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1 doi: /qxxb 中国气象学会成立 90 周年纪念专刊约稿 东亚冬季风的年代际变化及其与全球气候变化的可 * 能联系 丁一汇 1 柳艳菊 1 梁苏洁 2 马晓青 3 张颖娴 1 司东 1 梁萍 4 宋亚芳 1 张锦 DING Yihui 1 LIU Yanju 1 LIANG Sujie 2 MA Xiaoqing 3 ZHANG Yingxian 1 SI Dong 1 LIANG Ping 4 SONG Yafang 1 ZHANG Jin 1 1. 国家气候中心, 北京, 天津市气候中心, 天津, 北京市气象局, 北京, 上海市气候中心, 上海, National Climate Centre,Beijing ,China 2. Tianjin National Climate Centre,Tianjin ,China 3. Beijing Meteorological Bureau,Beijing ,China 4. Shanghai Climate Centre,Shanghai ,China , 改回 1 丁一汇, 柳艳菊, 梁苏洁, 马晓青, 张颖娴, 司东, 梁萍, 宋亚芳, 张锦 东亚冬季风的年代际变化及其与全球气候变化的可能联系. 气象学报,72 ( 待刊 ) Ding Yihui,Liu Yanju,Liang Sujie,Ma Xiaoqing,Zhang Yingxian,Si Dong,Liang Ping, Song Yafang,Zhang Jin Inter-decadal variability of the East Asian winter monsoon and its possible linkage with global climate change. Acta Meteorologica Sinica, 72(in press)(in Chinese) Abstract The present paper presents a concise summary of the studies on Inter-decadal variability of the East Asian winter monsoon(eawm), which can be summarized in the following three aspects: 1)The EAWM has been significantly affected by the global climate change. From the beginning of the 1950s, the winter temperature in China experienced three-stage variations * 资助课题 :973 项目 (2012CB 和 2013CB430202) 自然基金重点项目( ) 和国家科技支撑计划 (2009BAC51B02) 共同资助 作者简介 : 丁一汇, 研究员, 主要从事气候变化及东亚季风研究 dingyh@cma.gov.cn 1

2 with the cold period (from the beginning of the1950s to the early or mid-1980s), the warm period (lasting from the early or mid-1980s to the early 2000s) and hiatus period in recent 10 years(starting from the year of 1998). 2) The EAWM was also characterized by three-stage variations, namely the stronger winter monsoon period before the year of 1986/87, then the weaker period and the re-enhancing period from the year of 2005 or so. Corresponding to the inter-decadal variation of the EAWM, the atmospheric circulations and the winter temperature in China as well as the cold wave all demonstrated relevant inter-decadal variation. 3) It is suggested that the inter-decadal variation of the EAWM is closely related with the variations of the atmospheric circulation and the regional modes of the sea surface temperature (SST) over the Pacific Ocean. When the Northern Hemisphere Annular Mode/Arctic Oscillation (NAM/AO) and the Pacific Decadal Oscillation (PDO) were in the negative (positive) phases, the EAWM was stronger (weaker), thus leading to colder (warmer) temperature in China. In addition, the Atlantic Multi-decadal Oscillation (AMO) may have an important effect on the EAWM. The negative phase of the AMO corresponded to the cold period (strong winter monsoon), otherwise it corresponded the warm period (weak winter monsoon). As a result, the inter-decadal variation of the ocean may be regarded as one of the important natural reasons which have influenced the oscillation of the EAWM. Nevertheless, global warming possibly had a significant effect on the weakened EAWM, too. Key words East Asian winter monsoon,inter-decadal variability,arctic Oscillation,Pacific Decadal Oscillation,Global climate change 摘要本文是对近年来国内外关于东亚冬季风 (EAWM) 年代际变化问题研究进展的回顾和评述, 主要包括以下三个方面内容 :1) 东亚冬季风明显受到全球气候变化的影响, 从 1950 年代开始, 中国冬季气温经历了一次冷期 ( 从 1950 年代延续到 1980 年代初中期 ), 一次暖期 ( 从 1980 年代初中后期延续到 2000 年代初 ) 和近 10 年 ( 约从 1998 年开始 ) 出现的气候变暖趋缓期 ( 也称气候变暖停顿期 ) 2) 东亚冬季风主要表现出强 - 弱 - 强三阶段的特征, 即从 1950 年到 1986/87 年, 明显偏强 ; 从 1986/87 年冬季开始, 东亚冬季风减弱 ; 从约 2005 年之后, 东亚冬季风开始由弱转强 与东亚冬季风的年代际变化特征相对应, 东亚冬季大气环流以及我国冬季气温和寒潮都表现出一致的年代际变化 3) 东亚冬季风的年代际变化与大气环流和太平洋海温 (SST) 的区域模态变化密切相关 当北半球环状模 / 北极涛动 (NAM/AO) 和太平洋年代际振荡 (PDO) 处于负 ( 正 ) 位相, 东亚冬季风偏强 ( 弱 ), 中国冬季气温偏冷 ( 暖 ) 此外, 北大西洋多年代尺度振荡 (AMO) 对东亚冬季风也有重要影响, 在 AMO 负位相时, 对应东亚冷期 ( 强冬季风 ), 正位相对应暖期 ( 弱冬季风 ) 因而海洋的年代际变化是造成东亚冬季风气候脉动的主要自然原因, 而全球气候变 暖对东亚冬季风强度的减弱也有明显影响 2

3 关键词东亚冬季风, 年代际变化, 北极涛动, 太平洋年代际振荡, 全球气候变化 中图法分类号 P467 1 引言东亚冬季风是东亚气候系统的重要组成部分, 对我国以及整个东亚地区冬季的天气和气候异常都有重要的影响 东亚冬季风起源于西伯利亚高压, 具有建立过程迅速 向南推进速度快以及风力强等显著特点 东亚冬季风的强弱变化不仅引起我国及邻近地区的天气变化, 还可以影响到马来西亚南部 印度尼西亚 澳大利亚等地的旱涝与热带气旋生产 ( 朱抱真等, 1990; 梁必骐,1990; 施能,1996) 偏强的东亚冬季风为寒潮的爆发创造有利的气候条件, 导致冷空气频繁影响我国北方地区以及日本 韩国 朝鲜等国, 造成东亚地区低温冷害 寒潮 暴雪以及春季沙尘等灾害性天气的发生 (Krishnamurti,1979;Ding,et al,1987;ding, 1994; 王启祎等,1997;Zhang,et al,1997;huang,et al,2007;wang,et al, 2009a; Sun,et al,2010;wang,et al,2011;li,et al,2012;chang,et al,1982; 郭其蕴,1994; 吴尚森等,2000; 顾雷等,2008;Wen,et al,2009) 从东亚冬季风的变率看, 由于受多种气候因子的影响, 东亚冬季风表现出多尺度变化的特点 (Chan,et al,2004; 裴顺强等,2007; 韦道明等,2009; 徐建军等,1999; 金祖辉等, 1996) 首先, 东亚冬季风具有明显的季节内变率, 往往表现为冷空气的频发, 导致寒潮过程南下影响我国, 造成中国出现严重低温 暴雪等灾害性天气 东亚季风季节内振荡的主要周期突出表现为 天 ( 或准 40 天 ) 以及 天 ( 准双周 ) 振荡周期 (Lau,et al,1984; Pan,et al,1985; 李崇银,1988; 杨松等,1989; 卢孟明,1994;Chan,et al,2004) 2004/2005 年强寒潮事件是在 天低频波动背景下发生的 在寒潮爆发过程中,10-20 天低频波动在青藏高原南北独立传播, 以后南北波列耦合, 过青藏高原后导致寒潮全面爆发 ( 马晓青等, 2008) 其次, 东亚季风具有显著的年际变化, 从时间尺度看, 东亚冬季风存在明显的准 2 年 准 4 年和 4-7 年 ( 或 5-8 年 ) 周期振荡特征 ( 郭其蕴等,1994; 建军等,1999; 穆明权等, 1999;Chen,et al,2000;li,et al,2001;chan,et al,2004; 裴顺强等,2007; 黄荣辉等,2007; 晏红明等,2009;Huang,et al,2012) 研究表明,ENSO 事件作为海洋和大气相互作用中信号的最强现象, 对全球大气环流的年际变化有明显影响 近十几年来, 科学家们在揭示东亚冬季风条件下海气相互作用的观测事实及机理方面做了不少工作, 从不同侧面证明了厄尔尼诺和南方涛动 (ENSO) 事件是影响东亚冬季风年际变化的一个重要因子 ( 李 3

4 崇银,1988; 李崇银,1989a,1989b;Zhang,et al,1996; 穆明权等,1999;Li,et al,2001; 布和朝鲁等,1999;Wang,et al,2000; 陈文,2002;Wang,et al,2003; 黄荣辉等,2003; Chen,et al,2003; 何溪澄等,2008; 张庆云等,2008) 一般情况下在厄尔尼诺 El Niño( 拉尼娜 (La Niña)) 盛期的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太平洋异常反气旋 ( 气旋 ) 和南风 ( 北风 ) 异常来实现 ; 而 La Niña 年都伴随着强的冬季风 (Chang,et al,1980;zhang,et al,1996;tomita,et al,1996;ji,et al, 1997;Wang,et al,2000;wang,et al,2002) 从空间尺度看, 东亚冬季风具有明显的北部和南部变化模态, 其中北部冷冬模态主要表现为东亚大槽偏西, 西伯利亚中部气压加深, 东亚北部地区冬季偏冷 ; 而南部冷冬模态表现为东亚大槽加深, 蒙古地区气压偏高,40ºN 以南冬季偏冷 北部的冷冬模态同西伯利亚高压的东北部 大西洋的海温以及印度洋海温密切相关 ; 而南部的冷冬模态则主要是由于处于 La Niña 发展期, 以及西伯利亚东北部积雪覆盖偏少有关 (Chen,et al,2014) Wang 等 (2010) 与 Wu 等 (2011) 发现东亚冬季风还有另一种模态, 虽然只占方差贡献的 8.7%, 但对 2007/2008 年中国南方异常的雨雪冰冻起了很总要作用 这种模态主要表现为 : 东亚东北部地面气压的增强, 西伯利亚中部气压增强 西太平洋副热带高压增强及西伸 第三, 东亚冬季风表现出显著的年代际变化特点, 其显著周期主要有 9-10 年和 年,20-30 年和 40 年左右等, 尽管由不同的指数分析得到的年代际周期不完全一致, 但大多数冬季风指数均显示 20 世纪 80 年代中期以来东亚冬季风表现出现明显的年代际减弱特征 ( 徐建军等,1999;Wu,et al,2002; 晏红明等,2003;Chan,et al,2004; 裴顺强等,2007; 施晓辉等,2007; 朱艳峰,2008;Wang,et al,2010; 贺圣平等,2012; 贺圣平,2013; 王会军等,2013a), 且这一阶段东亚冬季风减弱是过去 100 多年中最为明显的时期, 而这也恰好对应着近百年东亚冬季气温的最高时期 研究表明,20 世纪 80 年代中期以来东亚冬季风偏弱可能是由于北极涛动 (AO) 的显著增强造成的 ( 贺圣平等,2012) 最近的一些研究也表明, 海温的年代尺度变化信号会影响 ENSO 与东亚冬季风的相关关系 (Wang,et al,2008; Ding,et al,2010), 这也说明 El Niño 和 La Niña 事件对中国冬季气温的影响并非简单的线性关系 当北太平洋海温年代际振荡 (PDO) 处于正位相时,ENSO 对东亚冬季风的影响并不显著 ; 当 PDO 处于负位相时,ENSO 对东亚冬季风的影响加强 近期研究表明,PDO 和东亚冬季风有密切联系, 这被视为联系中纬度太平洋和热带太平洋海气相互作用的桥梁 (Zhou,et al,2007) PDO 很好地对应着冬季阿留申低压和蒙古高压的同步 跷跷板 变化, 正是由此造成的纬向海陆气压差的相应变化, 将 PDO 与其上游东亚冬季风的强度变化 4

5 紧密联系了起来 ( 朱益民等,2003; 杨修群等,2004;Zhou,et al,2007; 李崇银等,2011) 近年来随着气候变暖的趋缓, 越来越多的科学家们开始认识到气候变化与自然的年代际气候变率的关系 关于东亚冬季风的年代际变率的研究也日益引起人们的关注, 如梁苏洁等 (2014) 研究了 年中国大陆冬季气温和区域环流的年代际变化, 指出中国冬季气温在整体变暖的趋势上叠加有年代际波动, 可划分为冷期 暖期和停滞期三个时期, 这种年代际变化与东亚冬季风的年代际变化是一一对应的 为此, 本文重点回顾和评述了近年来国内外关于东亚冬季风年代际问题的研究进展, 以期深入了解全球气候变化背景下东亚冬季风的年代际变化特征 物理机制及其与全球气候变化的联系 本文的内容主要包括以下三个方面 :1) 东亚冬季风年代际变化的气候背景 ;2) 东亚冬季风年代变化的主要特征 ;3) 东亚冬季风年代际变化的原因, 最后是总结和讨论 2 东亚冬季风年代际变化的气候背景 : 全球气候变化的趋势演变全球季风系统是气候系统的一个重要组成部分, 一旦气候系统由于气候强迫发生了改变, 必然会对全球季风系统产生深刻的影响, 尤其是对庞大的亚洲季风系统, 其主要的驱动机制是海陆的热力差异, 更受到全球气候变化的影响 图 1a 是 年全球地表平均温度的距平变化, 可以清楚地看到近百年全球平均温度上升或气候变暖的趋势 值得注意的是, 这种变暖趋势并不是单调的直线上升, 而是在波动中上升 从 1900 年开始, 经历了两次冷期 ( 年代与 年代 ) 和两次暖期 ( 年代与 年代 ) 的长周期 ( 约 40 年周期 ) 的波动 如果从 1950 年代开始全球观测资料比较可靠的近 60 年考察 ( 阴影区表示不确定性范围明显减小 ), 则经历了一次冷期, 一次暖期和近 年 (1998 年开始 ) 出现的气候变暖趋缓期 ( 也称气候变暖停顿期 )(Easterling,et al,2009; Knight,et al,2009;kerr,2009) 全球气候变暖的特征也清楚地反映在中国( 年 ) 年平均地表温度曲线上 ( 图 1b), 对此曲线进行低频滤波, 则同样可清楚地看到近百年气候变暖趋势线上叠加有 2 个冷期和 2 个暖期 但与全球曲线相比, 第二个冷期更长, 从 1950 年代延续到 1980 年代中期, 同时第二个暖期也延续到 2000 年代中期, 以后开始下降 5

6 图 1 (a) 年全球地表年平均温度距平变化 ( 单位 : ) ( 相对于 年平均值 ) ( 引自世界气象组织 2013 年全球气候状况声明 );(b) 年中国地表平均气温距平变化 ( 单位 : )(2013 年中国气候变化监测公报 ) Fig.1 (a) Annual global average temperature anomalies (unit: ) (relative to ) from1850 to 2013 (from WMO statement on the status of the global climate in 2013, global average temperature anomalies (unit: ) (relative to ) from1901 to 2013 (China Climate Change Monitoring Bulletin in 2013) Wang 等 (2014) 利用多种资料集进行的最新研究显示 ( 图 2), 在低通滤波曲线上, 在 1987 年之前和 2008 年后东亚地区冬季的平均温度距平表现为明显的负异常 尽管在 2000s 初温度距平没有转变为负异常, 但基本维持在 0 线附近,2000s 中以后除个别年份外, 大部分年份的冬季的平均温度距平为负距平 可见, 东亚与全球气温的变化虽然密切相关, 但是不完全一致的, 大概落后 5 年左右的时间, 这是因为在全球变暖背景下, 区域的响应是不一致的 由于全球温度变化首先影响区域型环流型, 以后通过区域环流型的变化再影响温度, 所以表现在区域上的响应一般都是有后延的 6

7 图 2 根据不同资料计算的东亚地区 (20-60 N, E) 冬季平均温度异常 ( 单位 :, 黑色实线 9 点低通滤波 ) (Wang, et al, 2014) Fig.2 Winter mean surface air temperature anomalies averaged over East Asia (20-60 N, E ) (Unit:, the black solid lines indicate 9-year low-pass components using the Lanczos filter ) based on different data (Wang, et al, 2014) 比较有意思的是近百年 ( ) 我国冬季 ( 当年 12 月到次年 2 月 ) 平均温度的变化 ( 唐国利等,2012), 除了与年平均温度具有 2 个冷期和 2 个暖期外, 可以看到近 10 年来虽然上升速率在减小, 但全国冬季平均温度在继续上升, 说明冬季的温度仍处于温度的高水平上 ( 图 3a), 只是东北地区近 10 年的冬季气温出现下降的趋势 ( 图 3b), 这反映了近 年的全球气候变暖停滞期主要影响了中国东北地区, 其次是新疆北部和内蒙地区 上述全球和中国地区的温度变化作为一种长期的年代际变化, 必然通过气候变化影响下改变海陆温差和冬季的环流影响东亚冬季风的相关变化, 因而, 另一方面分析海洋温度的年代际变化是十分必要的 7

8 图 年全国平均 (a) 与东北地区 (b) 冬季气温距平 ( 单位 : ) ( 相对 年, 短实线分别为 年及 年平均 ) ( 引自唐国利等, 2012) Fig. 3 Winter temperature anomalies (Unit: ) of (a) national mean, and (b) Northeast China (relative to Short solid lines show decadal mean of and (From Tang et al, 2012) 近年来, 不少人研究了东亚夏季风的年代际变化 (Ding,2007; 丁一汇,2013b), 指出 年周期最明显, 它可能反映了全球性海气相互作用长期振荡的一种模态, 其次是 40 年左右与 22 年的振荡周期 研究表明, 在 20 世纪全球的主要洋区的海表温度 (SST) 发生了两次年代际增温并导致海温的突然变化 一次发生在 1970 年代后期, 这时赤道中东太平洋年代尺度海温增温达到 , 其增温量值达到了通常意义下的 ENSO 事件标准 ( 年际尺度海表温度变化 ) 同时, 北太平洋海温也存在显著地年代际变化,20 世纪 70 年代中后期, 北太平洋海温显著变冷, 由此造成全球大范围地区一系列的天气气候异常 ( 丁一汇, 2013a); 另一次海洋增温是发生在 年, 在北大西洋和印度洋都有明显的表现 但近 15 年 (1998 年之后 ), 热带中东太平洋开始出现海表温度的下降, 北太平洋出现增暖, 表现为明显的负 PDO 位相 (Tollefson,2014), 因而就对东亚季风产生重要影响的 PDO 而言, 从上世纪至今出现了两次重大的海温信号突变, 即 1970 年末以来中东热带太平洋的增温与 1998 年以后的变冷 变冷期至今已经延续了 年左右, 如果按 40 年周期振荡估算, 至少要到 2020 年以后才能达到暖期 (PDO 正位相 ) 北太平洋海洋温度的这种年代际变化, 对东亚季风和中国的天气气候已产生了明显影响 前者造成了中国夏季风的减弱进而造成 南涝北旱 以及冬季气温的明显上升, 后者已开始导致东亚季风的逐步增强和季风雨带的北上以及冬季温度的下降 (Ding,2007; 邓伟涛等,2009;Wang,et al,2008) 因而, 在全球气候变化影响下, 东亚冬季风也同样会发生类似的年代际变化 但由于不同气候系统分量对全球气候变化的响应时间和范围会有差别, 其年代际变化的特征可能不完全相同 3 东亚冬季风年代际变化的主要特征 3.1 东亚冬季风的变化东亚冬季风表现出显著的年代际变化,20 世纪 50 年代到 70 年代是一个漫长的冬季风 8

9 增强期,1980 年中期以后冬季风显著减弱 目前, 国内外的学者大多数都同意这个时期冬季风的减弱, 包括冬季西伯利亚高压的减弱, 均可能是气候变暖的结果 邵鹏程等 (2012) 重新评估了 2009 以前定义的 20 几种东亚季风指数表明, 基于不同角度所定义的东亚冬季风指数都可以较好地反映冬季风的变化趋势及冬季东亚地区大气环流的异常特征 尽管由不同的指数分析得到的年代际周期及具体强弱年份不完全一致, 但大多数冬季风指数均显示 20 世纪 80 年代中期以来东亚冬季风表现出现明显的年代际减弱特征, 这种减弱特征是过去 100 多年中最为明显的时期, 而这也恰好对应着东亚冬季气温增暖最快的时期, 这一特征与全球变暖趋势是非常吻合的 ( 徐建军等,1999;Wu,et al,2002; 裴顺强等,2007; 施晓辉等, 2007; 朱艳峰,2008;Wang,et al,2010; 贺圣平等,2012; 贺圣平,2013; 王会军等,2013a) 最近的一些研究表明,20 世纪 80 年代中期以来东亚冬季风的减弱期已经终止, 从 2000s 以后东亚冬季风已再次进入一个明显的增强期, 开始由弱转强 ( 图 4 图 5) 而与之对应的是, 相应地, 东亚地区的冬季气温也开始进入一个明显的年代际变冷时期, 这在上一节已经给与详细的描述 ( 图 3) 总体来看, 近 60 年来东亚冬季风的年代际变化可以划分为三个时期, 即 20 世纪 80 年代中期以前的偏强期,1987 至 2004 年东亚冬季风的偏弱期, 以及 2005 年以来的再次转强期 ( 梁苏洁等,2014;Wang,et al,2014; 国家气候中心,2013) 图 /51~2012/13 年东亚冬季风指数 (a, 黑实线 : 高斯低频滤波曲线 ; 引自 2013 年中国气候变化监测公报 ) 和西伯利亚高压 (b, 红实线 : 高斯低频滤波曲线 ; 引自 Fig.4 Temporal variations of the East Asian Winter Monsoon index during 1950/ /13. (The Black solid line is the Gauss low-pass filtering curve). (a) (From China Climate Change Monitoring Bulletin in 2013); (b) (From 9

10 图 5 根据不资料计算的标准化的东亚冬季风指数 ( 黑色实线 9 点低通滤波 )(Wang,et al,2014) Fig.5 Normalized winter mean East Asian Winter Monsoon index based on different data (the black solid lines indicate 9-year low-pass components using the Lanczos filter) (Wang,et al,2014) 3.2 我国冬季温度的变化中国冬季平均气温变化的最主要模态表现为全国气温一致增暖的变化趋势, 最大值中心位于 40º N 以北的地区, 这说明北方的增暖强于南方 ( 康丽华等,2006; 梁苏洁等,2014) EOF1 的标准化时间系数有很强的增暖趋势, 同时叠加有明显的年代际变化 这种变化特征在高斯低频滤波曲线上, 表现尤为明显 ( 图 6) 早期研究指出我国冬季气温在上世纪 80 年代中期发生了明显跃变, 以 1986/87 年为界, 可以将中国冬季气温划分为冷暖两个时期 ( 宋燕等,2005; 刘莉红等,2003) 前期基本为负位相, 我国冬季气温主要为负异常, 表明我国冬季气温一致偏冷, 而后期则基本为正位相, 我国冬季气温主要为正异常且升温加速 自 2006/07 年冬季开始, 虽然冬季的温度 EOF1 系数仍然表现为正, 但整体上开始呈下降趋势 与此对应, 我国冬季大范围的冰冻雨雪和寒潮大风天气开始增多, 冬季气温表现出明显的降 10

11 低趋势, 似乎进入了一个新的波动阶段 图 6 中国冬季地面 2m 平均温度 EOF 第一模态 :(a) 空间分布型,(b) 标准化时间系数. 柱状图 : 标准化时间系数, 黑实线 : 突变检验曲线, 绿色实线 : 线性趋势曲线, 绿色虚线 : 高斯低频滤波曲线, 紫色实线 : 2006/07 至 2012/13 年冬季的线性趋势曲线, 红色实线箭头指向 2006/07 年 ( 梁苏洁等,2014) Fig.6 The first leading EOF mode of the winter mean 2m air temperature in the Mainland of China for 1960/ /13. (a) Spatial pattern and (b) the corresponding normalized time coefficient. Colored bar: standardized anomaly, black solid line: the stepwise trend showing regime shifts in the mean detected by the sequential method, green solid line: linear trend, green dashed line: Gauss low-pass filtering curve, purple solid line: the linear trend from the winter of 2006/07 to 2012/13, the red solid line arrows point to the year of 2006/07(Liang,et al,2014) 已有的很多研究都探讨了冷暖期的变化, 而近些年中国冬季气温进入了一个新的波动阶段 根据最近关于冷暖期划分的研究 ( 梁苏洁等,2014;Wang,et al,2014), 这里给出了去除趋势变化后的三个时期 ( 冷期 : 东亚冬季风的第一个偏强期, 即 1960/61 年冬季至 1985/86 年冬季 ; 暖期 : 东亚冬季风的偏弱期, 即 1986/87 年冬季至 2005/06 年冬季 ; 气候变暖停滞期 : 东亚冬季风再次转强期, 即 2006/07 年冬季至 2012/13 年冬季 ) 冬季平均气温场 冬季最高气温以及冬季最低气温的分布 ( 图 7) 可以发现, 冷期除青藏高原地区外, 全国大部分地区气温明显偏低 ; 暖期气温的分布则与冷期正好相反, 全国大部分地区气温明显偏高, 尤其是 35ºN 以北的地区增暖更为明显, 反而在青藏高原地区出现气温偏低的情况 气候变暖停滞期与冷期气温分布相似, 但 35ºN 以北地区降温幅度比冷期更为显著 同样, 气候变 11

12 暖停滞期青藏高原地区明显增暖的程度也比冷期更强, 且最高气温的增暖最为显著 气候变暖停滞期我国冬季气温的总体变化特征与唐国利等 (2012) 的分析结论是一致的 ( 图 8), 即气候变暖停滞期冬季我国北方地区出现明显的降温 上述分析表明, 受全球变暖的影响, 中国冬季气温也表现出很强的增暖趋势, 但同时也叠加了三个时段的年代际自然波动 虽然由于气候变暖趋势的影响, 气候变暖停滞期的气温整体高于冷期, 但去趋势化后, 可以发现气候变暖停滞期的降温较冷期更为显著, 因此自然因子仍然对我国冬季的气候产生不可忽视的影响, 它们与人类活动因子一起对中国的气温产生共同的影响 值得注意的是, 青藏高原在三个时期表现出与全国其它地区截然不同的增暖或降温趋势, 至于为什么会有这种差别还需要深入的分析和研究 图 7 去除趋势化后冷期 暖期和气候变暖停滞期我国冬季平均气温 冬季最高气温和冬季最低气温的分布 ( 单位 : ), 冷期冬季平均气温 (a) 冬季最高气温(b) 和冬季最低气温 (c); 暖期冬季平均气温 (d) 冬季最高气温 (e) 和冬季最低气温 (f); 气候变暖停滞期冬季平均气温 (g) 冬季最高气温(h) 和冬季最低气温 (i) Fig.7 Distributions of detrending winter mean daily temperature, daily maximum temperature and daily minimum temperature in three phases (cold period, warm period and hiatus period), respectively (b. unit: ). Winter mean daily temperature(a), daily maximum temperature(b) and daily minimum temperature(c) in cold period; winter mean daily temperature(d), daily maximum temperature(e) and daily minimum temperature(f) in warm period; winter mean daily temperature(g), daily maximum temperature(h) and daily minimum temperature(i) in hiatus 12

13 period 图 8 中国 年与 年四季气温差分布 (d 中绿点表示东北地区站点 )( 唐国利等,2012) Fig.8 Seasonal mean temperature changes of China from to for (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter (Tang,et al,2012) 与东亚季风减弱的长期变化趋势相对应, 近 60 年来我国寒潮的强度和次数都表现出明显减弱的趋势 在 1950 年代, 寒潮是非常频发的, 全国性的寒潮年平均可达 5.4 次,1960 年代寒潮次数略为减少, 到了 1979 年代和 1980 年代, 寒潮的这种减弱和减少趋势明显增强 此外, 极端暖日 ( 冷日 ) 也相应呈现出明显的增加 ( 减弱趋势 ), 上述这些变化趋势与全球变暖后东亚冬季风 1980 年代以来的显著减弱趋势是一致的, 这说明在长期变化趋势上东亚冬季风的变化与全球变暖有密切的关系 (Ding and Sikka,2006; 魏凤英,2008;Chen,et al, 2013) 近 年, 随着东亚冬季风的再次增强, 寒潮的发生频次及强度都表现出增强的趋势 3.3 大气环流的变化冬季整个亚洲大陆的中高纬度地区, 主要为西伯利亚冷高压所控制, 因而气温较为寒冷 (Ding,et al,1987) 研究表明, 冷暖期海平面气压场的距平显著不同, 呈现出大致相反趋势 ; 而气候变暖停滞期的分布则与冷期更为相似 ( 图 9a, 9b,9c) 冷期 45ºN 以北为大片正距平, 以南为负距平, 正距平中心自格陵兰岛延伸至欧亚大陆北部的乌拉尔山附近, 这种形势有利于高纬地区的冷空气输送到中低纬地区, 欧亚大陆冬季偏北风增强 暖期以极地为中心的中高纬大部分地区海平面气压明显偏低, 而中低纬大范围地区则为异常的高气压控制区, 因而我国冬季更多受来自中低纬暖空气影响, 气温偏高 可以看出暖期的分布形势不利于影响冬季气候的主要槽脊系统的发展, 东亚季风系统被大大削弱 在气候变暖停滞期欧 13

14 亚大陆区的正距平中心更强, 中心位置位于东欧平原 西西伯利亚平原和阿尔泰山地区, 西伯利亚高压明显增强, 这有利于冷空气南下影响我国, 造成我国大陆冬季温度明显降低 东亚高空急流是表征东亚季风系统另一重要指标, 急流的强弱可以很好地表征东亚冬季风的强度 (Jhun,et al,2004) 冷( 暖 ) 期 (27.5º-37.5ºN,110º-170ºE) 区域为正 ( 负 ) 距平, 而 (50º-60ºN,80º-140ºE) 区域为负 ( 正 ) 距平, 表明对应低层有强 ( 弱 ) 的东亚冬季风 ( 图 9d, 9e) 停滞期的(50º-60ºN,80º-140ºE) 区域的负值强度超过冷期,(27.5º-37.5 ºN,110º-170ºE) 区域的东部为负距平, 对应低层有强的东亚冬季风, 但是其距平场的分布不是纬向对称的, 而是呈西北 - 东南向, 东亚冬季风系统偏北 ( 图 9f) 值得注意的是, 这种纬向风的分布实质反映了北半球环状模 / 北极涛动 (Northern Hemisphere Annular Mode/ Arctic Oscillation,NAM/AO) 的变化, 关于这一点将在下一节给与详细的说明 图 9 冷期 (a,d) 暖期 (b,e) 和停滞期 (c,f) 的海平面气压距平 ( 单位 :hpa) 和 300hPa 纬向风距平 ( 单位 :m.s -1 ) 合成图 ( 阴影区域为通过 95% 信度的显著性检验 )( 根据梁苏洁等 (2014) 改绘 ) Fig.9 The composite of seasonal mean sea level pressure anomalies (unit: hpa) and zonal wind at 300hPa (unit: m.s -1 ) for winters of cold period (a, d), warm period (b, e) and hiatus period(c,f) (unit: hpa) (the shaded are statistically significant at the 95% confidence level) (re-plotted based on the result by Liang et al, 2014) 东亚大槽是北半球冬季对流层中层的重要的环流系统, 是表征东亚冬季风系统的重要参 量 冷期,500hPa 高度距平场的分布呈北正南负, 乌拉尔山和白令海峡地区各有一距平中 14

15 心, 中国华北 朝鲜半岛及日本南部为大范围的负距平区, 槽脊系统深厚, 东亚大槽偏强, 西伯利亚地区的下沉气流增强, 来自高纬及极地的冷空气极易南下, 使中国大陆对流层中层盛行偏北风, 气温因此而降低 而暖期的环流形势基本与冷期的环流异常反位相, 高度距平场分布呈北负南正, 中高纬环流呈纬向型发展, 使得来源于极地的冷空气不易南下, 而低纬地区暖空气异常活跃, 有利于形成暖冬 气候变暖停滞期时, 欧亚大陆的负距平中心位于贝加尔湖及其以西地区, 北太平洋地区为强的正距平中心, 且西伯利亚地区的下沉运动强度弱于冷期, 冬季寒潮降温天气主要出现在北方地区 根据准地转关系, 位势高度场的变化必然会伴随有风场的调整, 因此东亚大槽与东亚冬季风紧密相连, 共同影响我国冬季气温 ( 图 10) 15

16 图 10 冷期 (a) 暖期 (b) 和停滞期 (c) 的海 500hPa 位势高度 ( 等值线, 单位 :gpm) 和垂直速度 ( 阴影, 单位 :0.01Pa s -1 ) 距平合成图 ( 灰色阴影区域为通过 95% 信度的显著性检验 )( 根据梁苏洁等 (2014) 改绘 ) Fig.10 The composite of seasonal mean 500hPa geopotential height anomalies (unit: gpm) and pressure velocity anomalies (shaded, unit:0.01pa s -1 ) anomalies for winters of cold period (a), warm period (b) and hiatus period (c) (the grey shaded are statistically significant at the 95% confidence level) (re-plotted based on the result by Liang et al, 2014) 4 东亚冬季风年代际变化的原因东亚冬季风异常是一个多因子协同作用的复杂环流系统, 包括人类活动引起的气候变暖与自然因素都会影响冬季风的强度和频率 海洋作为最主要的自然强迫因子之一, 其通过海气相互作用尤其是感热和潜热的异常, 可使大气环流发生异常, 从而造成冬季风的异常, 因而大尺度范围的海气耦合对东亚冬季风的发展和变化有十分重要的影响 中国大陆地处亚洲大陆和北太平洋的交界处, 深受北太平洋海温的影响 北太平洋地区海温最主要的年代际变化为 PDO 从图 11a 可以看出, 北太平洋海温存在显著的年代际变化,20 世纪 70 年代中后期, 北太平洋海温显著变暖, 也即 PDO 的正位相时期, 对应全球平均温度在持续上升 ; 从 2005 年冬季至今,PDO 转为负位相 (Tollefson,2014) 研究表明北太平洋海温的这种年代际变化, 对东亚季风和中国的天气气候已产生了明显影响 (Li,et al,2003;wang,et al,2007,2008) 图 11b 为低通滤波的东亚冬季风指数 ( 朱艳峰,2008) 与冬季 PDO 指数的时间演变, 可以发现二者具有显著的负相关关系, 相关系数为 -0.55, 并通过了 99% 的显著性检验 进一步分析 PDO 与我国冬季气温的相关发现, 全国大部分站点都呈现正相关关系, 显著相关的地区主要集中在北方, 且以最低气温相关性最强 ( 图略 ) 在年代际尺度上,PDO 的位相第一次由负转正的时间要超前于东亚冬季风的变化,PDO 位相第一次由负转正的时间大约发生在 1978 年前后, 而东亚冬季风的位相转变大约在 1987 年前后, 这个问题在第二节已指出过 16

17 图 11 (a)1900 年以来 PDO 指数与全球温度 ( 单位 : ) 的变化曲线 ( 相对于 )(Tollefson, 2014)(b)1951 年以来低通滤波的东亚冬季风指数 (EAWM) 与冬季 PDO 指数的时间演变 Fig. 11 (a) Time series of PDO index and the annual global average temperature anomalies (unit: ) (relative to ) (Tollefson, 2014), (b) Time series of the East Asian winter monsoon index and winter PDO index 此外, 东亚冬季风指数与 AO 存在显著负相关 AO 主要通过影响欧亚大尺度环流型 急流和西伯利亚高压强度的变化进而影响冬季风 ( 龚道溢等,2002; 武炳义等,2004; 梁苏洁等,2014) 20 世纪 80 年代中期以来东亚冬季风偏弱可能是由于 AO 的显著增强造成的 ( 贺圣平等,2012) 北半球环状模(NAM) 可以通过影响冬季西伯利亚高压强度变化, 引起东亚冬季风异常, 或通过影响准定常行星波的活动, 导致东亚气候的年际和年代际变化 ( 武炳义等,1999;Wang,et al,2009a;gong,et al,2001; 陈文等,2006) Wei 等 (2009) 进一步指出, 当 NAM/AO 负异常时, 西风环流减弱, 东亚大槽增强, 槽后的辐合下沉增强, 地面的西伯利亚高压也相应增强, 当它向东南方向移动时, 低层的东亚冬季风增强, 常有冷空气爆发, 进而造成中国许多地方的低温天气 ; 反之, 当 NAM/AO 正异常时, 东亚地区为相反的环流形势, 中国冬季气温易偏高 17

18 梁苏洁等 (2014) 研究表明冬季 NAM/AO 指数在 15-25a 时间尺度和 40-60a 时间尺度的方差贡献分别为 8.01% 和 21.16%, 两者之和约为 30%, 而冬季最低气温 EOF1 的标准化时间系数在这两个时间尺度上的方差贡献分别为 1.44% 和 21.16%( 图略 ), 这与 Wallace (2000) 得到的 NAO/AO 可解释约 30% 气候变暖的温度变化量大致一致 在中国区域冬季平均的 NAM/AO 指数与冬季气温 EOF1 的标准化时间系数的相关系数达到 , 而去除 10 年以下的低通滤波后两者的相关仍达到 0.43, 均通过了 0.05 的显著性检验 去除 10 年以下的低通滤波后 PDO 与冬季气温 EOF1 的相关达到 , 在超前滞后相关系数上, 年代际的 PDO 领先中国冬季气温的变化, 在超前 6 年时达到最大, 为 从分解结果看, 冬季最低气温 EOF1 的标准化时间系数和冬季 NAM/AO 指数在 15-25a 和 40-60a 两种时间尺度上有着很好的一致性 在 15-25a 时间尺度上, 冷期时 NAM/AO 略超前于冬季最低气温的 EOF1 标准化时间系数, 进入暖期后, 两者高度重合, 位相相同, 而 2000 年冬季后 EOF1 的 15-25a 超前于 NAM/AO 在 40-60a 时间尺度上,NAM/AO 皆略超前于冬季最低气温的 EOF1 标准化时间系数, 两者吻合度较好 同时 NAM/AO 的 40-60a 序列在 2000 年已下降, NAM/AO 的 15-25a 是从 2006 年向负位相转变, 两种周期都在 年转向负位相, 这意味着北半球的纬向环流型向经向环流型转变, 从而造成冷空气活动更频繁, 中国冬季气温降低, 相对应地,EOF1 标准化时间系数也为下降趋势 这进一步说明 NAM/AO 可以很好地解释中国冬季最低气温在这两种时间尺度上的变化, 即 NAM/AO 通过东亚冬季风系统对中国冬季气温, 尤其是冬季最低气温在 15-25a 和 40-60a 的时间尺度上有很强的年代际影响 最近的一些研究表明 PDO 会影响到 ENSO 与大气环流间的相关关系, 即 El Niño 和 La Niña 事件对中国冬季气温的影响并非简单的线性关系 这是由于当 PDO 处于不同位相时 ENSO 和东亚冬季风系统的关系不同, 进而 ENSO 与中国冬季气温相关关系是不同的 (Wang, et al,2008) 在 20 世纪 70 年代中期以前,PDO 处于负位相,ENSO 与东亚冬季风系统有显著的负相关关系, 而 70 年代中期后,PDO 处于正位相,ENSO 与东亚冬季风系统则没有显著的相关 ( 王会军等,2013a,2013b) 最近的研究表明,ENSO 对东亚冬季风的这种影响并不是稳定的, 而是受到 PDO 的调制, 海温的年代尺度变化信号会影响 ENSO 与东亚冬季风的相关关系,1978 年后 PDO 振荡的显著加强可能是造成亚洲大气环流对 ENSO 的响应发生阶段性减弱的重要原因 (Wang,et al,2008) 梁苏洁等 (2014) 深入研究了不同 PDO 位相下 ENSO 与 AO 的不同配置对东亚冬季风异常的影响 如图 12 所示, 冷期时,NAM/AO 的年代际变量为负位相,PDO 的年代际变量以负位相为主 ; 而暖期时,NAM/AO 和 PDO 的年代际变量皆以正位相为主 ; 气候变暖停 18

19 滞期时, 两者皆为负位相 值得注意, 从本世纪初开始,PDO 与 NAM/AO 开始转为负位相, 温度 (EOF1 和 EOF2) 开始下降, 对应的 ENSO 冷事件频率明显增多 图 12 ENSO 指数 ( 柱状图 ) NAM/AO 指数的 11 年滤波曲线 ( 紫色实线 ) PDO 指数的 11 年滤波曲线 ( 绿色曲线 ) 和中国冬季气温的 EOF1/2 时间系数的 11 年滤波曲线 ( 黑 / 绿色点实线 ) 的变化特征 ( 梁苏洁等, 2014) Fig. 12 Temporal variations of the ENSO index (color bar), 11-year running mean of the NAM/AO index (purple solid line), 11-year running mean of the PDO index (green solid line), 11-year running mean of the first and second leading EOF modes the normalized time coefficients of the winter mean temperature in the Mainland of China (black/green solid and dotted lines) (Liang,et al,2014) 进一步分析表明 :NAM/AO 和 ENSO 不同位相配置下的东亚冬季环流特征是不同的, 而 PDO 年代际变量的正负位相可以调制这种变化特征 ( 图略 ) 如果 NAM/AO 和 ENSO 同为正位相, 东亚地区出现南风距平, 并且东亚大槽出现填塞趋势, 中国冬季气温整体偏暖 ; 而同为负位相时, 东亚地区北风加强, 东亚大槽加深, 冷空气更容易南下, 中国冬季气温整体偏冷 这说明在欧亚大陆地区, 年代际的海洋因子 (PDO) 和大气强迫因子 (NAM/AO) 产生的大气环流型是一致的, 而海洋年际强迫因子的影响 (ENSO) 主要通过太平洋北美遥相关型 (PNA) 型影响北太平洋东部和北美环流型, 对欧亚地区尤其是中高纬地区影响甚微 因而欧亚地区环流的年代际变化主要是 PDO 影响, 而太平洋东部至北美的环流型主要是年际变化因子 (ENSO) 影响, 且在 El Niño 年和 La Niña 年是反向的 正因如此, 中国大陆冬季气温的年代际变化深受 NAM/AO 和 PDO 年代际变化的影响, 而 ENSO 事件对年际变化的冬季气温南北振荡型有一定的调制作用 综上所述, 我国冬季气温年代际变化深受大气环流与太平洋海温区域模态的脉动和变化影响 图 13 为中国冬季气温处于冷期和暖期的大气环流和海温相互匹配的示意图 冷 ( 暖 ) 期时,NAM/AO 处于负 ( 正 ) 位相, 中高纬地区的高层纬向风减弱 ( 加强 ), 东亚大槽加深 ( 填塞 ), 西伯利亚高压加强 ( 减弱 ), 中国中高纬地区 850hPa 风场上出现北风 ( 南风 ) 距 19

20 平, 同时, 北太平为 PDO 负 ( 正 ) 位相,850hPa 位于菲律宾东部的距平风场上成气旋 ( 反 气旋 ) 分布, 使得中国南方地区出现北风 ( 南风 ) 距平, 这种全国一致的北风 ( 南风 ) 距平 分布使得高纬的冷空气更易 ( 难 ) 向低纬发展, 造成中国冬季气温偏冷 ( 偏暖 ) 图 13 中国冬季气温处于 (a) 冷期和 (b) 暖期的大气环流和海温相互匹配的示意图 方框区域为西伯利亚高压地区, 红色 ( 蓝色 ) 方框表示西伯利亚高压加强 ( 减弱 ) 椭圆区域为东亚大槽地区, 红色 ( 蓝色 ) 椭圆为位势高度正 ( 负 ) 距平, 表明东亚大槽加深 ( 被填塞 ) 黑色实线为 5200gpm( 北侧 ) 和 5300gpm( 南侧 ) 位势高度场等值线 蓝色 ( 红色 ) 箭头表示 850hPa 上纬向风减弱 ( 加强 ) 紫色箭头为 850 hpa 风场距平 黄色向下 ( 上 ) 箭头表示冷期 ( 暖期 )500 hpa 下沉气流加强 ( 减弱 ) 绿色弧形箭头表示冷期( 暖期 )850 hpa 风场距平上的气旋 ( 反气旋 ) 绿色实线为 SSTA 为 0º 的等值线 极区为红色 ( 蓝强, 有些是与中国沿海的冷涌有关, 这种冷涌主要在大气最低层明显 ( 梁苏洁等,2014) Fig. 13 The schematic diagram depicting the generalized features and flow patterns of (a) the cold and (b) warm period. The black thick contours are for the geopotential height, with the northern (southern) contour corresponding to 5200 gpm (5300gpm). The shading ellipses represent the area of the East Asian Trough, the red (blue) shading box reflecting that the geopotential height higher (lower) than the average years. The shading boxs represent the area of the Siberian High, the red (blue) shading box reflecting that the sea level pressure higher (lower) than the average years. The red (blue) arrow in the high latitude means that the zonal wind stronger (weaker) than the average years. The purple arrows denote the 850 hpa wind anomaly. The yellow downward (upward) arrow denote strong (weak) downdraft. The green thick solid line is the contour that SSTA equals to 0. The green curved arrow is the cyclone (anticyclone) of the 850 hpa wind anomalies in the cold (warm) period. The red (blue) shading areas denote positive (negative) SLP anomalies, corresponding to negative (positive) NAM/AO index (Liang,et al,2014) 从最近 年海温的监测 ( 图 14a) 可以很清楚地看出, 目前冬季海温的分布完全符合图 11 所揭示的东亚冬季风年代际变化的概念模型, 即最近 年平均赤道太平洋海温为典型的 La Niña 分布 从对近 60 年每十年发生的 El Niño 和 La Niña 事件的次数统计看, 近 年 La Niña 事件明显多于 El Nino 事件 ; 同时北太平洋地区为 PDO 负位相分布, 这样的海温分布是有利于东亚冬季风的偏强, 而不利于东亚地区气温的持续上升 20

21 图 14(a) 年冬季平均的海表温度距平分布 ( 单位 : );(b) 年每 10 年 El Nino 和 La Nina 事件的次数统计 Fig.14 (a) Distribution of the mean sea surface temperature anomalies for winters from 2001 to 2012(unit: );(b) Decadal statistics of times of El Nino and Nina events from 1951 to 结论与讨论 本文是对近年来国内外关于东亚冬季风年代际问题进行了回顾和评述, 主要得到以下结论 : 1) 东亚冬季风明显受到全球气候变化的影响 从 1950 年代开始, 中国冬季气温经历了一次冷期 ( 从 1950 年代延续到 1980 年代初中期 ), 一次暖期 ( 从 1980 年代初中后期延续到 2000 年代初 ) 和近 10 年 ( 约从 1998 年开始 ) 出现的气候变暖趋缓期 ( 也称气候变暖停顿期 ) 的全球气候变化影响, 表现为相应的强 - 弱 - 强的年代际变率 2) 东亚冬季风的年代际变化表现为 : /87 年之前, 明显偏强低 ; 从 1986/87 年冬季开始, 东亚冬季风减弱 ; 从约 2005 年之后, 东亚冬季风开始由弱转强 与东亚冬季风的年代际变化特征相对应东亚冬季大气环流以及我国冬季最高 最低气温 平均温度以及 21

22 寒潮的变化也都出现一致的年代际变化 一般情况下, 冷 / 停滞期 ( 暖 ) 期纬向西风环流减弱 ( 增强 ), 东亚大槽增强 ( 浅薄 ), 槽后的辐合下沉增强 ( 削弱 ), 西伯利亚高压增强 ( 减弱 ), 这导致了东亚冬季风的加强 ( 减弱 ), 使强冷空气更频繁 ( 少 ) 侵入中国大陆地区, 冬季气温偏低 ( 高 ) 3) 东亚冬季风的年代际变化与大气环流及太平洋海温的区域模态及其变化有密切关系 当 NAM/AO 处于负 ( 正 ) 位相, 中高纬地区的高层纬向风减弱 ( 加强 ), 东亚大槽加深 ( 填塞 ), 西伯利亚高压加强 ( 减弱 ), 中高纬地区 850hPa 风场上出现北风 ( 南风 ) 距平 同时, 北太平洋 PDO 为负 ( 正 ) 位相,850hPa 位于菲律宾东部的距平风场上出现气旋 ( 反气旋 ) 分布, 使得中国南方地区出现北风 ( 南风 ) 距平, 这种全国一致的北风 ( 南风 ) 距平分布使得高纬的冷空气更易 ( 难 ) 向低纬发展, 造成中国冬季气温偏冷 ( 偏暖 ) 此外, 北大西洋多年代尺度振荡 (AMO) 与东亚季风气候的年代际变化存在明显的相关关系 AMO 是发生在北大西洋区域空间上具有海盆尺度 时间上具有多十年尺度的海表温度准周期性暖冷异常变化, 它具有 65-80a 周期 (Kerr, 2009) 一些研究表明 AMO 的暖 ( 正 ) 位相, 对应着东亚冬季风减弱和中国大部分地区的暖冬 ( 曲金华等,2006;Li,et al,2007; 严厉等,2008;Wang,et al,2009b; 李双林等,2009) 1990 年代中期以来我国冬季温度的显著增暖与 AMO 处于暖位相有关, 可能是人类活动排放的温室气体作用与 AMO 暖位相叠加的结果 随着 AMO 逐渐转入冷位相, 我国冬季变暖趋势变慢 (Li,et al,2007; 李双林等,2009) 图 15 为去除趋势的冬季我国平均气温与冬季 AMO 指数的时间演变曲线 可以看到 AMO 负位相时, 基本对应冷期 ( 强冬季风 ), 中国冬季气温偏低 ; 正位相时对应于暖期 ( 弱冬季风 ), 但在 AMO 的正负位相期, 其变化趋势与我国冬季温度并不完全相同 可见 AMO 对我国冬季温度也有重要影响, 但影响程度与 PDO 相比有多大, 还需要做进一步的深入研究 图 15 去趋势的我国冬季平均气温距平 ( 单位 : ) 与冬季 AMO( 单位 : ;AMO 指数为根据 Trenberth 等 (2006) 方法计算的北大西洋区域 (0-60ºN,0-80ºW) 的海温距平曲线 ) 指数的时间演变曲线 Fig.15 Time series of detrending winter mean temperature anomalies (by)(unit: ) and winter AMO index (unit: ; AMO index refers to the time series of the sea surface temperature (SST) averaged over the North Atlantic (0-60ºN,0-80ºW) based on the method by Trenberth, et al (2006) from 1961 to

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