王歡，李棟梁

(1.四川師范大學(xué)地理與資源科學(xué)學(xué)院，四川成都610101；2.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災(zāi)害教育部重點實驗室/氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實驗室，江蘇南京210044)

1 引 言

最近一個世紀(jì)以來，全球氣候變暖已經(jīng)成為一個不爭的事實。在氣候的長期變化中，有三個明顯的年代際轉(zhuǎn)折點，分別為1976年、1993年和2003年[1]。1976年之前，北半球溫度持續(xù)偏低，1976年開始經(jīng)歷了一次由冷至暖的轉(zhuǎn)變，1993年開始溫度急劇上升，并且這種增溫還在持續(xù)[1-2]。中國東部夏季（6—8月）降水（ECP）受季風(fēng)變化的影響具有多時間尺度的變化特征，不僅有季節(jié)、年際變化，而且還具有明顯年代際變化特征[3-4]。已有研究指出，1970年代末，江淮流域降水增加，而中國北方降水減少[5-11]；1993年以后ECP呈現(xiàn)年代際“南多北少”的格局，即華北地區(qū)干旱少雨，長江中下游及其以南地區(qū)洪澇多雨[5,12-14]。

前人的研究已經(jīng)證實，海溫的年代際變化能夠顯著影響中國東部的旱澇。太平洋海溫年代際振蕩（PDO）在近20～30年存在明顯的年代際轉(zhuǎn)折[14-16]，且認(rèn)為氣候變暖后東亞夏季風(fēng)的減弱可能是PDO的年代際轉(zhuǎn)折導(dǎo)致的[14,17-18]，進(jìn)而產(chǎn)生中國東部“南澇北旱”的降水格局[19-21]。印度洋海溫偶極振蕩（DMI）通過調(diào)整南亞高壓及副熱帶高壓的強(qiáng)度[22-25]，影響印度及南海季風(fēng)強(qiáng)度[26-27]，進(jìn)而引起中國東部夏季降水異常[22,26-27]。此外，大西洋多年代際振蕩（AMO）對亞洲季風(fēng)及季風(fēng)降水的影響越來越受到關(guān)注。AMO對全球的氣候變化都會產(chǎn)生影響，尤其是北半球氣候[28]，多年代際的季風(fēng)格局變化也與AMO有關(guān)[29-30]，其正位相變化會導(dǎo)致印度季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)減弱[31]。

已有研究指出1970年代末開始的ECP的年代際格局轉(zhuǎn)變可能是PDO的位相轉(zhuǎn)變引起的[8,14,19]。但也有研究稱，1990年代初中國東部降水格局的改變與AMO的變化密切相關(guān)[31]。另外，印度洋海溫對ECP年代際轉(zhuǎn)折的影響也還沒有統(tǒng)一的結(jié)論。因此，本文旨在分析氣候變暖轉(zhuǎn)折點前后ECP年代際異常的空間變化特征與全球海溫變化的年代際異常特征，通過診斷不同海區(qū)海溫的年代際異常對中國東部降水主模態(tài)的影響程度及范圍，闡釋不同海溫作用的關(guān)鍵區(qū)，并從環(huán)流的角度解釋其影響機(jī)制。

2 資 料

(1)中國東部夏季降水站點資料基于中國氣象局國家氣候中心（CMA）提供的753個測站1951—2014年日降水站點資料（http://data.cma.cn/），選取中國東部地區(qū)（105～135 °E，21～55 °N）532個站。

(2)海表面溫度數(shù)據(jù)選用哈德雷環(huán)流中心海溫觀測資料 (http://hadobs.metoffice.com/)1870—2016年的數(shù)據(jù)集[32]，水平分辨率為1°×1°。PDO指數(shù)根據(jù)北太平洋海表面溫度（SST）異常的EOF分解的第一特征量計算[33]，資料取自華盛頓大學(xué)大氣環(huán)境中心 1900—2017年 PDO指數(shù)（http://research.jisao.washington.edu/pdo/）；AMO 指數(shù)為大西洋（75～7.5 °W，0～60 °N）的海表溫度異常的年平均值[34]，取自美國國家海洋大氣中心（NOAA）1948—2017年月平均 AMO指數(shù)（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/AMO/）；DMI指數(shù)利用赤道印度洋西部（50～70 °E，10 °S～10 °N）和東部（90～110 °E，10 °S～EQ）區(qū)域平均的海表溫度距平之差定義[35]，資料取自日本國立研究院海洋研究所（JAMSTEC）1870—2017年的 DMI指數(shù)（http://www.jamstec.go.jp/frcgc/research/d1/iod/e/iod/about_iod.html）。

(3)格點資料選用美國國家環(huán)境預(yù)測中心（National Center for Environmental Prediction，NCEP）—大氣環(huán)境研究中心（National Center for Atmospheric Research，NCAR）1948—2017 年全球再分析月平均資料（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html），水平分辨率 2.5 °×2.5 °[36]，包括高度場、風(fēng)場等要素。

3 1970年代末及1990年代初ECP及海溫的年代際轉(zhuǎn)折

根據(jù)前人的研究結(jié)果，ECP在1970年代末及1990年代初出現(xiàn)了明顯的年代際轉(zhuǎn)折，圖1給出了ECP這兩次年代際轉(zhuǎn)折后的空間分布特征。由圖1a可知，1970年代末開始的十年較前十年相比，ECP表現(xiàn)出近似的“+-+-”的多極分布形態(tài)，東北地區(qū)、內(nèi)蒙古東部、長江流域夏季降水增加，尤其是西北及西南地區(qū)東部降水明顯增加，增加值可達(dá)1.2 mm/d；而華北、黃淮及長江以南地區(qū)降水明顯減少，減少值超過0.4 mm/d。1990年代初開始較前一時段（圖1b），雨帶南移，降水分布格局主要呈現(xiàn)明顯的“南澇北旱”型，長江以南地區(qū)降水明顯增加，增加值超過1.6 mm/d，黃淮流域降水有所增加，但變化不顯著。除此之外的中國北方大部分地區(qū)降水減少，但僅有西北東部，黑龍江南部部分地區(qū)變化顯著，其他地區(qū)變化不顯著，減小幅度超過0.4 mm/d。

圖2給出了春夏季各海溫指數(shù)的11年滑動平均的年代際序列變化特征，從圖2a中可以發(fā)現(xiàn)，春季DMI與PDO指數(shù)均在1970年代末發(fā)生了明顯的年代際變化：DMI指數(shù)由正位相轉(zhuǎn)為負(fù)位相，表現(xiàn)為明顯的年代際減少；PDO指數(shù)則由負(fù)位相轉(zhuǎn)為正位相，表現(xiàn)為明顯的年代際增長；而AMO指數(shù)在這一時段的變化則不顯著。1990年代初開始，DMI指數(shù)及AMO指數(shù)進(jìn)入了年代際正距平階段，表現(xiàn)為年代際增長，但DMI進(jìn)入正位相的時間落后于AMO；PDO指數(shù)在這一階段較前一時段有所減少，但并未發(fā)生位相變化，而在2000年代中后期，PDO指數(shù)由正位相轉(zhuǎn)為負(fù)位相，發(fā)生了明顯的年代際減少。從圖2b夏季各海溫指數(shù)11年滑動平均的年代際序列的變化特征來看，夏季AMO指數(shù)相比于春季差別不大，也表現(xiàn)為在1990年代初的年代際增長；DMI指數(shù)較春季相比，在1970年代末的年代際減少變化稍有減弱；PDO指數(shù)的年代際變化與春季差別不大，均表現(xiàn)為1970年代末的年代際增長及2000年代中后期的年代際減少。

圖1 1979—1988年、1969-1978年（a）及1993—2002年與1983—1992年（b）ECP差值場

圖2 春季（a）及夏季（b）各海溫特征量年代際變化的標(biāo)準(zhǔn)化時間序列

4 不同海區(qū)海溫與ECP年代際變化的關(guān)系

對1961—2014年ECP的年代際變化序列進(jìn)行經(jīng)驗正交函數(shù)分解（EOF），方法為對1961—2014年ECP年平均值進(jìn)行11年滑動平均，得到其年代際變化序列，進(jìn)而利用EOF分析其主導(dǎo)空間模態(tài)。結(jié)果顯示：通過North獨立性檢驗的前3個主分量解釋方差分別為47.3%、21.2%和14.5%，表明過去的54年中國東部地區(qū)夏季降水的年代際變化主要由前三個模態(tài)控制，但由于第三個模態(tài)的變化特征與各海區(qū)海溫的年代際變化特征的關(guān)系不顯著（表略），因此后文的分析均只針對前兩個模態(tài)的特征以及不同海區(qū)海溫對前兩個模態(tài)的影響。圖3a顯示：ECP年代際變化的第一空間模態(tài)（EOF1）大致呈南北反向格局，其中長江以南地區(qū)變化趨勢一致，長江以北除了黃淮地區(qū)以外呈現(xiàn)與長江以南反向的一致變化。該模態(tài)的時間系數(shù)（PC1）（圖3c）發(fā)生了多次年代際轉(zhuǎn)折，在1970年代初—1980年代初處于負(fù)距平，1978年左右達(dá)到極小值，“南澇北旱”格局發(fā)展最盛；此后PC1逐漸從負(fù)位相轉(zhuǎn)為正位相，表明中國北方降水逐漸增加而南方降水逐漸減少，至1983年，“南澇北旱”格局轉(zhuǎn)變?yōu)椤澳虾当睗场备窬帧?990年開始，ECP的年代際變化格局又經(jīng)歷了一次由“南旱北澇”向“南澇北旱”的轉(zhuǎn)變，并于1993年達(dá)到最盛，此后北方降水有所增加而南方降水有所減少，但“南澇北旱”格局并未發(fā)生改變。第二空間模態(tài)（EOF2，圖3b）呈現(xiàn)出東北-內(nèi)蒙古-西北西南地區(qū)東部-長江流域變化趨勢一致，而黃淮、江淮地區(qū)及華南與之相反的多帶分布特征。該模態(tài)的時間系數(shù)（PC2）（圖3d）在1970年代末之前及1993年之后處于負(fù)位相，說明該時段東北、內(nèi)蒙古、西北西南地區(qū)東部及長江流域降水偏少，而黃淮、江淮和華南地區(qū)降水偏多；1970年代末—1990年代初處于正位相，表明黃淮、江淮和華南地區(qū)降水在該時段偏多，而東北、內(nèi)蒙古、西北西南地區(qū)東部及長江流域降水偏少。

圖3 ECP年代際距平序列的EOF分解第一模態(tài)（a）、第二模態(tài)（b）的空間分布及兩個模態(tài)對應(yīng)的時間系數(shù) PC1（c）及 PC2（d）

進(jìn)一步分析了DMI、AMO、PDO指數(shù)與PC1及PC2的11年滑動相關(guān)，得到其年代際相關(guān)性。由圖4可以看出，與PC1相關(guān)性最好的是DMI指數(shù)，春季及夏季的DMI指數(shù)與PC1在1970年代末至1990年代之前表現(xiàn)為顯著的負(fù)相關(guān)，至1990年代中期轉(zhuǎn)為正相關(guān)，持續(xù)至2000年代中期，又轉(zhuǎn)為微弱的負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖4c）。PDO指數(shù)與PC1表現(xiàn)為1970年代初—1970年代中后期的顯著負(fù)相關(guān)，至1970年代中后期轉(zhuǎn)變?yōu)轱@著的正相關(guān)，1980年代中期開始表現(xiàn)為不顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，至2000年代中后期又轉(zhuǎn)變?yōu)檎嚓P(guān)（圖4e）。AMO指數(shù)與PC1的相關(guān)性在1970年代中后期—1980年代中后期呈現(xiàn)顯著正相關(guān)，此后轉(zhuǎn)為顯著的負(fù)相關(guān)，但這種顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系維持至1990年代初變得不再顯著（圖4a）。各海溫指數(shù)與PC2的相關(guān)性較PC1相比更顯著，DMI指數(shù)及PDO指數(shù)與PC2的相關(guān)性在整個時段相對更穩(wěn)定，相關(guān)關(guān)系的轉(zhuǎn)折發(fā)生在1990年代末及2000年代中后期。圖4d顯示DMI指數(shù)與PC2在1990年代末之前主要呈現(xiàn)顯著的負(fù)相關(guān)，此后轉(zhuǎn)為顯著的正相關(guān)，至2000年代中后期又轉(zhuǎn)為顯著的負(fù)相關(guān)，且春季的相關(guān)性好于夏季。PDO指數(shù)與PC2在1990年代末之前主要呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)，此后轉(zhuǎn)為顯著的負(fù)相關(guān)，至2000年代中后期又轉(zhuǎn)為正相關(guān)，且春季的相關(guān)性也好于夏季（圖4f）。而圖4b顯示AMO指數(shù)與PC2的相關(guān)性存在三次明顯的轉(zhuǎn)折，分別出現(xiàn)在1980年代中期，2000年代初及2000年代中期。1970年代初—1980年代中期，主要呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)，而1980年代中后期—2000年代初之前，二者呈現(xiàn)顯著的負(fù)相關(guān)，此后又轉(zhuǎn)為顯著的正相關(guān)，至2000年代中后期又轉(zhuǎn)為顯著的負(fù)相關(guān)，但不同于DMI指數(shù)與PDO指數(shù)，夏季的AMO指數(shù)與PC2的相關(guān)性略好于春季。

圖4 ECP年代際序列EOF分解第一模態(tài)時間系數(shù)（PC1，左列）、第二模態(tài)時間系數(shù)（PC2，右列）與AMO指數(shù)（a，b）、DMI指數(shù)（c，d）及PDO指數(shù)（e，f）的年代際的相關(guān) 水平虛線表示a=0.05的蒙特卡洛檢驗顯著性水平。

由1970年代末ECP的年代際變化特征（圖2a）與 EOF1、EOF2 分布型（圖 3a、3c）的對比可知，其與EOF1正位相分布型在30°N以南的低緯度地區(qū)相近，與EOF2的正位相分布型在30°N以北的中緯度地區(qū)相近。在這一時段，AMO指數(shù)與DMI指數(shù)在1970年代末位于負(fù)位相，PDO指數(shù)位于正位相，且由各海溫指數(shù)與PC1及PC2的相關(guān)關(guān)系可知，DMI、PDO的變化會使得EOF1及EOF2均位于正位相，與實際的ECP分布型一致；而AMO的變化則會使得EOF1及EOF2均位于負(fù)位相，與觀測相反。這說明了ECP在1970年代末的年代際變化可能受DMI及PDO影響。1990年代初開始ECP實際的年代際轉(zhuǎn)折特征（圖2b）與EOF1的負(fù)位相分布非常一致。在這一時段，AMO及PDO指數(shù)位于正位相，DMI指數(shù)存在負(fù)位相至正位相的轉(zhuǎn)變，但各海溫指數(shù)與PC1的相關(guān)性在這一時段均不顯著，主要表現(xiàn)為AMO、PDO指數(shù)與PC1呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系，其反映EOF1呈現(xiàn)負(fù)位相變化，與觀測一致；而DMI指數(shù)與PC1呈現(xiàn)正相關(guān)，其反映EOF1主要呈現(xiàn)正位相變化，與觀測相反。這說明1990年代初，ECP的年代際變化可能受AMO、PDO影響。雖然AMO指數(shù)與PC1和PC2在整個時段的相關(guān)性不穩(wěn)定，但AMO的間接效應(yīng)對ECP的年代際變化也有顯著影響。前人發(fā)現(xiàn)早春AMO的變化能夠顯著影響大尺度副熱帶西風(fēng)急流的強(qiáng)度，進(jìn)而顯著影響春季高原感熱的變化[37]，而春季的高原感熱又能夠顯著影響亞洲季風(fēng)環(huán)流[38-40]，進(jìn)而影響ECP[41-43]。

由于春季海溫的年代際變化與ECP的相關(guān)性普遍優(yōu)于夏季，且春季海溫能夠用來預(yù)測ECP的變化，進(jìn)而后文的分析主要針對春季各海區(qū)海溫對ECP的影響。根據(jù)AMO、DMI、PDO以及ECP主模態(tài)的時間系數(shù)PC1、PC2重建了緯向平均的ECP異常的時間變化特征。重建方法是根據(jù)不同的海溫指數(shù)及PC1、PC2逐個回歸中國東部各站點的降水量，將得到的回歸系數(shù)與對應(yīng)的各海溫指數(shù)及PC1、PC2的年代際變化序列相乘，繼而得到利用各指數(shù)重建的中國東部各站點降水量的年代際變化序列，再進(jìn)行105～135°E的緯向平均（圖5）。AMO（圖5a）及DMI（圖5b）重建的ECP的年代際變化分布型與PC1（圖5d）重建的結(jié)果相近，最突出的表現(xiàn)為1970年代中后期—1990年代初，ECP處于年代際偏少的階段；1990年代初開始ECP進(jìn)入了年代際增長階段。差別在于1970年代末之前PC1重建的結(jié)果在中緯度降水增加，而AMO及DMI重建的結(jié)果在中緯度降水減少；且1990年初開始PC1重建降水增加主要體現(xiàn)在低緯，而AMO及DMI重建的降水增加在中緯度也有明顯的表現(xiàn)。對比觀測的降水年代際變化（圖4f）發(fā)現(xiàn)，PC1分量可以很好地表現(xiàn)30°N以南的低緯度地區(qū)的降水變化，進(jìn)而推斷AMO與DMI在1970年代末及1990年代初對于ECP的年代際轉(zhuǎn)折產(chǎn)生影響，且影響的主要區(qū)域在30°N以南的低緯地區(qū)。從利用PDO（圖5c）與PC2（圖5e）重建的ECP年代際變化對比來看，二者的分布格局及時間演變相近，1970年代中后期開始，ECP由年代際偏少階段進(jìn)入了明顯的偏多階段；相反，1990年代初開始又進(jìn)入偏少階段，二者的差別在于利用PDO重建的降水變化在1990年代的轉(zhuǎn)折時間點落后于PC2重建的降水變化，尤其在中緯度地區(qū)。結(jié)合觀測的ECP年代際變化（圖5f）來看，PC2分量對于1970年代末35°N以北的中緯度地區(qū)降水的年代際增加及1990年代初中緯度地區(qū)降水的年代際減少解釋更為明確。進(jìn)而推斷，PDO對于ECP在1970年代末及1990年代初的年代際轉(zhuǎn)折都有顯著影響，且影響范圍集中在中緯度地區(qū)。結(jié)合前文對1970年代末及1990年代初各海溫指數(shù)與ECP前兩個模態(tài)之間的相關(guān)關(guān)系對比可推測：1970年代末，ECP受DMI影響低緯地區(qū)呈現(xiàn)與EOF1近似的分布格局，受PDO影響中緯度地區(qū)呈現(xiàn)與EOF2近似的分布格局；1990年代初，ECP受AMO影響呈現(xiàn)與EOF1近似的分布格局。

圖5基于AMO（a）、DMI（b）、PDO（c）、PC1（d）、PC2（e）重建及觀測（f）的ECP的緯度-時間剖面圖單位：mm/d。

5 不同海區(qū)海溫對ECP年代際變化的影響機(jī)制

為了進(jìn)一步揭示ECP年代際變化主模態(tài)與海溫變化之間的聯(lián)系機(jī)制，選取與PC1、PC2相關(guān)性相對更穩(wěn)定的DMI及PDO指數(shù)以及PC1、PC2回歸大氣環(huán)流場。由圖6a可知，由PC1回歸得到的500 hPa高度場中存在一個源起大西洋的波列，包括自歐亞大陸的異常反氣旋中心，烏拉爾山脈附近的異常氣旋中心，蒙古高原以及中國北方的異常反氣旋中心，這種波列分布近似于傳統(tǒng)的歐亞波列（EU波列）[44]。作為波列的一部分，黃河流域及以北為異常的反氣旋中心，而黃河以南為異常的氣旋中心，這就導(dǎo)致低層（850 hPa）的南風(fēng)異常，夏季風(fēng)增強(qiáng)，水汽被輸送到北方（圖7a，見下頁），進(jìn)而中國北方降水增加，南方降水減少，與EOF1的特征一致。前人的研究也指出亞洲大陸“絲綢之路”遙相關(guān)會對東亞夏季風(fēng)起到調(diào)制作用，使得東亞夏季風(fēng)增強(qiáng)，進(jìn)而中國北方降水增加，而南方降水減少[45]。而從DMI回歸的高度場中則看不到這樣的波列（圖略），考慮到氣候變暖對DMI的影響，將原指數(shù)的11年滑動平均值標(biāo)準(zhǔn)化距平序列減去北半球溫度變化11年滑動平均的標(biāo)準(zhǔn)化距平序列，得到IDMI-T指數(shù)，進(jìn)而回歸500 hPa高度場。由圖6c及圖7c可知，利用IDMI-T回歸的高度場變化及環(huán)流場與PC1回歸得到的結(jié)果非常一致，EU波列特征明顯，進(jìn)一步證實了DMI的年代際變化對EOF1的顯著影響。從PC2回歸的高度場變化來看（圖6b），與PC1回歸的高度場變化剛好相反，源起自北大西洋的波列，烏拉爾山脈附近為異常反氣旋中心，蒙古高原以及中國北方為異常氣旋中心，黃河以南為異常的反氣旋中心。這種高度場異常同時也會導(dǎo)致中國東部低層（850 hPa）的北風(fēng)異常（圖 7b），夏季風(fēng)減弱，進(jìn)而雨帶偏南。由前人的研究可知，當(dāng)東亞夏季風(fēng)減弱時，長江流域的降水增加，而華北及華南的降水減少[46-49]，這與EOF2的分布型一致。同時，從PDO回歸的高度場來看（圖6d），整個中國東部地區(qū)為高度場正異常，進(jìn)而下沉氣流增強(qiáng)。且PDO回歸的環(huán)流場（圖7d）與PC2回歸的結(jié)果近似，進(jìn)一步證實了PDO的年代際變化對EOF2的顯著影響。

圖 6 基于 PC1（a）、PC2（b）、IDMI-T（c）及 PDO（d）回歸的 500 hPa高度場 單位：位勢什米。黑色打點區(qū)域表示通過了a=0.05的顯著性檢驗。

6 結(jié)論與討論

北半球氣溫在1976年及1993年發(fā)生了明顯的年代際轉(zhuǎn)折，在這樣的背景下，中國東部夏季降水（ECP）也發(fā)生了明顯的年代際變化：1970年代末，長江流域降水明顯增加；1990年代初，ECP呈現(xiàn)“南澇北旱”格局。此外，印度洋偶極子（DMI）、太平洋年代際振蕩（PDO）及大西洋多年代際振蕩（AMO）也在這兩個時段發(fā)生了明顯的年代際變化：1970年代末，DMI指數(shù)發(fā)生年代際減少，PDO指數(shù)出現(xiàn)年代際增長；1990年代初，AMO指數(shù)及DMI指數(shù)均出現(xiàn)年代際增長。通過分析不同海區(qū)的海溫與ECP的年代際變化EOF分解前兩個模態(tài)的相關(guān)性及不同海區(qū)海溫對前兩個模態(tài)的影響范圍及程度，可以得到如下結(jié)論。

圖 7 基于 PC1（a）、PC2（b）、IDMI-T（c）及 PDO（d）回歸的 850 hPa風(fēng)場 單位：m/s。

（1）ECP在1970年代末在低緯地區(qū)主要呈現(xiàn)EOF1正位相的變化特征，而在中緯地區(qū)主要呈現(xiàn)EOF2正位相的變化特征。由各海溫指數(shù)在1970年代末的位相變化及其與PC1、PC2的相關(guān)關(guān)系可知1970年代末ECP的年代際變化可能受DMI及PDO影響顯著。1990年代初ECP實際的年代際轉(zhuǎn)折特征與EOF1的負(fù)位相分布非常一致。由各海溫指數(shù)在1990年代初的位相變化及其與PC1的相關(guān)關(guān)系可知1990年代初ECP的年代際變化可能受AMO及PDO影響。

（2）AMO、DMI與PC1重建的緯向平均ECP的年代際變化分布型相近，最突出的表現(xiàn)為1970年代末ECP發(fā)生年代際減少，而在1990年代初進(jìn)入年代際增長階段，且AMO、DMI對ECP影響的主要區(qū)域在低緯地區(qū)；而PDO與PC2重建的緯向平均ECP分布型相近，于1970年代中后期開始進(jìn)入年代際偏多階段，而在1990年代初進(jìn)入年代際偏少階段，且PDO的年代際變化對于ECP的影響范圍集中在中緯度地區(qū)。

（3）由除去變暖影響的DMI及PC1回歸得到的500 hPa高度場中發(fā)現(xiàn)源起大西洋的波列，中國北方地區(qū)為異常的反氣旋、黃河以南為異常的氣旋所控制，導(dǎo)致低層的南風(fēng)異常加強(qiáng)，水汽被輸送到北方，使中國北方降水增加，南方降水減少。在PDO和PC2回歸的高度場中，黃河以南為異常的反氣旋控制，導(dǎo)致中國東部低層的北風(fēng)異常增強(qiáng)，水汽在長江流域輻合，長江流域降水增加，而華北和華南降水減少。

本文針對各海溫指數(shù)與PC1、PC2的相關(guān)關(guān)系分析，及其利用他們重建的降水分布格局與實際的ECP分布格局的差異可知：1970年代末，ECP受DMI影響低緯地區(qū)呈現(xiàn)與EOF1近似的分布格局，受PDO影響中緯度地區(qū)呈現(xiàn)與EOF2近似的分布格局；1990年代初，ECP受AMO影響呈現(xiàn)與EOF1近似的分布格局。但這個結(jié)論只基于統(tǒng)計結(jié)果，并未對其作用機(jī)制進(jìn)行分析，仍需利用模式診斷方法對這一部分進(jìn)行加強(qiáng)。此外，已有研究指出東亞夏季風(fēng)自1990年代初期以來開始增強(qiáng)[1,6,47-53]，且隨著東亞夏季風(fēng)年代際的恢復(fù)增強(qiáng)，中國東部雨帶出現(xiàn)北移[47]，且認(rèn)為東亞夏季風(fēng)的年代際增強(qiáng)與海溫的年代際變化有關(guān)[46,54]，但是本文并未定量分析這種海溫通過影響季風(fēng)環(huán)流進(jìn)而影響ECP的效應(yīng)，這種效應(yīng)是否顯著，物理機(jī)制是什么，仍需做更深入的研究。