引言

我国冬季气候主要受东亚冬季风的影响(朱乾根，1990；丁一汇等，2013)。作为北半球冬季最活跃的大气环流系统之一，当东亚冬季风偏强时，对流层低层西伯利亚高压和阿留申低压偏强，中层东亚大槽偏深，有利于引导极地冷空气南下，造成东亚中高纬度地区的强烈降温、降雪及大风、霜冻等天气，导致我国除西南以外的大部分地区气温偏低(郭其蕴，1994；Zhang et al, 1997；陈隽和孙淑清，1999；陈文等，2013；王继康等，2018；刘超等, 2018；李晓兰和张芳华，2018)。研究发现，异常偏强的东亚冬季风还会造成我国华南地区异常冷月和雨雪冰冻天气的出现(吴尚森和梁建茵，2000；顾雷等，2008)。

东亚冬季风的异常变化与海温、极冰等外强迫因子的异常密切相关。ENSO作为热带太平洋海-气耦合系统年际变率的主要模态，其与东亚冬季风异常的关系已有不少研究(李崇银，1989；Webster and Yang, 1992；陶诗言和张庆云，1998；穆明权，2001；陈文，2002；王会军和贺圣平，2012)。大量研究揭示了ENSO与东亚冬季风强度存在明显的反向变化关系，而这种反向关系主要是通过激发罗斯贝波导致菲律宾海附近对流层低层出现异常气旋(反气旋)性环流实现的(Zhang et al, 1996; Wang et al, 2000; Wang and Zhang, 2002; 袁媛等，2014)。同时El Niño和La Niña对东亚季风的影响表现出明显的非对称性，La Niña期间东亚季风的异常在统计上并不显著(Deser and Wallace, 1990; Zhang et al, 1996; Hoerling et al, 1997; 李汀等，2007；徐霈强等；2016)，且受到北太平洋年代际振荡(PDO)的调制作用(Wang et al, 2008)。秋冬大西洋海温异常能够激发出定常波波列，引起下游乌拉尔山阻塞形势的建立和发展，并使西伯利亚高压加强(Rowntree, 1976; Palmer and Sun, 1985; Li, 2004; 李崇银和顾薇，2010)。资料分析和模式模拟表明，北极海冰异常对西伯利亚高压等东亚冬季风系统关键成员也有着重要影响(武炳义等，2011; 武炳义和杨琨, 2016；丁婷等，2017)。

2017/2018年冬季，东亚冬季风强度整体偏强，西伯利亚高压偏强，季内冬季风强弱转换阶段性特征明显。相应的，我国气温变化呈现出前冬暖、隆冬和后冬偏冷的阶段性特征。从空间分布来看，气温距平呈现出东北冷，西南(高原)暖的分布特征。2017/2018年我国冬季气温与东亚冬季风异常有着怎样的联系？东亚冬季风偏强的可能原因是什么？本文将针对以上问题展开分析，并试图揭示其可能的原因。

1 资料和方法

本文所用到的气温观测资料来源为国家气象信息中心“中国地面气候资料日值数据集(V3.0)”，包含了中国2474个基本、基准气象站、一般气象站1951年1月以来本站气温要素的日值数据，并在逐日数据的基础上计算得到逐月和季节平均数据。大气环流资料为NCEP/NCAR逐月再分析资料(Kalnay et al, 1996)，水平分辨率为2.5°×2.5°。海温观测资料为美国国家海洋和大气管理局提供的扩展重建的全球海温数据(ERSST.V4)，网格分辨率为2°×2°(Huang et al, 2015；Liu et al, 2015)，海温指数采用国家气候中心的ENSO监测指标定义。北极海冰资料采用英国Hadley中心1981—2017年的北极海冰密集度(SIC)数据(Rayner et al, 2003)。如无特别说明，本文各要素的气候值均为1981—2010年平均(Arguez and Vose, 2011; World Meteorological Organization, 1989; 2007)。东亚冬季风强度指数(I_EAWM)采用朱艳峰(2008)定义，即将25°~35°N、80°~120°E范围内500 hPa纬向风的平均值减去50°~60°N、80°~120°E范围内500 hPa纬向风的平均值，并对结果进行标准化处理。西伯利亚高压指数(I_SH)定义为40°~60°N、80°~120°E范围内海平面气压的平均值，结果同样进行标准化处理。

2 2017/2018年冬季我国气温时空分布特征

2017/2018年冬季，全国平均气温-3.2℃，较常年同期(-3.4℃)偏高0.2℃(图 1)。从距平分布来看(图 2)，内蒙古东部、东北、华北北部、新疆北部、西北地区东部、西南地区东北部和南部局部、华南南部、江汉、江淮、江南北部气温偏低，其中内蒙古东部、东北北部偏低1~2℃，局部地区偏低2℃以上。全国其余大部分地区接近常年或偏高，青藏高原偏暖明显，其中青海南部、西藏大部、四川西北部平均气温偏高2℃以上。2017/2018年冬季我国气温除东北及华北北部持续偏低，青藏高原和西南西部持续偏暖以外，全国其余大部分地区整体呈现出前冬暖、隆冬和后冬偏冷的阶段性变化特征。12月除东北及华北北部气温偏低外，全国大部地区气温偏高为主，其中青藏高原显著偏高(图 3a)。2018年1月(图 3b)，我国除青藏高原、西南南部和华南南部等地以外，全国大部分地区气温以偏低为主，其中新疆北部部分地区月平均气温偏低4℃以上。进入2018年2月(图 3c)，我国北方地区大部地区气温持续偏低，特别是东北地区，2月平均气温偏低2~4℃，局地偏低4℃以上。

2017/2018年冬季气候另一个显著特征是冷暖起伏大，阶段性强降温范围广，极端性强。冬季共有12次冷空气过程影响我国，中东部大部气温偏低，冷暖波动剧烈。其中1月22—25日出现入冬以来最强冷空气过程，影响范围广、强度强，最大降温幅度10℃以上的覆盖面积达138.8万km²，但比2016年1月下旬强寒潮过程弱。

3 2017/2018年冬季北半球大尺度环流和东亚冬季风活动特征 3.1 2017/2018年冬季北半球大尺度环流背景

2017/2018年冬季，500 hPa高度场上北半球环流形势呈异常三波型分布，极地受高压控制，大槽分别位于东北亚、北美和欧洲西部(图 4)。欧亚中高纬呈现“两槽一脊”型高度场异常，经向环流明显。乌拉尔山高压脊持续发展，贝加尔湖以东低槽显著，东亚槽位置偏西。从850 hPa异常风场特征来看，东亚大部地区基本处于异常北风和东北风的控制下，有利于引导冷空气沿东路南下影响我国东部大部地区。西太平洋副热带高压面积和强度接近常年，脊线偏北，西伸脊点的位置偏西。印缅槽强度偏弱。

2017/2018年冬季环流形势的阶段性变化特征较为明显(图 5)。2017年12月北半球中高纬度500 hPa高度场呈四波型分布，2018年1和2月环流形势均呈三波型分布特征，但在欧亚中高纬度，2017/2018年冬季基本上维持了“两槽一脊”的异常分布特征，特别是东北亚地区，冬季表现为高度场负异常。2017年12月除东北及华北北部外，我国大部地区为高度场正距平所控制，其中正距平中心位于高原南部至西南地区(图 5a)。2018年1月(图 5b)，乌拉尔山阻塞高压加强，巴尔喀什湖以东至日本海为宽广的低槽，同时低纬地区表现为高度场负距平。与之相对应，1月我国气温偏低区域明显扩大，月内的气温波动明显，表现为“冷—暖—更冷”的阶段性特征。特别是1月下旬巴尔喀什湖以西的高压脊与北太平洋高压脊不断向北发展进入极区，导致极涡分裂南下，在西伯利亚地区出现低涡横槽，造成冷空气持续向我国中东部侵袭(图略)，中东部地区经历了大范围的强降温过程和雨雪冰冻天气，给社会经济造成了不利影响。进入2018年2月(图 5c)，低槽的范围有所减小，但亚洲中高纬度高度场仍然维持了“西高东低”的分布特征。在冬季乌拉尔山高压脊持续维持的背景下，正是由于东亚槽东西、南北位置的异常变化，造成了中国冬季气温阶段性的冷暖波动。

3.2 2017/2018年东亚冬季风活动特征

从东亚冬季风强度演变的年代际特征来看，本世纪以来东亚冬季风持续处于偏强的年代际背景下，但2013/2014年冬季以来，东亚冬季风表现为剧烈的波动特征，5年中有3年冬季风偏弱，其中2016/2017年冬季风明显偏弱。2017/2018年冬季，I_EAWM为1.26，较常年同期偏强(图 6)。季内，冬季风强度变化显著，12月上中旬、1月上旬、1月下旬至2月中旬东亚冬季风偏强，其余时段表现为接近正常到偏弱(图 7)。

西伯利亚高压强度与东亚冬季风表现为相似的年际和年代际变化特征，1981/1982年冬季至今I_EAWM和I_SH的年际距平相关系数为0.87，通过了0.001的显著性水平检验。2017/2018年冬季，西伯利亚高压整体偏强，标准化强度指数为0.94。逐日监测表明(图 8)，西伯利亚高压与东亚冬季风表现出较为一致的季内变化特征，偏强的时段与冬季风指数基本一致，冬季90 d逐日序列相关系数达到0.74，通过了0.001的显著性水平检验。

4 2017/2018年东亚冬季风异常的可能原因 4.1 La Niña事件对东亚冬季风的影响

海陆热力差异是季风形成的重要原因，因此海洋或陆地热力状况的改变往往会引起季风的异常。ENSO作为年际尺度上热带海气系统的最强信号，对东亚冬季风有重要的影响(李崇银和穆明权，2000；陈文，2002)。根据国家气候中心最新的ENSO监测和预测信息，2017年10月至2018年4月形成一次东部型La Niña事件，强度偏弱。2017年10月赤道中东太平洋海表温度进入La Niña状态，爆发类型为东部型。2018年2月达到最强，峰值为-0.91℃(图 9)，成熟期类型仍为东部型。研究表明，在El Niño(La Niña)盛期冬季东亚冬季风往往偏弱(偏强)，这一影响主要是通过ENSO在对流层低层激发西北太平洋反气旋(气旋)和南风(北风)异常来实现的(Zhang et al, 1996; Wang et al, 2000)。同时ENSO对东亚冬季风的这种影响并不是稳定的，而是受到北太平洋年代际振荡(PDO)的调制作用(Zhang et al, 1997; Wang et al, 2008; Kim et al, 2017)，PDO暖位相时年际尺度上ENSO和东亚冬季风异常之间的联系并不显著。2017/2018年冬季PDO处于暖位相，西北太平洋气旋式环流异常的响应较弱，12和2月南海及菲律宾以东上空表现为气旋式环流异常，位置偏南，东亚沿岸为东北风异常，有利于东亚冬季风偏强(图 10)；1月西北太平洋上空中低层环流形势对La Niña响应不明显，但在对流层中层则表现为反气旋式异常环流，东亚副热带区域以南风异常为主。

4.2 极涡和北大西洋海温异常对乌拉尔山阻塞高压的影响

2017/2018年冬季欧亚中高纬度环流异常的一个显著特征是乌拉尔地区正高度距平的持续维持。资料分析表明，冬季乌拉尔山阻塞高压与北极涛动(AO)(Thompson and Wallace, 1998)和北半球极涡强度表现为负相关关系(李崇银和顾薇，2010)，即AO和极涡的偏弱均有利于乌尔拉阻塞高压的增强。国家气候中心大气环流指数监测显示，2017/2018年冬季除2018年2月北美区极涡强度指数偏强外，其余各监测区域和北半球极涡指数均偏弱。同时图 4显示冬季北极地区高度场均为正距平，表明冬季北半球极涡持续偏弱。由于定义的原因，2017/2018年冬季AO并未表现出持续的负位相特征，但冬季极地对流层中高层位势高度持续正距平，极涡偏弱，有利于欧亚中高纬度经向环流形势的发展和乌拉尔山阻塞高压的偏强。

另一显著的外强迫信号是北大西洋海温持续偏暖(图 11)。已有研究表明，冬季赤道太平洋的La Niña事件与乌拉尔山阻塞高压的活动没有显著的相关性。而冬季北大西洋海温异常偏高时，下游激发的Rossby波列使乌拉尔山高压脊加强(Palmer and Sun, 1985; Gambo et al, 1987; 徐海明等, 2001; Li, 2004; Han et al, 2011)，西伯利亚高压上空负涡度平流增大，高层辐合和低层辐散增强，整个对流层下层气流深厚，促使西伯利亚高压增强(宗海锋等，2008；李栋梁和蓝柳茹，2017)。同时冬季极涡偏弱，西风急流偏弱，均有利于欧亚中高纬度经向环流形势的发展和冬季风的偏强。因此，北半球极涡偏弱和北大西洋海温持续正异常，是导致2017/2018年冬季乌拉尔山阻塞高压持续偏强的重要因素。

4.3 北极海冰异常对冬季西伯利亚高压的影响

研究表明(武炳义等，2011)，冬季西伯利亚高压与秋冬季北极海冰密集度异常的空间演变有密切关系。区域平均的9月海冰密集度与冬季西伯利亚高压呈显著负相关(扣除线性趋势后两者相关系数为-0.47)。武炳义和杨琨(2016)进一步分析指出，前期夏季北极大气环流的动力和热力状态不仅影响夏、秋季北极海冰，而且对海冰偏少影响亚洲冬季气候变率有重要的调节作用。2017年夏季北极大气低层表现为气旋式环流异常，巴伦支海至拉普捷夫海上空对流层中、低层的气温异常偏低，均不利于海冰和大气之间负反馈机制的形成和维持，因此导致了9月关键区海冰密集度偏高，冬季西伯利亚高压偏强同时出现的情况(图 12)。

5 结论与讨论

(1) 2017/2018年冬季，东亚冬季风强度较常年同期偏强，西伯利亚高压偏强，季内冬季风强弱转换阶段性特征显著。全国平均气温-3.2℃，较常年同期偏高0.2℃。从空间分布来看，内蒙古东部、东北北部气温显著偏低，而青藏高原偏暖明显。冬季冷空气过程频繁，冷暖起伏大，阶段性强降温范围广，极端性强。

(2) 500 hPa高度场上冬季北半球环流形势呈异常三波型分布，极地高度场为正距平，大槽分别位于东北亚、北美和欧洲西部。欧亚中高纬呈现“两槽一脊”型位势高度异常，经向环流特征明显。冬季乌拉尔山高压脊持续发展，贝加尔湖以东低槽显著，东亚槽位置偏西，东亚大部地区基本处于异常北风或东北风的控制下，有利于引导冷空气沿东路南下影响我国东部大部地区。

(3) 2017年秋季至2017/2018年冬季，赤道中东太平洋形成一次弱La Niña事件，由于受到PDO暖位相的调制作用，西北太平洋气旋式环流异常的响应较弱，且位置偏南，对东亚冬季风的影响较弱。冬季北半球极涡持续偏弱，西风急流偏弱，同时北大西洋海温持续偏暖，有利于欧亚中高纬度经向环流形势发展，乌拉尔山阻塞高压偏强，西伯利亚高压偏强，使得东亚冬季风偏强。此外，2017/2018年冬季高原高度场偏高，青藏高原持续异常偏暖，导致冬季高原气候异常的原因还值得进一步深入分析。