贺圣平 王会军

1 中国科学院大气物理研究所竺可桢—南森国际研究中心，北京100029

2 中国科学院研究生院，北京100049

3 中国科学院气候变化研究中心，北京100029

东亚冬季风综合指数及其表达的东亚冬季风年际变化特征

贺圣平1，2，3王会军1，3

1 中国科学院大气物理研究所竺可桢—南森国际研究中心，北京100029

2 中国科学院研究生院，北京100049

3 中国科学院气候变化研究中心，北京100029

本文通过多变量经验正交函数展开 （multivariate EOF，简称 MV－EOF）研究了东亚冬季风各系统成员的协同关系，再运用单变量EOF定义单个系统的强度系数。从而给出能够反映东亚冬季风各主要特征及其年际变化、同时包含西伯利亚高压、东亚大槽和纬向风经向切变信息的强度指数 （EAWMII）。分析表明，这个新指数EAWMII能够很好地反映东亚冬季风在20世纪80年代中期的减弱信号，并且与大气环流场以及东亚冬季表面温度的变化均显著相关，能够在很大程度上表征东亚冬季风的综合特征。此外，EAWMII与北极涛动 （Arctic Oscillation，简称AO）指数、北太平洋涛动 （North Pacific Oscillation，简称NPO）指数和Ni~no3.4指数相关显著。分析还表明AO和NPO影响东亚冬季气候的区域有所不同：AO主要影响欧亚大陆中、高纬、我国东北以及日本北部等地区，NPO则主要影响华南、华东、朝鲜、韩国以及日本中南部及其附近海域。并且，AO很可能可以通过影响NPO进而影响东亚冬季风。

东亚冬季风 大气环流 北太平洋涛动 北极涛动

1 引言

东亚地处欧亚大陆，北望北冰洋，南倚孟加拉湾、南海，东临太平洋。特殊的地理条件造就其独特的气候特征——季风气候。东亚季风是全球大尺度环流系统的重要组成部分。作为东亚季风的重要成员，东亚冬季风是北半球冬季最为活跃的环流系统之一 （陈隽和孙淑清，1999；Huang et al.，2003）。强东亚冬季风不仅给东亚带来寒潮低温冷害、冰冻雨雪等灾害性天气，也与中国北方春季沙尘天气、夏季的洪涝灾害天气存在一定关系，甚至会对全球气候造成重要影响。例如，郎咸梅等（2003）和王会军等 （2003）研究发现，东亚地区冬季气候异常与中国北方冬春沙尘天气有关，并根据冬季气候特征在2002、2003年成功地预测了2003年和2004年春季华北沙尘暴气候形势。Liu et al.（1994）研究发现，冬季特定的环流型与中国东部来年春季降水之间有很好的相关。另有学者也指出冬季大气环流的异常形势与来年夏季江淮流域的旱涝天气存在一定的联系，同时认为东亚冬季风的异常能引起全球特别是中低纬度大气环流的变化，并可以影响未来的环流和天气 （Sun and Sun，1994；孙淑清和孙柏民，1995）。Ji et al.（1997）用数值试验证实强东亚冬季风年西太平洋出现气旋式环流异常，同时沃克环流也增强。所有的研究成果均一致性地支持东亚冬季风的研究的重要性。而在季风研究中，不可避免地涉及怎样合理地定性和定量描述季风的强弱。

然而，实现上述目标并非易事，因为东亚冬季风有其特殊而复杂的特征。从其环流场看，低层北部有一个异常强大的西伯利亚冷高压，东部北太平洋洋面为暖性阿留申低压；亚洲东岸有引导极地冷空气南下的强劲西北气流；中国大陆东岸至日本500hPa上空为一强大的东亚大槽。另外，日本南部的对流层高层为强盛的东亚急流控制。相关研究表明，作为东亚冬季风的主要系统成员，上述五个系统都能从一定程度上影响东亚地区的天气和气候。众多学者也正是围绕上述系统来定义东亚冬季风强度指数 （王宁，2007；Wang and Chen，2010）。但绝大部分指数的定义都是基于单个变量的变化，如西伯利亚高压 （郭其蕴，1994；Gong et al.，2001）、海陆气压差 （徐淑英和季劲钧，1965；郭其蕴，1994；施能，1996；Wu and Wang，2002；Chan and Li，2004；Wang et al.，2009b）、低层风场 （Ji et al.，1997；Lu and Chan，1999；陈隽和孙淑清，1999；Chen et al.，2000；Hu et al.，2000；Yang et al.，2002；王会军和姜大膀，2004）、东亚大槽 （孙柏民和李崇银，1997；崔晓鹏和孙照渤，1999；Wang et al.，2009a）或高空急流 （Jhun and Lee，2004；Li and Yang，2010）的变化。王宁 （2007）和Wang and Chen（2010）根据指数定义的要素将现有的东亚冬季风指数分为5类和4类。分析结果表明，各指数在描述冬季风的过程中，既存在普遍相似性，也存在差异局限性。目前突出的问题是各指数对强弱冬季风年的指示并不十分一致，有时甚至会出现完全相反的结果，而且对东亚冬季表面温度变化的反映效果也有所差异。鉴于此以及东亚冬季风系统的复杂性，本文探讨如何建立一个能够系统表现其综合特征及其年际变化的指数。

2 数据资料

本文使用的资料包括：（1）1948～2008年NCEP／NCAR的全球再分析月平均海平面气压、纬向风、经向风、位势高度和表面温度资料 （Kalnay et al.，1996）；（2）1948～2008年 NOAA扩展重建的 V3b版本海表温度资料 （Smith et al.，2008），水平分辨率为2°×2°，用于计算Ni~no3.4指数，即 （5°S～5°N，120°W～170°W）中海温异常的区域平均值；（3）中国气象局提供的1950～2008年间160个站点的月平均温度资料。太平洋年代际振荡 （Pacific Decadal Oscillation，简称PDO）指数取自 http：∥www.jisao.washington.edu／pdo／PDO.latest［2011－06－21］。北 极 涛 动 （Arctic Oscillation，简称AO）指数定义为20°N以北700hPa位势高度场异常场的经验正交函数展开的第一模态的时间系数 （http：∥www.cpc.ncep.noaa.gov／products／precip／CWlink／daily＿ao＿index／history／method.shtml［2011－06－21］）。北 太 平 洋 涛 动 （North Pacific Oscillation，简称NPO）指数则定义为北太平洋区域海平面气压场经验正交函数分解的第一模态的时间系数 （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，其他类同。

3 东亚冬季风基本特征及其强度综合指数

东亚冬季风的系统成员彼此之间相互联系、相互影响。Wang（1992）和 Wang et al.（2008）指出，多变量经验正交函数（Multivariate EOF，简称MV－EOF）在同时表现要素的空间分布以及各要素之间的空间联系方面具有优势。因此，为了更好地体现东亚冬季风系统成员的协同变化关系，对标准化后的6个要素场 （表面温度Ts、海平面气压ps、850hPa经向风v850、500hPa位势高度h500、300hPa纬向风和经向风u300，v300）作 MV－EOF展开，得到第一空间模态 ［方差贡献率为18.86%，图1（见文后彩图）］。可以看出，东亚冬季风系统的6个要素场空间型配合非常紧密。当西伯利亚高压增强时，东亚表面温度降低，且降温幅度最大区位于东北地区 （图1a）；东亚高空 （300hPa）急流为气旋式异常，并导致东亚大槽加深，850hPa北风增强（图1b）。既然如此，那么，上述系统成员是否都能对东亚冬季的天气和气候产生显著影响？

事实上，不管上述哪个环流系统发生变化，都会对南下的冷空气造成影响，最终将会通过东亚冬季表面温度的变化反映出来。因而，为了回答上述问题，可以先通过单变量EOF定义单个系统的强度系数，分别考察其与东亚冬季同期表面温度的关系，再确定作用更为显著的系统。

3.1 西伯利亚高压、阿留申低压、东亚850hPa经向风、东亚大槽和东亚急流切变的基本特征及其表征

3.1.1 西伯利亚高压与阿留申低压

竺可桢先生 （1934）很早就指出，季风是由于大陆与海洋对于热量吸收和放射缓急不同造成。从该层面上讲，西伯利亚高压 （Siberian High，简称SH）和阿留申低压（Aleutian Low，简称AL）必然会对东亚冬季风的活动产生一定影响。郭其蕴（1994）认为，东亚冬季风活动向南扩展程度主要受海陆气压差影响，而其强弱则主要受西伯利亚高压强弱所控制。武炳义和黄荣辉 （1999）研究发现，其定义的西伯利亚高压范围指数与施能等（1996）定义的东亚冬季风强度指数之间存在非常好的对应关系。龚道溢等 （2002）指出，西伯利亚高压是冬季影响亚洲大陆地区的重要环流因子，对中高纬亚洲大陆冬季平均温度和降水都有显著影响，而且其强度变化能较好地解释我国冬季气温变化的特征 （龚道溢和王绍武，1999）。此外，有研究表明蒙古地区和北太平洋的气压变化与东亚的天气和气候紧密相关 （赵平和周自江，2005；赵平和张人禾，2006；Zhao et al.，2011）。陈文和康丽华（2006）从波动的意义上强调了阿留申低压对东亚冬季风的重要性。为了定量表示这两个系统，对东亚 （10°N～80°N，70°E～140°E）和北太平洋 （10°N～70°N，130°E～130°W）的海平面气压场作EOF展开，得到相应空间模态，相关信息如表1所示（PC1和PC2分别代表第一、第二空间模态）。结果显示，各自的第二模态和第一模态与原始场的空间分布型极为相似 （图2a、b）。从而选定区域 （40°N～60°N，80°E～125°E）、（30°N～70°N，155°E～130°W）分别作为西伯利亚高压和阿留申低压关键区。并将上述两个区域海平面气压的区域加权平均值标准化后作为相应的强度指数，分别记为I1、I2。

3.1.2 东亚冬季经向风

到目前为止，许多学者利用东亚低层风的强度反映东亚冬季风强弱，只是选取层次范围略有不同，或1000hPa（Ji et al.，1997；Lu and Chan，1999；陈隽和孙淑清，1999），或850hPa（王会军和姜大膀，2004），抑或10m （Chen et al.，2000；Hu et al.，2000）。而 Yang et al.（2002）认为，利用东亚低层850hPa经向风 （v850over East Asian，简称EAv850）强度描述东亚冬季风较为恰当。从气候平均态看，冬季亚洲东部低层基本为一致的偏北风。因此，对东亚冬季850hPa经向风做EOF展开，相关信息列于表1中。比较分析之后发现，第一空间模态能够从较大程度上反映经向风的空间分布特征 （图2c），从而将图中区域 （30°N～60°N，105°E～150°E）的经向风求区域加权平均，再标准化后作为850hPa经向风强度指数，记为I3。

表1 5个系统EOF展开的第一、第二空间模态的方差贡献、系统强度指数定义及其与相应系统EOF展开的第一、第二空间模态时间系数的相关系数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 东亚大槽

与东亚冬季风的变化相对应，北半球中层环流场的配置同样有相应的变化。孙柏民和李崇银（1997）研究发现，东亚大槽 （East Asian Trough，简称EAT）的扰动能显著加强赤道以北、110°E～150°E以及澳大利亚东北150°E附近的热带西太平洋地区的对流活动。在大槽扰动强的冬季，东亚上下游的阻塞形势稳定少变，欧亚太平洋地区经向环流发展，东亚沿岸冷空气活动剧烈。Wang et al.（2009a）认为，当东亚大槽槽线倾斜率大时，东亚冬季风表现为偏东路径，有利于冷空气输送。崔晓鹏和孙照渤 （1999）也认为，如果东亚大槽向南推进，则槽后西北气流加强，将有利于引导极地冷空气向南爆发。鉴于此，为确定东亚大槽变动最为强烈的位置，对其做EOF展开，相关信息如表1所示。参照东亚大槽的平均位置，最终选定第一空间模态 （图2d）中变化最大的区域 （25°N～45°N，110°E～145°E）作为东亚大槽关键区。并将该区域位势高度的区域加权平均值标准化后代表东亚大槽强度，记为I4。

3.1.4 300hPa东亚急流经向切变

研究表明，东亚急流 （East Asian jet stream，简称EAJ）的变化伴随有许多地区的气候异常信号出现，尤其是东亚国家的季风异常信号 （Tao and Chen，1987；Lau et al.，1988）。Yang et al.（2002）指出，当东亚急流增强时，东亚大槽加深、阿留申低压增强，引起东亚及太平洋地区气候异常，同时认为东亚及太平洋地区200hPa纬向风EOF的第二模态能够反映东亚急流的变化。Jhun and Lee（2004）研究发现，西伯利亚高压强度与朝鲜以北、韩国和日本南部300hPa高空纬向风 （u300）分别呈显著的负相关和正相关。此外，Li and Yang（2010）研究指出冬季东亚急流的经向切变与低层经向风的变化显著相关，并将200hPa纬向风的经向切变定义为东亚冬季风的动力指数。本文将u300做EOF展开也发现，其第二空间模态显示东亚上空存在两个截然相反的正负异常区，能够很好地反映上述结论 （图2e）。因此，将300hPa的纬向西风在正负异常区的区域平均值差异标准化后定义为东亚急流经向切变强度指数，记为I5：

代表300hPa纬向风的区域平均值，Norm表示标准化。

为表述方便，将I2、I3、I4都乘以－1，从而高指数与强度偏强对应，分别记为

图2 冬季各要素场EOF展开的 （a、e）第二空间模态和 （b－d）第一空间模态：（a）东亚海平面气压场ps；（b）北太平洋地区海平面气压场ps；（c）东亚850hPa经向风v850；（d）东亚500hPa位势高度h500；（e）东亚300hPa纬向风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 各系统强度指数（I1、I＊2、I＊3、I＊4、I5）与同期表面温度的关系

为了考察上述各系统对东亚冬季天气和气候的影响，将相应强度指数与东亚同期表面温度求相关［图3（见文后彩图），阴影区域通过了95%的信度检验，隐去了未通过检验的区域］。除阿留申低压外（图略），各系统强度指数与东亚表面温度呈现显著负相关，但显著相关区有所不同。西伯利亚高压与长江以北地区的表面温度变化相对更为紧密，相关系数均在－0.6左右。而在河套、内蒙古西部地区，相关系数则达－0.7（图3a）。低层经向风主要影响河套、甘肃、内蒙古西部以及日本南部等地，相关系数均在－0.5左右，局部能达－0.6（图3b）。相对于西伯利亚高压，其表征冬季风的能力稍逊一筹。东亚大槽与表面温度显著相关的中心区域位于韩国南部、日本南部以及东海和黄海等区域，相关系数在－0.8以下。其影响范围以此为中心可以向内陆延伸到华南、华东、河套及其以东地区，大部分地区相关系数在－0.6左右（图3c）。与西伯利亚高压相比，其影响范围偏东偏南。东亚急流经向切变的影响范围与东亚大槽较为类似。其与韩国、日本中南部表面温度的相关系数在－0.8以下，影响范围也能向西延伸到内陆地区 （图3d）。但相对而言，它更能表征朝鲜、韩国和日本冬季表面温度对东亚冬季风强弱变化的响应。

单要素指数对东亚冬季风的反映能力不仅表现出区域局限性，而且对强弱东亚冬季风年的指示也存在一定差异 （图4），进一步说明了定义综合指数的必要性。鉴于西伯利亚高压、东亚大槽和东亚高空急流切变均能较好地表征东亚冬季风特征，且有各自的优势表征区域。因此本文定义了一个新的东亚冬季风综合指数 （integrated index of East Asian winter monsoon，EAWMII）：

图4 1948～2008年冬季标准化I1、I＊3、I＊4和I5的逐年变化Fig.4 Variations of the normalized I1，I＊3，I＊4，and I5for 1948－2008winters

EAWMII与各系统强度指数I1、I＊2、I＊3、I＊4、I5的相关系数分别为0.76、0.32、0.83、0.74、0.89，均通过了95%的信度检验。表明新指数可以在较大程度上反映东亚冬季风活动各个方面，初步说明新指数较为合理。

3.3 EAWMII与现有东亚冬季风指数的关系

到目前为止，描述东亚冬季风强弱的指数至少有21个，通过相关分析发现，除3个指数外，其他18个指数都能通过EAWMII得到很好地体现，最低相关系数也能达到0.57（如表2所示）。所有相关系数都能通过99%的信度检验。EAWMII对I＊ZLK反映能力最差，究其原因可能与两者的定义初衷有关。Zhu et al.（2005）当初定义该指数时同时考虑了东亚冬季风和夏季风的热力特征，而EAWMII针对的只是冬季风。值得一提的是，EAWMII与晏红明等 （2009）定义的综合指数相关系数达到了0.92。因此，EAWMII能够较为全面地表征东亚冬季的综合特征。

4 东亚冬季风在过去几十年的变化特征

图5为1948～2008年间东亚冬季风综合指数EAWMII的变化情况，正值和负值分别表示冬季风偏强和偏弱。显然，冬季风的年际差异较大。若以正 （负）指数绝对值大于1个标准差代表强 （弱）冬季风，则强冬季风年有 （10年）1954、1956、1960、1961、1962、1967、1976、1980、1983、1985；弱冬季风年有 （12年）1948、1971、1972、1978、1986、1988、1989、1991、1992、1997、2006、2008。强弱冬季风年在频次上旗鼓相当。但细心比较后可以发现，强冬季风年均出现在20世纪80年代中期以前，而弱冬季风主要集中在80年代中期以后。此外，东亚冬季风还存在明显的年代际变化，如9点滑动平均曲线 （虚曲线）所示。在过去几十年间，东亚冬季风存在几个显著的偏强期和偏弱期。20世纪50年代至60年代中期和70年代末至80年代中期，冬季风显著偏强；60年代末至70年代中期以及80年代中期至90年代初，冬季风显著偏弱。自20世纪80年代中期减弱以来，东亚冬季风强度一直偏弱。EAWMII的线性趋势 （虚直线）也表明，1948－2008年间东亚冬季风强度呈减弱趋势。

图5 1948～2008年冬季EAWMII的年际变化 （实线）、线性变化趋势 （虚斜线）以及9点滑动平均 （虚曲线）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与东亚气温场以及大气环流的关系

EAWMII在反映东亚冬季风强度方面集合了上述三个系统指数的优点，能更好地体现东亚冬季风的强弱及其变化情况。这一点在其与东亚表面温度相关系数图上得到了很好的体现 （图6，阴影区通过了95%的信度检验）。该指数与华南、华东、华北、河套、吉林省、辽宁省、朝鲜、韩国、日本等地以及东海、黄海和渤海等海域的表面气温变化显著相关，相关系数均在－0.6以下。相关系数为－0.7的区域包括河套、内蒙古西部、朝鲜、韩国和日本北部等地区；在韩国南部、日本南部的相关系数甚至达到了－0.8（图6a）。同时，该指数与中国站点温度的变化也存在显著相关 （图6b）。分析表明，EAWMII能够很好地反映东亚冬季风与东亚冬季表面温度的关系：当冬季风加强时，东亚地区温度普遍降低；反之，则温度升高。

分析完EAWMII与表面温度的关系后，有必要再考察其与环流场的关系。因为作为表征东亚冬季风强度的指数，从逻辑上讲EAWMII应该能够较好地反映伴随冬季风变化而出现的环流场变化。图7a－d分别为EAWMII与东亚冬季海平面气压场（ps）、500hPa高 度 场 （h500）、1000hPa经 向 风（v1000）以及300hPa纬向风 （u300）的相关系数分布图，阴影区通过了95%的信度检验。可以看出，当EAWMII增强时，西伯利亚、蒙古地区的气压增强，相关系数在贝加尔湖附近最大能达到0.7，正是西伯利亚高压的平均位置。同时，西太平洋海域的海平面气压则显著降低，最强相关为－0.7，位于160°E附近，恰好是前人定义海陆气压差指数时选取的代表性位置 （图7a）。EAWMII与500hPa位势高度也存在两个明显的 “＋”、“－”相关区，分别位于欧亚大陆中高纬和东亚地区 （图7b）。最强负相关系数可达－0.8，位于日本、朝鲜、韩国上空，即东亚大槽关键区所在区域。此外，EAWMII与我国华北、东北至日本、渤海和黄海一带低层盛行西北风以及华东、华南至东海、南海一带盛行北风和东北风也存在显著的负相关 （图7c）。EAWMII与300hPa纬向风的相关系数分布图呈现出三个 “－”、“＋”、“－”的狭长带；分别位于日本以北、日本南部和印度尼西亚至澳大利亚以东（图7d）。该分布型与u300EOF第二空间模态 （图2e）非常相似。说明当东亚急流增强时，其北侧的纬向风相对减弱，将产生气旋式环流异常，进而导致东亚大槽加深，同时南侧纬向风也相对减弱，从而产生反气旋式环流异常。上述的综合结果很可能导致东西向海陆差异增强，最终导致东亚冬季风增强。

6 强弱东亚冬季风年大气环流场异常对比分析

根据本文东亚冬季风综合指数的定义，上文指出在1948～2008年间强弱东亚东季风分别有10年和12年。徐建军等 （1999）分析了近百年东亚冬季风的突变性和周期性，得出的结论是强弱冬季风的天气和环流特点几乎完全相反。王会军和姜大膀（2004）研究表明，东亚冬季风强度变化不单纯受局地气候系统影响，而且与北半球半球尺度上的大气环流异常紧密相连。此外，众多研究也得出与之类似的结论 （施能，1996；Jhun and Lee，2004；晏红明等，2009）。为了验证EAWMII是否能够反映东亚冬季风的上述特征，同时更直观地表现强弱冬季风年大气环流的异常特征，采用合成分析方法考察各个要素场在强弱冬季风年的差异 （如图8所示，阴影部分通过了95%的信度检验）。分析表明，强冬季风年大气环流异常场的特征为：西伯利亚高压为正异常，太平洋海域的海平面气压为负异常，海陆差异明显增加。日本南部300hPa的东亚急流增强，其北侧的纬向风减弱，呈明显的气旋性环流异常。欧亚大陆中高纬地区和东亚、太平洋地区的500hPa位势高度分别升高和降低，综合结果是东亚大槽加深增强。同时伴随有我国东北、华北等地北风增强；朝鲜、韩国、日本及其邻近海域西北风增强。风场的增强将引导更多冷空气南下，从而给中国大部、朝鲜、韩国、日本带来明显的降温天气。

弱冬季风年各要素异常分布与上述形势基本相反，且关键区域都通过了信度检验。

7 EAWMII与北极涛动、北太平洋涛动、太平洋年代际振荡和ENSO的关系

图6 东亚季风综合指数EAWMII与 （a）东亚表面温度以及 （b）中国站点气温相关系数分布图 （阴影区通过了95%的信度检验）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

图7 1948～2008东亚冬季风综合指数EAWMII与东亚冬季 （a）海平面气压场ps、（b）500hPa位势高度场h500、（c）1000hPa经向风v1000、（d）300hPa纬向风u300的相关系数分布图 （阴影区通过了95%的信度检验）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

图8 强 （a、c、e、g、i）、弱 （b、d、f、h、j）东亚冬季风年冬季各要素的距平合成分析 （阴影：通过了95%的信度检验）：（a、b）海平面气压场ps（单位：hPa）；（c、d）500hPa位势高度场h500（单位：gpm）；（e、f）850hPa矢量风场 （u850，v850）；（g、h）300hPa矢量风场（u300，v300）；（i、j）表面温度Ts（单位：℃）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：℃）

龚道溢等 （2004）和武炳义等 （2004）认为，北极涛动可以通过影响西伯利亚高压强度的变化进而影响东亚冬季风。杨辉和李崇银 （2008）研究得出结论，当北极涛动 （Arctic Oscillation，简称AO）处于正位相时，西伯利亚高压和阿留申低压偏弱，东亚冬季风偏弱。但AO与我国南方气候变化的联系并不十分紧密 （Nan and Zhao，2011）。另外，有研究表明北太平洋涛动 （North Pacific Oscillation，简称NPO）与我国冬季天气和气候关系密切。强涛动年，东亚冬季风偏弱，我国温度普遍偏高 （郭冬和孙照渤，2004）。东亚冬季风与ENSO也存在一定的联系 （李崇银和穆明权，2004；何溪澄等，2008）。通过相关分析发现，EAWMII与AO指数间的相关系数为－0.38，通过了99%的信度检验。即当AO处于负位相时，EAWMII偏强，与前人结果一致。从两者的年际变化 （图9）可以看出，AO与EAWMII在20世纪70年代初至70年代中、80年代末至90年代中有着很好的反位相对应关系。尤其是在后一时期，AO异常偏强，而东亚冬季风正是在该时期显著减弱。因此可以初步推断，20世纪80年代中期东亚冬季风减弱可能是由于AO显著增强造成。该结论与武炳义等 （2004）的研究结果相吻合。EAWMII与NPO也存在密切联系，与NPO指数的相关系数达－0.66。即当NPO处于正位相时，东亚冬季风将偏弱，反之则偏强。两者的年际变化显示，NPO指数的正 （负）异常峰值与EAWMII的负 （正）异常峰值基本对应，并且在东亚冬季风的显著减弱时期得到了很好的体现。EAWMII与Ni~no3.4指数的相关为－0.30，通过95%的信度检验。EAWMII与AO指数和Ni~no3.4的显著相关不仅说明其定义的合理性，也从侧面反映出EAWMII的潜在可预测性，为未来的气候预测提供一定的参考依据。尽管北极涛动和太平洋年代际振荡 （Pacific Decadal Oscillation，简称PDO）之间存在紧密联系 （孙建奇和王会军，2005），但PDO对东亚冬季风的年际变化作用并不显著 （Jhun and Lee，2004），PDO指数与EAWMII的相关系数只有0.07。从表3可以看出，AO和ENSO分别从年代际和年际尺度上影响东亚冬季风的变化，而NPO的影响始终存在。

表3 EAMWII与4个系统在不同时间尺度上的联系Table 3 The correlation coefficients between EAWMII and several indices at different time scales

图9 1948～2008年冬季标准化的东亚冬季风综合指数（柱状图）、北太平洋涛动指数（实心圆）以及北极涛动指数（空心圆）的年际变化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都能对东亚冬季的天气和气候产生重要影响，并且两者与东亚冬季表面温度的变化显著相关 （图10a、b）。这自然就会产生疑问：两者在影响过程中是否存在联系或不同呢？为了消除NPO（AO）的可能影响，将原始表面温度场减去利用NPO（AO）指数时间序列线性回归得到表面温度场，从而单独考察AO（NPO）对东亚冬季表面温度的作用 （图10c、d）。结果表明，两者影响的关键区域有所不同。AO主要影响欧亚大陆中高纬地区、我国东北和日本北部等地区 （图10c），而NPO则主要影响河套以东、华南和华东、朝鲜、韩国、日本南部及其邻近海域（图10d）。即AO的影响偏北，对我国南部的影响并不显著，与Nan and Zhao（2011）的研究结果一致，而NPO的影响偏南。另外，两者可能也存在一定的联系。因为有研究表明，AO与北太平洋地区的大气活动确实存在一定的相关。例如，孙建奇和王会军 （2005）研究发现，强AO可以导致阿留申低压加深，进而通过北半球中纬度的海气相互作用影响到太平洋年代际震荡。而本文研究表明，AO指数与NPO指数的相关系数为0.50，通过了99%的信度检验。综合上述分析做出推断：AO不仅可以通过影响西伯利亚高压来影响东亚冬季风，而且有可能通过影响NPO来影响东亚冬季风的变化。另外，ENSO主要与我国秦岭、华南、华中、华东、日本等地冬季温度的变化显著相关 （图略）；但PDO对东亚冬季气温变化的影响并不显著 （图略）。

图10 AO／NPO指数与 （a／b）原始表面温度场以及 （c／d）去除NPO／AO线性趋势的表面温度场相关系数分布图 （阴影区通过了95%的信度检验）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 结论与讨论

基于MV－EOF和单变量EOF，本文重新定义了西伯利亚高压 （SH）、阿留申低压 （AL）、东亚850hPa经向风 （EAv850）、东亚大槽 （EAT）以及东亚急流 （EAJ）经向切变的强度指数，并逐一考察各指数表征东亚冬季风的能力，以期定义一个更加合理的东亚冬季风指数。分析结论如下：

（1）EAJ经向切变、SH和EAT强度指数都能较好地表征东亚冬季表面温度对东亚冬季风强弱变化的响应，但关键区略有不同。SH指数一般对河套、华北地区的表面温度变化的反映能力最好；EAT指数能够很好地描述华南、华东、韩国南部以及日本南部表面温度的变化；而EAJ经向切变强度指数相对而言更能反映朝鲜、韩国、日本地区表面温度对东亚冬季风变化的响应。

（2）将上述三个指数标准化后求加权平均，得到一个新的东亚冬季风综合指数 （EAWMII）。相关分析表明，EAWMII与东亚环流场 （500hPa位势高度场、海平面气压场、1000hPa经向风和300hPa纬向风）以及东亚表面温度场同期相关显著。相对于单一要素指数，EAWMII能够更好地描述整个东亚地区冬季表面温度的变化。这就说明，EAWMII能够从很大程度上反映整个东亚冬季风系统的变化情况。另外，在EAWMII与现有21个东亚冬季风指数的相关系数中，有18个相关系数能达到0.57以上，与其他综合指数最高能达到0.92。这进一步说明EAWMII能够较好地表征东亚冬季风的综合特征。

（3）1948～2008年间EAWMII存在明显的年际变化，并且表现为减弱的线性趋势。同时也呈现出几个明显的强弱期：20世纪50年代至60年代中期和70年代末至80年代中期，冬季风显著偏强；60年代末至70年代中期以及80年代中期至今偏弱。此外，该指数很好地反映了20世纪80年代中期东亚冬季风的减弱信号。

（4）合成分析表明，强弱冬季风年的环流场和要素场不管是在强度方面还是在空间分布方面都呈现出完全相反的态势，并且关键区都能通过信度检验。说明EAWMII能够较好地反映东亚冬季风的强弱。

（5）EAWMII与AO、NPO和Ni~no3.4指数呈显著的负相关。尤其是在20世纪80年代中期，EAWMII与AO、NPO呈现非常一致的反位相，一定程度上揭示东亚冬季风在该时期的减弱机制，与前人研究结果一致。EAWMII与AO、Ni~no3.4的显著相关也从侧面反映其潜在可预测性，为未来东亚冬季风的预测提供一定的参考依据。但EAWMII与PDO的关系并不显著。

（6）尽管AO、NPO和ENSO都能通过影响东亚冬季风而影响东亚的天气和气候，但影响区域有所不同。NPO主要影响河套以东、华南和华东、朝鲜、韩国、日本南部及其邻近海域，AO则主要影响欧亚大陆中高纬地区、东北和日本北部等地区，而ENSO则主要影响我国秦岭、华南、华中、华东和日本等地。此外，AO很可能通过影响NPO从而引起东亚冬季风的变化。

由于本文定义EAWMII时，在低层只选择代表性系统——西伯利亚高压，因此表征海陆热力差异的效果不如同时考虑西伯利亚高压、阿留申低压的指数显著。然而，东亚冬季风的形成应该是纬向和经向热力差异作用的综合结果。近年来相关研究（赵平和周自江，2005；Zhao et al.，2011）也指出，在分析东亚气候的工作中，还应重视副热带海洋和中纬度大陆的热力影响。因此，在强调纬向海陆热力差异的同时，也应该关注高纬与低纬的经向热力差异，EAWMII正好从一定程度上体现了这一点（如图7a、b所示）。此外，本文定义EAWMII时，代表性系统分别取自对流层低层、中层和高层，基本涵盖了整个东亚冬季风系统，故而能够较为全面地表征东亚冬季风的变化。因此，恰当地选取系统或要素对于表征东亚冬季风的综合特征十分重要。

致谢感谢审稿专家和编辑耐心细致的点评及宝贵建议！

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图1 各要素场MV－EOF展开的第一空间模态：（a）海平面气压场ps（等值线）和表面温度Ts（阴影）；（b）850hPa经向风v850（等值线）、500hPa位势高度场h500（阴影）和300hPa矢量风场 （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）

图3 各系统强度指数与东亚表面温度相关系数分布图：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

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2011－04－26，2011－11－18收修定稿

国家重点基础研究发展计划项目2009CB421406，国家自然科学基金资助项目40905041，中国科学院知识创新工程重要方向项目青年人才类KZCX2－YW－QN202，全球变化研究国家重大科学研究计划2010CB950304

贺圣平，男，1985年出生，硕士研究生，主要从事东亚冬季风、气候预测等研究。E－mail：hshp＠mail.iap.ac.cn