东亚冬季风是东亚气候系统的重要组成部分，对中国以及整个东亚地区冬季的天气和气候异常都有重要的影响。东亚冬季风起源于西伯利亚高压，具有建立过程迅速、向南推进速度快以及风力强等显著特点。东亚冬季风的强弱变化不仅引起中国及邻近地区的天气变化，还可以影响到马来西亚南部、印度尼西亚、澳大利亚等地的旱涝与热带气旋的生成(朱抱真等，1990；梁必骐，1990；施能，1996)。偏强的东亚冬季风为寒潮的爆发创造了有利的气候条件，导致冷空气频繁影响中国北方地区以及日本、韩国、朝鲜等国，造成东亚地区低温冷害、寒潮、暴雪以及春季沙尘等灾害性天气的发生(Krishnamurti，1979；Ding et al，1987；Ding，1994；Zhang et al，1997；Huang et al，2007；Wang et al，2009a，2011；Sun et al，2010；Li et al，2012；Chang et al，1982；郭其蕴，1994；吴尚森等，2000；顾雷等，2008；Wen et al，2009)。

从东亚冬季风的变化看，由于受多种气候因子的影响，东亚冬季风表现出多尺度变化的特点(Chan et al，2004；裴顺强等，2007；韦道明等，2009；徐建军等，1999；金祖辉等，1996)。首先，东亚冬季风具有明显的季节内变化往往表现为冷空气的频发，导致寒潮过程南下影响中国，造成中国出现严重低温、暴雪等灾害性天气。东亚季风季节内振荡的主要周期突出表现为30—60 d(或准40 d)以及10—20 d(准双周)(Lau et al，1984；Pan et al，1985；李崇银，1988；杨松等，1989；卢孟明，1994；Chan et al，2004)。2004/2005年强寒潮事件是在10—20 d低频波动背景下发生的。在寒潮爆发过程中，10—20 d低频波动在青藏高原南北独立传播，以后南北波列耦合，经过青藏高原后导致寒潮全面爆发(马晓青等，2008)。

其次，东亚冬季风具有显著的年际变化，从时间尺度看，东亚冬季风存在明显的准2 a、准4 a和4—7 a(或5—8 a)周期振荡特征(郭其蕴等，1994；徐建军等，1999；穆明权等，1999；Chen et al，2000；Li et al，2001；Chan et al，2004；裴顺强等，2007；黄荣辉等，2007；晏红明等，2009；Huang et al，2012)。研究表明，厄尔尼诺和南方涛动(ENSO)事件作为海洋和大气相互作用中信号最强的现象，对全球大气环流的年际变化有明显影响。近十几年来，科学家们在揭示东亚冬季风条件下海-气相互作用的观测事实及机理方面做了不少工作，从不同侧面证明了ENSO事件是影响东亚冬季风年际变化的一个重要因子(李崇银，1988，1989a，1989b；Zhang et al，1996；穆明权等，1999；Li et al，2001；布和朝鲁等，1999；Wang et al，2000，2003；陈文，2002；黄荣辉等，2003；Chen et al，2003；何溪澄等，2008；张庆云等，2008)。一般情况下在厄尔尼诺(拉尼娜)盛期的冬季东亚冬季风往往偏弱(偏强)，这一影响主要是通过ENSO 在对流层低层激发西太平洋异常反气旋(气旋)和南风(北风)异常来实现；而拉尼娜年都伴随着强的冬季风(Chang et al，1980；Zhang et al，1996；Tomita et al，1996；Ji et al，1997；Wang et al，2000，2002)。从空间尺度看，东亚冬季风具有明显的北部和南部变化模态，其中北部冷冬模态主要表现为东亚大槽偏西，西伯利亚中部气压槽加深，东亚北部地区冬季偏冷；而南部冷冬模态表现为东亚大槽加深，蒙古地区气压偏高，40°N以南冬季偏冷。北部的冷冬模态同西伯利亚高压的东北部、大西洋的海温以及印度洋海温密切相关；而南部的冷冬模态则主要是由于处于拉尼娜发展期，以及西伯利亚东北部积雪覆盖偏少有关(Chen et al，2014)。Wang等(2010)与Wu等(2011)发现东亚冬季风还有另一种模态，虽然只占方差贡献的8.7%，但对2007/2008年中国南方异常的雨雪冰冻起了很重要作用。这种模态主要表现为：东亚东北部地面气压升高，西伯利亚中部气压升高、西太平洋副热带高压增强及西伸。

第三，东亚冬季风表现出显著的年代际变化特点，其显著周期主要有9—10、20—30和40 a左右等，尽管由不同的指数分析得到的年代际周期不完全一致，但大多数冬季风指数均显示20世纪80年代中期以来东亚冬季风表现出明显的年代际减弱特征(徐建军等，1999；Wu et al，2002；晏红明等，2003；Chan et al，2004；裴顺强等，2007；施晓辉等，2007；朱艳峰，2008；Wang et al，2010；贺圣平等，2012；贺圣平，2013；王会军等，2013a)，且这一阶段东亚冬季风减弱是过去100多年中最为明显的时期，而这也恰好对应着近百年东亚冬季气温的最高时期。研究表明，20世纪80年代中期以来东亚冬季风偏弱可能是由于北极涛动(AO)的显著增强造成的(贺圣平等，2012)。最近的一些研究也表明，海温的年代尺度变化信号会影响ENSO与东亚冬季风的相关关系(Wang et al，2008；Ding et al，2010)，这也说明厄尔尼诺和拉尼娜事件对中国冬季气温的影响并非简单的线性关系。当太平洋海温年代际振荡(PDO)处于正位相时，ENSO对东亚冬季风的影响并不显著；当太平洋海温年代际振荡处于负位相时，ENSO对东亚冬季风的影响增强。近期研究表明，太平洋海温年代际振荡和东亚冬季风有密切联系，这被视为联系中纬度太平洋和热带太平洋海-气相互作用的桥梁(Zhou et al，2007)。太平洋海温年代际振荡很好地对应着冬季阿留申低压和蒙古高压的同步“跷跷板”变化，正是由此造成的纬向海-陆气压差的相应变化，将太平洋海温年代际振荡与其上游东亚冬季风的强度变化紧密联系起来(朱益民等，2003；杨修群等，2004；Zhou et al，2007；李崇银等，2011)。

近年来，随着气候变暖的趋缓，越来越多的科学家们开始认识到气候变化与自然的年代际气候变化的关系。关于东亚冬季风的年代际变化的研究也日益引起人们的关注，如梁苏洁等(2014)研究了1960—2013年中国大陆冬季气温和区域环流的年代际变化，指出中国冬季气温在整体升高的趋势上叠加有年代际波动，可划分为冷期、暖期和停滞期3个时期，这种年代际变化与东亚冬季风的年代际变化是一一对应的。为此，重点回顾和评述了近年来中外关于东亚冬季风年代际问题的研究进展，以期深入了解全球气候变化背景下东亚冬季风的年代际变化特征、物理机制及其与全球气候变化的联系。2 东亚冬季风年代际变化的气候背景：全球气候变化的趋势演变

全球季风系统是气候系统的一个重要组成部分，一旦气候系统由于气候强迫发生了改变，必然会对全球季风系统产生深刻的影响，尤其是对庞大的亚洲季风系统其主要的驱动机制是海-陆的热力差异更受到全球气候变化的影响。图 1a是1850—2012年全球地表平均温度的距平变化，可以清楚地看到近百年全球平均温度上升或气候变暖的趋势。值得注意的是，这种变暖趋势并不是单调的直线上升，而是在波动中上升。从1900年开始，经历了两次冷期(20世纪最初20年与50—70年代)和两次暖期(20世纪30—40年代与 80—90年代)的长周期(约40 a)的波动。如果从全球观测资料比较可靠的近60年考察(阴影区表示不确定性范围明显减小)，则从20世纪50年代开始经历了一次冷期，一次暖期和近10—15年(1998年开始)出现的气候变暖趋缓期(也称气候变暖停顿期)(Easterling et al，2009；Knight et al，2009；Kerr，2009)。全球气候变暖的特征也清楚地反映在中国(1901—2012年)年平均地表温度距平曲线上(图 1b)，对此曲线进行低频滤波，则同样可清楚地看到近百年气候变暖趋势线上叠加有2个冷期和2个暖期。但与全球曲线相比，第2个冷期更长，从20世纪50年代延续到80年代中期，同时第2个暖期也延续到21世纪最初10年的中期，以后开始下降。

图 1(a)1850—2013年全球地表年平均温度距平变化(相对于1961—1990年平均值)(引自世界气象组织2013年全球气候状况声明)；(b)1901—2013年中国地表平均气温距平变化(相对于1971—2000年)(国家气候中心，2013)Fig. 1 Annual surface temperature anomalies averaged over(a)the entire globe for 1850-2013(from the World Meteorological Organization Statement on the Status of the Global Climate in 2013，http://www.wmo.int) and (b)China for 1901-2013(from China climate change monitoring bulletin 2013). The global mean anomalies are calculated relative to the 1961-1990 mean，while those over China are calculated relative to the 1971-2000 mean

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Wang等(2014)利用多种资料集做的最新研究显示(图 2)，在低通滤波曲线上，在1987年之前和2008年后东亚地区冬季的平均温度距平表现为明显的负异常。尽管在21世纪初温度距平没有转变为负异常，但基本维持在0线附近，21世纪最初10年中除个别年份外，大部分年份的冬季平均温度距平为负距平。可见，东亚与全球气温的变化虽然密切相关，但不完全一致，大概落后5年，这是因为在全球变暖背景下，区域的响应是不一致的。由于全球气温变化首先影响区域环流型，以后通过区域环流型的变化再影响区域的气温，所以表现在区域上的响应一般都是有后延的。

图 2 根据不同资料计算的东亚地区(20°—60°N，100°—140°E)冬季平均温度异常(单位：℃，黑色实线为9点低通滤波；Wang et al，2014)Fig. 2 Winter mean surface air temperature anomalies(℃)averaged over East Asia(20°-60°N，100°-140°E)based on a variety of datasets(The black solid lines denote a 9-year low-pass-filtered time series with the Lanczos filter; Wang et al，2014)

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比较有意思的是近百年(1901—2012年)中国冬季(当年12月到次年2月)平均气温的变化(唐国利等，2012)，除了与年平均气温一样具有2个冷期和2个暖期外，可以看到近10年来虽然上升速率在减小，但全中国冬季平均气温在继续上升，说明冬季的气温仍处于高水平(图 3a)，只是东北地区近10年的冬季气温出现了下降的趋势(图 3b)，这反映了近10—15年的全球气候变暖停滞期主要影响了中国东北地区，其次是新疆北部和内蒙古地区。上述全球和中国的气温变化作为一种长期的年代际变化，必然通过气候系统影响海-陆温差和冬季的环流，进而影响东亚冬季风，因而分析海洋温度的年代际变化是十分必要的。

图 3 1901—2011年中国整体平均(a)与中国东北地区(b)冬季气温距平(单位：℃)(相对1971—2000年，短实线分别为1991—2000年及2001—2010年平均)(唐国利等，2012)Fig. 3 Winter temperature anomalies(℃)averaged over(a)China and (b)Northeast China(Anomalies are calculated relative to the 1971-2000 mean. Short solid lines show decadal mean anomalies during 1991-2000 and 2001-2010; Tang et al，2012)

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近年来，不少人研究了东亚夏季风的年代际变化(Ding，2007；丁一汇等，2013)，指出60—80年周期最明显，它可能反映了全球性海-气相互作用长期振荡的一种模态，其次是40年左右与22年的振荡周期。研究表明，在20世纪全球主要洋区的海表温度(SST)发生了两次年代际升温并导致海温的突然变化。一次发生在20世纪70年代后期，这时赤道中东太平洋年代尺度海温升高0.4—0.6℃，其升温量达到了通常意义下的ENSO事件标准(年际尺度海表温度变化)。同时，北太平洋海温也存在显著的年代际变化，20世纪70年代中后期，北太平洋海温显著降低，由此造成全球大范围地区一系列的天气气候异常(丁一汇，2013)；另一次海洋升温是发生在1997—1998年，在北大西洋和印度洋都有明显的表现。但近15年(1998年之后)，热带中东太平洋开始出现海表温度的下降，北太平洋出现变暖，表现为明显的太平洋海温年代际振荡负位相(Tollefson，2014)，因而就对东亚季风产生重要影响的太平洋海温年代际振荡而言，从20世纪至今出现了两次重大的海温突变信号，即1970年末以来热带中东太平洋的升温与1998年以后的变冷。变冷期至今已经延续了10—15年，如果按40年振荡周期估算，至少要到2020年以后才能达到暖期(太平洋海温年代际振荡正位相)。北太平洋海洋温度的这种年代际变化，对东亚季风和中国的天气气候已产生了明显影响。前者造成了中国夏季风的减弱进而造成“南涝北旱”以及冬季气温的明显上升，后者已开始导致东亚夏季风的逐步增强和季风雨带的北上以及冬季气温的 下降(Ding，2007；邓伟涛等，2009；Wang et al，2008)。

因而，在全球气候变化影响下，东亚冬季风也同样会发生类似的年代际变化。但由于不同气候系统分量对全球气候变化的响应时间和范围会有差别，其年代际变化的特征可能不完全相同。3 东亚冬季风年代际变化的主要特征 3.1 东亚冬季风的变化

东亚冬季风表现出显著的年代际变化，20世纪50年代到70年代是一个漫长的冬季风增强期，20世纪80年代中期以后冬季风显著减弱。目前，中外的学者大多数都同意这个时期冬季风的减弱，包括冬季西伯利亚高压的减弱，均可能是气候变暖的结果。邵鹏程等(2012)重新评估了2009年以前定义的20几种东亚冬季风指数表明，基于不同角度所定义的东亚冬季风指数都可以较好地反映冬季风的变化趋势及冬季东亚地区大气环流的异常特征。尽管由不同的指数分析得到的年代际周期及具体强弱年份不完全一致，但大多数冬季风指数均显示20世纪80年代中期以来东亚冬季风表现出明显的年代际减弱特征，这种减弱特征是过去100多年中最为明显的时期，而这也恰好对应着东亚冬季气温升高最快的时期，这一特征与全球变暖趋势是非常吻合的(徐建军等，1999；Wu et al，2002；裴顺强等，2007；施晓辉等，2007；朱艳峰，2008；Wang et al，2010；贺圣平等，2012；贺圣平，2013；王会军等，2013a)。

最近的一些研究表明，20世纪80年代中期以来东亚冬季风的减弱期已经终止，从21世纪最初10年以后东亚冬季风已再次进入一个明显的增强期，开始由弱转强(图 4、5)。而与之对应的是，东亚地区的冬季气温也开始进入一个明显的年代际降温期，这在上一节已经给出了详细的描述(图 3)。总体来看，近60年来东亚冬季风的年代际变化可以划分为3个时期，即20世纪80年代中期以前的偏强期，1987—2004年东亚冬季风的偏弱期，以及2005年以来的再次转强期(梁苏洁等，2014；Wang et al，2014；国家气候中心，2013)。

图 4 1950/1951—2012/2013年东亚冬季风指数(a. 黑实线：高斯低频滤波曲线；2013年中国气候变化监测公报)和西伯利亚高压指数(b. 红实线：高斯低频滤波曲线；http://cmdp.ncc.cma.gov.cn/extreme/lowtemp.php?product=lowtemp_diag)Fig. 4 Temporal variations of East Asian winter monsoon indices and Siberian high index between winter 1950/1951 and winter 2012/2013 from(a)China climate change monitoring bulletin 2013 and (b)China Meteorological Administration(http://cmdp.ncc.cma.gov.cn/extreme/lowtemp.php?product= lowtemp_diag). The black solid line in(a) and the red solid line in(b)denote the Gaussian low-pass filtered time series

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图 5 根据不同资料计算的标准化的东亚冬季风指数(黑色实线为9 a低通滤波；Wang et al，2014) Fig. 5 Normalized winter mean East Asian winter monsoon indices calculated by using a variety of datasets(The black solid lines show the 9-year low-pass Lanczos filtered time series; Wang et al，2014)

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中国冬季平均气温变化的最主要模态表现为全国气温一致变暖的变化趋势，最大值中心位于40°N以北的地区，这说明北方的变暖强于南方(康丽华等，2006；梁苏洁等，2014)。经验正交函数分解第1模态(EOF1)的标准化时间系数有很强的变暖趋势，同时叠加有明显的年代际变化，这种变化特征在高斯低频滤波曲线上表现尤为明显(图 6)。早期研究指出，中国冬季气温在20世纪80年代中期发生了明显跃变，以1986/1987年为界，可以将中国冬季气温划分为冷、暖两个时期(宋燕等，2005；刘莉红等，2003)。前期基本为负位相，中国冬季气温主要为负异常，表明中国冬季气温一致偏低，而后期则基本为正位相，中国冬季气温主要为正异常且升温加速。自2006/2007年冬季开始，虽然冬季气温的EOF1系数仍然表现为正，但整体上开始呈下降趋势。与此对应，中国冬季大范围的冰冻雨雪和寒潮大风天气开始增多，冬季气温表现出明显的降低趋势，似乎进入了一个新的波动阶段。

图 6 中国冬季地面2 m高度平均气温EOF1(a. 空间分布型，b标准化时间系数； 柱状图：标准化时间系数，黑实线：突变检验曲线，绿色实线：线性趋势曲线，绿色虚线：高斯低频滤波曲线，紫色实线：2006/2007至2012/2013年冬季的线性趋势曲线，红色实线箭头指向2006/2007年；梁苏洁等，2014)Fig. 6(a)Spatial pattern and (b)normalized time coefficient of the leading EOF mode of winter mean 2 m air temperature over mainl and China between 1960/1961 and 2012/2013. The colored bars in(b)show the st and ardized anomaly，black solid line shows stepwise regime shifts in the mean detected by the sequential method，green solid line shows the linear trend，green dashed line shows the Gaussian low-pass filtered time series，purple solid line shows the linear trend between winter 2006/2007 and winter 2012/2013，and red arrow indicates the winter of 2006/2007(Liang et al，2014)

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已有的很多研究都探讨了冷暖期的变化，而近些年中国冬季气温进入了一个新的波动阶段。根据最近关于冷暖期划分的研究(梁苏洁等，2014；Wang et al，2014)，给出了去除趋势变化后的3个时期(冷期：东亚冬季风的第1个偏强期，即1960/1961年冬季至1985/1986年冬季；暖期：东亚冬季风的偏弱期，即1986/1987年冬季至2005/2006年冬季；气候变暖停滞期：东亚冬季风再次转强期，即2006/2007年冬季至2012/2013年冬季)冬季平均气温场、冬季最高气温以及冬季最低气温的分布(图 7)。可以发现，冷期除青藏高原地区外，中国大部分地区气温明显偏低；暖期气温的分布则与冷期正好相反，中国大部分地区气温明显偏高，尤其是35°N以北的地区升温更为明显，反而在青藏高原地区出现气温偏低的情况。气候变暖停滞期与冷期气温分布相似，但35°N以北地区降温幅度比冷期更为显著。同样，气候变暖停滞期青藏高原地区明显变暖的程度也比冷期更强，且最高气温的升高最为显著。气候变暖停滞期中国冬季气温的总体变化特征与唐国利等(2012)的分析结论是一致的(图 8)，即气候变暖停滞期冬季中国北方地区出现明显的降温。上述分析表明，受全球变暖的影响，中国冬季气温也表现出很强的升高趋势，但同时也叠加了3个时段的 年代际自然波动。虽然由于气候变暖趋势的影响，气候变暖停滞期的气温整体高于冷期，但去趋势化后，可以发现气候变暖停滞期的降温较冷期更为显著，因此自然因子仍然对中国冬季的气候产生不可忽视的影响，它们与人类活动因子一起对中国的气温产生共同的影响。值得注意的是，青藏高原在3个时期表现出与中国其他地区截然不同的升温或降温趋势，至于为什么会有这种差别还需要深入的分析和研究。

图 7 去除趋势化后冷期、暖期和气候变暖停滞期中国冬季平均气温、冬季最高气温和冬季最低气温的分布(a. 冷期冬季平均气温，b. 冷期冬季最高气温，c.冷期冬季最低气温；d. 暖期冬季平均气温，e.暖期冬季最高气温，f. 暖期冬季最低气温，g. 气候变暖停滞期冬季平均气温，h. 气候变暖停滞期冬季最高气温，i.气候变暖停滞期冬季最低气温)Fig. 7 Distributions of detrended winter mean anomalies(℃)in(a，d，g)daily temperature，(b，e，h)daily maximum temperature，and (c，f，i)daily minimum temperature during the(a-c)cold period，(d-f)warm period，and (g-i)hiatus period

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与东亚冬季风减弱的长期变化趋势相对应，近60年来中国寒潮的强度和次数都表现出明显减弱的趋势。20世纪50年代，寒潮是频发的，全国性的寒潮年平均可达5.4次，60年代寒潮次数略为减少，到了70和80年代，寒潮的这种减弱和减少趋势明显增强。此外，极端暖日(冷日)也相应呈现出明显的增多(减少趋势)，上述这些变化趋势与全球变暖后东亚冬季风20世纪80年代以来的显著减弱趋势是一致的，这说明在长期变化趋势上东亚冬季风的变化与全球变暖有密切的关系(Ding et al，2006；魏凤英，2008；Chen et al，2013)。近10—15年，随着东亚冬季风的再次增强，寒潮的发生频次及强度都表现出增强的趋势。

图 8 中国2001—2010年与1991—2000年春(a)、夏(b)、秋(c)、冬(d)气温差分布(唐国利等，2012)Fig. 8 Temperature changes over China from 1991-2000 to 2001-2010 during(a)spring，(b)summer，(c)autumn，and (d)winter(Tang et al，2012)

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冬季整个亚洲大陆的中高纬度地区，主要为西伯利亚冷高压所控制，因而气温较低(Ding et al，1987)。研究表明，冷暖期海平面气压场的距平显著不同，呈现出大致相反趋势；而气候变暖停滞期的分布则与冷期更为相似(图 9a、b、c)。冷期45°N以北为大片正距平，以南为负距平，正距平中心自格陵兰岛延伸至欧亚大陆北部的乌拉尔山附近，这种形势有利于高纬度地区的冷空气输送到中低纬度地区，欧亚大陆冬季偏北风增强。暖期以极地为中心的中高纬度大部分地区海平面气压明显偏低，而中低纬度大范围地区则为异常的高气压控制，因而中国冬季更多受到来自中低纬度暖空气的影响，气温偏高。可以看出暖期的分布形势不利于影响冬季气候的主要槽脊系统的发展，东亚冬季风系统被大大削弱。在气候变暖停滞期欧亚大陆区的正距平中心更强，中心位置位于东欧平原、西西伯利亚平原和阿尔泰山地区，西伯利亚高压明显增强，这有利于冷空气南下影响中国，造成中国大陆冬季气温明显降低。

图 9 冷期(a、d)、暖期(b、e)和停滞期(c、f)的海平面气压距平(单位：hPa)和300 hPa纬向风距平(单位：m/s)合成(阴影区域为通过95%信度的显著性检验；根据梁苏洁等(2014)改绘)Fig. 9 Composite seasonal mean anomalies of sea level pressure(hPa) and 300 hPa zonal wind(m/s)during winter of the(a，d)cold period，(b，e)warm period，and (c，f)hiatus period(The grey stippling indicates statistical significance at the 95% confidence level; Modified from Liang et al，2014)

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东亚高空急流是表征东亚冬季风系统的另一重要指标，急流的强弱可以很好地表征东亚冬季风的强度(Jhun et al，2004)。冷(暖)期(27.5°—37.5°N，110°—170°E)区域为正(负)距平，而(50°—60°N，80°—140°E)区域为负(正)距平，表明对应低层有强(弱)的东亚冬季风(图 9d、e)。停滞期(50°—60°N，80°—140°E)区域的负值强度超过冷期，(27.5°—37.5°N，110°—170°E)区域的东部为负距平，对应低层有强的东亚冬季风，但是其距平场的分布不是纬向对称的，而是呈西北—东南向，东亚冬季风系统偏北(图 9f)。值得注意的是，这种纬向风的分布实质反映了北半球环状模/北极涛动的变化，关于这一点将在下一节作详细的说明。

东亚大槽是北半球冬季对流层中层的重要环流系统，是表征东亚冬季风系统的重要参量。冷期，500 hPa高度距平场的分布呈北正南负，乌拉尔山和白令海峡地区各有一距平中心，中国华北、朝鲜半岛及日本南部为大范围的负距平区，槽脊系统深厚，东亚大槽偏强，西伯利亚地区的下沉气流增强，来自高纬度及极地的冷空气极易南下，使中国大陆对流层中层盛行偏北风，气温降低。而暖期的环流形势基本与冷期的环流异常反位相，高度距平场分布呈北负南正，中高纬度环流呈纬向型发展，使得来源于极地的冷空气不易南下，而低纬度地区暖空气异常活跃，有利于形成暖冬。气候变暖停滞期，欧亚大陆的负距平中心位于贝加尔湖及其以西地区，北太平洋地区为强的正距平中心，且西伯利亚地区的下沉运动强度弱于冷期，冬季寒潮降温天气主要出现在北方地区。根据准地转关系，位势高度场的变化必然会伴随风场的调整，因此东亚大槽与东亚冬季风紧密相连，共同影响中国冬季气温(图 10)。

图 10 冷期(a)、暖期(b)和停滞期(c)的500 hPa位势高度(等值线，单位：gpm)和垂直速度(填色，单位：0.01 Pa/s)距平合成(灰色阴影区域为通过95%信度的显著性检验； 根据梁苏洁等(2014)改绘)Fig. 10 Composite seasonal mean geopotential height(gpm) and vertical velocity(shaded; 0.01 Pa/s)anomalies at 500 hPa during winter of the(a)cold period，(b)warm period，and (c)hiatus period(The grey stippling indicates values significant at the 95% confidence level; Modified from Liang et al，2014)

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东亚冬季风异常是一个多因子协同作用的复杂环流系统，包括人类活动引起的气候变暖与自然因素都会影响冬季风的强度和频率。海洋作为最主要的自然强迫因子之一，其通过海-气相互作用尤其是感热和潜热的异常，可使大气环流发生异常，从而造成冬季风的异常，因而大尺度范围的海-气耦合对东亚冬季风的发展和变化有十分重要的影响。

中国大陆地处亚洲大陆和北太平洋的交界处，深受北太平洋海温的影响。北太平洋地区海温最主要的年代际变化为太平洋海温年代际振荡。从图 11a可以看出，北太平洋海温存在显著的年代际振荡，20世纪70年代中后期，北太平洋海温显著升高，也即北太平洋海温年代际振荡的正位相时期，对应全球平均气温持续上升；从2005年冬季至今，北太平洋海温年代际振荡转为负位相(Tollefson，2014)。研究表明北太平洋海温的这种年代际振荡，对东亚季风和中国的天气气候已产生了明显影响(Li et al，2003；Wang et al，2007，2008)。图 11b为低通滤波的东亚冬季风指数(朱艳峰，2008)与冬季北太平洋海温年代际振荡指数的时间演变，可以发现二者具有显著的负相关关系，相关系数为-0.55，并通过了99%的显著性检验。进一步分析北太平洋海温年代际振荡与中国冬季气温的相关发现，中国大部分站点都成正相关，显著相关的地区主要集中在北方，且以最低气温相关性最强(图略)。在年代际尺度上，北太平洋海温年代际振荡的位相第一次由负转正的时间要超前于东亚冬季风的变化，北太平洋海温年代际振荡位相第一次由负转正的时间发生在1978年前后，而东亚冬季风的位相转变在1987年前后，这个问题在第2节已指出过。

图 11(a)1900年以来北太平洋海温年代际变化指数(a1)与全球平均温度(a2)的变化曲线(相对于1961—1990年)(Tollefson，2014)；(b)1951年以来低通滤波的东亚冬季风指数(EAWM)与冬季北太平洋海温年代际变化指数的时间演变 Fig. 11 Time series of(a1)the PDO index and (a2)annual global mean temperature anomalies(℃)relative to the 1961-1990 mean(Tollefson，2014)，and (b)low-pass filtered East Asian winter monsoon index and winter PDO index

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此外，东亚冬季风指数与北极涛动存在显著负相关。北极涛动主要通过影响欧亚大尺度环流型、急流和西伯利亚高压强度的变化进而影响冬季风(龚道溢等，2002；武炳义等，2004；梁苏洁等，2014)。20世纪80年代中期以来东亚冬季风偏弱可能是由于北极涛动的显著增强造成的(贺圣平等，2012)。北半球环状模可以通过影响冬季西伯利亚高压强度变化，引起东亚冬季风异常，或通过影响准定常行星波的活动，导致东亚气候的年际和年代际变化(武炳义等，1999；Wang et al，2009a；Gong et al，2001；陈文等，2006)。Wei等(2009)进一步指出，当北半球环状模/北极涛动负异常时，西风环流减弱，东亚大槽增强，槽后的辐合下沉增强，地面的西伯利亚高压也相应增强，当它向东南方向移动时，低层的东亚冬季风增强，常有冷空气爆发，进而造成中国许多地方出现低温天气；反之，当北半球环状模/北极涛动为正异常时，东亚地区为相反的环流形势，中国冬季气温易偏高。

梁苏洁等(2014)研究表明，冬季北半球环状模/北极涛动指数在15—25 a和40—60 a时间尺度的方差贡献分别为8.01%和21.16%，两者之和约为30%，而冬季最低气温EOF1的标准化时间系数在这两个时间尺度上的方差贡献分别为1.44%和21.16%(图略)，这与Wallace(2000)得到的北半球环状模/北极涛动可解释约30%气候变暖的温度变化量大致一致。中国区域冬季平均的北半球环状模/北极涛动指数与冬季气温EOF1的标准化时间系数的相关系数达到0.7452，而去除10 a以下的低通滤波后两者的相关仍达到0.43，均通过了0.05的显著性水平检验。去除10 a以下的低通滤波后北太平洋海温年代际变化与冬季气温EOF1的相关达到0.4481，在超前滞后相关系数上，北太平洋海温年代际变化领先中国冬季气温的变化，在超前6 a时达到最大，为0.7129。从分解结果看，冬季最低气温EOF1的标准化时间系数和冬季北半球环状模/北极涛动指数在15—25 a和40—60 a两种时间尺度上有着很强的一致性。在15—25 a时间尺度上，冷期北半球环状模/北极涛动略超前于冬季最低气温的EOF1标准化时间系数，进入暖期后，两者高度重合，位相相同，而2000年冬季后最低气温EOF1标准化时间系数在15—25 a尺度上超前于北半球环状模/北极涛动。在40—60 a时间尺度上，北半球环状模/北极涛动皆略超前于冬季最低气温的EOF1标准化时间系数，两者吻合度较好。同时北半球环状模/北极涛动的40—60 a序列在2000年已下降，北半球环状模/北极涛动的15—25 a序列是从2006年向负位相转变，两种周期都在2000—2005年转为负位相，这意味着北半球的纬向环流型向经向环流型转变，从而造成冷空气活动更频繁，中国冬季气温降低，相对应地，最低气温EOF1标准化时间系数也为下降趋势。这进一步说明北半球环状模/北极涛动可以很好地解释中国冬季最低气温在这两种时间尺度上的变化，即通过东亚冬季风系统对中国冬季气温，尤其是冬季最低气温在15—25 a和40—60 a的时间尺度上产生很强的年代际影响。

最近的一些研究表明北太平洋海温年代际振荡会影响到ENSO与大气环流间的相关关系，即厄尔尼诺和拉尼娜事件对中国冬季气温的影响并非简单的线性关系。这是由于当北太平洋海温年代际变化处于不同位相时，ENSO和东亚冬季风系统的关系不同，进而ENSO与中国冬季气温相关关系是不同的(Wang et al，2008)。在20世纪70年代中期以前，北太平洋海温年代际振荡处于负位相，ENSO与东亚冬季风系统有显著的负相关关系，而70年代中期后，北太平洋海温年代际振荡处于正位相，ENSO与东亚冬季风系统则不存在显著的相关(王会军等，2013a，2013b)。研究表明，ENSO 对东亚冬季风的这种影响并不是稳定的，而是受到北太平洋海温年代际振荡的调制，海温的年代际尺度变化会影响ENSO与东亚冬季风的相关关系，1978年后北太平洋海温年代际振荡的显著加强可能是造成亚洲大气环流对ENSO的响应发生阶段性减弱的重要原因(Wang et al，2008)。

梁苏洁等(2014)深入研究了不同北太平洋海温 年代际振荡位相下ENSO与北极涛动的不同配置对东亚冬季风异常的影响。如图 12所示，冷期时，北半球环状模/北极涛动的年代际变化为负位相，北太平洋海温年代际振荡以负位相为主；而暖期时，北半球环状模/北极涛动和北太平洋海温年代际振荡皆以正位相为主；气候变暖停滞期时，两者皆为负位相。值得注意的是，从21世纪初开始，北太平洋海温年代际振荡与北半球环状模/北极涛动开始转为负位相，温度(EOF1和EOF2)开始下降，对应的ENSO冷事件频率明显增多。

图 12 ENSO指数(柱状图)、北半球环状模/北极涛动指数(AO)的11 a滤波曲线(紫色实线)、北太平洋海温年代际变化指数(PDO)的11 a滤波曲线(绿色曲线)和中国冬季气温的EOF1与EOF2时间系数的11 a滤波曲线(黑/绿色点实线)的变化特征(梁苏洁等，2014)Fig. 12 Temporal variations of ENSO index(bars) and 11-year running means of the NAM/AO index(purple solid line) and PDO index(light green solid line)，and normalized time coefficients of the first(black line) and second(dark green line)EOF modes of winter mean temperature over mainl and China(lines with filled circles)(Liang et al，2014)

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进一步分析表明：北半球环状模/北极涛动和ENSO不同位相配置下的东亚冬季环流特征是不同的，而北太平洋海温年代际振荡的正负位相可以调制这种变化特征(图略)。如果北太平洋海温年代际振荡和ENSO同为正位相，东亚地区出现南风距平，并且东亚大槽出现填塞趋势，中国冬季气温整体偏高；而同为负位相时，东亚地区北风加强，东亚大槽加深，冷空气更容易南下，中国冬季气温整体偏低。这说明在欧亚大陆地区，年代际的海洋因子(北太平洋海温年代际振荡)和大气强迫因子(北半球环状模/北极涛动)产生的大气环流型是一致的，而海洋年际强迫因子(ENSO)的影响主要通过太平洋-北美遥相关型(PNA)影响北太平洋东部和北美环流型，对欧亚地区尤其是中高纬度地区影响甚微。因而欧亚地区环流的年代际变化主要是北太平洋海温年代际变化影响，而太平洋东部至北美的环流型主要是年际变化因子(ENSO)影响，且在厄尔尼诺和拉尼娜年是反向的。正因为如此，中国大陆冬季气温的年代际变化深受北半球环状模/北极涛动和北太平洋海温年代际振荡的影响，而ENSO事件对年际变化的冬季气温南北振荡型有一定的调制作用。

综上所述，中国冬季气温年代际变化深受大气环流与太平洋海温区域模态的脉动影响。图 13为中国冬季气温处于冷期和暖期的大气环流和海温相互匹配的示意图。冷(暖)期时，北半球环状模/北极涛动处于负(正)位相，中高纬度地区的高层纬向风减弱(加强)，东亚大槽加深(填塞)，西伯利亚高压加强(减弱)，中国中高纬度地区850 hPa风场上出现北风(南风)距平，同时，北太平洋海温年代际振荡为负(正)位相，850 hPa位于菲律宾东部的距平风场上成气旋(反气旋)分布，使得中国南方地区出现北风(南风)距平，这种全国一致的北风(南风)距平分布使得高纬度的冷空气更易(难)向低纬度发展，造成中国冬季气温偏低(高)。

图 13 中国冬季处于(a)冷期和(b)暖期的大气环流和海温相互匹配的示意图(方框区域为西伯利亚高压地区，红色(蓝色)方框表示西伯利亚高压加强(减弱)；椭圆区域为东亚大槽地区，红色(蓝色)椭圆为位势高度正(负)距平，表明东亚大槽加深(被填塞)；黑色实线为5200 gpm(北侧)和5300 gpm(南侧)位势高度场等值线；蓝色(红色)箭头表示850 hPa上纬向风减弱(加强)；紫色箭头为850 hPa风场距平；黄色向下(上)箭头表示冷期(暖期)500 hPa下沉气流加强(减弱)；绿色弧形箭头表示冷期(暖期)850 hPa风场距平上的气旋(反气旋)；绿色实线为海温距平0℃的等值线；极区为红色(蓝色)表示极区海平面气压偏高(低)对应有NAM/AO为负(正)指数；梁苏洁等，2014)Fig. 13 Schematic diagrams depicting the characteristics and circulation patterns during(a)cold and (b)warm periods. The black thick lines represent the 5200 gpm(northern) and 5300 gpm(southern)contours of geopotential height. Shaded ellipses represent the East Asian trough，with red(blue)shading indicating higher(lower)geopotential height values relative to the climatological mean. Shaded boxes represent the Siberian high，with red(blue)indicating higher(lower)value relative to the climatology. The blue arrow in panel(a) and the red arrow in panel(b)indicate directions of the mean zonal wind anomalies. Purple arrows represent wind anomalies at 850 hPa. The yellow arrow represents anomalies in vertical velocity，with downward arrow indicating stronger downdrafts. The green contour separates positive SST anomalies from negative ones. The green curved arrow indicates the anomalous 850 hPa cyclone during the cold period or anticyclone during the warm period. Red(Blue)shadings in the polar region indicate positive(negative)SLP anomalies corresponding to a negative(positive)NAM/AO index(Liang et al，2014)

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从最近10—15年海温监测(图 14a)可以很清楚地看出，目前冬季海温的分布完全符合图 13所揭示的东亚冬季风年代际变化的概念模型，即最近10—15年赤道太平洋海温为典型的拉尼娜分布。从对近60年每10年发生的厄尔尼诺和拉尼娜事件的次数统计看，近10—15年拉尼娜事件明显多于厄尔尼诺事件(图 14b)；同时北太平洋地区为北太平洋海温年代际振荡负位相分布，这样的海温分布是有利于东亚冬季风的偏强，不利于东亚地区气温的持续上升。

图 14(a)2001—2012年冬季平均的海表温度距平分布(单位：℃)；(b)1951—2013年每10年厄尔尼诺和拉尼娜事件的次数统计 Fig. 14(a)Distribution of mean winter sea surface temperature anomalies(℃)averaged over 2001-2012.(b)Decadal counts of Eiño and La Niña events between 1951 and 2013

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对近年来中外关于东亚冬季风年代际问题进行了回顾和评述，得到以下主要结论：

(1)东亚冬季风明显受到全球气候变化的影响。从20世纪50年代开始，中国冬季气温经历了一次冷期(从20世纪50年代延续到80年代初中期)，一次暖期(从20世纪80年代初中后期延续到21世纪初)和近10—15年(约从1998年开始)出现的气候变暖趋缓期(也称气候变暖停顿期)。

(2)东亚冬季风的年代际变化表现为：1951—1986/1987年之前，东亚冬季风明显偏强；从1986/1987年冬季开始，东亚冬季风减弱；约2005年之后，东亚冬季风开始由弱转强。与东亚冬季风的年代际变化特征相对应，东亚冬季大气环流以及中国冬季最高、最低气温、平均气温以及寒潮的变化都表现出一致的年代际变化特征。一般情况下，冷/停滞(暖)期纬向西风环流减弱(增强)，东亚大槽增强(浅薄)，槽后的辐合下沉增强(削弱)，西伯利亚高压增强(减弱)，这导致了东亚冬季风的加强(减弱)，使强冷空气更频繁(少)侵入中国大陆地区，冬季气温偏低(高)。

(3)东亚冬季风的年代际变化与大气环流及太平洋海温的区域模态及其变化有密切关系。当北半球环状模/北极涛动处于负(正)位相时，中高纬度地区850 hPa风场上出现北风(南风)距平。同时，北太平洋海温年代际振荡为负(正)位相时，850 hPa位于菲律宾东部的距平风场上出现气旋(反气旋)分布，使得中国南方地区出现北风(南风)距平，这种全中国一致的北风(南风)距平分布使得高纬度的冷空气更易(难)向低纬度发展，造成中国冬季气温偏低(高)。

此外，北大西洋年代尺度振荡与东亚季风气候的年代际变化存在明显的相关。北大西洋年代尺度振荡是发生在北大西洋区域空间上具有海盆尺度、时间上具有十年以上尺度的海表温度准周期性暖冷异常变化，它具有65—80 a显著周期(Kerr，2009)。一些研究表明北大西洋年代尺度振荡的暖(正)位相，对应着东亚冬季风减弱和中国大部分地区的暖冬(曲金华等，2006；Li et al，2007；严厉等，2008；Wang et al，2009b；李双林等，2009)。20世纪90年代中期以来中国冬季气温的显著升高与北大西洋年代尺度振荡处于暖位相有关，可能是人类活动排放的温室气体作用与北大西洋年代尺度振荡暖位相叠加的结果。随着北大西洋年代尺度振荡逐渐转入冷位相，中国冬季变暖趋势变弱(Li et al，2007；李双林等，2009)。图 15为去除趋势的冬季中国平均气温与冬季北大西洋年代尺度振荡指数的时间演变曲线。可以看到北大西洋年代尺度振荡为负位相时，基本对应冷期(强冬季风)，中国冬季气温偏低；正位相时对应暖期(弱冬季风)，但在北大西洋年代尺度振荡的正负位相期，其变化趋势与中国冬季气温并不完全相同。可见北大西洋年代尺度振荡对中国冬季气温也有重要影响，但影响程度与北太平洋海温年代际变化相比究竟有多大，还需要做进一步的深入研究。

图 15 去趋势的中国冬季平均气温距平与冬季北大西洋年代尺度振荡(AMO)指数的时间演变曲线(单位：℃；北大西洋年代尺度振荡指数为根据Trenberth等(2006)方法计算的北大西洋区域(0°—60°N，0°—80°W)的海温距平曲线)Fig. 15 Detrended time series of winter mean temperature anomalies(red line; ℃) and winter AMO index(blue bars; ℃)from 1961 to 2010(The AMO index is calculated as the SST anomaly averaged over North Atlantic(0°-60°N，0°-80°W)by using the method proposed by Trenberth and Dennis(2006))

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