。

从均值的角度而言，CP、WPⅡ的高温强度均值分别为36.9和37.8 ℃；从相对频率最大值的分布来看，CP的高温强度最大值出现在37 ℃，而WPⅡ的最大值出现在38 ℃；以37 ℃为界，CP、WPⅡ的高温强度介于34~37 ℃之间的频率分别为49.4%、29.7%，而介于37~40 ℃之间的频率分别为52.3%、68.7%，这说明，暖时期极端高温强度明显大于冷时期，尤其在21世纪之后。

图 3(b)和(c)分别代表夏季高温的暖昼频次和暖夜频次。从图 3(b)可以看出，以相对频率高于0.04为界，CP的暖昼发生日数集中于1~12 d，发生频次呈递减趋势，而WPⅡ的暖昼发生日数则集中于5~16 d；WPⅡ的暖昼发生日数小于8的频率为29.6%，而CP则高达57.9%，这意味着在暖时期，长江流域夏季暖昼发生次数多，且持续时间更长。同样的，暖夜发生日数的相对频率趋势与暖昼相对应，暖时期暖夜的发生日数分布相对均匀。

3 影响长江流域极端高温的大气环流因子

从前文的结果中我们发现，长江流域夏季极端高温具有明显的年代际特征。为了分析与其对应的大气环流特征，将长江流域高温强度、暖昼、暖夜的夏季平均年代际变化曲线做标准化，分别回归对流层中高层的各气象要素。前人的研究表明：对流层中上层的位势高度异常和低层温度平流是影响地表气温两个最重要的环流因子^[23]。本文首先对850 hPa风场和对流层位势高度场进行分析。

图 4为高温指数回归850 hPa风场的结果，高温强度和暖昼、暖夜发生日数的变化较一致，但EHT日数更为显著(见图 4(b)、(c))。结果表明，在对流层低层，来自南海的异常反气旋携带暖湿空气从南向北流入长江流域，导致长江流域出现西南风异常, 致使长江流域气温升高，有利于极端高温事件的维持。

在夏季，中国东南部天气与西太平洋副热带高压的活动关系十分密切，是影响长江流域夏季高温的重要因素^[15]。图 5显示，在对流层中层，相比于冷时期，暖时期的副热带高压位置异常偏北偏西明显，高压强度增强。副高偏北偏西的环流形势，使得空气下沉增温和晴空条件下的辐射加热增强^[10]，导致长江流域温度异常偏高。

在对流层高层，长江流域在受异常的大陆高压控制时，云量减少，从而有利于太阳辐射到达地表，易于该地高温天气的形成与维持^[16]。图 6分别为长江流域高温强度、暖昼和暖夜频次的年代际变化时间序列回归200 hPa异常位势高度场和风场的结果。结果表明，长江流域极端高温事件与对流层上层的位势高度异常呈正相关，长江流域位于高空南北高低压偶极子之间的异常东风带上，且相比于气候态西风急流(黑实线)，发生极端高温事件时，西风急流显著偏北，不利于冷空气南下；在发生极端高温事件时，对流层上层出现异常反气旋，反气旋异常有利于长江流域出现异常下沉运动(见图 7)，导致长江流域增暖。

为进一步分析长江流域极端高温的高低空配置，本文给出了3个高温指数在长江流域的垂直截面图(见图 8)，图 8(a)~(c)分别为TXx、TX90p、TN90p沿中心纬度(30°N)的经度-高度剖面图，图 8(d)~(f)为沿中心经度(103.5°E)的纬度-高度剖面图。长江流域对流层低层存在显著高温异常，而位势高度正异常则相比于长江流域偏北，这是由于大气的斜压性，长江流域地面高温的扰动信号出现在北侧^[25]。

图 7为沿30°N的经度-高度剖面，填色为垂直速度，箭头为风矢量，当垂直运动小于零时为上升运动，垂直速度大于零时为下沉运动，在长江流域，即105°E—122°E的位置，从近地面1 000 hPa一直延伸到对流层中上层都处于正异常区域，长江流域处于深厚的异常下沉运动控制下，与上文结论一致，有利于气温异常偏高，高温天气持续发生。

4 长江流域极端高温与AMO的关系

Zhang等^[24]的研究指出，北大西洋SSTA的变化会通过遥相关影响东亚气候。为了进一步探究长江流域高温与海温的关系，以1960—1970年和2002—2016年共26 a做为暖时期合成，1971—2001年共31 a作为冷时期，分别对冷暖时期的海表面温度(Sea Surface Temperature，SST)进行合成分析。图 9给出了2个时期北大西洋的夏季海面温度异常(SSTA)的合成。从图中可以看出，在暖时期，北大西洋的海温异常与AMO的正位相相似；冷时期的海温异常分布与AMO负位相相对应。前人的研究认为，北大西洋通过北半球中纬度波列影响中国夏季高温：北大西洋暖的SSTA会导致海盆中出现反气旋异常环流，该异常环流作为波列的一部分，增强上层高压，削弱纬向风，从而有利于EHT事件的发生发展^[16]。

其中黑色实线为AMO的年代际变化曲线，红色实线为高温指数的年代际变化分量曲线。从图中可以看出，AMO与长江流域极端高温指数的曲线变化趋势相似，且AMO有一定的超前。因此，为了进一步探究AMO与长江流域极端高温事件的关系，将AMO年代际变化曲线与长江流域极端高温指数做超前滞后相关(见图 11)，结果表明，AMO与长江流域EHT事件的年代际变化有明显超前6~11 a的相关关系，且在超前6~8 a时，AMO对长江流域EHT的影响最为明显。这也给气候预报提供了一定的指示作用，即AMO可超前6~8 a预报长江流域极端高温时间的发生，且最长预报年份可达11~12 a。

5 结论与讨论

本文采用经验正交函数分析、线性回归分析、低通滤波等方法对1960—2016年夏季(6—8月)长江流域的极端高温(Extreme High Temperature, EHT)事件的高温强度、暖昼、暖夜发生日数的年代际时空变化特征及其对应大气环流因子进行分析，并探究EHT事件与大西洋多年代际震荡(Atlantic Multidecadal Oscillation, AMO)的关系。结果表明：

(1) 中国夏季长江流域的极端高温事件存在明显的年代际变化特征：在1960—1970年和2002—2016年为暖时期，1971—2001年为冷时期；相比于冷时期，暖时期在高温强度、暖昼和暖夜的发生日数方面均明显偏暖。

(2) 在对流层高层，长江流域北部出现异常的大陆高压，由于大气的斜压性，该信号引起了长江流域的温度升高，长江流域位于高空南北高低压偶极子之间的异常东风带，亚洲西风急流的位置偏北；在中层，西太平洋副高位置偏北偏西，这增强了对流层中下层异常的下沉运动，在低层，来自南海的异常反气旋携带暖湿气流进入长江流域，有利于长江流域增暖，这些因子的共同作用造成长江流域EHT的年代际异常。

(3) 在长江流域极端高温异常偏暖(冷)时期，北大西洋海温出现显著的正(负)异常，与AMO位相一致；AMO与长江流域夏季EHT事件的年代际变化特征相似，且对于中国夏季长江流域的EHT事件存在明显的超前6~8年的相关关系，对预测我国长江流域极端高温事件具有一定的指示作用。