東亞大槽冬春季節內演變的主模態時空特征*

黃 菲， 李金澤， 許士斌， 王 宏，2

(1.中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室，山東 青島 266100； 2.青島海洋科學與技術試點國家實驗室，山東 青島 266100； 3.寧波大學寧波市非線性海洋和大氣災害系統協同創新中心，浙江 寧波 315000)

東亞大槽是北半球冬半年最為重要的大型天氣系統，冬季東亞大槽的異常變化會影響東亞冬季風，進而影響東亞地區的氣溫以及降水變化[1-6]。此外，東亞大槽的變化也會影響熱帶太平洋地區的對流活動，并進一步引起Hadley環流和Walker環流的異常[7-8]。一些研究表明冬季東亞大槽的變化與厄爾尼諾-南方濤動(ENSO)事件的發生有著密切的聯系，冬季東亞大槽的加深往往對應著La Nia事件的發生[9-10]。近幾年來，又有學者發現北極濤動(AO)、北大西洋濤動(NAO)也是影響冬季東亞大槽變化的重要因素，例如前期NAO的發展會通過影響北大西洋海溫，激發從北大西洋到東亞地區的遙相關波列，進而影響東亞大槽的強弱[11-12]。

以往關于東亞大槽的研究通常針對冬季3個月的平均(12月至次年的2月)來進行分析[4-6],這種處理方法有一個基本的假設，即不考慮東亞大槽在冬季的季節內變化。但是，很多研究表明這種平均的方法本身就有著一定的局限性，并可能掩蓋很多現象。例如，黃嘉佑和胡永云[13]發現中國內陸初冬和深冬的氣溫變化存在不同的趨勢，那么作為控制冷空氣侵入的重要系統——東亞大槽，它在初冬和深冬是不是也有著不一樣的變率呢？另外，喬少博等[14]在研究歐亞遙相關(EU)指數時發現，11、1、2月的EU指數呈顯著的負相關，而東亞大槽的變化一定程度上是受到歐亞遙相關波列影響的，它在初冬、深冬的變化是否也存在相反的變化呢？因此，為了考慮東亞大槽的這種季節內演變特征，本文采用Wang和An[15]提出的季節-經驗正交函數分解(S-EOF)方法對東亞大槽變化的主模態進行分析，并在此基礎上討論各主模態與海表面溫度(SST)之間的關系。

1 數據和方法

1.1 數據介紹

本文使用的大氣數據來源于NCEP/NCAR的全球逐月以及逐日再分析資料(https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.pressure.html)，一共包括垂直方向上1 000～10 hPa的17層的位勢高度場、溫度場資料，分辨率為2.5°×2.5°，時間長度為1979年1月—2017年12月。SST資料來源于Hadley氣候中心的月平均SST(https://www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadisst/data/download.html)，分辨率為1°×1°，時間長度為1979年1月—2017年12月。

1.2 季節內時段的劃分

為了探究東亞大槽的季節內演變特征，我們需要科學地劃分冬春季節內的不同時段。首先計算了11—4月不同月份之間東亞大槽指數[7]的相關系數，結果如表1所示：在1月份之前，11與12月份東亞大槽指數聯系最為緊密，相關系數達到了0.33，通過了95%的顯著性檢驗，與1月的相關系數只有-0.09，同時，1與2月份東亞大槽指數的相關系數最大，達到了0.30，通過了90%顯著性檢驗，由此可見，東亞大槽11、12月的變化較為一致，1、2月的變化也較為一致，兩個時段之間的變化相關性不大，相對較為獨立，因此我們將11、12月份定義為初冬，將1、2月定義為深冬。這與前人學者的定義方法較為一致，例如韋瑋等[16]在研究中國前冬和后冬氣溫年際變化的特征與聯系時就曾經將11、12月定義為初冬，而將1—3月定義為后冬。所不同的是，本文進一步發現，2月份之后，3、4月份東亞大槽指數的相關系數也較大，達到了0.36，而4與1、2月的相關系數卻非常小，分別為-0.08和0.05，可見東亞大槽的變化在3、4月份也獨立于1、2月份的變化，所以本文在前人基礎上又加上了一個初春時節(3、4月)。需要指出的是，這里引入初春時節有兩方面的考慮,一方面是為了通過冬半年連續時間段東亞大槽的演變過程找到其最主要的模態變化規律，進而對春季的變化有所預測；另一方面,前人發現北太平洋風暴軸強度在深冬比初冬、初春要偏弱[17]，而東亞大槽的活動與下游風暴軸變化的聯系密切，它是否也會存在相應的變化？因此這里引入初春時節，以便更好地與風暴軸的“深冬抑制”現象做比較。

1.3 研究方法

本文采用的統計方法主要為S-EOF分解[15]以及一元線性回歸分析，S-EOF分析是通過對隨季節演變的變量場構造成矩陣并進行EOF分解，它不僅能很好地表現出要素場的年際變化特征，還能反映其季節演變特征。本文中作者將利用S-EOF對初冬(11—12月)、深冬(1—2月)、初春(3—4月)的500 hPa位勢高度距平場(選取范圍為30°N～65°N，120°E～160°E，參考Leung 和 Zhou[6])進行分解，以此來研究從初冬到初春東亞大槽的變化特征。利用一元線性回歸的方法來分析與各模態主成分相聯系的大氣環流異常場以及海溫異常場，并用t檢驗的方法對回歸結果進行顯著性檢驗。

表1 1979—2017年冬春季(11—4月) 不同月份間東亞大槽指數的相關系數Table 1 The correlation coefficients of the East Asian trough index between different months of winter and spring (November～April) from 1979 to 2017

注：*，**分別代表通過了90%、95%顯著性檢驗水平。* and ** indicate the 90% and 95% confidence levels.

2 東亞大槽S-EOF主模態時空特征

對初冬、深冬、初春的東亞大槽區(選取范圍為30°N～65°N，120°E～160°E)500 hPa位勢高度距平場進行S-EOF分析，得到表征東亞大槽冬-春連續季節演變的兩個顯著主模態，占總方差的40.5%。第一模態和第二模態分別解釋了總方差的23.3%和17.2%,且根據North檢驗準則[18]，這兩個模態是彼此獨立的，因此本文主要分析前兩個模態的時空特征。

2.1 深冬(初冬初春)向北退縮(向南加深)型模態

圖1給出了S-EOF第一模態的主成分時間序列(PC1，見圖1(d))及其分別對北半球500 hPa位勢高度距平場在初冬(見圖1(a))、深冬(見圖1(b))和初春(見圖1(c))的空間回歸場，圖中綠色扇形區域即為進行S-EOF分解的東亞大槽區域。空間上(見圖1(a)～(c)綠色方框區域)第一模態表現為東亞大槽區南北反位相的偶極子型異常分布，代表著東亞大槽的南北移動[6]，初冬和初春為北正南負型，而深冬則正好相反，為北負南正型，該模態的空間分布表明深冬和初冬/初春季節東亞大槽變化相反，初冬/初春東亞大槽向南加深(向北退縮)，深冬的東亞大槽則向北退縮(向南加深)，體現了東亞大槽的深冬抑制(加深)特征，因此我們稱該模態為深冬(初冬初春)向北退縮(向南加深)型模態。

第一模態的時間變化(見圖1(d))主要體現了顯著的年際振蕩特征，顯著周期為3年左右，振幅超過一倍標準差的正值年份有7年，分別為1989，1990，1996，2006，2007，2011和2014年，其中最大值發生在1989年，其次為2006年；大振幅的負值年份也有7年，分別為1980，1983，1985，1991，1995，1998和2004年，最小值出現在1980年。另外，可以發現較強的負值年份均出現在2005年之前，而2005年之后PC1則以正值振蕩為主，東亞大槽主要表現為深冬抑制的特征，即深冬東亞大槽向北退縮，而初冬和初春則正好相反，這可能與2005年之后的這十多年里，北極海冰大范圍融化導致的北極地區加速增暖有關；而在2005年之前，除了1989、1990和1996這些個別年份，東亞大槽多出現深冬加深加強、初冬初春向北退縮的特征。

(單位：m,等值線為各時段500 hPa氣候平均的位勢高度場；綠色扇形區域為進行S-EOF分解的東亞大槽區域；圖中打點區域為通過了95%顯著性檢驗的區域，(Unit: m). The contour is the climatic average geopotential height field of 500 hPa for each period； The green sector is the East Asian trough area for S-EOF analysis.The area with black points donates passing the significance test at 95%.)

圖1 S-EOF第一模態的主成分PC1(d)及其分別對北半球中高緯度500 hPa位勢高度距 平場在初冬(a)、深冬(b)和初春(c)的空間回歸場(陰影)
Fig.1 The principal component PC1 (d) of the first mode of S-EOF and its spatial regression field (shading) for the north hemisphere mid-high latitude 500 hPa geopotential height anomaly field in early winter (a), deep winter (b) and early spring (c)

2.2 冬春一致加強(減弱)型模態

第二模態(見圖2)的空間場顯示，無論是初冬、深冬還是初春季節，東亞500 hPa位勢高度異常場的變化是一致的，最低值中心主要位于日本上空，且隨著季節的演變有逐漸北移的趨勢，東亞大槽區主要呈現出冬春一致的東亞大槽加深，雖然不同季節最低中心位置略有變化。此模態代表著東亞大槽從初冬到初春的一致增強(減弱)，因此我們將第二模態稱為東亞大槽冬春一致加強(減弱)型模態。

第二模態的主成分時間序列也呈現顯著的年際振蕩特征，顯著周期為6年左右，大振幅的負值年份主要有1989，1990，1998，2008，2015和2016年，正值年份有1981，1984，1986，1996，2001，2006和2013年，可以發現，負值年份中有我們熟知的1998和2016這兩個超強厄爾尼諾年，正值年份則有1984，2001等典型的拉尼娜年，反映出拉尼娜年時東亞大槽可能會出現冬春一致的加深，厄爾尼諾年則東亞大槽易出現冬春一致的向北退縮。

3 相關的大氣環流特征

3.1 500 hPa位勢高度場

將東亞大槽前兩個模態的主成分時間序列分別與北半球500 hPa位勢高度場做回歸(見圖1和2)，可以分析該模態所對應的大氣環流分布。對于第一模態(見圖1(a)～(c))，北半球中高緯度主要表現出三波的結構特點，加強(減弱)了冬季的定常波。初冬，從大西洋到東亞呈現出“+-+-”的波列，類似于歐亞遙相關型的分布，深冬與初冬大致相反，PC1與初冬的歐亞遙相關指數的相關系數為0.36，與深冬的相關系數為-0.42，均通過了95%的顯著性檢驗。劉毓赟和陳文[19]指出，當冬季歐亞遙相關型處于正(負)位相時，東亞大槽加深(變淺)；喬博等[14]也指出，深秋(11月)與深冬(1、2)的歐亞遙相關波列呈反相分布。由此可見，本文的結果與前人的結論較為一致，第一模態東亞大槽在初冬、深冬的反位相變化可能與歐亞遙相關波列的反位相變化有一定關系。

圖2 與圖1相似，但是為PC2對各季節的回歸場Fig.2 Similar toFig.1,but for PC2

第二模態(見圖2(a)～(c))對應的高空環流場主要體現了冬春季節北半球高緯度北極濤動(AO)負位相的分布，極渦中心主要為位勢高度的正異常，中緯度的太平洋西岸和北歐沿岸區域為較強的負異常。特別是深冬時節北極地區位勢高度場的正異常信號已經侵入到烏拉爾山地區，意味著此處烏拉爾阻塞高壓的加強，可能通過寒潮過程引起東亞大槽的加強。

3.2 對流層低層的溫壓場

圖3為PC1和PC2分別回歸到1 000 hPa位勢高度場和850 hPa溫度場的回歸場，可以發現，對于第一模態(見圖3(a)～(c))，北半球1 000和500 hPa位勢高度異常場的分布大體相似，體現出準正壓的特點。北太平洋和北大西洋分別呈現出北太平洋濤動(NPO)和北大西洋濤動(NAO)型的分布，且NPO比NAO的信號更強。但深冬呈NPO和NAO的正位相，初冬和初春則是負位相，即北側為反氣旋性異常，南側為氣旋性異常，此時對應著阿留申低壓的南移加強，從而導致冷空氣更容易南下，所以在初冬、初春，中國東南沿海以東的區域出現溫度的負異常(見圖3(a)、(c)),而歐亞大陸北部為溫度的正異常。總體來說，第一模態對應的850 hPa溫度場的分布類似于東亞冬季風的南方型，即歐亞大陸北部較暖，南部較冷[5]，但是冷異常的區域整體偏東。在深冬(見圖3(b))，1 000 hPa高度場在北太平洋表現為阿留申低壓的減弱，而在極地地區，位勢高度普遍降低，總體來看深冬的低層高度場為AO正位相的分布。此時因為阿留申低壓的減弱，日本南部到我國華北、東北地區為南風異常，所以溫度異常升高。另外，在巴倫支海、喀拉海地區溫度明顯的上升，目前來看，這可能與北極海冰的融化有一定的關系[20]，具體機制將在另文中介紹。

第二模態的1 000 hPa(見圖3(d)～(f))和500 hPa(見圖2(a)～(c))位勢高度場也表現出準正壓的結構，即AO的負位相分布，且北大西洋一側的NAO信號更強。在AO負位相的控制下，冷空氣更容易南下，因此，中國東北地區以及日本地區在初冬氣溫降低(見圖3(d))。而到了深冬，極地的負異常信號蔓延到西伯利亞地區，導致西伯利亞高壓增強(見圖3(e))。另外，日本東側出現異常低壓，在這兩個系統的配合下，歐亞大陸的中東部為北風異常，氣溫降低(圖3e)。初春(見圖3(f))的環流形勢與深冬的類似，但歐亞大陸中東部氣溫降低更強。總體來說，東亞大槽第二模態在對流層低層高度場主要呈現出AO負位相的分布，而溫度場主要與東亞冬季風的北方型相近[5]。

(圖中打點區域為通過了95%顯著性檢驗的區域。 The area with black points donates passing the significance test at 95%.)

4 與ENSO的關系

前面的分析表明，東亞大槽冬春季內的前兩個主模態均有顯著的年際振蕩特征，我們知道，海洋大氣系統中最強的年際變化信號為ENSO，PC1和PC2也或多或少與厄爾尼諾或拉尼娜年有關，因此這里主要分析東亞大槽的雙模態與海表面溫度的關系，從而進一步探究其與ENSO之間的可能關系。圖4為PC1和PC2分別回歸到初冬、深冬和初春的SST距平場，可以發現，在太平洋中央出現大的“K”字型正相關區，而赤道東太平洋呈現負相關，這種海溫異常分布從前期5、6月份(圖略)就已開始,隨著季節的演變逐漸增強，在冬季達到最強(見圖4(b))，而從春季開始逐漸衰退(見圖4(c))。這種海溫異常的分布與Wang 等[21]提出的 Mega-ENSO型分布類似。Mega-ENSO型海溫異常特點是指區別于前人提出的經典的厄爾尼諾，從40°S～ 40°N，東西方向包括整個太平洋的一個新ENSO區域,其中東太平洋為三角區域,西太平洋為“K”型區域。從空間尺度上，它橫跨熱帶、副熱帶太平洋海區，從時間尺度上，它包含了年際變率以及年代際變率，前人[21]發現它與傳統ENSO、PDO相比反映了更廣泛的變化尺度，也包含了更豐富和復雜的氣候信息，例如Mega-ENSO是包含了印度夏季降水、東亞夏季風降水在內的北半球夏季風降水的主要驅動力，但是Mega-ENSO對冬季東亞氣候的影響卻一直鮮有研究涉獵，本文首次發現了東亞大槽深冬(初冬初春)向北退縮(向南加深)型模態與Mega-ENSO之間的關系，具體機制將在以后的研究中詳細分析。

第二模態東亞大槽冬春一致變化型回歸的海溫異常場是與傳統型ENSO相關的模態，即從前期7、8月份開始赤道東太平洋出現海溫負異常(圖略)，到深冬(見圖4(e))達到最強，從初春(見圖4(f))開始逐漸衰弱。也就是說當初冬到初春東亞大槽逐漸增強(減弱)時，赤道東太平洋呈現出傳統的La Nia(El Nio)型海溫異常，這與前人的工作是較為一致的[9-10]。另外，從前期9、10月份(圖略)開始，印度洋也出現了明顯的海溫負異常的信號，該信號可以一直持續到下一年的夏季,并且通過了95%的顯著性檢驗。吳國雄和孟文[22]曾經指出赤道印度洋與赤道東太平洋SST年際變化有顯著的正相關，這種正相關是由于沿赤道印度洋上空緯向季風環流和太平洋上空Walker環流之間顯著的耦合造成的，本文與前人結果一致，同時也說明第二模態與印度洋海溫海盆模態的變化有一定關系，即印度洋海溫冷卻(升溫)，東亞大槽增強(減弱)。那么印度洋海溫是如何影響東亞大槽的呢？前人[23-24]工作曾經指出，印度洋赤道地區的暖(冷)SST異常,可以在北半球中高緯度地區激發產生與太平洋-北美型(PNA)和東亞-太平洋(EAP)類似的冬季遙相關波列，進而影響東亞大槽，在300 hPa高度場(圖略)的回歸場上，可以明顯地看到從印度洋傳向日本上空的波列,由此可見印度洋海溫對冬季東亞大槽的影響。

(圖中打點區域為通過了95%顯著性檢驗的區域。 The area with black points donates passing the significance test at 95%.) 圖4 S-EOF第一模態的主成分PC1對初冬(a)，深冬(b)， 初春(c)海表面溫度場的回歸場(陰影，單位：℃)及(d)～(f)PC2的回歸場Fig.4 The regression of PC1 at sea surface temperature(shading,unit:℃)in early winter(a), deep winter(b) and early spring(c), fig d～f is the regression field for PC2

5 結論與討論

本文利用1979—2017年NCEP/NCAR的全球逐月再分析資料，采用S-EOF的方法，對初冬(11—12月)、深冬(1—2月)、初春(3—4月)東亞地區(30°N～65°N,120°E～160°E)的500 hPa高度場進行了分析，以表征東亞大槽在初冬-深冬-初春季內演變的年際變化時空主模態特征，得到以下主要結論：

(1)東亞大槽主要表現為冬春季內的雙模態時空變化特征，分別為深冬(初冬初春)向北退縮(向南加深)型(S-EOF1)和冬春一致強(減弱)型(S-EOF2)兩個主模態，分別解釋了23.3%和17.2%的方差貢獻。

(2)對于S-EOF1模態，東亞大槽在初冬、初春向南加深(向北退縮)，槽后冷空氣更容易南下，中國東南沿海以東區域降溫(升溫)，歐亞大陸北部地區升溫(降溫)。而深冬東亞大槽向北退縮(向南加深)，此時阿留申低壓減弱(增強)，日本南部到我國華北、東北地區為明顯升溫(降溫)。總體來看，第一模態主要體現了東亞大槽的冬季季內反位相變化，可能與歐亞遙相關波列在初冬、深冬的反位相變化有關。

(3)對于S-EOF2模態，東亞大槽從初冬到初春表現為一致增強(減弱)，此時，北半球大氣主要受北極濤動負位相(正位相)的控制，歐亞大陸中東部地區一致降溫(升溫)。

(4)東亞大槽的季節內演變的雙模態變化均與ENSO有關，S-EOF1模態與赤道太平洋地區的Mega-ENSO型海溫的負(正)異常有關；冬春一致加強(減弱)型則與傳統的ENSO型海溫相聯系，即當赤道東太平洋為La Nia(El Nio)型海溫異常，通過Walker環流的影響，印度洋會出現海盆一致模的負(正)異常信號,可能會激發從印度洋到東亞地區的遙相關波列，使東亞大槽增強(減弱)。

本文主要對初冬到初春東亞大槽的變化及其相關的大氣環流、海溫異常做了初步分析，但仍有很多問題并沒有解決：

(1)初冬、深冬東亞大槽反位相變化的原因是什么？

(2)海溫影響東亞大槽變化的具體機制是什么？尤其是對于第一模態，Mega-ENSO型海溫異常是如何影響第一模態東亞大槽變化的，本文并沒有給出解釋，這將在下一步工作中繼續探討。