祁莉 泮琬楠

南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/氣候與環(huán)境變化國(guó)際合作聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室/氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心，南京 210044

1 引言

受到冬季風(fēng)的影響，東亞地區(qū)冬季常發(fā)生霜凍、寒潮、暴雪等大范圍低溫災(zāi)害。異常的低溫事件對(duì)農(nóng)作物的生長(zhǎng)、社會(huì)經(jīng)濟(jì)及人類活動(dòng)等有著直接而深遠(yuǎn)的影響（Kunkel et al., 1999; 丁一匯等, 2008;Zuo et al., 2016）。

在冬季氣溫的研究中，年際或年代際預(yù)測(cè)的對(duì)象大多為冬季的平均氣溫，分析和選取影響冬季平均氣溫的顯著強(qiáng)迫因子，并以此進(jìn)行氣候預(yù)測(cè)（Wu and Wang, 2002; Wang et al., 2003; 龔道溢等,2004; Jhun and Lee, 2004; Luo and Zhang, 2015; Li et al., 2019a）。在空間分布上，我國(guó)冬季平均氣溫表現(xiàn)為全國(guó)一致型和南北反相型（康麗華等, 2006），Wang et al.（2010）提出整個(gè)東亞季風(fēng)區(qū)冬季平均氣溫的分布也存在南北方模態(tài)。同時(shí)，與冬季氣溫密切相關(guān)的東亞冬季風(fēng)存在不同時(shí)間尺度變率，存在明顯的準(zhǔn)2 年、準(zhǔn)4 年和4～8 年的周期振蕩（郭其蘊(yùn), 1994; Li et al., 2001; 黃榮輝等, 2007; 康麗華等, 2009; 丁一匯等, 2014），及顯著的年代際變化（Tollefson, 2014; 梁蘇潔等, 2014; Li et al., 2019a）。

然而，觀測(cè)事實(shí)表明，東亞冬季氣溫季內(nèi)起伏大，甚至在冬季平均氣溫接近甚至高于氣候平均的情況下，前冬或者后冬仍可能出現(xiàn)大范圍和持續(xù)較長(zhǎng)時(shí)間的極端偏冷的情況。例如2007/2008 年，前冬的氣溫偏高，而后冬出現(xiàn)5°C 異常的持續(xù)低溫天氣；2008/2009 年相反，前冬氣溫偏冷，而后冬偏暖。因此，在對(duì)冬季平均氣溫正確地年際預(yù)測(cè)的基礎(chǔ)上，還應(yīng)進(jìn)一步關(guān)注其季內(nèi)起伏特征，尤其是前、后冬氣溫的反相，這將極大地提高冬季氣溫的預(yù)測(cè)水平，也是氣象業(yè)務(wù)服務(wù)民生的迫切需求。

對(duì)于冬季氣溫的前、后冬反相，學(xué)術(shù)界已有關(guān)注（韋瑋等, 2014, 2020; 賈丹和簡(jiǎn)茂球, 2015; 孫健等, 2019）。黃嘉佑和胡永云（2006）指出與氣溫前、后冬變化相應(yīng)的大氣環(huán)流系統(tǒng)在前、后冬也是不一致的，冬季早期歐亞大陸靠近北極地區(qū)的海平面氣壓升高，較低緯度的地區(qū)則降低；而冬季晚期相反。韋瑋等（2014, 2020）從大氣波動(dòng)特征分析，認(rèn)為這主要由中緯度瞬變波及定常波作用造成的中層遙相關(guān)轉(zhuǎn)向引起的。孫健等（2019）指出其主要原因可能是，低層海陸熱力差異從前冬到后冬由強(qiáng)變?nèi)踉斐闪宋鞑麃喐邏簭?qiáng)度季內(nèi)變化。然而，簡(jiǎn)云韜等（2017）提出這不僅來(lái)自于中高緯環(huán)流系統(tǒng)的影響，應(yīng)該還受到印度洋—太平洋海溫及ENSO的影響。

可見(jiàn)，我國(guó)冬季氣溫前、后冬反相的現(xiàn)象已被關(guān)注，然而，這種次季節(jié)尺度的氣溫反相變化是僅僅發(fā)生在我國(guó)的局地現(xiàn)象，還是整個(gè)歐亞大陸的大尺度普遍特征？并且，造成氣溫前、后冬轉(zhuǎn)向的原因及物理機(jī)制也未達(dá)成共識(shí)。影響北半球冬季氣溫的主要大氣環(huán)流系統(tǒng)，如北極濤動(dòng)/北大西洋濤動(dòng)（AO/NAO）、歐亞型遙相關(guān)（EU）、東亞大槽等，也存在著一定的季內(nèi)轉(zhuǎn)向特征，它們的轉(zhuǎn)向可能與ENSO、北大西洋海溫、極冰等外強(qiáng)迫因子有關(guān)（Moron and Plaut, 2003; 喬少博等, 2015; Lü et al., 2019; 黃菲等, 2019）。也有學(xué)者指出冬季風(fēng)有顯著的季內(nèi)變化信號(hào)，以10～20 天及30～60 天大氣低頻振蕩為主（金祖輝和孫淑清, 1996; 曉青等,2008; 馬寧等, 2011; 朱毓穎和江靜, 2013; 楊雙艷等,2014），受到低頻信號(hào)的影響，冷空氣頻繁向南爆發(fā)，可能引起東亞區(qū)域的次季節(jié)尺度的降溫。可見(jiàn)，除了大氣內(nèi)部變率的影響，冬季氣溫季內(nèi)起伏的可能還受到某些外強(qiáng)迫因子的影響。

因此，本文將立足于東亞冬季氣溫的季內(nèi)起伏，重點(diǎn)分析前、后冬氣溫的反相現(xiàn)象，利用統(tǒng)計(jì)方法提取其主要模態(tài)，診斷與之相聯(lián)系的大氣環(huán)流演變規(guī)律，并對(duì)造成冬季氣溫前、后反位相變化的可能影響因子進(jìn)行討論。

2 資料與方法

2.1 資料

本文采用的大氣環(huán)流場(chǎng)資料為美國(guó)環(huán)境預(yù)報(bào)中心/美國(guó)大氣資料中心（NCEP/NCAR）提供的再分析資料，要素包括2 m 高度氣溫、海平面氣壓場(chǎng)、垂直方向1000～100 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)等資料，水平分辨率2.5°×2.5°（Kalnay et al., 1996）。并且，利用國(guó)家氣象信息中心提供的我國(guó)796 個(gè)站點(diǎn)1959～2017 年的氣溫?cái)?shù)據(jù)與NCEP/NCAR 提供的逐日氣溫?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比，以驗(yàn)證氣溫模態(tài)。此外，還使用了英國(guó)哈德萊中心提供的全球逐月海表溫度資料（HadISST1），水平分辨率1°×1°（Rayner et al., 2003）。

2.2 研究方法

為了提取季內(nèi)氣溫起伏的年際變化信號(hào)，本文利用Wang and An（2005）提出的一種季節(jié)依賴的經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（S-EOF）的方法，它既能反應(yīng)氣溫季內(nèi)起伏的年際變化規(guī)律，又能反應(yīng)氣溫的空間模態(tài)。

分析環(huán)流變化時(shí)，采用Wallace and Gutzler（1981）定義的EU 遙相關(guān)指數(shù)：

其中，Z*為標(biāo)準(zhǔn)化的500 hPa 月平均位勢(shì)高度距平。

本 文 使 用 的Ni?o3.4 指 數(shù) 為（ 5°S～5°N，120°W～170°W）區(qū)域平均海溫異常的3 月滑動(dòng)平均，厄爾尼諾與拉尼娜事件根據(jù)NOAA 定義進(jìn)行選取，即Ni?o3.4 指數(shù)連續(xù)5 個(gè)月大于/小于0.5 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差，得到21 次厄爾尼諾事件：1963、1965、1968、1969、1972、1976、1977、1979、1982、1986、1987、1991、1994、1997、2002、2004、2006、2009、2014、2015、2018，以及19 次拉尼娜事件：1964、1970、1971、1973、1974、1975、1983、1984、1988、1995、1998、1999、2000、2005、2007、2008、2010、2011、2017。

研究時(shí)段為1959～2018 年，冬季定義為當(dāng)年的12 月至次年2 月，所有氣溫及環(huán)流場(chǎng)數(shù)據(jù)均去除了氣候趨勢(shì)。逐日數(shù)據(jù)已減去逐日的氣候態(tài)和該年的冬季平均值，得到季內(nèi)起伏數(shù)據(jù)。統(tǒng)計(jì)方法主要為合成分析、回歸分析、傅里葉高通濾波和功率譜分析等，顯著性檢驗(yàn)采用t檢驗(yàn)。

3 東亞冬季氣溫季節(jié)內(nèi)起伏的時(shí)空分布特征

東亞區(qū)域（20°～50°N，100°～125°E）人口密集，并且是氣候變化的高敏感區(qū)，其冬季氣溫的年際變化方差大，因此本文選擇它為主要研究區(qū)域。圖1 給出了該區(qū)域1959～2018 年冬季平均氣溫、前冬（12 月）與后冬（次年2 月）氣溫的差值（T12－T2）的年際變化曲線?？梢?jiàn)，東亞冬季平均氣溫（圖1b）的確存在顯著的年際變率，其方差達(dá)到0.56，因此為大家所關(guān)注。然而，冬季氣溫還存在顯著的季內(nèi)起伏，圖1a 顯示，1959～2018年間有近半數(shù)（28/60）年份出現(xiàn)了12 月與次年2月的氣溫異常呈反號(hào)分布（圖1a），即前、后冬氣溫的反相演變并非個(gè)例，而是普遍規(guī)律。這就造成冬季氣溫的季內(nèi)起伏（T12－T2）的年際變率非常顯著，其方差高達(dá)3.5，遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)冬季平均氣溫的年際變率（0.56）。并且，從圖1b 中也可以發(fā)現(xiàn)，在發(fā)生前、后冬反相的28 年中，有21 年（圖中紅點(diǎn)）其冬季平均氣溫小于0.8 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差，即是接近于正常狀態(tài)的。因此，如果我們只關(guān)注和預(yù)測(cè)冬季平均氣溫，被忽視的季內(nèi)起伏將會(huì)給人民生成生活造成災(zāi)害性的影響。

圖1 1959～2018 年冬季東亞（20°～50°N，100°～125°E）區(qū)域平均2 m 高度的氣溫標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列：（a）12 月及2 月區(qū)域平均氣溫，粉色（藍(lán)色）陰影分別為前冬氣溫正（負(fù)）異常轉(zhuǎn)為后冬負(fù)（正）異常年；（b）冬季平均氣溫年際變化（柱狀圖）及T12－T2（12 月與2 月氣溫差值）的年際變化曲線（黑色折線），紅點(diǎn)為冬季平均氣溫小于0.8 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差并且12 月與次年2 月氣溫異常反相的年份Fig. 1 Normalized time series of regional average winter 2-m height temperature (the same below) variation in East Asia (20°-50°N，100°-125°E)for the period of 1959-2018: (a) the December and February mean regional average temperature, the pink (blue) shadow is the year when temperature is warmer (colder) than normal in early winter and colder (warmer) in late winter; (b) winter mean temperature (bars) and T12―T2 (difference between December and February temperature，solid line), the red dots indicate those years when T12 and T2 are out-of-phase and winter mean temperature is less than 0.8 standard deviation

綜上所述，東亞冬季氣溫前、后冬反相的特征，是普遍的，也是顯著的，甚至經(jīng)常發(fā)生在冬季平均氣溫正常的年份。因此，在關(guān)注冬季平均氣溫的年際變率的同時(shí)，我們還應(yīng)關(guān)注其季內(nèi)起伏，尤其是前、后冬氣溫的反相，如能提前監(jiān)測(cè)、預(yù)測(cè)它，將能極大地提高我國(guó)冬季氣溫的預(yù)測(cè)水平，更好地為民生服務(wù)。

那么，東亞冬季氣溫季內(nèi)起伏的時(shí)空演變特征如何？是否如上文分析的主要表現(xiàn)為前、后冬反相？本文利用S-EOF 的方法對(duì)1959/1960 至2018/2019年冬季東亞（20°～50°N，100°～125°E）氣溫的季內(nèi)起伏進(jìn)行分析。

S-EOF 的結(jié)果如圖2 所示。與上文的分析一致，東亞冬季氣溫的季內(nèi)起伏主要表現(xiàn)為顯著的前、后冬反相，即前冬偏暖（冷）后冬偏冷（暖），其解釋了總方差的31.1%，通過(guò)了North 檢驗(yàn)。在空間分布上，正位相時(shí)前冬12 月表現(xiàn)為東亞區(qū)域全區(qū)一致的偏暖，氣溫異常最大可達(dá)到1.4°C 以上；1 月，氣溫呈北負(fù)南正的分布，負(fù)異常中心-1.0°C，南部氣溫正異常較弱，最高僅為0.4°C；至2 月，東亞全區(qū)轉(zhuǎn)為全區(qū)一致的負(fù)異常。因此，前、后冬反相的季內(nèi)氣溫起伏在東亞地區(qū)呈現(xiàn)全區(qū)一致的分布特征，1 月為其轉(zhuǎn)向月份。并且，第一模態(tài)（EOF1）與前冬、后冬氣溫的差值（T12－T2）的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.95。因此，S-EOF 的第一模態(tài)很好地表征了東亞氣溫前、后冬轉(zhuǎn)向的特征。

圖2 東亞冬季氣溫S-EOF 第一模態(tài)（EOF1）的空間分布（單位：°C）及年際變化規(guī)律：（a-c）第一模態(tài)12 月、1 月、2 月的空間分布（NCEP/NCAR 2 m 氣溫資料），（d）第一模態(tài)的時(shí)間序列。（e-h）同（a-d），但為臺(tái)站氣溫資料。圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 2 Spatial pattern of the first S-EOF mode (EOF1) of monthly winter air temperature (units: °C) and its annual variation in East Asia (20°-50°N,100°-125°E). (a-c) December to following February spatial pattern (NCEP/NACAR reanalysis dataset), (d) time series of EOF1. (e-h) The same as(a-d), but for station data. The dotted area indicates the 90% confidence level

利用國(guó)家氣象信息中心提供的站點(diǎn)資料得到的冬季氣溫季內(nèi)起伏模態(tài)（圖2e-g）與再分析資料所得結(jié)果（圖2a-c）相比較，它們的空間場(chǎng)分布基本一致，時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.96，并且方差貢獻(xiàn)提高至44.3%。

所得的前、后冬反相模態(tài)是否依賴于月平均尺度的數(shù)據(jù)？本文將氣溫?cái)?shù)據(jù)的時(shí)間分辨率提高至旬平均（10 天為一旬），再次將冬季12～2 月9 個(gè)旬的氣溫異常進(jìn)行S-EOF 分析，所得結(jié)果如圖3所示。可見(jiàn)，它同樣表現(xiàn)為顯著的前、后冬反相的特征，氣溫異常在12 月的三旬均表現(xiàn)為全區(qū)一致的暖異常，1 月上旬東亞北部出現(xiàn)弱的冷異常，逐步向南擴(kuò)散，1 月下旬已經(jīng)轉(zhuǎn)為全區(qū)一致的冷異常。因此，前冬與后冬轉(zhuǎn)向時(shí)間為1 月上旬和中旬，并且1 月氣溫的演變與12 月及2 月均不一致，有其獨(dú)立的特征，將它簡(jiǎn)單地歸為前冬或者后冬都是不合理的。并且逐旬與逐月S-EOF 第一模態(tài)的時(shí)間序列相關(guān)系數(shù)也高為0.92。綜合圖2 和圖3，可以看到，無(wú)論是再分析數(shù)據(jù)還是臺(tái)站觀測(cè)，無(wú)論是月平均還是旬平均數(shù)據(jù)，冬季氣溫季內(nèi)起伏的主要模態(tài)都表現(xiàn)為顯著的氣溫前、后冬反相的特征，可見(jiàn)該模態(tài)是顯著的、可信的?；谠缕骄鶜鉁?cái)_動(dòng)的S-EOF 第一模態(tài)很好地刻畫(huà)了該模態(tài)的空間結(jié)構(gòu)及年際變率，因此后文的分析均基于該模態(tài)的EOF1 時(shí)間序列展開(kāi)。

對(duì)于冬季平均氣溫，其南北方模態(tài)均與更大范圍的歐亞地區(qū)及高緯地區(qū)有著密切的聯(lián)系（Wang et al., 2010）。那么，季內(nèi)起伏的前、后冬反相模態(tài)，是否僅是東亞地區(qū)的局地現(xiàn)象，還是更大范圍的歐亞地區(qū)的普遍特征？本文將EOF1 回歸至歐亞區(qū)域的溫度場(chǎng)，如圖4a-c 所示。前冬12 月60°N以南的整個(gè)歐亞區(qū)域氣溫顯著偏高，而60°N 以北的高緯地區(qū)氣溫則顯著偏低，氣溫異常達(dá)到-1.5°C 以上，即歐亞大陸呈現(xiàn)北負(fù)南正的偶極型分布。而至后冬2 月，氣溫異常分布恰恰相反，60°N 以北區(qū)域偏高，以南區(qū)域則偏低。由此可見(jiàn)，前冬12 月與后冬2 月的氣溫季內(nèi)擾動(dòng)不僅在東亞區(qū)域呈現(xiàn)顯著前、后冬反相的特征，在整個(gè)歐亞大陸甚至高緯地區(qū)也存在顯著的信號(hào)。對(duì)更大范圍的歐亞（20°～80°N，60°～140°E）冬季氣溫進(jìn)行相同的S-EOF 分析，也得到了相應(yīng)的季內(nèi)起伏特征（圖4d-f），與其時(shí)空演變特征與圖4a-b（東亞區(qū)域EOF1 回歸的氣溫）一致，兩者時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.85。這再次證實(shí)這種氣溫前、后冬反相變化的模態(tài)不僅僅存在東亞區(qū)域，而且存在更大范圍的歐亞區(qū)域，表現(xiàn)為北負(fù)（正）南正（負(fù)）的偶極型，并且信號(hào)是顯著的。并且這種季內(nèi)反相的特征可能與北半球大尺度大氣環(huán)流及海氣相互作用有關(guān)，而并非局地的氣候效應(yīng)。

圖4 （a-c）東亞區(qū)域（20°～50°N，100°～125°E）S-EOF 第一模態(tài)時(shí)間序列回歸12 月至次年2 月逐月2 m 氣溫異常（單位：°C），黑色方框?yàn)闁|亞區(qū)域，綠色方框?yàn)榇蠓秶臍W亞區(qū)域；（d-f）歐亞區(qū)域（20°～80°N，60°～140°E）冬季12 月至次年2 月逐月氣溫S-EOF 第一模態(tài)的空間分布（單位：°C）。打點(diǎn)區(qū)域通過(guò)90%顯著性檢驗(yàn)Fig. 4 Regression maps of monthly 2-m air temperature anomalies (units: °C) for (a) December, (b) January, and (c) February with regard to EOF1,and spatial patterns of the first S-EOF mode of monthly winter air temperature (units: °C) in Eurasian (20°-80°N, 60°-140°E) for (d-f) Decemberto the following February. The dotted area indicates the 90% confidence level. The black box shows the East Asian region, and the green box shows the Eurasian region

4 東亞冬季氣溫季節(jié)內(nèi)起伏對(duì)應(yīng)的環(huán)流異常特征

上述統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，東亞冬季氣溫前后冬反相是普遍存在的，那么，造成冬季氣溫前、后冬反相的原因又是什么？與之相關(guān)的關(guān)鍵大氣環(huán)流系統(tǒng)又是什么？圖5 給出了EOF1 回歸的逐月500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)。可以發(fā)現(xiàn)，前冬12 月500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)異常（圖5a）分別在北大西洋中部、斯堪的納維亞半島、西西伯利亞、東亞上空分別存在顯著的“－、＋、－、＋”的異常中心，構(gòu)成了EU 遙相關(guān)的負(fù)位相波列。而至后冬2 月（圖5c），位于北大西洋中部的負(fù)異常中心轉(zhuǎn)為正異常，自西向東形成“＋、－、＋、－”異常波列，即EU 波列轉(zhuǎn)為正位相。

前人工作已經(jīng)指出EU 波列對(duì)冬季氣溫的顯著影響。當(dāng)EU 位于正位相時(shí)，東亞地區(qū)高空的急流增強(qiáng)、東亞大槽加深，導(dǎo)致東亞冬季風(fēng)偏強(qiáng)，我國(guó)東部冬季平均氣溫往往偏低；反之，當(dāng)EU 波列位于負(fù)位相時(shí)，冬季平均氣溫偏高（吳洪寶, 1993; 劉毓赟和陳文, 2012; Wang and Zhang, 2015a）。EU波列位相的變化影響了對(duì)流層高層的副熱帶急流以及低層的海平面氣壓場(chǎng)，進(jìn)而造成我國(guó)冬季平均氣溫異常（Wang and Zhang, 2015b）。

對(duì)于季節(jié)內(nèi)尺度，Takaya and Nakamura（2005）將東亞的阻塞形勢(shì)與EU 遙相關(guān)聯(lián)系，指出了季節(jié)內(nèi)尺度的環(huán)流場(chǎng)及地表的熱力異常對(duì)冬季風(fēng)的爆發(fā)有著重要的作用。喬少博等（2015）提出了晚秋（11 月）與后冬（次年1、2 月）的EU 遙相關(guān)指數(shù)存在顯著負(fù)相關(guān)，即EU 波列在晚秋與后冬時(shí)其位相有相反變化的特征。另外，黃菲等（2019）指出東亞大槽的季節(jié)內(nèi)演變前后反位相的模態(tài)與EU遙相關(guān)有著密切的關(guān)系。

前冬12 月，EU 波列位于負(fù)位相時(shí)，300 hPa上副熱帶急流減弱，而溫帶急流加強(qiáng)，這不利于偏北的冷空氣向南輸送（圖6a）。在對(duì)流層低層，西伯利亞平原及北太平洋高緯分別出現(xiàn)海平面氣壓的負(fù)異常和正異常（圖7a），表明西伯利亞高壓及阿留申低壓均減弱，使得東亞地區(qū)自南海至60°N 均形成異常南風(fēng)氣流，不利于冷空氣的南下，形成的暖平流（圖7d）造成東亞氣溫全區(qū)一致的偏暖。

次年1 月，隨著EU 波列的繼續(xù)向東傳播（圖5b），與之相伴隨的300 hPa 緯向風(fēng)異常也跟隨向東移動(dòng)（圖6b），低層西伯利亞高壓率先由負(fù)異常轉(zhuǎn)為正異常，而阿留申低壓仍偏弱，因此850 hPa 上50°N 以北出現(xiàn)異常北風(fēng)（圖7b），東亞北部氣溫出現(xiàn)負(fù)異常（圖2b）。

至后冬2 月，對(duì)流層中層EU 波列已完全轉(zhuǎn)為正位相（圖5c），此時(shí)，高層上副熱帶急流區(qū)出現(xiàn)顯著的緯向風(fēng)正異常，使得副熱帶急流顯著地增強(qiáng)，而溫帶急流則偏弱，這利于冷空氣南下在東亞地區(qū)堆積（圖6c）。對(duì)流層低層（圖7c），西伯利亞高壓的海平面氣壓正異常向東向南擴(kuò)展至30°N 以南，北太平洋北部也由正異常轉(zhuǎn)為負(fù)異常，造成阿留申低壓增強(qiáng)。因此，東亞自北向南均為一致的偏北風(fēng)異常，顯著的冷平流（圖7f）使得東亞氣溫由前冬的一致偏暖轉(zhuǎn)變?yōu)楹蠖囊恢缕洹?/p>

圖5 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月500 hPa 位勢(shì)高度異常場(chǎng)（單位：gpm，打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)區(qū)域）及500 hPa風(fēng)場(chǎng)異常場(chǎng)（單位：m s-1，僅畫(huà)出為通過(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的風(fēng)場(chǎng)），黑框區(qū)域?yàn)楸疚难芯康臇|亞區(qū)域Fig. 5 Regression maps of 500-hPa geopotential height anomalies (shaded, gpm) and winds anomalies (vector, m s-1) with regard to EOF1 for (a-c)December to the following February. The dotted area and the vector winds are significant at the 90% confidence level. The black box shows the East Asian region studied in this paper

圖6 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月300 hPa 緯向風(fēng)異常場(chǎng)（陰影，單位：m s-1，打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%的顯著性檢驗(yàn)）。圖中等值線為300 hPa 緯向風(fēng)場(chǎng)氣候態(tài)Fig. 6 Regression maps of 300-hPa zonal wind anomalies (shaded, m s-1) with regard to EOF1 and climatological month mean zonal wind (line) for(a-c) December to the following February. The dotted area indicates the 90% confidence level

圖7 EOF1 回歸的（a-c）12 月至次年2 月逐月海平面氣壓場(chǎng)（陰影，單位：hPa）和850 hPa 風(fēng)場(chǎng)異常場(chǎng)（矢量，單位：m s-1）及（d-f）12 月至次年2 月逐月溫度平流異常場(chǎng)（陰影，單位：10-5 K s-1）和925 hPa 風(fēng)場(chǎng)異常（矢量，單位：m s-1）。圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域，風(fēng)場(chǎng)只畫(huà)出通過(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域，黑框區(qū)域?yàn)楸疚难芯康臇|亞區(qū)域Fig. 7 (a-c) Monthly sea level pressure (shadow, units: hPa) and 850 hPa winds (vectors, units:m s-1) anomalies regressed with reference to EOF1 from December to the following February; (d-f) monthly temperature advection (shadow, units:10-5 K s-1) and 925 hPa winds (vectors, units:m s-1)anomalies regressed with reference to EOF1 from December to the following February. The dotted regions and the winds are significant at the 90%confidence level. The black box shows the East Asian region studied in this paper

綜上所述，以上對(duì)各層環(huán)流場(chǎng)的分析表明，東亞地區(qū)氣溫由前冬正異常轉(zhuǎn)為后冬負(fù)異常時(shí)，與之密切相關(guān)的大氣環(huán)流系統(tǒng)是EU 遙相關(guān)波列從前冬負(fù)位相到后冬正位相的轉(zhuǎn)變，相伴隨的低層西伯利亞高壓與阿留申低壓強(qiáng)度相繼由弱增強(qiáng)，高層副熱帶急流也由弱增強(qiáng)。本文也利用Wallace and Gutzler（1981）定義的EU 遙相關(guān)指數(shù)，計(jì)算了1959～2018 年逐月的EU 遙相關(guān)指數(shù)，并以次年2 月與12 月EU 遙相關(guān)指數(shù)的差值(ΔEU)表征EU遙相關(guān)波列的前后冬轉(zhuǎn)向強(qiáng)度，將其與EOF1 做相關(guān)，兩者的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.44，顯著通過(guò)了99%的置信度檢驗(yàn)。這再次證實(shí)了EU 遙相關(guān)從前冬到后冬的轉(zhuǎn)變的確是東亞氣溫異常前、后冬的變化的關(guān)鍵大氣環(huán)流（圖8）。

圖8 （a）1959～2018 年EOF1 以及EU 遙相關(guān)指數(shù)前冬（12 月）與后冬（2 月）差值（ΔEU）時(shí)間演變曲線及（b）散點(diǎn)圖。Fig. 8 (a) EOF1 and the difference of normalized EU index between early (December) and late Winter (February) (ΔEU) for the years 1959-2018.(b) Scatterplots of EOF1 with ΔEU

5 前冬、后冬環(huán)流型轉(zhuǎn)向的可能原因

上文的分析已指出EU 遙相關(guān)可能是造成東亞冬季氣溫前、后冬反相變化的直接原因。那么，是什么造成了EU 遙相關(guān)的前、后冬反相呢？眾所周知，外源強(qiáng)迫是形成遙相關(guān)型的重要原因，因此除了大氣內(nèi)部變率的影響（韋瑋等, 2014, 2020），還應(yīng)考慮外強(qiáng)迫因子的作用。雖然對(duì)遙相關(guān)的季內(nèi)轉(zhuǎn)向目前學(xué)術(shù)界還未有定論，但主要有以下兩個(gè)觀點(diǎn)：（1）北大西洋海氣相互作用（Gambo et al., 1987;Ting and Peng, 1995; Liu et al., 2014; 喬少博等,2015）；（2）赤道及北太平洋海溫的影響（Moron and Gouirand, 2003; Geng et al., 2017）。

5.1 北大西洋作用

學(xué)者們指出歐亞型遙相關(guān)由中緯度北大西洋海溫異常激發(fā)（Gambo et al., 1987; Li, 2004; Liu et al.,2014），且存在著明顯的季節(jié)差異，其早冬與晚冬海氣相互作用過(guò)程及物理機(jī)制是完全不同的（Ting and Peng, 1995）。有研究發(fā)現(xiàn)，EU 遙相關(guān)在晚秋（11 月）與后冬（1～2 月）呈顯著反相變化，這種反相變化與北大西洋熱通量的季內(nèi)變化有密切的關(guān)系（喬少博等, 2015）。因此，圖9 給出了北大西洋湍流熱通量（圖9b，e）及海溫異常（圖9a，d）在EOF1 正負(fù)位相典型年份的差值。以圖2d中EOF1 時(shí)間序列±0.8 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差選取正負(fù)位相異常年，正位相年為：1962、1963、1968、1976、1977、1979、1983、1987、1999、2004、2007、2015、2017，負(fù)位相年為：1960、1965、1969、1975、1980、1981、1984、1993、2001、2002、2006、2008、2012、2014。的確，與EOF1 負(fù)位相年相比，在EOF1 正位相年，即氣溫前冬暖、后冬冷時(shí)，北大西洋湍流熱通量12 月出現(xiàn)明顯正異常，而在次年2 月顯著偏低，前后冬反相，與之相對(duì)應(yīng)的EU波列由負(fù)位相到正位相的轉(zhuǎn)變。然而，相應(yīng)的海溫卻與之位相相反，正湍流熱通量卻對(duì)應(yīng)于海溫偏低，負(fù)湍流熱通量時(shí)海溫卻偏高。這表明北大西洋地區(qū)以大氣強(qiáng)迫海洋為主，某個(gè)大氣環(huán)流異常引起異常上升運(yùn)動(dòng)，激發(fā)EU 波列，同時(shí)減少了太陽(yáng)輻射，造成海溫降低（圖9c）；2 月則反相?？梢?jiàn)，此時(shí)，北大西洋的海溫異常并不是影響大氣異常的因子，反而表現(xiàn)為受大氣異常影響的結(jié)果。因此，其中的物理過(guò)程可能為：上游某大氣環(huán)流異常造成了北大西洋海溫及熱通量出現(xiàn)季節(jié)轉(zhuǎn)向特征，該信號(hào)通過(guò)北大西洋進(jìn)一步下傳，進(jìn)而影響歐亞地區(qū)中高緯度EU 波列，造成它在前后冬出現(xiàn)季節(jié)轉(zhuǎn)向進(jìn)而影響東亞冬季氣溫的季節(jié)起伏。

那么，上游的大氣環(huán)流異常信號(hào)來(lái)源于何處呢？前人指出，AO/NAO 在前冬11～12 月與后冬1～2 月存在顯著位相轉(zhuǎn)變，其可以通過(guò)遙相關(guān)波列向下游傳播，進(jìn)而影響東亞區(qū)域的氣候（Ting and Peng, 1995; 何春和何金海, 2003; Moron and Plaut, 2003; Chen et al., 2005; Qiao and Feng, 2016）。EOF1 回歸的500 hPa 環(huán)流場(chǎng)上（圖5），除了歐亞大陸EU 波列在12 月和2 月的顯著轉(zhuǎn)向外，NAO/AO 區(qū)域也呈現(xiàn)一定的轉(zhuǎn)向。如果將次年2月與12 月的AO 指數(shù)的差值定義為AO 在前、后冬的轉(zhuǎn)向強(qiáng)度（ΔAO），EU 遙相關(guān)指數(shù)差值定義為EU 波列轉(zhuǎn)向強(qiáng)度（ΔEU），則發(fā)現(xiàn)兩者的相關(guān)系數(shù)為-0.36，可見(jiàn)兩者存在一定的相關(guān)性。分別合成EU 波列轉(zhuǎn)向及AO 轉(zhuǎn)向正負(fù)典型年份湍流熱通量異常，如圖10 所示。AO 前冬偏強(qiáng)，后冬偏弱時(shí)，中緯度北大西洋（45°～60°N）前冬為西風(fēng)異常，湍流熱通量正異常，利于該區(qū)域的上升運(yùn)動(dòng)，而至后冬2 月，該區(qū)域轉(zhuǎn)為了東風(fēng)異常，湍流熱通量為負(fù)。EU 前后冬氣溫反相時(shí)，該區(qū)域北大西洋熱通量的變化特征與AO 前后冬反相的特征基本是一致。并且，AO 的轉(zhuǎn)向強(qiáng)度與北大西洋熱通量（40°～60°N，60°～40°W）的轉(zhuǎn)向強(qiáng)度的偏相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.62，后者與EU 的轉(zhuǎn)向強(qiáng)度偏相關(guān)系數(shù)為-0.42。然而ΔAO 和ΔEU 在去除了北大西洋熱通量作用后的偏向關(guān)僅僅為-0.1。可見(jiàn)，AO/NAO對(duì)歐亞EU 波列的前、后冬轉(zhuǎn)向的確存在明顯的影響，但該影響是通過(guò)北大西洋熱通量季內(nèi)變化而實(shí)現(xiàn)的。

圖10 （a-c）12 月至次年2 月EU 轉(zhuǎn)向正負(fù)位相典型年份及（d-f）12 月至次年2 月AO 轉(zhuǎn)向正負(fù)位相典型年份湍流熱通量差值（單位：W m-2）及850 hPa 風(fēng)場(chǎng)（單位：m s-1）的合成場(chǎng)（正位相年－負(fù)位相年）。圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 10 Difference between the positive and negative phase (positive－negative) of (a-c) EU phase reversal year from December to the following February and (d-f) AO phase reversal year from December to the following February of turbulent heat flux anomalies (units: W m-2) and 850 hPa wind.. The dotted area indicates the 90% confidence level

5.2 ENSO 的影響

除了北大西洋的信號(hào)，前人指出，ENSO 事件對(duì)歐亞地區(qū)氣候有次季節(jié)調(diào)制作用，超強(qiáng)厄爾尼諾事件海溫異常與副熱帶急流年循環(huán)的相互作用，可引起NAO 位相在1 月中旬轉(zhuǎn)向，進(jìn)而造成東亞冬季氣溫在1 月中下旬快速劇烈地下降（Moron and Plaut, 2003; Geng et al., 2017）。因此，本文給出了冬季熱帶太平洋海溫在EOF1 正負(fù)位相典型年份的差值（圖11），卻發(fā)現(xiàn)熱帶太平洋區(qū)域海溫并沒(méi)有明顯的異常信號(hào)，僅在熱帶外南北緯10°～30°區(qū)域出現(xiàn)了顯著的正異常信號(hào)。對(duì)每個(gè)典型年海溫異常的特征進(jìn)行分析，EOF1 正位相典型年份中除了7 年為厄爾尼諾年外，還有4 年呈現(xiàn)拉尼娜特征，EOF1 負(fù)位相典型年份也同樣如此，厄爾尼諾和拉尼娜事件數(shù)量相當(dāng)（表1），這造成了海溫的合成結(jié)果沒(méi)有顯著的特征（圖11）。

圖11 （a）EOF1 正負(fù)位相年合成冬季海溫差值場(chǎng)（正異常年減負(fù)異常年），圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域；（b）El Ni?o/EOF1+，（c）La Ni?a/EOF1+，（d）El Ni?o/EOF1-，（e）La Ni?a/EOF1-合成海溫場(chǎng)。黃色實(shí)線為±0.3°C 海溫等值線，黑色實(shí)線為±0.2°C 海溫等值線Fig. 11 (a) Composite anomalies of winter SST between EOF1+ and EOF1- (the dotted regions indicate anomalies that are significantly different at 90% confidence level), and composite anomalies of winter SST in the years with (b) El Ni?o/EOF1+, (c) La Ni?a/EOF1+, (d) El Ni?o/EOF1-, and (e)La Ni?a/EOF1-, respectively. The yellow line is the SST contour with ±0.3°C, and the black line with ±0.2°C

但值得注意的是，ENSO 具有較強(qiáng)的復(fù)雜性，海溫異常中心位置（汪子琪等, 2017; Li et al.,2019b）、經(jīng)向?qū)挾龋╖hang et al., 2009）等對(duì)北半球氣候的影響表現(xiàn)出很強(qiáng)的非對(duì)稱性。張文君（2009）通過(guò)觀測(cè)和模式驗(yàn)證發(fā)現(xiàn)，寬、窄ENSO 年熱帶太平洋SST 的經(jīng)向?qū)挾葘?duì)東亞地區(qū)氣候的影響有著顯著的差異，其差異呈現(xiàn)類似EU遙相關(guān)的負(fù)—正—負(fù)的異常分布。

因 此，本 文 選 取El Ni?o/EOF1+、El Ni?o/EOF1-、La Ni?a/EOF1+和La Ni?a /EOF1-個(gè) 例（表1），分類對(duì)冬季海溫異常進(jìn)行合成（圖11）。當(dāng)El Ni?o/EOF1+事件發(fā)生時(shí)，海溫正異常的經(jīng)向?qū)挾容^大，如以0.3°C 海溫異常為閾值（圖中黃色實(shí)線），赤道中東太平洋的海溫異常寬度從30°N延伸至南半球到20°S 附近。然而，El Ni?o/EOF1-事件發(fā)生時(shí)，赤道中東太平洋的海溫寬度明顯偏窄，0.3°C 的海溫異常僅維持在南北緯10°以內(nèi)。

表1 ENSO 事件發(fā)生時(shí)，氣溫發(fā)生轉(zhuǎn)向年份Table 1 Years with temperature phase inversion when ENSO events occur

與之相反的是，當(dāng)La Ni?a/EOF1+事件發(fā)生時(shí)，海溫負(fù)異常的寬度較窄，-0.3°C 的海溫異常僅位于南北緯10°以內(nèi)，而La Ni?a /EOF1-時(shí)，其海溫異常寬度與El Ni?o/EOF1+事件相當(dāng)。即，寬厄爾尼諾事件有利于東亞冬季氣溫由前冬暖轉(zhuǎn)為后冬冷，窄年則相反；然而，寬拉尼娜卻與前冬冷后冬暖的氣溫季內(nèi)起伏相聯(lián)系，窄年相反。可見(jiàn)，寬窄ENSO 事件可能是影響東亞冬季氣溫前后反位相的原因之一，氣溫由前冬偏暖（冷）向后冬偏冷（暖）的轉(zhuǎn)向可能是由赤道太平洋海溫經(jīng)向?qū)挾鹊牟町愐鸬摹?/p>

根據(jù)冬季（12 月至次年2 月）平均SSTA 的緯向（180°～120°W）平均，以0.3°C 為ENSO 經(jīng)向?qū)挾鹊呐R界海溫值，定義海溫經(jīng)向?qū)挾?。并以ENSO 年的海溫異常經(jīng)向?qū)挾鹊臉?biāo)準(zhǔn)化序列為依據(jù)，選取典型寬窄年（表2），分別合成前冬（12 月）和后冬（次年2 月）氣溫，如圖12 所示。在寬厄爾尼諾年，東亞地區(qū)氣溫前冬暖而后冬異常偏冷，與此同時(shí)高緯氣溫也由前冬的異常偏冷轉(zhuǎn)為后冬的異常暖，表明歐亞大陸無(wú)論是中緯度還是高緯地區(qū)都出現(xiàn)了前、后冬氣溫轉(zhuǎn)向，氣溫轉(zhuǎn)向特征與EOF1 正位相基本一致。而在窄厄爾尼諾年，氣溫演變特征恰恰相反。同時(shí)，寬窄厄爾尼諾年500 hPa環(huán)流場(chǎng)的差異表現(xiàn)出其顯著的EU 遙相關(guān)波列在前冬12 月負(fù)位相向后冬2 月正位相的轉(zhuǎn)向（圖13a、b），與前文EOF1 對(duì)應(yīng)的環(huán)流場(chǎng)季內(nèi)演變基本一致。

圖12 ENSO 海溫寬窄年份前冬12 月氣溫合成場(chǎng)（單位：°C）：（a）寬厄爾尼諾年，（b）窄厄爾尼諾年，（c）寬拉尼娜年，（d）窄拉尼娜年；（e-h）同（a-d），但為后冬2 月。圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 12 Composite anomalies of early winter (December) surface air temperature in the years with (a) wide El Ni?o, (b) narrow El Ni?o, (c) wide La Ni?a, and (d) narrow La Ni?a. (e-h) are same as (a-d), but for late winter (February). The dotted area indicates the 90% confidence level

表2 以ENSO 海溫經(jīng)向?qū)挾鹊臉?biāo)準(zhǔn)化序列0.6 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差為閾值，選取ENSO 寬窄年Table 2 Selected years with wide and narrow ENSO based on the criteria of the standard winter SST meridional width exceeding 0.6 standard deviation

拉尼娜年?yáng)|亞前冬與后冬氣溫反相的特征雖不如厄爾尼諾年顯著，卻也存在季內(nèi)起伏的特征。寬拉尼娜年氣溫相對(duì)于前冬12 月，后冬2 月出現(xiàn)了顯著的偏暖，特征與EOF1 負(fù)位相一致；窄拉尼娜年相反，前冬氣溫偏高，后冬偏低，特征與EOF1正位相對(duì)應(yīng)。其寬窄年500 hPa 前后冬也存在反相的東傳波列（圖13c、d），位相與厄爾尼諾年相反。

圖13 （a, b）厄爾尼諾和（c, d）拉尼娜年寬窄典型年500 hPa 位勢(shì)高度合成差值場(chǎng)（單位：gpm）：（a，c）前冬12 月；（b，d）后冬2 月。圖中打點(diǎn)區(qū)域?yàn)橥ㄟ^(guò)90%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 13 Composite anomalies of geopotential height between (a, b) wide and narrow El Ni?o years, and (c, d) wide and narrow La Ni?a years: (a, c)Early winter (December); (b, d) late winter (February). The dotted area indicates the 90% confidence level

因此，寬窄ENSO 事件是影響東亞冬季氣溫季內(nèi)起伏的另一重要因素，不僅冷暖位相下的ENSO 事件對(duì)冬季氣候存在差異，并且其海溫異常經(jīng)向?qū)挾鹊膶捳瓕?duì)東亞區(qū)域氣候的影響也呈現(xiàn)出幾乎反位相的影響。因此，Geng et al.（2017）指出的超強(qiáng)厄爾尼諾事件次年1 月東亞冬季氣溫的快速下降，可能也與超強(qiáng)厄爾尼諾事件中較大的經(jīng)向?qū)挾扔嘘P(guān)。雖然已有前人指出，不同經(jīng)向?qū)挾鹊腅NSO事件的海表熱含量存在差異，它也可能通過(guò)對(duì)流差異進(jìn)一步影響大氣環(huán)流（Zhang et al., 2009）。然而，ENSO 經(jīng)向?qū)挾葘?duì)東亞環(huán)流場(chǎng)及氣溫的季內(nèi)轉(zhuǎn)向其影響機(jī)制還不清晰，需要進(jìn)一步探討。

6 結(jié)論與討論

基于1959～2018 年的臺(tái)站及再分析資料，分析了東亞地區(qū)冬季氣溫的季內(nèi)起伏特征，使用SEOF 方法提取氣溫變化的主模態(tài)，并探討了影響氣溫季節(jié)內(nèi)變化的環(huán)流形勢(shì)及外強(qiáng)迫因子。主要結(jié)論概括如下：

（1）東亞冬季氣溫的季內(nèi)起伏表現(xiàn)為顯著的前冬、后冬反相的特征。1959～2018 年60 年中，28 年出現(xiàn)了前冬、后冬氣溫反相變化的特征。季內(nèi)氣溫變化S-EOF 第一模態(tài)也表現(xiàn)為前冬暖（冷）、后冬冷（暖）的反相，其解釋了氣溫季內(nèi)特征的31.1%方差貢獻(xiàn)。而且，這種氣溫的季內(nèi)分布特征并不局限在東亞地區(qū)，它與更大范圍的歐亞大陸南北氣溫的反位相有關(guān)。因此，對(duì)前、后冬氣溫反位相特征、影響機(jī)理的分析，將能有效地提高我國(guó)冬季氣溫的季節(jié)預(yù)測(cè)，更好地服務(wù)民生。

（2）造成氣溫前冬、后冬反位相的主要環(huán)流因子是EU 遙相關(guān)波列。它從前冬12 月的負(fù)位相（正位相）向后冬2 月正位相（負(fù)位相）的轉(zhuǎn)變，相伴隨的是低層西伯利亞高壓與阿留申低壓的強(qiáng)度在前、后冬轉(zhuǎn)折，高層副熱帶急流的變化也隨之南北移動(dòng)，造成東亞冬季風(fēng)前冬偏弱（強(qiáng)）轉(zhuǎn)為后冬異常偏強(qiáng)（弱），使得氣溫前冬暖（冷）而后冬冷（暖），因而前、后冬氣溫發(fā)生轉(zhuǎn)向。

（3）造成EU 遙相關(guān)季內(nèi)轉(zhuǎn)向的因素可能有兩個(gè)：第一，AO/NAO 在前冬12 月與后冬2 月的反向，該過(guò)程通過(guò)北大西洋熱通量進(jìn)一步影響下游EU 波列的季內(nèi)轉(zhuǎn)向；第二，寬窄ENSO 事件：厄爾尼諾年，經(jīng)向上更寬的海溫異常利于前冬氣溫偏高向后冬氣溫偏低的轉(zhuǎn)向，而較窄的海溫的經(jīng)向?qū)挾葎t利于前冬氣溫偏低向后冬氣溫偏高的轉(zhuǎn)向。當(dāng)拉尼娜事件發(fā)生時(shí)，情況卻與厄爾尼諾年相反。（圖14）

圖14 ENSO 經(jīng)向?qū)挾燃癆O/NAO 的轉(zhuǎn)向?qū)|亞氣溫季內(nèi)起伏的影響機(jī)制。r*為偏相關(guān)系數(shù)，r 為相關(guān)系數(shù)，紅色字體為通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)Fig. 14 The possible mechanism of the impact of ENSO meridional width and AO/NAO phase inversion on the East Asia intraseasonal winter temperature oscillation. r* indicates the partial correlation coefficient，r indicates correlation coefficient, and the red font indicates the 95%confidence level

值得注意的是，寬窄ENSO 事件是通過(guò)什么途徑影響到東亞冬季環(huán)流系統(tǒng)季內(nèi)演變，造成寬窄ENSO 事件完全相反的氣候特征的原因是什么？Geng et al.（2017）提出超強(qiáng)厄爾尼諾事件海溫異常與副熱帶急流年循環(huán)相互作用造成了NAO 位相在1 月轉(zhuǎn)向。劉煒和宋文玲（2018）提出中緯度北太平洋東部關(guān)鍵區(qū)海溫，在對(duì)流層中層激發(fā)EU 遙相關(guān)波列，影響中國(guó)北方區(qū)域的氣溫?？梢?jiàn)，AO/NAO及北大西洋海溫在整個(gè)過(guò)程中起到了橋梁和紐帶的作用。那么ENSO 經(jīng)向?qū)挾鹊挠绊懪cAO/NAO 之間是否有聯(lián)系？其中的物理過(guò)程比較復(fù)雜，需要進(jìn)一步的研究。另外，東亞氣候受到海溫、積雪、北極海冰等諸多外強(qiáng)迫因子及大氣內(nèi)部變率的影響，是否為多因子的協(xié)同影響？其影響有多大？值得進(jìn)一步的探討。