氣候振動

氣候振動是指氣候要素的週期變化現象。這種週期並不時固定不變的，常稱為準週期。

人們發現赤道地區平流層有東風與西風逐年交替現象，這種緯向振動週期平均為26個月，由於週期略長於兩年，故稱為準兩年週期。一些研究認為除此之外氣候要素還存在5～6年、11年、22年及35年等變化週期。它們被解釋為是由於太陽活動、大氣環流、火山爆發和海温變化等原因造成的。

關於世界氣候振動的問題, 近年來在許多國家已引起普遍的重視。對這個問題的研究是從討論“ 北極增温” 開始的。第二次世界大戰結束不久, 魯濱什太茵（1946）發表了關於氣候變化及其性質問題的研究報告。她對1 9 4 0年以前的年平均温度資料作了10 年滑動平均的分析, 發現氣温存在顯著的振動, 而且這種振動在相當大的範圍內具有一致性。

利斯加爾特( Lysgaard1949) 根據1940 年以前的資料發現以格陵蘭和須匹茨卑根增温最大, 由此向南增温現象減弱或者完全沒有增温。譬如當時東南亞和澳大利亞的一月份氣温是明顯下降的。

1950 年威立特( Willet ) 利用北半球1 0 0 個站的1550一1939年的氣温資料, 估計温度在行星尺度範圍內變化的總趨勢。他發現從18 8 5 年起整個半球的冬季温度和年平均温度有明顯的增温趨勢, 但是就半球的各個部分而論, 這種趨勢並不完全一致。增温趨勢冬季約1℃全年平均約0.5℃, 而且在高緯度比較清楚。

米切爾( Micthen1961、1963) 將台站數目增加到20個以上, 補充了最後20年的資料。結果發現, 在40年代由增温變為降温, 同時, 在40年代以前增温非常強烈的格陵蘭等地, 在這以後的年代裏也是變冷最迅速的地區。從米切爾文章的附圖中可以看出, 40 年代以前兩半球年平均温度的變程和變量是互相一致的,60 年中增温約0.04℃。

冬季北半球的增温(0.5℃)為南半球的(0.2℃) 2 倍多。特別有趣的是在低緯度( 30°N一30°S ) 年温也是上升, 60年內約增高0.4℃。

米切爾繪製的1920 一1939對1940 一1959和1940一1949對1950一1959十年的年温和冬温的差值圖表明, 行星尺度的趨勢和各個地理區域內的趨勢相關性很差。這説明地球各個部分的氣候振動具有不同的性質。

凱林達( Callendar，1961) 利用1950年以前北半球400個站的年平均温度資料求5 年滑動平均, 然後對1901一1930年的準平均求出距平, 並按各個區域的面積大小計算加權平均作為行星尺度的温度振動趨勢。結果發現從北極到南緯4 5°有普遍的增暖趨勢。威立特米切爾和凱林達三人研究行星趨勢的結果一般説是相當吻合的。

然而, 年平均温度掩蓋了各個季節温度變化的特點, 這就像温度的行星趨勢掩蓋了地球各部分的變化趨勢一樣。鑑於這種情況, 魯濱什太茵和帕卓洛婭(1966) 對北半球一些台站的温度資料分各月進行了研究, 結果發現各月的温度振動差異是很大的, 甚至不能用1月份的振動來代表整個冬季温度振動的性質, 也不能以7 月份的振動來代替夏季温度振動的性質, 儘管這兩個月份習慣上總是被看成是冬夏兩個季節的代表。 ^[2] 

竺可禎發表了對我國五千年來氣候振動的研究成果。

1、氣候變化存在週期性的振動。

研究者分析了我國近500年來的乾濕, 冷暖變化的氣候史料後得出: 我國氣候變化中, 除了2 一5 年的振動外, 還有明顯的20一40年、200年以及400年等週期。

（1）地球自轉速度變化交替出現的準24 年和準4 9 年( 或者平均的準36.5 年) 週期,通過人氣環流( 或大氣活動中心) 的變化決定了我國東部地區氣候3 6 年左右的週期振動。

（2）地球自轉速度的年際( 2 一5 年) 變化一可導致大洋平均東西向洋流的方向變化地轉減速時, 赤過太平洋表層較暖的海水自西向東人規模她沐動, 可造成大洋東側海面水位升高. 海温亦升高. 反之亦然。

（3）自轉速度變化對氣候影響的短時間尺度的作用過程為地轉速度變化首先影響海温場,再由海温場的變化影響大氣環流和氣候。因此, 在做長期氣候振動分析時, 應考慮地轉速度的長期變化對大氣活動中心的影響; 在做長期或超長期天氣預報時, 應注意地轉速度年際變化對海温場的影響。

（4）海洋和大氣中出現的一些與氣候變化有顯著關係的現象( 如厄尼諾和南方濤動等) 具有同步性, 它們可能是地球自轉速度變化分別作用於地球大氣和地球海洋的不同反映。 ^[3] 

2、海温氣候振動和北半球對流層高度場變化有關。海温存在着各種時間尺度的準週期變化, 這種變化在大氣環流和世界氣候變化中也有不同程度的響應。

在滲温氣侯振動的前期位相時期, 對流層平均高度有降低趨勢, 相反在海温氣候振動的後期位相時期, 對流層平均高度為增高超勢。這種相關關係高層比低層要好, 低緯度較中高緯度穩定, 夏季較冬季明顯。

大尺度海温距平場分佈的短期氣候振動對大氣環流會產生一定的影響, 海温距平場氣候振動前期位相時期( 1976年以前) , 對流層平均高度有降低趨勢, 海温距平場氣候振動後期位相時期( 1977年以後) , 對流層平均高度有增高趨勢。這種相關關係一般對流層高層比低層好, 低緯度較中高緯度穩定, 夏季較冬季明顯。但是SLP與500和100hPa有較大的不同, 主要反映在冬季氣壓距平場上的相反趨勢, 即在海温氣候振動前期位相時期為負距平趨勢, 在海温氣候振動後期位相時期為正距平趨勢。這可能是在中高層平均環流高度場增高的情況下,冬季極地環流減弱, 使低層中緯度冷高壓勢力也減弱, 而大陸高壓特別是亞洲高壓是冬季對流層尺度最大的氣壓系統之一, 因此反映在氣壓場上為負距平趨勢。SLP中緯度帶冬季的位相百分率差為很大的負值, SLP亞洲地區冬季的位相百分率差也是為負值且最大, 這正是亞洲大陸高壓活動的範圍。

當然, 上述海温距平場分佈型的短期氣候變化與對流層平均環流場的相關關係僅是一種氣候趨勢, 它還有着季節的、區域的和不同高度層次上的各種差別, 這也表明海温場變化的影響僅是一個方面, 實際大氣環流的氣候振動是由各種因子的共同相互影響的結果。 ^[4] 

一般認為，氣温是反映氣候振動的一個良好的指標。為揭露氣温多年變化中的規律性，通常採用滑動平均、距平累積和自相關函數三種方法。

我國氣候變化是以各種不同尺度的冷暖階段交替和乾濕階段交替的淮週期性變化為特徵。那麼，一個很初步的預報思路就是根據這些階段交替的順序性，從目前所處的階段向前外推。當前，國內外的一些超長期預報的試驗大都以此為基礎，並取得了一定的成效。

為了保持階段外推的合理性，所依據的初始階段和預報階段、預報時效和其它因子的時間尺度都應當是相近的，這就是各預報要素之間的尺度對應原理。它保持了對一個層次週期性分析的相對獨立性，避免了尺度的混亂，保證了外推的合理基礎。

本世紀以來，我國大範圍冷暖的變化，基本上與全球氣温變化趨勢是一致的。20世紀前半期，全球性的增暖是從19世紀80年代開始，到40年代達到頂點，增暖程約為70多年。從50年代初期開始氣温下降，在50年代末和60年代初雖有一個的回升，但從1963年開始又重新變冷，而且夏、秋季比冬、春季更明顯。60代以來，我國東北及長江流域雙季稻區域冷害日益頻繁。北京的生長季縮短了五天，上海則縮短8-10天。 70年代以來，連續少現T五個暖冬(1972-1973, 1974-1975,1975-1976, 1977-1978, 1978-1979)，冬温有所回升。

根據以上情況，從本世紀初以來氣温演變的特點分析，很明顯地存在着兩個層次的準週期性。一個是從上世紀80年代到本世紀40年代的升温，在它們後面對應着相近尺度的降温過程。這個降温過程顯然尚未結束，這個結果也符合太陽活動將繼續減弱的估計。50年代末到60年代初和70年代初的回升，則是下降階段的兩個較小尺度的振動。在大的降温過程尚未結束前，這樣小尺度振動還會重複出現。根據這樣的分析，可以估計直到下世紀初將仍是一個冷期，其中存在着較小尺度的起伏。

瀋陽：1917年(即1908-1917年的平均值，下同)是近代年温的一個最低點，此後温度開始穩定上升，這種升温趨勢一直持續到1940年左右。在這期間，氣候約變暖了1℃。40年代的温度大體穩定在40年代初的水平，沒有明顯的變動。40年代的後期温度有下降的趨勢。50年代又向上回升，從60年代開始又出現下降趨勢。瀋陽40年代以前的穩定升温，看來是和北半球高緯度地區這一時期的普遍升温現象一致的，但40年代以後的降温比起北半球的其他地區來卻顯得十分短暫，因為根據替濱什太茵的研究’就整個北半球而言，1940年以後的變冷主要發生在1951-1960年這10年內，而瀋陽卻在40年代末開始回升。瀋陽的年温距平累積曲線表明，從本世紀初到1918年為距平累積曲線的降枝。這説明在這個時期中瀋陽的年温經常處於氣候平均值以下，由於負距平的逐年累積才使曲線形成了一段明顯的降枝。1918年以後，曲線由降枝轉為升枝，這説明瀋陽的年温振動開始了一個新的以正距平佔優勢的時期。但是這段升枝要比前期的降枝平緩得多，而且在上升的總趨勢上時而出現短暫的下降。然而上升的總趨勢一直持續到40年代初還是比較清楚的。比較這兩條曲線還可以看到，瀋陽的年温在40年代以前振動的週期較長，而在40年代以後它的振動週期有縮短的趨勢。

竺可禎曾統計了紀元以來各世紀旱災和水災次數及其比率，給出了我國曆史上乾濕變遷的大致輪廓。鄭斯中等計算了，我國40°N以南和100°E以東地區從公元開始到1900年每五年的濕潤指數。根據紀元以來各乾濕期指數繪製圖可以明顯看出:我國近兩千年來存在着長度為100-200年的乾濕期，它們組成了十個由乾濕位相交替出現的200-4 00年的準週期性振動。這兩方面的研究成果雖還是初步的，但可作為近五百年我國乾濕變化的背景資料。

我國東部地區1470-1977年乾旱指數每十年平均值的變化，表示出近五百年期間大致可劃分為三個階段:1479-1691年為乾旱期，共213年;1692-1890年為濕潤期，共199年;1891年以後的乾旱期，至今已有87年。 ^[5] 

判定某一氣候要素的振動幅度(即正常、偏高、偏低、等)，是在工作中經常碰到而又不易給出恰當的數量界限的問題。人們習慣於按自己的意志對氣候變化進行描述，這給正確客觀的反映氣候要素的變化程度帶來了一定的困難。

作為對比標準的歷年平均值只是一個樣本平均值，其本身是隨着年代的延續、樣本容量的增大而不斷變化的。它與總體值在某種程度上存在一定的誤差，而作為對比的標準確切地説應該是總體值。這樣某值用現在的平均值衡量，可能偏大或偏小，但對以後更大容量的樣本平均值來講就可能是正常的。因此，判定某值的變化是否正常，應該是一個以樣本值為中心的振動區間，而不應該是一個固定的值。

我們雖然無法得到總體平均值，但根據數理統計理論，可以推算出它在哪個區間內出現的概率最大。氣候要素一般可看成是符合正態分佈的。

當然還有很多兔朽於方法，可根據需要考慮的更細一些，設置一些過渡區間，如正常略偏高等等。至於每個區間的臨界值，可按所要求出現的概率來確定。此外，我們還能分別計算出氣候變量出現在這些區間的理論概率。

一個地區的氣候變化有其相對的穩定性。如新疆地區温度變化範圍大、年降水變率大等等。其本身正反映了正常的幹早氣候的特點，不能説一偏離平均值，就是偏高、偏低。當然從數學角度上講，這確實無可非議，但我們面對的是瞬息萬變的動態過程，完全一樣的重複運動對整個大氣來講是不可能的，所以就不能這樣絕對了。再者，從概率上講，氣候要素出現正常的概率應該是比較大的，如果説只有等於平均值才算正常的話，那麼這種正常其出現的概率會是很小的，從而導致得出年年都不正常的結論，這顯然不符合大氣本身運動的規律。這也説明判別標準應是一個範圍。 ^[6] 

以傅里葉分析為基礎的譜分析方法很早就在氣候分析中使用。近幾十年來，譜分析技術在氣象中應用愈來愈廣泛，應用的技術也在不斷的發展和完善之中，其中，NI(非整數波)功率譜分析是一種較好的譜分析方法。但是原NI功率譜計算方法是通過實測資料建立標準方程組來求得各諧波迴歸係數;並利用相關係數對M功率譜值(密度)進行t檢驗或F檢驗來確定顯著週期的。使用起來存在着一定的困難，因此，有必要對它進行改進。

改進後的M譜估計方法：其實對於降水等資料年代長的氣候振動分析，可以將氣象要素時間序列經過10年等滑動平均和取距平(%)值的處理，採用整數波、離散功率譜估計一般的直接法，通過求傅里葉係數的途徑，來完成對非整數波功率譜值(密度)以及各振動波、合成波的振幅、方差貢獻和時間函數值的計算，從而完成對氣候振動分析的任務。

改進後的計算方法具有以下特徵:一是譜分析思路明確，計算系統完整，使用簡捷方便;二是通過傅里葉係數可以直接計算出各子波的譜值、振幅、方差貢獻，以及各子波和合成波的時間函數值同時也增強了子波與合成波之間的內在聯繫;三是通過波譜分析圖可以清楚看到氣候變化的趨勢、主要週期和次要週期(項)等層次結構組成的情況，以及氣候未來發展的趨勢，從而為氣候分析與發展奠定了良好基礎。

NI功率譜方法對降水、日照等變化振幅大的氣象要素的氣候分析效果較好;對氣温等變化振幅較少的氣象要素的氣候分析效果較差，但可以通過提高計算精度的方法來解決。

氣象要素變化的次要週期是合成波的補充項，隨機性較大，可以不作為重點分析的對象，有時次要週期項表現不十分明顯，在求合成波計算值時，可以省略。氣候分析需要具有時間尺度足夠長的歷史資料，根據計算經驗表明，資料年代應接近或超過主要週期長度的三倍，在氣候分析中才能獲得變化比較穩定的主要週期(數)。 ^[2]