Plateau Meteorology

Plateau Meteorology >

2023 , Vol. 42 >Issue 3: 711 - 724

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00095

Synergistic Effects of Mid-Latitude Sea Surface Temperature on Intensity Anomalies of Cold Waves in Winter of Northern China

  • Kuo LIANG ,
  • Liping LI ,
  • Jinghua REN ,
  • Chunhua SHI
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  • 1. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters/Key Laboratory of Meteorological Disaster （NUIST），Ministry of Education，Nanjing University of Information Science &Technology，Nanjing 210044，Jiangsu，China
    2. Xinhe County Meteorological Bureau，Aksu 842100，Xinjiang Uygur Autonomous Region，China

Received date: 2022-07-23

  Revised date: 2023-04-03

  Online published: 2023-05-18

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Kuo LIANG , Liping LI , Jinghua REN , Chunhua SHI . Synergistic Effects of Mid-Latitude Sea Surface Temperature on Intensity Anomalies of Cold Waves in Winter of Northern China[J]. Plateau Meteorology, 2023 , 42(3) : 711 -724 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00095

1 引言

IPCC第六次评估报告指出， 在全球变暖的背景下， 未来的气候变化将更加剧烈， 极端温度将更频繁地达到人体临界耐受值（IPCC， 2021）。研究表明， 近几十年中国发生的区域性寒潮（张艳梅等， 2010； 姚永明等， 2011）和全国性寒潮（康志明等， 2010）频次都呈减少的趋势， 且不同地区的寒潮强度、 频次变化趋势并不完全一致。我国北方人口密度大， 又是寒潮南下入侵的必经之路， 受冷空气影响严重， 其危害对经济发展和百姓生活已造成极大威胁。因此探究我国北方地区寒潮强度的时空分布特征及可能成因， 对预测气候变化和保障人民生命财产安全具有重要意义。
目前， 关于大气环流因子对我国冬季气温及寒潮影响的研究已有许多。寒潮发生的必要条件之一是西伯利亚高压的形成和维持（Zhang et al， 1997）， 冬季西伯利亚高压强度会与低层冷空气堆配合影响中国寒潮频次（王遵娅和丁一汇， 2006； 谢韶青和卢楚翰， 2018； 刘明歆等， 2021）， 西伯利亚高压偏强时， 我国寒潮频次偏多（申红艳等， 2010； 朱安豹等， 2016）。冬季东亚大槽对中国冬季气温变化也有显著影响（周琦， 2012； 朱安豹等， 2016； 武炳义， 2019； 刘子奇等， 2022）， 其位置变化会导致降温区域不同（黄菲等， 2019）， 刘樱等（2016）发现东亚大槽可协同乌拉尔山脊影响我国寒潮活动。对流层高层环绕纬圈的急流带是中纬度大气环流系统中的重要成员之一（叶丹和张耀存， 2014）， 高空急流可通过东亚大槽、 冬季风等系统影响我国冬季气温（黄小梅等， 2013； 谭赢等， 2022）， 也有研究指出东亚高空急流是联系欧亚遥相关型信号和我国温度变化的桥梁（汪宁等， 2017）。北极涛动（AO）是北半球冬半年中高纬地区大气环流尺度最大的模态， 研究发现AO能够激发出对流层低层和高层的欧亚太平洋（EUP）遥相关波列异常， 并会影响西伯利亚高压和东亚大槽， 改变海陆气压差， 引起寒潮频次变化（Gong et al， 2001； 何春和何金海， 2003； 张静等， 2012； 雷杨娜等， 2014； 刘美娇等， 2020； 王林， 2021； 张梦等， 2022）。EUP型遥相关波列对我国气温也有重要影响， 左璇和肖子牛（2013）发现EUP对我国北方地区气温的影响更大。当EUP遥相关型呈正位相时， 东亚上空副热带急流增强、 温带急流减弱且中心位置北移（汪宁等， 2017）， 此时东亚大槽加深， 导致我国温度普遍偏低（刘毓赟和陈文， 2012）。
寒潮不仅与大气环流异常有关， 也受到海温等外强迫因子的影响。关惠戈和余锦华（2014）指出超前的热带太平洋海温对中国东部全区一致型的气温分布有一定影响， 周琳（2013）发现当5 -6月西太平洋偏冷， 赤道东太平洋偏暖时， 我国北方大部分地区当年11月的冷空气频次将偏多， 反之亦然。在大西洋海域， 徐玮平等（2020）发现北大西洋的“马蹄型”海温模态与欧亚波列和我国华北地区极端低温事件显著相关。张霏燕和徐海明（2011）认为中北部大西洋海温是东北春季极端低温事件发生变化的预测信号之一， 当东北春季极端低温事件频数偏多时， 中北大西洋海温偏冷。海温可通过影响大气环流进而影响我国冬季温度（Chen et al， 2013； Hartmann， 2015）。有学者指出， 北半球中纬度海气系统具有“两海洋一大气”的耦合机制（Gallego and Cessi， 2001； Zhu et al， 2008）， 当秋季北太平洋东部的正海温异常激发北太平洋-北美-北大西洋异常环流波列时， 会使中纬度大气强迫海洋， 北大西洋储存这些大气异常信号， 在冬季释放此异常信号并通过大西洋-欧亚遥相关波列影响我国冬季气温（刘炜和宋文玲， 2018）。热带太平洋海温异常强迫产生的Rossby波会穿越北太平洋-北美地区， 也可到达北大西洋上空引起其环流异常（Toniazzo and Scaife， 2006； Wu et al， 2011； Drouard et al， 2015； Jiménez and Domeisen， 2018； Zavadoff and Kirtman， 2019； Johnson et al， 2020； 薛文璟等， 2020）。北大西洋海温异常可以激发类EUP遥相关型异常， 该遥相关型异常通过上下游波活动通量的频散影响东亚地区环流（Palmer and Sun， 1985； Liu et al， 2014）， 进而影响中国冬季气温（Li， 2004）。
综上可见， 目前的研究更多集中在冬季气温和寒潮频次方面， 对于寒潮强度的变化关注较少， 故本文拟从寒潮强度的异常变化入手， 探究其时空特征及相关影响因子， 在厘清寒潮强度与北半球中纬度海温异常关系的基础上， 理解中纬度海温影响寒潮强度的机制， 以为短期气候预测和气象防灾减灾工作提供参考信息。

2 资料来源和方法介绍

2.1　资料及预处理

本文的研究时段为1980 -2019年（共40年）冬季（当年12月至次年2月）， 使用的资料有： （1）中国气象局国家信息中心提供的2481站逐日最低温度资料， 该数据集（中国国家级地面气象站基本气象要素日值数据集V3.0）对可疑和错误数据进行了人工核查与更正， 并充分考虑到测站迁移、 仪器更换、 观测站周边环境改变等不同情况， 经过了严格的质量控制和检验。为保证数据的连续性和完整性， 剔除有缺测及时间长度不足40年的站点， 选取我国35°N以北的北方地区作为研究区域， 最后得到903个台站， 其分布如图1所示。（2）美国环境预报中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR）提供的逐月位势高度场、 温度场和风场， 水平分辨率为2.5°×2.5°。（3）英国Hadley中心提供的逐月海表温度资料， 水平分辨率为1°×1°。文中所用地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2020）4619的中国地图制作， 底图无修改。
图1 中国北方903站站点分布

Fig.1 Distribution of 903 observation stations in northern China

2.2　方法介绍

本文根据《冷空气等级》（GB/T 20484-2017）（周庆亮等， 2017）和《寒潮等级》（GB/T 21987-2017）（魏荣庆等， 2017）中的规定， 即某一地区冷空气过境后， 日最低气温在 24 h 内下降大于或等于8 ℃， 或在48 h内下降大于或等于10 ℃， 或在 72 h内下降大于或等于12 ℃， 且使该地的日最低气温小于或等于4 ℃的冷空气活动称为寒潮。若符合以上任何一项标准， 则该站达到寒潮标准， 记为一次寒潮过程。为了定量化表征寒潮强度， 本文参考已有研究中关于强度指数的定义（林爱兰和吴尚森， 1998； 伍红雨和杜尧东， 2010； 伍静等， 2012； 王记芳等， 2021）， 即综合考虑降温幅度、 极端最低气温、 达到区域寒潮标准站点的天数之和三要素， 将三者标准化后相加来评估区域寒潮强度的变化。由于本文旨在关注北方整体单站寒潮强度的异常特征， 并计算单站寒潮持续天数与降温幅度的相关系数为 0.89， 可见二者相关密切， 仅考虑其一即可， 且采用降温幅度更为普遍（唐孟琪和曾刚， 2017； 白寒冰， 2018； 蔡倩等， 2020）。故结合寒潮过程中的降温幅度及此次寒潮的最低温度， 定义单站寒潮综合强度指数I Z：
I Z = I A + I T D
式中： I A为各站点的过程降温幅度标准化指数， 是寒潮过程降温幅度的逐年冬季平均， 再经标准化得到； I TD为各站点的过程最低温度标准化指数， 是寒潮过程中最低温度绝对值的逐年冬季平均， 再经标准化得到。单站寒潮过程（简称为“寒潮”）综合强度指数（简称为“强度指数”）越大代表寒潮越强。
另外， 本文还采用了经验正交函数分解（EOF）、 时滞相关分析、 一元线性回归、 合成分析等方法（施能， 2002； 黄嘉佑， 2004； 吴洪宝和吴蕾， 2005； 魏凤英， 2007）。为了研究准静止Rossby波的传播情况， 计算了Takaya and Nakamura（2001）定义的波活动通量（称为T-N波活动通量）， T-N波活动通量能描述非均匀气流中较大振幅的西风带长波扰动， 直接反映了Rossby波能量的频散特征及Rossby长波演变特征， 进而推断出局地扰动的发展， 对于北半球冬季对流层 Rossby 波活动的诊断具有很好的适用性， 其广泛应用于波异常传播等气候监测诊断当中。在水平面上二维T-N波活动通量W（单位： m2·s-2）的公式如下：
W = p c o s   φ 2 U U a 2 c o s 2   φ ∂ ψ ' ∂ λ 2 - ψ ' ∂ 2 ψ ' ∂ λ 2 + V a 2 c o s   φ ∂ ψ ' ∂ λ ∂ ψ ' ∂ φ - ψ ' ∂ 2 ψ ' ∂ λ ∂ φ U a 2 c o s 2   φ ∂ ψ ' ∂ λ ∂ ψ ' ∂ φ - ψ ' ∂ 2 ψ ' ∂ λ ∂ φ + V a 2 ∂ ψ ' ∂ φ 2 - ψ ' ∂ 2 ψ ' ∂ φ 2
式中： U、 V分别为纬向和经向基本气流， |U|为风矢量的模， 选取1980 -2019年冬季平均作为背景场， ψ '为相对于背景场扰动的准地转流函数； φ、 λ分别表示格点的纬度和经度； a、 p表示地球半径和利用 1000 hPa无量纲化后的气压。

3 北方冬季寒潮强度时空分布特征

由1980 -2019年冬季北方区域平均的强度指数标准化时间序列［图2（a）］可见， 寒潮强度不仅存在明显年际变化， 也存在年代际转折， 1998年之前寒潮强度年代际变化更明显， 1999年之后年际变率更大。进一步计算得到1998年之前寒潮强度指数的方差为0.51， 1999年之后为0.83， 二者的差异通过了信度0.05的F检验， 说明1999年之后寒潮强度的极端性增强。根据［图2（a）］， 选择寒潮偏强（强度指数标准化序列大于1.0）的年份， 即： 1984、 1985、 1989、 2002、 2004、 2007、 2009、 2012、 2017年， 将这些年的寒潮强度指数进行合成［图2（b）］， 华北地区寒潮最强， 强度指数可达1.2以上， 内蒙古、 甘肃和新疆交界处次之。
图2 1980 -2019年冬季我国北方区域平均寒潮过程强度指数标准化时间序列（a）和单站寒潮偏强年平均强度指数空间分布（b）

Fig.2 The normalized series of regional averaged intensity index of single-station cold wave processes （a） and the spatial distribution of single-station cold wave intensity averaged in the stronger years in northern China （b） in winter from 1980 to 2019

为进一步了解1980 -2019年北方冬季寒潮过程强度时空变化特征， 对强度指数进行EOF分析， 其前三个模态的方差贡献率分别为18.46%， 9.26%和5.70%， 均通过North准则检验。第一模态［图3（a）］除新疆南部和青海北部小部分地区为负异常外， 绝大部分地区表现为一致正异常， 为方便， 称之为“全区一致型”模态， 其时间系数（PC1）［图3（d）］与北方区域平均强度指数标准化时间序列［图2（a）］的相关系数为0.87， 说明寒潮强度EOF第一模态能很好反映寒潮强度总体时空变化特征。第二模态［图3（b）］我国东北与北方中西部寒潮强度呈反位相变化特征， 称之为“东西反位相型”模态； 第三模态［图3（c）］呈三极型空间分布特征， 即内蒙古西部-华北东部与北方其他地区呈反位相变化。由于北方寒潮强度指数EOF第一模态， 即全区一致型变化能反映北方寒潮强度总体的最主要时空变化特征， 故下文重点分析EOF第一模态的成因。
图3 1980 -2019年冬季北方单站寒潮过程强度距平EOF前三个特征向量（a， b， c）和对应的标准化时间系数（d， e， f）

Fig.3 The first three EOF eigenvectors （a， b， c） and their corresponding normalized time coefficient series （d， e， f） of single-station cold wave intensity anomalies in northern China in winter from 1980 to 2019

4 寒潮强度与中纬度海温异常的关系

有学者指出， 海温（SST）等外强迫因子对我国冬季最低气温以及寒潮频次的异常变化有显著影响（Chen et al， 2004； Ou et al， 2015； Li et al， 2021）， 那对寒潮强度的影响如何？为此， 本节将主要讨论北半球中纬度海温异常（SSTA）与寒潮强度全区一致变化模态的关系。

4.1　寒潮强度PC1与中纬度海温的时滞相关关系

图4给出了冬季寒潮强度指数EOF第一模态PC1分别与前春、 前夏、 前秋及同期冬季北半球中纬度SSTA时滞相关系数的分布。为了解计算结果是否具有统计意义， 对相关系数进行显著性检验， 若相关系数通过90%置信水平的显著性检验， 则认为二者“显著相关”（下同）， 在图4中对应打点区域。可见， 从前春到前秋， 北太平洋的相关系数分布呈类似北太平洋年代际振荡（PDO）负位相型异常空间分布， 简称类“-PDO”型异常（下同）， 但相关显著区域逐渐减小， 前秋北太平洋中部相关区不再显著。这表明， 从前春到前秋， 当北太平洋呈类“-PDO”型异常， 即北太平洋中部海温异常偏暖， 热带和中高纬以及北美沿岸的北太平洋海温异常偏冷时， 北方寒潮强度将偏强。到同期冬季， 二者相关进一步减弱， 仅在日本群岛附近-鄂霍茨克海-阿留申群岛一带和热带北太平洋中部存在两个显著负相关区。在北大西洋海域， 寒潮强度指数与前期春季SSTA相关呈“- + -”南北三极型分布， 前夏二者相关不太显著， 从前秋到冬季， 二者相关显著增强， 且逐渐发展为全区一致负相关， 即当前秋到冬季北大西洋异常偏冷时， 北方寒潮强度将可能偏强。
图4 北方冬季单站寒潮强度PC1与前春（a）、 前夏（b）、 前秋（c）、 冬季（d）的中纬度海温异常的时滞相关系数分布

打点区域通过90%置信水平； 黑框区域为海温关键区

Fig.4 The lead-lag and contemporaneous correlation coefficients between PC1 of single-station cold wave intensity during the winter in northern China and the mid-latitude SSTA in pre-spring （a）， pre-summer （b）， pre-autumn （c）， winter （d）.The dotted areas are significant at the 90% confidence level； the black box areas are the SST key areas

考虑显著相关区的季节和空间连续性， 选定北太平洋和北大西洋海温关键区如图4中黑色框所示。关键区的具体选取原则为： 各个季节北太平洋、 北大西洋SSTA与寒潮强度相关系数通过90%置信水平且呈片状分布的区域（一些面积较小和分布零散的显著相关区被忽略）。据图4， 在北太平洋海域， 与寒潮强度显著相关的前春、 前夏、 前秋SSTA呈类“-PDO”型异常， 形状为“逆C型”分布， 海温关键区为黑色“逆C型”框内的区域； 同期冬季相关区域仍为类“-PDO”型异常， 但仅在日本群岛附近-鄂霍茨克海-阿留申群岛一带和热带北太平洋中部存在两个显著负相关区， 形状为矩形分布， 海温关键区为两个黑色矩形框内的区域。在北大西洋海域， 前秋SSTA与寒潮强度呈片状的显著负相关区域在大西洋北部， 形状为矩形分布， 海温关键区为黑色矩形框内的区域； 冬季除了大西洋北部， 墨西哥湾附近也存在一显著负相关区域， 海温关键区为两个黑色矩形框内的区域。根据已确定的海温关键区定义各季节北太平洋和北大西洋SST指数， 即首先计算1980 -2019年关键区SSTA的区域平均序列（显著相关区域包含两个或多个子区域时， 则子区域将被合并视为一个）； 考虑各季节两大洋各自关键区有所差异， 为消除这种季节及区域差异对指数的影响， 对区域平均序列进行标准化处理， 作为海温指数序列。为方便， 将北太平洋和北大西洋SST指数分别记为I NP和I ATL。计算了各季节关键区I NP和I ATL与寒潮强度指数PC1的相关系数（表1）， 可见， 各季节I NP与PC1均呈显著负相关关系， 前春和前夏I ATL与PC1相关不显著， 前秋和冬季I ATL与PC1呈显著负相关。由此表明， 前春和前夏可能主要是北太平洋海温类“-PDO”型异常影响大气环流异常， 进而对冬季北方寒潮产生影响； 到前秋和冬季， 北太平洋和北大西洋海温可能协同作用， 通过影响大气环流异常进而影响冬季寒潮。进一步计算了前秋和冬季I NP、 I ATL的合成指数（I NP+I ATL）与PC1的相关系数分别为-0.57和-0.58， 均大于它们单独各自对应的相关系数， 表明前秋和冬季北太平洋和北大西洋SSTA对大气环流的影响确实存在一定的协同作用。
表1 北方冬季单站寒潮过程强度PC1与各个季节关键区SST指数的时滞相关系数

Table 1 The lead-lag and contemporaneous correlation coefficients between PC1 of single-station cold wave intensity during the winter in northern China and SST index over the key areas in all seasons， respectively

海温指数 前春 前夏 前秋 冬季
I NP -0.39** -0.49** -0.34** -0.30*
I ATL - - -0.35** -0.38**
I NP+I ATL - - -0.57** -0.58**

*或**分别表示通过90%和95%置信水平

注意到， 前秋I NP和I ATL与PC1的相关系数大小相当， 冬季I NP与PC1的相关系数绝对值0.30明显小于I ATL与PC1的0.38， 那么前秋、 冬季北太平洋和北大西洋SSTA对寒潮强度异常作用的相对大小如何？为此， 进一步计算了前秋、 冬季I NP、 I ATL分别与PC1的偏相关系数（表2）， 前秋为-0.47和-0.48， 冬季为-0.46和-0.51， 说明寒潮强度异常与前秋、 冬季两大洋SSTA均密切相关， 且与北大西洋SSTA的相关可能更显著， 尤其是冬季。下文重点分析四个季节北太平洋SSTA和前秋、 冬季北大西洋SSTA对北方冬季寒潮强度的影响途径。
表2 北方冬季单站寒潮过程强度PC1与前秋和冬季关键区SST指数的偏相关系数

Table 2 Partial correlation coefficients among PC1 of single-station cold wave intensity during the winter in northern China and SST index over the key areas in pre-autumn， winter， respectively

海温指数 前秋 冬季
I NP -0.47** -0.46**
I ATL -0.48** -0.51**

*或**分别表示通过90%和95%置信水平

4.2　北太平洋SSTA对冬季大气环流的影响

为进一步了解北太平洋SSTA影响北方寒潮强度的途径， 计算了前春到冬季北太平洋关键区SST指数I NP与冬季大气环流要素的线性回归系数（图5）。由4.1节分析可知中纬度关键区海温异常与北方寒潮强度呈负相关， 为更直观了解关键区海温异常偏冷、 北方寒潮偏强时对应的大气环流异常情况， 所有回归系数值均乘-1（下同）。
图5 冬季SLP场（单位： hPa）、 H500（单位： gpm）、 U300（单位： m·s-1）、 T850（单位： ℃）和 UV850（单位： m·s-1）分别与前春、 前夏、 前秋、 冬季I NP的线性回归系数（数值乘-1）

打点区域通过90%置信水平； “+” 、 “-”号分别代表各个要素场的正负异常中心； “A” 、 “C”分别代表反气旋和气旋性环流异常中心

Fig.5 Linear regression coefficients of SLP （unit： hPa）、 H500 （unit： gpm）、 U300 （unit： m·s-1）、 T850 （unit： °C）、 and UV850 （unit： m·s-1） in winter onto the I NP in pre-spring， pre-summer， pre-autumn and winter， respectively.All values are multiplied by -1.The dotted areas are significant at the 90% confidence level； “+” and “-” indicate the centers of positive and negative anomalies on each element field， respectively； the letters “A” and “C” indicate the centers of anticyclonic and cyclonic anomalies， respectively

由图5可见， 与前春北太平洋I NP相关的冬季海平面气压场（SLP）［图5（a）］ 呈北极涛动的负位相（-AO）异常， 即当北太平洋关键区海温异常偏冷， SLP场在极区异常偏高， 中高纬地区异常偏低， 形成由极区指向中高纬度的气压梯度力， 有利于极区冷空气南下， 此时西伯利亚高压偏西偏北。500 hPa位势高度场［图5（b）］与SLP场基本呈准正压结构， 极地也为高度场正异常， 有利于极区冷空气南下； 欧亚大陆中高纬存在“- + -”的“+EUP”型遥相关波列， 北太平洋和北大西洋上空呈“- + -”的类太平洋-北美（PNA）型和负北大西洋涛动（-NAO） 遥相关型或波列异常， 乌拉尔山（简称为乌山）阻高偏强， 东亚大槽偏西偏深， 经向环流增强， 有利于高纬冷空气继续南下。低层850 hPa风场［图5（d）］中相应乌山地区为反气旋性异常环流， 西伯利亚到我国北方为一空间尺度较大的异常气旋性环流控制。高层乌山阻高脊前和东亚大槽后偏东北气流引导低层高纬冷空气南下， 又有300 hPa纬向风场［图5（c）］贝加尔湖（简称贝湖）一带偏弱温带急流和我国北方上空偏强副热带急流的配合， 有利于高纬南下的冷空气在北方地区辐合堆积［图5（d）］， 造成北方寒潮强度增强。
与前夏、 前秋北太平洋I NP相关的冬季SLP场［图5（e）， （i）］中“-AO”型异常依然存在， 相关的西伯利亚高压略向东向南伸展； 500 hPa位势高度场［图5（f）， （j）］中“+EUP”、 类“PNA”、 “-NAO”遥相关型或波列依然存在， 且与前秋相关的环流系统更强； 300 hPa纬向风场［图5（g）， （k）］中仍为较弱的温带急流和较强的副热带急流； 在高层异常环流系统引导下， 850 hPa风场［图5（h）， （l）］中控制北方及其以北地区的异常气旋性环流也略向东移， 使得更多高纬冷空气输送辐合在我国北方地区， 造成我国北方及以北大范围地区降温［图5（h）， （l）］。而与同期冬季I NP相关的大气环流异常明显减弱［图5（m）~（p）］， 且环流异常中心显著东移， 对我国北方中东部地区降温有一定影响。
通过对比北太平洋各季节I NP与冬季大气环流场的回归场发现， 环流异常形态分布相似， 均可引起“-AO”、 “+EUP”、 类“PNA”和“-NAO”型异常环流； 与前春到前秋北太平洋海温相关的关键环流系统稳定存在， 且逐渐增强并略有东移， 影响整个北方区域； 到冬季， 关键环流系统显著减弱东移， 仅能影响北方中东部地区。前期春季到秋季的北太平洋海温关键区海温异常可作为北方寒潮强度的预报因子。

4.3　北大西洋SSTA对冬季大气环流的影响

由4.1节可知， 秋、 冬季北大西洋SSTA与我国北方冬季寒潮强度相关密切。图6进一步给出北大西洋前秋和冬季关键区SST指数I ATL与冬季大气环流要素的线性回归系数， 所有回归系数值均乘-1， 以反映北大西洋关键区海温异常偏冷、 北方寒潮偏强所对应的大气环流异常状态。
图6 冬季SLP场（单位： hPa）、 H500（单位： gpm）、 U300（单位： m·s-1）、 T850（单位： ℃）和 UV850（单位： m·s-1）分别与前秋、 冬季I ATL的线性回归系数（数值乘-1）

打点区域通过90%置信水平； “+” 、 “-”号分别代表各个要素场的正负异常中心； “A” 、 “C”分别代表反气旋和气旋性环流异常中心

Fig.6 Linear regression coefficients of SLP （unit： hPa）、 H500 （unit： gpm）、 U300 （unit： m·s-1）、 T850 （unit： °C）、 and UV850 （unit： m·s-1） in winter onto the I ATL in pre-autumn and winter， respectively.All values are multiplied by -1.The dotted areas are significant at the 90% confidence level； “+” and “-” indicate the centers of positive and negative anomalies on each element field， respectively； the letters “A” and “C” indicate the centers of anticyclonic and cyclonic anomalies， respectively

［图6（a）］给出与前秋I ATL相关的冬季SLP场， 可见， 极区为正异常， 有利于极地冷空气南下； 西伯利亚高压向东向南扩展至30°N以南， 阿留申低压偏强， 导致东西向海陆气压差增大。500 hPa位势高度场［图6（b）］中在欧亚大陆上空存在“- + -”的“+EUP”型遥相关波列， 北太平洋-北美上空呈“+ - +”的类“PNA型”遥相关波列， 两个波列在东亚及沿海地区交汇， 使得东亚大槽偏强， 这种加大的海陆气压差和偏强的东亚大槽， 导致我国北方为偏北风控制［图6（d）］， 冬季风强度偏强（毛睿等， 2007）； 贝湖一带存在较弱的高空温带急流， 其南部有较强的副热带急流［图6（c）］； 对流层低层风场［图6（d）］贝湖西侧反气旋性环流和东侧闭合气旋性环流配合， 期间的偏北偏强气流将冷空气输送到我国北方， 造成寒潮强度增强。
图6（e）~（h）给出冬季I ATL与各大气环流要素的回归场。可见， 冬季SLP场［图6（e）］极地-高纬与中低纬呈明显的“-AO”型异常， 有利于极地和高纬冷空气南下到中低纬地区。500 hPa高度场［图6（f）］中“+EUP”型、 类“PNA”型、 “-NAO”型环流异常显著， 乌山阻高和巴-贝湖之间的东亚大槽均偏强， 其引导的偏北气流与高层偏弱的温带急流［图6（g）］配合， 有利于低层冷空气南下， 并被850 hPa风场［图6（h）］中位于西西伯利亚到我国北方地区强大的气旋性环流辐合， 使得寒潮强度增强。
可见， 前秋到冬季， 当北大西洋关键区海温异常偏冷， 会引起 “-AO”、 “+EUP”、 类“PNA”和“-NAO”型大气异常环流， 且冬季环流异常更强， 高空乌山阻高和巴-贝湖大槽之间偏北气流引导低层高纬冷空气南下， 并被低层巴-贝湖之间异常气旋性环流辐合于我国北方及其以北地区， 导致寒潮强度增强。

4.4　北太平洋与北大西洋SSTA对寒潮强度的协同作用

4.1~4.3节分析表明， 秋、 冬季北太平洋和北大西洋SSTA均与寒潮强度异常密切相关。为进一步了解二者通过大气环流异常对寒潮强度的协同影响， 图7给出前秋和冬季中纬度海温指数（I NP+I ATL）与中国北方冬季寒潮强度的相关系数分布， 可见， 其空间分布与EOF第一模态［见图3（a）］呈反相似， 表明前秋和冬季北大西洋和北太平洋海温协同作用导致北方寒潮强度呈全区一致型异常， 即当秋季北太平洋海温呈类“-PDO”型异常、 北大西洋大部偏冷（热带西南部小范围区域除外）， 北方寒潮强度将偏强； 冬季， 北太平洋类“-PDO”型SSTA与北大西洋海温全区一致负异常协同作用导致北方寒潮强度增强。
图7 北方冬季单站寒潮强度分别与前秋（a）、 冬季（b）I NP+I ATL相关系数分布

打点区域通过90%置信水平

Fig.7 The correlation coefficients between the single-station cold wave intensity during the winter in northern China and I NP+I ATL in pre-autumn （a）， winter （b）， respectively.The dotted areas are significant at the 90% confidence level

进一步给出前秋、 冬季中纬度海温指数I NP+I ATL以及寒潮强度PC1回归的大气环流异常（图8）， 所有回归系数值均乘-1。可见， 前秋、 冬季两大洋协同作用引起的大气环流异常较为相似， 其中冬季［图8（e）~（h）］相比于秋季［图8（a）~（d）］环流异常强度更强， 且形态与PC1回归的环流异常形态更相似［图8（i）~（l）］。对比冬季北太平洋海温指数I NP［图5（m）~（p）］、 北大西洋海温指数I ATL ［图6（e）~（h）］、 中纬度海温指数I NP+I ATL ［图8（e）~（h）］以及寒潮强度PC1 ［图8（i）~（l）］回归的大气环流异常形态， 发现冬季单独北大西洋海温异常所引起的环流异常形态 ［图6（e）~（h）］与中纬度海温指数I NP+I ATL ［图8（e）~（h）］以及寒潮强度PC1 ［图8（i）~（l）］回归的大气环流异常形态更相似。这也进一步表明， 冬季北太平洋和北大西洋海温异常对寒潮强度的影响存在协同作用， 但北大西洋的作用更显著。这也与第4.1节中两大洋关键区海温指数分别与PC1的偏相关系数反映的结论相同， 即秋季两个大洋的作用基本相当， 冬季北大西洋海温异常的作用更显著。
图8 冬季SLP场（单位： hPa）、 H500（单位： gpm）、 U300（单位： m·s-1）、 T850（单位： ℃）和 UV850（单位： m·s-1）分别与前秋、 冬季的I NP+I ATL和PC1的线性回归系数（数值乘-1）

打点区域通过90%置信水平； “+” 、 “-”号分别代表各个要素场的正负异常中心； “A” 、 “C”分别代表反气旋和气旋性环流异常中心

Fig.8 Linear regression coefficients of SLP （unit： hPa）、 H500 （unit： gpm）、 U300 （unit： m·s-1 ）、 T850 （unit： °C）、 and UV850 （unit： m·s-1） in winter onto the I NP+I ATL in pre-autumn、 winter and PC1， respectively.All values are multiplied by -1.The dotted areas are significant at the 90% confidence level； “+” and “-” indicate the centers of positive and negative anomalies on each element field， respectively； the letters “A” and “C” indicate the centers of anticyclonic and cyclonic anomalies， respectively

4.5　中纬度SSTA影响寒潮强度的可能机制

据前文研究可知， 中纬度海温异常对北方寒潮强度的影响中， 前春到前夏主要是北太平洋SSTA的作用， 前秋和冬季两大洋均对寒潮强度产生影响。那北太平洋和北大西洋SSTA协同影响寒潮强度的机制是什么呢？本节将尝试回答这一问题。
通过计算T-N波活动通量， 可分析大气动力学中Rossby 波能量的传播特征， 因此图9给出了前期春、 夏、 秋季I NP， 以及前秋和冬季I ATL回归对应季节300 hPa T-N波活动通量和流函数的异常分布（所有回归系数值均乘-1）。可见， 前春［图9（a）］北太平洋类“-PDO”型SSTA激发的Rossby波能量从北太平洋向东传播到北大西洋上空， 并产生“+ - + -”的Rossby波列异常。前夏［图9（b）］波能量和波列中心强度均有所减弱， 横跨了北大西洋上空。前秋［图9（c）］类“-PDO”型SSTA激发的波能量和波列大小又有所增强， 但波能量传输的距离不及前两个季节远。已有研究指出， 中纬度海气相互作用主要为大气强迫海洋（Kushnir et al， 2002； Tanimoto et al， 2003）。北太平洋SSTA会通过Rossby波能量及波列传播引起北大西洋上空环流异常， 北大西洋将这些大气异常信号储存并使其SSTA发展（Wu et al， 2011； 刘炜和宋文玲， 2018； Zavadoff and Kirtman， 2019； Johnson et al， 2020）。结合［图9（a）~（c）］可推测， 前期春、 夏和秋季从北太平洋传到北大西洋上空的波能量和波列异常， 一方面向北大西洋传输能量， 另一方面可能导致其上空大气环流异常， 通过大气强迫海洋， 大西洋将这些能量及环流异常信号存储。注意到前秋北大西洋SSTA在60°W附近激发出一波能量源地［图9（d）］， Rossby波能量向下游传播到乌拉尔山地区， 同时北大西洋到乌拉尔山形成了“+ - + -”波列异常， 说明秋季北大西洋已开始释放能量， 海温异常信号从北太平洋向北大西洋转移， 与春、 夏北太平洋类“-PDO”型SSTA形成“接力”。至同期冬季［图9（e）］， 北大西洋SSTA激发的一支Rossby波使能量输送到我国北方， 并伴随“+EUP”遥相关波列异常， 进而导致北方寒潮强度偏强。
图9 前春（a）、 前夏（b）、 前秋（c）I NP和前秋（d）、 冬季（e）I ATL分别与对应季节300 hPa T-N波通量（单位： m2·s-2）、 流函数（单位： ×105 m2·s-1）异常场的线性回归系数（数值乘-1）

“+” 、 “-”号分别代表流函数的正负异常中心； 粗黑色矢量箭头代表波通量传播方向

Fig.9 Linear regression coefficients of 300 hPa T-N wave flux （unit： m2·s-2） and flow function （unit： ×105 m2·s-1） anomalies field in the corresponding season onto the INP in pre-spring （a）， presummer （b）， pre-autumn （c） and IATL in pre-autumn （d）， winter （e）. All values are multiplied by -1. “+” and “-” indicate the centers of positive and negative anomalies on flow function field， respectively； thick black vector arrows indicate the direction of wave flux propagation

根据第4节的分析并结合前人研究成果， 总结了北太平洋和北大西洋海温协同影响北方冬季寒潮强度的可能机制。具体概括为前春到前夏， 北太平洋类“-PDO”型海温异常激发的波能量向下游频散， 产生北太平洋-北美-北大西洋的异常波列， 中纬度大气强迫海洋， 北大西洋海温将存储这些大气环流异常信号。在前秋， 北大西洋释放其存储的大气异常信号， 在海温向全区一致负异常发展的同时， 与北太平洋海温异常协同作用， 使波能量和波列东传到乌拉尔山地区； 到冬季， 北大西洋海温已基本发展为全区一致负异常， 并继续与略有减弱的北太平洋类“-PDO”海温异常协同作用， 导致上游波能量向下游频散， 大西洋-欧亚大陆的“+ - + -”波列中心随之向东移动， 增强了“+EUP”遥相关波列， 使乌山阻高和东亚大槽偏强， 环流经向度增大， 同时300 hPa温带急流偏弱， 有利于偏北气流引导低层高纬冷空气南下， 副热带急流偏强， 使低层冷空气在我国北方地区辐合堆积， 高低层环流异常相互配合， 导致我国北方冬季寒潮增强。

5 结论

本文通过定义单站寒潮过程综合强度指数， 研究了近40年北方冬季寒潮强度变化的特征， 并通过其与中纬度海温的关系探讨了成因。结论如下：
（1） 北方单站寒潮强度不仅存在明显年际变化， 也存在年代际转折。1998年之前寒潮强度年代际变化更明显， 1999年之后寒潮强度的年际变率更大。华北地区寒潮最强， 内蒙古、 甘肃和新疆交界处次之。
（2） 寒潮强度指数主要存在全区一致型、 东西反位相型以及三极型异常分布， 其中全区一致型异常能很好反映寒潮强度总体时空变化特征。
（3） 冬季寒潮强度全区一致型异常与前春到冬季的北太平洋海温异常、 前秋到冬季的北大西洋海温异常密切相关。从前春到冬季， 当北太平洋SST呈类“-PDO”型异常， 激发出冬季 “-AO”、 “+EUP”、 类“PNA”、 “-NAO”等遥相关型或波列异常。前秋和冬季北大西洋SST指数与寒潮强度呈显著负相关关系， 当冬季北大西洋海温异常偏冷， 也会激发冬季“-AO”、 “+EUP”、 类“PNA”和“-NAO”等遥相关型或波列异常。两大洋在冬季激发的“+EUP”使得乌山阻高和巴-贝湖之间的东亚大槽偏强， 并有300 hPa北弱南强的急流配合， 使偏北气流引导低层高纬冷空气南下到我国北方地区辐合堆积， 造成北方冬季寒潮强度增强。秋冬两大洋对寒潮强度的影响存在协同作用， 秋季两大洋对寒潮强度的作用相当， 冬季北大西洋海温异常影响更显著。
（4） 归纳了中纬度海温异常影响北方寒潮强度的可能机制， 即春、 夏的北太平洋类“-PDO”型SSTA会激发出相应季节的太平洋-北美-大西洋Rossby波能量及波列异常； 秋、 冬北大西洋负SSTA会激发出相应季节的大西洋-欧亚Rossby波能量及波列异常。两大洋SSTA存在类似跨季节“接力”的关系， 上游能量向下游频散， “+EUP”随之加强， 高低层环流异常相互配合， 导致我国北方冬季寒潮增强。
另外， 本文关于中纬度海温异常对北方寒潮强度的影响机理是基于统计诊断分析并结合前人研究成果推测归纳所得， 未来仍需借助数值模拟等方法深入细致研究二者之间的关系， 验证相关影响机理， 以期为寒潮的短期预测提供参考信息。1999年后北方寒潮强度年际变率较之前显著增大， 这一问题也值得进一步深入研究。

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