20世紀90年代末東亞冬季風年代際變化特征及其內(nèi)動力成因

黃榮輝1 劉永1 皇甫靜亮1 馮濤2

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20世紀90年代末東亞冬季風年代際變化特征及其內(nèi)動力成因

黃榮輝劉永皇甫靜亮馮濤

1中國科學院大氣物理研究所季風系統(tǒng)研究中心，北京100190;2南京大學大氣科學學院，南京210093

為紀念陶詩言先生對東亞冬季風研究的杰出貢獻，本文利用我國測站、NCEP/NCAR和ERA-40/ERA- Interim再分析資料分析了我國冬季氣溫和東亞冬季風在20世紀90年代末所發(fā)生的年代際躍變特征及其內(nèi)動力成因。分析結(jié)果表明：從20世紀90年代末之后，我國冬季氣溫和東亞冬季風發(fā)生了明顯的年代際躍變。從1999年之后，隨著東亞冬季風從偏弱變偏強，我國冬季氣溫變化從全國一致變化型變成南北振蕩型（即北冷南暖型），并由于從1999年之后我國北方冬季氣溫從偏高變成偏低，故冬季低溫雪暴冰凍災害頻繁發(fā)生，同時，我國冬季氣溫和東亞冬季風年際變化在此時期從以往3～4 a周期年際變化變成2～8 a周期；并且，結(jié)果還表明了東亞冬季風此次年代際變化是由于西伯利亞高壓和阿留申低壓的加強所致。本文還從北極濤動（AO）和北半球準定常行星波活動的動力理論進一步討論了此次東亞冬季風年代際躍變的內(nèi)動力成因及其機理，結(jié)果表明：從20世紀90年代末之后，北半球冬季準定常行星波在高緯地區(qū)沿極地波導傳播到平流層加強，而沿低緯波導傳播到副熱帶對流層上層減弱，這造成了行星波E-P通量在高緯度地區(qū)對流層和平流層輻合加強，而在副熱帶地區(qū)對流層中、上層輻散加強，因而導致了北半球高緯度地區(qū)從對流層到平流層緯向平均緯向流和歐亞上空極鋒急流減弱，而副熱帶急流加強，這造成了AO減弱和東亞冬季風加強。

東亞冬季風 年代際變化 內(nèi)動力成因 準定常行星波

1 引言

東亞冬季風（以下簡稱為EAWM）的變化與異常對我國冬季氣候災害有嚴重影響，特別是寒潮。寒潮是影響我國冬季寒害、雪災、早霜和晚霜等災害性氣候的重要成因。如2008年1月，由于東亞冬季風的異常，在我國南方發(fā)生了嚴重的低溫雨雪冰凍災害，造成了1500多億元的經(jīng)濟損失，2012年冬季我國北方又發(fā)生了低溫雪災冰凍嚴重災害。因此，EAWM年際和年代際變異是我國大氣科學重要的研究課題。

早在上世紀50年代，陶詩言先生對東亞冬季風活動，特別是對于東亞寒潮活動路徑及其與寒潮爆發(fā)有關(guān)的東亞冬季風環(huán)流的變化過程做出了系統(tǒng)而開創(chuàng)性的研究（陶詩言，1952，1956，1957，1959；陶詩言等，1965；陶詩言和張慶云，1998）。陶詩言先生是EAWM研究的開拓者，他首先提出了東亞寒潮爆發(fā)有三條路徑，他按路徑把寒潮分三種型：即西北型寒潮、超極地型寒潮和沿貝加爾湖以東自北向南入侵東亞的寒潮；并且，他還提出EAWM環(huán)流系統(tǒng)的特征和結(jié)構(gòu)。在臨近陶詩言先生仙逝一周年之際，我們深切緬懷陶詩言先生。他在亞洲季風、東亞寒潮、中小尺度天氣系統(tǒng)和暴雨等領(lǐng)域做出開拓性的系統(tǒng)研究，為中國天氣預報提供了理論依據(jù)和方法，是中國現(xiàn)代天氣預報理論和方法的開拓者和奠基人之一。他嚴謹治學、平易近人、虛懷若谷、淡泊名利、實事求是、勤奮一生，彰顯了一代氣象大師的崇高品格和治學風范。斯人已逝，文章不朽。在臨近陶先生逝世一周年之際，特撰寫此文以紀念陶詩言先生對我國氣象學發(fā)展的偉大貢獻。

繼陶詩言先生研究之后，我國和國外許多學者在EAWM的變異及其機理做出不少研究。Chen and Graf（1998），Chen et al.（2002），Wu and Wang （2002），Jhun and Lee（2004），Li and Yang（2010），Wang and Chen（2010）和Wang and Chen（2013a）等各自定義了EAWM指數(shù)并研究了EAWM的年際變化。黃榮輝等（2007）利用Wu and Wang（2002）所定義的EAWM指數(shù)詳細分析了EAWM的年際變化，他們研究表明了EAWM有顯著的3～4年周期年際變化，并指出2005年和2006年EAWM有很明顯的差別。同樣，近年來國內(nèi)許多學者研究表明了EAWM有顯著的年代際變化（Huang and Wang，2006；Wang et al., 2009；Wang and Chen，2010；Wang and Chen，2013b）。特別是王遵婭和丁一匯（2006）指出從1988年之后，東亞寒潮發(fā)生頻次減少；并且，Huang and Wang（2006）以及 Wang et al.（2009）提出在1988年之后EAWM經(jīng)歷了一次明顯變?nèi)醯哪甏H變化，中國東部和北部經(jīng)歷了連續(xù)多年的暖冬。

最近，黃榮輝等（2013）指出：中國東部夏季降水和東亞夏季風在上世紀90年代末又發(fā)生了一個明顯的年代際躍變，在1999～2010年期間，中國東部夏季降水從以往的經(jīng)向三極子型分布變成了經(jīng)向偶極子型分布，形成了“南澇北旱”（除長江沿岸地區(qū)）的特征；并且，中國東部這次降水的年代際躍變是與東亞上空夏季風環(huán)流、水汽輸送的年代際變化相關(guān)聯(lián)。從1999年之后，不僅東亞夏季風發(fā)生了明顯的年代際躍變，而且EAWM也經(jīng)歷了一次明顯的年代際躍變。從1999年之后，我國北方和東部的持續(xù)暖冬結(jié)束了，出現(xiàn)了冷冬和暖冬相間的變化，我國北方從氣溫偏高變成整體偏冷的現(xiàn)象，特別從2008年起我國北方和東部經(jīng)常發(fā)生低溫雨雪冰凍災害，造成了嚴重經(jīng)濟損失。為此，本文利用我國的測站資料以及再分析資料來分析和診斷中國冬季氣溫和EAWM強度的年代際變化特征以及它們之間的聯(lián)系，并進一步從海平面氣壓（SLP）以及北極濤動（AO）和北半球冬季準定常行星波動力學來分析和討論在上世紀90年代末發(fā)生的中國氣溫和EAWM強度年代際躍變的內(nèi)動力成因。

2 資料和方法

本文使用的氣溫資料是中國氣象局氣象信息中心提供的756站氣溫資料，考慮到站點的觀測時間長度和連續(xù)性，本研究選取其中553個站點。并且，本文所用的SLP和高度場資料分別是取自美國NCEP/NCAR（Kalnay et al., 1996）和歐洲中期天氣預報中心的ERA-40（Uppala et al., 2005）的再分析資料，并使用了ERA-Interim再分析資料。文中用到的北極濤動指數(shù)（AO）來自于美國氣候預測中心（Climate Prediction Center，CPC）。本文所使用的分析方法是EOF分析、小波分析以及合成分析方法，并使用了Student檢驗和Lepage檢驗（Lepage, 1971；Liu et al., 2011）。

本研究中采用Wu and Wang（2002）定義的EAWM指數(shù)來表征東亞冬季風異常的變化[如公式（1）所示]，它是根據(jù)西伯利亞高壓和阿留申低壓強度之差來定義。根據(jù)Wang and Chen（2013a）的研究，該指數(shù)不僅計算簡單，而且是一個與我國冬季氣溫相關(guān)很好的指數(shù)。

,=1, 2, …, 20

式中，和分別為110°E和160°E冬季（12月～次年2月）平均海平面氣壓，M為1958～2012年某一年冬季的110°E和160°E海平面氣壓差沿20°N～70°N的50個緯距之和，表示1958～2012年冬季M的數(shù)學期望值，為M的方差，表示從20°N到70°N間隔為2.5°的20個緯度點。若的正值愈大，則表明西伯利亞高壓與阿留申低壓之差值愈大，即EAWM愈強。

東亞冬季風異常與北半球行星波活動有著緊密的聯(lián)系。例如，Huang and Wang（2006）以及Wang et al.（2009）研究發(fā)現(xiàn)發(fā)生在1980年代中后期的EAWM年代際躍變與北半球準定常行星波活動有著緊密的關(guān)系。由于Eliassen-Palm通量（E-P通量）平行于行星波經(jīng)向傳播的群速度，可以用來表征行星波的傳播特征，本研究采用Edmon et al.（1980）定義的準地轉(zhuǎn)二維E-P通量，表達式如下：

（3）

依據(jù)Edmon et al.（1980）給出的球面等壓坐標下的波—流相互作用方程式，即

3 20世紀90年代末發(fā)生的中國冬季氣溫的年代際躍變特征

為了分析從20世紀到新世紀初中國冬季（12月～次年2月）氣溫的年代際躍變特征，本文利用1960～2012年我國553觀測站冬季氣溫的月平均資料并進行EOF分析。從EOF分析可得我國冬季氣溫有兩種主要模態(tài)：全國一致型變化模態(tài)、南北振蕩型變化模態(tài)。

3.1 全國一致型變化模態(tài)

圖1a和圖1b分別是中國冬季氣溫EOF1分析第1主分量（即EOF1）的空間分布和時間系數(shù)序列。從圖1a可以看到，中國冬季氣溫EOF1的空間分布呈現(xiàn)出全國一致型變化分布（除青藏高原的西部外），它占據(jù)總方差的56.6%。這表明我國冬季氣溫變化的第1主模態(tài)為全國一致型的變化；并且，從圖1b可以看到，在1960～1987年期間，我國冬季氣溫EOF1時間系數(shù)普遍為負，結(jié)合圖1a，這表明此時期全國冬季氣溫普遍偏低，這時期我國冬季寒潮爆發(fā)頻次偏多（Huang et al. 2012）；而在1988～1998年期間，我國冬季氣溫EOF1時間系數(shù)普遍為正，結(jié)合圖1a，這表明此時期全國冬季氣溫普遍偏高，這時期我國冬季寒潮爆發(fā)頻次偏少（Huang et al., 2012），全國氣溫偏暖。

圖1 中國1960～2012年冬季（12月至次年2月）氣溫EOF分析第1主分量（EOF1）的空間分布（a）和相應的時間系數(shù)序列（b）。圖（a）中實、虛線分別表示正、負信號，EOF1能說明總方差的56.6%

3.2 南北振蕩型變化模態(tài)

圖2a和圖2b分別是中國冬季氣溫EOF分析第2主分量（即EOF2）的空間分布和時間系數(shù)序列。從圖2a可以看到，中國冬季氣溫EOF2的空間分布呈現(xiàn)出南北振蕩型變化特征，即我國東北和華北與我國南方和西南區(qū)域氣溫變化呈現(xiàn)出相反的變化特征。當我國東北、西北和華北地區(qū)冬季偏冷，則我國華東、華中、西南和華南氣溫偏高，如2012年冬季我國東北、華北和西北氣溫偏低，發(fā)生了嚴重低溫和雪災，而我國華南、華中和西南地區(qū)氣溫偏高；反之，當我國東北、西北和華北地區(qū)冬季偏暖，則我國華東、華中、西南和華南氣溫偏低，如2008年1月我國華中、華南、西南氣候偏低發(fā)生了嚴重低溫雨雪冰凍災害，而我國東北、華北氣溫偏高。并且，從圖2b可以看到，南北振蕩型也有明顯的年代際振蕩特征。在1964～1987年期間，我國冬季氣溫EOF2的時間系數(shù)為正，結(jié)合圖2a，這表明了此時期我國東北、華北和西北氣溫偏低，而華南、華東、西南和華東氣溫偏高；在1988～1998年期間，我國氣溫EOF2的時間系數(shù)為負，結(jié)合圖2a，這表明了此時期我國東北、華北和西北氣溫偏高，出現(xiàn)暖冬，而華南、華東、西南和華東氣溫偏低；在1999～2012年期間，我國冬季氣溫EOF2的時間系數(shù)又從負變成正負相間，即在1999～2012年期間，我國北方冬季氣溫出現(xiàn)冷暖相間的現(xiàn)象，特別從2009年以后變成正，結(jié)合圖2a，這表明了此時期我國東北、華北和西北氣溫從偏高變成偏低。

圖2 同圖1，但為EOF2，EOF2能說明總方差的12.8%

上面分析結(jié)果表明：中國冬季氣溫的時空變化有兩個主模態(tài)，即在空間分布上有全國一致變化分布型和南北振蕩變化分布型。這與康麗華等（2006）和Wang et al.（2010）在研究中國冬季氣溫年際變化所得結(jié)論相同。

3.3 20世紀90年代末與80年代中后期發(fā)生的中國冬季氣溫年代際躍變對氣溫年際變化影響的差別

從上分析可以看到，中國冬季氣溫在1988年前后和1999年前后發(fā)生了明顯年代際躍變。這兩次中國冬季氣溫的年代際躍變的特征有明顯不同，發(fā)生在1988年前后的年代際躍變的特征是中國北方（包括東北、華北和西北）出現(xiàn)持續(xù)暖冬現(xiàn)象；而發(fā)生在1999年前后的年代際躍變的特征是中國北方先出現(xiàn)冷暖相間現(xiàn)象，特別從2008年之后出現(xiàn)持續(xù)偏冷現(xiàn)象，而我國西南、華中和華南出現(xiàn)偏暖現(xiàn)象。

為了更好地比較中國冬季氣溫這兩次年代際躍變對中國氣溫年際變化影響的差別，本研究應用小波分析方法對中國冬季氣溫EOF1和EOF2的時間系數(shù)進行小波分析（見圖3a和圖3b）。從圖3a所示的EOF1時間系數(shù)小波分析結(jié)果可以看出，中國冬季氣溫第一模態(tài)在1980 年代初之前呈現(xiàn)為顯著的3～4 a周期，但在1980 年代中期至1990 年代末期年際變化不明顯，此時期對應中國冬季氣溫第二模態(tài)占主導（圖3b），也表現(xiàn)為顯著的3～4 a周期。這與黃榮輝等（2007）利用熵譜分析方法所得EAWM年際變化周期一致。同時我們可以看出，自1999年以來，第一模態(tài)表現(xiàn)為以準兩年周期變化為主，第二模態(tài)表現(xiàn)為以2 a和4 a左右為峰值的變化周期，這表明兩個模態(tài)的周期變化均與1999年之前的年際變化周期有明顯不同。

3.4 20世紀90年代末與80年代中后期發(fā)生的中國冬季氣溫年代際躍變站點分布的差別

為了更進一步比較中國冬季氣溫這兩次年代際躍變特征的差別，本研究分別應用Lepage 和滑動Student（MTT）檢驗方法來分析中國冬季氣溫躍變站點分布的差別（見圖4）。從圖4可以明顯看到，在1988年和1999年前后中國冬季氣溫出現(xiàn)明顯年代際躍變測站的站點都較多。并且，雖然發(fā)生在1988年前后中國冬季氣溫的年代際躍變的站點數(shù)要多于發(fā)生在1999年前后年代際躍變的站點數(shù)，但如圖5a所示，中國冬季氣溫在1988年前后發(fā)生年代際躍變的站點主要分布在華北、東北以及黃淮和江淮流域，而在1999年前后所發(fā)生的年代際躍變的站點不僅位于中國東北、華北、西北東部，而且還位于華東、華中、西南和華南廣大地區(qū)。這表明中國更多地區(qū)冬季氣溫在1999年前后發(fā)生了明顯年代際躍變。

上述分析結(jié)果表明：中國冬季氣溫在20世紀90年代末所發(fā)生的年代際躍變不僅表現(xiàn)在中國北方冬季氣溫的下降，而且冬季氣溫的年際變化從之前的3～4 a周期變成2～8 a周期。并且，這次年代際躍變發(fā)生在中國更廣泛地區(qū)。

圖3 中國冬季（12月至次年2月）氣溫（a）EOF1和（b）EOF2時間系數(shù)的小波分析。左圖等值線為功率譜，右圖曲線為全球小波譜，陰影為通過95%的Chi-square顯著性檢驗的區(qū)域

圖4 通過Lepage（實線）和MTT（虛線）檢驗（95%信度）的中國冬季氣溫年代際躍變的站點數(shù)

圖5 中國冬季氣溫年代際平均的距平分布（單位：°C，等值線）及通過Lepage檢驗的氣溫年代際躍變的站點（紅點）分布：（a）1988～1998年；（b）1999～2012年

4 20世紀90年代末發(fā)生的EAWM年代際躍變特征

中國冬季氣溫的年代際躍變是與EAWM的強度年代際躍變密切相關(guān)。為此，本節(jié)首先要分析EAWM強度的年際和年代際變化。

4.1 20世紀90年代末發(fā)生的EAWM的年代際躍變特征及其與西伯利亞高壓和阿留申低壓強度變異的關(guān)系

利用公式（1）并分別利用NCEP/NCAR和ERA-40再分析資料（為了與NCEP/NCAR資料時間長度一致，本文在2002年之后應用ERA-interim再分析資料與ERA-40相連接）的海平面氣壓資料計算了1958～2012年的EAWM指數(shù)（見圖6a和圖6b）。把圖6a與圖6b相比較，可以看到，用NCEP/NCAR再分析資料與ERA-40再分析資料所計算的EAWM指數(shù)除20世紀50和60年代有一定差別外，從70年代中期到2012年兩者計算結(jié)果比較一致。為此，在本文利用 NCEP/NCAR再分析資料來研究1976年EAWM的年際和年代際變化（見圖6）。從圖6a與圖6b可以清楚看到，在1988年前后和1999年前后EAWM發(fā)生了明顯的年代際變化，從1988年之后EAWM從強變?nèi)酰鴱?999年，EAWM又從弱變成強弱相間。

圖6 利用（a）NCEP/NCAR和（b）ERA-40（從2002年之后用ERA-interim）再分析資料所計算的1958/1959～2012/2013年EAWM指數(shù)的年際變化。曲線表示9年滑動平均

EAWM的變化是與西伯利亞高壓和阿留申低亞的變化密切相關(guān)（Wu and Wang, 2002）。發(fā)生在20世紀90年代末和80年代中后期EAWM年代 際躍變可以更清楚從圖7a–c所示各時期平均的 海平面氣壓（SLP）距平分布看到。把圖7b與圖7a比較可以看到：從1988年之后，西伯利亞高 壓變?nèi)酰霈F(xiàn)負距平，而阿留申低壓也變?nèi)酰渤霈F(xiàn)正距平，根據(jù)公式（1），EAWM指數(shù)由正變負；并且，由于東西氣壓差變小，故偏北風變?nèi)酰瑢е铝薊AWM變?nèi)酢６褕D7c與圖7b比較可以清楚看到：從1999年之后，西伯利亞由弱變強，出現(xiàn)正距平，而阿留申低壓也由弱變強，出現(xiàn)負距平，根據(jù)公式（1），EAWM指數(shù)由負變強；并且，由于東西氣壓差加大，故偏北風加強且導致了EAWM變強。

然而，把圖7c與圖7a相比較可以明顯看到，1999年之后EAWM雖然加強，但它的強度不如1976～1987年時期的EAWM強度。

圖7 北半球各時期平均的冬季（12月至次年2月）海平面氣壓距平分布（單位：hPa）：（a）1976～1987年；（b）1988～1998年；（c）1999～2012年。實、虛線分別表示正、負距平，陰影表示超過95%的顯著性檢驗，資料取自NCEP/NCAR再分析資料

4.2 20世紀90年代末與80年代中后期發(fā)生的EAWM年代際躍變對EAWM年際變化影響的差別

為了更好地比較發(fā)生在20世紀90年代末與80年代中后期EAWM年代際躍變對EAWM年際變化影響的差別，本研究還應用小波分析方法對EAWM指數(shù)（即）進行分析（見圖8a與圖8b）。從圖8a和圖8b都可以看到，無論利用NCEP/NCAR的SLP再分析資料所計算的或利用ERA-40的SLP再分析資料所計算的在1999之前呈現(xiàn)出3～4 a周期的年際變化特征，特別是在1970 年代和1990 年代，這與Huang et al.（2012）利用熵譜分析方法所得的EAWM年際變化周期一致。而在1999之后，EAWM卻呈現(xiàn)出顯著的準兩年周期的年際變化，這與1999年之前EAWM年際變化的周期有很大差別。

圖8 EAWM指數(shù)的小波分析：（a）NCEP/NCAR再分析資料；（b）ERA-40再分析資料。左圖等值線為功率譜，右圖曲線為全球小波譜，陰影為通過95%的Chi-square顯著性檢驗的區(qū)域

4.3 20世紀90年代末與80年代中期發(fā)生的EAWM歐亞大陸冬季氣溫年代際躍變的差別

為了更好地揭示發(fā)生在20世紀90年代末EAWM的年代際躍變與發(fā)生在80年代中后期年代際躍變的差別，并鑒于上述從70年代之后利用兩種再分析資料所計算的EAWM指數(shù)有一定的一致性，本研究就利用NCEP/NCAR地表氣溫分析了歐亞大陸及西太平洋上空1976～1987年、1988～1998年，1999～2012年期間平均的冬季氣溫距平分布（見圖9a–c）。把圖9b與圖9a相比較可以看到：1976～1987年期間，整個歐亞大陸地表附近的氣溫偏低，而在1988～1998年期間，北冰洋地區(qū)外，歐亞大陸地表附近的氣溫偏高。這表明了隨著1988年之后東亞冬季風變?nèi)酰瑲W亞大陸地表附近的氣溫普遍升高，出現(xiàn)持續(xù)暖冬現(xiàn)象。并且，把圖9c與圖9b作比較可以看到：在1999～2012年期間，除在北冰洋地區(qū)氣溫由負距平變成正距平外，在中高緯度的歐亞地區(qū)地表附近氣溫變成負距平，而在南亞、東南亞和我國南方氣溫仍為正距平，這表明了隨著EAWM變強，歐亞大陸中高緯度地冬季地表氣溫又變低。此外，若把圖9c與圖9a和圖9b比較可以明顯看到：在1999～2012年期間，中國冬季氣溫距平是北負南正，即我國北方偏冷，南方偏暖，而在1976～1987年和1988～1998年期間中國冬季氣溫是全國一致偏冷和全國一致偏暖。因此，發(fā)生在1990年代末的EAWM年代際躍變使我國冬季氣溫從全國一致變化型轉(zhuǎn)變成南北振蕩型（即北冷南暖型）的變化。

以上分析結(jié)果表明了發(fā)生在20世紀90年代末的EAWM躍變與發(fā)生在80年代中后期的躍變不同，這次躍變使我國冬季氣溫從全國一致變化型轉(zhuǎn)變成南北振蕩型的變化。

5 東亞冬季風年代際變化與北半球冬季準定常行星波活動年代際變化的關(guān)系

發(fā)生在20世紀90年代末與80年代中后期EAWM的年代際躍變是與北半球冬季準定常行星波活動的異常有密切相關(guān)。以前的研究表明：北半球冬季準定常行星波在三維大氣中傳播存在兩支波導，即極地波導和低緯波導（Huang and Gambo，1982，1983）；它們不僅有年際變化（Chen et al., 2003），而且有很明顯的年代際變化（Huang and Wang，2006；Wang et al., 2009）。并且，Chen et al. （2005）以及陳文和黃榮輝（2005）研究表明了北半球冬季準定常行星波活動的變化通過北半球環(huán)狀模（NAM）嚴重地影響EAWM的強弱。黃榮輝等（2007）研究了2005年和2006年EAWM異常的差別及其與這兩年北半球冬季準定常行星波活動變異的關(guān)系；并且，Huang and Wang（2006）以及Wang et al.（2009）研究了發(fā)生在1980年代中后期的EAWM年代際躍變特征及其與北半球準定常行星波活動的關(guān)系。為此，有必要分析和研究發(fā)生在1990年代末的EAWM年代際躍變與北半球準定常行星波活動的關(guān)系。

圖9 同圖7，但為氣溫距平。單位：°C

5.1 1988～1998年與1976～1987年期間北半球冬季準定常行星波活動特征及其它們之間的差別

我們利用（2）和（3）式計算出1976～1987年、1988～1998年、1999～2012年各時期每年冬季準定常行星波的E-P通量及其散度。圖10a–c分別是所計算的1976～1987年期間、1988～1998年期間平均的冬季北半球1～3波合成的準定常行星波及其散度分布以及它們之差（后者減前者）。從圖10a可以看到：在1976～1987年期間，北半球冬季準定常行星波在60°N附近的上空通過極地波導上傳到平流層偏強，而在對流層通過低緯波導向低緯度對流層上層傳播偏弱。并且，如圖10a所示，由于極地波導偏強，而低緯波導偏弱，這引起了北半球50°～70°N地區(qū)上空的對流層和平流層的E-P通量散度為負，即E-P通量輻合強，而在35°N附近上空對流層上層E-P通量散度為正，即E-P通量輻散。

同時，從圖10b可看到：在1988～1998年期間，北半球冬季準定常行星波在60°N附近上空通過極地波導上傳到平流層比1976～1987年期間的冬季明顯偏弱，而在對流層通過低緯波導向低緯度對流層上層傳播顯然比1976～1987年冬季的傳播偏強。由于1988～1998年期冬季極地波導偏弱，而低緯波導偏強，因而引起了此時期北半球冬季50°～70°N地區(qū)上空的對流層和平流層的E-P通量輻合比1976～1987年期間冬季偏弱，而在35°N附近上空對流層E-P通量的輻散比1976～1987年期間偏弱。這些差別可以從圖10c所示的這兩時期的E-P通量散度之差更清楚看到，如圖10c所示，從40°～60°N 的對流層和50°～70°N的平流層E-P通量的散度之差都為正值。這表明1988～1998年期間北半球冬季準定常行星波E-P通量輻合比1976～1987年期間的輻合變?nèi)酰摧椛⒓訌姡?0°～40°N對流層上層E-P通量輻散也變?nèi)酰摧椇霞訌姡?/p>

5.2 1999～2012年與1988～1998年期間北半球冬季準定常行星波活動的差別

圖11a?c分別是所計算的1988～1998年期間和1999～2012年期間平均的北半球冬季1～3波合成的準定常行星波及其散度以及之差。從圖11b 與圖11a可看到：在1999～2012年期間，冬季準定常行星波在40°～60°N 上空通過極地波導上傳到平流層比1988～1998年期間的冬季明顯偏強，而在對流層通過低緯波導向低緯度對流層上層傳播 顯然比1988～1998年期間冬季的傳播偏弱；并 且，由于在1999～2012年期間冬季極地波導變得偏強，而低緯波導變得偏弱，因而在1999～2012年期間北半球冬季50°～70°N地區(qū)上空的對流層和平流層的E-P通量輻合比1988～1998年期間冬季偏強，而在30°～40°N附近上空對流層E-P通量的輻散偏強。這從圖11c所示的這兩時期的E-P通量散度之差可以更明顯看到，如圖11c所示，從40°～60°N的對流層和50°～70°N的平流層E-P通量的散度之差都是負值，這表明1999～2012年期間北半球冬季準定常行星波E-P通量輻合比1988～1998年期間的輻合增強。而在30°～40°N對流層上層E-P通量輻散也加強。

上述結(jié)果表明了1999～2012年期間，北半球冬季準定常行星波沿極地波導往平流層傳播加強，而沿低緯波導往副熱帶對流層上層傳播減弱，這引起了高緯度地區(qū)上空準定常行星波E-P通量輻合加強，而副熱帶上空E-P通量輻散加強。

圖10 （a）北半球1976～1987年、（b）1988～1998年平均的冬季準定常行星波1～3波合成的E-P通量（×ρ?1）（單位：m3 s?2）及其散度（單位：m2 s?1 d?1）分布以及（c）它們之差（1988～1998年冬季減去1976～1987年冬季）。E-P通量散度中紅色表示正值（輻散），藍色表示負值（輻合），資料取自NCEP/NCAR再分析資料

圖11 同圖10，但為（a）1988～1998年和（b）1999～2012年

6 北半球冬季準定常行星波活動的年代際變化對北極濤動(AO)和EAWM年代際變化的影響

上述分析結(jié)果表明了從20世紀90年代末開始的北半球冬季準定常行星波的傳播發(fā)生了明顯的年代際變化，出現(xiàn)了明顯不同于1988～1998年期間的傳播特征。依據(jù)（4）式，半球冬季準定常行星波E-P通量的輻散或輻合的變化對于緯向平均氣流的變化有著重要影響。若北半球冬季準定常行星波E-P通量的散度為負（輻合），即，則北半球緯向平均西風將減弱；反之，若北半球冬季準定常行星波E-P通量的散度為正（輻散），即，則北半球緯向平均西風將加強。因此，在上節(jié)所述北半球冬季準定常行星波傳播及其E-P通量散度分布的年代際變化將直接對北半球冬季緯向平均氣流造成重要影響。為此，本節(jié)首先利用NCEP/NCAR再分析資料分析北半球冬季緯向平均緯向風的年代際變化。

6.1 北半球冬季準定常行星波活動對緯向平均緯向流年代際躍變的影響

圖12a–c分別是利用NCEP/NCAR風場再分析資料所計算的1988～1998年，1999～2012年時期平均的緯向平均緯向風距平分布。從圖12a可以看到：在1976～1987年期間冬季，北半球40°N以北地區(qū)對流層和平流層下層緯向平均西風為負距平，在平流層中層緯向平均西風為正距平，而在40°N以南地區(qū)對流層緯向平均西風為正距平。并且，從圖12b可以看到：到了1988～1998年期間冬季，北半球40°N以北地區(qū)對流層和平流層緯向平均西風為正距平，特別在60°N平流層有大的西風距平。把圖12b與圖12a相比較，可以看到：此時期40°N以北高緯度地區(qū)西風增強，這正是由于此時期極地波導減弱導致的高緯地區(qū)行星波E-P通量的輻散加強而引起；而在40°N以南的對流層緯向平均西風為負距平，這表明此時期冬季副熱帶地區(qū)西風氣流偏弱，這正是由于此時期低緯波導變強所導致的北半球副熱帶地區(qū)行星波E-P通量的輻合加強而引起。然而，從圖12c可以看到：到了1999～2012年期間冬季，北半球45°N以北地區(qū)對流層和平流層緯向平均西風為負距平，特別在60°N平流層為顯著的西風負距平，這表明此時期45°N以北高緯度地區(qū)西風偏弱，這正是由于此時期極地波導加強導致的北半球高緯地區(qū)行星波E-P通量的輻合加強而引起；而在30°～45°N對流層緯向平均西風為正距平，這表明此時期冬季副熱帶地區(qū)西風氣流又加強，這正是由于此時期低緯波導變?nèi)鯇е碌脑诒卑肭蚋睙釒У貐^(qū)行星波E-P通量輻散加強而引起。

圖12 （a）1976～1987年期間、（b）1988～1998年期間和（c）1999～2012年期間平均的北半球冬季緯向平均緯向風距平隨高度和緯度的分布。單位：m s?1。1971～2000年北半球各層氣候平均的緯向風速取為正常值。圖中實、虛線分別表示正、負距平。風場資料取自NCEP/NCAR再分析資料

上述結(jié)果可以從圖13a和圖13b所示的1988～1998年和1999～2012年期間平均的冬季歐亞上空200 hPa緯向風距平分布得到進一步證實。如圖13a所示，在1988～1998年期間冬季歐亞大陸高緯度地區(qū)上空200 hPa有西風距平，這表明此地區(qū)西風偏強，而副熱帶地區(qū)上空200 hPa有東風距平，這表明此地區(qū)西風偏弱。然而，到了1999～2012年期間，如圖13b所示，在歐亞大陸高緯度地區(qū)上空200 hPa出現(xiàn)東風距平，而副熱帶地區(qū)上空200 hPa有西風距平。這表明此時期高緯度地區(qū)上空西風偏弱，而副熱帶地區(qū)上空西風偏強。

無論從上述緯向平均緯向風距平分布或是從歐亞大陸上空200 hPa緯向風距平分布都可以看到：北半球冬季緯向風在20世紀90年代末發(fā)生了明顯的年代際躍變，在高緯度地區(qū)緯向風變?nèi)酰礃O峰急流變?nèi)酰睙釒У貐^(qū)緯向風變強，即副熱帶急流變強。這與發(fā)生在1980年代中后期的緯向風的年代際躍變特征有明顯的不同。

圖13 同圖12，但為200hPa面上緯向風距平（單位：m s?1）。陰影區(qū)表示超過95%顯著性檢驗

6.2 北半球冬季準定常行星波活動對AO年代際變化的影響

上述結(jié)果表明了北半球冬季準定常行星波活動的變化通過波—流相互作用將直接影響著北半球冬季緯向氣流，而冬季緯向氣流的變化將通過影響北半球環(huán)狀模（NAM）進而影響AO（Thompson and Wallace, 2000）。

Chen et al.（2005）從北半球冬季準定常行星波E-P通量的散度定義了一個行星波活動指數(shù)，他們所定義的指數(shù)是

利用1950～2012年冬季準定常行星波E-P通量的散度，從（5）式便可以計算出各年冬季的行星波活動指數(shù)（見圖14）。從圖14可看到：北半球冬季準定常行星波指數(shù)與AO指數(shù)有很好的正相關(guān)，它們之間的相關(guān)系數(shù)達到0.67，超過了99%的信度。這就說明了北半球冬季準定常行星波活動的變化通過波—流相互作用影響了高緯度和副熱帶上空緯向流的變化，并通過北半球環(huán)狀模（NAM）的變化影響到AO的變化。并且，如圖14所示，1976～1987年期間冬季行星波活動處于低指數(shù)，AO指數(shù)為負；而在1988～1998年期間冬季，行星波活動指數(shù)變成高指數(shù)，此時期AO指數(shù)也變?yōu)檎坏搅?999～2012年期間冬季，行星波活動指數(shù)又變成低指數(shù)，此時期AO指數(shù)也隨之由正變負。

從上分析結(jié)果可以看到：從20世紀90年代末以后，由于北半球冬季準定常行星波傳播發(fā)生了年代際躍變，使得行星波活動指數(shù)由正變負，導致AO指數(shù)也由正變負。這與在1988～1998年期間冬季北半球冬季準定常行星波活動指數(shù)由負變正且導致AO也由負變正截然不同。

6.3 北半球冬季AO年代際變化對EAWM年代際躍變的影響

上述結(jié)果表明了在1999～2012年期間冬季AO為負位相，而在1988～1998年期間冬季AO正位相。Gong et al.（2001）以及Wu and Wang（2002）的研究表明，AO對于EAWM有很明顯的影響，他們指出：若某一年冬季AO指數(shù)為負，則該年EAWM偏強；反之，若某一年冬季AO為正，則該年EAWM偏弱。

圖15是1950～2012年北半球冬季AO指數(shù)與EAWM指數(shù)（）的年際變化曲線。從圖15可以看到，EAWM指數(shù)與冬季AO指數(shù)有很好的負相關(guān)，它們之間相關(guān)系數(shù)達到－0.36，達到99%的信度。并且，從圖15還可看到：1988～1998年期間冬季AO指數(shù)由負變正，而由正變負，這表明此時期，由于AO處于正位相，它引起了EAWM偏弱；并且，在1999～2012年期間冬季AO指數(shù)由正變負，而由負變正，這表明此時期，由于AO處于微弱的正位相，它引起了EAWM稍偏強。若把1999～2012年期間與1976～1987年期間冬季AO指數(shù)相比，則1999～2012年期間冬季AO指數(shù)遠不如1976～1987年期間冬季AO指數(shù)的負值。因此，1999～2012年期間的EAWM遠不如1976～1987年期間冬季風強。

圖14 1950～2012年北半球冬季準定常行星波活動指數(shù)Ipwa（實線）與AO指數(shù)（虛線）年際變化曲線。資料取自NCEP/NCAR再分析資料

圖15 1950～2012年東亞冬季風指數(shù)IEAWM（實線）與AO指數(shù)（虛線）的年際變化

7 結(jié)論和討論

為紀念陶詩言先生對東亞冬季風研究的杰出貢獻，本文利用我國553站觀測氣溫、NCEP/NCAR和ERA再分析資料分析了20世紀90年代末我國冬季氣溫和EAWM的年代際躍變特征。分析結(jié)果表明：從20世紀90年代末之后，我國冬季氣溫發(fā)生了明顯的年代際躍變，我國北方冬季氣溫從偏高變成偏低，低溫雨雪冰凍災害頻繁發(fā)生，這與EAWM由偏弱變成偏強的年代際變化有關(guān)，即與西伯利亞高壓和阿留申低壓加強有關(guān)；并表明這次躍變不僅使中國冬季氣溫從全國一致變化型變成南北振蕩型（即北冷南暖型），而且使我國冬季氣溫和EAWM的年際變化也發(fā)生了顯著的年代際變化。

并且，本文還從冬季北極濤動（AO）和北半球準定常行星波活動的年代際變化來討論這次年代際躍變的機理。分析結(jié)果表明：在1999～2012年期間，北半球冬季準定常行星波在高緯度地區(qū)沿極地波導傳播到平流層加強，而沿低緯波導往低緯度對流層上層傳播減弱，它造成了行星波E-P通量在高緯度地區(qū)上空輻合加強，而在副熱帶地區(qū)上空E-P通量輻散加強，從而引起了北半球高緯度地區(qū)從對流層到平流層緯向平均緯向流和歐亞上空極鋒急流減弱，而副熱帶急流加強，這導致了AO減弱，因而利于西伯利亞高壓和阿留申低壓的加強，即EAWM加強。這些變化與發(fā)生在1988～1998年期間的北半球冬季準定常行星波活動的年代際變化特征有明顯不同。

本文只是從大氣內(nèi)部動力成因來討論了在20世紀90年代末發(fā)生的EAWM年代際躍變的機理。海洋和陸面過程等大氣外強迫因子的年代際變化對于這次年代際躍變也起了重要作用，這將以后進一步再討論。

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Characteristics and Internal Dynamical Causes of the Interdecadal Variability of East Asian Winter Monsoon near the Late 1990s

HUANG Ronghui, LIU Yong, HUANGFU Jingliang, and FENG Tao

1 Center for Monsoon System Research, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100190;2 School of Atmospheric Sciences, Nanjing University, Nanjing 210093

In memory of the excellent contributions made by academician Tao Shiyan to the study on East Asian winter monsoon (EAWM), the characteristics and internal dynamical causes of winter surface air temperature in China and the EAWM occurring near the late 1990s are analyzed in this paper by using observational data in China and reanalysis data of the NCEP/NCAR and ERA-40/ERA-Interim. The analyzed results show a significant jump of interdecadal variability of winter surface-air temperature in China and the EAWM occurrence in the late 1990s. With the strengthening of the EAWM, this variability of winter surface air-temperature in Chinahas undergone a change from a “similar pattern in the whole China”to a “south-north oscillation pattern” (i.e., cold in the north but warm in the south) since 1999. Because the winter surface-air temperature in northern China shifted into a colder state during 1999–2012, wintertime disasters of low temperature, snowstorms, and blizzards have frequently occurred in this region. In addition, the dominant period of the interannual variability of winter surface-air temperature and the EAWM turned into 2?8 years from previous 3?4 years. Moreover, the results show that this interdecadal jump of the EAWM is attributed to the strengthening of the Siberian high and the Aleutian low. The internal dynamical causes and physical mechanism of this interdecadal variability of the EAWM are discussed further from the dynamical theories of Arctic Oscillation (AO) and quasi-stationary planetary wave activity. Since the late 1990s, the propagation of quasi-stationary planetary waves into the stratosphere over high latitudes of the Northern Hemisphere along the polar wave-guide was enhanced, while the propagation into the upper troposphere over the subtropics along the low-latitude wave-guide weakened, which caused the strengthening of the convergence of(E-P) fluxes of quasi-stationary planetary waves in the troposphere and stratosphere over high latitudes and strengthening of the divergence of E-P fluxes in the middle and upper troposphere over the subtropics of the Northern Hemisphere. This led to the weakening of wintertime zonal-mean zonal flow from the troposphere to the stratosphere over high latitudes of the Northern Hemisphere and the polar front jet and strengthening of the wintertime subtropical jet during 1999–2012, which caused the weakening of the wintertime AO and strengthening of the EAWM.

East Asian winter monsoon, Interdecadal variability, Internal dynamical cause, Quasi-stationary planetary wave

1006?9895(2014)04?0627?18

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.2013.13245

2013?08?14，2013?10?23收修定稿

國家自然科學重點基金項目41230527，國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃項目2010CB950403、2012CB417203、2013CB430201、2009CB421405，國家自然科學基金項目41205055

黃榮輝，男，1942年出生，中國科學院院士，主要從事季風和氣候動力學及災害氣候的研究。E-mail: hrh@mail.iap.ac.cn