北半球中高纬度地区是世界人口居住的主要地带，这里的天气和气候变化，显著地影响着人们的生活质量，因而受到了极大的重视。北半球中高纬度地区，特别是冬季，受到各种尺度(包括月季尺度、年际尺度，或者年代际甚至更长时间尺度)的气候变率的影响。这些低频气候变率通常有其独特的空间型，Wallace 等(1981)称之为遥相关型。按其异常中心的空间分布形态，这些遥相关型主要分为两类：(1)具有两个性质相反的异常中心并呈南北分布，称为偶极子型遥相关，如北大西洋涛动(NAO)(van Loon et al，1978)，或北极涛动(AO)(Thompson et al，1998)、北太平洋涛动(NPO)(Rogers，1981)；(2)具有多个异常中心并呈纬向分布，称为波列型遥相关，如欧亚型(EU)(Wallace et al，1981)、太平洋/北美型(PNA)(Wallace et al，1981)。这些遥相关型的形成和发展不但与它们所在区域的波-流相互作用密切相关，并影响这些区域的天气和气候，它们还与遥远地区大气系统(例如，热带地区的厄尔尼诺-南方涛动、季节内振荡(MJO)，或者平流层中的极涡)存在相互作用并对那里的天气和气候产生重要影响。近十几年来，北半球中高纬度大气遥相关仍然是人们的研究重点，文中拟对这些研究成果加以介绍。在回顾遥相关研究进展的基础上，还特别对一些影响中国冬季天气和气候异常的大气遥相关型的动力学研究进展加以重点介绍。需要说明的是，限于文章的篇幅，也限于作者的认识水平，本文关注点主要限于与作者研究领域关系密切的相关研究进展。2 北极涛动/北大西洋涛动、北太平洋涛动对东亚气候的影响 2.1 北极涛动/北大西洋涛动与东亚气候异常以及太阳活动的影响

北极涛动是北半球热带外大气在年际尺度上的最主要变化模态，伴随北极涛动的强弱变化，北半球中纬度地区和极地地区间气压和大气质量呈“跷跷板”式准正压性的反向变化。北极涛动在北大西洋地区主要表现为北大西洋涛动的形式。北极涛动的强弱变化，不仅能影响到极地地区的气候，也能对中纬度和低纬度的气候产生显著的影响(Thompson et al，1998，2000)。一些研究(Gong et al，2001; Wu et al，2002; 琚建华等，2004；Chen et al，2005; Suo et al，2009)表明，北极涛动对东亚冬季气候异常有重要影响，当北极涛动处于正位相时，东亚冬季风往往变弱。许多研究(Zhou et al，2006; Wang et al，2008; Wei et al，2011)还表明，东亚冬季气候存在年代际的变化，其中大部分将其归因于海表温度的异常或者全球变暖的影响。太阳辐射是大气运动的基本能量来源，太阳活动最重要的年代际时间尺度是其11年周期。一些研究分析发现太阳活动的影响不但可以通过热带地区海-气耦合作用得到强化(van Loon et al，2007; Meehl et al，2008；周群等，2012；Zhou et al，2013)，而且可以对冬季北极涛动或北大西洋涛动产生影响，在太阳活动偏弱年北大西洋涛动局限于大西洋区域，而太阳活动偏强年则呈现半球状的结构(Kodera，2003)。最近，Chen 等(2012)进一步研究了太阳活动11年周期对北极涛动影响东亚冬季气候异常的调制作用。他们发现在太阳活动强(HS)年的冬季，对应于北极涛动的正位相，东北亚地区往往出现显著的变暖，相应的大气环流异常则表现为东北亚地区850 hPa增强的反气旋环流和500 hPa上减弱的东亚大槽，大气环流的异常说明此种情况下影响东亚的寒潮相对较弱。但是，在太阳活动弱(LS)年的冬季，同样是北极涛动的正位相，东北亚地区地面的变暖、对流层下层的反气旋以及中层的东亚大槽都明显减弱。Chen等(2012)提出太阳活动11年周期的这种调整作用的机理很可能是通过改变北极涛动的结构而间接实现的，即一方面，在太阳活动强年冬季，与北极涛动相联系的极区和中纬度地区海平面气压的反相振荡会增强，北极涛动的显著影响可以扩展到东亚地区；另一方面，与北极涛动相联系的纬向平均风异常可以伸展到更高层而进入平流层，这种情况下有更强的对流层与平流层间的相互作用。这样在太阳活动强年冬季就往往有增强的北极涛动正、负位相间的差异，从而导致与北极涛动相联系的东亚冬季气候异常变大也更显著。Chen等(2012)还发现冬季北极涛动与随后东亚春季气候异常的关系也受太阳活动11年周期的影响，并表现为只是在太阳活动强年才显著。因此当用北极涛动来预测东亚冬、春气候异常的时候需要考虑太阳活动的变化。

一些研究指出春季北极涛动/北大西洋涛动对东亚夏季风也有影响(Gong et al，2003; Wu et al，2009)。这一过程中北大西洋三极型海温异常的形态以及与之相联系的次极地遥相关被认为扮演了重要角色(Wu et al，2009)，Gu等(2009)的研究进一步指出北极涛动/北大西洋涛动与中国东部夏季降水的时间滞后关系并不稳定，存在年代际变化。周群(2013)的研究揭示出太阳活动11年周期显著调制了春季(5、6月)平均的海温与同期北大西洋涛动指数的关系。结果发现春季北大西洋涛动指数与同期海温的相关在北大西洋地区确实存在典型的三极型海温异常分布，正中心位于40°N附近，南北两侧为大范围负显著区域，这与之前的结果一致(Wu et al，2009)。当根据太阳活动强弱分组后，这种三极型海温异常的分布只是在太阳活动弱年时存在，并且相关系数的数值和范围都有所增大；在太阳活动强年时虽然30°— 45°N正相关区域的范围扩大，但其南北两侧的负值中心几乎不存在。因此，从春到夏北大西洋地区的三极型海温异常在太阳活动强年未能很好地建立起来，这影响了欧亚大陆北部的次极地遥相关的发展，导致春季北大西洋涛动与下游东亚夏季气候异常的关系较差。与之相反，在太阳活动弱年春季北大西洋涛动则会显著影响东亚夏季风异常(周群，2013)。但是，太阳活动11年周期为什么会对北大西洋三极型海温从春到夏的维持起到重要作用，还有待于今后更多的诊断分析以及数值模拟来给出答案。2.2 北太平洋涛动对东亚冬季气候的影响

北太平洋涛动是北太平洋地区海平面气压年际变化的第二主模态，表现为北太平洋阿留申群岛和夏威夷群岛间南北气压反相变化的大气遥相关模态(Wallace et al，1981)。当北太平洋涛动处于正位相时，海平面气压场在白令海附近为气旋性异常，在整个副热带太平洋为反气旋性异常，这一南北偶极子结构在对流层中呈现准正压结构(王林等，2011)。冬季的北太平洋涛动不仅能够影响到下游北美的气候(Linkin et al，2008)，而且还能影响到东亚冬季风的强弱。北太平洋涛动的太平洋副热带反气旋可以向西伸展到东亚沿岸，减弱东亚冬季风的西北气流，从而使东亚冬季风偏弱，东亚冬季气温偏高，中国黄河以南地区降水偏多(王林等，2011)。

1976年前后北太平洋地区的大气环流发生了一次显著的变化，表现为阿留申低压加深东移(Trenberth et al，1994)。Wang等(2007)发现北太平洋涛动变化的显著周期在1976年前后也发生了明显的变化，同时它与东亚冬季气候异常的关系也发生了年代际的改变。1976年之前北太平洋涛动可以影响东亚沿岸的气温，对40°N以北的东亚内陆气温基本没有影响，但1976年之后北太平洋涛动则影响40°N以北东亚内陆的气温，而对东亚沿岸的气温影响很小。北太平洋涛动与东亚冬季气候异常关系的这种年代际变化与1976年后ENSO对北太平洋涛动的强迫出现年代际减弱有关(Wang et al，2007)。在1976年之前ENSO通过激发出从赤道中东太平洋到北太平洋的准定常波列对北太平洋涛动有明显强迫作用，此时北太平洋涛动主要影响东亚南部的冬季气温，即与东亚冬季风南支路径的变化联系紧密；而1976年之后，北太平洋涛动在位势高度场上表现为北半球赤道外地区环绕全球的行星尺度波列，特别是在中纬度的东亚地区，有非常强的向北传播的准定常波，此时赤道中东太平洋地区海温对北太平洋涛动的影响非常小，北太平洋涛动主要影响东亚北部的冬季气温，即与冬季风北支路径的变化联系紧密(Wang et al，2009a)。

北太平洋地区在1976/1977年前后的这次变化也显著表现在海洋方面，Mantua等(1997)将这种现象称为太平洋年代际振荡(PDO)。在太平洋年代际振荡暖位相时，热带中东太平洋至北美西岸异常暖，而北太平洋中部异常冷；太平洋年代际振荡冷位相时大致相反。太平洋年代际振荡作为一种年代际时间尺度上的气候变率强信号，一方面，它既是叠加在长期气候趋势变化上的扰动，可直接造成太平洋及其周边地区(包括中国)气候的年代际变化；另一方面，它又是年际变率的重要背景，对年际变化(如ENSO及其影响)具有重要的调制作用，可导致ENSO和中国年际气候异常关系的不稳定性(或年代际改变)(杨修群等，2004；朱益民等，2008；Feng et al，2014)。Gershunov等(1998)指出ENSO对北美的影响受太平洋年代际振荡的调制；Power等(1999)也指出ENSO对澳洲降水的影响依赖于太平洋年代际振荡的位相。最近的一些研究发现，东亚冬季气候与热带和热带外系统的关系在1976年前后发生了显著的变化，即乌拉尔山阻塞高压、北太平洋涛动等中高纬度大气内部信号对东亚冬季气候的影响在逐渐增强，而低纬度ENSO对东亚冬季气候的影响变得不再显著(Wang et al，2007，2008，2009b，2010b)。一般而言，在厄尔尼诺年东亚地区气温偏高，冬季风偏弱，而拉尼娜年情况基本相反(Zhang et al，1996; Chen et al，2000)。然而，这种ENSO对东亚冬季气候的影响也存在年代际变化，尤其依赖于太平洋年代际振荡的位相，表现为只在太平洋年代际振荡负位相时才显著成立，并且菲律宾海反气旋在太平洋年代际振荡不同位相时的强度、位置的显著性差异是造成ENSO和东亚冬季气候关系发生变化的直接原因(Wang et al，2008; Chen et al，2013a)。由于1976年至21世纪初太平洋年代际振荡基本都处于正位相，因此ENSO对东亚冬季气候的影响较1976年以前有明显的减弱。

需要指出的是，Jia等(2011)利用观测资料以及数值模式季节预报输出结果，通过对赤道太平洋海温和北半球500 hPa高度场做奇异向量分析，发现其第2模态和东亚地区的气候关系非常密切。此模态在空间结构上具有跟北极涛动相似的空间分布特征，但它对中国冬季气候的影响范围比北极涛动更加广泛。对应于此模态的正位相，中国大部分地区冬季气温异常偏高。根据上述海-气相互作用关系，利用一种基于回归的统计模式对地表温度和降水的短期预报进行改进，取得了非常显著的效果(Jia et al，2010，2014)。显然，该模态影响东亚气候的机理以及它与热带海温、北太平洋涛动的关系值得进一步深入研究。3 欧亚大陆遥相关及其气候影响3.1 乌拉尔山阻塞与东亚冬季气候

乌拉尔地区是北半球冬季最易发生阻塞事件的3个区域之一，该区域的环流异常对下游东亚地区的天气和气候有重要影响(Ding et al，1987; Takaya et al，2005)。以往很多研究主要基于阻塞的定义针对一个个独立的阻塞事件开展，Liu(1994)最早指出阻塞环流型的持续性可以用异常环流持续的时间来表示，并以阻塞持续的日数定义了阻塞指数，来描述某种环流型与阻塞环流的相似程度。Barriopedro等(2006)基于此提出了一个修订的指数可用于定义冬季平均的乌拉尔山阻塞强度，当乌拉尔山阻塞指数(UBI)为正时表示该地区阻塞活动频繁，指数为负时则表示阻塞活动偏弱。Wang等(2010b)利用该阻塞强度指数研究了乌拉尔地区冬季阻塞的年际变化及其对东亚冬季风的影响，指出这种影响是通过一个穿越欧亚大陆的准正压罗斯贝波列来实现的。当乌拉尔地区的阻塞异常偏强时，这一波列在向平流层上传的同时还能明显地向东传播，这会在东亚地区产生负的位势高度异常，从而加强东亚大槽并使东亚冬季风增强。

但是由于中高纬度地区大气内部变率远大于外强迫因子引起的变率，使寻找影响乌拉尔山阻塞年际变化的因子较困难。已有的研究表明，前冬时北大西洋的海温异常与乌拉尔山阻塞存在很好的关系，但这种关系在隆冬不再显著(Li，2004)；隆冬时北大西洋涛动与大西洋阻塞有很强的关系，但与乌拉尔山阻塞的关系很微弱(Huang et al，2006)。鉴于越来越多的研究表明平流层环流异常可以影响对流层天气、气候(Baldwin et al，2001; 陈文等，2006，2013；黄荣辉等，2007)，Wang等(2010b)揭示出平流层极夜急流与乌拉尔山阻塞指数有很强的关系，特别是当平流层领先对流层一个月时。进一步分析还发现，乌拉尔地区的冬季阻塞活动在近几十年有明显的减弱趋势，即阻塞事件频次趋于减少。然而尽管乌拉尔阻塞的活动减弱了，但是它与东亚大槽和西伯利亚高压的关系显著增强，也就是说与东亚冬季风之间的联系更密切了。特别是在1976/1977年气候突变之后，由于平流层极夜急流和极涡增强，抑制了准定常波列向平流层的传播，因此更多的与乌拉尔山阻塞相联系的异常信号沿急流顺欧亚大陆上空纬向传播到东亚地区，使得乌拉尔阻塞对东亚冬季风的影响显著增强。当然，平流层极夜急流如何影响乌拉尔山阻塞仍需进一步的研究。3.2 欧亚遥相关型及其气候影响

由于中国地理上经向范围大，因此发生的气候旱涝灾害以及冬季的冰冻雨雪灾害不但与热带海温和大气环流有关，还与中高纬度大气环流异常有密切的联系。比如，黄荣辉等(2006)揭示出中国1976年后华北地区发生持续干旱，长江、淮河流域夏季季风降水增多，洪涝灾害频繁，年代际变化明显，并指出此变化与中高纬度欧亚型遥相关环流异常有关；一些研究表明2008年1月中国南方发生的持续冰冻雨雪灾害也与类似的欧亚型异常有关(Wen et al，2009; Zhou et al，2009)。然而以往的研究揭示出3种不同的欧亚型(Wallace et al，1981; Barnston et al，1987)，究竟是哪种欧亚型在上述灾害中起作用需要加以研究。为此，Liu等(2014)系统地分析了不同欧亚型遥相关的时空演变特征及其机理。

传统的欧亚型遥相关最早是由Wallace等(1981)提出的，而Barnston等(1987)利用旋转经验正交函数分解(REOF)对700 hPa北半球副热带月平均高度场距平进行分解，得到了两种与传统欧亚型不同的欧亚遥相关型，并将它们分别定义为EU1和EU2型遥相关。目前，后两种遥相关型已是美国国家海洋大气局气候预测中心(CPC/NOAA)的监测项目，并且EU1和EU2型遥相关分别被称为斯堪的纳维亚遥相关型(SCAND)和东大西洋/俄罗斯西部遥相关型(EATL/WRUS)。刘毓赟(2013)对热带外北半球500 hPa高度场进行旋转经验正交函数分解得到欧亚遥相关型的空间分布和时间系数(图 1)。REOF5有4个活动中心，2个负的活动中心分别位于斯堪的纳维亚半岛附近(50°—70°N，0°—20°E)和东亚上空(40°—50°N，110°—130°E)，2个正的活动中心分别位于欧洲西部的大西洋上空(40°—55°N，30°—10°W)和西伯利亚地区(55°—75°N，60°—90°E)(图 1a)。这个模态与传统的欧亚型比较相似(Wallace et al，1981)。根据Wallace等(1981)的定义，计算了1948年1月到2009年12月逐月的欧亚型指数，然后计算了旋转经验正交函数分解第5模态与传统欧亚型的时间和空间相关系数，分别为0.64和0.88。因此，REOF5可以认为是传统欧亚型模态。图 1b上有3个活动中心，2个负的活动中心分别位于欧洲西部(40°—55°N，30°W—10°E)和西伯利亚(45°—60°N，80°—105°E)，1个强的正活动中心位于斯堪的纳维亚半岛附近(60°—70°N，20°—40°E)。这个模态类似于Barnston等(1987)指出的EU1型遥相关(SCAND)，旋转经验正交函数分解第3模态的时间系数与CPC/NOAA提供的逐月斯堪的纳维亚遥相关型指数的相关系数为0.76。因此，REOF3可以认定为斯堪的纳维亚遥相关型。REOF10有3个活动中心，其中正的活动中心位于欧洲西部(55°—60°N，15°W—0°E)，2个负的活动中心分别位于黑海与里海的北部(45°—60°N，30°—45°E)和北大西洋(40°—50°N，60°—40°W)(图 1c)。这个模态类似于Barnston等(1987)指出的EU2型遥相关(EATL/WRUS)，旋转经验正交函数分解第10模态的时间系数与CPC/NOAA提供的逐月EATL/WRUS指数的相关系数为0.62。因此，REOF10可以认定为EATL/WRUS。

图 1 1948年1月到2009年12月逐月平均的500 hPa高度场距平(a、c、e)旋转经验正交函数分解及其(b、d、f)时间系数(a、b. 第5模态，c、d. 第3模态，e、f. 第10模态；右上角的百分数表示该模态的方差贡献；等值线间隔是0.01，0等值线未画)Fig. 1(a)The fifth REOF mode(REOF5)of the monthly mean 500 hPa geopotential height field for 1948-2009 and (b)the corresponding normalized PC time series for REOF5.(c) and (d)，and (e) and (f)are as in(a) and (b)，respectively，except for the third and tenth REOF mode(The percentages at the top right indicate the variance explained by each REOF mode. The contour interval in(a)，(c)，and (e)is 0.01 m. The zero contour lines are omitted)

图选项

进一步，从这3种遥相关型指数方差的逐月分布(图 2)可见，1—3月和10—12月，这3种遥相关型的方差较大，而5—8月方差较小。但3种遥相关型方差分布又各有不同：对于传统欧亚型来说，最大值出现在12月，次极大值出现在2月，5—8月为方差小值区，极小值出现在7月；对于斯堪的纳维亚遥相关型来说，最大值出现在11月，次极大值出现在1月，5—8月为方差小值区，极小值出现在7月；对于东大西洋/俄罗斯西部遥相关型来说，最大值出现在1月，次极大值出现在2月，最小值同样出现在7月。也就是说，对于这3种欧亚遥相关型来说，秋季的10和11月，以及冬季(12—2月)方差比较大，变化比较明显；而在夏季的6—7月则是这3种遥相关型活动较弱的时期。因此，针对冬季3种不同的遥相关型分析比较了其不同的气候影响(刘毓赟等，2012；刘毓赟，2013)。刘毓赟等(2012)针对冬季欧亚遥相关型的研究表明，当冬季欧亚遥相关型处于正位相时，中国大部分地区出现冷异常，长江以南和内蒙古自治区到东北南部地区出现显著降温。当斯堪的纳维亚遥相关型处于正位相时，中国东部大部分地区和新疆出现了显著的降温，而显著的升温则出现在青藏高原的东侧。而冬季东大西洋/俄罗斯西部遥相关型对中国的气候影响较小，与之相联系的冬季温度异常主要出现在40°N以北。此外，刘毓赟等(2014)还发现斯堪的纳维亚遥相关型在1979年前后发生了明显的年代际突变，其500 hPa高度场上的欧洲中心和西伯利亚中心在1979年后均向东南方向移动，但斯堪的纳维亚半岛附近的中心位置没有明显变化； 与此对应，1979年后斯堪的纳维亚遥相关型对北半球气温的影响有很大增强，主要表现为其正(负)位相引起的极区升温范围明显扩大，欧亚大陆北部的温度负(正)中心显著向东南方向延伸，并影响到中国长江流域和日本的温度变化。

图 2 逐月的(a)传统欧亚遥相关型指数、(b)斯堪的纳维亚遥相关型指数和(c)东大西洋/俄罗斯 西部遥相关型指数的方差变化 Fig. 2 Monthly evolution of the variance of the(a)conventional EU index，(b)SCAND index，and (c)EATL/WRUS index

图选项

气旋/反气旋是中高纬度西风带中的重要天气系统，也是影响中国冬季的重要天气系统。气旋/反气旋活动与东亚季风环流存在密切关系，因此，研究冬季气旋/反气旋活动有助于理解东亚季风的变化。3.3.1 气候特征

早期对影响中国的气旋/反气旋的研究，主要采用基于天气图的主观分析方法，而且研究资料时段也不长(例如，Chen et al，1991，朱乾根等，2000)。近些年来，基于更长时段的再分析资料和基于计算机的气旋追踪算法得到了迅速发展，并应用于气旋/反气旋的研究(Murry et al，1991; Hodges，1994; Simmonds et al，2008)。Wang 等(2009c)应用气旋追踪法和欧洲中期天气预报中心再分析资料研究了东亚气旋。他们得到，春季气旋发生频率最高，冬季最低。1958年至20世纪70年代中期，冬季气旋 少，70年代中期至80年代中期，气旋发生频率增大，之后又减少。在其研究的时段内，气旋年平均强度(最低海平面气压)呈降低趋势。同样采用气旋客观追踪法，Chen等(2014c)利用美国大气环境预报中心/大气科学研究中心再分析资料，研究了1948—2007年冬季中国气旋/反气旋活动特征。他们得到，影响中国冬季的气旋和反气旋，一半由中国境外(主要是蒙古)移入，一半在境内产生。在源地、路径、消亡地等方面，气旋和反气旋呈现出显著的差异。蒙古及其中国东北地区是气旋的最重要源地，其次是江淮地区。新疆—华北—西南东部地带，也是气旋的重要源地。对于反气旋，蒙古及其周边地区仍然是最重要的源地，但其发生地主要集中在蒙古东部地区。另一个主要源地是从西北东部开始，经过陕西—河南—河北到江淮流域。新西伯利亚也是影响中国冬季的反气旋重要源地。

离开源地后，气旋主要向东或者东偏北方向移动，其消亡地分布在东亚及至整个北太平洋，中国东北、朝鲜半岛及远东是消亡地的极大值区；而反气旋离开源地后，主要向东南方向移动，其消亡地集中在东亚大陆及其邻近海域。气旋和反气旋的路径和消亡地的差别，可能与东亚大槽调制有关：通常气旋(反气旋)位于高空斜压波的槽前(后)，当斜压波从西向东移动至东亚大槽的平均位置时，受海陆差异的强迫而趋于静止。这样，气旋在槽前东北气流的引导下，能穿越北太平洋；而反气旋，在槽后东南气流的引导下，向低纬度运动，从而在那里减弱消亡(Chen et al，2014c)。3.3.2 与急流的关系

在过去几十年，北半球冬季的气旋和反气旋活动发生了显著的变化。1957—1997年，高纬度地带的气旋频率有所增大，中纬度地带却出现频率降低。而气旋强度在两个纬度带都有所增强(McCabe et al，2001)。这种变化在20世纪70年代中期最显著。北大西洋与整个北半球的变化趋势一致，但在北太平洋，气旋路径却偏南，同时强度增强(Chang et al，2002a;Nakamura et al，2002; Nie et al，2008; 张颖娴等，2012)。

20世纪80年代中期以来，东亚冬季风明显地减弱(Xu et al，2006; Gao，2007; Wang et al，2009b; Wang et al，2010a)。伴随这种减弱，80年代中期以前(后)，影响中国冬季的气旋/反气旋的发生频率较低(高)(Chen et al，2014c)。与气旋/反气旋发生频率的变化趋势相对应，在80年代中期以前(后)，东亚高空极锋急流较弱(强)，这与前面得到的气旋/反气旋发生频率的趋势一致。说明80年代中期以后，极锋急流的增强导致了东亚冬季的气旋/反气旋发生频率的增大(Chen et al，2014c)。4 北极涛动/北大西洋涛动与热带大气的相互作用4.1 春季北极涛动影响ENSO发生的过程和机理

ENSO是热带太平洋海温及相应的海平面气压、大气环流和海洋环流的年际异常信号，是气候系统年际变化尺度上最强的信号。ENSO事件的发生不仅直接造成热带太平洋地区的天气气候异常，还会以遥相关的方式间接地影响热带太平洋外乃至全球的天气、气候(Huang et al，1989，2004; Zhang et al，1996; Wang et al，2000)。最近的一些研究发现北极涛动不仅与北半球热带外的天气、气候存在显著的联系，北极涛动的变化也可以显著地影响热带地区的天气、气候(Zhou et al，2005; Choi et al，2012)，特别是研究还发现春季北极涛动对后期ENSO的发生也存在影响。Nakamura 等(2006，2007)指出在北极涛动正位相时，赤道西太平洋出现西风异常，该西风异常在随后的夏季和秋季向东扩张，进而触发厄尔尼诺的发生；并认为在春季北极涛动高值年，东亚寒潮爆发频次偏多，寒潮爆发向南到达热带西北太平洋后会频繁触发该地区的对流活动。大气对热带西太平洋地区的对流加热产生Gill响应(Gill，1980)，赤道西太平洋两侧产生两个异常气旋，从而产生赤道西太平洋的西风。但是，该机理解释与以往发现的东亚寒潮爆发在冬季北极涛动的负位相相对比较频繁存在一定的矛盾(Jeong et al，2005)。Chen 等(2014a)进一步的分析揭示出春季北极涛动对随后冬季ENSO影响的物理过程，春季北极涛动并不是通过寒潮活动而是通过北太平洋地区的天气尺度波动和平均流的相互作用形成赤道西太平洋的西风异常；赤道西太平洋的西风异常触发东传的暖开尔文波，使随后夏季赤道东太平洋海温升高；海温升高后会通过皮叶克尼斯正反馈过程使赤道东太平洋的海温异常得以维持和加强，最终导致厄尔尼诺的发生。他们还发现春季北极涛动与随后冬季ENSO间的关系在20世纪70年代初发生了一个显著的年代际变化；在年代际转折之前春季北极涛动对ENSO的影响很弱，之后春季北极涛动对随后冬季ENSO的爆发则存在显著的影响(Chen et al，2014b)。

此外，一些研究(Vimont et al，2001，2003)表明冬季北太平洋涛动的变化可以通过“季节足迹机制”影响到下一年ENSO事件的发生。图 3a—c给出前一个冬季(11月—3月平均)北太平洋海平面气压与后一个冬季(10月—2月平均)热带太平洋海温的第一对奇异值分解(SVD)模态及其时间序列。SVD1解释了62%的方差。图 3a海平面气压的异常分布型与经验正交函数分解得到的北太平洋涛动很相像(Linkin et al，2008)，而图 3b中的海温异常分布则是典型的厄尔尼诺的成熟位相。由标准化的海平面气压时间序列回归出的前一个冬季的海平面气压分布和后一个冬季的海温分布进一步证实了冬季热带外的北太平洋涛动与下一个冬季的ENSO有显著的联系(图 3d和3e)。但是，研究也发现并不是所有北太平洋涛动的异常都会导致ENSO的发生(Alexander et al，2010; Park et al，2013)。由于春季北极涛动可以影响后期冬季赤道中东太平洋的海温，而且与春季北极涛动有关的副热带北太平洋海温异常分布和与前面冬季北太平洋涛动有关的海温异常分布很接近，因此，Chen等(2013c)推测与春季北极涛动有关的海温异常可以增强或减弱由前面冬季北太平洋涛动在上层副热带北太平洋强迫出的海温的“足迹”，从而影响之后夏季通过海-气相互作用形成的西风异常，并最终影响赤道中东太平洋由“季节足迹机制”驱动的海温异常。通过资料的诊断分析，证实春季北极涛动确实对北太平洋涛动和ENSO的发生有显著的调制作用：即当春季北极涛动为正位相时，如果前面冬季北太平洋涛动为正(负)位相，就可以通过“季节足迹机制”在后期冬季产生显著的厄尔尼诺(拉尼娜)型的暖(冷)事件；而当春季北极涛动为负位相时，北太平洋涛动与ENSO的关系不显著(Chen et al，2013c)。

图 3 前一个冬季北太平洋(20°—80°N，120°E—90°W)海平面气压(a)与后一个冬季热带太平洋(25°S—25°N，120°E—80°W)海温(b)的第一对奇异值分解模态及其时间序列(c)；以及用标准化海平面气压的时间序列回归出的前一个冬季的海平面气压分布(d)和后一个冬季的海温分布(e)(d和e中的阴影区表示通过95%信度检验的区域; 等值线间隔为0.2，0等值线未画，虚线表示负值)Fig. 3 The first leading SVD homogeneous modes of(a)the wintertime(i.e. November through next March)SLP over the North Pacific(20°-80°N，120°E-90°W) and (b)the SST in the following winter(i.e. October throughnext February)over the tropical Pacific(25°S-25°N，120°E-80°W)，and (c)the time series of the first leading SVD mode. Anomalies of(d)the SLP as for(a)，and (e)SST as for(b)，regressed onto the normalized time series for SLP in(c). The shadings in(d) and (e)indicate the anomalies significantly different from zero at the 5％ level. Contour intervals are 0.2 hPa in(d) and 0.2℃ in(e). The 0 contour lines are omitted and negative values are dashed

图选项

北大西洋涛动具有从季节内至年代际，甚至世纪尺度等各种尺度的变率(Feilstein，2000; Hurrell et al，1997; Semenov et al，2008)。这些变率，即可以由热带外地区大气内部动力学引起(Robinson，1993；Lee et al，1996; Yu et al，1993)，也可以由热带地区的加热强迫引起。反过来，通过激发波列，北大西洋涛动也能对其下游地区，甚至对热带印度洋和西太平洋产生影响(Palmer，1988)。在年代际尺度上，Hoerling 等(2001)首先在数值模拟研究中发现，热带印度洋和太平洋变暖导致了20世纪后半叶的北大西洋涛动正位相趋势。后来更多的数值模拟研究也得到了相同的结论(Hoerling et al，2004; Selten et al，2004; Bader et al，2005; Zhou et al，2005)。但也有研究表明，该北大西洋涛动趋势与印度洋—西太平洋暖池海表温度趋势没有联系(Cohen et al，2005)。

在季节内尺度上，同样也有证据表明，热带对流加热也能改变北大西洋环流。例如，MJO的第3位相，即印度洋对流增强而西太平洋对流受到抑制，这种加热型与正位相的北大西洋涛动密切相关。而MJO的第6位相，其加热型正好与MJO第3位相相反，却导致北大西洋涛动的负位相(Zhou et al，2005; Cassou，2008; L'Heureux et al，2007; Lin et al，2009; Lin et al，2011)。

关于北大西洋涛动对其下游的影响，Hsu 等(1990)发现，从北大西洋传向印度洋的副热带罗斯贝波列，可以激发印度洋地区的对流活动。也有研究表明，在北非急流中传播的高频罗斯贝波，可以触发中太平洋的对流(Matthews et al，1999; Palmer，1988)。

Bader 等(2005)提出，热带印度洋对流和北大西洋涛动的联系，是通过环球遥相关波列(CTP)。利用该概念，Yuan等(2011)进一步研究了热带印度洋—西太平洋对流与北大西洋涛动的关系，得出在季节内尺度上，北大西洋涛动负位相事件导致热带印度洋降水增多，北大西洋涛动正位相导致热带西太平洋降水增多；热带印度洋对流加热有利于正北大西洋涛动，而热带西太平洋对流加热有利于负北大西洋涛动。在年代际尺度上，相对于热带西太平洋，热带印度洋对流从1958—1979年到1980—2001年时段，有明显增强，这就导致了北大西洋涛动在后一时段的正位相趋势。5 北太平洋冬季准定常波与遥相关

北半球冬季是准定常行星波最活跃的季节。在地面，准定常波表现为3个半永久性的大气活动中心，它们分别是西伯利亚(蒙古)高压、阿留申低压和冰岛低压。在对流层中高层，大气准定常波也表现为几个位势高度异常中心：北太平洋上空的负异常中心、北美西部的正异常中心、北美东部的负异常中心和北大西洋东部及其下游欧洲上空的正异常中心。这些准定常波存在明显的季节、年际和年代际变化，对北半球冬季环流和气候有重要影响。

在动力学中，三维空间中的准定常波传播可以用波通量(Plumb通量)来描述。该矢量与波动群速度矢量方向一致，能表征出波动能量的传播特征。在对流层中低层，东亚—西太平洋和北大西洋分别存在一个波通量活动中心，同时，在东太平洋—北美还存在一个波通量活动中心。前两个中心分别称为东亚—西太平洋波列和北大西洋波列，后一个中心称为东太平洋波列(EPW)，它比前两个中心要弱得多(Plumb，1985; Zhou et al，2012)。5.1 北太平洋东部静止波列与太平洋/北美遥相关型

虽然东太平洋波列比另外两个波列要弱得多，但研究表明，东太平洋波列的方差与另外两个波列的方差相当。这表明，东太平洋波列的变化显著，对所在地区及其周边地区，甚至更为遥远地区的环流和气候会产生显著影响。Zhou 等(2012)定义了一个东太平洋波列指数。该指数选用Plumb波通量的垂直分量作为变量，将东太平洋对流层中低层区域的体积平均和冬季季节平均值，定义为东太平洋波列指数。结果表明，在20世纪60年代中期以前，波列比较强，之后，直到70年代中期，波列都比较弱，至80年代中期，波列最活跃，然后又减弱(Zhou et al，2012)。

东太平洋波列在位势高度场上结构如何呢？选取标准波列指数的绝对值大于1的年份做为波列活跃(不活跃)年份并进行合成分析，得到：活跃年，阿留申低压活跃并显著东扩，其中心位于日界线以东；不活跃年，阿留申低压强度减弱并西退，其中心位于日界线以西。在对流层中高层，活跃年，北太平洋上空的位势高度负异常特别强大，其范围从东亚沿岸一直东伸到阿留申群岛东南部，北美西部的位势高度正异常中心也异常强大。反之，不活跃年，北太平洋上空的位势高度场负异常中心较弱，其空间范围位于西太平洋，东部不超过日界线；北美西部的位势高度正异常中心非常微弱，其主体西移至北太平洋东部的海域上。有意思的是，活跃年减去不活跃年的位势高度场，其差值在北太平洋—北美区域，呈现出一种类太平洋/北美遥相关型。不仅在位势高度场上，二者有一致的结构，在时间变率上，二者的一致性也很好。东太平洋波列指数与传统的太平洋/北美遥相关型指数的相关系数高达0.7。

因此，东太平洋波列，或者太平洋/北美遥相关型，它们可以被视为同一现象的不同表征。传统的太平洋/北美遥相关型，是位势高度场异常的表征，而东太平洋波列是其波通量场的表征。物理上，东太平洋波列或者太平洋/北美遥相关型波列，其实质是大气异常中心(例如，低层的阿留申低压，对流层中上层的北太平洋异常低压和北美东北部的异常高压)，当它们位置和强度发生变化时，就激发出低频波列，向下游同时也向高空传播，形成低频波列。在东太平洋波列(不)活跃年，波的传播很(微弱)强，相对于气候态，它表现为太平洋/北美遥相关型的正(负)位相(Zhou et al，2012)。东太平洋波列的水平和垂直传播，在大气遥相关中具有非常重要的意义。5.2 东太平洋波列与阿留申低压-冰岛低压跷跷板及其与北极涛动的关系

北极涛动是北半球冬季热带外地区的最强信号(Thompson et al，1998，2000)。自从Thompson 等(1998)提出北极涛动以来，其到底是一个真实的物理模态，还是经验正交函数分解出现的人为模态，一直备受争议(Deser，2000; Ambaum et al，2001; Wallace et al，2002)。一方面，基于北极涛动与北大西洋涛动有很强的相关，有观点认为，北极涛动并不是新模态，它实质就是北大西洋涛动。但持这种观点的人，不能说明在北极涛动中太平洋中心的存在。另一方面，Thompson等(2000)认为，北极涛动是一种真实的物理模态，它描述的是极区与中纬度地带大气质量的跷跷板式的振荡。如果这种观点是正确的，那么，北极涛动的3个异常中心：太平洋中心、北大西洋中心和北极中心，应该显著相关。但Deser(2000)发现，在3个中心中，只有北大西洋中心与北极中心有非常强 的负相关，它反映的是北大西洋涛动。而太平洋中心与其余两个中心的相关却很弱。

尽管北极中心与北太平洋中心仅显示出弱的相关，但一些研究工作表明，阿留申低压与冰岛低压有时却显示出较强的负相关(Kutzbach，1970;van Loon et al，1978; Wallace et al，1981; van Loon et al，1983)。这种负相关，称为阿留申低压-冰岛低压(AL-IL)跷跷板振荡。该跷跷板是怎样形成的？其与北极涛动的形成有关吗？这是非常有趣的问题，值得深入探讨。

关于阿留申低压-冰岛低压跷跷板，Honda 等(2001)研究发现，在1973—1994年，2月和3月上旬该跷跷板最强，相关系数超过-0.7。同时，他们认为，该跷跷板的形成与太平洋/北美型波列的传播有关。稍后，Castanheira等(2003)又发现：在强(弱)极涡条件下，阿留申低压-冰岛低压跷跷板也强(弱)。这表明，平流层极涡通过对准定常波的反射，对该跷跷板有显著的影响。

最近，Sun等(2013)对阿留申低压-冰岛低压跷跷板的季节和年际特征及其形成机理做了进一步研究，他们提出，东太平洋波列的(水平和垂直)传播及其平流层极涡的波反射，都对阿留申低压-冰岛低压跷跷板的形成产生影响。Sun等(2013)的结果表明，该跷跷板的相关既呈现出季节性，又具有很强的年际和年代际变化。12月和1月，阿留申低压与冰岛低压相关系数分别达-0.33和-0.35，而2月略低，相关系数为-0.26，但3月却不相关。整个冬季，相关系数为-0.26。在年代际变化方面，1995—2009年的12月，阿留申低压与冰岛低压最相关，相关系数达-0.55；而在另外两个时段：1948—1972和1973—1994年，阿留申低压与冰岛低压间无显著相关。在3个时段内，1月的阿留申低压与冰岛低压的相关系数均在-0.4左右，但只有1948—1972年相关达到95%的显著性水平。1973—1994年的2月阿留申低压与冰岛低压相关最强，达-0.73，其余时段的2月，二者间不存在显著相关。因此，Honda 等(2001)的结论并不是普遍成立的，只在1973—1994年的2月成立。而对于3月，阿留申低压与冰岛低压均不相关。

Sun等(2013)进一步考察了东太平洋波列和平流层极涡(PV)分别或者共同对阿留申低压-冰岛低压跷跷板的影响。在不考虑东太平洋波列的情况下，平流层极涡较弱时，阿留申低压与冰岛低压间不存在显著相关；当平流层极涡较强时，阿留申低压与冰岛低压相关系数达-0.36。同时，若不考虑极涡的强弱，东太平洋波列较弱时(强度小于其平均值)，阿留申低压与冰岛低压间不存在显著相关；当东太平洋波列较强时(强度大于平均值)，阿留申低压与冰岛低压相关达-0.42。而且，东太平洋波列越强，二者的相关性也越高。因此，东太平洋波列和平流层极涡均对阿留申低压与冰岛低压跷跷板有显著影响。特别是，二者的有机结合，将对该跷跷板产生重要影响。例如，当东太平洋波列较弱时，若平流层极涡也较弱，则阿留申低压与冰岛低压不存在显著相关；但当平流层极涡较强时，阿留申低压与冰岛低压就呈现出较强的相关，其相关系数可达-0.34。这表明，在东太平洋波列较弱时，极涡对东太平洋波列的反射也能造成阿留申低压与冰岛低压的显著相关。但是，当东太平洋波列较强时，即使极涡较弱，阿留申低压与冰岛低压也显示出很强的跷跷板振荡。极涡对东太平洋波列的反射仅仅使该跷跷板略微增强。因此，东太平洋波列较强时，主要通过水平传播方式，将能量从东太平洋传播到北美，然后再从北美传播到冰岛，影响冰岛低压。Sun等(2013)还给出波列能量水平传播和垂直反射的证据，证实了上面的统计结论。

Sun等(2013)提出，在北极涛动的3个异常中心中，北极中心和北大西洋中心的高度负相关，其实反映的就是北大西洋涛动。而北太平洋异常中心，很有可能是阿留申低压与冰岛低压跷跷板留下的痕迹。为了证实上述假设，他们分别对非常强的东太平洋波列的月份，即阿留申低压与冰岛低压跷跷板强的月份，和移除这些月份所剩余的月份的海平面气压，进行经验正交函数分解，前者的经验正交函数分解第1模态的北太平洋异常中心显示出比气候态的要强，而后者的经验正交函数分解第1模态中，北太平洋中心则消失。这证实了他们的设想，即北极涛动是北大西洋涛动与阿留申低压与冰岛低压跷跷板联合作用下的产物。6 大气遥相关的一些基本问题6.1 北极涛动温度异常场的形成

北极涛动在气压场或者位势高度场上，表现出3个异常中心：北极中心、北大西洋中心和北太平洋中心。在大气低层的温度场上，正位相北极涛动时北极海洋、格陵兰以及加拿大东北部为异常冷中心，而欧亚大陆和美国是异常暖中心。Thompson等(1998)指出，这种温度异常可能是纬向平均的纬向风对温度的平流造成的。正位相的北极涛动所伴随的异常西风，将暖空气从海洋吹向大陆，导致陆地上出现暖异常，将陆地的冷空气吹向海洋，导致海洋上出现冷异常。他们的解释强调了海、陆的热力差异和正位相北极涛动的西风异常，能部分解释温度异常的形成。但是，这种解释也存在缺陷：(1)他们利用的是纬向平均的纬向风，而不是局地的纬向风来计算温度平流，这不能充分体现温度异常的局地性；(2)更重要的一点是，他们没有考虑经向风异常对温度异常的贡献，因为大气气候态的温度梯度主要是南北向的。根据上述设想，Suo等(2009)基于美国大气环境预报中心/大气科学研究中心的再分析资料，重新计算了与正位相北极涛动相联系的温度异常，所得结果与正位相北极涛动的温度异常更加接近。其结果表明，40°N以北的西风异常，将海洋上空的暖空气带到大陆内部，将大陆冷气团带到海洋，使格陵兰及其附近区域和白令海变冷。经向风异常呈现出3波型，波动的南风将暖气团向北带，北风将冷气团向南带，其结果是使美国变暖，欧洲南部和加拿大变冷。而纬向风和经向风的温度平流共同导致了欧亚大陆北部变暖。6.2 北大西洋西风异常北传机理

波和流的相互作用是大气中各种尺度低频变化的内在机制。西风异常北传就是波流相互作用的结果，研究西风异常北传有助于对北极涛动和南极涛动现象的理解。西风异常北传早在1950年就已被观测到(Riehl et al，1950)。后来，该现象在模式中也得到证实(James et al，1994)。利用一个弱非线性正压模式，James等(1996)提出，这种北传现象是基本流与波动相互作用引起的。这种波动是从中高纬度向赤道传播的罗斯贝波。正是波动的动量通量在西风异常的极地一侧的辐合导致了西风异常的北传。Robinson(2000)进一步提出，大气低层斜压带的北移在西风异常北传现象中也起着非常重要的作用。上述两个机制得到了观测研究的证实(Feldstein，1998)。

Lee等(2007)的模拟研究表明，西风北传是从热带开始的。中纬度产生并传向热带的波动在热带、副热带交界的临界层破碎。波的破碎存储了负的西风动量，使背景风减速，这导致波的临界层的位置北移和位势涡度梯度的减小。其结果是，下一次波的破碎发生在上一次破碎位置的北边。如此循环，就导致了西风异常的北移。最近，Yuan等(2013)用欧洲中期天气预报中心的再分析资料(ERA-40)进一步证实了Lee等(2007)的模拟结果。6.3 大气遥相关的时间和空间可分性

在过去几十年，大气遥相关，或者低频振荡研究，受到气象界的普遍重视。但各种遥相关是否存在固定的空间型？它们的最小时间尺度是多少？这些问题目前依然困惑着人们。

人们最初研究大气遥相关，大多采用的是月平均或者季节平均资料(例如，Wallace et al，1981; Barnston et al，1987)。使用这类资料，能较好地刻画大气遥相关的季节变化、年际变化、或者更长尺度的变化。但近些年出现了直接使用未滤波的日资料来研究遥相关的新趋势(Feldstein，2002; Johnson et al，2010; Athanasiadis et al，2010)。Feldstein(2002)和Johnson等(2010)由日资料得到的大气遥相关，例如北大西洋涛动、 太平洋北美型遥相关等，具有10 d左右的生命期，这与其他方法，例如数值模拟得到的结果一致(Feldstein，2002; Cash et al，2001)。

关于大气遥相关的空间型，使用不同的方法(例如点相关计算，或者经验正交函数分解)和不同的资料时段，其空间形状也不尽相同。这说明，各种遥相关型可能没有固定的空间形状。近些年，Johnson等(2010)基于未滤波的日资料，将聚类分析和自相关映射分析引入遥相关研究。他们发现，北太平洋冬季的海平面气压异常场存在若干类太平洋/北美型的空间结构(“自组织映射”结构)。这些自组织映射结构，具有两种极性，每一种极性的自组织映射结构，构成太平洋/北美型的一种位相。这些自组织映射结构的特征时间也在10 d左右。实现这种分解方法后，他们还试图将太平洋/北美型的形成与热带对流加热联系起来。利用同样的研究方法，Johnson等(2008)还成功解释了北大西洋涛动的年代际变化的形成，Lee等(2013)成功找到了臭氧损耗和温室气体强迫与南半球环状模变化的关系。

最近，同样基于未滤波的日资料和“自组织映射”方法，Yuan等(2014)对冬季北太平洋遥相关进行了系统研究。得出北半球冬季的几个主要遥相关型：太平洋/北美型、 西太平洋型(WP)、东太平洋型(EP)，均可分解成若干与它们自己类似的自组织映射结构。所有这些自组织映射结构具有约10 d的生命期，也具有两种极性。利用这些自组织映射结构的极性及其发生频率，可以成功地解释遥相关的许多性质，例如各种遥相关的相对重要性、季节性变化、年际变率等。例如，类西太平洋型结构和类东太平洋型结构在整个冬季均可观测到，但类西太平洋型结构在早冬(11—12月)发生频率高于类东太平洋型结构的发生频率，而在晚冬(2—3月)，情况正好相反。这使冬季北太平洋遥相关的第2模态从早冬的西太平洋型转变为晚冬的东太平洋型。这些结果表明，自组织映射结构是构成大气遥相关的最基本的结构。6.4 急流与风暴轴位置的关系

急流与风暴轴是一对孪生兄弟，相互作用，互为因果。通过正压、斜压不稳定机制，急流可以产生天气尺度波进而形成风暴轴；反之，天气尺度波也可以将其能量传递给行星尺度波或基本流，使后者得到加强发展。因此，研究风暴轴与急流的关系有利于对大气遥相关形成机理的理解。

很久以来，在观测中发现一个有趣的现象：风暴轴的中心与急流的中心并不重合，风暴轴中心总是位于急流中心的偏极地一侧，二者相距10个纬度左右。Yang等(2007)利用一个准地转斜压两层模式，研究了斜压不稳定过程中的波流相互作用。在该模式中，包含了两类非线性项。一类是涡度的非线性平流项，一类是涡度方程的涡度-散度乘积项，此项过去往往被忽略。数值模拟发现，第1类非线性项导致了斜压波包的下游发展，而第2类非线性项，会引起斜压波包的南北非对称性，使得波包上游的北部强于上游的南部，这就导致了风暴轴的中心向北(极地)的偏移。6.5 风暴轴变化及其能量学特征

风暴轴存在不同尺度的变化，从季节尺度(Lau，1988；Nakamura，1992; Christophy et al，1997)到年际尺度(Trenberth et al，1994; Straus et al，1997; Zhang et al，1999)，再到年代际尺度(Ebisuzaki et al，1998； Nakamura et al，1999； Geng et al，2001； Chang et al，2002a)。

Chang等(2002b)发现，ENSO对北太平洋风暴轴的年代际变化有重要的调制作用。在厄尔尼诺年，由于哈得来环流的增强，北太平洋风暴轴也向赤道、向下游伸展；而拉尼娜年正好相反。但ENSO对北大西洋风暴轴影响不大。北极涛动是北半球热带外的最强信号，北极涛动位相的变化，是否对北半球风暴轴产生影响呢？Nie等(2008)对此进行了研究，他们得到，在强的北极涛动正位相年，北大西洋风暴轴向其下游、向北位移，这与McCabe等(2001)的结论一致。北大西洋风暴轴的这种位置变化与大气斜压能量转换带的位移是一致的。而斜压带的移动主要是行星波-天气尺度波的相互作用引起的斜压能量转换造成的。而强的北极涛动负位相年，北太平洋风暴轴向西退缩，这主要是行星波的斜压能量转换减少造成的。此外，他们还得到，在北大西洋地区，斜压波路径受北极涛动的影响很大。在强的北极涛动负位相年，斜压波主要沿北大西洋中部传播，而在强的北极涛动正位相年，斜压波将分岔成高、低纬度两支。这种变化对欧亚大陆，特别是中国的天气气候的影响，值得进一步研究。 7 总结和讨论

总结了近些年来北半球中高纬度大气遥相关型的变化，特别是影响中国天气、气候的大气遥相关型变化的动力学研究进展。

(1)揭示了太阳活动对东亚气候的影响。太阳活动通过影响平流层温度场和风场，进而导致北极涛动/北大西洋涛动的空间结构变化，并影响冬、春季东亚的气候。同时，春季北极涛动/北大西洋涛动对后期东亚夏季风的影响也受到太阳活动11年周期的调制，其机制可能与太阳活动影响北大西洋海-气相互作用有关。

(2)揭示了平流层极夜急流与东亚地区环流的关系。1976年后平流层极夜急流增强，限制了乌拉尔山环流异常信号向平流层的传播，因此，有更多的异常信号在对流层向东亚地区传播并影响那里的环流。与此相对应，东亚冬季的气旋/反气旋活动在20世纪70年代中期后(前)，有显著的增强(减弱)。特别是，80年代中期以后，东亚冬季高空极锋急流有明显增强，气旋、反气旋频率也维持一个高值。

(3)揭示出北半球中高纬度3种欧亚遥相关型的显著季节变化：在夏季它们都很弱，而在秋季和冬季比较强。3种不同的遥相关型对应着不同的外源强迫，对中国冬季气候异常的影响也不同。

(4)揭示了中高纬度大气遥相关与热带大气过程的联系。在季节尺度和年代际尺度上，通过环半球波列，热带对流加热可以影响北大西洋涛动；反之亦然。同时，中高纬度的大气遥相关型变化，还可以影响下一季节的ENSO事件：北太平洋涛动通过“季节足迹机制”，可以影响下一年ENSO事件的发生；春季北极涛动通过北太平洋地区的波-流相互作用形成赤道西太平洋的西风异常，触发东传的暖开尔文波，使随后夏季赤道东太平洋海温升高并通过皮叶克尼斯正反馈过程维持和加强，最终导致厄尔尼诺事件的发生。同时，与春季北极涛动相联系的海温异常还可以加强或减弱由前面冬季北太平洋涛动在上层副热带北太平洋强迫出的海温异常，从而影响之后夏季通过海-气相互作用形成的西风异常，并最终影响赤道中东太平洋由“季节足迹机制”驱动的海温异常，即ENSO事件的发生。

(5)揭示了东太平洋波列与太平洋/北美型遥相关的联系，并进一步揭示，东太平洋波列通过水平传播和垂直传播及其平流层的反射，可以形成阿留申低压与冰岛低压跷跷板振荡，而北极涛动正是北大西洋涛动与阿留申低压与冰岛低压跷跷板振荡共同作用下形成的。

(6)研究表明，大气中的主要遥相关型，例如北太平洋/北美型、西太平洋型或东太平洋型可以分解为若干更基本的称之为“自组织映射结构”。这些自组织映射结构其空间结构相近和具有两种不同的极性。不同极性的自组织映射结构构成大气遥相关型的不同位相。这些自组织映射结构具有10 d左右的生命期，而大气遥相关的更长时间尺度(例如季节尺度、年际尺度、年代际或以上时间尺度)的低频变化，均可由这些自组织映射结构的统计平均得到。

虽然中高纬度大气遥相关型变化研究取得了一些研究进展，但要看到这些进展大多还在于现象的揭示，其中的机理仍需要进一步研究：

(1)关于不同的大气遥相关型的相互作用，目前的研究主要还是侧重于热带ENSO与北极涛动/北大西洋涛动、北太平洋涛动的相互影响(Chen et al，2013b，2014a)，缺乏中高纬度不同的大气遥相关型的联系和相互影响研究，以及它们对气候异常特别是东亚气候异常的协同影响。

(2)关于平流层过程与对流层中的大气遥相关相互影响，一些研究已经揭示出大气遥相关型如北极涛动、欧亚型以及太平洋/北美型等与平流层的联系(比如Chen et al，2007，2009; Wei et al，2007)，特别是ENSO也可以影响平流层环流进而作用于中高纬度大气遥相关，但是其中的物理过程和机理亟需开展研究。

(3)通过自组织映射方法和日资料的应用，揭示了大气遥相关由更基本的所谓“自组织映射结构”组成。通过对这些自组织映射结构的发生频率的统计，可以揭示大气遥相关的季节、年际以及更长时间尺度的变化。但是，这些自组织映射结构的发生频率与哪些物理过程(例如局地的波-流相互作用、热带对流加热、极地冰雪变化、平流层极涡强度变化或太阳黑子活动等)有关，需要更深入的研究。