自Reed等^[1]、Veryard和Ebdon^[2]在20世纪60年代发现了热带平流层下层的纬向平均气流存在着周期为26个月的东风和西风互相交替出现的年际变化以来，准两年周期振荡（QBO）的研究引起了国内外气象学者的普遍关注.愈来愈多的观测事实也表明在对流层大气环流以及地面气象要素的变化中几乎普遍存在准两年周期振荡现象.为了和平流层纬向风的准两年周期振荡相区别，人们通常把季风环流、降水、海温等具有2~3a周期的年际变化称之为对流层准两年振荡（Tropospheric biennial oscillation，简称为TBO）^{[3, 4]}.

早期研究降水准两年周期振荡主要是局限在印度夏季风降水上，如Mooley和Parthasarathy研究印度夏季降水时发现其旱涝指数的功率谱具有明显的准两年周期振荡现象^[3].之后不久，Mukherjee等^[4]的研究也发现印度季风降水有准两年周期振荡现象，而且同平流层的QBO有很好的关系. Meehl^[5~8]，Chang ^[9]和Li^{[10, 11]}从观测分析及数值模式方面对亚洲季风降水TBO的机制做了较深入的探讨.20世纪90年代以来，越来越多的科研工作者开始重视东亚季风降水的研究.缪锦海等^[12]、Tian等^[13]、殷宝玉等^[14]和Chang等^[15]的研究发现东亚季风区的降水具有准两年周期振荡的现象. Lau等^[16]、Barnett等^[17]和Rasmussen等^[18]将亚澳季风环流看成一个系统来进行研究，结果表明，亚澳季风环流、降水的准两年振荡是紧密地与ENSO的时间尺度相联系的.

对中国地区降水准两年振荡及其形成机制的研究也取得了许多进展.Wang等^[19]早在1981年就用谱分析方法发现长江流域与黄河北部地区的某些站点降水具有准两年周期振荡.随后，赵汉光^[20]在对中国降水周期特征的分析中，发现东部地区（110°E以东），主要周期集中在21.2~29.2个月之间，表现出以准两年振动为主.黄嘉佑^[21]和朱乾根等^[22]的研究表明，准两年周期振荡在中国大部分地区的降水变化中表现得十分明显，尤其是在华北和长江中下游地区.王建新等^[23]的研究说明长江中下游地区存在显著的准两年周期振荡，并给出了其地理分布特征.陈兴芳和宋文玲^[24]通过对1986~1995年中国降水的准两年周期振荡分析发现，1986~1995年近10年间中国东部降水分布趋势的年际变化具有准两年周期振荡特征，且江淮流域较其他地区要明显.况雪源等^[25]采用带通滤波法、奇异谱分析和小波分析综合研究了1951~1996年近50年中国降水场的准两年振荡的分布型态及其长期变率特征.杨秋明^[26]将中国降水准两年振荡模态和太平洋年代际振荡（PDO）联系起来，他的观测分析表明，PDO冷暖位相期中国降水准两年振荡型传播特征有明显差异.黄荣辉等^[27]对热带西太平洋热力状态的准两年周期振荡影响中国东部夏季降水准两年周期变化的物理机制进行了初步的探讨.

近十年间，越来越多的学者在不同的研究中发现自20世纪80年代以来中国降水准两年振荡有明显的增强趋势，这种趋势在长江中下游地区表现得尤为突出^[28].本文旨在研究中国东部夏季降水TBO的主要空间模态及其与大气环流背景的相互关系，希望能对中国地区降水的短期气候预测提供有益的帮助.

本文使用的资料有：（1）中国气象局整编的中国160站月降水量资料（1951年1月~2005年12月）；（2）NCEP/NCAR高度场、温度场和风场月平均再分析资料（1951年1月~2005年12月）；（3）美国气候资料中心月平均海温资料（1951年1月~2005年12月）（下载地址为：http://www.ncdc.noaa.gov/oa/climate/research/sst/sst.html）.

本文根据二阶偏微分（Second Derivative Method）原理^[29]提取时间序列中准两年振荡的信号.对于某个变量在t-1、t、t+1时刻的值可以分别记为P（t-1）、P（t）、P（t+1），则P（t）的二阶偏微分的表达式可以表示为

(1)

由公式（1）定义

(2)

当t年为相对强年时，P（t）与P（t-1）和P（t+1）相比，P（t）为局部最大值，D（t）是正值，D（t-1）和D（t+1）为负值；反之，D（t）为负值，D（t-1）和D（t+1）为正值，其正负和相对大小反映了变量P的准两年振荡分量的变化特征.由（2）式整理可得

(3)

即从原始序列中减去三点滑动平均后恰是D的2/3，因此，本文将从原始序列中移去三点滑动平均后的序列（2/3D）定义为时间序列的准两年周期振荡分量.

用朱乾根等^[22]提出的相对最大熵谱概念来分析全国夏季降水TBO的地理分布特征.

(4)

式中F_TBO为准两年振荡相对最大熵谱，S_TBO为准两年周期频段的最大熵谱值之和，ΣS_i为年际变化频段（大于12个月）的最大熵谱值之和.

文中还用到了经验正交函数展开（EOF）和相关分析的方法，这里不再赘述.

利用二阶偏微分原理提取夏季（6~8月）和降水期（4~9月）降水的TBO分量，并做相对最大熵谱分析.图 1a为夏季降水TBO相对最大熵谱地理分布图，从图中可以看出夏季降水普遍存在TBO特征，相对最大熵谱值均超过24%，最大值区域基本呈带状分布，极大值中心分别位于青藏高原东北侧、东北南部、江淮流域、华南至西南一带和新疆北部.这与黄嘉佑^[21]、朱乾根^[22]和况雪源等^[25]的研究结果略有不同，可能是因为时间序列的长度及所研究降水时间段不同引起的.降水期降水TBO相对最大熵谱地理分布图显示（图略），降水期内降水TBO相对最大熵谱值普遍较小，说明降水期内降水TBO特征没有夏季降水TBO特征显著.用同样的方法研究春、秋季和冬季降水TBO的地理分布特征（图略），发现这几个季节降水TBO特征远没有夏季明显.图 1b是夏季降水TBO方差分布图.由图可知，长江中下游和南部沿海地区是中国夏季降水TBO方差变化的两个大值中心.进一步分析表明，中国四季降水TBO分量方差变化主要分布在中国东部地区，从量值上看，夏季降水TBO分量方差变化最大，秋季最小.因此，本文选取中国东部（105°E以东，47.5°N以南）地区夏季降水TBO进行分析研究.

图 1

Fig. 1

图 1 （a）中国夏季（6~8月）降水TBO相对最大熵谱地理分布（%）及（b）夏季降水TBO方差分布（mm2） Fig. 1 (a) The relative maximum entropy spectral analysis of summer rainfall TBO (%) and (b) summer rainfall TBO variance (mm2) over China

用EOF分析方法进一步研究中国东部地区夏季降水TBO的空间分布和时间演变特征.表 1是东部夏季降水和夏季降水TBO经过EOF分析得到的前5个特征向量的方差贡献及累积方差贡献.其中夏季降水是指对东部夏季降水的距平资料直接做EOF分析，夏季降水TBO是指夏季降水TBO分量的EOF分析.由表可知，夏季降水和夏季降水TBO前5个特征向量的累积方差分别为45.78%和56.69%，说明夏季降水TBO收敛的速度较快.夏季降水第1、2特征向量的方差贡献分别是13.19%和11.79%，而TBO的前2个特征向量的方差贡献分别是20.15%和13.06%，表明夏季降水TBO的空间型更典型和集中.

表 1(Table 1)

表 1 中国东部夏季降水（R）及其TBO分量（RTBO）EOF分析前5个模态的方差贡献（%） Table 1 Variance contribution of the first 5 EOF modes of summer rainfall (R) and its TBO part (RTBO)(%)

表 1 中国东部夏季降水（R）及其TBO分量（RTBO）EOF分析前5个模态的方差贡献（%） Table 1 Variance contribution of the first 5 EOF modes of summer rainfall (R) and its TBO part (RTBO)(%)

图 2是东部夏季降水TBO的EOF前5个特征向量的方差贡献和样本误差.根据文献[29]，前2个EOF模态是相对独立的，其他3个模态方差贡献较小且不相互独立.因此，前2个模态是中国东部夏季降水TBO的主要模态.

图 2

Fig. 2

图 2 EOF分析前5个特征向量方差贡献及其样本误差（误差棒代表样本的标准差：±σ） Fig. 2 Variance of the first 5 EOF modes and its sample errors (The error bars are standard deviation of samples:±σ)

图 3a是中国东部夏季降水TBO的EOF第1个空间模态，它反映了东部夏季降水TBO的主要空间分布特征.由图可知，夏季降水TBO以27°N左右为分界线南北呈反位相的变化特征，27°N以北的降水中心主要分布在江淮流域，以南的降水中心则主要分布在南部沿海地区.结合时间系数（图 3c）可以看出，不同时期夏季降水TBO的振幅变化较大，1980年代中后期以来，江淮流域及华北地区降水有增强趋势，而27°N以南的华南地区有减少的趋势.图 3b是中国东部夏季降水TBO第2个主要空间模态，高值中心位于河套-华北一带.结合时间系数（图 3d）可以看出，河套-华北一带降水有明显的TBO特征，但降水的振幅弱于第1模态的降水振幅.

图 3

Fig. 3

图 3 EOF分析中国东部夏季TBO的第1和第2特征向量（a，b）及它们的时间系数（c，d） Fig. 3 The first two modes of EOF analysis summer rainfall TBO (a, b) and their corresponding temporal coefficients (c, d) over eastern China

中国东部夏季降水TBO的两个主要模态与中国一般意义上的长江中下游雨型既有区别又有联系.降水TBO第1模态的正的高值中心位于长江和黄河流域之间，范围向南达长江以南，向北达华北以北地区，这与一般意义上以长江流域为主的全国范围的多（少）雨的分布有相似之处，但又不同.通常情况下，降水中心位于长江中下游地区，反位相的降水在华南沿海一带，而降水TBO的中心位置偏北，在江淮一带.

用夏季降水TBO第1模态时间系数分别与海温距平（SSTA）、850hPa风场距平、500hPa高度距平场及200hPa纬向风距平场做同期相关（图 4）.由图 4a可知，夏季降水TBO第1空间模态与西太平洋的SSTA成正相关，与东太平洋的SSTA成负相关.温暖的西太平洋上易产生强热对流激发出Rossby波，产生遥相关并影响中高纬环流^[27].西太平洋和东太平洋海温异常则是通过大气桥的调节来实现.由图 4b，在南海和中国东南部上空为异常的反气旋控制，反气旋的西伸点一直到达青藏高原的上空，中国东部30°N以南地区西南气流增强.来自西太平洋的西南气流异常增强，有利于将携带大量水汽的空气输送到中国江淮流域，形成强降水.

图 4

Fig. 4

图 4 中国东部夏季降水TBO第1模态时间系数与SSTA（a）、850hPa风场距平（b）、500hPa高度距平场（c）和200hPa纬向风距平场（粗断线为平均急流位置）（d）的同期相关图及相关检验（阴影区通过了95%置信水平） Fig. 4 Simultaneity correlation between the first mode's temporal coefficient and SSTA (a), wind anomaly at 850hPa (b), height anomaly at 500hPa (c) and zonal wind anomaly at 200hPa (d, heavy break line is the average jet location).The shaded areas passed 95% confidence level

500hPa高度距平场相关图（图 4c）上，东亚地区上空呈类似于东亚-太平洋型（East Asia/Pacific，EAP）的波列特征，中心值为“正负正”分布，正值中心位于20°N和60°N附近，负值中心在40°N附近.这种高度异常分布将影响西太平洋副高偏南，易形成江淮流域降水偏多^[27].此外，在中高纬地区，西欧上空为高度负异常，西伯利亚上空为高度正异常，中国东北又为高度负异常，根据文献[31]，这种自西向东“负正负”的分布有利于在西伯利亚形成阻高，并在西欧和中国东北形成低槽，槽区的冷空气不断东移南下，与来自低纬地区的暖湿冷空气在中国大陆上空交汇，有利于形成降水.200hPa高度距平相关场（图略）在东亚地区上空有类似的分布特征，只是正相关区范围较小，说明影响第1模态的垂直环流是相当正压结构.

第1模态时间系数与200hPa纬向风距平相关图（图 4d）显示，北半球80°E~180°E范围内纬向风从赤道较低纬向中高纬存在“正负正”波列分布的特征，夏季多年平均副热带西风急流（u≥30 m/s）位于青藏高原北侧40°N左右的上空，急流南、北分别为显著正、负相关区.由此可知东亚副热带西风急流位置偏南，急流以南的西风增强，急流以北的西风减弱.另外，在40°N附近异常强的西风及20°N附近异常强的东风均表明南亚高压偏强^[32].

在行星尺度上有两个大的环流系统影响着东亚夏季降水，一是中高纬上空对流层高层的东亚副热带西风急流，另一个是中低纬上空对流层中低层的西太平洋副热带高压^[33].西太平洋海温偏高、中国东部及沿海上空有异常反气旋、500hPa高度相关场上东亚上空呈“正负正”波列特征、200hPa南亚高压加强和西风急流位置偏南，均有利于江淮地区夏季降水偏多.

图 5是夏季降水TBO第2模态时间系数与SSTA、850hPa风场距平、500hPa高度距平场和200hPa纬向风场异常的同期相关.由图 5a可知，第2模态与西太平洋海温成负相关，与日本海、太平洋北美沿岸和鄂霍次克海海温成正相关.850hPa风场上（图 5b），中国沿海以东洋面有一异常的反气旋，在130°E，50°N上空有一气旋，异常反气旋的东南风有助于将海上的湿空气直接输送到中国东部偏北地区，并与来自中高纬度的西北气流在河套-华北地区交汇，形成中国东部偏北地区的降水增多.

图 5

Fig. 5

图 5 中国东部夏季降水TBO第2模态时间系数与SSTA（a）、850hPa风场距平（b）、500hPa高度距平场（c）和200hPa纬向风距平场（粗断线为平均急流位置）（d）的同期相关图及相关检验（阴影区通过了95%置信水平） Fig. 5 Simultaneity correlation between the second mode's temporal coefficient and SSTA (a), wind anomaly at 850hPa (b), height anomaly at 500hPa (c) and zonal wind anomaly at 200hPa (d, heavy break line is the average jet location).The shaded areas passed 95% confidence level

第2模态时间系数与500hPa高度异常的同期相关场（图 5c）表明，第2模态与黄海上空高度异常成正相关，与俄罗斯东部大陆上空中高纬地区的高度异常成负相关.中高纬度在欧亚大陆形成一个类似于欧亚（EU）型的波列，说明中国东部降水的第2模态的形成更多是受来自中高纬度的影响.

在200hPa纬向风异常相关图（图 5d）上，北半球60°E~180°E由赤道地区到中高纬呈“正负正”的分布，中纬度地区西风的减弱则有利于中国东部洋面的水汽向大陆输送.当夏季降水TBO分布呈如图 2b所示的型态时，由前面的分析可知，东亚副热带西风急流偏北，江淮和河套地区分别处在急流的下游，可知在急流出口区以南为下沉气流，以北地区为上升气流，这种分布极易造成江淮少雨，河套多雨.

当夏季降水TBO降水位置偏北时，西太平洋海温偏低，中国东部及沿海上空有异常气旋，200hPa南亚高压偏弱（图略），西风急流位置偏北.最近况雪源等人^[34]和杨莲梅等人^[32]指出，急流异常偏北时，南亚高压偏弱，位置偏北偏西，呈伊朗高压型；850hPa反气旋性环流异常出现在东亚30°N以北地区，而30°N以南为气旋性环流异常，气流的辐合上升区北移至华北一带，而长江流域低层风场为辐散异常，上升气流较常年偏弱，降水偏少.急流异常偏南时，南亚高压偏强，位置偏南偏东，呈青藏高压型；西太副高偏强、位置偏西偏南；850hPa反气旋性环流异常出现在东亚30°N以南地区，而30°N以北为气旋性环流异常，长江流域地区上空低层有较强辐合上升气流，高层有较强的气流辐散，对流旺盛，雨带容易维持.分析表明，中国东部夏季降水TBO第2模态的形成更多地是受到来自中高纬度环流的影响.

（1）中国降水季节性差异明显，夏季是主要的降水期并具有明显的TBO特征，东部地区是降水TBO方差变化最大的区域，长江中下游和南部沿海地区是降水TBO方差变化的两个大值中心.

（2）中国东部夏季降水TBO存在两个主要空间模态.第1模态方差贡献为20.15%，降水振幅较大，反映了以27°N为界降水南北反位相的变化关系.第2模态降水振幅较小，方差贡献为13.06%，高值中心位于河套-华北地区.

（3）中国东部夏季降水TBO空间模态与太平洋海温、大气环流背景异常关系密切.当夏季降水TBO以江淮偏多时（第1模态），西太平洋海温偏高，东太平洋海温偏低，中国东部及沿海上空有异常反气旋，500hPa高度相关场东亚上空呈“正负正”波列特征，200hPa南亚高压加强，西风急流位置偏南.当夏季降水TBO降水位置偏北时（第2模态），西太平洋海温偏低，日本海附近的海温偏高，中国东部及沿海上空有异常气旋，200hPa南亚高压偏弱，西风急流位置偏北.

分析表明，中高纬环流和西太平洋海温状况与中国东部夏季降水TBO空间分布状况密切相关，它们通过海-陆-气相互作用及低纬环流和中高纬环流的相互作用改变环流背景，从而影响中国东部夏季降水TBO的空间分布.海-陆-气及中高纬环流是如何相互作用来影响夏季降水TBO的机制有待于更深入的研究.