1 引言

东亚冬季风作为冬半年北半球最活跃的环流系统，其异常变化与全球范围的大气环流相联系，并可引起东亚地区大范围的大风、降温、霜冻、雨雪冰冻等严重灾害性天气，对农业、交通、电力、通讯以及日常生活造成很大的影响。20世纪60、70年代频发的低温冷害、80年代以来的连续暖冬以及2008年1月中国南方雨雪冰冻灾害等，都给国民经济造成了严重的损失。

IPCC第5次评估报告指出，1880—2012年全球平均气温上升了0.85℃。近百年中国平均升温的中值为0.9℃，升温总量和升温趋势皆高于全球平均(丁一汇等，2016)。目前，关于中国冬季气温及其影响因子的研究已经取得了许多有意义的结果。在全球变暖的背景下，中国冬季气温呈现出显著的年代际变化，20世纪50—70年代为30年左右的冷期，之后转入了暖期，其中2004—2011年暖冬的范围和强度明显减弱(李维京等，2013)。中国冬季平均气温的空间变化特征主要表现为全国一致变化型和南北反相变化型两个模态。其中，全国一致变化型可能更多地表现为年代际特征，而南北反相变化型则更多地表现为年际特征(康丽华等, 2006, 2009；朱艳峰等，2007；杨绚等，2009)。

东亚冬季风是中国冬季气温的直接影响因子，当东亚冬季风偏强(弱)时，东亚冬季气温往往偏低(高)(郭其蕴，1994；施能，1996；刘实等，2010；贺圣平等，2012；丁婷等，2017)。西伯利亚高压作为控制亚洲大陆最重要的环流系统，其强弱、面积及位置变化与东亚冬季气温存在显著的负相关(侯亚红等，2007；Wu, et al，2011；蓝柳茹等，2016)。此外，东亚地区西风环流的强弱变化与东亚冬季气温有显著的正相关(龚道溢等，2002)。东亚冬季气温不仅受东亚冬季风的直接影响，还受大气环流遥相关的间接作用。冬季北大西洋涛动(NAO)与西伯利亚高压指数呈显著的反向变化关系(武炳义等，1999；王永波等，2001)。冬季强北极涛动(AO)有利于中国北方暖冬的出现(Gong，et al，2001)。北极涛动、ENSO、热带印度洋海温的异常变化、黑潮海域海温、北极海冰、青藏高原积雪分布和加热场强度变化、500 hPa亚洲区极涡面积等也都与中国冬季气温有较强的相关(晏红明等，2000；Gong, et al，2001；陈佩燕等，2001；Wu, et al，2002；何春等，2003；武炳义等, 2004, 2011；胡秀玲等，2005；赵斐苗等，2007；朱艳峰等，2007；何溪澄等，2007；周秀骥等，2009；李栋梁等，2011；张婧雯等，2014)。

以往研究多关注整个冬季平均气温的异常，但在全球变暖背景下，中国冬季气温呈现出新的变化特征，除了一致的偏冷和偏暖外，冬季气温在月尺度上常常出现前后冬相反甚至冷暖交替的现象。因此，本研究在分析中国冬季各月气温变化的基础上，得到冬季气温月际变化的典型模态，继而分析不同模态的大气环流特征，以期得到能监测冬季气温变化的环流因子，为短期气候监测和预测提供更好的理论依据。

2 资料和方法

采用1951年1月—2014年2月NCEP/NCAR月平均海平面气压场、500 hPa位势高度场、200 hPa纬向风场，资料格距为2.5°×2.5°经纬度。由中国气象局国家气候中心整理的1951年1月—2014年2月中国160站月平均气温资料；文中冬季指当年12月至翌年2月，气候场选取1981—2010年。

所用方法主要有相关分析、合成分析、季节的经验正交函数分解(Season-reliant EOF，简称S-EOF)(Wang，et al，2005；Wu，et al，2009；戴逸飞等，2017)等。S-EOF是Bin等(2005)研究太平洋海温季节演变及其年际变化时提出的，通过计算逐个季节平均数据，假设各季节要素场均为由m个空间点和n次观测组成的m×n阶矩阵，将四季的要素场合并，组成新的4m×n阶矩阵。Wu等(2009)将该方法用于研究东亚气候的季节性演变；戴逸飞等(2017)也曾将该方法应用于讨论青藏高原地面感热距平序列的季节变化特征。本研究首先计算冬季各月平均气温的时间序列，从12月至次年2月，再对这些序列组成的矩阵进行常规经验正交函数分解，最终得出的每个S-EOF模态含有3个空间模态，分别代表 12月及次年1、2月的平均气温距平随时间演化的空间模态, 同时这3个不同月份的空间模态通过相同的时间系数序列联系起来。S-EOF分析是研究和理解依赖于季节/月的年以上尺度变化的一种有效的工具, 可用于分析冬季气温逐月的时、空变化。

3 中国冬季气温月际变化的典型模态 3.1 中国冬季气温异常的基本特征

中国冬季气温变化具有时间上的多尺度和空间上的多模态特征。在全球变暖的背景下，中国冬季气温不仅表现出了显著的年代际变化，而且具有区域性差别。20世纪80年代中期以来，中国冬季气温不断上升，以北方变暖最为显著。2007年以后，中国冬季又多次出现偏冷的现象，如2008年1月南方雨雪冰冻灾害等。

图 1给出了1951—2013年中国冬季各月气温距平及季节平均的时间序列。在年代际尺度上，冬季气温自20世纪80年代中期开始由冷位相进入暖位相。20世纪80年代中期以前，冬季平均气温距平为-1.0℃，相对偏低；1985—2006年为0.3℃，相对偏高。1951—2013年冬季平均气温的线性趋势为0.28℃/(10 a)，通过了α=0.05的显著性t检验，呈现明显的变暖趋势。在月尺度上，冬季气温有的表现为持续偏冷或偏暖，有的则是冷暖交替。1951—1985年(相对冷期)，冬季105个月气温距平中有82%的月份为负；1986—2013年(相对暖期)，冬季84个月气温距平中有65%的月份为正。

为了更好地分析中国冬季气温异常特征，对各月气温不同变化进行统计(表 1)发现，气温在月尺度上的变化主要有全冬一致、前后相反和冷暖交替3种特征。1951—2013年冬季3个月气温变化一致的共有30年，所占比例为47.6%，其中一致偏冷的有21年，在这21年中只有1995和2011年位于暖期，表明冷期中国冬季气温主要呈现出一致偏冷的特征。一致偏暖的有9年，其中除1978年外均位于暖期，这与中国冷暖期变化的年代际背景一致。1951—2013年共有23年呈现出前、后相反的冬季气温变化特征，所占比例为36.5%。其中，前冷后暖的有9年，前暖后冷的有14年。此外共有10年呈现出冷暖(暖冷)交替变化，所占比例为15.9%。通过对比发现，中国冬季气温变化呈现前后相反和冷暖交替特征的年份中大部分位于1980年以后，这表明在全球变暖的背景下，中国冬季气温变化呈现出了新的异常特征，即月际变化差异加大。

3.2 中国冬季气温月际变化的时空分布特征

对中国160站冬季各月气温进行S-EOF分解，其载荷向量能够较好地反映气温场的空间异常分布和协同变化特征。图 2—4给出了1951—2013年中国冬季各月气温经S-EOF分解后的前3个载荷向量场(通过NORTH显著性检验)及其时间系数，其累积方差贡献占总方差的58.9%。

第1载荷向量(LV1)：冬季一致型。除个别站负值外，第1载荷向量(图 2a—c)显示中国冬季月气温为全区一致的正值，方差贡献为28.7%。它反映出中国冬季月气温的变化具有很好的一致性，即中国一致的偏冷或偏暖。12(图 2a)、1(图 2b)、2月(图 2c)载荷向量大值范围依次扩大、强度增强，反映了冬季变暖在月尺度上逐渐增强的特点。12月的2个载荷向量极大值中心位于兰州站(36.05°N，103.88°E)和榆林站(38.23°N，109.7°E)，位置偏西偏北。1月载荷向量大值区域扩大至河套、华北和黄淮地区，载荷向量极大值中心位于包头站(40.66°N，109.85°E)和西安站(34.3°N，108.93°E)，说明此期间暖空气影响范围较12月进一步扩大、强度增强。2月中国大部分地区载荷向量均为较大的正值，表明气温异常的范围和强度进一步扩大。从第1载荷向量时间系数的标准化序列及滑动平均趋势(图 2d)可以看出，冬季一致的特征主要反映在年代际尺度上呈现出的变暖趋势。20世纪80年代中期以前，时间系数多为负值，此期间中国冬季偏冷(平均气温距平为-1.0℃)；80年代中期以后，时间系数多为正值，此期间中国冬季偏暖(平均气温距平为0.14℃)。表明中国冬季气温确实在1986/1987年前后发生变暖的突变(丁一汇等, 2008, 2014；肖晓等，2016)。在±1.5标准下，中国冬季6个异常偏冷年(1956、1963、1967、1968、1976、1983年)均出现在偏冷期；4个异常偏暖年(1998、2001、2006、2008年)均出现在偏暖期。

第2载荷向量(LV2)：冬季前后反相型。第2载荷向量(图 3a—c)显示为前冬正(负)、后冬负(正)，方差贡献为18.0%。该型反映出中国冬季各月气温在变化一致的背景下，还具有前冬暖(冷)、后冬冷(暖)的反位相变化特征。12月(图 3a)载荷向量除青藏高原外均为一致的正值，高值中心主要分布在长江中下游地区，其中南昌站(28.6°N，115.92°E)为极大值0.93。1月(图 3b)载荷向量自西向东呈现正—负—正的空间分布，新疆北部和江南西部为负的大值中心，其中，极大值出现在新疆的阿勒泰站(47.73°N，88.08°E)，为-0.32。0等值线沿着东南沿海和青藏高原东侧呈现“U”形的分布特征。2月(图 3c)除东北地区西北部和青藏高原东南部外，中国大部分地区为负的载荷向量，大值中心位于105°E以东、35°N以南的黄淮、江淮、江南、华南等地，以及西北地区西南部，最低值位于湖北省的郧县站(32.51°N，110.49°E)，为-0.32。表明第2模态在空间上反映了中国冬季各月气温变化的区域性和月际差异。相对于北方来说，南方地区更加敏感。从第2载荷向量时间系数的标准化序列及滑动平均趋势(图 3d)可以看出，具有明显的年际和年代际变化特征，前冬冷、后冬暖的特点多出现在冷期，1986—2000年基本处于冬季前暖后冷的时期。在±1.5标准下，前后反位相变化特征有4个正异常年(1954、1967、1975、1984年，前冷后暖)和4个负异常年(1955、1968、1979、2007年，前暖后冷)。

第3载荷向量(LV3)(图 4a—c)显示中国冬季各月气温在时间上冷、暖、冷(暖、冷、暖)的交替型变化特征，方差贡献率为12.2%。12月(图 4a)载荷向量场在中国大部分地区为负值，没有明显的正、负异常中心；1月(图 4b)载荷向量场在中国大部分地区为正值，高值中心在中国西南、华南以及长江中下游地区，极大值出现在江西省的赣州站(25.85°N，114.95°E)，为0.8；2月(图 4c)载荷向量场中国大部分地区又转为负值，尤其是在江淮、江汉和江南地区西部，极值位于湖北省的宜昌站(30.7°N，111.3°E)，为-0.49。从第3载荷向量对应时间系数的标准化序列及滑动平均趋势(图 4d)来看，第3模态反映的冬季气温同样具有明显的年际和年代际变化，20世纪50年代的冬季多为暖—冷—暖的特征，60年代的冬季多为冷—暖—冷的特征，70至80年代中期进入调整期，特征不明显，80年代中后期至90年代也为冷—暖—冷的特征，进入2000年以后，暖—冷—暖交替的特征又逐渐显著起来。在±1.5的标准下存在4个正异常年和3个负异常年，正异常即冬季表现为暖-冷-暖变化的有1954、1976、1992和2010年，负异常即冷—暖—冷变化的有1963、1971和2013年。

4 影响中国冬季气温月际变化的环流异常

由以往研究可知，东亚冬季风、北极涛动(AO)、北大西洋涛动对中国冬季气温变化具有显著的影响。西伯利亚高压强弱对中国冬季气温变化起决定性作用(蓝柳茹等，2016)。西伯利亚高压偏强时，冬季风往往偏强，中国大部分地区气温偏低，反之亦然；北极涛动与中国冬季气温相关最显著的区域主要在东北和西北地区，当北极涛动为正位相时，上述区域气温往往偏高(胡秀玲等，2005)。北大西洋涛动与西伯利亚高压指数呈负相关，当北大西洋涛动为正位相时，中国冬季气温偏高(李栋梁等，2017)。

为了探寻中国冬季气温不同变化特征对应的环流场配置，在分析中国冬季气温月际变化典型模态的基础上，从海平面气压场、500 hPa位势高度场和200 hPa纬向风场三方面来讨论不同模态对应的大气环流特征。在海平面气压场上，北半球冬季存在3个稳定的大气活动中心，西伯利亚高压、阿留申低压和冰岛低压。S-EOF分解的第1模态即全冬一致变化的特征，前人已经做了大量的工作，并得到一些成熟的结论。因此，文中着重分析冬季前后反相和冬季冷暖交替两种异常模态的大气环流特征。

图 5a—c给出了第2模态下，正异常年(前冷后暖)与负异常年(前暖后冷)海平面气压差值场分布。可以看出，当冬季气温呈现前冷后暖的特征时，12月(图 5a)欧亚大陆中、高纬度地区为明显的正距平，表明在12月西伯利亚高压强度偏强，中心位置偏北，东亚冬季风在源地非常强大。1月(图 5b)欧亚大陆东部仍为正距平，但强度明显减弱，此时，阿留申低压加强，在纬向上亚洲东部出现明显的“西正—东负”的分布特征，表明海陆热力差异增大，西伯利亚高压强度减弱，东亚冬季风随着向南推进，其在源地的强度减弱。2月(图 5c)欧亚大陆上冷高压控制的范围缩小至高纬度地区，中国大陆大多为负距平分布，阿留申低压明显减弱。当中国冬季气温呈现前冷后暖的变化特征时，海平面气压场异常分布主要体现在中纬度地区欧亚大陆—北太平洋—北美地区“负—正—负”的距平分布，在欧亚大陆尤其是东亚地区为显著的负距平异常，而阿留申群岛则为显著的正距平异常，在纬向上存在明显的海洋指向大陆的气压梯度，表明西伯利亚高压偏弱的同时，东亚冬季风也是异常偏弱的。1月在北大西洋出现显著的负距平异常，冰岛低压强度增强，整个高纬度地区为显著的正距平异常，乌拉尔山、西伯利亚等地区出现明显的正距平异常，而负距平则由中国大陆转移到海上，主要分布在南亚、南海和日本群岛附近。2月最显著的特征是欧亚大陆为正距平异常，即西伯利亚高压偏强，阿留申低压偏强(负距平异常)。

图 5d—f给出了第3模态下，时间系数的正异常年(暖—冷—暖)与负异常年(冷—暖—冷)海平面气压差值场分布，可以看出当中国冬季气温出现暖—冷—暖交替时，海平面气压场在12月(图 5d)最显著的特征是“北高南低”的距平分布。1月(图 5e)西伯利亚高压范围增大，强度偏强，其中心向南推进到蒙古地区，阿留申低压增强，海陆热力差异加大，有利于东亚冬季风的向南推进。2月(图 5f)海平面气压场没有显著的异常。大陆冷高压范围减小，强度减弱。整个冬季并没有稳定存在的异常中心。当冬季气温呈现冷—暖—冷交替的特征时，12月在中、高纬度自西向东呈现“正—负—正”的异常分布，两个正的异常中心位于西欧沿岸和东亚沿岸，乌拉尔山地区为负的异常中心。1月整个北半球高纬度地区为负距平，而在欧洲和北太平洋地区为显著的正距平，中国大陆和西伯利亚西北部为负距平，西伯利亚高压和阿留申低压强度偏弱。2月在欧亚大陆有着显著的正距平，西伯利亚高压范围偏大，强度偏强，东亚冬季风偏强造成2月气温偏低。

除了海陆热力差异造成的东亚冬季风异常外，中国冬季气温的变化与对流层中层的位势高度场也密切相关。冬季亚欧地区纬向环流和经向环流的此消彼长，对中国冬季气温有显著的影响。当经向环流加强且占主导地位时，有利于高纬度的冷空气向南发展影响中国，造成冬季气温偏低；反之，当纬向环流偏强且占主导地位时，高纬度的冷空气堆积在源地不易南下，中国出现暖冬。

图 6给出了第2、3模态时间系数异常年份合成得到的500 hPa位势高度场距平分布，其中图 6a—c为第2模态下，时间系数正异常(前冷后暖)与负异常(前暖后冷)年12、1和2月500 hPa位势高度距平的差值场。当冬季呈现前冷后暖的特征时，12月(图 6a)欧亚地区呈现“北高南低”的距平分布，从大西洋—西欧—乌拉尔山到东亚北部地区为“正—负—正—负”的典型欧亚型(EU)波列，极涡范围偏大，乌拉尔山高压脊偏强，贝加尔湖至西太平洋上空为负距平，东亚大槽强度偏强，位置偏西。1月(图 6b)整个极区为正距平控制，极涡强度减弱，从热带大西洋—北大西洋到东欧地区为“正—负—正”典型的东大西洋遥相关(EA)正位相。同12月相比，乌拉尔山高压脊强度减弱，东亚大槽位置偏东。2月(图 6c)北半球位势高度场自高纬度至低纬度呈“负—正—负”的距平分布，亚洲东部西太平洋呈正距平，东亚大槽填塞，不利于冷空气的南下。当冬季呈现前暖后冷的特征时，12月从大西洋到东亚为“负—正—负—正”的波列，极涡强度偏弱，乌拉尔山为负距平区，贝加尔湖至西太平洋上空为正距平区，东亚大槽较浅。1月乌拉尔山高压脊增强，东亚大槽加深，在太平洋上为类似于北太平洋涛动的西太平洋遥相关型(WP)。2月亚洲东岸及日本上空为显著的负距平异常，东亚大槽东移加深。

图 6d—f给出了第3模态下，时间系数正异常(暖—冷—暖交替)与负异常(冷—暖—冷交替)年12、1和2月的500 hPa位势高度距平差值场分布。当冬季气温呈现暖—冷—暖交替的特征时，12月(图 6d)表现为“北正南负”的距平分布，乌拉尔山高压脊位置偏西，冷空气多从青藏高原西侧南下，对中国影响较小。1月(图 6e)正距平异常中心分别位于贝加尔湖地区、北美大陆西岸和格陵兰岛附近，由乌拉尔山地区的高压脊一直延伸到非洲北部，中国为负距平控制区。2月(图 6f)相对于1月各异常中心强度开始减弱，欧亚大陆自西向东呈“负—正—负”的波列分布，但并不显著。当冬季气温呈现冷—暖—冷交替的特征时，12月极涡中心偏西，欧亚大陆呈现“两槽两脊”的距平分布，西欧和乌拉尔山地区为正距平中心，亚洲东岸为负距平，在乌拉尔山和西欧之间为负距平中心。1月乌拉尔山地区为明显的负距平，亚洲东岸为明显的正距平分布，表明乌拉尔山高压脊强度偏弱，东亚大槽较浅。2月与1月相比，乌拉尔山地区又重新成为正距平，亚洲东岸和西太平洋上空是负距平，乌拉尔山高压脊强度偏强，东亚大槽加深。

副热带西风急流是位于对流层中上层的围绕地球的高速气流管，在北半球常年存在3个急流中心，分别位于中东、东亚和北美的上空。作为大气环流的重要组成部分，急流的强度、位置和形态的变化对不同地区的天气、气候具有重要的影响。冬季副热带急流位于极涡系统的外围，且强度最强，其变化与冷空气的活动密切相关。青藏高原至亚洲东部沿海的副热带急流偏强，温带急流偏弱时，东亚大槽加深，青藏高原冷高压偏弱，中国中、东部地区气温偏低(姚慧茹等, 2013a, 2013b)。图 7a—c给出了第2模态下，正异常(前冷后暖)与负异常(前暖后冷)年12、1和2月的200 hPa纬向风的距平差值场分布。当冬季气温呈现前冷后暖的特征时，12月(图 7a)200 hPa纬向风场在经向上自极地向低纬度呈“正—负—正”的距平分布。东亚地区上空为南正北负的距平分布，即副热带西风急流偏强，温带急流偏弱，高纬度的冷空气向急流汇聚而南侵，造成中国气温偏低。在北大西洋上空纬向风场同为南正北负的距平分布，热带太平洋上空为明显的正距平，表明热带地区东风偏强。1月(图 7b)极地大部分地区由正距平转为负距平，北大西洋上空南正北负的距平分布较12月明显减弱，类似的情况也出现在太平洋上空。东亚地区上空负距平范围加大，说明该地区西风急流是比较稳定的。2月(图 7c)北大西洋至欧洲南部的西风急流强度增强，而东亚西风急流则开始减弱，在大西洋上空自北向南的“负—正—负”波列与太平洋上空自北向南的“正—负—正”波列分布相呼应。当冬季气温呈现前暖后冷的特征时，12月最明显的异常出现在西北太平洋，200 hPa上出现类似于正北太平洋涛动型的距平分布，即阿留申群岛上空为显著的西风负异常，夏威夷群岛上空为显著的西风正异常，在东亚大陆上则为北正南负的距平分布，副热带西风急流强度偏弱，位置偏南。1月东亚大陆上西风异常由北正南负的距平转为北负南正，太平洋上北负南正的异常中心位置东移至180°附近，与此同时，在大西洋上出现南正北负的异常距平。2月东亚大陆上南正北负的异常中心西移至90°E附近，大西洋上空南正北负的异常距平分布持续加强，尤其是在中纬度地区，相反的是大西洋上空的西风异常已不显著。

图 7d—f给出了第3模态下，时间系数正异常(暖—冷—暖交替)与负异常(冷—暖—冷交替)年12、1和2月的200 hPa纬向风距平的差值场分布。当中国冬季气温呈暖—冷—暖交替的特征时，12月(图 7d)在东亚大陆、太平洋和大西洋上均为南正北负的距平分布，最显著的异常是在太平洋上。1月(图 7e)在亚洲中高纬度地区有两个明显的南正北负的西风异常中心，分别位于中东和东亚。2月(图 7f)与1月相比，中东和东亚大陆上空均为南负北正的距平分布。当中国冬季气温呈冷—暖—冷交替的特征时，12月在中东为正的西风异常，而在东亚上空为负的西风异常，西风急流在中东上空强度偏强，在东亚上空强度偏弱。1月在中东地区为南正北负的距平分布，而在东亚大陆至北太平洋上空为北正南负的距平分布。2月东亚大陆上空又转为南正北负的距平分布，而在太平洋上自高纬度至低纬度呈“正—负—正”的距平分布，且中心强度较1月增强，西风急流在东亚大陆上位置偏南，强度偏强。

5 结论

在总结前人有关冬季气温变化相关研究的基础上，分析了1951—2013年中国冬季气温月际变化的典型模态及其大气环流异常特征，得到以下结论：

(1) 中国冬季气温自20世纪80年代中期开始由冷位相进入暖位相，其月际变化主要表现为3个典型模态(占总方差贡献的58.9%)，即冬季一致冷(暖)型、前冬(12月)与后冬(1—2月)反相型和冷暖交替型，其中第1模态反映的是月际无明显变化，第2、3模态反映的是月际有明显变化。

(2) 海陆热力差异由强变弱，乌拉尔山高压脊和西伯利亚高压强度由强变弱，东亚西风急流稳定、强度偏强、位置偏北，东亚大槽由西向东移动、并逐渐减弱，对应中国冬季气温前冬冷、后冬暖。

(3) 当海平面气压场和500 hPa位势高度场上大气活动中心发生频繁调整，易使冬季气温呈冷—暖—冷交替变化。