春季青藏高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型對(duì)東亞夏季風(fēng)影響的研究進(jìn)展

張超 段安民

廈門大學(xué)海洋與地球?qū)W院近海海洋環(huán)境科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廈門 361102

1 引言

青藏高原（簡(jiǎn)稱高原）冰雪覆蓋的大值區(qū)是歐亞大陸數(shù)十條河流的發(fā)源地，因此高原被譽(yù)為“亞洲 水 塔”（Immerzeel et al., 2010; Kraaijenbrink et al., 2021; Yao et al., 2022a, 2022b）。高原可通過(guò)跨極地的水汽輸送成為“南北極的水汽窗口”，亦可通過(guò)西風(fēng)—季風(fēng)相互作用實(shí)現(xiàn)跨半球的水汽輸送，從而構(gòu)建起“世界水塔”獨(dú)特的大氣—水文功能體系（Xu et al., 2008, 2022; Immerzeel et al., 2020）。融化季節(jié)的高原積雪對(duì)周邊河流和局地水汽的貢獻(xiàn) 可 超 過(guò)65%（Bookhagen and Burbank, 2010;Kraaijenbrink et al., 2021; Zhang and Jia, 2022），因此高原積雪的氣候效應(yīng)一直是科學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)問題。

除高原積雪的水文效應(yīng)外，隆升高原的積雪覆蓋亦可通過(guò)對(duì)流層高層的擾動(dòng)激發(fā)定常Rossby 波，進(jìn)而影響周邊甚至全球的氣候異常（Xu et al.,2012; Henderson et al., 2018; Wang et al., 2018, 2020;You et al., 2020; Jia et al., 2021; Liu et al., 2022,2023; Zhang et al., 2023b）。近年來(lái)觀測(cè)和數(shù)值模式的模擬結(jié)果表明，前期冬春高原積雪異?？娠@著影響東亞夏季風(fēng)的年際和年代際變率（朱玉祥和丁一匯, 2007; Wu et al., 2012; Si and Ding, 2013; Xiao and Duan, 2016; Wang et al., 2020, 2021a; Zhang et al., 2021; Zha and Wu, 2023）。

在年際尺度上，冬春高原積雪可通過(guò)反照率效應(yīng)調(diào)控高原非絕熱冷卻過(guò)程，進(jìn)而通過(guò)局地環(huán)流響應(yīng)、西風(fēng)—季風(fēng)相互作用和海陸熱力差異等多種途徑影響東亞夏季風(fēng)異常（Zhao et al., 2007; Wang et al., 2017, 2018, 2021a; 車 濤 等, 2019; Zha and Wu,2023）；另一方面，冬春高原積雪異常亦可通過(guò)持續(xù)積雪強(qiáng)迫和積雪融水引發(fā)大尺度的大氣水汽以及高原東移渦的發(fā)展，進(jìn)而影響江淮流域、日本和朝鮮半島等東亞沿岸的夏季風(fēng)雨帶（段安民等, 2014;Liu et al., 2014; Xiao and Duan, 2016; Zhang et al.,2021）。

在年代際尺度上，20 世紀(jì)90 年代之后冬季高原積雪偏少有利于隨后春夏高原感熱和短波輻射增多，并通過(guò)減弱?！憻崃?duì)比使得東亞夏季風(fēng)降水向北推進(jìn)（Si and Ding, 2013; Ding et al., 2014; 段安民等, 2018）；同時(shí)，20 世紀(jì)90 年代之后，當(dāng)高原積雪偏少時(shí)有利于高層反氣旋環(huán)流的響應(yīng)，后者南側(cè)的東風(fēng)會(huì)削弱東亞上空副熱帶西風(fēng)急流的強(qiáng)度，從而加強(qiáng)了厄爾尼諾—南方濤動(dòng)（ENSO）對(duì)東亞遙相關(guān)的影響，進(jìn)一步加強(qiáng)了對(duì)東亞夏季風(fēng)降水的影響（Wu et al., 2012; You et al., 2020）。

值得注意的是，近50 年春季高原積雪的年際變率發(fā)生了顯著的年代際變化，使得春季高原積雪年際變率表現(xiàn)出年代際轉(zhuǎn)型特征（Zhang et al.,2022, 2023a）。春季高原積雪的年代際變化對(duì)東亞夏季風(fēng)有何影響？春季高原積雪與東亞夏季風(fēng)的聯(lián)系是否受到太平洋年代際振蕩（PDO）、大西洋年代際振蕩（AMO）、南極濤動(dòng)（AAO）、以及北極濤動(dòng)（AO）等年代際背景信號(hào)的調(diào)控？ENSO作為調(diào)控東亞夏季風(fēng)的關(guān)鍵系統(tǒng)之一，春季高原積雪與東亞夏季風(fēng)的聯(lián)系是否與ENSO 有關(guān)？本文將通過(guò)回顧和梳理近年來(lái)國(guó)內(nèi)外相關(guān)研究，結(jié)合最新資料診斷分析，對(duì)上述問題予以解答，并對(duì)當(dāng)前的研究不足和未來(lái)可能的研究方向提出建議。

2 數(shù)據(jù)和方法

本文使用的資料和數(shù)據(jù)包括：由NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）提供的1966 年至今衛(wèi)星反演的北半球積雪覆蓋率（snow cover extent）數(shù)據(jù)（Robinson et al., 2012），該數(shù)據(jù)鏈接為：https://www.ncei.noaa.gov/ access/meta data/landing-page/bin/iso?id=gov.noaa.ncdc:C00756[2023-04-16]；由CRU TS（Climatic Research Unit gridded Time Series）提供的1901～2020 年逐月降水資料（Harris et al., 2020），數(shù)據(jù)鏈接為：https://cru data.uea.ac.uk/cru/ data/hrg/ [2023-04-16]； ERA5（ European Center for Medium-Range Weather Forecasts’ fifth generation reanalysis）提供的1950年至今的大氣變量（Hersbach et al., 2019），數(shù)據(jù)鏈接為：https://www.ecmwf.int/en/ forecasts/datasets/reanalysis-datasets/era5 [2023-04-16]。

本文使用高斯濾波技術(shù)對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行尺度分離：先對(duì)資料進(jìn)行去趨勢(shì)處理，再將低于8 年的高頻信號(hào)作為年際尺度信號(hào)，高于10 年的低頻信號(hào)作為年代際尺度信號(hào)。本文使用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（EOF）提取高原積雪年際變率的主模態(tài)的空間分布。此外，本文使用了偏回歸、滑動(dòng)相關(guān)、以及Student’st雙側(cè)檢驗(yàn)等方法。

3 春季高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型

3.1 春季高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型特征

近50 年秋季高原東部積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)變時(shí)間出現(xiàn)在20 世紀(jì)80 年代中期（Qian et al.,2019, 2020），而ENSO 與春季高原東部積雪關(guān)系的轉(zhuǎn)折以及后者對(duì)北美氣候影響的突變時(shí)間均為21 世紀(jì)初期（Wang et al., 2020, 2021b, 2023），可見不同季節(jié)高原積雪發(fā)生年代際突變的時(shí)間有所不同。

近期研究表明，高原積雪的空間分布有顯著的年代際轉(zhuǎn)型特征，其突變年份為1990 年（Zhang et al., 2022, 2023a; 張超, 2022）。圖1 為經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解得到的20 世紀(jì)90 年代初前后春季高原積雪年際變率第一模態(tài)的空間分布。從春季高原積雪分布的第一模態(tài)可知：20 世紀(jì)90 年代初春季高原積雪由東西偶極型轉(zhuǎn)變?yōu)槿珔^(qū)一致型（Zhang et al.,2022, 2023a）。

3.2 春季高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型成因

國(guó)內(nèi)外研究分別從ENSO、印度洋偶極子（IOD）、北大西洋海溫異常、北極海冰、北極濤動(dòng)（AO）和西北太平洋遙相關(guān)等?！?dú)庀嗷プ饔玫倪^(guò)程和途徑廣泛討論了春季高原積雪的動(dòng)力學(xué)成因，并指出?！?dú)庀嗷プ饔靡l(fā)的大尺度波列是春季高原積雪形成的重要原因（Smith and Bookhagen, 2018; Jiang et al., 2019; Wang et al.,2019, 2021b; Zhang et al., 2019; Li et al., 2020）。然而，這些研究主要關(guān)注高原東部或高原西部積雪年際變率的成因。

從?！?dú)庀嗷プ饔靡暯莵?lái)看，20 世紀(jì)90 年代之前春季高原偶極型積雪受到北太平洋海溫異常的顯著影響，而20 世紀(jì)90 年代之后春季高原全區(qū)一致型積雪異常主要受熱帶大西洋海洋異常的影響（張超，2022）。20 世紀(jì)90 年代初之前，北太平洋冷海溫異常激發(fā)的大尺度波列可沿西風(fēng)急流傳播至高原，并在高原東部形成氣旋、西部形成反氣旋，氣旋東側(cè)的西南風(fēng)異常有利于孟加拉灣的暖濕水汽輸送至高原東部，氣旋西側(cè)的東北風(fēng)異常則可將高緯度干冷空氣輸送至高原西部，從而形成高原東西偶極型積雪分布（圖2a）；20 世紀(jì)90 年代初之后，熱帶大西洋暖海溫異常可通過(guò)熱帶Kelvin 波和跨洋盆激發(fā)的中緯度Rossby 波列，分別將孟加拉灣暖濕水汽和高緯度干冷空氣輸送至高原，再通過(guò)水汽與冷空氣輻合影響高原全區(qū)一致型積雪分布（圖2b）。

圖2 北太平洋和熱帶大西洋?！?dú)庀嗷プ饔糜绊?0 世紀(jì)90 年代初前后春季高原（a）偶極型和（b）一致型積雪覆蓋率分布的示意圖。Fig.2 Schematic diagrams show the impacts of North Pacific (tropical Atlantic) ocean-atmosphere interaction on the (a) dipole and (b) monopole snow cover extent on the Tibetan Plateau in spring before and after early 1990s.

從大氣環(huán)流的主模態(tài)來(lái)看，Zhang et al.（2023a）發(fā)現(xiàn)南極濤動(dòng)（AAO）和北極濤動(dòng)（AO）是春季高原偶極型和全區(qū)一致型積雪分布的重要原因。研究指出，20 世紀(jì)90 年代初之前，AAO 負(fù)異常時(shí)可通過(guò)向北傳至澳大利亞的波列和澳大利亞至高原的翻轉(zhuǎn)環(huán)流將南極和高原聯(lián)系起來(lái)，并在高原西部形成反氣旋、東部形成氣旋環(huán)流，從而影響高原東西偶極型積雪分布；20 世紀(jì)90 年代初之后，AO正異常時(shí)存在北極至高原的波列，并在高原上空形成氣旋環(huán)流，進(jìn)而影響高原全區(qū)一致型的積雪分布。

4 高原積雪分布對(duì)東亞夏季風(fēng)影響的研究進(jìn)展

4.1 高原積雪異常對(duì)氣候系統(tǒng)的影響機(jī)理

積雪的反照率效應(yīng)、水文效應(yīng)和高空擾動(dòng)是高原積雪作用于周邊和遙遠(yuǎn)地區(qū)氣候異常的主要方式。

積雪的反照率效應(yīng)：高原積雪異常偏多時(shí)使得高原反照率偏高，導(dǎo)致更多短波輻射被反射到大氣中，當(dāng)陸面接收的短波偏少時(shí)，一方面使得陸面溫度降低（Wang et al., 2018, 2021a, 2023），另一方面，陸面接收的短波偏少致使高原向大氣釋放的長(zhǎng)波輻射減少，進(jìn)一步冷卻高原上空的大氣，使得高原上空形成冷源異常，從而導(dǎo)致高原上空的整個(gè)對(duì)流層出現(xiàn)冷卻異常（Wu and Li, 2016; You et al.,2020; Zha and Wu, 2023）。

高原積雪的水文效應(yīng)有兩種，一是積雪融水對(duì)河流徑流的貢獻(xiàn)。研究指出，高原冰川分布在高原高海拔區(qū)域，而高原積雪分布在高原大部分海拔地區(qū)（Smith and Bookhagen, 2018）。高原積雪融水可供給周邊地區(qū)數(shù)十條河流，且融化期積雪融水對(duì)河流徑流的貢獻(xiàn)超過(guò)65%（Bookhagen and Burbank,2010; Wulf et al., 2016; Kraaijenbrink et al., 2021）；高原積雪融水蒸發(fā)還可造成大氣中的水汽增加（Si and Ding, 2013; Xiao and Duan, 2016）。5～8 月是高原積雪變化影響大氣水汽異常的主要時(shí)段，且隨著時(shí)間推移積雪引發(fā)大氣的水汽發(fā)生明顯的西移特征。二是高原積雪融水可形成大氣中的水汽源，同時(shí)積雪融化吸熱引發(fā)局地的非絕熱冷卻，從而激發(fā)高原上空的氣旋環(huán)流，該系統(tǒng)進(jìn)一步作為驅(qū)動(dòng)大尺度水汽輸送的載體，可將高原水汽源的水汽輸送至下游地區(qū)，從而形成高原獨(dú)特的大氣水文功能體系（Zhang and Jia, 2022）。

高原積雪覆蓋矗立在對(duì)流層中層，可直接影響對(duì) 流 層 中 高 層 的 擾 動(dòng) 異 常（Zhang et al., 2021,2023b; Qian et al., 2020），也可通過(guò)局地?cái)_動(dòng)影響高原渦的產(chǎn)生（Xiao and Duan, 2016）。此外，高原積雪異常還可通過(guò)高層擾動(dòng)和局地冷卻引發(fā)沿急流向太平洋、北美地區(qū)甚至大西洋傳播的大氣波列，進(jìn)而影響全球的氣候異常（Qian et al., 2019; Wang et al., 2020; Zhang et al., 2023b）。

當(dāng)前關(guān)于高原積雪影響大尺度大氣環(huán)流的主要分歧在于積雪反照率效應(yīng)的發(fā)生時(shí)間。早期的研究指出（Yasunari et al., 1991），積雪的反照率效應(yīng)集中在冬春時(shí)節(jié)，而夏季則不存在。近年來(lái)的研究則認(rèn)為即使在夏季，隆升高原的積雪覆蓋，尤其是高原西部矗立在對(duì)流層中層的永久性積雪亦能通過(guò)反照率效應(yīng)驅(qū)動(dòng)大尺度環(huán)流異常（Wu and Li, 2016;Jin et al., 2018; Wang et al., 2018, 2021a, 2023）。

4.2 東亞夏季風(fēng)格局與高原積雪分布的關(guān)聯(lián)

高原積雪不同空間分布形態(tài)與東亞夏季風(fēng)的關(guān)系有明顯差異（Xu et al., 2012; Si and Ding, 2013;Wang et al., 2017, 2018; Xiao and Duan, 2016; Zhang et al., 2021）。Si and Ding（2013）指出，2000 年之前冬季高原東部積雪與長(zhǎng)江以南夏季風(fēng)降水顯著正相關(guān)關(guān)系，但2000 年之后僅與江淮流域降水存在較弱的正相關(guān)。Xiao and Duan（2016）指出，5月高原西部積雪與江淮流域夏季降水存在顯著的正相關(guān)關(guān)系。Wang et al.（2017）則認(rèn)為，冬春高原南部（中西部）積雪與華南夏季降水呈負(fù)（正）相關(guān)，冬春高原北部積雪與江淮流域夏季降水呈正相關(guān)、華北至東北呈負(fù)相關(guān)。然而，也有研究認(rèn)為夏季高原西部和南部積雪均與江淮流域至日本南部的夏季風(fēng)降水呈正相關(guān)關(guān)系（Wang et al., 2018, 2021a）?？梢姡瑬|亞夏季風(fēng)降水與高原積雪分布的關(guān)聯(lián)存在較大爭(zhēng)議，這與不同研究積雪資料和時(shí)段的選取有關(guān)。因此，考慮高原積雪空間分布隨時(shí)間的變化，并探討其與東亞夏季風(fēng)之間的關(guān)聯(lián)尤為必要。

本文選取1970～2020 年NOAA 提供的積雪資料，重新繪制了東亞夏季風(fēng)降水與春季高原積雪分布變化的關(guān)聯(lián)圖（圖3）。1990 年之前（圖3a），春季高原西多東少的偶極型積雪分布對(duì)應(yīng)隨后江南至日本南部夏季風(fēng)降水為正異常（中心大約位于30°N），而西伯利亞東南部至日本北部為降水為負(fù)異常（中心位于46°N）；1990 年之后（圖3b），春季高原全區(qū)偏多的一致型積雪分布對(duì)應(yīng)隨后夏季風(fēng)降水正異常區(qū)域北推到江淮流域至日本北部（中心大約位于36°N），而降水負(fù)異常區(qū)域則北推至西伯利亞東部（中心位于52°N）?？梢姡?0 世紀(jì)90 年代初之后，與春季高原積雪有關(guān)的東亞夏季風(fēng)降水落區(qū)可能存在北移。

4.3 高原積雪分布通過(guò)反照率效應(yīng)影響東亞夏季風(fēng)格局的物理機(jī)制

東亞夏季風(fēng)受到前期冬春高原不同積雪分布的影響機(jī)制不盡相同。張超（2022）提出了春季高原偶極型與一致型積雪分布對(duì)東亞夏季風(fēng)的影響機(jī)制（圖4），發(fā)現(xiàn)在20 世紀(jì)90 年代初之前（圖4a），春季高原東西偶極型積雪分布（西部積雪偏多而東部偏少）可通過(guò)積雪的反照率反饋過(guò)程引發(fā)高原上空西部冷卻、東部加熱的非絕熱空間分布（Zhang et al., 2022），進(jìn)而激發(fā)對(duì)流層高層從高原西部至日本的氣旋—反氣旋—?dú)庑痛髿獠校–-A-C型波列）。由于積雪的持續(xù)強(qiáng)迫，該波列可持續(xù)到夏季。位于日本高空氣旋南部的偏西風(fēng)（北部的偏東風(fēng)）異常加強(qiáng)（減弱）了副熱帶西風(fēng)急流的南（北）部（圖3c），使得江南—日本南部（西伯利亞東南部—日本北部）產(chǎn)生顯著的上升（下沉）運(yùn)動(dòng)。同時(shí)，該氣旋系統(tǒng)可延伸至對(duì)流層低層，有利于江南—日本南部的水汽輻合?？梢?，春季高原偶極型積雪分布可通過(guò)積雪異常有關(guān)的高低空環(huán)流配置使得江南—日本南部夏季風(fēng)降水偏多、西伯利亞東南部—日本北部夏季風(fēng)降水偏少。

20 世紀(jì)90 年代初以后（圖4b），春季高原一致型積雪分布（全區(qū)積雪偏多）使得高原上空出現(xiàn)冷源異常并激發(fā)局地的低壓環(huán)流（Zhang et al.,2022）。隨著時(shí)間演變至夏季，該低壓系統(tǒng)東移至東北 亞（Zhang et al., 2021），其南部的 偏 西風(fēng)（北部的偏東風(fēng)）加強(qiáng)（減弱）了副熱帶西風(fēng)急流的中心位置（急流以北區(qū)域，圖3d），因此江淮流域—日本北部（西伯利亞東部）出現(xiàn)顯著的上升（下沉）運(yùn)動(dòng)。該氣旋系統(tǒng)可延伸至對(duì)流層低層，有利于江淮流域—日本北部的水汽輻合。因此，春季高原一致型積雪分布可通過(guò)積雪異常有關(guān)的高低空環(huán)流配置使得江淮流域—日本北部降水偏多、西伯利亞東部降水偏少，即20 世紀(jì)90 年代初以后春季高原積雪分布對(duì)東亞夏季風(fēng)降水的影響北推。

20 世紀(jì)90 年代初之后高原西部積雪異常對(duì)江淮梅雨的影響增強(qiáng)（Zhang et al., 2021）。其可能的物理機(jī)制為：20 世紀(jì)90 年代初春季高原持續(xù)積雪強(qiáng)迫位置由高原西南部轉(zhuǎn)移至高原西北部，積雪異常有關(guān)的擾動(dòng)從沿著急流分布轉(zhuǎn)變?yōu)檫h(yuǎn)離急流分布。因此，前一時(shí)段在急流波導(dǎo)作用下積雪異常容易激發(fā)大尺度的定常波（Wu and Li, 2016; Jin et al.,2018），而后一時(shí)段波導(dǎo)作用減弱使得積雪異常有關(guān)的低壓系統(tǒng)發(fā)生顯著東移。隨著環(huán)流演化至夏季，前后時(shí)段積雪異常有關(guān)的低壓異常分別控制在日本和東北亞地區(qū)，其南側(cè)的偏西風(fēng)異常分別加速了西太平洋和江淮流域上空的副熱帶西風(fēng)急流，從而在后一時(shí)段對(duì)江淮梅雨的影響增強(qiáng)（Zhang et al.,2021; 張超, 2022）。

4.4 高原積雪通過(guò)“高原大氣河”影響東亞夏季風(fēng)的物理機(jī)制

高原積雪通過(guò)積雪融水不僅供給東亞數(shù)十條河流（Bookhagen and Burbank, 2010; Wulf et al., 2016;Smith and Bookhagen, 2018），還可以影響大氣中的水汽異常（Yasunari et al., 1991; Xiao and Duan,2016）。其中，高原積雪融水形成高原水汽源及水汽輸送主要集中在春夏季節(jié)，積雪融水形成的水汽不僅影響高原局地，甚至可影響東亞夏季風(fēng)降水（Xiao and Duan, 2016; Zhang and Jia, 2022）。

高原積雪變化通過(guò)水文效應(yīng)影響東亞夏季風(fēng)的機(jī)制（圖5）：一是高原積雪變化引起水汽異常向下游輸送的機(jī)理：當(dāng)夏季高原積雪偏多時(shí)積雪融化吸熱使高原形成異常冷源，并通過(guò)非絕熱冷卻激發(fā)高原上空的氣旋環(huán)流異常（圖5 中用字母C 表示），該氣旋東側(cè)的西南風(fēng)和副熱帶西風(fēng)急流將高原上的水汽輸送至下游。二是高原積雪變化形成高原水汽源的機(jī)理：高原氣旋東南側(cè)喇叭口狀的風(fēng)場(chǎng)利于局地的輻散運(yùn)動(dòng)，高壓輻散區(qū)往往伴隨晴天有利于更多太陽(yáng)輻射達(dá)到該區(qū)域，代表熱力過(guò)程，同時(shí)積雪有關(guān)的西南風(fēng)場(chǎng)異常與背景態(tài)風(fēng)向一致，代表動(dòng)力過(guò)程。在動(dòng)力、熱力的共同作用下，高原積雪的融化和蒸發(fā)過(guò)程加快，有利于積雪融水轉(zhuǎn)移到大氣中，從而形成高原上空的水汽源（Zhang and Jia, 2022）。

積雪異常引發(fā)的水汽輸送經(jīng)過(guò)高原東部、江南、江淮流域可至日本以東地區(qū)，對(duì)東亞夏季風(fēng)雨帶產(chǎn)生顯著影響。高原積雪通過(guò)水文過(guò)程將高原西南部水汽源的水汽源源不斷的輸送至下游雨帶區(qū)，如同河流般影響東亞夏季風(fēng)，因此將其稱為“高原大氣河”機(jī)制。

4.5 春季高原積雪對(duì)東亞夏季風(fēng)的預(yù)測(cè)作用

大量研究指出，高原前期冬春積雪異常是東亞夏季風(fēng)的重要預(yù)測(cè)因子之一（Si and Ding, 2013;Xiao and Duan, 2016; Zhang et al., 2021; Zha and Wu,2023）。Zhang et al.（2021）發(fā)現(xiàn)春季高原西部積雪異常可顯著影響江淮梅雨的年際變率，且20 世紀(jì)90 年代初以后春季高原西部積雪異常對(duì)梅雨雨帶的影響增強(qiáng)。為此，我們以20 世紀(jì)90 年代初分段，并將回報(bào)年份的20%～30%作為預(yù)測(cè)年份，其余年份作為訓(xùn)練年份以構(gòu)建回歸預(yù)測(cè)模型。基于該方案構(gòu)建了前后兩段含有春季高原積雪的梅雨預(yù)測(cè)模型，結(jié)果表明，根據(jù)該預(yù)測(cè)模型，春季高原積雪預(yù)測(cè)因子構(gòu)建的回報(bào)模型對(duì)20 世紀(jì)90 年代之前的預(yù)測(cè)技巧較低，而20 世紀(jì)90 年代之后特別是近30 年對(duì)江淮梅雨回報(bào)的相關(guān)系數(shù)為0.61，通過(guò)了顯著性水平為0.01 的顯著性檢驗(yàn)，因此具備較好的預(yù)測(cè)技巧。

5 春季高原積雪異常影響東亞夏季風(fēng)的關(guān)鍵科學(xué)問題

5.1 ?！?dú)怦詈闲盘?hào)和大氣環(huán)流在年代際尺度上的調(diào)控作用

20 世紀(jì)90 年代初春季高原積雪的年代際轉(zhuǎn)型及其與梅雨關(guān)系的年代際變化是否受到年代際尺度信號(hào)的調(diào)控尚不清楚。通過(guò)診斷PDO、AMO 和積雪—梅雨的滑動(dòng)相關(guān)（圖6）可知，AMO 在1994年后從負(fù)位相轉(zhuǎn)變到正位相，和春季高原積雪、積雪—梅雨關(guān)系的年代際轉(zhuǎn)折年份較為接近；PDO在1976、2000、2013 和2019 年出現(xiàn)多次位相的轉(zhuǎn)變，與春季高原積雪、積雪—梅雨關(guān)系的年代際轉(zhuǎn)折均不一致?？梢夾MO 可能調(diào)控高原積雪—梅雨關(guān)系的年代際變化：當(dāng)AMO 負(fù)位相時(shí)，積雪—梅雨的關(guān)系較弱，而AMO 為正位相時(shí)，積雪—梅雨的關(guān)系增強(qiáng)。因此，今后在考慮高原積雪作為梅雨降水的預(yù)測(cè)因子時(shí)，需要關(guān)注AMO 的位相。

圖6 年代際尺度上，標(biāo)準(zhǔn)化的春季PDO（藍(lán)色柱狀）、AMO（紅色柱狀）指數(shù)。年際時(shí)間尺度上，春季高原西部積雪指數(shù)和梅雨指數(shù)21年的滑動(dòng)相關(guān)系數(shù)（綠色曲線），綠色曲線加粗部分表示滑動(dòng)相關(guān)系數(shù)超過(guò)95%置信水平的時(shí)段。Fig.6 Standardized PDO (Pacific Decadal Oscillation) index (blue bars) and AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation) index (red bars) in spring on the interdecadal time scale.21-year sliding correlation coefficient (green curve) between the western Tibetan snow index in spring and Meiyu rainfall index on the interannual time scale, in which curve in thick refers to the correlation coefficient exceeding 95% confidence level.

本文還進(jìn)一步分析了年代際尺度上大氣主模態(tài)信號(hào)AAO 和AO 對(duì)積雪—梅雨關(guān)系的可能影響，結(jié)果表明AAO 和AO 在1970～2022 年均有3 個(gè)位相轉(zhuǎn)變年份（圖略），與積雪—梅雨關(guān)系的單個(gè)突變年份顯然不同，因此AAO 和AO 在積雪—梅雨關(guān)系的年代際變化中作用較弱。

5.2 典型東亞夏季風(fēng)降水異常與春季高原積雪異常年份的關(guān)聯(lián)

已有研究表明，梅雨雨帶與前期高原積雪異常密 切 相 關(guān)（Xiao and Duan, 2016; Zhang et al.,2021）。首先要明確歷史上是否存在前期高原積雪異常隨后發(fā)生極端梅雨事件，有多少年份存在這種情況。將各項(xiàng)指數(shù)的絕對(duì)值取0.75 作為閾值，梅雨指數(shù)大于閾值的極端梅雨年份共計(jì)24 年，春季高原西部積雪指數(shù)大于閾值年份共計(jì)20 年。由圖7可知，春季高原西部積雪顯著異常時(shí)，隨后有9 年典型梅雨異常年份，占典型梅雨異常年份的38%?？梢?，存在春季高原積雪顯著異常年份對(duì)應(yīng)有隨后夏季梅雨發(fā)生異常情況。其他典型梅雨異常年份可能與中高緯波動(dòng)、熱帶海氣相互作用等信號(hào)有關(guān)（Wu et al., 2012; You et al., 2020）。

圖7 年際時(shí)間尺度上，江淮梅雨指數(shù)（柱狀）、春季高原西部積雪指數(shù)（紫色曲線）和Ni?o3.4 指數(shù)（綠色曲線）。各項(xiàng)指數(shù)以絕對(duì)值取0.75 為閾值。圓（包括實(shí)心圓和空心圓）表示積雪—梅雨指數(shù)同時(shí)大于閾值且處于同位相的年份，即前期春季高原積雪異常隨后發(fā)生典型梅雨異常年份，實(shí)心圓表示這些年份中Ni?o3.4 指數(shù)小于閾值或與梅雨指數(shù)位相相反，即Ni?o3.4 指數(shù)在這些典型梅雨年份中對(duì)梅雨的貢獻(xiàn)較小或作用相反。Fig.7 Yangtze-Huaihe River Meiyu index (color bars), western Tibetan snow index (purple curve) in spring, and Ni?o3.4 index (green line) on the interannual time scale.The threshold of indices is absolute value of 0.75.The circles (open and solid circles) indicate the years when the snow-Meiyu indices are both larger than the threshold value and in the same phase, i.e., the years when a typical Meiyu anomaly occurs after an anomaly of the Tibetan snow in the early spring.The solid dots indicate the years when the Ni?o3.4 index is smaller than the threshold value or in the opposite phase of the Meiyu index, i.e., Ni?o3.4 index has a small or opposite contribution to Meiyu in these typical Meiyu years.

此外，年際尺度上，ENSO 作為梅雨降水的重要前兆因子之一，也可能影響高原積雪—梅雨異常之間的聯(lián)系。由圖7 可知，高原積雪—梅雨異常的9 個(gè)年份中，有4 年與ENSO 處在同位相（空心圓），有5 年與ENSO 處于反位相或ENSO 信號(hào)很弱（實(shí)心圓）?？梢姡珽NSO 與春季高原積雪對(duì)梅雨降水的影響有一定的互補(bǔ)性，但ENSO 的作用也存在不確定性，這可能和ENSO 的形態(tài)變化、轉(zhuǎn)換速度有關(guān)（Wang et al., 2021b, 2023）。因此，ENSO 對(duì)積雪—梅雨關(guān)系的調(diào)控作用還有待今后深入研究。

6 總結(jié)與展望

本文圍繞高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型對(duì)東亞夏季風(fēng)格局影響，系統(tǒng)回顧了春季高原積雪年際變率的年代際變化特征和成因，高原冬春不同積雪分布對(duì)東亞夏季風(fēng)格局的影響機(jī)制，并提出以下幾個(gè)未來(lái)需要關(guān)注的科學(xué)問題。

首先，20 世紀(jì)90 年代初春季高原積雪年際變率從偶極型轉(zhuǎn)變?yōu)橐恢滦停╖hang et al., 2022），與AMO 從負(fù)位相轉(zhuǎn)變?yōu)檎幌嗟哪攴萁咏?。然而，AMO 位相的年代際轉(zhuǎn)變能否影響春季高原積雪年際變率的年代際轉(zhuǎn)型尚不清楚。因此，不同位相的AMO 與春季高原積雪年年際變率的關(guān)聯(lián)與影響機(jī)制是亟需關(guān)注的科學(xué)問題。

其次，20 世紀(jì)90 年代初之后春季高原西部積雪對(duì)江淮梅雨的影響增強(qiáng)，已有研究從積雪的反照率效應(yīng)視角給出了可能的影響機(jī)制（Zhang et al.,2021）。值得注意的是，“高原大氣河”的源頭位于高原西南側(cè)，而20 世紀(jì)90 年代初之后高原持續(xù)積雪強(qiáng)迫的位置從高原西北側(cè)轉(zhuǎn)移至高原西南側(cè)，即后一階段高原西南側(cè)積雪異?？赡芡ㄟ^(guò)“高原大氣河”的機(jī)制使得對(duì)梅雨的影響增強(qiáng)。因此，今后應(yīng)進(jìn)一步深入分析20 世紀(jì)90 年代初之后高原積雪通過(guò)“高原大氣河”對(duì)梅雨影響增強(qiáng)的物理機(jī)制。

再次，積雪—梅雨關(guān)系的年代際轉(zhuǎn)變與AMO位相的年代際變化較為一致，但AMO 影響積雪—梅雨關(guān)系變化有怎樣的物理過(guò)程和何種作用機(jī)制仍不清楚，是今后需要關(guān)注的問題之一。

最后，雖然地表熱源和積雪作為高原下墊面強(qiáng)迫大氣環(huán)流的影響因子，然而統(tǒng)計(jì)上冬季高原積雪與春季地表熱源的聯(lián)系并不顯著（段安民等，2018），意味著它們可能是驅(qū)動(dòng)大氣環(huán)流的獨(dú)立因子。因此，在考慮東亞夏季風(fēng)成因時(shí)，能否將高原地表熱源和積雪作為獨(dú)立因子綜合考察對(duì)東亞夏季風(fēng)的影響，還有待進(jìn)一步研究。