東亞氣溫前冬與后冬反相的變化特征及可能影響因子

祁莉 泮琬楠

南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環境變化國際合作聯合實驗室/氣象災害預報預警與評估協同創新中心，南京 210044

1 引言

受到冬季風的影響，東亞地區冬季常發生霜凍、寒潮、暴雪等大范圍低溫災害。異常的低溫事件對農作物的生長、社會經濟及人類活動等有著直接而深遠的影響（Kunkel et al., 1999; 丁一匯等, 2008;Zuo et al., 2016）。

在冬季氣溫的研究中，年際或年代際預測的對象大多為冬季的平均氣溫，分析和選取影響冬季平均氣溫的顯著強迫因子，并以此進行氣候預測（Wu and Wang, 2002; Wang et al., 2003; 龔道溢等,2004; Jhun and Lee, 2004; Luo and Zhang, 2015; Li et al., 2019a）。在空間分布上，我國冬季平均氣溫表現為全國一致型和南北反相型（康麗華等, 2006），Wang et al.（2010）提出整個東亞季風區冬季平均氣溫的分布也存在南北方模態。同時，與冬季氣溫密切相關的東亞冬季風存在不同時間尺度變率，存在明顯的準2 年、準4 年和4～8 年的周期振蕩（郭其蘊, 1994; Li et al., 2001; 黃榮輝等, 2007; 康麗華等, 2009; 丁一匯等, 2014），及顯著的年代際變化（Tollefson, 2014; 梁蘇潔等, 2014; Li et al., 2019a）。

然而，觀測事實表明，東亞冬季氣溫季內起伏大，甚至在冬季平均氣溫接近甚至高于氣候平均的情況下，前冬或者后冬仍可能出現大范圍和持續較長時間的極端偏冷的情況。例如2007/2008 年，前冬的氣溫偏高，而后冬出現5°C 異常的持續低溫天氣；2008/2009 年相反，前冬氣溫偏冷，而后冬偏暖。因此，在對冬季平均氣溫正確地年際預測的基礎上，還應進一步關注其季內起伏特征，尤其是前、后冬氣溫的反相，這將極大地提高冬季氣溫的預測水平，也是氣象業務服務民生的迫切需求。

對于冬季氣溫的前、后冬反相，學術界已有關注（韋瑋等, 2014, 2020; 賈丹和簡茂球, 2015; 孫健等, 2019）。黃嘉佑和胡永云（2006）指出與氣溫前、后冬變化相應的大氣環流系統在前、后冬也是不一致的，冬季早期歐亞大陸靠近北極地區的海平面氣壓升高，較低緯度的地區則降低；而冬季晚期相反。韋瑋等（2014, 2020）從大氣波動特征分析，認為這主要由中緯度瞬變波及定常波作用造成的中層遙相關轉向引起的。孫健等（2019）指出其主要原因可能是，低層海陸熱力差異從前冬到后冬由強變弱造成了西伯利亞高壓強度季內變化。然而，簡云韜等（2017）提出這不僅來自于中高緯環流系統的影響，應該還受到印度洋—太平洋海溫及ENSO的影響。

可見，我國冬季氣溫前、后冬反相的現象已被關注，然而，這種次季節尺度的氣溫反相變化是僅僅發生在我國的局地現象，還是整個歐亞大陸的大尺度普遍特征？并且，造成氣溫前、后冬轉向的原因及物理機制也未達成共識。影響北半球冬季氣溫的主要大氣環流系統，如北極濤動/北大西洋濤動（AO/NAO）、歐亞型遙相關（EU）、東亞大槽等，也存在著一定的季內轉向特征，它們的轉向可能與ENSO、北大西洋海溫、極冰等外強迫因子有關（Moron and Plaut, 2003; 喬少博等, 2015; Lü et al., 2019; 黃菲等, 2019）。也有學者指出冬季風有顯著的季內變化信號，以10～20 天及30～60 天大氣低頻振蕩為主（金祖輝和孫淑清, 1996; 曉青等,2008; 馬寧等, 2011; 朱毓穎和江靜, 2013; 楊雙艷等,2014），受到低頻信號的影響，冷空氣頻繁向南爆發，可能引起東亞區域的次季節尺度的降溫。可見，除了大氣內部變率的影響，冬季氣溫季內起伏的可能還受到某些外強迫因子的影響。

因此，本文將立足于東亞冬季氣溫的季內起伏，重點分析前、后冬氣溫的反相現象，利用統計方法提取其主要模態，診斷與之相聯系的大氣環流演變規律，并對造成冬季氣溫前、后反位相變化的可能影響因子進行討論。

2 資料與方法

2.1 資料

本文采用的大氣環流場資料為美國環境預報中心/美國大氣資料中心（NCEP/NCAR）提供的再分析資料，要素包括2 m 高度氣溫、海平面氣壓場、垂直方向1000～100 hPa 位勢高度場和風場等資料，水平分辨率2.5°×2.5°（Kalnay et al., 1996）。并且，利用國家氣象信息中心提供的我國796 個站點1959～2017 年的氣溫數據與NCEP/NCAR 提供的逐日氣溫數據進行對比，以驗證氣溫模態。此外，還使用了英國哈德萊中心提供的全球逐月海表溫度資料（HadISST1），水平分辨率1°×1°（Rayner et al., 2003）。

2.2 研究方法

為了提取季內氣溫起伏的年際變化信號，本文利用Wang and An（2005）提出的一種季節依賴的經驗正交函數（S-EOF）的方法，它既能反應氣溫季內起伏的年際變化規律，又能反應氣溫的空間模態。

分析環流變化時，采用Wallace and Gutzler（1981）定義的EU 遙相關指數：

其中，Z*為標準化的500 hPa 月平均位勢高度距平。

本 文 使 用 的Ni?o3.4 指 數 為（ 5°S～5°N，120°W～170°W）區域平均海溫異常的3 月滑動平均，厄爾尼諾與拉尼娜事件根據NOAA 定義進行選取，即Ni?o3.4 指數連續5 個月大于/小于0.5 個標準差，得到21 次厄爾尼諾事件：1963、1965、1968、1969、1972、1976、1977、1979、1982、1986、1987、1991、1994、1997、2002、2004、2006、2009、2014、2015、2018，以及19 次拉尼娜事件：1964、1970、1971、1973、1974、1975、1983、1984、1988、1995、1998、1999、2000、2005、2007、2008、2010、2011、2017。

研究時段為1959～2018 年，冬季定義為當年的12 月至次年2 月，所有氣溫及環流場數據均去除了氣候趨勢。逐日數據已減去逐日的氣候態和該年的冬季平均值，得到季內起伏數據。統計方法主要為合成分析、回歸分析、傅里葉高通濾波和功率譜分析等，顯著性檢驗采用t檢驗。

3 東亞冬季氣溫季節內起伏的時空分布特征

東亞區域（20°～50°N，100°～125°E）人口密集，并且是氣候變化的高敏感區，其冬季氣溫的年際變化方差大，因此本文選擇它為主要研究區域。圖1 給出了該區域1959～2018 年冬季平均氣溫、前冬（12 月）與后冬（次年2 月）氣溫的差值（T12－T2）的年際變化曲線。可見，東亞冬季平均氣溫（圖1b）的確存在顯著的年際變率，其方差達到0.56，因此為大家所關注。然而，冬季氣溫還存在顯著的季內起伏，圖1a 顯示，1959～2018年間有近半數（28/60）年份出現了12 月與次年2月的氣溫異常呈反號分布（圖1a），即前、后冬氣溫的反相演變并非個例，而是普遍規律。這就造成冬季氣溫的季內起伏（T12－T2）的年際變率非常顯著，其方差高達3.5，遠遠超過冬季平均氣溫的年際變率（0.56）。并且，從圖1b 中也可以發現，在發生前、后冬反相的28 年中，有21 年（圖中紅點）其冬季平均氣溫小于0.8 個標準差，即是接近于正常狀態的。因此，如果我們只關注和預測冬季平均氣溫，被忽視的季內起伏將會給人民生成生活造成災害性的影響。

圖1 1959～2018 年冬季東亞（20°～50°N，100°～125°E）區域平均2 m 高度的氣溫標準化時間序列：（a）12 月及2 月區域平均氣溫，粉色（藍色）陰影分別為前冬氣溫正（負）異常轉為后冬負（正）異常年；（b）冬季平均氣溫年際變化（柱狀圖）及T12－T2（12 月與2 月氣溫差值）的年際變化曲線（黑色折線），紅點為冬季平均氣溫小于0.8 個標準差并且12 月與次年2 月氣溫異常反相的年份Fig. 1 Normalized time series of regional average winter 2-m height temperature (the same below) variation in East Asia (20°-50°N，100°-125°E)for the period of 1959-2018: (a) the December and February mean regional average temperature, the pink (blue) shadow is the year when temperature is warmer (colder) than normal in early winter and colder (warmer) in late winter; (b) winter mean temperature (bars) and T12―T2 (difference between December and February temperature，solid line), the red dots indicate those years when T12 and T2 are out-of-phase and winter mean temperature is less than 0.8 standard deviation

綜上所述，東亞冬季氣溫前、后冬反相的特征，是普遍的，也是顯著的，甚至經常發生在冬季平均氣溫正常的年份。因此，在關注冬季平均氣溫的年際變率的同時，我們還應關注其季內起伏，尤其是前、后冬氣溫的反相，如能提前監測、預測它，將能極大地提高我國冬季氣溫的預測水平，更好地為民生服務。

那么，東亞冬季氣溫季內起伏的時空演變特征如何？是否如上文分析的主要表現為前、后冬反相？本文利用S-EOF 的方法對1959/1960 至2018/2019年冬季東亞（20°～50°N，100°～125°E）氣溫的季內起伏進行分析。

S-EOF 的結果如圖2 所示。與上文的分析一致，東亞冬季氣溫的季內起伏主要表現為顯著的前、后冬反相，即前冬偏暖（冷）后冬偏冷（暖），其解釋了總方差的31.1%，通過了North 檢驗。在空間分布上，正位相時前冬12 月表現為東亞區域全區一致的偏暖，氣溫異常最大可達到1.4°C 以上；1 月，氣溫呈北負南正的分布，負異常中心-1.0°C，南部氣溫正異常較弱，最高僅為0.4°C；至2 月，東亞全區轉為全區一致的負異常。因此，前、后冬反相的季內氣溫起伏在東亞地區呈現全區一致的分布特征，1 月為其轉向月份。并且，第一模態（EOF1）與前冬、后冬氣溫的差值（T12－T2）的相關系數高達0.95。因此，S-EOF 的第一模態很好地表征了東亞氣溫前、后冬轉向的特征。

圖2 東亞冬季氣溫S-EOF 第一模態（EOF1）的空間分布（單位：°C）及年際變化規律：（a-c）第一模態12 月、1 月、2 月的空間分布（NCEP/NCAR 2 m 氣溫資料），（d）第一模態的時間序列。（e-h）同（a-d），但為臺站氣溫資料。圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域Fig. 2 Spatial pattern of the first S-EOF mode (EOF1) of monthly winter air temperature (units: °C) and its annual variation in East Asia (20°-50°N,100°-125°E). (a-c) December to following February spatial pattern (NCEP/NACAR reanalysis dataset), (d) time series of EOF1. (e-h) The same as(a-d), but for station data. The dotted area indicates the 90% confidence level

利用國家氣象信息中心提供的站點資料得到的冬季氣溫季內起伏模態（圖2e-g）與再分析資料所得結果（圖2a-c）相比較，它們的空間場分布基本一致，時間序列的相關系數高達0.96，并且方差貢獻提高至44.3%。

所得的前、后冬反相模態是否依賴于月平均尺度的數據？本文將氣溫數據的時間分辨率提高至旬平均（10 天為一旬），再次將冬季12～2 月9 個旬的氣溫異常進行S-EOF 分析，所得結果如圖3所示。可見，它同樣表現為顯著的前、后冬反相的特征，氣溫異常在12 月的三旬均表現為全區一致的暖異常，1 月上旬東亞北部出現弱的冷異常，逐步向南擴散，1 月下旬已經轉為全區一致的冷異常。因此，前冬與后冬轉向時間為1 月上旬和中旬，并且1 月氣溫的演變與12 月及2 月均不一致，有其獨立的特征，將它簡單地歸為前冬或者后冬都是不合理的。并且逐旬與逐月S-EOF 第一模態的時間序列相關系數也高為0.92。綜合圖2 和圖3，可以看到，無論是再分析數據還是臺站觀測，無論是月平均還是旬平均數據，冬季氣溫季內起伏的主要模態都表現為顯著的氣溫前、后冬反相的特征，可見該模態是顯著的、可信的。基于月平均氣溫擾動的S-EOF 第一模態很好地刻畫了該模態的空間結構及年際變率，因此后文的分析均基于該模態的EOF1 時間序列展開。

對于冬季平均氣溫，其南北方模態均與更大范圍的歐亞地區及高緯地區有著密切的聯系（Wang et al., 2010）。那么，季內起伏的前、后冬反相模態，是否僅是東亞地區的局地現象，還是更大范圍的歐亞地區的普遍特征？本文將EOF1 回歸至歐亞區域的溫度場，如圖4a-c 所示。前冬12 月60°N以南的整個歐亞區域氣溫顯著偏高，而60°N 以北的高緯地區氣溫則顯著偏低，氣溫異常達到-1.5°C 以上，即歐亞大陸呈現北負南正的偶極型分布。而至后冬2 月，氣溫異常分布恰恰相反，60°N 以北區域偏高，以南區域則偏低。由此可見，前冬12 月與后冬2 月的氣溫季內擾動不僅在東亞區域呈現顯著前、后冬反相的特征，在整個歐亞大陸甚至高緯地區也存在顯著的信號。對更大范圍的歐亞（20°～80°N，60°～140°E）冬季氣溫進行相同的S-EOF 分析，也得到了相應的季內起伏特征（圖4d-f），與其時空演變特征與圖4a-b（東亞區域EOF1 回歸的氣溫）一致，兩者時間序列的相關系數高達0.85。這再次證實這種氣溫前、后冬反相變化的模態不僅僅存在東亞區域，而且存在更大范圍的歐亞區域，表現為北負（正）南正（負）的偶極型，并且信號是顯著的。并且這種季內反相的特征可能與北半球大尺度大氣環流及海氣相互作用有關，而并非局地的氣候效應。

圖4 （a-c）東亞區域（20°～50°N，100°～125°E）S-EOF 第一模態時間序列回歸12 月至次年2 月逐月2 m 氣溫異常（單位：°C），黑色方框為東亞區域，綠色方框為大范圍的歐亞區域；（d-f）歐亞區域（20°～80°N，60°～140°E）冬季12 月至次年2 月逐月氣溫S-EOF 第一模態的空間分布（單位：°C）。打點區域通過90%顯著性檢驗Fig. 4 Regression maps of monthly 2-m air temperature anomalies (units: °C) for (a) December, (b) January, and (c) February with regard to EOF1,and spatial patterns of the first S-EOF mode of monthly winter air temperature (units: °C) in Eurasian (20°-80°N, 60°-140°E) for (d-f) Decemberto the following February. The dotted area indicates the 90% confidence level. The black box shows the East Asian region, and the green box shows the Eurasian region

4 東亞冬季氣溫季節內起伏對應的環流異常特征

上述統計結果表明，東亞冬季氣溫前后冬反相是普遍存在的，那么，造成冬季氣溫前、后冬反相的原因又是什么？與之相關的關鍵大氣環流系統又是什么？圖5 給出了EOF1 回歸的逐月500 hPa 位勢高度場。可以發現，前冬12 月500 hPa 位勢高度場異常（圖5a）分別在北大西洋中部、斯堪的納維亞半島、西西伯利亞、東亞上空分別存在顯著的“－、＋、－、＋”的異常中心，構成了EU 遙相關的負位相波列。而至后冬2 月（圖5c），位于北大西洋中部的負異常中心轉為正異常，自西向東形成“＋、－、＋、－”異常波列，即EU 波列轉為正位相。

前人工作已經指出EU 波列對冬季氣溫的顯著影響。當EU 位于正位相時，東亞地區高空的急流增強、東亞大槽加深，導致東亞冬季風偏強，我國東部冬季平均氣溫往往偏低；反之，當EU 波列位于負位相時，冬季平均氣溫偏高（吳洪寶, 1993; 劉毓赟和陳文, 2012; Wang and Zhang, 2015a）。EU波列位相的變化影響了對流層高層的副熱帶急流以及低層的海平面氣壓場，進而造成我國冬季平均氣溫異常（Wang and Zhang, 2015b）。

對于季節內尺度，Takaya and Nakamura（2005）將東亞的阻塞形勢與EU 遙相關聯系，指出了季節內尺度的環流場及地表的熱力異常對冬季風的爆發有著重要的作用。喬少博等（2015）提出了晚秋（11 月）與后冬（次年1、2 月）的EU 遙相關指數存在顯著負相關，即EU 波列在晚秋與后冬時其位相有相反變化的特征。另外，黃菲等（2019）指出東亞大槽的季節內演變前后反位相的模態與EU遙相關有著密切的關系。

前冬12 月，EU 波列位于負位相時，300 hPa上副熱帶急流減弱，而溫帶急流加強，這不利于偏北的冷空氣向南輸送（圖6a）。在對流層低層，西伯利亞平原及北太平洋高緯分別出現海平面氣壓的負異常和正異常（圖7a），表明西伯利亞高壓及阿留申低壓均減弱，使得東亞地區自南海至60°N 均形成異常南風氣流，不利于冷空氣的南下，形成的暖平流（圖7d）造成東亞氣溫全區一致的偏暖。

次年1 月，隨著EU 波列的繼續向東傳播（圖5b），與之相伴隨的300 hPa 緯向風異常也跟隨向東移動（圖6b），低層西伯利亞高壓率先由負異常轉為正異常，而阿留申低壓仍偏弱，因此850 hPa 上50°N 以北出現異常北風（圖7b），東亞北部氣溫出現負異常（圖2b）。

至后冬2 月，對流層中層EU 波列已完全轉為正位相（圖5c），此時，高層上副熱帶急流區出現顯著的緯向風正異常，使得副熱帶急流顯著地增強，而溫帶急流則偏弱，這利于冷空氣南下在東亞地區堆積（圖6c）。對流層低層（圖7c），西伯利亞高壓的海平面氣壓正異常向東向南擴展至30°N 以南，北太平洋北部也由正異常轉為負異常，造成阿留申低壓增強。因此，東亞自北向南均為一致的偏北風異常，顯著的冷平流（圖7f）使得東亞氣溫由前冬的一致偏暖轉變為后冬的一致偏冷。

圖5 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月500 hPa 位勢高度異常場（單位：gpm，打點區域為通過90%顯著性檢驗區域）及500 hPa風場異常場（單位：m s-1，僅畫出為通過90%顯著性檢驗的風場），黑框區域為本文研究的東亞區域Fig. 5 Regression maps of 500-hPa geopotential height anomalies (shaded, gpm) and winds anomalies (vector, m s-1) with regard to EOF1 for (a-c)December to the following February. The dotted area and the vector winds are significant at the 90% confidence level. The black box shows the East Asian region studied in this paper

圖6 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月300 hPa 緯向風異常場（陰影，單位：m s-1，打點區域為通過90%的顯著性檢驗）。圖中等值線為300 hPa 緯向風場氣候態Fig. 6 Regression maps of 300-hPa zonal wind anomalies (shaded, m s-1) with regard to EOF1 and climatological month mean zonal wind (line) for(a-c) December to the following February. The dotted area indicates the 90% confidence level

圖7 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月海平面氣壓場（陰影，單位：hPa）和850 hPa 風場異常場（矢量，單位：m s-1）及（d-f）12 月至次年2 月逐月溫度平流異常場（陰影，單位：10-5 K s-1）和925 hPa 風場異常（矢量，單位：m s-1）。圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域，風場只畫出通過90%顯著性檢驗的區域，黑框區域為本文研究的東亞區域Fig. 7 (a-c) Monthly sea level pressure (shadow, units: hPa) and 850 hPa winds (vectors, units:m s-1) anomalies regressed with reference to EOF1 from December to the following February; (d-f) monthly temperature advection (shadow, units:10-5 K s-1) and 925 hPa winds (vectors, units:m s-1)anomalies regressed with reference to EOF1 from December to the following February. The dotted regions and the winds are significant at the 90%confidence level. The black box shows the East Asian region studied in this paper

綜上所述，以上對各層環流場的分析表明，東亞地區氣溫由前冬正異常轉為后冬負異常時，與之密切相關的大氣環流系統是EU 遙相關波列從前冬負位相到后冬正位相的轉變，相伴隨的低層西伯利亞高壓與阿留申低壓強度相繼由弱增強，高層副熱帶急流也由弱增強。本文也利用Wallace and Gutzler（1981）定義的EU 遙相關指數，計算了1959～2018 年逐月的EU 遙相關指數，并以次年2 月與12 月EU 遙相關指數的差值(ΔEU)表征EU遙相關波列的前后冬轉向強度，將其與EOF1 做相關，兩者的相關系數高達0.44，顯著通過了99%的置信度檢驗。這再次證實了EU 遙相關從前冬到后冬的轉變的確是東亞氣溫異常前、后冬的變化的關鍵大氣環流（圖8）。

圖8 （a）1959～2018 年EOF1 以及EU 遙相關指數前冬（12 月）與后冬（2 月）差值（ΔEU）時間演變曲線及（b）散點圖。Fig. 8 (a) EOF1 and the difference of normalized EU index between early (December) and late Winter (February) (ΔEU) for the years 1959-2018.(b) Scatterplots of EOF1 with ΔEU

5 前冬、后冬環流型轉向的可能原因

上文的分析已指出EU 遙相關可能是造成東亞冬季氣溫前、后冬反相變化的直接原因。那么，是什么造成了EU 遙相關的前、后冬反相呢？眾所周知，外源強迫是形成遙相關型的重要原因，因此除了大氣內部變率的影響（韋瑋等, 2014, 2020），還應考慮外強迫因子的作用。雖然對遙相關的季內轉向目前學術界還未有定論，但主要有以下兩個觀點：（1）北大西洋海氣相互作用（Gambo et al., 1987;Ting and Peng, 1995; Liu et al., 2014; 喬少博等,2015）；（2）赤道及北太平洋海溫的影響（Moron and Gouirand, 2003; Geng et al., 2017）。

5.1 北大西洋作用

學者們指出歐亞型遙相關由中緯度北大西洋海溫異常激發（Gambo et al., 1987; Li, 2004; Liu et al.,2014），且存在著明顯的季節差異，其早冬與晚冬海氣相互作用過程及物理機制是完全不同的（Ting and Peng, 1995）。有研究發現，EU 遙相關在晚秋（11 月）與后冬（1～2 月）呈顯著反相變化，這種反相變化與北大西洋熱通量的季內變化有密切的關系（喬少博等, 2015）。因此，圖9 給出了北大西洋湍流熱通量（圖9b，e）及海溫異常（圖9a，d）在EOF1 正負位相典型年份的差值。以圖2d中EOF1 時間序列±0.8 個標準差選取正負位相異常年，正位相年為：1962、1963、1968、1976、1977、1979、1983、1987、1999、2004、2007、2015、2017，負位相年為：1960、1965、1969、1975、1980、1981、1984、1993、2001、2002、2006、2008、2012、2014。的確，與EOF1 負位相年相比，在EOF1 正位相年，即氣溫前冬暖、后冬冷時，北大西洋湍流熱通量12 月出現明顯正異常，而在次年2 月顯著偏低，前后冬反相，與之相對應的EU波列由負位相到正位相的轉變。然而，相應的海溫卻與之位相相反，正湍流熱通量卻對應于海溫偏低，負湍流熱通量時海溫卻偏高。這表明北大西洋地區以大氣強迫海洋為主，某個大氣環流異常引起異常上升運動，激發EU 波列，同時減少了太陽輻射，造成海溫降低（圖9c）；2 月則反相。可見，此時，北大西洋的海溫異常并不是影響大氣異常的因子，反而表現為受大氣異常影響的結果。因此，其中的物理過程可能為：上游某大氣環流異常造成了北大西洋海溫及熱通量出現季節轉向特征，該信號通過北大西洋進一步下傳，進而影響歐亞地區中高緯度EU 波列，造成它在前后冬出現季節轉向進而影響東亞冬季氣溫的季節起伏。

那么，上游的大氣環流異常信號來源于何處呢？前人指出，AO/NAO 在前冬11～12 月與后冬1～2 月存在顯著位相轉變，其可以通過遙相關波列向下游傳播，進而影響東亞區域的氣候（Ting and Peng, 1995; 何春和何金海, 2003; Moron and Plaut, 2003; Chen et al., 2005; Qiao and Feng, 2016）。EOF1 回歸的500 hPa 環流場上（圖5），除了歐亞大陸EU 波列在12 月和2 月的顯著轉向外，NAO/AO 區域也呈現一定的轉向。如果將次年2月與12 月的AO 指數的差值定義為AO 在前、后冬的轉向強度（ΔAO），EU 遙相關指數差值定義為EU 波列轉向強度（ΔEU），則發現兩者的相關系數為-0.36，可見兩者存在一定的相關性。分別合成EU 波列轉向及AO 轉向正負典型年份湍流熱通量異常，如圖10 所示。AO 前冬偏強，后冬偏弱時，中緯度北大西洋（45°～60°N）前冬為西風異常，湍流熱通量正異常，利于該區域的上升運動，而至后冬2 月，該區域轉為了東風異常，湍流熱通量為負。EU 前后冬氣溫反相時，該區域北大西洋熱通量的變化特征與AO 前后冬反相的特征基本是一致。并且，AO 的轉向強度與北大西洋熱通量（40°～60°N，60°～40°W）的轉向強度的偏相關系數高達0.62，后者與EU 的轉向強度偏相關系數為-0.42。然而ΔAO 和ΔEU 在去除了北大西洋熱通量作用后的偏向關僅僅為-0.1。可見，AO/NAO對歐亞EU 波列的前、后冬轉向的確存在明顯的影響，但該影響是通過北大西洋熱通量季內變化而實現的。

圖10 （a-c）12 月至次年2 月EU 轉向正負位相典型年份及（d-f）12 月至次年2 月AO 轉向正負位相典型年份湍流熱通量差值（單位：W m-2）及850 hPa 風場（單位：m s-1）的合成場（正位相年－負位相年）。圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域Fig. 10 Difference between the positive and negative phase (positive－negative) of (a-c) EU phase reversal year from December to the following February and (d-f) AO phase reversal year from December to the following February of turbulent heat flux anomalies (units: W m-2) and 850 hPa wind.. The dotted area indicates the 90% confidence level

5.2 ENSO 的影響

除了北大西洋的信號，前人指出，ENSO 事件對歐亞地區氣候有次季節調制作用，超強厄爾尼諾事件海溫異常與副熱帶急流年循環的相互作用，可引起NAO 位相在1 月中旬轉向，進而造成東亞冬季氣溫在1 月中下旬快速劇烈地下降（Moron and Plaut, 2003; Geng et al., 2017）。因此，本文給出了冬季熱帶太平洋海溫在EOF1 正負位相典型年份的差值（圖11），卻發現熱帶太平洋區域海溫并沒有明顯的異常信號，僅在熱帶外南北緯10°～30°區域出現了顯著的正異常信號。對每個典型年海溫異常的特征進行分析，EOF1 正位相典型年份中除了7 年為厄爾尼諾年外，還有4 年呈現拉尼娜特征，EOF1 負位相典型年份也同樣如此，厄爾尼諾和拉尼娜事件數量相當（表1），這造成了海溫的合成結果沒有顯著的特征（圖11）。

圖11 （a）EOF1 正負位相年合成冬季海溫差值場（正異常年減負異常年），圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域；（b）El Ni?o/EOF1+，（c）La Ni?a/EOF1+，（d）El Ni?o/EOF1-，（e）La Ni?a/EOF1-合成海溫場。黃色實線為±0.3°C 海溫等值線，黑色實線為±0.2°C 海溫等值線Fig. 11 (a) Composite anomalies of winter SST between EOF1+ and EOF1- (the dotted regions indicate anomalies that are significantly different at 90% confidence level), and composite anomalies of winter SST in the years with (b) El Ni?o/EOF1+, (c) La Ni?a/EOF1+, (d) El Ni?o/EOF1-, and (e)La Ni?a/EOF1-, respectively. The yellow line is the SST contour with ±0.3°C, and the black line with ±0.2°C

但值得注意的是，ENSO 具有較強的復雜性，海溫異常中心位置（汪子琪等, 2017; Li et al.,2019b）、經向寬度（Zhang et al., 2009）等對北半球氣候的影響表現出很強的非對稱性。張文君（2009）通過觀測和模式驗證發現，寬、窄ENSO 年熱帶太平洋SST 的經向寬度對東亞地區氣候的影響有著顯著的差異，其差異呈現類似EU遙相關的負—正—負的異常分布。

因 此，本 文 選 取El Ni?o/EOF1+、El Ni?o/EOF1-、La Ni?a/EOF1+和La Ni?a /EOF1-個 例（表1），分類對冬季海溫異常進行合成（圖11）。當El Ni?o/EOF1+事件發生時，海溫正異常的經向寬度較大，如以0.3°C 海溫異常為閾值（圖中黃色實線），赤道中東太平洋的海溫異常寬度從30°N延伸至南半球到20°S 附近。然而，El Ni?o/EOF1-事件發生時，赤道中東太平洋的海溫寬度明顯偏窄，0.3°C 的海溫異常僅維持在南北緯10°以內。

表1 ENSO 事件發生時，氣溫發生轉向年份Table 1 Years with temperature phase inversion when ENSO events occur

與之相反的是，當La Ni?a/EOF1+事件發生時，海溫負異常的寬度較窄，-0.3°C 的海溫異常僅位于南北緯10°以內，而La Ni?a /EOF1-時，其海溫異常寬度與El Ni?o/EOF1+事件相當。即，寬厄爾尼諾事件有利于東亞冬季氣溫由前冬暖轉為后冬冷，窄年則相反；然而，寬拉尼娜卻與前冬冷后冬暖的氣溫季內起伏相聯系，窄年相反。可見，寬窄ENSO 事件可能是影響東亞冬季氣溫前后反位相的原因之一，氣溫由前冬偏暖（冷）向后冬偏冷（暖）的轉向可能是由赤道太平洋海溫經向寬度的差異引起的。

根據冬季（12 月至次年2 月）平均SSTA 的緯向（180°～120°W）平均，以0.3°C 為ENSO 經向寬度的臨界海溫值，定義海溫經向寬度。并以ENSO 年的海溫異常經向寬度的標準化序列為依據，選取典型寬窄年（表2），分別合成前冬（12 月）和后冬（次年2 月）氣溫，如圖12 所示。在寬厄爾尼諾年，東亞地區氣溫前冬暖而后冬異常偏冷，與此同時高緯氣溫也由前冬的異常偏冷轉為后冬的異常暖，表明歐亞大陸無論是中緯度還是高緯地區都出現了前、后冬氣溫轉向，氣溫轉向特征與EOF1 正位相基本一致。而在窄厄爾尼諾年，氣溫演變特征恰恰相反。同時，寬窄厄爾尼諾年500 hPa環流場的差異表現出其顯著的EU 遙相關波列在前冬12 月負位相向后冬2 月正位相的轉向（圖13a、b），與前文EOF1 對應的環流場季內演變基本一致。

圖12 ENSO 海溫寬窄年份前冬12 月氣溫合成場（單位：°C）：（a）寬厄爾尼諾年，（b）窄厄爾尼諾年，（c）寬拉尼娜年，（d）窄拉尼娜年；（e-h）同（a-d），但為后冬2 月。圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域Fig. 12 Composite anomalies of early winter (December) surface air temperature in the years with (a) wide El Ni?o, (b) narrow El Ni?o, (c) wide La Ni?a, and (d) narrow La Ni?a. (e-h) are same as (a-d), but for late winter (February). The dotted area indicates the 90% confidence level

表2 以ENSO 海溫經向寬度的標準化序列0.6 個標準差為閾值，選取ENSO 寬窄年Table 2 Selected years with wide and narrow ENSO based on the criteria of the standard winter SST meridional width exceeding 0.6 standard deviation

拉尼娜年東亞前冬與后冬氣溫反相的特征雖不如厄爾尼諾年顯著，卻也存在季內起伏的特征。寬拉尼娜年氣溫相對于前冬12 月，后冬2 月出現了顯著的偏暖，特征與EOF1 負位相一致；窄拉尼娜年相反，前冬氣溫偏高，后冬偏低，特征與EOF1正位相對應。其寬窄年500 hPa 前后冬也存在反相的東傳波列（圖13c、d），位相與厄爾尼諾年相反。

圖13 （a, b）厄爾尼諾和（c, d）拉尼娜年寬窄典型年500 hPa 位勢高度合成差值場（單位：gpm）：（a，c）前冬12 月；（b，d）后冬2 月。圖中打點區域為通過90%顯著性檢驗的區域Fig. 13 Composite anomalies of geopotential height between (a, b) wide and narrow El Ni?o years, and (c, d) wide and narrow La Ni?a years: (a, c)Early winter (December); (b, d) late winter (February). The dotted area indicates the 90% confidence level

因此，寬窄ENSO 事件是影響東亞冬季氣溫季內起伏的另一重要因素，不僅冷暖位相下的ENSO 事件對冬季氣候存在差異，并且其海溫異常經向寬度的寬窄對東亞區域氣候的影響也呈現出幾乎反位相的影響。因此，Geng et al.（2017）指出的超強厄爾尼諾事件次年1 月東亞冬季氣溫的快速下降，可能也與超強厄爾尼諾事件中較大的經向寬度有關。雖然已有前人指出，不同經向寬度的ENSO事件的海表熱含量存在差異，它也可能通過對流差異進一步影響大氣環流（Zhang et al., 2009）。然而，ENSO 經向寬度對東亞環流場及氣溫的季內轉向其影響機制還不清晰，需要進一步探討。

6 結論與討論

基于1959～2018 年的臺站及再分析資料，分析了東亞地區冬季氣溫的季內起伏特征，使用SEOF 方法提取氣溫變化的主模態，并探討了影響氣溫季節內變化的環流形勢及外強迫因子。主要結論概括如下：

（1）東亞冬季氣溫的季內起伏表現為顯著的前冬、后冬反相的特征。1959～2018 年60 年中，28 年出現了前冬、后冬氣溫反相變化的特征。季內氣溫變化S-EOF 第一模態也表現為前冬暖（冷）、后冬冷（暖）的反相，其解釋了氣溫季內特征的31.1%方差貢獻。而且，這種氣溫的季內分布特征并不局限在東亞地區，它與更大范圍的歐亞大陸南北氣溫的反位相有關。因此，對前、后冬氣溫反位相特征、影響機理的分析，將能有效地提高我國冬季氣溫的季節預測，更好地服務民生。

（2）造成氣溫前冬、后冬反位相的主要環流因子是EU 遙相關波列。它從前冬12 月的負位相（正位相）向后冬2 月正位相（負位相）的轉變，相伴隨的是低層西伯利亞高壓與阿留申低壓的強度在前、后冬轉折，高層副熱帶急流的變化也隨之南北移動，造成東亞冬季風前冬偏弱（強）轉為后冬異常偏強（弱），使得氣溫前冬暖（冷）而后冬冷（暖），因而前、后冬氣溫發生轉向。

（3）造成EU 遙相關季內轉向的因素可能有兩個：第一，AO/NAO 在前冬12 月與后冬2 月的反向，該過程通過北大西洋熱通量進一步影響下游EU 波列的季內轉向；第二，寬窄ENSO 事件：厄爾尼諾年，經向上更寬的海溫異常利于前冬氣溫偏高向后冬氣溫偏低的轉向，而較窄的海溫的經向寬度則利于前冬氣溫偏低向后冬氣溫偏高的轉向。當拉尼娜事件發生時，情況卻與厄爾尼諾年相反。（圖14）

圖14 ENSO 經向寬度及AO/NAO 的轉向對東亞氣溫季內起伏的影響機制。r*為偏相關系數，r 為相關系數，紅色字體為通過95%的顯著性檢驗Fig. 14 The possible mechanism of the impact of ENSO meridional width and AO/NAO phase inversion on the East Asia intraseasonal winter temperature oscillation. r* indicates the partial correlation coefficient，r indicates correlation coefficient, and the red font indicates the 95%confidence level

值得注意的是，寬窄ENSO 事件是通過什么途徑影響到東亞冬季環流系統季內演變，造成寬窄ENSO 事件完全相反的氣候特征的原因是什么？Geng et al.（2017）提出超強厄爾尼諾事件海溫異常與副熱帶急流年循環相互作用造成了NAO 位相在1 月轉向。劉煒和宋文玲（2018）提出中緯度北太平洋東部關鍵區海溫，在對流層中層激發EU 遙相關波列，影響中國北方區域的氣溫。可見，AO/NAO及北大西洋海溫在整個過程中起到了橋梁和紐帶的作用。那么ENSO 經向寬度的影響與AO/NAO 之間是否有聯系？其中的物理過程比較復雜，需要進一步的研究。另外，東亞氣候受到海溫、積雪、北極海冰等諸多外強迫因子及大氣內部變率的影響，是否為多因子的協同影響？其影響有多大？值得進一步的探討。