2011, Vol. 37 
2. 国家气候中心，北京 100081；
3. 兰州大学大气科学学院，兰州 730000
2. National Climate Centre, Beijing 100081;
3. College of Atmospheric Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000
中国是个自然灾害频发的国家，而其中由夏季降水丰欠产生的洪涝与干旱气象灾害占所有自然灾害中的比例很大，所以研究我国夏季降水的发生、发展和影响有着重要意义。影响我国夏季降水的因素比较复杂，赵振国等[1]曾把影响中国汛期旱涝的因素归纳为海温异常现象(El Nino Southern Oscillation, ENSO)、青藏高原热状况、亚洲季风、中纬度阻塞高压和西太平洋副热带高压这5个最重要的因子。肖子牛[2]在总结我国短期气候监测预测业务进展也指出，气候预测主要以物理统计方法为主，分析影响中国气候异常的各种物理因素及其前兆信号，以分析海温、雪盖、季风、阻高、副高等因子对中国汛期旱涝的影响为基础做气候预测。然而各个因子的复杂影响使得对我国夏季降水的季节预测一直是个难题。尤其是前期青藏高原积雪异常引起的下垫面热力变化对夏季环流系统和天气气候都有显著的影响。刘晓冬[3]提出积雪以其高反射率、热传导性差、融化过程吸收大量热量等特性通过改变下垫面热状况和大气冷热源从而影响大气的各种热力和动力过程。近年来很多气象科学工作者对青藏高原冬春季积雪对我国夏季降水也有比较深入的研究。朱玉祥等[4]研究表明在年代际尺度上, 青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水型的年代际变化(南涝北旱)有很好的相关。韦志刚等[5]研究指出高原冬春多(少)雪年高原和我国东部地区气温偏低(高)、陆海温差的偏小(大)会延迟(促进)东亚夏季风的到来, 一定程度上减弱(增强)了东亚季风的强度, 因而西太平洋副高偏南(北), 造成我国夏季雨带的变化。宋文玲等[6]统计分析结果指出冬季青藏高原积雪异常偏多时，夏季雨带位置偏南，长江流域容易发生洪涝灾害。
ENSO事件是另一个对我国汛期降水季节预测的重要参考因子。朱益民等[7]指出ENSO是热带太平洋地区海气系统年际气候变率的最强信号, 它不仅对区域气候而且对全球气候异常都有明显的影响。许多气象工作者都研究发现ENSO事件对我国东部夏季降水有着重要影响，汪靖等[8]研究结果表明ENSO事件是影响江淮入梅早晚较强的前兆信号。前期冬春季出现ENSO暖位相时有利于入梅开始偏晚，ENSO冷位相出现时入梅往往偏早。赵振国[9]研究指出我国夏季雨带的位置与ENSO事件发生有着较好的关系，在厄尔尼诺当年我国夏季主要雨带偏南，在拉尼娜当年我国夏季主要雨带偏北。程炳岩等[10]研究指出，Niño3区SST与川渝地区降水存在较好的相关关系，在1960—1986年呈正相关关系，1987—2006年为负相关关系。
综上所述，我国学者对于青藏高原积雪与ENSO对我国夏季降水的异常影响分别进行了大量研究工作，但两因子之间的关系如何？这两个因子的共同作用对我国夏季降水有什么样的影响？对夏季各月降水影响又是怎样？本文是在前人研究工作的基础上，首先系统研究了ENSO与高原积雪的关系，并重点探讨了两者共同作用下对我国夏季降水异常的影响，此外还初步分析了高原积雪与ENSO在相同配置的共同作用下影响我国夏季降水异常的机理。
1 资料和方法本文所用资料主要包括：(1) 美国国家环境预报中心(NCEP)的再分析资料, 时间跨度为1978年12月至2005年12月, 包括高空各等压面2.5°×2.5°经纬度格点的高度、纬向风及垂直速度w等要素；(2) 国家气候中心提供的1979—2005年覆盖全中国的160个主要站点的夏季逐月降水资料；(3) 由美国气候预测中心(CPC)提供Niño3区海表面温度(SST)指数资料；(4) 青藏高原地区积雪资料数据来源于国家自然科学基金委员会“中国西部环境与生态科学数据中心”(http://westdc.westgis.ac.cn)，时间为1978年11月至2005年12月。该积雪资料[11]是利用美国国家冰雪数据中心(NSIDC)处理的1978年以来逐日被动微波遥感SMMR(1978—1987年)和SSM/I(1987—2005年)卫星资料进行反演得到的，在反演计算过程中利用了我国地面台站观测积雪深度的实测数据进行订正，并且这套资料分辨率较高，能更好地反映高原积雪的变化信息。对于我国夏季雨带的划分参考了孙林海等[12]对我国东部季风区夏季降水的分类，降水型分为2类4型，分别为第1类代表南北多中间少的降水分布形态，分别为1a和1d类雨型，1a主要雨带在黄河流域至华北一带，1d主要雨带在华南、江南一带；第2类代表南北少中间多的降水分布形态，分别为2b和2c类雨型，2b主要雨带位于黄河与长江之间，2c主要雨带位于长江流域一带，可以说1a与2b雨型主要雨带偏北，1d与2c雨型主要雨带偏南。
本文研究中采用的方法主要有Mann-Kendall突变检验法、相关分析和合成分析等方法。为了讨论ENSO与青藏高原积雪之间的关系及对我国东部夏季降水的影响，主要利用1978/1979—2005年逐日的中国雪深长时间序列数据集，计算得到12月至次年5月青藏高原主体范围(27.5°~37.5°N、80°~100°E)区域平均后经过标准化的指数，定义为青藏高原积雪深度指数(以下简称积雪指数)，并分别得到冬季(12月至翌年2月)和春季(3—5月)积雪指数。此外，对1978/1979—2005年9月至次年5月的Niño3区SST指数进行标准化处理，定义为Niño3区海温距平指数(以下简称SSTA指数), 并分别得到秋季、冬季和春季SSTA指数。为了清楚地表达ENSO与青藏高原积雪的异常程度，分别对SSTA指数和积雪指数的异常程度进行了定义(表 1)。
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表 1 SSTA指数与积雪指数异常程度的定义 Table 1 The definition of anomalous extent of SSTA and snow depth |
Mann-Kendall突变检验法(M-K方法)是一种非参数统计检验方法，其优点是不需要样本遵从一定的分布，也不受少数异常值的干扰，而且计算简单，可以明确突变的开始时间[13]。积雪指数经M-K突变检验(图 1)，UF与UB两条曲线在1993年相交，青藏高原积雪深度在1993年发生突变，1993年以前积雪偏少，在1993年以后高原积雪呈整体增加趋势。Min Ho Kwon等[14]研究也指出在20世纪90年代中期亚洲夏季环流存在突变，亚洲夏季环流的突变是否与高原积雪有关，这还需要进一步研究。
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图 1 1979—2005年积雪指数M-K突变检验 水平实线为α=0.05显著性水平临界值 Fig. 1 The M-K abrupt test of snow depth index during 1979-2005 The solid lines indicate the 0.05 significance level |
图 2分别是1979—2005年冬春季积雪指数的年际演变曲线，由图 2a可见，1986、1993、1996、1998、2000年为冬季积雪偏多，其中1993年以后(包括1993年)有4次，1982、1985、1987、1988、1989、1991、1994、2002和2004年为冬季积雪偏少，其中1993年以前有6次。由图 2b可见, 1983、1986、1993、1998、2000、2005年为春季积雪偏多，其中1993年以后(包括1993年)有4次，1984、1985、1988、1989、1990、1991、1999、2002和2004年为春季积雪偏少，其中1993年以前有6次。另外图 2中长虚线分别为1993年以前高原积雪距平平均和1993以后高原积雪距平平均，可以看出冬春季高原积雪在1993年以前积雪偏少，在1993年以后积雪开始增多，从1979—2005年冬春季青藏高原积雪呈整体增加的年代际变化趋势。
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图 2 1979—2005年冬季(a)和春季(b)积雪指数的年际演变曲线 H表示积雪偏多年，L表示积雪偏少年 Fig. 2 Annual variations of the snow depth index in (a) winter and (b) spring during 1979—2005 H and L indicate the years with heavy and light snow, respectively |
图 3是1979—2005年冬春季SSTA指数与积雪指数9年滑动的演变曲线。冬季SSTA指数在20世纪80年代初至80年代末为减小趋势，80年代末到90年代初SSTA指数呈增加趋势，积雪指数在20世纪80年代初至90年代初为平缓减小趋势，处于积雪偏少阶段，两者在1994年至1996年左右都呈增加趋势，随后冬季SSTA指数到90年代末呈减小趋势，在2000年初呈增加趋势，而冬季积雪指数在1998年升至高点后变化平缓，处于积雪偏多阶段(图 3a)。春季SSTA指数与积雪指数在20世纪80年代初到80年代末都呈减小趋势，80年代末至90年代初又都呈增加趋势，从1993年至1996年都呈增加趋势，然后一直到2000年都呈减小趋势，21世纪初又都为增加趋势(图 3b)。可以看出春季SSTA指数与积雪指数年代际变化具有一致性。
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图 3 1979—2005年冬季(a)和春季(b)SSTA指数与积雪指数9年滑动的演变曲线 Fig. 3 Time series of 9-year running mean of the SSTA and snow depth indices in (a) winter and (b) spring during 1979—2005 |
图 4是1979—2005年冬春季SSTA指数与积雪指数的年际演变曲线，为了更清楚地表明SSTA指数和积雪指数之间的年际关系特征，对于Niño3区SST偏暖(偏冷)的年份定义为H(L)，并标在同期积雪指数曲线上。在冬季Niño3区SST偏暖的6年里，1998年高原积雪偏多，1983、1992和2003年为正常偏多，而1987年冬季高原积雪显著偏少，1995年为正常偏少；冬季Niño3区SST偏冷的9年里，在1985和1989年这两年冬季高原积雪偏少，1994和2001年为正常偏少，而1986、1996和2000年高原冬季积雪却显著偏多，1997和1999年为正常偏多(图 4a)。可以看出冬季Niño3区SST冷暖位相与冬季高原积雪异常的对应关系并不好。在春季Niño3区SST偏暖的6年里，1983、1992、1993、1997和1998年这5年春季高原积雪都偏多，1987年高原积雪为正常偏多；在春季Niño3区SST偏冷的8年里，1985、1988、1989和1999年这4年春季高原积雪都偏少，2003年为正常偏少，而1981、1995和1996年积雪为正常偏多(图 4b)。春季Niño3区SST冷暖位相与春季高原积雪异常的对应关系比较好，并且当春季Niño3区SST偏暖时春季积雪指数都为正值，春季高原积雪往往都偏多。
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图 4 1979—2005年冬季(a)和春季(b)SSTA指数与积雪指数的年际演变曲线 H表示SST偏暖年，L表示SST偏冷年 Fig. 4 Annual variations of the SSTA and snow depth indices in (a) winter and (b) spring during 1979—2005 H and L indicate the years with warm and cold SST, respectively |
图 5是1978/1979—2005年冬春季逐月SSTA指数和积雪指数年际演变曲线。由图 5a可见，Niño3区SST异常的持续性比较好，一般冬季Niño3区SST偏暖(偏冷)，春季Niño3区SST也偏暖(偏冷)，对于冬季Niño3区SST为强暖状态和强冷状态这种异常的持续性会更好，如1983、1992和1998年冬季Niño3区SST为强暖状态，春季SST也为强暖状态；1985、1989和1999年冬季Niño3区SST强冷状态，春季SST也为强冷状态或略偏暖。由图 5b可见，青藏高原积雪异常的持续性并不好，冬季高原积雪偏多(偏少)，春季高原积雪不一定偏多(偏少)。但对于前期冬季高原积雪显著偏多的年份后期春季高原积雪也偏多，具有一定的异常持续性。如1986、1998和2000年冬季12—2月积雪指数都显著偏多，春季3—5月积雪也都偏多。
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图 5 1978/1979—2005年冬春季逐月SSTA指数(a)和积雪指数(b)年际演变曲线 Fig. 5 Annual variations of the monthly (a) SSTA and (b) snow depth indices in winter and spring during 1979—2005 |
为了讨论前期和同期的SSTA指数与积雪指数的关系，分别计算1978/1979—2005年前期秋季和同期冬、春季SSTA指数与积雪指数之间的相关系数(表 2)。由表 2可见，冬季积雪指数与前期秋季和同期冬季SSTA指数相关并不好；而春季积雪指数与前期冬季和同期春季的SSTA指数相关比较好，尤其是与同期春季SSTA指数相关系数可以通过0.01显著性检验。
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表 2 1978/1979—2005年前期秋季和同期冬、春季SSTA指数与积雪指数之间的相关系数 Table 2 Correlations between SSTA and snow depth indices during 1978/1979—2005 |
为了进一步说明在月时间尺度上ENSO与青藏高原积雪两者之间的关系，分别用1978/1979—2005年9月至次年5月前期秋季和同期冬、春季逐月的SSTA指数与积雪指数逐月计算两者之间的相关系数(表 3)。从表 3可看出，冬季12月至次年2月积雪指数与前期和同期的SSTA指数相关并不好，所有组合都没有通过0.05显著性水平检验，说明冬季高原积雪与前期和同期Niño3区SST是相对独立的两个因子。春季3和4月积雪指数与前期冬季的SSTA指数相关较好，部分可以通过0.05的显著性水平检验，3、4和5月的积雪指数分别与前一个月和同期的SSTA指数有比较好的相关性，尤其是3、4和5月积雪指数与同期的3、4和5月SSTA指数之间的相关系数很高，都可以通过0.01的显著性水平检验。
综上所述，无论是从季节时间尺度还是从月时间尺度来看，冬季积雪指数与前期和同期的SSTA指数相关性并不好，可以认为冬季青藏高原积雪与Niño3区SST是两个相对独立的因子；而对于春季积雪指数，它与前期冬季和同期春季SSTA指数有着比较好的相关性，尤其是与同期春季SSTA指数之间，具有很好的相关性。
2.2 ENSO与青藏高原积雪异常的共同作用对我国夏季雨带的影响 2.2.1 ENSO与我国夏季雨带的关系表 4是1979—2005年冬春季SSTA指数和积雪指数与夏季雨带的分布统计，由表 4可见，当冬春季Niño3区SST为正常偏暖(正常偏冷)的年份或者略偏暖(略偏冷)的年份，夏季雨带与Niño3区SST异常对应关系不显著，主要雨带偏北和偏南的概率相当；当冬春季Niño3区SST为强暖事件(强冷事件)时，夏季雨带一般偏南(偏北)。
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表 4 1979—2005年冬春季SSTA指数和积雪指数与夏季雨带的分布统计 Table 4 Occurrences of rainfall regime according to anomalies of Niño3 SSTA and QXP snow depth indices during 1979—2005 |
下面从月时间尺度来看前期ENSO对我国东部地区夏季雨带的影响，分别对长江以南地区(20°~30°N、110°~125°E)范围内32个站点的夏季6、7和8月降水做平均，定义为南方降水指数，计算前期冬春季逐月SSTA指数与夏季逐月南方降水指数之间的相关系数(表 5)，由表 5可见，前期冬春季逐月SSTA指数与6月南方降水指数之间为正相关，其中3和4月的相关比较好；前期冬季SSTA指数与7月南方降水指数之间为负相关，春季SSTA指数与7月南方降水指数之间为正相关，其中在5月SSTA指数与7月南方降水指数之间的相关关系要比其他月的相对要好；前期冬春季SSTA指数与8月南方降水指数之间都为负相关，其中2、3和4月SSTA指数与8月南方降水指数之间相关比较好。可以推论得到，冬春季Niño3区SST偏暖(偏冷)，长江以南地区6月降水偏多(偏少)，并且Niño3区春季SST对长江以南地区6月与7月的降水的影响要比冬季明显，而冬春季Niño3区SST偏暖(偏冷)，长江以南地区8月降水偏少(偏多)。
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表 5 1978/1979—2005年冬春季逐月SSTA指数与夏季南方降水之间的相关系数 Table 5 Correlations between monthly SSTA index and rainfall over southern China during 1978/1979—2005 |
上面已经讨论过冬春季青藏高原积雪在1993年以前积雪偏少，在1993年以后高原积雪呈整体增加趋势，对比我国夏季雨带的分布，在1993年以前的14年里偏北类雨型总共有9年，占64%，1993年以后的13年里偏南类雨型总共有8年，占62%，可以看出随着青藏高原积雪的增加，我国夏季雨带逐渐偏南。另外，从表 4可以看出，当冬春季高原积雪为正常偏多(正常偏少)的年份或者略偏多(略偏少)的年份，夏季雨带与高原积雪对应关系也并不显著，主要雨带偏北和偏南的概率相当，当冬春季高原积雪显著偏多(显著偏少)的年份，夏季雨带一般偏南(偏北)。
另外，从月时间尺度来看，计算前期冬春季逐月积雪指数与夏季逐月南方降水指数之间的相关系数(表 6)，由表 6可见，前期冬春季逐月积雪指数与6和7月南方降水指数都为正相关，其中12月至次年4月的积雪指数与6月南方降水指数之间的相关关系比较好，特别是春季3和4月积雪指数与6月南方降水指数之间的相关系数可以通过0.01的显著性检验。此外，3、4和5月积雪指数与7月南方降水指数相关性与冬季相比相对较好。前期冬春季逐月积雪指数与8月南方降水指数之间都为负相关。说明前期高原冬春季积雪偏多(偏少)，长江以南地区6和7月降水偏多(偏少)，而对于8月则是相反的，此外还可以看到高原春季积雪对长江以南地区6和7月降水影响要强于冬季。
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表 6 同表 5，但为积雪指数与夏季南方降水指数之间的相关系数 Table 6 The same as Table 5, but for correlations between QXP snow depth index and rainfall over southern China |
图 6是1979—2005年冬春季SSTA指数与积雪指数的散点分布图。图 6a是冬季SSTA指数与积雪指数散点分布，第一象限夏季偏南雨型年占3/6，其中只有1998年一年为冬季Niño3区SST强暖事件与高原积雪显著偏多的配置，夏季主要雨带偏南，其余为冬季SST略偏暖或正常偏暖与高原积雪略偏多或正常偏多的年份，夏季雨带偏南偏北的概率相当；第三象限夏季偏北雨型年占了3/8，其中有1985和1989年两年为冬季Niño3区SST强冷事件与高原积雪显著偏少的配置，夏季主要雨带都偏北，其余为冬季Niño3区SST略偏冷或正常偏冷与高原积雪略偏少或正常偏少的年份，夏季雨带偏南年占5/6。图 6b是春季SSTA指数与积雪指数散点分布，第一象限偏南雨型年占5/7，其中1983、1993和1998年三年为春季Niño3区SST强暖事件与高原积雪显著偏多的配置，这三年夏季主要雨带都偏南，其余为春季Niño3区SST略偏暖或正常偏暖与高原积雪略偏多或正常偏多的年份，夏季雨带偏南偏北的概率相当；第三象限偏北雨型占了6/7，其中有1988和1989年两年为春季Niño3区SST强冷事件与春季高原积雪显著偏少的配置，并且夏季主要雨带都偏北，其余为春季Niño3区SST略偏冷或正常偏冷与高原积雪略偏少或正常偏少的年份，大部分年份夏季雨带偏北。此外，从图 6还可以看到，对于在第二象限(第四象限)也就是前期冬春季Niño3区SST偏暖或正常偏暖(偏冷或正常偏冷)与高原积雪偏少或正常偏少(偏多或正常偏多)的配置下我国夏季雨带的分布并不好确定，我国夏季雨带可能偏北也可能偏南。
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图 6 1979—2005年冬季(a)和春季(b)SSTA指数与积雪指数的散点分布图 其中菱形为1a雨型，正方形为2b雨型，三角形为2c雨型，圆形为1d雨型 Fig. 6 Scatterplots of SSTA and snow depth indices in (a) winter and (b) spring during 1979—2005 diamond-type indicates rainfall regime 1a, square 2b, triangle 2c, and round 1d |
综上所述，当Niño3区SST与青藏高原积雪共同作用时, 前期冬春季SST略偏暖或正常偏暖(略偏冷或正常偏冷)与积雪略偏多或正常偏多(略偏少或正常偏少)的配置下，夏季雨带往往具有不确定性，主要雨带偏北和偏南的概率相当；当前期冬春季SST偏暖或正常偏暖(偏冷或正常偏冷)与积雪偏少或正常偏少(偏多或正常偏多)的配置下，夏季雨带的分布也并不好确定。只有当前期冬春季Niño3区SST为强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)的配置下，我国东部夏季雨带往往偏南(偏北)。
2.3 青藏高原积雪与ENSO影响夏季降水机理的初步分析前面已经讨论过春季Niño3区SST与高原积雪对长江以南地区6和7月降水影响更为重要，并且前期春季Niño3区SST强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)的配置下，我国东部夏季雨带往往偏南(偏北)。根据再分析资料，对前期春季Niño3区SST强暖事件与高原积雪显著偏多配置(简称共同强正异常年)的1983、1993和1998年3年进行合成，对前期春季Niño3区SST强冷事件与高原积雪显著偏少配置(简称共同强负异常年)的1985(春季高原积雪接近于显著偏少)、1988和1989年3年进行合成，分析前期春季Niño3区SST强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)配置下的夏季对流层中低层的环流背景。图 7是1979—2005年春季Niño3区SSTA与青藏高原积雪共同作用下夏季500 hPa高度场的合成。由图 7a可见，共同强正异常年对应的夏季500 hPa环流场合成，副热带高压偏西，其中587 dagpm等高线西伸至110°E左右的陆地上。廖荃荪等[15]指出西太平洋副热带高压强度和位置的变化是影响我国夏季雨带分布最重要的因素之一，对我国东部夏季降水的影响很大。在这种西太平洋副热带高压西伸的环流形势下，沿副热带高压西侧的偏南气流可以从海面上带来充沛的水汽，有利于夏季南方地区降水，使我国夏季雨带偏南。由图 7b可见，共同强负异常年对应的夏季500 hPa环流场合成，副热带高压偏东，587 dagpm等高线东退至125°E左右的海洋上，这种环流形势不利于从海上来水汽向南方地区输送，使我国夏季南方降水偏少。
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图 7 春季Niño3区SST与青藏高原积雪共同作用下夏季500 hPa高度场的合成(单位:dagpm)(a) SSTA和积雪均为强正异常，(b)SSTA和积雪均为强负异常 虚线为1979—2005年的气候平均 Fig. 7 Composites of summer 500 hPa geopotential height by different phase coupling of the Niño3 SST and QXP snow depth in spring (unit:dagpm), (a)strong warm SST and heavy snow, (b)strong cold SST and light snow Dashed line indicates the climate mean during 1979—2005 |
下面分别取高原主体的北边界(37.5°N)和南边界(27.5°N)，并且用共同强正异常年相减共同强负异常年，讨论春季Niño3区SST强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)的配置下夏季垂直纬圈环流特征。图 8是春季Niño3区SST与青藏高原积雪共同作用下夏季沿37.5°N的垂直纬圈环流。由图 8可见，沿37.5°N纬圈在高原西部和东部为相对下沉运动，高原中部为相对上升运动，在105°~120°E的我国北方地区从300~800 hPa共同强正异常年相对于共同强负异常年存在深厚的相对下沉运动，这不利于我国北方地区降水，可见共同强正异常年夏季北方偏干少雨。夏季沿27.5°N垂直纬圈环流(图略)，高原整体为相对下沉运动，在东部100°~120°E的我国长江以南地区从300~700 hPa为深厚的相对上升运动，这种形势有利于我国长江以南地区降水，共同强正异常年我国南方降水偏多，雨带偏南。可以看出，共同强正异常年在我国北方为下沉运动，使我国北方夏季干旱少雨，在我国南方则为上升运动，有利于降水，使我国南方夏季多雨，共同强负异常年则与之相反。
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图 8 春季Niño3区SST与青藏高原积雪共同作用下夏季沿37.5°N的垂直纬圈环流共同强正异常年减去共同强负异常年 Fig. 8 Difference of the vertical-zonal circulation along 37.5°N between years with warm SST and heavy snow and with cold SST and light snow |
本文利用1979—2005年Niño3区海温时间序列资料和中国雪深时间序列资料，分析研究了ENSO与高原积雪的关系，以及两者共同作用下对我国夏季降水的异常影响；还初步分析了高原积雪与ENSO影响我国夏季降水异常的机理。得到的主要结论如下。
(1) 青藏高原积雪深度在1993年发生突变，1979—2005年青藏高原冬春季积雪呈现整体增加的年代际变化趋势。对比冬春季SSTA指数与积雪指数年代际关系，可以看出春季SSTA指数与积雪指数年代际变化具有一致性。
(2) Niño3区SST异常持续性比较好；青藏高原积雪异常持续性并不好，但前期冬季积雪显著偏多时，春季高原积雪也往往偏多。另外，无论是从季节时间尺度还是从月时间尺度来看，冬季积雪指数与前期和同期的SSTA指数相关性不好；而对于春季积雪指数，它与前期冬季和同期春季SSTA指数有着比较好的相关性，尤其与同期春季SSTA指数相关最好，春季Niño3区SST偏暖时春季高原积雪往往都偏多。
(3) 前期冬春季逐月Niño3区SST和高原积雪与长江以南地区6月的降水都为正相关，与8月降水都为反相关，另外，春季逐月Niño3区海温和冬春季逐月高原积雪与长江以南地区7月也为正相关。说明ENSO与青藏高原冬春季积雪对我国长江以南地区夏季降水异常的影响在各个月份是不一致的。
(4) 当冬春季Niño3区SST为强暖事件(强冷事件)的年份，夏季雨带一般偏南(偏北)；当冬春季高原积雪显著偏多(显著偏少)的年份，夏季雨带也一般偏南(偏北)。说明在强ENSO事件或强高原积雪异常的背景下，前期ENSO或者高原积雪异常对我国夏季雨带影响是很显著。尤其是两种强异常叠加一起时，即前期冬春季Niño3区SST为强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)共同作用的配置下，夏季雨带往往偏南(偏北)。说明只有当冬春季达到强ENSO事件和高原积雪显著异常的共同作用下，对我国夏季雨带的影响最为显著。
(5) 当前期春季Niño3区SST强暖事件与高原积雪显著偏多的配置下，我国北方地区为下沉运动，使我国北方地区夏季干旱少雨，在我国南方地区为上升运动，并且副热带高压偏西，有利于向我国南方地区输送水汽，使夏季雨带偏南；当前期春季Niño3区SST强冷事件与高原积雪显著偏少的配置下，我国北方为上升运动，我国南方地区为下沉运动，并且副热带高压偏东，使夏季雨带偏北。
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赵振国, 等. 影响中国汛期降水和长江流域旱涝的主要物理因素的综合分析[C]//1998年特大暴雨(洪涝)学术研讨会论文摘要汇编. 北京: 中国气象学会, 1999.
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