東亞大槽和西伯利亞高壓的季節內變率對冬季東亞氣溫的影響

李天明 丁柳丹

摘要 基于氣候態定義了西伯利亞高壓指數（SH index）、東亞大槽指數（ET index）和高低壓系統間的東亞經向風指數（V index），使用回歸分析探究西伯利亞高壓和東亞大槽在季節內尺度上對東亞地區冬季溫度的影響機理，構建線性模型對冬季華南地區季節內尺度溫度進行延伸期預報。結果表明：西伯利亞高壓和東亞大槽系統變化中最顯著的是季節內尺度信號;季節內尺度SH index和ET index對V index的貢獻分別為82.6％ 和42.2％;3個指數的回歸模態在對流層中層對應西北-東南向低頻羅斯貝波列緩慢東南傳播，低層水汽、近地面層環流、降水及2 m溫度場配置良好，當西伯利亞高壓深厚或東亞大槽發展時，經向風關鍵區北風強盛，有利于冬季高緯度地區干冷空氣向東亞輸送;V index對華南地區冬季季節內尺度2 m氣溫的有效預報時效達25 d。

關鍵詞西伯利亞高壓;東亞大槽;季節內尺度變率;冬季東亞氣溫;延伸期預報

東亞位于亞洲大陸東部，受到歐亞大陸和太平洋之間的熱量差異的影響，東亞季風是該地區主導性的氣候現象。東亞冬季風通常指12月至次年2月，由西伯利亞高壓、阿留申低壓、東亞大槽、低層北風和高層東亞急流等（He and Wang，2013;He，2015）多個系統組成的環流形式，會導致冷空氣從東亞沿岸席卷到亞洲大陸，引發嚴寒氣候（Li and Wang，2012，2013）。

東亞冬季風最顯著的特征之一是西伯利亞高壓，在低層對流層中占主導地位，具有世界上最高的海平面氣壓（Ding，1994;Chang et al.，2011），在冬季幾乎控制整個亞洲大陸，與北半球中最寒冷密集的氣團有關。西伯利亞高壓是一個淺層的冷核系統，局限在500 hPa高度以下的對流層中，高壓中心位于貝加爾湖西南部，是影響歐亞大陸冬季地表氣溫變化的獨立活動中心（Takaya and Nakamura，2005a;譚桂容和王騰飛，2014）。在東亞冬季風活動的早期發展和維持階段，西伯利亞高壓的強度控制異常的經向風，并通過引起異常溫度平流影響近地表溫度（Jhun and Lee，2004;Hasanean et al.，2013）。西伯利亞高壓具有顯著的年循環特征，秋季出現，春季消失，其強度可被用為代表東亞冬季風強度的指數（Gong and Ho，2004），受到非局地大氣環流變化的影響（Wang et al.，2019;Lu et al.，2020）。西伯利亞高壓的活動與東亞冬季風強度的減弱、寒潮頻率和冬季降水有密切關系（王遵婭和丁一匯，2006）。此外，冬季西伯利亞高壓與地面至中層對流層的溫度變化和動力過程密切相關（Ding and Krishnamurti，1987;Zhang and Wang，2020;吳國華等，2021;胡宏博等，2023）。

東亞大槽是北半球冬季大尺度的準靜止行星槽，具有最顯著的氣候態緯向不對稱環流特征，其特點是在東亞地區表現出最強的緯向平均負偏差（Wang et al.，2009a），主導局地大氣環流的變率（Leung et al.，2017）。作為準靜止沿海槽，它受到大規模地形如喜馬拉雅山（Holton，2004）及暖太平洋和冷歐亞大陸之間大尺度熱力對比的影響（Nakamura et al.，2010）。在東亞大槽后方，下沉運動引起強烈的輻射冷卻，有利于西伯利亞高壓的形成。在東亞大槽前方，寒冷的季風氣流遇到暖空氣，導致西北太平洋上空出現明顯的經向溫度梯度，影響太平洋風暴軸活動（Nakamura et al.，2002;Ren et al.，2010）。東亞大槽的變化對東亞及周邊地區的天氣和氣候都會產生重大影響（Huang et al.，2012），加深的東亞大槽會導致東亞海岸沿線出現異常偏北風，有利于來自高緯度的寒冷干燥空氣向南入侵 （Lau and Lau，1984;Webster et al.，1998;Ma et al.，2020），引發東亞的極寒和干旱事件（Cheung et al.，2015）。

在天氣尺度上，東亞大槽和西伯利亞高壓的發展和重建會引起寒潮事件的爆發，這與歐亞大陸上的短波波列密切相關。在西伯利亞高壓和東亞大槽發展至特定強度時，從歐亞大陸西部會發展出對流層上層的短波波列，隨著該波向東傳播，它會顯著加深并取代原來的沿海槽，導致地面反氣旋向南移動并觸發寒潮的爆發（Zhang et al.，1997，Yu et al.，2023）。在季節內尺度上，低頻Rossby波和渦旋在東亞大槽的發展和成熟階段發揮著重要作用。在該階段，東亞的近地表氣溫低于氣候平均水平，與之相反，北美地區的氣溫偏高（Song et al.，2016）。在年際尺度上，東亞大槽強度的變化呈現出大約4 a的主導周期（Gao，2007）。深厚的東亞大槽有利于強東亞冬季風形成，導致東亞冷異常（Chen et al.，2005;Huang et al.，2012），同時北太平洋風暴軸減弱（Lee et al.，2010）而中國南部（海洋性大陸）地區降水減少（增多）（Wang and Chen，2010）。在年代際尺度上，東亞大槽在20世紀50年代至80年代中期增強，之后減弱，隨后在2000年代初重新增強 （Ding et al.，2014;Sun et al.，2016）。20世紀80年代中期后，東亞大槽的減弱與東亞冬季風的減弱及由此引發的東亞地區變暖現象相關（Wang et al.，2009b;Kim et al.，2013）。東亞大槽和西伯利亞高壓的年代際變化可以歸因于海表溫度異常的年代際變化，例如太平洋年代際振蕩（Li and Xian，2003;朱偉軍等，2019），西北太平洋海溫異常的年代際模態（Sun et al.，2016），以及大西洋年代際振蕩等（Ding et al.，2014）。

中國的東南部位于東亞副熱帶和熱帶地區的交界處，秋冬季經常受到天氣和氣候災害的破壞，近年來華南地區冰凍雨雪災害（Wen et al.，2009;Zhang et al.，2009;Zhou et al.，2011）、持續性干旱（Li et al.，2021）及大風事件（Zhou and Wu，2010）頻發，導致嚴重的人員傷亡（Wu et al.，2011），對社會、經濟和農業都產生了顯著影響（Zhang et al.，2019）。秋冬季節，巴倫支海及喀拉海的海冰減少導致西伯利亞高壓和東亞冬季寒流增強，東亞冬季風系統使得中國東南部的大氣環流形勢發生變化（Sun et al.，2021）。東亞冬季風最顯著的特征是在西伯利亞高壓的東側和東亞大槽地區沿東亞海岸形成的強勁西北風氣流（Chen et al.，2000）。季風爆發伴隨著寒冷空氣的迅速南下，冷空氣通過105°E以西的西部路徑向南移動抵達華南地區（張丕遠和龔高法，1979），冬季華南地區氣象站溫度與東亞冬季風在大陸東岸向南延展程度呈顯著負相關（郭其蘊，1994）。與全國其他地區相比，華南地區冬季平均溫度較高（鹿世瑾和王巖，2012），降溫區域集中，溫度變化穩定（Fu and Ding，2021），當華南地區經歷由強冷空氣活動引起的寒冷期時，中國大部分地區通常都有顯著的降溫趨勢。

西伯利亞高壓和東亞大槽的多時間尺度變率包括系統強度、位置、范圍和持續時間的變化，可通過調控東亞冬季風對亞地區的天氣和氣候產生顯著的影響。本文以東亞地區為研究區域，利用1979—2021年大氣再分析數據定義關鍵系統的區域和強度，使用回歸分析探究西伯利亞高壓和東亞大槽系統的季節內尺度變率對東亞冬季地表溫度的影響機制，進一步針對華南區域，結合非傳統濾波和交叉檢驗方法構建線性回歸模型，對冬季季節內尺度地表溫度進行延伸期預報。低溫事件易引發各類災害和安全事故，本研究可為政府部門制訂防災減災政策提供戰略依據，為維護社會生產秩序和保障群眾生命財產安全工作提供參考。

1 數據與方法

1.1 數據

本研究利用歐洲中期天氣預報中心（ECMWF，European Center for Medium-Range Weather Forecasts）的第五代大氣再分析數據（ERA5;Hersbach et al.，2023），選取1979—2021年2 m氣溫、降水、位勢高度、水平風、溫度、海平面氣壓及比濕數據，空間分辨率為0.25°×0.25°。總降水由逐小時數據的日累計而得，其余氣象要素場由每日00、06、12、18時數據平均計算而得，所有數據都經線性插值為1°×1°的空間分辨率。冬季定義為當年12月至次年2月，預先將數據去除掉氣候態的年循環。ERA5數據中氣溫和降水等變量在中國適用性已經得到廣泛驗證，可以較好地捕捉到極端事件的特征（劉婷婷等，2022;陳玥和王愛慧，2023）。

1.2 方法

實時預報季節內尺度的溫度變化需要從原始數據中提取季節內尺度信號，進行帶通濾波會損耗數據長度，因此采用了由Hsu et al.（2015）提出的非傳統濾波方法進行季節內尺度信號的提取。該濾波方法包括以下三個步驟：首先，從原始數據中減去氣候態90 d低通濾波分量，去除緩慢變化（周期大于90 d）的氣候年循環，所得的數據稱為“數據一”;隨后，從數據一中通過減去前25 d的滑動平均值（即從第-25天到第0天）以去除周期長于50 d的低頻信號，所得數據稱為“數據二”;最終，對數據二進行前5 d的滑動平均（即從第-5天到第0天）以去除高頻的天氣尺度分量（小于等于10 d）。處理后的數據即可代表10～50 d的季節內尺度分量，詳細過程如圖1所示。

基于提取而得的季節內尺度信號可以構建一個回歸經驗模型（Jones et al.，2004），在這樣的模型中，預報量是由預測因子的超前線性回歸值確定的。參考前人使用的交叉驗證方法（Zhu et al.，2015），本研究也在訓練時段，通過交叉檢驗選擇穩定的年份構建最終的模型進行獨立預報，具體步驟如圖2所示：1）對于預報因子場，從中挑選出1 a的數據，并使用其余的29 a的訓練數據進行線性回歸建模;2）將挑選年份的預報因子場應用到從其他年份獲得的相應模型中，這為挑選年份每個空間格點給出了一個預報量，將得到的預報量場和實際預報量場進行相關分析，求得每個格點的相關系數;3）對步驟1）和2）重復30次，區域平均的相關系數超過置信度為95％的顯著性檢驗即為有效預報年份，保留有效預報年份構建最終的線性回歸經驗模型。

對于獨立預報進行效果檢驗時，有效樣本量（Ne）的估計值為Ne=N（1-r21）／（1+r21）（Bretherton et al.，1999），其中r1是滯后為1的自相關系數，N是原始樣本量。在本研究中N為1 170，計算有效樣本量后，超過0.18（置信度為95％的顯著性檢驗）的時間相關系數可被視為有效技巧。

2 1979—2021年冬季東亞大槽和西伯利亞高壓的特征

1979—2021年冬季（DJF）氣候態500 hPa（圖3a）及850 hPa（圖3b）位勢高度場、風場及溫度場配置如圖所示，500 hPa東亞大槽深厚，從高緯度北極地區延伸至西太平洋洋面，經向跨度較大，從70°N延伸至25°N;溫度場由南往北遞減分布，冷中心位于蒙古高原北部，溫度槽明顯落后于高度槽。850 hPa的氣象要素場中青藏高原以北地區被深厚的高壓系統控制，低壓系統位于西北太平洋洋面;溫度場的冷中心位于鄂霍次克海西側，青藏高原在冬季作為熱源發揮熱力作用。根據位勢高度場分布，分別定義了西伯利亞高壓關鍵區（75°～105°E，40°～60°N），將該區域內850 hPa位勢高度場的區域平均值定義為西伯利亞高壓指數（SH index），東亞大槽關鍵區為125°～140°E、35°～50°N，將該范圍內500 hPa位勢高度場的區域平均值定義為東亞大槽指數（ET index），由于西側高壓和東側大槽兩個大型系統間南北風氣流明顯，我們定義兩個關鍵區范圍之間的105°～125°E、35°～55°N區域為經向風關鍵區，將區域內850 hPa經向風的平均值為定義為經向風指數（V index）。本研究將基于上述3個指數關注西伯利亞高壓和東亞大槽對東亞地區冬季氣溫的影響。

前人對于東亞冬季風環流中關鍵系統強度指數有多種定義方法，Sahsamanoglou et al.（1991）構建了一個基于每個月最大海平面氣壓值的西伯利亞高壓指數。龔道溢和王紹武（1999）將60°～130°E、30°～70°N區域內進行加權計算求得的海平面氣壓值作為指數。Gong and Ho（2002）、Wu and Wang（2002）、Panagiotopoulos et al.（2005）及Li and Yang（2010）分別將西伯利亞高壓關鍵區定義為80°～120°E、40°～60°N，70°～120°E、40°～60°N和80°～120°E、40°～65°N區域，將關鍵區內平均的海平面氣壓值作為高壓指數。侯亞紅等（2007）則是直接將西伯利亞高壓系統中心格點的海平面氣壓值作為強度指數。賀圣平和王會軍（2012）則是對東亞地區70°～140°E、10°～80°N范圍海平面氣壓場作EOF分解后，得到了第一二空間模態與原始場分布高度相似的結果，從而選定區域80°～120°E、40°～60°N作為為西伯利亞高壓關鍵區，將關鍵區海平面氣壓的區域加權平均值的標準化結果作為強度指數，與中國國家氣候中心定義的西伯利亞高壓指數一致。

對于東亞大槽，大部分研究基于東亞關鍵區500 hPa位勢高度場的平均值進行定義，關鍵區域范圍的選取方式略有不同，或是125°～145°E、30°～45°N（孫柏民和李崇銀，1997）;或是110°～130°E、35°～40°N（崔曉鵬和孫照渤，1999）;或是120°～150°E、30°～50°N（穆明權和李崇銀，2000）;亦或是110°～145°E、25°～45°N（He and Wang，2013），當指數數值越大時，東亞大槽越弱，反之亦然。也有部分研究對500 hPa高度場進行計算處理后再進行東亞大槽強度的定義，王冀等（2005）將區域（110°～130°E，40°～50°N）內500 hPa高度場進行標準化后求得區域平均，再經標準化處理后得到東亞大槽強度指數。黃小梅等（2013）將500 hPa高度層45°N緯度上120°～160°E范圍內最小位勢高度和70°～100°E范圍內最大位勢高度之差作為分子，將最小位勢高度所在經度與最大位勢高度所在經度之差作為分母，求得比值為緯向位勢高度梯度，將該梯度的負數作為東亞大槽強度指數。針對東亞冬季風環流中的經向風，學者們常用不同層次的東亞低層經向風區域平均值進行定義，氣候平均態上冬季亞洲東部低層呈現一致的偏北風特征，關鍵層次則是集中在地面2 m（Chen et al.，2000）、1 000 hPa（Lu and Chan，1999）和850 hPa（Yang et al.，2002）高度層，各層次上經向風指數高度相關。

依據西伯利亞高壓及東亞大槽的特征，不同的研究中會采用不同的定義方法，對比本研究中定義的3個指數和另幾種具有代表性的強度指數，求得其相關關系如表1所示。本研究使用的3個指數與其余指數呈高度相關關系，絕大部分相關系數通過置信度為99％的顯著性檢驗。西伯利亞高壓指數與Sahsamanoglou et al.（1991）構建的指數僅通過置信度為95％的顯著性檢驗，其原因是后者定義的指數基于逐月的最大海平面氣壓值，對比本研究根據逐日資料構建的指數變化更為緩慢，但兩個指數在統計意義上依舊顯著相關。表1中的對比結果也進一步說明本研究中指數定義方法具有合理性和科學性。

將本研究中定義的東亞大槽指數、西伯利亞高壓指數及經向風指數經5 d滑動平均處理，即濾除天氣尺度（10 d以下周期）波動后進行功率譜分析，結果顯示3個指數在季節內尺度上都有顯著的能量譜峰（圖4），東亞大槽和西伯利亞高壓兩個指數的能量譜集中在10～50 d的周期內，而經向風指數的能量則集中在10～40 d的周期，結果均通過置信度為95％的顯著性檢驗。由此可知，季節內尺度是西伯利亞高壓和東亞大槽系統變率中最突出的周期，可用于表征系統的主要變化特征，針對西伯利亞高壓和東亞大槽的季節內尺度變率開展研究具有指示意義。

通過Lanczos帶通濾波方法（Sperber et al.，1997;Ding and Wang，2007）提取10～50 d周期的季節內尺度信號后，進一步計算了3個關鍵區域中季節內尺度變量和總場的標準差比值，西伯利亞和東亞大槽關鍵區內季節內尺度變率占比達60％以上，經向風關鍵區內季節內尺度變率占比為一半，定量的結果進一步表明3個關鍵區中季節內尺度變化能基本代表區域內的總體變化。

由于3個關鍵區對應的大氣系統是緊密相關的，水平分布和垂直結構中都有連續的配置，進一步計算了3個指數及在季節內尺度上的相關系數。當只去除年循環保留逐日距平時，計算得到經向風指數同東亞大槽和西伯利亞高壓指數的相關系數分別為0.5和-0.62，都通過置信度為99％的顯著性檢驗;而東亞大槽指數和西伯利亞高壓指數的相關系數僅為-0.1且未通過置信度檢驗（表2）。考慮到各指數變化中季節內尺度變率占比最高，我們計算濾波后3個指數的相關系數，結果與未濾波結果相似。季節內尺度上，經向風指數同東亞大槽和西伯利亞高壓指數的同時相關關系更為顯著，相關系數分別為0.69和-0.73（通過置信度為99％的顯著性檢驗），即當西伯利亞高壓深厚或東亞大槽發展時，經向風關鍵區區域內的北風強盛，有利于冬季北方干冷空氣向東亞地區的輸送。

3個指數關聯密切，西伯利亞高壓（東亞大槽指數）和經向風指數呈高度正（負）相關（通過置信度為99％的顯著性檢驗），意味著關鍵區內經向風的變化極大程度受到西伯利亞高壓及東亞大槽活動的影響。為了定量得到季節內尺度上西伯利亞高壓／東亞大槽指數對經向風指數的貢獻，我們分別將850 hPa經向風回歸到西伯利亞高壓和東亞大槽指數，再分別將線性回歸系數和850 hPa經向風距平場相乘重建得到與SH index和ET index有關的兩個經向風場，最后通過計算關鍵區內重建經向風場標準差和經向風指數標準差的比值，得到SH index與ET index對V index變率的貢獻。圖5中結果表明SH index的貢獻占比82.6％，意味著V index的變化主要受西伯利亞高壓的控制;ET index貢獻占比為42.2％，約為SH index貢獻的一半。

定量的結果也進一步證明關鍵區內經向風的變化受其東西兩側系統的共同影響且兩個系統在季節內尺度上的影響不是完全獨立的。

3 東亞大槽和西伯利亞高壓季節內尺度變率對冬季東亞氣溫的影響

由于西伯利亞高壓和東亞大槽都是位于歐亞大陸上半永久性的行星尺度系統，對于東亞地區的天氣有直接而顯著的影響。將不同高度層次的氣象要素場超前滯后回歸到標準化后的西伯利亞高壓、東亞大槽和經向風指數上，即可得到關鍵系統對各類氣象要素場影響的演變。

圖6—8是500 hPa位勢高度場和水平風場分別回歸到3個指數的結果，超前滯后的間隔為3 d，0 d代表同時回歸。圖6是SH index對應的結果，超前回歸所得500 hPa高度層上有清晰可見的波列，高低壓中心交替沿西北東南向分布，-15 d時SH關鍵區存在異常的反氣旋環流但波列不明顯，從-12 d開始波列結構逐漸形成并不斷發展向東南移動。0 d時西伯利亞地區的反氣旋環流緯向拉伸，強度和尺度都很大，其西北和東南側為強度尺度都相對小的氣旋環流，東南側的低壓氣旋位于東北平原和朝鮮半島地區，高低壓系統間的東北風強盛，向我國中部地區輸送來自高緯地區的冷空氣。3 d后反氣旋性環流緩慢東移伴隨著強度減弱，東側的氣旋系統尺度變大強度增加，兩個系統間的輸送通道形成，引導西伯利亞的寒冷空氣南下影響我國東部地區。

圖7是V index的回歸結果，-12 d時東歐平原上空有明顯的反氣旋系統出現，3 d后歐亞大陸中高緯地區波列形成但異常環流中心不夠清晰，-6 d時整個東半球中高緯地區從30°N至70°N地區出現西北東南向交替分布的“負正負正負”高低壓中心，表征著波長約為8 000 km（約72個經度）的羅斯貝波。波列強度增加伴隨著東南向的移動，-3 d時氣旋反氣旋環流中心向較低緯度延伸使得異常環流的空間尺度變大，東北平原由氣旋性環流控制，0 d時波列持續緩慢東南向移動，高低壓中心強度和空間尺度進一步加強，經向風關鍵區內北風顯著，整個東亞地區受異常氣旋性環流西側的北風氣流控制，來自高緯地區的寒冷空氣持續南下。3 d至9 d，波列持續向東南移動但強度逐漸減弱，西伯利亞及東亞地區高低壓中心依舊明顯，東歐平原上信號逐漸趨于消散。

圖8是ET index對應的結果，超前滯后回歸得到的模態演變和V index回歸結果類似（圖7），但回歸所得的系統強度明顯小于V index結果，也符合上述的變率貢獻比例結果（圖5），東亞大槽的變化僅能解釋經向風變率的一半。

異常環流對于氣流的輸送使得空氣中的水汽和熱量也轉移到不同地區，為了得到西伯利亞高壓和東亞大槽系統對于東亞地區降水溫度和地表氣溫的影響，分別將低比濕、降水、近地面水平風和地表氣溫回歸到3個指數得到各類系統的演變情況。

圖9—11是低層850 hPa比濕和降水場的回歸結果，比濕和降水的空間和時間尺度變化相比于對流層中層波列的變化都更微弱，3個指數的超前滯后回歸結果類似，異常的比濕中心分布狹長，集中在20°～30°N區域，比濕和降水變化一致，正／負的比濕中心大值對應著正／負降水區域。從-9 d至9 d，異常濕度中心交替呈西北東南向分布伴隨著緩慢的東移，-9 d時干的比濕中心位于中高緯的西西伯利亞平原西部，之后負比濕中心不斷增強向東南漫延，迫使正的比濕中心向東向南壓縮，0 d時干中心占據整個歐亞大陸25°N以北地區，而濕中心則位于低緯的華南地區和西北太平洋洋面上，整個東亞大陸由西伯利亞地區輸送的干空氣控制，降水呈異常偏少的特征。3 d時負的比濕中心繼續發展南下，緯向尺度逐漸拉長，東亞大陸和東海地區都由干空氣占據，陸地和海面的降水呈負異常特征。6 d至9 d，干中心強度逐漸減弱但緯向結構進一步延伸至西北太平洋，降水和比濕配置良好、分布一致。

與上述分析方法類似，圖12—14是將近地面層925 hPa水平風和地表氣溫分別超前滯后回歸到三個指數的結果。其中回歸到SH index和V index的模態相似，回歸到ET index結果中地表冷暖中心強度稍弱，但分布特征和另外兩個指數的回歸結果一致。-12 d時，位于里海西北側有近地面的北風氣流伴隨著冷中心的出現;-9 d時，冷中心位于西西伯利亞平原北部地區，而氣旋性環流位于西西伯利亞平原中部，氣旋西側的偏北風氣流強盛，引導高緯地區的寒冷氣流南下;-6 d時，冷空氣中心不斷發展逐漸向西向南緩慢移動，其西南側的北風氣流依舊存在且源源不斷向亞洲大陸輸送冷空氣，東亞地區則是受一對氣旋反氣旋對環流間東南風氣流的影響，存在一個暖空氣中心;-3 d時，冷空氣中心增強向東南向延伸，空間尺度增大，其西北側出現中高緯的反氣旋性環流對應著暖中心的出現，冷暖中心的交替分布也呈現西北東南向，整個東亞地區由北風氣流占據;0 d時，中高緯的近地面的反氣旋環流進一步發展東移，整個東亞地區受強盛的北風氣流控制，寒冷空氣不斷南下，整個東亞地區是異常的地表冷中心，朝鮮半島和日本海地區由低層的氣旋性環流控制;3至9 d，環流逐漸減弱東移，冷暖溫度中心不斷減小向東南移動，東亞地區冷暖位相發生轉換。

上述結果都表明冬季東亞地區的降水和氣溫的變化主要都受經向風的直接影響，偏北風氣流會將西西伯利亞平原以北高緯度地區的干冷空氣向東亞地區源源不斷地輸送，使得東亞地區變冷變干，其中對于地表溫度的影響持續且穩定。

4 冬季華南地區季節內尺度地表氣溫的預報

冬季華南地區溫度變化穩定且對全國溫度變化趨勢有指示意義，冬季風環流系統中的經向風關鍵區位于高低壓中心的交接處，經向風的變化則來自西伯利亞高壓和東亞大槽系統的演變。因此將經向風V index作為預報因子，以5 d為預報間隔，提前5～25 d對華南地區每個空間格點分別構建一元線性回歸模型對冬季的季節內尺度地表氣溫進行預報。

預報模型中華南地區定義為110°～120°E、20°～30°N區域，將1979—2008年30 a的冬季（12月、1月、2月）作為預報模型的訓練時段，2009—2021年共13 a的冬季（12月、1月、2月）作為獨立預報階段來檢驗預報效果。在訓練時段中，對每5 d構建的線性模型進行交叉檢驗后選取有效穩定的年份構建最終的預報模型，使用時間相關系數以及標準化均方根誤差來評估獨立預報結果。

圖15—16是為期13 a的獨立預報結果，它展示了每個預報時效對應的觀測溫度異常和預報溫度異常（10～50 d）之間的時間相關系數（圖15）以及區域平均的標準化均方根誤差（RMSE，圖16）。在其中，均方根誤差已經根據觀測溫度異常的標準差進行了標準化，因此一個單位的均方根誤差對應于觀測溫度異常的一個標準差的誤差。

圖15是提前5～25 d的每個空間格點上預報與觀測的季節內尺度溫度的時間相關系數，打點代表有效預報，即相關系數大于0.18（0.05的顯著性水平）。隨著預報時效的增加，華南地區的有效預報區域逐漸減小，在提前5 d構建的預報模型中，預報效果優秀的區域集中于陸地和海洋交界處，而在提前10、15和25 d的預報結果中，陸地溫度的預報效果優于海洋，僅在提前20 d的預報中海洋溫度的預報效果更佳。圖16中不同預報時效對應預報結果的標準化RMSE在1.0～1.4，表明模型的預測誤差幅度相對穩定。

獨立預報階段對2009—2021年13 a冬季的預報結果表明，經向風關鍵區域內的南北風對于中國華南地區冬季季節內溫度異常的延伸期預報具有較高技巧。主要的可預測性來源于經向風關鍵區域東西兩側東亞大槽和西伯利亞高壓系統的季節內尺度變化，這些信號沿著中高緯度的歐亞大陸向東南傳播，對東亞地區的氣候產生顯著的影響。

5 結論與討論

西伯利亞高壓和東亞大槽在東亞冬季氣候系統中發揮著重要作用，本研究基于西伯利亞高壓和東亞大槽的氣候態特征，定義了西伯利亞高壓指數（SH index）、東亞大槽指數（ET index）和高低壓系統間的東亞經向風指數（V index），采用功率譜分析和線性回歸等方法探究了指數間的關系，關注西伯利亞高壓和東亞大槽變率的顯著周期及對東亞地區冬季溫度的影響機制。同時結合非傳統濾波和交叉檢驗方法構建了簡單的線性回歸模型，對冬季華南地區季節內尺度溫度進行了延伸期預報。主要結論如下：西伯利亞高壓和東亞大槽系統變化中最顯著的是季節內尺度信號，季節內尺度標準差占比達60％。功率譜分析結果表明，SH index和ET index的能量譜峰集中在10～50 d，而V index對應的譜峰更集中于10～40 d的周期。季節內尺度上，SH和ET index同V index的相關系數分別為0.69和-0.73（通過置信度為99％的顯著性檢驗），隨后重建與SH／ET index有關的經向風場與實際的經向風場進行標準差比值計算，定量得到西伯利亞高壓／東亞大槽指數對經向風指數的貢獻為82.6％／42.2％。針對SH index、ET index和V index進行超前滯后的回歸分析，3個指數的回歸模態類似，在對流層中層500 hPa高度場上對應著西北東南向分布的波列緩慢向東南傳播，低層850 hPa水汽、近地面層925 hPa環流、降水及2 m溫度場配置一致，即當西伯利亞高壓深厚或東亞大槽發展時，經向風關鍵區區域內的北風強盛，有利于冬季西伯利亞高緯度地區的干冷空氣向東亞地區輸送，導致干燥且寒冷的天氣出現。綜合回歸結果，選取V index作為預報因子，將華南地區的冬季2 m氣溫的季節內尺度分量作為預報量，構建了線性回歸模型進行延伸期預報，綜合時間相關系數和標準化均方根誤差評估預報效果，該模型的有效預報時效可達25 d。

西伯利亞高壓的強弱和位置變化會導致東亞大陸冷暖氣團的移動，東亞大槽的變化會影響西太平洋環流的模態，兩個系統的共同作用會改變東亞冬季的氣溫和降水分布，對東亞冬季氣候產生重要影響。西伯利亞高壓和東亞大槽的變化不是完全獨立的，西伯利亞高壓的強度變化和伴隨向北的渦旋熱通量，會引起東亞下邊界低頻羅斯貝波活動上升，高空羅斯貝波列與地表溫度異常之間發生垂直向的相互作用后，傳入東亞的低頻羅斯貝波能量會得到增長，隨后羅斯貝波會通過改變低層斜壓性來調節瞬變渦旋的活動，瞬變渦旋再通過渦度和熱力強迫作用影響東亞大槽的演變發展（Takaya and Nakamura，2005b）。因此分離西伯利亞高壓和東亞大槽對東亞地區的影響尚有困難，本研究選取與兩個系統直接關聯的經向風進行低頻氣溫的預報是合理有效的。

此外，除本文關注的季節內尺度變率外，作為東亞季風系統的西伯利亞高壓和東亞大槽，在年際和年代際尺度上與海表溫度異常變化息息相關，考慮太平洋年代際振蕩、大西洋年代際振蕩和北極濤動（Mao et al.，2011;Li et al.，2014;He et al.，2017;王林等，2021）等信號有助于進一步研究西伯利亞高壓和東亞大槽的相互關系，對于更好地理解東亞冬季氣候系統和提高氣候預測能力具有重要意義。

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