气候突变
出处：按学科分类—自然科学总论 北京出版社《现代科技综述大辞典上》第544页（4182字）
尽管气候突变的提出是仅几年的事，但许多气象学家早就揭示了气候突变这种现象。
1958年叶笃正等就指出了6月和10月大气环流的突变现象，1963年Loren分析了对流运动中的非线性作用，提出着名的Loren系统。首先发现了所谓奇怪吸引子，从而说明非线性作用下产生的令人困惑不解的不可预报问题，波及数学、天文、物理等一系列学科。
60年代中期，Thom创立了突变理论，到70年代中期，兴起了突变研究。
突变理论所关心的是一个系统的状态变量x，当其控制变量μ连续变化至某一临界区域，状态变量具有的不连续跳跃现象。按照Thom的突变理论，系统所以出现性质不同的突变类型，取决于控制变量的数目：m≤4，则该系统有7种不同类型的突变，而且，其中任何一种突变涉及到的状态变量数n≤4(标准化后的变化)；不过当m=5时，突变类型增至11种；当m≥6时，突变类型将异常复杂。为此只要找到一组适当的状态变量和控制变量，那么分析、了解突变现象和找到支配系统的动力学方程就要容易得多。
突变理论给出了所有的突变类型，为研究自然界错综复杂的突变现象指明了方向和线索，它弥补了微分方程描述自然运动的不足，成为描述自然界从量变到质变的多方面演进过程的有力工具，目前在物理学、工程力学、生物学、生态学、社会学等各方面得到应用，预计不久也将在气象学中得到广泛的应用和发展。
Imbrie(1987)根据气候的成因及时间尺度，把气候突变归成两类，第1类是简单状态的突变，即在气候系统结构没发生根本变化的情况下，或不考虑系统外边界条件任何长期变化的前提下，可观测到的迅速且显着的气候变化，这类例子很多，以年为周期的初霜冻、季风爆发等等。第2类则反映系统边界长期变化中的突变，这些事件不是有规律地发生的，如缓慢的大地构造引起的地理变化，必须要有新的大气和海洋环流与之相适应。
再者正如Flohn(1987)指出的，几千年尺度上发现过冰期与突然结束以及大约12000年前和5500年前发现过“洪积期”的突然到来，Ghai(1982)就提出了气候突变是冰期的间冰期之间的温度差异的一半。
显然此定义过于具体而缺乏普适性，为此更多的学者通过考察气候状态统计特征的变化来定义气候突变。
常见的气候突变是把它定义为气候从一个平均值到另一个平均值的急剧变化，它表现为气候变化的不连续性，这个定义能够较好地反映一个气候基本状况(特征平均值)的变化，称为均值突变。
不过，平均值只是反映气候状态的一个基本特征量，另一个描写气候状态的特征量是它的变率(用方差来表示)，这类气候突变定义为气候从一个方差状态到另一个方差状态的急剧变化，其平均值却无明显的变化，称此为变率突变。Saltyman等(1987)给出的过去150万年同位素氧18的记录就呈现这种突变形式，Maasck(1988)更是通过严格的各种检测，发现更新世中期的同位素氧18存在方差突变。这里要定义的第3类突变则为跷跷板突变，例如符淙斌等(1986)用复EOF分析海温场所得到位相的时间变化即呈这种突变形式。第四类突变定义为转折突变，即在某一时段持续减少(增加)。
然后突然在某点开始持续增加(减少)。Goossens等给出的高纬地区气温历史记录就呈此形式。
上述4种突变的定义仅是从时间演变角度考虑某一气候变量的特性，需要指出的是气候要素场空间结构的变化，同样存在着突变现象。例如旱涝分布的类型、温度距平场的特征向量等，常常表现出在某一时段内某一类型占优势，而到另一时段另一类型占优势，这种相互间的转变在较短的时期内完成。例如王绍武等(1987)分析的中国自公元950年以来旱涝型的分布就可以看出这一类突变的存在，1278～1282年持续5年的南涝北旱型突然变成为南旱北涝型；再如19世纪60年代末到70年代中从长江流域涝、其南北为旱型突然变成长江流域旱、其南北为涝型，持续4年后又突然变回到长江流域涝、其南北为早型。
归结上述几类突变，符淙斌、王强试图给气候突变的普适定义：气候从一种稳定态(或稳定持续的变化趋势)跳跃式地转变到另一种稳定态(或稳定持续的变化趋势)的现象，它表现气候在时空上从一个统计特性到另一个统计特性的急剧变化。
上述气候突变的定义，还是从一种气候要素来考察突变现象，Rognon(1983)就强调应该综合考虑气候突变的各成分因子(如降水、温度等)来定义气候突变，这就要求对气候诸要素场进行综合分析。同时，实际的情形很可能是两种或两种以上的突变类型之复合形式，因此在检测时要谨慎。
针对气候统计平均值这类均值突变情形，有以下几种检测气候突变的方法。不过这些检测方法可以仿效地应用到气候的其它突变情形中，至少对气候要素时空场突变型的检测需要进一步研究。
1．低通滤波法。它是通过消除高频，使系统的长期变化更加有效地表现出来。
如果在一时间序列中存在比较长时间的周期波动，那么这种方法可以比较有效地重现这种波动。由于仅凭直觉从图中发现其突变趋势，不可能直接给出在哪点附近产生突变，这未免带来主观性，而缺乏可信度。
实际上，在滤波过程中，由于滤波器不可能象函数那样完美，滤波过程中，不同波段的振幅在不同程度上都受到削弱，因此，时常可能达不到预期效果。
2．滑动的t检验法。
(MTT)它是用来检验两随机样本平均值的显着性差异。为此可把一连续的随机变量x分成两个子样本集x1和x2，让μi，
和ni分别代表xi的平均值，方差和样本长度(i=1，2)。其中ni根据需要人为地定义长度。
原假设H0∶μ1－μ2=0，定义－统计量为
这里
是联合样本方差，
为σ2的无偏估计(
)，显然t0～t(n1+n2－2)分布，给出信度α，得到临界值tα，计算t0后在H0下比较t0与tα，当｜t0｜≥tα时，否定原假设H0，即说明其存在显着性差异，当｜t0｜＜tα时，则接受原假设H0，要注意的是n1的选择带有人为性，因此会带来某种程度上的困惑，具体应用时，给合具体的需要选择ni，并不断地变动ni，以增进检查结果的可靠性。
3．Cramer法。它的基本原理同于MTT，通过比较某一局部样本序列的平均值
，与总体样本平均值
的差异，来判别突变的存在与否。
原假设
。定义－统计量tk为
其中
，S为总体样本方差，N为总体样本序列的长度，n为所选局部样本序列的长度，则tk服从自由度为N－2的t的分布，其检验也同于MTT。
由于其中
覆盖了所选的局部样本序列，因此在计算及解释时要谨慎，再者MTT法中所注意的事项这里同样要注意。
4．Yamamot法。其原理还是同于MTT，不过此法更简单明了，通过定义一个信噪比：
其中符号同于MTT。当S／N＞1．0，就定义为“突变”，如果在MTT中假定n1=n2=n，通过比较(2)、(4)两式得
如果取n=10，S／N＞1．0就相当于t0＞3．162，达到95%信度以上的水平，但是没达到99．95%的信度，要达到此信度水平，需要n=14，因此在具体计算时，时刻注意可信度，根据不同的对象可以变换其信噪比的临界值。
5．Mann-Kendall法(缩写M·K)。此法最初由Mann于1945年发展，当时仅用于检测序列的一种变化趋势，Sneyers则进一步完善了这种方法，它能大体上测定各种变化趋势的起始位置，Coossens等把这一方法应用到反序列中，从而发展了一种能检测气候突变的新方法，它以检测范围宽、定量化程度高而富有生命力。M·K法以气候序列平稳为前提，并且这序列是随机独立的，其概率分布等同。在原假设H0：气候序列没有变化的情况下，设此气候序列为x1，x2，…，xN，mi表示第i个样本xi(l≤j≤i)的累计数。
定义一统计量：
在原序列的随机独立等假定下，dk的均值、方差分别为
将dk标准化：
这里u(dk)为标准分布，其概率α1=prob(｜u｜＞｜u(dk)｜)可以通过计算或查表获得，给定一显着性水平α0，当α1＞α0时，接受原假设H0，当α1＜α0时，则拒绝原假设，它表示此序列存在一个强的增长或减少趋势。所有u(dk)(l≤k≤N)将组成一条曲线c1，通过信度检验可知其是否有变化趋势。
通过对中国最近100年干旱指数的M·K法检测，发现中国的干旱进程同样存在突变现象，十分有意义的是突变发生的时间与北半球迅速增暖几乎是同时的。从1922年开始，中国突然进入干旱期，与此同时，曾检测到印度季风突然活跃的突变现象，与中国大陆呈反相关系。
由此可以描绘出20世纪20年代经历了一次全球范围的气候突变。符淙斌等曾从机理上对这一现象作过详细的论述。
6．Spearman法。这实际上同于M·K法，1983年Coossens等曾试验了这两种方法，结果相一致。不过在序列中各值等同比较多时，Spearman法似乎更简单，但这种方法不可能测出突变点发生在序列的开头或收尾几年中。
(中国科学院大气物理研究所博士生导师符淙斌、王强撰)