中国东部地区受东亚季风的影响，是中国降水量多、洪涝灾害较为严重的地区(丁一汇等，1994；黄荣辉等，2008)。因此，中国东部地区夏季降水量及其分布型式的短期气候预测是气候研究的重要课题之一(顾薇等，2005；Wei，2007; 胡娅敏等，2010)。在正常情况下，中国东部地区夏季雨带从华南逐渐向华北推进，降水分布应是呈从东南向西北递减的分布型式。但是，受到多种因素的复杂影响，雨带推进的速度加快或长时间滞留在某区域，导致形成差异很大的多雨带分布类型。20世纪50年代中期至60年代初东亚夏季风偏强，中国东部夏季多雨带位置偏北，华北地区降水丰沛，江淮地区降水偏少(Wei et al，2010)。20世纪70年代末东亚夏季风减弱，中国东部地区出现“南涝北旱”型的降水异常分布(宇如聪等，2008； Zhou et al，2009a)。进入21世纪以来，中国东部雨带明显向北移动，主要多雨带集中在黄淮地区，长江流域降水却明显偏少，这种变化引起人们的关注(魏凤英等，2009；司东等，2010)。根据中国夏季多雨带区南北位置的分布，中国国家气候中心气候预测室将1951年以来的中国夏季降水的分布特征概括划分为3种主要雨带类型(赵振国，1999)，即Ⅰ型，多雨带区位于北方，Ⅱ型，多雨带区位于黄河以南至长江以北，Ⅲ型，多雨带区位于长江及其以南地区。尽管这3类雨带类型不能完全涵盖中国东部出现的每种降水分布形式，但却概括了中国夏季降水的主要分布特征，在业务预测和气候研究中得到广泛应用。

对于中国东部地区夏季降水分布异常成因的研究成果已有许多，不仅涉及海洋、积雪等外强迫作用(陈兴芳等，2000；魏凤英等，2005；王蕾等，2006；邓伟涛等，2009)、大气内部动力不稳定性及非线性的相互作用(周秀骥，2005；张璐等，2010)，还涉及大尺度涛动、大气遥相关型和多时间尺度振荡等方面(黄嘉佑，1988；黄荣辉等，2006；张人禾等，2008；宗海锋等，2008)。近年来，有不少有关海洋异常变化对东亚夏季风及其降水异常影响的研究成果(Zhou et al，2008; Wu et al，2009)。Wu等(2009)利用季节的经验正交函数(EOF)分析了东亚季平均降水与ENSO的关系，结果表明，东亚季风年际变率的两个主导模态与ENSO的发生和发展存在对应关系，其中，在厄尔尼诺衰减年的夏季，热带印度洋海盆一致增暖并通过开尔文波或哈得来环流影响西北太平洋异常反气旋，进而影响中国夏季降水异常。数值模拟结果也表明，20世纪70年代末东亚夏季风的明显减弱与热带中东太平洋年代际增暖有关(Zhou et al，2009b; Li et al，2010)。

但是，对于影响中国东部夏季降水异常的主要因素及其物理机制目前仍没有形成比较明确的物理概念，特别是对于出现不同多雨带分布类型成因的了解和认识还很不够，导致夏季降水的短期气候预测水平仍不高，还远远不能满足国民经济生产、政府决策部门和大众的需求。因此，本文首先定义了可以客观、定量表征中国东部地区夏季3类雨带类型变化的指数，分析其年代际和年际尺度变化特征。在此基础上，从东亚环流、水汽输送及海温背景等角度分析了不同雨带分布类型所对应的气候背景及其差异特征。2 资 料

(1)从中国国家气候中心气候预测室提供的1951—2009年6—8月全中国160站降水量(http://ncc.cma.gov.cn/)中，选取105°E以东的120站作为研究对象。依据逐年6—8月降水量和多年平均计算出各站的夏季降水量距平百分率。

(2)NCAR/NCEP的1948—2009年月平均500 hPa位势高度资料(http://www.cdc.noaa.gov/cdc/ncep.reanalysis.derived.table.htm/)，空间分辨率为2.5°×2.5°。

(3)NCAR/NCEP 的1948—2009年月平均u、v风场、比湿、300 hPa位势高度等资料(http://www.cdc.noaa.gov/cdc/ncep.reanalysis.

derived.table.htm/)，空间分辨率为2.5°×2.5°。利用这些资料计算出整层水汽通量

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(4)UKMO HADISST1的1870—2009年全球月平均1°×1° 网格点的海表温度(http://hadobs.metoffice.com/hadisst/)。3 中国东部夏季雨带类型指数及其多时间尺度变化特征

为方便起见，将中国东部夏季3种雨带类型分别记作Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ型。在1951—2009年，Ⅰ型有19年，Ⅱ型有21年，Ⅲ型有19年(表 1)。

根据表 1绘制出中国东部3种雨带类型对应年份的6—8月降水量距平百分率的合成(图 1)，可清晰显示出3种雨带类型的降水分布特征。Ⅰ型(图 1a)：中国东部主要多雨区位于黄河流域及其以北地区，江淮流域大范围少雨，华南地区也存在一个多雨区，通常被简称为北方型。Ⅱ型(图 1b)：主要多雨区位于黄河以南至长江以北，雨带中心在淮河流域一带，黄河以北和长江以南的大部分地区以少雨为主，通常被简称为中间型。Ⅲ型(图 1c)：主要多雨带位于长江沿岸及其以南地区，淮河以北的大部分地区及东南沿海地区为少雨，通常被简称为南方型。

图 1 中国东部夏季3种主要雨带类型降水量距平百分率(a．Ⅰ型，b．Ⅱ型，c．Ⅲ型)Fig. 1 Distribution of the anomaly percentage of rainfalls for the three patterns of summer rainfall b and (a.Pattern Ⅰ，b.Pattern Ⅱ，c.Pattern Ⅲ)

图选项

图 2 3种雨带类型指数变化(a．Ⅰ型，b．Ⅱ型，c．Ⅲ型；红色直方图为中国国家气候中心划分为该类型，光滑曲线为三次多项式拟合，蓝色虚直线为0.05显著性水平)Fig. 2 Yearly index-values for the three rainfall b and patterns(a. Pattern Ⅰ，b. Pattern Ⅱ，c.Pattern Ⅲ; vertical red bars indicate the pattern as divided by the National Climate Center， smooth solid curves denote the fitting line by a 3-order polygonal function，horizonal green dashed lines are the threshold at the confidence level of 0.05)

图选项

分别计算3种雨带类型与1951—2009年逐年中国东部120站夏季降水量距平百分率场的相关系数，用其作为表征东部3种雨带类型随时间变化的指数(图 2)。图 2中红色直方图代表该年是中国国家气候中心划分为的该类型。由于这里样本量为120，因此，指数大于0.187就表明超过了0.05的显著性水平。以+0.187为标准界值(图 2中蓝色直虚线)，如果某年的指数超过这一界值就判定该年夏季降水分布属于这类雨带类型，正指数越大，表明该年具备这类雨带的分布特征越明显。指数小于标准界值或是负值，表明该年较少具备或不具备这类雨带的分布特征。

图 3 3种雨带类型指数的最大熵谱Fig. 3 Maximum entropy spectrum for the 3 rain-b and patterns

图选项

由图 2a红色直方图可以看出，在1951—2009年的19年 Ⅰ 型中，有18年超过了标准界值，只有1977年中国国家气候中心定为Ⅰ型，而Ⅰ型指数没有达到标准。查看这一年的降水距平百分率分布可以发现，1977年夏季中国东部有多处降水偏多区域，降水分布类型不明显。Ⅱ 型指数(图 2b)有20年超过标准界值，与中国国家气候中心划分的Ⅱ型一致，仅1979年 Ⅱ型指数没有达到界值标准。事实上，1979年夏季黄河以南的多雨区明显偏西，且华北的西北地区降水显著的偏多，确实不是典型的Ⅱ型。从图 2c显示的Ⅲ型指数可以看出，中国国家气候中心定出的19年降水分布类型有17年超过标准界值，1951和1996年没有达到Ⅲ型标准，这2年中国东部均存在多个降水偏多区域，雨带类型不够典型。归纳起来，在3种降水分布类型指数超过标准界值与中国国家气候中心划分的类型完全一致的有55年，只有4年由于雨带不典型而不一致，一致率达到93%。由此可见，本文确定的雨带类型指数可以作为客观、定量表征中国东部夏季雨带类型特征的指标。

图 2中的光滑曲线是经过三次多项式拟合的雨带类型指数，代表了3种雨带类型的年代际变化趋势。由图 2a中的光滑曲线可以看出，Ⅰ型在20世纪50年代末至60年代末比较明显，而从70年代中期以后直至现在Ⅰ型一直处在较弱的趋势。Ⅱ型的变化趋势(图 2b中的光滑曲线)在20世纪50年代初至60年代中期比较突出，70年代中至90年代末处于较弱时期，21世纪初以来Ⅱ型显现出明显的增强趋势。Ⅲ型的变化趋势(图 2c中的光滑曲线)与Ⅰ、Ⅱ型的差别比较大，20世纪50年代中期直至70年代末为偏弱时期，80—90年代Ⅲ型处于较强时 期。综合上述分析可见，中国东部夏季雨带类型具有显著的年代际变化特征，20世纪50年代中期以前是以Ⅲ型和Ⅱ型为主，50年代中期至70年代中期以Ⅰ型和Ⅱ型为主，70年代中期以来Ⅰ型显著减弱，而整个90年代则以显著的Ⅲ型为主，进入21世纪以来Ⅱ型显现出很强的增强趋势。

从图 2中的直方图还可看出，中国东部夏季雨带类型的年际变化也非常突出。分析3种雨带类型指数的最大熵谱(图 3)可以看出，Ⅰ型谱密度有3个峰值，最大的是3 a，2 a次之，第3为7.71 a；Ⅱ型谱密度也有3个与Ⅰ型十分相似的峰值，不过2 a峰值最突出，其次是7—8 a，3 a较弱；Ⅲ型谱密度只有3 a一个峰值。理论推导证实，χ²_v分布近似地可以表示最大熵谱估计的分布特征(Ulrych et al，1975)，根据假设检验的统计量，对上述几个谱峰逐一进行显著性检验(马继瑞等，1989)，结果表明，Ⅰ型3 a、Ⅱ型2 a、Ⅲ型3 a峰值的谱密度超过α=0.05 的显著性水平，说明中国东部3类雨带型具有显著的时间长度为2—3 a的振荡特征。4 中国东部夏季雨带类型环流特征的差异

尽管影响中国东部夏季降水异常分布的因素是多方面的，但大气环流的异常变化是最直接和最重要的因素。作为中层大气环流的代表，500 hPa高度场可以清晰地反映中国东部夏季雨带类型的环流特征。为此，分别绘出中国东部夏季3类雨带类型对应年份的500 hPa高度距平合成(图 4)，以及Ⅲ与Ⅰ型、Ⅲ与Ⅱ型及Ⅱ与Ⅰ型500 hPa高度距平之差(图 5)，以此分析中国东部夏季雨带类型与欧亚环流的配置及其差异。比较图 4a、b、c可以看出，中国东部夏季不同雨带类型分布与环流场的不同配置相对应，特别是Ⅰ型所对应的环流配置基本与Ⅲ型相反。图 4a显示，Ⅰ型的环流配置具有3个主要特点：一是高纬度地区位势高度为正距平，乌拉尔山以北地区为正距平中心；二是从巴尔喀什湖经贝加尔湖至鄂霍次克海的广大地区由显著负距平覆盖，而长江流域中下游以北至渤海湾为正距平区，正距平的北侧在40°N，西侧接近110°E；三是西太平洋30°N以南为一负距平区。这一距平场的配置表明，副热带锋区偏强偏北，西太平洋副热带高压(副高)偏强，位置偏北。从图 4b可以看出，Ⅱ型(中间型)的环流配置与Ⅰ型(图 4a)相似，但正负距平的区域均向东偏移，东亚副热带锋区亦略向南移，这表明与出现Ⅰ型降水分布相比，出现Ⅱ型降水分布时西太平洋副高位置偏东亦略偏南。Ⅲ型的500 hPa高度距平合成(图 4c)清晰地显示，Ⅲ型的环流距平配置几乎与Ⅰ型相反，从巴尔喀什湖经贝加尔湖至鄂霍次克海的广大地区由显著正距平覆盖，西太平洋20°N以南为正距平，正距平西侧接近100°E。从图 5a显示的Ⅲ与Ⅰ型500 hPa高度距平差值可以看出，两个雨带类型最显著的正差值出现在巴尔喀什湖—贝加尔湖—鄂霍次克海地区，另外西太平洋也存在一片较显著的正差值区。表明当出现Ⅲ型降水分布时，东亚中高纬度有强盛的阻塞形势发展和维持，西太平洋副高偏强，位置偏西、偏南。Ⅲ型与Ⅱ型的500 hPa高度距平差值分布(图 5b)与Ⅲ型与Ⅰ型距平差值分布(图 5a)类似，但巴尔喀什湖—贝加尔湖—鄂霍次克海的正距平差值范围有所缩小，强度也略有减弱，而极区的负距平差值也更显著。Ⅱ型与Ⅰ型的500 hPa高度距平差值分布(图 5c)显示，500 hPa高度距平配置没有显著的差异，简言之，Ⅱ型在500 hPa高度距平场上显示的信号比Ⅰ、Ⅲ型弱，说明影响这类降水异常分布的因素更为复杂。

图 4 3种夏季雨带类型同期500 hPa高度距平(单位：gpm)合成(a．Ⅰ型，b．Ⅱ型，c．Ⅲ型)Fig. 4 Composite distributions for the 500 hPa geopotential height anomalies(unit: gpm)for the 3 rain-b and patterns(a.Pattern Ⅰ，b.Pattern Ⅱ，c. Pattern Ⅲ)

图选项

图 5 不同雨带类型500 hPa高度距平差值(单位：gpm，阴影部分代表差值超过0.05显著性水平)(a．Ⅲ与Ⅰ型，b．Ⅲ与Ⅱ型，c．Ⅱ与Ⅰ型)Fig. 5 As in Fig. 4 but for the difference distribution of 500 hPa geopotential height anomalies between(a)Pattern Ⅲ and pattern Ⅰ，(b)Pattern Ⅲ and pattern Ⅱ，and (c)Pattern Ⅱ and pattern Ⅰ(unit: gpm; shaded areas denote the difference exceeding the 0.05 significant level)

图选项

分析图 4、5可知，对于中国东部降水异常分布有重要影响的东亚环流系统主要包括高纬度地区的极涡(黄嘉佑等，2004)，35°—55°N、100°—140°E的西风带波动(严华生等，2007)和西太平洋副高的强弱变化及其南北和东西位置的进退变动(吴国雄等，2003)。本研究选用中国国家气候中心利用500 hPa 高度场定义的夏季(6—8月)平均亚洲区极涡强度指数(简记为极涡强度)表示高纬度地区极涡变化，用副高强度、脊线指数(简记为副高脊线)和西伸脊点指数(简记为副高脊点)分别表征副高的强弱变化和南北、东西位置的变动。根据西风带指数公式(Rossby，1939)，取35°—55°N，100°—140°E的500 hPa高度值定义出西风带指数(简记为西风带)。上述5个指数的最大熵谱结果显示(图略)，极涡强度的显著周期是2.52 a；副高强度除了存在十分突出的3.63 a的周期外，11.6 a的年代际变化也很明显；副高脊线存在两个显著周期，分别为5.27和2.52 a;西伸脊点存在9.67、4.14和2.52 a；西风带指数的显著周期为5.8和2.9 a。 虽然各指数的显著周期有所差别，但大多存在与3类雨带类型相同的准两年振荡特征。

利用上述5个由500 hPa高度值定义的指数作为自变量，分别以3种雨带类型指数序列作为预报量建立标准化回归方程，得到的标准化回归系数可以直接解释各环流指数对各雨带类型的贡献大小和配置(表 2)。可以看出，东亚环流关键系统对Ⅰ和Ⅲ型的影响非常显著。Ⅰ型对应的回归系数配置表明，当西风指数环流偏强、冷空气势力偏弱，同时西太平洋副高偏强、偏北、偏东时，中国东部主要雨带位于黄河流域及其以北地区。 Ⅲ型对应的回归系数配置表明，当西风指数环流偏弱，冷空气势力偏强，且极涡偏强，西太平洋副高偏西时，中国东部主要雨带位于长江沿岸及其以南地区。可见极涡与副高及西风带环流的综合作用对Ⅲ型降水分布的形成起到重要影响。Ⅱ型的回归系数只有极涡强度超过了显著性水平，它与Ⅲ型相反，对应的是极涡偏弱，其余系统对Ⅱ型的影响均不明显，这与图 4、5提供的信息是一致的。

就气候平均而言，东亚地区有4支主要的水汽来源(Zhang，2001;周晓霞等，2008)：一支是流经孟加拉湾的西南水汽输送；一支是来自副高西南侧的东南水汽输送；一支是经孟加拉湾南部与105°E附近越赤道气流汇合，经中国南海地区的东南水汽输送；另一支是来自中纬度的西风水汽输送。

为了比较3种雨型水汽输送异常特征的差异，计算了东亚地区6—8月平均的从地面至300 hPa的水汽通量和水汽通量散度距平的垂直积分，绘出中国东部夏季3类雨带类型各自所对应年份的整层水汽输送距平合成(图 6)。当夏季中国东部出现Ⅰ型雨带分布(图 6a)时，异常的水汽通量辐合区位于河套至华北地区以及华南地区，与多雨带位置非常一致。这种异常的水汽输送包括两个明显的分支，其中，主要的异常水汽源区出现在日本海以南海面，先向西再转向东北方向将大量的水汽输送至主雨带，并一直向东北方向延伸到鄂霍茨克海，同时，日本海以南气旋性距平环流加强，增强了西南暖湿气流向北输送；另一支较弱的异常水汽输送带来自南海，向华南地区输送水汽，并且，可能是起源于120°E附近菲律宾越赤道气流所处的热带洋面。由Ⅱ型相对应的水汽输送异常的空间分布(图 6b)可以看出，异常的水汽通量辐合区与主雨带也有较好的对应关系，即长江以北与黄河以南东部地区多雨，而长江以南、黄河以北少雨，对应异常的水汽辐散区。异常的水汽源主要位于20°—25°N附近的副热带西太平洋海域，水汽向西北方向输送到降水区，并向东北方向延伸，与南下的冷空气相遇在黄淮地区。Ⅲ型对应的水汽通量辐合辐散的异常分布和Ⅰ型几乎是反位相的(图 6c)，即长江流域及其以南地区为异常的水汽辐合区，长江以北地区为异常的水汽辐散区。但对于异常水汽输送通道，Ⅲ型与Ⅰ型还是有较大区别。热带的暖湿水汽沿着大陆东海岸向东北方向输送，直至长江沿岸与来自中高纬度的冷空气相遇。这种异常的水汽输送包括两个分支，一支由南海输送到华南、东南地区，另一支水汽来自孟加拉湾，输送到西南地区，异常程度较前者偏弱，但是，两支异常水汽通道都起源于菲律宾海的水汽辐散区。

图 6 同图 4，但为水汽输送距平(单位：g/(cm2·s))Fig. 6 As in Fig. 4 but for the water-vapour flux anomalies(unit：g/(cm2·s))

图选项

由上述分析可知，3种雨型对应的水汽输送异常的主要通道和源区包括副热带西太平洋海域和菲律宾越赤道气流区，而作为气候平均情况下的主要水汽来源，索马里越赤道气流区并没有出现显著的异常。这一结果与Zhou等(2005)分析多雨带位于长江中下游分布型和多雨带位于淮河流域分布型水汽输送特征的结论一致。为了进一步了解各雨型水汽输送的差异，图 7给出Ⅲ与Ⅰ型、Ⅲ与Ⅱ型及Ⅱ与Ⅰ型水汽通量距平的差值。 图中红色格点表示两类雨型水汽通量距平的纬向和经向分量的差异超过α=0.05 的显著性水平的统计检验，蓝色格点则表示纬向分量的差异通过显著性检验，绿色格点则表示经向分量的差异通过显著性检验。 由图 7a可以看出，Ⅲ型水汽输送异常与Ⅰ型的区别最为明显，主要存在3个差异显著区域，一是高纬度的贝加尔湖地区向南的经向输送异常加强；二是中国中东部的经向水汽输送加强；三是西太平洋副热带地区的纬向输送加强，并呈反气旋性环流；配合500 hPa高度场的差异特征，说明东亚中高纬度经向环流异常加强，有利于北方冷空气南下，同时，西北太平洋副高偏强，纬向水汽输送加强，中国多雨带位于长江以南，反之多雨带位于北方；Ⅲ与Ⅱ型的水汽通量异常的显著差异(图 7b)是高纬度贝加尔湖地区向南的经向输送更强，同时南海至华南的水汽输送异常加强，即多雨带出现在长江以南时，该地区经向环流异常要比多雨带出现在长江以北至黄河以南时更强，来自南海的水汽输送也更强.Ⅱ与Ⅰ型水汽输送异常的差异(图 7c)主要表现在西北太平洋副热带地区的纬向输送异常，即Ⅱ型在该区域的纬向水汽输送比Ⅰ型强。同时还注意到，当出现Ⅱ型时，西太平洋副热带地区以反气旋性环流为主，这点与Ⅲ和Ⅰ型的差异特征一致。

图 7 同图 5，但为水汽输送距平差值(单位：g/(cm2·s))Fig. 7 As in Fig. 5 but for the differences of the water-vapour flux anomalies(unit：g/(cm2·s))

图选项

从上述分析可知，中国东部3类降水异常分布型的水汽输送的差异主要包括高纬度贝加尔湖地区的经向分量(60°—70°N，80°—110°E，记为经向分量1)、中国中东部地区的经向分量(30°—50°N，105°—120°E，记为经向分量2)和西北太平洋副热带地区的纬向分量(20°—30°N，110°—140°E，记为纬向分量)。为此分别构造出这3个区域平均的水汽输送分量序列。3个序列 的最大熵谱结果显示，经向分量1序列存在两个显著周期，第1周期为 5.8 a，第2周期为2.0 a，经向分量2序列只存在2.9 a的周期，纬向分量序列也存在两个显著周期，第1周期为5.8 a，第2周期为2.76 a。对照图 3可以看出，水汽输送分量的主要周期与3种雨带类型的周期基本一致，只是2—3 a是经向分量1和纬向分量的第2显著周期，但至少说明其变化特征中包含了准两年振荡。6 中国东部夏季雨带类型的海洋气候背景及其对环流特征的影响

海洋的海表热力异常不仅是引起大气环流异常的重要因素，也是引起东亚夏季风异常的重要因素(Nitta，1987; Huang et al，2004)。研究表明，东亚夏季风降水的准两年振荡与赤道中东太平洋和西太平洋海温，特别是热带太平洋的海温变化密切相关(Lau et al，1988; Ding et al，2008；Wu et al，2008，2010)。从上一节的分析可知，整层垂直积分的水汽输送的辐合辐散直接与中国东部地区的雨带分布有关，而水汽输送强弱及通道变化又可能受到海洋热状况变化的影响(Huang et al，1987)。考虑到海洋变化对中国东部夏季降水的影响有一定时间的滞后效应，分别绘出中国东部夏季3类雨带类型对应年份的前期冬季全球海表温度的距平合成分布(图 8)，以及Ⅲ与Ⅰ型、Ⅲ与Ⅱ型及Ⅱ与Ⅰ型海温距平之差(图 9)，以此分析中国东部夏季雨带类型的海洋背景及其差异特征。比较图 8a、b、c可知，中国东部夏季不同雨带类型分布与全球海温的不同配置相对应。特别值得注意的是Ⅰ型(北方型)所对应的海温分布与Ⅱ型(中间型)完全相反，这一差异特征与前面分析的环流差异特征有很大的不同。从图 8a可以看出，出现Ⅰ型雨带分布的前期冬季北太平洋呈现典型的厄尔尼诺分布型态，即赤道中东太平洋为正距平，西风漂流区为负距平，大气热量主要供应地之一的海域暖池亦为负距平。同时，印度洋大部海域为正距平，南太平洋则呈现北部海域为负距平，南部海域为正距平的分布格局。从图 8b可以清晰看出，Ⅱ型雨带对应的海温距平分布几乎与Ⅰ型完全相反，不但北太平洋呈现典型的拉尼娜分布 型态，暖池为正距平，而且，其他海域的距平符号也均与Ⅰ型相反。 Ⅲ型对应的海温距平分布(图 8c)不如前两型那么典型，北太平洋是较弱的暖位相分布，但南太平洋和印度洋的距平又与Ⅱ型雨带对应的海温分布相似。由图 9a可以看出，Ⅲ与Ⅰ型海温的差异主要出现在北太平洋西风漂流区的小范围、暖池及其以南和靠近北美的海域，Ⅲ与Ⅱ型(图 9b)海温距平的显著差异主要位于东太平洋小范围海域。而Ⅱ与Ⅰ型海温距平的差异(图 9c)十分明显，在北太平洋存在3个差值显著区，一个负差值区在赤道中东太平洋，另两个正差值区分别在西风漂流区和暖池海域。南太平洋北部的东澳暖流和西风漂流区存在两个正差值区，南部存在一个负差值区。差值显著区域进一步表明，当北太平洋海温呈现显著冷位相，同时暖池及南太平洋东澳暖流海温增暖时，中国东部易出现Ⅱ型雨带分布，即多雨带位于长江以北至黄河以南；反之，易出现Ⅰ型雨带分布，多雨带位于北方地区。

图 8 中国东部3种夏季雨带类型前期冬季全球海表温度距平合成(a．Ⅰ型，b．Ⅱ型，c．Ⅲ型)Fig. 8 Composite distributions of the global SST anomalies in the prephase winter for the 3 summer rain-b and patterns over eastern China(a.PatternⅠ，b.PatternⅡ，c.PatternⅢ)

图选项

图 9 同图 5，但为冬季全球海温距平差值(单位: ℃)Fig. 9 As in Fig. 5 but for the differences of the global SST anomalies in winter(unit:℃)

图选项

众所周知，北太平洋海温变化具有2—7 a的显著年际变化特征。黄荣辉等(2006)揭示暖池次表层海温具有准2 a周期振荡特征，并分析了其对东亚季风驱动的水汽输送及中国夏季降水准2 a变化的影响。本研究选取对多雨带影响最显著的5个区域的海温构造指数，即赤道中东太平洋(10°N—10°S，160°E—90°W，记为SST1)、北太平洋西风漂流区(45°N—35°N，160°E—150°W，记为SST2)、暖池(20°N—20°S，140°—160°E，记为SST3)、南太平洋东澳暖流(40°—50°S，160°E —170°W，记为SST4)和南太平洋西风漂流区(50°—60°S，120°W—90°W，记为SST5)。5个海温指数的最大熵谱显示，其均存在两个谱峰，1个为5 a左右，另一个为2—3 a。说明东亚环流和降水的年际振荡是与海温的年际振荡特征有关。为此，分别计算海温指数与东亚500 hPa高度场的5个环流指数及3个水汽输送分量序列的相关系数(表 3)，以此了解前期海温异常对东亚环流系统的影响。可以看出，赤道中东太平洋海温与西太平洋副高有显著的关系，特别是与副高强度和西伸脊点的相关非常显著，远远超过0.001的显著性水平，相关关系表示，前期冬季海温呈现暖位相时，夏季副高偏强、偏南、偏西，西北太平洋副热带纬向水汽输送增强；暖池的海温与西风带指数和中国中东部经向水汽输送关系显著，即暖池海温增暖时，对应夏季低西风带指数，中东部经向水汽输送偏弱；南太平洋东澳暖流海温与贝加尔湖地区的经向水汽输送有较明显的正相关，即东澳暖流海温增暖时，贝加尔湖地区的经向水汽输送增强；特别值得关注的是，南太平洋西风漂流区海温也与西太平洋副高强度和西伸脊点有非常显著的相关，同时与西北太平洋副热带地区的纬向水汽输送的关系密切，表明当前期冬季该地区海温呈暖位相时，夏季副高偏强、偏西，西北太平洋副热带地区的纬向水汽输送增强。

由表 3可见，前期冬季赤道中东太平洋海温和南太平洋西风漂流区海温异常变化对夏季西太平洋副高有重要影响。关于冬季赤道中东太平洋海温对夏季副高影响的物理机制已有研究进行了阐述。诊断分析表明(应明等，2000；宗海锋等，2008)，冬季赤道中东太平洋海温发生异常，冬季—夏季大气环流主要通过太平洋—北美和西太平洋遥相关导致西太平洋副高发生异常。数值试验的结果证实(Wu et al，2010)，在ENSO衰减年，在热带印度洋海温模态的遥强迫和西北太平洋海温负异常局地强迫的共同作用下，西太平洋维持异常反气旋，导致西太平洋副高异常。南太平洋西风漂流区海温异常对西太平洋副高的影响应该也与大气遥相关有关，具体的影响机制还需要进一步探讨，但本文的分析结果至少说明，前期南太平洋西风漂流区海温异常对夏季西太平洋副高的预测指示作用和西北太平洋海温异常一样值得关注。7 结论与讨论

(1)本文定义的3种雨带类型指数可以客观、定量地表征出中国东部夏季雨带分布特征。中国东部夏季雨带类型具有显著的年代际变化特征，20世纪50年代中期以前是以多雨带位于南方的Ⅲ型和多雨带位于黄淮的Ⅱ型为主，50年代中期至70年代中期以Ⅰ型和Ⅱ型为主，80年代为过渡期，整个90年代则以显著的Ⅲ型为主，进入21世纪以来Ⅱ型明显。同时，中国东部夏季雨带类型还具有显著的准两年的年际变化特征。分析表明，雨带分布型的准两年振荡与环流及海温的年际振荡有关。

(2)3种雨带类型海洋特征的差异主要表现在两个方面：①Ⅰ型对应的是冬季北太平洋海温呈现显著的暖位相、暖池及东澳暖流为负距平，同时南太平洋西风漂流区为正距平的分布型式；Ⅱ型对应与Ⅰ型完全相反的海温分布，即北太平洋海温呈现显著的冷位相、暖池及东澳暖流为正距平，同时南太平洋西风漂流区为负距平；夏季这两类雨型对应的海温距平明显减弱，Ⅱ型对应的海温在热带印度洋出现增暖。② Ⅲ型对应的海温分布在北太平洋海域与Ⅰ型一致，但暖位相的程度较弱，而南太平洋和印度洋的距平与Ⅱ型雨带对应的距平分布相似。

(3)3种雨带类型对应的环流及水汽输送特征的差异主要体现在两方面：① Ⅲ型与Ⅰ型具有几乎完全相反的环流及水汽输送特征，当出现Ⅲ型雨带分布时，东亚中高纬度有强盛的阻塞形势发展和维持，中高纬度的经向环流异常加强，同时西太平洋副高偏强，位置偏西、偏南，该地区呈反气旋性距平环流，且纬向水汽输送加强，Ⅰ型则相反； ②Ⅱ型与Ⅰ型的环流及水汽输送特征更接近，两者的主要差异是Ⅱ型对应的西太平洋副热带地区为反气旋性距平环流，Ⅰ型对应的是气旋性距平环流。这一差异主要与两者对应的海温背景不同密切有关。

(4)前期冬季赤道中东太平洋海温和南太平洋西风漂流区的海温异常变化与夏季西太平洋副高有显著关系。但目前尚未建立海温影响环流关键系统并进一步影响中国东部夏季降水的确定关系。许多研究认为，冬季海温发生异常，从冬至夏大气环流通过影响大尺度遥相关型的形成导致西太平洋副高发生异常进而影响中国夏季雨带分布异常(应明等，2000；宗海锋等，2008；谭桂容等，2009)。Wu等(2010)研究显示，热带印度洋海温的异常变化通过开尔文波或哈得来环流影响西太平洋副高异常。当然，这种影响过程也存在海-气相互作用的复杂关系，还需要进行深入研究。