李棟梁，王春學(xué)

(南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害省部共建教育部重點實驗室，江蘇南京210044)

0 引言

冰雪圈是氣候系統(tǒng)五大圈層之一，在天氣氣候的研究中具有重要地位。冰雪覆蓋大大減少了下墊面接受的太陽短波輻射，同時阻礙了下墊面與大氣之間的熱量交換，且冰雪融水引起的水文效應(yīng)也會改變下墊面的狀況。劉曉東(1989)指出，冰雪的這些作用會引起氣溫下降，冰雪多時氣候偏冷，冰雪少時氣候偏暖。李培基(1988)認(rèn)為積雪是冰雪圈中地理分布最廣泛、季節(jié)與年際變化最顯著的成員，大范圍的積雪異常會引起同期及后期的大氣環(huán)流異常。近年來全球氣候異常，各種災(zāi)害頻發(fā)。新疆融雪山洪、2008年中國南方發(fā)生的史無前例的冰凍雨雪災(zāi)害等，都造成了嚴(yán)重的經(jīng)濟損失和人員傷亡。這些可能與前期的積雪異常有很大的關(guān)系，因此人們越來越關(guān)注積雪影響天氣氣候的問題。本文在前人研究的基礎(chǔ)上，初步總結(jié)了積雪對中國天氣氣候影響的研究狀況，并提出一些有待解決的問題。

1 積雪資料的發(fā)展

積雪資料對于研究是至關(guān)重要的，資料時間的長短、覆蓋范圍的大小以及精確程度都直接影響著研究的結(jié)果。到目前為止，積雪的研究資料主要有站點資料、可見光資料和微波遙感資料。各種資料都有其各自的優(yōu)缺點，衛(wèi)星資料的逐漸精確化是必然的趨勢，但是還沒有達到相當(dāng)?shù)目尚哦龋詺庀笳军c的觀測資料仍然還是非常重要的資料。

積雪的站點資料是該領(lǐng)域研究中使用最廣泛的資料，尤其是在衛(wèi)星遙感資料出現(xiàn)之前，現(xiàn)在仍然是不可或缺的資料。站點資料的優(yōu)點是時間的連續(xù)性好，資料時間尺度長;缺點是站點密度不足、分布不均，使資料代表性受到影響。安迪等(2009)通過對比分析整理了一套中國測站積雪資料，許多研究(何麗燁和李棟梁，2011;陳光宇和李棟梁，2011)都使用了這套資料。

Ramsay(1998)指出，NOAA(the National Oceanic and Atmospheric Administration，美國國家海洋和大氣局)從1966年就開始利用極軌衛(wèi)星AVHRR(advanced very high resolution radiometer，高分辨率掃描輻射儀)資料，通過人工繪制190 km分辨率的北半球周積雪覆蓋圖，1997年后開始制作25 km分辨率的逐日北半球積雪圖。劉玉潔(2001)的研究表明，MODIS(moderate-resolution imaging spectroradiometer，中分辨率成像光譜儀)作為美國國家航空航天局1999年12月發(fā)射的Terra衛(wèi)星和2002年5月相繼發(fā)射的Aqua衛(wèi)星的主要探測器。吳楊等(2007)在對衛(wèi)星資料反演積雪信息的研究中指出，由于傳感器的改進，MODIS衛(wèi)星資料在空間分辨率、積雪反演算法等方面明顯優(yōu)于AVHRR資料。光學(xué)儀器受云層和大氣的影響很大，云和積雪在可見光和近紅外波段上都具有高反射率。在云層的遮擋下，云下的地表信息不能被光學(xué)遙感儀器接收到，微波遙感具有光學(xué)儀器所沒有的優(yōu)勢，它不僅能夠全天候地觀測積雪，也能夠穿透大部分積雪層從而探測到雪深和雪水當(dāng)量的信息。由于被動微波遙感具有很高的時間分辨率，能夠迅速覆蓋全球。因此，它在監(jiān)測全球和大陸尺度的積雪時空變化中，作用尤為突出。1978開始使用多通道微波掃描輻射計(scanningmultichannelmicrowaveradiometer，SMMR)，因其多通道和雙極化的性能擴大了其應(yīng)用范圍，為雪深定量化遙感創(chuàng)造了條件。20世紀(jì)80年代后期，美國空軍空間局和海軍空間系統(tǒng)活動局共同研究，并由休斯飛機公司制造了性能更好的微波輻射計系統(tǒng):四頻率線性極化專用微波成像系統(tǒng)(special sensor microwave imager，SSM/I)，這種被動式微波傳感器可提供半球或全球尺度的雪深變化信息。但被動微波傳感器存在分辨率低，無法監(jiān)測淺雪區(qū)信息等問題。另外影響地表微波亮溫的因素很多，這些都在一定程度上影響了反演結(jié)果的精確度。主動微波遙感儀，如合成孔徑雷達、微波散射計等利用積雪與其他地物的后向散射系數(shù)的不同來識別積雪，但同樣也存在分辨率低等問題。

積雪資料的種類和來源較多，可以根據(jù)研究的內(nèi)容和方法選擇相應(yīng)可信度較高、使用較廣泛的積雪資料。例如:美國冰雪資料中心提供的北半球25 km等面積網(wǎng)格衛(wèi)星反演的逐周的積雪資料(1966年10月至今);美國國家航空航天局提供的MODIS 8 d積雪合成資料(1999年至今);車濤根據(jù)中國實際情況對SMMR和SSM/I資料反演的逐日的積雪深度資料(1978年至今)(車濤和李新，2005)，以及安迪整理的中國氣象測站的積雪日數(shù)、深度、積雪初終日期等資料(1951—2005年)(安迪等，2009)。

2 北半球積雪的分布和變化

楊修群和張琳娜(2001)認(rèn)為，從10 a平均來看，積雪時間(如周數(shù))的分布基本上是緯度的函數(shù)，并且隨緯度的增加而遞增，在接近北極的高緯度區(qū)域(如西伯利亞、加拿大北部和阿拉斯加等)積雪時間達26周以上。例外的是，位于中低緯度的青藏高原地區(qū)也是積雪時間的高值區(qū)，除極少數(shù)點為冰川外，也有相當(dāng)范圍的積雪時間超過半年。北半球積雪年際變化的關(guān)鍵區(qū)位于青藏高原、蒙古高原、歐洲阿爾卑斯山脈及北美中西部，其中青藏高原是北半球積雪異常變化最強烈的區(qū)域。青藏高原和歐亞大陸其他地區(qū)積雪變化的關(guān)聯(lián)表現(xiàn)為兩種不同的時空變化型，第一種型為青藏高原地區(qū)和歐洲、俄羅斯遠(yuǎn)東等地區(qū)積雪的同位相趨勢性增多;第二種型為青藏高原地區(qū)與中亞地區(qū)積雪變化同位相，與蒙古高原到中國東北地區(qū)積雪變化反位相的年際振蕩。楊向東和蔣尚城(2001)的研究表明，青藏高原積雪變化比歐亞和北美早。

研究(翟盤茂和周琴芳，1997;Robinson and Frei，2000)表明，歐亞和北美的積雪變化趨勢基本一致:20世紀(jì)60年代中期積雪急速下降，70年代開始逐漸增加，80年代以來開始減少，尤其1986年以后，積雪持續(xù)低于正常值，1996年升至平均值以上，之后又開始下降。Brow(2000)使用加拿大、美國、前蘇聯(lián)和中國的歷史資料和重建資料對北半球(40～60°N)的研究也發(fā)現(xiàn)，北美冬季的積雪范圍從1915年開始有增加趨勢，但春季積雪范圍在1980—1990年顯著減少;歐亞大陸4月積雪范圍從1922—1997年隨著春季增暖而明顯減少。在最近20 a中，春、夏兩季積雪覆蓋發(fā)生了明顯的衰退。David and Rosen(1992)使用1972—1990年北半球衛(wèi)星可見光積雪資料的研究表明，北半球12月和1月的積雪沒有明顯的變化趨勢，歐亞2月的積雪有顯著減少的趨勢。Dye(2002)也認(rèn)為北半球(1972—2000年)最大積雪面積月份從2月變?yōu)?月，春季融雪時間每10 a提前5～6 d。

綜上所述，青藏高原、蒙古高原、歐洲阿爾卑斯山脈及北美中西部是北半球積雪分布關(guān)鍵區(qū)，其中青藏高原是北半球積雪異常變化最強烈的區(qū)域。各個區(qū)的積雪變化(除青藏高原外)總體上是一致的，在20世紀(jì)80年代中期以前有緩慢增加的趨勢，而之后出現(xiàn)顯著的減少趨勢，又以春季更為明顯。對于高原積雪分布和變化將在后面進一步討論。

3 中國積雪的分布和變化

李培基和米德生(1983)利用站點資料的研究指出，中國地域遼闊、地形多變，而積雪的分布和變化易受到局地氣候和地形的影響，所以中國積雪的分布和變化更為復(fù)雜。中國積雪的分布自南向北逐漸增厚，由西向東，明顯減少;平原、盆地和谷地積雪少于周圍山地;山脈內(nèi)的山間盆地或高原中心地區(qū)積雪更少;山地積雪具有明顯的垂直遞增規(guī)律。胡汝冀和魏文壽(1987)指出，中國積雪的峰值出現(xiàn)在新疆的阿爾泰山、天山西部山地和青藏高原東南緣山地。

李培基(1990)的進一步研究表明，中國雪量變化存在地區(qū)性差異，變暖時期中國冬季降雪量和積雪量是增加的，但這并不意味著各地都增加。這是因為積雪穩(wěn)定性具有垂直地帶性差異。高山地區(qū)積雪穩(wěn)定，對冬季氣溫的依賴性不強，也并不集中發(fā)育在最冷月份;低地積雪卻極不穩(wěn)定，持續(xù)時間不長并高度依賴負(fù)溫而生存，積雪集中發(fā)育在最冷月份，對溫度變化十分敏感，承受增溫的能力很脆弱。中國冬季降雪主要是由西伯利亞冷空氣入侵形成的。水汽來自南方或東南方暖濕氣流，同時本地區(qū)空氣濕度條件對降雪量也有很大影響，因此增溫導(dǎo)致南北氣流交換和水循環(huán)的加強，將使長江流域降雪量增加。從而使干旱區(qū)少雪、濕潤區(qū)多雪的地區(qū)差異進一步加劇。很低的負(fù)溫不利于降雪的形成，卻有利于積雪的維持。因而中國降雪季節(jié)集中在初冬和早春，極高山、冰川作用區(qū)甚至集中在夏季。最冷月份降雪量反而減少，越寒冷的地區(qū)減少得越顯著。因此增溫有可能導(dǎo)致中國最北部和高山地區(qū)降雪量增加。

王秋香等(2009)的研究表明，新疆北部最大積雪深度從1960—1980年表現(xiàn)為緩步上升，從1980年開始增速加快。但趙春雨等(2010)對遼寧省積雪的研究表明，遼寧省積雪期呈縮短的趨勢?；萦⒌?2009)的研究表明，河套地區(qū)積雪日數(shù)也整體呈減少的趨勢。李棟梁等(2009)對黑龍江積雪初終日的研究表明，積雪初日有逐漸偏遲的趨勢，終日在1975—1997有明顯的提前趨勢。李培基(1993)結(jié)合站點資料和衛(wèi)星資料研究了中國西部積雪，指出積雪集中在高山地區(qū)，盆地谷地積雪極為貧乏;具有外圍多雪、腹地少雪的分布特征。與中國西部低地相比，青藏高原積雪季節(jié)變化有兩大特點，一是積雪季節(jié)長，最大值出現(xiàn)早，結(jié)束卻遲2～3月;二是積雪建立迅速，消退緩慢?？麻L青和李培基(1998)認(rèn)為高原東部是高原積雪年際變化最顯著的地區(qū)，它主導(dǎo)了整個高原積雪的年際變化，并且與西部多雪區(qū)年際波動呈反位相關(guān)系。王葉堂等(2007)的研究也得到了相似的結(jié)論:青藏高原四周山區(qū)多雪，腹地少雪;高原積雪期主要集中在10月到次年5月;2000—2005年高原積雪年際變化差異較大，積雪面積總體上呈現(xiàn)冬、春季減少，夏、秋季增加的趨勢。李培基(1996)的研究表明，1957—1992年高原積雪變化呈普遍增加趨勢，并且與北半球冬季氣溫呈正相關(guān)。高原積雪的增加與北半球溫帶低地春季積雪面積自20世紀(jì)80年代后期的減少形成了鮮明的對比。Qin et al.(2006)的研究表明，1951—1997年中國西部積雪表現(xiàn)為緩慢增加的趨勢，且存在較大的年際變化。王澄海等(2009)的研究指出，新疆北部、東北、內(nèi)蒙古地區(qū)和青藏高原西南和南部地區(qū)為中國積雪的高值區(qū)，也是積雪年際變化的大值區(qū)和敏感區(qū)。中國地區(qū)積雪總體上呈現(xiàn)出平緩的增長趨勢，積雪深度和積雪日數(shù)的年代際變化趨勢在20世紀(jì)60年代稍有增加，70年代有所下降，80年代又增加，90年代也有增加的趨勢。而車濤和李新(2005)認(rèn)為中國積雪儲量在1993—2002年沒有明顯的減少或增加趨勢，但存在年際間的波動。

總體來說，中國積雪分布范圍廣泛，其中新疆、東北和青藏高原是3個大值區(qū);但是局地分布又受到地形因素的影響有所差別，所以中國積雪分布情況是十分復(fù)雜的。另外在最近幾十年，雖然在不同的地區(qū)積雪的變化趨勢有所差異，但是總體上還是呈現(xiàn)緩慢增長的趨勢，尤其青藏高原積雪的增加更明顯。

4 積雪異常影響天氣氣候的事實

Blanford(1884)最早提出喜馬拉雅山地區(qū)積雪變化可能會影響印度的天氣氣候狀況，Walker(1910)在后來的研究中發(fā)現(xiàn)喜馬拉雅山地區(qū)積雪深度與印度夏季降水之間存在反相關(guān)。隨著積雪資料的豐富，Hahn and Shukla(1976)在對NOAA衛(wèi)星觀測的周積雪面積資料的研究中發(fā)現(xiàn)了喜馬拉雅山積雪與印度夏季降水之間呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，這也驗證了之前Walker(1910)的工作。Dey and Kumar(1982)、Dickson(1984)的研究也都得到同樣的結(jié)果。葉篤正(1975)很早就提出高緯度大面積積雪可以作為短期氣候預(yù)測的物理因子。積雪異常對中國天氣氣候的影響早已受到很多學(xué)者的關(guān)注，這方面的研究主要集中在歐亞積雪和青藏高原積雪兩個方面。

4.1 歐亞積雪異常影響中國天氣氣候

葉愈源(1986)指出歐亞冬季積雪異常與后期中國不同地區(qū)的氣溫和降水有很好的相關(guān)，但是不同區(qū)域之間的相關(guān)又有較大差別。歐亞大陸積雪具有某些潛在的氣候預(yù)測能力，但是這種潛在能力受到季節(jié)和區(qū)域的限制。符淙斌(1980)的研究表明，北半球冰雪偏多會導(dǎo)致氣層平均溫度的下降，將使等壓面高度降低，有利于極渦向南擴展，造成中緯度地區(qū)降溫。具體的降溫地區(qū)還與中緯度長波槽脊的配置有關(guān)。從中國東北地區(qū)來看，當(dāng)歐亞積雪增多，極渦偏在東半球，且這一地區(qū)有長波槽發(fā)展時，有利夏季低溫。李珊和徐國昌(1987)認(rèn)為，歐亞積雪南界的平均走向基本上呈東西方向，因此，由積雪面積的異常造成的溫度距平場和對流層中高層高度距平場的分布也基本上呈帶狀分布。積雪面積大的年份東亞中緯西風(fēng)加大，高緯和低緯西風(fēng)減小，北方降水少。積雪異常對大氣的冷卻作用大約可以后延1～2月，并且在融雪季節(jié)表現(xiàn)最明顯。劉曉東和羅四維(1990)的研究表明，亞歐大陸北部積雪多時，中國華南一帶汛期降水偏多，長江地區(qū)降水偏少，反之亦然。張波(1999)發(fā)現(xiàn)歐亞大陸積雪是四川夏季氣候變化的主要影響因子，前期冬春歐亞大陸積雪面積正(負(fù))距平，有利于四川盆地未來夏季氣溫負(fù)(正)距平的產(chǎn)生。董文林等(1992)也得到同樣的結(jié)論。曹長明(1994)認(rèn)為，冬季歐亞大陸積雪與江蘇梅雨量之間呈顯著的負(fù)相關(guān)，而與沿江地區(qū)夏季降水量之間的關(guān)系不密切。冬季歐亞大陸積雪面積異常大(小)時，預(yù)兆江淮流域?qū)l(fā)生干旱(洪澇)。Wu and Kirtman(2007)指出，春季西伯利亞西部積雪、春季青藏高原積雪和中國南部春季降水呈現(xiàn)出正相關(guān)的關(guān)系。Yang and Xu(1994)則認(rèn)為，歐亞大陸冬季積雪與中國華南和華北地區(qū)的夏季降水存在非常顯著的正相關(guān)，而與中國西部、中部和東北部地區(qū)的夏季降水則是相對弱一點的負(fù)相關(guān)。但如果將中國地區(qū)的夏季降水作為一個整體，那么其與歐亞大陸冬季積雪之間僅存在著相當(dāng)微弱的關(guān)系。歐亞冬季積雪與中國夏季降水之間有很好的區(qū)域相關(guān)，相對與全國來說，對一些區(qū)域的夏季降水更有預(yù)報意義。穆松寧和周廣慶(2010)認(rèn)為，冬季歐亞大陸北部新增積雪面積偏大時，夏季貝加爾湖以東易盛行異常冷低壓，內(nèi)蒙古東部和東北西部易出現(xiàn)涼夏，同時東亞副熱帶西風(fēng)急流增強，西太平洋副熱帶高壓易加強且西伸和北擴，江南地區(qū)在副高的控制下易干熱。這種顯著關(guān)聯(lián)獨立于ENSO(El Ni～no/Southern Oscillation，厄爾尼諾和南方濤動)事件，并且在近40 a來較為穩(wěn)定，冬季歐亞大陸北部新增積雪可能通過某種途徑來影響東亞副熱帶急流的變化，進而影響中國夏季氣候。而Wu et al.(2009)的研究指出，當(dāng)春季歐亞大部分雪水量偏少，且青藏高原和東亞少部分地區(qū)偏多時，中國南部和東南部夏季降水偏多，而黃河上游地區(qū)降水偏少。陳興芳和宋文玲(2000a)的研究也表明，冬春季高原積雪和歐亞積雪與中國夏季降水的相關(guān)分布基本是相反的，其中高原積雪與長江中下游和西北東部地區(qū)夏季降水為正相關(guān)，歐亞積雪與東北和華北東部以及西南地區(qū)降水為正相關(guān)。冬季高原積雪異常偏多時，長江流域夏季易發(fā)生洪澇，這也是汛期降水預(yù)測中的一個重要信號。

總的來說，當(dāng)冬季歐亞大陸積雪偏多(少)時，中國東北、內(nèi)蒙古、四川夏季溫度偏低(高)，江南則溫度偏高(低);東北和長江流域降水偏少(多)，華南和華北降水偏多(少)。其他不同的觀點主要集中在高原和歐亞積雪的反相關(guān)上，研究歐亞積雪時，是否包括高原，對結(jié)果會產(chǎn)生較大差異。所以有必要對高原積雪的影響重點研究。

4.2 高原積雪異常影響中國天氣氣候

青藏高原(以下簡稱高原)平均海拔4 000 m以上，對中國乃至全球的氣候都有重要的影響。高原相對于其上方空氣來說，冬季為冷源，夏季為熱源，高原與大氣之間的熱量交換可以影響大氣環(huán)流的變化。而積雪又可以加強或減弱高原的冷熱源作用。所以高原積雪的異常變化早已受到人們的關(guān)注。

張東和余志豪(1999)的研究表明，高原冬春多雪年，中國北方大部分地區(qū)夏季氣溫比常年低，而南方地區(qū)夏季氣溫比常年偏高，少雪年則相反。多雪年副高位置在長江中下游至華南一帶，向西延伸范圍大，因而這一地區(qū)夏季氣溫偏高。吳統(tǒng)文等(1998)認(rèn)為高原冬春季積雪與后期西北干旱區(qū)雨量呈弱的反相關(guān)關(guān)系，多、少雪年西北干旱區(qū)5—9月雨量的平均差值可達同期常年雨量值的1～2成;多、少雪年前冬11、12月的積雪特征和地面熱狀況差異較清楚;可利用前冬高原地面熱狀況和積雪異常預(yù)測西北干旱區(qū)次年5—9月的降水。王澄海等(2000)也認(rèn)為高原積雪與西北春季降水存在弱的相關(guān)關(guān)系，但是高原積雪與西北春季降水在不同區(qū)域上位相變化不同，即高原積雪的多少對西北的不同地區(qū)有不同的影響，不是簡單的反相關(guān)關(guān)系。陳烈庭(1998)指出高原冬季積雪與同期500 hPa高度場和前汛期江南降水關(guān)系的穩(wěn)定性較好，高原異常積雪作為江南汛期降水預(yù)報因子不僅具有可靠的物理基礎(chǔ)，而且是行之有效的。高原中部冬春季積雪深、范圍廣而且持續(xù)時間長的年份，初夏江南地區(qū)出現(xiàn)多雨的可能性較大，反之降水以偏少為主。徐明和朱永禔(1997)研究了高原冬季積雪狀況對華東地區(qū)梅汛期降水分布的影響，發(fā)現(xiàn)高原冬季積雪多時，華東南部梅汛期降水減少;積雪少時，華東大部梅汛期降水略有增加。周浩等(2010)的研究也表明，冬春高原積雪對西南地區(qū)夏季旱澇有重要影響。Kazuyoshi and Wang(2009)認(rèn)為前冬高原積雪增加導(dǎo)致地表接收的短波輻射減少，引起高度場下降，導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)環(huán)流減弱，引起夏季華南降水偏多，長江流域降水減少，這種影響在前汛期比汛期要顯著。韋志剛等(1998)指出高原前冬、春季積雪量的變化與中國夏季降水有很好的相關(guān)，與7、8月長江流域的降水為正相關(guān)，其流域南北兩側(cè)為兩大片負(fù)相關(guān)區(qū);與9月的相關(guān)區(qū)系統(tǒng)地南移了約5個緯距;與4、5月長江以南，尤其東南沿海附近為正相關(guān)區(qū)，長江以北為負(fù)相關(guān)區(qū)。Chen and Wu(2000)的研究表明，高原冬季積雪與中國東部夏季和前期降水有很好的相關(guān)。多雪年東亞夏季風(fēng)爆發(fā)推遲，華南、江淮流域降水異常偏多，華北偏少。Wu and Qian(2003)的研究指出高原積雪與長江中下游夏季降水存在明顯的正相關(guān)。Zhao et al.(2007)使用1973—2001年的高原積雪日數(shù)資料研究表明，4—5月高原積雪日數(shù)偏多時，6月江淮流域降水減少，華南地區(qū)降水增加。而Qian et al.(2003)的研究指出，高原冬季積雪深度偏大時，中國夏季華南降水偏少，江淮流域降水偏多。

由于研究區(qū)域、時期和所用的資料、方法的不同，研究結(jié)果有所差異，但是總的來說，冬季高原積雪偏多(少)時，北方溫度偏低(高)，南方溫度偏高(低);西北、華北夏季降水偏少(多)，華南前汛期降水偏多(少)，汛期降水偏少(多)，江淮流域前汛期降水偏少(多)，汛期降水偏多(少)。可見高原積雪異常對中國不同地區(qū)不同時期的影響是有較大差異的。要想把積雪作為中國短期氣候預(yù)測的可靠因子，就必須知道其影響機理是什么。許多國內(nèi)外專家學(xué)者也對其進行了研究。

5 積雪異常影響中國天氣氣候的機理

5.1 歐亞積雪異常

Yasunari et al.(1991)研究了初春歐亞積雪異常時，反照率和積雪水文效應(yīng)影響大陸春季和夏季氣候的相對重要性。春季反照率影響在低緯度是主要的，尤其在高原地區(qū)。由于異常多的積雪增大了地表的反照率，造成地面吸收太陽短波輻射量減少，降低了地表溫度，減少了地氣之間感熱通量。夏季積雪水文效應(yīng)是主要的，由于積雪融化吸收大量的熱量，并且積雪融水增加了土壤的濕度，減少了地氣之間的感熱通量交換，降低地表溫度。李震坤等(2009)的研究證實了以上結(jié)論，同時還發(fā)現(xiàn)春季積雪異常通過改變其后夏季的土壤濕度和溫度分布，造成對流層厚度的異常，激發(fā)一個從歐洲西部到東亞的500 hPa高度場異常波列。中國南、北方處于符號相反的高度異常區(qū)，同時降水也呈現(xiàn)南北相異的態(tài)勢，這表明春季歐亞積雪異常是影響中國夏季降水分布的一個重要因子。譚言科等(1999)發(fā)現(xiàn)，歐亞大陸冬季積雪面積異常可以激發(fā)北半球夏季中高緯地區(qū)的遙相關(guān)波列，夏季鄂霍次克海上空的異常低中心正是積雪的冷卻作用和西風(fēng)帶的平流作用造成的。該低中心形成后，根據(jù)球面上2維波的傳播理論，阿拉斯加上空的高度場將升高，?？怂篂成峡盏母叨葓鰧⒔档?。正的波列有利于El Ni～no的發(fā)生。Barnett et al.(1988)認(rèn)為積雪異常影響后期氣候的事實與ENSO現(xiàn)象密切相關(guān)，這可能因為ENSO不僅是海氣相互作用的結(jié)果，還應(yīng)該考慮大陸的作用。陳海山和孫照渤(2003)也發(fā)現(xiàn)歐亞積雪面積偏大(小)時，冬季500 hPa高度場表現(xiàn)為正(負(fù))歐亞—太平洋遙相關(guān)型，西伯利亞反氣旋加強(減弱)，東亞大槽加深(變淺)，東亞冬季風(fēng)活動偏強(弱)。

陳興芳和宋文玲(2000b)對歐亞和高原積雪對中國夏季降水的影響進行了比較，結(jié)果表明:冬季歐亞積雪異常偏多時，夏季東亞高度場偏低，不利于東亞阻塞高壓的建立和維持，因而有利于夏季雨帶北上。當(dāng)冬季高原積雪發(fā)生異常偏多時，由于融雪、蒸發(fā)和對太陽輻射反照率的加強，致使高原及其周邊大陸加熱場減弱，從而不利于初夏大氣環(huán)流的季節(jié)變化以及南亞季風(fēng)的發(fā)展，進而阻礙中國夏季風(fēng)雨帶的北上，因而長江流域降水增多，容易發(fā)生洪澇。這說明冬季高原積雪和歐亞積雪與中國夏季降水有著基本相反的相關(guān)關(guān)系。歐亞積雪和高原積雪影響中國天氣氣候可能有著不同的機理，而高原的影響更加顯著，所以許多學(xué)者著重對此進行了研究，并且提出了一些影響機理的概念模型。

5.2 高原積雪異常

Kazuyoshi and Wang(2010)以高原積雪為例研究了積雪引起的反照率變化和積雪水文效應(yīng)對東亞夏季風(fēng)降水的相對重要性，結(jié)果表明:5、6月積雪反照率對長江流域降水的影響是積雪水文效應(yīng)的3倍;7月到8月反照率的影響逐漸減弱，積雪水文效應(yīng)的影響逐漸增強。陳乾金等(2000a)討論了高原積雪異常與中緯度大氣環(huán)流的關(guān)系及其對低緯熱帶大氣和海洋的影響，結(jié)果表明，高原冬季積雪異常影響東亞冬季風(fēng)的異常，進而通過東亞Hadley環(huán)流引起南海南部積云對流活動的異常，結(jié)果造成赤道太平洋緯向風(fēng)出現(xiàn)變異并引發(fā)SSTA(sea surface temperature anomaly，海表溫度距平)位相和副高活動及夏季風(fēng)強度的顯著不同，由此對中國夏季風(fēng)雨帶分布產(chǎn)生影響。徐國昌等(1994)發(fā)現(xiàn)1—3月是高原積雪面積最大的月份，在此期間高原積雪面積有明顯的持續(xù)性，并與歐亞積雪面積有較高的一致性。3月高原積雪面積異常偏大的年份溫度顯著低，可能包含某種程度的積雪冷卻效應(yīng)的反饋影響，那么接下來偏冷現(xiàn)象的迅速減弱甚至消失，可以認(rèn)為是高原積雪異常的后延冷卻效應(yīng)很弱，且大約不足一個月。但又發(fā)現(xiàn)3月高原積雪異常在其后的5月850 hPa環(huán)流上表現(xiàn)得更加明顯，但難以給出滿意的物理解釋。Zhang et al.(2004)等使用觀測的高原積雪深度資料和NCEP/NCAR再分析資料分析指出，高原春季積雪深度與東亞夏季風(fēng)之間存在很好的年代際相關(guān)。彭京備等(2005)對高原積雪和熱帶東太平洋Nino3區(qū)海溫進行小波分析，指出高原積雪的主要周期是準(zhǔn)2 a振蕩和準(zhǔn)6～7 a振蕩，海溫的主要周期是ENSO振蕩和準(zhǔn)2 a振蕩。此外積雪和海溫均在20世紀(jì)70年代后期發(fā)生了一次年代際氣候躍變現(xiàn)象，積雪由少雪期向多雪期轉(zhuǎn)化，海溫從冷水期演變成暖水期。不同時間尺度的積雪、海溫和降水的相關(guān)場具有不同的地域特征。積雪和海溫的年代際氣候躍變與中國夏季降水的相關(guān)程度在某些地區(qū)高于年際變化。利用高原積雪和Nino3區(qū)海溫多時間尺度變化可以較好地擬合出中國夏季降水的年際和年代際變化，所以在做中國夏季降水預(yù)報時，不同因子、不同尺度的作用應(yīng)當(dāng)分開考慮。陳乾金等(2000b)提出了高原積雪異常影響中國天氣氣候的概念模型，他的模型主要考慮了冬季積雪異常引起同期大氣環(huán)流異常，且這種大氣環(huán)流異常信號又會影響后期的大氣環(huán)流以及ENSO的爆發(fā)，進而影響中國春夏天氣氣候。

Barnett et al.(1988)認(rèn)為土壤長時間的濕度異常是地氣系統(tǒng)“記住”積雪異常的物理機制，并對其后的氣候狀況產(chǎn)生持久的影響。通過影響季風(fēng)系統(tǒng)的進程而將高原冬季積雪異常的信息儲存在亞洲夏季風(fēng)這樣一個龐大的系統(tǒng)中，是導(dǎo)致后期氣候狀況發(fā)生顯著變化的直接原因。鄭益群等(2000)的研究指出，高原冬季積雪深度的增加，比積雪面積的擴大和春季積雪深度的增加對后期氣候的影響更大。而冬季積雪深度是影響積雪水文效應(yīng)的主要因素。范廣州等(1997)的模擬研究表明，高原冬季多雪時，高原地區(qū)由春至初夏地表溫度降低，地表熱源、高原上升氣流和季風(fēng)經(jīng)圈環(huán)流均減弱，從而使亞洲季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)、大陸低壓、索馬里急流、西南氣流和夏季風(fēng)均減弱，降水減少。高原冬季積雪融化后的水文效應(yīng)可延續(xù)到6月份，與整個歐亞大陸積雪相比，東、南亞夏季風(fēng)對高原積雪影響的響應(yīng)可能更敏感。韋志剛等(2008)的研究也證明了以上觀點，并且認(rèn)為由于融雪增濕效應(yīng)，高原春夏潛熱明顯增大(減少)，使得空氣中水汽增大(減小)，可能是高原氣溫偏低(高)的一個重要因素。錢永甫等(2003)也認(rèn)為高原積雪異常首先通過融雪改變土壤濕度和地表溫度，從而改變了地面到大氣的熱量、水汽和輻射通量，由此所引起的大氣環(huán)流變化又反過來影響下墊面的特征和通量輸送。在濕土壤和大氣之間，這樣一種長時間的相互作用是造成后期氣候變化的關(guān)鍵過程。張順利和陶詩言(2001)的數(shù)值試驗研究也表明，高原積雪異常改變了高原陸面春、夏季的熱狀況，可以使亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)推遲20 d左右，并提出可能的物理過程。一些研究(李慶和陳月娟，2006;Wu and Qian，2003)表明，高原雪量增加(減少)，前冬春高原地面吸收的太陽短波輻射偏少(多)，加強(減弱)了冬季高原地面的冷源效應(yīng)，而融化積雪需要消耗較多的熱量，增多的土壤水分蒸發(fā)又會使地面進一步冷卻，明顯減弱(加強)了其后春夏季的高原熱源作用。

朱玉祥等(2009)指出，高原冬季多雪，會導(dǎo)致高原地面感熱熱源減弱，這種熱源的減弱在冬季導(dǎo)致冬季風(fēng)偏強，可以影響到中國華南、西南及孟加拉灣地區(qū)。同時，由于高原熱源的減弱可持續(xù)到夏季，成為東亞夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)減弱的一個原因。在積雪初期，地面反射通量的增加起了主要作用;在積雪融化后，“濕土壤”在延長高原積雪對天氣氣候的影響過程中起了重要作用。初期的反射通量增加減少了太陽輻射的吸收、融雪時的融化吸熱，以及后期的“濕土壤”與大氣的長期相互作用，作為異常冷源，減弱了春、夏季高原熱源，是高原冬季積雪影響夏季風(fēng)并進而影響中國夏季降水的主要機理。

6 結(jié)論與展望

1)積雪資料的種類和來源較多，可以根據(jù)研究的內(nèi)容和方法選擇相應(yīng)可信度較高、使用較廣泛的積雪資料。例如:美國冰雪資料中心提供的北半球25 km等面積網(wǎng)格衛(wèi)星反演的逐周的積雪資料(1966年10月至今);美國國家航空航天局提供的MODIS 8 d積雪合成資料(1999年至今);車濤根據(jù)中國實際情況對SMMR和SSM/I資料反演的逐日的積雪深度資料(1978年至今)(車濤和李新，2005)，以及安迪整理的中國氣象測站的積雪日數(shù)、深度、積雪初終日期等資料(1951—2005年)(安迪等，2009)。

2)青藏高原、蒙古高原、歐洲阿爾卑斯山脈及北美中西部是北半球積雪分布關(guān)鍵區(qū)，其中青藏高原是北半球積雪異常變化最強烈的區(qū)域。除青藏高原外的其他各個區(qū)的積雪變化總體上是一致的，在20世紀(jì)80年代中期以前有緩慢增加的趨勢，之后出現(xiàn)顯著的減少趨勢，又以春夏季更為明顯。新疆、東北和青藏高原是中國3個積雪大值區(qū);但是局地分布又受到地形因素的影響有所差別，所以中國積雪分布情況是十分復(fù)雜的。另外在最近幾十年，雖然在不同的地區(qū)積雪的變化趨勢有差異，但是總體上呈現(xiàn)緩慢增長的趨勢，尤其青藏高原積雪的增加更明顯，并且存在年際波動。

3)當(dāng)冬季歐亞大陸積雪偏多(少)時，中國東北、內(nèi)蒙古、四川夏季溫度偏低(高)，江南則溫度偏高(低);東北和長江流域降水偏少(多)，華南和華北降水偏多(少)。

4)冬季高原積雪偏多(少)時，北方溫度偏低(高)，南方溫度偏高(低);西北、華北降水偏少(多)，華南前汛期降水偏多(少)，汛期降水偏少(多)，江淮流域前汛期降水偏少(多)，汛期降水偏多(少)。

5)初期的反射通量增加減少了太陽輻射的吸收、融雪時的融化吸熱，以及后期的濕土壤與大氣的長期相互作用，作為異常冷源，減弱了春夏季高原熱源，是高原冬季積雪影響夏季風(fēng)并進而影響中國夏季降水的主要機理?？赡艿奈锢砟Ｐ陀蓛刹糠纸M成，首先是高原冬季積雪偏多(少)→東亞大槽偏東(西)偏弱(強)→冬季南海南部積云對流弱(強)，高層輻散弱(強)，Walker環(huán)流弱(強)→赤道太平洋冬、春季信風(fēng)弱(強)，(不)易觸發(fā)ENSO事件，北印度洋SSTA南高(低)北低(高)，當(dāng)年夏季風(fēng)弱(強)→長江中下游易澇(旱)。其次是高原積雪多(少)→高原春、夏季的感熱弱(強)→感熱加熱引起的上升運動弱(強)，高原強(弱)環(huán)境風(fēng)場→不利(有利)于高原感熱通量向上輸送→高原上空對流層加熱弱(強)→高原對流層溫度低(高)→高原南側(cè)溫度對比弱(強)→造成亞洲夏季風(fēng)弱(強)→中國長江流域易澇(旱)。

從以上結(jié)論可以看到，對積雪異常影響中國天氣氣候的研究已經(jīng)得到了比較豐碩的成果，但是同時也存在著許多問題有待進一步研究。首先，積雪異常引起中國天氣氣候異常的物理機制可以從反照率和積雪水文效應(yīng)進行考慮，但是具體影響過程又有差別，反照率和積雪水文效應(yīng)哪個的作用更大?什么時候反照率效應(yīng)開始起到主導(dǎo)作用?什么時候積雪水文效應(yīng)開始起到主導(dǎo)作用?這種可能需要基礎(chǔ)性試驗的研究還比較少。其次，研究表明，西太平洋副熱帶高壓、ENSO、極渦、東亞季風(fēng)與積雪之間是存在相關(guān)關(guān)系的，針對不同因子的相對重要程度的研究還較少。王葉堂等(2008)還指出，高原積雪與中國夏季降水的關(guān)系也常出現(xiàn)反例現(xiàn)象，目前針對反例年的分析還不夠。另外，歐亞積雪和高原積雪為何反相關(guān)?以及不同區(qū)域的積雪異常對后期不同時間段中國各地區(qū)天氣氣候影響也值得深入研究。高榮等(2011)的研究指出，高原凍土和積雪的不同配置對中國夏季降水的影響也不同，這方面的研究也比較少，有待進一步研究。

積雪異常和大氣環(huán)流異常之間必然是相互影響的，但是那一個的異常更容易引起另一個的異常，二者之間反饋制約機制是怎樣的，也需要進一步研究。高原積雪和江淮梅雨、西南渦、登陸中國的熱帶氣旋的關(guān)系及其影響機制的研究也比較少(朱玉祥和丁一匯，2007)。另外，積雪資料是研究的基礎(chǔ)，更豐富精確的資料是研究更加深入的前提和保證。目前對積雪的數(shù)值模擬研究的精細(xì)程度還不夠，采用不同的模式、不同的模擬方案的模擬效果差異也很大，進一步發(fā)展數(shù)值模式，進行數(shù)值模擬工作是以后的重要工作(楊琨和武炳義，2009)。這些問題的解決對中國短期氣候預(yù)測水平的提高將有重要的實際意義。

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