宗海鋒 陳烈庭

中國科學院大氣物理研究所，北京100029

1 引言

陳烈庭等（2007）利用擴展正交函數分解（EEOF）方法研究了6～8月中國東部夏季風雨帶季節(jié)性南北變動的主導模態(tài)、時空變化的特征、天氣氣候的特點和與西太平洋副熱帶高壓（WPSH，以下簡稱副高）位置季內變化的關系，揭示了6～8月夏季風雨帶的季內變化（IVSMRB）主要有六種模態(tài)（圖1）（陳烈庭等，2007）：梅澇型、伏旱型、梅旱型、南澇北旱型、常態(tài)型和南旱北澇型。它們的解釋方差分別為7.9%、6.9%、5.9%、5.7%、4.2%和4.0%。各模態(tài)雨帶季內變化的特征見圖1中各月降水距平分布的變化和分析。這些模態(tài)基本上能反映我國東部夏季風雨帶季節(jié)性移動異常的各種情況，并都有其各自的天氣氣候特點。這里我們想進一步分析各模態(tài)的東亞環(huán)流演變的特征，及其與太平洋海溫異常的聯(lián)系，以增進對各模態(tài)季風雨帶季內變化的規(guī)律和成因的認識，為預測我國夏季主要雨帶逐月變化的過程提供線索。

我國東部夏季風雨帶的活動主要受東亞各季風系統(tǒng)和中高緯環(huán)流的影響，其中尤其以與西太平洋副高強弱和位置變化的關系最為密切（陶詩言和徐淑英，1962；黃士松等，1962；廖荃蓀和趙振國，1992；沙萬英和郭其蘊，1998；張慶云和陶詩言，1999；張素琴和林學椿，2000，王紹武等，2000）。關于副高和季風雨帶變動的規(guī)律和成因問題，人們從季風環(huán)流以及海溫、極冰和積雪等各種影響因素進行了許多研究。在海溫方面，表明了熱帶太平洋ENSO循環(huán)、西北太平洋黑潮海溫異常以及熱帶印度洋與太平洋海溫的緯向分布異常對西太平洋副高和我國汛期降水有重要影響（大氣物理研究所長期天氣預報組，1973；地理研究所長期天氣預報組，1977；陳烈庭，1977；陳烈庭等，1985；黃榮輝和李維京，1988；陳烈庭，1991；吳仁廣和陳烈庭，1996；陳烈庭和吳仁廣，1998）。然而，到目前為止所有這方面的研究基本上都是分析影響因子與整個夏季或某個月降水分布的關系，很少探討雨帶季內變化過程的年際變化及其與大氣環(huán)流和下墊面異常的可能聯(lián)系。顯然，作為夏季降水季節(jié)預報，除夏季總的降水分布和旱澇趨勢外，如果能獲得旱澇發(fā)生大致的地區(qū)和時間的信息，將會是更有使用價值的。然而影響西太平洋副高和我國夏季風雨帶季節(jié)性變異的因素很多，且關系十分復雜，這給問題的探討帶來很大的難度。本文擬對我國夏季風雨帶的季內變化與西太平洋副高和太平洋海溫異常這兩個因子的可能聯(lián)系作一初步分析，主要目的是想探索雨帶季內變化的可預報性，預測的方法或途徑。

2 資料和方法

本文所用資料是中國氣象局國家氣候中心提供的160站月降水資料，NCEP/NCAR再分析月平均 850 hPa和逐日 500 hPa風場資料，分辨率為2.5°×2.5°，以及NOAA擴展重建的海表溫度資料，分辨率為 2°×2°。研究時段為 1951～2005年，共55年。

分析方法主要是合成分析和相關分析方法。在分析前對 850 hPa風場和海溫資料都進行了距平化處理。而降水則取其距平百分率值。氣候態(tài)取 1971～2000年的平均值。合成分析是每個模態(tài)取 6個典型年（陳烈庭等，2007）進行合成的結果。

3 各模態(tài)的環(huán)流演變特征

黃士松等（1962）和黃士松（1978）的分析指出，自春至夏西太平洋副高一般有兩次明顯的北跳過程。第一次出現在6月中旬，雨帶從華南躍進至長江流域，華南前汛期結束，江淮流域梅雨開始。第二次在7月中旬，雨帶北躍到黃河流域，梅雨結束，華北和東北雨季開始。這兩次北跳的時間每年不同，有早有晚，致使雨帶在各地停滯的時間有長有短，從而導致某些地區(qū)發(fā)生旱澇災害，并指出副高北跳具有緩慢式和躍進式兩種移動過程。因此，下面我們將重點分析各模態(tài)西太平洋副高季內變化的特征。由于850 hPa距平風場能很好地表示東亞環(huán)流異常的狀態(tài)，并與我國夏季降水的分布有很好的對應關系，我們用它來表示對流層中下層環(huán)流的狀況。關于西太平洋副高活動，已有研究表明500 hPa 緯向風U=0等風速線能很好地表征西太平洋副熱帶高壓的脊線位置（張慶云和陶詩言，1999），因此本文參照趙振國（1999）的工作，采用（110°E～125°E平均）緯向風U=0等風速線所處緯度來表征西太平洋副熱帶高壓脊線位置，并以副高脊線第一次越過20°N和25°N時間作為副高脊線兩次北跳時間。

圖1是根據6～8月中國東部夏季風雨帶季內變化前6個模態(tài)典型年合成的6、7、8月850 hPa距平風場和降水距平百分率分布圖。圖2為不同模態(tài)對應的6月上旬至8月下旬西太平洋副高脊線的時間—緯度剖面圖。其主要特征如下：

模態(tài)1（梅澇型）：6、7、8月東亞地區(qū)從南到北各月都有一個反氣旋、氣旋、反氣旋性距平環(huán)流的波列。低緯反氣旋中心的位置均比常年偏南。它與梅雨槽之間的輻合區(qū)，6月在江南北部，7月在江淮流域，8月在黃淮地區(qū)，與該模態(tài)各月雨帶位置非常一致。西太平洋副高脊線位置 6～8月持續(xù)偏南，在6月中旬跳過20°N之后一直維持在20°N～25°N之間，直到7月下旬才跳到25°N以北，之后一直處在28°N以南（圖2a）。因此，該模態(tài)環(huán)流主要的特點是西太平洋副高第一次北跳基本正常，雨帶位置與常年相近。第二次北跳晚且位置偏南，致使雨帶7、8兩月仍徘徊在江淮流域及其鄰近地區(qū)，梅雨期長，易出現梅澇。

模態(tài)2（伏旱型）：6月西太平洋熱帶地區(qū)為反氣旋距平環(huán)流，位置偏南。7月隨著這一距平中心迅速北跳到 35°N附近，形勢發(fā)生很大變化，東亞地區(qū)從南到北呈氣旋、反氣旋、氣旋性距平環(huán)流的波列分布。8月的形勢基本維持。西太平洋副高脊線位置 6月上、中旬比常年偏南。6月中旬越過20°N后維持在24°N附近。7月上旬西太平洋副高脊線提前跳過25°N，位置明顯偏北，并在7月下旬和8月上旬一度達到30°N以北（圖2b）。因此，該模態(tài)西太平洋副高第一次北跳較晚，6月雨帶仍在華南。第二次北跳不僅時間早而且幅度大，7、8兩月雨帶跳過江淮流域迅速移至黃河及其以北地區(qū)，致使江淮流域梅雨期短，伏旱明顯。

模態(tài) 3（梅旱型）：6月東亞從南到北呈氣旋、反氣旋、氣旋性距平環(huán)流的波列分布。長江流域尤其是兩湖地區(qū)處于輻散區(qū)，往往出現旱梅。7月反氣旋南撤并東退至海上，多雨出現在東部沿海地區(qū)。8月反氣旋偏南西伸，主要雨帶徘徊在長江與黃河之間。6月中旬西太副高脊線北跳到20°N以北，位置比常年偏北。7月中旬西太副高脊線再次北跳越過25°N，位置接近常年。但7月下旬末西太副高脊線又南退到 25°N附近，之后一直未越過27°N，位置明顯偏南（圖 2c）。所以，該模態(tài)西太平洋副高第一次北跳正常，但由于西太副高位置偏北偏東，其南側向長江流域水汽輸送減弱，長江流域易出現旱梅。第二次副高北跳后不斷在 25°N～27°N之間南北擺動，但7月由于副高偏南偏東降水偏向東南沿海，而8月副高偏南偏西，雨帶位于長江與黃河之間。

模態(tài)4（南澇北旱型）：6、7、8月在貝加爾湖附近各月都有一個反氣旋距平環(huán)流，西北太平洋熱帶地區(qū)穩(wěn)定維持一個龐大的氣旋距平環(huán)流，我國東部從北到南均處于異常東北風的控制之下，不利于夏季風的向北推進。而在西北太平洋上各月大致都有一從南到北呈氣旋、反氣旋、氣旋性距平環(huán)流的波列，反氣旋中心在日本東側的海洋上。西太副高脊線7月中旬之前一直位于22°N以南，甚至一度出現在 20°N以南，位置比常年明顯偏南。直到 7月下旬才迅速跳到25°N以北（圖2d）。所以，該模態(tài)環(huán)流的特點是西北太平洋熱帶地區(qū)一直有一個龐大的氣旋距平環(huán)流維持，副高強度偏弱位置偏東，其南側的異常東風與我國東部的東北風6月在長江流域，7、8兩月在江南地區(qū)輻合，致使長江及其以南地區(qū)降水偏多，而北方無明顯降水，形成南澇北旱的天氣。

圖1 中國東部夏季風雨帶季節(jié)內變化模態(tài)典型年合成的6月（左）、7月（中）、8月（右）850 hPa距平風場（單位：m s-1）和降水距平百分率（%）。陰影區(qū)為距平百分率大于20%的區(qū)域Fig.1 Composite of 850-hPa wind anomalies (units: m s-1) and rainfall percentile anomalies (%) in June (left), July (middle), and August (right) relative to the modes of intraseasonal variation of the summer monsoon rain belt (IVSMRB).Rainfall percentile anomalies greater than 20% are shaded

圖2 中國東部夏季風雨帶季節(jié)內變化模態(tài)對應的6月上旬至8月下旬西太平洋副高脊線的時間—緯度剖面（實線）：（a）模態(tài)1；（b）模態(tài)2；（c）模態(tài)3；（d）模態(tài)4；（e）模態(tài)5；（f）模態(tài)6。虛線為多年平均脊線位置，點線為20°N和25°N所在位置Fig.2 Time-latitude cross section of the western Pacific subtropical high (WPSH) ridge line from early June to late August relative to the modes of IVSMRB(solid line): (a) Mode 1; (b) mode 2; (c) mode 3; (d) mode 4; (e) mode 5; (f) mode 6.Dashed line: climate mean of the position of the ridge line; dot lines:positions of 20°N and 25°N

模態(tài) 5（常態(tài)型）：6月反氣旋距平環(huán)流中心在 26°N，異常輻合區(qū)位于長江中下游，與雨帶位置一致。7月該反氣旋加強西伸北抬，輻合區(qū)和雨帶也北移至黃淮地區(qū)。8月反氣旋進一步北推，輻合區(qū)和雨帶北進至黃河及其以北地區(qū)。西太副高脊線6月中旬跳到20°N以北，位置比常年稍偏北。7月上旬跳到26°N附近，整個7月份，副高脊線一直徘徊在 25°N～26°N之間。8月上旬繼續(xù)向北推進（圖 2e）。因此平均來說，該模態(tài)西太平洋副高和季風雨帶的季內變化與多年平均情況基本一致。

模態(tài)6（南旱北澇型）：與模態(tài)4相反，6月西太平洋熱帶地區(qū)為一個龐大的反氣旋距平環(huán)流，位置比常年偏北和偏西。季風雨帶位于淮河流域及其鄰近地區(qū)，江南大部地區(qū)降水偏少。7月該反氣旋西伸北抬控制了江南大部，雨帶北移到長江上游的川渝地區(qū)至華北一帶，江南降水仍異常偏少。8月江南仍受反氣旋距平環(huán)流控制，降水持續(xù)偏少，而秦嶺—大巴山到淮河流域一帶降水持續(xù)異常偏多。西太副高脊線 6月上旬就已經越過 20°N，并在 7月上旬再次北跳至25°N以北，并在8月上旬達到最北33°N 附近，位置長時間持續(xù)較常年偏北（圖2f）。所以，該模態(tài)環(huán)流的特點是各月西太平洋副高異常偏北、偏西，江南地區(qū)長期在副高控制之下，形成南旱北澇的天氣。

從以上分析我們看出，不同模態(tài)西太平洋副高季內演變的過程有明顯差異。副高季內變化的這一多態(tài)性與其季節(jié)性活動的年際變化有密切關系。而我國東部夏季風雨帶的季內變化與西太平洋副高兩次北跳的時間早晚和幅度大小有直接聯(lián)系。第一次北跳主要對6月的雨帶特征有重要影響，第二次北跳對 7、8兩月的雨帶分布有決定意義。另外，各模態(tài)的副高兩次北跳雖然處于同一模態(tài)中，可是兩次北跳的過程明顯不同。也就是說它們之間雖然存在某種聯(lián)系，但可能由于主要影響因素不同而具有相對獨立性，值得進一步進行研究。

4 我國夏季風雨帶季內變化與東亞季風和太平洋海溫異常的聯(lián)系

鑒于東亞冬季風不同強度和ENSO循環(huán)不同階段對我國夏季降水有不同的影響（陳烈庭，1977；Huang and Wu，1989；陳文，2003），我們作了前6個模態(tài)典型年前期冬季（前年12月至當年1月平均，下同）850 hPa距平風場的合成圖，并計算了各模態(tài)的時間系數（陳烈庭等，2007）與前期冬季和同期夏季（6～8月平均，下同）太平洋海溫的相關及典型年的合成圖，以期了解不同模態(tài)對應的前期冬季環(huán)流和海溫背景以及同期夏季海溫背景特征。由于相關和合成兩種分析的結果基本一致，為了節(jié)省篇幅這里我們只給出合成的結果，如圖3所示。圖中實線為正海溫距平，虛線為負海溫距平，陰影區(qū)由淺入深分別表示t檢驗超過0.05、0.01和0.001顯著性水平。赤道東太平洋和黑潮海區(qū)是影響我國天氣氣候的兩個海洋關鍵區(qū)，其海溫距平的符號與其周圍總是相反的。這兩大結構不僅表征了太平洋海溫的緯向熱力差異，而且也表征了海溫的經向熱力差異。下面我們將主要分析各模態(tài)這兩個海區(qū)海溫距平的特征：

模態(tài)1（梅澇型）：前期冬季在我國南海附近有一反氣旋距平環(huán)流（圖3模態(tài)1左圖）。其西北部盛行異常西南氣流，東部盛行異常東北氣流，東亞冬季風偏弱。這一異常反氣旋系統(tǒng)一直可維持到夏季，對本模態(tài)雨帶季內變化具有重要影響（見圖 1模態(tài)1）。馬來西亞、印度尼西亞西部和赤道印度洋為明顯的東風異常，赤道中東太平洋盛行異常西風。對應冬季海溫距平的分布（圖3模態(tài)1中圖），整個赤道東太平洋為大范圍正距平，中心強度在1°C以上。熱帶西太平洋暖池區(qū)為負距平，并分別向東南和東北方向延伸到南、北太平洋中部。西北太平洋黑潮區(qū)為正距平。這些都是典型的 El Ni?o盛期熱帶環(huán)流的特征和海溫距平的分布。同期夏季的海溫場（圖3模態(tài)1右圖），熱帶太平洋基本上還維持著El Ni?o的特征，只是赤道東太平洋正距平的強度已減弱。因此，本模態(tài)的特點是前冬東亞冬季風偏弱和太平洋海溫處于El Ni?o盛期，黑潮區(qū)海溫異常偏暖，之后減弱速度比較緩慢，到夏季赤道東太平洋基本上還維持正距平。前冬的這一海溫距平分布與吳仁廣和陳烈庭（1996）和陳烈庭和吳仁廣（1998）提出的夏季長江型雨型前冬的海溫距平場非常相似。過去有關的研究表明，黑潮區(qū)冬季（1月份）海溫與江南北部降水存在顯著的正相關（呂炯，1950；李忠賢和孫照渤，2004），另外El Ni?o減弱位相東亞沿海易出現“＋、－、＋”的EAP遙相關型（宗海鋒等，2008），有助于西太平洋副高和我國季風雨帶位置偏南，這些與本文得到的結果是一致的。因此可以認為本模態(tài)雨帶的季內變化6月在江南北部，7、8兩月穩(wěn)定徘徊在江淮流域與前期東亞冬季風偏弱和太平洋海溫處于 El Ni?o減弱位相有相當大的聯(lián)系。

模態(tài)2（伏旱型）：前期冬季我國南海南部、澳大利亞北部和東赤道印度洋各有一個反氣旋距平環(huán)流（圖3模態(tài)2左圖），東亞冬季風偏弱。印度尼西亞和馬來西亞盛行東風，而赤道中太平洋為明顯的西風異常，赤道東太平洋已轉為異常東風。印度尼西亞和馬來西亞的東風異常為La Ni?a進一步發(fā)展提供了必要條件。對應海溫場（圖3模態(tài)2中圖），赤道中東太平洋呈“中正東負”的距平結構，沿秘魯洋流有一負距平帶伸向赤道。在澳大利亞東北側海洋上和南太平洋中部各有一個分別超過0.05和0.01顯著性水平的區(qū)域。這說明該模態(tài)前冬熱帶太平洋海溫是處于由El Ni?o向La Ni?a轉變的位相。西北太平洋黑潮區(qū)已轉為負距平。同期夏季的海溫場（圖3模態(tài)2右圖），赤道東太平洋大部分地區(qū)海溫已變成顯著的負距平，西北太平洋黑潮區(qū)負距平區(qū)顯著性增加。因此，本模態(tài)的特點是前冬東亞季風偏弱和太平洋El Ni?o海溫型已衰減，之后減弱迅速，到夏季已處于La Ni?a發(fā)展位相。這與過去的研究結果也是一致的，即其前冬的海溫距平分布與夏季黃河河套型雨型前冬的海溫距平場很相似（陳烈庭和吳仁廣，1998）。黑潮區(qū)冬季海溫偏冷有利于江南北部6月降水偏少（呂炯，1950；李忠賢和孫照渤，2004）。而 La Ni?a發(fā)展位相東亞沿海易出現“－、＋、－”的 EAP遙相關型（宗海鋒等，2008），有助于西太平洋副高和我國季風雨帶位置偏北。所以本模態(tài)雨帶的季內變化6月在華南，7、8兩月北跳到黃河及其以北地區(qū)主要是與前期太平洋海溫處于La Ni?a發(fā)展位相有密切的聯(lián)系。

模態(tài)3（梅旱型）：前期冬季東亞冬季風偏強（圖3模態(tài)3左圖），熱帶西太平洋為一氣旋距平環(huán)流，馬來西亞至印度尼西亞東部盛行異常西風，而赤道中東太平洋盛行異常東風。赤道西太平洋西風爆發(fā)為El Ni?o發(fā)展提供了必要條件。在阿留申群島附近有一很強的反氣旋距平環(huán)流發(fā)展，其南側副熱帶地區(qū)為明顯的氣旋距平環(huán)流，這說明原來的La Ni?a的環(huán)流已處于減弱時期。對應海溫距平的分布（圖3模態(tài)3中圖），赤道中東太平洋呈“中負東正”的距平結構，沿秘魯洋流區(qū)有一正距平帶伸向赤道。黑潮區(qū)為負距平。另外，在北太平洋西風漂流區(qū)有一達到0.01顯著性水平的正距平區(qū)。所有這些都表明該模態(tài)前冬熱帶太平洋是處于由 La Ni?a向 El Ni?o轉變的位相。同期夏季的海溫場（圖3模態(tài)3右圖），赤道東太平洋的海溫已變成顯著的正距平。所以，本模態(tài)的特點是前冬東亞季風偏強和太平洋La Ni?a海溫型已衰弱，之后減弱迅速，到夏季已處于El Ni?o發(fā)展位相。這里前冬的海溫距平分布

與夏季黃淮東型雨型前冬的海溫距平場相似（陳烈庭和吳仁廣，1998）。黑潮區(qū)冬季海溫偏冷、有利于江南北部降水偏少（呂炯，1950；李忠賢和孫照渤，2004）。而El Ni?o發(fā)展位相易出現“＋、－、＋”的EAP遙相關型（宗海鋒等，2008），不利于西太平洋副高和我國東部雨帶的向北推進。因此，本模態(tài)雨帶的季內變化6月位置明顯偏北，7、8兩月反而南撤與前期東亞季風偏強和太平洋海溫處于El Ni?o發(fā)展位相有關。

模態(tài)4（南澇北旱型）：前期冬季東亞冬季風偏強（圖3模態(tài)4左圖）。我國南海南部為一氣旋距平環(huán)流，其西北部盛行異常東北風，東南部盛行異常西南風，印度尼西亞中西部地區(qū)有一明顯的異常西風，而赤道中太平洋為強大的異常東風，呈 La Ni?a環(huán)流型。對應海溫距平的分布（圖3模態(tài)4中圖），整個赤道東太平洋為負距平。在菲律賓群島以東的暖池區(qū)為顯著的正距平，其中心區(qū)距平值超過了0.001顯著性水平。南太平洋中部的正距平也達到0.01的顯著性水平，這說明該模態(tài)前冬熱帶太平洋是處于La Ni?a盛期位相，但強度比模態(tài)6的要弱。同期夏季的海溫場（圖3模態(tài)4右圖），熱帶太平洋基本上還維持著La Ni?a的特征，只是強度已經減弱。所以，本模態(tài)的一個特點是東亞冬季風偏強和太平洋海溫處于La Ni?a的減弱位相，另一個是暖池區(qū)的海溫異常偏暖。第一個特點有利于西太平洋副高位置偏北，形成南北兩條雨帶。第二個特點有助于西北太平洋熱帶地區(qū)上空氣旋性異常環(huán)流的加強和維持（見圖1模態(tài)4）。它一方面促使在日本南側的海洋上異常反氣旋的形成，使副高異常偏東。另方面，使其西北側我國東部到日本一帶盛行異常東北風，并與大陸的偏北風在江南地區(qū)輻合，從而在南北兩條雨帶中降水距平最大區(qū)域出現在江南地區(qū)，發(fā)生南澇北旱。因此，可以認為東亞冬季風偏強和西太平洋暖池區(qū)海溫的長時間異常偏暖對本模態(tài)雨帶的季內變化有重要影響。

模態(tài)5（常態(tài)型）：前期冬季東亞冬季風偏強（圖3模態(tài)5左圖），但我國南海的氣旋距平環(huán)流很弱，印度尼西亞中部一帶盛行來自南半球的越赤道西南距平氣流。赤道中東太平洋由于南、北太平洋的反氣旋距平環(huán)流強度異常偏弱，異常東風相對其它模態(tài)也弱得多。從海溫場（圖3模態(tài)5中、右圖）也可看到，赤道中東太平洋海溫為正常稍偏低，整個海溫的前兆信號相對也都較弱。

模態(tài)6（南旱北澇型）：前期冬季亞太地區(qū)850 hPa距平風場（圖3模態(tài)6左圖）與模態(tài)4 La Ni?a盛期的分布有明顯的差異。北太平洋阿留申地區(qū)為一強大的反氣旋距平環(huán)流，東亞大槽和西風急流偏弱，東亞冬季風偏弱。在菲律賓東側有一反氣旋距平環(huán)流，赤道中東太平洋到菲律賓以東均為異常東風。這一異常反氣旋一直維持到夏季，對模態(tài)雨帶的季內變化發(fā)生重要影響（圖1模態(tài)6）。對應海溫距平的分布（圖3模態(tài)6中圖），整個赤道中東太平洋為顯著的負距平，其范圍向西一直伸至150°E，中心強度在－1.4°C以上。西太平洋暖池區(qū)為正距平，強度相對要弱得多。黑潮區(qū)為負距平。此外，北太平洋西風漂流區(qū)有一顯著的正距平區(qū)。這是典型的La Ni?a盛期海溫距平的分布，與夏季黃淮西型雨型前冬的海溫距平場很相似（陳烈庭和吳仁廣，1998）。同期夏季的海溫場（圖3模態(tài)6右圖），可以看出La Ni?a的特征繼續(xù)維持。所以，本模態(tài)太平洋海溫演變的特點是處于La Ni?a持續(xù)或減弱位相，即連續(xù)兩年都是La Ni?a年，而這La Ni?a事件之所以能長期維持可能與熱帶西太平洋的反氣旋距平環(huán)流及其南側的東風異常的存在有關系。

以上統(tǒng)計事實表明，不同的季風—ENSO循環(huán)的位相對我國夏季風雨帶季內變化模態(tài)的影響是不同的。第一模態(tài)主要出現在El Ni?o減弱位相，第二模態(tài)在La Ni?a發(fā)展位相，第三模態(tài)在El Ni?o發(fā)展位相，第四模態(tài)在La Ni?a減弱位相，第五模態(tài)ENSO的信號比較弱，第六模態(tài)多發(fā)生在La Ni?a持續(xù)的位相。也就是說，不僅前期冬季ENSO的特征，而且隨后其變化的狀況對我國夏季雨帶的活動都有一定的影響。另外，不同海區(qū)的海溫異常對雨帶季內變化也有不同的作用，黑潮區(qū)海溫與6月的雨帶活動關系較為密切，而赤道中東太平洋的海溫對7、8兩月的雨帶有更大的影響。

影響我國夏季降水的因素很多，即使對海溫來講也是一個很復雜的問題。我們這里所揭露的一些事實只是初步的，僅限于提供了我國夏季雨帶季內變化各模態(tài)發(fā)生的背景情況，關于它們之間內在聯(lián)系的物理過程還有待進一步研究。

5 中國夏季風雨帶季內變化模態(tài)與夏季雨型的關系

上面提到我國夏季風雨帶季內變化一些模態(tài)前冬的海溫距平分布分別與吳仁廣和陳烈庭（1996）和陳烈庭和吳仁廣（1998）提出的夏季4類雨型前冬的海溫距平場非常相似，這節(jié)我們將進一步分析它們之間的關系。他們根據我國東部夏季（6～8月）總降水量的距平場之間的相似程度，將整個夏季雨帶的分布劃分為如下四類雨型：

長江型（I）：主要雨帶位于長江沿岸及其南側一帶，黃河以北和華南少雨。

黃淮西型（II）：主要雨帶位于秦嶺—大巴山到淮河流域一線，江南和黃河以北少雨。

黃淮東型（III）：主要雨帶位于黃淮和東北地區(qū)，江南和黃河以北少雨。

黃河河套型（IV）：主要雨帶位于黃河河套到華北北部一帶，江淮流域少雨，華南相對多雨。

四類雨型500 hPa環(huán)流的特征，長江型在東亞沿岸由南向北呈“＋、－、＋”距平的波列分布。黃河河套型的情況相反，呈“－，＋，－”距平的波列。西太平洋副高前者偏南，而后者明顯偏北。黃淮西型和黃淮東型東亞沿岸亦呈“－、＋、－”距平的波列結構，但副高的位置介于長江型和黃河河套型之間。黃淮西型與黃淮東型的差別主要在于西太平洋副高前者明顯偏西，后者明顯偏東。

為了揭示我國 6～8月夏季風雨帶季內變化的模態(tài)與整個夏季雨型的關系，我們統(tǒng)計了六種模態(tài)各年所屬的夏季雨型，結果如表1所示?？梢钥闯?，屬于模態(tài)1的9年中有8年為長江型（占89%），沒有出現黃河河套型。模態(tài)2的12年中有11年為黃河河套型（占 92%），沒有出現長江型。模態(tài) 3的9年中黃淮東型有4年，黃淮西型有3年，共占78%。模態(tài)4的7年中黃河河套型有4年，長江型有3年。模態(tài)5無優(yōu)勢雨型。模態(tài)6的7年中有4年是黃淮西型，占57%。這一方面表明我國整個夏季的雨型是季風雨帶逐月自南向北推進的綜合結果。例如模態(tài)1的主要雨帶大部分時間徘徊在江淮流域，所以夏季總的雨型為長江型。模態(tài)2主要雨帶大部時間處于黃河及其以北地區(qū)，夏季雨型為黃河河套型。模態(tài)3主要雨帶位于長江與黃河之間，夏季雨型為黃淮東型或黃淮西型。模態(tài)6主要雨帶大多出現在秦嶺—大巴山到淮河流域一線，優(yōu)勢雨型為黃淮西型。即夏季風雨帶季內變化的前3個模態(tài)與夏季的4類雨型整體上有很好的對應關系。這反過來也說明我們的模態(tài)劃分的合理性。但是，另一方面應該指出，它們之間的聯(lián)系不是簡單的一對一的關系，實際的季風雨帶逐月演進的過程是復雜的。從表1可以看到，即使是長江型（黃河河套型）除模態(tài)1（2）外，其它模態(tài)中也存在，尤其是模態(tài)4和模態(tài)5。模態(tài)4中的黃河河套型和長江型的特點是降水距平最大地區(qū)都在江南。模態(tài)5雖然雨帶的季內變化與多年平均情況相近，但降水距平最大的地區(qū)不同年份有很大變化，各種夏季雨型都可能出現。因此，夏季雨型不能取代雨帶季內變化的模態(tài)。

另外，對比表1與圖1各模態(tài)西太平洋副高和我國季風雨帶季內變化的分析結果，我們不難發(fā)現，我國夏季雨型與各模態(tài)季風雨帶季內變化的聯(lián)系主要是表現在其與西太平洋副高7月發(fā)生的第二次北跳過程有密切的關系。這是由于副高第二次北跳對7、8兩月的雨帶分布有決定性意義，而7、8兩月的雨帶分布對夏季雨型又有最大貢獻。

6 結論和討論

本文用合成和相關分析，研究了 1951～2005年間我國夏季風雨帶季內變化各個模態(tài)與雨帶直接聯(lián)系的西太平洋副高演變的特征，及其對季風—ENSO循環(huán)不同位相的可能響應，以及與夏季雨型的關系。主要結論如下：

表1 夏季風雨帶季內變化模態(tài)所屬年份及對應的夏季雨型Table 1 Years belong to IVSMRB modes and its corresponded summer precipitation types

（1）不同模態(tài)西太平洋副高自春至夏的兩次北跳有明顯不同的過程。第一次北跳主要對6月的雨帶特征有重要影響，而第二次北跳對 7、8兩月的雨帶分布有決定性意義。

（2）各模態(tài)的兩次副高北跳過程，既存在某種聯(lián)系，又具有相對獨立性。前后變化各異。

（3）太平洋海溫異常對我國夏季風雨帶季內變化的影響是多態(tài)的，在不同季風—ENSO循環(huán)的位相有不同的表現。第一模態(tài)主要出現在El Ni?o減弱位相，第二模態(tài)在La Ni?a發(fā)展位相，第三模態(tài)在El Ni?o發(fā)展位相，第四模態(tài)在La Ni?a減弱位相，第五模態(tài)ENSO的信號較弱，第6模態(tài)在La Ni?a持續(xù)位相。

（4）不同海洋關鍵區(qū)的海溫異常對我國雨帶季內變化有不同的調控作用。黑潮區(qū)海溫與6月的雨帶活動關系較為密切，而赤道東太平洋的ENSO循環(huán)對7、8兩月的雨帶有更大的影響。

（5）我國夏季風雨帶季內變化的模態(tài)與夏季雨型存在一定的聯(lián)系，但這并不意味著它們之間可以相互取代。

這里我們只是對各種模態(tài)的我國夏季風雨帶季內變化與太平洋海溫這一因子的可能聯(lián)系做了初步的分析，要真正用于預報，不論在影響因子或是預報技巧上都還有許多工作要做。但是，通過前面的分析可以認為，制作我國夏季風雨帶各月演變大致趨勢的預報應該是可能的。其與海溫內在聯(lián)系的過程和機理值得進一步研究。

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