青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响

Vol. 47,No. 6 2019年12月

METEOROLOGICAL SCIENCE AND TECHNOLOGY

Dec. 2019

青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响

张薇1

宋燕2

王式功3’4李智才5

(1北京市房山区气象局，北京102488; 2中国气象局气象干部培训学院，北京100081;3成都信息工程大学 大气科学学院，成都610225; 4贵州省遵义院士工作中心，遵义563000; 5山西省气候中心，太原030006)

摘要本文利用国家气象中心提供的逐日地面积雪深度和积雪日数数据，以及NOAA的大气环流再分析资料，通 过合成分析等方法，对1961 — 2013年青藏高原冬春季积雪高原整体、高原东部、高原西部进行了年际和年代际趋 势分析，结果表明，青藏高原整体冬、春季积雪的变化趋势一致，雪深呈现“少雪一多雪一少雪一多雪”的变化趋势， 积雪日数呈现“少雪一多雪一少雪”的变化趋势。高原东（西）部积雪在20世纪60 -70年代均明显增加，20世纪 80—90年代均减少，20世纪90年代末东部春季和冬季积雪减少更为显著，而西部地区除了春季积雪日数变化不 大，春、冬季积雪雪深和冬季积雪日数均明显增加。其次，对青藏高原东、西部地区多（少）雪年的划分，发现髙原东 部和西部地区积雪异常年对应的大气环流形势也存在差异。最后，进一步分析了青藏高原不同区域积雪异常年环 流形势变化特征及其对我国夏季降水的影响，发现髙原东（西）部积雪异常年时我国夏季降水分布存在显著差异， 因此，在将高原积雪作为气候预测因子的时候，应当考虑东部和西部积雪异常不同所产生影响的差异。关键词青藏高原积雪；冬春季积雪异常；中国夏季降水；合成分析

中图分类号：P468. 0+25 DOl: 10. 19517/j. 1671-6345. 20180618 文献标识码：A

引言

关键因子之一[1°〜]。但是，受到青藏高原积雪数据 局限性的影响，高原积雪特征的研究多是取所有观 青藏高原是北半球中纬度海拔最高、积雪覆盖 测站点资料所求的平均值进行分析。事实上，由于 最大的地区。其平均海拔高度在4000 m以上，被 大多数观测台站分布在高原东部地区，西部地区测 称为地球“第三极”。它占我国陆地面积的四分之 站较少，因此，所求取平均值的结果中东部地区测站

一，其海拔高度4000 m以上的地表位于大气对流 积雪资料所占权重非常大，而西部地区所占比重较 层中部，以感热、潜热和辐射加热的形式成为一个高 小，其代表性有不足之处，与青藏高原地区积雪的实 耸人对流层中部大气的外强迫源，对当地乃至周边 际情况差异较大。实际上，前人在对高原积雪进行 地区上空的大气环流有着重要的影响，并与我国天 研究时.已发现高原东、西部积雪形成的天气背景有 气和气候有着密切的联系[1_4]。青藏高原既是我国 所不同，高原东、西部积雪分布的年际变化也不同， 独特天气系统产生的源地，同时也是外来天气系统 在划分不同区域时，多是以积雪气候区、高原积雪的 有效的改造场所[5<。因此，研究青藏高原热力状 异常分布型等来研究[1243]，而对高原东部、西部积 况及其变化对天气气候带来的影响尤为重要。

雪变化特征及不同地区积雪状况对夏季降水影响方 积雪是气候系统中非常重要的组成部分，且存 面涉及较少，本文在前人研究的基础上，根据青藏高 在着显著的季节变化和年际变化。积雪独特的辐射 原地面积雪数据资料，采用累积雪深和累计积雪日 特性和热力性质会影响地表的辐射收支、热量平衡 数两种指标来共同表征高原积雪覆盖状况，根据测 和水分平衡过程，从而对大气环流和气候产生重要 站实际分布情况及EOF分析中通过检验的模态分 影响[7_9];因此，高原积雪成为我国夏季降水预测的

布特征，将青藏高原积雪区域划分为高原东部、中

http://www. qxkj. net. cn 气象科技

国家自然科学基金项目（41575091)、中国气象局气象干部培训学院2018年科研项目“中国区域气候影响因子研究”资助 作者简介：张薇，女，1987年生，硕士，主要从事气候研究与气象服务，Email:vitam〇〇d@yeah.net 收稿日期：2018年11月6日；定稿日期：2019年5月5日

942 气 象科技 第47卷

部、西部3个地区，并对青藏高原冬、春季积雪分别 从高原整体、高原东部、高原西部进行了年际和年代 际趋势分析，同时对其所对应的空间分布做了分析； 并利用春季、冬季积雪距平标准化结果与EOF展开 结果分别对高原东部地区和高原西部地区进行了多 雪年和少雪年的判别，并探析不同积雪异常下所对 应的环流形势差异。在此基础上，进一步研究了高 原东部地区和西部地区冬春季积雪异常年我国夏季 降水分布特征，并分析异常年所对应的大气环流形 势，结果能够更为全面地反映青藏高原积雪的实际 情况，更准确地展现了高原东部、高原西部积雪异常 对我国夏季降水带来的不同影响，为更充分地利用 高原积雪数据进行气候预测提供了新的参考依据。

1

资料和方法

本文积雪数据资料为国家气象中心提供的各站 点1961年1月1日至2014年2月28日逐日地面 积雪深度和积雪日数数据。大气环流资料为NO-

AA官方网站下载的1961年1月1日至2014年8

月 31 日 200 hPa、500 hPa、700 hPa 和 850 hPa

NCEP环流场数据。降水数据来自国家气候中心提

供的全国160站1961—2014年逐月降水资料。根 据气候学季节划分原则，3—5月为春季，12月至次 年2月为冬季，利用合成分析、EOF分解和相关统 计等方法，对青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏 季降水的影响进行了分析。

青藏高原地区积雪数据资料包括贵州、四川、云 南及甘肃位于或临近高原地区的站点资料。为了保 证数据的连续性及有效性，在青藏高原区域内72个 积雪观测站点中，选取拔海高度3000 m以上，且能 反映积雪特征的51个站点作为分析对象，对其积雪 观测数据进行适量的插补处理.在探讨积雪变化趋 势时，重点滤去了 ENSO影响，对插值后的数据进 行9点平滑处理，以便减少干扰项。台站分布情况 见图1,色标对应高原地区拔海高度。2

青藏高原积雪时间变化特征及空间分布

2.1青藏高原冬春季积雪的年际及年代际变化

在研究青藏高原积雪的年际及年代际变化时， 主要考虑冬季和春季的积雪变化及其带来的影响。 本节主要利用积雪日数表征和累积积雪深度来反映 高原积雪的强弱，数据均进行了标准化处理。为了

图1青藏高原地区海拔高度及积雪测站位置分布

更好地描述高原积雪时空变化特征，根据前人研究

结果和测站实际分布情况，以及EOF分析中通过检 验的模态分布特征，将青藏高原积雪区域划分为3 个地区：即95°E以东为东部地区，95°〜80°E为中 部地区，80°E以西为西部地区。在计算高原整体积 雪数据时，采用（东部平均+中部平均+西部平均)/3 的方法。

青藏高原整体冬季积雪和春季积雪的变化趋势 相同，雪深呈现“少雪一多雪一少雪一多雪”的年代 际变化趋势，积雪日数呈现“少雪一多雪一少雪”变 化趋势。其中春季积雪的年代际变化趋势更为显著 且进人多雪期的时间要早于冬季，春季积雪变率（即 变化振幅）较大，冬季较小（图2)。

高原西部地区和东部地区在积雪变化上有明显 不同。积雪深度在西部地区呈现“少雪一多雪一少 雪一多雪”的变化趋势（图3a、3c),在东部地区则呈 现“少雪一多雪一少雪”的变化趋势（图3b、3d)。冬 季积雪日数在西部地区呈现“少雪一多雪一少雪一 多雪”的变化趋势（图3g),而在东部地区呈现“少 雪一多雪一少雪”的变化趋势（图3h)。

高原东、西部地区的春、冬季积雪日数和深度 20世纪80年代之前均为增加趋势。但80年代初 以来，变化趋势差别明显：对于积雪深度，高原东部

地区春、冬季积雪深度均明显减少，而西部地区虽然 在20世纪80—90年代略微有所减少，但此后明显 增加；对于积雪日数，20世纪90年始，东、西部 春季的积雪日数均有所减少，但冬季的积雪日数变 化差别较大，其中西部地区为明显的增加趋势，而东 部地区呈现明显的减弱趋势。

第6期

张薇等：青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响943

1.5

(a)春季积雪深度

1

*2=0. 866

0.5

Sfflllll

I

99610Z.61寸8Z861i0i06

卜

卜

T61986106616T1

68661z9002§

l

9961卜

Ii61W.618Z.6I98610661l8661C90SJ

—0I0Z

I

0Z

图2

青藏高原1961—2013年春（冬）季高原整体积雪深度及积雪日数标准化序列

从转折时间上来看，高原东部地区和西部地区 深呈现“少雪一多雪一少雪一多雪”变化趋势，积雪 也存在差异。在积雪深度随时间变化中，东部地区 日数呈现“少雪一多雪一少雪”变化趋势。其中春季 由少雪期进人第1次多雪期的时间要早于西部地 积雪的年代际变化趋势更为显著且进人多雪期的时 区，由第1次多雪期进人第2次少雪期的时间要晚 间要早于冬季，春季积雪变率（即变化振幅）较大 于西部地区。东部地区在20世纪80年代初到90 (图4),冬季较小。EOF第一模态分布（图4a)表现 年代末期间积雪深度处于明显的多雪期，但西部地 了春季积雪深度空间场上一致变化，东南部分地区 区则在20世纪90年代末期之前没有明显的多雪 与高原主体呈反位相变化。其时间系数呈现明显的 期。青藏高原积雪的变化模态是相对复杂的，其受 年际变化特征，在20世纪60—70年代中期振幅变 到降水、温度、地形地貌特征等多种因子的影响，未 率较小，基本呈现空间模态的正位相。70年代末期 来需要进一步深人研究。需要说明的是，西部地区 至80年代末期震荡显著，直到2009年前后振幅再 在9 0年代末以后，积雪日数变化较小，但雪深则明 次增强。EOF第二模态分布（图4b)呈现高原春季 显增加，初步分析是由于积雪日数和积雪雪深受到 累积雪深明显的东西部反位相，当春季雪深以95°E 温度和降水等气候因子的影响不同，积雪深度更加 以东区域为中心出现正位相时，高原中部、西部出现 具有连续性，而积雪日数同降水天气过程关系更为 负位相。其时间系数主要呈现年际变率特征，年代 密切，其二者物理含义不同，而造成二者变化趋势相 际变化不大。EOF第三模态分布（图4c)显示了中 反的原因，还需要进一步研究。部与南北的反位相特征，特别是在高原95°E以东区 2.2青藏高原冬春季积雪EOF分析

域最为显著。值得注意的是，第三模态虽然方差贡 对青藏高原地区积雪时空分布进行了分析（以 献小于第一及第二模态，但其仍明显地反映出高原 春季积雪深度EOF模态为例，其余图略）。由表1 东部地区自北向南的“正一负一正”的分布特征。对 得知对高原春季积雪深度的EOF分析中，前3个模 应第三时间系数年际变化特征显著，而年代际变化 态通过了显著性检验，累积解释方差为29%。

特征不显著。

青藏高原整体冬（春）季积雪变化趋势相同，雪

944气象 科技第47卷

(b)东部地区春季积雪深度

R2=0. 869

-ll

_

1

_

CSJOOCSJ

_ OICSJO

b_

i

「9961I

-CSJ86 T

I

Z

00CS3

-0Z6I-8Z6I■OIOZ-9861-0661-S61-900Z-8Z6I-9861-0661--90s-0Z6I-W-6I-Z86I-8661-9961S6IW.6I-寸

8661

Ll_

—

-I

丨-I

il

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9i

LL-S6I

丨

_ 8Z6I丨

— S6I

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—9961-------OIOZ-996199619961-0Z6I-^61-8Z6I-9861-O

IOCSJ

0Z6I986106618661S6IZ6I-CS1

96I

_

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丨

i

zoocsl

_

20CS1Li_

_丨

0Z6丨-I

_ 0661

-寸

1—i

- CSJ92O00

CS1CS1CSJ0 O

丨

-

--82.61---8Z6I-Z86I-0661--8661--900399618661W.6IZ86I9861661(g)

西部地区冬季积雪曰数

R2=0. 6572

R2=0. 8024

Z6IiiiiiHHi

I

卜

IIzi9

i

LL-1

丨

_

丨

丨S6I

丨S6T

丨

Z00CN3

-8661-9003-20Z-0Z6I-9861-0661

9861图3

0Z618610661866T9961W.6I8Z6IH.6I青藏高原1961—2013年春（冬）季高原西（东）部积雪深度及积雪日数标准化序列

0102第6期

张薇等：青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响945

10. 08

40。N

(a)第一模态

1〇. 04

1〇

7. 00 r (<0第一时间系数-0.04

5. 00 35°

| -0• 08

3. 00

-0• 12

1.00

1-0. 16

-1.00

30°

-

0.2

-3. 00 -0. 24

-5. 00 -0. 28

-7. 00 25。

I75°

80°

85°

90°

95°

100°

105° E

-9.00

1961 1968 1975 1982

19

1996 2003 2010

40。N

(b)第二模态

0.24 0. 18

6. 00「（e)第二时间系数

0. 12

4.00

35°

0.06 2.00

0

0. 00

30°

-0. 06

-2. 00

| -0. 12

-4. 00

-0• 18

-

25。

I6.00

_0. 24

75。

80°

85。

90。

95。

100。

105。E-

8. 00

1961 1968 1975 1982

19

1996 2003 2010

0.26

40° N (c)第三模态

0.2

0. 14 6. 00「（f)第三时间系数

0.08

0. 02

4.00

-0. 04

2.00 I -0. 1

0.00

-0. 16

-

2.00

| -0. 22

-4.00

-0.28

-

6. 00

80°

85°

90°

95°

100°

105° E

1961 1968 1975 1982 19 1996 2003 2010

图4

青藏高原1961—2013年春季积雪深度EOF模态（左）及对应时间系数（右）

表1

青藏高原1961—2013年春季累积积雪

的比较少。本文对青藏高原东部、西部的春（冬）积 深度的EOF展开结果

雪深度、积雪日数分别进行分析，揭示不同区域多雪 方差贡献 累积方差贡献 特征值是否通过 年、少雪年的划分特征及其差异性。下面重点以距 春季雪深(i?)(G)A>显著检验平趋势分析及EOF的分析结果，来划分青藏高原不 第一个特征向量13. 96%13. 96%377. 34通过同区域多雪年和少雪年。其中，距平标准化以1为 第二个特征向量8. 63%22. 59%233.44通过划分界限，距平值>1时判定为多雪年，距平值<1 第三个特征向量6. 55%29. 14%177.09通过时判定为少雪年；结合春季积雪EOF分析的第二模 第四个特征向量

5. 95%

35.09%

160.85

未通过

态、冬季积雪EOF第一模态的空间分布特征和时间 特征系数大小，以时间特征系数>2或<2判定东、 3青藏高原多雪年与少雪年划分

西部积雪异常年，综合距平标准化和时间特征系数 判定结果，确定出青藏高原西部和东部地区积雪异 现有青藏高原多雪年和少雪年的划分基本上都

常年（表2)。

是以青藏高原整体为主，分析青藏高原东、西部地区

946气 象表2 196丨一2(丨13年青藏高原地区多雪年和少雪年的划分

多雪年

少雪年

1963、 1968、 1978、 1979、 春季高1983、 1986、 19、 1992、 1970、 1971、 1997、 2001、 原西部

2003,2005,2012

2008.2013

1970、1977、 1981、 1982、 1963、 19、 1965、 1966、 春季高1983、1988、 19、 1990、 1967、 1969、 1971、 1972、 原东部

1994,1997,2012

1979、 1999、 2004、 2007、 2008,2010,2013

1962、19、1968、1975、

冬季高1978、1984、 1985、 1986、 1965、 1970、 1973、 1983、 原西部

2008、2009、2010、20121996,1998

1974、 1977、 1979、 1982、

1962、 19、 1966、 1968、 冬季高1988、19、 1991、 1992、 1996、 1998、 2005、 2008、 原东部

1994、1995、1997、2007

2009、2010、2012、2013

为进一步分析青藏高原东部、中部及西部地区 积雪异常的成因，本文利用NCEP的环流资料，对 划分的多雪年、少雪年进行环流形势分析（图略）。 发现青藏高原东部和西部地区积雪异常年，对应的 大气环流形势存在差异。高原东部春季多雪年.我 国东部地区环流形势从高纬到低纬出现经向分布的 正负异常中心，高原东部地区低压异常中心出现气 流辐合，配合上升运动产生降雪。春季少雪年时，我 国东部地区从高纬到低纬出现经向分布的负正（一 + )异常中心，有利于高原东部地区处在高压脊（或 高压）的控制之下，出现晴朗的好天气。冬季多雪年 时，高原东部地区对应的大气环流中高空位势高度 较正常年明显减小，易受低压槽（或低压）控制，垂直 运动以上升运动为主，易产生降雪。冬季少雪年时， 高原东部有正异常中心，有利于高压脊（或高压）控 制，垂直运动以下沉运动为主。高原西部春季多雪 年时，高原上空西部地区位势高度出现显著的负异 常中心，有利于高原西部地区处在低压槽（或低压） 的控制之下，西部地区气流辐合配合上升运动造成

坏天气，降雪偏多。春季少雪年时，高原西部地区上 空中高层环流位势高度较正常年呈现正异常，不利 于西部地区的降雪。冬季多雪年时，高原西部地区 高层北部位势高度较正常年增加，南部地区较正常 年减小，易受低压槽（或低压）控制，配合明显的上升 运动，降雪偏多。冬季少雪年时，西部地区处在异常 倒槽的西部偏北气流控制之下，垂直运动以下沉运 动为主，不利于降雪的产生。

科技第47卷

4

青藏高原冬春季积雪异常对我国夏季降水的影响青藏高原积雪是影响亚洲夏季风降水的重要因

子之一。本文对我国夏季（6月、7月、8月）降水量 (单位mm)分别在高原东部、西部积雪异常年的分 布特征及多雪年与少雪年差值特征进行了分析。4. 1

积雪异常年我国夏季降水分布特征

高原东部春季多雪年，长江以南、西北、东北北

部、华北、华中及华东南部地区夏季降水量较常年增 多。淮河流域、西南、华南、华东北部、东北南部地区 夏季降水量较常年减少。高原东部春季少雪年，淮 河流域、华中、华南南部、西南南部、西北、华北地区 夏季降水量较常年增多；华南北部、华东、西北东部、 东北北部夏季降水量较常年减少。高原东部积雪对 我国东北地区的西北部和东南部、黄河下游、浙江和 西南地区夏季降水有明显的影响。高原西部春季多 雪年，淮河流域、西南中部、西北、华中、东北中部夏 季降水量较常年增多。华南、长江流域、华北、西南 东部、华东地区夏季降水量较常年减少。高原西部 春季少雪年，西北南部、西南南部、华南、华东大部分 地区夏季降水量较常年增多r准河流域、华中、西北 北部、华北、东北、华东中部及西南北部地区夏季降 水较常年减少。高原西部积雪异常对我国夏季淮河 流域和浙江等地的降水异常有显著的影响（图5)。

同样对冬季青藏高原东部、西部积雪异常年我 国夏季降水分布进行分析（图6)，发现高原冬季积 雪异常年对我国夏季降水的影响比春季积雪异常年 更为显著。青藏高原东部冬季多雪年，西北北部、华 北北部、长江流域、华南地区、西南东部和华东南部 地区降水量较常年偏多；东北、华北南部、华东北部、 西北南部及西南西部地区降水较常年偏少。高原东 部冬季少雪年，除去华东和西北北部地区降水量较 常年偏少外，我国大部分地区降水量较常年偏多。 高原西部冬季多雪年，东北、华北东部、西南西部、华 东北部、西北大部分地区降水量较常年增多；江淮流 域、华中、华东南部、西南东部、华南地区降水量较常 年偏少。西部冬季少雪年，黄淮流域、华北、华中、华 东、西南、华南南部及东北大部分地区降水量较常年 偏多，云南、贵州、长江中下游地区、西北地区降水量 较常年偏少。

第6期

张薇等：青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响947

多雪年

少雪年

多雪一少雪

90

705030

东部

10

-10-30-50-70-90

-110

图5 1961 — 2013年间春季高原东部、西部积雪异常年时我国夏季降水量分布

(黑点表示通过〇. 1显著性水平的检验）

多雪一少雪

1

140

100

60

20 -20

-60

-100 -140 -180

-220

图6 1961 — 2013年间冬季高原东部、西部积雪异常年时我国夏季降水量分布

(黑点表示通过〇. 1显著性水平的检验）

4.2积雪异常年夏季环流场分析

季500 hPa环流图中588线的位置进行合成分析 高原东部（西部）在冬、春季积雪异常年时对我 (图7)，发现在青藏高原冬、春季积雪异常年，副热 国夏季降水影响存在较大差别，因此对积雪异常年 带高压位置和强度均较正常年有显著差异，且高原

时对应的夏季环流特征进行了分析。

东部积雪异常年和高原西部积雪异常年所造成的影 由于副热带高压是制约大气环流变化的重要成 响明显不同。

员之一，分别将高原东部、西部积雪异常年对应的夏

高原东部春季多雪年，副热带高压面积偏大，东

948 气 象科技 第47卷

扩和西伸程度比较显著；高原东部春季少雪年，副高 面积明显缩小，南界明显北抬。高原西部春季多雪 年，588线位置较正常年位置变化不大；高原西部春 季少雪年，副热带高压呈带状分布，东扩程度比较显 著。高原东部冬季多雪年，副热带高压面积扩大， 588线位置西伸、南扩较为明显；高原东部冬季少雪 年，588线位置较常年范围有明显扩大。高原西部 冬季多雪年，副热带高压面积有所减小；高原西部冬 季少雪年，副热带高压强度较弱，未画出588线。

受篇幅所限，在此仅附图分析高原东部地区春 季多雪年时我国夏季环流形势，在夏季各层位势高

度和垂直速度差值图中（异常年与正常年的差值）， 阴影部分为通过o.i显著性检验的区域。高原东部 春季多雪年时，我国夏季大部分地区中高层位势高

H—度差值为正，中高讳度欧亚呈正负正（h)

纬向波列分布特征，中低纬度地区的异常变化不显 著，东部太平洋上有一个负异常中心，表明副热带高 压偏弱，位置偏南（图8)。对应垂直速度差值（图9)， 长江以南、东北北部、华东、华中、华北部分地区及西 北大部分地区以上升运动为主，利于降水形成；而在 淮河流域、东北南部、华南及西南大部分地区以下沉 运动为主，不利于降水的形成。

60° 80° 100° 120° 140° 160° E 180° 160° W60° 80° 100° 120° 140° 160° E 180° 160° 胃

图7 1961—2013年间高原东（西)部冬、春季积雪异常年时588线位置：

U)高原东部春季积雪异常年，（b)高原西部春季积雪异常年，（c)髙原东部冬季积雪异常年，（d)高原西部冬季积雪异常年

(黑线为正常年时位置，蓝线为多雪年时位置，红线为少雪年时位置）

200 hPa

500 hPa

700 hPa

80° N 70° 60° 50。 40° 30°

20。 10。

30° 50° 70° 90° 110° 130° 150° 170° E 30° 50° 70° 90° 110° 130° 150° 170° E 30° 50° 70。 90° 110° 130° 150° 170° E

图8 1961—2013年间东部春季多雪年时夏季各层位势高度差值

(阴影区为通过0.1显著性检验区域）

第6期

张薇等：青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响949

80。N

700 hPa

80。N850 hPa

70。60。

30。

20。

1〇 30° 50° 70° 90° 110° 130° 150° 170°E30° 50° 70° 90° 110° 130° 150° 170° E

图9 1961—2013年间东部春季多雪年时夏季垂直速度差

(单位O.OOlPa/s^CO为上升运动；阴影区为通过0. 1显著性检验区域）

综合分析春（冬）季高原东（西）部积雪异常年对 东部地区夏季降水较常年偏少；高原西部地区少雪 应的我国夏季环流形势，得出高原东、西部地区积雪 年时，黄淮流域、华东、华南、西南地区夏季降水较常 异常时，所对应的我国夏季降水信号敏感区也不同。 年偏多，西北、长江中下游及淮河流域夏季降水较常 对于高原东部地区，在春季多雪年时，夏季中高纬度 年偏少。由于高原东、西部地区积雪异常时对我国

欧亚呈现正负正（+—+ )波列分布特征，副高 夏季降水关联性敏感区域降水存在相反的影响，因 强度偏弱、位置偏南，春季少雪年时，夏季副高面积 此在探讨高原冬春季积雪异常对我国夏季降水影响 缩小、位置偏东。冬季多雪年时，夏季欧亚上空 时，不适合将高原笼统作为一个整体来看待，而应分 中高纬度地区位势高度异常呈现纬向负正负正（- 为东、西两部分别进行考虑，方能获得更精准的信 + —+ )波列分布特征，副高西伸南扩，冬季少雪年 号，为我国夏季不同地区的降水预报提供更好的参 时，夏季欧亚上空中高纬度地区位势高度异常 考依据。呈现纬向正负正（ + _ + )波列分布特征，副高位置 偏东、南界北抬。因此，高原东部地区多雪年时，西 5

结论与讨论北、华北、长江流域及华东南部地区夏季降水较常年 (1)

对于青藏高原整体而言，区域平均的冬季积

偏多，华东北部、淮河流域、华南及西南夏季降水较 雪和春季积雪的变化趋势一致，尽管大体上20世纪 常年偏少；而高原东部地区少雪年时，华北、华中、淮 6〇—70年代均明显增加，80—90年代均减少，但90 河流域及西南地区夏季降水较常年偏多，西北、华东 年代末积雪变化趋势有明显不同。

地区较常年偏少。

(2)

对青藏高原地区积雪深度和日数进行对于高原西部地区，在春季多雪年时，夏季对流 分解的结果表明，由于雪深具有更强的局地变化特 层中高层亚洲上空呈现纬向正负（+ —）波列 征，因而积雪日数第一模态的解释方差比积雪雪深 分布特征，中低层亚洲上空位势高度较常年偏 大。第一模态在空间场上总体上呈现为一致性变 高，春季少雪年时，夏季欧亚上空中高纬度地区 化，时间上具有明显的年代际变化特征，高原东、西 位势高度呈现纬向正负正（H—

h)波列分布特征，

部反位相变化在春季积雪EOF分析的第二模态、冬 副高东扩。在冬季多雪年时，夏季欧亚上空中 季积雪EOF第一模态空间场上有明显体现。

高讳度地区位势高度呈现纬向负异常波列分布特 (3)

高原东、西部积雪异常影响高空大气环征，副高东部边缘内缩。在冬季少雪年时，夏季欧亚 进而影响到我国夏季降水。高原东、西部地区积雪 上空中高纬度地区位势高度异常以纬向负异常 异常时，其对我国夏季降水关联性敏感区域降水存 波列分布为主要特征，副高强度偏弱。因此，高原西 在相反的影响。高原东部地区多雪年时，长江流域、 部地区多雪年时，西北、东北、淮河流域及西南地区 华北、西北及华东南部地区降水较常年偏多，淮河流 夏季降水较常年偏多，华北、江淮流域、华南及西南

域、西南、华南及华东北部降水较常年偏少；高原东

EOF

流，

950气象科技

第47卷

部地区少雪年时，淮河流域、华中、西南及华北地区 降水较常年偏多，华东、西北较常年偏少。高原西部 地区多雪年时，淮河流域、西北、东北及西南地区降 水较常年偏多，江淮流域、华南、华北及西南东部地 区降水较常年偏少；高原西部地区少雪年时，黄淮流 域、华东、华南、西南地区降水较常年偏多，长江中下 游、淮河流域及西北地区降水较常年偏少。

(4)针对将青藏高原作为一个整体研究的不足， 本文将青藏高原分为东部、西部分别进行分析探究， 证实了高原东部地区、西部地区积雪特征存在显著 差异，并研究发现高原东部地区和西部地区积雪异 常对后期大气环流及我国夏季降水分布的影响均有 较大的差异性。由此提示，在利用高原积雪数据进 行气候预测，特别是对汛期降水进行预测时，将高原 分东部和西部来分别考虑十分必要。

但是，影响大气环流、气候变化的因子是多样 的，积雪的异常会对地表反射率、融雪吸热、土壤水 分变化、水文过程等均产生一定程度的影响[14_17]。 同时，众多文献也表明，虽然高原冬春季积雪异常是 影响后期东亚夏季风降水的重要因子，但不是唯一 因子，海气相互作用过程对东亚夏季风降水有重要 作用[18_23]，因此若是进一步探讨积雪异常对东亚夏 季降水的影响，也需要剔除其他因子的影响，方能得 到积雪这一影响因子更为具体的作用，此方面有待 今后更深入的研究。参考文献

[1]

叶笃正，高由禧.青藏高原气象学[M].北京：科学出版社，1979.

[2] 吴国雄，张永生.青藏高原的热力和机械强迫作用以及亚洲

季风的爆发I:爆发地点[J].大气科学，1998, 22 (6): 825-838.

[3] 吴国雄，张永生.青藏高原的热力和机械强迫作用以及亚洲

季风的爆发II:爆发时间[J].大气科学，1999,23(1): 51-61.

[4] 吴国雄，何编，刘屹岷，等.青藏高原和亚洲夏季风动力学研

究的新进展[J].大气科学，2016, 40(1): 22-32.

[5] 徐祥德.青藏高原“敏感区”对我国灾害天气气候的影响及其

监测[J].中国工程科学，2009,11(10): 96-107.

[6] 李国平，卢会国，黄楚惠，等.青藏高原夏季地面热源的气候

特征及其对高原低涡生成的影响[J].大气科学，2016,40(I)

：

131-141.

[7] 徐国昌，李珊，洪波.青藏高原雪盖异常对我国环流和降水的

影响[J].应用气象学报，1994,5(1):62-67.

[8] 朱玉祥，丁一汇，刘海文.青藏高原冬季积雪影响我国夏季降

水的模拟研究[J].大气科学，2009,33(5):903-915.

[9] 杨凯，胡田田，王澄海.青藏高原南、北积雪异常与中国东部

夏季降水关系的数值试验研究[J].大气科学，2017,41 (2): 345-356.

[10] 彭京备，陈烈庭，张庆云.多因子和多尺度合成中国夏季降水

预测模型及预报试验[JG.大气科学，2006,30(4): 596-608.

[11] Wang H J. A review of seasonal climate prediction research in

China [J]. Adv Atmos Sci, 2015, 32(2)： 149-168.

[12] 王海娥，李生辰.青海高原1961—2013年积雪日数变化特征

分析[J].冰川冻土，2016,38(5): 1219-1226.

[13] 丁锋.青藏高原冬春雪深分布与中国夏季降水的关系[J].大

气科学学报，2009,32 (6) :783-791.

[14] Li G P, Lu J H, Jin B L, et al. The effects of anomalous snow

cover of the an plateau on the surface heating [J]. Ad­vances in Atmospheric Sciences, 2001, 18(6)： 1207-1214.

[15] 彭雯，高艳红.青藏高原融冻过程中能量和水分循环的模拟

研究[J]•冰川冻土，2011,33(2):3-373.

[16] 陈宇航，范广洲，赖欣，等.青藏高原复杂下垫面能量和水分

循环季节变化特征分析[J].气候与环境研究，2016,21 (5): 586-600.

[17] 黄露，范广洲.影响青藏高原大气可降水量的因素及其变化特

征[J].气象科技，2018,46(6): 1172-1179.

[18] Huang Ronghui,Wu Yifang. The influence of ENSO on the

summer climate change in China and its mechanism [J]. Adv Atmos Sci, 19, 6(1)： 21-32.

[19] 赵振国.厄尔尼诺现象对北半球大气环流和中国降水的影响

[J] .大气科学，1996,20(4) :422-428.

[20] 金祖辉，陶诗言.ENSO循环与中国东部地区夏季和冬季降水

关系的研究[J].大气科学，1999,23(6):663-671.

[21] 肖子牛，晏红明，李崇银.印度洋地区异常海温的偶极振荡与

中国降水及温度的关系[J].热带气象学报，2002，18(4):335.

[22] 杨颖璨，李跃清，陈永仁.青藏高原及邻近地区低涡系统结构

研究进展[J].气象科技，2018,46(1) :76-83.

[23] 乔钰，周顺武，马悦，等.青藏高原的动力作用及其对中国天气

气候的影响[J].气象科技，2014,42(6):1039-1046.

第6期张薇等：青藏高原冬春积雪特征及其对我国夏季降水的影响951

Characteristics of an Plateau Snow Cover in Winter and Spring and Their Influences on Summer Rainfall over China

Zhang Wei1

Song Yan2

Wang Shigong3,4

Li Zhicai5

(1 Fangshan District Meteorological Service, Beijing 102488; 2 Training Centre, China Meteorological Administration,

Beijing 100081; 3 Chengdu University of Information Technology, Chengdu 610225; 4 Zunyi Academician Work Center,

Guizhou, Zunyi 563000; 5 Shanxi Climate Center, Taiyuan 030006)

Abstract： In this paper, based on the data of daily snow depth (SD) and the number of days with snow cover (NDSC) from the National Meteorological Information Center and the atmospheric circulation data from NOAA reanalysis, by using the Empirical Orthogonal Function (EOF) decomposition, composite analysis, and other statistical methods, we examine the interannual and interdecadal variations of winter and spring snows in terms of the number of days with snow cover (NDSC) and snow depth (SD) in the entire an Plateau, the eastern an Plateau (ETP)，and the western an Plateau (WTP)， respectively, and found that in the past 53 years (1961 to 2013), the temporal trends of winter and spring snows averaged over the entire an Plateau are general similar. The interdecadal variations of SD exhibit the feature of “less-rich-less-rich” than normal, and those of NDSC shows the feature of “less-rich- less” than normal. For the temporal trends of snow cover in two regions (ETP and WTP), snows increased significantly in the the 1960s and 1970s and reduced in the 1980s and 1990s for both regions. However, the trends were obviously different since the late 1990s, when the snow cover reduced significantly in the ETP whereas it significantly increased in the WTP except for the spring NDSC that showed no apparent trends. Then we identify the typical years with anomalous snow cover in the ETP and WTP, respectively, and investigate the features of snow cover anomalies and the associated atmospheric circulation anomalies. Finally we investigate the impacts of snow cover anomalies in the an Plateau on the summer rainfall over China. The results show that significant difference exists in the temporal variations of snow cover for the different regions of the an Plateau. The results also show apparent correlation between snow cover variations in the an Plateau and summer rainfall in China. Therefore, it is necessary to take into account the different impacts exerted on summer rainfall by snow cover anomalies in different regions of the an Plateau when the snow cover in the an Plateau is used as a factor for the short-term prediction of summer climate in China.

Keywords： snow cover over the an Plateau; abnormal snow cover in winter and spring; summer

precipitation over China; composite analysis