引言

近百年以来，随着全球气候变化，极端天气气候事件频发多发重发(IPCC，2021)。但在全球整体变暖的大背景下，并未改变冷冬的频繁出现(王迪等，2015)。西南地区东部地处青藏高原东麓，由于四川盆地周边山脉纬度相对偏南且会阻碍北方冷空气，其在全国范围内冬季相对偏暖，虽受气候系统变率的影响，但西南地区东部仍然在近年来频繁出现冬季低温(马晓青等，2008；王凌等，2008；吴古会等，2012)。

对于冬季低温的研究表明：北极增暖加快、北极海冰持续减少有利于西伯利亚高压增强，使得近年来欧亚地区冷冬出现频次较高(Serreze and Barry, 2011；Outten and Esau, 2012；武丰民等，2014)。在业务预测中，时间上往往主要以年际或年代际变化作为研究重点，着重分析整个冬季的平均气温变化特征及影响的外强迫信号，并以此作为预测依据(Luo and Zhang, 2015；Li et al，2019；李想和王永光，2023)。在空间上，研究指出我国气温在全国范围主要表现出一致性和南北反相型特征(康丽华等，2006)。而对于西南地区，同样存在不同分布型差异，主要表现为全区一致性和东西反相型两种分布(蒋兴文和李跃清，2010；叶钊等，2011)。深入分析发现两种分布型主要影响系统存在显著差异，全区一致性与东亚冬季风关系紧密；东西反相型主要与冷空气活动和西太平洋副热带高压(以下简称西太副高)关系紧密。以上研究表明无论是对全国范围还是小范围地区，冬季气温都存在时间上的年际或年代际变化和空间上的不一致性。以往的研究主要集中在整个冬季的平均气温，往往忽略了季节内振荡带来的灾害影响。

值得关注的是，中国冬季气温存在季节内振荡，如2007/2008年和2020/2021年冬季，前后冬发生了明显转折，且表现出前后冬冷暖不一致特征。特别是2007/2008年发生了历史罕见的低温雨雪冰冻灾害(丁一汇等，2008；韩荣青等，2021)。统计发现，全国性前后冬冷暖转变概率大约为50%(韦玮等，2014)。因此对于前后冬异常转折研究也逐渐受到关注。有研究指出冬季风存在10~20 d及30~60 d的季节内大气低频振荡信号(马宁等，2011；朱毓颖和江静，2013；杨双艳等，2014)，这是冷空气向南爆发频次在次季节上存在的差异，进而导致前后冬气温发生转折(申红艳等，2021)。低层海陆热力差异前后冬强(弱)变化导致的西伯利亚高压强度季节内强(弱)变化是造成我国冬季气温发生季节内转折的主要原因(孙健等，2019)。冬季气温季节内转折不仅与中高纬环流系统关系紧密，还受太平洋、印度洋等海温的影响(简云韬等，2017)。可见，冬季气温季节内转折除了大气内部变率，还可能受外强迫因子的影响。除此之外，在气候预测中，包括短期气候预测和长期气候预估，极端气候的预测是非常重要的一个研究内容。因此很有必要对前后冬气温转折典型年份进行分析。

基于以上问题，本研究重点分析西南地区东部前后冬气温异常转折现象，分析与其特征相联系的大气环流特征，并分析影响这些环流变化的可能外强迫因子，为业务预测提供一定的参考依据。

1 资料和方法

本文所用观测数据来源于气象大数据云平台·天擎1961—2022年西南地区东部115个国家级气象台站的逐日数据，资料统计时段为冬季(12月至次年2月，如1963年冬季指1963年12月至1964年2月)，气候值为1991—2020年平均，站点分布如图 1所示。大气环流资料来自NCEP/NCAR提供的逐月水平分辨率为2.5°×2.5°的位势高度场、风场和海平面气压场等再分析资料。NOAA提供了逐月的水平分辨率为2°×2°的全球海表温度资料。

为选择出现前后冬异常转折年份(以下简称异常转折)：(1)按照《气候影响评价业务规定(修订)》，在气候监测评价业务中，对气温的评价采用气温距平(ΔT)，按表 1标准进行评价，其中对气温异常的评价为气温距平的绝对值≥1℃；(2)1961—2021年西南地区东部冬季气温的EOF分析发现(图略)，西南地区东部冬季气温的第一模态为全区一致的分布模态，其方差贡献占到总方差的82.1%，说明西南地区冬季气温有较好的收敛性和一致性。因此，本文定义P1型为前冬(12月)全区平均气温偏低1℃，且后冬(2月)温度偏高1℃作为前冷后暖典型年；反之定义P2型为前暖后冷典型年。根据上述定义选择出历史上西南地区东部P1型年份为1965、2001、2012和2020年，P2型年份为1963、1968、1970、1973、1977、1979、1988、1994和2007年。文中P1(P2) 型合成为P1(P2)型所有年份平均，偏差(即P1-P2)合成为P1型所有年份平均减去P2型所有年份平均，距平相较于气候值计算而得。

2 西南地区东部前后冬气温异常转折特征 2.1 总体变化特征

依据前文对异常转折的定义，由表 2可见，1961年以来西南地区东部P1型年份相对较少(4 a)；P2型年份相对较多(9 a)。统计1961年以来各年代P1和P2型的发生次数，在P1型中，有3 a出现在2000年以后，1 a出现在20世纪60年代，可见西南地区东部冬季气温(以下简称冬季气温)在2000年以后易出现P1型转折变化。P2型年份中，以20世纪70年代出现最多，共出现了4 a；20世纪60年代出现次之，共出现了2 a；1980—2009年各年代均出现1次。在进入21世纪10年代后，未出现过P2型变化，以P1型变化为主。为了分析方便，本文定义12月为前冬，1月为隆冬，2月为后冬。

2.2 空间变化特征

从空间分布特征可以看出(图 2)，在P1型年份，虽然前冷后暖的特征明显，但冬季气温在区域内总体以一致偏高为主(图 2d)。季内各月变化明显，前冬为全区一致偏冷，尤其偏东地区偏冷程度更为明显(图 2a)；隆冬为空间分布不一致特征，其中重庆中部和东北部偏冷，其余地区偏暖(图 2b)；后冬为全区一致偏暖，偏暖幅度甚至高于前冬的偏冷幅度(图 2a，2c)。在P2型年份，前暖后冷特征明显，但冬季气温以一致偏冷为主(图 2h)。前冬为全区一致偏暖(图 2e)，偏暖幅度大部地区超过1℃；隆冬为一致略偏冷，偏冷幅度大部地区在0.5℃以内(图 2f)；后冬为全区一致显著偏冷，大部地区偏冷幅度达到1.5~2.5℃，偏冷程度甚至高于前冬偏暖程度(图 2e，2g)。

对比P1型和P2型年份，从偏差(P1-P2)图中可看出，冬季气温总体为显著的正偏差(图 2l)。其中，前冬为显著的负偏差(图 2i)；隆冬和后冬则为明显的正偏差，后冬正偏差达到3℃以上，最为显著(图 2j, 2k)。可见无论是整个冬季还是季内各月，P1型气温的变化幅度明显大于P2型，P2型气温的变化从冬季总体和季内各月气温偏离气候态的程度要相对较弱。

3 西南地区东部前后冬气温异常转折环流成因 3.1 500 hPa高度场

为进一步探寻导致冬季气温发生异常转折的成因，图 3给出了发生异常转折时同期500 hPa位势高度及距平场。

在P1型年份，前冬(图 3a)欧亚中高纬度地区主要表现为西高东低(即西正东负)环流配置特征，新地岛以南及乌拉尔山地区为显著正距平，最大距平中心值超过5 dagpm；贝加尔湖—日本海为显著负距平，最大距平中心值超过-5 dagpm；孟加拉湾地区和西太平洋副热带地区为相对弱负距平区。可见前冬欧亚中高纬上空维持西高东低的单阻型环流，乌拉尔山阻塞高压、贝加尔湖槽和东亚大槽均发展强盛，我国大陆大部地区在负高度距平场控制之下。在强盛的乌拉尔山阻塞高压作用下，不断南压北方冷空气，西南地区东部处在贝加尔湖槽底部和不断南下的强偏西气流交界处；强东亚大槽和相对较弱的低纬度系统，进一步促使中高纬环流的经向度加大，拉长了冷空气影响的持续时间，从而造成气温显著偏低。隆冬(图 3d)乌拉尔山阻塞高压和东亚大槽逐渐减弱，贝加尔湖槽较前冬严重北缩至贝加尔湖及其以北地区，我国大陆包括西南地区东部转为正距平控制，中高纬环流从显著的经向环流向纬向环流转变。但低纬地区的系统变化相对较小，印缅槽较前冬略有减弱，西太副高面积减小但强度略有增强，总体变化不如中高纬地区的显著。后冬(图 3g)中高纬地区西高东低的经向型环流完全消失，调整为南高北低的纬向型环流，乌拉尔山地区为负距平控制，乌拉尔山阻塞高压完全崩溃消失，贝加尔湖槽和东亚大槽进一步减弱和北缩，我国大陆完全在正距平控制下，且西南地区东部上空的正距平进一步加强，最大距平中心值从隆冬的1 dagpm增强为3 dagpm；西太副高面积进一步减小。在此种环流形势下，冷空气异常偏北，影响该地区的南下冷空气显著减弱或消失，使其气温由前冬偏冷转为后冬的明显偏暖。

在P2型年份，从前冬(图 3b)—隆冬(图 3e)—后冬(图 3h)，欧亚低纬度地区环流系统变化较小，中高纬总体以纬向型环流为主，且表现出与P1型年份相反的变化特征，即前冬欧亚大陆的大部地区为明显的负距平，但新地岛—乌拉尔山附近和青藏高原地区的负距平异常显著，最大距平中心值超过-3 dagpm；贝加尔湖以东—东亚沿岸及日本海为正距平区。可见乌拉尔山阻塞高压并没有建立，东亚大槽强度偏弱，北方冷空气不利于南下影响西南地区东部，可使得气温偏高。从隆冬到后冬，可以清晰看到乌拉尔山阻塞高压和东亚大槽在隆冬开始发展，后冬完全建立并加强，同时西南地区东部上游青藏高原地区低值系统进一步加强，环流的经向度逐步加大，从而有利于北方冷空气南下，使冬季气温出现从前冬偏暖到后冬偏冷的明显转折。

总体来看，P1和P2型年份500 hPa位势高度场表现出相反的环流变化(图 3j，3k)。关键区环流系统表现为，出现P1型时，乌拉尔山阻塞高压偏强，贝加尔湖和东亚大槽偏强、偏北，青藏高原高度场偏高和西太副高偏强等特征；出现P2型时，乌拉尔山阻塞高压、贝加尔湖槽和东亚大槽亦无明显加强，青藏高原高度场显著偏低及西太副高偏弱。虽然P1(P2)型时冬季气温总体偏暖(冷)，但造成季内气温发生前冷(暖)后暖(冷)反位相转折的主要原因是中高纬环流发生了明显的调整，呈相反的变化特征。此外，青藏高原高度场也呈现类似变化特征，其影响甚至超过了乌拉尔山阻塞高压的影响，需在冬季气温预测中重点关注。

3.2 海平面气压场

海平面气压场也是影响冬季气温的重要因子之一。从图 4可以看出，无论是冬季总体还是季内各月，主要差异集中在中高纬地区(图 4c, 4f, 4i, 4l)。

在P1型年份，前冬(图 4a)西伯利亚—蒙古地区被大范围正距平所控制，最大距平中心值超过5 hPa，表现出蒙古高压异常偏强。西南地区东部冬季气候往往受东亚冬季风的影响，当东亚冬季风偏强(弱)时，冬季气温以偏低(高)为主(蒋兴文和李跃清，2010)。而蒙古高压作为东亚冬季风最为重要的影响系统，其偏强(弱)时，东亚冬季风则偏强(弱)(赵平和张人禾，2006)，P1型年份前冬正是由于蒙古高压偏强(图 4a)，西南地区东部受强东亚冬季风控制，从而出现了气温的异常偏低；隆冬—后冬(图 4d，4g)为蒙古高压由强转弱过程，至后冬(图 4g) 西伯利亚—蒙古地区完全为负距平控制，最大距平中心值超过-3 hPa，蒙古高压异常偏弱，西南地区东部在弱东亚冬季风的影响下，出现了异常偏暖转折。从冬季平均来看，总体受到弱蒙古高压即弱东亚冬季风的影响，气温以暖为主(图 4j)。

在P2型年份，海平面气压场特征从前冬(图 4b)—隆冬(图 4e)—后冬(图 4h)表现出从弱到强变化特征，其中前冬和后冬距平负中心和正中心最大值超过±3 hPa，表明前冬东亚冬季风异常偏弱，后冬东亚冬季风异常偏强，在这种形势影响下，出现了前暖后冷的异常转折。整个冬季则在偏强的蒙古高压影响下，总体以冷为主(图 4k)。

总体而言，当蒙古高压在冬季呈显著前强后弱异常变化时，易出现P1型异常转折，相反易出现P2型异常转折。海平面气压场上蒙古高压的季节和季节内变化是预测冬季气温重点关注另外一个因子。

3.3 200 hPa纬向风

北半球横贯东亚—西太平洋上空部分的西风急流是对流层上部持续存在的环流系统，其变率对东亚区域气候有重要影响(朱抱真等，1990；毛睿等，2007)。Lau and Boyle(1987)指出东亚冬季风强度显著受东亚西风急流的影响，从而影响气温等。为进一步了解冬季对流层上层西风急流等系统对冬季气温及季内异常转折的影响，分析了该地区P1型和P2型年份同期200 hPa纬向风分量(以下简称纬向风)。由图 5可见，发生异常转折时，纬向风主要差异出现在中高纬西风急流区及其北侧地区(图 5c，5f，5i，5l)。在P1型年份，影响西南地区东部的急流大值中心主要位于30°~40°N、95°~130°E附近，最大距平中心值超过5 m·s^-1(图 5j)，在季内，其中心距平值呈现由强到弱的变化(图 5a，5d，5g)，与气温冷暖的变化相对应。前冬(图 5a) 西风急流异常偏强(最大距平中心值超过5 m·s^-1)，急流轴在我国西部—日本海—西北太平洋地区，大值中心位置位于32°N附近，急流北侧为东风或弱西风。已有研究认为冬季中纬度高空西风急流是影响亚洲和太平洋地区的重要大气环流系统，当冬季西风急流加强时，会伴随着西伯利亚高压、东亚大槽等大尺度环流系统的加强，东亚可能盛行冷、干性质的气流，频繁的冷空气活动直接导致东亚地表温度偏低(杨素英等，2005；Gong et al，2001；Jhun and Lee, 2004)，也用与西风急流有关的经向风来定义东亚冬季风的强度。可见在对流层高层西风急流与东亚冬季风紧密关联，即西风急流的加强会影响东亚冬季风和东亚大槽的加强，从而使前冬西南地区东部气温异常偏低。从隆冬(图 5d)到后冬(图 5g)，西风急流逐渐由强转弱；隆冬急流大值中心区在30°N以北地区，西南地区东部处于负距平控制之下，负距平值大部在-3~-1 m·s^-1，急流北侧开始转为东风，气温由冷开始向暖转折；后冬急流中心正、负距平中心进一步北抬，负距平区控制在我国35°N以南地区，最大距平中心值超过-5 m·s^-1，急流北侧以东风为主且风速增强，西南地区东部完全处于弱的急流中心控制之下，气温出现显著偏暖的转折。

在P2型年份，急流大值中心位置约位于20°~30°N、75°~100°E附近，最大正距平中心值超过3 m·s^-1(图 5k)，中心位置较P1时段明显偏南且中心强度也有所减弱，季内，纬向风的变化呈现与P1型相反的由弱到强(距平由负到正)的变化(图 5b，5e，5h)特征。其中，前冬西风急流中心区为显著负距平(图 5b)，主要存在2个负距平中心：一是位于我国大陆30°N附近；二是位于日本海到西北太平洋上空，最大距平中心值超过-3 m·s^-1。西南地区东部正好位于弱西风急流中心区，致使前冬异常偏暖。隆冬(图 5e)西风急流区加强，其西部中心区已转为正距平中心控制，最大距平中心值超过3 m·s^-1，西南地区东部处在正距平中心区域，其在东亚冬季风由弱转强的进程中，气温也开始发生转折，由前冬偏暖转为偏冷。后冬(图 5h)西风急流正距平区进一步东扩到日本海—北太平洋上空，最大距平中心值大部在1~3 m·s^-1，西南地区东部处在西部正距平中心区内。在强东亚冬季风的影响下，气温也发生异常偏冷的转折，由前冬异常偏暖转为后冬异常偏冷。

总体而言，当冬季东亚西风急流中心位置相对偏北，我国东部西风急流中心区呈北正南负的分布型，西南地区东部处在偏弱的西风急流中心区时，冬季气温总体偏暖(图 5j)；反之冬季气温总体偏冷(图 5k)。在季内，P1型时西风急流总体较P2型的同期变化偏北，强度呈由强转弱的变化，急流北侧由弱西风向弱东风变化；P2型时基本与之相反，但西风急流北侧的纬向风变化相对较小。因此，对流层上层西风急流区的位置、强度及其在季内的变化也是预测冬季气温重点关注的一个因子，相对而言，其南北位置对冬季气温的影响更明显，而其强度在季内的变化对季内各月气温的影响更加明显。

4 西南地区东部前后冬气温异常转折外源因子影响

由上可知，导致冬季气温异常转折的直接原因是中高纬大气环流的异常; 但大尺度大气环流的调整和变化，通常与海温等外源因子相联系(韦玮等，2014；2020)。为了解引起该地区冬季气温发生异常转折时大气环流发生调整的外源影响因子，对冬季气温发生P1型和P2型异常转折时的前期海温进行分析(图 6)。由图 6可见，P1型和P2型前期夏、秋季海温分布的主要差异在北大西洋、北太平洋、赤道东太平洋和赤道南印度洋的部分地区(图 6c，6f，6i)，这些地区前期海温距平在P1型年份呈明显的正距平分布，最大距平中心值超过0.7℃(图 6g)，在P2型年份大部分海域海温为明显的负距平，最大距平中心值约为-0.6℃左右(图 6h)。P1型和P2型前期海温的这种特征在夏季(图 6a, 6b)和秋季(图 6d, 6e)均较为明显，尤其在前期夏季最为明显，秋季次之。表明当前期北大西洋(20°~65°N、0°~80°W)、赤道中东太平洋(4°S~4°N、120°~170°W)和赤道南印度洋(5°~20°S、70°~110°E)地区海温均偏高(低)时，西南地区东部冬季气温易出现前冷(暖)后暖(冷)的P1(P2)型异常转折(表 3)，即当上述区域前期均为正位相时，易发生P1型异常转折，反之易发生P2型异常转折。与全球增暖变化一致，海温的变化也具有明显的增暖特征，前文分析P1型主要出现在2000年以后，而P2型主要出现在2000年之前，相应P1型和P2型海温正、负距平的变化在很大程度也反映了海温变化的增暖特征。因此，本文对1961—2021年海温去除线性趋势后再对典型年份进行合成分析(图略)，可见上述关键区的海温正、负距平特征依旧存在。这也可能是P1型主要出现在2000年之前，P1型主要出现在2000年以后的可能原因之一，其年代际信号也是预测需要重点关注一个因子。

在海温影响冬季大气环流发生调整的机理方面，已有研究认为北大西洋海温异常时会激发欧亚型中纬度异常的遥相关波列(Gambo et al，1987；Li，2004；Liu et al，2014)，且这种波列的反位相波列与北大西洋热通量的季内变化密切关联(乔少博等，2015)。其可能的物理过程为：北大西洋海温及热通量受上游大气环流异常影响，出现了季节内转向，这种变化又通过北大西洋下传，影响欧亚地区中高纬度大气环流波列，造成其在前后冬出现季节调整从而影响了东亚冬季气温的季节异常转折(祁莉和泮琬楠，2021)。相关研究认为北大西洋海温偏高与北大西洋由负转正的湍流热通量相对应，此时会激发西西伯利亚、东亚上空的遥相关波列由“+-”向“-+”波列转变，东亚则易出现前冷后暖，反之则出现前暖后冷的特征。从本文的分析同样可以看出，西南地区东部冬季气温发生季节内反位相异常转折时，北大西洋海温和大气环流的变化与这种变化特征一致，只是海温的这种特征在前期夏季和秋季同样存在，对冬季气温的预测有很好的指示意义。

针对赤道太平洋海温对冬季气温的影响，以往的研究认为，恩索事件可导致东亚冬季气温的季节内波动(Moron and Plaut, 2003；Geng et al，2017；祁莉和泮琬楠，2021)，认为宽窄恩索事件可能是影响东亚冬季气温前后反位相的原因之一，即在厄尔尼诺年，经向度较宽的海温有利于冬季气温出现前暖后冷的转向，而较窄时则利于冬季气温出现前冷后暖的转向。当拉尼娜事件发生时，情况却与厄尔尼诺年相反。从前面的分析可知，对于西南地区东部冬季气温，这种关系同样存在，且前期海温也有这种变化关系，即在前期夏、秋季恩索监测关键区赤道东太平洋海温出现小范围正异常时，冬季气温易出现前冷后暖的转折，而出现负异常时，冬季气温则出现相反的变化，这种关系在前期夏季表现得尤其明显。可以说前期夏、秋季海温是影响冬季气温的重要前兆信号之一。

在我国冬季气温前期印度洋海温关系的相关研究方面，谭桂容和王腾飞(2014)认为前期热带印度洋关键区海温异常与我国冬季气温关联的环流系统有密切的关系，即前期夏季西印度洋海温偏高时，冬季西伯利亚高压将偏强，有利于冬季风偏强和中国冬季气温偏低，反之亦然，但对于印度洋海温与我国冬季气温发生季节内转折之间的关系分析研究相对较少。从上文分析发现，西南地区冬季气温出现P1或P2型反位相转折，与前期赤道东印度洋地区海温的异常相对应，即当前期夏、秋季赤道东印度洋地区海温异常偏暖时，西南地区东部易出现P1型转折，而当该区域海温出现异常偏冷时，则易出现相反的P2型转折。

5 结论和讨论

本文利用西南地区东部台站观测和ERA5再分析等资料，分析了该地区冬季气温异常转折特征及其成因，主要得到以下几点结论：

(1) 1961年以来，前冷后暖的P1型年份主要出现在2000年以后，前暖后冷的P2型年份主要在20世纪70年代；进入21世纪10年代后，未出现过P2型变化，以P1型变化为主。

(2) 在P1型年份，大气环流呈现乌拉尔山阻塞高压偏强，贝加尔湖和东亚大槽偏强、偏北，高原高度场偏高及西太副高偏强等特征；在P2型年份，乌拉尔山阻塞高压不明显，贝加尔湖和东亚大槽亦无明显偏强，高原高度场显著偏低，西太副高偏弱。高原高度场为影响该地区冬季气温最为关键的环流系统，甚至超过了乌拉尔山阻塞高压的影响。

(3) 对流层上层西风急流等系统通过影响东亚冬季风，进而影响该地区冬季气温及季内变化。在季内变化过程中，在P1型年份，西风急流总体较P2型年份偏北，强度呈由强转弱的变化；P2型年份基本与之相反。

(4) 中高纬西伯利亚—蒙古地区的蒙古高压是影响该地区冬季气温发生P1型和P2型异常转折的主要系统。当蒙古高压在冬季呈显著前强后弱异常变化时，易出现P1型异常转折，与之相反，易出现P2型异常转折。

(5) 该地区冬季气温季内发生异常转折时，与前期北大西洋(20°~65°N、0°~80°W)、赤道中东太平洋(4°S~4°N、120°~170°W)和赤道南印度洋(5°~20°S、70°~120°E)地区海温关系紧密，当前期夏季和秋季均偏高(低)时，冬季气温易出现前冷(暖)后暖(冷)的P1(P2)型季节内异常转折。

本文针对西南地区东部冬季气温季内反位相异常转折，分析了导致这种异常的大气环流及海洋外源影响信号，但西南地区冬季气温的异常变化可能还受到海洋以外，如海冰、积雪等其他外源因子的影响且影响过程复杂多变，其确切的机理尚有许多不确定性，还需要在今后的研究中不断进行深入分析，为气候预测业务提供更加科学的参考。