ENSO与中国夏季降水的联系：冬季QBO的调制作用

刘楚薇，饶建,2，吴志文，胡家晖，马小涵，刘韵雯，王博

（1.南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏南京210044;2.中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，北京100029；3.古浪县气象局，甘肃武威733100）

1 引 言

中国夏季降水表现出很强的年际变率，在诸多的影响因子中厄尔尼诺(El Niño)备受关注。例如，1998年和2016年夏季受超级El Niño的影响，我国长江流域发生了较严重的洪涝灾害,多地发生特大暴雨[1-2]。厄尔尼诺-南方涛动(El Niño-Southern Oscillation,ENSO)是热带太平洋地区海气系统年际变率的主导信号，但它也可通过影响菲律宾附近的对流活动激发出亚洲-太平洋(East Asia-Pacific,EAP)波列，进一步调制我国夏季降水[3]。ENSO的不同阶段对我国夏季降水也有截然不同的影响。例如，金祖辉等[4]、黄荣辉等[5]研究表明，当El Niño事件处于发展(衰减)阶段时，江淮流域夏季降水偏多(少)。Wang等[6-7]的研究表明，在El Niño成熟阶段之后，热带西北太平洋上空激发出异常反气旋，加强了夏季风对水汽的输送，我国东部锋面降水增多。关于此异常反气旋环流的形成，后续的研究也指出，印度洋的海洋表面温度(Sea Surface Temperature,SST)增暖导致Walker环流的改变，使得热带西太平洋降水减少，从而也可在冬季和春季西北太平洋激发出异常反气旋[8-9]。最近研究还发现，当夏季热带印度洋处于异常偏暖(冷)时，南亚高压增强(减弱)且中心南移(北移)[10-12]，而南亚高压与我国夏季降水和环流的变化密切相关。但是由于其他强迫因子的协同作用、气候态的年代际转折以及ENSO的非对称非线性特性[13-14]，ENSO与中国夏季降水的关系表现出不稳定的特性[15-17]。例如，Karori等[18]的研究指出，暖ENSO(即El Niño)对长江流域的降水有正的影响，对华南降水有负的影响；而冷 ENSO(即La Niña)的影响却不显著。此外，ENSO与东亚季风的关系表现出非常显著的年代际变化，这主要与太平洋年代际振荡的位相转换有关[19-24]。此外，ENSO冷暖位相与热带季节内振荡(Madden-Julian Oscillation,MJO)有一定关联。严欣等[25]的研究表明，当夏季MJO在太平洋(印度洋)持续活跃时，易于激发暖(冷)ENSO事件。很有必要探究ENSO影响中国夏季降水异常关系不稳定性的其他原因。

正如ENSO作为热带海洋-对流层耦合系统的主导变率，平流层准两年振荡(Stratospheric Quasi-Biennial Oscillation,QBO)是热带平流层年际变化的主要模态。QBO现象虽然只发生在热带，但是它能通过多种途径调制热带以外区域环流[26-28]，从而对全球天气和气候产生不可忽略的影响。事实上，已有研究指出我国夏季降水存在着准两年周期振荡[29-31]。李崇银等[32-33]研究指出，QBO可以影响我国区域降水，如QBO由东(西)风向西(东)风的转换时，黄河中下游降水偏多(少)。廖荃荪等[34]研究也指出QBO为西(东)风位相时，7月雨带位置偏北(南)。Zheng等[35]研究了QBO对南海季风的影响，结果表明当QBO处于西(东)风位相时，南海季风相对较弱(强)。

对QBO与ENSO的协同作用这一科学问题，前人也已经做了一定的探索性工作。Richter等[36]借助一个中层大气环流模式，分析了QBO与ENSO对平流层爆发性增温 (Stratospheric Sudden Warmings,SSW)的影响并指出QBO或ENSO单独作用时SSW的发生频率并无变化；但是当同时去除QBO和ENSO两个强迫时，SSW的发生频率明显减少。再如，Xue等[37]在研究ENSO与南亚高压之间的联系时指出，QBO东风位相时，ENSO与南亚高压之间的联系更紧密，且ENSO的大气桥效应更显著，印度洋夏季海盆一致增暖更强。这些研究结果都表明在研究ENSO的区域与全球气候效应时，都需要考察QBO的调制作用。观测的ENSO事件和QBO事件在很多情况下会有位相重合[38]，然而仍有很多情况二者位相配置是不重合的。

将气候系统中最为主导的两个年际变率模态结合并探讨我国夏季气候响应的研究仍不多见。本文试图研究QBO与ENSO不同配置时我国夏季降水响应情况，揭示中国夏季降水异常的可能原因。本文第2部分给出研究所用到的资料和方法；第3部分探究了ENSO与QBO不同配置与中国夏季降水之间的联系；第4部分论述了ENSO和QBO不同配置下SST及风场的演变；第5部分探究了ENSO和QBO不同配置下的环流响应；最后一部分给出全文总结与讨论。

2 资料和方法

2.1 资 料

本文用到的QBO指数数据来自于德国柏林自由大学(http://www.geo.fuberlin.de/en/met/ag/strat/produkte/qbo/qbo.dat)；所用的SST数据由英国气象局哈德来中心(HadISST)[39]提供；ENSO指数(Niño3.4)由美国气候预测中心(CPC)提供。为了诊断不同ENSO与QBO配置下大气环流特征，本文还使用了由美国环境预报中心(NCEP)和美国大气研究中心(NCAR)联合研发的第一套再分析资料，所用的气象变量包括高度场、水平二维风场和比湿等，时间跨度截取为1961—2016年，其分辨率均为2.5°×2.5°。其中高度场和风场有17层(1 000～100 hPa)，比湿有 8 层(1 000～300 hPa)，更详细的资料说明可以参考文献[40]。

为了进一步探究ENSO与QBO不同配置时夏季降水特征，我们还使用了中国气象局整编的台站降水资料，时间跨度为1961—2014年，共54年，分辨率为0.5°×0.5°。为证实该资料的真实性和结论的可靠性，本文还使用了全球降水气候中心(GPCC)提供的全球陆地月平均降水资料[41]，该资料的水平分辨率同样为0.5°×0.5°。这两套降水资料已被广泛应用于中国降水年际变化的研究[42-43]。

2.2 方 法

本文QBO指数取为30 hPa赤道地区(5°S～5°N)平均纬向风，定义冬季平均的QBO指数大于5 m/s为西风事件(WQBO)，小于-5 m/s为东风事件(EQBO)。对于ENSO事件，定义冬季平均的Niño3.4(170～120 °W,5 °S～5 °N)指数大于 0.5倍标准差 (σ=0.84℃)的年份为El Niño年，小于-0.5倍标准差的年份为La Niña年。基于此标准，本文分析了 1961—2014年期间 QBO指数与Niño3.4指数极端配置并列入表1，分为QBO西风 /El Niño(WQBO-El)、QBO 西 风 /La Niña(WQBO-La)、QBO 东 风 /El Ni ño(EQBO-El)与QBO东风/La Niña(EQBO-La)。本文进一步将所挑选的年份分为ENSO发展年和ENSO衰减年两种情况(表1中斜线前数字为发展年，斜线后数字为衰减年)，对应的夏季记为ENSO发展年夏季和ENSO衰减年夏季。

为进一步探究ENSO不同阶段降水响应特征，本文对于以上四种配置下ENSO发展年和衰减年夏季降水及其有关的环流异常进行合成分析。当地面蒸发量和水汽扩散对水汽变化的贡献较少时，整层水汽通量辐合(辐散)异常往往与降水偏多(偏少)有关，所以本文还计算了整层大气的水汽通量散度以表明大气环流对降水的影响，积分层次为1 000～300 hPa。此外，本文还采用了t检验等统计方法。

3 ENSO和QBO与中国夏季降水异常的联系

3.1 ENSO与QBO指数的正交关系

图 1为 1961—2016年冬季 Nño3.4指数和QBO指数时间序列。本文定义的12月—次年2月的冬季为12月所在年份的冬季。通过Niño3.4指数(图1a)和QBO指数(图1b)逐年对比发现，两者并无显著相关关系。QBO指数表现出明显的准两年周期。在1961—2016年的55年中，平流层西风位相24年，东风位相22年。在西风位相的24年中，有 6 年为 El Niño 年，有 8 年为 La Niña年。在东风位相的22年中，有11年为El Niño年，有8 年为 La Niña年。其中，强 El Niño年中的1972/1973、1982/1983年为西风位相，同为强El Niño 年的 1991/1992、1997/1998、2015/2016 年则为东风位相 。 强 La Niña年 的 1970/1971、1975/1976、1998/1999、2007/2008 年均为西风位相，同为强 La Niña 年的 1973/1974、1988/1989、1999/2000年则为东风位相，而2010/2011年平流层风向则为中性位相。

图1 冬季 Niño3.4(170～120 °W,5 °S～5 °N)指数(a，单位:℃;参考线:0和±0.5倍标准差)与冬季QBO 指数(5 °S～5 °N,50 hPa)时间序列(b，单位:m/s;参考线:0和±5)

图2 给出了冬季平均的 Niño3.4和QBO指数的散点图，图中的点在各个象限中大致均匀分布，在一般情况下，QBO与ENSO之间并不具有显著的线性相关关系。经计算，QBO与ENSO线性相关系数仅为-0.041，没有通过显著性检验，证明了QBO与ENSO并无明显线性关系。根据ENSO和QBO的象限分布，挑选出它们的极端配置(表 1)。

图2 冬季平均的 Niño3.4(纵坐标，单位：℃)和冬季平均的QBO(横坐标，单位：m/s)指数散点图

3.2 ENSO与QBO不同配置与中国夏季降水之间的联系

图3 给出了QBO与ENSO不同配置时，ENSO发展年夏季(图3a1～图3d1)与衰减年夏季(图3a2～图3d2)的台站降水异常场。QBO西风位相的El Niño发展年夏季(图3a1)，沿江流域、青藏高原及其以东、东北大部和山东半岛降水异常偏少，而华南沿海降水则异常偏多。从低层异常风场来看，日本东南洋面有异常反气旋环流，此异常反气旋西南侧的东南风和陆地异常东北风以及来自孟加拉湾的异常西南风恰好在华南沿海相遇，形成有利于低层异常辐合的环流形势，与华南降水正异常吻合。比较而言，在El Niño衰减年夏季(图3a2)，长江中下游沿岸、华北、东北为降水偏多，而青藏高原、山东半岛和东南沿海出现了显著的降水负异常。受到菲律宾异常反气旋西北侧异常西南气流的影响，江淮流域出现了降水正异常，正异常中心比发展年夏季(图3a1)偏北。受到湿润的异常偏东风影响，东北和华北降水明显偏多。

QBO西风位相的 La Niña发展年夏季(图3b1)，高原东部和江淮流域出现了显著的降水正异常，而华北、东北北部以及华南地区呈明显的降水负异常。日本以南洋面有异常气旋环流，其北侧异常偏东气流加强了水汽输送，使得黄河以南和长江以北地区降水偏多。在La Niña衰减年夏季 (图3b2)，青藏高原东部、长江流域都出现了较明显的降水负异常，此时我国东南沿海及临近海域上空有弱异常气旋环流，东南沿海降水异常并不显著。

QBO东风位相的 El Niño发展年夏季(图3c1)，长江以北较常年明显偏旱，以南偏涝，较强的降水正异常也出现在东北地区。此时，日本以南海域上空有一异常反气旋。在El Niño衰减年夏季(图3c2)，菲律宾东北侧海洋上有异常反气旋，强度较图3a2弱。长江与黄河之间区域为显著的正降水异常响应，与其北侧的偏北风异常以及其南侧的偏南风异常在该地辐合相对应。相比之下，华南降水依然偏少。

QBO东风位相的La Niña发展年夏季 (图3d1)，长江以南地区及京津冀地区降水为显著的正异常；我国西南、淮河流域和东北呈明显的负异常，此时菲律宾以东洋面有较强异常反气旋。在La Niña衰减年夏季(图3d2)，华北地区出现了降水负异常，而南方沿海和东北地区也为降水负异常。菲律宾东北洋面上对应着较强的气旋式环流异常，中国东部地区整体上为北风异常占据，因而整体偏旱。

El Niño发展年夏季，全国范围内雨量偏少区域整体超过雨量偏多区域；长江中下游区域雨量偏少，多雨带位于江淮之间。而在El Niño衰减年夏季，降水分布则相反，长江及江南地区雨量偏多，其南北两侧雨量偏少。这与金祖辉等[4]得出的结论基本一致。相比而言，我国夏季降水异常与La Niña事件联系就没那么显著，表现出非对称性。Wang等[6]研究指出，西北太平洋异常气旋(反气旋)的形成，将ENSO事件对我国气候的影响持续到衰减年春夏季。而QBO不同位相时该异常反气旋(气旋)位置和强度有显著差异。QBO东风位相时，El Niño(La Niña)发展年夏季，菲律宾异常气旋(反气旋)强度更强，位置更偏西偏北；而在衰减年夏季，菲律宾异常反气旋(气旋)强度更弱(强)，位置更偏东。

为了保证上述结论的可靠性，我们进一步给出全球气候中心降水资料的合成结果(图4)，两套资料中降水异常值的空间分布大致相同。由此得出ENSO是影响我国夏季降水时空分布的重要因子，而QBO可能会影响ENSO冷暖位相时西北太平洋异常反气旋(气旋)的强度、范围和位置，从而影响我国降水的时空分布。说明QBO与ENSO对我国夏季降水，特别是南方降水的协同调制作用确实存在，有必要研究二者不同配置时降水异常响应特征和具体的物理过程。

图3 ENSO发展年夏季(a1～d1)与衰减年夏季(a2～d2)台站降水异常场(阴影，单位：mm/mon)以及850 hPa风场(矢量,单位:m/s) a.WQBO-El;b.WQBO-La;c.EQBO-El;d.EQBO-La。黑线标出了降水异常通过0.10显著性检验。

图4 同图3，但降水数据源自全球降水气候中心月降水合成数据

鉴于整层积分的水汽通量散度与降水往往有很好的对应关系[44]，图5给出了整层积分水汽通量散度异常。为了说明方便，这里的水汽通量散度在积分前(▽·qV→)已经作了逆号处理(-▽·qV→)。在El Niño 发展年夏季(图 5a1、5c1)，异常水汽辐合主要集中在华南地区，有利于降水偏多；而长三角地区则表现为异常的水汽辐散，这与降水负异常对应。在 El Niño 衰减年夏季(图 5a2、5c2)，江淮流域有水汽通量辐合异常，与江淮流域降水正异常对应。El Niño对中国夏季整层积分水汽通量散度的影响受到QBO的调制。具体而言，在El Niño发展年，QBO西风位相时整层积分水汽通量异常辐合的区域呈明显的纬向型分布(图5a1)，而QBO东风位相时呈经向型(图5c1)。在El Niño衰减年，QBO西风位相时整层积分水汽通量散度异常辐合呈现出东北-西南走向，而在QBO东风位相主要沿长江流域呈带状分布，这些差异可能与副热带高压的形态有关。在La Niña发展年夏季，QBO不同位相下，长江以南水汽通量散度异常反号(图5b1、5d1)。在La Niña衰减年，QBO不同位相下，异常水汽辐合区基本相同；相比之下，东风位相时长江以南地区异常辐合区正异常范围更大(图5b2、5d2)。

图5 同图3，但为大气整层积分(1 000～300 hPa)的水汽通量散度异常(单位：mm/mon)

4 ENSO和QBO不同配置下SST及环流异常响应

4.1 ENSO和QBO不同配置SST异常演变

图6给出了QBO与ENSO在不同配置时，ENSO发展年6月到衰减年8月，赤道SST异常和850 hPa风场的纬向-时间演变图。在El Niño(La Niña)事件发展阶段，赤道中东太平洋异常西风(东风)不断加强，SST正(负)异常不断发展，覆盖范围有所扩大；伴随异常西风(东风)达到最强，El Niño(La Niña)事件也达到成熟阶段。进入衰减阶段，西风(东风)异常减弱，El Niño(La Niña) 事件逐渐衰减，赤道中东太平洋正(负)SST异常逐渐转为负(正)。

对于El Niño事件而言，QBO西风位相(图6a)时赤道中东太平洋西风异常和SST正异常均比QBO东风位相(图6c)时更强，但SST正异常衰减更迅速。在赤道西太平洋，QBO西风位相时SST在整个演变过程中主要呈现负异常，发展年受异常西南风控制，而衰减年异常风速较小；QBO东风位相时在发展阶段SST均呈负异常，西南风异常主导，盛期过后SST异常出现逆号，盛行东北风。El Niño发展阶段，QBO西风位相时热带印度洋SST异常为西正东负的偶极型，在El Niño成熟阶段，东印度洋被较强东风控制，海温一致增暖；而QBO东风位相时，赤道印度洋海温在整个El Niño事件演变阶段均为SST正异常，东印度洋为异常东风主导。

对La Niña事件而言，QBO不同位相时赤道中东太平洋异常西风差异较小；相较QBO东风位相(图6d)，西风位相时(图6b)SST负异常衰减更慢。在La Niña发展阶段，QBO西风位相时赤道西太平洋受异常东风控制，SST呈现正异常；La Niña盛期以后，异常西风减弱并转为异常东风，SST正异常逐渐逆号；QBO东风位相时西太平洋SST在整个La Niña事件的演变中均呈现正异常。QBO西风位相时赤道印度洋SST基本为负异常；而东风位相时赤道印度洋在La Niña发展年SST无明显扰动，衰减年SST为较弱负异常。

可见 QBO 不同位相对 El Niño(La Niña)事件期间热带各海域SST异常和低层风场有调制作用。相比较于QBO西风位相，QBO东风位相时整个 El Niño(La Niña)事件期间，中东太平洋 SST正(负)异常更弱(强)，西太平洋 SST 负(正)异常持续时间更短(长)，印度洋SST正(负)异常却持续更久(短)。赤道太平洋和印度洋的SST异常通过影响垂直环流和对流加热，激发出异常的波列，改变东亚的大气环流，从而对东亚的气候产生显著影响。

图6 赤道(5 °S～5 °N)SST(阴影，单位：℃)与 850 hPa风场(矢量，单位：m/s)异常的经度-时间演变

4.2 ENSO和QBO不同配置纬向环流响应

图7给出了QBO与ENSO在不同配置时，ENSO发展年夏季、成熟位相冬季及衰减年夏季赤道异常垂直速度。在El Niño(La Niña)事件发展年夏季(图7a1～图7d1)，西太平洋为异常下沉(上升)支；中东太平洋为异常上升(下沉)支；印度洋上空的纬向垂直环流不明显。在El Niño(La Niña)事件成熟期冬季(图 7a2～图 7d2)，赤道印度洋和太平洋的纬向垂直环流圈反向，吴国雄等[44]将其称为“齿轮耦合”，齿轮啮合点在印度尼西亚群岛附近。ENSO暖(冷)事件时啮合点附近西太平洋异常下沉 (上升)，赤道印度洋和中东太平洋异常上升 (下沉)。在El Niño事件衰减年夏季 (图7a3、7c3)，啮合点东移，赤道印度洋和西太平洋异常上升受到QBO的调控而明显不同；而在La Ni ña事件衰减年夏季(图7b3、7c3)西太平洋异常上升，印度洋和中东太平洋异常下沉。

El Niño事件发展年夏季和成熟年冬季，与QBO西风位相相比 (图7a1、7a2)，东风位相 (图7c1、7c2)时太平洋异常上升支位置更偏东，高层异常东风偏东；印度洋低层异常东风更强盛；在衰减年夏季，QBO东风位相时(图7c3)相比较于西风位相(图7a3)，赤道东印度洋的异常上升支更浅。在La Niña事件发展年夏季，QBO两个位相差别不明显(图7b1、7d1)；在成熟年冬季和衰减年夏季，相比较而言，QBO东风位相时西太平洋中低层异常东西风辐合上升更强(图 7b2、7d2、7b3、7d3)。

图7 ENSO 发展年夏季(a1～d1)、成熟位相冬季(a2～d2)及衰减年夏季(a3～d3)赤道(5 °S～5 °N)垂直速度(ω)异常高度-经度分布 a.WQBO-El;b.WQBO-La;c.EQBO-El;d.EQBO-La。阴影区标出了异常通过0.10显著性检验的区域。

赤道印度洋和太平洋的纬向垂直环流主要受ENSO影响，但QBO的调制作用明显。El Niño(La Niña)事件发展年夏季，QBO 东(西)风位相时，赤道东太平洋异常上升(下沉)支更深厚。El Niño事件衰减年夏季，海洋大陆的异常上升强度在QBO东风位相时要比西风位相浅；La Niña受QBO的调制仍不清晰。最新研究也表明，在QBO的东风位相时热带深对流趋于增强，具体的物理机理还有待进一步的研究[46-48]。

5 ENSO和QBO不同配置下东亚环流系统响应

5.1 太平洋副热带高压响应特征

西北太平洋副热带高压是影响我国夏季降水异常的关键系统，也是联系东亚夏季降水对ENSO响应的纽带。为比较QBO不同位相下，ENSO对副高的影响差异，图8首先给出了ENSO发展年和衰减年夏季低层环流异常场。El Niño发展年夏季(图8a1、8c1),菲律宾以东洋面为负高度异常。QBO西风位相时，负异常区域更大并向西北延伸至我国东南沿海，而东亚为正高度异常；QBO东风位相时东亚环流异常分布类似，但菲律宾海移动洋面的高度负异常偏弱。El Niño衰减年夏季(图8a2、8c2)，西北太平洋为显著的高度正异常；QBO西风位相时正异常更强。La Niña发展年夏季(图8b1、8d1)，菲律宾以东洋面上空为弱正异常，且QBO东风位相时正异常更显著。在La Niña衰减年夏季(图8b2、8d2)，菲律宾海上空为负高度异常，且QBO东风位相时，负异常更强更显著。因此，QBO对ENSO的调制在其衰减年夏季更为明显；比较而言，QBO西(东)风位相下的El Niño(La Niña)衰减年夏季的西北太平洋正 (负)高度比QBO东(西)风位相强。

图8 ENSO发展年夏季(a1～d1)与ENSO衰减年夏季(a2～d2)850 hPa高度异常 等值线单位：gpm。a.WQBO-El;b.WQBO-La;c.EQBO-El;d.EQBO-La。灰色阴影为地形海拔高度超过1 500 m的区域，打点区的高度异常超过0.10的显著性检验。

与此同时，我们还考察了夏季太平洋副热带高压范围的变化(图9)，它给出了ENSO发展年与衰减年夏季850 hPa上1 520 gpm等高线的分布。在El Niño发展年夏季(图9a)，QBO西风位相时太平洋副热带高压与气候态接近一致，QBO东风位相时副热带高压西伸北抬。在La Niña发展年夏季 (图9a)，QBO西风位相时副热带高压西伸至大陆，QBO东风位相时副热带高压的位置偏南但略微西伸。在El Niño衰减年夏季(图9b)，QBO西风位相时副热带高压西伸至大陆，QBO东风位相时副热带高压向西伸展不明显。在La Niña衰减年夏季 (图9b)，QBO西风位相时副热带高压范围显著缩小，QBO东风位相时副热带高压略微东撤。

副热带高压的空间分布与高度异常分布相吻合，即QBO的调制作用主要体现在ENSO衰减年夏季。El Niño(La Niña)衰减年夏季，QBO 东风位相时副热带高压海洋上覆盖范围较QBO西风位相小(大)，位置更偏南(北)偏西(东)。

图9 ENSO发展年(a)与衰减年(b)夏季850 hPa太平洋副热带高压(1 520 gpm)的范围与位置

5.2 南亚高压响应特征

南压高压辐散强度对我国夏季降水也有显著影响，图10给出了合成的ENSO发展年与衰减年夏季100 hPa南亚高压的范围与位置。在El Niño(La Niña)发展年夏季，南亚高压的面积和活动范围与气候态十分接近 (偏小)，QBO的调制作用非常弱(图10a)。然而，在ENSO衰减年夏季，南亚高压范围较多年气候平均态明显偏大(小)，同时受到QBO的显著调控作用(图10b)。具体而言，在El Niño衰减年夏季，QBO东风位相时南亚高压面积与QBO西风位相接近，但前者更加偏西,而后者更偏东；在La Niña衰减年夏季，QBO东风位相时南亚高压面积与QBO西风位相相比有明显收缩。在气候态上，南亚高压北侧是西风急流所在位置，南亚高压东侧为偏南气流，在南亚高压东北侧形成很强的辐散形势。可见，El Niño发展年夏季，QBO西风位相时高空辐散形势更加偏东，有利于长江流域降水偏多；La Niña发展年夏季，QBO东风位相时，南亚高压范围明显偏小，不利于出现大范围的降水正异常出现。本文结果与Xue等[36]研究结果略有不同，这可能与研究资料长度有关，Xue等[36]所用资料为1979—2013年，而本文为1961—2014年。

图10 ENSO发展年(a)与衰减年(b)夏季100 hPa南亚高压(16 800 gpm)的范围与位置

6 总结与讨论

本文研究了ENSO和QBO四种配置下对应的ENSO发展年和衰减年夏季中国降水异常的分布特征，并根据海温异常演变特征及大气环流响应情况探究不同配置影响中国夏季降水的机理。研究结果表明，1960—2016年期间ENSO和QBO在年际尺度上无明显相关关系 (相关系数为-0.041。但不同ENSO与QBO配置下，我国夏季降水异常空间分布特征明显不同。

QBO西风位相时，El Niño发展年夏季我国整体偏旱，而华南偏涝；衰减年夏季，华南、华东偏旱，东北、长江中下游地区偏涝。QBO西风位相时，La Niña发展年夏季我国东部降水异常呈负-正-负的分布；衰减年夏季，东南沿海偏涝。QBO东风位相时，El Niño发展年夏季长江以北偏旱，以南偏涝；衰减年夏季，我国东部降水异常呈负-正-负分布。QBO东风位相时，La Niña发展年夏季，长江中下游地区偏涝，江淮和华南南部偏旱；在衰减年夏季我国东部沿海偏涝。

ENSO是影响我国夏季降水年际变率的重要外部因子，而QBO通过影响菲律宾异常气旋(反气旋)的位置和强度调制ENSO与中国夏季降水异常的关系。相同QBO位相下，ENSO衰减年受到的调制作用明显强于ENSO发展年受到的调制作用。QBO 西(东)风位相时，El Niño(La Niña)衰减年菲律宾异常反气旋(气旋)强度更强，位置更偏东。QBO的这种微调作用主要与高层稳定度的变化有关，在QBO东(西)风位相，根据热成风原理赤道平流层温度往往偏冷(暖)，层结不稳定加强(降低)，有(不)利于对流向高层发展，因此 La Niña(El Niño)衰减年夏季西北太平洋对流愈发活跃(不活跃)，激发的低(高)压响应也更强。

此外，QBO对ENSO事件期间赤道SST异常和低层风场演变有显著影响。相比QBO西风位相，QBO 东风位相时 El Niño(La Niña)期间的中东太平洋SST正(负)异常更弱(强)，西太平洋SST负(正)异常持续时间更短(长)，印度洋SST正(负)异常持续时间更长(短)。

大气环流响应在不同的配置下也有明显不同。相比之下，QBO对ENSO发展年夏季纬向垂直环流的调制较弱。El Niño(La Niña)衰减年夏季，QBO西(东)风位相时，赤道西太平洋异常下沉(上升)运动相比QBO东(西)风位相更强。QBO对西太平洋副热带高压和南压高压的影响在ENSO衰减年夏季更为明显。El Niño(La Niña)事件衰减年夏季，QBO西(东)风位相时西北太平洋正(负)高度异常相比QBO东(西)风位相更强，使得副高范围更大(小)；同时南亚高压位置明显偏东(西)，有利于长江流域降水偏多(少)。

需要说明的是，由于观测资料时间长度有限，以上所得结论有待更加充分的论证。有必要借助数值模式长时间积分结果，进一步检验ENSO和QBO不同配置时中国降水响应的变化特征和时空分布；同时，进一步探究两者对中国夏季降水调控的机理。