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1、东亚冬季风场特征模态与我国气候的关系摘 要将NCEP/NCAR 1951/19522003/2004年东亚冬季1000hPa风场进行向量EOF分解，研究其第一特征模态的时空变化及其与我国气候的关系。结果表明，EOF1时间系数能够很好地刻画东亚冬季风的强度变化。强（弱）EOF1时间系数时，冬季我国气候冷、干（暖、湿），次年春季东北及河套等地区的温度明显偏低（高）；次年夏季长江中下游地区的降水明显偏少（多），华北和华南降水则偏多（少），长江流域和江南地区的温度偏高（低），华南及西南地区夏季则温度偏低（高）。关 键 词：向量EOF分解；东亚冬季风；1000hPa；气候1 引 言东亚冬季风作为北半球冬
2、季最活跃的环流系统，一直是天气气候研究的重点。东亚冬季风活动不仅对冬季东亚地区的温度、降水有直接的作用，也会对后期天气气候产生影响。王绍武对影响旱涝的前期因子作了归纳，指出许多预报因子与夏季降水相隔半年左右，即所谓隔季相关1。孙淑清等2-3，施能等4进一步研究了冬季风异常与环流的隔季相关。邹力等5，李崇银6研究了东亚冬季风活动与El Nino事件的联系，指出东亚地区频繁的冷空气活动对El Nino事件有激发作用。目前，已有多种表示东亚冬季风强度指数的方法，如：采用东西向海平面气压差7，8，东亚500hPa高度场9，850hPa平均风速10或1000hPa的经向风特征11，等。但是，真正用大尺度
3、冬季风场特征来表示东亚冬季风异常的研究还非常少。我们知道，风场的变化涉及到许多天气系统，风场的变化也影响环流系统，环流系统变化是风场变化的反映。降水必须的水汽是需要通过风场来输送的，温度变化直接与风向有关系。目前，风场异常还主要是集中在天气学尺度或者个例的分析，从气候方面研究大尺度风场异常特征的工作还很少。风场是向量场，其相关系数场需要对纬向风U、经向风V分量分别进行，分析与解释比一维的高度场、气压场困难得多。EOF分解是可以在多维变量中使用的有效分析方法。风场的EOF分解技术气象上虽然已经有过应用12，但分析的仅是夏季，且这方面的研究还很少见。本文将东亚范围冬季1000hPa的U、V风场进行
4、向量EOF分解，探讨第一特征向量（EOF1）模态及其对应的时间系数与我国同期及后期气候的关系。2 资料和方法所用资料主要包括：国家气候中心整编的19512004年中国160个测站的月平均降水、温度和500hPa高度场资料；19482004年NCEP/NCAR再分析资料的月平均风场，分辨率：2.5o2.5o。本文以12月、次年1月和2月的三个月平均代表当年冬季。对区域为（1060oN，70160oE）的冬季1000hPa风场先作标准化处理，然后进行向量的EOF分解。本文计算的这个范围比用SLP计算东亚季风强度7，8的范围明显大，比目前定义与计算冬季风强度的其它方法等9-11所选范围也大。范围内有
5、780个格点，即m =780 ；冬季风场的时段为1951/19522003/2004年，即n53 a 。向量风场的自然正交展开方法首先需要构建资料矩阵。 （1）的前行是个空间点在个时间点的东西向风，而后行则对应南北向风。下面的计算方法与经典的标量场EOF展开相同： （2）A是阶对称矩阵，有个特征值及个特征向量，每一个特征向量是维。 （3）时间系数矩阵为 （4）特征风场可以从特征向量场中得到。如：第一特征向量是一个维的列向量，它的前个元素对应个空间点的（东西风），后个元素对应个空间点的（南北风）。将它们叠加在一起，由此得到个空间点的向量风场，组成风场的特征向量场。将得到的EOF1时间系数序列作标
6、准化处理，定义为东亚冬季风强度指数（如表1）。表1 东亚冬季1000hPa风场向量EOF展开后得到的东亚冬季风强度指数（1951/1952-2003/2004）年 份东 亚冬 季风 强度 指数1951-19611962-19721973-19831984-19941995-20030.472.380.61-0.110.381.380.67-0.060.66-0.540.010.56-0.38-0.69-1.511.56-0.140.76-0.87-0.521.800.37-0.10-1.430.161.851.15-1.53-1.38-1.070.09-1.33-0.15-0.11-0.51-
7、0.18-0.191.27-1.12-0.740.52-0.35-0.22-1.00-0.381.31-1.38-0.86-0.562.09-1.761.15-0.02注：黑体表示指数1.0，下划线表示指数1.0。文献8曾用海平面纬向的海陆气压差标准化序列来表征东亚冬季风强度。本文把该指数延长到2003年冬，比较1951/19522003/2004年该指数与本文所定义的冬季风强度指数的变化，发现两者所反映的冬季风年际变化有很好的一致性，相关高达0.71，远远超过0.01显著性水平。两种指数均得出1962，1961，1956，1980，1983，1967为强冬季风年（指数1.0）；1972，19
8、78，1988，1989，1968，1991，2000为弱冬季风年（指数1.0）。3 东亚冬季1000hPa环流模态的时空变化特征我们知道，东亚冬季风主要由北半球高纬地区南下的冷空气和中、高纬度西风气流相叠加产生的，表现为西北或偏北风。图1a清楚地表明，冬季自60oN到我国的东北、华北等30oN以北的地区及我国东部海面盛行偏北到西北气流，而30oN以南的大陆一直到南海都为东北季风控制。以往研究表明，东亚冬季风具有准两年、35年和10年以上等周期变化。由图1b可见，本研究给出的冬季风指数在19512003年同样有明显的年际和年代际变化特征。冬季风指数最大可达2.4（1962年），最小为-1.8（
9、1972年），最大年际差异高达4.2。年代际变化特征也很明显：20世纪50年代到60年代中后期，东亚冬季风以偏强为主要特征，强冬季风10年中有8年出现在这一时段（表1）；70年代中前期到80年代中期，处于强弱冬季风转换的过渡期；1985年之后东亚冬季风明显减弱，一直持续到现在，弱冬季风10年中有6年集中在这一时段。从整个时段来看，19512003年东亚冬季风呈明显的减弱趋势（趋势系数为-0.44，达到0.001显著性水平）。(a)(b)图1 19512003年东亚冬季1000hPa风场向量EOF展开的第一模态（a）及其对应的EOF1时间系数（b，实线）和全国160个测站平均温度变化（b，虚线）
10、阴影区为地形高度大于1500 m的区域，风速单位：0.07m/s4 东亚冬季风与我国气候的关系4.1 东亚冬季风与我国同期气候的关系一个合理的东亚冬季风强度定义方法除了要能够描述大尺度大气环流特征外，还需要能很好地刻画它与冬季气候的关系。由图2a可以看出，冬季风强度与我国温度呈明显的负相关，相关显著区域包括了我国大部分地区，计算结果表明，相关达0.01以上显著性水平的站点数为116个，占站点总数的72.5%；由图2b可见，冬季风强度与我国降水的负相关显著区域主要集中在40oN以南、110oE以东的东部地区，与我国东北大部及西南部分地区的降水则为弱的正相关关系。图1b也清楚地反映出冬季风强度与我
11、国冬季温度呈明显的反位相关系（相关系数为-0.55）。在冬季风偏强阶段，我国处于冷冬时期，最冷的冬天1967、1956和1954年就出现在这一时段；在冬季风偏弱阶段，我国处于暖冬时期。冬季风的减弱趋势（-0.44）与我国冬季温度的增暖趋势（+0.60）在量级上是相当的。冬季风的显著负趋势说明冬季亚洲经向环流是明显减弱的，这种环流的变化使得东亚冬季冷空气势力明显减弱，直接导致我国冬季的增暖。这与丁一汇等13指出的19512003年冷空气活动次数呈逐年明显减少趋势的结论相吻合。由此可见，冬季东亚环流的长期趋势变化应该是温度长期趋势变化的重要影响因素。(b)(a)图2 东亚冬季1000hPa标准化风
12、场EOF展开的EOF1时间系数与同期我国160个测站温度（a）和降水（b）的相关待添加的隐藏文字内容3浅灰色、灰色、黑色阴影区分别对应超过0.10、0.05和0.01显著性水平的区域以冬季风指数绝对值大于1.0为界选出强、弱冬季风年各10年（表1）。对强、弱冬季风年同期500hPa高度合成场做差值分析（图略）表明，欧亚中高纬呈现典型的“”差值分布型；其中，乌拉尔山以西为负差值区，亚洲中高纬度为正差值区，而日本及其以东为负差值区；这表明强冬季风年欧亚中高纬度对应为两槽一脊的形势，东亚大槽的深而强；弱冬季风年形势场则与之相反。这种环流形势与强（弱）冬季风年时我国的冷、干（暖、湿）天气是一致的。4.
13、2 东亚冬季风与我国后期气候的关系图3可以看出，冬季风与我国夏季降水强的负相关区主要位于110oE以东、2630oN的长江中下游地区（最大负相关系数为-0.42）；强的正相关区位于115oE附近，3438oN的华北地区（最大正相关系数为0.36）。表明冬季风强（弱）时，我国长江中下游地区夏季降水明显偏少（多），而华北和华南中东部夏季降水则是偏多（少）的。冬季风与我国夏季温度明显的负相关主要位于华南、西南地区（最大负相关系数为-0.62）；明显的正相关位于105oE以东、2540oN的长江流域和江南地区（最大正相关系数为0.42）。表明冬季风强（弱）时，后期夏季我国长江流域和江南的温度偏高（低）
14、，而华南及西南地区则温度偏低（高）。(b)(a)图3 东亚冬季1000hPa标准化风场EOF展开的EOF1时间系数与后期夏季我国东部地区降水（a）和温度（b）的相关.其它说明同图2冬季风异常对次年夏季我国东部地区降水和温度的影响，可以从冬季风异常时后期夏季68月的500hPa环流异常中得到合理解释。由图4可见，东亚从热带低纬度的菲律宾、南海经黄海、日本到高纬鄂霍次克海呈明显的“”经向波列差值分布。这种遥相关特征就是黄荣辉14指出的EAP波列。表明，强冬季风年时，次年夏季由于副热带高压位置偏北，相应的东亚副热带锋区位置偏北，长江中下游梅雨锋偏弱，导致长江中下游地区降水偏少，而温度则偏高；弱冬季风
15、年时，次年夏季环流特征则与之相反。图4 强、弱冬季风次年夏季6-8月500hPa高度合成差值场（强年减弱年，单位：10gpm）冬季风强度与我国后期东北、河套、华北及华东地区春季的温度关系比较好（图5）。强（弱）冬季风年，次年春季我国东北、华北及河套等地区的温度明显偏低（高）。取35oN以北、105oE以东52个测站春季温度求平均，再与冬季风强度指数求相关，结果为-0.36，达到0.01的显著性水平。图5 冬季风强度与我国春季160个站温度的相关分布，其它说明同图25 总结与讨论本文采用向量EOF分解方法对东亚冬季1000hPa风场的时空特征作了初步探讨。定义第一模态时间系数的标准化序列为冬季风
16、强度指数，并探讨了该指数与我国同期及后期气候的关系。（1）基于EOF1时间系数定义的东亚冬季风强度指数，能够很好地反映东亚冬季风的强度变化。近53 a来，东亚冬季风呈明显的减弱趋势。1950年代到1960年代中后期，东亚冬季风以偏强为主，1985年之后东亚冬季风明显减弱，一直持续到现在。（2）东亚强（弱）冬季风年，同期我国大范围温度偏低（高），东部地区的降水显著偏少（多）；次年春季，东北、华北及河套等地区的温度明显偏低（高）；次年夏季，长江中下游的降水明显偏少（多），而华北和华南降水则偏多（少），长江流域和江南地区的温度偏高（低），而华南及西南地区则温度偏低（高）。（3）向量EOF分解为分析东
17、亚大尺度异常环流的时空变化提供了较客观的方法。本文用东亚冬季1000hPa风场第一特征模态对应的时间系数与同期我国降水、温度的相关，明显比用海平面气压差表示的东亚季风强度好些（特别是与降水量的相关）。这可能与本文采用矢量风场代替了只考虑纬向海平面气压差（经向风）有关。另外，所研究的风场异常范围比以往研究的空间范围也更大一些。参 考 文 献：1 王绍武，赵宗兹. 近十年来我国长期天气预报的进展. 气象科技，1982，5：110.2 孙淑清，孙柏民. 东亚冬季风环流与中国江淮流域夏季旱涝天气的关系. 气象学报，1995，53（4）：440450.3 孙淑清，陈隽. 冬季风异常与环流的隔季相关. 亚
18、洲季风研究的新进展C.北京：气象出版社，1996，991074 施能，朱乾根. 东亚冬季风强度异常与夏季500hPa环流及我国气候异常的关系. 热带气象学报，1996，12(1):2633.5 邹力，吴爱明，倪允琪. 在准两年尺度上ENSO与亚洲季风相互作用的研究. 热带气象学报，2002，18(1):1928.6 李崇银频繁的强东亚大槽活动与E1 Nino的发生. 中国科学(B)1988，6：6676747 郭其蕴. 东亚冬季风的变化与中国气温异常的关系. 应用气象学报，1994，5（2）：218225.8 施能. 近40年东亚冬季风强度变化的多时间尺度特征及其与我国天气气候的关系. 应用气
19、象学报，1996，7(2):175182.9 晏红明，段玮，肖子牛. 东亚冬季风与中国夏季气候变化. 热带气象学报，2003，19（4）：367376.10 王会军，姜大膀. 一个新的东亚冬季风强度指数及其强弱变化之大气环流场差异. 第四纪研究，2004，24（1）：1927. 11 梁红丽，肖子牛，晏红明. 孟加拉湾冬季风及其与亚洲夏季气候的关系. 热带气象学报，2004，20（5）：537547.12 宋正山，杨辉. 夏季东亚季风区500 hPa月环流异常及其与我国降水关系的向量EOF分析. 大气科学，2001，25（3）：401410.13 丁一汇，董文杰. 亚洲季风及其与中国气候和环境变化的关系. 秦大河，丁一汇，苏纪兰，等主编. 中国气候与环境演变-上卷：气候与环境的演变及预测. 北京：科学出版社，2005，422428.14 黄荣辉. 引起我国夏季旱涝的东亚大气环流异常遥相关及物理机制的研究. 北京：气象出版社，1990，3750
