我国地处东亚季风区，是世界上最敏感的气候脆弱区之一。东亚夏季风随季节进退的早晚、强度异常，均会导致我国干旱或洪涝等重大气候灾害的发生。早在1934年，我国著名气候学家竺可桢(1934)就探讨了东南季风对我国夏季降水的可能影响；随后，众多气象学者(涂长望和黄士松，1944；陶诗言等，1958；高由禧等，1962；郭其蕴，1983)对东亚夏季风的基本特征、季节进退及其对中国旱涝的影响展开了大量的研究。Tao和Chen(1987)系统地回顾了早期这方面的研究并提出了东亚季风系统的概念，明确指出东亚季风与印度季风之间的差异及其可能联系。黄荣辉等(1999)和Huang et al.(2003，2012)先后对东亚夏季风变异特征及其成因方面的研究进行了较全面的总结，指出了大量关于东亚夏季风变异机理、模拟和预测方面需要深入研究的科学问题。近年来，对东亚夏季风的研究进入了崭新阶段，研究涉及的因子从海洋到陆地，从北半球到南半球，时间尺度上涵盖了季节内、季节、年际和年代际变化。

东亚夏季风的变异不仅受热带大气环流影响，而且深受中高纬环流异常(张庆云和陶诗言，1998；张存杰等，2004)以及海洋、陆面、积雪的影响，因此东亚夏季风复杂多变且呈现多时间尺度变化特征(赵平和南素兰，2006；Ding，2008)。已有的研究表明，东亚季风的季节性进退和我国东部降水的联系极为紧密(Tao and Chen，1987)，且主要受热带西太平洋暖池上空对流活动(黄荣辉和孙凤英，1994)、大气季节内振荡(琚建华等，2005)等因子的影响。东亚夏季风的年际变率则受众多因子的共同影响，例如：青藏高原的动力(Hahn and Manabe，1975)和热力强迫(Zhang et al.,2002；吴国雄等，2004)、北极海冰(Wu et al.,2009a)、欧亚积雪(Wu et al.,2009b)、土壤湿度(梁乐宁和陈海山，2010；Zhang and Zuo，2011)以及ENSO(Wang et al.,2000；Huang et al.,2003)等。

上世纪70年代末，东亚夏季风在发生了一次显著年代际突变：东亚夏季风明显减弱，中国长 江流域降水显著增多，华北降水明显减少(Wang，2001；Ding et al.,2008)。作为下垫面外强迫因子，全球海温以及高原热力作用，对季风环流年代际转折起到重要作用。一些学者(Chang et al.,2000；张庆云等，2007)认为北太平洋主模态及其年代际影响下ENSO的变化和太平洋中东部的迅速增温是这次环流年代际变化的主要原因；另外一些学者(Li et al.,2008；Huang et al.,2010)则指出印度洋海温变化同样会引起该年代际转折；而青藏高原冬季积雪增加，地表热源减弱则被认为是亚洲季风年代际减弱的另一重要原因(Duan and Wu，2008；Ding et al.,2009)。最近的研究表明(Kwon et al.,2007；张人禾等，2008；黄荣辉等，2011；唐佳和武炳义，2012)，除了上世纪70年代末的跃变外，东亚夏季气候在上世纪90年代中期还发生了一次明显的年代际变化。

关于东亚夏季风变异的研究，一般是把季风作为整体，从不同角度构造季风指数来研究季风的变化。Wang et al.(2008)总结了东亚夏季风指数的定义，并根据季风的环流系统以及降水特征进行了分类，大多数的季风指数主要体现了东亚夏季风活动的总体特征。然而，季风作为一个复杂的大尺度环流系统，使用单一的指数很难刻画其更为细致的变化特征，也很大程度上阻碍了对其变异机理的理解和认识。最近，一些研究已经开始关注东亚夏季风异常活动更为细致的特征，例如：Wu et al.(2008)使用复经验正交函数方法揭示了东亚地区夏季(6～8月)850 hPa风场变率的优势模态；而徐艳虹等(2013)对东亚地区850 hPa夏季经向风进行EOF分析，结果均表明东亚夏季风是一个复杂系统，受中、高纬大气环流的影响，因此使用单一指数或模态来描写季风变异并不十分合理。然而，我们也注意到以上研究仅仅利用来源较为单一的资料来分析东亚夏季风的多模态特征；另外Wu et al.(2008)使用CEOF方法所揭示的东亚夏季风多模态特征时，各子模态之间存在一定关系，无法确定每个子模态的方差贡献。因此，选择合适的统计方法，通过更多来源的资料来识别东亚夏季风活动的多模态特征是十分必要的。

目前，再分析资料由于覆盖范围广，时间序列长而被广泛使用于气候及气候变化的相关研究。欧洲中期天气预报中心发布的ERA-40(Uppala et al.,2005)与ERA interim(Dee et al.,2011)、美国国家环境预测中心和国家大气研究中心发布的NCEP-DOE AMIP-II再分析资料(Kanamitsu et al.,2002)以及日本气象厅发布的JRA-25(Onogi et al.,2007)是目前被广泛应用的四套再分析资料。但再分析资料的产生过程极为复杂，资料来源、模式参数化方案和资料同化系统等因素使得资料之间存在较大的差异(Bromwich and Fogt，2004；Li et al.,2005)。目前，针对东亚季风区再分析资料的对比取得了一些成果(Annamalai et al.,1999；徐影等，2001；Wu et al.,2005)，但大多数是比较一段时间内的降水、位势高度、气温等气象要素平均值。而本文目的正是利用上述四套再分析资料，对比分析了不同资料所揭示的东亚夏季风异常活动的多模态特征，在此基础上探讨了东亚夏季风异常活动的多模态对应的大气环流异常分布型及其与中国夏季降水的可能联系。

本文所用的四套再分析资料，分别是欧洲中心ERA-40、ERA interim、日本气象厅JRA-25以及美国环境预报中心NCEP-DOE AMIP-II(简称为NCEP-2)月平均再分析资料，包括850 hPa风场、500 hPa位势高度、海平面气压，分辨率为2.5°×2.5°(纬度×经度)，考虑资料统一性，资料长度都是1979～2002年共24年。此外还用到中国气象局整编的1951～2012年160站月平均降水量资料。

本文使用的方法主要有扩展经验正交函数(EEOF)分解、相关分析、t检验等方法。其中，对风场的EEOF分解是将东亚区域(10°～60°N，100°～140°E)850 hPa上357个格点的u、v合并起来，组成为空间点m=714(357×2)，时间点n=24的资料矩阵。然后使用通常的标量场的EOF方法，计算出特征向量和对应的时间权重系数，特征向量有357×2个值，将前(后)357个值分别作为u、v的特征量，就可以分析特征向量图(是二维的流场图)，对应的时间权重系数是24年。

由于东亚夏季风是一个复杂的大尺度系统，使用单一的指数或模态来阐述东亚夏季风的变化并不合理。低层风向的季节性转变是季风环流的变化核心，因此从季风的本质出发，用低层风场的变化可以更为直接地描述季风的异常活动(Goswami et al.,1999；Lau et al.,2000)。季风的变化与低层经、纬向风均有紧密的联系，单独使用经向风或者纬向风不能正确描述复杂的东亚夏季风变化。因此，本文选用ERA-40、ERA interim、JRA-25和NCEP-2(1979～2002)24年再分析资料，分别从动力学角度入手采用扩展经验正交方法分解东亚区域(10°～60°N，100°～140°E)850 hPa风场标准化距平值得到东亚夏季风活动的前三个模态，根据North et al.(1982)提出的特征值误差分析，这三个模态通过显著性检验，是有价值的信号，可以反映东亚夏季风活动的主要特征。初步分析表明东亚夏季风异常活动确实存在明显的多空间模态特征，以下分别对比分析前三个主要模态主要特征和相应的大气环流异常，并讨论不同模态与中国夏季降水可能存在的联系。

图 1给出了四套再分析资料揭示的东亚地区夏季平均850 hPa风场EEOF第一模态的空间分布与时间系数。比较图 1a、b、c、d发现，其方差贡献率分别为22.9%、22.44%、21.45%、21.52%，数 值相差不大。对应第一模态时间系数(PC1)的正值，四份再分析资料揭示的东亚夏季风第一模态对应的850 hPa风场异常均呈现出一个经向三极型环流结构，中国南方地区、南海、西北太平洋为强大的异常气旋性环流，华北、东北、朝鲜半岛、日本东南部则受异常反气旋控制，鄂霍次克海附近出现异常气旋性环流。这种环流的经向三极结构反映了热带西太平洋热力异常所激发的经向遥相关波列，Huang et al.(2006)研究表明热带西太平洋暖池热源异常或者菲律宾附近异常对流活动通过EAP遥相关型可以导致东亚—西北太平洋的经向三极型异常环流分布。我国江南、华南为异常东北风控制，该区域夏季风减弱，华北、黄淮流域对应偏南气流，夏季风增强。在江淮流域以南地区出现东北风异常，江淮流域以北地区则出现偏南风异常，导致江淮流域风场辐散，有利于夏季降水减少。图 1中各模态的环流型大致相同，仅在环流中心的位置和强度上略有差别。从时间系数分布图上，可以发现第一模态主要体现东亚夏季风的年际变化，其中NCEP-2与其余三套资料的时间演变差异稍大，尤其是在1984、1990、1995以及1999年以后，但总体变化趋势相当。进一步地，对时间序列进行小波分析(图 2)，从功率谱图上可以看到各资料相应的时间序列均具有显著的3～6年和准8年的变化周期，其中NCEP-2的准8年周期未通过显著性检验。结合小波实部系数图可知，四套资料都揭示出东亚夏季风第一模态在这24年主要存在着准8年的周期，强8年周期和弱8年周期交替分布。在1990年代之前还存在4～5年的周期，1990年代以后转为3年的准周期变化。综上，东亚夏季风第一模态在时间演变上具有显著的3～6年和准8年周期，其空间分布则表现出在中国北方和南方截然不同的强弱特征：高指数年，夏季风活动主体位置偏北，呈现北方强(弱)，南方弱(强)的特点；低指数年，则相反。

图 1

Fig. 1

图 1 东亚地区夏季850 hPa风场第一模态的(a−d)空间分布和(e)时间系数：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2 Fig. 1 Spatial pattern and time coefficient of the first mode of summer 850-hPa wind over East Asia

图 2

Fig. 2

图 2 东亚地区夏季850 hPa风场第一模态对应的时间序列的小波分析：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。左：小波实部系数；右：小波功率谱；虚线为0.1显著性水平临界值 Fig. 2 The wavelet for the time series of the first mode of summer 850-hPa wind over East Asia. Wavelet coefficient of the real part(left) and wavelet power spectrum(right); the dash line represents 0.1 significance level

为了进一步认识与东亚夏季风第一模态相联系的大气环流异常，进一步对比分析了各套资料同期相应的500 hPa位势高度场和海平面气压场(SLP)。计算第一模态对应的时间系数与500 hPa位势高度场的相关分布，如图 3所示，对应PC1的正值，不同资料均揭示了自西北太平洋经过日本到鄂霍次克海的“－＋－”经向遥相关波列结构，类似于东亚太平洋遥相关型(EAP)(Nitta，1987；黄荣辉和李维京，1988)，且低纬度地区显著高度负异常几乎覆盖整个赤道。NCEP-2资料中，我国华北至日本为显著正相关区，范围相对其余三套资料略大。这可能是由于其时间系数与其他资料相差较大或者位势高度场资料差异造成的。而第一模态对

图 3

Fig. 3

图 3 东亚地区夏季850 hPa风场第一模态对应的时间系数与夏季平均500 hPa高度场的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。红色和蓝色阴影区分别表示正、负相关系数通过0.05显著性水平 Fig. 3 Spatial pattern of the correlation between the time coefficient of the first mode of summer 850-hPa wind over East Asia and summer mean 500-hPa geopotential height(The red and blue areas denote positive and negative correlations exceeding the 0.05 significance level，respectively)

应的时间系数与SLP的相关分布特征(图略)在亚洲大陆主要表现为负相关，显著负相关区位于孟加拉湾至西北太平洋、青藏高原以北地区及鄂霍次克海地区，日本以东洋面则为正相关。SLP异常相关分布型在东亚沿岸地区与500 hPa位势高度场较为类似，且各套资料之间的相关分布差异较小。

对应PC1高指数，我国夏季大部分地区降水减少，尤其是在长江中下游地区，降水显著减少，而我国东北东部、东南沿海及云南西部降水增多(图 4)。我国夏季降水异常空间分布与东亚夏季风第一模态在动力学上相当一致：长江流域处于东北风和东南风之间的辐散风场，降水减少；我国华南地区位于异常气旋性环流中心附近，降水显著增加；东北东部处于异常气旋中心附近，降水增加，而其西部地区受偏北风异常影响，降水显著减少。从环流形势来看，当PC1为低指数时，500 hPa高度场上鄂霍次克海附近阻塞高压偏强，副热带高压正异常位于热带西太平洋，副高增强西伸，脊线位置接近常年，使得西南季风和水汽输送不易北推，导致我国长江流域发生洪涝(陈兴芳和宋文玲，1994)。另外，热带西北太平洋中低层的异常反气旋使得梅雨锋停滞在长江流域，从而导致长江流域发生持续性降水(Chang et al.,2000)。图 1中不同资料均在1998年达到最小值－3.3左右，对应长江中下游发生强降水(图 4)，这与历史上1998年长江大洪水的发生相一致。

图 4

Fig. 4

图 4 东亚地区夏季850 hPa风场第一模态对应的时间系数与中国夏季降水的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。黑色圆点表示通过0.05显著性检验 Fig. 4 Spatial distribution of correlation between the time coefficient of the first mode of summer 850-hPa wind over East Asia and summer mean station rainfall in China(The black dot denotes correlation passing test at 0.05 significance level)

以上分析表明，四套再分析资料均能揭示东亚夏季风第一模态的时空分布特征，第一模态主要反映了夏季风年际异常在中国南方和北方的反相变化，相应的大气环流异常表现在东亚沿岸地区为一个类似EAP的经向三极结构波列，而降水异常区 域主要位于长江中下游地区。

图 5显示了四套再分析资料中东亚地区夏季平均850 hPa风场EEOF第二模态的空间分布与时间系数。由图 5我们可以看到，在夏季第二主模态上，中国大陆30°N以南为一个弱气旋性环流，而在环贝加尔湖地区受强大的反气旋环流控制；但其中ERA-40和ERA interim的分布型比较类似，JRA-25和NCEP-2在蒙古地区反气旋性环流相对较弱。对应夏季经向风EEOF分析的第二模态时间系数(PC2)的正值，我国东北、华北、朝鲜半岛、山东半岛、渤海湾、长江中下游至江南地区盛行东北风异常，夏季风活动整体偏弱。反之，对应PC2负值，我国东部地区及朝鲜半岛盛行大范围的西南风异常，夏季风活动整体偏强。从相应的时间系数 PC2上来看，四套资料揭示的第二模态在1993年左右均存在“由负转正”现象，在1995年之前各资料间的差异略大但变化趋势大体一致，在1995年之后各资料计算出的时间系数基本一致，其中NCEP-2在1979、1982、1990、2001年与其他三份资料差异较为明显。对应PC2高指数，东亚地区主要盛行东北风，夏季风减弱，低指数情况下盛行西南风使得夏季风增强；在前15年中，NCEP-2只有2年为正PC2且绝对值很小(＜0.5)，余下三套资料中有四年为正值，除了1979年数值略大于1，其余3年数值均小于0.5；而在后9年中四套资料均表现出除了1998年为负值外，其余年份均为正值。因此东亚夏季风在1993年左右可能发生了年代际转折，这与Kwon et al(2007)、唐佳和武炳义(2012)及朱志伟等(2013)的结论是一致的，他们的研究结果表明，东亚夏季风在20世纪90年代初发生了明显的年代际转折。此外，图 6给出了PC2的小波分析，从右侧的功率谱图可以发现各份资料相应的时间序列在整个时间域的平均状况上并无明显的周期变化，而从左侧的小波实部系数图则发现：除了NCEP-2外，其余资料均显示准12年周期的强弱交替分布。

图 5

Fig. 5

图 5 同图 1，但为东亚地区夏季850 hPa风场第二模态 Fig. 5 Same as in Fig. 1，but for the second mode of summer 850-hPa wind over East Asia

图 6

Fig. 6

图 6 同图 2，但为东亚地区夏季850 hPa风场第二模态对应的时间序列 Fig. 6 Same as in Fig. 2，but for the time series of the second mode of summer 850-hPa wind over East Asia

为了进一步认识与东亚夏季风第二模态相联系的大气环流异常，图 7分别给出了四套不同资料500 hPa位势高度场与第二模态对应的时间系数计算所得的相关分布。由图 7所示，当PC2为正值 时，500 hPa高度负异常中心分别在喀拉海至鄂霍次克海和我国南方，其中在我国南方地区的负异常中心只有NCEP-2资料通过0.05显著性水平检验，它们之间的环贝加尔湖地区为显著的正异常中心。我国北方和南方地区分别受异常高压和异常低压 控制，有利于北方降水减少，南方降水增加。另外，500 hPa高度场还表现出一个异常纬向波列结构，起源于欧洲大陆西部，经过西西伯利亚平原向东南方向延伸至东北亚地区，直接影响我国北方地区环流状况。夏季SLP与PC2的相关分布(图略)在亚洲高纬地区为负异常，在我国大陆主要为正异 常，则夏季亚洲大陆热低压减弱，东亚海陆热力差异可能减小，使得东亚夏季风减弱。结合第二模态时间系数，1993年之后环贝加尔湖地区对流层中低层为异常强大的反气旋所控制，这可能是环贝加尔湖地区地表气温持续增暖使得该地区易维持暖性异常反气旋环流(徐康等，2011)。此外，考虑到第二模态时间序列有明显的趋势，这可能影响到相关分析中结果的稳定性和独立性。因此，分析去除趋势后的序列与环流场的相关分布(图略)，发现其500 hPa分布型与图 7类似，但环贝加尔湖地区的正异常中心范围减小，而PC2去趋势前后与SLP的相关分布也无明显差异。

图 7

Fig. 7

图 7 东亚地区夏季850 hPa风场第二模态对应的时间系数与夏季平均500 hPa高度场的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。红色和蓝色阴影区分别表示正、负相关系数通过0.05显著性水平 Fig. 7 Spatial pattern of the correlation between the time coefficient of the second mode of summer 850 hPa wind over East Asia and summer mean 500-hPa geopotential height(The red and blue areas denote positive and negative correlations exceeding the 0.05 significance level，respectively)

PC2高指数情况下，各资料都呈现出在我国南方大部分地区夏季降水显著增多，东北、华北东部、黄淮流域以及黄土高原附近降水减少(图 8)。因此PC2对我国夏季降水的影响，大致呈现“南涝北旱”形势。结合时间系数，我国北方夏季降水在1993年以后显著减少，南方夏季降水则明显增加，呈现经向偶极型分布。邓伟涛等(2009)研究表 明在20世纪90年代初，日本以南西北太平洋海温由负距平向正距平分布转变，同时菲律宾群岛附近海温异常偏暖，导致西太平洋副热带高压偏南 偏西，使得中国东部夏季降水分布转变成偶极形态。黄荣辉等(2011，2013)、Liu et al.(2011)分析我国东部夏季降水的时空分布存在两种主模 态：经向三极子型和经向偶极子型，我国夏季降水异常在1993年以后经向偶极型降水开始起重要作用。Huang et al.(2011)分析表明我国华北、东北地区在1990年代后也进入相对干燥的时期。第二模态对应的降水异常分布与他们的结果相一致，反映了我国夏季降水在20世纪90年代初的年代际转型，且该降水的年代际转型可能与东亚夏季风第二模态的年代际转折存在联系。类似上述环流场的分析，将PC2去除线性趋势后与中国降水求相关 (图略)，对应正指数年，各套资料均呈现出“南涝北旱”形势，但南方地区的正相关只有少数地区通过显著性检验。这也说明东亚夏季风第二模态确实与中国东部夏季降水的经向偶极子型存在一定的联系。

图 8

Fig. 8

图 8 东亚地区夏季850 hPa风场第二模态对应的时间系数与中国夏季降水的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。黑色圆点表示通过0.05显著性检验 Fig. 8 Spatial distribution of correlations between the time coefficient of the second mode of summer 850-hPa wind over East Asia and summer mean station rainfall in China(The black dot denotes correlation passing test at 0.05 significance level)

综上，四套再分析资料均能揭示东亚夏季风第二模态的时空分布特征，空间分布上主要反映了夏季风活动的一致性变化，时间演变上在1993年左右发生明显的年代际转折，且无明显周期变化。大气环流异常主要表现在环贝加尔湖地区为一强大的反气旋，对应的我国夏季降水异常为南方降水增加，北方降水减少。

图 9给出了四套再分析资料揭示的东亚地区夏季平均850 hPa风场EEOF第三模态的空间分布与时间系数。对比分析可得，各资料在东亚夏季风第三模态上均表现为华北、东北地区受气旋性环流控制，日本以南洋面为一反气旋性环流异常中心。对应第三模态时间系数(PC3)正值，115°E 以东，我国东部沿海、华北东部、山东半岛、朝鲜半岛、日本海以及东北东部盛行偏南风异常，夏季风活动偏强；115°E 我国以西地区主要盛行偏北风异常，夏季风活动偏弱。反之，当PC3为负值时，我国东部沿海地区受偏北气流控制，夏季风偏弱，而在其以西地区盛行偏南风，夏季风偏强。因此，东亚夏季风第三模态主要反映了夏季风活动的东西反相变化。其中NCEP-2的方差贡献率为11.15%，相对较大，且在中国北方的气旋略强于其他资料。从相应的时间系数演变来看，除了NCEP-2在1988年数值相对较小而在1993年系数相对较大以外，其他年份四份资料没有明显差异。另外，对PC3进行小波分析(图 10)可得，其功率谱强峰主要为12～16年的准周期变化，而小波系数图上，PC3在1990年代之前存在6～8年的周期，1990年代以后转为8～16年的周期变化。

图 9

Fig. 9

图 9 同图 1，但为东亚地区夏季850 hPa风场第三模态 Fig. 9 Same as in Fig. 1，but for the third mode of summer 850-hPa wind over East Asia

图 10

Fig. 10

图 10 同图 2，但为东亚地区夏季850 hPa风场第三模态对应的时间序列 Fig. 10 Same as in Fig. 2，but for the time series of the third mode of summer 850-hPa wind over East Asia

与东亚夏季风第三模态相联系的大气环流异常，在PC3与500 hPa位势高度相关场上(图 11)，四套资料均显示东亚沿岸地区经向偶极型波列，即鄂霍次克海为负异常中心而日本以南洋面为正异常中心。ERA-40、ERA interim和JRA-25资料还揭示了沿国际日期变更线，太平洋北部的阿留申地区与太平洋中部的夏威夷附近的位势高度之间存在反相关，而NCEP-2中则不明显。此外各资料PC3对应500 hPa高度场异常还表现出一个沿60°N欧亚大陆中高纬的准纬向遥相关波列，乌拉尔山和鄂霍次克海附近地区为负高度异常中心，贝加尔湖北部地区为正高度异常中心，该波列可能主要通过调节位于乌拉尔山和鄂霍次克海地区的阻塞高压来间接影响东亚夏季风。张庆云和陶诗言(1998)指出东亚夏季风环流受欧亚大陆中高纬度环流影响很大，是夏季印度季风和东亚季风环流的主要差异之一。张存杰等(2004)指出大气中存在显著的低频变化，这种变化是由于大气环流中某些大尺度环流持续性异常所造成的，乌拉尔山和鄂霍次克海阻塞形势就是一种常见的大尺度持续流型，它不仅影响局地天气过程，还造成上下游的环流型异常，从而引起大范围的天气变化。海平面气压异常相关分布型在东亚沿岸以及欧亚大陆中高纬地区与500 hPa位势高度场较为类似，表现为东亚沿岸地区经向偶极型波列和欧亚大陆北部准纬向遥相关波列，且各套资料之间的相关分布差异较小(图略)。

图 11

Fig. 11

图 11 东亚地区夏季850 hPa风场第三模态对应的时间系数与夏季平均500 hPa高度场的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。红色和蓝色阴影区分别表示正、负相关系数通过0.05显著性水平 Fig. 11 Spatial pattern of the correlation between the time coefficient of the third mode of summer 850-hPa wind over East Asia and summer mean 500-hPa geopotential height(The red and blue areas denote positive and negative correlations exceeding the 0.05 significance level，respectively)

图 12为东亚地区夏季850 hPa风场第三模态对应的时间系数与中国夏季降水的相关分布。对应PC3的正值，不同资料均揭示我国大部分地区夏季降水增多，但只有在华北东部、北部以及山东半岛等少数地方通过显著性检验，而西南北部、西北东部、华北西部、江南地区以及内蒙古东部降水减少。反之，当PC3为负值时，我国大部分地区夏季降水减少。结合图 9，山东半岛、华北东部至东北南部地区位于异常气旋性环流中心附近，降水增加。

图 12

Fig. 12

图 12 东亚地区夏季850 hPa风场第三模态对应的时间系数与中国夏季降水的相关分布：(a)ERA-40；(b)ERA interim；(c)JRA-25；(d)NCEP-2。黑色圆点表示通过0.05显著性检验 Fig. 12 Spatial distribution of correlations between the time coefficient of the third mode of summer 850-hPa wind over East Asia and summer mean station rainfall in China(The black dot denotes correlation passing test at 0.05 significance level)

上述研究表明，四套再分析资料均能揭示东亚夏季风第三模态的时空分布特征，第三模态主要反映了夏季风活动以115ºE 为界的东西反相变化。大气环流异常场上，主要显示了东亚沿岸地区经向偶极型波列以及欧亚大陆北部的准纬向遥相关波列，而夏季降水异常场在我国大部分地区降水增加，显著变化的区域主要出现在黄河及附近地区。

本文首先利用ERA-40、ERA interim、JRA -25和NCEP-2再分析资料，通过EEOF方法分解850 hPa风场得到东亚夏季风前三个模态。根据North et al.(1982)的误差分析，四套再分析资料揭示的前三个模态是可以区分的。四套再分析资料对东亚夏季风各模态的描述基本一致，其中NCEP-2与 其余资料差异略大，故本文主要分析各资料的共同特征。然后采用相关分析等方法，揭示了东亚地区夏季风异常活动的多模态特征及其与大气环流异常、中国夏季降水的可能联系。主要结论如下：

(1)东亚夏季风第一模态体现了夏季风年际异常在中国南方和北方的反相变化，并具有显著的3～6年和8年的准周期变化。对应PC1的高值，我国北方受西南风控制夏季风偏强，南方为东北风则偏弱；反之，我国北方为东北风夏季风偏弱，南方为西南风夏季风偏强。在低层850 hPa风场、500 hPa高度场、海平面气压场都显示东亚沿岸地区为一个经向三极型结构，从西北太平洋经过华北、东北、朝鲜半岛、日本以南到达鄂霍次克海；对应的我国夏季降水异常场在长江中下游地区为显著负异常，主要是由于该地区有异常的风场辐散，而我国东北东部、东南沿海及云南西部为降水正异常。

(2)东亚夏季风第二模态反映了夏季风活动主导模态的一致性变化，且在1993年左右发生年代际转折，并呈现准12年周期的强弱交替分布。环流场上，低层850 hPa风场在长江流域以南为一个弱的异常气旋性环流，而环贝加尔湖地区受强大的异常反气旋控制；500 hPa高度场上，我国北方和南方地区分别受异常高压和异常低压控制，而中高纬地区表现为一个异常纬向波列结构，起源于欧洲大陆西部，经过西西伯利亚平原向东南方向延伸至东北亚地区；海平面气压场上，我国大陆主要为正异常，东亚海陆热力差异可能减小，使得东亚夏季风减弱。对应的我国夏季降水异常场呈现“南涝北旱”形势。结合时间系数，1993年之前夏季风整体偏强，1993年之后则整体偏弱，相应的夏季降水异常在1993年以后转为经向偶极型，即“南涝北 旱”形势。此外，去除第二模态时间序列的线性趋势后，环流和降水的相关分布型无明显差异，只是通过显著性检验的区域减少。

(3)东亚夏季风第三模态主要表明了夏季风活动在我国的东西反相变化，且其时间序列在1990年代之前存在6～8年的周期，1990年代以后转为8～16年的周期变化。当PC3为正值时，115°E 以东地区盛行偏南风异常，夏季风偏强，115°E 以西地区主要盛行偏北风异常，夏季风偏弱。大气环流异常场上，500 hPa高度场、海平面气压场均显示了东亚沿岸地区鄂霍次克海至日本以南洋面的“－＋”波列以及欧亚大陆北部的准纬向遥相关波列，从乌拉尔山附近经过贝加尔湖以北地区到达鄂霍次克海。相应的我国夏季降水异常场在我国大部分地区降水增多，西南北部、西北东部、华北西部、江南北部以及内蒙古东部降水减少，降水的显著变化区域主要出现在黄淮及附近地区。

本文首先利用多套再分析资料对比分析东亚夏季风多模态特征，结果表明东亚夏季风确实存在多模态特征，且不依赖于资料的来源；进一步的分析了各个模态对应的大气环流异常及其与中国夏季降水的联系。由于文章篇幅及资料时间长度所限，对于夏季风第二模态呈现的年代际转折，没有深入解释其年代际转折的原因及物理机制，且没有进一步探讨东亚夏季风各个模态与外强迫的关系。

在今后的工作中，将重点探讨东亚夏季风异常活动各个模态的同期、前期影响因子，如海温、北极海冰、积雪等外强迫因子，并应用数值模拟试验对诊断分析所得结论加以验证，为研究和预测东亚夏季风变异机理提供一定的参考。