東亞冬季風與青藏高原北支脊的關系研究

張 蔚，侯姝伊

（樂亭縣氣象局，河北樂亭 063600）

0 引言

東亞地區位處亞洲區域東部，是世界上季風氣候最典型的地區。東亞地區地形非常復雜，有較大的地形起伏，青藏高原正是位于這一地區。

西風急流是對流層上層的系統，是溝通極地、北大西洋地區和東亞季風區之間的橋梁，是影響東亞天氣氣候的重要環流系統，也是北半球大氣環流系統的重要組成部分[1]。青藏高原地處亞洲大陸的中南部，高原龐大地形的動力、熱力作用，對位處高原周邊地區甚至對全球的大氣環流和氣候演變都有著極其重要的影響。早在20世紀40到50年代，就已經有大量氣象研究人員展開了對青藏高原作用的研究，而早期的研究大部分為對高原的機械作用的研究。青藏高原是世界海拔最高的高原，由于青藏高原強大的動力強迫作用，使西風急流發生分支并且形成繞流現象，在高原南北兩側形成兩個完全不同的環流，具體表現為“北脊南槽”的形勢。東亞季風屬于亞洲季風的范疇，季風的位置及隨時間的變化對鄰近地區甚至更大范圍的天氣和氣候都有著重要影響，是全球范圍內非常關鍵的大尺度環流系統[2]。東亞冬季風的活動對世界范圍內的大氣環流的發展演變都有重要的影響[3]。我國已有很多氣象科研人員對于東亞冬季風進行了各種研究。早在20世紀50年代，陶詩言[4-5]將東亞冬季風與寒潮相結合并展開研究。而到20世紀90年代，科研人員們對東亞冬季風已經有了更為全面的認識。青藏高原北支脊對東亞冬季風與東亞地區環流演變的研究有著重要的影響，因此研究東亞冬季風與青藏高原北支脊的關系對更系統全面地認知東亞冬季風形成、演變機理以及提高中國天氣氣候的預測水平有著重要的理論和現實意義。

1 資料來源

本文采用的資料包括：歐洲中期天氣預報中心（European Centre for Medium Range Weather Forecasts，ECMWF）的ERA-Interim再分析資料，水平分辨率為1°（緯度）×1°（經度），時間范圍為1979年1月至2018年2月的月平均高度場、海平面氣壓場的資料；中國國家氣候中心提供的中國160個測站逐月總降水量和平均氣溫資料，時間范圍為1979年1月至2018年2月。

2 冬季青藏高原北支脊和東亞冬季風的變化特征及二者的關系

2.1 冬季青藏高原北支脊的變化特征

圖1顯示了1979—2017年時間序列。由圖1可見，近39年來，WNBR強度存在明顯的年際變化特征，通過回歸分析發現到2013年為止WNBR強度總體呈現出減弱的趨勢，而2014年WNBR強度出現激增，達到近39年來最大值，并進入偏強期。若保留后4年，綜合統計39年，總體呈現較不明顯的增強趨勢。本文以±0.95為標準對WNBR強度強、弱年進行劃分，即若標準化指數大于0.95為WNBR強年，若標準化指數小于-0.95為WNBR弱年。依據這個標準，則在1979年至2017年總數為39年之間，WNBR強年有1980、1982、1994、1998、2001、2003、2015和2017年共8年，其中以2015年最為顯著，1998年和2017年次之；弱WNBR年有1984、1988、1989、1993、1996、2000、2004、2007、2009和2013年共10年，其中以2013年最為顯著，2009年次之。

2.2 東亞冬季風的變化特征

圖2顯示了EAWMI隨時間的變化，圖中可以看出EAWM年際變化顯著。利用回歸分析可見，近39年來，EAWM呈現較弱的上升趨勢。本文以±0.95為標準對EAWM強、弱年進行劃分，即若標準化指數大于0.95為強EAWM年，若標準化指數小于-0.95為弱EAWM年。依據這個標準，則在1979年至2017年總數為39年之間，強EAWM年有1987、1994、1995、1999、2005、2007、2011、2015和2017年共9年，其中以2015年最為顯著，1995年和2007年次之；弱EAWM年有1984、1989、1991、1996和2000年共5年，其中以1984年最為顯著，2000年次之。

圖2 1979—2017年EAWMI時間序列

2.3 冬季青藏高原北支脊與東亞冬季風的關系

本文使用和EAWMI，首先運用皮爾遜相關系數計算了1979—2017年的相關性：和EAWMI的相關系數為0.526，通過了0.005的顯著性檢驗，這表明WNBR和EAWM這兩個系統有著密不可分的關系。

為了更加深入地了解WNBR和EAWM在時間上的變化規律，本文使用了Mann-Kendall檢驗法對上述二者分別作了突變檢驗分析。經過檢驗后得到圖3，圖3a為的M-K檢驗結果圖，圖3b為EAWMI的M-K檢驗結果圖。藍色實線表征統計量，紅色實線表征統計量，對于顯著性水平=0.05，則其對應的臨界值。

由圖3（a）表明WNBR強度在1993年下降最為明顯，且統計量和統計量曲線存在兩個交點，第一個交點，即WNBR強度第一次突變發生在1982年附近，第二個交點則在2015年附近。

由圖3（b）在2008年前后，達到最大值并突破臨界線1.96，可見2008年EAWM強度上升趨勢明顯，和曲線在本文研究時間范圍內存在四個交點，第一個交點，即EAWM第一次突變發生在2005年附近，其余三個交點處在2010—2014年之間，但由于和兩條曲線產生交點后沒有繼續發展上升或下降而是回到了此前的波動位置，故判斷2010年之后的交點可能不是真的突變，此后EAWM的發展趨勢暫時無法確定。

圖3 對1979—2017年（a）和EAWMI（b）的Mann-Kendall檢驗

表1顯示了1979—2017年期間WNBR強（弱）年份與EAWM強（弱）年份的對照分析。由表1可見，1994、2015和2017年共三年WNBR和EAWM同強，而1984、1989、1996、2000和2009年共五年二者同弱。2007年為WNBR弱年、EAWM強年的異常情況，根據上文Mann-Kendall檢驗中得到2005年附近可能為突變時期，因此可見此異常年份應處于突變時期。結合相關系數不難發現，WNBR強度和EAWM呈現明顯正相關，因此對中國冬季氣溫與降水和大氣環流形勢分析主要是對典型的1994、2015和2017年三個同強年，1984、1989、1996、2000和2009年五個同弱年進行對比分析。

表1 1979—2017年期間WNBR強（弱）年與EAWM強（弱）年對照

3 冬季青藏高原北支脊與東亞冬季風異常和中國氣候的關系

圖4（a）是同強年與同弱年中國冬季降水的t檢驗，可見在內蒙古與黑龍江北部、河北及遼寧等地負異常顯著，而甘肅西北部、西藏北部、新疆東南部、四川西部及云南大部分地區正異常顯著，即上述地區冬季降水在同強年與同弱年有顯著差別，其中在云南南部同強年與同弱年中國冬季降水差異在全國范圍內最為顯著。但華中地區、海南、內蒙古中部、青海大部分地區以及新疆西北部二者差異并不顯著。

圖4（b）表征同強年與同弱年中國冬季氣溫的t檢驗，可見在中國大部分地區，同強年與同弱年中國冬季氣溫差異并不顯著，僅青海東部的負異常區，松嫩平原以西、河南北部、山東北部等地的正異常更加顯著。

圖4 同強年與同弱年中國冬季降水（a）和氣溫（b）的t檢驗

4 結論

本文基于1979—2018年ECMWF的ERA-Interim再分析資料和中國國家氣候中心提供的中國160個測站逐月總降水量和平均氣溫資料，運用相關分析、回歸分析等方法，研究了EAWM和WNBR的關系，得出以下結論：

1）由WNBR強度的年際變化可見，近39年來，WNBR強度存在明顯的年際變化特征，到2013年為止總體呈現出減弱的趨勢，而2014年WNBR強度出現激增，達到近39年來最大值，并進入偏強期。由EAWMI的時間序列，可以看出EAWM年際變化顯著，由回歸分析發現其39年來總體呈現弱的上升趨勢。

2）由WNBR和EAWM的相關分析結果表明，二者相關系數達0.526，相關性顯著，表明WNBR和EAWM有著密不可分的關系。經統計發現1994、2015、2017年共3年同時為WNBR強年和EAWM強年；1984、1989、1996、2000和2009年共5年同時為WNBR弱年和EAWM弱年；而2007年則同時為WNBR弱年和EAWM強年，為異常年，結合M-K檢驗發現此異常年份應處于突變時期。

3）在中國大部分地區，同強年與同弱年中國冬季降水的差異較為顯著，而華中地區、海南、內蒙古中部、青海大部分地區以及新疆西北部二者差異并不顯著；同強年與同弱年中國冬季氣溫在青海東部、松嫩平原以西、河南北部、山東北部等地差異顯著。