全球变暖的背景下，天气气候的极端事件(热浪、寒潮、洪水、干旱)频繁发生。这些极端事件的频繁发生，已经引起了越来越多的社会重视。例如，2003年欧洲的热浪曾导致超多25000人死亡(García-Herrera et al, 2010)。2010年夏季，俄罗斯莫斯科经历了有气象记录以来的持续最久的热浪。据统计，莫斯科连续33 d气温超过30℃(Alexander, 2010)。在我国北方，尤其是新疆地区也是经历了频繁的高温干旱(Wang and Ding, 2006; Ding et al, 2007)。研究指出，在全球变暖的大背景下，热浪可能会愈发频繁，且更为持久(Karl and Trenberth, 2003)，高温对人类健康的影响可能更为严重(张书余等，2015)。因此，研究热浪的变率问题尤为重要。

我国除青藏高原以外，其余大部分地区都出现过热浪。我国的高温天气主要集中在4—10月。从地理位置上来看，江南、华南、西南以及新疆都是热浪的频发地。但是，上述地区的热浪的类型存在很大的差异。中国北方的热浪(主要分布于新疆)多为干热型(李双双等，2015)。大陆高压的持续控制可能是北方高温的主要原因。我国南方的热浪以湿热型为主，强而持续的西太平洋副热带高压是我国东南地区高温日数偏多和高温过程偏强的重要原因(张尚印等，2005；林建等，2005；唐恬等，2014；刘梅等，2011；彭京备等，2016)。但是，对于南北方不同区域内部热浪变化的空间模态目前尚不清楚。

热浪的季节预测是另一个挑战性的科学问题。以往的研究指出，影响热浪的持续性异常的既有可能是大气内部的强烈的非线性过程，也可能来自下界面过程的强迫(Charney and Shukla, 1981)。对于干热型热浪和湿热型的热浪，其持续的动力和热力机制存在很大的差异，这也为热浪的气候预测带来了一定的困难。因此，研究热浪的可预报性对提高预报技巧具有十分重要的指示意义。

针对以上有待解决的科学问题，本文试图回答以下两个问题：(1)中国的热浪的年际变化具有什么样的特征？更具体地，南北方不同区域的热浪年际变化的主要空间模态是什么？(2)针对不同模态的热浪变化，同期的大气环流呈现什么样的特征？前期海温的异常变化如何影响热浪的变化？

利用再分析资料和台站观测资料，本文将利用合成分析、回归分析等统计方法研究中国夏季热浪的年际变率问题。本文在第2节统计了热浪的气候态分布、线性趋势以及年际变率的主要模态。第3节分析了不同模态对应的大气环流特征。第4节研究了引起不同模态变化的前期海温的特征。

本文使用了1960—2015年549站均一化的逐日平均/最高/最低温度数据集，资料来源于国家气象信息中心。此外，本文还使用了1960—2015年美国国家海洋和大气管理局(NOAA)下属国家环境预报中心(NCEP)和美国国家大气研究中心(NCAR)提供的2.5°×2.5°水平分辨率月平均再分析资料的位势高度场、水平风场(Kalnay et al, 1996)。同期的逐月海温资料来自于美国NOAA的ERSST V3(Smith et al, 2008)。

日最高温度、日最低温度都超过对应第80百分位，同时日最高温度超过33℃(或35℃)，连续3 d以上即为单站高温过程(丁婷和钱维宏，2012)。本文的热浪持续时间(heat wave persistence)定义为每年6—8月单站高温过程中日最高温度超过35℃的连续天数。由于本文主要关注热浪的年际变率，在进行经验正交分解(EOF)时，变量场的线性趋势被去除。文中的回归分析利用t检验，显示了超过0.05的显著性水平检验的结果。

图 1a显示了中国6—8月的单站气温超过33℃的热浪持续时间的气候态分布图。我国热浪发生的主要区域集中在东南部地区和新疆地区。其中，东南部地区平均的热浪持续时间可以达到10 d。4—5月和9—10月发生的热浪次数和持续时间较短(图略)。为了验证结果的可信性，图 1b还显示了单站气温超过35℃的热浪持续时间的空间分布图，主要集中区域仍处于东南地区和新疆地区。

图 2a显示了全国站点平均的热浪年持续天数的逐年演变。超过33℃的高温和超过35℃的热浪持续天数随时间呈线性增加。2010年，热浪持续天数达到峰值。全国站点平均的超过33℃的热浪持续天数为10 d，超过35℃的热浪持续天数为5 d。图 2b和2c分别显示了我国东南地区(20°~30°N、105°~125°E)和新疆地区(35°~48°N、72°~96°E)的热浪持续天数的逐年演变。对于东南地区，热浪持续天数逐年线性增加。其中，2010年，我国东南地区超过33℃的热浪持续天数达到峰值，为16 d。新疆地区的热浪在20世纪90年代中期开始增长。在2007年达到峰值(10 d)。由于超过33℃和超过35℃的热浪的分布和时间演变类似，为了简化，在后面的分析中，只给出超过35℃的热浪变化。

为了分析不同区域热浪的年际变化，图 3和图 4分别给出了东南地区和新疆地区热浪持续时间的经验正交分解的前两个空间模态和对应的时间系数。从图 3可以看到，东南地区热浪的前两个空间模态可以解释东南地区气温变率的59%。其中，第一模态的解释方差高达46%，空间模态表征全区一致的变化。第二模态的解释方差为13%，空间模态表征南北反向的变化。图 4给出了新疆地区热浪持续天数的EOF前两个模态的空间特征和时间系数。前两个模态的解释方差可以达到49%。其中，第一模态表征新疆全区一致的变化，大致中心位于新疆东部地区，解释方差为35%。第二模态为东西反位相的变化，解释方差为14%。

图 5给出了中国东南地区热浪EOF第一模态(全区一致型)对应的环流异常分布。对于全区一致的热浪，东亚大陆的海平面气压较气候平均态偏低，北太平洋上的高压较气候平均偏高。在对流层中层500 hPa，海洋上的高压向西扩展，副热带高压北侧偏强。大陆上的位势高度场产生类似于罗斯贝波列状的结构。在对流层的高层200 hPa，海洋上的高压继续向西扩展。我国东南地区从中层到高层一致笼罩在高压异常下。从纬向风场的异常上来看，副热带急流较气候态位置偏北，急流南侧的东风异常和北侧的西风异常也有利于反气旋式高压维持。从对流层低层的水汽异常来看，我国东部30°N以南地区水汽偏少。垂直速度场上表征为异常的下沉气流。综合以上的环流分析，当西太平洋副热带高压较气候态偏西偏北时，我国东南地区上空为异常高压控制，水汽偏少，盛行下沉气流，有利于东南地区的热浪。

对于东南地区南北反向的热浪持续天数分布，图 6给出了对应的环流异常分布图。北太平洋的海平面气压场表现为北侧偏强，南侧偏弱的结构。东亚大陆中部为异常的高压控制，在对流层中层(图 6b)和高层(图 6c)，这种结构依然明显。在纬向风场上，副热带急流偏弱，位置偏北。低层水汽场上，我国东南地区北部水汽偏少，南部偏多。在垂直速度场上，东南地区北侧盛行下沉气流，南侧盛行上升气流。因此，造成我国东南地区北部热浪偏多，南部偏少的分布型的环流异常为：北太平洋北部为异常高压控制，南侧为异常低压控制，副热带急流偏弱。

对于东南地区热浪的第一模态，东亚地区海平面气压偏低，中高层的位势高度异常偏高是造成全区一致热浪偏多的主要环流异常；对于第二模态，东亚地区中低纬的位势高度异常呈现南北偶极的变化，这样的环流分布型有利于热浪也呈现南北反向的变化。

图 7给出了新疆地区热浪持续天数第一模态对应的环流异常。在海平面气压场上，东亚大陆为异常的低压控制。在对流层中高层(图 7b，7c)，大陆高压控制贝加尔湖及其以南地区。这种异常在200 hPa最为明显。研究指出，伊朗副热带高压是夏季影响新疆高温天气的主要力量，属于典型的暖性高压天气系统，当伊朗副热带高压随着大气环流逐渐北上并控制新疆时，意味着新疆高温的来临。在水汽场上，新疆地区水汽异常偏少。

图 8给出了新疆地区热浪持续天数第二模态(东西反相型)对应的环流异常。在海平面气压场上，东亚大陆为异常的低压控制。在对流层中高层(图 8b和8c)，贝加尔湖以东地区为异常高压控制，贝加尔湖以西为异常低压控制。在低层垂直速度场上，新疆西部地区为异常下沉气流，东部为异常上升气流。

总体来说，不同区域、不同模态对应的环流异常特征差异很大。对于东南地区热浪的第一模态，西太平洋副热带高压偏强西伸，控制我国东南地区，是造成热浪偏多的主要环流异常；对于第二模态，东亚地区中低纬的位势高度异常呈现南北偶极的变化，这样的环流分布型有利于热浪也呈现南北反相的变化。对于新疆地区热浪，环流异常的局地性更强。强大的大陆高压控制新疆地区造成新疆一致性的热浪偏多。当贝加尔湖东西两侧的气压异常呈现反相变化时，更有利于新疆地区呈现东西反相变化的热浪分布。

环流异常特征的巨大差异意味着影响这些环流异常的预报源可能也是不一样的。海温变化可能是极端高温的气候主因。

为了揭示热浪不同模态的可能预报源，我们把同期和前期的海表温度距平回归到不同模态的时间系数上，然后来看前期海温异常的分布情况。

图 9a给出了6—8月海表温度距平对东南地区热浪持续天数EOF第一模态的回归场。西北太平洋地区为正的海温距平。在赤道地区，赤道西太平洋为正海温距平，东太平洋为负的海温距平，对应于拉尼娜的异常特征。

而在前期春季3—5月，如图 9b所示，造成我国东南地区热浪增多的原因可能来自于赤道印度洋地区的一致性偏暖。已有的理论研究指出，前期印度洋维持暖水，致使高层的高压增强，并由该区盛行的西风向东输送，有利于副热带高压的加强西伸(黄刚等，2016)。这样西太平洋副热带高压的东侧不断补充加强，西侧又有印度洋高气压的不断并入，于是副热带高压被锁定在我国南方地区，并且强度不断增强。

为了验证上述结果，图 10给出了春季3—5月热带印度洋海温(0°~20°N、56°~100°E)异常对后期夏季6—8月大气环流异常的回归分布。可以看到，春季的印度洋海温偏暖会引起东亚大陆的海平面气压较气候平均态偏低。在对流层中层500 hPa副热带高压偏强。在对流层的高层200 hPa，海洋上的高压继续向西扩展。这样的环流分布类似于图 5显示的东南地区全区一致偏暖的大气环流异常。因此，春季热带印度洋的海温偏暖可能会导致夏季我国东南地区热浪的持续。

图 11a给出了6—8月海表温度距平对新疆地区热浪持续天数EOF第一模态的回归场。从图中可以看出，北太平洋中部、里海、黑海的海温偏暖对应于新疆地区热浪的一致型模态。在前期3—5月(图 11b)，这种信号就已经显现出来了。因此，北半球中纬度地区下垫面的一致偏暖，造成了相当正压结构的高压笼罩在新疆地区上空，从而导致新疆的热浪。

类似地，图 12给出了春季中纬度黑海、里海等地区海温(30°~50°N、0°~56°E)异常对后期夏季6—8月大气环流异常的回归分布。从图中可以看出，当春季中纬度黑海-里海的海温偏高时，夏季海平面气压整体偏低(图 12a)，在对流层中高层，位势高度场呈现出高-低-高的分布(图 12b和12c)，类似于新疆地区夏季热浪第一模态对应的环流异常。因此，春季中纬度黑海、里海等地的海温偏暖可能是造成夏季新疆热浪的可能原因之一。

利用NCEP/NCAR再分析大气资料和台站观测的气温资料，本文分析了中国6—8月热浪持续天数的气候态特征及其主要年际变率。研究指出，中国热浪主要集中在东南地区和新疆地区，且上述地区热浪持续天数有线性增长趋势。东南地区热浪变化的第一模态为全区一致型，这一模态与前期春季印度洋海温一致性增暖有关。印度洋海温偏暖造成了夏季副热带高压偏强偏西，我国东南地区为正高度异常控制，造成热浪的持续。而新疆的高温主要与前期中太平洋、黑海、里海等地的海温异常偏暖有关，上述地区的海温偏暖可以引起大陆高压的加强，从而造成中高纬内陆的热浪。

在暖季，影响热浪的主要原因来自于海洋，但是大陆以及冰雪圈的贡献也不能忽视。研究指出，青藏高原的热力作用以及北极海冰都会影响夏季的降水和气温(Wu et al, 2016; Cohen et al, 2014)。在今后的研究中，这两方面的作用需要被重视。

本文也指出了热浪在过去56年呈现出线性增长的趋势，主要的增多发生在2000年之后(图 2)。图 13讨论了夏季6—8月欧亚大陆大气环流在1970—1990年和2000年之后的变化。图中显示，欧亚大陆，尤其是东亚地区，大气环流发生了显著的改变。海平面气压升高，中高层的位势高度场增高。东亚的高空急流明显北移。这样的环流形势明显有利于热浪的持续发生。但是对于大气环流的这种年代际变化，是否与全球变暖有关，还需进一步的分析。