引言

高温热浪的形成往往是特定的天气系统下的产物，在华北地区，形成高温热浪的天气系统主要有副热带高压、大陆暖高压(脊)、热低压、弱冷锋(华北干槽)等。关于华北地区高温天气的研究很多，王迎春等^[1]统计分析了北京夏季高温闷热天气的季节内的分布特征，得出北京地区高温主要出现在6月下旬至7月上旬。赵世林等^[2]曾对石家庄高温闷热天气进行了气候统计，给出了发生高温天气的典型环流形势。谢庄等^[3]曾对1999年的北京极端高温天气个例进行研究，指出大陆副热带高压是造成这次极端高温的天气系统，空气的下沉绝热增温作用是形成高温的主要机制。孙建华等^[4]则对华北和北京酷暑天气进行了数值模拟，探讨了河套高压的形成机理和北京高温天气的联系。史印山等^[5]对京津冀高温天气的时空分布及环流进行了分析。以上研究大都侧重高温天气的大气环流形势分析、形成机理及华北高温统计特征等，分析过程中多着眼于定性分析，对高温天气中各项因子所起作用的大小缺少评估。

众所周知，暖气团的强度是某地是否出现高温天气的重要先决条件。由热力学方程可知：温度的局地变化是温度平流、垂直运动、变压和气压平流、非绝热加热因子等项共同作用的结果。因此暖平流、下沉运动、太阳辐射等增温作用是实际预报中常常考虑的因素。文献[6]通过对安徽沿江高温和降水实例，估算了平流项、垂直项，并推算了非绝热项的大小，以此来说明各个因子在温度局地变化中的作用。本文试图使用常规和非常规观测资料(包括辐射观测资料)，结合使用NCEP再分析资料，对2009年6月20日至7月4日华北持续性高温过程进行分析和估算，找出此次过程中高温形成的关键因子。

1 过程描述

2009年6月20日至7月4日华北平原出现了持续性、大范围高温炎热天气，高温持续的日数属1949年以来少见的。以石家庄市为例，日最高气温高于37 ℃的高温日数达到13天，6月24、25和29日出现了40 ℃以上的高温，其持续时间之长为自1955年建站以来之最。特别是6月23—25日，华北南部地区连续3天出现超过40 ℃的酷热天气(图 1)。6月23日，40 ℃以上的高温范围较小，仅出现在河北西南部和河南北部(图 1a), 6月24、25日高温范围向四周扩大，至6月25日高温范围达最大，超过40 ℃的范围位于河北中南部、河南中北部、山东北部和西部(图 1c)。以河北为例，6月24、25日，河北省境内近1/3的站点(24日有44站、25日有47站)超过40 ℃，居历史同期前10位，26站突破了该站有气象观测记录以来的最高值；其中邢台市沙河站日最高气温高达44.4 ℃，突破了河北省日最高气温历史极值。

此次持续性大范围的高温天气过程对部分地区的供电、供水、农产品供应、果树及作物生长发育等造成了一定不利影响；由于持续高温炎热，蒸发量大，大部分地区旱情加重，据河北省抗旱办监测，仅河北省受旱面积达115×10⁴ hm²。6月23日，郑州市用水量为82.35×10⁴ m³，为5年来最高。6月24日，河北石家庄用电负荷达到454.5×10⁴ kW，创2009年入夏以来用电负荷新高；6月25日，河南省电网最高供电负荷达到2930×10⁴ kW，比2008年最高负荷高出115×10⁴ kW，日用电量达到6.24亿度，比2008年最高增长4.6%，均创历史新高。持续高温天气给人体健康的带来不利影响。河南省郑州市6月下旬因遭受高温袭击，4天内就接到中暑报诊66起，其中有4位老人因高温猝死。

2 天气条件概述

使用NCEP(1°×1°)再分析资料计算2009年6月20日至7月4日逐日20时平均高度、温度场、湿度场、海平面气压场等。与文献[5]对比基本一致，但略有不同。200 hPa(图 2a)南压高压与中纬度西风带高压脊叠加控制了我国35°N以南的大部分地区，与之配合，温度场上为一暖中心。500 hPa平均高度场(图 2b)，亚欧中高纬度为两槽一脊型，槽分别位于西伯利亚至巴尔喀什湖以西和我国东北经朝鲜至东部沿海一带，脊位于贝加尔湖地区。华北地区上空为脊前西北气流控制。

700 hPa(图 3)与500 hPa形势相似，在河套地区上空是高压脊控制但无闭合高压环流，与文献[4]总结的华北地区持续性高温天气出现时700 hPa有一312 dagpm的闭合河套高压略有不同。由850 hPa平均温度图(图略)可知，暖中心自我国西北地区向华北伸展，20 ℃等温线控制华北平原，24 ℃等温线控制华北西部地区，28 ℃的暖中心位于我国西北地区。在高温最严重的6月23—25日850 hPa平均温度图上，32 ℃的暖中心位于我国西北地区，24 ℃等温线向东伸展控制河北大部、山东北部、河南大部与日最高气温大于40 ℃的高温区配合较好。平均地面气压场(图略)，低压自西北向东伸展到华北平原，但在河套地区为一相对弱高压，此弱高压对应几次弱冷空气南下。分析逐日地面图，高温持续期间，大部分时段是：低压有从新疆东部东移到蒙古国西部后折向河套，到达河套地区后缓慢移动的过程，华北平原受低压控制或低压前部的偏南气流控制。25日(出现河北省历史极值)，14时低压中心位于108°E的中蒙边界附近，中心气压值达991.9 hPa。低压势力庞大，覆盖我国西北地区大部、华北大部、蒙古国大部。

高温持续期间，整层空气比较干燥(图 3阴影)，400 hPa以下整层平均相对湿度≤35%干区沿脊前西北气流伸展到华北平原大部。由于大气中水汽主要集中在低层大气中，制作了700 hPa以下层平均相对湿度沿114°E的时间-纬度剖面图(图 4阴影)。由图 4可见：在持续高温出现的35°~40°N地区，对流层低层平均相对湿度基本在40%以下。在出现40 ℃以上高温的23—25日期间，平均相对湿度在20%以下。对应850 hPa温度(图 4，等值线)高温期间均大于20 ℃，大部分时间段高于24 ℃。在出现40 ℃以上高温的23—25日期间，850 hPa温度在26 ℃以上，大部分时段在28 ℃以上。因此高温持续期间为干暖气团控制。

高温持续期间地面以两种天气形势为主，大部分时段华北地区处于低压带或冷锋前的低槽中(以21日为例，图 5a，此天气形势下，太行山焚风效应与高温天气的出现密切相关)。在高温范围大和强度最强的23—25日，青藏高原北侧新疆中部至内蒙古西部维持一热低压带。随后，地面低压区加强并东伸和移动，在河套及西部地区形成闭合热低压(以25日为例，图 5b)，这也是华北地区大范围的高温过程的典型形势。

总之，高温持续期间，华北上空受深厚的大陆高压脊前西北气流控制，天气晴好；地面以两种天气形势为主，一是华北地区处于低压带或低槽中，二是在我国西北地区生成的地面低压向东伸展与移动，华北地区处于低压前部，受偏南气流控制；从温度场和湿度场分析为干暖气团。因此中高层大陆高压(脊)、850 hPa的高温区的稳定少动是此次持续性高温天气形成和维持的原因。

3 温度局地变化的定量估计

为寻找影响温度局地变化的因子，即确定高温天气中关键因子，有必要定量估计影响温度局地变化的各项。

根据天气学原理，热力学方程可转换成：

$ \begin{array}{l} \frac{{\partial T}}{{\partial t}} =-\boldsymbol{V} \cdot \nabla T-({\gamma _d}-\gamma ) \cdot W + \\ \;\;\;\;\;\;\;\frac{{{\gamma _d}}}{{pg}}(\frac{{\partial P}}{{\partial t}} + \boldsymbol{V} \cdot \nabla p) + \frac{1}{{{c_p}}}\frac{{{\rm{d}}Q}}{{{\rm{d}}t}} \end{array} $

(1)

即温度的局地变化是温度平流、垂直输送项、变压和气压平流、非绝热加热因子项(夜间对增温有相反作用)共同作用的结果。根据尺度分析可知，由于气压变化引起温度变化的尺度最小，因此可忽略不计。故式(1) 可成为：

$ \frac{{\partial T}}{{\partial t}} =-\boldsymbol{V} \cdot \nabla T-({\gamma _d}-\gamma ) \cdot W + \frac{1}{{{c_p}}}\frac{{{\rm{d}}Q}}{{{\rm{d}}t}} $

(2)

以高温范围和强度均较强的6月24、25日为例，分别给出温度平流项、垂直输送项和非绝热加热项对温度局地变化的定量估计并讨论各项在升温过程中的作用。

3.1 温度平流项

图 6a可见，大于40 ℃的高温酷热区位于114°E附近，故沿114°E做温度平流的剖面(图 6b)。从剖面图可见，对应河南北部高温中心(35°N附近)，600 hPa以下基本为暖平流区，在600~700 hPa间暖平流最强，近地面层为弱冷平流(-1×10^-5 K·s^-1 < -V ·▽T < 0)；4×10^-5 K·s^-1的暖中心在650 hPa，与河南的高温区中心叠置。石家庄附近的高温区(37°~39°N)，在剖面图上表现为600~800 hPa为暖平流，850 hPa以下为弱冷平流(-1×10^-5 K·s^-1 < -V ·▽T < 0)；在700 hPa(图 6a)是一暖平流次中心(中心值≥2×10^-5 K·s^-1)。以上分析得到：在高温区上空，暖平流层出现在边界层以上的中低层。以图 5b中所示最大暖平流4×10^-5 K·s^-1计算，可估算由于暖平流作用6小时升温约0.86 ℃，与南北向高温分布对应，选取北京、石家庄、邢台、郑州4站的平均来进行估算(最高气温出现在河南沁阳站43.4 ℃，河北石家庄西部的平山站为43.3 ℃)，24日08时平均气温29.4 ℃，14时平均气温40.0 ℃，6小时升温10.6 ℃，在升温中约占8%。故可得出暖平流在此次升温过程中作用较小。

同样据25日的高温区分布沿37°N做温度平流剖面(图略)，与24日14时剖面不同，在高温区上空，暖平流层几乎出现在850 hPa以下的边界层；850 hPa以上以弱冷平流为主。在1000 hPa上，对应高温区既有暖平流也有冷平流。从沿114°E做温度平流的剖面可见，部分高温区上空700 hPa以下为较强冷平流，以上为暖平流，最大值出现在500 hPa。在高温区上空各层暖平流最大值为2×10^-5 K·s^-1，可估算由于暖平流作用6小时升温约0.43 ℃，而实际上25日08时四站平均气温32.9 ℃，14时平均气温39.3 ℃，6小时升温6.4 ℃，约占7%。因此可证实，在24—25日的高温期间冷暖平流不是影响高温酷热天气的主要因子。

3.2 垂直输送项

使用NCEP再分析资料(1°×1°)分别给出了24日14时高温中心石家庄附近(38°N、115°E)T-lnp图和115°E、35°~40°N的范围内(4站所在纬度范围)垂直速度(图 7)。从图 7看出：整层大气温度露点差较大，空气比较干燥；700 hPa以上为西北风，850 hPa以下为西南风，这也说明，中高层为脊前西北气流，低层为低压前部的偏南气流。400 hPa以下以下沉气流为主，最大下沉速度位于700 hPa，近地层有弱上升运动。从T-lnp图可见：600 hPa以下温度线与干绝热线几乎平行，说明气块几乎沿干绝热线下沉，我们以平均垂直递减率最小的500~ 600 hPa估算γ。

以24日为例，35°~40°N、115°E的范围内500 hPa与600 hPa的平均温度差10.9 ℃，平均高度约1433 m，算出γ=10.9/1433≈0.76(℃/100 m)。以最大下沉速度0.6 Pa·s^-1来计算，估算由于下沉运动的1小时的增温幅度为：-0.6/9.8×3600×(1-0.76)/100≈0.53(℃·h^-1), 6小时增温约3.2 ℃。由3.1节知4站6小时平均升温10.6 ℃，因此垂直输送项在此次高温酷热天气过程中约占30%。

3.3 非绝热加热项

有关太阳辐射引起的温度局地变化，利用ΔZ气层中的净辐射能讨论，公式如下^[7-8]：

$ \Delta T/\Delta t = g/{c_p} \cdot \Delta E/\Delta p $

(3)

其中ΔT为温度变化，Δt为时间变化，ΔE是ΔZ气层内在单位时间内得到的净辐射能，g为重力加速度，c_p为干空气的定压比热。由于华北平原地区地面太阳辐射观测站只有河北乐亭和北京观象台。由于高温持续期间北京观象台各要素比乐亭更接近于石家庄，故用北京观象台的辐射资料来计算。

资料分析表明，700 hPa以上高空各层在24日08—14时升温幅度都小于1 ℃，接近为零。可以认为，700 hPa以上各层的净辐射为零。从地面到700 hPa气压差约为250 hPa，c_p=1.005 J·g^-1·℃^-1, ΔE=11.09×10⁶ J·m^-2, g=9.8 m·s^-2, 代入式(3) 计算可得4.33 ℃。因此非绝热加热项在此次高温酷热天气过程中所约占41%。

从以上估算值可知，估算的平均气温为29.4 ℃+0.86 ℃+3.2 ℃+4.33 ℃≈37.8 ℃，比实际平均气温40.0 ℃低。由于我们以北京、石家庄、邢台和郑州为例进行估算的，这可能是未考虑城市热岛效应的原因^[4]。实际业务工作中，一般考虑由于城市热岛带来的增温效应在2 ℃左右^[9-12]，考虑热岛效应的增温后估算的气温(39.8 ℃)与实际气温基本一致。

4 结语

通过对2009年6月20日至7月4日华北平原地区出现的持续性高温过程分析和定量估计，得出的结论如下：

(1) 中高层大陆高压(脊)、850 hPa的高温区的稳定少动是此次持续性高温天气形成和维持的原因。此时地面有两种形势：一是华北地区处于低压带或低槽中，二是在我国西北地区生成的地面低压向东伸展与移动，华北地区处于低压前部，受偏南气流控制。

(2) 气团的性质是出现高温天气的内因，如河北省据850 hPa的温度总结出：T₈₅₀≥21 ℃、T₈₅₀≥24 ℃是分别预报35 ℃、37 ℃以上高温的预报指标。

(3) 通过对引起局地温度变化各项的定量估算可知：平流项在升温过程中作用较小，这也与文献[3-4]得出的结论基本一致。垂直输送项比较重要，在此次升温过程中所占比例约30%；非绝热加热项作用较大，在此次升温过程中所占比例约41%。因此在实际业务预报中，可忽略平流项的作用，重点考虑垂直输送项和非绝热加热项。