中國冬季積雪變異及其與北極濤動的聯系

張若楠 張人禾 左志燕

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室，北京100029

2中國氣象科學研究院，北京100081

3中國科學院大學，北京100049

1 引言

作為氣候系統冰凍圈重要組成部分之一，北半球中高緯度積雪變化與大氣環流系統變化有密切關系。積雪一方面受到前期和同期大氣環流的顯著影響，另一方面對后期氣候也有明顯的反饋作用。研究表明，積雪可以通過改變地表反照率、土壤濕度和水循環、隔絕陸氣熱交換、影響大氣環流來反饋后期氣候。目前，利用各種類型的積雪資料及不同的大氣環流模式來研究歐亞大陸和青藏高原積雪的變化特征（韋志剛等，2002；Ueda et al.，2003）及其對東亞氣候的反饋（Gong et al.，2003a，2004；張人禾等，2008；Wu et al.，2009；穆松寧和周廣慶，2010，2012；左志燕和張人禾，2012；Zuo et al.，2012），是關于積雪與氣候關系研究的熱點。

北半球熱帶外 20°N以北海平面氣壓場第一個模態是北極濤動（AO，Arctic Oscillation），其緯向對稱特征明顯，從近地面到平流層低層接近正壓結構（Thompson and Wallace，1998）。行星尺度的AO變化對近地面氣候有著顯著的影響，它不僅與歐亞大陸中高緯度地區的溫度和降水有相關關系，而且與一些區域性的大氣環流系統如阿留申低壓、西伯利亞高壓、東亞季風等系統有密切聯系（Wu and Wang，2002；龔道溢和王紹武，2003；陳文和康麗華，2006）。以往的研究表明，當 AO偏強時，東亞中高緯度為反氣旋性環流，東亞大槽偏弱，高空西風急流減弱，貝加爾湖脊在極渦影響下有一定減弱，在對流層高低層作用下，西伯利亞高壓和東亞冬季風都有一定的減弱，中國北方和東部地區氣溫偏高，不利于降水的發生（琚建華等，2004；楊輝和李崇銀，2008；張書萍和祝從文，2011；陳文等，2013）。就 AO 和積雪的關系方面，大多數研究主要關注了前期和同期積雪對AO的影響，指出積雪的異常熱強迫能夠激發出行星波，從而產生大氣遙相關型異常（陳海山等，2003；陳海山和孫照渤，2003；Gong et al.，2003b；Saito and Cohen，2003）。

由于積雪對氣候具有重要的反饋作用，認識積雪的變化規律及其成因是至關重要的。如上所述，AO可以影響東亞大氣環流，并且積雪作為外強迫也可以對AO產生反饋，但AO對積雪的影響目前并不清楚。本文將利用站點觀測資料，研究中國冬季積雪的變化特征及其與AO的聯系，認識AO對中國冬季積雪的可能影響。

2 資料和方法

本文使用資料是 1950～2012年 NCEP/NCAR V1月平均北半球位勢高度場、風場、地表溫度場（Kalnay et al.，1996），1951～2011 年國家氣象信息中心提供的逐日中國756站積雪、降水、天氣現象、氣溫資料（http://cdc.cma.gov.cn/home.do [2013-04-20]）。

早期關于積雪的研究主要以地面臺站資料為主，積雪參數以雪深、雪密度為主（李培基和米德生，1983；李培基，1988）。但受技術原因限制，站點較少時段較短。自從衛星反演和雷達探測資料得以使用以來，積雪資料及有關積雪的研究有了極大豐富，但資料在高原和較薄積雪地區存在較大的誤差（郭艷君等，2004；Armstrong et al.，2007）。目前中國常規觀測的756站地面臺站資料對平原地區誤差較小，雖然區域局限性比較強，總體來說還是客觀準確的（王澄海等，2009；馬麗娟和秦大河，2012）。站點降雪資料由站點降水和天氣現象資料進行分離。鑒于以上原因，本文主要利用中國站點逐日雪深（SD，Snow Depth）和降雪資料。由于觀測站建站或開始觀測時間不同，所以各臺站資料起始時間不同，在某些年份存在缺測，文章中取1979～2010年冬季共629站資料進行研究。

文中所用方法包括經驗正交分解（EOF）、相關分析、一元線性回歸和合成分析等常用診斷分析方法。為了得到包含更多數量信息的特征向量，在EOF分析中分別對每個模態空間場和時間系數乘以和除以其特征值的平方根，結果為更有意義空間分布型和標準化的時間序列，如果用距平場作EOF分析，得到有單位的空間場（吳洪寶和吳蕾，2005）。文中分析均用冬季平均值，即當年 12月和次年 1月、2月的平均。文中用Studentt檢驗對置信度進行檢驗。

3 冬季積雪的時空分布特征

圖1a、b分別為冬季雪深距平的EOF1空間型和相應的時間系數，方差貢獻為35.2%，第二模態的方差貢獻為 10.3%。根據 North檢驗（North et al.，1982），第一模態與第二模態可以顯著的分離。從圖 1a可以看出，總體來說中國積雪呈南、北反相變化。在大約110°E以西和以東，南、北反相變化的界限分別在 40°N和黃河流域南部。新疆北部和中國東部黃河以北地區為同位相變化，青藏高原東部和南方地區為同位相變化。北方積雪距平遠大于南方，新疆和東北北部地區有大范圍雪深超過2.0 cm的雪深正距平區域，新疆北部最大距平可達11.0 cm；青藏高原和南方地區雪深負距平普遍在－0.2 cm以下，在高原東部和長江中下游地區出現較小范圍小于－0.2 cm的雪深負距平中心，最小距平（－3.0 cm）出現在高原東南麓。

從相應的時間系數的演變（圖1b）可以看到，第一主分量的時間系數除了具有明顯的年際變化外，也呈現出年代際變化，并在 1996年左右發生氣候轉變，在此之前基本以負值為主，而在此之后基本上以正值為主。這意味著新疆北部和東北地區雪深在 1996年之前為負距平，之后為正距平；而青藏高原和南方地區雪深在1996年之前為正距平，之后為負距平。我們計算了時間系數的線性趨勢，其值為0.04/a，超過了95%的置信度檢驗。為了說明線性趨勢的影響，我們計算了去趨勢與未去趨勢時間系數的相關系數，其值高達0.89，這種高相關性說明雖然時間系數具有顯著的線性趨勢，但與去趨勢后的EOF1時間系數的變化在年際時間尺度上具有較好的一致性。

圖1 1979～2010年冬季（12月至次年2月）平均雪深距平的（a）EOF1空間分布（單位：cm）及（b）相應的標準化時間序列（直方圖為標準化時間序列，曲線為時間序列的9年滑動平均）Fig.1 (a) Spatial distribution of leading empirical orthogonal function (EOF1) of anomalous SD field (units: cm) and (b) their corresponding normalized time series (bars) in winter for 1979?2010.The contour in (b) is the 9-year running mean of normalized time series

4 冬季積雪與AO的關系

根據AO的定義方法，將200 hPa位勢高度場（Z200）、500 hPa位勢高度場（Z500）與海平面氣壓場（SLP）的EOF1時間序列定義為AO指數，分別命名為 Z200_AOI，Z500_AOI，SLP_AOI。在全年中，冬季的AO模態最為顯著，變率也最強，本段主要探討冬季中國雪深與冬季AO之間的關系。

為了研究積雪空間分布與冬季大氣環流的聯系，用雪深PC1時間序列（SD_PC1）分別與Z200、Z500、SLP場作回歸分析，結果如圖2所示。從圖中可以發現，雪深回歸的大氣環流與AO型異常非常相似。高度場和氣壓場在極地地區有異常高中心，大西洋和歐亞大陸中高緯度地區有異常低中心，這種相關系數型恰好類似AO負位相；在垂直方向上，Z200場上的 AO最強，SD_PC1與Z200_AOI的時間序列的相關系數最高為－0.50，通過了99.8%的置信度檢驗。以上結果說明AO與中國冬季雪深第一模態具有密切的聯系，且AO與雪深第一模態為反相關。

為了進一步說明AO與積雪的聯系，圖3給出了AO指數與SD_PC1的時間演變，從圖中可以看出垂直方向三個層次的AO指數具有基本一致的變化，三者之間的相關系數都達到0.93之上，并且它們都與雪深有明顯的反相變化特征。計算三層 AO指數 SLP_AOI，Z500_AOI，Z200_AOI與 SD_PC1的相關，發現相關系數分別為－0.46、－0.48和－0.50，均為置信度超過95%的顯著負相關，這與圖2給出的雪深PC1時間序列與環流場之間的反相關型是一致的。另外，考慮到SD_PC1的線性趨勢，我們進一步計算了三層 AO指數與去趨勢后的SD_PC1的相關，相關系數有所減小，分別為－0.45、－0.43和－0.41，但都超過95%的置信度檢驗。事實上，由于AO指數并沒有明顯的趨勢變化，因此冬季積雪與AO的顯著相關性說明了它們之間在年際尺度上的顯著聯系。

圖2 冬季雪深PC1時間序列回歸的（a）200 hPa位勢高度場（Z200）、（b）500 hPa位勢高度場（Z500）、（c）海平面氣壓場（SLP）。（a）和（b）等值線間隔為10 gpm，（c）間隔為0.5 hPa；陰影表示回歸場通過95%置信度檢驗Fig.2 Regressed (a) 200-hPa geopotential height (Z200), (b) 500-hPa geopotential height (Z500), and (c) Sea level pressure (SLP) by SD_PC1 in winter.The intervals are 10 gpm in (a) and (b), and 0.5 hPa in (c).The shadings denote the regressed field exceeding the 95% confidence level

圖3 冬季AO指數和雪深PC1時間序列隨時間的演變Fig.3 The evolution of wintertime AO indices and SD_PC1

圖4給出了SLP_AOI與雪深的相關系數分布圖。從圖中可以看出，相關系數的分布與冬季雪深距平的EOF1空間型（圖1a）類似，呈南、北反相變化，在大約110°E以西和以東，南、北反相變化的界限也基本上出現在 40°N和黃河流域，AO與雪深在此界限以南地區正相關，以北地區負相關。顯著正相關區位于黃河上游和長江中游周圍，相關系數最大為0.55；顯著負相關區位于新疆北部和沿渤海地區，相關系數最小為－0.58。由于圖1a給出的是 EOF1的空間分布型，這些顯著相關區域在EOF1的空間分布型中沒有體現出來，但AO與雪深的南、北反位相相關型與雪深EOF1空間分布的相像性以及AO指數與SD_PC1的顯著相關性，說明了AO與中國冬季雪深EOF1的空間分布具有密切的聯系。

5 AO對冬季積雪的可能影響

上一節的分析表明中國冬季雪深的分布型與AO具有密切的聯系，為了說明AO在中國冬季積雪形成中的作用，我們將從影響積雪的兩個因子降雪和氣溫探討AO對中國冬季積雪的可能影響。

由于積雪變化與AO大氣環流型緊密相關（圖2），為了探究AO對中國冬季積雪的可能影響，利用SLP_AOI指數，我們分別選取了標準差大于0.5的年份為高指數年（1982，1988，1989，1991，1992，1994，1998，1999，2001，2006，2007 年），標準差小于－0.5的年份為低指數年（1979，1984，1985，1986，1995，2000，2005，2009，2010 年）。考慮到雪深 EOF1與 AO的反位相關系，圖 5給出了SLP_AOI低指數年與高指數年500 hPa高度場和風場的合成差。從圖 5a可以看出，AO指數合成的Z500場與冬季AO型的負位相十分類似，這是AO模態的表現，在北半球高緯度和極地為異常高值中心，在中緯度的太平洋和大西洋地區為異常低值中心，中國北方地區處于異常低壓控制下。與圖2的冬季雪深回歸的Z500場相比較，發現AO指數合成場與回歸場非常相像，這說明AO對中國雪深的EOF1模態具有顯著的聯系。在500 hPa風場上（圖5b），在40°N以北存在著氣旋環流，其中心在貝加爾湖附近；而在其南存在著反氣旋性環流，中心在中國西南。很明顯，中國北方和南方地區分別受氣旋和反氣旋環流異常的控制。

為了說明與AO相聯系的環流場對積雪的可能影響，我們在圖6中給出了SLP_AOI低指數年與高指數年中國冬季表面溫度（圖 6a）和降雪（圖6b）的分布。由圖 6a可看出，南方反氣旋環流導致的下沉增溫使得青藏高原東部和西南地區溫度明顯偏高，而偏低的溫度與北方氣旋性環流相對應。雖然在中國東部黃河以南基本上為溫度負異常，但顯著降溫區出現在黃河南部以北的區域。從降雪分布（圖6b）可看出，在AO負位相時，在北方氣旋性環流控制下，中國北方除了東北以北很小區域外，降雪普遍增多；而在南方反氣旋控制下，除了長江下游以南的小范圍區域，降雪普遍減少。因此，在AO負位相時，北方較多的降雪以及偏低的表面溫度有利于積雪增多，而南方較少的降雪和較高的溫度使得積雪偏少。在此可看出，AO可以通過影響中國上空的大氣環流場對中國冬季表面溫度和降雪產生影響，進而對中國冬季積雪產生可能影響。

圖4 雪深與SLP_AOI的相關系數分布。實線表示相關系數通過95%置信度檢驗Fig.4 Correlation coefficients between SD and AO index on SLP (SLP_AOI).The contours denote the correlation coefficients exceeding the 95% confidence level

圖5 SLP_AOI低指數年與高指數年（a）Z500場（單位：gpm）和（b）500 hPa風場（單位：m s?1）的合成差。陰影表示合成差值通過95%置信度檢驗Fig.5 Composite differences of (a) Z500 (units: gpm) and (b) 500-hPa wind vectors (units: m s?1) between low and high SLP_AOI years.The shadings denote the composite difference exceeding the 95% confidence level

前面的分析說明了與AO相聯系的環流場以及表面溫度和降雪在中國積雪 EOF1分布型中的作用，為了進一步分析與我國冬季積雪EOF1相聯系環流場和表面溫度場，我們用雪深PC1時間序列分別與500 hPa風場和地表溫度場作回歸分析，結果如圖7所示。從圖中可以發現，雪深回歸的風場和地表溫度場與其合成差（圖 5b、圖 6a）具有較一致的分布型。在500 hPa風場上（圖7a），40°N以北和以南分別受氣旋和反氣旋的控制，但南方的反氣旋強度明顯弱于北方氣旋的強度，這正好說明了北方的積雪正異常明顯大于南方的積雪負異常（圖1a）。在表面溫度場上（圖7b），中國北方溫度為負異常，而南方為正異常，并且溫度正異常區域在中國東部向南擴展，但與圖 6a相比，溫度負異常的區域明顯偏北，這與圖 1a所示的積雪分布有較好的一致性。因此，在北方低壓型異常和氣旋控制下，使得中國北方降雪增多，導致積雪增多；而在南方較弱的高壓型異常和反氣旋控制下，雖然減弱了中國南方降雪，但減弱的程度較弱，導致南方積雪有較弱的減少。同時，北方地表溫度降低維持了北方地區雪深偏大；南方地區地表溫度升高加速積雪融化，因此南方地區雪深異常偏小。

前面的結果表明，AO通過影響中國區域的降雪和表面溫度對中國冬季積雪產生可能影響。為了分析雪深與降雪和表面氣溫的關系，圖8給出了雪深與降雪和氣溫之間的相關系數分布。如圖 8a所示，雪深和降雪之間在中國區域內具有顯著的正相關關系，相關系數在黃河—長江流域有高值分布，最高可達0.9以上，說明冬季雪深的增加（減少）與冬季降雪的增加（減少）有密切聯系。AO負位相時北方降雪的增加和南方降雪的減少是導致積雪北多南少分布的一個重要原因。由圖8b可看出，雪深與氣溫在中國區域基本上都呈現出負相關分布，最大低值區域位于東北南部和長江流域，相關系數可達－0.7，說明氣溫越高（低）時積雪越少（多）。AO負位相時氣溫距平的分布（圖 7b）是導致積雪距平的另一個重要原因?？梢?，冬季雪深與降雪和氣溫有很好的對應關系，二者的共同作用對雪深分布產生可能影響。

6 結論和討論

北半球中高緯度冬季積雪變化與大氣環流系統變化有密切關系，行星尺度的AO變化不僅與歐亞大陸中高緯度地區的大氣環流系統有密切聯系，還與區域性的溫度和降水有密切相關。大氣環流系統異常引起的中國區域溫度和降雪異常可造成中國冬季積雪異常。

圖6 SLP_AOI低指數年和高指數年（a）地表溫度場（單位：oC）和（b）降雪場（單位：mm）的合成差。實心點表示合成差值通過95%置信度檢驗的臺站Fig.6 Composite differences of (a) surface air temperature (units: °C) and (b) snowfall (units: mm) between low and high SLP_AOI years.The dots denote the stations where composite differences exceed the 95% confidence level

圖7 冬季雪深PC1時間序列回歸的（a）500 hPa風場（單位：m s?1）、（b）地表溫度場（單位：°C）。陰影表示回歸場通過95%置信度檢驗Fig.7 Regressed (a) 500-hPa wind vectors (units: m s?1) and (b) surface air temperature (units: °C) by SD_PC1 in winter.The shadings denote the regressed field exceeding the 95% confidence level

圖8 雪深與 (a) 降雪和(b) 氣溫的相關系數分布。實線表示相關系數通過95%置信度檢驗Fig.8 Correlation coefficients between SD and (a) snowfall, (b) surface air temperature.The contours denote the correlation coefficients exceeding the 95%

文中分析了中國冬季雪深的時空分布特征，結果表明，雪深的經驗正交分解第一模態表現為南、北反位相特征，在大約110°E以西和以東，南、北反相變化的界限分別在 40°N和黃河流域南部。新疆北部和東北地區的雪深偏大，黃河以南和青藏高原地區雪深偏?。环治鰧臅r間序列后發現，雪深有明顯的年際和年代際變化，新疆北部和東北地區雪深在 1996年之前偏小，之后偏大；而青藏高原和南方地區雪深在1996年之前偏大，之后偏小。雪深的變化與降雪和氣溫變化緊密相關。

中國冬季積雪與 AO大氣遙相關型有緊密聯系。對比AO合成的500 hPa高度場和風場、以及冬季積雪的回歸場，發現二者為反位相變化。本文說明了AO可以通過大氣環流來影響降雪和氣溫分布，進而對積雪分布產生可能的影響。當AO處于負位相時，500 hPa等壓面上40°N以北存在著中心在貝加爾湖附近的氣旋環流，而在其南存在著中心在中國西南的反氣旋性環流，中國北方和南方地區分別受氣旋和反氣旋的控制。在北方氣旋控制下，中國北方出現降雪增多、表面氣溫降低，使得積雪增多；而在南方反氣旋控制下，青藏高原東部和西南地區降雪減少、表面氣溫增高，導致積雪減少。因此，AO可以通過影響中國上空的大氣環流場，對降雪和表面氣溫場影響，進而對中國冬季積雪產生可能影響。因此，本文不僅從科學上揭示了中國冬季積雪的變異及其成因，也為積雪的預測提供了可能的理論基礎。

應當指出的是，文中我們利用雪深距平進行了EOF分析，如果用標準化雪深場做EOF分析的話，雖然EOF1空間型具有類似的分布，但北方較大的正距平明顯變小，而南方較弱的負距平明顯增強（圖略），即標準化雪深場的EOF1空間型減弱了北方積雪的作用，放大了長江及其以南地區積雪的作用，反映不出中國北多南少的實際積雪分布（張若楠等，2014）。因此，利用雪深距平場來做EOF分析可以更真實地反映雪深分布狀況。另外，文中的結果說明了與AO相聯系的大氣環流場通過影響降雪和氣溫，進而對積雪產生可能的影響。事實上，從對冬季積雪的影響因子來看，秋末積雪、冬季降雪、積雪蒸發、積雪升華、以及積雪融化等都會對冬季積雪產生影響。要想對積雪的變化給出完整的解釋，還有待于今后從影響積雪的所有因子著手，進一步開展深入的研究。我們的工作只是從與 AO相聯系的大氣環流場這一個方面說明了與積雪變化的聯系，但已有的研究表明中低緯大氣系統對我國冬季氣候有重要的影響，如與中低緯大氣系統相聯系的暖濕氣流會必然會對氣溫和降雪產生影響。因此，中低緯系統及其與高緯系統的相互作用對積雪形成的影響，也是今后需要開展的重要工作。

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