氣候變暖背景下氣候平均值更替對中國氣候業務的影響*

晏紅明 袁 媛 王永光

1 云南省氣候中心，昆明 650034 2 國家氣候中心，中國氣象局氣候研究開放實驗室，北京 100081

提 要： 氣候平均值的改變意味著氣候平均態(以下簡稱氣候態)的改變，由于不同氣候態之間的差異，當氣候態更替時，相應會改變各種氣象要素、環流系統等變化特征的判識結果。不同氣候態之間的差異越大，對判識結果的影響就會更加明顯，這種影響即是氣候態更替的影響。對于2022年1月1日執行的氣候平均值由1981—2010年改為1991—2020年的新規定，將會對中國氣候監測、預測和評價等業務產生怎樣的影響？針對氣候平均值的改變，分別從中國160個站氣溫和降水，以及大氣環流和海洋關鍵因子的變化等多方面，首先對比分析了不同時段氣候態變化的差異及影響，然后重點討論了1991—2020年新氣候態更替的影響。結果表明不同時段氣候態更替的影響不同，其中氣溫氣候態更替的影響比降水氣候態更替的影響顯著，這種影響存在一定的季節差異，冬半年的影響大于夏半年，而降水氣候態更替的影響主要集中在4—6月和9—11月兩個轉換季節。分析氣候態更替的影響，發現基于新氣候態，中國大部分地區的氣溫距平減小，其中減小最明顯的區域位于河套附近，幅度在0.3～0.7℃，對降水的影響主要在夏季和秋季，夏季中國南方和秋季華北多雨的特征減弱；對500 hPa大氣環流的影響表現為冬季烏拉爾山脊加強、東亞槽偏東和蒙古高壓減弱，而夏季則剛好相反；對東亞冬夏季風活動也有一定影響，表現為冬季風減弱，而夏季風加強；對海洋關鍵海區海溫變化的影響表現為IOD正位相減弱和區海溫距平指數偏高的特征。

引 言

在氣候業務中，氣候平均值是指某一歷史時段內某一氣象要素的多年平均值，它表征了某時段內的氣候平均態(以下簡稱氣候態)，因此氣候平均值的改變意味著氣候態的改變。世界氣象組織(WMO)規定，氣象要素的氣候平均值是其最近三個整年代的平均值或統計值，需每隔10年進行一次更新(WMO，2007；2017)，目前為止，氣候平均值先后經歷過多個時段滾動的30年平均。為了保持與國際氣候業務和服務工作一致，中國氣象局于2021年3月發文，規定從2022年1月1日起我國各級氣候業務將正式啟用1991—2020年的氣候平均值(氣預函[2021]21號，2021)。

全球變暖是近幾十年來氣候變化最主要的特征，已有的很多研究利用不同方法檢測到20世紀北半球平均氣溫序列中的突變或躍變信號。尤衛紅(1998)在分析全球和不同區域氣溫多尺度變化特征時指出1979年全球大部分地區的氣溫出現了突變，氣溫明顯升高；Zhao et al(2005)研究發現20世紀北半球平均氣溫突然變暖出現在1980年前后；亞洲政府間氣候變化專業委員會(IPCC)第五次評估報告指出，工業革命以來全球氣候顯著變暖(Hartmann et al，2013)。我國氣溫變化與全球氣溫變化在趨勢上非常一致(丁一匯等，2007)，20世紀60年代以來中國大陸冬季氣溫出現明顯的線性上升趨勢(唐國利等，2009)。但氣溫變化的過程也是非常復雜的，最近半個多世紀以來，全球氣候經歷了多個年代際尺度的變化，自20世紀70年代以來，全球表面溫度保持迅速上升趨勢，而自2000年左右，全球表面溫度的上升趨勢開始減弱，甚至停滯，顯著上升趨勢明顯減弱，增溫停滯現象于2013—2014年左右結束(Trenberth and Fasullo,2013；Medhaug et al,2017；Hu and Fedorov,2017；高英健等，2020；吳立新，2020)。另外，由于地形差異和緯度差異等變化的影響，各地變暖速率并不相同，一般情況下，大陸變暖盛于海洋，中高緯度陸地區域變暖比低緯度地區大，西伯利亞到內蒙古一帶的北亞大陸是近百年變暖最激烈的地區之一(Zhao et al，2014；Wang et al，2018；Yan et al，2019)。晏紅明等(2000)指出全球海洋表面溫度在20世紀70年代出現顯著增暖；Cheng et al(2019)分析了1858—2018年全球海洋上層2 000 m熱含量，發現全球變暖更穩定的變化主要體現在海洋上；Hu et al(2020)發現全球平均海洋環流存在顯著的加速趨勢, 自20世紀90年代以來全球海洋動能存在顯著的增長趨勢, 其增長速率達到每10年增長3%～27%。地球系統復雜顯著的變化導致各氣象要素在不同年代具有明顯不同的氣候態特征。同時，近年來許多氣象觀測站搬遷以及城市化也會對氣候態產生影響。因此，在自然氣候波動變化和客觀人為因素的共同作用下，不同時段的氣候平均值是有一定差異的。根據WMO的規定，基于30年氣候平均值，使用滾動氣候平均值的方法，即某一變量在具體某一年所對應的氣候平均值是固定的，例如，某變量處于2001—2010年期間，計算其距平值用緊鄰的前30年(1971—2000年)的氣候平均值，以此類推(WMO，2019)。但氣候業務具有一定的特殊性，目前在我國的國家級、省級和州市級的氣候監測、預測、評估等實際氣候業務中，每30年氣候平均值的更替與WMO的規定一致，但并沒有按照WMO規定的滾動氣候平均值來開展實際氣候業務，而是使用統一的一個氣候平均值。這一方面是因為在實況監測評價業務中，涉及到極端天氣氣候事件監測和歷史排名，需要用統一的氣候平均值表征其異常特征；另一方面是在實際氣候預測業務中需要基于長時間系列的歷史資料建立多種預測模型，而模型的建立以及預報效果的檢驗評估也要利用統一的氣候平均值。在這種情況下，氣候平均值的更替就會對氣候業務產生一定影響。已有的很多工作針對氣候平均值更替對氣候業務的影響開展研究，結果表明氣候平均值的更替會對我國大部地區的氣候監測、預測和評估等氣候業務產生不同程度的影響(王永光，2002；王秀文和李月安，2003；房一禾等，2016)。因此，了解不同氣候態背景下氣象要素變化的差異，對中國氣候業務工作將有重要的指導意義。

氣候監測、預測和評估是中國氣候的主要業務，其中降水和氣溫是最受關注的氣象要素，其變化與一些關鍵大氣環流系統和海溫等外強迫因子的變化密切聯系(丁婷和高輝，2019；劉蕓蕓等，2021)。因此，本文主要針對中國逐月降水和氣溫來討論氣候態更替的影響，并進一步討論新氣候態背景下 500 hPa 高度場、海表溫度及各關鍵海區海溫指數、冬夏季風活動等關鍵環流因子和海洋因子的變化特征。

1 資料和方法

分析資料包括：①國家氣候中心提供的中國160個站1951—2020年月平均降水和氣溫數據；②美國國家環境預報中心和國家大氣研究中心(NCEP/NCAR)提供的1951—2020年再分析月平均500 hPa高度場、高低層風場等資料，分辨率為2.5°×2.5°(Kistler et al,2001)；③英國哈德萊中心提供的1951—2020年月平均海表溫度資料，資料分辨率為1°×1°(HadISST，Rayner et al, 2003)。

在以下分析中為簡單起見，將1951—1980、1961—1990、1971—2000、1981—2010和1991—2020年5個不同時段的30年氣候平均分別稱為：P1、P2、P3、P4和P5。以1981—2010年和1991—2020年兩個時段為例，假定某一個變量X，該變量在兩個時段的30年氣候態分別表示為：

以上兩式中i表示年份，兩個氣候態的差值(D)表示為：

D=P5-P4

在以下分析中，我們重點討論P5-P4差值變化的影響，同時也簡單比較了1951—2020年期間不同時段氣候態(即P1、P2、P3、P4和P5)變化的差異。對于氣溫而言，主要討論新舊氣候態差值(D)的變化，降水則主要用兩個氣候態的差值(D)和降水差值百分率(B)進行討論，即

本文主要通過比較不同氣候態之間的差異，進一步探討氣候態更替對氣溫和降水、關鍵大氣環流系統和海洋因子等變化特征判識結果的影響，進而了解氣候態更替對氣候業務的影響。由于不同氣候態之間的差異，基于不同氣候態時各氣象要素、環流系統和海洋因子等變化特征的判識結果是有差異的。例如對于某一個氣象觀測站點2021年6月的氣溫而言，相對于氣候態P3和P4的距平分別為dT3和dT4。以dT3和dT4的正距平為例，由于氣候平均態的差異，如果兩個氣候態之間的差值(P4-P3)>0，則dT4dT3，表明與P3相比，基于P4氣溫偏高的幅度就會增大。其中(P4-P3)的絕對值越大，氣候態更替對判識結果的影響相應就會更加顯著，也即是氣候態更替對氣候業務的影響也更加顯著，相反，其影響不明顯。本文主要分析的是氣候態更替對各類氣象要素帶來的可能影響，不涉及對未來氣候變化的預估或者預判方面的內容。本文冬季為12月至次年2月，以12個月所在的年為當年，涉及的中國地圖邊界的審圖號為GS(2019)1798號，底圖無修改。

2 氣溫氣候態的變化及其影響

與全球氣候變暖趨勢一致，1951—2020年期間從P1到P5不同時段的30年氣溫氣候平均值基本呈上升趨勢，特別是從P3到P5的上升趨勢顯著。分析逐月各時段氣溫氣候態的變化(圖1)，發現除1、4、10、11和12月從P1到P5的變化呈顯著持續的線性上升趨勢外，其他月份均存在一個停止期，停止期一般出現在從P1到P2或P2到P3兩個時段，6、7和9月從P1到P2的氣候平均值甚至出現了下降趨勢。

分析氣溫P5氣候態與其他時段氣候態(P4、P3、P2、P1)差值的逐月變化，可以更進一步看到氣候變暖對不同氣候態的影響(圖2a)。整體而言，P5-P1的差值最大，P5-P2的差值次之，P5-P3的差值為第三，P5-P4的差值最小。另外，差值變化有較大的季節差異，冬半年(11月至次年4月)的差值較大，而夏半年(5—10月)差值較小，其中，2月和8月分別是差值最大和最小的兩個月份。

圖1 中國160個站逐月平均氣溫在不同年代氣候平均值的變化Fig.1 Variation of monthly average temperature of 160 stations in China in different climatic states

圖2 中國160個站(a)平均氣溫氣候態P5分別與其他不同時段氣候態差值的逐月變化， (b)兩個相鄰氣候態的差值的逐月變化Fig.2 The monthly variations of differences between the climatic state P5 and the climatic state of other different periods of average temperature (a), and the monthly variations of differences between two adjacent climitic states (b) of 160 stations in China

由于氣候態是指三個整年代的平均值或統計值，每隔10年滑動更新一次，因此每兩個相鄰氣候態的差值可以反映新舊氣候態更替時的影響程度。圖2b為每兩個相鄰時段氣候態的差值(后一個30年氣候態減去相鄰的前一個30年氣候態)的逐月變化，比較1—12月累計差值的變化，表明P4-P3的差值最大(4.07℃),其次是P5-P4的差值(3.67℃),P3-P2的差值為第三(2.68℃)，P2-P1的差值最小(1.37℃)。相鄰兩個時段氣候態的變化同樣存在顯著的季節差異，一般而言，冬春季1—4月較大，而夏半年較小，其中2月或3月的差值最大。重點分析P5-P4的差值變化，清楚看到差值在3、4、7、8和11月近半年的時間里均為最大，其中3月的差值最大，高達0.64℃；而12月最小，僅為0.11℃，夏季的差值一般僅為0.2～0.3℃。

綜合以上分析看到，由于氣候變暖停止、快速或緩慢變化的影響，每一次氣候態更替的影響是不同的，其中，氣候態從時段P1到P2更替的影響較小，而從P2到P3、P3到P4、P4到P5更替的影響均比較大，尤其P3到P4更替的影響最大。與舊氣候態相比，每次新的氣候態均會使得氣溫距平減小，表現為氣候變暖趨勢減緩的特征。另外，氣候態變化的影響還存在一定的季節差異，總體而言，氣溫氣候態更替對冬半年的影響較大，而對夏半年的影響較小。

中國160個站各站點年平均氣溫氣候態P5-P4的差值在全國均為正值，最大差值中心位于河套、華東沿海、西北西部的部分地區，差值約為0.4～0.5℃(圖3a)。與年平均氣溫差值的分布基本一致，各站點四個季節平均氣溫P5-P4的最大差值中心均位于河套附近，但中心強度春季最大，夏季次之，冬季為第三，秋季最小；西北地區的差值在不同季節的變化差異較大，冬季和秋季出現負差值區域，春季差值較大，中心為0.7℃；在西南地區東部、華中西部和華南西部的氣溫差值較小，該區域的差值在冬季、夏季和秋季均低于0.1℃(圖4)。P5-P4差值的空間分布表明，基于氣候態P5，我國大部分地區的氣溫距平減小，其中減小最明顯的區域位于河套附近，幅度在0.3～0.7℃，而西北地區西部部分地區的氣溫距平在冬季和春季增大。

冬季冷暖在氣候業務中最受關注，圖3b為1951—2020年冬季全國160個站平均氣溫的年際變化，可看到20世紀80年代的氣候平均為-0.5℃，而21世紀10年代的氣候平均為6.2℃，兩個時段氣候平均相差近6.7℃。因此，基于氣候態P5，中國冬季氣候偏冷的年份表現為增加，例如：近年來的2009年和2015年冬季氣溫相對于氣候態P4偏高，而相對于P5卻表現為偏低變化。

3 降水氣候態的變化及其影響

與氣溫氣候態的變化不同，1951—2020年期間不同時段降水氣候態變化主要表現出明顯的年代際波動，增加或減少的線性趨勢并不明顯(圖5)。不同時段降水氣候態變化的差異也比較大，除1月降水氣候平均值基本呈穩定增加趨勢外，其余月份降水氣候平均值均呈高低波動變化，4月和9月降水從P2到P5出現穩定減少趨勢，而6、7、8和12月從時段P2到P5則呈逐漸增加的趨勢，11月逐漸增加的趨勢從P3開始。綜合來看，相對于降水氣候態P4，氣候態P5在1、6、7、8、11和12月均表現為增加，而其他月份卻表現為減少。

圖3 中國160個站(a)年氣溫氣候態P5-P4的差值分布和(b)1951—2020年冬季平均氣溫的 年際變化(紅色線為1991—2020年的氣候平均，綠色線為1981—2010年的氣候平均， 圓圈標注的藍色線分別為20世紀80年代和21世紀10年代的氣候平均)Fig.3 Difference distribution of climatic state P5-P4 of annual average temperature of 160 stations in China (a) and the interannual variation in winter temperature in 1951-2020 of 160 stations in China (b) (InFig.3b, red line is the climate mean in 1991-2020, green line is the climate mean in 1981-2010, and blue lines marked by the circle are the climate mean in 1980s and 2010s, respectively)

圖4 中國160個站(a)冬季、(b)春季、(c)夏季和(d)秋季季節平均氣溫 氣候態P5-P4的差值場分布(單位：℃)Fig.4 Difference distributions of climatic state P5-P4 of seasonal mean temperature (unit：℃) of 160 stations (a) winter，(b) spring，(c) summer， (d) autumn

對比降水氣候態P5分別與其他氣候態(P1、P2、P3、P4)差值的逐月變化(圖6a)，發現由于降水的變化趨勢不明顯，相應降水氣候態P5與其他時段氣候態的差值并無明顯差異；差值的月際變化特征也十分類似，正差值最顯著的月份出現在6月，該月P5-P2的差值最大(13.1 mm)，而負差值最顯著的月份是4月和9月，P5-P2的最大差值也僅僅接近7 mm。進一步分析每相鄰兩個降水氣候態差值的月際變化(圖6b)，可以清楚看到差值變化的幅度也并不是很顯著，相比較而言，在轉換季節4—6月和9—10月差值的波動較大，但P5-P4的差值在6月的變化幅度最大也僅為6.5 mm，差值在大部月份的波動均在±4 mm。因此，對于全國平均降水的變化而言，降水新氣候態P5的更替對其降水變化評估的影響并不明顯。

圖7a和7b分別為年平均降水氣候態P5-P4的差值和降水差值百分率分布，可以看到除西南地區和西北地區西部的部分地區為降水負差值外，全國大部分地區均為正差值，長江以南地區的降水正差值較大，超過50 mm的差值中心位于江南東部；降水差值百分率除西北地區西北部超過±5%外，其余地區均很小，介于±5%。從不同季節降水差值百分率的變化(圖略)可以看到，由于西北地區降水量較少導致降水差值百分率波動變化較大之外，我國東部地區的降水差值百分率的變化都不是很明顯，尤其在冬季和春季。夏季在長江下游、華南和華東的降水偏多5%(圖7c)，而秋季降水偏多5%的區域主要在華北和東北地區(圖7d)。

圖5 同圖1，但為降水Fig.5 Same as Fig.1, but for precipitation

圖6 同圖2，但為降水Fig.6 Same as Fig.2, but for precipitation

圖7 降水氣候態P5-P4的差值(單位：mm)和差值百分率(單位：%)變化 (a)年降水差值，(b)年降水差值百分率，(c)夏季降水差值百分率， (d)秋季降水差值百分率Fig.7 The difference (unit: mm) and percentage (unit: %) changes of precipitation climatic state P5-P4 (a) distribution of annual precipitation difference, (b) annual precipitation difference percentage, (c) summer precipitation difference percentage and (d) autumn precipitation difference percentage

主汛期(6—8月)的降水變化是氣候業務最關注的部分。我們進一步分析了主汛期逐10年平均降水分別與降水氣候態P5和P4的差值百分率分布(圖8)。可以看到中國東部雨帶位置呈現明顯的年代際變化，20世紀50年代雨帶位于河套、華北及東北南部，類似于第一類雨型，之后多雨區范圍逐漸減小；到20世紀80年代，多雨區分別位于東北地區和河套以南的秦嶺附近，僅長江以南少雨明顯；20世紀90年代兩條多雨區分別位于華北和長江以南，江淮地區少雨；21世紀00年代，江淮多雨，而華北和江南少雨；21世紀10年代，多雨區位于東北北部和江南東部。對比逐10年平均降水分別與氣候態P5和P4的差值百分率分布中雨帶位置的變化，發現P5對中國東部長江以南的降水影響較大。與P4相比，基于P5時，20世紀80年代及之前的年代長江以南降水偏少特征更加顯著；20世紀90年代長江國大部分地區均為正差值，長江以南地區的降水正差值較大，超過50 mm的差值中心位于江南東部；降水差值百分率除西北地區西北部超過±5%外，其余地區均很小，介于±5%。從不同季節降水差值百分率的變化(圖略)可以看到，由于西北地區降水量較少導致降水差值百分率波動變化較大之外，我國東部地區的降水差值百分率的變化都不是很明顯，尤其在冬季和春季。夏季在長江下游、華南和華東的降水偏多5%(圖7c)，而秋季降水偏多5%的區域主要在華北和東北地區(圖7d)。

圖8 20世紀50年代至21世紀10年代主汛期(6—8月)逐10年平均降水分別與 降水氣候態P5(a—g)和P4(h—n)的差值百分率分布(單位：%)Fig.8 Percentage distributions (unit: %) of the differences between the decadal average precipitation and the precipitation climatic state P5 (a-g) and P4 (h-n) in summer (June-July-August), respectively from 1950s to 2010s

續圖8 continued

4 氣候態變化對大氣環流和海洋因子的影響

4.1 對大氣環流的影響

500 hPa高度場異常是短期氣候預測中最為關注的大氣環流要素，與降水和氣溫等氣象要素的變化密切聯系。圖9是500 hPa高度場氣候態P5-P4的差值，這里我們重點關注歐亞大陸高度場差異，可以清楚看到夏季和冬季歐亞大陸的差值波列基本呈相反態勢。夏季為“兩負一正”，負差值區分別位于烏拉爾山和東亞沿海，正差值區位于蒙古地區，表明在P5氣候態背景下，烏拉爾山脊減弱、東亞槽偏東和蒙古高壓(或貝加爾湖高壓)加強。而冬季歐亞高度場差值的分布剛好相反，為“兩正一負”，正差值區分別位于喀拉海—烏拉爾山和東亞沿海，負差值位于蒙古地區，表明新的氣候平均態下冬季烏拉爾山脊呈現加強、東亞槽和蒙古高壓呈現減弱的特征。

東亞冬夏季風的變化是制約東亞地區冬夏季氣候異常的主要環流系統。朱艷峰(2008)選取25°～35°N、80°～120°E和50°～60°N、80°～120°E兩個區域500 hPa緯向風區域平均的差值來衡量東亞冬季風強弱；晏紅明等(2017)選取40°～52.5°N、112.5°～135°E和25°～35°N、115°～135°E兩個區域200 hPa 緯向風區域平均的差值來衡量東亞夏季風強度。根據以上關于冬、夏季風的指數定義，我們分析了1958—2020年東亞冬、夏季風指數的年際變化(圖10)。對于冬季風而言，變化趨勢不明顯，但年代差異較大，1981—1990年冬季風指數平均為7.02，2011—2020年冬季風指數平均為8.28，相差1.26 (圖10a)。對于夏季風而言，有明顯的減弱趨勢，但年代差異較小， 夏季風指數在1981—1990年平均為9.98， 2011—2020年平均為9.17，相差0.81(圖10b)。冬、夏季風年代的差異表明基于氣候態P5，冬季風變化呈現減弱，而夏季風呈現加強的特征。

4.2 對海溫的影響

海表溫度的變化與大氣環流的變化密切相關，分析海洋的年代際變化特征對于進一步了解氣候變化具有重要意義。圖11為不同季節平均海溫氣候態P5-P4的差值分布，可以看到除赤道東南太平洋和南極地區的海溫出現負差值外，其余大部分地區的海溫均為正差值，其中，北太平洋中緯度和北大西洋中緯度海域海溫正偏差較大，其他海域正偏差基本在0.1℃左右。差值分布還表明在赤道印度洋和赤道太平洋附近均為西部的增暖比東部明顯的特征(圖11a)。一般而言，赤道印度洋偶極子的季節鎖相出現在秋季9—11月，赤道中東太平洋冷暖海溫變化季節鎖相出現在11—12月，從秋冬季節P5-P4的差值分布來看，赤道東南太平洋地區小于-0.1℃ 的差值區范圍更大，西北太平洋地區的正差值強度也更加顯著，表明基于新氣候態P5，印度洋和太平洋東西部地區的熱力差異特征更加明顯(圖11b)。

圖9 (a)夏季和(b)冬季500 hPa高度氣候態P5-P4的 差值分布(單位：dagpm)Fig.9 Difference distribution of climatic state P5-P4 at 500 hPa in summer (a) and winter (b) (unit: dagpm)

圖10 1958—2020年(a)冬季風和(b)夏季風指數年際變化 (虛線表示線性趨勢，綠線表示20世紀80年代的平均，紅線表示21世紀10年代的平均)Fig.10 Interannual variation of (a) winter and (b) summer monsoon indexes (dotted line: linear trend, green line: mean in 1980s, red line: mean in 2010s)

圖11 海溫氣候態P5-P4的差值分布 (a)年(1—12月)平均海溫,(b)秋冬季(9—12月)平均海溫Fig.11 Difference distribution of climatic state P5-P4 of annual mean sea surface temperature (SST) (from January to December) (a) and mean SST in autumn and winter (from September to December) (b)

圖12 1958—2020年不同區域平均海溫指數年際變化 (a)9—11月IOD，(b)11—12月月 (水平三角線和黑色點線分別為20世紀80年代和21世紀10年代的平均)Fig.12 Interannal variation of SST index in different regions during 1958-2020 (a) IOD from September to November, (b) from November to December, (c) from November to December (Horizontal triangle and black solid dotted lines are the average values for 1980s and 2010s, respectively)

5 結論與討論

本文針對氣溫和降水兩個主要氣象要素，以及大氣環流和海洋表面溫度等關鍵因子的不同氣候平均態更替所產生的影響進行了討論，得到以下幾點結論：

(1)由于氣候變暖的影響，不同時段氣溫氣候態變化對氣候業務的影響是不同的，其中，從P1到P2氣候態更替的影響不明顯，而之后的氣候態更替的影響較大，尤其從P3更替為P4氣候態的影響最大，P4更替為P5氣候態的影響次之。在新氣候態P5背景下，冬季氣候偏冷的年份表現為增加的特征。另外，氣溫氣候態更替的影響還存在顯著的季節差異，總體而言，冬半年的影響較大，夏半年的影響較小。

(2)不同時段降水氣候態的變化與氣溫氣候態的變化明顯不同，降水氣候態變化的線性趨勢不明顯，主要呈現出波動變化。對于全國平均降水變化而言，新氣候態更替對氣候業務的影響不顯著。

(3)在空間分布上，基于新氣候態P5，我國大部分地區的氣溫距平減小，其中減小最明顯的區域位于河套附近，幅度在0.3～0.7℃，而西北西部部分地區的氣溫距平在冬季和春季表現為增大的特征；對降水變化特征判識結果的影響主要出現在夏季和秋季，基于新氣候態P5，夏季中國南方和秋季華北多雨的變化特征減弱，這是我們在汛期降水預測中需要關注的問題。

(4)基于新500 hPa高度氣候態P5，夏季烏拉爾山脊呈現減弱、東亞槽偏東和蒙古高壓呈現加強的特征，而冬季變化剛好相反，表現為烏拉爾山脊加強、東亞槽減弱和內蒙古高壓減弱的特征。對冬夏季風活動也有一定影響，表現為冬季風減弱，而夏季風加強的特征。

全球氣候變暖的影響是多方面的，每30年氣候平均值的改變在一定程度上都會對氣候業務中的監測、預測及其評估等業務工作造成一定的影響，尤其是氣溫變化的評估。而由于降水變化的線性趨勢不明顯，降水氣候平均值的改變總體而言對降水評估的影響不如對氣溫評估的影響明顯，但我們仍需關注不同區域降水氣候平均值更替帶來的不同影響。本文僅分析氣溫、降水、500 hPa大氣環流、海溫等因子對氣候平均更替的影響，而對于最高氣溫、最低氣溫、日照等氣象要素的影響還未進行分析。對于其他氣象要素氣候平均值更替的影響還有待于做進一步分析。

另外，從本文分析我們看到500 hPa中高緯度大氣環流以及中高緯度海洋的海溫變化均比較顯著，尤其是北太平洋和北大西洋增暖明顯。高低緯度的海氣相互作用有一定差異，對于中高緯度地區的海氣相互作用而言，主要是大氣的變化影響海洋，那么歐亞中高緯度環流的異常變化與中高緯度海洋溫度變化之間的相互聯系還不清楚，值得進一步分析。另外，西印度洋增暖明顯導致的IOD減弱對西南季風和氣候異常的影響也是值得進一步關注的問題。