我国南方夏季降水异常及其成因的研究一直是国内外学者关注的重点问题之一.东亚夏季风(EASM)和西太平洋副热带高压(简称西太副高)等低纬度环流系统是影响我国南方夏季降水的直接因素(于星, 2001).厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)(Wang et al., 2008a; Ren and Jin, 2011)、印度洋偶极子(IOD)以及青藏高原及欧亚大陆积雪等外强迫因子通过改变经向、纬向温度梯度来影响EASM的强弱、导致西太副高等天气系统和环流形势异常，最终造成我国南方夏季降水的雨带位置及强度异常，甚至发生极端旱涝事件(Webster and Fasullo, 2003; 王同美和吴国雄, 2008; 黄科, 2011; 汪卫平, 2012; Wang et al., 2012; Zuo et al., 2012; 刘伯奇和何金海, 2015).

其中，ENSO被认为是预报东亚夏季风降水年际变化的重要因子之一(Xue et al., 2015)，但其与我国夏季降水的关系并不稳定(Wang, 2002; Wu and Li, 2008).1970s之后，虽然二者的关系显著增强(王同美和吴国雄, 2008; Li et al., 2010)，但其原因是受到了春季(4—5月份)北大西洋涛动(NAO)的调制(Wu et al., 2009)，当剔除春季NAO信号之后，ENSO与EASM及我国夏季降水的相关并不显著(Wu et al., 2012).因此，我国南方夏季降水，尤其是长江中下游梅雨的形成受中高纬环流系统和欧亚地表温度的影响更为重要，并且其相互关系在近年来也显著增强(龚志强, 2009; 武炳义和张人禾, 2011; 唐佳, 2012).

代表北半球中高纬度气候年际变率主模态的北大西洋涛动(NAO)(即北大西洋上空两个大气活动中心(冰岛低压和亚速尔高压)的气压反相变化)，其前期春季位相的异常变化对东亚夏季风及后期通过影响北半球中高纬环流系我国南方夏季降水有重要影响(龚道溢等, 2002; Gong and Ho, 2003; 李崇银等, 2008; Tian and Fan, 2012).研究发现(左金清, 2011)，在年际尺度上，EASM与前期春季NAO存在显著的相关关系，1970s 中后期NAO负位相对应EASM偏弱及夏季长江中下游地区降水偏多.研究指出(Sung et al., 2006；Zuo et al., 2013)，NAO激发的北大西洋海温异常三极子，是联系春季NAO与EASM的重要桥梁.除此之外，中高纬急流轴的位置和欧亚大陆积雪在冬季NAO的正、负位相的年份也有显著的差异(Gutzler and Roses, 1992; Hurrell, 1995; 沈学顺和木本昌秀, 2007).因此，NAO通过影响北半球中高纬环流系统、导致欧亚大陆地表气温异常及北大西洋海温异常等对我国南方夏季降水造成影响.

另一方面，我国南方夏季降水异常还受到南半球中高纬大气环流的影响.其中南半球环状模(SAM)(即南半球高纬度与中纬度地区之间海平面气压反相变化)是南半球热带外环流变率的主导模态(龚道溢和王绍武, 1998; Gong and Wang, 1999; Thompson and Wallace, 2000)，其不仅对南半球气候有重要影响(Feng et al., 2010; Cai et al., 2011; Marshall et al., 2011；郑菲等, 2014)，而且通过遥相关作用对北半球相关地区的气候也产生重要影响(Liu et al., 2015).研究发现，冬季SAM通过波-流相互作用，引起热带中东太平洋对流层上层的纬向风异常(Thompson et al., 2004)，这种热带纬向风异常可激发类似太平洋-北美型的准定常罗斯贝波向北大西洋传播，引起涡动通量的异常并逐渐演化为类似NAO的模态(Song et al., 2009).另有研究发现(Zheng et al., 2015)，冬季SAM可以激发南半球副热带南北向海温双极子异常模态(SOD)，SOD持续到春季，通过波-流相互作用，改变涡度动量和热通量，使对流异常引起的经向环流传播到热带地区，从而影响北半球春季降水.另外，前春(4—5月份)SAM和我国夏季长江中下游降水也有明显相关(Nan and Li, 2003; Nan et al., 2009).机理研究表明(高辉等, 2003; 高辉, 2004; 南素兰和李建平, 2005a, 2005b; 鲍学俊等, 2006; 范可, 2006; 吴志伟等, 2006; 李建平和吴国雄, 2011a, 2011b)，SAM在正位相下，对应南半球至北半球相关海域的海温升高、或者通过影响马斯克林高压、澳大利亚高压及索马里急流等，造成东亚夏季风异常、西太副高强度及位置异常、南海水汽输送和热力异常，最终使得夏季(6—8月份)江淮梅雨异常，甚至导致极端降水事件的发生.而SAM负位相的影响结果则与此相反，对应江淮梅雨降水偏少.

通过上述分析，我们发现在影响我国南方降水的因子中，NAO和SAM是两个相对比较独立的重要物理因子，而且其影响作用伴随着二者的不同位相而差别较大.因此，在以往单因子研究的基础上，综合考虑前期春季南半球SAM和北半球NAO不同配置关系对我国南方夏季降水的协同影响，将会很有科学意义和应用价值.值得借鉴的是，Viswambharan和Mohanakumar(2014)曾研究了NAO与SAM对印度夏季风降水的综合影响，与单独因子的影响相比，其共同作用对印度夏季降水的影响更显著.本文利用合成分析的方法拟在分析前期春季NAO和SAM单独影响我国南方夏季降水特征的基础上，着重考察两个相对独立因子在不同位相配置下对我国夏季降水的影响，最后结合前人研究和本文结果探讨两种因子协同影响我国南方夏季降水的可能途径和物理机制问题.

国家气象信息中心提供了全国范围内2419个台站1979—2012年6—7月份的逐日降水观测资料.对资料进行质量控制，并剔除缺测值后，本文选取南方地区(16°N—32°N, 96°E—123°E)846个台站(图 1)的资料计算了6—7月份的累积降水量.该套资料站数密集，分布相对均匀.其次选用了前期4—5月份的NAO指数(NAOI)和SAM指数(SAMI)(Visbeck, 2009)、前期12—2月份的Niño3.4指数(http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ensoyears.html)以及同期6—7月份的HadSST海表温度格点数据、NCEP高度场、风场等再分析资料.

图 1

Fig. 1

图 1 中国南方846个气象观测站的空间分布 Fig. 1 Spatial distribution of 846 meteorological stations in southern China

本文选取4—5月份的NAOI和SAMI数据，逐年计算4—5月份的平均值，考虑1979—2012年这34年中，春季(4—5月份)SAMI和NAOI的年际变化，分别如图 2a和图 2b所示.

图 2

Fig. 2

图 2 1979—2012年4—5月份指数时间序列(点线：去除线性趋势)及9年滑动平均曲线(蓝色实线)绿色实线为±0.5σ(标准偏差). Fig. 2 Time series of indices (dotted lines) along with 9 year moving averages during April to May from 1979 to 2012 (blue solid line) Green solid line is the ±0.5σ standard deviation.

由图可见，SAMI的年际变化幅度较大，其中最大值出现在1989年，为2.3；最小值出现在1990年，为-2.6.而NAOI的波动幅度较小，仅在2008年出现极小值-2.0，2009年出现极大值1.9，其余年份的变化范围均在-1.4到1.1之间.

首先研究SAM与NAO的单独影响，分别选取±0.5个标准偏差(图 2中绿色实线)的年份作为正、负位相的偏强指数年.SAM的正、负位相偏强的年份分别表示为SAM(+)及SAM(-)；NAO的正、负位相偏强的年份分别表示为NAO(+)及NAO(-).同时，根据前期12—2月份的Nino3.4指数剔除了ENSO最强的年份：1983年和1998年.这样共选出31年(表略)，其中SAM处于偏强的正位相有11年，偏强的负位相有10年，NAO正位相偏强有13年，负位相偏强有10年，然后分别对其所对应的后期夏季(6—7月份)降水及各相关气象要素(海温、高度场及风场)作合成分析，以显示SAM和NAO的单独影响.

其次，研究SAM和NAO的协同影响，在上述挑选出的31年样本中，选出SAM和NAO同时偏强发生的年份，共14年，再按不同的位相配置划分为4组，分别表示为SAM(+)NAO(+)、SAM(+)NAO(-)、SAM(-)NAO(+)、SAM(-)NAO(-)，表 1为四种位相配置对应的年份.然后分别将四种配置所对应的夏季(6—7月份)降水及各相关气象要素再次作合成分析，最后对合成结果作双尾t检验.

表 1 Table 1

表 1 1979—2012年4—5月份平均NAO和SAM偏强指数不同位相配置年份 Table 1 Selective years of phase configuration of SAM and NAO in April and May during years with stronger indexes SAM(+) NAO(+) SAM(+) NAO(-) SAM(-) NAO(+) SAM(-) NAO(-) 1982 1993 1990 1980 1989 1995 1992 2008 1996 1994 2010 2002 2007 2009

表 1 1979—2012年4—5月份平均NAO和SAM偏强指数不同位相配置年份 Table 1 Selective years of phase configuration of SAM and NAO in April and May during years with stronger indexes

引言中已指出，在春季(4—5月份)SAM为偏强正位相的年份，我国长江中下游地区6—7月份的降水偏多，而在SAM为偏强负位相的年份，则降水偏少，同时该地区的降水异常变化还受到前期春季(4—5月份)NAO正、负位相的影响(龚道溢等, 2002; Gong and Ho, 2003; 李崇银等, 2008; Tian and Fan, 2012).图 3给出了1979—2012年春季(4—5月份)SAM和NAO处于各自的正、负位相下我国南方地区6—7月份的降水异常分布的合成结果.

图 3

Fig. 3

图 3 1979—2012年我国南方6—7月份合成的累积降水量距平(mm) 已去除线性趋势；打绿色圆点的区域为通过95%置信度检验. Fig. 3 Composite precipitation anomalies in June—July of 1979 to 2012 in southern China (mm) The linear trend is removed. The green dotted area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

由图可见，前春SAM为正位相偏强的年份(11年)，对应长江中下游平原降水出现正异常，华南沿海降水负异常，其中长江中下游地区的降水合成结果通过了95%置信度检验(图 3a)；而SAM为负位相偏强的年份(10年)，对应长江下游及江南中部降水则表现为负异常，华南沿海降水正异常(图 3b).与此相类似的是，前春NAO为正位相偏强的年份(13年)，后期夏季江南中部及东南沿海降水均为负异常(图 3c)；而在NAO为负位相偏强的年份(10年)，对应后期夏季整个南方地区降水则几乎表现为正异常(图 3d).由此可见，我国南方夏季降水的异常特征在SAM或NAO的不同位相下表现出了显著的差异.

值得注意的是，在前春SAM和NAO的不同位相配置下，我国南方夏季(6—7月份)降水并不能表现出与单独位相一致的特征，而是反映了SAM与NAO这两个因子单独作用的叠加效果，尤其体现在两个位相异号的情况.如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 1979—2012年我国南方6—7月份合成的累积降水量距平(mm) 已去除线性趋势；打绿色圆点的区域为通过95%置信度检验. Fig. 4 Composite precipitation anomalies in June—July of 1979 to 2012 in southern China (mm) The linear trend is removed. The green dotted area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

在前春SAM偏强正位相而NAO偏强负位相同时出现的年份(图 4a，1993年、1995年、1996年及2010年)，后期夏季我国南方降水呈现全区正异常，其中合成结果通过显著性水平检验的大值区主要位于长江中下游及其以南附近地区.与图 3的结果对比可知，前春SAM为偏强正位相和NAO为偏强负位相都对应后期夏季长江中下游地区降水偏多.两者位相组合，在这一地区产生协同正效应，使得降水正异常的特征更为显著.反之，在前春SAM偏强负位相而NAO偏强正位相同时出现的年份(图 4b，1990年、1992年、1994年、2002年、2007年及2009年)，后期夏季长江中下游地区降水为显著的负异常，江南丘陵以南降水正异常.同样与图 3的结果对比发现，前春SAM偏强负位相和NAO偏强正位相都对应后期夏季长江中下游地区降水偏少.两者位相配置，在这一地区的协同负效应使得降水负异常的特征更为显著.

另外两种位相配置(图 4c，4d)，虽然样本年份较少，但图中仍能反映出两种位相组合对同一地区降水影响的叠加效果.其中，前春SAM偏强正位相和NAO偏强正位相同时出现的年份(图 4c，1982年及1989年)，后期夏季长江以北及浙闽丘陵地区降水为正异常，江南中部及华南地区降水表现为显著负异常；与之相反的位相配置情况为，前春SAM偏强负位相和NAO偏强负位相同时出现的年份(图 4d，1980年及2008年)，后期夏季我国南方降水呈现(+-+)的分布特征.由此可见，这两种位相配置对我国长江中下游地区降水的影响呈现抵消效应.

综上，在前春NAO和SAM四种位相配置的年份，后期夏季我国南方降水表现出了不同的异常特征.那么，前春SAM与NAO的不同位相配置通过怎样的途径对我国南方、尤其是长江中下游夏季降水造成叠加影响，后文将探讨二者协同影响作用的可能机理.

冬春季中高纬度海洋上的海气相互作用，主要表现为大气对海洋的强迫作用(王绍武等, 2005).以往的研究表明，北大西洋海温三极子(“+-+”)或三极子型反向(“-+-”)模态的形成受局地上方同期NAO型的环流异常所控制(Deser and Timlin, 1997; 周天军等, 2006).从前期冬季持续到春季的北大西洋海温异常三极子模态，对应后期长江中下游夏季梅雨降水偏多；而三极子反向模态则对应长江中下游夏季降水偏少(Gu and Wang, 2009).另有研究指出，1970s中后期，夏季NAO与我国北方夏季降水关系增强(Sun and Wang, 2012).而前期春季(4—5月)NAO与EASM的相关关系也具有明显的年代际变化特征，即在1970s中后期发生了由负相关到正相关的转变.原因是，在1970s之前，前期冬季(12—3月份)北大西洋涛动-海温异常(NAO-SSTA)三极子耦合模对后期春季(4—5月份)NAO-SSTA三极子耦合模具有显著影响；而1970s之后，春季(4—5月份)NAO强迫的北大西洋海温异常受前期冬季NAO的影响不明显，且海温异常从春季到夏季具有记忆性，夏季北大西洋海温异常主要受其春季持续性的影响，与同期夏季NAO的相关性较小(左金清, 2011).另一方面，南素兰等(2005)的研究指出，当春季(4—5月份)SAMI为正异常时，南印度洋中高纬海域海温偏高，并且这种海温异常可以从春季持续到夏季，进而传播到阿拉伯海、孟加拉湾及我国的南海海域；而在SAMI为负异常时，南印度洋中高纬海域海温则偏低.

借鉴上述研究，本文分析了春季(4—5月份)NAO和SAM在各自异常偏强的年份，后期夏季(6—7月份)海温场的合成特征.结果如图 5所示.

图 5

Fig. 5

图 5 1979—2012年我国南方6—7月份合成的海温距平(℃) 已去除线性趋势；阴影区域为通过95%置信度检验. Fig. 5 Composite SST anomalies in June—July of 1979 to 2012 in southern China (℃) The linear trend is removed. The shadow area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

在前春SAM为正位相偏强的年份(图 5a)，后期夏季除巴西海盆以外的南大西洋、热带大西洋海域、南印度洋、东印度洋及我国南海的海温均表现为海温偏暖的特征，南海的海温偏高使得东亚海陆温差减小，可导致东亚夏季风减弱，有利于长江中下游降水偏多，这与降水场图 3a的结果相一致；在前春SAM为负位相偏强的年份(图 5b)，上述海域均表现为海温偏冷的特征，对应长江中下游降水偏少，这与降水场图 3b的结果一致.另一方面，在前春NAO为正位相偏强的年份(图 5c)，后期夏季北大西洋海温表现为三极子反向(-+-)模态，对应降水场图 3c表现为长江中下游降水偏少；而在前春NAO为负位相偏强的年份(图 5d)，后期夏季大西洋海温则表现出显著的三极子(+-+)模态，对应图 3d，我国南方大部分地区降水正异常.同时与NAO为正位相偏强的年份相比，印度洋、南海的海温异常表现出相反的模态.

为了进一步区分SAM和NAO的单独影响，在NAO正位相偏强的13年中，将SAM偏强的正位相与负位相的年份剔除(共8年)，只保留SAM位相偏弱的年份，这样得到了NAO正位相偏强的年份共5年(1987年，1991年，2001年，2004年，2011年).海温场的合成特征结果表明，北大西洋海温呈现显著的(-+)偶极子型分布.同理，只保留SAM位相偏弱而NAO负位相偏强的4年(1984年，1988年，1997年，2005年).海温场的合成特征表现为北大西洋海温呈现显著的(+-)偶极子型分布.这两种情况在0°—15°N地区的北大西洋海温第三极子变温均不显著(图略).这进一步说明北大西洋海温三极子模态(或反向模态)的形成依赖于SAM的影响.因此有必要讨论前春SAM与NAO的不同位相配置对相关海温场的协同影响，进而探析其协同效应对我国南方夏季降水的影响机理.

前春SAM和NAO正、负位相配置的四种情况中，在二者位相异号的年份，体现了它们的协同效应.其中，在前春SAM偏强正位相而NAO偏强负位相配置的年份，后期夏季北大西洋海温场表现为三极子(+-+)模态(图 6a)，并对应我国南海海温表现为显著正异常，可使得东亚夏季风偏弱，造成我国长江中下游降水偏多(图 4a)；反之，在前春SAM偏强负位相而NAO偏强正位相配置的年份，后期夏季北大西洋海温场表现为三极子反向(-+-)模态(图 6b)，则对应于我国长江中下游降水偏少(图 4b).与图 5中前春SAM与NAO单独影响的结果对比可见，SAM为偏强正位相与NAO为偏强负位相均导致热带大西洋海温正异常.事实上，相关研究已表明，由冬至夏，NAO的活动中心将发生系统性北移，它所激发的海温三极子的经向位置也随之北移，呈现出季节性的变化.夏季NAO更加偏北，所激发的海温三极子主要位于热带外北大西洋；而春季NAO异常所激发的海温三极子的位置较为偏南，其低纬度异常中心出现在热带大西洋(Barnston and Livezey, 1987).另一方面，Sun(2010)的研究发现，春季(4—5月份)SAM异常可以激发一个经向波列，从南半球的高纬向赤道传播，进而造成热带大西洋海温异常，并且这种海温异常也可以从春季持续到夏季.关于波的跨赤道传播，Xie和Philander(1994)首次提出了热带海洋-大气相互作用的最基本的物理机制之一，即风-蒸发-SST(WES)正反馈机制.根据这个理论，热带东大西洋具有赤道北陆地比赤道南陆地多的特征，使北半球夏季赤道以北海域海面气温略高于赤道以南海域的海面气温，从而引发自南向北的越赤道气流.而本文的合成结果也表明，前春SAM与NAO偏强均能对0°—30°N热带大西洋海温造成影响(图 5)，在SAM偏强的正位相与NAO偏强的负位相配置的年份(图 6a)，二者的作用叠加产生协同正效应，使该区海温正异常，进而有利于北大西洋海温三极子(+-+)模态异常发展，通过遥相关效应，使我国长江中下游降水偏多；反之，SAM为偏强的负位相与NAO为偏强的正位相均导致0°—30°N热带大西洋海温负异常(图 5b，5c)，二者位相组合(图 6b)，产生协同负效应，有利于北大西洋海温三极子反向(-+-)模态异常发展，通过遥相关作用，不利于我国长江中下游降水的形成.

图 6

Fig. 6

图 6 1979—2012年我国南方6—7月份合成的海温距平(℃) 已去除线性趋势；阴影区域为通过95%置信度检验. Fig. 6 Composite SST anomalies in June—July of 1979 to 2012 in southern China (℃) The linear trend is removed. The shadow area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

另外两种位相配置，即前春SAM偏强正位相和NAO偏强正位相(图 6c海温合成特征表现为经向型)、SAM偏强负位相和NAO偏强负位相(图 6d海温合成特征表现为全区一致型)，均对热带大西洋海域的影响表现为抵消效应，不利于北大西洋海温三极子模态或反向模态异常发展，且对应我国南海海温负异常，从而削弱了对我国南方夏季降水的影响.

夏季中高纬度海洋上的海气相互作用，则主要表现为大气对海洋的响应(王绍武等, 2005).北大西洋的海温异常能够引起欧亚环流的显著变化(Gambo et al., 1987).观测分析和数值试验的结果都表明，乌拉尔山环流形势是影响东亚夏季降水的关键环流系统(张庆云和陶诗言, 1998)，前期北大西洋海温三极子(+-+)模态可以激发出一支跨越欧亚大陆的准正压纬向遥相关波列，这支波列使得乌拉尔山地区上空的位势高度场异常偏高，对应该地区阻塞高压增强，有利于我国梅雨锋偏强，使得长江中下游梅雨期降水偏多.反之，北大西洋海温三极子反向(-+-)模态激发的遥相关波列则使得乌拉尔山地区上空的位势高度场异常偏低，对应该地区阻塞高压减弱，美国东部和西欧上空为显著的反气旋式环流异常，而副极地北大西洋和乌拉尔山地区上空为气旋式环流异常，不利于梅雨锋的形成与维持，使得长江中下游梅雨期降水偏少(Zuo et al., 2013; Gu et al., 2009).另一方面，南素兰和李建平(2005a)的研究指出，春季SAM(4—5月份)偏强的同期，在欧亚大陆上空的对流层下层，出现以蒙古高原和天山山脉为中心的异常反气旋对，从中国东北到华南中纬度地区均为异常的偏北气流控制.这种环流异常形势可以持续到夏季并加强，致使东亚夏季风减弱.

借鉴上述研究结果，本文对前春SAM与NAO偏强的正、负位相的年份分别进行了后期夏季(6—7月份)500 hPa高度场及850 hPa风场距平矢量的合成分析.其结果如图 7—图 10所示.

图 7

Fig. 7

图 7 1979—2012年我国南方6—7月份合成的500 hPa高度场(绿色等值线)及高度场距平(填充等值线)(hPa) 已去除线性趋势；打点的区域为通过95%置信度检验. Fig. 7 Composite height (green line) and anomalies (contour) at 500 hPa level in June—July of 1979 to 2012 in southern China (hPa) The linear trend is removed. The dotted area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

图 8

Fig. 8

图 8 1979—2012年我国南方6—7月份合成的850 hPa水平风距平矢量(m·s-1) 已去除线性趋势，红色线为通过95%置信度检验. Fig. 8 Composite wind field at 850 hPa level in June—July of 1979 to 2012 in southern China (m·s-1) The linear trend is removed. The red streamline represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

图 9

Fig. 9

图 9 1979—2012年我国南方6—7月份合成的500 hPa高度场(绿色等值线)及高度场距平(填充等值线)(hPa) 已去除线性趋势；打点的区域为通过95%置信度检验. Fig. 9 Composite height (green line) and anomalies (contour) at 500 hPa level in June—July of 1979 to 2012 in southern China (hPa) The linear trend is removed. The dotted area represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

图 10

Fig. 10

图 10 1979—2012年我国南方6—7月份合成的850 hPa水平风距平矢量(m·s-1) 已去除线性趋势；红色线为通过95%置信度检验. Fig. 10 Composite wind field at 850 hPa level in June—July of 1979 to 2012 in southern China (m·s-1) The linear trend is removed. The red streamline represents the statistical significance of the difference at 95% confidence level.

其中，前春SAM为偏强正位相的11年的合成结果显示，后期夏季在欧亚中高纬地区，从北大西洋上空向东表现为一支纬向波列，正变高显著，其中乌拉尔山上空高度场正异常(图 7a)，中国东北到华南中纬度地区为异常的偏北气流，长江中下游平原东南侧表现为显著的气旋(图 8a)，对流上升运动有利于长江中下游地区降水偏多.而前春NAO为偏强负位相的10年的合成结果显示，对应于图 5d中的北大西洋海温三极子(+-+)模态及我国南海、东海海温异常偏暖，高度场表现为从北大西洋上空向东为一异常显著(+-+-+)纬向波列，其中乌拉尔山以南上空高度场也呈现正异常，我国南海高度场出现显著正异常(图 7d)，850 hPa风场距平矢量图(图 8d)表现为西欧上空为显著的气旋式环流，东欧平原及乌拉尔山地区出现显著的反气旋式环流，而我国长江及其以南地区均表现为显著的反气旋环流，由此所形成的偏南气流带来了丰富的水汽，有利于我国南方大部分地区降水偏多(图 3d).因此，前春SAM为偏强正位相而NAO为偏强负位相配置的年份，对应于图 6a的北大西洋海温三极子模态增强，欧亚中高纬地区从北大西洋上空向东表现为一支纬向波列，其乌拉尔山上空高度场显著正异常，有利于乌拉尔山阻高的形成与维持；此时我国南海高度场也出现显著正异常，西太副高的西伸脊点位置明显偏西，接近125°E(图 9a).并且这种位相组合的协同正效应使得NAO偏强负位相下850 hPa风场距平矢量表现出的我国南方地区西南气流异常偏强(图 10a)，进而更有利于我国长江中下游梅雨期降水的形成与维持.

反之，在前春SAM为偏强负位相而NAO为偏强正位相配置的年份，对应于图 6b的北大西洋海温三极子反向模态，乌拉尔山上空气旋性低压增强，中高纬度西伯利亚东部至鄂霍次克海为大范围负距平所控制，不利于乌拉尔山阻塞高压的形成，且西太副高的西伸脊点位置偏东，在135°E以东(图 9b)，850 hPa风场距平矢量表现为东亚夏季风异常偏弱，而长江中下游地区则为反气旋环流(图 10b)，此高度场、风场特征都不利于江淮流域降水的形成与维持(图 4b).

其余两种位相配置，在前春SAM为偏强正位相和NAO为偏强正位相同时出现的年份(图 9c)及SAM为偏强负位相和NAO为偏强负位相同时出现的年份(图 9d)，后期夏季北大西洋上空向东的波列消失，分别为大范围正距平(图 9c)或负距平(图 9d)控制，乌拉尔山上空依然表现为一显著偏强的高压，长江中下游及其以南地区表现为显著的东北气流(图 10c).另外，图 9d显示副高异常显著，呈椭圆状分布，脊的强度减弱，位置略偏北，西伸脊点位置偏西，同时东北亚出现异常显著高压，我国东海出现异常显著的反气旋环流(图 10d)，这导致华南及淮河流域一带多雨，而长江中下游地区少雨(图 4d).

影响我国南方夏季降水的因子很多，其单独影响相关研究也较为丰富，但这些因子之间大多存在着相互关联，并非是独立因子.本文着眼于相对较为独立的、分别位于南北半球中高纬度的气候年际变率主模态(SAM和NAO)，考察二者在前期春季不同位相配置下，对于我国南方夏季降水异常型的协同影响特征，并通过合成分析诊断了形成这种配置异常型的可能途径和物理机制.综合我们的研究结果，主要得出如下几点结论：

(1) 在前春SAM与NAO各自正、负位相偏强的年份，我国南方夏季降水特征存在着显著的差异.基于前人结论和本文分析结果，SAM正位相偏强的年份，对应长江中下游平原降水显著正异常，华南沿海降水负异常；SAM负位相偏强的年份，对应长江下游及江南中部降水负异常，华南沿海降水正异常.另一方面，NAO正位相偏强的年份，江南中部及东南沿海降水负异常；NAO负位相偏强的年份，整个南方地区降水正异常.

(2) 我国南方夏季降水异常分布显著地依赖于前期春季SAM和NAO位相的不同配置，即降水异常型主要表现为两个因子单独作用的叠加效果.当前春SAM处于偏强正位相而NAO为偏强负位相时，二者的影响呈现协同正效应，我国南方降水表现为全区正异常，特别在长江中下游及其以南附近地区最为显著；当前春SAM呈偏强负位相而NAO偏强正位相配置时，二者的影响呈现协同负效应，对应我国长江中下游地区降水表现为显著负异常.相比之下，SAM与NAO同位相时，可能表现为抵消效应.

(3) 前春SAM与NAO对我国南方夏季降水的遥相关影响效应，通过直接和间接两个途径得以实现.综合前人和本文分析结果显示，前春SAM一般可通过直接影响东印度洋和我国南海海温并储存前期信号，进而通过改变东亚海陆热力差异直接影响我国南方夏季降水；而前春NAO则可通过北大西洋三极子影响北半球中高纬遥相关波列，进而影响我国南方夏季降水.本文研究的一个新结果是，前春SAM还可以通过影响南大西洋到热带大西洋的海温异常，进而影响到北大西洋海温的变化，这与前春NAO在位相相反的情况下引起的北大西洋海温异常相叠加，产生协同作用，放大了北大西洋海温三极子异常信号，从而通过遥相关间接影响我国南方夏季降水.可能的影响情况按照位相配置对降水作用的效果可概括为三个方面：

(a)协同正效应：前春SAM正位相与NAO负位相均导致热带大西洋海温正异常，二者的协同影响有利于北大西洋海温三极子(+-+)模态的形成和发展，从而激发出一支跨越欧亚大陆的准正压纬向遥相关波列，这支波列使得乌拉尔山阻高增强，西太副高偏西，有利于我国长江中下游梅雨期降水的形成与维持；

(b)协同负效应：前春SAM偏强负位相与NAO偏强正位相均导致热带大西洋海温负异常，二者的协同影响有利于北大西洋海温三极子反向(-+-)模态异常发展，不利于乌拉尔山阻塞高压的形成，且西太副高偏东，不利于长江中下游地区降水的形成；

(c)抵消效应：前春SAM与NAO同位相时，二者对热带大西洋海域的影响可能表现为抵消效应.但由于观测中这两组位相配置的样本年份较少，合成结果的分布特征有待扩充样本量后进一步研究.

当然，SAM与NAO对大西洋海温影响的非线性相互作用，其详细的物理过程还需要利用能较好模拟大气涛动的高分辨率气候模式进行数值试验来证实.

另外，考虑到研究中所需的样本数，本文只初步剔除了ENSO最强的年份，这样使得ENSO信号的剔除并不完全，依然还有很强的信号存在.并且尚未剔除如青藏高原的热力作用等其他因子的影响，这将在后面工作中加以考虑.同时，我们知道，我国南方降水异常与东亚季风活动密切相关，但关系较为复杂，它与季风爆发的早晚、强弱均有关.值得注意的是，东亚夏季风环流对北大西洋海温三极子的经向位置响应敏感，因此SAM与NAO产生的协同作用如何导致北大西洋海温三极子经向位置的变化、触发东亚夏季风环流异常，从而间接影响我国南方降水，其机理问题值得进一步深入研究.

特别感谢两位审稿专家提出的细致意见和宝贵建议，对本文的修改具有重要的指导意义.