郝一驕　趙晨曦

摘 要：利用NCEP/NCAR 1960-01—2010-12的500 hPa、850 hPa全球高度場(chǎng)再分析資料和850 hPa風(fēng)場(chǎng)資料，以及1960—2010年日平均氣溫資料，統(tǒng)計(jì)了華北地區(qū)86個(gè)臺(tái)站1960—2010年間的冬季、夏季氣溫值，運(yùn)用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解方法研究了華北地區(qū)冷暖年的空間分布和時(shí)間變化特征，并對(duì)比、分析了冷暖年對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)特征。結(jié)果表明，華北地區(qū)溫度的年際變化有良好的空間一致性。夏季，20世紀(jì)60—90年代前，華北地區(qū)以偏冷年為主；20世紀(jì)90年代中期后，以偏暖年為主。冬季，20世紀(jì)80年代中期，華北地區(qū)以偏冷年為主；20世紀(jì)80年代后期，以偏暖年為主。西伯利亞高壓、烏拉爾山以東的高壓脊、東亞大槽和西太平洋副熱帶高壓是影響華北冷暖年分布的主要因子。對(duì)于風(fēng)場(chǎng)而言，冬季冷暖年的變化與中高緯的西風(fēng)強(qiáng)弱有關(guān)，暖年時(shí)，西風(fēng)偏強(qiáng)，冷年反之；對(duì)于夏季，冷暖年的變化與華北地區(qū)西南氣流強(qiáng)弱有關(guān)，冷年時(shí)西南氣流明顯強(qiáng)盛，暖年反之。

關(guān)鍵詞：華北地區(qū)；冷暖年；環(huán)流形勢(shì)；全球變暖

中圖分類(lèi)號(hào)：P434 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A DOI：10.15913/j.cnki.kjycx.2016.12.021

近年來(lái)，全球氣候變暖引起社會(huì)各界的廣泛關(guān)注。近百年來(lái)，我國(guó)氣溫顯著上升，有變暖的趨勢(shì)，華北地區(qū)氣溫持續(xù)升高，干旱情況日益嚴(yán)重。IPCC第五次報(bào)告指出，最近60年，我國(guó)氣溫上升尤其明顯，平均每10年約升高0.23 ℃。我國(guó)溫度的區(qū)域性和季節(jié)性變化特征明顯，華北地區(qū)是我國(guó)內(nèi)陸增溫幅度較大的主要表現(xiàn)區(qū)域。近年來(lái)，增暖也是華北地區(qū)氣溫異常的主要表現(xiàn)之一。華北地區(qū)位于北半球中緯度，為溫帶半濕潤(rùn)半干旱的大陸性季風(fēng)氣候，其氣溫變化特征與亞洲上空大氣環(huán)流的變化緊密相關(guān)，東亞大氣環(huán)流有季節(jié)性轉(zhuǎn)變的特點(diǎn)。研究該區(qū)域冷暖年的空間分布和時(shí)間變化特征，分析冷暖年對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)特征，全面認(rèn)識(shí)華北地區(qū)的氣候特點(diǎn)，進(jìn)一步研究華北地區(qū)氣候變化情況有非常重要的意義。

對(duì)華北地區(qū)冷暖年變化和對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)特征已有了比較多的研究。Thompson等提出了北極濤動(dòng)是北半球中高緯溫度顯著變化的重要原因。但是，近百年來(lái)，我國(guó)的增溫主要發(fā)生在冬季和春季，所以，之前的研究多為冬季。張友姝等在分析華北地區(qū)的季節(jié)-年際氣溫變化特征的基礎(chǔ)上，著重分析了冬季這一季節(jié)的時(shí)空特征。何春等研究表明，冬季北極濤動(dòng)與華北地區(qū)氣溫變化間有明顯的關(guān)系，這主要表現(xiàn)在年際尺度和年代際尺度上?？追渤热苏J(rèn)為，亞洲區(qū)極渦的面積、蒙古高壓、東亞大槽和烏拉爾山東部高壓脊等北半球環(huán)流形勢(shì)是華北地區(qū)冬季氣溫存在偏冷年、偏暖年變化的重要影響因子。申紅艷等分析了冬季華北地區(qū)氣溫的年代際異常與其對(duì)應(yīng)的環(huán)流場(chǎng)變化。研究表明，冬季氣溫年代際變化明顯，并且認(rèn)為造成冬季氣溫年代際變化異常的主要原因是北半球冬季環(huán)流場(chǎng)和北極濤動(dòng)的年代際變化。對(duì)于夏季，王作東等分析了我國(guó)北部氣溫的變化特點(diǎn)和與同期對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)特征。研究表明，我國(guó)夏季氣溫也有顯著的年代際變化特征，并且亞洲高空環(huán)流形勢(shì)的年代際變化是該特征變化的主要因子。龐華基等分析了華北地區(qū)局地的氣溫變化特征及其對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)。

1 資料和方法

本文使用的氣溫資料來(lái)自中國(guó)氣象局整編的《中國(guó)1960—2010年逐日站點(diǎn)資料》和NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)資料，具體為：1960—2010年逐月的500 hPa、850 hPa等壓面位勢(shì)高度場(chǎng)平均資料和850 hPa的風(fēng)場(chǎng)資料。研究范圍主要是華北地區(qū)，具體選為33°～43°N和108°～120°E間的86個(gè)代表站點(diǎn)，如圖1所示。這些代表站點(diǎn)主要包括的地區(qū)是北京、天津、河北、山西、陜西、山東、河南的大部地區(qū)，以及內(nèi)蒙古、安徽、江蘇的局部地區(qū)。

在氣象統(tǒng)計(jì)中，要分析、研究各種大多由不規(guī)則網(wǎng)格點(diǎn)組成的氣象要素場(chǎng)，比如溫度場(chǎng)、降水場(chǎng)等。近年來(lái)，經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解在氣象方面的應(yīng)用十分廣泛。經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解方法（EOF）是針對(duì)氣象要素場(chǎng)分解的。其工作原理是，把含有p個(gè)空間點(diǎn)的場(chǎng)隨時(shí)間變化的情況進(jìn)行分解，即把某個(gè)區(qū)域的氣象要素場(chǎng)Fij（i=1，2，…p；j=1，2，…n，即為n個(gè)時(shí)次的p個(gè)空間點(diǎn)的資料）分解為相互正交的空間函數(shù)和相互正交的時(shí)間函數(shù)的乘積的和，即：

方法將實(shí)際的大氣場(chǎng)用許多由正交函數(shù)代表的不同典型場(chǎng)按線性的方法疊加而成。不同時(shí)刻，這些典型場(chǎng)各自對(duì)應(yīng)的權(quán)重系數(shù)不相同，經(jīng)常用較少數(shù)量的空間分布模態(tài)就能涵蓋基本的氣象要素場(chǎng)。因此，在實(shí)際應(yīng)用中，常常選取前幾個(gè)方差貢獻(xiàn)率大的典型場(chǎng)來(lái)代替原場(chǎng)。它可以在不同時(shí)間、相同站點(diǎn)上綜合分析不同高度的各種元素，采取2個(gè)空間不同的站點(diǎn)進(jìn)行分解，可以在有限的區(qū)域進(jìn)行。EOF方法不像三角函數(shù)展開(kāi)方法等有一個(gè)固定的展開(kāi)形式，它不是事先人為給定的典型場(chǎng)函數(shù)。EOF方法具有快速收斂的特點(diǎn)，更能體現(xiàn)出原場(chǎng)的基本結(jié)構(gòu)特點(diǎn)，因此，該方法被廣泛應(yīng)用于氣象學(xué)中。

2 華北地區(qū)冷暖年的分布

2.1 冬季的冷暖年分布

對(duì)華北地區(qū)86個(gè)站點(diǎn)1960—2010年的冬季（12月、次年1月、次年2月）的溫度距平場(chǎng)進(jìn)行經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解。冬季華北地區(qū)第一特征向量均為負(fù)值。這表明，溫度的年際變化有良好的空間一致性，其氣溫空間變化趨勢(shì)大體一致。20世紀(jì)60—80年代中期，華北地區(qū)冬季以偏冷年為主；20世紀(jì)80年代后期至今，華北地區(qū)冬季以偏暖年為主。

由圖2可知，第一特征向量的貢獻(xiàn)率為81.5%.圖2a為第一特征向量的空間分布，華北地區(qū)均為負(fù)值；圖2b為第一特征向量的時(shí)間序列。經(jīng)過(guò)綜合分析，華北地區(qū)冬季氣溫變化趨勢(shì)較為一致。1960—1985年，華北地區(qū)冬季以偏冷年為主，除了1964年、1965年、1972年、1977年、1978年為稍偏暖年；1986—2010年，華北地區(qū)冬季以偏暖年為主，除了1999年、2004年為稍偏冷年。其中，1988年為華北地區(qū)氣溫持續(xù)增溫的年份。

2.2 夏季的冷暖年分布

對(duì)華北地區(qū)86個(gè)站點(diǎn)1960—2010年夏季（6月、7月、8月）的溫度距平場(chǎng)進(jìn)行EOF分解，前二個(gè)特征向量的累積貢獻(xiàn)率達(dá)75.8%.對(duì)于華北大部地區(qū)，20世紀(jì)60—90年代年間，夏季以偏冷年為主，20世紀(jì)90年代中期至今，華北地區(qū)以偏暖年為主。

由圖3可知，第一特征向量的貢獻(xiàn)率為58.1%.圖3a為第一特征向量的空間分布圖，圖3b為第一特征向量的時(shí)間序列。經(jīng)過(guò)綜合分析，華北地區(qū)空間分布圖中均為負(fù)值，其夏季氣溫分布具有一定的空間一致性。1960—1993年，華北地區(qū)冬季以偏冷年為主，除了1961年、1963年、1966年、1967年、1972年、1975年、1978年、1981年、1991年為稍偏暖年；1994—2010年，華北地區(qū)冬季以偏暖年為主，除了1995年、1996年、2003年、2004年為稍偏冷年。

由圖4可知，第二特征向量的貢獻(xiàn)率為17.7%.圖4a為華北地區(qū)夏季的空間分布，39°N以北的華北地區(qū)為負(fù)值，具體包括內(nèi)蒙古地區(qū)、山西北部、河北北部、陜西北部局部地區(qū)；39°N以南為正值，具體包括河北南部、山西中南部、陜西大部分地區(qū)、山東地區(qū)以及河南、安徽、江蘇部分地區(qū)。圖4b為其對(duì)應(yīng)的時(shí)間序列。經(jīng)過(guò)綜合分析，1960—1980年，內(nèi)蒙古地區(qū)、山西北部、河北北部、陜西北部大多為偏冷年，河北南部、山西南部、陜西南部、山東地區(qū)以及河南、安徽、江蘇部分地區(qū)大多為偏暖年；1981—2010，內(nèi)蒙古地區(qū)、山西北部、河北北部、陜西北部大多為偏暖年，河北南部、山西南部、陜西南部、山東地區(qū)以及河南、安徽、江蘇部分地區(qū)大多為偏冷年。

3 冷暖年環(huán)流形勢(shì)對(duì)比分析

3.1 冬季冷暖年的環(huán)流形勢(shì)對(duì)比

分析冷暖年對(duì)應(yīng)的環(huán)流形勢(shì)時(shí)，選取1960—2010年間的典型年份作為代表。對(duì)于冬季的第一特征向量，暖年選取1998 年、2001年、2003年、2006年、和008年作為典型年份分析其環(huán)流形勢(shì)，冷年選取1963年、1966年、1967年、1971年、1976年作為典型年份。圖5a為500 hPa暖年時(shí)的環(huán)流形勢(shì)，圖5b為冷年時(shí)的環(huán)流形勢(shì)。冬季北極濤動(dòng)對(duì)華北地區(qū)冷暖年的分布也有一定的影響，其指數(shù)與溫度呈正相關(guān)。當(dāng)北極濤動(dòng)位于負(fù)位相時(shí)，高緯度的高氣壓和中緯度的低氣壓均加強(qiáng)，中緯度地區(qū)西風(fēng)減弱，盛行經(jīng)向環(huán)流，所以，在對(duì)流層低層產(chǎn)生強(qiáng)的北風(fēng)異常，將冷空氣從高緯度輸送到較低緯度，導(dǎo)致中緯度地面氣溫降低。我國(guó)大部地區(qū)冬季氣溫變化與西伯利亞高壓的強(qiáng)度之間呈明顯的負(fù)相關(guān)。暖年時(shí)，華北地區(qū)經(jīng)向環(huán)流比較弱，烏拉爾山以東的高壓脊發(fā)展較弱，東亞大槽發(fā)展也減弱。冷年時(shí)，華北地區(qū)經(jīng)向環(huán)流增強(qiáng)，有利于冷空氣從高緯地區(qū)南下至華北地區(qū)，烏拉爾山高壓脊向極地發(fā)展，東亞大槽同時(shí)加強(qiáng)。圖6為冬季500 hPa冷年與暖年的位勢(shì)高度差，西伯利亞地區(qū)為正值，正值中心位于烏拉爾山以西，東亞大部地區(qū)為負(fù)值，負(fù)值中心位于蒙新高地。由此可見(jiàn)，東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊發(fā)展強(qiáng)度與溫度呈反相關(guān)，其發(fā)展越強(qiáng)烈，越易出現(xiàn)冷年。

3.2 夏季冷暖年的環(huán)流形勢(shì)對(duì)比

對(duì)于夏季的冷暖年分布，暖年選取1997年、2000年、2001年、2010年作為典型年份分析其形勢(shì)，冷年選取1969年、1976年、1979年、1993年作為典型年份。圖7a為夏季500 hPa暖年的環(huán)流形勢(shì)，圖7b為夏季500 hPa冷年的環(huán)流形勢(shì)。西太平洋副熱帶高壓的脊線所在的位置對(duì)夏季華北地區(qū)的氣溫變化也有一定的影響。分析圖7可知，對(duì)于不同年份的冷暖年，等高線所在位置有較大的差異。受副熱帶高壓的影響，暖年時(shí)，5 800線壓在華北地區(qū)北部，而冷年時(shí)該線顯著偏南。副熱帶高壓的位置與華北地區(qū)的日平均氣溫有密切的聯(lián)系，其位置越偏北，華北地區(qū)越容易出現(xiàn)暖年；反之，則易出現(xiàn)偏冷年。圖8為夏季500 hPa冷年與暖年的位勢(shì)高度差，烏拉爾山附近為正值區(qū)，東亞地區(qū)均為負(fù)值，并且我國(guó)華北地區(qū)以北為負(fù)值中心。東亞中緯度地區(qū)位勢(shì)高度在暖年時(shí)明顯高于冷年，華北地區(qū)夏季冷暖年的分布與其有一定的關(guān)系。

4 冷暖年風(fēng)場(chǎng)對(duì)比分析

4.1 冬季冷暖年的風(fēng)場(chǎng)對(duì)比

圖9為冬季850 hPa風(fēng)場(chǎng)的對(duì)比圖，a圖為暖年，b圖為冷年。冬季華北地區(qū)主要受西北氣流的控制。暖年時(shí)，在中高緯度地區(qū)，西風(fēng)加強(qiáng)；冷年時(shí)，西風(fēng)減弱。由此可知，暖年時(shí)，在中高緯地區(qū)緯向環(huán)流比較強(qiáng)；冷年時(shí)，緯向環(huán)流比較弱。這表明，冷暖年的變化與中高緯的緯向環(huán)流變化有關(guān)。

圖10為冬季850 hPa冷年與暖年的風(fēng)場(chǎng)差。在華北地區(qū)，風(fēng)場(chǎng)差異比較小，而在45°N以北地區(qū)，暖年時(shí)，西風(fēng)明顯比較強(qiáng)，緯向環(huán)流顯著，導(dǎo)致冷空氣不易南下至華北地區(qū)，造成華北地區(qū)暖年。

4.2 夏季冷暖年的風(fēng)場(chǎng)對(duì)比

圖11為夏季850 hPa風(fēng)場(chǎng)的對(duì)比圖，a圖為暖年，b圖為冷年。暖年時(shí)，華北大部地區(qū)風(fēng)速比較?。焕淠陼r(shí)，華北地區(qū)風(fēng)速比暖年偏大，并且以弱西南風(fēng)為主。

圖12為夏季850 hPa冷年與暖年的風(fēng)場(chǎng)差。由圖12可知，華北地區(qū)北部風(fēng)場(chǎng)變化比較小，這主要取決于從孟加拉灣和我國(guó)南海地區(qū)輸送的西南氣流。冷年時(shí)，西南氣流明顯強(qiáng)盛，暖年時(shí)，無(wú)明顯的西南氣流。西南氣流是影響華北地區(qū)夏季天氣的重要因素之一，強(qiáng)盛的西南氣流給華北地區(qū)帶來(lái)了明顯的降水，從而影響華北地區(qū)的日平均氣溫。

5 結(jié)論

華北地區(qū)溫度的年際變化有較好的空間一致性。夏季，20世紀(jì)90年代前期，華北地區(qū)以偏冷年為主；20世紀(jì)90年代中期后，以偏暖年為主。冬季，20世紀(jì)80年代中期前，華北地區(qū)以偏冷年為主；20世紀(jì)80年代后期，以偏暖年為主。

冷暖年分布與環(huán)流形勢(shì)特征很大的關(guān)系。對(duì)于夏季，華北地區(qū)冷暖年的分布受西太平洋副熱帶高壓帶的影響。當(dāng)副熱帶高壓偏北時(shí)，華北地區(qū)容易出現(xiàn)暖年；反之，容易出現(xiàn)冷年。對(duì)于冬季，華北地區(qū)冷暖年分布明顯受西伯利亞高壓、東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊的影響。西伯利亞高壓、東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊與溫度呈反相關(guān)，即西伯利亞高壓、東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊發(fā)展較強(qiáng)時(shí)容易出現(xiàn)冷年；反之，則容易出現(xiàn)暖年。對(duì)于風(fēng)場(chǎng)而言，冬季冷暖年的變化與中高緯的西風(fēng)強(qiáng)弱有關(guān)，暖年時(shí)，西風(fēng)偏強(qiáng)，冷年反之；對(duì)于夏季，冷暖年的變化與華北地區(qū)西南氣流強(qiáng)弱有關(guān)，冷年時(shí)，西南氣流明顯強(qiáng)盛，暖年反之。

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作者簡(jiǎn)介：郝一驕（1991—），女，山西原平人，2013年畢業(yè)于南京信息工程大學(xué)，助理工程師。

〔編輯：白潔〕