青藏高原東部冬季降水對北極濤動異常的響應(yīng)*

劉勝勝 周順武 吳 萍 孫 陽 謝潔宏 李 可

1.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室，氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，資料同化研究與應(yīng)用中心，南京，210044

2.西藏自治區(qū)氣象臺，拉薩，850000

3.國家氣候中心，北京，100081

1 引言

北極濤動（Arctic Oscillation，AO）作為北半球熱帶外大氣在年際變化尺度上的最主要信號，冬季最活躍，AO 異常不僅影響高緯度地區(qū)氣候，也能影響到中低緯度地區(qū)（龔道溢等，2003；譚本馗等，2014）。AO 主要通過南、北兩支波列影響東亞地區(qū)（Chen，et al，2002；Wang，et al，2010），北支波列沿極鋒急流波導(dǎo)在歐亞大陸北部上空傳播，大量研究表明，冬季AO 正位相時(shí)，東亞冬季風(fēng)弱（Chen，et al，2005；王林等，2021），主要表現(xiàn)為：西伯利亞高壓減弱和東亞大槽變淺（武炳義等，1999；Wang，et al，2010；朱紅霞等，2019）。南支波列沿著副熱帶急流波導(dǎo)向東南傳播至歐洲、阿拉伯半島和中國南方上空（Wen，et al，2009；徐寒列等，2012），冬季AO 正位相時(shí)，引起中東急流異常（Zhang，et al，2004；Xin，et al，2010），增強(qiáng)的中東急流有利于青藏高原南側(cè)的南支槽（印緬槽）加強(qiáng)（張自銀等，2008；梁蘇潔等，2019），進(jìn)而對中國南方地區(qū)冬季氣候產(chǎn)生影響（Xin，et al，2010，段旭等，2012；覃鄭婕等，2017）。

關(guān) 于AO 或北大西洋濤動（North Atlantic Oscillation，NAO）對青藏高原冬季降水（雪）的影響已有不少研究。Xin 等（2010）指出高原雪深變化與NAO 異常有關(guān)，在NAO 正位相年，亞洲副熱帶西風(fēng)急流增強(qiáng)，南支槽不斷加深，槽前增強(qiáng)的南風(fēng)有利于高原降雪。覃鄭婕等（2017）發(fā)現(xiàn)高原冬季積雪與AO 密切相關(guān)，AO 正位相年冬季，東亞大槽減弱，南支槽加深東移，西太平洋副熱帶高壓（簡稱西太副高）加強(qiáng)，使得更多暖濕氣流到達(dá)高原，導(dǎo)致高原降雪增多。帥嘉冰等（2010）依據(jù)中國160 個(gè)站月平均降水資料，發(fā)現(xiàn)中國冬季降水和AO 指數(shù)在大部分地區(qū)為正相關(guān)，顯著相關(guān)區(qū)位于高原。采用同一套降水資料，徐寒列等（2012）得出冬季NAO 正（負(fù)）位相年中國西南地區(qū)降水偏多（少），同時(shí)發(fā)現(xiàn)NAO 與降水的相關(guān)具有不對稱性（即負(fù)位相年降水偏少更明顯）。李林等（2018）根據(jù)1961—2012 年青藏高原臺站降水資料，得出秋、冬季AO 指數(shù)與同期降水均存在顯著的相關(guān)，其中在冬季兩者的正相關(guān)更顯著。

綜上所述，AO 異常能夠影響高原冬季降水。但多數(shù)文獻(xiàn)使用的是中國160 個(gè)地面氣象觀測站降水資料（帥嘉冰等，2010；徐寒列等，2012；孔祥偉等，2012），包含的高原站點(diǎn)稀少（其中西藏境內(nèi)僅有2 個(gè)站，青海區(qū)域只有3 個(gè)站），難以揭示高原降水的區(qū)域性差異。同時(shí)也有研究表明，高原大致以唐古拉山脈為界，高原南、北部存在不同的影響系統(tǒng)，北部冬季主要受西風(fēng)帶影響（鄭度等，1979；Tian，et al，2007）；南部冬季主要受印緬槽影響（索渺清等，2009；Li，et al，2016），因此研究高原冬季降水對AO 異常響應(yīng)時(shí)，有必要分區(qū)域以便認(rèn)識AO 的局地影響。

2 資料和方法

2.1 資料選取

文中分析時(shí)段為1979 年12 月—2016 年2 月冬季（當(dāng)年12 月—次年2 月），使用的主要資料有：（1）根據(jù)中國2400 余個(gè)氣象臺站的觀測資料，通過插值建立的逐月降水格點(diǎn)數(shù)據(jù)集—CN05.1（吳佳等，2013），水平分辨率0.25°×0.25°。（2）全球降水氣候中心（Global Precipitation Climatology Centre，GPCC）逐月降水資料，水平分辨率0.5°×0.5°。（3）歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心提供的ERA-Interim 逐月再分析數(shù)據(jù)，包括比濕、風(fēng)場、地表氣壓以及位勢高度等要素，水平分辨率0.75°×0.75°。（4）美國氣候預(yù)測中心（Climate Prediction Center，CPC）網(wǎng)站下載的AO 濤動指數(shù)（Arctic Oscillation Indices，AOI）。

2.2 方法簡介

一些研究指出，近幾十年來高原冬季降水（雪）變化顯著（韋志剛等，2002；劉華強(qiáng)等，2003），同時(shí)AO 也具有明顯的年代際變化（何春等，2003；龔道溢等，2003）。由于本研究主要關(guān)注冬季降水的年際變化，因此，在分析前將所有數(shù)據(jù)均進(jìn)行去除線性趨勢處理。文中使用了相關(guān)、回歸和合成分析等常用的統(tǒng)計(jì)方法。

3 高原冬季降水的區(qū)域性差異及影響其年際變化的主要系統(tǒng)

為了揭示高原冬季降水對AO 異常響應(yīng)的區(qū)域性差異，采用高空間分辨率的降水資料，計(jì)算冬季AOI 與高原冬季降水的相關(guān)系數(shù)，進(jìn)一步明確AO 年際變化影響高原冬季降水的區(qū)域和程度，并根據(jù)顯著相關(guān)區(qū)域的降水時(shí)間系列，利用回歸分析給出有利于不同區(qū)域冬季降水的動力和水汽條件，進(jìn)而得到影響高原冬季降水年際變化的主要天氣、氣候系統(tǒng)。

3.1 高原南、北部冬季降水的區(qū)域性差異和年際變化

圖1 為1979—2015 年冬季AOI 與同期CN05.1（圖1a）及GPCC（圖1b）的降水相關(guān)系數(shù)分布。由圖可見，CN05.1 和GPCC 的結(jié)果均顯示，AOI 分別與高原北部和南部（含云貴高原西部）冬季降水存在顯著的正相關(guān)，但在高原中部（30°N 附近）正相關(guān)較弱，甚至出現(xiàn)弱的負(fù)相關(guān)，與（He，et al，2017）使用CN05.2 降水資料得到的結(jié)果一致。選取相關(guān)顯著（均通過了95% 信度的顯著性水平t檢驗(yàn)）的兩個(gè)區(qū)域（（33°—39°N，95°—105°E）為高原北部，（23°—29°N，95°—105°E）為高原南部）進(jìn)行研究。鑒于CN05.1 降水?dāng)?shù)據(jù)考慮了臺站觀測資料（吳佳等，2013），且具有更高的空間分辨率，以下分析主要基于CN05.1。

圖1 1979—2015 年AOI 與CN05.1（a）及GPCC（b）冬季降水的相關(guān)系數(shù)分布（等值線：相關(guān)系數(shù)；灰色陰影區(qū)域表示通過95%信度水平t 檢驗(yàn)；黑色粗線表示2500 m 地形高度；實(shí)（虛）線矩形框表示高原北（南）部，以下同）Fig.1 Distributions of correlation coefficients between AOI and winter precipitation based on CN05.1 dataset（a）and GPCC dataset（b）from 1979 to 2015（contour：correlation coefficient；gray shaded areas indicate the correlation coefficients passing the 95% confidence level t test；the black thick line represents the 2500 m topography height；black thick solid box：North Tibetan Plateau，black dashed box：South Tibetan Plateau，the same hereafter）

有研究（Yang，et al，2011；Cuo，et al，2013；湯秋鴻等，2020）證實(shí)，高原南、北部氣候存在明顯差異。從高原及其周邊地區(qū)海拔高度和冬季平均降水的分布（圖2）可見，高原北部平均海拔明顯比南部高，約為3500 m；南部平均海拔約為1500 m，僅為北部的一半。高原冬季降水則是由東南向西北遞減，北部冬季平均降水量（約為8.7 mm）明顯比南部（53.1 mm）少，約為南部的1/6。這表明高原南、北部冬季降水存在明顯的區(qū)域性差異，兩地降水除天氣、氣候系統(tǒng)不同外，地形和海拔差異也有重要的影響。

圖2 高原及周邊地區(qū)冬季平均降水（等值線：mm）和地形高度（色階）分布Fig.2 Distribution of winter mean precipitation（contour，unit：mm）and terrain height（color shaded）on the TP and surrounding areas

AO 與高原南、北部冬季降水均存在顯著相關(guān)，那么這兩地冬季降水的年際變化是否一致呢？對上述劃分的北部和南部冬季降水分別進(jìn)行區(qū)域平均和標(biāo)準(zhǔn)化，得到北部降水指數(shù)（North Precipitation Index，NPI）和南部降水指數(shù)（South Precipitation Index，SPI）。圖3a是1979—2015年冬季AOI、NPI 和SPI 的年際變化曲線，從中可見，3 條曲線均表現(xiàn)出明顯的年際振蕩，且冬季AOI（實(shí)線）與NPI（虛線）及SPI（點(diǎn)劃線）的年際變化比較一致，相關(guān)系數(shù)分別為0.58 和0.49（均通過99% 信度的顯著性水平t檢驗(yàn)），說明在年際變化上高原南、北部冬季降水均和AO 有密切聯(lián)系。采用線性回歸分析得知，回歸效果顯著，AO 可解釋高原北（南）部冬季降水的28.4%（20.3%）方差，這與相關(guān)分析的結(jié)果較一致。但是NPI 和SPI 的相關(guān)系數(shù)僅為0.31。值得注意的是，如果分降水的正、負(fù)距平來考察NPI 和SPI 的變化關(guān)系（圖3b），發(fā)現(xiàn)在NPI 為正位相時(shí)，NPI 和SPI 的相關(guān)性更差（相關(guān)系數(shù)下降至0.21）。此外，發(fā)現(xiàn)37 a 中NPI 和SPI 同（異）號的有19（18）a，可見南、北部冬季降水年際變化中只有一半時(shí)間保持同步。以上分析均說明高原南、北部冬季降水在年際變化上并不存在顯著的關(guān)系。

圖3 1979—2015 年冬季AOI、NPI、SPI 年際變化曲線（a，括號里的數(shù)字為AOI 與NPI 及AOI 與SPI 的相關(guān)系數(shù)）及NPI 與SPI 散點(diǎn)分布（b，實(shí)（空）心點(diǎn)為NPI 正（負(fù)）位相時(shí)與SPI 的散點(diǎn)分布，實(shí)（虛）線為NPI正（負(fù)）位相時(shí)與SPI 的線性擬合關(guān)系）Fig.3 Interannual variation curves of AOI，NPI and SPI in winters from 1979 to 2015（a，the values in brackets are the correlation coefficientsof AOI with NPI and SPI，respectively）and the scatter distribution of NPI and SPI（b，the solid（hollow）point is the scatter distribution of NPI and SPI in the NPI positive（negative）phase，and the solid（dashed）line is the linear fittings corresponding to the scatter）

3.2 高原南、北部冬季降水對應(yīng)的風(fēng)場變化

高原南、北部冬季降水的年際變化不同步，是否意味著影響兩地冬季降水的環(huán)流系統(tǒng)不同？以下分析南、北部冬季降水對應(yīng)的對流層高、低層環(huán)流型，需要說明的是，由于高原南、北部海拔差異明顯，選擇600（700）hPa 為北（南）部的對流層低層，利用NPI 和SPI 序列分別與對流層低層和對流層高層（200 hPa）水平風(fēng)場計(jì)算回歸系數(shù)分布（圖4）。北部冬季降水偏多時(shí)，600 hPa 高度上在貝加爾湖以東地區(qū)維持一個(gè)反氣旋性異常環(huán)流（圖4a），表現(xiàn)出東亞冬季風(fēng)減弱的環(huán)流型，從中國南海和西太平洋經(jīng)中國東部地區(qū)到高原及其以北地區(qū)為異常的東南風(fēng)；此東南風(fēng)異常在對流層高層同樣存在，且東南風(fēng)距平進(jìn)一步增強(qiáng)（圖4b）。異常的東南風(fēng)沿著北部邊緣進(jìn)入高原北部時(shí)，受地形阻擋不僅出現(xiàn)氣旋式彎曲和抬升，同時(shí)使得更多的西太平洋暖濕氣流向高原輸送，有利于高原冬季降水（劉華強(qiáng)等，2003；胡豪然等，2013；覃鄭婕等，2017）。而南部冬季降水偏多時(shí)，對流層低層和高層均在貝加爾湖附近維持一個(gè)準(zhǔn)正壓的反氣旋性異常環(huán)流（圖4c、d），與北部降水偏多年的環(huán)流型相比，此反氣旋的中心位置更加偏西偏北；此時(shí)在高原南部的西南側(cè)為一個(gè)氣旋性異常環(huán)流（圖4c），這是南支槽增強(qiáng)的表現(xiàn)，增強(qiáng)的南支槽使得槽前的孟加拉灣水汽向中國南方地區(qū)輸送，有利于高原南部及低緯度高原冬季降水（段旭等，2012；徐寒列等，2012；孔祥偉等，2012）。

進(jìn)一步分析南、北部冬季降水與高原對流層各層風(fēng)場的變化關(guān)系，圖5 為由NPI 序列回歸到高原（沿100°E）的緯向風(fēng)、經(jīng)向風(fēng)及經(jīng)向環(huán)流的緯度-高度剖面。由圖可見，北部冬季降水偏多時(shí)，高原北部（兩條實(shí)直線之間的區(qū)域，以下同）從對流層低層到高層均為明顯的東風(fēng)異常（圖5a）和南風(fēng)異常（圖5b），由此構(gòu)成東南—西北向的風(fēng)場距平，即東南風(fēng)增強(qiáng)。由圖5a 還可以看出，北部各層?xùn)|風(fēng)隨緯度升高增大，存在氣旋式正渦度（圖4a），即存在風(fēng)場輻合；北部（沿36°N）緯向風(fēng)的經(jīng)度-高度剖面（圖略）中，對流層中低層?xùn)|風(fēng)在東側(cè)明顯大于西側(cè)，表現(xiàn)出隨經(jīng)度降低而減小，即北部中低層有緯向風(fēng)輻合。圖5b 顯示，北部冬季降水偏多時(shí)500 hPa 以上經(jīng)向風(fēng)隨緯度升高而增大，即高層存在經(jīng)向風(fēng)輻散?？傊?，北部中低層為緯向風(fēng)輻合高層為經(jīng)向風(fēng)輻散，加之東南風(fēng)進(jìn)入高原受地形抬升出現(xiàn)明顯的上升運(yùn)動（圖5b），這些風(fēng)場的變化都和東亞冬季風(fēng)減弱有關(guān)，也都有利于北部產(chǎn)生降水。需要注意的是，在北部冬季降水偏多時(shí)，南部（兩條雙虛直線之間的區(qū)域，以下同）緯向風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)變化相對較小，無明顯的輻合、輻散，也沒有出現(xiàn)上升運(yùn)動，所以南部降水沒有出現(xiàn)隨北部降水增加而增加。

圖4 NPI 時(shí)間序列回歸到冬季600 hPa（a）和200 hPa（b）以及SPI 時(shí)間序列回歸到700（c）和200 hPa（d）風(fēng)場（單位：m/s，灰色陰影表示通過95%信度水平t 檢驗(yàn)）Fig.4 Regression patterns of winter wind field at 600 hPa（a）and 200 hPa（b）against the NPI sequence，and that at 700 hPa（c）and 200 hPa（d）against the SPI series（unit：m/s，gray shaded areas indicate the zonal wind regression coefficient passing the 95% confidence level t test）

圖5 NPI 時(shí)間序列回歸到高原（沿100°E）的（a）緯向風(fēng)（等值線，單位：m/s）以及（b）經(jīng)向風(fēng)（等值線，單位：m/s）和經(jīng)向環(huán)流（矢量，單位：m/s，垂直速度乘以?500，僅給出通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)的區(qū)域）的緯度-高度剖面（灰色陰影區(qū)域表示通過95%信度水平t 檢驗(yàn)；黑色區(qū)域表示高原地形，以下同）Fig.5 Pressure-latitude cross-sections of the NPI sequence regressed onto winter（a）zonal wind（contour，unit：m/s）and（b）meridional wind（contour，unit：m/s）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by ?500，only the values passing the 95% confidence level t test are plotted）over the TP（along 100°E）（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test；black shaded areas indicate the terrain of the TP，The same hereafter）

類似地，圖6 顯示了SPI 序列回歸到高原的緯向風(fēng)、經(jīng)向風(fēng)及經(jīng)向環(huán)流的緯度-高度剖面。由圖可見，南部冬季降水偏多時(shí)，緯向風(fēng)大致以25°N 為界，北（南）側(cè)為東（西）風(fēng)，形成氣旋式環(huán)流（圖6a），因此存在緯向風(fēng)輻合；此外南部的經(jīng)向風(fēng)變化也很明顯（圖6b），大致以500 hPa 為界，低（高）層為南（北）風(fēng)，且低層風(fēng)速隨緯度減小，即經(jīng)向風(fēng)輻合，而高層風(fēng)速隨緯度增大，為經(jīng)向風(fēng)輻散，故在地形抬升下南部地區(qū)上升運(yùn)動進(jìn)一步增強(qiáng)至400 hPa 以上。

圖6 同圖5，但為SPI 序列回歸結(jié)果Fig.6 Same as Fig.5 but for the regression of the SPI series

由以上分析可知，有利于高原北部冬季降水的動力條件是中低層的緯向風(fēng)輻合和高層的經(jīng)向風(fēng)輻散，這都與東亞冬季風(fēng)減弱有關(guān)；而有利于高原南部降水的動力條件是低（高）層經(jīng)向風(fēng)輻合（散），主要與南支槽增強(qiáng)引起的經(jīng)向風(fēng)異常有關(guān)。

3.3 高原南、北部冬季降水對應(yīng)的水汽場變化

許多研究（周長艷等，2005；孫暢等，2019）表明，高原冬季水汽輸送較弱，且主要來自偏西風(fēng)水汽輸送。考慮到水汽主要聚集在對流層低層，圖7分別給出了NPI 回歸到低層（600 hPa）以及SPI 回歸到低層（700 hPa）的水汽輸送場和水汽通量散度場分布。北部冬季降水偏多時(shí)（圖7a），異常的東南風(fēng)可將西太平洋的暖濕氣流向西輸送至高原，北部水汽以弱輻合為主；而此時(shí)南部出現(xiàn)強(qiáng)西風(fēng)，水汽為輻散，不利于南部降水（圖3b）。南部冬季降水偏多時(shí)（圖7b），同時(shí)存在孟加拉灣和西太平洋水汽在該區(qū)域及其東側(cè)輻合，但主要以南支槽槽前的水汽輸送為主。

圖7 NPI 時(shí)間序列回歸到600 hPa 水汽輸送通量（矢量，單位：10?2kg/（m·s·hPa），僅給出通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)的區(qū)域）和水汽通量散度（色階，單位：10?8kg/（m2·s·hPa））（a），（b）同（a）但為SPI 序列回歸到700 hPa結(jié)果（打點(diǎn)區(qū)域表示通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)）Fig.7 Regression patterns of water vapor transport flux（vector，unit：10?2kg/（m·s·hPa），only the values passing the 95%confidence level t test being plotted）and water vapor flux divergence（shaded，unit：10?8kg/（m2·s·hPa））at 600 hPa against the NPI sequence（a），（b）is the same as（a），but for the regression at 700 hPa against the SPI series（The dotted areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

通過以上分析發(fā)現(xiàn)，高原北部冬季降水偏多時(shí)，異常的東南風(fēng)有利于西太平洋的暖濕氣流向西輸送進(jìn)入高原；南部降水偏多時(shí)，以南支槽槽前的孟加拉灣水汽輸送為主。

4 AO 異常年高原區(qū)域大氣環(huán)流場的差異

Baldwin 等（1999）的研究表明，AO 正位相時(shí)，北半球極鋒急流（55°N）增強(qiáng)，副熱帶急流（35°N）減弱，副熱帶急流減弱意味著經(jīng)向槽、脊系統(tǒng)活動加強(qiáng)（Nakamura，et al，2015；梁蘇潔等，2019）。高原恰好處于中緯度附近，因此會同時(shí)受到高、低緯度系統(tǒng)的影響。以下利用合成分析比較AO 異常年高原上空各層風(fēng)場和濕度場的差異，探討AO 異常對高原南、北部冬季降水影響的可能機(jī)制。

由去除線性趨勢后的標(biāo)準(zhǔn)化AOI 確定AO 正、負(fù)異常年，將大于0.8 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差的年份確定為AO正異常年（8 a），將小于0.8 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差的年份確定為AO 負(fù)異常年（9 a）。表1 給出AO 異常年及其對應(yīng)的北、南部降水距平百分率。

4.1 AO 異常年環(huán)流場差異

根據(jù)表1 確定的AO 正、負(fù)異常年，圖8 給出了AO 正、負(fù)異常年冬季高原緯（經(jīng)）向風(fēng)以及經(jīng)向環(huán)流合成差值的緯度-高度剖面。由圖8a 可知，AO 正異常年冬季高原北部對流層各層更易出現(xiàn)東風(fēng)距平，且同時(shí)存在氣旋性渦度，中、低層緯向風(fēng)異常隨經(jīng)度減小，表現(xiàn)出緯向風(fēng)輻合（圖略），高層經(jīng)向風(fēng)隨緯度增大，表現(xiàn)出經(jīng)向風(fēng)輻散（圖8b），有利于北部降水形成；而對于南部，AO 偏強(qiáng)時(shí)500 hPa以下（上）為南（北）風(fēng)異常，低層經(jīng)向風(fēng)隨緯度升高而減小，表現(xiàn)為低層輻合，而高層經(jīng)向風(fēng)隨緯度升高而增大，即高層輻散，同時(shí)低層南風(fēng)受地形抬升作用，引起南部強(qiáng)烈的上升運(yùn)動，有利于降水形成。

表1 AO 異常年AOI 及其對應(yīng)高原南、北冬季降水量距平百分率Table 1 AOI in AO anomaly years and corresponding percentage winter precipitation anomalies in the southern and northern TP

與第3 節(jié)回歸分析的結(jié)果相比，通過合成方法得到的AO 正、負(fù)年緯向風(fēng)差值的緯度-高度剖面（圖8a）與利用NPI 回歸得到的緯向風(fēng)緯度-高度剖面（圖5a）相似，均為AO 正（負(fù)）異常年冬季東亞冬季風(fēng)減弱（增強(qiáng)），高原北部出現(xiàn)東南（西北）風(fēng)距平，可能是影響北部冬季降水偏多（少）的主要動力因子。同樣，AO 正、負(fù)異常年合成后的經(jīng)向風(fēng)緯度-高度差值剖面（圖8b）也與SPI 回歸后的經(jīng)向風(fēng)緯度-高度剖面（圖6b）高度相似，說明AO 正（負(fù)）異常年冬季，南支槽加強(qiáng)（減弱），槽前南風(fēng)加強(qiáng)（減弱），經(jīng)向風(fēng)在南部出現(xiàn)低（高）層輻合（低）高層輻散（合），應(yīng)是影響南部冬季降水的主要動力因子。

圖8 沿100°E AO 正、負(fù)異常年冬季（a）緯向風(fēng)（等值線，單位：m/s）及（b）經(jīng)向風(fēng)（等值線，單位：m/s）和經(jīng)向環(huán)流（矢量，單位：m/s，垂直速度乘以?500，僅給出通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)的區(qū)域）合成差值的緯度-高度剖面（灰色陰影區(qū)域表示通過95%信度水平t 檢驗(yàn)）Fig.8 Pressure-latitude cross-sections of composite differences of（a）zonal wind（unit：m/s）and（b）meridional wind（unit：m/s）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by ?500，only the values passing the 95%confidence level t test are plotted）along 100°E in winters of positive and negative AO anomalies，respectively（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

4.2 AO 異常年穩(wěn)定度和比濕場差異

假相當(dāng)位溫（θse）是反映大氣溫、濕度條件的綜合指標(biāo)，其隨高度的變化（?θse/?z）為對流性穩(wěn)定度（簡稱穩(wěn)定度），可用來分析高原冬季穩(wěn)定度、垂直速度（ω）和比濕（q）的變化。圖9 為高原多年平均的假相當(dāng)位溫、垂直速度和比濕及其AO 正、負(fù)異常年上述要素合成差值隨緯度-高度分布。氣候場上，同一高度南部假相當(dāng)位溫和比濕均明顯大于北部（圖9a 和b），且假相當(dāng)位溫（比濕）隨高度遞增（減）明顯；高原冬季比濕很小，水汽主要集中在500 hPa以下。這說明高原冬季大氣層結(jié)穩(wěn)定，氣候干燥，同時(shí)大氣以下沉氣流為主。AO 正、負(fù)異常年假相當(dāng)位溫合成差值（圖9c）大致以32°N 為界，其在高原南部和北部隨高度變化不一樣：南部從700 hPa到400 hPa，假相當(dāng)位溫隨高度升高而降低，但在北部隨高度變化不明顯（?θse/?z≈0），說明AO 正異常年，南部低層大氣為條件不穩(wěn)定，而北部大氣是中性的。同時(shí)南部上升運(yùn)動非常明顯，這主要是南部低層輻合、高層輻散以及地形抬升所致，而北部大氣穩(wěn)定、上升運(yùn)動較弱。進(jìn)一步比較發(fā)現(xiàn)，AO 正位相年南部低層水汽明顯偏多（圖9d），這明顯與南支槽增強(qiáng)槽前的水汽輸送增加有關(guān)；相比于南部，AO 正異常年北部水汽雖為正值，但比濕升高有限，這可能與來自西太平洋暖濕氣流遠(yuǎn)距離輸送以及北部海拔較高有關(guān)。

圖9 沿100°E（a、b）多年平均和（c、d）AO 正、負(fù)異常年合成差值的緯度-高度剖面（a、c.假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）與經(jīng)向環(huán)流（矢量，單位：m/s，垂直速度乘以?500，僅給出通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)的區(qū)域）；b、d.比濕（等值線，單位：g/kg），灰色陰影區(qū)域表示通過95 %信度水平t 檢驗(yàn)）)Fig.9 Pressure-latitude cross-sections of multi-year average（a，b）and composite difference（c，d）of the pseudoequivalent potential temperature（a，c；unit：K）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by ?500，only the values passing the 95% confidence level t test being plotted）and specific humidity（b，d；unit：g/kg）along the 100°E in years of positive and negative AO anomalies，respectively（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

4.3 AO 異常影響高原南、北部冬季降水的可能機(jī)制

基于以上高原南、北部冬季降水的動力和熱力條件分析，以及AO 正、負(fù)異常年冬季高原風(fēng)場和濕場差異比較，圖10 給出AO 正、負(fù)異常年700 hPa矢量風(fēng)（水汽通量）以及地面降水距平百分率分布。AO 正異常年（圖10a），東亞冬季風(fēng)減弱，中國東部地區(qū)出現(xiàn)異常明顯的東南風(fēng)距平，有利于西太平洋暖濕氣流向高原輸送，同時(shí)東南風(fēng)受地形抬升出現(xiàn)上升運(yùn)動，高原北部降水為正距平；此時(shí)高原南側(cè)的南支槽增強(qiáng)，有利于孟加拉灣暖濕氣流沿槽前偏南風(fēng)北上高原，低層出現(xiàn)經(jīng)向輻合，南部降水出現(xiàn)正距平。值得注意的是，圖4a 給出的有利于北部降水偏多的低層環(huán)流型與圖10a 中高度相似，同時(shí)圖10a 中增強(qiáng)的南支槽也有利于南部降水。AO 負(fù)異常年貝加爾湖附近維持一個(gè)明顯的氣旋性異常環(huán)流（圖10b），引起高原北部西北風(fēng)增強(qiáng)，干冷氣流經(jīng)巴爾喀什湖南下進(jìn)入高原，高原北部低層為輻散下沉，不利于北部降水；同時(shí)在孟加拉灣存在反氣旋性異常環(huán)流，引起南支槽減弱，水汽難以北上進(jìn)入高原，導(dǎo)致南部降水明顯減少。特別值得注意的是，圖10b 給出的AO 負(fù)異常時(shí)高原冬季降水偏少環(huán)流型與高原北部降水偏多型（圖4a）相反，該環(huán)流型也與高原南部降水偏多型（圖4c）完全相反。

比較圖10a 和b 還可以發(fā)現(xiàn)，相比于AO 正異常，AO 負(fù)異常對高原冬季降水的影響更顯著，再結(jié)合表1 給出的AO 異常年南、北部降水距平百分率可知，在8 個(gè)AO 正異常年中北部和南部各有2 個(gè)不同的年份冬季降水為負(fù)距平，而9 個(gè)AO 負(fù)異常年中僅2010 年（且是AO 負(fù)異常最弱的一年）南部降水為正距平，這不僅可解釋圖3b 中高原南、北部在降水正距平時(shí)它們的正相關(guān)更差，也清楚地表明AO 負(fù)異常對高原冬季降水的影響比AO 正異常的影響更加顯著。

圖10 AO 正異常年（a）和負(fù)異常年（b）700 hPa 冬季矢量風(fēng)（單位：m/s）和降水百分率（色階，單位：%）的距平場（打點(diǎn)區(qū)域通過95%信度水平t 檢驗(yàn)）Fig.10 Composite anomalies of 700 hPa vector wind（vector，unit：m/s）and percentage precipitation anomaly（shaded，unit：%）in winter in positive（a）and negative（b）AO years（dotted areas indicate precipitation passing the 95% confidence level t test）

綜上所述，高原北部、南部冬季降水雖然都和AO 異常存在密切聯(lián)系，但影響兩地降水的系統(tǒng)和途徑不同。簡單來說，AO 通過調(diào)控東亞冬季風(fēng)，改變了北部的風(fēng)場和水汽輸送，從而影響北部降水；而AO 通過調(diào)制南支槽，改變了南部的動力和水汽條件，進(jìn)而影響南部降水。

5 結(jié)論與討論

基于高分辨率的降水?dāng)?shù)據(jù)，利用回歸分析給出了影響高原南、北部冬季降水的主要系統(tǒng)，采用合成分析比較了AO 異常年高原風(fēng)場和溫度、濕度場的差異。揭示了高原冬季降水的區(qū)域性差異及其對AO 異常的局地響應(yīng)。主要得出以下幾點(diǎn)結(jié)論：

（1）高原北部和南部冬季降水雖然都與AO 異常存在密切的關(guān)系，但北部和南部冬季降水在年際變化上并不同步，尤其是當(dāng)北部降水偏多時(shí)，兩地降水關(guān)聯(lián)更差；南、北部冬季降水的主要影響系統(tǒng)不同，對AO 異常的響應(yīng)機(jī)理也存在差異。

（2）高原北部冬季降水變化主要和東亞冬季風(fēng)有關(guān)。AO 正異常時(shí)東亞冬季風(fēng)減弱，對流層各層均為東南風(fēng)距平，有利于西太平洋的暖濕氣流向西輸送到高原，緯向風(fēng)輻合以及地形抬升，導(dǎo)致北部降水增加；反之亦然。

（3）高原南部冬季降水變化主要和南支槽異常有關(guān)。AO 正異常時(shí)南支槽加強(qiáng)，有利于源自孟加拉灣的暖濕氣流北上高原，低（高）層經(jīng)向風(fēng)輻合（散），大氣不穩(wěn)定度增大，同時(shí)上升運(yùn)動增強(qiáng)，導(dǎo)致南部降水增加；反之亦然。

（4）AO 通過影響東亞冬季風(fēng)（南支槽），以改變緯（經(jīng)）向風(fēng)為主，進(jìn)而影響北（南）部冬季降水。且AO 負(fù)異常對高原冬季降水的影響比AO 正異常更加顯著。

文中主要討論了高原冬季降水的區(qū)域年際差異以及與AO 異常的可能聯(lián)系，指出冬季AO 年際變化在高原冬季降水中的重要作用。但受可用數(shù)據(jù)資料時(shí)間限制，未討論AO 年代際變化對高原南、北冬季降水的影響。另外，文中采用水汽通量方法（歐拉方法）解釋高原南、北冬季降水來源差異，但最近研究（Liu，et al，2020；曾鈺婷等，2020）指出該方法存在局限，不能準(zhǔn)確地確定水汽的輸送通道和地理來源。此外，有研究（Jiang，et al，2019；Liu，et al，2020）表明，高原冬季降水也會受到ENSO 的影響，那么AO 和ENSO 又是如何協(xié)同影響高原冬季降水的，這些問題都需要深入研究。