印度洋罕见破纪录，厄尔尼诺混沌不清！今年冬天会不会冻哭你？

2019-2020秋冬气候展望

1. 季节尺度气候因子-低频信号分析

1. 季节尺度气候因子-低频振荡信号分析

1.1海洋信号

1.2冰雪圈

1.3平流层简述

1.4中高纬度各尺度西风变率概述

1.5 其他重要气候因子与低频振荡信号概述

2. 2019-20秋冬季气候展望总论

2.1 深秋-前冬气候展望

2.2 后冬气候展望

2.3 冬季重要天气过程分析与部分Q&A

1.1 海洋信号

1.1.1 热带太平洋：厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）

自2018年秋季起，赤道中东太平洋地区出现了显著增暖，并演变出了一次增暖中心持续稳定在中太平洋区域的厄尔尼诺事件。虽然本次事件的ONI峰值仅为 0.9，属于一次弱厄尔尼诺事件，但与绝大多数厄尔尼诺事件在冬季达到顶峰不同，本次事件在春季仍然延续，直到初夏起南美沿岸与东太平洋冷舌区显著变冷，整个事件最终在夏末才明显衰减而结束，可以说是有很明显的反锁相特征。

当然这样的特殊反锁相演变，很可能和时间频谱上的ENSO低频变率分量有关。通常而言，ENSO的显著周期在准2-7a的范畴中，其中2a左右是一个显著峰值，对应着一个时长各约一周年的厄尔尼诺/拉尼娜位相，之间转换速度极快；而2a以上也存在较显著的变率，这些便对应着演变速率明显偏慢且持续较久的事件，包括历史上的多峰型事件也很可能对应于此。此外，虽然当前赤道太平洋总体维持中性，但具体的空间型上，仍然可以看出东太平洋和南美沿岸的偏冷与日界线附近中太平洋的明显偏暖。

​图1 2019年9月全球海表温度距平（SSTA）

而在赤道太平洋次表层剖面上，可以看到当前赤道东太平洋则为一个暖异常中心，这与前期赤道西风爆发的风应力下传激发的暖性（Downwelling）Kelvin波有关。具体而言考虑到Kelvin波的东传速度，赤道东太平洋的“前锋”部分将在1-2个月后到达东边界（南美沿岸），日界线附近主体也将紧接着东传至此；这将使得赤道东太平洋和南美沿岸的温跃层显著加深并抑制当地表层之下冷水上涌过程，这一点将导致当地海表温度将有一定增暖。不过也可以注意到，这一暖性Kelvin波的振幅和对应暖水范围有限，这也是当前热带太平洋纬向异常风较弱所致，而这样的短期风应力激发的波动也很难在根本上造成持续洋盆尺度的增暖。

​图2 最近赤道太平洋垂直剖面海温与其距平

​图3 近两年候平均表层纬向风、SST和20℃等温线异常演变。资料来源：TAO

与此同时，赤道太平洋地区大气响应并不是明显。以全球200hPa速度势和反映对流活动的向外长波辐射（OLR）距平看，全球当前主要的准定常波为2波型，但无一和ENSO相关——最显著的当属与极强热带印度洋偶极（TIOD）正位相事件有关的跨热带印度洋偶极准定常波，而其次是和北太平洋赤道外区域的太平洋经向型（PMM）引发的环流圈异常，并对应夏威夷南侧与西侧洋区对流明显活跃与显著的跨赤道不对称型。

不过，这些赤道太平洋邻区的季节尺度过程，也会对赤道太平洋产生一定影响。PMM海温型也与赤道中太平洋海温相关，它也引发了当前日界线附近准定常上升支与对流活跃，对当前赤道太平洋以中太平洋区域为增暖与上升运动中心特征的形成有一定影响。此外，自今年夏季以来，虽然厄尔尼诺事件已经明显减弱，但由于日界线附近的赤道中太平洋增暖与夏威夷南侧的大片海温暖异常仍在维持，这使得准定常波对应的日界线西侧赤道西风仍在稳定持续，并伴有一定的WWB活动。而在热带印度洋方面，虽然过往认为热带印度洋变率往往在秋冬季是受太平洋ENSO调控，但在当前热带印度洋TIOD事件极强而赤道太平洋无明显异常的情形下，热带印度洋可以“成功翻身”对热带太平洋产生较明显调控，如热带东印度洋-海洋性大陆地区的冷海温异常与下沉支，可以在赤道西太平洋激发出西风异常，并通过印太间Walker环流，加强当前日界线附近的上升支，这也是会使得赤道中东太平洋总体增暖与厄尔尼诺事件发展的倾向。不过有一点值得指出，由于TIOD存在显著的季节锁相特征，将在11-12月快速衰减，它对热带太平洋的影响也将在年底快速减弱甚至消失，因而对于冬季后期，ENSO的信号更加混沌。

但总体而言，当前热带太平洋内部仍没有明显持续而显著的大范围海气异常响应，且现有准定常波的影响较弱，而主要为一些“相对较高频”的天气尺度波动，或MJO等低频信号引起的风应力和海洋次表层动力过程，这些信号难以持续发展成影响时间与空间尺度都较大的显著信号。虽然有相邻区域的影响，但这些过程的影响也很有限；除非后续的响应有所发展，否则今年秋冬季，热带太平洋仍很难发展出显著的ENSO事件，仍然以维持中性状态为主。

​图4 2019年9-10月OLR距平（填色,单位:W/m²）和200hPa速度势距平（等值线,单位:10^6m²/s)

​图5 2019年10月全球10°S-10°N区域垂直速度距平（填色）与纬圈环流异常（矢量）

​图6 过去三个月以来850hPa风场变率特征及其分量标注

除了热带区域的海气相互作用，热带外的外强迫因子和海洋-大气相互作用也对ENSO事件起到了关键的作用。除了前文已经提及的PMM事件外，在东南太平洋方面，注意到南太平洋涛动（SPO）为显著负位相，对应当前东南太平洋中纬度地区的异常反气旋，使得北侧低纬度信风有所增强，通过平流作用和WES机制将导致东南太平洋区域SSTA偏低且秘鲁寒流相对偏强，这一项将阻碍厄尔尼诺事件的发展；同时，在当前的南极海冰空间分布上，虽然当前南极海冰面积仍然是较气候态略有偏小，但在模态上呈现出SIO负位相态势，即罗斯海外海偏少而南极半岛-德雷克海峡一带海冰偏多，而ENSO与后者冰量关系最为密切——当前的状态将使得南极绕极流主轴偏北，也更容易向北侧南美西海岸分流，从而在动力上加强秘鲁寒流。这一点将在一定程度上影响赤道中东太平洋海温分布，并导致南美沿岸仍维持冷和东太平洋地区海温增暖较弱，也将影响到厄尔尼诺事件的空间型分布。

综上各因子分析，可以得出：今年秋冬季热带太平洋区域海表与大气异常不明显。具体而言，在海洋动力过程上赤道太平洋温跃层弱的暖性K波东传至东边界附近，大气方面日界线附近弱赤道西风异常，邻区极强TIOD正位相事件与PMM暖位相的作用（上述均有利于增暖），以及南美西海岸偏强的秘鲁寒流（本条有利于偏冷）共同作用下，未来数月赤道中东太平洋总体仍将趋向略微增暖，但仍然很难或勉强触及厄尔尼诺事件阈值，总体为中性略偏暖状态；随后，在后冬，由于TIOD事件快速衰减，有利于增暖的条件将被明显削弱，此时赤道中东太平洋可能无明显变化或有所冷却，但依旧维持在中性状态。

虽然赤道太平洋总体的海温信号不显著，但在具体的空间型上，日界线附近的中太平洋显著偏暖，东太平洋和南美沿岸增暖不明显甚至偏冷的空间型仍将维持，且随着总体海温距平的变化有一定对应的变率。日界线附近的暖水也将激发一定深对流活跃的响应，而到了秋冬季配合对流层中高层的背景西风气流，深对流的潜热加热异常激发的球面Rossby波能向热带外传播，并形成显著的遥相关型。考虑到未来潜热加热集中在日界线和西侧附近（相对厄尔尼诺事件平均态略偏西），且受到PMM事件影响中太平洋洋区暖水区北界也明显偏北，异常对流活动也将有所偏北，激发的对流层中高层类PNA波列位相也将有所西移且偏北（更接近极区），这将导致阿留申一带异常反气旋进一步偏强但有所东移至阿拉斯加湾一带；同时，对流层低空一支西北传Rossby波波列也将对应偏西偏北，此时热带气旋环流位于对流加热区西北侧的热带西太平洋一带，而反气旋位于日本以南一带洋区，这样在冬季，中东部总体还会转为降水总体偏多，但主要降水偏多区域有所北移，相比去年的强度也有所下降，“流浪太阳”模式也很难再现。

1.1.2 北太平洋模态：PDO&NPGO

以20°N以北的北太平洋海区变率进行经验正交函数（EOF）分解，PDO是传统的北太平洋SST-EOF1模态，而它的年代际变率更为人所熟知；而在20世纪90年代起，NPGO这一EOF2模态逐渐显著，在近些年的解释方差率甚至和PDO可以抗衡，这一转变可能和与中纬度海区海气相互作用造成的内部变率有关，也可能和ENSO空间型转变下，所激发的热带外强迫影响的位相发生变化的影响。

​图7 1901-2000年12-2月全球海温对PDO指数的回归

​图8 同图7，但为对NPGO指数回归

根据近期的研究认为，1998前后开始的PDO负位相期已经于2014年结束，当前重新转为正位相年代际时期；而也在2014年起，中高纬度北太平洋SSTA的年际变率虽然仍然受热带外强迫（如ENSO）的调制，但显然也出现了内部变率主导的独立发展的特征，最显著的特征便是PDO从2014年初维持正位相至今年夏季（期间多次刷新同期最高），甚至可能通过副热带-热带间作用影响调制了随后多次ENSO事件的演变；但从近期看，北太平洋暖流区SSTA显著上升，加之阿留申地区异常反气旋（阻塞）频率逐渐升高，这宣告了PDO的类负位相倾向再度发展，这也在10月的PDO指数（NCDC：-0.83）得到了一定印证。而当前除了一定的PDO负位相倾向外，注意到阿拉斯加湾也有显著偏暖的同时，夏威夷北侧附近洋区稍有偏冷，这与NPGO正位也相当接近，可能和日界线西侧的对流加热强迫有关。因而在近期内，可以考虑北太平洋中高纬度海温模态为PDO负位相 NPGO正位相的叠加型，即整个北太平洋偏暖而副热带区域稍有偏冷。而在较长时间分析中，需要考虑热带外强迫的影响；考虑到热带太平洋地区一次弱厄尔尼诺事件发展，未来异常上升支更可能位于日界线附近，当地异常的深对流潜热加热的强迫将导致出现相对偏西的类PNA响应波列，这所加的大气强迫将导致NPGO正位相态势进一步发展。

在这样的北太平洋中高纬度海洋-大气响应下，再考虑到当前白令海峡北侧附近的北冰洋太平洋扇区海冰密集度依然异常偏低，这将导致随后数月阿留申群岛-白令海峡一带一个准驻波型的异常反气旋形成，而当地天气尺度阻高的活动频率和强度也将显著偏强，也将对应一个相对偏西的东亚大槽和北美中西部异常槽，但对东亚地区寒潮活动而言，这样的阻塞位置还是有所偏东；且由于极锋急流偏北偏强，东亚大槽南摆程度也将受限。与此同时，这样的海温模态，也会导致北太平洋锋区显著偏南，不稳定瞬变扰动会集中在副热带急流波导区。

1.1.3 热带印度洋

作为亚澳季风区内的重要热带洋区，虽然热带印度洋在冬季对东亚地区的影响远小于夏季，但仍可以通过对流活动相关的潜热加热异常，影响到热带外地区的环流。

由于2018年秋季的弱厄尔尼诺事件的反锁相特征（持续到夏初），热带印度洋的滞后电容器效应也相应延后，使得热带印度洋全域的增暖（IOBW正位相事件）持续到了夏秋季至今。不过，由于当前热带太平洋方面的ENSO事件及相应的大气响应不明显，这导致当前印太地区Walker环流异常响应和热带印度洋地区的海表增暖响应均不明显，印度洋一致模态（IOBW）模态在秋冬季前期仍接近中性略偏暖——不过在热带印度洋另一重要模态：热带印度洋偶极子（TIOD）的后续影响下，整个赤道印度洋对流层低层仍然有明显的东风异常，这可能导致全区随后的一定程度增暖。

​图9 近24个月IOBW指数序列。来源：国家气候中心（NCC）

相比IOBW模态，今年热带印度洋偶极模（TIOD）的正位相事件则成为了热带印度洋海温模态绝对的主导，甚至在热带太平洋ENSO事件等信号不明显的情况下，成为了当前全球热带海区最显著的季节变率，一跃成为本次展望需要特别关注的内容。表现在夏末开始在热带东南印度洋（印尼苏门答腊西海岸）的海温异常偏低发展与沿岸异常东南离岸风的发展的正反馈，并已经显著地激发赤道印度洋低空的异常东风发展和东非沿岸附近的增暖，甚至在10月打破了历史同期TIOD极值记录。考虑到TIOD的季节锁相特征，预计TIOD正位相事件将在近期开始缓慢下降，但它的影响仍然将贯穿整个深秋和前冬。

​图10 热带印度洋偶极（TIOD）正位相（左）、负位相（右）示意图。图片来源：JAMSTEC

​图11 近4年来热带印度洋偶极（TIOD）周平均指数。

这样的TIOD状态已经对东亚地区气候造成明显影响。最显著的体现在其激发的赤道印度洋东风异常，其引发的负涡度切变激发了孟加拉湾到中南半岛一带显著反气旋式环流异常发展，使得输送向西南地区的水汽通量有所增大，在中纬度地区环流配合下，使得西南和西北地区东部等地秋季降水偏多；而与此同时，这也导致了反气旋东北侧的东南部沿海地区偏北风增强，且在当前热带太平洋类中部型海温型所对应的吕宋岛东北侧气旋式环流配合下，出现在东南部地区偏北风异常更加增强，且叠加有区域下沉气流，这使得TIOD事件也成为了东南部沿海地区降水严重偏少的重要成因之一。

对未来秋冬季气候而言，由于TIOD的锁相特征，本次正位相TIOD事件将在当前至冬季快速减弱，但由于本次事件的强度极强，影响仍将在深秋到初冬持续，而前文所提及的孟加拉湾-中南半岛反气旋异常，也将在这一阶段维持，很可能使得我国东南部沿海区域降水仍然明显偏少，但由于这一响应的减弱，干旱程度应有所缓和。而随后，TIOD事件已经明显减弱，但其激发的赤道印度洋东风异常，容易导致后续热带印度洋全区域的增暖（IOBW正位相事件的发生）；且由于气候态上冬季风的完全建立与副热带急流与副高的南退，此时其能激发的响应与传播路径也有所偏南。在这一情形下，南支更容易出现阿拉伯海脊与高原-印缅异常槽的形态，此时有利于中东部大部降水偏多（尤其长江以南大部）。

除此之外，TIOD事件对应的海温异常，本身也会成为一个区域性强迫源，激发出对热带外亚洲大陆区域的影响，且这一热带外响应能维持较久。从8-11月TIOD事件对后期12-2月300hPa高度场的回归分析看，虽然主要的响应仍然体现在ENSO在太平洋-北美区的响应（通常认为TIOD事件与ENSO密切相关），但可以认为在热带印度洋起源、跨过亚洲大陆的类似大圆路径的波列响应仍然与TIOD活动有关。如果考虑这一点，当前的TIOD事件将有利于冬季（尤其后期）青藏高原异常槽和乌拉尔山长波脊的形成或增强。

1.1.4 大西洋

热带大西洋方面，类似赤道太平洋著名的厄尔尼诺状态，赤道东大西洋冷舌区也存在信风松弛和海温异常上升的状态，称为“大西洋Nino型”。只不过由于大西洋洋盆尺度小，整体Bjerknes反馈不如太平洋明显，大西洋Nino型的振幅也有限；同时，这是赤道大西洋全域的SSTA同步变化，而非太平洋ENSO的纬向偶极子型。

在过去的一段时间内，热带大西洋东岸的西非地区出现显著的深对流活跃与异常上升运动，导致赤道大西洋西风异常发展，赤道大西洋出现了SSTA显著上升的局面。而它将通过横跨中美洲地峡的Walker环流圈，促进东太平洋方面下沉支加强，在短期内对不利于赤道中东太平洋增暖，尤其甚至会导致南美沿岸附近的冷却。此外，热带大西洋与西非地区活跃的对流活动也会激发出相关波列，从而影响到欧亚地区环流。

北大西洋方面，北大西洋三极子（NAT）是北大西洋地区重要的季节-年际尺度的海温变率，是中高纬度海洋-大气相互作用机制下，与大气内北大西洋涛动（NAO）形成的海气联合模态。

​图12 北大西洋三极子（NAT）标准模态

自去年春夏季的破纪录级别正NAT位相事件之后，NAT指数总体缓慢下降，但仍然维持在正位相状态至今，表现为副热带海区、中纬度（尤其接近北美沿岸区域）、副极地区域的“ – ”型异常，并对应大气状态下的NAO总体趋向正位相，而进入秋冬季后，中高纬度海洋-大气间的WES机制正反馈将再度显著；同时，由于当前热带大西洋东部西非地区的异常对流活动的潜热加热，也激发出向北传播的Rossby波波列，加强了中纬度反气旋和高纬度气旋环流异常，使得NAT正位相状态有了进一步发展。在这样的情形下，海洋锋区明显偏北偏强，也有利于大气锋区斜压性偏强，瞬变扰动将更加活跃；同时在NAO总体趋向正位相的背景下，冬季向下游激发的低频遥相关波列，在极锋急流一支更倾向于北欧异常脊-中西伯利亚槽-贝加尔湖东侧异常脊的态势，而在副热带急流波导区更倾向于地中海东岸槽-阿拉伯海脊-偏强的印缅槽，配合偏强偏西的副热带高压，这将有利于南方众多地区降水偏多。不过，随着厄尔尼诺事件的发展，其向北大西洋中高纬度的遥相关影响，可能使得NAO正位相状态在冬季后期倾向有所减弱，此时北大西洋地区经向活动将有所增强并影响到下游欧亚地区环流态势。

1.2.冰雪圈

1.2.1 北极海冰&北极涛动态势

今年春夏季早期，随着北极涛动的持续负值状态与极区大部的偏暖，北极海冰面积一直处在破历史同期极低值状态，但进入盛夏后，海冰融化速率终于放缓。至今年9月18日，北极海冰覆盖面积达到年内极小值415.3万km²，为观测史以来第二低值，仅高于2012年同期；但特别值得注意的是，由于极地区域异常暖性反气旋的活跃，在进入秋分起的海冰面积恢复期后，海冰增长速率仍然大幅偏慢，导致当前海冰面积已经大幅刷新历史同期新低。而就长期气候趋势看，这一特征很可能是极地增暖放大效应的深化——不仅仅体现在北极气温较全球平均更严重的增暖与空间上夏季海冰面积的锐减，近些年更体现在时间上，秋季海冰恢复期更为缓慢地增长，这也是极地气候更严峻的挑战之一。

而在空间型分布上，今年海冰密集度距平的显著的特征是环绕极点的偶极子态势——自波弗特海东部，经过加拿大北极群岛和弗拉姆海峡，到斯瓦尔巴群岛的北美东部-北欧片区，海冰密集度总体接近常年甚至偏大；而在另一侧，自斯瓦尔巴群岛和西伯利亚沿岸，直到白令海峡北侧的太平洋扇区，海冰密集度都出现了显著偏小，其中以喀拉海到泰梅尔半岛近海，海冰密集度偏少尤为明显。这样海冰模态成因，与盛夏极地显著的对流层中低空环流异常有关——以Wave2型分布的环流响应，其中地面异常高压中心分别在格陵兰岛北部和东西伯利亚海，这使得波弗特海环流显著偏弱，而自西伯利亚指向弗拉姆海峡的穿极漂流大幅增强，这样在动力学上，导致了加拿大北极群岛到斯瓦尔巴群岛一带海冰密集度的偏大，和喀拉海-西伯利亚沿岸至波弗特海海冰的偏少，而作为前期重要的下垫面条件，它影响到了当前极地大气环流形势，使得最近极地环流盛行Wave1型（极涡单极偏向北美一侧）。这一正反馈过程强化了这一海冰空间型分布，也将深刻影响随后秋冬季极地环流。

​图13 2019年9月北极地区海冰密集度距平。图片来源：NSIDC

北极海冰当前的异常空间分布，对极地和高纬度地区热力场影响明显。首先主极涡将偏向北美一侧，而西伯利亚沿岸的北冰洋陆缘海将多出现异常极地反气旋/阻塞活动，此时北亚一侧副极涡将更多南下到西伯利亚北部；此外，巴伦支海-喀拉海一侧的海冰偏少，同样将使得向上感热通量显著增大，导致这一带高纬阻塞和极地暖性反气旋偏活跃且更倾向于定常状态。

如果初步定量考虑到秋季海冰对冬季全国气温的影响，在1980-2018年9-10月北极海冰密集度与次年12-2月东亚地区地表气温的SVD分析上（前三模态总共解释90%以上方差），可以看到二者的第一模态分别对应青藏高原与全国其他大部分地区气温的负相关型，与海冰异常上新地岛到太平洋扇区一致减少模态，这一联合模态能部分解释过去一段时间线性趋势的；而第二模态则是全区气温一致模态和新地岛-太平洋扇区偶极型；第三模态则是气温上，东亚区域的西南-东北向偶极型，联合海冰模态上泰梅尔半岛附近集中偏少型。而今年9-10月极地海冰模态更类似SVD第三模态表现型，就此结果考虑，可以认为，仅考虑今年秋季极地海冰的影响这一点，将更容易使得冬季气温呈现东北地区偏高，而中西部到长江以南大部偏低的格局。当然，这只是其中一项气候因子的影响。

​图14 1980-2018年，东亚地区12-2月气温与前期9-10月北极地区海冰密集度的SVD分析结果

1.2.2 北半球积雪态势

在过去一段时间的环流态势影响下，过去一个月北半球总体出现了环北极的高纬度地区降雪总体偏多的状态，其中以北欧、东西伯利亚和北美西北部最为明显，而青藏高原呈现了西部偏少而东部偏多的状态。

​图15 2019年10月最后一周，全球陆地冰雪距平。其中蓝色为偏多区域，红色为偏少区域。图片来源：RUTGERS Global Snow Lab

总体而看，今冬积雪强迫和大气异常响应是接近同相；而青藏高原东部积雪在近期的偏多，一是导致偏强的印缅南支槽形成，此时中东部地区位于异常槽前正涡度平流区，配合偏强的西太平洋副高，导致中东部大部，尤其南方地区降水偏多，二是增强副热带急流，这一波导区更容易导致北大西洋异常活动中心的长波频散传播，也将加强印缅槽强度。但这样的大气响应维持较久后，青藏高原因长期处在槽后，当地积雪将逐渐在后期减少。

​图16 同图14，但为10-11月积雪覆盖率（右）与随后12-2月500hPa高度场的SVD分析1.2.3 南极海冰

自2016年急剧转入偏低状态后，南极地区总体海冰覆盖面积便长期处在低于气候平均的状态，这与21世纪初以来的持续增长趋势大相径庭；但在今年，海冰覆盖面积的偏小幅度有了明显缩小。

​图17 同图13，但为2019年10月南极海冰距平

对于南极海冰而言，除了总体一致模态外，南极海冰涛动（SIO）是另一个重要模态，它反映了罗斯海-南极半岛附近的海冰的偶极型态势。当前正处于罗斯海面积偏小-南极半岛附近稍偏大的负位相状态，结合前文的分析，这也将导致南极绕极流主轴偏北且分流较多，有利于秘鲁寒流偏强与东南太平洋异常冷水发展，将在一定程度上阻碍厄尔尼诺事件发展，并使得南美沿岸和东太平洋地区增暖较弱。

​图18 南极海冰涛动（SIO）的空间模态

1.3.平流层

1.3.1 南极平流层态势

在过去的极夜期，南极平流层的Rossby波活动和涡动热交换较往年明显偏强，甚至在9月出现了一次显著的平流层爆发性增温（Stratospheric Sudden Warming, SSW）事件，并导致南极平流层极涡提早减弱，和位势高度与温度偏高状态，使得臭氧层空洞在年际尺度上明显偏小。这样的SSW事件而考虑到平流层信号在低频尺度上的缓慢下传，这一低频尺度上位势高度与温度异常偏高的强烈平流层信号下传，会对应对流层层面南极涛动在今年北半球秋冬季长期维持负相位态势为主。

​图19 南极平流层-对流层纬圈平均温度的高度-时间剖面。资料来源：CPC

1.3.2 北极平流层态势

(1)平流层总体倾向

当前北极极区平流层出现了位势高度负异常和对应的极区冷异常，这对应的正是一个平流层AO正位相信号的下传；而考虑到冰雪圈下垫面的影响，秋冬季AO负位相状态的概率已经是较高，这一动力因子将在一定程度上限制近期AO负位相的发展，但在后期下垫面热力作用仍然较明显。

​图20 同图19，但为北极地区形势

(2)北极SSW态势

一般而言，北极地区SSW集中爆发于1-3月，强SSW事件很少早于12月产生，因此本文将无法展望具体SSW事件，但是可以从气候背景角度考虑北极SSW事件趋势。

极夜期SSW事件频数和强度和QBO相位有关，这和中纬度行星波的经向传递有关；以目前形势来看，QBO正处于西风位相衰减期，赤道地区仍有R波波导区域存在，这导致中纬度行星波偏向赤道方向传播而不利于高纬度地区SSW事件形成，可以预见今年北极SSW活动将较常年频率偏少且强度偏弱；但考虑到QBO西方位相正处在衰减过程，冬季后期SSW活动频率可能会较高。再考虑到今年冬季AO偏向负值的概率高且瞬变扰动活跃，一旦出现后冬SSW的配合，将容易引发显著的长波调整并成为阶段性重大环流转折的引发点。

作为一类天气尺度事件，要在当前确定今年主要的SSW爆发区域也是较难；不过考虑到R波上传通常和稳定长波联系，因此结合秋冬潜在的长波分布，SSW爆发地点在阿留申-阿拉斯加西部一带概率最高，其次是格陵兰以东到北欧一带。

1.3.3 QBO：迷失的钟摆

当前正处在一次QBO西风事件末期。虽然注意到平流层中上层QSO已经开始出现显著的东风衰减甚至转西风异常的情形，但可以肯定今年冬季仍然是处在QBO东风位相影响下。

​图21 2019年赤道地区纬向风的高度-时间剖面演变

QBO和ENSO有着较为诡异的正相关关系，两者通过全球平均角动量（AAM）联系，通常前者信号的铅直下传通过改变GWO而影响到ENSO的转变，而ENSO的相位异常通过改变表层洋流与低纬地区环流状况影响到GWO。如果仅从当前的QBO相位的状况与GWO响应程度看，这是会稍有利于赤道中东太平洋增暖。

1.4 中高纬度各尺度西风变率概述

中高纬度西风波作用通量、涡动热通量等指标是反映西风带内扰动——包括超长波、定常扰动等低频分量，和长波等天气尺度分量，短波等瞬变扰动的重要指标。

由于对流层顶急流对短波的波阻作用，长波态势往往可以从平流层里很方便地得出。注意到当前超长波扰动在波通量中分量较高，表明未来一段时间定常扰动较为显著，波长短的瞬变扰动分量稍低；最后，考虑到中高纬低频振荡的准45-60d周期，下一个经向环流盛行期大体将在11月中旬-12月初展开，随后将在12月下旬出现。

​图22 北半球50hPa层面上，45°N-75°N纬圈平均总热通量

​图23 同图22，但只考虑半球波数1-3的超长波分量

1.5 其他重要因子简述

1.5.1 地球自转参数

自转也是地球相当重要的特征，而这一参量的变化也将对地球系统各成员产生显著影响。每日长度（LOD，Length Of Day）是最常用的描述地球自转速度的指标，它的变化反映了固体地球-和表层流体圈层（大气圈，水圈）相互作用中的角动量交换，也存在着和这些圈层运动有关、周期不等的众多变率。

经过滤波去除周年变率与更长期年代际变率后，当前LOD已经较前几年显著下降，表明当前固体地球自转角速度明显加快；考虑到整个系统角动量守恒，这有利于众多低纬度地区信风偏强和海表西向流的增强，这样的大气圈与海洋的响应，会在一定程度上阻碍随后冬春季赤道中东太平洋的增暖与厄尔尼诺事件的发展。

​1.5.2 太阳活动简述

当前太阳活动已进入24周期-25周期交接的活动的最低谷期，其中今年截至目前无黑子日已经超过75%，这一最低谷期将持续到明年初夏。

通常而言，太阳活动的准11a周期影响对地面滞后约2年为主，但即使如此，当前也可以用接近谷值期的状态作为一个潜在外强迫。以陆地表面气温与SST和太阳活动作为变量，可以看到太阳活动与ENSO/PDO出现了类似正相关的状况，因此单考虑太阳活动的准11a周期这一点，今年冬季将有类似PDO负位相状态的大气海表强迫信号出现。当然，在季节尺度上，这一类天文因子的影响程度，较气候系统内部的变率小很多。

​2.2019-2020秋冬季气候总体展望

2.1 深秋-前冬展望（2019年11-12月）

由于这一时段相对当前较近，可以结合动力学上低频尺度过程推导及季节尺度气候因子共同分析。

极地环流：近期内虽然平流层低频信号有利于极地涡旋稳定于极地且偏强，但中高纬度热通量与涡动通量表明经向环流的活跃期即将到来，且考虑下垫面方面，北极海冰的急剧偏与环北极地区积雪一致偏多的作用，这对应总体AO偏向负值，极涡多呈现多极型状态，但由于下垫面海冰分布，多倾向北美与格陵兰一侧；

中高纬度方面，在短期内，由前文提到过北半球中纬度涡动热通量在近期开始逐渐上升且AO偏向负值，可知短期内中高纬度区域维持经向环流，此时振幅较大的长波槽脊较为活跃且多槽脊更替，此时长波与超长波将占据未来R波通量的主导，目前看短期以Wave2分量为主，出现乌拉尔山西侧、阿留申群岛两大脊位和北美东岸-格陵兰与东西伯利亚槽分立的可能性更大。如果从中高纬度SSTA在大气的外强迫影响的准正压性结构，对应的长波态势应当为阿留申异常脊-阿拉斯加槽位-北美大陆脊位-北美东岸/格陵兰以南异常气旋（低涡偏强）-北欧/乌拉尔山西侧脊位-西西伯利亚/巴尔喀什湖槽位-中西伯利亚弱脊和远东-鄂霍茨克槽位，和大气内部动力信号接近。

但值得注意的是，来自低纬度区域的海温强迫激发的波列对中纬度地区仍有明显影响，表现在热带西北太平洋活跃的对流活动与TIOD强正位相事件的影响，这使得我国东南地区到日本一带总体维持显著反气旋异常，这与北侧东西伯利亚低槽间梯度加大，增强的急流也会限制冷空气进一步南下，这使得南方大部在短期内可能反而会明显偏暖。

副热带和热带区域：赤道中东太平洋将在这一阶段里略有增暖，但仍然处在中性范畴，而此时热带印度洋TIOD正位相事件仍然强烈，其在东亚地区激发的响应与热带西北太平洋对流活动一道，会导致我国东南部到日本一带出现显著的反气旋异常，这导致东南沿海大部偏暖的同时，降水也因低空偏北风异常与区域环流的下沉支叠加而继续偏少，同时西南地区或西北地区东部将是仍然有所偏多，同时北方受到这一反气旋北侧水汽输送影响降水也会稍有偏；但由于TIOD事件的明显减弱，这些波列对降水影响程度将逐渐减弱。

11-12月特征概括：

1.气温态势：论整体状况，由于巴尔喀什湖附近长波槽与远东地区-鄂霍茨克海槽位与低涡的发展，将出现西北地区西部（新疆一带）、青藏高原西部、东北地区接近常年到偏冷，华北、西南等地接近常年或略偏暖，而青藏高原东部、江南、华南大部偏暖的格局，其中东北北部偏冷最为明显，而南方内陆偏暖最明显；具体而言，这一阶段亚洲中高纬度以经向活动为主，总体冷空气活动频次较多，且新疆与东北地区受异常槽或低涡控制，因而这些区域将有所偏冷，且东北北部偏冷更为明显；而北方其他地区则受到频繁的冷空气影响，气温起伏较大，但总体还是接近常年；而对于长江以南地区大部而言，由于异常的反气旋控制导致北侧急流增强，限制了冷空气南下幅度，此时冷空气虽然活跃，但对江南与华南大部分地区影响很有限，总体气温偏高，仅华南部分沿海区域受热带西北太平洋气旋环流西北侧的东北风叠加，偏高程度稍有偏低；而内陆大部则明显偏高。而西南地区则因降水与云量偏多，气温偏高幅度也不明显。此外，在全球气候变化的背景下，中国秋冬季已经出现显著增暖趋势，在这一背景的叠加下，上述偏暖区域偏暖幅度可能更加明显，而偏冷程度则相应有所较弱。

2.降水态势：论总体状况，本阶段北疆、西南地区与西北地区东部和华北部分地降水略偏多到偏多状态，其余大部分地区都将为降水偏少状态，其中以淮河以南的东南部沿海地带偏少最为明显。不过，随着TIOD事件的影响逐渐减弱，东南部干旱区的降水偏少幅度在后期也将减轻。

2.2 后冬展望（2020年1-2月）

后冬趋势展望已进入季节尺度范畴，此时动力学上依靠初值和低频过程的推导已经很难进行有效分析，而需要基于行星尺度系统的演变和季节尺度内气候因子的影响推断。虽然只能得出平均状态且准确率有限，但仍是具有一定可预报性的。

在极地方面，北极海冰异常偏少的热力场影响将在此时得到明显体现，考虑到今年极地核心区海冰密集度显著偏低，北极地区总体将出现明显的位势正异常且AO更容易偏负，同时极地涡旋容易演变成偶极型状态，主极涡偏向北美-格陵兰一侧，而北亚一侧因西伯利亚北部沿岸阻塞/极地高压倾向活跃，副极涡更容易南下至西伯利亚北部；同时，考虑到海冰影响的滞后期，这一影响在冬季后期更为明显。

中高纬度方面，海冰状态与高纬度积雪决定了AO仍然主要偏向负位相状态，且后冬北半球将倾向经向活动依然活跃。而在具体区域方面，考虑到PDO略倾向负值和NPGO正位相下北太平洋全境有显著异常暖水，这对应阿留申地区将持续一个异常强烈阻塞活动，并将成为一大重要的频散源；但由于厄尔尼诺事件对应的日界线对流潜热异常激发的波列，届时阻塞将有所东移。此外，NAT/NAO正位相状态也因为厄尔尼诺事件发展对热带外北大西洋地区遥相关影响，有所减弱。考虑北半球中高纬度这两大洋区的状态，可以推测亚太地区将呈现乌拉尔山西侧异常脊-中西伯利亚异常槽-贝加尔湖东侧脊和略偏东阿留申阻塞阻塞，这样的态势下对应我国仍然是西槽东脊状态但稍有偏东，西北地区大部仍将受到频繁的冷空气影响，而华北和东北则在异常脊控制下地有所偏暖，以异常脊直接控制的东北地区最为明显。如果从海冰的影响方面，考虑到巴伦支海-喀拉海和太平洋扇区冰密集度异常偏低，这将对应北欧阻塞活跃，这与从SSTA角度的推断接近。而同时，NAT/NAO正位相状态虽然有所减弱但仍将维持，使得上游北大西洋地区仍然以活跃的瞬变扰动为主，下游欧亚地区长波较为稳定；但同时瞬边扰动因较强锋区容易出现不稳定发展，此时一旦出现这种情况则长波调整将相当剧烈。而此时如果配合SSW事件，形势将更为复杂。

而在低纬度地区，年初赤道中东太平洋增暖达到“顶峰”，但仍然处于中性或接近阈值状态，同时更可能在本阶段逐渐冷却，但日界线附近赤道中太平洋的增暖中心，和其北侧北太平洋热带海区的暖水，仍然会导致异常的Walker上升支移动于此，这里的异常对流活动也将激发出向赤道外传播的两支球面Rossby波列。相比于典型的厄尔尼诺事件，这一波列明显偏弱且有所偏西偏北，此时阿留申阻塞也将有所东移接近阿拉斯加湾；同时，低空西北传的Rossby波列将对应热带西太平洋气旋环流-副热带西北太平洋反气旋，相较2018-19冬季的波列偏西偏北，使得西太平洋副高有所偏北偏强，同时有利于太平洋水汽输送向我国，但位置有所偏北，更接近长江流域和以北区域。同时，TIOD事件很可能在本阶段彻底结束，而其后续影响将使得青藏高原东部与印缅区域的长波槽持续稳定，此时位于槽线附近的青藏高原与云贵高原西部降水将偏少，但槽前的中东部大部仍然将得到偏强的西南风水汽输送，这有利于中东部降水转为偏多，但同样降水偏多区域将有所偏北，且偏多程度弱于典型厄尔尼诺年。

后冬形势总结：

1.气温方面，后冬总体而言和前冬存在一定差异，具体将出现西北地区大部有所偏冷，而东北、华南大部与云贵高原西部地区转为略偏暖到偏暖状态为主，而华北至华南的中东部主体将以接近常年平均到略偏暖为主。具体而言，这一阶段AO仍以负值为主且经向活动仍然活跃，冷空气频数稍有增多但仍接近常年同期，冷暖起伏相对明显；而由于偏强的中西伯利亚-巴尔喀什湖槽，此时冷空气仍然以西北路为主，西北地区大部仍然将有所偏冷，而东北地区则转为脊位控制并以偏暖为主。此外，由于中东部大部转为降水偏多，包括华北南部至江南北部最为明显，此时云量的影响将使得当地气温偏高幅度明显减弱，尤其白天最高气温甚至有所偏低；而此时华南地区在气旋式环流西北侧控制，虽然降水与云量接近常年甚至偏少，但由于异常东北风的平流效应，气温偏高幅度也有限。

2.降水方面，虽然热带太平洋无明显厄尔尼诺事件发展，但热带中西太平洋对流活动与中纬度西风带上游的波列仍然会对全国降水有一定影响。此时北疆、青藏高原东部、华北至南岭以北的中东部大部分地区降水偏多，其中中东部区域以黄河中下游到江南北部一带降水偏多幅度稍大，但幅度仍然有限，相较去年的持续阴雨模式很难再现。同时由于槽位有所东移，青藏高原西部和西南部分地区降水将转为偏少态势。

值得注意的是，当前处在QBO东风位相下，这导致北极地区冬季平流层爆发型增温事件倾向偏多。如果遇到SSW事件，则将改变一个阶段（一般时间为半个月到一个月）的环流态势，这也是冬季展望的最显著不确定因子所在。

2.3 秋冬季重要天气过程分析与部分Q&A

Q1：全国总体会是什么样的冬季？冷空气活动如何？

A1：按先前分析，今冬特征可以概括为：全国总体气温为略偏暖为主，但季节平均上不一定能达到暖冬标准；其中西北地区大部接近常年到略偏冷（而北疆偏冷概率更大），东北地区接近常年，但实质上为先冷后暖的格局；华北到华南的中东部大部以及西南地区为略偏暖到偏暖态势，其中淮河以南大部以前冬偏暖而后冬接近常年为主，西南地区则以前冬接近常年为主，云南高原后冬可能会偏暖。

降水方面，前后冬的转折也较为明显，突出表现为江淮、江南等地大部自秋季-前冬明显偏少转为后冬有所偏多，西南地区降水则可能在前期偏多的情形下转为偏少。不过，华北和黄淮等地区可能总体会迎来一个较为湿润的冬季，而华南虽然持续降水偏少，但幅度并不大。

至于冷空气方面，冷空气活动总体频数略多，前期主要以西北路和北路为主，主要影响北方地区，对南方地区影响不大；而冬季后期路径上以西北路为主，总体路径略偏西，对东北影响较弱，但对西北与华北地区影响较显著的同时，南方大部也将受到较明显影响。

Q2：这个冬季会出现大范围持续性低温雨雪过程么？

A2：就当前情况而看，这个冬季可能的降水偏多期集中在1月开始的后冬，此时南支态势倾向印缅槽偏强，以及北支倾向有中西伯利亚延伸到中亚地区的长波槽，这使得全国总体呈现西槽东脊态势，且西太平洋副高偏强下也有利于水汽输送向中东部地区，是容易导致中东部出现大范围降水过程。但由于总体经向活动较强，缺乏稳定而持续的冷平流活动，很难出现大范围降雪低温冰冻过程；但如果出现其引发的长波调整带来的冷空气活跃期，配合水汽输送条件，出现较短期过程性的大范围雨雪概率仍然较高。

Q3：这个冬季雾霾是否依然严重？

A3: 作为气候分析，这里只能分析总体的污染物扩散条件。根据前面的冷空气活动分析，在冬季，冷空气活动频数较多，且冬季前期路径总体以西北路与北路为主，但南下幅度有限，那么冬季前期西北、华北北部与东北地区污染物扩散条件将相对较好，但华北南部以南则较差；后冬时期华北东部到东北地区冷空气频率下降，这里的扩散条件也将转差。

当然，对大气污染的治理绝非一日之功，更需要注意从根本上改变能源结构等措施。

主要参考文献：

[1] 巢纪平.热带大气和海洋动力学.北京：气象出版社，2009.

[2] 丁一汇.高等天气学.北京：气象出版社，2005.

[3] 李崇银.气候动力学引论（第二版）.北京,气象出版社,2000.

[4]李建平等.亚印太交汇区海气相互作用及其对我国短期气候的影响.北京，气象出版社，2011.

[5]李维京等.现代气候业务.北京：气象出版社，2012.

[6]刘秦玉,谢尚平,郑小童.热带海洋-大气相互作用.北京,高等教育出版社,2013.

[7]丁一汇,梁萍.基于MJO的延伸预报.气象,2010,36(7):111一122.

[8]何溪澄,丁一汇 ,何金海.ENSO事件对东亚冬季风的响应特征.大气科学,2008,32(2):335-344.[9]黄菲,樊婷婷,孙波.两半球环状模的联合模态及其相关的跨半球遥相关.第28届中国气象学会年会——S6冰冻圈与极地气象学 ,2011.

[10]李建,周天军,宇如聪.利用大气环流模式模拟北大西洋海温异常强迫响应.大气科学，2007,31, 561‐570.

[11]刘宣飞,袁慧珍.印度洋偶极子与中国秋季降水的关系.南京气象学院学报，2006a,29（5）：644-649.

[12]罗霄,李栋梁,王慧.华西秋雨演变的新特征及其对大气环流的响应.高原气象,2013,32(4):1019-1031.

[13]穆明权,李崇银.东亚冬季风年际变化的ENSO信息.大气科学, 1999,23(3): 276~285.

[14]隋翠娟,张占海等.1979-2012年北极海冰范围年际和年代际变化分析.极地研究,2015(02).

[15]孙双文.印度洋偶极子东西极演变机制及联系.青岛,中国海洋大学,2010.

[16]谢永坤,刘玉芝,黄建平.秋季北极海冰对中国冬季气温的影响.气象学报,2014,72(4):703-710.

[17]徐寒烈,李建平,冯娟，毛江玉.冬季北大西洋涛动与中国西南地区降水的不对称关系.气象学报,2012,70(06):1276-1291.

[18]晏红明,李崇银等.南印度洋副热带偶极模在ENSO事件中的作用．地球物理学报,2009,52(10):2436-2449.

[19]晏红明,肖子牛,谢应齐.近50年来热带印度洋海温距平场的时空特征分..气候与环境研究，2000,5(2):180-188.

[20]朱益民，杨修群.太平洋年代际振荡和中国气候变率的联系.气象学报,2003,61(6):641-652.,2012,70(6):1276-1291.

[21] Allen, R. J. & Zender, C. S. Forcing of the Arctic Oscillation by Eurasian snow cover.J.Climate,24, 6528–6539 (2011).

[22]Baldwin, M.P., L.J. Gray, T.J. Dunkerton, K. Hamilton, P.H. Haynes, W.J. Randel, J.R. Holton, M.J. Alexander, I. Hirota, T. Horinouchi, D.B.A. Jones, J.S. Kinnersley, C. Marquardt, K. Sato, and M. Takahashi, 2001: The Quasi-Biennial Oscillation. Reviews of Geophys., 39, 179-229.

[23]Barriopedro, D., and N. Calvo, 2014: On the relationship between ENSO, stratospheric sudden warmings, and blocking.J.Climate,27, 4704–4720, https://doi.org/10.1175/JCLI-D-13-00770.1

[23]Bernat Jimenez-Esteve,Daniela I. V. Domeisen.The Tropospheric Pathway of the ENSO–North Atlantic Teleconnection.J.Climate,2018,31(11): https://doi.org/10.1175/JCLI-D-17-0716.1

[24]Bjerknes,J.Atmospheric teleconnections from the equatorial Pacific. Monthly Weather Review . 1969

[25] Boyin Huang, Peter W. Thorne, Viva F. Banzon, Tim Boyer, Gennady Chepurin, Jay H. Lawrimore, Matthew J. Menne, Thomas M. Smith, Russell S. Vose, and Huai-Min Zhang (2017): NOAA Extended Reconstructed Sea Surface Temperature (ERSST), Version 5. NOAA National Centers for Environmental Information. doi:10.7289/V5T72FNM

[26] Chen, S., R. Wu, and W. Chen. The changing relationship between interannual variations of the North Atlantic Oscillation and northern tropical Atlantic SST.2015, J.Climate, 28, 485–504, https://doi.org/10.1175/JCLI-D-14-00422.1.

[27]Chen, W. & Li, T. Modulation of northern hemisphere wintertime stationary planetary wave activity: East Asian climate relationships by the Quasi-Biennial Oscillation.2007.J.Geophys.Res. 112, D20120, https://doi.org/10.1029/2007JD008611

[28] Furtado, J. C., Cohen, J. L., Butler, A. H., Riddle, E. E. & Kumar, A. Eurasian snow cover variability and links to winter climate in the CMIP5 models.Clim.Dynam.,45, 2591–2605 (2015)

[29]Hans W.Chen.,et al. Interannual Arctic sea ice variability and associated winter weather patterns: A regional perspective for 1979–2014.J.Geophys.Res.,2016,121(24): doi:10.1002/2016JD024769

[30] Henley, B.J., Gergis, J., Karoly, D.J., Power, S.B., Kennedy, J., Folland, C.K., (2015). A Tripole Index for the Interdecadal Pacific Oscillation. Clim. Dyn.] Marshall J, Kushnir Y, Battisti D et al., 2001. North Atlantic climate variability: Phenomena,impacts and mechanisms. Inter. J. Climatology, 21, 1863‐1898.

[31] Kalnay et al.,The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project, Bull. Amer. Meteor. Soc., 1996,77:437-470.

[32]Klaus Weickmann,Edward Berry. The tropical Madden-Julian oscillation and the global wind oscillation.Monthly Weather Review, 2009,137(5):1601-1614.

[33]Klein, S. A., B. J. Soden, and N. C. Lau. Remote sea surface temperature variations during ENSO: Evidence for a tropical atmospheric bridge. Climate, 1999, 12: 917-932.

[34]Lau, N.-C., and M. J. Nath, 2001: Impact of ENSO on SST variability in the North Pacific and North Atlantic: Seasonal dependence and role of extratropical air–sea coupling.J.Climate, 14, 2846–2866, doi:<a class=\"pgc-link\" data-content=\"mp\" href=\"https://doi.org/10.1175/1520-0442(2001)0142.0.CO;2\” target=\”_blank\”>https://doi.org/10.1175/1520-0442(2001)014<2846:IOEOSV>2.0.CO;2.

[35] L.Wang, X.Yang. Two typical modes in the variabilities of wintertime North Pacific basin‐scale oceanic fronts and associated atmospheric eddy‐driven jet.Atmos. Sci.Lett.,2017,18(9):373-380

[36]Matthew Newman., et al. The Pacific Decadal Oscillation Revisited.J.Climate,2016,:4299-4327

[37] N. A. Rayner, D. E. Parker, E. B. Horton, C. K. Folland, L. V. Alexander, and D. P. Rowell, E. C. Kent, A. Kaplan. A Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine air temperature since the late nineteenth century. Geophys. Res,2003,108(14):D4407

[38] Naito, Y., and S. Yoden, 2006: Behavior of planetary waves before and after stratospheric sudden warming events in several phases of the equatorial QBO. J.Atmos.Sci., 63, 1637–1649, doi:https://doi.org/10.1175/JAS3702.1

[39]Newman, M., P. D. Sardeshmukh, and C. Penland.How important is air–sea coupling in ENSO and MJO evolution? J.Climate, 2009,22, 2958–2977,

[40] North G R, Bell T L, Cahalan R F,et al. Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functions[J].Mon.Wea.Rev.,1982.110(7):699-706.

[41] Scott R. Stephenson,Laurence C. Smith,Lawson W. Brigham,John A. Agnew. Projected 21st-century changes to Arctic marine access. Climatic Change . 2013 (3)

[42]Shakun,J.D.,and J. Shaman. Tropical origins of North and South Pacific decadal variability. Geophys. Res. Lett., 2009,36, L19711, doi:10.1029/2009GL040313

[43]Smirnov, D., M. Newman, and M. A. Alexander, 2014: Investigating the role of ocean–atmosphere coupling in the North Pacific Ocean.J.Climate,27, 592–606, doi:https://doi.org/10.1175/JCLI-D-13-00123.1

[44]Yeh, S.-W., X. Wang, C. Wang, and B. Dewitte. On the relationship between the North Pacific climate variability and the central Pacific El Niño. J.Climate,2015, 28, 663–677, doi:https://doi.org/10.1175/JCLI-D-14-00137.1.

[45]You, Y. and J. C. Furtado.The role of South Pacific atmospheric variability in the development of different types of ENSO.2017Geophys. Res. Lett., 44, 7438–7446, doi:10.1002/2017GL073475.

[46]Y.Yao, H. Lin, and Q.Wu. Subseasonal Variability of Precipitation in China during Boreal Winter.J.Climate,2015,28(16) doi: 10.1175/JCLI-D-15-0033.1​​​​

本文特约作者：mikeliang（风云梦远），气候研究者，已获授权

注：（1）本文仅为个人分析，仅供学习交流与参考，不具备法律效力。如需要咨询更详细的气候趋势，请联系国家气候中心或各地气象局。

（2）本文未说明条件下，季节均指北半球季节。