華北地區冷暖年的不同環流形勢特征

郝一驕　趙晨曦

摘 要：利用NCEP/NCAR 1960-01—2010-12的500 hPa、850 hPa全球高度場再分析資料和850 hPa風場資料，以及1960—2010年日平均氣溫資料，統計了華北地區86個臺站1960—2010年間的冬季、夏季氣溫值，運用經驗正交函數分解方法研究了華北地區冷暖年的空間分布和時間變化特征，并對比、分析了冷暖年對應的環流形勢特征。結果表明，華北地區溫度的年際變化有良好的空間一致性。夏季，20世紀60—90年代前，華北地區以偏冷年為主；20世紀90年代中期后，以偏暖年為主。冬季，20世紀80年代中期，華北地區以偏冷年為主；20世紀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。對于風場而言，冬季冷暖年的變化與中高緯的西風強弱有關，暖年時，西風偏強，冷年反之；對于夏季，冷暖年的變化與華北地區西南氣流強弱有關，冷年時西南氣流明顯強盛，暖年反之。

關鍵詞：華北地區；冷暖年；環流形勢；全球變暖

中圖分類號：P434 文獻標識碼：A DOI：10.15913/j.cnki.kjycx.2016.12.021

近年來，全球氣候變暖引起社會各界的廣泛關注。近百年來，我國氣溫顯著上升，有變暖的趨勢，華北地區氣溫持續升高，干旱情況日益嚴重。IPCC第五次報告指出，最近60年，我國氣溫上升尤其明顯，平均每10年約升高0.23 ℃。我國溫度的區域性和季節性變化特征明顯，華北地區是我國內陸增溫幅度較大的主要表現區域。近年來，增暖也是華北地區氣溫異常的主要表現之一。華北地區位于北半球中緯度，為溫帶半濕潤半干旱的大陸性季風氣候，其氣溫變化特征與亞洲上空大氣環流的變化緊密相關，東亞大氣環流有季節性轉變的特點。研究該區域冷暖年的空間分布和時間變化特征，分析冷暖年對應的環流形勢特征，全面認識華北地區的氣候特點，進一步研究華北地區氣候變化情況有非常重要的意義。

對華北地區冷暖年變化和對應的環流形勢特征已有了比較多的研究。Thompson等提出了北極濤動是北半球中高緯溫度顯著變化的重要原因。但是，近百年來，我國的增溫主要發生在冬季和春季，所以，之前的研究多為冬季。張友姝等在分析華北地區的季節-年際氣溫變化特征的基礎上，著重分析了冬季這一季節的時空特征。何春等研究表明，冬季北極濤動與華北地區氣溫變化間有明顯的關系，這主要表現在年際尺度和年代際尺度上。孔凡超等人認為，亞洲區極渦的面積、蒙古高壓、東亞大槽和烏拉爾山東部高壓脊等北半球環流形勢是華北地區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氣溫的年代際異常與其對應的環流場變化。研究表明，冬季氣溫年代際變化明顯，并且認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流場和北極濤動的年代際變化。對于夏季，王作東等分析了我國北部氣溫的變化特點和與同期對應的環流形勢特征。研究表明，我國夏季氣溫也有顯著的年代際變化特征，并且亞洲高空環流形勢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局地的氣溫變化特征及其對應的環流形勢。

1 資料和方法

本文使用的氣溫資料來自中國氣象局整編的《中國1960—2010年逐日站點資料》和NCEP/NCAR再分析數據資料，具體為：1960—2010年逐月的500 hPa、850 hPa等壓面位勢高度場平均資料和850 hPa的風場資料。研究范圍主要是華北地區，具體選為33°～43°N和108°～120°E間的86個代表站點，如圖1所示。這些代表站點主要包括的地區是北京、天津、河北、山西、陜西、山東、河南的大部地區，以及內蒙古、安徽、江蘇的局部地區。

在氣象統計中，要分析、研究各種大多由不規則網格點組成的氣象要素場，比如溫度場、降水場等。近年來，經驗正交函數分解在氣象方面的應用十分廣泛。經驗正交函數分解方法（EOF）是針對氣象要素場分解的。其工作原理是，把含有p個空間點的場隨時間變化的情況進行分解，即把某個區域的氣象要素場Fij（i=1，2，…p；j=1，2，…n，即為n個時次的p個空間點的資料）分解為相互正交的空間函數和相互正交的時間函數的乘積的和，即：

方法將實際的大氣場用許多由正交函數代表的不同典型場按線性的方法疊加而成。不同時刻，這些典型場各自對應的權重系數不相同，經常用較少數量的空間分布模態就能涵蓋基本的氣象要素場。因此，在實際應用中，常常選取前幾個方差貢獻率大的典型場來代替原場。它可以在不同時間、相同站點上綜合分析不同高度的各種元素，采取2個空間不同的站點進行分解，可以在有限的區域進行。EOF方法不像三角函數展開方法等有一個固定的展開形式，它不是事先人為給定的典型場函數。EOF方法具有快速收斂的特點，更能體現出原場的基本結構特點，因此，該方法被廣泛應用于氣象學中。

2 華北地區冷暖年的分布

2.1 冬季的冷暖年分布

對華北地區86個站點1960—2010年的冬季（12月、次年1月、次年2月）的溫度距平場進行經驗正交函數分解。冬季華北地區第一特征向量均為負值。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大體一致。20世紀60—80年代中期，華北地區冬季以偏冷年為主；20世紀80年代后期至今，華北地區冬季以偏暖年為主。

由圖2可知，第一特征向量的貢獻率為81.5%.圖2a為第一特征向量的空間分布，華北地區均為負值；圖2b為第一特征向量的時間序列。經過綜合分析，華北地區冬季氣溫變化趨勢較為一致。1960—1985年，華北地區冬季以偏冷年為主，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年為華北地區氣溫持續增溫的年份。

2.2 夏季的冷暖年分布

對華北地區86個站點1960—2010年夏季（6月、7月、8月）的溫度距平場進行EOF分解，前二個特征向量的累積貢獻率達75.8%.對于華北大部地區，20世紀60—90年代年間，夏季以偏冷年為主，20世紀90年代中期至今，華北地區以偏暖年為主。

由圖3可知，第一特征向量的貢獻率為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間序列。經過綜合分析，華北地區空間分布圖中均為負值，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率為17.7%.圖4a為華北地區夏季的空間分布，39°N以北的華北地區為負值，具體包括內蒙古地區、山西北部、河北北部、陜西北部局部地區；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、山東地區以及河南、安徽、江蘇部分地區。圖4b為其對應的時間序列。經過綜合分析，1960—1980年，內蒙古地區、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、山東地區以及河南、安徽、江蘇部分地區大多為偏暖年；1981—2010，內蒙古地區、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、山東地區以及河南、安徽、江蘇部分地區大多為偏冷年。

3 冷暖年環流形勢對比分析

3.1 冬季冷暖年的環流形勢對比

分析冷暖年對應的環流形勢時，選取1960—2010年間的典型年份作為代表。對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流形勢，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暖年時的環流形勢，圖5b為冷年時的環流形勢。冬季北極濤動對華北地區冷暖年的分布也有一定的影響，其指數與溫度呈正相關。當北極濤動位于負位相時，高緯度的高氣壓和中緯度的低氣壓均加強，中緯度地區西風減弱，盛行經向環流，所以，在對流層低層產生強的北風異常，將冷空氣從高緯度輸送到較低緯度，導致中緯度地面氣溫降低。我國大部地區冬季氣溫變化與西伯利亞高壓的強度之間呈明顯的負相關。暖年時，華北地區經向環流比較弱，烏拉爾山以東的高壓脊發展較弱，東亞大槽發展也減弱。冷年時，華北地區經向環流增強，有利于冷空氣從高緯地區南下至華北地區，烏拉爾山高壓脊向極地發展，東亞大槽同時加強。圖6為冬季500 hPa冷年與暖年的位勢高度差，西伯利亞地區為正值，正值中心位于烏拉爾山以西，東亞大部地區為負值，負值中心位于蒙新高地。由此可見，東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊發展強度與溫度呈反相關，其發展越強烈，越易出現冷年。

3.2 夏季冷暖年的環流形勢對比

對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，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暖年的環流形勢，圖7b為夏季500 hPa冷年的環流形勢。西太平洋副熱帶高壓的脊線所在的位置對夏季華北地區的氣溫變化也有一定的影響。分析圖7可知，對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，5 800線壓在華北地區北部，而冷年時該線顯著偏南。副熱帶高壓的位置與華北地區的日平均氣溫有密切的聯系，其位置越偏北，華北地區越容易出現暖年；反之，則易出現偏冷年。圖8為夏季500 hPa冷年與暖年的位勢高度差，烏拉爾山附近為正值區，東亞地區均為負值，并且我國華北地區以北為負值中心。東亞中緯度地區位勢高度在暖年時明顯高于冷年，華北地區夏季冷暖年的分布與其有一定的關系。

4 冷暖年風場對比分析

4.1 冬季冷暖年的風場對比

圖9為冬季850 hPa風場的對比圖，a圖為暖年，b圖為冷年。冬季華北地區主要受西北氣流的控制。暖年時，在中高緯度地區，西風加強；冷年時，西風減弱。由此可知，暖年時，在中高緯地區緯向環流比較強；冷年時，緯向環流比較弱。這表明，冷暖年的變化與中高緯的緯向環流變化有關。

圖10為冬季850 hPa冷年與暖年的風場差。在華北地區，風場差異比較小，而在45°N以北地區，暖年時，西風明顯比較強，緯向環流顯著，導致冷空氣不易南下至華北地區，造成華北地區暖年。

4.2 夏季冷暖年的風場對比

圖11為夏季850 hPa風場的對比圖，a圖為暖年，b圖為冷年。暖年時，華北大部地區風速比較小；冷年時，華北地區風速比暖年偏大，并且以弱西南風為主。

圖12為夏季850 hPa冷年與暖年的風場差。由圖12可知，華北地區北部風場變化比較小，這主要取決于從孟加拉灣和我國南海地區輸送的西南氣流。冷年時，西南氣流明顯強盛，暖年時，無明顯的西南氣流。西南氣流是影響華北地區夏季天氣的重要因素之一，強盛的西南氣流給華北地區帶來了明顯的降水，從而影響華北地區的日平均氣溫。

5 結論

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

冷暖年分布與環流形勢特征很大的關系。對于夏季，華北地區冷暖年的分布受西太平洋副熱帶高壓帶的影響。當副熱帶高壓偏北時，華北地區容易出現暖年；反之，容易出現冷年。對于冬季，華北地區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，即西伯利亞高壓、東亞大槽和烏拉爾山以東的高壓脊發展較強時容易出現冷年；反之，則容易出現暖年。對于風場而言，冬季冷暖年的變化與中高緯的西風強弱有關，暖年時，西風偏強，冷年反之；對于夏季，冷暖年的變化與華北地區西南氣流強弱有關，冷年時，西南氣流明顯強盛，暖年反之。

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

〔編輯：白潔〕