中国东部夏季风雨带季内变化各模态的环流及海温特征

宗海锋 陈烈庭

中国科学院大气物理研究所，北京100029

1 引言

陈烈庭等（2007）利用扩展正交函数分解（EEOF）方法研究了6～8月中国东部夏季风雨带季节性南北变动的主导模态、时空变化的特征、天气气候的特点和与西太平洋副热带高压（WPSH，以下简称副高）位置季内变化的关系，揭示了6～8月夏季风雨带的季内变化（IVSMRB）主要有六种模态（图1）（陈烈庭等，2007）：梅涝型、伏旱型、梅旱型、南涝北旱型、常态型和南旱北涝型。它们的解释方差分别为7.9%、6.9%、5.9%、5.7%、4.2%和4.0%。各模态雨带季内变化的特征见图1中各月降水距平分布的变化和分析。这些模态基本上能反映我国东部夏季风雨带季节性移动异常的各种情况，并都有其各自的天气气候特点。这里我们想进一步分析各模态的东亚环流演变的特征，及其与太平洋海温异常的联系，以增进对各模态季风雨带季内变化的规律和成因的认识，为预测我国夏季主要雨带逐月变化的过程提供线索。

我国东部夏季风雨带的活动主要受东亚各季风系统和中高纬环流的影响，其中尤其以与西太平洋副高强弱和位置变化的关系最为密切（陶诗言和徐淑英，1962；黄士松等，1962；廖荃荪和赵振国，1992；沙万英和郭其蕴，1998；张庆云和陶诗言，1999；张素琴和林学椿，2000，王绍武等，2000）。关于副高和季风雨带变动的规律和成因问题，人们从季风环流以及海温、极冰和积雪等各种影响因素进行了许多研究。在海温方面，表明了热带太平洋ENSO循环、西北太平洋黑潮海温异常以及热带印度洋与太平洋海温的纬向分布异常对西太平洋副高和我国汛期降水有重要影响（大气物理研究所长期天气预报组，1973；地理研究所长期天气预报组，1977；陈烈庭，1977；陈烈庭等，1985；黄荣辉和李维京，1988；陈烈庭，1991；吴仁广和陈烈庭，1996；陈烈庭和吴仁广，1998）。然而，到目前为止所有这方面的研究基本上都是分析影响因子与整个夏季或某个月降水分布的关系，很少探讨雨带季内变化过程的年际变化及其与大气环流和下垫面异常的可能联系。显然，作为夏季降水季节预报，除夏季总的降水分布和旱涝趋势外，如果能获得旱涝发生大致的地区和时间的信息，将会是更有使用价值的。然而影响西太平洋副高和我国夏季风雨带季节性变异的因素很多，且关系十分复杂，这给问题的探讨带来很大的难度。本文拟对我国夏季风雨带的季内变化与西太平洋副高和太平洋海温异常这两个因子的可能联系作一初步分析，主要目的是想探索雨带季内变化的可预报性，预测的方法或途径。

2 资料和方法

本文所用资料是中国气象局国家气候中心提供的160站月降水资料，NCEP/NCAR再分析月平均 850 hPa和逐日 500 hPa风场资料，分辨率为2.5°×2.5°，以及NOAA扩展重建的海表温度资料，分辨率为 2°×2°。研究时段为 1951～2005年，共55年。

分析方法主要是合成分析和相关分析方法。在分析前对 850 hPa风场和海温资料都进行了距平化处理。而降水则取其距平百分率值。气候态取 1971～2000年的平均值。合成分析是每个模态取 6个典型年（陈烈庭等，2007）进行合成的结果。

3 各模态的环流演变特征

黄士松等（1962）和黄士松（1978）的分析指出，自春至夏西太平洋副高一般有两次明显的北跳过程。第一次出现在6月中旬，雨带从华南跃进至长江流域，华南前汛期结束，江淮流域梅雨开始。第二次在7月中旬，雨带北跃到黄河流域，梅雨结束，华北和东北雨季开始。这两次北跳的时间每年不同，有早有晚，致使雨带在各地停滞的时间有长有短，从而导致某些地区发生旱涝灾害，并指出副高北跳具有缓慢式和跃进式两种移动过程。因此，下面我们将重点分析各模态西太平洋副高季内变化的特征。由于850 hPa距平风场能很好地表示东亚环流异常的状态，并与我国夏季降水的分布有很好的对应关系，我们用它来表示对流层中下层环流的状况。关于西太平洋副高活动，已有研究表明500 hPa 纬向风U=0等风速线能很好地表征西太平洋副热带高压的脊线位置（张庆云和陶诗言，1999），因此本文参照赵振国（1999）的工作，采用（110°E～125°E平均）纬向风U=0等风速线所处纬度来表征西太平洋副热带高压脊线位置，并以副高脊线第一次越过20°N和25°N时间作为副高脊线两次北跳时间。

图1是根据6～8月中国东部夏季风雨带季内变化前6个模态典型年合成的6、7、8月850 hPa距平风场和降水距平百分率分布图。图2为不同模态对应的6月上旬至8月下旬西太平洋副高脊线的时间—纬度剖面图。其主要特征如下：

模态1（梅涝型）：6、7、8月东亚地区从南到北各月都有一个反气旋、气旋、反气旋性距平环流的波列。低纬反气旋中心的位置均比常年偏南。它与梅雨槽之间的辐合区，6月在江南北部，7月在江淮流域，8月在黄淮地区，与该模态各月雨带位置非常一致。西太平洋副高脊线位置 6～8月持续偏南，在6月中旬跳过20°N之后一直维持在20°N～25°N之间，直到7月下旬才跳到25°N以北，之后一直处在28°N以南（图2a）。因此，该模态环流主要的特点是西太平洋副高第一次北跳基本正常，雨带位置与常年相近。第二次北跳晚且位置偏南，致使雨带7、8两月仍徘徊在江淮流域及其邻近地区，梅雨期长，易出现梅涝。

模态2（伏旱型）：6月西太平洋热带地区为反气旋距平环流，位置偏南。7月随着这一距平中心迅速北跳到 35°N附近，形势发生很大变化，东亚地区从南到北呈气旋、反气旋、气旋性距平环流的波列分布。8月的形势基本维持。西太平洋副高脊线位置 6月上、中旬比常年偏南。6月中旬越过20°N后维持在24°N附近。7月上旬西太平洋副高脊线提前跳过25°N，位置明显偏北，并在7月下旬和8月上旬一度达到30°N以北（图2b）。因此，该模态西太平洋副高第一次北跳较晚，6月雨带仍在华南。第二次北跳不仅时间早而且幅度大，7、8两月雨带跳过江淮流域迅速移至黄河及其以北地区，致使江淮流域梅雨期短，伏旱明显。

模态 3（梅旱型）：6月东亚从南到北呈气旋、反气旋、气旋性距平环流的波列分布。长江流域尤其是两湖地区处于辐散区，往往出现旱梅。7月反气旋南撤并东退至海上，多雨出现在东部沿海地区。8月反气旋偏南西伸，主要雨带徘徊在长江与黄河之间。6月中旬西太副高脊线北跳到20°N以北，位置比常年偏北。7月中旬西太副高脊线再次北跳越过25°N，位置接近常年。但7月下旬末西太副高脊线又南退到 25°N附近，之后一直未越过27°N，位置明显偏南（图 2c）。所以，该模态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东，其南侧向长江流域水汽输送减弱，长江流域易出现旱梅。第二次副高北跳后不断在 25°N～27°N之间南北摆动，但7月由于副高偏南偏东降水偏向东南沿海，而8月副高偏南偏西，雨带位于长江与黄河之间。

模态4（南涝北旱型）：6、7、8月在贝加尔湖附近各月都有一个反气旋距平环流，西北太平洋热带地区稳定维持一个庞大的气旋距平环流，我国东部从北到南均处于异常东北风的控制之下，不利于夏季风的向北推进。而在西北太平洋上各月大致都有一从南到北呈气旋、反气旋、气旋性距平环流的波列，反气旋中心在日本东侧的海洋上。西太副高脊线7月中旬之前一直位于22°N以南，甚至一度出现在 20°N以南，位置比常年明显偏南。直到 7月下旬才迅速跳到25°N以北（图2d）。所以，该模态环流的特点是西北太平洋热带地区一直有一个庞大的气旋距平环流维持，副高强度偏弱位置偏东，其南侧的异常东风与我国东部的东北风6月在长江流域，7、8两月在江南地区辐合，致使长江及其以南地区降水偏多，而北方无明显降水，形成南涝北旱的天气。

图1 中国东部夏季风雨带季节内变化模态典型年合成的6月（左）、7月（中）、8月（右）850 hPa距平风场（单位：m s-1）和降水距平百分率（%）。阴影区为距平百分率大于20%的区域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

图2 中国东部夏季风雨带季节内变化模态对应的6月上旬至8月下旬西太平洋副高脊线的时间—纬度剖面（实线）：（a）模态1；（b）模态2；（c）模态3；（d）模态4；（e）模态5；（f）模态6。虚线为多年平均脊线位置，点线为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

模态 5（常态型）：6月反气旋距平环流中心在 26°N，异常辐合区位于长江中下游，与雨带位置一致。7月该反气旋加强西伸北抬，辐合区和雨带也北移至黄淮地区。8月反气旋进一步北推，辐合区和雨带北进至黄河及其以北地区。西太副高脊线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，整个7月份，副高脊线一直徘徊在 25°N～26°N之间。8月上旬继续向北推进（图 2e）。因此平均来说，该模态西太平洋副高和季风雨带的季内变化与多年平均情况基本一致。

模态6（南旱北涝型）：与模态4相反，6月西太平洋热带地区为一个庞大的反气旋距平环流，位置比常年偏北和偏西。季风雨带位于淮河流域及其邻近地区，江南大部地区降水偏少。7月该反气旋西伸北抬控制了江南大部，雨带北移到长江上游的川渝地区至华北一带，江南降水仍异常偏少。8月江南仍受反气旋距平环流控制，降水持续偏少，而秦岭—大巴山到淮河流域一带降水持续异常偏多。西太副高脊线 6月上旬就已经越过 20°N，并在 7月上旬再次北跳至25°N以北，并在8月上旬达到最北33°N 附近，位置长时间持续较常年偏北（图2f）。所以，该模态环流的特点是各月西太平洋副高异常偏北、偏西，江南地区长期在副高控制之下，形成南旱北涝的天气。

从以上分析我们看出，不同模态西太平洋副高季内演变的过程有明显差异。副高季内变化的这一多态性与其季节性活动的年际变化有密切关系。而我国东部夏季风雨带的季内变化与西太平洋副高两次北跳的时间早晚和幅度大小有直接联系。第一次北跳主要对6月的雨带特征有重要影响，第二次北跳对 7、8两月的雨带分布有决定意义。另外，各模态的副高两次北跳虽然处于同一模态中，可是两次北跳的过程明显不同。也就是说它们之间虽然存在某种联系，但可能由于主要影响因素不同而具有相对独立性，值得进一步进行研究。

4 我国夏季风雨带季内变化与东亚季风和太平洋海温异常的联系

鉴于东亚冬季风不同强度和ENSO循环不同阶段对我国夏季降水有不同的影响（陈烈庭，1977；Huang and Wu，1989；陈文，2003），我们作了前6个模态典型年前期冬季（前年12月至当年1月平均，下同）850 hPa距平风场的合成图，并计算了各模态的时间系数（陈烈庭等，2007）与前期冬季和同期夏季（6～8月平均，下同）太平洋海温的相关及典型年的合成图，以期了解不同模态对应的前期冬季环流和海温背景以及同期夏季海温背景特征。由于相关和合成两种分析的结果基本一致，为了节省篇幅这里我们只给出合成的结果，如图3所示。图中实线为正海温距平，虚线为负海温距平，阴影区由浅入深分别表示t检验超过0.05、0.01和0.001显著性水平。赤道东太平洋和黑潮海区是影响我国天气气候的两个海洋关键区，其海温距平的符号与其周围总是相反的。这两大结构不仅表征了太平洋海温的纬向热力差异，而且也表征了海温的经向热力差异。下面我们将主要分析各模态这两个海区海温距平的特征：

模态1（梅涝型）：前期冬季在我国南海附近有一反气旋距平环流（图3模态1左图）。其西北部盛行异常西南气流，东部盛行异常东北气流，东亚冬季风偏弱。这一异常反气旋系统一直可维持到夏季，对本模态雨带季内变化具有重要影响（见图 1模态1）。马来西亚、印度尼西亚西部和赤道印度洋为明显的东风异常，赤道中东太平洋盛行异常西风。对应冬季海温距平的分布（图3模态1中图），整个赤道东太平洋为大范围正距平，中心强度在1°C以上。热带西太平洋暖池区为负距平，并分别向东南和东北方向延伸到南、北太平洋中部。西北太平洋黑潮区为正距平。这些都是典型的 El Niño盛期热带环流的特征和海温距平的分布。同期夏季的海温场（图3模态1右图），热带太平洋基本上还维持着El Niño的特征，只是赤道东太平洋正距平的强度已减弱。因此，本模态的特点是前冬东亚冬季风偏弱和太平洋海温处于El Niño盛期，黑潮区海温异常偏暖，之后减弱速度比较缓慢，到夏季赤道东太平洋基本上还维持正距平。前冬的这一海温距平分布与吴仁广和陈烈庭（1996）和陈烈庭和吴仁广（1998）提出的夏季长江型雨型前冬的海温距平场非常相似。过去有关的研究表明，黑潮区冬季（1月份）海温与江南北部降水存在显著的正相关（吕炯，1950；李忠贤和孙照渤，2004），另外El Niño减弱位相东亚沿海易出现“＋、－、＋”的EAP遥相关型（宗海锋等，2008），有助于西太平洋副高和我国季风雨带位置偏南，这些与本文得到的结果是一致的。因此可以认为本模态雨带的季内变化6月在江南北部，7、8两月稳定徘徊在江淮流域与前期东亚冬季风偏弱和太平洋海温处于 El Niño减弱位相有相当大的联系。

模态2（伏旱型）：前期冬季我国南海南部、澳大利亚北部和东赤道印度洋各有一个反气旋距平环流（图3模态2左图），东亚冬季风偏弱。印度尼西亚和马来西亚盛行东风，而赤道中太平洋为明显的西风异常，赤道东太平洋已转为异常东风。印度尼西亚和马来西亚的东风异常为La Niña进一步发展提供了必要条件。对应海温场（图3模态2中图），赤道中东太平洋呈“中正东负”的距平结构，沿秘鲁洋流有一负距平带伸向赤道。在澳大利亚东北侧海洋上和南太平洋中部各有一个分别超过0.05和0.01显著性水平的区域。这说明该模态前冬热带太平洋海温是处于由El Niño向La Niña转变的位相。西北太平洋黑潮区已转为负距平。同期夏季的海温场（图3模态2右图），赤道东太平洋大部分地区海温已变成显著的负距平，西北太平洋黑潮区负距平区显著性增加。因此，本模态的特点是前冬东亚季风偏弱和太平洋El Niño海温型已衰减，之后减弱迅速，到夏季已处于La Niña发展位相。这与过去的研究结果也是一致的，即其前冬的海温距平分布与夏季黄河河套型雨型前冬的海温距平场很相似（陈烈庭和吴仁广，1998）。黑潮区冬季海温偏冷有利于江南北部6月降水偏少（吕炯，1950；李忠贤和孙照渤，2004）。而 La Niña发展位相东亚沿海易出现“－、＋、－”的 EAP遥相关型（宗海锋等，2008），有助于西太平洋副高和我国季风雨带位置偏北。所以本模态雨带的季内变化6月在华南，7、8两月北跳到黄河及其以北地区主要是与前期太平洋海温处于La Niña发展位相有密切的联系。

模态3（梅旱型）：前期冬季东亚冬季风偏强（图3模态3左图），热带西太平洋为一气旋距平环流，马来西亚至印度尼西亚东部盛行异常西风，而赤道中东太平洋盛行异常东风。赤道西太平洋西风爆发为El Niño发展提供了必要条件。在阿留申群岛附近有一很强的反气旋距平环流发展，其南侧副热带地区为明显的气旋距平环流，这说明原来的La Niña的环流已处于减弱时期。对应海温距平的分布（图3模态3中图），赤道中东太平洋呈“中负东正”的距平结构，沿秘鲁洋流区有一正距平带伸向赤道。黑潮区为负距平。另外，在北太平洋西风漂流区有一达到0.01显著性水平的正距平区。所有这些都表明该模态前冬热带太平洋是处于由 La Niña向 El Niño转变的位相。同期夏季的海温场（图3模态3右图），赤道东太平洋的海温已变成显著的正距平。所以，本模态的特点是前冬东亚季风偏强和太平洋La Niña海温型已衰弱，之后减弱迅速，到夏季已处于El Niño发展位相。这里前冬的海温距平分布

与夏季黄淮东型雨型前冬的海温距平场相似（陈烈庭和吴仁广，1998）。黑潮区冬季海温偏冷、有利于江南北部降水偏少（吕炯，1950；李忠贤和孙照渤，2004）。而El Niño发展位相易出现“＋、－、＋”的EAP遥相关型（宗海锋等，2008），不利于西太平洋副高和我国东部雨带的向北推进。因此，本模态雨带的季内变化6月位置明显偏北，7、8两月反而南撤与前期东亚季风偏强和太平洋海温处于El Niño发展位相有关。

模态4（南涝北旱型）：前期冬季东亚冬季风偏强（图3模态4左图）。我国南海南部为一气旋距平环流，其西北部盛行异常东北风，东南部盛行异常西南风，印度尼西亚中西部地区有一明显的异常西风，而赤道中太平洋为强大的异常东风，呈 La Niña环流型。对应海温距平的分布（图3模态4中图），整个赤道东太平洋为负距平。在菲律宾群岛以东的暖池区为显著的正距平，其中心区距平值超过了0.001显著性水平。南太平洋中部的正距平也达到0.01的显著性水平，这说明该模态前冬热带太平洋是处于La Niña盛期位相，但强度比模态6的要弱。同期夏季的海温场（图3模态4右图），热带太平洋基本上还维持着La Niña的特征，只是强度已经减弱。所以，本模态的一个特点是东亚冬季风偏强和太平洋海温处于La Niña的减弱位相，另一个是暖池区的海温异常偏暖。第一个特点有利于西太平洋副高位置偏北，形成南北两条雨带。第二个特点有助于西北太平洋热带地区上空气旋性异常环流的加强和维持（见图1模态4）。它一方面促使在日本南侧的海洋上异常反气旋的形成，使副高异常偏东。另方面，使其西北侧我国东部到日本一带盛行异常东北风，并与大陆的偏北风在江南地区辐合，从而在南北两条雨带中降水距平最大区域出现在江南地区，发生南涝北旱。因此，可以认为东亚冬季风偏强和西太平洋暖池区海温的长时间异常偏暖对本模态雨带的季内变化有重要影响。

模态5（常态型）：前期冬季东亚冬季风偏强（图3模态5左图），但我国南海的气旋距平环流很弱，印度尼西亚中部一带盛行来自南半球的越赤道西南距平气流。赤道中东太平洋由于南、北太平洋的反气旋距平环流强度异常偏弱，异常东风相对其它模态也弱得多。从海温场（图3模态5中、右图）也可看到，赤道中东太平洋海温为正常稍偏低，整个海温的前兆信号相对也都较弱。

模态6（南旱北涝型）：前期冬季亚太地区850 hPa距平风场（图3模态6左图）与模态4 La Niña盛期的分布有明显的差异。北太平洋阿留申地区为一强大的反气旋距平环流，东亚大槽和西风急流偏弱，东亚冬季风偏弱。在菲律宾东侧有一反气旋距平环流，赤道中东太平洋到菲律宾以东均为异常东风。这一异常反气旋一直维持到夏季，对模态雨带的季内变化发生重要影响（图1模态6）。对应海温距平的分布（图3模态6中图），整个赤道中东太平洋为显著的负距平，其范围向西一直伸至150°E，中心强度在－1.4°C以上。西太平洋暖池区为正距平，强度相对要弱得多。黑潮区为负距平。此外，北太平洋西风漂流区有一显著的正距平区。这是典型的La Niña盛期海温距平的分布，与夏季黄淮西型雨型前冬的海温距平场很相似（陈烈庭和吴仁广，1998）。同期夏季的海温场（图3模态6右图），可以看出La Niña的特征继续维持。所以，本模态太平洋海温演变的特点是处于La Niña持续或减弱位相，即连续两年都是La Niña年，而这La Niña事件之所以能长期维持可能与热带西太平洋的反气旋距平环流及其南侧的东风异常的存在有关系。

以上统计事实表明，不同的季风—ENSO循环的位相对我国夏季风雨带季内变化模态的影响是不同的。第一模态主要出现在El Niño减弱位相，第二模态在La Niña发展位相，第三模态在El Niño发展位相，第四模态在La Niña减弱位相，第五模态ENSO的信号比较弱，第六模态多发生在La Niña持续的位相。也就是说，不仅前期冬季ENSO的特征，而且随后其变化的状况对我国夏季雨带的活动都有一定的影响。另外，不同海区的海温异常对雨带季内变化也有不同的作用，黑潮区海温与6月的雨带活动关系较为密切，而赤道中东太平洋的海温对7、8两月的雨带有更大的影响。

影响我国夏季降水的因素很多，即使对海温来讲也是一个很复杂的问题。我们这里所揭露的一些事实只是初步的，仅限于提供了我国夏季雨带季内变化各模态发生的背景情况，关于它们之间内在联系的物理过程还有待进一步研究。

5 中国夏季风雨带季内变化模态与夏季雨型的关系

上面提到我国夏季风雨带季内变化一些模态前冬的海温距平分布分别与吴仁广和陈烈庭（1996）和陈烈庭和吴仁广（1998）提出的夏季4类雨型前冬的海温距平场非常相似，这节我们将进一步分析它们之间的关系。他们根据我国东部夏季（6～8月）总降水量的距平场之间的相似程度，将整个夏季雨带的分布划分为如下四类雨型：

长江型（I）：主要雨带位于长江沿岸及其南侧一带，黄河以北和华南少雨。

黄淮西型（II）：主要雨带位于秦岭—大巴山到淮河流域一线，江南和黄河以北少雨。

黄淮东型（III）：主要雨带位于黄淮和东北地区，江南和黄河以北少雨。

黄河河套型（IV）：主要雨带位于黄河河套到华北北部一带，江淮流域少雨，华南相对多雨。

四类雨型500 hPa环流的特征，长江型在东亚沿岸由南向北呈“＋、－、＋”距平的波列分布。黄河河套型的情况相反，呈“－，＋，－”距平的波列。西太平洋副高前者偏南，而后者明显偏北。黄淮西型和黄淮东型东亚沿岸亦呈“－、＋、－”距平的波列结构，但副高的位置介于长江型和黄河河套型之间。黄淮西型与黄淮东型的差别主要在于西太平洋副高前者明显偏西，后者明显偏东。

为了揭示我国 6～8月夏季风雨带季内变化的模态与整个夏季雨型的关系，我们统计了六种模态各年所属的夏季雨型，结果如表1所示。可以看出，属于模态1的9年中有8年为长江型（占89%），没有出现黄河河套型。模态2的12年中有11年为黄河河套型（占 92%），没有出现长江型。模态 3的9年中黄淮东型有4年，黄淮西型有3年，共占78%。模态4的7年中黄河河套型有4年，长江型有3年。模态5无优势雨型。模态6的7年中有4年是黄淮西型，占57%。这一方面表明我国整个夏季的雨型是季风雨带逐月自南向北推进的综合结果。例如模态1的主要雨带大部分时间徘徊在江淮流域，所以夏季总的雨型为长江型。模态2主要雨带大部时间处于黄河及其以北地区，夏季雨型为黄河河套型。模态3主要雨带位于长江与黄河之间，夏季雨型为黄淮东型或黄淮西型。模态6主要雨带大多出现在秦岭—大巴山到淮河流域一线，优势雨型为黄淮西型。即夏季风雨带季内变化的前3个模态与夏季的4类雨型整体上有很好的对应关系。这反过来也说明我们的模态划分的合理性。但是，另一方面应该指出，它们之间的联系不是简单的一对一的关系，实际的季风雨带逐月演进的过程是复杂的。从表1可以看到，即使是长江型（黄河河套型）除模态1（2）外，其它模态中也存在，尤其是模态4和模态5。模态4中的黄河河套型和长江型的特点是降水距平最大地区都在江南。模态5虽然雨带的季内变化与多年平均情况相近，但降水距平最大的地区不同年份有很大变化，各种夏季雨型都可能出现。因此，夏季雨型不能取代雨带季内变化的模态。

另外，对比表1与图1各模态西太平洋副高和我国季风雨带季内变化的分析结果，我们不难发现，我国夏季雨型与各模态季风雨带季内变化的联系主要是表现在其与西太平洋副高7月发生的第二次北跳过程有密切的关系。这是由于副高第二次北跳对7、8两月的雨带分布有决定性意义，而7、8两月的雨带分布对夏季雨型又有最大贡献。

6 结论和讨论

本文用合成和相关分析，研究了 1951～2005年间我国夏季风雨带季内变化各个模态与雨带直接联系的西太平洋副高演变的特征，及其对季风—ENSO循环不同位相的可能响应，以及与夏季雨型的关系。主要结论如下：

表1 夏季风雨带季内变化模态所属年份及对应的夏季雨型Table 1 Years belong to IVSMRB modes and its corresponded summer precipitation types

（1）不同模态西太平洋副高自春至夏的两次北跳有明显不同的过程。第一次北跳主要对6月的雨带特征有重要影响，而第二次北跳对 7、8两月的雨带分布有决定性意义。

（2）各模态的两次副高北跳过程，既存在某种联系，又具有相对独立性。前后变化各异。

（3）太平洋海温异常对我国夏季风雨带季内变化的影响是多态的，在不同季风—ENSO循环的位相有不同的表现。第一模态主要出现在El Niño减弱位相，第二模态在La Niña发展位相，第三模态在El Niño发展位相，第四模态在La Niña减弱位相，第五模态ENSO的信号较弱，第6模态在La Niña持续位相。

（4）不同海洋关键区的海温异常对我国雨带季内变化有不同的调控作用。黑潮区海温与6月的雨带活动关系较为密切，而赤道东太平洋的ENSO循环对7、8两月的雨带有更大的影响。

（5）我国夏季风雨带季内变化的模态与夏季雨型存在一定的联系，但这并不意味着它们之间可以相互取代。

这里我们只是对各种模态的我国夏季风雨带季内变化与太平洋海温这一因子的可能联系做了初步的分析，要真正用于预报，不论在影响因子或是预报技巧上都还有许多工作要做。但是，通过前面的分析可以认为，制作我国夏季风雨带各月演变大致趋势的预报应该是可能的。其与海温内在联系的过程和机理值得进一步研究。

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