我国东部地区受夏季风强弱的影响，是干旱和洪涝灾害频发地区，夏季降水异常会严重影响国民经济和人民生命财产安全。因此，研究我国东部地区夏季降水的变化规律及其影响因素是气候研究的重要课题之一^[1]。由于夏季风的影响，我国东部地区雨带从华南逐渐向华北推进，但在多种复杂因素的共同影响下，雨带推进速度会出现加快或长时间滞留在某区域的情况，最终形成差异较大的多雨带分布类型。进入21世纪以来，我国东部雨带明显北移，主要多雨带集中在黄淮地区，长江流域降水却明显偏少，这种变化已引起人们的关注^[2]。

对于我国东部地区夏季降水分布异常成因研究已有很多，不仅涉及大气内部自身的动力不稳定性、大气遥相关型和多时间尺度振荡等方面，还涉及诸多的外强迫作用^[3-5]，而海洋作为影响我国东部夏季降水异常分布的主要外强迫因子之一，是人们关注和研究的焦点。有学者认为在El Niño发展阶段，夏季江淮流域降水偏多，华南、华北降水偏少^[6]。徐海明^[7]认为华南夏季降水与前期冬季1月的黑潮海温存在显著负相关关系。陈烈庭等^[8]研究了西北太平洋和热带海温异常对我国东部夏季雨带类型的影响。张卫青等^[9]利用大气环流模式模拟了赤道中印度洋海区夏季变温对我国夏季降水的影响。研究表明，不同海域的海温变化对我国夏季降水产生的影响和作用机理也不相同，因此在研究时要注意区分，这也是本文研究的一个重要内容。

目前影响我国东部夏季降水异常的主要原因及其物理机制仍在探索中，夏季降水的短期气候预测水平有待提高。另外，过去研究大多基于近50年资料进行，因此考虑年代际变化的影响略显不足。本文首先整理插补出1931—2010年近80年我国东部96个站夏季降水量资料，并进行了质量检验。然后将我国东部夏季降水划分为4个雨带类型，挑选出与我国东部夏季雨带类型相关显著的关键海区，在此基础上分析了关键区海表温度年代际异常背景下的我国东部夏季降水和东亚大气环流特征。

① NOAA Twentieth Century Reanalysis 1931—2010年500 hPa月平均位势高度和850 hPa月平均风场资料，空间分辨率为2°×2°。

② UKMO HADISST1 1931—2010年全球月平均海表温度 (SST)，空间分辨率为1°×1°。通过上述资料计算出1931—2010年前期冬季前一年12月—当年2月的SST，从中选取北太平洋海盆 (10°S ~50°N, 120°E~80°W) 和印度洋海盆 (60°S~20°N, 30°E~120°E) 空间分辨率为5°×5°的数据用于本文SVD分析。

③ 本研究整理的我国东部地区 (105°E以东)1931—2010年96个站夏季 (6—8月) 降水量资料。

由于特殊的历史原因，我国拥有较长年代降水资料的站点比较少，分布也不均匀。目前已整理出的大多为1951年至今的夏季降水量，不能满足对较长年代气候研究的需要。本文使用均值生成函数方法^[10]对国家气象信息中心提供的我国东部地区 (105°E以东)96个站1931年至今的月降水量中的缺测部分进行了插补，整理出一套完整的1931—2010年夏季降水量资料。

对插补后降水量资料的效果进行以下检验：①对均值生成函数模型模拟出的1931—2010年各站夏季降水量值与观测值进行比较，结果显示:对于无缺测的站点，两者1931—2010年的时间序列的距平符号一致率最高可达92.5%，平均为87.3%;对于有缺测资料的站点，选取降水量时间序列前、中、后不同缺测年段的站点，将其拟合值和观测值进行比较，发现在整体趋势和极值的拟合上两者均有很好的一致性。②对有缺测资料时段的1931—1950年夏季降水量与无缺测时段的1951—2010年夏季降水量分别用平均值和方差两个指标进行均一性检验。结果表明，只有8%测站的降水量序列未通过检验。③对没有通过均一性检验的测站资料，运用SNHT方法进行订正^[11]，订正后的插补资料全部通过了均一性检验。

将插补、订正后的我国东部1931—2010年96个站的夏季降水量资料与英国East Anglia大学气候研究中心 (CRU) 中心提供的全球0.5°×0.5°格距的相同时段夏季降水量资料进行比较。CRU的逐月全球陆面格点降水资料，空间分辨率较高，经过均一性检验和质量控制，在气候研究领域里有广泛应用。比较结果显示：在所选区域15°~55°N，105°~135°E内，测站和CRU格点降水量时间序列的平均值分别为432.4 mm和412.0 mm, 标准差分别为29.8 mm和21.3 mm。由此可见，两者的平均值较为接近，测站的标准差要高于格点资料，说明本研究整理的测站降水量的变化幅度大于格点资料，能够更好地反映出我国夏季降水量的年际差异。

根据上述检验结果可以认为，本研究整理的1931—2010年夏季降水量资料具有一定的可靠性，可以用于分析我国东部夏季降水的变化特征。

本文采用旋转经验正交函数 (REOF) 展开对我国东部夏季降水雨带类型进行分型。对96个站1931—2010年夏季降水量标准化处理后，进行REOF分析。通过North检验^[12]发现，前4个特征向量通过了显著性水平检验, 图 1为前4个旋转空间模态。第1旋转空间模态 (REOF1)(图 1a) 占总方差的26.30%，是以华南地区为高载荷中心的降水分布模态。第2旋转空间模态 (REOF2)(图 1b) 占总方差的26.06%，是以黄河中下游及其以北的北方地区为高载荷中心的降水分布模态。第3旋转空间模态 (REOF3)(图 1c) 占总方差的25.28%，是以黄河和淮河流域之间为高载荷中心的降水分布模态。第4旋转空间模态 (REOF4)(图 1d) 占总方差的22.36%，是以长江中下游及其以南部分地区为高载荷中心的降水分布模态。基于上述4个旋转空间模态的高载荷区分布特征并以绝对值超过0.50为标准，将我国东部地区夏季雨带划分为4种类型，即第2旋转空间模态表示的北方型 (记为Ⅰ型)，共36个站；第3旋转空间模态表示的黄淮型 (记为Ⅱ型)，共19个站；第4旋转空间模态表示的长江型 (记为Ⅲ型)，共23个站；第1旋转空间模态表示的华南型 (记为Ⅳ型)，共18个站，具体划分情况如图 1e所示。根据划分出的4个雨带类型及其所属测站，计算出1931—2010年我国东部4个雨带类型指数的时间序列。

图 1

图 1. REOF分析的第1 (a)、第2 (b)、第3 (c)、第4 (d) 空间模态及我国东部夏季降水雨带类型的划分 (e) Fig 1. Spatial patterns of the first (a), the second (b), the third (c), the fourth (d) REOF modes, and the subdivisions of summer rain-band patterns in Eastern China (e)

将1931—2010年北太平洋、印度洋冬季SST场和我国东部夏季降水场分别进行奇异值分解 (SVD)，以此寻找影响我国东部夏季降水的前期海洋信号。本文SVD分析过程中的SST场和降水量场均进行了标准化处理。

北太平洋冬季SST场和我国东部夏季降水场SVD的前2个模态SVD1和SVD2分别解释了总方差的32.72%和19.97%。图 2为前2个模态的左、右奇异向量的空间分布型。第1对左、右奇异向量的空间分布型反映的主要信号是El Niño典型分布型与我国东部夏季降水的关系，赤道东太平洋冬季SST场的空间分布呈典型El Niño分布型，我国东部夏季降水场的空间分布上正极值中心位于长江中游和北方地区。SVD1左、右奇异向量对应的时间系数的相关系数为0.61，超过0.01显著性水平。可以认为，当赤道东太平洋冬季SST出现El Niño分布型时，夏季长江中游及北方地区降水偏多；反之当赤道东太平洋冬季SST呈现La Niña分布型时，长江中游及北方地区降水偏少，这与前人研究结果相同^[12-13]。第2对空间耦合分布型反映的主要信号是黑潮海域SST与我国东部夏季降水的关系，北太平洋冬季SST场的空间分布上负极值中心位于黑潮区，我国东部夏季降水场的空间分布上负极值中心位于长江中下游地区。SVD2左、右奇异向量的时间系数的相关系数为0.56，超过0.01显著性水平，这一耦合分布型表示，当黑潮海域冬季SST出现冷位相时，长江中下游地区夏季降水将可能偏少；反之亦然。

图 2

图 2. 北太平洋冬季SST与我国东部夏季降水量SVD的前2对耦合空间分布型 Fig 2. The first-two-pair spatial distributions of SVD between the winter SST of the north Pacific and the summer precipitation in Eastern China

印度洋冬季SST场和我国东部夏季降水场SVD的前2个模态SVD1和SVD2分别解释了总方差的38.10%和16.99%，第1对空间耦合分布型反映的主要信号是印度洋单极子型 (the Indian Ocean Unipole, IOU) 与我国东部夏季降水的关系。印度洋冬季SST场的空间分布上整个海盆呈一致负异常变化，我国东部夏季降水场的空间分布上负极值中心位于长江流域。SVD1左、右奇异向量的时间系数的相关系数为0.46，超过0.01显著性水平。这一耦合分布型表示，当冬季印度洋全海盆SST出现一致负异常时，夏季长江中下游地区降水偏少，北方和华南地区降水偏多，反之亦然。第2对空间耦合分布型 (图 3) 反映的是南印度洋偶极子型 (the Southern Indian Ocean Dipole，SIOD) 与我国东部夏季降水分布的关系。南印度洋冬季SST场的空间分布上呈西南—东北向的正偶极子 (the Positive Southern Indian Ocean Dipole，PSIOD) 特征 (西南印度洋SST为正异常、其东北部SST为负异常)，我国东部夏季降水场的空间分布上正极值中心位于华南和东南沿海地区。SVD2左、右奇异向量的时间系数之间的相关系数为0.64，超过0.01显著性水平，表示当冬季南印度洋出现PSIOD时，夏季华南和东南沿海地区降水偏多，北方降水偏少，反之亦然。

图 3

图 3. 同图 2，但为印度洋 Fig 3. The same as in Fig. 2, but for the Indian Ocean

根据SVD分析，挑选出对降水有显著影响的4个关键海区，并构造出SST指数，分别为Niño3区 (5°N~5°S，150°E~90°W，记为Niño3指数)、黑潮区 (23°~33°N，125°~145°E，记为黑潮指数)、印度洋单极子指数 (60°S~20°N，30°~120°E，记为IOUI)、南印度洋偶极子指数 (30°~45°S，40°~70°E；10°~20°S，70°~100°E，记为SIODI)。计算出1931—2010年这4个指数时间序列，其中前3个指数为所选范围的SST区域平均值，SIODI为所选范围的西南印度洋海表温度距平 (SSTA) 与东北印度洋SSTA之差。这4个指数序列与我国东部夏季4个雨带指数序列的相关系数如表 1所示。由表 1可以看出，黑潮指数、IOUI和SIODI与我国东部夏季雨带的相关性较好，其中黑潮指数及IOUI主要与Ⅲ类雨型关系密切，SIODI则与Ⅰ类及Ⅳ类雨型有较明显关系。

表 1

表 1 海温指数与4个雨带指数序列的相关系数 Table 1 The correlation coefficients between SST indexes and 4 rain-band indexes 位置 指数 Ⅰ型 Ⅱ型 Ⅲ型 Ⅳ型 北太平洋 Niño3指数 0.116 -0.033 0.119 -0.118 黑潮指数 -0.210 0.113 0.333* 0.041 印度洋 IOUI -0.152 0.049 0.241* -0.013 SIODI -0.218* -0.121 -0.004 0.248* 注：*表示相关系数达到0.05显著性水平。

表 1 海温指数与4个雨带指数序列的相关系数 Table 1 The correlation coefficients between SST indexes and 4 rain-band indexes

图 4为黑潮指数和SIODI随时间的变化及其10年滑动平均值，其中序列两端的平滑值利用Mann提出的方法确定^[14]。根据图 4中滑动平均曲线可以看出，黑潮指数和SIODI分别在20世纪80年代初和70年代初经历了由负位相向正位相的转变。为了进一步证实年代际变化特征，分别计算了两个指数的功率谱。结果表明:黑潮指数具有显著的18年、24年和36年的年代际尺度的变化特征，SIODI也具有显著的24年和36年的年代际尺度的变化特征。下面分别对黑潮指数及SIODI年代际异常处于不同位相时我国东部夏季降水的特征及对应的东亚环流特征进行分析。

图 4

图 4. 黑潮指数 (a) 和SIODI (b) 随时间变化 (实线) 及其10年滑动平均值 (虚线) Fig 4. The annual value (solid line) and 10-year moving average index-values (dashed line) of Kuroshio (a) and SIOD (b)

选取黑潮区SST年代际变化处于正位相的1987—2002年和负位相的1931—1944年进行分析，样本量分别为16年和14年。为了更加直观地看出黑潮区SST年代际变化处于不同位相时，我国东部夏季降水特征之间的差异，将其对应的夏季降水距平百分率进行合成分析 (图略) 表明，当冬季黑潮区SST年代际变化处于正位相时，多雨带主要位于长江中下游及以南部分地区，即出现Ⅲ型雨带；负位相时，长江中下游地区降水偏少。

尽管影响我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。作为对流层中、低层大气环流的代表，500 hPa高度场和850 hPa风场可以清晰地反映出关键区SST年代际异常背景下的大气环流特征。这里分别给出黑潮区SST处在正、负位相阶段时夏季500 hPa高度场距平合成图和850 hPa风场的距平合成图 (图 5)，以此分析不同背景下东亚环流形势配置的差异及其对我国东部夏季雨带类型的影响。由图 5可以看出，当冬季黑潮区SST处于正位相阶段时，夏季500 hPa高度距平场呈以下分布特点：乌拉尔山和鄂霍次克海附近为正距平中心，贝加尔湖东侧为负距平中心，中高纬度地区呈“+-+”距平分布，说明西风带有阻塞形势发展，经向环流盛行，冷空气势力较强；西太平洋副热带高压加强，西伸；850 hPa风场上我国北方和朝鲜半岛上空为一强大的反气旋性异常，在其作用之下异常强的偏北气流影响到长江中下游地区，孟加拉湾为一气旋性异常，南海上空有偏南气流影响我国。这样的环流形势使得冷暖空气交汇于长江中下游及其以南地区，有利于我国出现Ⅲ型雨带，即多雨带出现在长江中下游及其以南地区。这与其他学者的研究结果相似^[15-16]。反之，当冬季黑潮区SST处于负位相阶段时，除贝加尔湖附近小范围的正距平中心外，中高纬度地区主体为负距平分布，西风带以纬向环流为主；西太平洋副热带高压强度偏弱，位置偏北、偏东；850 hPa风场上我国北方呈近似气旋性异常，南海上空有异常偏西风，华南上空为气旋性异常，而长江中下游地区则无明显的冷暖气流汇合和水汽辐合。这样的环流形势表明副热带锋区偏北，夏季主雨带落于北方，江淮流域降水偏少，这也与其他学者的研究结果类似^[17-18]。

图 5

图 5. 冬季黑潮区海温正、负位相阶段对应的夏季500 hPa高度场距平合成 (单位：dagpm) 和850 hPa风场距平合成 Fig 5. Composite distributions of 500 hPa geopotential height anomalies (unit:dagpm) and 850 hPa wind anomalies in the inter-decadal variations of higher and lower of winter Kuroshio SST

近年来，人们越来越多地关注印度洋海气相互作用对亚澳季风系统和我国夏季降水的影响^[19-20]。对印度洋的研究已不再局限于热带海域，逐渐扩大到整个印度洋，其中SIOD的发现对研究我国夏季降水具有重要的意义^[21-23]。

分别选取SIOD年代际变化处于正、负位相的1991—2008年和1954—1970年进行分析，样本量分别为18年和17年。通过比较SIOD正、负位相时我国东部夏季降水距平百分率合成图 (图略) 后发现，不同位相时我国东部夏季降水的差异主要表现在北方和南方地区。

同样给出SIOD处在正、负位相时的夏季500 hPa高度场距平和850 hPa风场的距平合成图 (图 6)，以此分析不同背景下对流层中、低层大气环流特征及其对我国东部夏季降水的影响。由图 6可以看出，当SIOD处于正位相阶段时，500 hPa高度距平场呈以下分布特点：乌拉尔山经贝加尔湖至鄂霍次克海为正距平分布，说明西风带有阻塞形势发展，导致西风带出现分支，经向环流盛行；西太平洋副热带高压偏强，北界位置略偏南，西伸脊点偏西；850 hPa风场上我国北方为一反气旋性异常控制，在其作用下异常的偏北气流经长江中下游地区影响到我国南方地区，同时索马里越赤道气流偏强使得南海上空有较强的偏南气流，冷暖气流相交汇于南方地区。这样的环流形势表明副热带锋区位置偏南，我国北方大部分地区降水偏少，长江下游和华南地区降水偏多。反之，当SIOD处于负位相阶段时，500 hPa高度距平场上中纬度地区为负距平分布，西风带以纬向环流为主；西太平洋副热带高压略偏北、偏东；850 hPa风场上蒙古高原为一气旋性异常控制，冷空气影响我国北方，黄海上空亦为一气旋性异常，经华南上空影响我国的西南气流汇入其中，两个气旋性异常环流在我国北方地区相交汇。这样的环流形势使得我国北方地区降水偏多，长江下游和华南等南方地区降水偏少。

图 6

图 6. 同图 5，但为SIOD Fig 6. The same as in Fig. 5, but for SIOD

为了进一步说明印度洋偶极子异常变化对我国东部夏季降水影响的物理过程，进行冬季SIODI与冬季马斯克林高压强度指数相关分析。结果显示：相关系数为0.45，达到0.05显著性水平，说明两者有显著的相关关系。前人研究^[24]表明，马斯克林高压本身从冬至夏有很好的持续性。冬季SIOD的异常变化通过影响马斯克林高压的强弱变化影响索马里越赤道气流的强弱变化，从而对我国东部地区夏季降水的异常变化产生一定的影响。

根据上述分析，得到以下主要结论：

1) 根据REOF的分析结果，将我国东部夏季降水划分为4个主要雨带类型，即北方型 (Ⅰ型)、黄淮型 (Ⅱ型)、长江型 (Ⅲ型) 及华南型 (Ⅳ型)。

2) SVD分析结果表明：El Niño分布型、黑潮型、印度洋单极子 (IOU) 型、南印度洋偶极子 (SIOD) 型等海温模态与我国东部夏季降水分布型之间关系密切。

3) 当冬季黑潮区SST年代际异常处于正位相时，西风带经向环流盛行，西太平洋副热带高压加强、西伸，冷暖气流交汇于长江流域，有利于长江中下游地区降水处于偏多的气候阶段，即易出现长江型 (Ⅲ型) 雨带类型，反之亦然；

4) 当冬季SIOD年代际异常处于正位相时，中高纬度地区有阻塞形势发展，西太平洋副热带高压加强，位置略偏南、偏西，冷暖气流相交汇于我国南方地区，使得夏季多雨带位置偏南，北方地区降水偏少，反之亦然。