劉曉冉，胡祖恒，李永華，唐紅玉

(重慶市氣候中心，重慶 401147)

引 言

隨著全球氣候變暖，各地極端天氣氣候事件頻發(fā)且強度加大[1]。同時，在冬季氣候整體變暖背景下，近年來北半球中緯度地區(qū)低溫事件頻發(fā)，冷冬頻繁出現(xiàn)[2]。2008年初，我國南方大部地區(qū)遭受罕見的低溫雨雪冰凍災(zāi)害，綜合強度為百年一遇[3]；2011—2012年冬季，我國南方地區(qū)再次連續(xù)遭受大范圍持續(xù)低溫雨雪冰凍災(zāi)害[4-5]，這些極端低溫事件造成了嚴(yán)重的社會經(jīng)濟(jì)損失。因此冬季低溫研究近年來受到廣泛關(guān)注，尤其是2008年后，冬季極端低溫天氣氣候事件成因研究取得較大進(jìn)展[2]。研究指出北極氣候變化與歐亞大陸變冷有關(guān)，隨著北極地區(qū)增暖擴(kuò)大，北極海冰減少，使冬季北半球向極地經(jīng)向溫度梯度減弱，導(dǎo)致西伯利亞高壓增強，使得近年來歐亞大陸冷冬頻繁出現(xiàn)[6-9]。

影響我國冬季氣溫的氣候因子復(fù)雜多樣，以往研究[10-12]表明，我國冬季冷暖氣候主要受東亞冬季風(fēng)影響，當(dāng)東亞冬季風(fēng)偏強時，對流層中層的東亞大槽偏深，對流層低層西伯利亞高壓偏強，有利于極地冷空氣南下，造成我國大部分地區(qū)氣溫偏低。同時，熱帶東太平洋和印度洋海溫對我國冬季氣溫有一定影響[13]。PDO(Pacific decadal oscillation，太平洋年代際震蕩)與我國冬季氣溫年代際變化密切相關(guān)，當(dāng)PDO處于年代負(fù)位相時，我國冬季氣溫容易偏低[14]。在年際尺度上，西太平洋遙相關(guān)型和西伯利亞高壓對我國冬季氣溫有顯著影響[15]，西伯利亞高壓加強且南伸東擴(kuò)時，我國南方地區(qū)容易出現(xiàn)冷冬[16]。

在全球變暖背景下，我國西南地區(qū)氣候變化與全球變暖存在非同步性，高海拔地區(qū)氣溫比低海拔地區(qū)突變時間早，西南地區(qū)氣溫突變比全球氣溫突變晚[17-18]。冬季西南地區(qū)的氣溫具有全區(qū)一致和東西反向2種主要模態(tài)，全區(qū)一致型氣溫變化主要與東亞冬季風(fēng)異常有關(guān)，東西反向型主要與冷空氣活動和西太平洋副熱帶高壓有關(guān)[19]。當(dāng)高原冬季風(fēng)偏強時，西南地區(qū)氣溫一致偏高[20]。重慶因受大氣環(huán)流、地理環(huán)境和特殊地形條件等因素影響，氣象災(zāi)害種類多，發(fā)生頻繁，其中冬季影響最嚴(yán)重的是低溫冷凍災(zāi)害[21]。如2008年初的持續(xù)低溫使重慶大部分地區(qū)遭受不同程度的損失，造成直接經(jīng)濟(jì)損失17.5億元，約占全年各種氣象災(zāi)害損失的一半[22]。以往針對重慶地區(qū)氣候成因診斷研究多集中在汛期降水，而對冬季冷暖的研究較少。因此，本文在分析重慶冬季冷暖變化的基礎(chǔ)上，進(jìn)一步研究冷、暖冬年的大氣環(huán)流異常特征及大氣海洋指數(shù)與重慶冬季氣溫之間的關(guān)系，以期為開展重慶冬季冷暖氣候預(yù)測提供技術(shù)支撐，對冬季氣候決策服務(wù)具有重要意義。

1 資料與方法

所用資料包括：(1)重慶地區(qū)34個國家氣象站1961—2018年冬季逐月平均氣溫，冬季指前一年12月至當(dāng)年2月；(2)1961—2018年分辨率為2.5°×2.5°的NCEP/NCAR全球再分析資料，包括逐月位勢高度場、風(fēng)場及海平面氣壓場；(3)NOAA重構(gòu)的1961—2018年逐月海溫資料，分辨率為2.0°×2.0°；(4)國家氣候中心提供的1961—2018年逐月大氣環(huán)流指數(shù)和海溫指數(shù)。

研究方法主要為線性趨勢分析、Mann-Kendall突變檢驗、合成分析和統(tǒng)計t檢驗[23]等。根據(jù)統(tǒng)計t檢驗計算，樣本長度為58的時間序列通過0.05、0.01和0.001顯著性水平檢驗的臨界相關(guān)系數(shù)分別為0.26、0.34和0.42。

2 冬季冷暖變化

圖1為1961—2018年重慶冬季平均氣溫距平年際變化?？梢钥闯?，近58 a重慶冬季平均氣溫整體呈上升趨勢(整體變暖約0.7 ℃)，增溫速率為0.125 ℃·(10 a)-1，且線性趨勢通過了α=0.05的顯著性檢驗。1960—1980年代重慶冬季平均氣溫以偏低為主，1990年代后期以來冬季氣溫基本以偏高為主，尤其是2000年以后冬季偏暖年份較多(有12 a為偏暖年，占總偏暖年份的66.7%)，且偏暖幅度較大。同時，在偏暖背景下也頻繁出現(xiàn)異常冷冬，2008、2011、2012年冬季平均氣溫距平偏低分別達(dá)-0.9、-1.1、-1.2 ℃。

從重慶冬季平均氣溫的Mann-Kendall突變檢驗(圖2)可以看出，2006年后重慶冬季氣溫增暖趨勢超過α=0.05的顯著性水平，說明重慶冬季氣溫的增暖趨勢顯著，冬季增暖的突變時間為1993年左右。

圖1 1961—2018年冬季重慶平均氣溫距平年際變化Fig.1 The interannual variation of mean temperature anomaly in winter in Chongqing during 1961-2018

圖2 1961—2018年冬季重慶平均氣溫的Mann-Kendall檢驗Fig.2 Mann-Kendall test of mean temperature in winter in Chongqing during 1961-2018

3 冷暖變化成因

3.1 大氣環(huán)流異常

3.1.1 海平面氣壓場

將重慶地區(qū)冬季平均氣溫大于(小于)1.2個標(biāo)準(zhǔn)差的年份定為暖冬年(冷冬年)，選取1979、1987、1999、2003、2007、2009、2015和2017年共8個暖冬年，1964、1967、1968、1977、1983、1984、2011和2012年共8個冷冬年，對暖冬年和冷暖年的大氣環(huán)流形勢進(jìn)行合成分析，研究重慶地區(qū)冬季冷暖成因，并利用t統(tǒng)計量進(jìn)行顯著性檢驗。

圖3為重慶地區(qū)暖冬年和冷冬年冬季海平面氣壓距平合成場?？梢钥闯?，暖冬年和冷冬年的海平面氣壓場形勢存在明顯差異。暖冬年[圖3(a)]，從西伯利亞到阿留申群島大范圍為明顯的負(fù)距平，尤其是西伯利亞地區(qū)的負(fù)距平通過α=0.05的顯著性檢驗，負(fù)距平中心達(dá)-3.5 hPa；而青藏高原和西北太平洋存在正距平，其中青藏高原的正距平也通過α=0.05的顯著性檢驗，正距平中心達(dá)1.5 hPa。表明重慶暖冬年，西伯利亞高壓顯著偏弱，阿留申低壓加強，而青藏高原上的冷高壓加強，不利于極地冷空氣活動南下。

冷冬年的海平面氣壓距平場[圖3(b)]與暖冬年正好相反，從西伯利亞到阿留申群島大范圍為正距平，而青藏高原和西北太平洋為明顯的負(fù)距平。西伯利亞地區(qū)異常正距平中心達(dá)4.5 hPa，而青藏高原負(fù)距平中心為-1.0 hPa，西伯利亞地區(qū)異常正距平和青藏高原負(fù)距平也均通過α=0.05的顯著性檢驗，表明西伯利亞高壓顯著增強，青藏高原冷高壓減弱，這有利于極地冷空氣南下影響重慶地區(qū)，重慶地區(qū)易偏冷，出現(xiàn)冷冬。

3.1.2 500 hPa高度場

圖4為重慶地區(qū)暖冬年和冷冬年冬季500 hPa高度距平合成場?？梢钥闯?，重慶地區(qū)暖、冷冬年500 hPa高度場分布差異明顯。暖冬年[圖4(a)]，北半球歐亞大陸呈顯著的北低南高分布，歐亞大陸正負(fù)距平場分布基本以50°N為界，北半球高緯度地區(qū)為負(fù)距平，中低緯地區(qū)為正距平。負(fù)距平中心在烏拉爾山附近，達(dá)-50 gpm，通過α=0.05的顯著性檢驗。從阿拉伯半島經(jīng)東亞到日本海東部的副熱帶地區(qū)為20 gpm以上的大范圍正距平，且都通過α=0.05的顯著性檢驗，正距平中心在蒙古高原達(dá)30 gpm。表明烏拉爾山高壓脊偏弱，東亞大槽也偏弱，東亞環(huán)流經(jīng)向度偏弱，以緯向環(huán)流為主，使北方冷空氣活動偏弱，不易影響重慶地區(qū)，同時西太平洋副熱帶高壓偏強，印緬槽偏弱，重慶容易出現(xiàn)暖冬。

重慶冷冬年500 hPa高度距平場[圖4(b)]與暖冬年基本呈相反形勢，在歐亞大陸呈明顯北高南低分布，以50°N為界，歐亞大陸高緯度地區(qū)為大范圍正距平，中低緯地區(qū)為負(fù)距平。高緯度烏拉爾山周邊地區(qū)正距平通過α=0.05的顯著性檢驗，正距平中心達(dá)55 gpm，表明烏拉爾山高壓脊增強。同時東亞副熱帶地區(qū)負(fù)距平也比較顯著，表明印緬槽偏強，西太平洋副熱帶高壓偏弱，而東亞大槽偏深。同時東亞地區(qū)高度場呈北高南低分布，東亞大氣環(huán)流易出現(xiàn)經(jīng)向環(huán)流，經(jīng)向梯度加大，烏拉爾山高壓脊前西北氣流易引導(dǎo)極地冷空氣頻發(fā)南下侵入重慶地區(qū)，重慶易出現(xiàn)冷冬。

圖3 重慶地區(qū)暖冬年(a)和冷冬年(b)冬季海平面氣壓距平合成場(單位：hPa)(陰影區(qū)通過α=0.05的顯著性檢驗，下同)Fig.3 The composite winter sea level pressure anomaly fields in warm (a) and cold (b) winter years of Chongqing (Unit: hPa) (The shaded areas passed the significance test at 0.05, the same as below)

圖4 重慶地區(qū)暖冬年(a)和冷冬年(b)冬季500 hPa位勢高度距平合成場(單位：gpm)Fig.4 The composite geopotential height anomaly fields on 500 hPa in winter in warm (a) and cold (b) winter years of Chongqing (Unit: gpm)

3.2 大氣環(huán)流系統(tǒng)的相關(guān)性

3.2.1 西太平洋副熱帶高壓

為進(jìn)一步明確冬季大氣環(huán)流系統(tǒng)對重慶冬季冷暖的影響，選擇典型的大氣環(huán)流指數(shù)，分析環(huán)流指數(shù)與重慶不同地區(qū)冬季氣溫的相關(guān)性。

西太平洋副熱帶高壓面積指數(shù)和與面積指數(shù)相關(guān)的副高西伸脊點、南北界與脊線位置會對環(huán)流系統(tǒng)產(chǎn)生影響，且與長江流域的氣溫變化密切相關(guān)[24-25]。西太平洋副熱帶高壓面積指數(shù)既體現(xiàn)了西太平洋副熱帶高壓的影響范圍，也能反映其強度的強弱。圖5為1961—2018年冬季重慶不同地區(qū)平均氣溫與西太平洋副熱帶高壓面積的相關(guān)系數(shù)分布?？梢钥闯?，西太平洋副熱帶高壓面積指數(shù)與重慶大部地區(qū)氣溫呈正相關(guān)，其中重慶東北部大部地區(qū)相關(guān)系數(shù)達(dá)0.25以上，且通過α=0.05的顯著性檢驗，尤其是偏北地區(qū)高相關(guān)區(qū)域通過α=0.01的顯著性檢驗。當(dāng)冬季西太平洋副熱帶高壓偏大、偏強，副高西北側(cè)重慶地區(qū)位勢高度場偏高，下沉增溫作用增強，重慶易出現(xiàn)暖冬。反之，當(dāng)西太平洋副熱帶高壓偏小、偏弱，副高西北側(cè)重慶地區(qū)位勢高度場偏低，下沉增溫作用減弱，重慶易出現(xiàn)冷冬。

圖5 1961—2018年冬季重慶平均氣溫與西太平洋副熱帶高壓面積指數(shù)的相關(guān)系數(shù)分布(陰影區(qū)顏色由淺到深依次為通過0.05、0.01和0.001的顯著性檢驗區(qū)域，下同)Fig.5 The distribution of correlation coefficients between winter mean temperature of Chongqing and the area index of west Pacific subtropical high from 1961 to 2018(The shaded areas from light to dark passed the significance test successively at 0.05, 0.1 and 0.001, the same as below)

3.2.2 高原冷高壓和印緬槽

冬季青藏高原地面層是個閉合冷高壓，代表冬季高原季風(fēng)[20]。青藏高原高度場指數(shù)為500 hPa高度場30°N—40°N、75E°—105°E區(qū)域內(nèi)格點位勢高度與5000 gpm之差乘以格點面積的累積值，該指數(shù)越大，反映高原冷高壓越強。印緬槽指數(shù)為500 hPa高度場15°N—20°N、80°E—100°E區(qū)域內(nèi)格點位勢高度與5800 gpm之差乘以格點面積的累積值，該指數(shù)越小，代表印緬槽越強。青藏高原高度場指數(shù)和印緬槽指數(shù)體現(xiàn)了高原冷高壓和印緬槽天氣系統(tǒng)的強弱。圖6為1961—2018年冬季重慶地區(qū)平均氣溫與青藏高原高度場指數(shù)和印緬槽指數(shù)的相關(guān)系數(shù)分布?？梢钥闯?，青藏高原高度場指數(shù)和印緬槽指數(shù)與重慶大部地區(qū)氣溫都呈很高的正相關(guān)性，尤其與高原高度場指數(shù)的相關(guān)系數(shù)在0.6以上，且通過α=0.001的顯著性檢驗。表明當(dāng)冬季高原高度場和印緬槽指數(shù)偏大，高原冷高壓偏強、印緬槽偏弱，則西南地區(qū)東部下沉運動增強，下沉增溫作用使西南地區(qū)東部升溫明顯[26]，重慶易出現(xiàn)暖冬。反之，當(dāng)高原高度場和印緬槽指數(shù)偏小，高原冷高壓偏弱、印緬槽偏強，西南地區(qū)東部下沉增溫減弱。另外，印緬槽偏強時，一般槽前偏南風(fēng)增強，有利于槽前低緯度地區(qū)暖濕氣流向北輸送，但由于低緯度空氣濕度較大，暖濕空氣會導(dǎo)致重慶地區(qū)云量增加，易出現(xiàn)陰雨天氣，日照減少，所以溫度容易偏低。如此時有北方冷空氣活動，冷暖空氣相遇，更容易出現(xiàn)較強低溫雨雪天氣，重慶易出現(xiàn)冷冬。李崇銀等[26]研究也表明，印緬槽持續(xù)偏強，使來自印度洋的暖濕空氣源源不斷地輸送到華南地區(qū)，對于我國南方持續(xù)的雨雪天氣起著重要作用，持續(xù)冷空氣活動和持續(xù)降水，導(dǎo)致持續(xù)低溫。

3.2.3 東亞冬季風(fēng)

東亞冬季風(fēng)是東亞季風(fēng)系統(tǒng)的重要組成部分，其活動不僅對我國和東亞地區(qū)的冬季天氣氣候特征具有重要影響，且通過大氣遙相關(guān)等作用影響熱帶和熱帶外地區(qū)大尺度環(huán)流特征[10-12]，選取朱艷峰[27]定義的東亞冬季風(fēng)強度指數(shù)和西伯利亞高壓強度指數(shù)表征東亞冬季風(fēng)活動特征。圖7為1961—2018年冬季重慶平均氣溫與東亞冬季風(fēng)和西伯利亞高壓強度指數(shù)的相關(guān)性分布。可以看出，東亞冬季風(fēng)指數(shù)與重慶各地平均氣溫的相關(guān)系數(shù)均達(dá)-0.5以上[圖7(a)]，且通過α=0.001的顯著性檢驗，尤其是東部地區(qū)相關(guān)系數(shù)達(dá)-0.6，表明東亞冬季風(fēng)越強，重慶氣溫越低，尤其在重慶東部地區(qū)更明顯，反之亦然。西伯利亞高壓強度指數(shù)與重慶各地冬季平均氣溫相關(guān)系數(shù)基本達(dá)-0.34以上[圖7(b)]，且通過α=0.01的顯著性檢驗，其中重慶中西部地區(qū)相關(guān)系數(shù)達(dá)-0.4，通過α=0.001的顯著性檢驗，表明西伯利亞高壓越強，重慶冬季氣溫越低，尤其是中西部地區(qū)更顯著。

圖6 1961—2018年冬季重慶平均氣溫與青藏高原高度場指數(shù)(a)和印緬槽指數(shù)(b)的相關(guān)系數(shù)分布Fig.6 The distribution of correlation coefficients between mean temperature of Chongqing and the height field index of the Tibet Plateau (a), the index of the Indian-Myanmar trough (b) in winter from 1961 to 2018

圖7 1961—2018年冬季重慶平均氣溫與東亞冬季風(fēng)指數(shù)(a)和西伯利亞高壓指數(shù)(b)的相關(guān)系數(shù)分布Fig.7 The distribution of correlation coefficients between mean temperature of Chongqing and the index of east Asian winter monsoon (a), the index of Siberian high (b) in winter from 1961 to 2018

綜上所述，東亞冬季風(fēng)和西伯利亞高壓越強，重慶冬季氣溫越容易偏低，易出現(xiàn)低溫冰凍災(zāi)害。而東亞冬季風(fēng)和西伯利亞高壓越弱，重慶冬季氣溫易偏高，更易出現(xiàn)暖冬。

3.3 海溫場相關(guān)性

海溫通過海氣耦合作用影響大氣環(huán)流進(jìn)而影響我國冬季氣溫變化，同時海溫因較強的持續(xù)性，對大氣環(huán)流的影響具有一定的滯后性[13-15]。因此，通過分析重慶冬季氣溫與前期海溫場的相關(guān)性，尋找影響重慶冬季氣溫變化的前期海溫關(guān)鍵區(qū)。

圖8為1961—2018年冬季重慶平均氣溫與前期夏季、前期秋季和當(dāng)年冬季海溫的相關(guān)系數(shù)場?？梢钥闯觯赝鈴娖仍谇捌谙募疽呀?jīng)有所反映[圖8(a)]，重慶冬季平均氣溫與熱帶大部地區(qū)海溫呈正相關(guān)，表明前期夏季冷海溫有利于后期重慶冬季氣溫偏低。其中熱帶印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋海域海溫與重慶冬季平均氣溫相關(guān)系數(shù)為0.3以上的正相關(guān)，且均通過α=0.05的顯著性檢驗，尤其是西太平洋和南半球赤道中太平洋地區(qū)的正相關(guān)中心相關(guān)系數(shù)分別達(dá)0.5、0.4，且通過α=0.001的顯著性檢驗。前期夏季海溫偏暖，冬季重慶氣溫易偏高。反之夏季熱帶印度洋、西北太平洋和赤道中太平洋海溫偏冷，重慶冬季氣溫易偏低。重慶冬季海溫與前期秋季海溫場[圖8(b)]、當(dāng)期冬季海溫場[圖8(c)]的相關(guān)性表明，熱帶印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋的正相關(guān)區(qū)持續(xù)存在，且通過α=0.05以上的顯著性檢驗。表明熱帶印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋是影響重慶冬季冷暖的關(guān)鍵海溫區(qū)，從前期夏季持續(xù)到冬季，關(guān)鍵區(qū)海溫與重慶冬季氣溫存在顯著正相關(guān)，這對重慶冬季氣溫預(yù)測具有一定的指示意義。前期赤道中東太平洋的海溫偏高，造成Hadley環(huán)流減弱，減少高層角動量向北輸送，削弱了經(jīng)向氣壓的輸送，有較弱的西風(fēng)分量，導(dǎo)致東亞冬季風(fēng)減弱，與之相聯(lián)系的冷空氣活動隨之減少[28]，從而使重慶冬季氣溫偏高，出現(xiàn)暖冬。

圖8 1961—2018年冬季重慶平均氣溫與前期夏季(a)、前期秋季(b)和當(dāng)年冬季(c)海溫的相關(guān)系數(shù)場Fig.8 The distribution of correlation coefficients between mean temperature in winter in Chongqing and sea surface temperature in earlier summer (a), autumn (b) and winter (c) during 1961-2018

4 結(jié) 論

(1)近58 a重慶冬季平均氣溫整體呈增加趨勢(整體變暖約0.7 ℃)，增溫速率為0.12 ℃·(10 a)-1，且增暖趨勢通過α=0.05的顯著性檢驗，增暖突變從1993年開始。

(2)重慶冷冬年和暖冬年的環(huán)流形勢存在明顯差異：當(dāng)前期夏、秋季的熱帶海溫場偏冷(暖)時，通過海氣耦合作用，冬季海平面氣壓場上西伯利亞高壓偏強(弱)，500 hPa高度距平場上歐亞大陸呈明顯北高(低)南低(高)分布形勢，使得烏拉爾山高壓脊和東亞大槽偏強(弱)；同時，西太平洋副熱帶高壓和青藏高原冷高壓偏弱(強)，印緬槽偏強(弱)，導(dǎo)致東亞冬季風(fēng)偏強(弱)，有(不)利于北方冷空氣南下影響重慶地區(qū)，同時西南地區(qū)東部下沉增溫減弱(增強)；另外，印緬槽偏強(弱)導(dǎo)致槽前偏南風(fēng)加強(弱)，有(不)利于槽前暖濕空氣輸送和重慶地區(qū)降水，這種環(huán)流配置導(dǎo)致重慶地區(qū)易出現(xiàn)冷(暖)冬。

(3)熱帶印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋是影響重慶冬季冷暖的關(guān)鍵海溫區(qū)，從前期夏季持續(xù)到冬季，關(guān)鍵區(qū)海溫與重慶冬季氣溫存在顯著正相關(guān)，這對重慶冬季氣溫預(yù)測具有一定的指示意義。