国内很多学者研究了不同地区降水的时空变化等问题(Yang and Lau，2004；Ding et al.，2007；张磊和缪启龙，2007)。针对我国北方降水的研究也有很多，但大多分为华北、东北和西北三个区域进行分析(李栋梁等，1997；黄荣辉等，1999，2006；赵春雨等，2008)，对内蒙古地区的研究则较少。内蒙古自治区地域辽阔、地形复杂，东西向横跨西北、华北和东北三个区域，它的气候存在一定的特殊性。此前一些学者探讨了内蒙古地区的气候变化，他们的研究表明近50年我国东北北部和内蒙古大部分地区降水都有一定程度的增加(丁一汇等，2006；白美兰等，2006；张智等，2009)。乌云娜等(2002)发现内蒙古沙地和沙漠表现出变暖和变干的趋势，20世纪90年代后期降水有所增加，但其分布不均匀。总体来看，目前有关内蒙古降水异常的研究大多从气候变化趋势和年代际变化的角度探讨，而对其年际变化特征及其典型环流特征的综合分析则很少。然而，内蒙古地区深处我国内陆，降水总量较少，年际变率较大，对该地区生产生活有重要影响。因此对内蒙古地区降水在年际尺度上的研究是很有必要的。

大范围的夏季降水异常都是大气环流异常的结果(杨莲梅和张庆云，2008)。研究表明，东亚夏季风强弱、西太平洋副高的异常、中高纬环流异常以及ENSO事件等都是影响我国夏季降水异常的重要因素(龚道溢，2003；黄嘉佑等，2004；王蕾等，2004；丁一汇等，2013)。虽然内蒙古位于我国北方地区，地处内陆，但其夏季降水情况也在一定程度上受东亚夏季风的影响。当夏季风较强时，极锋偏北，对北方的降水有利，而长江中下游一带在东亚夏季风控制下表现为少雨形势；在弱夏季风年，长江中下游以多雨占优势，华南和华北则多为少雨(郭其蕴，1983)。此外，东亚夏季风呈现多模态变化特征，其中高阶模态与高纬度环流异常有密切的关系，而且夏季中高纬大气环流异常的影响主要体现在阻塞高压异常和遥相关波列的盛行(张庆云和陶诗言，1998；Wu et al.，2008；武炳义和张人禾，2011)。此前的一些工作也提到了中高纬大气环流异常对中国北方夏季降水多寡的影响。例如，张培忠和杨素兰(1996)指出，内蒙古地区的夏季干旱多与贝加尔湖地区(80°E～100°E)和东北亚地区(120°E～150°E)阻塞高压的持续维持相联系。乌拉尔山、鄂霍次克海以及贝加尔湖等地区高度场的变化也对北方夏季降水有很大的影响(李春和孙照渤，2003)。卫捷等(2003，2004)发现，北半球欧亚型(EU)静止波列的持续维持以及下垫面的热力反馈是我国北方干旱形成的主要原因。Liang et al.(2011)指出，华北多雨年和少雨年欧亚大陆西风急流带中存在相反的遥相关波列，即多(少)雨年亚洲中高纬从乌拉尔山到鄂霍茨克区域出现“＋－＋(－＋－)”波列形势，该波列向下游传播，引起华北降水的偏多(少)。

此外，东北冷涡和极涡对内蒙古夏季降水也有非常重要的影响。陶诗言(1980)指出东北冷涡型是造成中国东北地区、内蒙古东部以及华北北部暴雨或雷阵雨的环流形势之一。在东北冷涡活跃的夏季，东亚地区对流层维持着深厚的偶极子型位势高度异常，高空急流向南偏移并略加强，易于使华北和东北地区降水偏多，甚至能造成大范围持续性强降水(孙力等，2000；胡开喜等，2011；谢作威和布和朝鲁，2012；布和朝鲁和谢作威，2013)。另一方面，马清霞(2003)的研究发现极涡向欧洲和东北亚/鄂霍茨克海地区伸入与否与随后的内蒙古地区降水有着密切的关系，因此极涡活动特征可能对内蒙古夏季旱涝预测有一定的指示意义。尽管华北降水异常特征也或多或少与内蒙古降水异常有联系，但这一联系(如相关系数)并不显著(孙燕等，2002)。换言之，华北降水异常的典型环流特征与内蒙古降水多寡的典型环流特征存在差异。因此，本文试图给出内蒙古夏季降水分布的不同类型(或模态)及其对应的典型环流特征。

本文在前人的工作基础上，试图回答以下几个问题：(1)在年际尺度上内蒙古夏季降水分布存在哪些主要类型？(2)对应的典型环流特征分别是什么？(3)如何去理解与内蒙古夏季降水异常对应的环流形势？通过上述问题的回答可望为内蒙古夏季旱涝的预测提供参考依据。

本文研究时段为1966～2008年夏季(6～8月)，所指的前期为当年5月。本文主要关注内蒙古地区夏季降水的年际变化特征及其相联系的环流特征，因此下文中所讨论的异常指的是原始场相对于其年代际分量(11年滑动平均)的距平。本文采用经验正交函数(Empirical Orthogonal Function，简称EOF)分解方法(Jolliffe，1986)对内蒙古夏季降水进行时空分解。EOF分析是针对气象要素进行的一种统计分析方法，基本原理是把随时间变化的气象要素场分解为空间函数部分和时间函数部分(黄嘉佑，2004；魏凤英，2007)。

由于变量场空间点数大于样本量，所以本文运用North et al.(1982)提出的计算特征值误差范围的方法来进行显著性检验。特征值误差范围为，其中，n为样本量，当特征值的取样误差小于等于该特征值与相邻特征值之差时，即满足时，就认为这两特征值所对应的经验正交函数是有价值的。

本文还使用了气象上常用的合成和相关的分析方法来讨论了内蒙古夏季降水异常及其环流特征，并用t检验法来检验其显著性。

由于本文主要针对内蒙古地区进行研究，所以EOF分析选取的区域为内蒙古自治区范围。经计算，前三个特征向量通过了显著性检验。图 1给出了EOF分解得到的前两个特征向量的空间分布图。

图 1

Fig. 1

图 1 1966～2008 年年际尺度上内蒙古夏季降水EOF 前两个模态的空间分布：（a）、（b）分别为第一和第二模态的空间型；（c）、（d）分别为第一和第二主分量与我国夏季降水的相关系数分布。图（c）、（d）中等值线间隔为0.1，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度 Fig. 1 The two leading EOF modes [(a) EOF1; (b) EOF2] of the interannual summer precipitation for 1966–2008 over Inner Mongolia, and (c, d) correlation maps of concurrent summer precipitation in China with the time series of (a, b). (c, d) Contours interval = 0.1; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level

如图 1所示，前两个模态的解释方差分别为30.6%、17.1%，占总方差的47.7%，所以这两个模态基本上体现了在年际尺度上内蒙古夏季降水的空间分布特征，因此本文只对前两个优势模态做出分析。第一模态(图 1a)代表内蒙古大部分地区夏季降水一致偏多或偏少的异常特征，因此根据它的正负位相可分为多雨年和少雨年。第二模态(图 1b)表征内蒙古东部和西部降水异常的反向分布，即当内蒙古东部降水偏多时，内蒙古西部降水则偏少，反之亦然。

由于EOF所得到的空间模态只是对内蒙古地区降水进行分析到的，为了说明它与全国夏季降水的关系，本文将前两个优势模态的展开系数与全国夏季降水做了相关分析。有意思的是，内蒙古夏季降水的两个模态与全国降水异常分布存在非常好的相关关系。例如，与第一模态的正位相对应(图 1c)，东北、新疆东部以及长江中上游地区的降水偏多；与第二模态的正位相对应(图 1d)，东北和长江流域的降水偏多，华南降水偏少。实际上，内蒙古夏季降水形势主要受中高纬环流及相应天气扰动的影响，而内蒙古降水异常与全国降水异常的相关关系则说明了中高纬环流影响的重要性。

为了进一步研究年际尺度上内蒙古夏季降水的分布特征，图 2给出了EOF前两个模态标准化后的时间序列(展开系数)。在合成分析中，与各个模态对应的降水异常年的挑选方法如下：首先，以标准化展开系数为+0.7和−0.7作为阈值，挑选出正异常年和负异常年，在有些年份会出现反映降水异常的几个模态展开系数非常接近的情况。针对这种情况，我们还要参考具体某一年的降水距平分布与上述两个模态空间分布(图 1a，b)的空间相关系数，并以相对高的空间相关系数为依据来确定这一年的降水异常所对应的降水模态。表 1列出了两个模态所对应的正异常年和负异常年。图 3分别给出了它们合成的降水距平百分率。

图 2

Fig. 2

图 2 内蒙古夏季降水（a）第一和（b）第二EOF 模态的标准化时间序列（主分量）。虚线分别表示+0.7 和−0.7 个标准差，实心圆点为正异常年份，空心圆点为负异常年份 Fig. 2 Normalized time series of (a) EOF1 and (b) EOF2 for the summer precipitation over Inner Mongolia [dashed lines signify the +0.7 and −0.7 standard deviations; filled (open) circles indicate years with positive (negative) anomalies]

表 1 (Table 1)

表 1 内蒙古夏季降水前两个模态的异常年份 Table 1 Anomalous years for the two leading modes of summer precipitation over Inner Mongolia 正异常年 负异常年 整体一致型 1969 1973 1979 1985 1990 1996 2008 1972 1980 1982 1989 1997 1999 2000 2001 东西反向型 1966 1983 1991 1993 1998 2006 1968 1979 1992 1994 1995 2004 2007

表 1 内蒙古夏季降水前两个模态的异常年份 Table 1 Anomalous years for the two leading modes of summer precipitation over Inner Mongolia

图 3

Fig. 3

图 3 内蒙古夏季降水距平百分率合成（等值线）：（a）、（b）分别为第一和第二模态的正异常年；（c）、（d）同（a）、（b），但为负异常年。等值线间隔为6%，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度 Fig. 3 Composite anomaly percentage of summer precipitation over Inner Mongolia (%) in anomalous positive years for (a) EOF1 and (b) EOF2; (c, d) as in (a, b) but for anomalous negative years [contour interval = 6%; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level]

与第一模态对应的正负异常年分别为7年和8年。在正异常年，内蒙古大部分地区的夏季降水显著偏多(图 3a)，特别是在大兴安岭南侧，降水量偏多35%。而在负异常年则大部分地区降水显著偏少(图 3c)，与正异常年的情况基本相反。根据第二模态挑选的正负异常年分别为6年和7年，正异常年在内蒙古东部的大兴安岭地区降水显著偏多，异常中心值为37%，而在内蒙古西部地区(特别是鄂尔多斯地区)降水显著偏少(图 3b)。在负异常年，呼伦贝尔和兴安盟降水显著偏少，异常中心值为−30%，在鄂尔多斯和阿拉善盟的东南部降水显著偏多，与正异常年的降水分布基本相反(图 3d)。总之，合成分析进一步证实内蒙古夏季降水分布的两个EOF优势模态具有事实基础，正负位相上也接近镜像对称，较好地反映了其主要空间分布类型。在年际变化尺度上，可将内蒙古夏季降水分布分类为整体一致型、东西反向型。

4 典型环流特征 以上分析揭示了内蒙古地区夏季降水存在着不同的分布类型，它们可能与不同的环流异常相联系。这一节将通过分析对流层不同层次的环流异常特征，在年际尺度上揭示与内蒙古夏季降水不同模态相对应的典型环流特征。

图 4给出了内蒙古夏季降水整体一致型模态正异常年和负异常年的异常环流形势。由正异常年的300 hPa高度异常场(图 4a)可见，在欧亚大陆上出现两个明显的正异常区，其中一个正异常区从贝加尔湖北侧延伸至巴伦支海，中心位于泰梅尔半岛，另一个从伊朗高原到中亚地区。与前者对应，在贝加尔湖南侧形成了一个气旋式环流异常。同时，与后者对应，在伊朗高原/中亚—蒙古高原—日本海地区呈现“+ - +”的波状环流异常。这与印度夏季风降水异常有关的环半球遥相关型(CGT)波列结构(Ding and Wang，2005；刘芸芸和丁一汇，2008；林大伟等，2016)基本一致。500 hPa高度异常环流与300 hPa基本一致(图 4b)，对流层中高层呈现相当正压结构，但蒙古高原和日本海地区异常中心更为显著。当内蒙古夏季降水表现为一致型偏少时(图 4c，d)，从中亚到日本海的高度异常则呈现出“- + -”的波列，且贝加尔湖西北侧地区为负距平区，与图 4a和4b的环流特征基本相反。值得注意的是，贝加尔湖南侧的气旋式环流异常和环日本海地区的反气旋式环流异常构成了一个“东高西低”环流形势，这是内蒙古地区(甚至中国北方地区)降水偏多的典型环流形势。反之，东亚中纬度地区的“西高东低”环流形势为内蒙古地区干旱少雨的典型环流形势。

图 4

Fig. 4

图 4 内蒙古夏季降水整体一致型模态的300 hPa 位势高度场距平合成（单位：gpm）：（a）、（c）分别为正异常年和负异常年；（b）和（d）同（a）和（c），但表示500 hPa 位势高度场距平合成。等值线间隔为6 gpm，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度 Fig. 4 Composite 300 hPa geopotential height anomalies for the ‘consistent distribution' of summer precipitation over Inner Mongolia (gpm) for (a) anomalous positive years and (b) anomalous negative years; (c, d) as in (a, b) but for 500 hPa geopotential height anomalies [contour interval = 6 gpm; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level]

由图 4a和4b可见，由于合成分析所选样本年份较少，在贝加尔湖南侧的位势高度异常的合成结果并不显著。为此，我们还以关键区域(图 4中的方框所示)出现相应的合成环流异常的年数与总合成年数的比率来进一步检验。表 2给出了正和负异常年关键区的平均位势高度距平。从表中可以看到，在正异常年，关键区300 hPa和500 hPa高度距平为负的年份均为6年，占正异常年份的86%(6/7)；而在负异常年里，该区域在300 hPa和500 hPa高度上为正异常区的年份分别为6年和7年，分别占负异常年份的75%(6/8)和87.5%(7/8)。由此可见，该区域的环流异常形势在绝大多数年份中与合成结果相吻合。

表 2 (Table 2)

表 2 第一模态正和负异常年关键区的平均位势高度距平 Table 2 Height anomalies averaged in key region in years with positive and negative anomalous values for the first mode 平均位势高度距平/gpm 300 hPa 500 hPa 正异常年年份 1969 −20.88 −8.64 1973 −3.80 −2.43 1979 17.31 11.83 1985 −14.75 −7.60 1990 −15.30 −12.98 1996 −5.75 −5.03 2008 −1.62 −0.44 负异常年年份 1972 3.05 −5.06 1980 15.84 19.31 1982 −1.44 0.71 1989 10.84 6.72 1997 12.43 5.52 1999 16.54 7.87 2000 19.58 9.57 2001 −2.45 6.30

表 2 第一模态正和负异常年关键区的平均位势高度距平 Table 2 Height anomalies averaged in key region in years with positive and negative anomalous values for the first mode

为了进一步说明与内蒙古夏季降水第一模态对应的冷暖空气交汇及水汽输送特征，图 5给出了850 hPa风场、水汽通量散度异常场、水汽通量场以及比湿场的异常特征。由图 5a 可见，该模态的正异常年内蒙古处于气旋式异常环流区内，有三支不同的气流异常在内蒙古汇合：一支是贝加尔湖以北的反气旋式环流，其东侧的偏北风异常将高纬度的冷空气向内蒙古地区输送；第二支是巴尔喀什湖以北的西风加强，在内蒙古西侧转为西北风异常，有利于冷空气侵入内蒙古地区；最后一支是暖湿气流，日本附近的反气旋式环流西侧的异常偏南风将西太平洋的暖湿气流源源不断地输送到内蒙古地区，与上述两支冷空气气流在内蒙古地区交汇。图 5b给出了该模态正异常年850 hPa水汽通量场的散度异常特征。贝加尔湖南部的蒙古高原地区大部分为水汽通量辐合区，但在内蒙古中部地区存在一个局部的水汽通量辐散区。整体而言，与850 hPa内蒙古地区的气旋式异常环流相对应(图 5a)，水汽在内蒙古地区辐合抬升，有利于内蒙古地区降水增强。同时在外兴安岭地区为水汽通量辐散区，与图 5a中该区域的反气旋式异常环流相对应。 850 hPa水汽通量和比湿异常场上也可以看到有一支明显的水汽异常通道(图 5c)，即从西北太平洋经渤海湾进入内蒙古，有利于内蒙古降水增多。相应地，在这一降水模态的负异常年(图 5d)，内蒙古处于反气旋式异常环流中，在其东部日本海附近为气旋式异常环流，从贝加尔湖东侧经中国东北至中国东南部地区有明显的偏北风异常，这不利于暖湿气流向内蒙古地区输送。850 hPa水汽通量散度异常场上同样可以看到内蒙古大部分地区都为水汽通量辐散区，不利于内蒙古地区产生降水(图 5e)。水汽通量和比湿异常场上也可以看出，整个内蒙古地区水汽异常偏少，导致整个内蒙古降水偏少(图 5f)。

图 5

Fig. 5

图 5 （a，d）内蒙古夏季降水整体一致型模态的850 hPa 水平风异常合成场（箭头），（a）和（d）分别为正异常年和负异常年，阴影代表内蒙古地区。（b，e）同（a，d），但为850 hPa 水汽通量异常（箭头）及水汽通量散度异常（阴影，单位：10−8 g s−1 cm−2）合成场。（c，f）同（a，d），但为850 hPa 水汽通量异常（箭头）和比湿异常场（单位：g kg−1；等值线间隔为0.1；深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度）。（b，c，e，f）内蒙古地区边界以黑色实线表示 Fig. 5 Composite 850 hPa horizontal wind anomalies (arrow) for the ‘consistent distribution’ of summer precipitation over Inner Mongolia for (a) anomalous positive years and (d) anomalous negative years; (b, e) as in (a, d) but for 850 hPa vapor flux anomalies (arrow) and 850 hPa vapor flux divergence anomalies (shading); (c, f) as in (a, d) but for 850 hPa vapor flux anomalies (arrow) and specific humidity anomalies [units: g kg−1; contour interval = 0.1; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level]. (b, c, e, f) Inner Mongolia boundary is represented by the bold black line

东亚急流的强度、位置的经向偏移和东亚夏季雨带异常活动有密切关系(Lu，2004)。内蒙古地区位于东亚急流的出口区，其上空急流的强度和位置能反映有利或不利的降水条件。图 6给出了该模态正、负异常年的200 hPa纬向风异常场。当内蒙古降水表现为一致型偏多时(图 6a)，在祁连山附近以及我国东北一带纬向风增强，两个中心分别位于祁连山和长白山北侧，而在祁连山以北以及渤海湾到西北太平洋地区纬向风异常减弱。其中，祁连山的纬向风正异常中心与其北侧贝加尔湖的纬向风负异常中心正好位于急流轴(40°N)的南北两侧，它使得急流位置偏南且向东延伸，有利于内蒙古中西部地区(40°N及其以北)天气尺度斜压扰动的增强，从而使该地区降水增多。而靠近东北地区的纬向风正异常使得急流偏北，同样使内蒙古东部地区降水偏多。反之，当内蒙古降水表现为一致型偏少时(图 6b)，对应的纬向风异常分布表现出与上述情况相反的结果，急流在内蒙古地区显著减弱，不利于斜压扰动的发展，生成一个不利于内蒙古降水的西风带结构。

图 6

Fig. 6

图 6 内蒙古夏季降水整体一致型模态的200 hPa 纬向风异常合成场（单位：m s−1；等值线间隔为0.5）：（a）正异常年；（b）负异常年。黑色粗实线和粗虚线分别代表气候平均的20 m s−1 和25 m s−1 风速的纬向风，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度，内蒙古地区边界以黑色实线表示 Fig. 6 Composite 200 hPa zonal wind anomalies (contours interval = 0.5 m s−1) for the ‘consistent distribution’ of summer precipitation over Inner Mongolia for (a) anomalous positive years and (b) anomalous negative years [the thick black solid and dashed lines represent the climate average zonal wind speeds of 20 and 25 m s−1, respectively; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level; Inner Mongolia boundary is represented by the black line]

图 7给出了内蒙古夏季降水东西反向型模态的正异常年和负异常年的环流异常特征。当内蒙古地区夏季降水分布呈东多西少时(图 7a、b)，与第一模态正异常年的环流形势也有相似之处。具体来说，在贝加尔湖西北侧和东南侧仍为反气旋式异常环流和气旋式异常环流，其中后者与内蒙古东部地区降水偏多相联系。但不论是贝加尔湖西北侧的正异常环流还是中高纬波状环流都有所不同。由图 7a和7b可见，东北大西洋—欧洲—乌拉尔山东侧—贝加尔湖东南侧(外蒙古、内蒙古以及东北)地区呈现了“+ - + - ”的波状环流异常，这与第一模态对应的CGT波列明显不同，其东亚中纬度异常中心的位置也有所偏东。乌拉尔山以东到东西伯利亚为显著的正距平带，西南—东北方向倾斜，中心分别位于鄂毕河和科雷马河，这与图 4a和4b中的贝加尔湖西北侧西北—东南走向的正异常带明显不同。更值得关注的是，东亚沿岸呈现了南北向的偶极子环流，北侧的正异常环流源源不断地将冷空气输送至南侧的负异常区，有利于其维持，从而使内蒙古东部和东北地区的降水增多(廉毅等，2010；谢作威和布和朝鲁，2012)。500 hPa位势高度异常与300 hPa基本一致，但东亚区域两个异常中心更为显著(图 7b)。该模态的环流异常分布与谢作威和布和朝鲁(2012)定义的雅库茨克—鄂霍次克型(YO型)东北冷涡的环流特征相似。当内蒙古地区夏季降水呈现东少西多的分布时(图 7c、d)，其环流异常与内蒙古夏季降水呈现东多西少年的环流特征基本相反，但也有结构上的差异，与正异常年的情况相比，东亚中高纬两个异常中心在西北—东南方向倾斜，其经向波列特征也更加明显。表 3同样给出了贝加尔湖南侧的关键区(图 4中的方框区域)在正和负异常年的平均位势高度场距平，该区域所选位置相对于模态一所选的区域来说相对偏西，位于我国内蒙古西部地区以及东北地区。从表中可以看到，在正异常年里，该区域内300 hPa和500 hPa高度上负异常中心的年份都为4年，占正异常年份的67%(4/6)；而在负异常年里，该区域内300 hPa和500 hPa高度上正异常中心的年份都为5年，占负异常年份的71%(5/7)。说明该区域的合成结果能够反应合成的环流特征。

图 7

Fig. 7

图 7 同图4，但为内蒙古夏季降水东西反向型模态 Fig. 7 As in Fig. 4 but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution

表 3 (Table 3)

表 3 同表2，但为内蒙古夏季降水东西反向型模态 Table 3 As in Table 2, but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution 平均位势高度距平/gpm 300 hPa 500 hPa 正异常年年份 1966 2.91 2.14 1983 −14.44 −6.97 1991 17.07 4.40 1993 −39.74 −21.30 1998 −2.23 −6.89 2006 −4.15 −6.97 负异常年年份 1968 5.86 14.90 1979 8.87 4.95 1992 −25.82 −8.01 1994 41.52 23.38 1995 −9.12 −2.35 2004 3.71 5.97 2007 30.50 14.30

表 3 同表2，但为内蒙古夏季降水东西反向型模态 Table 3 As in Table 2, but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution

图 8给出了与内蒙古夏季降水第二模态对应的850 hPa风场、水汽通量散度异常场、水汽通量场以及比湿场的异常特征。由图 8a可以看出，在正异常年，内蒙古东部以及东北地区受气旋式异常环流控制，其西侧的异常西北风将高纬的冷空气输送到内蒙古地区。此外，鄂霍次克海上空为反气旋式异常环流，其南侧的异常偏东风将西北太平洋上的水汽输送到东北地区，冷暖气流在内蒙古东部和东北地区辐合，从而使这些地区降水增多。在850 hPa水汽通量散度异常场上(图 8b)，相对于整体一致型模态正异常年，贝加尔湖到我国东北地区为水汽通量辐合区，该辐合区在西北—东南方向上呈带状分布，对应着在内蒙古东部地区的气旋式异常环流(图 8a)。贝加尔湖西南部到内蒙古西部大部分地区则为水汽通量辐散区。这样的分布使得内蒙古东部地区水汽辐合抬升，有利于降水增强，其西部地区则水汽辐散，不利于降水的产生。图 8c 给出了850 hPa水汽通量和比湿异常场，图中可以看到明显的水汽异常通道，西北太平洋上的水汽经过日本海北部输送到我国东北地区和内蒙古东北部，使得内蒙古东部降水增多。由图 8c还可看出，内蒙古西部地区处于水汽通量异常的辐散区，局地湿度场为负异常，使得该区域内降水偏少。在负异常年(图 8d)，贝加尔湖到我国东北地区均处于反气旋式异常环流中，其东南侧的东北异常气流将冷湿空气输送至内蒙古地区。鄂霍次克海附近则处于气旋式异常环流中，从中西伯利亚经东北至西太平洋地区为明显的偏北气流异常，这不利于暖湿气流向内蒙古地区输送。相应地，850 hPa水汽通量散度异常场上，内蒙古东部地区为水汽辐散区，西部地区为水汽辐合区。有利于西部地区降水加强(图 8e)。850 hPa水汽通量异常场上，内蒙古西部为比湿正异常区，这一地区受反气旋式异常环流西南侧的偏湿气流的控制，水汽通量在这一带辐合，导致降水偏多(图 8f)。

图 8

Fig. 8

图 8 同图5，但为内蒙古夏季降水东西反向型模态 Fig. 8 As in Fig. 5 but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution

综上所述，内蒙古夏季降水异常与中高纬度环流异常有明显的联系。当贝加尔湖以北地区以及伊朗高原/中亚地区反气旋环流异常盛行时，在东亚中纬度地区有利于形成一个“东高西低”环流形势，这是内蒙古地区(甚至中国北方地区)降水整体偏多的典型环流形势。反之，在东亚中纬度地区有利于形成“西高东低”的异常环流，为内蒙古全区干旱少雨的典型环流形势。对东西反向型降水模态来说，当东欧平原—乌拉尔山东侧—内蒙古东部及东北地区分别出现“- + -”的波状环流异常，并且在靠近东亚沿岸的中高纬地区呈现“北高南低”的偶极子环流异常时，内蒙古夏季降水形势为“东多西少”。反之，当上述纬向波列和南北偶极子环流的各个异常中心均为反位相时，内蒙古夏季降水形势为“西多东少”。

在夏季，随着东亚急流逐渐的向北移动，与之相联系的各个月份的环流异常有所变化，同时中纬度Rossby波活动也有所不同(布和朝鲁等，2008；施宁等，2008，2009；宣守丽等，2013)。为此，我们将分析夏季逐月的异常环流，考察图 4和图 7给出的异常环流特征是否在夏季各个月份都会典型，或者在哪月更典型。

图 9给出了与内蒙古夏季降水整体一致型模态对应的逐月500 hPa位势高度异常场。从内蒙古夏季降水整体偏多年的演变特征来看(图 9a、b和c)，6～8月欧亚大陆上空的环流异常分布，包括贝加尔湖北侧的正高度异常区和源自伊朗北部/中亚的“+ - +”波列型环流异常，与夏季平均状态均比较相似(图 4b)，可以认为上一节给出的夏季环流形势在各个月都比较典型。但如果仔细比较的话，7月的异常中心位置、强度以及形态均与夏季平均的情况更为接近。对贝加尔湖北侧的正高度异常区来说，6月和8月有所偏东。对中纬度波状环流而言，6月和7月比较清晰，8月则贝加尔湖南北侧的正负高度异常环流为主要特征。贝加尔湖南侧的气旋式环流异常中心的位置在6月和7月有所偏南，但到了8月更靠近贝加尔湖，强度也增强。需要指出的是，7月(图 9b)日本上空的反气旋式环流异常较为增强，其西侧的偏东南气流将西北太平洋上的水汽输送到内蒙古地区，使得内蒙古地区降水增加。

图 9

Fig. 9

图 9 内蒙古夏季降水整体一致型模态 500 hPa 逐月环流异常合成场（单位：gpm），（a、b、c）分别为正异常年6 月、7 月、8 月的位势高度距平合成。等值线间隔为6 gpm，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度。（b、e、f）同（a、b、c），但为负异常年 Fig. 9 Composite monthly 500 hPa geopotential height anomalies (units: gpm) for anomalous positive years of ‘consistent distribution’ in (a) June, (b) July, and (c) August; (d–f) as in (a–c) but for anomalous negative years. Contour interval = 6 gpm; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level

在内蒙古夏季降水整体偏少年(图 9d、e和f)，6月和7月的环流异常与其夏季平均的情况更为相近。到8月时，中纬度波列仍然清晰，但鄂霍茨克海正高度异常发展，其环流形势与夏季平均情况有一定的差异。但总体来看，夏季各个月均存在东亚中纬度地区“西高东低”的环流形势。

对于内蒙古夏季降水东西反向型模态来说(图 10)，当内蒙古夏季呈现东多西少的降水分布时(图 10a、b和c)，夏季平均的环流异常(图 7b)主要反映6月和7月的环流异常特征。8月的环流异常(图 10c)在东北亚地区的正高度异常环流及西太平洋副高的增强这两个方面与夏季平均异常环流特征相吻合。当内蒙古夏季降水呈东少西多的分布 时(图 10d、e和f)，夏季平均环流异常(图 7d)也主要反映6月和7月的环流异常特征。图 10f 给出的8月环流异常显出图 10c的反位相特征。

图 10

Fig. 10

图 10 同图9，但为内蒙古夏季降水东西反向型模态 Fig. 10 As in Fig. 9 but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution

总之，在年际尺度上，与内蒙古夏季降水整体一致型模态对应的环流形势在夏季各个月份都能够稳定维持，具有典型意义。而对于东西反向型降水模态来说，其对应的夏季平均环流异常主要反映6月和7月的环流异常特征，在8月只反映东北亚地区环流和西太平洋副高的异常特征。

上一节主要揭示了与内蒙古夏季降水的两种模态所对应的典型环流特征。但这些环流异常特征很难由大家所熟知的北半球夏季遥相关型来解释。那么，究竟如何去理解与内蒙古夏季降水异常对应的环流形势呢？下面我们从欧亚大陆中高纬环流春夏季节转换的角度探讨与内蒙古夏季降水异常所对应的环流异常问题。

首先，我们考察与内蒙古降水前两个模态对应的5月份环流异常情况。图 11给出了这两个模态正负异常年的环流异常分布。有意思的是，与这两个夏季降水模态对应，5月欧亚大陆中高纬环流异常呈现出显著的前兆信号。而且对某一模态而言，在正和负异常年，欧亚大陆波状环流的异常中心基本呈反位相。具体来说，在内蒙古夏季降水整体一致型模态的正异常年，5月份的300 hPa高度异常场上可以看出(图 11a)，东欧平原—乌拉尔山—中西伯利亚东部/东北亚—北太平洋呈现“+ - + -”的波列，同时在渤海湾到日本海为负异常区，青藏高 原一带为正异常区。而在这一模态的负异常年(图 11b)，欧亚大陆波状环流异常中心基本与正异常年位相相反，且异常中心的位置略向东偏移。与正异常年相似的是，渤海湾到日本海也表现为负异常区，东北—西南方向倾斜。相应地，在内蒙古夏季降水东西反向型模态的正异常年，欧洲东部—乌拉尔山脉—叶尼塞河—日本海呈现“- + - +”的波列，鄂霍茨克海上空则为负异常区，与第一模态正异常年存在差异。而在负异常年，鄂霍次克海和日本海上空的异常中心与正异常年的异常中心位相相反。我们也注意到春季的其他两个月，即3月和4月，没有显著的前兆信号。这启示我们，内蒙古夏季降水异常可能与亚洲中高纬环流的春夏季节转换特征相联系。

图 11

Fig. 11

图 11 内蒙古夏季降水整体一致型模态（a）正异常年和（b）负异常年5 月份300 hPa 位势高度异常合成场（单位：gpm）。（c、d）同（a、b），但为内蒙古夏季降水东西反向型模态的正、负异常年。等值线间隔为10 gpm，深灰（浅灰）阴影分别表示95%（90%）的置信度 Fig. 11 Composite 300 hPa geopotential height anomalies (gpm) in May for the ‘consistent distribution’ of summer precipitation over Inner Mongolia for (a)anomalous positive years and (b) anomalous negative years; (c, d) as in (a, b) but for the second mode of summer precipitation over Inner Mongolia with an east–west seesaw distribution. Contour interval = 10 gpm; dark (light) shading marks regions with statistical significance at the 95% (90%) confidence level

图 12a和b给出了气候态5月和6月欧亚大陆上空300 hPa高度场以及对应的定常涡动(纬偏)场。5月欧亚大陆中高纬环流呈“一脊一槽”，即欧洲脊和东亚大槽，东亚地区仍显出冬季环流形势的特点。其中，东亚大槽向东扩展至北太平洋地区。到了6月，欧洲脊仍维持，但随着东北亚脊的形 成，叶尼塞河流域至贝加尔湖和巴尔喀什湖之间的区域形成一个槽(简称两湖槽)。两湖槽的形成标志着亚洲中高纬环流在春夏之间的调整，即春夏季节转换(朱乾根等，2000)。

图 12

Fig. 12

图 12 气候态平均（a）5 月、（b）6 月300 hPa 位势高度场及其纬偏场（单位：gpm）。（c、d）同（a、b），但为内蒙古夏季降水整体一致型模态的正异常年，（e、f）同（c、d），但为内蒙古夏季降水整体一致型模态的负异常年。（g、h、i、j）同（c、d、e、f），但表示内蒙古夏季降水东西反向型模态正、负异常年。等值线间隔为80 gpm，点状阴影表示90%的置信度 Fig. 12 Climatological 300-hPa geopotential height and eddy anomalies (gpm) in (a) May and (b) June; (c, d) as in (a, b) but for anomalous positive years of ‘consistent distribution’; (e, f) as in (c, d) but for anomalous negative years; (g–j) as in (c–f) but for the second mode of summer precipitation with an east–west seesaw distribution (contour interval = 80 gpm; black dots mark the regions with statistical significance at the 90% confidence level)

图 12c-f给出了与内蒙古夏季降水第一模态(整体一致型模态)对应的正和负异常年5月和6月300 hPa位势高度场及其相应的纬偏场。在正异常年，由5月环流场与其纬偏场(图 12c)可见，极涡偏向西西伯利亚平原，东北亚脊已经形成，与之对应，两湖槽也相当清楚，这与其5月气候态的情形(图 12a)明显不同，相反，与6月的气候态环流形势(图 12b)相类似。这说明正异常年的亚洲中高纬度环流春夏季节转换将提前发生。到了6月，东北亚脊西退到贝加尔湖北侧，其西侧的槽也西退至乌拉尔山地区，鄂霍茨克海地区变为槽区，欧亚大陆初夏环流呈“C”型特征(潘婕等，2009)。在负异常年，5月环流以欧洲槽、贝加尔湖以西的脊以及东亚大槽为主要特征，显出冬季环流的特点，这表明了季节进程的滞后特点。到了6月，两湖槽形成，位置有所偏西，其南端的中亚地区也变为显著的槽区，与之对应，贝加尔湖及以南地区形成了脊。这时，虽然已进入夏季环流状态，但东北亚地区仍由极涡活动控制，没有形成明显的脊。这一定程度上说明了春夏季节转换的滞后特征。

图 12g-j给出了与内蒙古夏季降水东西反向型对应的5月和6月300 hPa位势高度场及其相应的纬偏场。在正异常年的5月，极涡伸向贝加尔湖和巴尔喀什湖之间的地区，两湖槽强盛，东西伯利亚地区出现弱脊。此类环流形势仍然与6月气候态情况相近，也代表亚洲中高纬度环流春夏季节转换的提前。到了6月，与5月的情况相比，准定常波的波峰和波谷均向下游移动，贝加尔湖及其东南侧的地区变为槽区，可能有利于东北低涡活动的加强，从而使内蒙古东部和东北地区的降水偏多。在负异常年的5月，贝加尔湖脊和东亚大槽非常清晰，环流形势仍具有冬季环流特征。到了6月，夏季环流特征才建立起来，但两湖槽的位置偏西，并且东北亚脊局限于贝加尔湖地区。

综上所述，内蒙古夏季降水的一致型模态和东西反向型模态的正位相对应着亚洲中高纬环流的春夏季节转换提前的情况，而其负位相则对应着亚洲中高纬环流的季节性滞后情形。

基于1961～2013年的中国气象局降水资料、NCEP/NCAR再分析资料，本文在年际尺度上对我国内蒙古地区夏季(6～8月)降水分布进行了EOF分析，得出了内蒙古地区夏季降水的主要类型，并分析其前两个模态的典型环流形势以及相关的春夏季节转换特征。主要结论如下：

(1) 内蒙古夏季降水分布在年际尺度上存在两个主要模态，即整体一致型模态和东西反向型模态。

(2) 在整体一致型模态的正(负)异常年，内蒙古大部分地区降水偏多(少)。多雨年，在对流层中高层的位势高度场上，贝加尔湖北侧延伸至巴伦支海表现为正异常，异常中心位于泰梅尔半岛。亚洲中纬度地区以CGT波列的形式传播。贝加尔湖南侧的气旋式环流异常和环日本海地区的反气旋式环流异常构成了一个“东高西低”环流形势，将西太平洋上的暖湿气流输送到内蒙古地区，使得内蒙古地区一致降水偏多。反之，东亚中纬度地区为“西高东低”的环流形势，内蒙古地区干旱少雨。

(3) 在东西反向型模态的正(负)异常年，内蒙古东部降水偏多(少)，西部降水偏少(多)。当内蒙古降水分布呈东多西少时，在对流层中高层的位势高度场上，东北大西洋欧洲—乌拉尔山东侧—贝加尔湖东南侧(外蒙古、内蒙古以及东北)地区呈现了“+ - + -”的波状环流异常。贝加尔湖西北侧和东南侧与一致型模态正位相年相似，仍为反气旋式异常环流和气旋式环流异常。同时在靠近东亚沿岸的中高纬地区呈现“北高南低”的偶极子环流异常。在上述环流形势的作用下，内蒙古夏季降水形势为“东多西少”。反之，当上述纬向波列和南北偶极子环流的各个异常中心均为反位相时，内蒙古夏季降水形势为“西多东少”。

(4) 与内蒙古夏季降水整体一致型模态对应的环流形势在夏季各个月份都能够稳定维持，具有典型意义。而与东西反向型降水模态对应的夏季平均环流异常主要反映6月和7月的环流异常特征，在8月仅反映东北亚地区环流和西太平洋副高的异常特征。

(5) 内蒙古夏季降水异常与亚洲中高纬环流春夏季节转换的早晚及形式有着密切的联系。内蒙古夏季降水一致型模态和东西反向型模态的正位相对应着亚洲中高纬环流的春夏季节转换提前的情况，而其负位相则对应着亚洲中高纬环流的季节性滞后情形。

内蒙古地区的夏季降水具有多时间尺度特征，包含年际和年代际分量，而本文中主要探讨了内蒙古夏季降水的年际变化特征。为了说明内蒙古夏季降水年际变化模态是否具有主导性和代表性意义，我们也对其原始场进行了EOF分解。

图 13给出了EOF分解的前两个模态的空间分布，其解释方差分别为32.2%、17.8%，占总方差的50.0%，可见这两个模态基本上体现了内蒙古夏季降水的空间分布特征。两个模态分别表示了内蒙古大部分地区夏季降水一致偏多或偏少的异常特征(图 13a)和内蒙古地区东部和西部降水异常的反向分布特征(图 13b)。这两种分布特征与年际尺度上内蒙古夏季降水的空间分布特征(图 1a、b)基本一致。图 13c和图 13d为前两个模态所对应的时间序列，图中可以看出两个模态存在明显的年际变化和年代际变化特征，相对而言，第一模态的年际变率更强些。

图 13

Fig. 13

图 13 内蒙古夏季降水原始场的（a）第一和（b）第二EOF 模态空间分布。（c、d）分别为前两个EOF 模态的主分量时间序列 Fig. 13 The two leading EOF modes [(a) EOF1; (b) EOF2] of summer precipitation over Inner Mongolia; (c, d) as in (a, b) but for time series of the two leading principal components

为了说明内蒙古夏季降水的年际变化的相对重要性，图 14给出了内蒙古夏季降水在年际和年代际尺度上的方差分布特征。如图 14a所示，内蒙古地区自西向东由干旱区逐渐过渡到温带半干旱区，降水分布不均匀，其降水方差自西向东逐渐增大。在年际尺度上(图 14b)，内蒙古夏季降水也存在类似的分布，其降水方差也自西向东逐渐增大。图 14c给出了内蒙古地区夏季降水年际分量的方差贡献率，图中显示内蒙古大部分地区夏季降水年际分量的方差贡献率超过75%。由此可见，内蒙古夏季降水在年际尺度上的变化非常重要。尽管如此，如图 14c、d所示，内蒙古夏季降水的年代际变化特征及其背景原因值得我们进一步研究。

图 14

Fig. 14

图 14 内蒙古夏季降水（a）原始场和（b）其年际分量的方差分布（单位：mm−2），（c）内蒙古夏季降水年际变化的方差贡献率 Fig. 14 (a) The variance (mm−2) of summer precipitation over Inner Mongolia; (b) as in (a) but for its interannual variation; (c) the ratio of the variance of the interannual time scale to the entire variance

内蒙古自治区地域辽阔，既受中高纬度系统的影响，又受低纬度环流的影响，因此影响内蒙古夏季降水的因子有很多。王蕾等(2004)的研究表明，春季海温与中国夏季降水之间存在较好的关系，春季海温在较大程度上决定了中国夏季降水雨带及其分布特征。武炳义等(1999)发现，从长期变化趋势来看，冬季喀拉海、巴伦支海海冰可以影响8月份海河、辽河流域的降水异常；而冬季巴芬湾、戴维斯海峡海冰对7月黄河中上游流域降水有影响，海冰与降水变化均呈相反的变化趋势。他们还指出了冬季格陵兰岛西部的海冰密集度可作为欧亚大陆北部夏季降水异常以及夏季大气环流的前兆因子(Wu et al.，2013)。本文只分析了引起内蒙古夏季降水的环流形势特征，以后需要进一步研究外强迫因子对内蒙古夏季降水异常的作用。

此外，本文中只以5月和6月的平均环流异常来判断亚洲中高纬环流春夏季节转换的早晚，缺乏严谨，应该以逐日数据来给出详细的季节转换日期以及季节转换的具体形式，即从5月某种环流异常转换到6月的某种环流异常的类型。今后我们将进一步给出关于亚洲中高纬环流春夏季节转换的具体细节。