重庆地区冬季冷暖变化及其异常成因分析

刘晓冉，胡祖恒，李永华，唐红玉

(重庆市气候中心，重庆 401147)

引 言

随着全球气候变暖，各地极端天气气候事件频发且强度加大[1]。同时，在冬季气候整体变暖背景下，近年来北半球中纬度地区低温事件频发，冷冬频繁出现[2]。2008年初，我国南方大部地区遭受罕见的低温雨雪冰冻灾害，综合强度为百年一遇[3]；2011—2012年冬季，我国南方地区再次连续遭受大范围持续低温雨雪冰冻灾害[4-5]，这些极端低温事件造成了严重的社会经济损失。因此冬季低温研究近年来受到广泛关注，尤其是2008年后，冬季极端低温天气气候事件成因研究取得较大进展[2]。研究指出北极气候变化与欧亚大陆变冷有关，随着北极地区增暖扩大，北极海冰减少，使冬季北半球向极地经向温度梯度减弱，导致西伯利亚高压增强，使得近年来欧亚大陆冷冬频繁出现[6-9]。

影响我国冬季气温的气候因子复杂多样，以往研究[10-12]表明，我国冬季冷暖气候主要受东亚冬季风影响，当东亚冬季风偏强时，对流层中层的东亚大槽偏深，对流层低层西伯利亚高压偏强，有利于极地冷空气南下，造成我国大部分地区气温偏低。同时，热带东太平洋和印度洋海温对我国冬季气温有一定影响[13]。PDO(Pacific decadal oscillation，太平洋年代际震荡)与我国冬季气温年代际变化密切相关，当PDO处于年代负位相时，我国冬季气温容易偏低[14]。在年际尺度上，西太平洋遥相关型和西伯利亚高压对我国冬季气温有显著影响[15]，西伯利亚高压加强且南伸东扩时，我国南方地区容易出现冷冬[16]。

在全球变暖背景下，我国西南地区气候变化与全球变暖存在非同步性，高海拔地区气温比低海拔地区突变时间早，西南地区气温突变比全球气温突变晚[17-18]。冬季西南地区的气温具有全区一致和东西反向2种主要模态，全区一致型气温变化主要与东亚冬季风异常有关，东西反向型主要与冷空气活动和西太平洋副热带高压有关[19]。当高原冬季风偏强时，西南地区气温一致偏高[20]。重庆因受大气环流、地理环境和特殊地形条件等因素影响，气象灾害种类多，发生频繁，其中冬季影响最严重的是低温冷冻灾害[21]。如2008年初的持续低温使重庆大部分地区遭受不同程度的损失，造成直接经济损失17.5亿元，约占全年各种气象灾害损失的一半[22]。以往针对重庆地区气候成因诊断研究多集中在汛期降水，而对冬季冷暖的研究较少。因此，本文在分析重庆冬季冷暖变化的基础上，进一步研究冷、暖冬年的大气环流异常特征及大气海洋指数与重庆冬季气温之间的关系，以期为开展重庆冬季冷暖气候预测提供技术支撑，对冬季气候决策服务具有重要意义。

1 资料与方法

所用资料包括：(1)重庆地区34个国家气象站1961—2018年冬季逐月平均气温，冬季指前一年12月至当年2月；(2)1961—2018年分辨率为2.5°×2.5°的NCEP/NCAR全球再分析资料，包括逐月位势高度场、风场及海平面气压场；(3)NOAA重构的1961—2018年逐月海温资料，分辨率为2.0°×2.0°；(4)国家气候中心提供的1961—2018年逐月大气环流指数和海温指数。

研究方法主要为线性趋势分析、Mann-Kendall突变检验、合成分析和统计t检验[23]等。根据统计t检验计算，样本长度为58的时间序列通过0.05、0.01和0.001显著性水平检验的临界相关系数分别为0.26、0.34和0.42。

2 冬季冷暖变化

图1为1961—2018年重庆冬季平均气温距平年际变化。可以看出，近58 a重庆冬季平均气温整体呈上升趋势(整体变暖约0.7 ℃)，增温速率为0.125 ℃·(10 a)-1，且线性趋势通过了α=0.05的显著性检验。1960—1980年代重庆冬季平均气温以偏低为主，1990年代后期以来冬季气温基本以偏高为主，尤其是2000年以后冬季偏暖年份较多(有12 a为偏暖年，占总偏暖年份的66.7%)，且偏暖幅度较大。同时，在偏暖背景下也频繁出现异常冷冬，2008、2011、2012年冬季平均气温距平偏低分别达-0.9、-1.1、-1.2 ℃。

从重庆冬季平均气温的Mann-Kendall突变检验(图2)可以看出，2006年后重庆冬季气温增暖趋势超过α=0.05的显著性水平，说明重庆冬季气温的增暖趋势显著，冬季增暖的突变时间为1993年左右。

图1 1961—2018年冬季重庆平均气温距平年际变化Fig.1 The interannual variation of mean temperature anomaly in winter in Chongqing during 1961-2018

图2 1961—2018年冬季重庆平均气温的Mann-Kendall检验Fig.2 Mann-Kendall test of mean temperature in winter in Chongqing during 1961-2018

3 冷暖变化成因

3.1 大气环流异常

3.1.1 海平面气压场

将重庆地区冬季平均气温大于(小于)1.2个标准差的年份定为暖冬年(冷冬年)，选取1979、1987、1999、2003、2007、2009、2015和2017年共8个暖冬年，1964、1967、1968、1977、1983、1984、2011和2012年共8个冷冬年，对暖冬年和冷暖年的大气环流形势进行合成分析，研究重庆地区冬季冷暖成因，并利用t统计量进行显著性检验。

图3为重庆地区暖冬年和冷冬年冬季海平面气压距平合成场。可以看出，暖冬年和冷冬年的海平面气压场形势存在明显差异。暖冬年[图3(a)]，从西伯利亚到阿留申群岛大范围为明显的负距平，尤其是西伯利亚地区的负距平通过α=0.05的显著性检验，负距平中心达-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过α=0.05的显著性检验，正距平中心达1.5 hPa。表明重庆暖冬年，西伯利亚高压显著偏弱，阿留申低压加强，而青藏高原上的冷高压加强，不利于极地冷空气活动南下。

冷冬年的海平面气压距平场[图3(b)]与暖冬年正好相反，从西伯利亚到阿留申群岛大范围为正距平，而青藏高原和西北太平洋为明显的负距平。西伯利亚地区异常正距平中心达4.5 hPa，而青藏高原负距平中心为-1.0 hPa，西伯利亚地区异常正距平和青藏高原负距平也均通过α=0.05的显著性检验，表明西伯利亚高压显著增强，青藏高原冷高压减弱，这有利于极地冷空气南下影响重庆地区，重庆地区易偏冷，出现冷冬。

3.1.2 500 hPa高度场

图4为重庆地区暖冬年和冷冬年冬季500 hPa高度距平合成场。可以看出，重庆地区暖、冷冬年500 hPa高度场分布差异明显。暖冬年[图4(a)]，北半球欧亚大陆呈显著的北低南高分布，欧亚大陆正负距平场分布基本以50°N为界，北半球高纬度地区为负距平，中低纬地区为正距平。负距平中心在乌拉尔山附近，达-50 gpm，通过α=0.05的显著性检验。从阿拉伯半岛经东亚到日本海东部的副热带地区为20 gpm以上的大范围正距平，且都通过α=0.05的显著性检验，正距平中心在蒙古高原达30 gpm。表明乌拉尔山高压脊偏弱，东亚大槽也偏弱，东亚环流经向度偏弱，以纬向环流为主，使北方冷空气活动偏弱，不易影响重庆地区，同时西太平洋副热带高压偏强，印缅槽偏弱，重庆容易出现暖冬。

重庆冷冬年500 hPa高度距平场[图4(b)]与暖冬年基本呈相反形势，在欧亚大陆呈明显北高南低分布，以50°N为界，欧亚大陆高纬度地区为大范围正距平，中低纬地区为负距平。高纬度乌拉尔山周边地区正距平通过α=0.05的显著性检验，正距平中心达55 gpm，表明乌拉尔山高压脊增强。同时东亚副热带地区负距平也比较显著，表明印缅槽偏强，西太平洋副热带高压偏弱，而东亚大槽偏深。同时东亚地区高度场呈北高南低分布，东亚大气环流易出现经向环流，经向梯度加大，乌拉尔山高压脊前西北气流易引导极地冷空气频发南下侵入重庆地区，重庆易出现冷冬。

图3 重庆地区暖冬年(a)和冷冬年(b)冬季海平面气压距平合成场(单位：hPa)(阴影区通过α=0.05的显著性检验，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)

图4 重庆地区暖冬年(a)和冷冬年(b)冬季500 hPa位势高度距平合成场(单位：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 大气环流系统的相关性

3.2.1 西太平洋副热带高压

为进一步明确冬季大气环流系统对重庆冬季冷暖的影响，选择典型的大气环流指数，分析环流指数与重庆不同地区冬季气温的相关性。

西太平洋副热带高压面积指数和与面积指数相关的副高西伸脊点、南北界与脊线位置会对环流系统产生影响，且与长江流域的气温变化密切相关[24-25]。西太平洋副热带高压面积指数既体现了西太平洋副热带高压的影响范围，也能反映其强度的强弱。图5为1961—2018年冬季重庆不同地区平均气温与西太平洋副热带高压面积的相关系数分布。可以看出，西太平洋副热带高压面积指数与重庆大部地区气温呈正相关，其中重庆东北部大部地区相关系数达0.25以上，且通过α=0.05的显著性检验，尤其是偏北地区高相关区域通过α=0.01的显著性检验。当冬季西太平洋副热带高压偏大、偏强，副高西北侧重庆地区位势高度场偏高，下沉增温作用增强，重庆易出现暖冬。反之，当西太平洋副热带高压偏小、偏弱，副高西北侧重庆地区位势高度场偏低，下沉增温作用减弱，重庆易出现冷冬。

图5 1961—2018年冬季重庆平均气温与西太平洋副热带高压面积指数的相关系数分布(阴影区颜色由浅到深依次为通过0.05、0.01和0.001的显著性检验区域，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 高原冷高压和印缅槽

冬季青藏高原地面层是个闭合冷高压，代表冬季高原季风[20]。青藏高原高度场指数为500 hPa高度场30°N—40°N、75E°—105°E区域内格点位势高度与5000 gpm之差乘以格点面积的累积值，该指数越大，反映高原冷高压越强。印缅槽指数为500 hPa高度场15°N—20°N、80°E—100°E区域内格点位势高度与5800 gpm之差乘以格点面积的累积值，该指数越小，代表印缅槽越强。青藏高原高度场指数和印缅槽指数体现了高原冷高压和印缅槽天气系统的强弱。图6为1961—2018年冬季重庆地区平均气温与青藏高原高度场指数和印缅槽指数的相关系数分布。可以看出，青藏高原高度场指数和印缅槽指数与重庆大部地区气温都呈很高的正相关性，尤其与高原高度场指数的相关系数在0.6以上，且通过α=0.001的显著性检验。表明当冬季高原高度场和印缅槽指数偏大，高原冷高压偏强、印缅槽偏弱，则西南地区东部下沉运动增强，下沉增温作用使西南地区东部升温明显[26]，重庆易出现暖冬。反之，当高原高度场和印缅槽指数偏小，高原冷高压偏弱、印缅槽偏强，西南地区东部下沉增温减弱。另外，印缅槽偏强时，一般槽前偏南风增强，有利于槽前低纬度地区暖湿气流向北输送，但由于低纬度空气湿度较大，暖湿空气会导致重庆地区云量增加，易出现阴雨天气，日照减少，所以温度容易偏低。如此时有北方冷空气活动，冷暖空气相遇，更容易出现较强低温雨雪天气，重庆易出现冷冬。李崇银等[26]研究也表明，印缅槽持续偏强，使来自印度洋的暖湿空气源源不断地输送到华南地区，对于我国南方持续的雨雪天气起着重要作用，持续冷空气活动和持续降水，导致持续低温。

3.2.3 东亚冬季风

东亚冬季风是东亚季风系统的重要组成部分，其活动不仅对我国和东亚地区的冬季天气气候特征具有重要影响，且通过大气遥相关等作用影响热带和热带外地区大尺度环流特征[10-12]，选取朱艳峰[27]定义的东亚冬季风强度指数和西伯利亚高压强度指数表征东亚冬季风活动特征。图7为1961—2018年冬季重庆平均气温与东亚冬季风和西伯利亚高压强度指数的相关性分布。可以看出，东亚冬季风指数与重庆各地平均气温的相关系数均达-0.5以上[图7(a)]，且通过α=0.001的显著性检验，尤其是东部地区相关系数达-0.6，表明东亚冬季风越强，重庆气温越低，尤其在重庆东部地区更明显，反之亦然。西伯利亚高压强度指数与重庆各地冬季平均气温相关系数基本达-0.34以上[图7(b)]，且通过α=0.01的显著性检验，其中重庆中西部地区相关系数达-0.4，通过α=0.001的显著性检验，表明西伯利亚高压越强，重庆冬季气温越低，尤其是中西部地区更显著。

图6 1961—2018年冬季重庆平均气温与青藏高原高度场指数(a)和印缅槽指数(b)的相关系数分布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

图7 1961—2018年冬季重庆平均气温与东亚冬季风指数(a)和西伯利亚高压指数(b)的相关系数分布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

综上所述，东亚冬季风和西伯利亚高压越强，重庆冬季气温越容易偏低，易出现低温冰冻灾害。而东亚冬季风和西伯利亚高压越弱，重庆冬季气温易偏高，更易出现暖冬。

3.3 海温场相关性

海温通过海气耦合作用影响大气环流进而影响我国冬季气温变化，同时海温因较强的持续性，对大气环流的影响具有一定的滞后性[13-15]。因此，通过分析重庆冬季气温与前期海温场的相关性，寻找影响重庆冬季气温变化的前期海温关键区。

图8为1961—2018年冬季重庆平均气温与前期夏季、前期秋季和当年冬季海温的相关系数场。可以看出，海温外强迫在前期夏季已经有所反映[图8(a)]，重庆冬季平均气温与热带大部地区海温呈正相关，表明前期夏季冷海温有利于后期重庆冬季气温偏低。其中热带印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋海域海温与重庆冬季平均气温相关系数为0.3以上的正相关，且均通过α=0.05的显著性检验，尤其是西太平洋和南半球赤道中太平洋地区的正相关中心相关系数分别达0.5、0.4，且通过α=0.001的显著性检验。前期夏季海温偏暖，冬季重庆气温易偏高。反之夏季热带印度洋、西北太平洋和赤道中太平洋海温偏冷，重庆冬季气温易偏低。重庆冬季海温与前期秋季海温场[图8(b)]、当期冬季海温场[图8(c)]的相关性表明，热带印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋的正相关区持续存在，且通过α=0.05以上的显著性检验。表明热带印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋是影响重庆冬季冷暖的关键海温区，从前期夏季持续到冬季，关键区海温与重庆冬季气温存在显著正相关，这对重庆冬季气温预测具有一定的指示意义。前期赤道中东太平洋的海温偏高，造成Hadley环流减弱，减少高层角动量向北输送，削弱了经向气压的输送，有较弱的西风分量，导致东亚冬季风减弱，与之相联系的冷空气活动随之减少[28]，从而使重庆冬季气温偏高，出现暖冬。

图8 1961—2018年冬季重庆平均气温与前期夏季(a)、前期秋季(b)和当年冬季(c)海温的相关系数场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 结 论

(1)近58 a重庆冬季平均气温整体呈增加趋势(整体变暖约0.7 ℃)，增温速率为0.12 ℃·(10 a)-1，且增暖趋势通过α=0.05的显著性检验，增暖突变从1993年开始。

(2)重庆冷冬年和暖冬年的环流形势存在明显差异：当前期夏、秋季的热带海温场偏冷(暖)时，通过海气耦合作用，冬季海平面气压场上西伯利亚高压偏强(弱)，500 hPa高度距平场上欧亚大陆呈明显北高(低)南低(高)分布形势，使得乌拉尔山高压脊和东亚大槽偏强(弱)；同时，西太平洋副热带高压和青藏高原冷高压偏弱(强)，印缅槽偏强(弱)，导致东亚冬季风偏强(弱)，有(不)利于北方冷空气南下影响重庆地区，同时西南地区东部下沉增温减弱(增强)；另外，印缅槽偏强(弱)导致槽前偏南风加强(弱)，有(不)利于槽前暖湿空气输送和重庆地区降水，这种环流配置导致重庆地区易出现冷(暖)冬。

(3)热带印度洋、西北太平洋和南半球赤道中太平洋是影响重庆冬季冷暖的关键海温区，从前期夏季持续到冬季，关键区海温与重庆冬季气温存在显著正相关，这对重庆冬季气温预测具有一定的指示意义。