中国属于季风气候区，东部地区的夏季干旱或洪涝灾害与东亚夏季风活动密切相关(Ding，1992)，这些旱涝灾害往往给国民经济和人民生命财产造成严重损失。然而，由于东亚夏季风系统的复杂性，目前对其变化规律和形成机理的认识远远不足，导致东亚夏季风以及中国夏季降水的季节—年际预测水平仍不能满足实际业务需求。为此，对东亚夏季风和中国夏季降水季节—年际变率的主要影响因子的研究仍是目前的热点问题。

西北太平洋副热带高压(西太副高)是东亚夏季风系统的重要成员，其强度和脊线位置与中国雨带变化有很好的对应关系(Tao, et al，1987)。当西太副高偏强时，其脊线位置往往偏南，西北太平洋对流层低层为反气旋性环流异常控制，源自热带海洋的暖湿水汽沿着其西侧偏南气流向中国大陆输送，为长江中下游地区降水偏多提供了有利的水汽条件(Zhang，2001；张庆云等，2003；Zhou，et al，2005；马音等，2011；赵俊虎等，2012)。西太副高以及西北太平洋低层反气旋的季节—年际变率受到下垫面海温的调控，尤其是与厄尔尼诺-南方涛动(El Nio-Southern Oscillation，ENSO)关系紧密(Yuan，et al, 2012a, 2012b；陈丽娟等, 2013, Zhang，et al，2017)。一方面，厄尔尼诺期间，作为对热带西太平洋对流异常冷却的罗斯贝波响应，西北太平洋对流层低层出现反气旋性环流异常(Zhang，et al，1996)。通过西北太平洋局地海-气相互作用，该异常反气旋可以从厄尔尼诺年冬季持续到次年夏季(Wang，et al, 2000, 2013)。另一方面，在厄尔尼诺(拉尼娜)事件衰减年的春—夏季，热带印度洋海温异常往往呈现海盆一致变暖(冷却)的分布型(即印度洋海盆一致模)，该模态在ENSO影响东亚夏季气候中起到“电容器效应”(Xie，et al，2009)。热带印度洋高海温异常能够激发出暖性开尔文波，使得热带印度洋和西太平洋对流层低层受异常低压控制，并在西北太平洋形成异常反气旋性环流，引起西太副高强度的增强(Watanabe, et al，2002；Yoo，et al，2006；Xie，et al, 2009, 2010；Chowdary，et al，2011)。最近的研究表明，ENSO与西太平洋暖池年循环的非线性相互作用也是西北太平洋反气旋得以形成和维持的重要机制(Stuecker，et al, 2013, 2015；Ren，et al，2016b)。

东亚夏季风和中国夏季降水的季节—年际变率不仅与低纬度大气环流和海温外强迫相联系，而且还受中高纬度大气环流和下垫面热力异常的调制作用(张庆云等，1998；武炳义等，2011)。其中，欧亚中高纬度地区对流层环流异常呈双阻型分布时，乌拉尔山和鄂霍次海地区阻塞活动活跃，这有利于长江中下游流域降水增多。研究表明，夏季欧亚中高纬度环流变率与上游北大西洋区域经向上呈现为三极子型的海温异常(以下称为北大西洋海温三极子)关系密切(Wu Z W，et al，2009；左金清等，2012；Zuo，et al，2013)。当北大西洋海温三极子处于负位相时，热带北大西洋和副极地大洋海温偏高，而美国东部海域海温偏低。基于观测资料和简单模式数值试验的分析结果表明，在夏季北大西洋这种分布型的海温异常能够激发出一支向欧亚中高纬度传播的遥相关波列，使得乌拉尔山地区对流层位势高度场偏高，进而导致长江中下游流域降水偏多(Wu Z W，et al，2009；Zuo，et al，2013)。相反，当夏季北大西洋海温三极子处于正位相时，乌拉尔山阻塞活动受到抑制，不利于长江中下游流域降水增多。此外，北大西洋海温异常还可以通过副热带大气遥相关进而对西北太平洋反气旋和西太副高产生影响(容新尧等，2010；Ham，et al，2013；Hong，et al，2014)。然而，目前对北大西洋海温影响东亚夏季风以及中国夏季降水的物理机制仍缺乏清晰认识，尤其缺乏基于气候模式的数值模拟研究。

2014—2016年赤道中东太平洋发生了一次超强厄尔尼诺事件，其峰值强度出现在2015/2016年冬季，与1997/1998年厄尔尼诺事件的强度相当(李清泉等，2016；翟盘茂等，2016；任宏利等，2017)。基于观测和再分析资料，袁媛等(2017a, 2017b)详细地考察了2016年汛期中国旱涝特征及其与1998年的异同点，并对比分析了与之相关的大气环流和外强迫因子。5—7月，2016年与1998年热带—副热带地区环流异常特征较为相似，中国的多雨带均主要位于长江流域，这与超强厄尔尼诺事件的影响有关。不过，欧亚中高纬度环流异常分布存在较大差异，其中2016年5—7月乌拉尔山高压脊偏弱，而1998年则呈典型的双阻型环流异常。在这两年的8月，中国中东部降水以及低纬度环流异常均存在显著差异：2016年西太副高偏弱，长江流域降水显著偏少，华南与华北部分地区降水偏多；而1998年西太副高则偏强，长江中游降水仍持续偏多，出现典型的“二度梅”。

2016年和1998年前期冬季至夏季，赤道中东太平洋厄尔尼诺型高海温异常逐渐衰减，与之相对应热带印度洋海温异常呈现海盆一致偏高型(任宏利等，2017；袁媛等，2017a)。而在这两年春—夏季，北大西洋海温变化差异显著：2016年呈相对弱的正三极子型海温异常，而1998年呈显著的负三极子型海温异常。北大西洋海温变化的这种显著差异，可能是导致2016年和1998年欧亚中高纬度环流特征也呈现明显差异的主要原因(袁媛等，2017a)。然而，基于观测的个例分析并不能区分不同区域下垫面热力异常对大气环流的强迫作用，上述分析结果仍亟需数值模拟结果的验证。此外，2016年和1998年北大西洋海温异常对夏季副热带西北太平洋环流变化是否存在影响，这也是值得深入研究的问题。

因此，拟在观测分析的基础上，利用气候模式开展一系列敏感性数值试验，重点研究2016年和1998年北大西洋海温异常对中国夏季降水以及大尺度环流的可能影响及其机理，并对比分析北大西洋与热带印度洋—太平洋海温异常对大尺度环流的强迫作用。

资料包括：(1)欧洲中期天气预报中心ERA-Interim再分析数据集的逐日以及月平均位势高度场和风场资料(Dee，et al，2011)，水平分辨率为1.5°×1.5°，选用时段为1979—2016年；(2)英国哈得来中心海冰和海温数据集的月平均海冰密集度以及海表温度资料(Rayner，et al，2003)，水平分辨率为1°×1°，选用时段为1979—2016年；(3)中国国家气候中心提供的全国160站月平均降水数据，选用时段为1979—2016年。海温指数定义如下：Nino3.4指数为Nino3.4区(5°S—5°N，120°—170°W)的区域平均海温距平；印度洋海盆一致模(IOB)指数为(20°S—20°N，40°—100°E)区域平均海温距平(Xie，et al，2009)。气候平均值为1981—2010年平均。由于1998年和2016年汛期中国降水异常分布存在显著的季节内差异(袁媛等，2017a)，这两年6—7月降水特征近似，多雨带均位于长江流域，而8月降水特征则呈现近似相反的分布特征，同时伴随着环流形势的显著差异。因此，后续研究中将夏季(6—8月平均)划分为前夏(6—7月平均)和后夏(8月)。

采用的模式为美国通用大气环流模式(Community Atmosphere Model version 5.3，CAM5.3)，该模式与通用陆面模式CLM4.0相耦合。采用有限体积核心，模式水平分辨率为1.9°×2.5°，纬向由西向东均匀分布96个格点，经向由南往北均匀分布166个格点。共设计了1组控制试验和4组敏感性试验(表 1)，每组试验包含20个集合样本，以考察北大西洋海温及其与热带印度洋—太平洋海温协同作用对环流的影响。控制试验的下边界强迫为气候平均(1981—2010年)海温和海冰，共运行30 a，其中取第11—30年的样本进行分析，并作为敏感性试验的初始场。敏感性试验的下边界强迫均为实际观测海温。已有研究表明，大气环流对海温异常强迫的响应在1个月内即可达到稳定的平衡态(Jin, et al，1995；骆美霞等，1997)，因此，本研究采用的积分时段为每年5—8月。2016年和1998年北大西洋海温单独强迫的敏感性试验分别记为2016NA和1998NA，北大西洋与热带太平洋—印度洋共同强迫的敏感性试验分别记为2016PIA与1998PIA。环流异常响应定义为敏感性试验与控制试验的差值。

图 1给出了2016年和1998年6—7月平均以及8月中国降水距平百分率的空间分布。2016年6—7月(图 1a)，中国东部降水正异常中心主要位于长江中下游地区。1998年6—7月(图 1b)，中国东部降水异常分布与2016年相似，但长江中下游降水偏多更为显著。此外，1998年6—7月长江以南大部分地区降水也异常偏多，2016年6—7月华南和西南大部分地区降水异常偏少。从2016年与1998年6—7月降水距平百分率的差值(图 1c)可以清晰地看到，1998年长江中下游及其以南大部分地区降水明显偏多于2016年。

图 1 2016年(a、d)和1998年(b、e)6—7月平均(a、b)和8月(d、e)降水距平百分率分布以及两年降水距平百分率的差值(c、f)(单位：%) Figure 1 Percentage anomalies of precipitation averaged during June-July (a, b) and August (d, e) in 2016 (a, d) and 1998 (b, e), and their differences between 2016 and 1998 (c, f) (unit: %)

图选项

8月，2016年(图 1d)与1998年(图 1e)中国降水距平百分率呈现几乎相反的分布特征。2016年8月(图 1d)，长江以南大部分地区降水偏多，长江—黄河流域降水明显偏少。相反，1998年8月长江以南降水显著偏少，长江—黄河流域降水偏多(图 1e)。因此，2016年与1998年8月中国降水距平分布存在显著差异(图 1f)，这与已有分析结果(袁媛等，2017a)一致。

图 2和3分别对比了2016年和1998年6—7月平均以及8月500 hPa位势高度和850 hPa风场距平分布。2016年6—7月(图 2a)，副热带西北太平洋500 hPa位势高度场明显偏高，表明西太副高强度偏强，且其位置偏西。同时，在对流层低层西北太平洋受反气旋式环流异常控制(图 3a)。这种环流配置有利于暖湿空气沿着异常反气旋西侧向中国东部大陆输送，为该地区降水偏多提供了丰沛的水汽条件。1998年6—7月，副热带西北太平洋环流异常分布与2016年相似，即西太副高强度偏强、位置偏西(图 2c)，位于对流层低层的西北太平洋反气旋也明显偏强(图 3c)。然而，1998年6—7月西北太平洋异常反气旋的强度强于2016年，这为1998年长江中下游及其以南地区降水整体偏多提供了更为有利的水汽条件。

图 2 2016年(a、b)和1998年(c、d)6—7月平均(a、c)和8月(b、d)500 hPa位势高度场(黑色等值线)及距平场(色阶)(红线表示气候平均的5880 gpm等值线；单位：gpm) Figure 2 Geopotential height (black contours) and anomalies (shades) averaged during June—July (a, c) and August (b, d) in 2016 (a, b) and 1998 (c, d) at 500 hPa (red contours indicate the climatological 5880 gpm isohypse. Unit: gpm)

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图 3 同图 2，但为850 hPa距平风场 (单位：m/s；A和C分别表示气旋和反气旋) Figure 3 Same as Fig. 2, but for wind anomalies at 850 hPa (unit: m/s; the characters "A" and "C" indicate the center of anomalous anticyclone and cyclone, respectively)

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在欧亚—西北太平洋中高纬度地区，2016年和1998年前夏环流异常分布则存在显著差异。2016年6—7月(图 2a)，欧亚—西北太平洋中高纬度地区500 hPa位势高度距平呈“+ - + - +”型分布，其中，乌拉尔山东、西两侧分别受负和正的位势高度距平控制，表明乌拉尔山阻塞活动偏弱；同时，中西伯利亚和蒙古高原位势高度场整体偏高，不利于高纬度冷空气向南活动。相反，1998年6—7月，欧亚—西北太平洋中高纬度地区500 hPa位势高度距平呈“- + - + -”型分布(图 2c)，其中，乌拉尔山和鄂霍次克海及其邻近地区位势高度均明显偏高，这种双阻型环流异常有利于冷空气南下入侵中国大陆，为长江流域降水偏多提供了有利条件(张庆云等，1998)。因此，欧亚中高纬度环流变化特征的不同，可能是导致2016年和1998年前夏中国东部降水异常分布存在明显差异的另一个重要原因。

8月，2016年和1998年副热带西北太平洋以及欧亚中高纬度环流异常特征均存在显著差异。2016年8月(图 2b)，副热带西北太平洋对流层中层的副高体断裂，长江以北大部分地区主要受大陆高压控制，导致该地区降水普遍偏少(图 1d)。在对流层低层，西北太平洋—中国南海地区出现气旋式环流异常(图 3b)，水汽主要由东部海洋向长江以南地区输送(图略)，进而造成该地区降水偏多(图 1d)。而在1998年8月，西太副高进一步加强并北移，控制长江以南大部分地区(图 2d)，位于对流层低层的西北太平洋异常反气旋随之增强和北移(图 3d)，使得来自热带海洋的暖湿空气能够向北输送到长江以北地区，导致黄淮地区降水偏多，而南方地区降水偏少(图 1e)。

综合上述分析结果表明，2016年和1998年夏季中国降水异常分布的差异主要是由西北太平洋与欧亚中高纬度环流变化共同作用导致的。2016年和1998年前夏，西太副高强度均偏强、位置偏西，对流层低层受反气旋式环流异常控制，导致长江中下游流域降水偏多。1998年前夏西北太平洋异常反气旋的强度强于2016年，这为1998年长江中下游及其以南地区降水整体偏多提供了更为丰沛的水汽条件。此外，1998年前夏欧亚中高纬度环流异常呈典型的双阻型分布，为长江中下游流域降水偏多提供了有利的冷空气条件。相反，2016年前夏乌拉尔山西(东)侧位势高度场偏高(低)，表明乌拉尔山阻塞活动偏弱。这种中高纬度环流差异可能是导致2016年和1998年前夏中国东部降水异常存在明显差异的另一个重要原因。2016年后夏，西太副高断裂，使得长江中下游流域以北大部分地区主要受高压控制，导致中国东部降水距平呈南多北少型分布。而1998年后夏，西太副高则进一步加强北移，降水正异常中心随之北移至黄淮地区，从而导致2016年和1998年中国东部降水异常呈现相反分布。

图 4给出了2016年与1998年6—7月平均以及8月北大西洋海温的距平分布。结果表明，在这两年北大西洋海温距平分布几乎是相反的。2016年6—7月平均以及8月北大西洋海温异常自热带至副极地呈“- + -”型分布(图 4a、b)，其中，副热带西北大西洋主要为海温正距平控制，副极地大洋和热带大洋东部主要为海温负距平控制。相反，1998年夏季热带和副极地北大西洋主要为海温正距平控制，而北大西洋中部为相对弱的海温负距平(图 4c、d)。

图 4 同图 2，但为海温距平(单位：℃) Figure 4 Same as Fig. 2, but for SST anomalies (unit: ℃)

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为考察2016年和1998年夏季北大西洋海温变化对欧亚中高纬度环流的可能影响，分别以这两年观测的北大西洋海温驱动CAM5.3模式，进行了两组敏感性试验(NA试验；表 1)。此外，为了与热带印度洋—太平洋海温强迫进行对比，还进行了另外两组敏感性试验。在敏感性试验中，下垫面强迫分别为2016年和1998年观测的北大西洋以及热带印度洋和太平洋海温。

图 5给出了NA试验中500 hPa位势高度异常对下垫面海温强迫的响应。当以2016年的北大西洋海温驱动CAM5.3模式时(2016NA试验)，6—7月平均以及8月乌拉尔山地区位势高度场略偏低，西欧和蒙古高原位势高度场偏高，但北大西洋以及欧亚中高纬度环流异常响应总体偏弱(图 6a、b)。而以1998年的北大西洋海温驱动CAM5.3模式时(1998NA试验)，6—7月北大西洋—欧亚中高纬度地区上空的环流异常响应呈波列结构，其中乌拉尔山和鄂霍次克海地区位势高度场显著偏高(图 5c)；8月，欧亚中高纬度地区环流异常响应(图 5d)与前夏存在明显差异。当综合考虑2016年北大西洋以及热带印度洋—太平洋海温的强迫作用时(2016PIA试验)，6—7月平均以及8月欧亚中高纬度500 hPa位势高度异常响应特征(图 6a、b)与2016NA试验的结果类似。对于1998PIA试验(图 6c、d)，亦可得到类似的分析结果。这说明，相对于热带印度洋—太平洋海温强迫而言，北大西洋海温异常对2016年和1998年夏季欧亚中高纬度环流变化起主导作用。此外，对比图 5与图 2可以看到，在2016年和1998年前夏欧亚中高纬度环流异常对北大西洋海温强迫的响应与观测结果基本一致，从而证实了北大西洋海温变化的显著差异是导致这两年前夏欧亚中高纬度环流异常分布存在显著差异的主要原因。

图 5 2016年(a、b)和1998年(c、d)6—7月平均(a、c)和8月(b、d)500 hPa位势高度距平对北大西洋海温强迫的响应 (单位：gpm；圆点表示通过95%的置信水平) Figure 5 Geopotential height anomalies (shading; unit: gpm) averaged during June-July (a, c) and August (b, d) at 500 hPa in response to North Atlantic SST forcing (NA experiments) in 2016 (a, b) and 1998 (c, d) (Dots represent significance at the 95% confidence level)

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图 6 同图 5，但为PIA试验 Figure 6 Same as Fig. 5 but for the PIA experiments

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从图 5中还可以看到，在2016NA试验中，前夏和后夏中国南海至菲律宾地区上空500 hPa存在显著的负高度异常响应，表明西太副高显著偏弱；相反，在1998NA试验中，前夏和后夏西太副高均显著偏强。进一步的分析发现，在前夏和后夏副热带西北太平洋850 hPa风场异常对2016年北大西洋海温强迫的响应均呈显著的气旋式分布，而对1998年北大西洋海温强迫的响应则呈显著的反气旋式分布(图 7)。以上模拟结果表明，2016年和1998年夏季北大西洋海温异常对西太副高和西北太平洋反气旋亦存在显著影响，即2016年(1998年)北大西洋海温异常有利于西太副高偏弱(偏强)，对应西北太平洋低层气旋(反气旋)性环流异常。观测分析和数值模拟结果一致表明，2016年与1998年北大西洋海温异常对副热带西北太平洋环流存在重要的调制作用。

图 7 同图 5，但为850 hPa风场异常响应 (单位：m/s；阴影表示通过95%的置信水平) Figure 7 Same as Fig. 5 but for wind anomalies at 850 hPa (vectors; unit: m/s; Shades represent significance at the 95% confidence level)

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此外，对比图 5—8的模拟结果与图 2、3的观测结果可以发现，在PIA试验中副热带西北太平洋环流异常响应与观测结果基本一致；在NA试验中，除了2016年前夏副热带西北太平洋环流异常响应与观测相反外，其他模拟结果与观测基本一致。1998年春—夏季，热带太平洋厄尔尼诺型海温异常逐渐减弱(图 9a)，热带印度洋海温呈一致型变暖(图 9b)，3大洋海温异常对副热带西北太平洋环流的影响作用是相协调的，均对西太副高和西北太平洋反气旋起增强作用。2016年春—夏季，虽然赤道中东太平洋海温异常的演变与1998年相似，但热带印度洋一致模的衰减速度明显偏快，而北大西洋海温异常则有利于西太副高偏弱，对应西北太平洋低层气旋性环流异常。在该年前夏，副热带西北太平洋对流层低层主要受反气旋式环流异常控制，说明热带印度洋—太平洋海温强迫起主导作用；相反，后夏副热带西北太平洋对流层低层主要受气旋式环流异常控制，表明北大西洋海温强迫起主导作用。

图 8 同图 7，但为PIA试验 Figure 8 Same as Fig. 7 but for the PIA experiment

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图 9 2015—2016年(实线)和1997—1998年(虚线) 3个月滑动平均的Nino3.4指数(a)，印度洋海盆一致模(IOB)指数(b)(单位：℃) Figure 9 Three month averaged Nino3.4 index (a; unit: ℃), IOB index (b; unit: ℃) in 2015-2016 (solid line) and 1997-1998 (dashed line)

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夏季北大西洋海温对西北太平洋环流变率的影响可能与西传的低纬度大气遥相关有关(Ham，et al，2013；Hong，et al，2014)。2016夏季，热带北大西洋主要受冷海温异常控制(图 4a、b)。该冷海温异常抑制了叠加在北大西洋热带辐合带上的对流活动，使得热带大西洋—东太平洋对流层低层产生异常辐散(图 10a、b)，对流层高层则为异常辐合(图略)，进而加强了热带中西太平洋对流层高层的异常辐散与整层的上升运动。因此，副热带东太平洋和西太平洋对流层低层分别形成反气旋和气旋式环流异常响应(图 7a、b)。相反，1998年夏季，热带北大西洋主要受暖海温异常控制(图 4c、d)，使得热带大西洋—东太平洋上空形成异常辐合与上升运动(图 10a、b)，并在热带中西太平洋形成异常辐合与下沉运动，导致副热带东太平洋和西太平洋对流层低层分别呈现气旋和反气旋式环流异常响应(图 7c、d)。另有研究认为，热带北大西洋的海温异常可以通过激发东传的暖性开尔文波，进而对西北太平洋反气旋产生影响(容新尧等，2010；Ham，et al，2013)。然而，在2016NA试验中，经非洲至赤道印度洋上空并无显著的西风异常响应(图 7a、b)。1998NA试验中也无明显的东风异常响应由赤道北大西洋向东传播至赤道印度洋和西太平洋地区(图 7c、d)。这说明，2016年和1998年夏季北大西洋海温异常所激发的开尔文波并不显著。

图 10 同图 5，但为850 hPa速度势异常响应(单位：10-6 m2/s) Figure 10 Same as Fig. 6 but for velocity potential anomalies (unit: 10-6 m2/s) at 850 hPa

图选项

综上所述，通过CAM5.3模式进行敏感性试验，验证了2016年和1998年北大西洋海温异常对欧亚中高纬度环流变化的显著影响，揭示了其对副热带西北太平洋环流变率的重要调制作用。夏季北大西洋海温异常对欧亚中高纬度环流的影响机制，一方面与海温异常所激发的非绝热加热以及罗斯贝波响应的北传有关，另一方面与北大西洋风暴轴活动所引起的天气尺度涡旋反馈密切相关(Zuo，et al，2013)。北大西洋海温对副热带西北太平洋环流变率的影响，主要与罗斯贝波响应的西传以及太平洋局地海-气作用有关，这与已有研究(Ham，et al，2013；Hong，et al，2014)的结果类似。不过，1998年春—夏季北大西洋海温异常分布相似，但前夏和后夏欧亚中高纬度环流异常响应特征却存在显著差异，这可能与环流异常响应对背景环流的依赖有关(Peng，et al，1995)。夏季北大西洋海温异常所引起的罗斯贝波响应能够向北传播至北大西洋风暴轴上，这种低频环流异常与风暴轴活动存在显著的正反馈作用，进而使得北大西洋海温异常所激发的罗斯贝波响应得以进一步增强并向欧亚中高纬度地区传播(Zuo，et al，2013)。然而，有关CAM5.3模式中北大西洋海温强迫对背景环流的依赖性仍需进一步详细分析。

2016年和1998年春—夏季均处于超强厄尔尼诺事件衰减期，赤道中东太平洋以及热带印度洋海温异常演变趋势相似，但北大西洋海温异常则呈几乎相反的分布型。观测结果表明，北大西洋海温异常演变的这种显著差异，可能是导致这两年夏季欧亚中高纬度环流以及中国降水异常也存在明显不同特征的主要原因之一。以2016年和1998年为例，利用CAM5.3模式开展了一系列的敏感性数值试验，重点分析了北大西洋海温异常对中国夏季降水以及大尺度环流变率的可能影响及其机理，并与热带印度洋—太平洋海温的强迫作用进行了对比分析。得到如下结论：

(1) 由于受超强厄尔尼诺事件影响，2016年和1998年前夏(6—7月)西太副高强度均异常偏强，且位置偏西，西北太平洋对流层低层受异常反气旋控制。不过，1998年前夏西北太平洋异常反气旋比2016年强，前者更有利于源自低纬度海洋的暖湿空气向中国东部大陆输送。此外，这两年前夏欧亚中高纬度环流异常存在显著差异。其中，1998年前夏乌拉尔山至鄂霍次克海地区环流异常呈双阻型分布，而2016年前夏乌拉尔山高压脊偏弱，前者更有利于高纬度冷空气向南活动。因此，在副热带西北太平洋与欧亚中高纬度环流异常的协同作用下，2016年与1998年前夏中国东部降水异常分布相似，主要表现为长江中下游流域降水异常偏多，但1998年长江中下游及其以南大部分地区降水多于2016年。

(2) 2016年与1998年后夏(8月)，中国降水异常呈现几乎相反的分布特征，对应的大尺度环流分布型也存在明显差异。2016年后夏，西太副高断裂，长江以北地区主要受高压控制，西北太平洋对流层低层呈异常气旋性环流，导致长江—黄河流域降水异常偏少，而长江以南地区降水异常偏多。而1998年后夏，西太副高则继续加强并北上，西北太平洋对流层低层的异常反气旋随之北移，使得长江—黄河流域降水异常偏多，而长江以南地区降水异常偏少。

(3) 数值模拟结果表明，2016年和1998年几乎呈反相变化的北大西洋海温异常是导致这两年前夏欧亚中高纬度环流异常分布存在显著差异的主要原因。1998年前夏，北大西洋海温异常自热带至副极地呈类似“+ - +”型分布，这种海温异常型能够在北大西洋—欧亚中高纬度地区激发出一支呈纬向分布的遥相关波列，使得乌拉尔山和鄂霍次克海高压脊偏强。相反，2016前夏北大西洋海温异常自热带至副极地呈类似“- + -”型分布，使得乌拉尔山高压脊偏弱，但海温异常的振幅相对偏弱，欧亚中高纬度环流异常响应也总体偏弱。进一步的数值模拟结果指出，相对于热带印度洋—太平洋海温强迫而言，北大西洋海温异常对欧亚中高纬度环流变化起主导作用。这些模拟结果与观测基本一致，证实了北大西洋海温变化是导致2016年和1998年前夏欧亚中高纬度环流异常分布存在显著差异的主要原因。2016年和1998年后夏，欧亚中高纬度环流异常对北大西洋海温强迫的响应与观测结果存在较大差异，表明这两年后夏欧亚中高纬度环流变化可能受到其他因子的重要影响。

(4) 通过数值模拟试验，还揭示了2016年和1998年夏季北大西洋海温对副热带西北太平洋环流变率的重要调制作用。在超强厄尔尼诺事件的影响下，2016年和1998年春—夏季热带印度洋海盆均一致变暖，这有利于夏季西北太平洋异常反气旋的增强。1998年夏季，北大西洋与热带印度洋—太平洋海温异常的强迫作用是协调的，均对西北太平洋异常反气旋起到增强作用。而2016年夏季，北大西洋与热带印度洋—太平洋海温异常的强迫作用是相反的，前者(后者)有利于西北太平洋异常气旋(反气旋)的增强。在这3个大洋的协同作用下，2016年和1998年前夏西北太平洋异常反气旋均偏强，但前者的振幅小于后者。1998年后夏，西北太平洋对流层低层依然受反气旋式环流异常控制，只是其中心较前夏更偏北。2016年后夏，由于热带太平洋以及印度洋海温异常明显减弱，此时北大西洋海温强迫起主导作用，使得副热带西北太平洋对流层低层主要受异常气旋控制。

夏季北大西洋海温异常对欧亚中高纬度环流的影响机制，一方面与海温异常所激发的非绝热加热以及罗斯贝波响应的北传有关，另一方面与北大西洋风暴轴活动所引起的天气尺度涡旋反馈密切相关(Zuo，et al，2013)。北大西洋海温对副热带西北太平洋环流变率的影响机制则主要与热带纬向环流的变化以及罗斯贝波响应有关，这与已有研究结果(Ham，et al，2013；Hong，et al，2014)类似。不过，1998年春—夏季北大西洋海温异常分布较为相似，但前夏和后夏欧亚中高纬度环流异常响应特征却存在显著差异，这可能与环流异常响应对背景环流的依赖有关(Peng，et al，1995)，但这仍需进一步详细分析。

以2016和1998年夏季为例，通过观测分析和数值模拟试验，验证了北大西洋海温异常对中国夏季降水以及欧亚中高纬度地区和西北太平洋大尺度环流变率的调制作用。实际上，东亚夏季风与夏季降水成因复杂，往往是多种外强迫因子协同作用的结果。研究表明，欧亚大陆与青藏高原积雪(张顺利等，2001；Wu，et al，2003；Ding，et al，2009；穆松宁等，2010；Ren，et al，2016a)以及北极海冰(武炳义等，2004；Wu B Y，et al, 2009a, 2009b, 2013)等中高纬度下垫面热力变化，对东亚夏季环流与降水也存在重要影响。这些因子与北大西洋海温对东亚夏季风与降水的协同影响仍有待进一步探索和研究。