北极涛动(Arctic Oscillation，简称AO)是具有半球尺度的大气异常环流型，也被认为是北半球中高纬度尺度最大、最重要的模态(Thompson and Wallace，1998)，它可解释热带外地区大气变率的最大部分。AO在水平方向上表现为环状的空间特征，在垂直方向上表现为对流层-平流层相耦合的结构特征。Baldwin and Dunkerton(1999)进一步指出AO可由平流层下传至对流层并对对流层的天气气候产生影响。

Thompson and Wallace(1998，2000)指出冬季AO与北半球中高纬度气温关系密切。我国学者对AO与我国气温的关系也进行了大量的研究，他们发现AO与我国北方地区的气温在不同时间尺度上均存在显著相关关系，例如季节内尺度(龚道溢等，2004)、年际尺度(Gong et al.，2001;Wu and Wang，2002)、年代际尺度(何春和何金海，2003)以及不同年代际背景下的年际尺度(庞子琴和郭品文，2010)。Wu and Wang(2002)进一步指出，冬季AO主要影响着我国35°N以北地区的地表气温。考虑到AO是一种平流层-对流层耦合的异常环流型，施宁和张乐英(2013)将平流层位势高度场的PC1定义为平流层AO指数进行研究后发现，2月平流层AO与我国江南地区(35°N以南)气温具有显著的同期负相关关系。这扩展了关于AO对我国冬季气温影响的认识。

除上述冬季AO的同期影响外，一些研究还发现春季AO也可对后期环流异常产生显著影响。龚道溢等(2002)指出5月AO与长江中下游夏季降水呈显著负相关，进一步当ENSO的信号去除后，这种关系仍然存在(Gong et al.，2011)，即当春季AO处于正位相时，东亚夏季风偏强、长江流域降水负异常。李崇银等(2008)研究表明2月平流层环流异常可影响3月对流层AO，并进而对梅雨期降水产生影响。Chen et al.(2014)研究认为3、4月平均的春季AO指数与后期秋冬季赤道中东太平洋海温存在显著正相关关系。北大西洋涛动(NAO)通常被认为是AO在北大西洋的局地分量。Tian and Fan(2012)发现5月NAO与后期夏季长江流域极端降水频次的年际变异呈显著负相关。需注意的是，范丽军等(2003)研究指出AO有较大的月际差异。本文也计算了春季3、4、5各月AO指数的相关系数，其中3月AO与4、5月AO相关系数分别为0.15、0.11，4月AO与5月AO相关系数为0.02。可见，春季各月AO指数之间相关系数很小，即各月AO相互独立。这可能是龚道溢等(2002)、李崇银等(2008)和Tian and Fan(2012)采用单月研究春季AO的原因所在。众所周知，东亚夏季风存在着由南向北的推进过程。与之对应，无论我国东部地区的夏季降水还是气温，均应当与春季AO类似存在着较大的月际差异。由于前人对夏季降水研究较多，本文将重点分析年际尺度上春季逐月AO对我国夏季气温的影响。

Feldstein(2000)和Pan and Jin(2005)指出，AO信号通常只能维持1~2周，30天后其强度不到初始状态5%。因此，大气潜在的可预报性只能来源于大气下边界(如海温等)的持续性异常强迫作用(Namias，1959，1965;Shukla，1998)。孙建奇和王会军(2005)指出在年代际尺度上，冬季(11~3月)AO可影响北太平洋海温并对后期PDO(太平洋年代际振荡)年代际海洋模态具有重要影响和预测价值。也有研究指出，春季NAO可通过大西洋三极子异常海温型存储信号并通过激发向下游传播的准定常波列(Wu et al.，2009b;Zhou et al.，2013)和急流(Tian and Fan，2012)对夏季的气候异常产生影响。尹姗等(2013)发现冬季AO可影响欧亚雪盖面积，而欧亚雪盖面积异常可一直持续到春季并对我国春季极端低温产生影响。除通过影响中高纬环流异常外，前期AO也可通过影响低纬度的海气相互作用进而影响后期的气候异常。现有研究表明，春季AO可造成西太平洋赤道异常西风及海表温度异常，这些异常可通过海气之间的正反馈作用得以维持，并影响后期的夏季风(Gong et al.，2011)和冬季ENSO的形成(Chen et al.，2014)。那么春季AO通过怎样的机制影响夏季气温，这将是本文分析的重点。

综上所述，本文将重点回答两个问题。在年际尺度上，春季AO是否能够显著影响我国夏季地表气温?如果是，其影响机制如何?本文第2节是资料和方法介绍，第3节指出了5月AO可显著影响8月长江流域地表气温，其机制讨论在第4节，最后给出结论和讨论。

本文所用资料为:(1)国家气候中心整编的中国160站月平均气温资料;(2)欧洲中心ERA-40月平均再分析资料，所选要素场包括地表2 m气温、海平面气压(SLP)、风场、位势场、短波辐射、长波辐射、潜热通量、感热通量，水平分辨率为2.5°×2.5°，风场和位势场垂直方向23层;(3)Hadley中心的海温资料(HadISST1)，水平分辨率为1°×1°;(4)海流资料为美国马里兰大学的全球简单海洋资料同化分析系统资料(SODA，v.2.2.4)，水平覆盖范围为(75.25°S~89.25°N，0.25°~359.75°E)，水平分辨率为0.5°×0.5°，垂直方向40层。以上资料所用时段均为1958~2002年。此外，本文还利用了NCEP(National Centers for Environmental Prediction)/NCAR(National Center for Atmospheric Research)逐月再分析资料进行补充验证。

尽管国际上关于AO的内在物理意义存在着一定的争议(Baldwin and Dunkerton，1999，2001;Deser，2000;Ambaum et al.，2002;Wallace and Thompson，2002)，但AO指数仍被广泛应用于天气气候监测和预报中。因此，本文仍然采用常用方法定义AO指数，即北半球20°N以北海平面气压场的经验正交函数第一模态(EOF1)所对应的标准化时间序列(PC1)(Thompson and Wallace，1998)

本文首先利用回归方法去除前期ENSO信号的影响。由于ENSO信号通常在冬季最强，故本文将前一年12月至当年5月平均的标准化的Niño 3区SST作为ENSO指数。用该指数回归各变量场，再用各变量场的原始场减去其对应的回归场，即认为得到与前期ENSO线性无关的变量场。上述做法与Gong et al.(2011)类似。实际上，我们也用Niño 3.4区的SST定义了ENSO指数，其最终结果与本文结果基本一致。

在计算异常场时，本文主要采用年际增量方法(DY)。DY是指用当年的变量减去前一年的变量。利用年际增量可以放大物理量和相关环流的年际异常信号，减小年代际背景的影响(范可等，2007;Fan and Wang，2009)。

根据海表面混合层的能量收支方程可分析引起关键区SST异常的主要因子:

本文将ERA-40地表2 m气温在(27.5°~35°N，110°~122.5°E)范围内的区域平均定义为长江流域地表气温指数。表 1给出了基于年际增量方法计算得到的春季逐月AO指数与长江流域地表气温指数的相关系数。为便于比较，表 1的括号中数值是采用非年际增量方法得到的相关系数，即异常场为变量场与其气候平均场的差值。可见，能够一致通过95%信度检验的相关系数分别为3月AO与8月长江流域地表气温之间，5月AO与7、8月和夏季平均气温之间，以及春季AO与8月气温之间。其中，5月AO与8月气温相关最为显著，相关系数达0.50。据此，下文主要研究年际尺度上5月AO对8月气温的影响。此外，整体而言，基于年际增量方法得到的相关系数要大于基于非年际增量方法。因此，后文所说的异常均指用年际增量方法得到的异常。

表 1(Table 1)

表 1 春季逐月AO指数与夏季长江流域逐月地表气温异常的相关系数 Table 1 Monthly correlation coefficients between the AO index in spring and SAT (Surface Air Temperature) anomalies over the Yangtze River valley in summer.Single (*) and double (**) asterisks indicate the 95% and 99% confidence levels,respectively.Anomalies are calculated by the year-to-year increment approach and variables minus the climatological means (in parentheses) 与地表气温异常的相关系数 6月 7月 8月 夏季 3月AO指数 0.18(0.08) 0.10(−0.03) 00.36**(0.31*) 0.29*(0.17) 4月AO指数 −0.08(−0.11) −0.01(0.01) −0.16(−0.12) −0.11(−0.10) 5月AO指数 −0.17(−0.07) 0.32*(0.29*) 0.50**(0.36**) 0.35**(0.29*) 春季AO指数 −0.04(−0.06) 0.24(0.14) 0.41**(0.29*) 0.31*(0.19) 注：*、**分别表示通过95%、99%信度检验。异常场分别由年际增量方法和变量场减去其气候平均场（括号内）计算得到。

表 1 春季逐月AO指数与夏季长江流域逐月地表气温异常的相关系数 Table 1 Monthly correlation coefficients between the AO index in spring and SAT (Surface Air Temperature) anomalies over the Yangtze River valley in summer.Single (*) and double (**) asterisks indicate the 95% and 99% confidence levels,respectively.Anomalies are calculated by the year-to-year increment approach and variables minus the climatological means (in parentheses)

为进一步分析5月AO与8月地表气温相关的空间分布，图 1给出了5月AO指数与8月160站气温相关系数分布图。与表 1一致，大范围的显著相关区位于长江流域并向西南伸展覆盖贵州、广西和湖南等地区。为讨论方便，本文将该显著区域简称为长江流域。此外，我国华北地区出现了显著负相关系数，本文暂不讨论。

图 1 5月AO指数与8月地表气温的相关系数。深、浅阴影分别表示通过99%、95%信度检验的区域Fig.1 Correlation coefficients between the AO index in May and SAT in August. Light and heavy shadings indicate the 95% and 99% confidence levels, respectively

由于AO指数是用标准化的PC1定义，一个重要的问题便是5月的EOF1能否被称为AO?换而言之，5月AO是否也具有冬季AO的典型纬向轴对称结构?图 2为5月SLP的EOF1，其所占方差贡献为21.8%。根据North et al.(1982)的检验方法，该EOF1可与其余模态有效的分开。图 2表明5月AO与冬季典型AO的特征相一致，即它在对流层低层的三个活动中心分别位于北极区、北太平洋和欧洲-大西洋。但需注意的是，5月AO与冬季AO也有不同之处，即5月AO在北太平洋活动中心的南侧30°N附近也有一活动中心。研究表明该活动中心的存在可能与瞬变波动强迫作用有关(Gong et al.，2011;Chen et al.，2014)。总之，5月AO既有冬季AO的典型环流特征，也有其独特的结构特征。后文分析表明，这种独特的结构特征正是5月AO影响夏季长江流域地表气温的一个关键因子。

图 2 5月北半球20°～90°N区域ERA-40海平面气压场EOF分析第一模态Fig.2 The first EOF mode of ERA-40 SLP (Sea-Level Pressure) in May over region 20°–90°N

本文主要基于线性回归分析，因此后文主要以正位相AO为例进行讨论。当正位相AO出现时，30°N附近的太平洋地区出现负的SLP异常(图 2)及对应的气旋性环流异常(图 3a)。从5月气候平均的高度场上可以看出(图略)，该气旋性环流异常对应着西太平洋副热带高压(简称西太副高)西侧部分强度减弱。图 3b给出了5月AO指数回归同期(160°~175°E)范围内纬向平均经向风和垂直速度的纬度-高度剖面图。可见，当西太副高西侧部分强度减弱时，(20°~30°N)为显著异常上升气流，而(10°~15°N)及赤道上空为显著异常下沉气流，这对应着北半球局地Hadley环流的显著减弱。从图 3c回归的1000 hPa散度场上可以看出，(15°~30°N)和(0°~15°N)分别出现了与之对应的显著辐合和辐散中心。从图 3a中可以看出，在上述异常下沉辐散的热带太平洋地区(5°S~15°N)出现了反气旋性环流。与之对应，太平洋赤道150°E以东地区则出现了显著异常东风。图 3a中也给出了相应的5月气候平均的海温场(等值线)。由赤道东风异常分布与海温气候平均场的配置关系不难发现，与5月AO相联系的赤道东风异常正好位于气候平均海温极大值中心位置。因此，不难推测，当5月AO引起赤道东风异常后，它可将高海温向西输送，暖海温不断向西堆积，导致在气候平均海温最大区的西侧(130°~145°E)附近海温升高、而在其东侧(170°E~160°W)附近海温降低(图 3d)。此外，根据Gill理论(Gill，1980)，赤道地区SST正异常将有利于产生东传的Kelvin波，它反过来可进一步维持赤道东风异常。通过这种海气的正反馈作用，赤道西太平洋(130°~145°E)附近的海温异常将得以维持。

图 3 5月(a)1000 hPa水平风场(单位:m s−1)、(b)(160~175E)范围内纬向平均经向风(v,单位:m s−1)和垂直速度(ω,单位:-10−2 Pa s−1)合成的风场、(c)1000 hPa散度场(单位:10−6 s−1)以及(d)海表面温度场(单位:℃,等值线间隔:0.1℃)对5月AO指数的回归系数。(a)中等值线为5月气候平均的海表面温度场。深、浅阴影分别表示通过95%、90%信度检验的区域Fig.3 Regression coefficients of (a) horizontal winds at 1000 hPa (units:m s−1);(b) pressure-latitude cross section of composite vectors of meridional (v,units:m s−1) and vertical (ω,units:-10−2 Pa s−1) winds averaged between 160° and 175°E;(c) divergence of horizontal winds at 1000 hPa (units:10−6 s−1);(d) SST (units:℃,contour interval:0.1℃) in May onto the May AO index.Contours in (a) denote the climatological mean SST in May.Light and heavy shadings indicate the 90% and 95% confidence levels,respectively

图 4a-e分别给出了5月短波辐射、长波辐射、感热通量、潜热通量和净热通量对5月AO指数的回归系数。需注意的是，净热通量场以及各分量场的显著区域并不能解释赤道西太平洋地区(130°~145°E)的显著SST正异常和(170°E~160°W)附近的显著负异常(图 3d)。由公式(1)可推断，赤道SST变化应当是由海洋动力过程引起的海洋热量输送项A造成的，即该SST正异常主要是由与AO有关的赤道东风异常引起。实际上，NCEP/NCAR资料中的各通量回归场(图略)与图 4一致。因此，这也与Chen et al.(2014)发现春季赤道中西太平洋和赤道印度洋的SST异常形成应当与海洋动力作用导致的局地热量输送有关的结论一致。

图 4 5月(a)短波辐射、(b)长波辐射、(c)感热通量、(d)潜热通量以及(e)净热通量对5月AO指数的回归系数。单位:W m−2。图中零线已略去,(a、d)等值线间隔为0.5 W m−2,(b、c)等值线间隔为0.2 W m−2,(e)等值线间隔为1 W m−2。深、浅阴影分别表示通过95%、90%的信度检验的区域Fig.4 As in Fig.3 but for (a) shortwave radiation flux,(b) longwave radiation flux,(c) sensible heat flux,(d) latent heat flux,and (e) net heat flux at surface.Units:W m−2.Zero lines are omitted.Contour intervals are 0.5 W m−2 in (a) and (d),0.2 W m−2 in (b) and (c),and 1 W m−2 in (e).Light and heavy shadings indicate the 90% and 95% confidence levels,respectively

图 5为5月海表面海流速度对5月AO的回归场。可以看出，赤道地区海表面流速出现了显著异常的向西运动。该异常有利于暖海温在其西侧堆积，导致西太平洋关键区海温正异常。综上所述，西太平洋关键区海温正异常应当由与5月AO有关的赤道东风异常引起的。

图 5 5月海表面流速对5月AO指数的回归系数。单位:m s−1。深、浅阴影分别表示通过95%、90%信度检验的区域Fig.5 As in Fig.3a but for sea surface current velocity (units:m s−1).Light and heavy shadings indicate the 90% and 95% confidence levels,respectively

为进一步研究5月AO对西太平洋海温持续异常的影响，本文将(5°S~15°N，130°~145°E)定义为赤道西太平洋海温关键区，并将该区域平均的SST定义为关键区SST指数。图 6给出了5月AO指数与该SST指数的超前滞后相关系数。由图可见，5月的AO与赤道西太平洋关键区海温之间存在显著正相关，其相关性在5月达到最强。同时需注意的是，5月AO与赤道西太平洋关键区海温的显著相关关系可一直持续到后期秋季，表明该关键区的海温异常具有很好的持续性。图 7a为8月1000 hPa风场和500 hPa高度场对5月AO指数的回归场。可见，当5月正位相AO出现时，8月SST关键区的西北侧菲律宾和台湾以东洋面上出现了显著的气旋性环流异常。为进一步分析8月关键区海温异常的影响，图 7b给出了相应8月流场对同期西太平洋关键区SST指数的回归场。与图 7a十分一致，台湾以东洋面出现气旋性环流异常，这应当是对8月西太平洋关键区海温正异常的Gill响应(Gill，1980)。即当5月AO处于正位相时，8月西太平洋关键区出现较强的海温正异常，它通过Gill响应在其西北侧激发出一个异常的气旋性环流，这也再次证实了5月AO与关键区海温的显著正相关关系。而此时，8月500 hPa气候平均场(图略)上5855位势米等高线已西伸至我国长江至华南地区。因此，当菲律宾和台湾以东洋面出现气旋性环流异常时，它有利于西太副高维持在我国长江流域及华南地区，进而造成长江流域地表气温出现正异常(图 1a和图 7c)。此外需要注意的是，在图 7a和b的500 hPa高度场上，自西太平洋经黄海至俄罗斯远东地区出现了负-正-负的位势高度异常分布，即出现了类似东亚/太平洋遥相关型分布(黄荣辉和孙凤英，1994)。其中黄海地区的位势高度正异常对应着西太平洋副热带高压的局地增强，有利于西太副高在偏北的位置上得以维持。

图 6 5月AO指数与关键区(5°S~15°N,130°~145°E) SST指数的超前、滞后相关系数。虚线为95%的显著性检验Fig.6 Lead-lag correlation coefficients between the AO index in May and SST index over the key area of (5°S-15°N,130°-145°E).The dashed line indicates the 95% confidence level

图 7 8月1000 hPa风场(箭头,单位:m s−1)和500 hPa位势高度场(等值线,单位:m2 s−2)对(a)5月AO指数、(b)8月西太平洋关键区SST指数的回归系数;(c)8月西太平洋关键区SST指数与8月地表气温相关系数。(a、b)中仅给出通过95%的信度检验的风场,深、浅阴影分别表示高度场通过95%、90%信度检验的区域。(c)中深、浅阴影分别表示通过99%、95%信度检验的区域Fig.7Regression coefficients of horizontal winds at 1000 hPa (vectors,units:m s−1) and geopotential height at 500 hPa (contours,units:m2 s−2) in August upon (a) May AO index and (b) SST index over the western Pacific key area in August.(c) Correlation coefficients between SST index over the western Pacific key area and SAT in August.Winds in (a) and (b) are at the 95% confidence level in either direction.Light and heavy shadings indicate the height anomalies are at the 90% and 95% confidence levels,respectively.Light and heavy shadings in (c) indicate the 95% and 99% confidence levels,respectively

综上，可提炼出5月正位相AO影响我国8月地表气温的可能物理机制概念图(图 8)。即5月AO主要通过影响Hadley环流，进而引起赤道西太平洋150°E以东的海表面东风异常。该东风异常的出现有利于赤道西太平洋关键区SST出现正异常，该正异常可一直持续到夏季。至8月份，关键区海温正异常激发出的气旋性异常环流有利于西太副高在长江流域维持，从而造成该地区地表气温正异常。

图 8 5月正位相AO影响我国8月长江流域地表气温的可能物理机制概念图Fig.8Possible mechanism of the influence of the May AO in positive phase on the SAT over the Yangtze River valley in August

本文基于年际增量方法，利用ERA-40再分析资料，在扣除前期冬季ENSO信号后发现，5月AO与8月我国长江流域地表气温显著相关。当5月AO处于正位相时，西太副高减弱，局地Hadley环流减弱，对应着(10°~15°N)及赤道上空产生异常下沉气流。伴随着对流层底层反气旋性环流的出现，赤道150°E以东受异常东风控制。由于该东风异常处于5月SST气候态极大值中心位置，它有利于高海温不断地向西堆积，进而使得西太平洋关键区SST出现正异常。关键区SST正异常可一直持续至8月。最终，它通过Gill响应在其西北侧激发出气旋性环流，它有利于西太副高在长江流域的维持，进而造成该地区地表气温正异常。5月负位相AO则反之。

此外，我们用更长时间序列的NCEP/NCAR再分析资料进一步分析发现，本文结论在1958~2002时段内仍然成立。但需特别指出的是，当我们用风场回归2003~2011年的AO指数后发现(图 9)，该年代中5月AO的北太平洋活动中心向南伸展至30°N，其经向尺度要明显大于其早期尺度(图 3a)。与之对应，图 9中30°N以南的气旋性环流异常一直伸展到赤道地区，海温关键区东侧出现异常西风，这与Gong et al.(2011)、Chen et al.(2014)结论基本一致。但不同于图 3a，位于30°N附近的气旋性环流异常的南侧还出现了反气旋性环流异常。换而言之，与5月AO相联系的位于太平洋的经向波动波数在最近的年代中明显减少。因此，本文提出的5月AO影响夏季气温的物理机制应当存在着年代际变化。从1951年至2011年5月AO指数与关键区平均的海表面风速的11年滑动相关系数图上(图略)，可以看出，两者相关关系出现转变的年代大致是以2003年为中间年的年代，它从之前年代中的负相关转变为之后的正相关。实际上，一些研究指出春季AO与梅雨期降水(李崇银等，2008)及夏季风指数(Gong et al.，2011)的关系也存在年代际变化。至于这种年代际变化的机理是什么?它是否与Hadley环流的年代际变化有关?这些问题仍值得进一步研究。

图 9 2003~2011年5月1000 hPa风场对5月AO指数的回归系数。单位:m s−1。阴影表示通过95%信度检验的区域Fig.9Regression coefficients of horizontal winds at 1000 hPa in May regressed upon AO index in May from 2003 to 2011.Shading indicates the 95% confidence level

需注意的是，伴随着5月正位相AO的出现，太平洋中部存在一贯穿南北半球的纬向风波列(图略)。南半球出现的异常气旋性环流大致位于澳大利亚高压东侧。这表明南北半球的相互作用可能在5月AO影响8月气温的过程中也起着一定的作用。Wu et al.(2009a)指出秋季南半球环状模可通过影响南半球Hadley环流进而影响北半球Hadley环流，最终影响东亚冬季风。但在本文的回归分析中，30°S附近是显著下沉气流，这对应着局地Hadley环流的增强。Wu et al.(2009a)提出的南北半球相互作用的机制在本文中可能并不适用。南半球的显著环流异常究竟起着怎样的作用是我们今后研究的一个重点。

本文强调了低纬度海温异常在5月AO影响8月长江流域地表气温中的重要作用。实际上，其它系统(如中纬度海温等)可能也起重要作用(Wu et al.，2009b;Zhou et al.，2013)。从图 3d可以看出，与5月AO相联系的30N附近的西太平洋海温出现了显著的异常，该异常在随后的6至8月一直维持。此外，北大西洋地区海温异常虽没有出现典型的三极子型，但是墨西哥湾及其东部在整个过程中出现了显著的海温异常。目前我们仍不清楚这些显著的中纬度海温异常究竟起着怎样的作用，它们是否可以改变风暴轴活动进而影响中高纬度环流异常，这也值得进一步研究。