东亚冬季风是季风系统的一个重要组成部分，是北半球冬季最为活跃的大气环流系统。丁一汇（1991）认为，当西伯利亚高压离开源地向南爆发时，其东侧和南侧可产生很强的北风和东北风影响东亚地区，即冬季风。冬季风影响我国冬季的气温，并紧密地与寒潮活动联系在一起。冬季风的强弱反映了冷空气的强度及它所能南扩的纬度，实际上反映了我国大部分地区冬季降温的程度（郭其蕴，1994）。通常来说，冬季风偏强，我国气温偏低；冬季风偏弱，情况相反。在年际和年代际变化尺度上，东亚冬季风和我国气温都有很好的反相关关系（Chen et al., 2000；王遵娅和丁一汇，2006）。

一直以来，东亚冬季风的整体特征受到广泛的重视。研究中主要以单一指标定义东亚冬季风，所采用的物理量多种多样，如风场、海—陆气压差、西伯利亚高压和东亚大槽等（孙淑清和孙柏民，1995；Ji et al., 1997；Chen et al., 2000；Jhun and Lee, 2004；王会军和姜大膀，2004；朱艳峰，2008；刘晴晴等，2010）。

值得关注的是，近年来的研究发现了东亚冬季风系统的另一个特征，即其南北纬带差异。Wu et al.（2006）的研究表明，东亚冬季风系统存在两个模态，其中第一模态代表风和温度异常的南北一致性特征，与经典的冬季风模态基本一致，而另一个模态反映的则是冬季风系统高纬度和中纬度之间的纬向风差异，对中国大陆温度的影响较小。基于东亚大陆近地面温度场的EOF分析，Wang et al.（2010）也得到了东亚冬季风的南北两个模态。当与强冷空气活动对应时，北模态的海平面气压异常中心靠近乌拉尔山北部地区，与之对应的东亚大槽偏西，主要影响东亚北部的温度和风场；与之相比，南模态的海平面气压异常中心在贝加尔湖以南地区，东亚大槽向南加深，主要影响东亚南部的温度和风场。这一工作的一个结论是东亚冬季风的南北模态相互独立，两者之间不存在同位相或反位相的关系。

基于1000 hPa经向风场EOF分析，Liu et al.（2012）揭示了东亚冬季风的两个主要模态，即东亚中高纬和低纬变化相一致的南北一致性模态以及南北反相变化的模态，两个模态的解释方差分别为22.6%和18.1%。可见，两种模态所占的比重几乎是同等重要。这一结果与上述两个研究结果有所不同，可能是由于使用资料、选取的范围以及研究的侧重点不同所致。实际上，东亚冬季风系统出现南北相反变化的情况也并不少见。刘舸等（2013）分别定义了（10°~25°N，105°~135°E）和（30°~50°N，110°~125°E）平均的1000 hPa经向风为低纬度冬季风和中高纬度冬季风指数。二者变化相同，即低纬度冬季风和中高纬度冬季风同时偏强或偏弱的有36年；而二者变化相反，即低纬度冬季风和中高纬度冬季风分别偏强（弱）和偏弱（强）的有23年。

类似于冬季风的南北一致性和南北反相模态，我国东部地区的冬季气温也存在南北一致变化和反相变化两种主要模态（康丽华等，2009；李超，2013）。即第一模态为我国东部地区一致的偏冷（偏暖），第二模态为40°N以北和以南的温度变化相反变化。Liu et al.（2012）等计算了低纬度冬季风和中高纬度冬季风指数与我国东部冬季气温的相关，发现，冬季气温与中高纬度冬季风的显著相关区主要出现在我国整个东部地区，而与低纬度冬季风指数的显著负相关区出现在长江以南地区。以上这些工作揭露了冬季风两个重要模态的存在事实，特别指出了相对重要的南北相反模态的存在，但是这些工作尚未涉及他们的形成原因，特别是在北弱南强（或与之相连的北暖南冷）情况下，他们的环流特征和形成机理。

Peng and Bueh（2011）曾客观界定了我国大范围持续性极端低温事件，并按照极端低温面积最大日中国极端低温台站的分布对持续性极端低温事件进行了分类。其中一类较为特殊，也是唯一一类持续性低温集中在黄河以南的。这与康丽华等（2009）发现的我国东部冬季气温的第二模态的正位相较为相似。但是这类模态中冷空气为什么会主要影响黄河流域以南地区，并主要造成南方的持续降温，并没有得到较为深入的分析和研究。它应该与上面介绍的冬季风反相的模态密切相关。本文从讨论Peng and Bueh（2011）所定义的上述类型的8个南方极端低温事件的环流特点入手，着重研究在月内尺度上东亚冬季风反相变化与我国这类南方持续低温的关系。

本文使用的数据包括：（1）NCEP/NCAR再分析资料的逐日500 hPa高度场、1000 hPa风场、700 hPa经向风、地面气温（Surface Air Temperature，以下简称SAT）和海平面气压（Sea Level Pressure，以下简称SLP），及月平均的1000 hPa风场（Kalnay et al., 1996）。（2）中国气象局国家气候中心提供的全国160站逐月温度资料。以上资料均为1951~2013年，气候平均时间段为1961~2010年。

以Peng and Bueh（2011）定义的中东部类极端低温事件作为南方持续性低温个例（见表 1）。其特点是极端低温集中在黄河中下游到华南地区北部的我国中东部地区（见图 1d）。以下记低温事件开始日为0D，极端低温面积最大日为LD，开始前（后）第n天记为-（+）nD，以LD极端低温台站所占的1°×1°网格数表示低温事件的强度（表 1最右栏）。

图 1 8个南方持续性低温事件（a）-4D、（b）-2D、（c）0D和（d）LD表面温度距平（单位：℃）合成。黑点表示通过90%信度水平检验 Figure 1 Composite time evolutions of surface temperature anomalies (units: ℃) at (a) -4D (the fourth days before persistent cold spells), (b) -2D (the second days before persistent cold spells), (c) 0D (the days of persistent cold spells), and (d) LD (the dates of maximum of number of 1°×1° grid boxes of the eight persistent cold spells in southern China) of the eight persistent cold spells in southern China. The black dots denote the composites at the 90% confidence level

表 1(Table 1)

表 1 8次南方极端低温事件的开始、结束和峰值时间及峰值日极端低温台站所占1°×1°网格数 Table 1 The dates of the beginning, ending, and the dates of maximum of numbers of 1°×1° grid boxes of the 8 persistent cold spells in southern China. The maximum of numbers of 1°×1° grid boxes of each cold spell is also shown 序号 开始时间 结束时间 峰值时间 峰值日极端 低温台站所 占1°×1°网 格数 1 1972年2月3日 1972年2月11日 1972年2月8日 319 2 1991年12月26日 1992年1月2日 1991年12月28日 351 3 1992年3月16日 1992年3月27日 1992年3月17日 213 4 1993年1月14日 1993年1月24日 1993年1月16日 343 5 1993年12月14日 1993年12月22日 1993年12月15日 218 6 1996年2月17日 1996年2月24日 1996年2月20日 298 7 1999年12月18日 1999年12月25日 1999年12月21日 294 8 2000年1月24日 2000年2月2日 2000年1月31日 276

表 1 8次南方极端低温事件的开始、结束和峰值时间及峰值日极端低温台站所占1°×1°网格数 Table 1 The dates of the beginning, ending, and the dates of maximum of numbers of 1°×1° grid boxes of the 8 persistent cold spells in southern China. The maximum of numbers of 1°×1° grid boxes of each cold spell is also shown

南支扰动是影响我国南方地区冬季气候的重要系统。本文以700 hPa经向风的纬向距平平方v₇₀₀²来考察南支扰动的情况。

本文主要采用合成分析、相关分析、EOF分析等方法。合成分析和相关分析的显著性检验为学生t检验（魏凤英，1999）。

图 1d给出了8个南方持续性低温事件中达到峰值时地表气温的距平分布。可以看出，亚洲大陆呈现南冷北暖的特点。在持续低温峰值日，温度负距平中心位于长江流域及以南地区。

从-6D~0D的SAT距平演变可以看出，在-6D时（图略），SAT的负距平中心位于咸海附近。-4D~-2D时，SAT负距平中心经巴尔喀什湖向东移动至贝加尔湖西南（图 1a、b）。0D时，冷空气向南入侵我国，冷空气前锋到达长江以南地区（图 1c）。利用24小时地面变温中心追踪冷空气路径（图 2），发现，平均而言，南方持续性低温事件的冷空气基本上都为西来路径（图 2中的粗红线），即冷空气从里海以东地区向东移动至我国新疆地区，经河西走廊南下，影响我国南方地区。详细分析每次低温事件的冷空气路径（图 2中的细线），可以发现，除1993年1月14~24日的低温事件中冷空气来自新地岛附近，其余7次低温事件的冷空气均来自里海或巴尔喀什湖附近的中亚地区。一般情况下，入侵我国的冷空气路径通常有三条：偏西路径、超极地路径和东北路径（陶诗言，1959）。而南方持续性低温期间是以西路冷空气活动为主，甚至纬度更加偏南。

图 2 8个极端低温个例的冷空气路径。红色粗线表示平均的冷空气路径 Figure 2 The cold air tracks corresponding to the eight persistent cold spells in southern China. Thick red lines indicate the mean track

西伯利亚高压的向南移动与寒潮爆发密切相关（丁一汇，1991）。冷空气的路径与西伯利亚高压的位置与移动情况有关。图 3给出8个低温事件的前4日（-4D）至最大日（LD）的合成的海平面气压（SLP）场及距平分布。可以看出，与冷空气在咸海附近的聚积、东移一致，在低温事件开始前，西伯利亚高压也表现出加强、东移、南压的过程（图 3a、b）。到低温事件开始时，西伯利亚高压已经位置偏南，海平面气压正距平中心位于贝加尔湖以南地区（图 3c）。逐渐地，我国大部分地区皆处于SLP正距平区，但是正距平中心位于我国中东部地区（图 3d）。对照0D和LD的气温距平合成，可以发现，SLP正距平中心的位置与SAT负距平中心位置一致。比较每个个例的逐日24小时变压场与变温场可以发现，24小时的正变压中心与负变温中心位置基本一致（图略）。这说明，LD出现在我国南方地区的低温是由西伯利亚高压向东南方向扩张导致。但问题是，这几次过程中，北方地区并没有出现强的变冷过程。华北特别是东北地区还出现了正的温度距平区，也就是说冷空气主体并不是由北方直接南下的。它的主要影响范围仅限于黄河流域以南地区。

图 3 8个南方持续性低温事件合成的（a）-4D、（b）-2D、（c）0D和（d）LD的SLP（等值线，单位：hPa）及其距平（阴影，单位：hPa） Figure 3 Composites of SLP (contours, units: hPa) and its anomalies (shaded, units: hPa) at (a) -4D, (b) -2D, (c) 0D, and (d) LD of the eight persistent cold spells in southern China

图 4给出了8个南方持续性低温事件从开始前、开始日和LD合成的500 hPa高度距平分布。早在持续性低温事件开始前4天或更早，欧洲大陆中高纬地区有一个东北—西南向高压脊，脊前有低槽从贝加尔湖以西地区伸向里海（图 4a），冷空气在里海地区附近堆积。东亚地区为高度正距平控制。随着里海地区低压槽的东移，冷空气沿西路向我国移动，我国东部至日本南部的弱高压脊东移发展（图 4b-d）。

图 4 8个南方持续性低温事件合成的（a）-4D、（b）-2D、（c）0D和（d）LD的500 hPa位势高度场（等值线，单位：gpm）及其距平（阴影，单位：gpm） Figure 4 Composites of 500-hPa geopotential height (contours, units: gpm) and its anomalies (shaded, units: gpm) at (a) -4D, (b) -2D, (c) 0D, and (d) LD of the eight persistent cold spells in southern China

在0D时（图 4c），里海至贝加尔湖西北侧有一个西南—东北走向的斜脊。脊前有一个横槽从我国东北地区伸展至新疆。Bueh等（2011）的研究结果表明，大型斜脊斜槽是我国大范围持续性极端低温事件发生时的关键环流系统。他们移速缓慢，有利于冷空气长时间控制我国，形成持续性低温。此外，我国北方处于低压槽区，但值得注意的是在此横槽的北方为一个长波斜脊所控制，而且脊区为极强的正变高中心。这就指示了这几次过程中，影响我国的冷空气主要来自西部，而非由极地（或极涡）直接南移的。在东亚沿岸，日本南部地区有一个正高度距平区，日本北部地区为位势高度负距平区。这说明，这时的东亚大槽偏西且变为东亚腹地的横槽或斜槽。

在LD时（图 4e），随着斜脊东移至贝加尔湖地区，其南侧的横槽东移，并有所加强。日本东南部的正高度距平区依然维持。受它的阻挡，西移的冷空气转而南下。对照图 2中冷空气折向南下的位置，可以看出，日本东南侧的变高中心所起的阻挡作用。这样的环流形势使得冷空气长期维持在我国南方地区，造成这里的持续低温。

综上所述，在南方持续性低温事件中，除了中高纬度出现的大型稳定的斜脊斜槽，西风带为较平直的气流外，日本南部的位势高度正距平区域起了重要作用。它阻挡了影响我国南方的冷空气继续东移，使得我国南方地区长期受低压槽的控制，有利于南方持续性低温的发生。

分析了以上8次南方持续低温的特征和形成过程后，我们再来考察它与冬季风第二模态（即南北纬带反相配置，特别是“南强北弱”情况）的关系。

对冬季（1954/1955~2012/2013年）东亚地区（10°~55°N，100°~135°E）1000 hPa经向风进行经验正交函数（Empirical Orthogonal Function，EOF）分解，结果与Liu等（2012）的结果相似。其中，第二模态即为冬季风南北反相变化（图略）。计算第二模态的时间系数（PC2）与冬季气温的相关（图 5）。可以看出，它的分布大致也呈现出南北反相的态势，也就是说，在冬季风呈现第二模态的时候，温度场也有明显的响应，也表现出南北反相的变化。当南方出现偏北风的正距平时，气温也相应为负距平，该地区偏冷。下面再来看与8个南方持续低温事件合成风场的比较。图 6a为8个低温个例合成的1000 hPa风场距平。可以看出，40°N以南我国南方大部分地区为偏北风距平，但是在其北侧，并没有出现偏北风距平。因此，可以看出，南方地区的持续降温及所伴随的偏北大风（或认为是冬季风的一种表现）并不是由北方强冷空气南下造成的，它并不是整个中国东部南北贯通的降温的一部分。

图 5 1954/1955~2012/2013年冬季1000 hPa经向风第二模态的时间系数与同期中国气温的相关分布。图中红点表示通过90%信度水平检验 Figure 5 Distribution of correlation coefficients between the principal component corresponding to the second mode of 1000-hPa meridional wind and temperature in China during the winter of 1954/1955-2012/2013. The red dots indicate the correlation at the 90% confidence level

图 6 （a）8个南方持续性低温个例开始日合成的1000 hPa风场距平；（b）1954/1955~2012/2013年冬季1000 hPa经向风EOF第二模态正位相的4个典型冬季合成的1000 hPa风场距平 Figure 6 Composites of 1000-hPa wind fields anomalies of (a) the start dates of the eight persistent cold spells in southern China, (b) the four typical winters selected by positive principal component of the second EOF mode during the winter of 1954/1955-2012/2013

再与冬季风的第二模态（即南北反向模态）进行比较。根据EOF分解原理，各EOF模态对应的时间系数（PC）实际是原始场在各模态上的投影。即，当某个PC越大时，原始场与该PC对应的EOF模态越相似。我们选取PC2≥+1σ（标准差），且|PC1|≤0.8σ的冬季作为PC2为正的个例。这种选取方式主要是保证所选的个例最大限度体现冬季风南北反相变化的特征。这个办法通常被用于利用PC选择典型个例（Mo and Ghil, 1988；Xie and Bueh, 2015）。这样共挑选4个个例，即1957/1958年、1958/1959年、1959/1960年、1965/1966年冬季。

图 6b为这四个个例所做的风场距平合成。该图非常明显地出现南北反相的风配置。南方为强南风距平，而北方则为北风距平。这和PC2对同期1000 hPa风场的回归结果一致（图略）。对比图 6a，可以发现，冬季风南北反相的风场分布与南方持续低温事件中的低层风场的基本特征是十分一致的。值得注意的是，图 6b所呈现的冬季风EOF模态的合成是季节尺度意义上的，是就整个冬季平均而言的，它与月内尺度的所选8个个例的情况不可能完全等同，量值上也有明显差异。但尽管如此，它的基本特征仍然与以过程为出发点，时间尺度在1~2周的合成结果吻合。由此可见，这种类型与北风相联系的南方降温并不是由高纬度强冷空气南下造成的。需要我们深入探讨这类冬季风过程的细节以及它所造成降温的过程。

下面就1972年2月上旬的一次持续性南方低温事件进行较细致的分析。个例发生在该年的2月3~11日。低温维持了9天之长，平均负距平中心超过-8℃（图 7a），而极端低温面积最大日（2月8日）的气温距平中心超过-12℃（图略）。图 7a是该时段的平均气温距平，可以看出温度负距平中心位于长江流域及以南地区。但是在黄河以北，则为大片正距平中心，形成南方偏冷，北方偏暖的格局。追踪冷空气路径，负变温中心是由45°N附近的巴尔喀什湖东移而来，至我国华北地区后南折（图 2中的浅蓝色线），然后停留在长江以南地区。再来考察该时段平均的低层风场的特征。图 7b是地表风场距平。在我国东部，以黄河为界，距平风出现截然相反的方向。北方为明显的偏南风，而南方为偏北风，形成了南北反相的特点。这正是前面指出的冬季风分布第二模态的图像。

图 7 1972年2月3~11日南方持续性低温事件平均的（a）地面温度距平（单位：℃）和（b）1000 hPa风场距平（单位：m s-1） Figure 7 (a) Surface temperature anomalies (units: ℃) and (b) 1000-hPa wind fields anomalies (units: m s-1) averaged during 3-11 February 1972

从该时段500 hPa的位势高度场（图 8）看，西风带上东亚大槽位置偏西且向北缩。60°N以南，亚洲中纬度为较平直的西风气流，环流经向度小。该地区的降温应是中低纬度系统移动发展的结果。为此，我们绘制了逐日的700 hPa经向风的纬向距平平方（v₇₀₀²）的距平，以考察该时段低层扰动的情况。从低温发生前3天至降温结束，在20°~30°N纬带上有一个接一个的扰动大值中心自西向东移动（图略）。图 9是该时段v₇₀₀²的合成值，可以看到，该纬度带中自西向东排列着4个大值中心，说明南支扰动在该时段内十分活跃，南方持续的降温与它有十分密切的关系，而图 7b中南方的偏北风距平（它造成了冬季风第二模态的出现）以及它以西地区一个接一个排列的风场距平涡旋，应是与上述的扰动有关。

图 8 1972年2月3~11日南方持续性低温事件平均的500 hPa位势高度场（等值线，单位：gpm）及其距平（阴影） Figure 8 The 500-hPa geopotential height (contours, units: gpm) and its anomalies (shaded) averaged during 3-11 February 1972

图 9 1972年2月3~11日南方持续性低温事件平均的700 hPa经向风的纬向距平平方（v7002）的距平（单位：m2 s-2） Figure 9 The anomalies of square of meridional wind perturbation at 700 hPa that has been removed by zonal mean (v7002) averaged during 3-11 February 1972

从上面的分析看出，南方地区的持续低温事件所伴随的风场距平与冬季风“南强北弱”模态相似。相关分析表明，冬季风的“南强北弱”模态又与季节尺度上南方地区气温偏低有关。因此，与南方持续性低温事件相似，冬季风的“南强北弱”模态不仅与北来的特殊路径的冷空气有关，也受中低纬度系统的影响。这与冬季风南北一致模态直接受中高纬度环流影响是不同的。

南方持续性低温事件是一类较为特殊的大范围极端低温事件。它的持续性低温主要集中在黄河以南的南方地区。它与寒潮都是冬季大范围的低温过程，他们之间存在着一定的联系，但也存在不同。根据王遵娅和丁一汇（2006）对寒潮定义，确定1951~2009年间的影响我国的寒潮过程。在我们所考察的8次持续性低温事件开始阶段，均伴有寒潮过程。但持续性低温事件并不等同于寒潮过程。和寒潮过程相比，持续性低温事件的持续时间较长，而发生频次较少。统计显示，每年袭击东亚地区的寒潮次数大致为5~6次，平均每次过程的影响时间为4~5天。而南方低温事件平均每年仅有0.14次，持续时间为8.4天。而且，两者的影响系统也有不同。寒潮过程中，中高纬度以波列状槽脊形势为主（Park et al., 2011）。而大型斜脊斜槽是持续性低温事件的主要影响系统。这和Bueh等（2011）对37个大范围持续性极端低温事件的环流特征的分析结果一致。

我们从分析8个南方持续性低温事件入手，讨论了南方地区持续性低温与冬季风南北反相模态的关系。发现：

（1）南方持续性低温事件时，中高纬度地区有大型斜脊斜槽的发展，东亚大槽向北收缩，南支扰动活跃。中高纬度的大型斜脊斜槽导致冷空气主要以西方路径为主，而不是直接来自北方或极地地区。

（2）在南方持续性低温事件中，除了中高纬度出现的大型稳定的斜脊斜槽外，日本南部的位势高度正距平区起了重要作用。它阻挡了冷空气继续东移，有利于南方地区长期处于冷空气控制，造成那里的持续性极端低温。同时，活跃的南支扰动也显著影响南方持续性低温的发生，中低纬度系统对南方低温的影响明显。

（3）在南方持续性低温事件中，地表风场距平表现出南北变化反相风场的特征，即北方为偏南风距平控制，南方为偏北风距平控制。这正与冬季风的“南强北弱”模态的特征相一致。不论是季节尺度或是月内尺度，这种对应关系都是很好的。这种类型与北风相联系的南方降温并不是由高纬度强冷空气南下造成的，而是受中低纬度系统的影响。

（4）南方持续性低温及与之相联系的北风，其来源需要进一步分析。本文虽然关注了南支气流异常的作用，但是它的机理还是有待进一步探究的。

（5）日本岛南部的正变高中心对冷空气的阻挡起了重要作用，但是它是怎样形成的，本文也没有进一步分析，尚待以后进行完善。

本文只是初步分析了冬季风南北反相模态与南方持续性低温的关系。冬季风的“南强北弱”模态所表征的纯粹的南方北风，且降温局限于南方的情形，是值得深入研究的。其中，南方地区气温偏低时，冷空气的来源、中低纬度扰动活跃的特征及其成因都是值得深入探究的。另外，冬季风“南强北弱”年份是否南方低温事件表现为偏多，影响“南强北弱”型异常冬季风的因子都是我们下一步要进行的工作。

此外，研究表明，外强迫作用对冬季风的变化也有显著影响。刘舸等（2013）指出低纬度冬季风与冬季赤道中东太平洋和热带印度洋海温异常的联系都很紧密，而中高纬度冬季风变化则与冬季热带印度洋海温异常的联系更为密切。此外，暖池地区海温、黑潮区海温和欧亚大陆积雪等也对东亚冬季风的活动有影响（陈海山和孙照渤，2003；况雪源等，2009；贺圣平和王会军，2012）。外强迫因子对冬季风“南强北弱”模态的具体影响过程也是需要进一步研究的。