引言

1970年以来的50年是过去2000年以来最暖的50年，2011—2020年全球地表温度比工业革命时期(1850—1900年)上升了约1℃(IPCC, 2021)。在全球气候变暖背景下，极端天气气候事件频发重发，其中高温对全球变暖的响应尤为突出。全球大部分地区高温热浪愈发频发，且更为持久(Perkins et al，2012；Karl and Trenberth, 2003)，我国长江流域也是其中之一。2003年夏季，我国江南地区遭受大范围热浪袭击，高温天气出现的地域之广为历史罕见(杨辉和李崇银，2005)。2013年夏季我国南方地区，包括长江中下游以及重庆等地，又出现了少有的持续高温天气，其覆盖范围、持续时间和强度均超过2003年夏季(彭京备等，2016；唐恬等，2014；董广涛等，2016)。2019年，在异常高温和降水亏缺的共同作用下，长江中下游地区发生了近50年来历史同期最严重的伏秋连旱(李俊等，2020)。这些高温事件给长江流域经济发展和人民生活造成了严重的影响，因此高温事件特征及成因分析受到越来越多的关注。

针对长江流域高温天气的研究，气象专家已开展了诸多工作。王喜元等(2016)分析了1961—2010年长江流域高温热浪时空变化特征，发现高温热浪频次、持续时间和强度在1985年以前呈下降趋势，而1985年之后明显上升，21世纪初为高温热浪发生最频繁的年代。从整体线性趋势上看，林爱兰等(2021)通过对比华南、长江、黄淮和华北4个区域持续高温过程，认为长江区域高温线性增长趋势比华南弱，主要是长江区域持续高温过程显著增强出现在近10年。杨涵洧等(2018)也进一步证实了长江三角洲夏季高温在2000年左右存在气候突变，2000年以后夏季高温日数和强度出现显著上升。王荣等(2023)发现不仅是高温强度，影响范围也在1998年前后有着突变增强特征。郭春华等(2023)通过计算不同气候区的高温危险性，认为长江中下游是全国高温综合高危险性等级地区之一。长江流域高温的形成和环流、下垫面异常息息相关。西北太平洋副热带高压(以下简称副高)的控制是长江流域高温天气形成的主要原因(史军等，2013；王国复等，2018；孙博等，2023)，强而持续的副高控制会造成高温日数和强高温过程偏多(张尚印等，2005)。罗连升等(2016)找到了影响长江中下游盛夏高温的青藏高原热源关键区，认为其可以作为前期预报因子。聂羽等(2018)研究成果表明，春季赤道印度洋的一致偏暖，有利于夏季副高偏强偏西，造成我国东南地区夏季容易出现高温异常。沈皓俊等(2018)发现高温日数的突变主要集中在1997—2006年，这一现象可能是太平洋年代际振荡(PDO)、印度洋—太平洋暖池和ENSO等共同作用的结果。

由上可见，在青藏高原热源、海温等下垫面影响下，副高强且持续，造成长江流域高温增长并存在气候突变。然而以往高温分析一般是将夏季作为一个整体分析，那么夏季季内不同时段是否存在一致的气候突变特征是本文关注的重点。通过累积距平、滑动t检验、Pettit检验等方法确定长江流域夏季高温突变时间，对比分析突变前后季内不同时段的年代际变化差异，探寻造成季节内非一致变化的主要成因，为该地区高温天气预报与气候分析提供参考。

1 资料和方法

本文所用资料包括：(1)NCEP/NCAR提供的1961—2020年的500 hPa逐日位势高度再分析资料，水平网格距为2.5°×2.5°；(2)国家气候中心提供的长江流域梅雨出梅时间逐年序列；(3)1961—2020年长江流域640个站的气象观测站逐日最高气温资料。

本文采用QX/T228—2014(全国气象防灾减灾标准化委员会，2014)，将日最高气温≥35℃定义为高温日。采用累积距平、滑动t检验、Pettit方法等多种突变检测方法进行突变分析，采用Pearson相关系数进行高温成因分析。

2 长江流域高温事件突变特征分析 2.1 突变检验分析

由1961—2020年平均高温日数分布(图 1)可见，高温日数呈现西少东多，在105°E以西大部分不足5 d，105°E以东大部分为10~46 d。由于105°E以西高温发生概率低，故将长江流域105°E以东区域(以下简称长江流域中东部)设定为长江流域高温研究的空间范围，共包含421个气象站点，具体站点分布如图 2所示。从站点分布看，除包含长江中下游外，长江上游东部也包含在内，其中有陕西南部、四川东部、重庆及贵州北部。

统计1961—2020年夏季逐日出现35℃及以上高温的气象站次，再将每年夏季92 d的高温站次累加，得到1961—2020年逐年长江流域中东部夏季高温站次序列(图 3)。从整体线性趋势上看，其气候倾向率(每10 a的变化)为421站次·(10 a)^-1，线性增长趋势相关系数为0.28，通过了0.05显著性水平检验，表明长江流域中东部高温站次存在显著的增长趋势，这与王喜元等(2016)、林爱兰等(2021)研究结果一致。那么在年代际尺度上，高温站次是否存在明显的转折？以下通过统计方法对长江流域中东部高温站次进行综合判断。

图 4为1961—2020年长江流域中东部高温站次的累积距平检验的结果，可以看出1961—1972年累积距平变化较为平稳，1973—2002年整体呈现下降的趋势，2002年之后则开始呈现上升趋势。这表明1973—2002年高温站次多为负距平，2002年之后多为正距平，即2002年附近可能为一个明显的突变点。图 5给出1961—2020年长江流域中东部高温站次不同滑动长度t检验结果。取n=6, 8, 10, 12 a不同子序列长度。结果显示，长江流域中东部高温站次呈现先下降后上升的趋势，在21世纪初取得绝对值最大值并且都通过了显著性水平检验，在2002年附近通过了0.05显著性水平检验，10 a滑动和12 a滑动甚至通过了0.001显著性水平检验。为了验证累积距平和滑动t检验的突变结果，再用Pettit检验进行验证(图略)，同样也是在2002年附近绝对值取得最大值，并且通过了0.05的显著性水平检验。结合以上3种突变检验的结果，可以认为长江流域中东部夏季高温站次具有较为明显的年代际转折，在2002年前后存在一个显著突变。

2.2 突变前后高温站次的对比分析

以2002年为分界点，分段分析1961—2002年和2003—2020年长江流域中东部高温的变化情况。相对变化率计算方法：用2003—2020年均值减去1961—2002年均值得到的差值再除以1961—2002年均值。对比2002年前后高温站次的平均值(表 1)发现，最高气温≥35℃、≥37℃、≥40℃这3个不同等级的高温天气在2003—2020年均值较1961—2002年有明显的增加，增加率分别达到了43.6%、79.3%和285.4%。相较于35℃阈值，37℃、40℃的增量更加明显，尤其是40℃的增量可偏多约2.8倍。

2.3 不同阈值高温站次的突变成因分析

进一步探讨2002年突变后40℃的高温站次增量更加明显的环流特征，考虑长江流域高温主要集中在7月11日至8月31日，计算了此时段不同阈值高温站次与500 hPa高度的相关系数(图 6)。不同高温阈值分别取[35，40)℃、≥40℃(以下分别简称为I_35~40、I_≥40)。I_35~40、I_≥40均与长江中下游至日本海、西北太平洋上空的高度场相关显著。此外，I_≥40还与勘察加半岛、西太平洋暖池上空的高度场相关显著(图 6a，6b)。由于I_35~40、I_≥40两者之间有着较好的相关关系，相关系数为0.66，通过了0.001显著性水平检验。那么利用偏相关方法，研究去除I_≥40(I_35~40)后，I_35~40(I_≥40)和500 hPa高度场的相关关系。结果显示，去除I_≥40后，I_35~40与高度场的相关显著区仍然维持；而去除I_35~40，I_≥40与高度场的相关区变化较大，在东亚沿岸呈现“+ - +”分布，即勘察加半岛为正相关，日本海为负相关，东南沿海为正相关，其中日本海负相关区未通过0.10显著性水平检验(图 6c，6d)。由此可见，不同阈值高温站次的年代际增长均与副高主体和长江中下游上空高度场有着密切关系。长江上空高度场正异常有利于该地区维持晴朗的天气条件，晴朗的天气有利于太阳辐射到达地面，从而有利于高温天气的形成。而极端高温(最高气温≥40℃)站次还与勘察加半岛、西太平洋暖池上空高度场有关。

3 年代际突变背景下的夏季季内变化特征及环流异常分析 3.1 高温变化的季内特征分析

上述分析结果显示，长江流域中东部高温站次从夏季整个季节尺度上看存在气候突变，那么夏季季内不同时段的年代际变化是否与夏季整体一致，均呈现出较为明显的年代际变化？

将2003—2020年(后18 a)长江流域中东部平均的夏季高温站次均值减去1961—2002年(前42 a)平均所得的差值，定义为I_diff，计算结果如图 7所示。由图可见，I_diff呈现明显的波动特征，功率谱分析(图略)结果也显示，20 d周期非常显著，通过了红噪声检验，表明I_diff具有显著的季内尺度的低频周期特征。在时间序列曲线上，具有显著的3个峰值(标准化距平≥1 σ)，分别发生在7月3日、7月29日和8月19日，峰值与峰值之间存在着谷值，发生在7月19日、8月6日。其中在7月9—19日这一时段，2002年前后高温站次均值相当(1961—2002年平均为110站次，2003—2020年平均为112站次)，这与长江流域梅雨结束时间有关。根据国家气候中心统计的长江流域梅雨出梅时间，1961—2002年共42 a中梅雨于7月9日及之后结束的年份有25 a，占总年份的59.5%；而2003—2020年共18 a中在7月9日及之后结束的年份有15 a，占总年份的83.3%。正是由于2002年以后梅雨出梅时间较晚的年份比例居多，在7月9—19日期间仍以梅雨天气过程为主，降水量增加，可以部分抵消高温(梁梅和吴立广，2015)，造成高温站次在2002年前后没有明显的增加。

利用不同滑动长度的t检验方法提取I_diff季内变化突变点，提取第1个突变点之前、最后1个突变点之后以及相邻两个突变点之间等不同时段，从而将夏季共92 d划分为具有不同特征的多个时段。图 8给出了I_diff不同滑动长度t检验结果，具体方法同图 5。结果显示，I_diff呈现周期波动变化，有6个突变点(6月16日、7月7日、7月21日、8月3日、8月12日和8月21日)附近通过了0.01显著性水平检验。因此将夏季92 d划分为7个时段，分别是6月1—15日、6月16日至7月6日、7月7—20日、7月21日至8月2日、8月3—11日、8月12—20日和8月21—31日。为了进一步证实相邻两个时段差异显著，采用累积距平、Pettit方法辅助判断。以上6个突变点在累积距平曲线中均对应着拐点。由于Pettit方法是直接利用秩序列来检测突变点的，选用其中绝对值最大值为突变点，那么采用分段，即两个相邻时段为一个时间序列，这样分别做6次检测来确定突变点，其结果与滑动t检验一致(图略)。下文主要基于这7个时段展开特征及成因分析。

2002年前后不同时段长江流域中东部高温站次的均值和相对变化率有着明显差异(表 2)。6月1—15日、7月7—20日、8月3—11日、8月21—31日这4个时段高温站次相对变化率在3.6%~28.4%，均未超过夏季整个季节的相对变化率43.6%，尤其是7月7—20日这一段的相对变化率仅为3.6%，主要是包含了7月9—19日，具体原因已在上文分析。6月16日至7月6日、7月21日至8月2日和8月12—20日这3个时段高温站次相对变化率均超过50%，尤其是有两个时段超过了90%，也就是说2002年后高温站次是2002年前高温站次的近两倍。分别计算出这7个时段累积高温站次的逐年时间序列(表略)，按照上文中的夏季高温站次气候突变检测方法分别对其进行突变检验，在6月1—15日、7月7—20日、8月3—11日、8月21—31日这4个时段并未找到突变点，故称之为增长平缓期；6月16日至7月6日、7月21日至8月2日和8月12—20日这3个时段在2002年附近存在突变，故称之为增长快速期。从图 9可见，同类不同时期的空间分布也有着较大的差异。增长平缓期空间分布差异如下：6月1—15日是插花形势，高温站次减少站点分布较为分散，有2个较为集中的区域分别位于湖南南部、江浙沪交界附近(图 9a)；7月7—20日为东部减少西部增多的分布型，陕西南部、四川东部、重庆、贵州北部、江西南部、江浙沪交界附近高温站次增多，大多在2成至1倍，湖南东部和江西中部增加在2成以下，其他大部分高温站次减少(图 9c)；8月3—11日和8月21—31日分布相似，北部减少南部增多(图 9e，9g)。增长快速期空间分布差异如下：6月16日至7月6日大部在5成以上，增多1倍以上的区域主要分布在湖南、江西和江浙沪交界附近(图 9b)；7月21日至8月2日，东、西部增加5成以上，中部(湖北、湖南、江西)大部增加2~5成(图 9d)；8月12—20日大部在5成以上，增加1倍以上的区域主要分布在长江干流附近(图 9f)。基于以上分析，可以得出在年代增长的背景下，高温站次年代际增长具有季内非一致变化特征，这种非一致特征不仅体现在时间上，还体现在空间分布上。

3.2 季内非一致变化的环流特征分析

高温的发生发展与大气环流息息相关。为了研究高温夏季季内非一致变化的成因，图 10给出了I_diff与500 hPa高度场差值(2003—2020年均值减去1961—2002年均值)的相关系数。可以看出，欧亚中高纬自西向东呈“- + -”分布型，即挪威海以南为负相关，乌拉尔山以西为正相关，贝加尔湖以北为负相关，这种分布形势与欧亚遥相关类似，但中心位置偏西；东亚沿岸自北向南呈“- +”分布型，即日本海为负相关，东海为正相关，这种形势与东亚太平洋遥相关分布型一致。参照Wallace and Gutzler (1981)和Huang(2004)的研究工作，将欧亚遥相关指数(I_EU)、东亚太平洋遥相关指数(I_EAP)分别定义为：

$ \begin{gathered} I_{\mathrm{EU}}=-0.25 Z_{\left(45^{\circ} \sim 60^{\circ} \mathrm{N}, 15^{\circ} \mathrm{W} \sim 10^{\circ} \mathrm{E}\right)}^*+ \\ 0.5 Z_{\left(50^{\circ} \sim 75^{\circ} \mathrm{N}, 20^{\circ} \sim 50^{\circ} \mathrm{E}\right)}^*-0.25 Z_{\left(55^{\circ} \sim 75^{\circ} \mathrm{N}, 80^{\circ} \sim 110^{\circ} \mathrm{E}\right)}^* \end{gathered} $

(1)

$I_{\mathrm{EAP}}=Z_{\left(20^{\circ} \sim 35^{\circ} \mathrm{N}, 95^{\circ} \sim 135^{\circ} \mathrm{E}\right)}^*-Z_{\left(40^{\circ} \sim 50^{\circ} \mathrm{N}, 125^{\circ} \sim 145^{\circ} \mathrm{E}\right)}^* $

(2)

式中Z^*表示经过标准化处理的500 hPa位势高度场。

与邹珊珊等(2013)通过欧亚地区夏季500 hPa位势高度距平场REOF分析修正的夏季欧亚遥相关型区域比较，贝加尔湖中心位置一致，其他两个中心点位置更偏西。这与计算过程有关，本研究求取的是对高温站次高影响的环流关键区。东亚太平洋遥相关中心位置与施能等(1994)结果一致。计算逐年夏季及季内7个时段的I_EU、I_EAP，以及两者的相关系数，均未通过显著性水平检验，表明欧亚遥相关和东亚太平洋遥相关相互独立。因此，欧亚遥相关主要反映中高纬大气环流的影响，而东亚太平洋遥相关反映的是低纬对东亚的影响，两者共同作用下影响东亚夏季气候。

为了更好地解释I_EU、I_EAP与高温季内非一致变化之间的关系，分别求取了2002年前后的I_EU、I_EAP逐日序列。由图 11可见，I_EU、I_EAP在2002年突变前后呈反位相变化特征。I_EU阶段特征明显：6月，2002年前后由正位相转为正位相；7—8月，由负位相转为正位相; I_EAP在2002年前主要以负位相为主，而2002年之后主要以正位相为主。图中还给出了高温站次年代际差值，与I_diff不同，采用I_EU、I_EAP计算方法，先将每日的逐年高温站次做标准化距平，再用2003—2020年均值减去1961—2002年均值，将差值做标准化距平，得到高温站次年代际差值，通过这种计算方法可消除季内变化差异。去除季内变化后，其标准化距平呈现正、负位相交替变化特征，不同位相发生时段与划分的7个时段基本一致。其与I_EU、I_EAP年代际差值的相关系数分别为0.44、0.65，通过了0.001显著性水平检验。结合I_EU、I_EAP正负位相匹配展开分析。在增长快速期，I_EU在6月16日至7月6日年代际减弱，在其他2个时段年代际显著增强；I_EAP在3个时段均显著增强。增长平缓期，I_EU在6月1—15日年代际减弱，在其他3个时段年代际增强，但增强幅度较增长快速期弱；I_EAP在8月21—31日年代际增强，在其他3个时段年代际减弱。综上所述，高温年代际显著增多往往伴随着IEU、I_EAP的异常加强。进一步证实了欧亚遥相关和东亚太平洋遥相关是造成夏季高温季内非一致变化的主要原因。

对比相对变化率最大的2个时段(6月16日至7月6日、8月12—20日)环流异常，进一步分析造成高温站次变化显著的年代际环流特征差异(图 12)。由于高度场在20世纪70年代中后期发生了年代际气候突变(曾红玲等，2002)，所以采用1980—2002年和2003—2020年这2个时段差值进行分析。6月16日至7月6日，相较于1980—2002年，2003—2020年欧亚中高纬呈现“+ - + - +”分布，即里海为高值区，巴尔喀什湖以北为低值区，贝加尔湖以北为高值区，鄂霍次克海为低值区，西北太平洋为高值区，这与I_EU定义区域不同；东亚沿岸呈北低南高，与I_EAP类似，但北区负距平位置更为偏北。这种环流形势表明，西西伯利亚低槽发展，贝加尔湖以北脊加强，与副高间在长江以北上空构成气旋异常，雨带北移，而长江中下游为反气旋控制，易于下沉气流，造成气温偏高，从而形成高温天气。8月12—20日，欧亚中高纬位势高度场呈现“+ - +”分布，东亚沿岸呈现北低南高分布，这与图 10的分布一致，加之长江中下游为偏南风异常，盛行暖平流，利于高温发展。上述对比分析可见，夏季不同时段的环流年代际变化共同之处在于东亚沿岸的北低南高，长江中下游及东南沿海高度场增高，鄂霍次克海高度场降低；不同之处在于欧亚中高纬环流异常，6月16日至7月6日为三高两低，8月12—20日为两高一低。

4 结论与讨论

基于1961—2020年长江流域的日最高气温资料，分析了长江流域在夏季不同时段的高温突变特征及其相应环流异常，结果发现：

(1) 长江流域中东部高温站次具有较为明显的年代际转折，在2002年前后存在一个显著的突变。相对于35℃阈值，37℃、40℃的高温站次增量更加明显。不同阈值年代际增长均与副高主体和长江中下游上空高度场有着密切关系。而极端高温(最高气温≥40℃)站次还与勘察加半岛、西太平洋暖池上空高度场有关。

(2) 在夏季季内不同时段，长江流域中东部高温站次具有非一致的年代际变化特征。可将其划分为两类：一是增长平缓期，表现为2002年前后相对变化率较夏季整个季节的相对变化率低，且突变检验未找到突变点；二是增长快速期，表现为2002年前后相对变化率较夏季整个季节的相对变化率高，且在2002年附近存在显著突变。

(3) 欧亚和东亚太平洋遥相关及梅雨出梅时间是造成季内非一致性变化的主要原因。增长平缓期和快速期发生期间，欧亚和东亚太平洋遥相关年代际特征有着明显的差异。在增长快速期，高温年代际增多显著往往伴随着东亚遥相关的异常加强；其中相对变化率最大的两个时段在欧亚中高纬环流年代际变化有着明显差异。在增长平缓期，欧亚遥相关有小幅度的年代际增强，东亚太平洋遥相关年代际减弱；其中7月9—19日高温站次增长缓慢，还和2002年以后多数年份梅雨结束较晚有关。

综上所述，在全球变暖背景下，长江流域中东部高温增长趋势明显，但在季内各个时段之间存在一定差异，这种季内差异与环流的欧亚和东亚太平洋遥相关有关。欧亚和东亚太平洋遥相关年代际变化在研究中显示存在季内锁相特征——在一定时段显著增强。研究表明，在年代际变化背景上(林建等，1999)，欧亚和东亚太平洋遥相关还具有次季节周期(刘慧斌等，2012；吴捷，2013)，有着季内尺度的加强减弱。不同时间尺度间如何相互作用造成环流季内锁相特征还需进一步研究。另外，影响高温热浪的主要贡献还有海洋、青藏高原热力作用以及北极海冰等(Cohen et al，2014；罗连升等，2016；袁媛等，2018；陈思奇等，2020)，这些下垫面作用可通过影响环流进而影响夏季极端气候。那么，这些下垫面异常是否会引发欧亚和东亚太平洋遥相关季内/年代际尺度变化，造成两者季内锁相，进而影响高温季内非一致变化？因此，对于高温季内非一致年代际变化成因还需深入分析。