Plateau Meteorology

Plateau Meteorology >

2022 , Vol. 41 >Issue 6: 1384 - 1398

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00087

Influence of the Qinghai-Xizang Plateau Spring Snow Cover Variation on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation

  • Yanchao CAO ,
  • Xiaochun WANG
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  • School of Marine Sciences，Nanjing University of Information Science and Technology，Nanjing 210044，Jiangsu，China

Received date: 2021-06-07

  Revised date: 2021-10-11

  Online published: 2022-12-15

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Yanchao CAO , Xiaochun WANG . Influence of the Qinghai-Xizang Plateau Spring Snow Cover Variation on the Boreal Summer Intraseasonal Oscillation[J]. Plateau Meteorology, 2022 , 41(6) : 1384 -1398 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00087

1 引言

近年来， 对青藏高原影响其周边天气气候异常的研究越来越引起中外学者们的广泛关注。青藏高原被称为“世界屋脊”或“第三极”（Yao et al， 2018）， 其地表面位于对流层的中部， 可以通过感热和潜热通量的输送直接加热对流层中部大气（Li et al， 2001； 李国平， 2002）， 影响全球大气运动状况（Barnett et al， 1989； 郑度等， 2002； 邹燕等， 2018）。青藏高原地区也是世界上除极地区域外， 冰雪、 冰川以及永久冻土分布最广泛的地区（Kang et al， 2010）， 其气候变化相较于其他地区具有超前性（Brown and Mote， 2010）， 是全球气候变化的敏感区域。高原积雪作为气候变化的重要组成部分， 可以显著改变高原下垫面的热力条件， 通过影响大气环流影响周边的天气和气候系统（Hahn and Shukla， 1976； Wang et al， 2017； 姜琪等， 2020）。积雪的存在增强了高原表面的反射率效应， 使地表对短波辐射的吸收减少（付强等， 2015）。同时积雪的融化可以使土壤的温度以及水分状况发生变化， 进而通过改变高原对大气的非绝热加热来影响亚洲季风和降水（Yeh et al， 1983； Souma and Wang， 2010； 许立言和武炳义， 2012）。Blanford（1884）最早指出喜马拉雅山积雪和印度夏季风降水之间呈现负相关关系， Walker（1990）的研究提出喜马拉雅山春冬积雪与南亚夏季风之间也呈现负相关关系。但是近几十年来有研究表明高原积雪和南亚夏季风之间的相关关系发生了转变， 由负相关转变为正相关（Dey and Kumar， 1983； Kripalani et al， 2003； Déry and Brown， 2007）。对于高原积雪影响东亚季风降水也有了大量的研究， 研究表明高原积雪和东亚夏季风之间呈现负相关关系（郑益群和钱永甫， 2000； 张顺利和陶诗言， 2001）； 当高原积雪偏多时， 我国夏季长江流域的降水增多而华南华北地区的降水减少（陈烈庭， 1998； 韦志刚等， 1998； 钱永甫等， 2003； 宋敏红等， 2020）。
热带季节内振荡（Madden-Julian Oscillation， MJO）作为热带区域最强烈的季节内变率模态影响着全球的天气气候变化（Madden and Julian， 1971， 1994）。已有研究表明50%~80%的亚洲夏季风降水与MJO的对流活动有关（Tong et al， 2009）。当MJO活动活跃时， 极端降水发生的概率比非活跃时高约40%（Wang and Moon， 2017）。在北半球夏季， 季节内振荡向东传播的MJO模态变弱， 主要受向北传播的北半球夏季季节内振荡（Boreal Summer Intraseasonal Oscillation， BSISO）模态主导， 尤其是在印度季风区和东亚季风区（Benedict and Randall， 2007； Vincent et al， 2016）。与冬季的MJO模态相比， BSISO对流表现出更为复杂的时空演变特征， 沿赤道传播的同时在北印度洋和西北太平洋向北传播（Yun et al， 2010）。BSISO除对热带天气和气候现象如热带气旋的产生和爆发等有显著影响以外（Jeong et al， 2005， 2008）， 当BSISO的对流和环流异常离开赤道印度洋进入到亚洲季风区时， 可以通过改变天气系统的背景场来影响局地降水变化（Hong and Ren， 2014）。根据季节内振荡周期的不同， 可以将BSISO划分为两个不同的模态， BSISO1模态的周期为30~60天， 它的对流活动与MJO活动之间存在着较好的相关性； BSISO2模态的周期为10~30天， 受到准双周振荡的调控（Lee et al， 2012； Yamaura and Kajikawa， 2016）。BSISO目前已经被认为是亚洲短期气候变化异常的重要来源之一， 它对亚洲夏季风的建立和爆发（Wu and Wang， 2001； Wu， 2009）、 雨带的推进以及季节内强降水事件（Hong and Ren， 2014）都会产生重要的影响。
百年来中外气候学家们持续关注着高原积雪对季风系统以及亚洲旱涝灾害的影响。BSISO作为季风系统的重要成员之一， 影响着亚洲夏季风的建立、 梅雨等持续性降水过程以及极端降水事件， 进而影响世界上人口最多的季风地区的社会经济活动（Wu and Wang， 2001； Hong and Ren， 2014； 罗江鑫等， 2020）。以往的研究指出青藏高原积雪具有显著的年际变化特征， 并探讨了青藏高原积雪年际变化与全球气候变化之间的关系（柯长青和李培基， 1998； 韦志刚等， 2002； 王叶堂等， 2007； 沈鎏澄等， 2019）。关于青藏高原积雪与MJO之间的关系也已经存在相关研究。Li et al（2016）利用多传感器冰雪测绘系统（IMS）日积雪覆盖数据得出， 在季节内时间尺度上， MJO和青藏高原积雪之间确实存在着一定的联系。高原积雪随“海洋性大陆”（Maritime Continent， MC）区域上MJO对流的抑制/增强而增加/减少， 而其他区域上方MJO对流活动的变化对高原积雪没有显著影响。Lyu et al（2018）利用全球雪实验室的北半球月积雪面积资料探讨了青藏高原冬季积雪年际变化对北半球冬季MJO对流的影响。在青藏高原积雪偏多的冬季， 印度洋上空的MJO对流较强； 而在青藏高原积雪偏少的冬季， 西太平洋上空的MJO对流较强。最近， Han et al（2021）利用全球雪实验室的北半球月积雪面积资料得出在高原冬季积雪覆盖异常偏高的夏季， 与MJO相关的对流往往局限于140°E以西； 而在积雪异常偏低的夏季， 与MJO相关的对流能够进一步向东延伸到西北太平洋上160°E附近。
综上可见， 在以往的研究中主要探究了MJO对流活动对高原冬季积雪面积的影响以及高原冬季积雪面积对同期MJO以及次年夏季MJO对流活动的影响， 而对于高原春季积雪影响夏季BSISO对流活动的研究还较为缺乏。青藏高原位于印度洋的北部， 而BSISO在赤道印度洋地区启动并向北传播。高原积雪从冬季到夏季有很好的持续性， 而且与青藏高原积雪有关的热力作用具有很强的热惯性。因此， 春季青藏高原积雪可能对后续季节的亚洲夏季风和季风降水产生显著影响（Xie et al， 2005； Xiao and Duan， 2016； Zhan et al， 2016）。另外， 尽管有研究指出印度及东亚的夏季降水异常与高原积雪存在相关关系， 但两者联系的物理机制尚待进一步阐明。本文利用青藏高原积雪深度资料及BSISO指数资料分析了高原春季积雪对BSISO对流活动的影响以及相关物理机制， 对于加强夏季BSISO活动的预报、 减小BSISO活动带来的极端天气和气候事件的影响具有一定的意义。

2 资料来源与方法介绍

2.1　资料来源

所用的BSISO指数可以从哥伦比亚大学（University of Columbia）国际气候与社会研究所（International Research Institute for Climate and Society， IRI）获得（http： //iridl.ldeo.columbia.edu/ home/mbell/.APCC/.BSISO/）（Lee et al， 2012）。选取的积雪资料为中国科学院西北生态环境资源研究院提供0.25°×0.25°分辨率的1981 -2016年中国雪深长时间数据集（Che et al， 2008）。本研究使用的其他数据集包括： （1）美国国家环境预报中心（NCEP）和国家大气研究中心（NCAR）提供的全球再分析（NCEP-2）数据集， 包括温度 T、 经向风v、 纬向风 u、 垂直速度 w和位势高度 h等（Kalnay et al， 1996）（2）美国国家海洋和大气管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration， NOAA）提供的每月和每天的向外长波辐射数据（Outgoing Long-wave Radiation， OLR）（Liebmann and Smith， 1996）。上述两组数据均覆盖全球， 空间分辨率为2.5°×2.5°， 时间跨度为1981 -2016年。本文采用t检验来进行显著性检验， 对风场进行检验时， 经向风 v和纬向风 u中任意一个通过t检验则认定该点通过显著性检验； 对垂直环流进行检验时， 垂直风 w通过t检验则认定其通过显著性检验。

2.2　热源计算

本文利用倒算法计算大气热源， 单位质量大气的热源（汇） Q 1可以通过热力学方程得到（Luo and Yanai， 1983）：
Q 1 = C p ∂ T ∂ t + V ⃗ ⋅ ∇ T + p p 0 k ω ∂ θ ∂ p
对整层大气积分得到整层大气中单位面积气柱内 Q 1的垂直积分 < Q 1 >：
< Q 1 > = 1 g ∫ p t p s Q 1 d p =                            C P g ∂ T ∂ t + V ⃗ ⋅ ∇ T + p p 0 k ω ∂ θ ∂ p d p
式中： p s和 p t分别代表地表面和100 hPa的气压； θ为位温； V为水平风矢量； ω为 p坐标系中的垂直速度； R和 C p为气体常数和干空气的等压比热； p 0取1000 hPa； < Q 1 >为正值时为大气热源； < Q 1 >为负值时表示大气热汇。

2.3　多雪年和少雪年的划分

图1（a）为1981 -2016年春季（3 -5月）青藏高原平均雪深的空间分布。青藏高原春季积雪分布不均匀， 积雪深度的高值区主要分布在高原东部和西部的高海拔地区， 如帕米尔高原、 喜马拉雅山、 喀喇昆仑山、 念青唐古拉山以及巴颜喀拉山等区域， 而高原中部地区积雪较少甚至无雪。本文将标准化去除趋势后的青藏高原区域（70°E -105°E， 25°N -40°N）平均春季积雪深度定义为春季青藏高原雪深（Tibetan Plateau snow depth， TPSD）指数［图1（b）］。本文规定TPSD指数>0.8（<-0.8）作为标准来对多雪年和少雪年进行划分， 选取了5个多雪年（1983， 1986， 1987， 1998和2012年）和7个少雪年（1984， 1985， 1988， 1991， 1999， 2004和2006年）。
图1 1981 -2016年春季（3 -5月）青藏高原区域（70°E -105°E， 25°N -40°N）平均雪深（a， 单位： cm）及春季积雪深度的标准化指数（TPSD指数）（b）

Fig.1 Springtime （from March to May， MAM） mean snow depth （a， unit： cm） and the time series of the TPSD （b） over the Qinghai-Xizang Plateau （QXP） domain （70°E -105°E， 25°N -40°N） from 1981 to 2016

文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2016）2923号的中国地图和审图号为GS（2016）2948号的世界地图制作， 底图无修改。

3 青藏高原春季积雪与BSISO的关系

Wheeler and Hendon（2004）提出多元实时MJO指数（Real-time Multivariate MJO， RMM）用于监测和预测MJO活动。但是在北半球夏季， RMM获取的季节内振荡信号主要局限在赤道附近， 不能够延伸到亚洲夏季风区。因此， Lee et al（2012）提出了一种BSISO指数。在Lee et al（2012）的研究中， 对10°S -40°N， 40°E -160°E区域内的OLR和850 hPa纬向风异常做MV-EOF分解， BSISO1由前两个主分量PC1、 PC2定义， BSISO2由第三、 第四主分量PC3、 PC4定义， 其中BSISO1=（PC12+PC22）1/2， BSISO2=（PC32+PC42）1/2。这两个BSISO指数可以较好地描述亚洲季风区的季节内变化特征， 其中BSISO1可以获取亚洲季风区内周期为30~60天的典型的向北传播的BSISO信号， BSISO2则主要捕获向北和西北方向传播的周期为10~30天的BSISO信号。BSISO1及BSISO2不同相位对应的风场及OLR异常特征可参考Lee et al （2012）中所述。根据PC1和PC2将BSISO1分为8个不同的相位， 与BSISO1相关的对流在第1相位首先出现在赤道印度洋上空， 然后向东北方向传播到第4相位的孟加拉湾以及MC区域， 在第5~6相位继续东北方向传播， 第7相位到达南海， 第8相位到达西北太平洋。同样根据PC3和PC4可以将BSISO2也分为8个相位， 与BSISO2相关的对流在第1相位位于赤道印度洋和菲律宾海， 然后在印度、 西北太平洋以及东亚地区向北和西北方向传播。与BSISO1相比， BSISO2的环流更为狭长呈锋面状。
本文统计了多雪年、 少雪年及1981 -2016年夏季 BSISO1和BSISO2不同相位出现的平均天数（表1， 表2）。对多雪年和少雪年夏季各个相位出现的平均天数做t检验， *和**分别表示通过了90%和95%显著性水平检验。由表1可知， 在多雪年夏季， BSISO1出现在第4相位的天数明显偏多， 比多年平均天数多出近7天； 而出现在第7相位的天数偏少， 比气候态少约3天。少雪年时则出现相反的变化， BSISO1出现在第4相位的天数明显偏少， 比多年平均天数少4~5天； 而出现在第7相位的天数偏多， 比多年平均多4~5天。多雪年时BSISO1出现在第四相位的平均天数是少雪年的2.6倍， 而出现在第七相位的平均天数约是少雪年的二分之一。从表2可以看出， 在多雪年夏季时， BSISO2出现在第2、 3相位的天数偏多， 比多年平均多出近4~5天； 而出现在第8相位的天数偏少， 比多年平均少3~4天。少雪年时则相反， BSISO1出现在第2、 3相位的天数偏少， 比多年平均少4~5天； 而出现在第8相位的天数偏多， 比多年平均多近3天。多雪年时BSISO2出现在第二相位、 第三相位的平均天数约是少雪年的2倍， 而出现在第八相位的平均天数约是少雪年的二分之一。
表1 1981 -2016年夏季， 高原多雪年、 少雪年BSISO1各个相位出现的平均天数

Table 1 Mean number of days for different phases of BSISO1 for 1981 -2016 summer season with excessive and reduced spring TPSD and its climatology

类型 相位
1 2 3 4 5 6 7 8
多雪年/天 10.2（+1.1） 11（-2.5） 13.8（+1.4） 18.2**（+6.7） 13.4（-0.2） 9.8（-0.2） 7*（-3.3） 8.6（-2.9）
少雪年/天 10（+0.9） 13.4（-0.1） 10.4（-2.0） 7**（-4.5） 12.4（-1.2） 12.3（+2.3） 14.9**（+4.6） 11.6（+0.1）
所有年/天 9.1 13.5 12.4 11.5 13.6 10 10.3 11.5

括号里面的数字表示多雪年、 少雪年平均天数与多年平均之间的差值； *和**分别表示通过了90%和95%显著性水平检验

表2 1981 -2016年夏季， 高原多雪年、 少雪年BSISO2各个相位出现的平均天数

Table 2 Mean number of days for different phases of BSISO2 for 1981 -2016 summer season with excessive and reduced spring TPSD and its climatology

类型 相位
1 2 3 4 5 6 7 8
多雪年/天 12（+0.3） 16**（+4.4） 15.6**（+4.6） 11.8（0） 8.6（-2.8） 11.2（-1.4） 9.2（-1.6） 7.6*（-3.4）
少雪年/天 9.9（-1.8） 8.6*（-3.0） 7.9*（-3.1） 10（-1.8） 13.7（+2.3） 15.3（+2.7） 12.7（+1.9） 13.7*（+2.7）
所有年/天 11.7 11.6 11 11.8 11.4 12.6 10.8 11

括号里面的数字表示多雪年、 少雪年平均天数与多年平均之间的差值； *和**分别表示通过了90%和95%显著性水平检验

进一步通过相关分析方法得到了TPSD指数与BSISO1和BSISO2不同相位出现的平均天数的相关系数（表3）。TPSD指数与BSISO1第4相位出现天数之间呈现正相关关系， 其相关系数可以达到0.53， 而与第7相位出现天数之间呈现负相关关系， 相关系数为-0.33。TPSD指数与BSISO2第3相位出现天数之间为正相关关系， 相关系数为0.33， 而与第8相位出现天数之间为负相关关系， 相关系数为-0.29。
表3 TPSD指数与BSISO1和BSISO2不同相位出现的平均天数的相关系数

Table 3 Correlation coefficients between detrended TPSD index and the mean number of days for different phases of the BSISO1 and BSISO2

指数 不同相位平均天数的相关系数r
第1相位 第2相位 第3相位 第4相位 第5相位 第6相位 第7相位 第8相位
BSISO1 0.05 -0.10 0.11 0.53** 0.04 -0.26 -0.33* -0.16
BSISO2 -0.05 0.18 0.33** 0.15 -0.19 -0.06 -0.06 -0.29*

*、 **分别表示通过90%和95%显著性水平检验

从1981 -2016年夏季BSISO1第4相位和第7相位以及BSISO2第3相位和第8相位的OLR和850 hPa风场异常的合成场（图2）得到BSISO的空间分布模态与Lee et al（2012）得到的结果基本一致。当BSISO1位于第4相位时［图2（a）］， 与BSISO1相关的对流在印度、 孟加拉湾以及MC区域异常增强而在南海以及西北太平洋上异常减弱， 在西北太平洋上出现异常的反气旋环流， 在印度附近出现异常的气旋性环流； 当BSISO1位于第7相位时， 其空间分布模态与第4相位基本相反［图2（b）］。当BSISO2位于第3相位时［图2（c）］， 与BSISO2相关的对流在北印度洋、 MC区域以及东海南海区域增强而在印度北部减弱， 在北印度洋以及东海南海出现异常的气旋环流； 当BSISO2位于第8相位时， 其空间分布模态与第3相位基本相反［图2（d）］。结合相关分析可以得出， 当青藏高原积雪偏多（偏少）时， 与BSISO1相关的对流活动在印度、 孟加拉湾以及MC区域偏多（偏少）而在南海以及西北太平洋区域偏少（偏多）； 与BSISO2相关的对流活动在北印度洋、 MC区域以及东海南海偏多（偏少）而在印度北部、 华东以及西北太平洋区域偏少（偏多）。
图2 基于BSISO1指数得到的夏季第4相位（a）和第7相位（b）以及基于BSISO2指数得到的夏季第3相位（c）和第8相位（d）的OLR（彩色区， 单位： W·m-2）和850 hPa风场（矢量， 单位： m·s-1）异常

标有‘+’的区域和紫色箭头表示通过90%显著性水平检验的区域

Fig.2 The composite of OLR （color area， unit： W·m-2） and 850 hPa wind field （vector， unit： m·s-1） anomalies based on BSISO1 in phase 4 （a） and phase 7 （b）， and the anomalies based on BSISO2 in phase 3 （c） and phase 8 （d）.The areas marked with ‘+’ and purple vectors represent exceed the 90% confidence level of the Student’s t-test

4 青藏高原春季积雪影响BSISO的物理机制

4.1　地表感热、 潜热通量

青藏高原作为地球上海拔最高的高原， 它的热力作用在全球天气和气候变化中发挥着重要的作用。潜热通量和感热通量是地面与大气进行热量交换的主要方式（李国平， 2002）。从多雪年和少雪年高原及高原四周春季感热通量和潜热通量的异常及合成差值场（图3）中可以看出， 青藏高原春季积雪深度的变化可能导致高原热力状态发生显著改变。在多雪年的春季， 青藏高原主体的感热通量较少雪年时偏小， 其中高原中部部分区域以及高原南部的喜马拉雅山区域可以少20 W·m-2以上； 高原北部以及高原南面的潜热通量较少雪年时偏小， 其中喜马拉雅山南麓地区少15~20 W·m-2。这表明青藏高原春季积雪偏多（少）时减弱（增强）了高原下垫面对大气的加热作用。
图3 青藏高原春季感热通量（左， 彩色区）和潜热通量（右， 彩色区）在多雪年（a， d）和少雪年（b， e）的异常以及它们的合成差值场（c， f）（单位： W·m-2）

标有点号的区域表示通过90%显著性水平检验的区域

Fig.3 The composite sensible heat flux （left， color area） and latent heat （right， color area） anomalies for the excessive （a， d）， reduced （b， e） TPSD springs and their differences （c， f）.Unit： W·m-2.The area marked with dotter represent exceed the 90% confidence level of Student’s t-test

4.2　垂直环流

基于青藏高原积雪对地表潜热和感热的影响， 进一步研究青藏高原多雪年和少雪年对应的夏季垂直环流和高度场的差异。图4中给出了多雪年和少雪年夏季25°N -40°N平均垂直环流和位势高度场异常以及它们的合成差值场。从1981 -2016年的平均垂直纬向环流［图4（d）］可以看出， 夏季时高原上空对流层为上升运动， 高原上空为显著的西风气流。在高原春季多雪年［图4（a）］， 高原上空对流层中的上升运动减弱， 而在少雪年上升运动增强［图4（d）］。从合成差值场中可以看出［图4（c）］， 在高原近地面以及高原西部300 hPa高层出现位势高度异常减小的负值中心。说明在多雪年时， 高原地表面对大气的加热作用减弱， 近地面大气的温度降低， 从而使得低层等压面降低； 同时由于上升运动减弱， 不利于感热通量向高层输送， 所以在高原西部高层300 hPa等压面降低， 形成了一个负值中心。图5为多雪年和少雪年夏季80°E -100°E平均经圈垂直环流和位势高度场异常以及它们的合成差值场。气候态夏季青藏高原上空存在显著的上升运动， 且在高原南侧20°S -20°N形成一个逆时针的垂直环流［图5（d）］。多雪年时， 高原南部上空的上升运动减弱， 高原以南上空的等压面降低而高原以北上空的等压面升高， 高原南面孟加拉湾附近上升运动显著加强［图5（a）］； 少雪年时， 高原南部上空的上升运动增强， 高原以北中低层的等压面升高而高层的等压面降低， 高原南面孟加拉湾附近的上升运动显著减弱［图5（b）］。
图4 多雪年（a）和少雪年（b）夏季青藏高原（25°N -40°N）平均垂直环流（矢量， 纬向风 u单位： m·s-1； 垂直速度 ω单位： ×10-4 hPa·s-1）异常和位势高度场（彩色区， 单位： gpm）异常合成差值场（c）， 以及1981 -2016年夏季平均垂直环流（d， 矢量， 纬向风 u单位： m·s-1； 垂直速度 ω单位： ×10-4 hPa·s-1）

灰色部分代表的是高出海平面以上的陆地的垂直剖面； 图（c）中显色区域以及红色箭头表示通过90%显著性检验

Fig.4 Composite zonal vertical circulation ［vector， the components of the vector are zonal wind （unit： m·s-1） and vertical velocity （unit： ×10-4 hPa·s-1）］ and geopotential height anomalies （color area， unit： gpm） along the Qinghai-Xizang Plateau （averaged over 25°N -40°N） for the excessive （a）， reduced （b） TPSD summers and their differences （c）， and the climatological vertical circulation ［d， vector， the components of the vector are zonal wind （unit： m·s-1） and vertical velocity （unit： ×10-4 hPa·s-1）］.The gray area represents the vertical profile of land above sea level.In Fig.4（c）， the shading areas and red vectors represent exceed the 90% confidence level of Student’s t-test

图5 多雪年（a）和少雪年（b）夏季青藏高原（80°E -100°E）平均经圈垂直环流（矢量， 经向风 v单位： m·s-1； 垂直速度 ω单位： ×10-4 hPa·s-1）异常和位势高度场（彩色区， 单位： gpm）异常及合成差值场（c）， 以及1981 -2016年夏季平均垂直环流（d， 矢量， 经向风 v单位： m·s-1； 垂直速度 ω单位： ×10-4 hPa·s-1）

灰色部分代表的是高出海平面以上的陆地的垂直剖面； 图（c）中显色区域以及红色箭头表示通过90%显著性检验

Fig.5 Composite meridional vertical circulation ［vector， the components of the vector are meridional wind （unit： m·s-1） and vertical velocity （unit： ×10-4 hPa·s-1）］ and geopotential height anomalies （color area， unit： gpm） along the Qinghai-Xizang Plateau （averaged over 80°N -100°N） for the excessive （a）， reduced （b） TPSD summers and their differences （c）， and the climatological vertical circulation ［d， vector， the components of the vector are meridional wind （unit： m·s-1） and vertical velocity （unit： ×10-4 hPa·s-1）］.The gray area represents the vertical profile of land above sea level.In Fig.4（c）， the shading areas and red vectors represent exceed the 90% confidence level of Student’s t-test

4.3　大气热源

夏季时青藏高原上空形成北半球最大的热源， 高原热源不仅对亚洲夏季风的爆发产生重要影响， 同时也对南亚高压的形成和建立产生显著作用。由于青藏高原平均海拔在4000 m， 所以本文在计算大气热源时只对600 hPa以上的整层大气进行垂直积分。从青藏高原多雪年和少雪年夏季600 hPa以上大气热源异常以及它们的合成差值场（图6）中可以看出， 在多雪年的夏季， 青藏高原东部的大气热源较少雪年时偏低， 其差值中心可达200 W·m-2以上； 而高原中北部的大气热源较少雪年偏高， 其差值中心可达100 W·m-2以上。
图6 青藏高原多雪年（a）和少雪年（b）夏季600 hPa以上大气热源（彩色区和等值线）异常以及它们的合成差值场（c）（单位： W·m-2）

标有圆点的区域表示通过90%显著性检验的区域

Fig.6 The composite atmospheric heat source above 600 hPa （color area and contour） anomalies for the excessive （a）， reduced （b） TPSD summers and their differences （c）.Unit： W·m-2.The area marked with dotter represent exceed the 90% confidence level based on Student’s t-test

4.4　 200 hPa和850 hPa环流形势

当青藏高原春季积雪异常偏多（少）时， 从春季到夏季的过程中会有较多（少）的积雪融化吸收较多（少）的能量导致高原地表温度较低（高）， 使高原春夏季的感热减弱（加强）导致上升运动显著减弱（加强）， 不（有）利于地面向上输送的感热通量， 使得高原上空的热源减弱（加强）， 从而使环流形势发生改变。从图4和图5中可以看出高原上空位势高度异常中心位于高空200 hPa以及近地面层。图7显示了多雪年和少雪年200 hPa和850 hPa的位势高度场异常和风场异常。在多雪年的夏季高空200 hPa上［图7（a）］， 亚热带地区出现了负位势高度带， 高原以北地区出现显著的正位势高度异常中心且在高原的东北方向出现了一个异常的气旋环流， 高原上空的西风气流增强。而在少雪年200 hPa高度上［图7（b）］）， 鄂霍茨克海以及西西伯利亚地区为负的位势高度异常中心， 青藏高原以北的伊朗高原上为正的位势高度异常中心， 高原的东北方向出现了一个异常的反气旋环流， 高原上空的西风气流减弱。夏季时， 南亚高压移动到青藏高原和伊朗高原上， 少雪年时伊朗高原上出现正的位势高度异常中心说明在少雪年时伊朗高原上空的南亚高压有所增强。从合成差值图［图7（c）］中可以看出， 多雪年和少雪年相比在印度洋上出现了异常强劲的东北风从北向南吹过赤道。在低层850 hPa高度上， 多雪年时高原西部以及我国东北部出现负的位势高度异常［图7（d）］， 少雪年时高原北面出现负的位势高度异常［图7（e）］。从合成差值图［图7（f）］中可以看出， 多雪年和少雪年相比在印度洋上出现了显著的西北风异常。青藏高原积雪异常可以通过冷却/加热大气层， 驱动高原上层的南亚高压， 从而导致对流层上层高度场和环流形势的变化。
图7 夏季200 hPa和850 hPa的多雪年（a， d）， 少雪年（b， e）位势高度场异常（彩色区和等值线， gpm）和风场异常（矢量， m·s-1）以及他们的合成差值场（c， f）

（c）和（f）中标点区域和紫色箭头表示通过90%显著性水平检验

Fig.7 Summer geopotential height anomalies （color area and contour， unit： gpm） and wind （vector， unit： m·s-1） anomalies at 200 hPa and 850 hPa for the excessive （a， d）， and reduced （b， e） TPSD years and their differences （c， f）.In Fig.7（c） and （f）， the dotted areas and purple vectors represent exceed the 90% confidence level based on the Student’s t-test

4.5　对BSISO传播的影响

高原积雪可能通过影响亚洲夏季风的背景环流来影响BSISO活动的传播（Jiang et al， 2004； Drbohlav and Wang， 2005； Dixit and Srinivasan， 2011）。Jiang et al（2004）和Drbohlav and Wang（2005）研究了垂直风切变如何影响BSISO对流活动的传播， 他们的结果表明在盛行垂直东风切变的区域BSISO对流活动更容易向北传播。Dixit and Srinivasan（2011）研究了背景北风切变在BSISO传播中的作用。结果表明北风切变也可以调制BSISO的传播速度和稳定性。从青藏高原多雪年和少雪年夏季垂直风切变异常以及它们的合成差值场（图8， 这里垂直风切变定义为200 hPa与850 hPa等压面上风速之差）可以看出， 在多雪年的夏季， 垂直东北风切变在高原南部北印度洋区域增强， 在MC区域减弱。垂直东北风切变在北印度洋上的加强有利于与BSISO1相关的对流活动传播到位于孟加拉湾及MC区域（即第4相位）， 而在MC区域减弱则不利于与BSISO1相关的对流活动继续传播到南海和西北太平洋（即第7相位）。少雪年的夏季， 垂直东北风切变在北印度洋上减弱， 与BSISO1相关的对流活动的传播将可能出现相反的变化。
图8 青藏高原多雪年（a）和少雪年（b）夏季垂直风切变（矢量）异常以及它们的合成差值场（c， 矢量）（单位： m·s-1）

红色矢量表示通过90%显著性水平检验

Fig.8 The composite vertical wind shear （vector） anomalies for the excessive （a）， reduced （b） TPSD summers and their differences （c， vector）.Unit： m·s-1.Red vector represents the area exceed 90% confidence level based on the Student’s t-test

湿度的异常分布也将影响季节内振荡活动的强度以及传播过程。李奎平等（2020）的研究表明BSISO的传播过程常常伴随着湿静力能（Moist Static Energy， MSE）的积累和消耗过程。而水汽的水平平流是BSISO活动中湿静力能积累和消耗的关键控制因素（Deng and Li， 2016； Liu and Wang 2016）。热带地区， 特别是 MC 区域湿度的减少不利于与BSISO相关的对流活动的传播（Han et al， 2021）。
为揭示多雪年、 少雪年水汽及水汽通量变化对BSISO的影响， 图9为多雪年及少雪年水汽及水汽通量的合成分析。图9（d）表明， 夏季亚洲季风区低层大气的湿度较高， 特别是在孟加拉湾区域附近形成了一个比湿的高值中心， 高达20 g·kg-1以上。这可能是因为在孟加拉湾区域夏季有强烈的上升气流［图5（d）］使海面上的水汽向上输送， 同时有来自北印度洋的水汽通量向这里输送。在多雪年时［图9（a）］， 孟加拉湾附近的湿度异常增加， 这可能是由于多雪年夏季时孟加拉湾的上升气流更强烈［图5（a）］， 同时来自北印度洋向北的水汽通量输送更强； 少雪年时［图9（b）］则出现相反的变化， 孟加拉湾上升运动减弱［图5（b）］且来自北印度洋的水汽通量输送变弱使得孟加拉湾区域的湿度异常减少。从多雪年和少雪年的对比［图9（c）］可以看出， 与少雪年相比， 多雪年夏季MC区域有异常向外的水汽通量输送， 所以多雪年时MC区域湿度减少而少雪年时MC区域湿度增多。多雪年的夏季， 孟加拉湾附近湿度增加， 使得北印度洋与孟加拉湾间的湿度梯度增加， 向孟加拉湾的水汽通量输送更强， 有利于与BSISO1相关的对流活动传播到孟加拉湾区域（第4相位）， 而当对流活动传播到MC区域时， MC 区域水汽的减少， 不利于与BSISO1相关的对流活动继续传播到南海和西北太平洋（第7相位）。少雪年的夏季， 孟加拉湾附近湿度减少， 使得北印度洋与孟加拉湾间的湿度梯度减小， 向孟加拉湾的水汽通量输送减少， 同时MC区域水汽增多， 与BSISO1相关的对流活动的传播出现相反的变化。
图9 青藏高原多雪年（a）和少雪年（b）夏季1000~600 hPa平均比湿（彩色区， 单位： g·kg-1）和平均水汽通量（矢量， 单位： mg·kg-1·s-1）以及它们的合成差值场（c）和1981 -2016年夏季平均场（d）

（c）中标点区域和红色箭头表示通过90%显著性检验

Fig.9 Composite of averaged 1000~600 hPa specific humidity anomalies （color area， unit： g·kg-1）， averaged 1000~600 hPa moisture flux （vector， unit： mg·kg-1·s-1） for the excessive （a）， reduced （b） TPSD summers and their differences （c）， and the summer mean field from 1981 to 2016 （d）.In Fig.9（c）， the values with black dots and red vectors represent exceed the 90% confidence level based on Student’s t-test

5 结论与讨论

利用中国科学院西北生态环境资源研究院提供的1981 -2016年逐日中国雪深长时间数据集分析了青藏高原春季积雪深度的时空变化特征， 定义了青藏高原积雪深度指数（TPSD指数）作为判定多雪年和少雪年的指标， 划分出5个多雪年和7个少雪年。研究了青藏高原春季积雪对BSISO对流活动的影响， 并进一步揭示了高原春季积雪影响BSISO1的相关物理机制。得到的主要结论如下：
（1） TPSD指数与BSISO1第4相位出现天数之间呈正相关关系， 其相关系数可以达到0.53， 而与第7相位出现天数之间呈负相关关系， 相关系数为-0.33。TPSD指数与BSISO2第3相位出现天数之间呈正相关关系， 其相关系数为0.33， 而与第8相位出现天数之间呈负相关关系， 相关系数为 -0.29。当青藏高原积雪偏多（偏少）时， 与BSISO1相关的对流活动在印度、 孟加拉湾以及MC区域偏多（偏少）， 在南海以及西北太平洋区域偏少（偏多）； 与BSISO2相关的对流活动在北印度洋、 MC区域以及东海南海偏多（偏少）， 在印度北部、 华东以及西北太平洋区域偏少（偏多）。
（2） 高原积雪可以通过影响亚洲夏季风的背景环流来影响BSISO的对流活动。当高原春季积雪异常偏多（少）时， 从春季到夏季的过程中会有较多（少）的积雪融化吸收较多（少）的能量导致高原地表温度较低（高）， 使高原春季感热减弱（加强）导致上升运动显著减弱（加强）， 不（有）利于地面向上输送的感热通量， 使得高原上空的热源减弱（加强）， 从而使环流形势发生改变。当高原春季积雪偏多（少）时， 垂直东北风切变在北印度洋区域增强（减弱）， 有（不）利于与BSISO1相关的对流活动传播到位于孟加拉湾及MC区域（第4相位）。
（3） 高原积雪可以通过影响湿度的分布来影响BSISO的对流活动。当青藏高原春季积雪异常偏多（少）时， 孟加拉湾附近湿度增加（减少）， 使得北印度洋与孟加拉湾间的湿度梯度增加（减小）， 向孟加拉湾的水汽通量输送变强（弱）， 有（不）利于与BSISO1相关的对流活动传播到孟加拉湾区域（第4相位）； 而当对流活动传播到MC区域时， MC 区域水汽的减少（增多）， 不（有）利于与BSISO1相关的对流活动继续传播到南海和西北太平洋（第7相位）。
本文主要研究了青藏高原春季积雪对夏季BSISO的影响。在北半球的夏季， 高原东部积雪基本完全融化， 但是在高原西部高海拔的山区积雪常年覆盖（Tang et al， 2013）， 夏季时青藏高原积雪异常增多或减少产生能否对BSISO对流活动产生影响还有待进一步的研究。Lee et al（2012）的研究得出PC1（PC2）与RMM2（RMM1）的相关性更显著， 相关系数为-0.63（-0.48）， 这表明向北传播的BSISO1模态往往与向东传播的赤道MJO一起发生； 而BSISO2与MJO之间的相关性不佳。基于前人对青藏高原积雪影响MJO对流活动的研究成果， 主要讨论了青藏高原积雪影响BSISO1对流活动的可能物理机制， 关于高原积雪影响BSISO2对流活动的相关物理机制还需要进一步的研究和探讨。

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