1、对流层上层副热带西风急流与东亚冬季风的关系研究况雪源 1,2 ，张耀存 1(1.南京大学大气科学系，南京，210093; 2. 广西气候中心，南宁，530022)摘要利用 NCEP/NCAR 月平均再分析资料研究冬季对流层上层西风急流的时空变化特征，提出表征急流强度和位置变化的指数，进而探讨西风急流与东亚冬季风的关系。结果表明：冬季西风急流强度指数体现了西太平洋与高纬大陆的热力对比，较好地反映了西伯利亚高压与阿留申低压的强度变化，可作为表征冬季风强弱变化的一个定量指标，急流增强（减弱）对应西伯利亚冷高压和阿留申低压加强（减弱） ，东亚冬季风偏强（弱） 。急流强度指数与不同高度冬季风子系统的显著
2、相关表明，东亚冬季风活动异常不只是对流层中低层的现象，而在整个对流层都有明显反映，低层的西伯利亚高压和阿留申低压、中层的欧亚脊、东亚大槽及西太平洋副高与高层的西风急流是同相变化的。在此基础上还比较了急流强度指数和北极涛动指数（AO）与东亚冬季风的关系，急流强度变化体现了欧亚大陆与西太平洋的热力差异，而 AO 则主要反映极地与中纬度环状模的反相变化，所以急流强度变化与东亚冬季风的关系更为密切。关键词：对流层上层西风急流；东亚冬季风；北极涛动1 引言东亚冬季风是北半球冬季最活跃的环流系统，其活动异常可以影响全球范围大气环流的变化，不仅造成中高纬度强烈降温、降雪、大风、霜冻等灾害性天气，还会引起低纬
3、地区的环流及天气异常。东亚冬季风不仅是海洋与大气之间，而且是南北半球及热带与热带外地区相互作用的重要媒介，这种作用是通过“冷涌”的间歇性爆发作为纽带而实现的 1-2，所以人们对东亚冬季风爆发的大尺度条件及“冷涌”引起的中低纬及海气相互作用方面作了大量的研究。例如，Chang 和 Lau3-4的研究表明“冷涌”对哈德莱环流、沃克环流、西风急流及赤道西太平洋地区的深对流有明显影响，并且冬季风及冷涌的年际变化与 ENSO 及热带季风低频振荡有关。Ding 等 5-6计算了西伯利亚高压及冬季风的热量收支情况，还对东亚冬季风和冷涌的演变特征进行了分析，指出冷涌主要是 700hPa 以下的现象。为了进一步
4、从气候学意义上研究冬季风的变化特征及影响，人们分别从不同角度定义了东亚冬季风指数，以研究其多时间尺度变化特征及与中国气候的关系，结果表明，东亚冬季风的年际、年代际变化与我国冬季天气气候关系密切 7-11。不仅如此，东亚冬季风异常还会导致后期大气环流异常 12-15，孙淑清等 12和陈隽等 13的工作指出，对于夏季江淮流域旱涝天气，其前冬大气环流形势已经存在较大的差异，无论是中高纬的环流形势，还是低纬地区的对流特征及海洋状态等方面都迥然不同。李崇银等 16的研究亦表明，强冬季风的爆发通过海气相互作用对于 El Nino 现象基金项目 国家自然科学基金重点项目(批准号：40333026)作者简介
5、况雪源，女，1971 年 11 月，高级工程师，从事气候变化及模拟研究工作。Email：有激发作用，杨辉等利用数值模式对此进行了验证 17。因此，研究冬季风的结构变化及异常机理有助于我们深入了解海洋与大气、热带与热带外地区之间的相互作用及对后期气候变化趋势进行预测，但以往人们对冬季风的研究主要基于海陆热力差异造成的气压差，着眼于 500hPa 以下对流层中低层，在时间尺度上以研究天气尺度意义上的“冷涌”为主。而冬季风的强度变化不单纯受局地气候系统的影响，还与北半球大尺度大气环流有密切关系 18，对流层高层的急流与东亚冬季风变化是密不可分的 2，19 ，但过去由于缺乏较长时间的高空资料序列，限制
6、了人们对急流与冬季风关系的研究，对于二者的关系只是一些定性的描述，所以，本文利用 NCEP/NCAR 再分析 200hPa 纬向风场资料进行 EOF 分解，研究东亚副热带西风急流的时空变化特征，定义了表征冬季急流强度及位置变化的定量指标，在此基础上对急流的年际异常及其与冬季风的关系作了进一步的探讨。2 资料本文所用资料为：（1）NCEP/NCAR 再分析月平均资料，时间为 19612000 年，所选要素包括海平面气压场、风场、温度场、高度场、地面 2m 气温场，等压面资料的水平分辨率为 2.52.5，垂直方向为 17 层，地面气温场的水平分辨率为 T62 的高斯网格；（2）同期中国 714 个
7、站点的地面气温实测资料，并通过 Cressman 方法插值到 11 的网格点上。 3 冬季 200hPa 纬向风的时空变化特征在冬季（122 月）200hPa 纬向风多年平均图上（图略） ，西风风速大于 30m/s 的急流位于 30N 附近的副热带地区，急流中心位于日本南部的西太平洋上空，强度达 70m/s。因此，我们选取区域（10N70N ， 50E180E）200hPa 冬季标准化纬向风场进行 EOF 分解，分析其时空变化特征。从分解结果来看，前两个特征向量方差贡献分别为 23.4%、 21.6%，体现了最基本的空间分布（图 1） 。第一特征向量从低纬到高纬呈准纬向的“负正负”波列状空间分
8、布，两条零线分别位于 20N 和 40N 附近，正中心位于 30N 附近的海陆交界区域，负中心位于中高纬的鄂霍茨克海附近，这种南北反相的空间分布表现了纬向风此消彼长的经向变化（图 1a） 。由于冬季西风急流多年平均位置与上述特征向量的正值区域及中心位置比较一致，所以第一特征向量对应时间系数变化基本体现了急流强度的时间变化特征（图 1b） ，对其进行功率谱分析发现，这种分布型具有显著的 34 年的年际振荡周期。第二特征向量零线分别位于 30N 及 52N 附近，从低纬到高纬呈现“正负正”的分布（图 1c） ，由于冬季急流轴位于 30N 附近，其两侧西风的反向变化体现了急流的南北偏移，南侧的西风加
9、强（减弱） ，北侧的西风减弱（加强） ，则西风急流南移（北移） 。对应的时间系数具有明显年代际变化（图 1d） ，20 世纪 60 年代前期急流偏南，60 年代后期到 70 年代急流偏北，80 年代前期偏南、后期偏北，90 年代偏南。功率谱分析表明其具有显著的 12 年的年代际振荡及 23 年的年际振荡周期。分别选取第一、二特征向量时间系数大于 20 和小于 20 的年份作 100E140E 平均的200hPa 纬向风经向变化合成分布（图 2） ，可明显看到第一特征向量体现了急流强度的差异（图 2a） ，强年与弱年急流轴上西风风速可相差 10m/s，而 45N70N 区域与西风急流区（25N
10、40N）纬向风呈明显的反相变化。第二特征向量典型年的合成分布则体现了急流位置的差异（图 2b） ，可看到典型年急流轴位置可相差 35 个纬度。图 1 冬季 200hPa 纬向风 EOF 分解的前二个特征向量分布及其时间变化（a、b：第一特征向量及其时间系数；c、d：第二特征向量及其时间系数）图 2 沿 100E140E 平均的冬季纬向风经向变化（a：第一特征向量时间系数大于 20（空心圆线）及小于-20（实心圆线）的变化 ; b：同 a 但为第二特征向量）4 东亚副热带西风急流与冬季风的关系研究4.1 急流特征指数的定义从上节冬季 200hPa 纬向风的 EOF 分解中我们看到，第一特征向量体
11、现了急流强度的变化，第二特征向量体现了急流位置的变化。所以在以下的分析中我们将第一特征向量对应的时间系数定义为冬季西风急流强度指数 I_js；其高值对应急流偏强，低值对应急流偏弱；将第二特征向量对应时间系数定义为西风急流位置指数 I_jl，其大值表示急流偏南，小值表示急流偏北。将此指数与 200hPa 纬向风场求相关（图略） ，可看到二指数与风场的相关非常显著，急流强度指数与西风急流区域的正相关达到 0.8 以上，而位置指数与多年平均急流轴线指数南北侧的相关亦达到 0.7 以上，所以两个指数随时间的演变清晰地体现了急流的强度及位置变化。纬向风速 (m/s)4.2 急流特征指数与几类冬季风指数的
12、对比分析为了能定量地反映冬季风的强弱变化，人们先后从不同的角度定义了各种指数来表示冬季风的异常活动，主要如下：（1）I_guoS：由郭其蕴 7提出，利用西伯利亚地区的海平面气压距平来定义冬季风指数，其反映了源地冷空气强度：式中表示距平3/)10,5()90,6()10,6(_ ENSLPENSLPENSLPguoI （2）I_guoE：亦由郭其蕴 7提出，利用海陆热力差异而导致的海平面气压差定义，反映了冬季风在东亚沿岸的盛行及冷空气向南扩展情况： o ESLPSLguEI601 )160,(),(_（3）I_shi：由施能等 8提出，与 I_guoE 较为相似，只是消除了局地方差不均匀造成的影
13、响，纬度区域有些变化：式中*表示标准化，m 为经向格点数502 * )160,()10,(1_o ESLPESLPmguEI（4）I_h500：由崔晓鹏等 9提出，利用 500hPa 东亚大槽的强度定义：n 为区域格点总数*40,135,),(50_HnhI（5）I_wester：由陈海山等 10提出，利用东亚地区上空 500hPa 中纬（40N ）与高纬（70N）的位势高度差定义，反映了中高纬地区的经向环流特征：k 为纬圈上的格点数),70(),4(1_208NkwestrI以上所列式中的 , 分别表示经度和纬度。为了研究东亚西风急流与冬季风的关系，我们将急流强度指数、位置指数与上述几种冬季
14、风指数分别求相关，相关系数在表 1 中给出。从表中看到，几种冬季风指数之间有明显的相关，其中 I_guoE 与 I_shi 本质上较为一致，所以相关最高，达到 0.927；I_wester 与 I_shi的相关较低，只为-0.31，表明中高纬环流与东亚地区海陆热力对比有一定的差异。由于东亚西风急流强度指数与五种冬季风指数的相关均在 0.65 以上，达到了 0.001 的相关信度检验，其中与 I_h500 的相关最高，达到 -0.728，这表明东亚西风急流强度指数亦能较好地体现东亚冬季风的变化，特别是东亚大槽的强度变化。但东亚急流位置指数与冬季风的相关则相对较低，与 I_shi 的相关最高达 0
15、.431，而同 I_guoS 及 I_wester 相关都很低，这可能由于急流位置南北变化主要受中低纬地区海陆热力对比影响，而高纬地区环流对其影响甚微。上述相关表明冬季急流强度较急流位置南北移动与冬季风的关系更为密切，所以在下面的分析中我们主要探讨冬季西风急流强度的变化与冬季风的关系。表 1 东亚西风急流特征参数与各类冬季风指数的相关指数 I_guoS I_guoE I_shi I_h500 I_wester I_js I_jlI_guoS 1.00 0.629 0.463 -0.617 -0.743 0.676 -0.067I_guoE 1.00 0.927 -0.572 -0.32 0.7
16、05 0.365I_shi 1.00 -0.521 -0.31 0.676 0.431I_h500 1.00 0.679 -0.728 -0.307I_wester 1.00 -0.660 0.157I_js 1.00 0.0I_jl 1.00注：加粗数字达到 0.01 的相关信度检验表 2 由各类指数划分的冬季风典型强弱年指数 强冬季风年 弱冬季风年I_guoS 1964,1965,1967,1968,1969,1977,1984,1985,1986 1973,1979,1987,1989,1993,1997I_guoE 1962,1967,1968,1977,1981,1984,1986,
17、1996 1969,1971,1972,1973,1979,1990I_shi 1962,1968,1977,1981,1984,1986,1996 1966,1969,1972,1973,1979,1990I_h500 1963,1968,1977,1981,1984,1986 1979,1987,1989,1990,1993,1998,1999I_wester 1968,1970,1977,1984,1985,2000 1979,1987,1993,1997,1998I_js 1968,1970,1977,1981,1984,1985,1986 1972,1979,1990,1992,19
18、93,1998注：加粗年份为通过所有指数标准的典型年；1964 代表 1963/1964 年冬季，其余相同。为了更细致地比较各种指数所表征冬季风强弱的典型年份，我们将几种冬季风指数都进行标准化后选取标准化距平大于（小于）等于 1（-1）的年份选取为冬季风典型年（见表 2） 。可以看到，各种冬季风指数表征的强弱冬季风年份并不完全一致，特别在弱冬季风典型年的选定上没有一年能完全通过所有指数的标准，这表明冬季风在不同层次的天气系统体现上有一定的差异。传统的观点认为冬季风是由于大陆与海洋对于热量吸收和热量放射缓急不同造成的，海陆海平面气压差大小可以从本质上体现季风的强弱，具体来说就是大陆西伯利亚高压与
19、海洋上阿留申低压的强度变化，如果二者强度均偏强，表明海陆热力差异明显，气压差加大，冬季风增强；反之，冬季风减弱。为了查看各类指数对两个系统变化的表现能力，我们将上述指数分别与 NCEP/NCAR 再分析海平面气压资料求相关（图 3） ，从图中可看到I_guoS 与海平面气压之间的高相关区主要位于中高纬的西伯利亚大陆地区，未能较好地体现阿留申低压的变化；I_guoE 与 I_shi 的相关型相似，高相关区体现了中低纬地区纬向海陆热力的对比，但对高纬源地冷空气的强度变化表现不理想；I_h500 的两个相关区主要位于50N70N 的高纬大陆及 20N40N 之间的西太平洋，体现了海陆的经向热力对比；
20、I_wester 的高相关区主要出现在高纬大陆，亦主要体现了源地冷空气的强度；I_js 的显著相关型与 I_h500 的较为一致，主要体现了西太平洋与高纬大陆的热力对比，较好地反映了大陆冷高压与阿留申低压的强度变化，所以东亚急流强度指数 I_js 亦是表征冬季风强弱变化的一个很好的指标，急流增强（减弱）对应大陆西伯利亚冷高压偏高（低） ，海洋阿留申低压加强（减弱） ，东亚冬季风偏强（减弱） 。图 3 各类指数与同期海平面气压相关分布（阴影区达到 0.01 的相关信度检验）冬季风强弱的气候效应通常体现在地面气温的变化上，二者之间存在相互影响的正反馈过程：冬季风强时，对流层低层通常受异常偏北气流的
21、影响，地面气温降低，而气温的降低往往增大海陆热力差异，使冬季风得到加强 11。将上述各指数与再分析资料的地表 2m 气温求相关可知（图略） ，共同的特点是主要显著高相关区位于 20N50N 之间的青藏高原东部和北部的中国大陆以及朝鲜半岛、日本岛和西太平洋黑潮暖流区。由于各指数分别由不同层次上的不同要素定义，这表明东亚冬季风是一个深厚系统，其低层的变化在中层及高层环流系统中都有明显的反映。当然各个指数的相关分布还有一些细微的区别，比如：I_shi 与I_guoE 与气温在高纬的正相关在其它指数上表现不明显，东亚的显著相关区较其他指数略偏南，这与他们本身主要体现了冷空气的南扩程度亦是相对应的。总的
22、来说，六种指数均能较好地体现东亚地区地面气温的变化情况。但从与中国地区的实际气温相关对比来看（图略） ，I_guoS、 I_h500 及 I_ wester 较其它三种指数更好地体现中国大陆地区的温度一致变化，这可能与中国大陆气温的主体变化主要决定于西伯利亚的冷空气强度有关。4.4 急流强度指数与大气环流的相关分析4.4.1 急流强度与 850hPa 风场冬季风环流系统异常不仅包括了海平面气压的变化，还体现在中高层大气环流场及气候要素的变化上，850hPa 东亚海陆毗邻区域上空的偏北风是体现冬季风强度的一个重要指标。图 4 给出了急流强度指数与 850hPa 风场的相关矢量分布，从图中可看到，
23、850hPa 风场变化与西风急流强弱有较好的对应关系，通过检验的显著相关区位于：50N70N 的西伯利亚地区，出现一个反气旋式的相关分布，表明对流层上层的急流增强时，对应低层西伯利亚高压增强，其反气旋式环流系统亦随之增强；中纬东亚大陆近海地区与西北太平洋为显著的气旋式相关，表现为阿留申低压环流与急流强度的一致变化。日本南部及中国东部海陆交界区域，相关为显著的偏北矢量，而此区域冬季盛行的偏北风是体现冬季风强弱的明显标志，所以这种显著的偏北相关矢量表明急流强度的变化与冬季风密切联系，急流的增强将对应东亚地区北风的明显加大；在低纬赤道西太平洋，相关呈现反气旋变化，此区域的气流与西太平洋副高有一定的联
24、系。这种分布型表明低层西伯利亚高压、西太平洋北部的阿留申低压及南部的西太平洋副高同高层的西风急流强度是同相变化的。图 4 东亚急流强度指数与 850hPa 风场相关矢量分布（图中阴影区达到 0.01 信度检验）4.4.2 急流强度与高度场从急流强度指数与高度场的关系来看（图 5） ，从低层到高层都有着很相似的分布：在50N 以北的高纬大陆上为显著正相关，而在 20N45N 的中纬西太平洋上空为显著负相关。在 1000hPa 等压面，相关型与图 3f 一致，正相关中心位于贝加尔湖以西、巴尔喀什湖以北的西伯利亚平原地区，中心值超过 0.7，负相关中心位于日本岛南部的西太平洋，并向西南延伸至菲律宾群
25、岛附近的赤道西太平洋，体现了海陆热力差异对比的变化。850hPa 上分布型没有大的变化，只是正相关中心有稍许西移，显著负相关区向北收缩的现象。到了 500hPa，这种西移北缩的现象更为显著，正相关中心已移到咸海北侧，而显著负相关的南缘已移至 20N以北，西缘移至 100E 东侧，负相关中心已位于朝鲜半岛和日本岛上空，表明急流强度与欧亚脊及东亚大槽强度同相变化。200hPa 高度上，正相关区没有明显的中心，而负相关区的西移北抬更为明显，在中国南部沿海地区上空还出现了一个局地的正相关区。这种上下较为一致的急流与高度场的相关分布是由冬季以正压环流为主而决定的，但从下至上显著相关区有一定程度的西倾和北
26、抬，表明斜压环流亦占一定的比重 20。从分析中可再次看到东亚冬季风活动的异常并不只是对流层中低层的现象，而在整个对流层都有明显反映。图 5 东亚急流强度指数与位势高度场相关分布（图中阴影区达到 0.01 信度检验）4.4.3 急流强度与对流层温度场类似地，我们给出了急流强度指数与对流层温度场的相关分布（图 6） ，急流强度指数与温度场的相关不如高度场规则和具有高低层的一致性。在 1000hPa 的等压面上，中国大陆东部及朝鲜半岛和日本岛附近的海面上为显著的负相关区，低纬的西太平洋上为正相关区，这种分布表明，西风急流强时，西伯利亚的冷高压偏强，冬季风增强，东亚大陆及其附近海域受到异常北风控制及南
27、下的冷气团影响，导致气温偏低，而低纬的海洋上则出现异常南风（见图 4） ，受南方暖湿气团的影响，气温偏高，850hPa 的相关型态与 1000hPa 的相似。在500hPa，相关分布从低纬到高纬呈现“正负正”的分布，东亚地区明显的负相关区亦出现西移北抬的现象，中国南部南海地区上空则出现了正相关区。到了 200hPa 高度，急流强度与气温的相关已不明显。所以从上述分析来看，急流强度的变化并不由 200hPa 温度场的变化决定，而是与其下部的温度变化有关，这是由热成风原理所决定的。为了更清楚地查看急流强度与哪一层次的温度场关系最好，我们分别沿（110E140E）和（35N 40N）平均作了相关的垂
28、直剖面（图 7） ，从经向剖面来看，急流强度与低纬地区的正相关，主要出现在500hPa250hPa 的对流层中高层，与中纬地区的负相关及与高纬地区的正相关均出现在300hPa 以下。而从沿（35N40N）平均的纬向剖面来看，急流与温度场的显著负相关区则只出现在 400hPa 以下的青藏高原以东地区，这表明青藏高原对东亚冬季风的阻挡作用是很明显的，同时表明青藏高原的存在对急流强度也有影响。图 6 东亚急流强度指数与温度场相关分布（图中阴影区达到 0.01 信度检验）图 7 东亚急流强度指数与温度场相关垂直分布（a ：沿 110E140E 平均；b：沿 35N40N 平均；图中阴影区达到 0.01
29、 信度检验）5 冬季西风急流强度、北极涛动（AO）与东亚冬季风的关系比较近年来，北极涛动（AO）对气候的显著影响引起了人们的重视，在 John11的研究中提到，东亚冬季风指数与 AO 在年代际尺度上有明显的联系。 Wu and Wang21的研究表明，AO气压 (hPa)通过影响西伯利亚高压与东亚冬季风从而影响东亚地区的气候，AO 的正负位相表征西风气流的稳定和强弱，这是大气基本环流形势的最重要的一个判据和指标。龚道溢等 22-23指出AO 可能是通过影响急流来影响降水的，但没有对这个问题进行深入的探讨。 AO 体现了高纬度与中纬度气压的反相变化，这种关系在对流层高层的西风急流上如何体现？二者
30、与冬季风关系有何不同？接下来将针对这些问题进行分析。图 8a 给出了冬季西风急流强度指数与 AO 指数的变化（AO 指数取为冬季 20N 以北海平面气压 EOF 分解的第一时间系数，为了便于比较，二者均已标准化） ，二者的相关达到-0.39，为显著的负相关关系，达到 0.05 的信度。由于原始序列中包含了趋势变化、年际变化及年代际变化，我们将上述几种分量进行分离，首先求出线性趋势序列，将去除趋势的序列进行 11 点平滑后得到年代际变化，原始序列减掉趋势序列及年际代变化即得到周期小于 10年的年际振荡。首先来看二者的趋势变化（图 8b） ，AO 指数呈现明显的上升趋势，而西风急流强度则呈下降趋势
31、，二者趋势完全相反。从年代际的变化来看(图 8c)，二者表现出相反的年代际变化（相关达到-0.67） ，在 1980 年以前，西风急流的年代际变化振幅较小，之后振幅明显增大；AO 指数在二十世纪 60 年代后期至 70 年代初偏弱， 70 年代中期明显偏强，70 年代末到 80 年代后期偏弱，80 年代末至 90 年代前期偏强，90 年代后期偏弱。除了 70 年代后期外，二者的年代际变化基本反相，表明二者在年代际变化上关系是显著的。从图 8d 中的年际分量变化来看，二者的相关系数为-0.256，没有达到 95%的信度检验。所以冬季西风急流强度与 AO 指数变化的关系主要表现在线性趋势与年代际变
32、化上，而在年际尺度变化上的关系不明显。图 8 标准化的 AO 指数(实线)及冬季西风急流强度指数(虚线) 变化 (a：原始序列；b：趋势变化；c：年代际变化分量；d：年际变化分量)为了比较急流强度及 AO 指数各个分量与东亚冬季风变化中的关系，我们分别将各个分量与同期海平面气压求相关（图 9） 。从图中可看出（图 9a） ，西风急流强度指数原始序列与SLP 的显著相关主要分布在欧亚大陆及西太平洋地区，其中欧亚大陆为明显正相关，西太平洋及位于低纬的孟加拉湾及南海地区为负相关区，充分体现出东亚地区的海陆热力差异。而AO 指数与 SLP 的相关显著区位于极地、北非及大西洋地区，极地为明显的负相关，北
33、非及大西洋区为明显的正相关（图 9d） 。所以西风急流强度指数与 AO 指数的强弱分别体现了不同区域不同意义上的热力差异对比，前者主要体现欧亚大陆与西太平洋的差异，后者主要体现极地与中纬度环状模的反相变化。从二者年代际尺度上的变化来看（图 9b、e） ，西风急流强度年代际变化分量与 SLP 的关系是很显著的，显著正相关区主要位于大西洋及非洲西北部，中心位于北大西洋上，相关超过 0.8；而 AO 指数的年代际分量与 SLP 的相关，显著负相关区亦位于北非西部及大西洋，但中心位置较前者稍偏东，显著程度亦略低于前者，这说明二者在年代际尺度的变化上与北大西洋地区环流系统的变化有显著关系。从年际尺度上来
34、看（图 9c、f ）二者在年际尺度上的相关表现与原始序列较为一致，说明二者对海平面气压的影响主要体现在年际尺度上，所以二者年际尺度分量与 SLP 的相关亦表现出不同型态。类似地，我们将两个指数及其年际、年代际变化分量分别与 500hPa 高度场及 200hPa 风场求相关（图略） ，亦得出与上述一致的结论，即 AO 指数与西风急流强度指数在年代际尺度上反相变化非常显著，为什么二者在年代际尺度变化上关系如此密切？影响二者年代际变化的机理是什么？这有待我们进一步的研究。图 9 西风急流指数与 AO 指数原始序列（a、d） 、年代际分量（b、e） 、年际分量（c、f）与海平面气压的相关分布6 结论与
35、讨论本文通过对冬季高层西风急流的时空变化特征及其与东亚冬季风和 AO 的关系分析，得到以下主要结论：（1）冬季 200hPa 纬向风 EOF 分解的第一特征向量变化基本体现了急流强度的变化特征，这种分布型具有显著的 34 年的年际振荡；第二特征向量变化体现了急流的南北位移，对应时间系数具有 12 年的年代际振荡及 23 年的年际振荡周期。（2）从西风急流强度指数与海平面气压相关来看，急流强度变化体现了西太平洋与高纬大陆的热力对比，较好地反映了大陆冷高压与阿留申低压的强度变化，所以东亚急流强度指数亦是表征冬季风强弱变化的一个很好的指标，急流增强（弱）对应大陆冷高压偏高（低） ，海洋阿留申低压加强
36、（减弱） ，东亚冬季风偏强（弱） 。急流强度指数与不同层次冬季风子系统的相关表明，东亚冬季风活动的异常并不只是对流层中低层的现象，而在整个对流层都有明显反映：低层的西伯利亚高压和阿留申低压、中层的欧亚脊、东亚大槽及西太平洋副高与高层的西风急流是同相变化的。（3）通过对急流强度指数与 AO 指数各分量进行对比可知，二者呈相反趋势变化，并存在显著年代际尺度上的负相关。从与冬季风的关系来看，急流指数与 AO 指数的强弱分别体现了不同区域的热力差异对比：前者主要体现欧亚大陆与西太平洋的差异，后者主要体现极地与中纬度环状模的反相变化，所以急流强度较 AO 更好地体现了东亚冬季风的变化。 本文从高层环流系
37、统的角度出发分析了西风急流与东亚冬季风的密切联系，并在此基础上比较了急流、AO 与冬季风的关系，分析表明，急流较 AO 与东亚冬季风的关系更为显著。由于急流处于高层，受局地变化影响小，更能体现行星大气的整体性变化，所以探讨其变化有助于预测冬季风的强弱。另外，急流与 AO 在年代际尺度有较好的负相关关系，并都体现出与西太平洋及北非西欧地区环流系统紧密相关，这是否与大西洋温盐环流长期变化引起的大气响应有关？对此问题有待我们继续探讨。参考文献1 Ji L R, Sun S Q. Model study on the interannual variability of Asian winter mo
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