青藏高原地-气水热交换特征及影响研究综述

简要回顾了国内外青藏高原地—气相互作用的科学考察和研究进展,详细总结了近年来高原地—气水热平衡和交换的特征,及其对高原低涡、降水和东亚季风的影响研究。青藏高原地气水热交换可通过边界层过程导致高原热力作用改变,同时还能通过影响高原低涡,引起降水非绝热加热释放导致高原热力作用乃至海陆热力差异异常从而影响东亚夏季风气候。研究发现冷空气事件、土壤湿度和地表潜热对边界层厚度有重要影响;高原土壤温、湿度对低值系统的影响存在差异,高原涡频数与地温间存在显著正相关,但土壤湿度与高原涡间无显著相关关系;高原热状况与高原涡频数间也存在显著的正相关关系;对高原低值系统降水分析发现高原涡降水量呈逐年上升趋势,且波动剧烈呈多峰多谷变化;季风边缘区夏季降水与高原西部加热呈显著正关系,而与高原东部加热作用相关性并不显著;夏季风北部边缘区面积变化与高原中部和北部加热显著相关。研究结果进一步加深了对青藏高原气候学效应的理解。

地球系统模式中植被净初级生产力百年尺度时空变化及其与气候的关系

利用6个地球系统模式模拟的植被净初级生产力(NPP)对1901~2005年NPP时空变化进行了研究,并结合气候因子分析了NPP的变化与气温和降水的关系。结果表明:(1)近百年来全球NPP呈现上升趋势,模式集合平均的趋势系数为0.88,通过了99.9%的信度检验;北半球的趋势比南半球明显。(3)近百年来800g(C)m^-2a^-1以上的NPP高值区主要分布在南美洲赤道地区、非洲赤道地区、中南半岛和印度尼西亚一带的热带雨林区;低值区主要分布在北半球高纬度地区、非洲北部地区、亚洲大陆干旱半干旱区以及青藏高原西北部地区。(3)全球NPP与气温百年演变在大部分地区主要为正相关关系,仅在赤道附近的南美洲、非洲以及印度地区为负相关关系,主要由于这些地区辐射是NPP的限制因子。全球NPP与降水的百年变化在大部分地区也主要是正相关关系,在非洲北部到西亚中亚的干旱半干旱地区为负相关关系。(4)6个地球系统模式在全球21个区域的大部分地区的NPP和气温降水的变化关系较为一致,西非地区不同模式变化不一致,NPP模拟的不确定性较大,其次是地中海地区。(5)东亚地区NPP与气候的百年演变同步并且相关性高,反映了强烈的植被大气相互作用过程。

京津冀地区低层局地大气环流的气候特征研究

本文采用2007-2016年的中尺度数值模拟结果和15个地面气象站观测资料,定义了局地风场表征风速,研究京津冀平原地区局地大气环流日变化的气候特征,并对区域大气污染及其输送的影响进行分析。此外,对2016年12月30日至2017年1月7日北京地区跨年大气重污染过程进行了个例分析。得到结论:京津冀平原地区低空风场变化是天气系统与局地大气环流共同作用的结果,山谷风环流致使太行山和燕山沿线平原地区大气边界层内的长年主导风向为偏北和偏南;太行山和燕山沿线地区山谷风环流本身呈顺时针旋转的日变化特征,夜间至早晨谷风转向山风,午后至夜间山风转向谷风;在午后谷风向山风转向期间,容易形成沿太行山东麓和燕山南麓、自南向东北的"弓形"气流输送通道,此气流输送通道在1月于21时左右形成,持续时间大约3 h,在7月于18时左右形成,持续时间可达9 h;冬季午后至晚间盛行谷风时,受山体的阻挡,污染物容易在山前累积,导致污染浓度增高;夏季同样的情况会发生在后半夜。

小兴安岭近地层湍流能谱特征

利用小兴安岭南麓五营地区涡动相关系统的观测资料,分析不同大气稳定度条件的湍流速度谱、温度谱、湿度谱、协谱及局地各向同性特征。结果表明:三维速度(u、v、w)谱和垂直速度(w)与水平纵向速度(u)、温度(θ)的协谱(uw、θw)的谱峰均随稳定度的增加而向高频端移动。湍流速度(u、v、w)谱、温度(θ)谱和湿度(q)谱在惯性副区均满足-2/3定律。uw协谱、θw协谱和垂直速度(w)与湿度(q)的协谱(qw)在惯性副区并不完全遵循-4/3定律,尤其是uw协谱的拟合斜率更接近-1。水平方向湍流谱峰波长范围为130~1820 m,垂直范围为49~113 m。温度谱谱峰波长范围为149~260 m,湿度谱谱峰波长范围为198~455 m。uw协谱谱峰波长范围为228~455 m,θw协谱谱峰波长范围为172~260 m,qw协谱谱峰波长范围为172~346 m。v谱在惯性副区基本满足局地各向同性,w谱在惯性副区不满足局地各向同性,可能与森林下垫面对垂直方向湍流大涡的破碎作用有关。

青藏高原大气蕴含潜热时空分布特征研究

利用ECMWF(欧洲中期天气预报中心)月平均比湿资料,通过直接对比湿q进行多年平均计算、气候倾向率分析、EOF分解等,研究了1979-2015年青藏高原(下称高原)地区大气蕴含潜热的时空分布特征及年际、年代际变化特征。结果表明,高原大气蕴含潜热从低层向高层逐渐减少,且夏季蕴含潜热最多,其次为春、秋,且两季分布特征大致相似,冬季蕴含潜热最少,各季大值均集中在高原东南部及南部;蕴含潜热整体呈增长的趋势,夏季增长最快,冬季最慢;高原西部和云贵高原地区大气蕴含潜热均有不同程度的减小,夏季减小最快,冬季减小最慢;EOF分析中,各积分层以及整层[地表到500 hPa积分(第一积分层);500~400 hPa积分(第二积分层);400~300 hPa积分(第三积分层);地表到300 hPa积分(整层)]在第一模态下均大致呈正分布;在第二模态下均呈“正-负”的偶极子分布(其中第一积分层和整层为西南—东北“正-负”分布,其余两层为东—西“正-负”分布),说明蕴含潜热在这两种分布状态中的变化趋势均存在反相关系);在第三模态下均在西北—东南方向为“正-负-正”的分布。各积分层以及整层除第二模态年际变化相对明显外,其他两个模态年际变化均不明显。

小兴安岭森林下垫面湍流特征研究

利用中国气象局五营森林生态监测站内梯度观测塔上的涡度相关资料,分析森林下垫面湍流动力特征(湍流强度、湍流标准差等),并计算了零平面位移(d)、空气动力粗糙度长度(z_(0))和动量拖曳系数(C_(D))。结果表明:研究区域全年以西南风为主,仅在夏季出现较多东北风。生长季(5—9月)湍流强度较强,非生长季(10月至次年4月)湍流强度较弱,水平风速的平均湍流强度为0.4,垂直风速的平均湍流强度为0.16。d和z_(0)均有明显的季节变化,且一致表现为生长季高,非生长季低的趋势,d和z_(0)平均值分别为18.56 m和1.21 m。不稳定条件时,三维风速的标准差均符合1/3次方相似规律;近中性条件时,无量纲三维风速标准差σ_(i)/u(i=u,v,w)在春季分别为2.81、2.73、1.20,夏季为2.62、2.53、1.10,秋季为2.63、2.51、1.14,冬季为2.74、2.54、1.17。温度和湿度的标准差在不稳定条件符合-1/3次方相似规律,春季拟合的系数分别为2.06和2.67,夏季为2.45和2.18,秋季为1.94和2.85,冬季为1.96和3.00。C_(D)在弱不稳定达到峰值,整体平均值为9.8×10^(-3),随粗糙度近似呈线性增长。

再分析土壤温湿度资料在青藏高原地区适用性的分析

利用2010-2016年中国科学院西北生态环境资源研究院青藏高原土壤温度与湿度监测网观测数据在不同气候区和植被条件的4个地区(阿里、狮泉河、那曲和玛曲)对8套土壤温湿度再分析产品(ERA-Interim、CFSR、CFSv2、JRA-55、GLDAS-NOAH、GLDAS-CLM、GLDAS-MOS和GLDAS-VIC)进行对比分析,使用相关系数、均方根误差、平均偏差、无偏均方根误差和标准差比等统计参数综合比较各土壤温湿度产品对观测值的模拟性能,寻找适用于青藏高原地区的长时间大尺度土壤温湿度产品。结果表明:对于土壤温度,GLDAS-CLM产品在大部分站点能够合理再现两层(0~10 cm和10~40 cm)土壤温度随时间的动态过程和变化细节,虽然结果略高估观测土壤温度值,但在数值上与观测值较为接近,并且与观测值呈显著正相关关系。对于土壤湿度,土壤冻结期再分析产品不能表现土壤湿度的动态变化特征;非冻结期GLDAS-NOAH和GLDAS-CLM产品能够较好的刻画各地区两层土壤湿度随时间变化的动态过程特征,不论在误差统计量还是相关性方面都表现为最优值。GLDAS-MOS、GLDASVIC、ERA-interim和CFSv2产品虽然在一定程度上能够展现部分地区土壤湿度的变化趋势,但对观测值的刻画效果并不理想,而JRA-55产品无法描绘各地区土壤温湿度变化。

一次华北锋面带状降水过程中的对流-对称不稳定诊断分析

本文用GRAPES_Meso中尺度区域模式模拟了2015年8月2—4日的一次华北锋面带状降水过程,在模拟结果与实况比较吻合的情况下,用高分辨率模式输出资料对降水过程中的对流稳定度、惯性稳定度和条件性对称不稳定(CSI)进行了分析,并诊断出降水过程中的条件性对称不稳定区域。个例分析的结果表明:(1)带状降水过程中CSI的发展伴随着对流不稳定的减弱和惯性不稳定的增强。(2)根据不稳定量的变化情况,把降水过程分为3个阶段:在第一个阶段,降水区域上空-?θ_e/?p<0,降水主要受对流不稳定的影响;在第二个阶段,对流不稳定、惯性不稳定与CSI发展增强,此阶段的降水受3种不稳定量的影响;在第三个阶段,3种不稳定能量均逐渐减弱,但仍然影响着降水的持续。(3)发展旺盛阶段的CSI在平面上呈带状分布,与雨带、对流不稳定区域平行,在剖面上CSI主要活跃在对流层低层。(4)用湿位涡结合对流稳定度与惯性稳定度诊断CSI区域的方法比M-θ_e剖面图方法更准确有效。

青藏高原土壤湿度对一例高原涡影响的数值模拟

采用NCEP-FNL再分析资料、FY-2E气象卫星的黑体亮温TBB(Temperature of Black Body)数据以及中国自动站与CMORPH(Climate Prediction Center Morphing)卫星的融合降水产品,通过中尺度天气模式WRFV3.8.1对2014年8月16 17日一次高原涡过程进行了控制试验和4组针对高原土壤湿度的敏感性试验,研究了土壤湿度通过地面加热对高原涡影响的物理机制。结果表明,控制试验能较好地模拟出此次高原涡的位置、强度及降水。土壤湿度对高原涡的强度和降水有重要的作用,而对高原涡的性质和移动路径影响不显著。同时,主要考虑土壤湿度通过地表潜、感热通量的变化来影响高原涡。当土壤湿度增大时,地表潜热通量增大,中低层大气不稳定性增强,对流系统活动所需能量得到积累,使得对流降水增加,最终通过增加凝结潜热的释放来加强高原涡强度;反之高原涡强度和降水都减弱。而本文中地表感热通量的变化对高原涡的生成并没有多大影响,因此只考虑其对对流性降水的影响。当土壤湿度增大时,地面温度减小,地表感热通量减小,行星边界层高度PBLH(Planetary Boundary Layer Height)降低,边界层气团的湿静力能增大,使得对流降水增加;反之对流降水减小。

青藏高原及周边地区垂直温度梯度特征及其成因分析

利用1980 2015年ERA-Interim全球0.25°×0.25°月平均再分析温度场、风场、垂直速度场资料,分析了青藏高原(下称高原)上空垂直温度梯度(T_G)特征及其成因。结果表明:(1)高原主体地区温度随高度升高而降低的程度要比周边地区大,东西两侧的温度随高度升高而降低得慢;(2)对流层中下层高原边缘陡峭地形区的T_G变化程度比周边地区大,对流层中上层各层T_G呈水平均匀分布;(3)非高原地区温度随高度升高而降低的程度略大于高原地区;在冬春季,两个区域的T_G对外界因素变化的反应都很灵敏;(4)初步成因分析显示,对流层中下层高原边缘地区,非绝热加热(冷却)作用越强时,T_G越小(大),温度随高度升高而降低的程度就越小(大);对流层中上层,高原部分区域非绝热加热(冷却)作用越强,T_G越大(小),温度随高度升高而降低的程度越大(小);在高原整层大气中,非绝热加热(冷却)作用是引起温度随高度升高而降低得慢(快)的主要因素。

东亚与太平洋地区热力差异对东亚季风的影响

利用1951-2014年NCEP/NCAR逐月、逐日再分析资料,1979-2014年CMAP降水资料对比分析了夏季各关键区大气热源及大气热源差值的变化特征,利用合成分析等方法探讨了关键区热力转换早晚对东亚副热带季风建立的影响,以及关键区热力差异大小对季风强弱的影响。结果表明,东亚与西太平洋热力转换早(晚)时,副热带季风建立时间早(晚),撤退时间晚(早),副热带季风持续时间长(短),热带夏季风爆发时间偏晚(早)。副热带季风建立的早晚与东亚和西太平洋热力转换的早晚在时间上较为一致。热带夏季风的爆发对副热带夏季风强度的增加有促进作用。高原的热力作用对东亚副热带季风的影响大于对热带季风的影响。海陆热力差值大(小)时,副热带高压脊线位置较常年偏南(北),东亚副热带地区表现为偏南(北)风距平,在低纬南海地区为偏西(东)风距平,高原及东亚大陆地区的上升运动较平均状态偏强(弱),西太平洋大部分地区的上升运动较平均状态偏弱(强)。且热力差值大时,南下的西北风与来自西太平洋的偏南风在30°N左右的副热带地区相汇,有利于此地区的降水的形成。包含高原的东亚与西太平洋热力差值大小比不包含高原的东亚与西太平洋热力差值大小对高度场、风场、垂直速度场的影响均更大。夏季热力差值大小对我国温度与降水的分布均有影响。

高原季风强弱对高原涡的影响

该文基于高原季风指数和高原涡数据集,对比分析夏季高原季风强弱年高原涡源地、路径、频数、强度、冷暖性质、面积、持续时间等特征,并对其影响机制进行讨论,结果表明:①高原夏季风低层由四周吹向主体,高层由高原主体吹向四周。②高原季风强度与高原涡生成频数、东移个数、高原东部高原涡的生成频数呈正比,与高原涡长生命史呈反比。③初始阶段,高原涡强度对季风强弱感知比较敏感,高原东侧的强潜热区利于高原涡东移。且由于在季风强年高原中西部的感热强,强度较大的高原涡大都初生在高原中西部,高原涡的强度在初生时较强。

青藏高原陆气相互作用对东亚区域气候影响的研究进展

青藏高原陆气相互作用对东亚区域天气气候有重要影响,其中高原植被及热力作用的气候效应是高原陆气相互作用的两个重要内容。本文总结了高原植被和陆-气水热交换的变化特征,高原植被及热力作用对高原季风、东亚季风和东亚区域气候影响的研究成果。结果表明:(1)高原归一化植被指数(Normalized Difference Vegetation Index,NDVI)、植被覆盖度和植被净初级生产力(Net Primary Production,NPP)呈从东南向西北减少的趋势。近几十年,高原NDVI、植被覆盖度和NPP总体上呈上升趋势,西藏东南部年平均和生长季平均叶面积指数(Leaf Area Index,LAI)均呈增加趋势。(2)高原感热在20世纪80年代以后呈显著减弱趋势,夏季高原大部分地区地表潜热通量呈增加趋势。(3)高原植被与高原地表热源之间呈显著正相关关系。当高原植被退化成荒漠,会减少地表吸收的净辐射,减弱地表热源,导致南亚高压位置偏西,西太平洋副高减弱,中国南方和东北地区降水增加,北方地区降水减少。(4)当高原大气热源偏强(弱)时,高原夏季风偏强(弱)。高原大气热源与东亚夏季风的建立和维持密切相关。4-5月中旬高原加热效应使大气柱增温,有利于四周大气向高原汇合及热带暖湿气流北上,导致南海夏季风爆发。高原加热作用也有利于南海夏季风的维持。近几十年高原春季感热减弱,造成我国东部降水北方异常偏少、南方异常偏多。高原上空各层年平均大气温度与高原夏季风显著相关。在年际、年代际尺度上,当高原对流层低层至中上部升温而对流层上部降温时,我国江南和华南夏季降水显著偏多,东北降水显著偏少。

一次东移型西南低涡引发的强降水诊断分析

为研究由西南涡东移引发暴雨的中尺度特征,利用NCEP逐日4次1°×1°格点FNL再分析资料和中国自动气象站与CMORPH融合0.1°×0.1°格点逐时降水资料,采用非地转湿Q和湿位涡诊断方法,对2015年7月14~17日中国中部一次由西南涡引发的自西向东强降水过程进行了诊断分析。结果表明:受中高纬500 hPa低槽、低纬副高西伸北抬、沿低槽南下的冷空气以及来自孟湾暖湿空气的影响,为此次降水提供了非常有利的条件。非地转湿Q散度较好地反映了低涡降水的落区和强度变化,对未来6 h降水落区和强度的预报具有较好的指示意义;湿Q辐合区与未来6 h降水落区大致相符,且暴雨中心与辐合中心相对应,对应上空上升运动明显,对激发对流运动有重要作用。西南涡降水的发生、发展与湿位涡的时空演变呈现良好的对应关系;其中,对流层中低层MPV1上正下负叠加配置促进了不稳定能量的释放,有利于的暴雨发生和发展,而MPV1和MPV2的重叠区域有利于垂直涡度的增长,是降水落区预报的警戒区。

基于CERA-20C资料青藏高原边界层高度日变化气候特征分析

基于1981-2010年CERA-20C全球大气边界层高度(Boundary layer height,BLH)再分析资料对青藏高原边界层高度的日变化特征,包括日变化的季节变化、年代变化与年际变化进行研究。结果表明:BLH大值区在海拔大于5 000 m地区以及沙漠干旱地区,其中尼玛等地为边界层高度大值区的扩散源地。03:00(世界时,下同)-06:00 BLH增加最剧烈,增幅达948. 67 m·(3h)^(-1); 09:00-12:00降低最剧烈,降幅达760. 02 m·(3h)^(-1)09:00为最大值,晚于非高原地区(06:00),30年平均最大值可达1 982. 764 m,日变化最大值可达2 901. 21 m,昼高夜低。BLH最大值在春季为最大、夏季最小,BLH最小值在夏季最大、秋季最小。高原西坡BLH在春秋季最大,腹地在冬季最大,东坡BLH低,变化幅度小。03:00 BLH逐月变化趋势为单峰变化特征。BLH除夏季年际变化平稳变化以外,春、秋、冬三季在20世纪80年代中期,20世纪90年代末与21世纪初均存在较大波动。冬季边界层高度近30年逐渐增加,特别是在21世纪初的大幅持续增加值得重视。春季高原腹地处于积雪融化时期,积雪融化带走地表热量,促使春季地表气温更低,边界层高度春季与地表气温呈负相关,同时夏季相对湿度为波状分布,相对湿度梯度最小值与边界层顶相对应,边界层高度在春季比夏季更高。边界层高度发展最高时,高原边界层内通常为上升运动与下沉运动交替,为边界层发展提供一定的动力条件。

气候变化背景下陆地季风与非季风区极端降水特征对比

利用月平均地表气候要素数据集(CRU TS 4.02)的逐月降水和逐月日平均气温资料,采用线性趋势分析、滑动平均和相关分析等方法,研究了1901-2017年气候变化背景下全球陆地季风区与非季风区的极端降水特征。结果表明:我国所处的亚洲季风区的极端降水频率分布较为稳定,仅在变暖减缓时段出现大范围小值区;非季风区在急剧加速变暖时段极端降水频率分布呈现两极化,大范围的小值区与大值区共存,而季风区不易出现这种情况。季风与非季风区极端降水频率均值变化基本趋于一致,只在加速变暖时段有所不同。季风与非季风极端降水频率小值区格点数占比变化趋于一致,仅在两个加速变暖时段有所区别,而对于大值区,除去1921-1949年和1950-1972年,季风区大值区格点数占比均低于非季风区。季风与非季风区极端降水量的分布形式受气候变化影响相对较小,但无论处于哪个冷暖时段,季风区的极端降水量均远远高于非季风区。非季风区的极端降水频率与气温的相关性要好于季风区,叠加温度趋势变化时,中高纬度大部分地区呈正相关的关系,去趋势后,相关性减弱。

夏季青藏高原不同层次土壤湿度时空变化特征

基于1950—2009年GLDAS Noah 2.0逐月平均土壤湿度资料,分析了夏季青藏高原各层土壤湿度的时空变化特征。结果表明:(1)夏季青藏高原各层土壤湿度整体上呈自南向北递减的空间分布,但在高原中部地区中层、深层土壤湿度均有一个极值中心。(2)夏季高原中东部地区表层、浅层、中层、深层土壤湿度之间的差值(深层与中层除外)均表现为"上湿下干"的垂直分布,而中部偏西地区各层土壤湿度差值则表现为"下湿上干"的垂直分布。(3)夏季高原各层土壤湿度第一模态均呈现西南—东北反向型分布,且随着深度的增加,零线向东北移。(4)夏季高原主体各层土壤湿度的年际变化特征明显,除深层(呈现不显著增加趋势)外整体均呈现显著下降趋势,前期土壤湿度较高,后期较低。从空间趋势分布来看,除深层土壤湿度在高原中部有增大趋势外,各层土壤湿度变化趋势在高原上均以减小为主。(5)去趋势后,除深层外其他各层土壤湿度最大年际变化幅度在高原中部随着土层的增加而减小,而高原中东部则随土层的增加而增大。

Lorenz模型中外源强迫强弱对初值可预报性的影响研究

通过调整Lorenz模型中表征外源强迫强弱的参数值r,采用显式四阶龙格-库塔(Runge-Kutta)方法,以探究不同外源强迫下所构建Lorenz系统的初值可预报性。得出了外源强迫增大,初值的可预报性降低,误差增长增大,可预报期限缩短,预报效果变差,系统对初值敏感依赖性增大的结论。初始值与其叠加微小偏差的相关系数随外源强迫增大出现三次骤减,在模拟出的Lorenz系统运动轨迹图中,Lorenz系统的奇异吸引子由一个变为两个,奇异吸引子周围的曲面也由一片演变成两片,混沌效应显现。X、Y、Z值的方差;X值、Y值超出一个标准差的步数随外源强迫增大表现出振荡上升趋势。外源强迫的增大也使得Lorenz系统分异与第一次出现反向所用的积分步数减小,两组数据的并行时间越来越短。统计X、Y、Z值的误差在5%,10%和20%范围内的积分步数发现,系统的误差增长随外源强迫增大而增大,不再处于合理范围内,因此初值可预报性降低,可预报期限也大大缩短。

青藏高原地表温度对一例高原涡影响的数值模拟

基于FNL再分析资料、FY-2D气象卫星黑体亮温数据以及多源融合降水数据,运用WRF模式模拟了2015年6月9~11日的一次高原涡过程,通过对比控制试验和6组青藏高原地表温度敏感性试验的差异,从高原涡生成位置、结构、强度、移动路径等多个方面研究了地表温度对其的影响,并探讨了相应的物理机制。结果表明:模式能够较好地模拟出高原涡生成、发展和成熟各阶段的位置、结构、移动路径、500 hPa环流形势以及降水情况;青藏高原地表温度对高原涡强度和降水有一定影响,对高原涡生成和移动影响不大;地表温度对高原涡的影响主要是通过改变地表感热通量和地表潜热通量来实现的。

2015-2019年北支脊强度与中国空气质量状况的相关性研究

基于NCEP/NCAR再分析资料和AQI台站数据,通过统计分析、相关分析等方法,利用北支脊强度指数及空气质量指数讨论了2015-2019年北支脊强度及空气质量的变化特征以及两者之间的相互关系。结果表明:5年内北支脊强度表现为先增强后减弱,春季北支脊强度逐渐加强至夏季到达峰值后逐渐减弱至冬季到达谷值。空气质量状况表现为春、夏季较好,秋、冬季较差,中度污染区域主要位于中部地区,华北地区空气质量状况季节性变化显著。AQI值与北支脊强度指数的时间序列为显著负相关,当北支脊强度偏强(弱)时AQI值整体偏小(大),中国空气质量上升(下降)。春季西北及华北地区主要为负相关。夏季以长江为界,相关性在中国的分布具有明显的南北差异。秋季大部分地区负相关性显著。冬季内陆地区以负相关为主,东北及东部沿海城市为显著正相关。