東亞冬季風綜合指數及其表達的東亞冬季風年際變化特征

賀圣平 王會軍

1 中國科學院大氣物理研究所竺可楨—南森國際研究中心，北京100029

2 中國科學院研究生院，北京100049

3 中國科學院氣候變化研究中心，北京100029

東亞冬季風綜合指數及其表達的東亞冬季風年際變化特征

賀圣平1，2，3王會軍1，3

1 中國科學院大氣物理研究所竺可楨—南森國際研究中心，北京100029

2 中國科學院研究生院，北京100049

3 中國科學院氣候變化研究中心，北京100029

本文通過多變量經驗正交函數展開 （multivariate EOF，簡稱 MV－EOF）研究了東亞冬季風各系統成員的協同關系，再運用單變量EOF定義單個系統的強度系數。從而給出能夠反映東亞冬季風各主要特征及其年際變化、同時包含西伯利亞高壓、東亞大槽和緯向風經向切變信息的強度指數 （EAWMII）。分析表明，這個新指數EAWMII能夠很好地反映東亞冬季風在20世紀80年代中期的減弱信號，并且與大氣環流場以及東亞冬季表面溫度的變化均顯著相關，能夠在很大程度上表征東亞冬季風的綜合特征。此外，EAWMII與北極濤動 （Arctic Oscillation，簡稱AO）指數、北太平洋濤動 （North Pacific Oscillation，簡稱NPO）指數和Ni~no3.4指數相關顯著。分析還表明AO和NPO影響東亞冬季氣候的區域有所不同：AO主要影響歐亞大陸中、高緯、我國東北以及日本北部等地區，NPO則主要影響華南、華東、朝鮮、韓國以及日本中南部及其附近海域。并且，AO很可能可以通過影響NPO進而影響東亞冬季風。

東亞冬季風 大氣環流 北太平洋濤動 北極濤動

1 引言

東亞地處歐亞大陸，北望北冰洋，南倚孟加拉灣、南海，東臨太平洋。特殊的地理條件造就其獨特的氣候特征——季風氣候。東亞季風是全球大尺度環流系統的重要組成部分。作為東亞季風的重要成員，東亞冬季風是北半球冬季最為活躍的環流系統之一 （陳雋和孫淑清，1999；Huang et al.，2003）。強東亞冬季風不僅給東亞帶來寒潮低溫冷害、冰凍雨雪等災害性天氣，也與中國北方春季沙塵天氣、夏季的洪澇災害天氣存在一定關系，甚至會對全球氣候造成重要影響。例如，郎咸梅等（2003）和王會軍等 （2003）研究發現，東亞地區冬季氣候異常與中國北方冬春沙塵天氣有關，并根據冬季氣候特征在2002、2003年成功地預測了2003年和2004年春季華北沙塵暴氣候形勢。Liu et al.（1994）研究發現，冬季特定的環流型與中國東部來年春季降水之間有很好的相關。另有學者也指出冬季大氣環流的異常形勢與來年夏季江淮流域的旱澇天氣存在一定的聯系，同時認為東亞冬季風的異常能引起全球特別是中低緯度大氣環流的變化，并可以影響未來的環流和天氣 （Sun and Sun，1994；孫淑清和孫柏民，1995）。Ji et al.（1997）用數值試驗證實強東亞冬季風年西太平洋出現氣旋式環流異常，同時沃克環流也增強。所有的研究成果均一致性地支持東亞冬季風的研究的重要性。而在季風研究中，不可避免地涉及怎樣合理地定性和定量描述季風的強弱。

然而，實現上述目標并非易事，因為東亞冬季風有其特殊而復雜的特征。從其環流場看，低層北部有一個異常強大的西伯利亞冷高壓，東部北太平洋洋面為暖性阿留申低壓；亞洲東岸有引導極地冷空氣南下的強勁西北氣流；中國大陸東岸至日本500hPa上空為一強大的東亞大槽。另外，日本南部的對流層高層為強盛的東亞急流控制。相關研究表明，作為東亞冬季風的主要系統成員，上述五個系統都能從一定程度上影響東亞地區的天氣和氣候。眾多學者也正是圍繞上述系統來定義東亞冬季風強度指數 （王寧，2007；Wang and Chen，2010）。但絕大部分指數的定義都是基于單個變量的變化，如西伯利亞高壓 （郭其蘊，1994；Gong et al.，2001）、海陸氣壓差 （徐淑英和季勁鈞，1965；郭其蘊，1994；施能，1996；Wu and Wang，2002；Chan and Li，2004；Wang et al.，2009b）、低層風場 （Ji et al.，1997；Lu and Chan，1999；陳雋和孫淑清，1999；Chen et al.，2000；Hu et al.，2000；Yang et al.，2002；王會軍和姜大膀，2004）、東亞大槽 （孫柏民和李崇銀，1997；崔曉鵬和孫照渤，1999；Wang et al.，2009a）或高空急流 （Jhun and Lee，2004；Li and Yang，2010）的變化。王寧 （2007）和Wang and Chen（2010）根據指數定義的要素將現有的東亞冬季風指數分為5類和4類。分析結果表明，各指數在描述冬季風的過程中，既存在普遍相似性，也存在差異局限性。目前突出的問題是各指數對強弱冬季風年的指示并不十分一致，有時甚至會出現完全相反的結果，而且對東亞冬季表面溫度變化的反映效果也有所差異。鑒于此以及東亞冬季風系統的復雜性，本文探討如何建立一個能夠系統表現其綜合特征及其年際變化的指數。

2 數據資料

本文使用的資料包括：（1）1948～2008年NCEP／NCAR的全球再分析月平均海平面氣壓、緯向風、經向風、位勢高度和表面溫度資料 （Kalnay et al.，1996）；（2）1948～2008年 NOAA擴展重建的 V3b版本海表溫度資料 （Smith et al.，2008），水平分辨率為2°×2°，用于計算Ni~no3.4指數，即 （5°S～5°N，120°W～170°W）中海溫異常的區域平均值；（3）中國氣象局提供的1950～2008年間160個站點的月平均溫度資料。太平洋年代際振蕩 （Pacific Decadal Oscillation，簡稱PDO）指數取自 http：∥www.jisao.washington.edu／pdo／PDO.latest［2011－06－21］。北 極 濤 動 （Arctic Oscillation，簡稱AO）指數定義為20°N以北700hPa位勢高度場異常場的經驗正交函數展開的第一模態的時間系數 （http：∥www.cpc.ncep.noaa.gov／products／precip／CWlink／daily＿ao＿index／history／method.shtml［2011－06－21］）。北 太 平 洋 濤 動 （North Pacific Oscillation，簡稱NPO）指數則定義為北太平洋區域海平面氣壓場經驗正交函數分解的第一模態的時間系數 （Yeh and Kirtman，2004）。本文所指的1948年冬季系1948年12月、1949年1月和2月，其他類同。

3 東亞冬季風基本特征及其強度綜合指數

東亞冬季風的系統成員彼此之間相互聯系、相互影響。Wang（1992）和 Wang et al.（2008）指出，多變量經驗正交函數（Multivariate EOF，簡稱MV－EOF）在同時表現要素的空間分布以及各要素之間的空間聯系方面具有優勢。因此，為了更好地體現東亞冬季風系統成員的協同變化關系，對標準化后的6個要素場 （表面溫度Ts、海平面氣壓ps、850hPa經向風v850、500hPa位勢高度h500、300hPa緯向風和經向風u300，v300）作 MV－EOF展開，得到第一空間模態 ［方差貢獻率為18.86%，圖1（見文后彩圖）］。可以看出，東亞冬季風系統的6個要素場空間型配合非常緊密。當西伯利亞高壓增強時，東亞表面溫度降低，且降溫幅度最大區位于東北地區 （圖1a）；東亞高空 （300hPa）急流為氣旋式異常，并導致東亞大槽加深，850hPa北風增強（圖1b）。既然如此，那么，上述系統成員是否都能對東亞冬季的天氣和氣候產生顯著影響？

事實上，不管上述哪個環流系統發生變化，都會對南下的冷空氣造成影響，最終將會通過東亞冬季表面溫度的變化反映出來。因而，為了回答上述問題，可以先通過單變量EOF定義單個系統的強度系數，分別考察其與東亞冬季同期表面溫度的關系，再確定作用更為顯著的系統。

3.1 西伯利亞高壓、阿留申低壓、東亞850hPa經向風、東亞大槽和東亞急流切變的基本特征及其表征

3.1.1 西伯利亞高壓與阿留申低壓

竺可楨先生 （1934）很早就指出，季風是由于大陸與海洋對于熱量吸收和放射緩急不同造成。從該層面上講，西伯利亞高壓 （Siberian High，簡稱SH）和阿留申低壓（Aleutian Low，簡稱AL）必然會對東亞冬季風的活動產生一定影響。郭其蘊（1994）認為，東亞冬季風活動向南擴展程度主要受海陸氣壓差影響，而其強弱則主要受西伯利亞高壓強弱所控制。武炳義和黃榮輝 （1999）研究發現，其定義的西伯利亞高壓范圍指數與施能等（1996）定義的東亞冬季風強度指數之間存在非常好的對應關系。龔道溢等 （2002）指出，西伯利亞高壓是冬季影響亞洲大陸地區的重要環流因子，對中高緯亞洲大陸冬季平均溫度和降水都有顯著影響，而且其強度變化能較好地解釋我國冬季氣溫變化的特征 （龔道溢和王紹武，1999）。此外，有研究表明蒙古地區和北太平洋的氣壓變化與東亞的天氣和氣候緊密相關 （趙平和周自江，2005；趙平和張人禾，2006；Zhao et al.，2011）。陳文和康麗華（2006）從波動的意義上強調了阿留申低壓對東亞冬季風的重要性。為了定量表示這兩個系統，對東亞 （10°N～80°N，70°E～140°E）和北太平洋 （10°N～70°N，130°E～130°W）的海平面氣壓場作EOF展開，得到相應空間模態，相關信息如表1所示（PC1和PC2分別代表第一、第二空間模態）。結果顯示，各自的第二模態和第一模態與原始場的空間分布型極為相似 （圖2a、b）。從而選定區域 （40°N～60°N，80°E～125°E）、（30°N～70°N，155°E～130°W）分別作為西伯利亞高壓和阿留申低壓關鍵區。并將上述兩個區域海平面氣壓的區域加權平均值標準化后作為相應的強度指數，分別記為I1、I2。

3.1.2 東亞冬季經向風

到目前為止，許多學者利用東亞低層風的強度反映東亞冬季風強弱，只是選取層次范圍略有不同，或1000hPa（Ji et al.，1997；Lu and Chan，1999；陳雋和孫淑清，1999），或850hPa（王會軍和姜大膀，2004），抑或10m （Chen et al.，2000；Hu et al.，2000）。而 Yang et al.（2002）認為，利用東亞低層850hPa經向風 （v850over East Asian，簡稱EAv850）強度描述東亞冬季風較為恰當。從氣候平均態看，冬季亞洲東部低層基本為一致的偏北風。因此，對東亞冬季850hPa經向風做EOF展開，相關信息列于表1中。比較分析之后發現，第一空間模態能夠從較大程度上反映經向風的空間分布特征 （圖2c），從而將圖中區域 （30°N～60°N，105°E～150°E）的經向風求區域加權平均，再標準化后作為850hPa經向風強度指數，記為I3。

表1 5個系統EOF展開的第一、第二空間模態的方差貢獻、系統強度指數定義及其與相應系統EOF展開的第一、第二空間模態時間系數的相關系數Table 1 The variance contributions of the leading EOF modes for five circulations systems and their intensity indices as well as the correlation coefficients between the first two principal components and the indices of corresponding systems

3.1.3 東亞大槽

與東亞冬季風的變化相對應，北半球中層環流場的配置同樣有相應的變化。孫柏民和李崇銀（1997）研究發現，東亞大槽 （East Asian Trough，簡稱EAT）的擾動能顯著加強赤道以北、110°E～150°E以及澳大利亞東北150°E附近的熱帶西太平洋地區的對流活動。在大槽擾動強的冬季，東亞上下游的阻塞形勢穩定少變，歐亞太平洋地區經向環流發展，東亞沿岸冷空氣活動劇烈。Wang et al.（2009a）認為，當東亞大槽槽線傾斜率大時，東亞冬季風表現為偏東路徑，有利于冷空氣輸送。崔曉鵬和孫照渤 （1999）也認為，如果東亞大槽向南推進，則槽后西北氣流加強，將有利于引導極地冷空氣向南爆發。鑒于此，為確定東亞大槽變動最為強烈的位置，對其做EOF展開，相關信息如表1所示。參照東亞大槽的平均位置，最終選定第一空間模態 （圖2d）中變化最大的區域 （25°N～45°N，110°E～145°E）作為東亞大槽關鍵區。并將該區域位勢高度的區域加權平均值標準化后代表東亞大槽強度，記為I4。

3.1.4 300hPa東亞急流經向切變

研究表明，東亞急流 （East Asian jet stream，簡稱EAJ）的變化伴隨有許多地區的氣候異常信號出現，尤其是東亞國家的季風異常信號 （Tao and Chen，1987；Lau et al.，1988）。Yang et al.（2002）指出，當東亞急流增強時，東亞大槽加深、阿留申低壓增強，引起東亞及太平洋地區氣候異常，同時認為東亞及太平洋地區200hPa緯向風EOF的第二模態能夠反映東亞急流的變化。Jhun and Lee（2004）研究發現，西伯利亞高壓強度與朝鮮以北、韓國和日本南部300hPa高空緯向風 （u300）分別呈顯著的負相關和正相關。此外，Li and Yang（2010）研究指出冬季東亞急流的經向切變與低層經向風的變化顯著相關，并將200hPa緯向風的經向切變定義為東亞冬季風的動力指數。本文將u300做EOF展開也發現，其第二空間模態顯示東亞上空存在兩個截然相反的正負異常區，能夠很好地反映上述結論 （圖2e）。因此，將300hPa的緯向西風在正負異常區的區域平均值差異標準化后定義為東亞急流經向切變強度指數，記為I5：

代表300hPa緯向風的區域平均值，Norm表示標準化。

為表述方便，將I2、I3、I4都乘以－1，從而高指數與強度偏強對應，分別記為

圖2 冬季各要素場EOF展開的 （a、e）第二空間模態和 （b－d）第一空間模態：（a）東亞海平面氣壓場ps；（b）北太平洋地區海平面氣壓場ps；（c）東亞850hPa經向風v850；（d）東亞500hPa位勢高度h500；（e）東亞300hPa緯向風u300Fig.2 Spatial patterns of（a，e）the second leading mode of（a）sea level pressure and（e）300－hPa zonal wind over East Asia，and（b－d）the first leading mode of（b）sea level pressure over the North Pacific，（c）850－hPa meridional wind and（d）500－hPa geopotential height over East Asia

3.2 各系統強度指數（I1、I＊2、I＊3、I＊4、I5）與同期表面溫度的關系

為了考察上述各系統對東亞冬季天氣和氣候的影響，將相應強度指數與東亞同期表面溫度求相關［圖3（見文后彩圖），陰影區域通過了95%的信度檢驗，隱去了未通過檢驗的區域］。除阿留申低壓外（圖略），各系統強度指數與東亞表面溫度呈現顯著負相關，但顯著相關區有所不同。西伯利亞高壓與長江以北地區的表面溫度變化相對更為緊密，相關系數均在－0.6左右。而在河套、內蒙古西部地區，相關系數則達－0.7（圖3a）。低層經向風主要影響河套、甘肅、內蒙古西部以及日本南部等地，相關系數均在－0.5左右，局部能達－0.6（圖3b）。相對于西伯利亞高壓，其表征冬季風的能力稍遜一籌。東亞大槽與表面溫度顯著相關的中心區域位于韓國南部、日本南部以及東海和黃海等區域，相關系數在－0.8以下。其影響范圍以此為中心可以向內陸延伸到華南、華東、河套及其以東地區，大部分地區相關系數在－0.6左右（圖3c）。與西伯利亞高壓相比，其影響范圍偏東偏南。東亞急流經向切變的影響范圍與東亞大槽較為類似。其與韓國、日本中南部表面溫度的相關系數在－0.8以下，影響范圍也能向西延伸到內陸地區 （圖3d）。但相對而言，它更能表征朝鮮、韓國和日本冬季表面溫度對東亞冬季風強弱變化的響應。

單要素指數對東亞冬季風的反映能力不僅表現出區域局限性，而且對強弱東亞冬季風年的指示也存在一定差異 （圖4），進一步說明了定義綜合指數的必要性。鑒于西伯利亞高壓、東亞大槽和東亞高空急流切變均能較好地表征東亞冬季風特征，且有各自的優勢表征區域。因此本文定義了一個新的東亞冬季風綜合指數 （integrated index of East Asian winter monsoon，EAWMII）：

圖4 1948～2008年冬季標準化I1、I＊3、I＊4和I5的逐年變化Fig.4 Variations of the normalized I1，I＊3，I＊4，and I5for 1948－2008winters

EAWMII與各系統強度指數I1、I＊2、I＊3、I＊4、I5的相關系數分別為0.76、0.32、0.83、0.74、0.89，均通過了95%的信度檢驗。表明新指數可以在較大程度上反映東亞冬季風活動各個方面，初步說明新指數較為合理。

3.3 EAWMII與現有東亞冬季風指數的關系

到目前為止，描述東亞冬季風強弱的指數至少有21個，通過相關分析發現，除3個指數外，其他18個指數都能通過EAWMII得到很好地體現，最低相關系數也能達到0.57（如表2所示）。所有相關系數都能通過99%的信度檢驗。EAWMII對I＊ZLK反映能力最差，究其原因可能與兩者的定義初衷有關。Zhu et al.（2005）當初定義該指數時同時考慮了東亞冬季風和夏季風的熱力特征，而EAWMII針對的只是冬季風。值得一提的是，EAWMII與晏紅明等 （2009）定義的綜合指數相關系數達到了0.92。因此，EAWMII能夠較為全面地表征東亞冬季的綜合特征。

4 東亞冬季風在過去幾十年的變化特征

圖5為1948～2008年間東亞冬季風綜合指數EAWMII的變化情況，正值和負值分別表示冬季風偏強和偏弱。顯然，冬季風的年際差異較大。若以正 （負）指數絕對值大于1個標準差代表強 （弱）冬季風，則強冬季風年有 （10年）1954、1956、1960、1961、1962、1967、1976、1980、1983、1985；弱冬季風年有 （12年）1948、1971、1972、1978、1986、1988、1989、1991、1992、1997、2006、2008。強弱冬季風年在頻次上旗鼓相當。但細心比較后可以發現，強冬季風年均出現在20世紀80年代中期以前，而弱冬季風主要集中在80年代中期以后。此外，東亞冬季風還存在明顯的年代際變化，如9點滑動平均曲線 （虛曲線）所示。在過去幾十年間，東亞冬季風存在幾個顯著的偏強期和偏弱期。20世紀50年代至60年代中期和70年代末至80年代中期，冬季風顯著偏強；60年代末至70年代中期以及80年代中期至90年代初，冬季風顯著偏弱。自20世紀80年代中期減弱以來，東亞冬季風強度一直偏弱。EAWMII的線性趨勢 （虛直線）也表明，1948－2008年間東亞冬季風強度呈減弱趨勢。

圖5 1948～2008年冬季EAWMII的年際變化 （實線）、線性變化趨勢 （虛斜線）以及9點滑動平均 （虛曲線）Fig.5 Interannual variation of EAWMII（solid line）from 1948winter to 2008winter and its linear trend（dashed line），and 9－year running mean（dashed curve）

5 EAWMII與東亞氣溫場以及大氣環流的關系

EAWMII在反映東亞冬季風強度方面集合了上述三個系統指數的優點，能更好地體現東亞冬季風的強弱及其變化情況。這一點在其與東亞表面溫度相關系數圖上得到了很好的體現 （圖6，陰影區通過了95%的信度檢驗）。該指數與華南、華東、華北、河套、吉林省、遼寧省、朝鮮、韓國、日本等地以及東海、黃海和渤海等海域的表面氣溫變化顯著相關，相關系數均在－0.6以下。相關系數為－0.7的區域包括河套、內蒙古西部、朝鮮、韓國和日本北部等地區；在韓國南部、日本南部的相關系數甚至達到了－0.8（圖6a）。同時，該指數與中國站點溫度的變化也存在顯著相關 （圖6b）。分析表明，EAWMII能夠很好地反映東亞冬季風與東亞冬季表面溫度的關系：當冬季風加強時，東亞地區溫度普遍降低；反之，則溫度升高。

分析完EAWMII與表面溫度的關系后，有必要再考察其與環流場的關系。因為作為表征東亞冬季風強度的指數，從邏輯上講EAWMII應該能夠較好地反映伴隨冬季風變化而出現的環流場變化。圖7a－d分別為EAWMII與東亞冬季海平面氣壓場（ps）、500hPa高 度 場 （h500）、1000hPa經 向 風（v1000）以及300hPa緯向風 （u300）的相關系數分布圖，陰影區通過了95%的信度檢驗?？梢钥闯?，當EAWMII增強時，西伯利亞、蒙古地區的氣壓增強，相關系數在貝加爾湖附近最大能達到0.7，正是西伯利亞高壓的平均位置。同時，西太平洋海域的海平面氣壓則顯著降低，最強相關為－0.7，位于160°E附近，恰好是前人定義海陸氣壓差指數時選取的代表性位置 （圖7a）。EAWMII與500hPa位勢高度也存在兩個明顯的 “＋”、“－”相關區，分別位于歐亞大陸中高緯和東亞地區 （圖7b）。最強負相關系數可達－0.8，位于日本、朝鮮、韓國上空，即東亞大槽關鍵區所在區域。此外，EAWMII與我國華北、東北至日本、渤海和黃海一帶低層盛行西北風以及華東、華南至東海、南海一帶盛行北風和東北風也存在顯著的負相關 （圖7c）。EAWMII與300hPa緯向風的相關系數分布圖呈現出三個 “－”、“＋”、“－”的狹長帶；分別位于日本以北、日本南部和印度尼西亞至澳大利亞以東（圖7d）。該分布型與u300EOF第二空間模態 （圖2e）非常相似。說明當東亞急流增強時，其北側的緯向風相對減弱，將產生氣旋式環流異常，進而導致東亞大槽加深，同時南側緯向風也相對減弱，從而產生反氣旋式環流異常。上述的綜合結果很可能導致東西向海陸差異增強，最終導致東亞冬季風增強。

6 強弱東亞冬季風年大氣環流場異常對比分析

根據本文東亞冬季風綜合指數的定義，上文指出在1948～2008年間強弱東亞東季風分別有10年和12年。徐建軍等 （1999）分析了近百年東亞冬季風的突變性和周期性，得出的結論是強弱冬季風的天氣和環流特點幾乎完全相反。王會軍和姜大膀（2004）研究表明，東亞冬季風強度變化不單純受局地氣候系統影響，而且與北半球半球尺度上的大氣環流異常緊密相連。此外，眾多研究也得出與之類似的結論 （施能，1996；Jhun and Lee，2004；晏紅明等，2009）。為了驗證EAWMII是否能夠反映東亞冬季風的上述特征，同時更直觀地表現強弱冬季風年大氣環流的異常特征，采用合成分析方法考察各個要素場在強弱冬季風年的差異 （如圖8所示，陰影部分通過了95%的信度檢驗）。分析表明，強冬季風年大氣環流異常場的特征為：西伯利亞高壓為正異常，太平洋海域的海平面氣壓為負異常，海陸差異明顯增加。日本南部300hPa的東亞急流增強，其北側的緯向風減弱，呈明顯的氣旋性環流異常。歐亞大陸中高緯地區和東亞、太平洋地區的500hPa位勢高度分別升高和降低，綜合結果是東亞大槽加深增強。同時伴隨有我國東北、華北等地北風增強；朝鮮、韓國、日本及其鄰近海域西北風增強。風場的增強將引導更多冷空氣南下，從而給中國大部、朝鮮、韓國、日本帶來明顯的降溫天氣。

弱冬季風年各要素異常分布與上述形勢基本相反，且關鍵區域都通過了信度檢驗。

7 EAWMII與北極濤動、北太平洋濤動、太平洋年代際振蕩和ENSO的關系

圖6 東亞季風綜合指數EAWMII與 （a）東亞表面溫度以及 （b）中國站點氣溫相關系數分布圖 （陰影區通過了95%的信度檢驗）Fig.6 Correlation coefficients between EAWMII and（a）East Asian surface temperature，（b）China stations'temperature.The areas exceeding the 95%confidence level are shaded

圖7 1948～2008東亞冬季風綜合指數EAWMII與東亞冬季 （a）海平面氣壓場ps、（b）500hPa位勢高度場h500、（c）1000hPa經向風v1000、（d）300hPa緯向風u300的相關系數分布圖 （陰影區通過了95%的信度檢驗）Fig.7 Correlation coefficients between EAWMII and（a）sea level pressure，（b）geopotential height at 500hPa，（c）meridional wind at 1000hPa，（d）zonal wind at 300hPa from 1948winter to 2008winter.The areas exceeding the 95%confidence level are shaded

圖8 強 （a、c、e、g、i）、弱 （b、d、f、h、j）東亞冬季風年冬季各要素的距平合成分析 （陰影：通過了95%的信度檢驗）：（a、b）海平面氣壓場ps（單位：hPa）；（c、d）500hPa位勢高度場h500（單位：gpm）；（e、f）850hPa矢量風場 （u850，v850）；（g、h）300hPa矢量風場（u300，v300）；（i、j）表面溫度Ts（單位：℃）Fig.8 The composite maps for the strong（a，c，e，g，i）and weak（b，d，f，h，j）winter monsoon years（The areas exceeding 95%confidence level are shaded）：（a，b）Sea level pressure，ps（units：hPa）；（c，d）500－hPa geopotential height，h500（units：gpm）；（e，f）850－hPa wind，（u850，v850）；（g，h）300－hPa wind，（u300，v300）；and（i，j）surface temperature，Ts（units：℃）

龔道溢等 （2004）和武炳義等 （2004）認為，北極濤動可以通過影響西伯利亞高壓強度的變化進而影響東亞冬季風。楊輝和李崇銀 （2008）研究得出結論，當北極濤動 （Arctic Oscillation，簡稱AO）處于正位相時，西伯利亞高壓和阿留申低壓偏弱，東亞冬季風偏弱。但AO與我國南方氣候變化的聯系并不十分緊密 （Nan and Zhao，2011）。另外，有研究表明北太平洋濤動 （North Pacific Oscillation，簡稱NPO）與我國冬季天氣和氣候關系密切。強濤動年，東亞冬季風偏弱，我國溫度普遍偏高 （郭冬和孫照渤，2004）。東亞冬季風與ENSO也存在一定的聯系 （李崇銀和穆明權，2004；何溪澄等，2008）。通過相關分析發現，EAWMII與AO指數間的相關系數為－0.38，通過了99%的信度檢驗。即當AO處于負位相時，EAWMII偏強，與前人結果一致。從兩者的年際變化 （圖9）可以看出，AO與EAWMII在20世紀70年代初至70年代中、80年代末至90年代中有著很好的反位相對應關系。尤其是在后一時期，AO異常偏強，而東亞冬季風正是在該時期顯著減弱。因此可以初步推斷，20世紀80年代中期東亞冬季風減弱可能是由于AO顯著增強造成。該結論與武炳義等 （2004）的研究結果相吻合。EAWMII與NPO也存在密切聯系，與NPO指數的相關系數達－0.66。即當NPO處于正位相時，東亞冬季風將偏弱，反之則偏強。兩者的年際變化顯示，NPO指數的正 （負）異常峰值與EAWMII的負 （正）異常峰值基本對應，并且在東亞冬季風的顯著減弱時期得到了很好的體現。EAWMII與Ni~no3.4指數的相關為－0.30，通過95%的信度檢驗。EAWMII與AO指數和Ni~no3.4的顯著相關不僅說明其定義的合理性，也從側面反映出EAWMII的潛在可預測性，為未來的氣候預測提供一定的參考依據。盡管北極濤動和太平洋年代際振蕩 （Pacific Decadal Oscillation，簡稱PDO）之間存在緊密聯系 （孫建奇和王會軍，2005），但PDO對東亞冬季風的年際變化作用并不顯著 （Jhun and Lee，2004），PDO指數與EAWMII的相關系數只有0.07。從表3可以看出，AO和ENSO分別從年代際和年際尺度上影響東亞冬季風的變化，而NPO的影響始終存在。

表3 EAMWII與4個系統在不同時間尺度上的聯系Table 3 The correlation coefficients between EAWMII and several indices at different time scales

圖9 1948～2008年冬季標準化的東亞冬季風綜合指數（柱狀圖）、北太平洋濤動指數（實心圓）以及北極濤動指數（空心圓）的年際變化Fig.9 The interannual variations of normalized EAWMII，NPO Index，and AO Index for 1948－2008winters

上述分析已表明，AO和NPO都能對東亞冬季的天氣和氣候產生重要影響，并且兩者與東亞冬季表面溫度的變化顯著相關 （圖10a、b）。這自然就會產生疑問：兩者在影響過程中是否存在聯系或不同呢？為了消除NPO（AO）的可能影響，將原始表面溫度場減去利用NPO（AO）指數時間序列線性回歸得到表面溫度場，從而單獨考察AO（NPO）對東亞冬季表面溫度的作用 （圖10c、d）。結果表明，兩者影響的關鍵區域有所不同。AO主要影響歐亞大陸中高緯地區、我國東北和日本北部等地區 （圖10c），而NPO則主要影響河套以東、華南和華東、朝鮮、韓國、日本南部及其鄰近海域（圖10d）。即AO的影響偏北，對我國南部的影響并不顯著，與Nan and Zhao（2011）的研究結果一致，而NPO的影響偏南。另外，兩者可能也存在一定的聯系。因為有研究表明，AO與北太平洋地區的大氣活動確實存在一定的相關。例如，孫建奇和王會軍 （2005）研究發現，強AO可以導致阿留申低壓加深，進而通過北半球中緯度的海氣相互作用影響到太平洋年代際震蕩。而本文研究表明，AO指數與NPO指數的相關系數為0.50，通過了99%的信度檢驗。綜合上述分析做出推斷：AO不僅可以通過影響西伯利亞高壓來影響東亞冬季風，而且有可能通過影響NPO來影響東亞冬季風的變化。另外，ENSO主要與我國秦嶺、華南、華中、華東、日本等地冬季溫度的變化顯著相關 （圖略）；但PDO對東亞冬季氣溫變化的影響并不顯著 （圖略）。

圖10 AO／NPO指數與 （a／b）原始表面溫度場以及 （c／d）去除NPO／AO線性趨勢的表面溫度場相關系數分布圖 （陰影區通過了95%的信度檢驗）Fig.10 Correlation coefficients of AO／NPO index with（a／b）the original surface temperature and（c／d）the residual temperature after the NPO－related／AO－related variations are removed by means of a linear regression.The areas exceeding the 95%confidence level are shaded

8 結論與討論

基于MV－EOF和單變量EOF，本文重新定義了西伯利亞高壓 （SH）、阿留申低壓 （AL）、東亞850hPa經向風 （EAv850）、東亞大槽 （EAT）以及東亞急流 （EAJ）經向切變的強度指數，并逐一考察各指數表征東亞冬季風的能力，以期定義一個更加合理的東亞冬季風指數。分析結論如下：

（1）EAJ經向切變、SH和EAT強度指數都能較好地表征東亞冬季表面溫度對東亞冬季風強弱變化的響應，但關鍵區略有不同。SH指數一般對河套、華北地區的表面溫度變化的反映能力最好；EAT指數能夠很好地描述華南、華東、韓國南部以及日本南部表面溫度的變化；而EAJ經向切變強度指數相對而言更能反映朝鮮、韓國、日本地區表面溫度對東亞冬季風變化的響應。

（2）將上述三個指數標準化后求加權平均，得到一個新的東亞冬季風綜合指數 （EAWMII）。相關分析表明，EAWMII與東亞環流場 （500hPa位勢高度場、海平面氣壓場、1000hPa經向風和300hPa緯向風）以及東亞表面溫度場同期相關顯著。相對于單一要素指數，EAWMII能夠更好地描述整個東亞地區冬季表面溫度的變化。這就說明，EAWMII能夠從很大程度上反映整個東亞冬季風系統的變化情況。另外，在EAWMII與現有21個東亞冬季風指數的相關系數中，有18個相關系數能達到0.57以上，與其他綜合指數最高能達到0.92。這進一步說明EAWMII能夠較好地表征東亞冬季風的綜合特征。

（3）1948～2008年間EAWMII存在明顯的年際變化，并且表現為減弱的線性趨勢。同時也呈現出幾個明顯的強弱期：20世紀50年代至60年代中期和70年代末至80年代中期，冬季風顯著偏強；60年代末至70年代中期以及80年代中期至今偏弱。此外，該指數很好地反映了20世紀80年代中期東亞冬季風的減弱信號。

（4）合成分析表明，強弱冬季風年的環流場和要素場不管是在強度方面還是在空間分布方面都呈現出完全相反的態勢，并且關鍵區都能通過信度檢驗。說明EAWMII能夠較好地反映東亞冬季風的強弱。

（5）EAWMII與AO、NPO和Ni~no3.4指數呈顯著的負相關。尤其是在20世紀80年代中期，EAWMII與AO、NPO呈現非常一致的反位相，一定程度上揭示東亞冬季風在該時期的減弱機制，與前人研究結果一致。EAWMII與AO、Ni~no3.4的顯著相關也從側面反映其潛在可預測性，為未來東亞冬季風的預測提供一定的參考依據。但EAWMII與PDO的關系并不顯著。

（6）盡管AO、NPO和ENSO都能通過影響東亞冬季風而影響東亞的天氣和氣候，但影響區域有所不同。NPO主要影響河套以東、華南和華東、朝鮮、韓國、日本南部及其鄰近海域，AO則主要影響歐亞大陸中高緯地區、東北和日本北部等地區，而ENSO則主要影響我國秦嶺、華南、華中、華東和日本等地。此外，AO很可能通過影響NPO從而引起東亞冬季風的變化。

由于本文定義EAWMII時，在低層只選擇代表性系統——西伯利亞高壓，因此表征海陸熱力差異的效果不如同時考慮西伯利亞高壓、阿留申低壓的指數顯著。然而，東亞冬季風的形成應該是緯向和經向熱力差異作用的綜合結果。近年來相關研究（趙平和周自江，2005；Zhao et al.，2011）也指出，在分析東亞氣候的工作中，還應重視副熱帶海洋和中緯度大陸的熱力影響。因此，在強調緯向海陸熱力差異的同時，也應該關注高緯與低緯的經向熱力差異，EAWMII正好從一定程度上體現了這一點（如圖7a、b所示）。此外，本文定義EAWMII時，代表性系統分別取自對流層低層、中層和高層，基本涵蓋了整個東亞冬季風系統，故而能夠較為全面地表征東亞冬季風的變化。因此，恰當地選取系統或要素對于表征東亞冬季風的綜合特征十分重要。

致謝感謝審稿專家和編輯耐心細致的點評及寶貴建議！

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圖1 各要素場MV－EOF展開的第一空間模態：（a）海平面氣壓場ps（等值線）和表面溫度Ts（陰影）；（b）850hPa經向風v850（等值線）、500hPa位勢高度場h500（陰影）和300hPa矢量風場 （u300，v300）Fig.1 Spatial patterns of the first MV－EOF mode of（a）sea level pressure，ps（contour）and surface temperature，Ts（shaded），and（b）850－hPa meridional wind，v850（contour），500－hPa geopotential height，h500（shaded），and 300－hPa vector wind，（u300，v300）

圖3 各系統強度指數與東亞表面溫度相關系數分布圖：Fig.3 Correlation coefficients between East Asian surface temperature andThe areas exceeding the 95%confidence level are shaded

An Integrated East Asian Winter Monsoon Index and Its Interannual Variability

HE Shengping1，2，3and WANG Huijun1，3

1Nansen－ZhuInternationalResearchCenter，InstituteofAtmosphericPhysics，ChineseAcademyofSciences，Beijing100029
2GraduateUniversityofChineseAcademyofSciences，Beijing100049
3ClimateChangeResearchCenter，ChineseAcademyofSciences，Beijing100029

The collaborative relationship among members of the East Asian winter monsoon（EAWM）system is first examined through the multivariate EOF（MV－EOF）.Univariate EOF is then used to define the intensity index of each single system.Based on the above analyses，an integrated index of the East Asian winter monsoon（EAWMII）is defined.The new index exhibits distinct interannual variability and takes into account variations of Si－berian high，East Asian trough，and meridional shear of upper－tropospheric zonal wind.Results show that the EAWMII can capture well the continuous weakening of the EAWM since the mid－1980s.It is also statistically significantly correlated with variations of both atmospheric circulation fields and surface temperature during winter.In addition，the EAWMII is closely related to the Arctic Oscillation（AO）index，the Ni~no3.4sea surface temperature index，and the North Pacific Oscillation（NPO）index.The impact of AO on the East Asian surface temperature primarily occurs in the middle and high latitudes of Eurasia，Northeast China，and North Japan，etc.The influence of NPO is mainly registered in South China，East China，North Korea，South Korea，and South Japan.It is very likely that the AO affects the EAWM via the NPO.

East Asian winter monsoon，atmospheric circulation，North Pacific Oscillation，Arctic Oscillation

1006－9895（2012）03－0523－16

P462

A

10.3878／j.issn.1006－9895.2011.11083

賀圣平，王會軍.2012.東亞冬季風綜合指數及其表達的東亞冬季風年際變化特征 ［J］.大氣科學，36（3）：523－538，

10.3878／j.issn.1006－9895.2011.11083. He Shengping，Wang Huijun.2012.An integrated East Asian winter monsoon index and its interannual variability［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences（in Chinese），36（3）：523－538.

2011－04－26，2011－11－18收修定稿

國家重點基礎研究發展計劃項目2009CB421406，國家自然科學基金資助項目40905041，中國科學院知識創新工程重要方向項目青年人才類KZCX2－YW－QN202，全球變化研究國家重大科學研究計劃2010CB950304

賀圣平，男，1985年出生，碩士研究生，主要從事東亞冬季風、氣候預測等研究。E－mail：hshp＠mail.iap.ac.cn