平流层爆发性增温（SSW）是平流层一种特有的大气运动现象，多发生在冬季和春季.1952年德国科学家Scherag首先发现这一现象，其后人们对平流层大气运动的这一现象给予了越来越多的重视，进行了一系列的观测和研究.Richard等利用探空资料描述了1957年发生的爆发性增温现象^[1]，Frederick等用雷达探测数据分析了1963年冬天平流层爆发性增温期间的环流变化^[2].随后，许多科学家对SSW产生的机制进行了深入的研究，Matsuno^[3]认为平流层爆发性增温是由于对流层行星波向平流层传播并与基本气流相互作用而引起的，这一理论比较好地解释了爆发性增温的物理过程，得到了大多数学者的认可，并就对流层行星波的这种上传及引起平流层爆发性增温的效应从理论和观测上给予了很好研究和证实^[4~7].在SSW发生时，平流层高纬地区急剧增温，同时伴随大气环流的调整，强SSW发生时绕极西风将转变为东风，极涡发生崩溃.一般而言，平流层爆发性增温多发生在北半球，南半球很少有爆发性增温发生.

在研究爆发性增温的初期，多认为平流层仅是被动地接受对流层行星尺度扰动上传的影响，而爆发性增温过程很难驱动或者很少能够对对流层天气和气候产生影响.但随着探测手段的进步，获得的观测资料也越来越丰富，许多科学家开始注意到平流层的一些变化在对流层天气气候的变化中也起到了相当大的作用.Hartmann等^[8]分析南、北极平流层臭氧含量的变化时发现，两个极区的臭氧损耗引起了近二十多年来中高纬度冬末春初大气环流的改变以及地面温度的增加.Hartley等^[9]强调了平流层对对流层影响的重要性，指出尽管对流层大气质量和密度比平流层大得多，但平流层引起的扰动振幅仍可达到对流层顶扰动的一半.有关北极涛动（AO）的一些研究也发现，AO信号最早出现在平流层并可向下传播，大概经过20天到达地面；当AO的强异常自平流层下传到对流层后，能够对对流层的天气尺度系统产生一定影响^[10~12].其实早在1977年，Quiroz^[13]就通过研究1977年的一次爆发性增温发现，在平流层爆发性增温时平流层中高纬度纬向环流出现反气旋性异常，并且这个异常能从平流层一直延伸到地面并影响对流层天气系统.随后的研究也证明平流层爆发性增温不仅在平流层有剧烈的环流异常发生，对流层也会受其影响发生一系列的变化^[14~16].Baldwin和Dunkerton^[17]也发现作为平流层向对流层传播信号的重要系统的北极涛动与爆发性增温有明显关系，其信号在对流层下传过程中不仅振幅比较大，而且维持时间也相当长.邓淑梅等^[18]通过研究平流层爆发性增温的时空分布认为，北半球发生SSW期间平流层温度场和环流场的异常变化也会影响到对流层.

虽然，过去也有一些关于平流层爆发性增温对区域天气气候影响的研究^{[19, 20]}，但是关于平流层爆发性增温影响我国的天气气候具体过程和途径还不是很清楚.本文拟对1957年到2002年间的平流层爆发性增温事件进行研究，探索平流层爆发性增温可能对东亚冬季风及中国天气气候产生的影响；同时，考虑到ENSO的成熟期在冬季，它对东亚冬季风又有明显影响，本文还将探讨强SSW在ENSO影响东亚冬季风及中国天气气候中所起的作用.

本文所用的资料是欧洲中期数值天气预报中心（ECMWF）的ERA-40再分析资料.该资料共45年（1957年9月~2002年8月），水平分辨率为2.5°× 2.5°，资料在垂直方向有23层，最高层次为1hPa，资料包括温度场、位势高度场、纬向风场、经向风场和垂直速度场.

世界气象组织1963年规定，北半球平流层强爆发性增温需要两个条件：在10hPa或以下的平流层里，60°N到极地的纬向平均温度的经向梯度发生反转；极涡减弱南移，极地被暖高压控制，极区西风环流转为东风环流.本文将爆发性增温（SSW）事件分为强增暖（MASSW）和弱增暖（MISSW）两类，并作如下定义：

其中[]为纬向平均.当Δ[T]>0，Δ[H]>0，即当10hPa高度上60°N到极地的纬向平均温度的经向梯度发生反转，同时相应的位势高度的经向梯度也发生反转时定义为强SSW事件；当Δ[T]>0，Δ[H] < 0，即当10hPa高度上60°N到极地的纬向平均温度的经向梯度发生反转，而相应的位势高度的经向梯度未发生反转时定义为弱SSW事件.

依据上面的定义，通过计算和分析得到1957年到2002年的45个冬季共有33次强SSW事件，21次弱SSW事件（表 1）.此外，我们还定义在SSW事件中，10hPa上60°N到极地的纬向平均温度的经向梯度发生转向时，即Δ[T]>0，为一次SSW事件的开始，并且当这种南北向的温度梯度达最大时，即Δ[T]=max，为SSW事件的爆发期.在对强、弱SSW事件进行合成分析时，以爆发的日期为第0天，向前和向后分别取20天和40天作为一次SSW事件过程.

表 1(Table 1)

表 1 1957~2002年间强、弱SSW事件的开始时间和爆发时间统计 Table 1 Onset time and breakup time of major and minor SSW between 1957~2002

表 1 1957~2002年间强、弱SSW事件的开始时间和爆发时间统计 Table 1 Onset time and breakup time of major and minor SSW between 1957~2002

本文研究强SSW在ENSO影响东亚气候中的作用时，参考Nino3.4指数，确定了11个暖事件（El Niño）年，分别为1957、1963、1965、1969、1972、1976、1982、1986、1987、1991、1997和9个冷事件（LaNiña）年，分别为1964、1967、1970、1973、1975、1984、1988、1998、1999.

本文在研究强SSW事件前期行星波的上传时参考了Chen等^[21]使用EP通量诊断行星波活动的方法，即定义：

其中F为EP通量，D_F为EP通量散度，ρ是空气密度，a是地球半径，φ是纬度，R是空气常数，f是地转参数，H是大气标高，u和v分别是纬向风和经向风，T是温度，取纬向波数1~3表示行星波.

此外，在研究过程中，本文还用了合成分析和EOF分析的方法.

表 1是以本文定义的爆发性增温的标准统计得到的1957年9月到2002年8月间的33次强SSW事件和21次弱SSW事件.需要说明的是，平流层环流由冬季型向夏季型的转换过程中，都伴随一次爆发性增温，一般称之为最后一次爆发性增温，这类爆发性增温事件多发生在春季；而在表 1统计的爆发性增温事件多发生在冬季，没有包含最后一次爆发性增温.从统计结果来看，45个冬季中有8年没有出现强SSW或者弱SSW，其余各年都有强SSW或者弱SSW事件发生.统计的结果与王玉佩等^[16]和邓淑梅等^[18]的研究结果基本一致.

图 1是合成的强、弱SSW事件中60°N以北区域平均温度异常、位势高度异常、纬向风异常的时间-高度剖面.可以很清楚地看到强SSW事件中温度异常、位势高度异常和纬向风异常的强度都大于弱SSW事件中的异常，并且持续的时间也要比弱SSW事件中的异常持续时间长.对于强SSW事件，温度异常、位势高度异常和纬向风异常不仅仅出现在SSW的爆发期，即我们定义的第0天，事实上，从前20天开始平流层高层就已经出现了异常；而且异常信号最强的位置和出现时间与温度、位势高度场和纬向风变化最大的位置和时间相一致，这些异常在平流层出现后，还会随时间逐渐发展到对流层；上述异常可一直持续到爆发期后的40天，甚至更长时间.由此可见，爆发性增温不仅是局限在平流层的现象，它的发生会对对流层的天气气候产生相当的影响.

图 1

Fig. 1

图 1 合成的强（左）、弱（右）SSW事件中60°N以北区域平均的温度异常（a，单位：℃）、位势高度异常（b，单位：gpm）和纬向风异常（c，单位：m·s-1）的时间-高度剖面 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 1 Time-height development of temperature anomaly (a, unit:℃), geopotential height anomaly (b, unit:gpm), zonal wind anomaly (c, unit:m·s-1) average at north of 60°N during major SSW (left) and minor SSW (right) Shading denotes the region above 90% significance level.

Thompson等^[22]的研究指出，北半球极地和中高纬度海平面气压场存在一种反相的振荡，并称之为北极涛动（Arctic Oscillation，AO）.其后Baldwin等^{[23, 24]}发现这种振荡不只存在于海平面气压场，北半球位势高度场、温度场也存在这种类似的振荡型，并且还认为AO的异常可以由平流层下传到对流层，进而对对流层的天气气候产生影响.平流层爆发性增温导致平流层北半球高纬地区温度升高、位势高度增加，必然使得平流层AO减弱.为了说明这一点，我们在图 2中分别给出了合成的强、弱SSW事件中各等压面上AO指数随时间的变化.这里AO指数的计算参考了Baldwin等^[24]的方法，通过计算纬向平均位势高度的EOF第一模态取代以往计算20°N以北所有格点资料EOF第一模态的方法.从图 2中的结果可以看出，不论是强SSW还是弱SSW，平流层高层都有很强的负AO信号.不同的是负的AO信号在强SSW事件中有很明显的下传，最快在5天左右已经能够到达对流层，并且对对流层的影响可以持续到30到35天.而在弱SSW事件中负的AO信号没有明显下传并影响到对流层.

图 2

Fig. 2

图 2 合成的强（a）、弱（b）SSW事件中AO指数的时间-高度剖面 Fig. 2 Time-height development of AO index during (a) major SSW and (b) minor SSW

从上面的分析来看，平流层强SSW事件产生的环流异常不只局限于平流层内部，它能够下传到对流层并对对流层的天气气候产生影响；而平流层弱SSW事件产生的环流异常无论范围还是强度都要比强SSW事件产生的环流异常小.因此，下面我们将主要就强SSW事件对中国天气气候的影响进行分析.

我国地处东亚季风区，冬季主要受东亚冬季风的控制，冬季风的强弱对我国冬季的天气气候有十分重要的影响.从气候平均场上来看，东亚冬季风系统不仅包括对流层下层中高纬度的西伯利亚高压、阿留申低压和对流层中层500hPa的东亚大槽，以及与这些系统相配合的东亚地区的偏北风（寒潮），而且还包括了副热带地区的西太平洋高压.东亚冬季风系统内部这些子系统的变化将导致东亚季风的异常，对我国冬季的天气气候造成直接的影响.

在前面的分析中我们已指出，强SSW事件中平流层的异常能够下传到对流层，这种下传的影响可以持续到30天以上的时间.因此，我们将33个强SSW事件第0天到第41天分成4个时段（分别为第0天到第10天、第11天到第20天、第21天到第30天、第31天到第41天），然后分别将温度场、风场、位势高度场的异常进行合成，从而通过对东亚冬季风各子系统异常变化的研究来分析强SSW对东亚冬季风的影响，以及由此造成的对我国冬季天气气候的影响.

图 3是4个时间段75°E~135°E经度带平均位势高度距平的纬度-高度剖面，这里选取的75°E~135°E主要是考虑它是我国所在的经度范围.强SSW后，高纬度地区从对流层到平流层高层是一致的正位势高度距平，从异常强弱的变化来看，高纬的正位势高度距平是逐渐向下发展的.同时，在中纬度平流层有负的位势高度距平向下伸展，这个负异常有明显的下传趋势，并且逐渐影响到对流层低层的位势高度场.中纬度和高纬度位势高度异常的这种反位相现象与前文提到的AO振荡是一致的.

图 3

Fig. 3

图 3 强SSW事件发生后第0天到第10天（a）、第11天到第20天（b）、第21天到第30天（c）、第31天到第41天（d）75°E~135°E经度带平均位势高度距平（单位：gpm）的纬度-高度剖面 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 3 Vertical sections of geopotential height anomaly (gpm) between 75°E~135°E during (a) 0 day to 10 day, (b) 11 day to 20 day, (c) 21 day to 30 day, (d) 31 day to 41 day after major SSW Shading denotes the region above 90% significance level.

Matsuno^[3]认为上传的行星波是导致平流层SSW的重要原因，我们将平流层SSW爆发周期61天逐日EP通量进行合成（图 4），发现第0天前后高纬度EP通量距平有明显相反的特征.平流层强SSW爆发前有强的行星波上传，“极地波导”增强，而强SSW爆发后极涡崩溃，绕极西风转为东风，行星波不能在东风中传播，“极地波导”减弱.陈文等^[25]在研究行星波与东亚冬季风的关系时指出，行星波低指数时（即“极地波导”异常强；“低纬波导”异常弱）东亚大槽加深，西伯利亚高压与阿留申低压同时增强，造成影响我国的冬季风增强，而行星波高指数时则相反.我们注意到，强SSW第0天之前，500hPa位势高度场上北半球高纬位势高度异常呈1波的特征，在东亚大槽的平均位置上，位势高度是负异常，因此东亚大槽加深，伴随着强的冬季风异常影响我国东北地区，在东北、华北地区形成大范围的降温（图 5）.对流层低层西伯利亚高压和阿留申低压是东亚冬季风系统重要成员，两者的强度和位置也决定了东亚冬季风的强弱变化.西伯利亚高压和阿留申低压的同时增强必然导致两个系统间的气压梯度增强，形成异常强的偏北气流，冬季风增强.强SSW第0天之前，在对流层低层西伯利亚高压和阿留申低压的平均位置上分别是位势高度正距平和负距平（图 6），意味着西伯利亚高压和阿留申低压增强和加深，冬季风增强.也就是说，由于强SSW爆发前有强行星波的扰动，东亚冬季风增强.

图 4

Fig. 4

图 4 强SSW事件-10天到0天（a）、1天到10天（b）平均纬向1~3波EP通量异常（单位：kg/s2） Fig. 4 Composite distribution of the EP flux anomaly (kg/s2) for wave 1~3 during (a) -10 day to 0 day and (b) 1 day to 10 day in major SSW events

图 5

Fig. 5

图 5 强SSW事件第-10天到第0天（a）、第1天到第10天（b）、第11天到第20天（c）和第31天到第41天（d）的500hPa位势高度距平（单位：gpm） 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 5 Geopotential height anomaly (gpm) at 500 hPa during (a) -10 day to 0 day, (b) 1 day to 10 day, (c) 11 day to 20 day and (d) 31 day to 41 day in major SSW events Shading denotes the region above 90% significance level.

图 6

Fig. 6

图 6 强SSW事件第-10天到第0天（a）、第1天到第10天（b）、第21天到第30天（c）以及第31天到第41天（d）的1000hPa位势高度场距平（单位：gpm）及风场距平（单位：m·s-1） 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 6 Geopotential height anomaly (gpm) and wind anomaly (m·s-1) at 1000 hPa during (a) -10 day to 0 day, (b) 1 day to 10 day, (c) 21 day to 30 day and (d) 31 day to 41 day in major SSW events Shading denotes the region above 90% significance level.

强SSW第0天到第10天，500hPa位势高度场异常呈一种环状模的形态（图 5），即高纬为正异常带，中纬为负异常带，与之对应的对流层低层位势高度异常也呈明显的环状模态，也就是说位势高度异常场上的波动特征不明显.在对流层低层的异常风场上，中高纬度是一致减弱的西风.这与第0天前的位势高度场和风场异常的特征有明显的不同.随后，在强SSW事件发生后的第11天到第20天1000hPa位势高度距平场上（图略），我们发现在西伯利亚高压和阿留申低压的平均位置上分别有正的位势高度距平和负的位势高度距平形成，并且在第21天到第30天这两个正距平和负距平逐渐增强.也就是说，西伯利亚高压将增强，而阿留申低压将加深.同时，500hPa上北太平洋地区一个负的位势高度距平中心逐渐增强，并向西扩展，使得东亚大槽平均位置上位势高度降低，东亚大槽加深.在强SSW第10天以后，冬季风再次异常增强，在1000hPa上我国东部形成冬季风型的异常风场（图 6）.从我们合成的EP通量的结果来看（图略），环流的变化导致这个时段“极地波导”减弱，“低纬波导”增强，是行星波活动高指数期.根据陈文等^[25]的理论，行星波高指数时东亚冬季风应该减弱，而我们的结果却正好相反.我们认为这次东亚冬季风的增强是区别于强SSW爆发前有行星波所导致的冬季风增强的，其应该是由于强SSW爆发后异常信号的下传在对流层的扰动所形成的.

另外，从位势高度场的分析中，我们也注意到强SSW爆发后第21天以后同处于中高纬度地区西伯利亚高压和阿留申低压分别对应正距平和负距平，说明对流层中纬地区位势高度异常的分布有很强的经向不对称性，这可能是异常信号受到地形以及其他作用的影响造成的.

爆发性增温的主要特征就是平流层极区温度在短时间内的急剧增加.图 7是75°E~135°E经度范围内温度距平的纬度-高度剖面.从图中可以看到，爆发性增温发生后，高纬度是正的温度距平，而中纬度有明显的负距平向下发展，这与位势高度场的特征相同.温度场在高纬度与中纬度的正距平和负距平的分布也形成一种反位相的AO振荡.这个中纬度的温度负距平在强SSW爆发后的初期还保持在平流层低层和对流层高层，随着时间的推移，这个负距平带逐渐向下发展，到了第21天到第30天时已到达700hPa附近.我们也注意到，中纬度的负距平逐渐向下发展时，有一个向高纬度倾斜的趋势，温度场这个特征在位势高度场上并不那么明显.

图 7

Fig. 7

图 7 强SSW事件发生后第0天到第10天（a）、第11天到第20天（b）、第21天到第30天（c）、第31天到第41天（d）75°E~135°E经度带平均温度距平（单位：℃）的纬度-高度剖面 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 7 Vertical sections of temperature anomaly (℃) between 75°E~135°E during (a) 0 day to 10 day, (b) 11 day to 20 day, (c) 21 day to 30 day and (d) 31 day to 41 day after major SSW Shading denotes the region above 90% significance level.

图 8a和8b分别给出的是强SSW爆发后第21天到第30天和第31天到第41天1000hPa的温度距平场，图中可以看到亚欧大陆北部都是负的温度距平，其中我国的北部地区也处于负温度距平的范围内.强SSW爆发后，平流层异常信号的下传使得500hPa东亚大槽加深、对流层低层西伯利亚高压和阿留申低压同时增强，导致冬季风增强，有利于冷空气活动，因此1000hPa上亚欧北部及我国东北、华北都是负的温度异常.而在强SSW爆发前，由于行星波的扰动，冬季风增强，我国东北、华北地区也是负的温度异常（图略）.我们也注意到图 8中由于冬季风增强使得我国东北、华北地区温度降低，但是我国中部及南方大部分地区却是正的温度异常.对这种情况目前还不能给予很好的解释，需要进一步的研究.另外，强SSW后平流层到对流层高层温度场异常的分布呈环状模态，高纬和低纬是明显的反位相分布，而对流层低层温度场异常分布在经向上是不对称的，这与位势高度场异常的分布特征相同.这可能造成了图 7中平流层中纬度的负温度距平向下发展时，在对流层中下层中纬度地区有一部分正温度距平.

图 8

Fig. 8

图 8 强SSW事件发生后第21天到第30天（a）和第31天到第41天（b）的1000hPa温度距平场（单位：℃） 阴影区表示通过0.1的信度检验. Fig. 8 Temperature anomaly (℃) at 1000 hPa during (a) 21 day to 30 day and (b) 31 day to 41 day after major SSW Shading denotes the region above 90% significance level.

综上所述，强SSW发生前后有两个不同的过程导致东亚冬季风增强.在强SSW爆发前对流层有异常强的行星波上传，受到行星波的影响东亚大槽加深、西伯利亚高压和阿留申低压同时加强，导致冬季风的增强，我国东北、华北地区温度降低.强SSW爆发以后，由于平流层环流的变化导致行星波上传减少，对流层中高纬度异常西风转向平直.与此同时，由SSW所产生的环流异常在平流层高纬度地区使得位势高度增加，而中纬度是负的位势高度距平.高纬度与中纬度的正、负异常形成AO型振荡，这种AO振荡逐渐下传并对对流层产生影响.这种影响在对流层低层具有很强的经向不对称性，使得对流层低层西伯利亚高压增强和阿留申低压加深，东亚冬季风增强，我国东北、华北地区温度偏低.而在500hPa上东亚大槽平均位置的负位势高度异常也使得在强SSW爆发以后东亚大槽异常加深，也有利于较强东北风气流影响我国东北、华北地区.可以认为，强SSW的发生对应着对流层两次冬季风增强，但这两次增强有不同的物理机制.在强SSW爆发之前，冬季风增强是对流层行星波扰动造成东亚大槽加深的结果，而强SSW爆发之后冬季风的增强是由于平流层异常信号的下传使得东亚大槽加深以及西伯利亚高压和阿留申低压同时增强.

一系列的研究已经表明，ENSO的发生对我国冬季的天气气候也有显著的影响，一般是El Niño年冬季将使得东亚冬季风减弱，我国东部气温偏高；而LaNiña年冬季将使得东亚冬季风增强，我国东部气温偏低^[26~28].同时，ENSO的发生还会对平流层的大气环流产生影响，我们已有的研究表明，一般在El Niño年，平流层QBO的西风位相维持的时间会偏短，而LaNiña年维持的时间会偏长^[29].已有研究还指出El Niño期间有异常强的行星波上传^[21]，通过合成的El Niño年和La Niña年冬季（12月~2月）纬向1~3波EP通量和EP通量散度异常分布，可以看到El Niño年冬季平流层高纬地区确有强的行星波上传，La Niña年冬季行星波上传减弱（图略）.而根据Matsuno^[3]的理论，上传的行星波是导致平流层爆发性增温的一个重要原因，那么El Niño年冬季异常的行星波上传是否会导致El Niño年强SSW事件增多呢?下面我们将对此进行分析研究. 表 1中我们已经给出了45年爆发性增温的情况，同时也标记出了哪些是El Niño年和LaNiña年.从统计的情况来看，11个El Niño年冬季共发生强SSW事件10次和弱SSW事件4次；9个LaNiña年冬季共发生强SSW事件5次和弱SSW事件0次.总体来看，El Niño年冬季利于发生SSW，尤其是强的SSW事件（概率几乎是LaNiña年冬季发生强SSW事件的两倍）.这个结果与Taguchi和Hartmann^[30]用WACCM模式模拟的El Niño年爆发性增温会增多的结果是一致的.

因此可以认为，El Niño年异常的海温变化所激发行星波上传增强，可能会导致平流层强SSW的增多.而本文前面的分析已经表明，强SSW事件发生的过程中东亚冬季风有增强的现象，从而影响我国冬季的天气气候.具体来说，El Niño通过增强的行星波能导致冬季风增强，同时由于行星波的上传所导致的强SSW事件，可以再一次地引起东亚冬季风的增强.然而以前关于ENSO影响东亚天气气候的研究认为El Niño事件通过Hadley环流和Ferrel环流的异常将影响东亚寒潮的活动，El Niño年冬季东亚季风多偏弱^{[26~28, 31]}.本文研究得出的El Niño通过行星波以及产生平流层强SSW导致东亚季风偏强的结果虽然与过去的研究结果不一样，但并非是完全矛盾的.它们表明ENSO这种强信号对东亚天气系统影响的途径不是单一的，ENSO对东亚冬季风或者东亚天气气候的影响情况应该是多种途径综合作用的结果.就ENSO事件对东亚冬季风的影响而论，El Niño事件除了通过海气相互作用直接引起对流层环流异常，导致东亚冬季风偏弱外，还可能通过上传行星波的增强使冬季风增强以及上传行星波导致的平流层强SSW的产生，并通过异常大气环流从平流层下传到对流层，最终导致东亚冬季风偏强.无疑，本文的结果与已有研究结果的结合，为我们以后研究ENSO对天气气候的影响提出了一个新的思路.

在表 1中我们发现1976年为El Niño年，而1976冬季共有2次强SSW事件，所以本文以1976年为例来说明强SSW在ENSO影响我国天气气候中的作用.在1000hPa温度距平场上（图 9a），1976年冬季我国中部和北部地区都被温度负距平所覆盖，温度场的冷中心位于西伯利亚中部地区.同时在1000hPa上，西伯利亚高压和阿留申低压的平均位置分别对应有正的位势高度距平和负的位势高度距平，也就是说1976年冬季有西伯利亚高压异常加强和阿留申低压异常加深，这将导致1976年东亚冬季风的异常增强.在500hPa高度上（图 9b），有负的位势高度距平位于东亚大槽的平均位置上，也就是说1976年东亚大槽异常南伸（偏强），有利于槽后冷空气的向南爆发，东亚冬季风的异常偏强.图 9c中的风场异常表明有北风异常，也证实了上面的分析.从图 9可以看出，1976年冬季环流的特点和我们之前分析的强SSW后环流的特点有很好的一致性. 1976年却是El Niño年，按以往的研究结果，El Niño年东亚冬季风应该偏弱，而这里我们清楚地看到1976年的东亚冬季风却偏强，怎么解释呢?我们认为1976年冬季因平流层有多次强爆发性增温的发生，行星波的增强以及爆发性增温导致的平流层异常环流的下传，使得东亚冬季风异常偏强.因此，平流层的强爆发性增温事件在ENSO影响东亚冬季风及东亚天气气候的过程中也可能起着重要的作用.

图 9

Fig. 9

图 9 1976年冬季平均的1000hPa温度场距平（a，单位：℃）、500hPa位势高度场距平（b，单位：gpm）和1000hPa位势高度场距平（单位：gpm）及风场距平（c，单位：m·s-1） Fig. 9 Temperature anomaly (℃) at 1000 hPa (a), geopotential height anomaly (gpm) at 500 hPa (b) and geopotential height anomaly (gpm), wind anomaly (m·s-1) at 1000 hPa (c) in winter 1976

平流层爆发性增温（SSW）及其影响近年来又引起了不少学者的关注，正在做进一步研究.本文对1957年9月到2002年8月间33个强爆发性增温事件和21个弱爆发性增温事件进行分析，并研究了强SSW事件期间我国冬季的天气气候异常特征，指出了SSW对东亚冬季风的影响；同时还分析研究了强爆发性增温事件在ENSO影响东亚天气气候中的重要作用，得到以下几点主要结论：

（1）平流层SSW的发生将引起平流层大气环流的异常，但弱SSW事件产生的平流层环流异常要比强SSW事件产生的平流层环流异常的强度弱、所持续的时间也相对短；而且一般只有强的SSW事件产生的环流异常能够向下传播到对流层，并对东亚冬季风及天气气候产生一定的影响.

（2）强SSW发生后平流层环流异常会在高纬度和中纬度之间形成AO振荡，具体表现为高纬度正的位势高度距平和温度距平，而中纬度为负的位势高度距平和温度距平.同时，这种AO振荡型有明显的向下传播的特征，正是通过AO振荡的这种向下传播的方式使得强SSW在平流层产生的异常能影响到对流层.但是异常信号在对流层低层的影响有明显的经向不对称性，使得同处于中、高纬度的西伯利亚高压增强和阿留申低压加深，影响冬季风的变化.

（3）强SSW发生前后有两个不同的过程可能导致东亚冬季风增强.在强SSW爆发前，由于强行星波的扰动，导致东亚大槽的加深、西伯利亚高压和阿留申低压同时增强，冬季风增强，而强SSW爆发后，平流层异常信号的下传也使得东亚大槽加深、西伯利亚高压和阿留申低压同时增强，冬季风增强.由于受到冬季风增强的影响，我国东北、华北地区的温度异常偏低.

（4）El Niño发生时极地波导增强，行星波活动处于低指数，可能造成对流层的扰动，使得冬季风增强.另外由于上传行星波增强有利于强爆发性增温的发生，而平流层强爆发性增温所产生的异常环流下传到对流层，将有利于东亚冬季风的增强.这可能是El Niño事件影响东亚冬季风及我国天气气候的另外两种途径.联系已有研究结果，我们可以认为ENSO影响我国的天气气候会有不同的途径，其具体的影响结果要看各种途径的综合作用.