青藏高原作为亚洲夏季风系统的重要成员，通过其热力和动力强迫对亚洲季风区的大气环流及天气、气候有重要影响 (He et al., 1987；张顺利和陶诗言，2001；简茂球和罗会邦，2001；孙颖和丁一汇，2002；包庆等，2008)。青藏高原地区陆面最为显著的特征是冬、春季存在着大面积的积雪、冻土 (韦志刚等，2002；Wang et al., 2003)。积雪通过改变地表反照率，影响地表能量收支，春季的融雪又会影响地表水文过程，增加土壤湿度，影响高原对其上空大气的非绝热加热作用 (李伟平等，2001；王澄海等，2001；尚大成和王澄海，2006)，进而对大气环流及天气气候造成影响 (Barnett et al., 1989)。相比欧亚积雪，青藏高原积雪对东亚季风建立及其大气环流的影响更为重要 (Yasunari et al., 1991; Zwiers, 1993)。

青藏原积雪对东亚地区天气气候的影响一直是研究的热点。自Blanford (1884)提出喜马拉雅地区降雪与印度干旱之间存在显著相关后，陈烈庭和阎志新 (1979)研究表明青藏高原冬、春积雪影响中国南方汛期降水及大气环流。陈烈庭 (1998)进一步分析青藏高原积雪与中国南方前汛期降水的关系，指出高原春季多雪对应初夏华南降水偏多。陈乾金等 (2000)的研究表明，冬季高原积雪异常与夏季长江流域的旱涝成正相关，并指出高原多雪和少雪所反映出的环流特征不同。吴统文和钱正安 (2000)对比分析了高原冬、春季多、少雪年后期中国地区夏季降水分布和环流特征，高原冬、春积雪通过改变后期高原的热状况影响后期东亚大气环流的季节变化和南亚与东亚的夏季风环流。Wu and Qian (2003)的研究进一步证实冬季高原积雪异常与后期夏季长江流域降水呈显著正相关，并指出高原积雪通过改变其上空大气温度影响海陆温差及夏季风强度。高原积雪不仅与中国东部降水有关，还与西北地区的降水有关。王澄海等 (2000)研究认为冬季高原南部积雪多，西北春季降水少，并认为高原积雪是一个相对较慢的外强迫过程。青藏高原积雪对中国夏季降水影响的研究已作为降水预测的信号运用在中国夏季降水预测中 (韦志刚等，1998；陈兴芳和宋文玲，2000；陈烈庭，2001；彭京备等，2006；朱玉祥等，2007；范可等，2007)。但由于积雪资料种类各异、时间长度及研究方法的不同，已有的研究揭示出的高原积雪与中国夏季降水的关系仍存在差异 (朱玉祥和丁一汇，2007)。

研究也指出，高原冬、春积雪存在着显著的空间分布差异，高原积雪年际异常变化的敏感区随季节有着显著的空间变化，并具有多尺度性 (伯玥等，2014)，因此，其反照率和融雪引起的非绝热加热也应该存在着空间差异 (王澄海和崔洋，2011)。以往大多数的研究都是把高原积雪作为一个整体来分析其气候效应，积雪在空间分布上差异对后期气候的影响未得到重视。高原积雪在空间和时间尺度上的这种变化，对亚洲季风及夏季降水如何影响仍需进一步的研究。另外，之前的研究结果大多数基于统计方法分析得到，但其内在的物理机制需要通过数值试验加以验证和深入探讨 (霍飞等，2014)。

在全球变暖的背景下，欧亚积雪呈现减少趋势 (Solomon et al., 2007; Ding et al., 2008)，但青藏高原积雪增加，并呈现出显著的年代际变化 (李培基，1996; Chen and Wu, 2000; Zhang et al., 2004)。青藏高原局地性极端降雪事件增加 (Sun et al., 2010；王传辉等，2011；吴国雄等，2013) 和高原不对称升温叠加 (宋辞等，2012；姚永慧和张百平，2015)，可能使积雪的空间差异性更加显著。为深入认识和理解青藏高原地区积雪的空间异常与中国夏季降水之间的联系，加深青藏高原热力强迫在亚洲季风系统中作用的认识，减少青藏高原积雪在中国夏季降水预测中的不确定性，本文利用通用地球系统模式 (Community Earth System Model，简称CESM)，设计敏感性试验，探讨青藏高原冬、春积雪南、北异常与中国东部夏季降水的关系及其可能的物理机制。

本文采用美国气候预测中心 (Climate Prediction Center) 提供的全球陆地 (PREC/L) 月平均降水 (Chen et al., 2002)，NCEP/NCAR提供的月平均的位势高度场和风场资料 (Kistler et al., 2001)，水平分辨率均为2.5°×2.5°。

本文采用美国国家大气研究中心 (NCAR) 发展的新一代地球系统模式 (CESM1_2_0, Hurrell et al., 2013)，该模式是一个完全的耦合模式，由大气 (CAM4)、陆面 (CLM4.0)、海洋 (POP2)、海冰 (CICE)、陆冰 (SGLC)、地表径流 (RTM) 和海浪 (SWAV) 这7个不同的物理模块组成，并通过耦合器 (CPL7) 将各个模块耦合起来。

近30年青藏高原冬、春积雪EOF分析结果表明，前三个空间模态中最为主要的特征是，青藏高原冬、春积雪存在南北空间异常 (伯玥等，2014；Wang et al., 2015)。因此，基于该统计分析结果，本文设计两组敏感性试验：高原南、北冬春积雪分别增加 (SE) 和一组控制试验 (CTL)。本文采用的模块设置为B_2000(B)，即各个模块都参与模式积分，模拟区域为全球范围，选用的网格分辨率是f19_g16，即大气和陆面模块水平分辨率为2.5°(经度)×1.9°(纬度)，大气垂直方向共26层，海洋和海冰模块水平分辨率为1°(格点数384×320) 左右，海洋垂直方向共60层。考虑到积雪异常偏多主要表现为地表反照率增大，影响地表能量收支。高原青藏大部分地区10月份开始降雪，积雪分布持续到3月份左右，4、5月份高原融雪开始，因此从11月到翌年3月对反照率进行修改，雪的平均反照率在0.6~0.9(方宗义等，1996；蒋熹，2006)，因此，本文将积雪偏多区域的反照率设置为0.9。敏感性试验中除了对反照率进行修改外，其他物理过程与控制试验完全相同。

具体的试验方案如下：

(1) 控制试验CTL：模式不做任何修改。

(2) 敏感性试验SE1：将高原南部的地表反照率增大到0.9(图 1a)。

图 1 敏感性试验 (a) SE1和 (b) SE2中地表反照率增大的区域 (灰色阴影部分) Figure 1 Regions where surface albedo increases (gray shading) in (a) SE1 (sensitive experiment 1) and (b) SE2 (sensitive experiment 2)

(3) 敏感性试验SE2：强高原北部的地表反照率增大到0.9(图 1b)。

每个试验积分20年，前10年作为spin-up，后10年结果分析。

为了保证模式能够很好再现研究区域内的气候特征，图 2a、b给出了PREC/L资料和控制试验得到的夏季降水分布。可以看出，CESM模式比较好地再现出中国东部地区夏季降水南多北少的空间分布特征，华南、长江流域和黄淮流域降水模拟值与PREC/L资料的气候平均态值一致，但四川盆地和东北地区降水模拟偏大。环流形式上 (图 2c、d)，CESM模式能够模拟出夏季对流层高层中纬度西风带和高原南侧东风带，但日本海附近的西风模拟偏弱。模式也能再现出对流层中层西太平洋副热带高压 (简称西太副高) 等影响我国夏季天气气候的重要系统，模拟出的副高位置和NCEP资料一致但强度要偏强。在低层，模式能模拟出来自孟加拉湾的西南风和来自西太平洋的东南风等重要水汽输送带。因此，总体上CESM模式能较好地模拟出中国东部地区降水分布特征和东亚地区主要的环流特征，具有较好模拟中国夏季气候的能力。

图 2 1981~2010年夏季平均的 (a) PERC/L资料显示的降水场 (单位：mm d−1)，(c) NCEP资料显示的200 hPa纬向风 (填色，单位：m s−1)、500 hP位势高度 (等值线，单位：gpm) 和850 hPa水平风场 (箭头，单位：m s−1)。(b)、(d) 同 (a)、(c)，但为CTL试验的平均值 Figure 2 1981-2010 summer mean (a) precipitation (units: mm d−1) from PREC/L data, (c) 200 hPa zonal wind (shaded, units: m s−1), 500 hPa geopotential height (contours, units: gpm), and 850 hPa horizontal wind (vectors, units: m s−1) from NCEP data. (b), (d) As in (a), (c), but means form CTL (control experiment)

图 3给出了模式敏感性试验模拟出的中国东部地区夏季降水异常分布。从图 3a可以看出，当青藏高原南部冬、春积雪异常偏多 (反照率增大)，华南降水偏少，长江以北地区降水偏多；而当高原北部冬、春积雪异常偏多 (反照率增大)，华北及东北降水偏多，相比高原南部多雪，降水正异常偏多区域更偏北，长江下游南部地区降水偏少，且华南沿海地区降水偏多。我们也注意到，在华南西部的降水模拟偏大，在敏感性试验中，该地区仍然是大的偏差中心，尤其在高原南部积雪增多的试验中，该地区的偏差最为明显，间接的表明该地区的降水对高原地区气候变化的响应，尤其对高原南部气候变化的响应较强。

图 3 中国东部夏季降水 (单位：mm d−1) 的敏感性试验与控制试验差值：(a) SE1－CTL；(b) SE2－CTL。黑色叉号 (×) 代表该格点的数值通过90%信度t检验 Figure 3 Differences of summer (JJA) precipitation (units: mm d−1) between sensitive experiment and control experiment in East China: (a) SE1－CTL; (b) SE2－CTL. Black crosses (×) indicate grid cells with the values significant at the 90% confidence level by Student's t test

上述结果表明，冬、春积雪在高原南北分布的差异，会导致后期下游地区的不同气候效应。因此，青藏高原南北部冬、春积雪异常对中国夏季降水的“信号”也不同。那么青藏高原冬、春积雪通过什么物理机制影响后期中国东部夏季降水呢？

青藏高原冬、春季积雪异常偏多 (地表反照率增大)，会导致同期的温度异常偏低 (图略)，同期高原地表非绝热加热减弱。进入4、5月份，随着高原地区温度升高，积雪异常偏多引起的近地层大气异常偏冷减弱，地表非绝热加热负的异常也减弱，局部地区甚至出现地表净长波辐射和感热正的异常 (图略)。对于高原积雪正常年份，4~5月高原融雪、融冻开始，相变过程吸热会减缓地表升温，而对于高原积雪异常偏多年份，由积雪引起的地表偏冷会持续到春季，高原的融雪、融冻过程在4、5月份没有开始或者才刚刚开始，相变过程对高原地表温度回升的减缓程度要比正常年份弱，同时地表温度升高对地表偏冷异常抵消，因此相比正常年份春季高原地表局部地区相对偏暖，同时高原的融雪过程推迟 (Wang et al., 2015)。

为了说明不同区域积雪异常偏多产生的非绝热加热效应的不同，图 4给出了青藏高原6、7、8月和夏季平均 (JJA) 的地表向外的净长波辐射 (NLR)、地表感热通量 (SH)、地表潜热通量 (LH) 和大气顶向外射出的长波辐射 (OLR) 的逐月变化。由图可见，6月份，随着季风的建立和高原地表温度的进一步回升，融雪过程最为剧烈，同时降水也开始增加，导致潜热 (LH) 增大，地表向外净长波辐射 (NLR) 和感热 (SH) 减小。当高原南部积雪异常偏多，融雪过程则主要集中在6月份，融雪区域主要表现在西南部，东南部则可能有降水的参与。7月份以后，随着高原雨季的开始，高原地表的NLR、SH和LH变化很难分辨出降水和前期土壤过程的相对贡献，但是，前期的积雪多少引起的非绝热加热异常对总的潜热是正贡献。同理，当高原北部积雪异常偏多，融雪过程主要在6月及以前，但由积雪融化引起的非绝热加热效应更多的叠加在7月份，表明高原南部和北部积雪偏多对地表非绝热加热的影响都能持续到夏季，且北部多雪持续的时间更长。8月份是高原雨季中降水最多的时段，图 4b则反映出8月份潜热变小，部分地区出现正的异常，也说明是由于高原积雪异常引起的地表非绝热加热减小的原因。可见，高原南北的冬、春积雪异常偏多，会影响高原非绝热的持续时间，进而影响高原上部大气之间的相互作用的时段。

图 4 青藏高原6、7、8月、夏季 (6~8月) 平均的敏感性试验与控制试验的地表向外净长波辐射 (NLR，单位：W m−2)、地表感热通量 (SH，单位：W m−2)、地表潜热通量 (LH，单位：W m−2) 和大气顶向外射出的长波辐射 (OLR，单位：W m−2) 的差值:(a) SE1－CTL；(b) SE2－CTL。阴影代表该格点的数值通过90%信度t检验 Figure 4 Differences in net longwave radiation (NLR, units: W m−2), sensible heat fluxes (SH, units: W m−2), latent heat fluxes (LH, units: W m−2) at the surface and outgoing longwave radiation (OLR, units: W m−2) on the top of the atmosphere between sensitive experiment and control experiment over Tibetan Plateau for June, July, August, and JJA mean: (a) SE1－CTL, (b) SE2－CTL. Shaded areas indicate grid cells with values significant at the 90% confidence level by Student's t test

高原南、北非绝热加热的异常变化，必然引起高原和大气环流之间相互作用的不同。为进一步说明高原非绝热加热和高原南北两侧大气之间的相互作用，图 5给出了敏感性试验中位温纬向偏差值和纬向风的经向剖面，以及敏感性试验与控制试验的差值图。从图中可以看出，夏季，青藏高原是一个强大的热源。当青藏高原南部积雪异常偏多，会在高原主体北部上空的西风急流所在的区域产生一个负的温度异常 (图 5b)，高原其余区域的大气温度则为正异常，高原上空大气的水平温度梯度在高原北侧减小，根据热成风原理，高原北侧的西风急流减弱。图 5b清楚地表现出高原北部上空的西风急流显著减弱，同时，高原南侧对流层中上部大气的水平温度梯度减小，高原以南的对流层中上部的东风急流减弱。而当高原北部积雪异常偏多，会强迫出高原整体异常偏冷，同时强迫出高原以北的中纬度大气温度强的正异常，由于高原上空大气的水平温度梯度在高原北侧减小更加显著，相生生世世应西风急流减弱更为明显；高原南侧上空大气的水平温度梯度也减小，相应东风急流也减弱，但和高原南部积雪偏多相比，急流减弱的幅度较小。由此可见，高原南北积雪异常偏多，都会引起高原北侧的西风急流减弱，及高原以南的对流层中上部的东风急流减弱。

图 5 夏季80°~100°E平均的 (a、c) 敏感试验的位温纬向偏差值 (填色，单位：℃) 和纬向风 (等值线，单位：m s−1) 的经向—垂直剖面及 (b、d) 相应的敏感性试验与控制试验差值的经向—垂直剖面:(a) SE1；(b) SE1－CTL；(c) SE2；(d) SE2－CTL。黑色填充代表青藏高原地形；虚线代表负值；图b、d中的红色实线和蓝色虚线分别代表正的和负的纬向风差值通过80%信度检验，网格状阴影区代表位温纬向偏差值通过80%信度t检验 Figure 5 The latitude-height cross sections averaged over 80°-100°E for JJA mean zonal deviation of potential temperature (shaded, units: ℃) and zonal wind (contour lines, units: m s−1): (a) SE1; (b) SE1－CTLl; (c) SE2; (d) SE2－CTL. Black shading indicates Tibetan Plateau; dashed lines represent negative values; red solid lines and blue dashed lines in Figs. b and d, respectively, represent positive and negative value of the difference of zonal wind significant at 80% confidence level by Student's t test; latticed shadings indicate values of the difference of zonal deviation of potential temperature significant at the 80% confidence level by Student's t test

为了分析高原上空大气温度的异常所引起高原南、北侧的东、西风急流的异常对下游的大气环流的影响，根据Schiemann et al.(2009)给出的判断西风急流的条件：|V|≥30 m s⁻¹，u≥0 m s⁻¹，图 6给出了平均的敏感性试验、控制试验和1981~2010年平均的NCEP/NCAR再分析资料计算的夏季 (JJA) 的500 hPa和100 hPa高度之间最大水平风速以及200 hPa纬向风敏感性试验与控制试验的差值。相比再分析资料计算得到的平均态而言，控制试验模拟的西风气流在朝鲜半岛附近偏弱，不能满足急流的条件，但比较Schiemann et al.(2009)根据ERA-40资料计算的结果，对应位于朝鲜半岛—日本海附近的夏季西风急流出口区，CESM模式的控制试验的结果明显偏弱，因此，本文把风速≥15 m s⁻¹的区域作为急流区域。从图 6中可以看出，当高原南部积雪异常偏多，高原北侧200 hPa纬向风减弱，高原北侧西风急流偏弱，急流出口区的纬向风加强，导致急流出口区西风急流加强且急流位置偏南。而当高原北部积雪异常偏多，副热带西风急流在高原北侧和急流出口区都减弱且急流位置偏北。对应降水异常分布型态，高原北部积雪异常偏多引起的降水正异常区域偏北，说明降水异常分布型态与急流位置变化有较好的对应。这与已有研究指出的夏季西风急流与中国东部夏季降水关系较一致 (杜银等，2009；方晓洁等，2009)。对比青藏高原南北积雪异常偏多对西风急流的影响，可以发现高原对其北侧西风急流的影响能够进一步引起下游急流出口区西风的异常。

图 6 夏季对流层上层西风气流 (500 hPa和100 hPa高度之间的最大水平风速，单位：m s−1) 的敏感性试验 (阴影区)、控制试验 (粗实线，两条等值线数值分别为30 m s−1和15 m s−1)、NCEP/NCAR资料的1981~2010年的平均态 (粗虚线，两条等值线数值分别为30 m s−1和15 m s−1) 以及敏感性试验与控制试验的200 hPa纬向风差值 (SE-CTL，细等值线，等值线间隔为1 m s−1)：(a) SE1；(b) SE2。点代表该格点的纬向风差值通过90%信度t检验 Figure 6 JJA mean westerly flow which is the maximum horizontal wind speed between 100 hPa and 500 hPa over upper troposphere from sensitive experiment (shaded), CTL (thick solid contours, the values of these two contours are 30 m s−1 and 15 m s−1, respectively), 1981-2010 averaged NCEP/NCAR data (thick dashed contours, the values of these two contours are 30 m s−1 and 15 m s−1, respectively), and the differences (thin contours in 1 m s−1 interval) of 200-hPa zonal wind between sensitive experiment and CTL: (a) SE1; (b) SE2. Dots indicate grid cells with zonal wind differences significant at the 90% confidence level by Student's t test

为了进一步分析青藏高原南、北部冬、春积雪异常对下游大气环流的影响，图 7给出了200 hPa、500 hPa和850 hPa位势高度和水平风场的敏感性试验与控制试验差值。可以看出，由于高原积雪异常偏多引起的上空大气偏冷会导致高原上空环流出现气旋性异常变化，相应南亚高压减弱。当高原南部积雪异常偏多，在对流层上层引起的异常气旋性环流变化偏南且相对偏弱，蒙古—东北地区的位势高度减弱，相应的流场为异常气旋性环流变化，急流出口区的西风急流加强。在急流出口区东南侧的对流层中层，也出现位势高度减弱异常，说明西太副高减弱。对应在低层东海附近 (30°N, 125°E) 流场为异常反气旋性环流变化，有利于更多的水汽输送到江淮流域，华南的水汽输送减少，这与高原南部积雪异常偏多引起的降水异常分布对应。相比青藏高原南部积雪异常偏多，高原北部积雪异常偏多引起的异常气旋性环流变化偏北且偏强，这与高原非绝热加热引起的高原上空及其北侧大气温度异常变化有关。同时，在高原北侧蒙古到东北一带地区的位势高度增强，相应的流场为异常反气旋性环流变化，急流出口区的西风急流减弱。同样，在对流层中层，西太副高减弱，相比高原南部积雪异常偏多，减弱程度更大。相应地，在低层朝鲜半岛附近 (34°N, 125°E) 流场为异常反气旋性环流变化，变化程度更强，有利于水汽输送到华北及东北地区，对应降水异常偏多区域更偏北。研究指出，青藏高原热力作用通过罗斯贝波在对流层高层沿副热带西风急流传播影响下游系统 (Wang et al., 2008；霍飞等，2014)，本文的研究结果进一步证实高原非绝热加热异常对其北侧及下游急流出口区西风急流的影响这一种机制，高原南部和北部积雪异常偏多对副热带西风急流及东亚大气环流的影响不同，从而引起不同的中国东部地区夏季降水的异常分布。

图 7 夏季200 hPa (上)、500 hPa (中) 和850 hPa (下) 位势高度 (等值线，单位：gpm，实线代表正值，虚线代表负值) 和水平风场 (箭头，单位：m s−1) 的敏感性试验与控制试验差值:(a)、(b)、(c) SE1－CTL；(d)、(e)、(f) SE2－CTL。(c) 和 (f) 中填色区代表水汽通量散度差值 (单位：10−9 g s−1 cm−2 hPa−1)。蓝色等值线、红色箭头和黑色叉号分别代表格点的位势高度差值、水平风场差值和水汽通量散度差值通过90%信度t检验 Figure 7 Differences in JJA mean geopotential height (contours, units: gpm, solid lines represent positive differences, dashed lines represents negative differences) and horizontal wind (vectors, units: m s−1) between sensitive experiment and control experiment at 200 hPa (upper panels), 500 hPa (middle panels), and 850 hPa (bottom panels): (a), (b), (c) SE1－CTL; (d), (e), (f) SE2－CTL. Color shaded areas in Figs. c and f represent differences of vapor flux divergence (units: 10−9 g s−1 cm−2 hPa−1). Blue lines, red vectors, and black crosses, respectively, indicate grid cells with values of geopotential height differences, horizontal wind differences, and differences of vapor flux divergence significant at the 90% confidence level by Student's t test

本文对青藏高原冬、春积雪在其南、北部的分布异常与中国东部夏季降水的关系进行了分析研究，初步揭示了青藏高原冬、春积雪在南北部异常与中国东部夏季降水可能的物理机制，得到以下几点结论：

(1) 青藏高原南部和北部异常多雪对周边大气环流和下游气候和有着不同的气候效应。数值试验的结果表明，青藏高原南北部积雪异常，分别对应着中国东部地区夏季两种降水异常分布型态。当青藏高原南部冬、春积雪异常偏多，长江流域及其北侧—秦岭一带夏季降水增多，华南地区降水减少；当冬春高原北部积雪异常偏多，华北和东北夏季降水增加，而长江下游南侧地区降水减少。

(2) 青藏高原南北积雪异常偏多都会导致春季高原融雪过程减缓推并迟到夏季，进而影响夏季高原地表的非绝热加热的变化，高原冬、春积雪异常能够持续到夏季。当高原南部异常积雪异常偏多，高原融雪过程主要集中在6月，地表潜热通量增大，而地表向外射出净的长波辐射和地表感热通量减小，地表非绝热加热减弱，积雪异常引起的高原地表非绝热加热的贡献可持续到7月。从整个夏季平均来看，这种异常主要表现在高原中部及西南部。当高原北部积雪异常偏多，融雪过程引起的地表非绝热加热贡献可延续到8月，高原北部多雪所引起的高原地表非绝热加热异常持续的时间相对较长。

(3) 夏季青藏高原地表非绝热的变化通过引起高原北侧大气温度的异常，影响高原北侧西风急流，引起急流出口区的西风异常，并通过其南侧的西太平洋副热带高压影响我国东部地区夏季水汽输送，造成夏季降水异常。高原南部积雪异常偏多，会引起高原北侧西风急流减弱，下游急流出口区西风加强且偏南，500 hPa西太副高减弱，影响低层南海附近的反气旋性环流异常，使得向长江流域的水汽输送增加。当高原北部积雪异常偏多，高原上空大气在其北侧的西风急流减弱的程度更显著，急流出口区西风急流减弱且偏北。相比高原南部积雪异常偏多，高原北部积雪异常偏多引起西太副高减弱的程度更大，在低层引起的反气旋性异常环流偏北，更有利于华北及东北地区水汽输送，导致中国东部地区夏季雨带更偏北。