1) 美国气象预报中心(NCEP)和美国国家大气研究中心(NCAR)联合制作的再分析资料NCEP。空间分辨率为2.5˚ × 2.5˚，时间分辨率为月。本文选用1979年到2020年100 hPa~1000 hPa的风场、比湿场和气温等气象资料。

2) 欧洲气象资料中心(ERA5)的再分析资料，空间分辨率为0.25˚ × 0.25˚，时间分辨率为月。本文选用了1979年到2020年100 hPa~1000 hPa的风场、海平面气压气象资料。

本文主要分析东亚季风的风场、水汽输送和季风指数特征。为了反映不同季节的特征，用6~8月的数据代表夏季，用12~2月的数据代表冬季。为了更好地表示季风指数的年际变化，对经向、纬向风和海平面气压的数据进行了标准化处理，并对计算得到的季风指数进行了滑动平均和一元回归。

1) 东亚夏季风指数

本文夏季风指数的计算选择了李建平 [ 12 ] 定义的动态标准化季节变率指数，这个指数通过利用风场的归一化季节性强度，可以很好地表示夏季风的年际差异。东亚季风指数的基本思想是基于风场的归一化季节性强度。季风具有很强的季节变化，因此，用风场的季节性大小来衡量强、弱季风是合理的。

2) 东亚冬季风指数

冬季风指数的计算选择了施能 [ 9 ] 定义的冬季风指数。这个指数利用海平面气压差来计算，能更好的表征冬季风的强度。该指数将东亚季风强度指数定义为50~20˚N，7个纬带(间隔5˚)的纬向标准化海平面气压的差(110˚E减160˚E)的和，并将其进行一次标准化处理。

3) 水汽通量和水汽通量散度

本文水汽通量和水汽通量散度的计算选用的是黄荣辉等 [ 13 ] 分析东亚季风水汽输送特征所使用的计算公式。

图1体现了东亚季风1979~2020年的平均经向、纬向风的垂直结构。首先可以看到两种再分析资料在风场垂直结构的描述上基本一致。图1(a)和图1(c)可以看出东亚季风系统平均纬向风全年从1000 hPa到100 hPa均为西风，夏季整层风速均较弱(小于12 m/s)，而冬季平均纬向风随高度逐渐增强，在200 hPa左右达到极大值(大于44 m/s)。冬季和夏季平均纬向风在垂直方向都呈西风切变。图1(b)和图1(d)显示东亚夏季经向风在400 hPa以上为偏北风，以下为偏南风，垂直方向呈北风切变；而东亚冬季则与夏季相反，经向风高层为南风，低层为北风，垂直方向呈南风切变。

这说明东亚季风的垂直结构是以经向为主导的，在夏季和冬季有着明显的反向配置(夏季呈北风切变，冬季呈南风切变)，纬向风的垂直切变按季节变化并不明显，因此可以认为东亚季风为经向型季风。

图1. 东亚地区(4˚~53˚N，73˚~150˚E) 1979~2020年平均纬向风和经向风的时间剖面图((a)、(c)为纬向风，实线为西风；(b)、(d)为经向风，实线为南风，虚线为北风。(a)、(b)为NCEP数据，(c)、(d)为ERA5数据。单位：m/s)

低层的风场对天气气候的影响较为直接，为了较好地反映东亚季风水平风场的特征，选择了850 hPa夏季(6~8月)和冬季(12~2月)的平均水平风场进行分析。

图2表明在东亚地区夏季风和冬季风有着显著的季节性转变 [ 16 ]。图2(a)和图2(c)表明，夏季东亚地区低层盛行偏南风。来自南亚强大的偏西气流经过印度半岛、孟加拉湾和南海地区与来自澳大利亚高压北部的东南气流汇合，随后这支气流受到太平洋西侧副热带高压的影响转为偏南气流沿着东亚沿岸一路向北，最终汇入西太平洋副热带高压的偏南气流中。图2(b)和图2(d)表明冬季东亚地区低层盛行偏北风。它由两支气流组成，一支是来自西伯利亚和蒙古冷高压影响下的强冷空气一路向东南方向进发，沿途经过中国渤海、朝鲜和日本，在25˚N左右转为偏西气流汇入西太平洋。另外一支气流来自25˚N以南，西太平洋的偏东北气流，这支气流一路向西南，经过南海、孟加拉湾和印度半岛等地区最终汇入南半球副高北侧的偏东北气流中。由冬、夏季风低层的盛行风向可看出，东亚季风的水平流场有着明显的季节性转变，而且受到西伯利亚高压以及副热带高压等因素的影响具有一些独特的特点，夏季风在120˚E有轻微的东西向的分裂，这可能与东亚地区的风场辐合辐散有关；而在冬季则有以25˚N为分界明显的东西向的气流分支(25˚N以北为偏西气流，25˚N以南为偏东气流)。此外NCEP和ERA5两类再分析资料所描述的低层水平风场特征基本一致。

图2. 东亚地区1979~2020年850 hPa水平风场((a)、(c)为夏季，(b)、(d)为冬季，(a)、(b)为NCEP数据，(c)、(d)为ERA5数据，单位：m/s)

图3为东亚地区850 hPa的水汽通量图，其中高原地区数据为插值数据，不作为参考。图中可以看出NCEP和ERA5再分析资料所描述的水汽通量的分布特征基本一致，ERA5数据的量级略小于NCEP。图3(a)和图3(c)表明，东亚地区夏季的水汽输送主要受偏南气流的控制，大致可以分为三个部分。第一部分是来自阿拉伯海和孟加拉湾的水汽输送；第二部分为南海地区向北的水汽输送；第三部分为太平洋西南区域向南的水汽输送。其中来自孟加拉湾的水汽输送最为显著。总体可以看出东亚地区夏季水汽输送是以经向为主导的，主要是从南到北的输送；纬向的水汽输送主要在印度半岛地区，以从西到东的输送为主。夏季东亚地区的水汽输送是以经向为主的湿平流。

图3(b)和图3(d)可以看出，冬季，东亚地区的水汽输送特征总体上与夏季相反。水汽输送主要是受偏北气流的控制，其中25˚N以北受到西北气流控制，这是来自西伯利亚和蒙古的干冷空气；25˚N以南受东北气流的控制，这是来自太平洋副热带高压的暖湿空气，这与上述东亚地区的水平风场特征相吻合。水汽输送的高值区仍然是在南部地区。总体的来看，冬季风的水汽输送不同于夏季风的输送是以纬向为主的干冷平流。以25˚N为界，25˚N以南是由东向西的湿平流；25˚N以北是由西向东的干平流。

图4展示了850 hPa的水汽通量散度，青藏高原地区数据仍不作为参考。水汽通量散度为正的地区表示水汽向四周辐散；反之为负的地区表示四周有水汽向该地区汇集。从图4中可以看出NCEP和ERA5再分析资料所表达的水汽通量辐合辐散的基本特征一致，但是由于ERA5的高空间分辨率，给出了较为细致的特征，此外ERA5数据的量级也显著低于NCEP数据。由图4(a)和图4(c)可知，东亚地区夏季较明显的水汽辐合中心为印度半岛东部、青藏高原东麓以及中南半岛东部地区，此外我国长江中下游地区至朝鲜半岛一带也有较为明显的辐合带。水汽辐散中心主要集中在东亚地区陆地区域，包括我国中、西部地区和高原西南部以及印度半岛西部，此外阿拉伯海也是夏季水汽的源地之一。在东亚季风系统中结合风场图可以看出无论冬夏季风气流都由湿度高的地区吹向湿度低的地区，可以得出东亚季风的水汽输送很依赖于水汽平流 [ 13 ]。

图3. 东亚地区850 hPa水汽通量((a)、(c)为夏季，(b)、(d)为冬季，(a)、(b)为NCEP1数据，(c)、(d)为ERA5数据，单位：g/(s·hPa·cm))

图4. 东亚地区850 hPa水汽通量散度((a)、(c)为夏季，(b)、(d)为冬季，(a)、(b)为NCEP数据，(c)、(d)为ERA5数据，单位：g·cm⁻²hPa⁻¹s⁻¹)

由图4(b)和图4(d)可知，冬季，东亚地区水汽输送通量的量级相对夏季有所减小。东亚地区水汽的源地中心转变为印度半岛及其东部、中南半岛东部以及西太平洋地区，水汽汇转为我国东南、西南至孟加拉湾一带，此外高原北部也有明显的水汽辐合。

东亚地区夏季风的爆发一般被认为是从南海的5月份开始 [ 17 ]，然后一路向北推进，给我国东部地区、日本、朝鲜、韩国带来大量降水及盛行的偏南风。东亚夏季风动态标准化季节变率指数就是基于风场的归一化季节性强度，因此用风场的季节性大小来衡量强、弱季风是合理的。图5展示了东亚夏季风强度指数的年际变化，从图5(a)和图5(b)可以看出NCEP与ERA5两类再分析资料计算的指数特征及其变化趋势基本一致，存在显著的强弱变化特征。从图5(c)中可以看出东亚夏季风的年际变化非常显著，从1979年至2020年整体呈现减弱的趋势。这一现象的原因可能与近一个世纪以来全球气候变暖有关，全球的气温升高导致海陆热力差异进一步地加大，导致了季风强度的变化。近些年研究发现，东亚季风强度指数的年际异常与海温异常有关，包括西太平洋暖池、印度洋以及南海等 [ 1 ]。另一方面从图5(a)可看出夏季风指数强度变化存在准两年周期，大约每隔两年强度指数就有较大的变化，例如1979年到1982年、1982年到1986年、1987年到1991年。这与黄荣辉研究发现的东亚季风系统降水的准两年周期变化以及东亚地区在经向上存在三极子分布特征相符合 [ 1 ]，这一发现对于研究东亚季风对我国夏季洪涝灾害的发生有着重要的意义。

图5. 东亚夏季风指数时间序列((a)为NCEP数据；(b)为ERA5数据；(c)为夏季风指数(ERA5)、滑动平均(红色虚线)和一元回归(黑色虚线))

关于东亚地区的冬季风的研究相比于夏季风研究也是同样的重要，因为东亚地区不同于其他季风区的是不仅受夏季风强烈影响，也受到冬季风的强烈影响。冬季风的爆发一般是从西伯利亚开始的，沿着东南方向一路进发，对蒙古、中国北部以及朝鲜半岛等地区造成影响。强烈的冬季风不仅会造成我国寒潮、雪灾等灾害爆发，也会造成春季的沙尘天气。

冬季风主要受到西伯利亚高压和阿留申低压的控制，经研究表明东亚冬季风的强度与西伯利亚高压有很大的联系 [ 18 ] [ 19 ] [ 20 ]，因此利用海平面气压差来计算冬季风指数来是合适的。图6为利用ERA5和NCEP再分析资料的海平面气压场计算的冬季风指数及其年际变化，从图6(a)和图6(b)中可以看出NCEP和ERA5再分析资料相比所表达的特征基本一致。从图中可以看出东亚季风强度指数从20世纪70~80年代中期偏强，而从80年代中期到90年代中期偏弱；并且从90年代中后期到20世纪末，冬季风指数又偏强，到了21世纪以来几乎一直偏弱，这给东亚带来连续多年的暖冬。东亚强寒潮爆发频次在1989年到2020年比起以前有很大减少 [ 18 ]。从图6(c)可以看出冬季风指数在1979~2020年间同样具有很大的年际差异，总体呈现减弱的趋势。另一方面，东亚季风强度指数的年际变化呈现准四年周期，这可能与ENSO循环对东亚季风的影响有关。尤其是在2002~2005年与2006~2009年的冬季出现了很大差异，2002~2005年冬季风偏强，且欧亚大陆中高纬地区冬季气温偏低冬季风偏强，甚至在我国东北、西北等地区出现了雪灾。而2006~2009年冬季风偏弱，亚欧大陆中高纬地区气温普遍偏高，我国冬季也出现暖冬现象 [ 21 ]。

图6. 东亚冬季风指数时间序列((a) NCEP数据；(b) ERA5数据；(c) 冬季风指数(ERA5)、滑动平均(红色虚线)和一元回归(黑色虚线))