青藏高原冬季积雪与华南前汛期降水年际变率的联系

肖志祥 卢伟萍 罗小莉

摘要 利用1979—2018年青藏高原（简称高原，下同）卫星积雪数据集、华南地区261站逐日降水及ERA5再分析资料，探讨了高原冬季积雪与华南前汛期降水的联系。结果表明：1）高原西部积雪与华南前汛期降水的正相关关系最为稳定，其主要影响前汛期的锋面降水，对夏季风降水的影响较小;2）华南前汛期在高原西部积雪偏多年比偏少年偏早20 d，使得前汛期降雨日数偏多，持续时间偏长，总降水量偏多，而降水强度受积雪的影响较小;3）高原积雪偏多年，积雪的冷却作用形成了低层异常反气旋环流，而东亚沿岸为“+-+”的位势高度异常，中纬度“西高东低”的环流配置有利于中高纬冷空气南侵，使得华南上空温度偏低，同时偏强偏南的西太平洋副热带高压加强了低纬地区偏南气流和水汽输送。3—4月锋面在华南北部南北摆动，4月初偏北干冷空气南侵和偏南暖湿气流的持续北推使得锋面加强，触发了前汛期的较早建立;积雪偏少年冷空气和偏南暖湿气流均较弱，华南北部锋面在4月初中断，4月中下旬华南北部锋面在偏北弱冷空气和偏南暖湿气流的共同作用下重新建立，从而华南前汛期开始偏晚。

关键词 青藏高原; 积雪深度; 华南前汛期; 开始日期; 锋面

华南地区降水集中在每年4—9月，年降水量可超过2 000 mm，是我国降水最为充沛的地区之一。根据影响天气系统的差异和不同气候特征，华南雨季可划分为前汛期（4—6月）和后汛期（7—9月）（李江南等，2002;池艳珍等，2005;强学民和杨修群，2008）。前汛期降水占全年降水量的40％～50％，且降水强度大，是华南地区大范围洪涝灾害发生的主要时段（Luo，2017）。前汛期强降水常发生在锋前200～300 km的暖区，具有显著的“暖区暴雨”特征（黄士松等，1986）。前汛期暖区暴雨可在无明显天气尺度系统强迫的低空偏南气流（Wang et al.，2014;Li et al.，2021）发生，双低空急流的作用也可使得降水量显著增强（智协飞等，2022）。此外，数值模式预报结果容易受到华南复杂地形的影响（陈静等，2022）。因此，华南前汛期强降水日常业务预报极为困难，有时事后也难以系统解释（林良勋，2006），华南前汛期降水是业务预报和气象研究中的难点之一。

华南前汛期降水的复杂性还体现在不同阶段环流特征、降水性质的差异上。夏季风爆发前后，华南地区水汽源地、大气环流、热力状况等均有较大不同，使得季风爆发前后两个时段的降水特征也明显不同（Li et al.，2020）。池艷珍等（2005）指出前汛期锋面降水主要集中在4月，这期间华南大气层结稳定，西北太平洋副热带高压南侧西南暖湿气流和北方冷空气是影响降水的两个主要系统;而夏季风降水集中在6月，此时大气层结不稳定且对流非常旺盛，以孟加拉湾、中南半岛和越赤道气流影响为主。李春晖等（2007）认为前汛期初期主要是锋面降水过程，当南海夏季风爆发推进到华南上空时又形成了另一个峰值降水，不宜将华南前汛期降水作为一个整体进行研究。因此，前人通过华南上空高层风场、低层假相当位温、南海夏季风爆发时间等动力和热力途径将前汛期降水划分为锋面降水和夏季风降水（郑彬等，2006;马玉坤等，2015;Jiang et al.，2017;刘亚楠等，2019）。此外，华南春季降水还存在显著的年代际变化特征，受到PDO的调控作用，但夏季风爆发前后两个阶段降水与PDO正位相呈反相关关系（孙照渤等，2017;李丽平等，2018;李俊杰等，2022）。华南前汛期锋面降水和夏季风降水的划分有助于加深对前汛期降水的理解，为提升前汛期降水预测能力提供新的思路（马玉坤等，2015）。

青藏高原积雪是影响华南前汛期降水的一个重要陆面因子，可以将高原积雪作为华南前汛期降水的预测因子（陈烈庭和阎志新，1979;陈烈庭，1998;蔡学湛，2001）。马慧和陈桢华（2005）指出高原前冬春积雪偏多有利于6月华南降水增多。高原3月积雪偏少（多），东印度洋出现异常西（东）风，有（不）利于南海夏季风的爆发（于乐江和胡敦欣，2008），从而影响前汛期季风降水的开始时间。然而，高原冬春积雪年际异常敏感区变化具有显著的多尺度空间差异性（伯玥等，2014），积雪反照率的空间差异性也会造成空间非均匀的高原地表加热，导致中国东部降水对高原积雪的响应不同（王澄海和崔洋，2011;杨凯等，2017）。Wu and Qian（2003）指出高原冬季积雪存在不同的异常模态，应考虑积雪区域差异性对降水的不同影响。通过资料分析和数值模拟，Wang et al.（2017）研究发现高原冬春南部积雪偏多有利于长江流域和东北地区夏季降水偏多，而华南降水偏少;当高原北部积雪偏多时，华南和华北降水偏多，长江流域降水偏少。Zhao and Moore（2004）发现高原东部和西部积雪与印度夏季降水的关系在1985年以前是反相的，而1985年以后高原东部积雪的作用减小，西部积雪与印度夏季降水的关系由负相关转为正相关。因此，高原积雪的空间差异性对后期的降水有着极大的影响。

综上可见，华南前汛期降水和高原积雪存在显著的联系，但无论是前汛期降水还是高原积雪的时空差异性同样显著，以往大多数研究都将前汛期降水和高原积雪作为一个整体来考虑。为加深对高原积雪与华南前汛期降水的联系，减小作为前期预测因子的高原冬季积雪对前汛期降水预测的不确定性，本文将通过资料分析找到高原前冬积雪影响华南前汛期降水的敏感区，探讨其与两种不同性质的降水的联系及可能影响机制。

1 数据和方法

使用的数据：1）青藏高原逐月卫星积雪深度和雪水当量分别来源于国家青藏高原科学数据中心中国雪深长时间序列数据集（Che et al.，2008）和美国国家冰雪数据中心（Armstrong et al.，2005），水平分辨率均为25 km。这两套积雪数据集可有效反映高原积雪异常信号，在高原积雪气候效应的研究中已得到广泛引用（Liu et al.，2014;Bao and You，2019;Chen et al.，2020）。2）中国气象局国家气象信息中心提供的华南261个地面气象站逐日降水数据，其中广西、广东、海南和福建分别有90、86、66和19站（图1a黑色圆点）。3）欧洲中期天气预报中心第五代逐日全球再分析资料（ERA5;Hersbach et al.，2020），空间分辨率为1°×1°。4）国家气候中心提供的华南前汛期开始、结束时间和总降水量（中国气象局，2017）。雪水当量时间长度为1979—2007年，其余数据时间长度均为1979—2018年。本文取前一年12月和当年1—2月共3 mon平均为冬季。

华南前汛期降水由锋面降水和季风降水两种不同性质的降水组成。有些研究（Jiang et al.，2017;刘亚楠等，2019）直接采用南海夏季风爆发日期作为划分依据，但通常南海夏季风爆发后北推到华南地区仍需1—2侯，甚至更长时间（郑彬等，2007;马玉坤等，2015）。因此，本文采用郑彬等（2007）考虑华南上空环流转换的划分方法，使得两类降水的划分更为合理，即华南上空（110°～120°E，20°～23°N）100 hPa纬向风由西风转为东风并稳定维持5 d以上。值得注意的是这里划分的锋面降水和夏季风降水是基于华南地区大气环流差异进行划分，与一般天气过程区分的锋面降水、暖区降水（黄士松等，1986）有所区别。本文利用ERA5再分析资料和该判据计算获得每一年季风降水的开始时间，将发生在前汛期开始时间和季风降水开始时间之间的降水划分为锋面降水，季风降水开始时间到前汛期结束之间的降水记为季风降水。合成分析和相关系数的显著性检验均采用t检验方法。

2 高原积雪与华南前汛期降水的联系

图1b为高原冬季积雪深度的空间分布。可以看到高原冬季积雪存在显著的空间差异性，高原中部及东北部是积雪较少的区域，而80°E以西和东南部是积雪最深的两个地区，气候平均最大雪深超过20 cm。图2为1979—2018年华南前汛期开始、结束、季风降水开始时间及年总降水量的时间序列。这几个量都存在显著的年际变化特征，开始时间有略微推迟的趋势。华南前汛期平均在4月7日开始，7月4日结束，平均持续时间为89 d，年平均降水量为709.39 mm，季风降水平均在5月28日开始。

为了解华南前汛期降水与高原冬季积雪的关系，将前汛期开始时间、持续时间和总降水量分别与前冬积雪求相关（图3）。可以看到高原西部和东南部这两个区域的积雪与华南前汛期的关系最显著。当这两个区域的积雪偏多时，华南前汛期开始时间偏早（图3a），持续时间偏长（图3c），总降水量偏多（图3e）。当高原积雪和前汛期各变量的长期趋势去除后，高原西部的显著相关区仍然稳定存在，而高原东南部的显著面积明显减少，相关系数减小（图3b、d、f）。因此，高原东南部和中北部积雪与华南前汛期降水的关系并不稳定，而高原西部积雪是与前汛期降水关系最为稳定的前期信号。

选取两个显著区域（图3a两个红色方框）分别代表高原西部和东南部，并与华南前汛期降水求相关（表1）。去除长期趋势后，高原西部积雪深度与华南前汛期开始时间、持续时间和总降水量的相关系数有所减小，但仍通过了置信度为99％的显著性检验。而高原东南部积雪在去除长期趋势后仅与华南总降水量显著相关。无论是高原西部还是东南部积雪，都与前汛期的结束时间无显著的相关性，说明高原积雪主要影响前汛期的开始时间，从而使得前汛期持续时间增长。当前高原积雪产品仍存在一定的不确定性，为了进一步明确高原冬季积雪与华南前汛期的联系，用这两个区域1979—2007年卫星雪水当量分别与前汛期开始时间、持续时间和降水量计算相关系数（表1），得到的结论与积雪深度一致，验证了高原西部积雪是与华南前汛期联系最为紧密的区域。相对而言积雪深度与前汛期降水的关系更穩定（表1），时间也更长（1979—2018年），样本量更多。因此，后文的分析主要讨论高原西部积雪深度与华南前汛期降水的联系。

3 高原积雪典型年份华南前汛期降水特征

华南前汛期降水由锋面降水和夏季风降水两部分组成（郑彬等，2006）。图4给出了高原西部积雪深度、华南前汛期锋面降水和季风降水的标准化时间序列。将华南前汛期降水分为两部分后，积雪与华南锋面降水的相关系数为0.36（通过95％置信度的显著性水平检验），而与季风降水的相关系数仅为0.13，说明锋面降水与高原积雪的关系更为密切，受积雪的影响更大，而季风降水受积雪的影响较小。选取超过积雪深度±0.8个标准差的年份作为典型年份，获得10 a多雪年（1982、1983、1986、1995、2001、2007、2010、2012、2013和2016年）和7 a少雪年（1980、1988、1991、1999、2011、2017、2018年）。

在多雪年，前汛期平均开始时间为4月3日，较气候态提前4 d，而在少雪年前汛期平均开始时间为4月23日，较气候态偏晚16 d。多雪年和少雪年季风降水开始时间分别为5月26日和24日，相差不大。前汛期开始时间的差异使得多雪年平均锋面降水时长比少雪年多21.8 d。图5为高原积雪典型年份华南前汛期降水日数和日降水量合成差值场。可以看到，在多雪年华南前汛期降雨日数明显比少雪年偏多，福建、广东和广西东北部偏多16 d以上，广西西南部和海南地区在8 d以下（图5a）。这主要是锋面降水日数（图5c）偏多的贡献，季风降雨日数虽然也偏多（图5e），但并不显著。从日平均降水量看（图5b—f），总降水和季风降水日平均降水量略有增强，而锋面日平均降水略微减弱，但均没有通过显著性检验。此外，通过对小雨、中雨、大雨和暴雨日数和日降水量的统计也发现主要是锋面降水期间各量级降雨日数的明显增多，日平均降水量也无显著差异（图略）。可见，高原多雪年有利于华南前汛期开始提前，使得华南降水日数增多，积雪对降水强度的影响较小。

在高原多雪年华南降雨强度无明显变化的情况下，降雨日数的显著增多必然导致前汛期降水量的增多。伍红雨等（2015）也指出华南开汛偏早有利于降水偏多。在多雪年，福建、广东大部和广西东部地区前汛期锋面降水量均在450 mm以上（图6a），比少雪年（图6b）偏多150 mm以上，季风降水量的差异在100 mm以内。多雪年锋面降水量的增多使得华南大部地区锋面降水比例超过50％，但广西西部和海南仍以季风降水为主（图6e）。在少雪年（图6f），仅广东北部为以锋面降水为主，其余地区则以季风降水为主。

4 高原积雪异常对华南开汛的影响

上述分析表明，高原西部积雪的异常主要是有利于华南前汛期开始时间提前，从而导致了降水日数和降水总量的显著增多。那么高原积雪是通过什么途径触发了华南前汛期较早开始呢？

高原积雪偏多，可以通过水文效应和反照率效应使得高原陆面加热减弱（张顺利和陶诗言，2001;Wang et al.，2017），积雪的冷却作用在低空形成异常的反气旋环流（图7a）。吴树炎等（2018）指出高原多雪年西太平洋地区500 hPa位势高度距平为“ +-+”的三极型分布，副高位置异常偏南，且北移明显推迟（陈烈庭，2001）。图7a可以看到3月西太平洋地区500 hPa也存在“ +-+”的三极型位势高度异常，西高东低的环流形势使得中国东部偏北气流明显增强（图7a）。一方面西高东低的环流配置有利于偏北气流将冷空气往低纬输送，另一方面西太平洋副热带高压偏强偏南有利于华南沿岸低层西南气流加强，持续为华南输送水汽（图7b）。这样的大气环流形势有利于冷暖空气在华南上空交汇从而形成锋面。华南前汛期降水及其建立與冷暖空气活动形成的锋面密切相关（强学民和杨修群，2008;罗艳艳等，2015）。到了4月初（19侯），偏北干冷空气和偏南暖湿气流在华南上空交汇更加明显，有利于形成降水，从而激发前汛期较早建立（图7c）。

冷空气和暖湿空气活动特征可进一步用500 hPa平均偏北风和850 hPa上336 K假相当位温表示（罗艳艳等，2015）。高原多雪年，中高纬地区3月500 hPa偏北风可超过10 m·s -1，且可维持到4月中旬（图8a）。而少雪年中高纬地区偏北风从3月中旬到4月中旬基本维持在8 m·s -1以下（图8b）。多雪年4月以前中高纬地区偏北风比少雪年大4 m·s -1（图8c），一股股冷空气的南侵使得多雪年华南上空温度较少雪年明显偏低。500 hPa上-5 ℃（-10 ℃）等温线维持在16°N（26°N）超过一个月，而在少雪年-5 ℃等温线维持在18°N以北，-10 ℃等温线在26°N以北。由于多雪年华南上空温度较低，当低层暖湿空气（336 K假相当位温线）在4月初第一次向北推进到20°N时，此时华南上空850 hPa假相当位温比少雪年偏高4 K以上（图8d），冷暖空气的交汇有利于垂直运动发展，触发了华南前汛期的开始（图8a）。在少雪年，当暖湿偏南气流在4月中旬第一次北推到20°N时，由于冷空气活动偏弱，华南前汛期仍未能开始。

华南地区锋面更能清楚表现冷暖空气交汇的特征，而假相当位温具有良好的动力学和热力学意义，对锋区的指示作用明显（李真光等，1988;陈翔翔等，2012）。因此，使用850 hPa的纬向梯度密集带代表锋区。高原多雪年，华南北部的锋面在26°N附近南北摆动，表明冷暖空气活跃，交替进退，其中心可南压到25°N，锋面在3—5月都较为活跃（图9a）。当4月初，华南上空对流活跃，垂直速度（ -0.05 Pa·s -1）第一次向上延伸到700 hPa以上时华南开汛（图9c）。虽然少雪年华南北部锋区在4月以前较多雪年强，但其中心一直稳定维持在偏北（26°N）位置，且没有南北摆动的特征（图9b），说明冷暖空气日际活动不明显、不活跃。4月初冷空气进一步减弱且偏南暖湿气流也未能加强（图8b），华南北部锋面消失。4月中旬偏北冷空气和偏南暖湿气流活动增强后锋区在28°N附近重新建立（图9b）。随着偏北冷空气的进一步增强和偏南暖湿气流持续北推（图8b），锋区逐渐南压到26°N，此时华南上空垂直速度急速增大（图9d），华南前汛期在4月下旬开始。从多雪年和少雪年假相当位温纬向梯度（图9e）和垂直速度（图9f）的差异看，4月初假相当位温纬向梯度在高原多雪年自北向南有明显增强的趋势，并且在华南北部（25°～26°N）位温梯度异常最强。与此同时，华南上空整层垂直上升运动显著增强，并且向上延伸到300 hPa，有利于高原多雪年华南前汛期开始偏早。

5 结论

本文研究了1979—2018年高原前冬积雪与华南前汛期降水的关系，初步探讨了高原积雪对前汛期锋面降水和季风降水的影响，主要结论如下：

1）高原西部（63°～77°E，33°～40°N）冬季积雪与华南前汛期降水的关系最稳定。高原西部积雪偏多，有利于华南前汛期开汛偏早，持续时间偏长，降水量偏多。

2）高原西部多雪年，华南前汛期开汛日期较积雪偏少年提前20 d，而季风降水开始时间差异不大。积雪使华南开汛日期提前，从而主要影响了华南前汛期锋面降水日数，对降水强度和季风降水的影响均较小。多雪年华南大部地区以锋面降水量为主，锋面降水量较少雪年偏多150 mm以上。

3）高原西部多雪年，积雪的冷却作用在高原西部低层形成反气旋异常环流，而中国东部沿岸为“ +-+”的位势高度异常。“西高东低”的环流配置使得中国东部地区偏北冷空气活跃，华南上空气温偏低。偏南偏强的西太平洋副热带高压增强了低层偏南暖湿气流，锋面在华南北部（26°N）南北摆动。4月初，850 hPa假相当位温线（336 K）第一次北推到20°N以北时，冷暖空气的交汇就触发了华南较早开汛。而在少雪年，中国东部地区冷空气和低纬偏南暖湿气流均较弱，华南北部锋面在4月初中断，不利于华南开汛。4月中下旬，中高纬冷空气和低纬暖湿气流再次活跃，暖湿空气的持续北推使得华南北部锋面重新建立，当锋面南压到25°N华南前汛期开始。

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Based on satellite-derived snow depth （SD） over the Tibetan Plateau （TP），daily rainfall data from 261 meteorological stations in South China （SC），and the ERA-5 reanalysis dataset during 1979—2018，the relationships between TP winter snow depth and precipitation during the first rainy season （FRS） in SC are investigated in this study.The results show that：1） The connections between SD over the western TP and precipitation during the FRS in SC are the most robust，and TP SD mainly affects frontal precipitation during the FSR，whereas it shows less impact on summer monsoonal rainfall.2） The onset date of the FRS in above-normal TP snow years is about 20 days earlier than that in below-normal snow years，leading to more rainy days，a longer FRS，and more rainfall during the FRS.However，rainfall intensity during the FRS shows little difference between different types of TP snow years.3） The TP is colder in an above-normal snow year，and the cooling effect stimulates abnormal anticyclonic circulation over the TP.However，tripole anomaly patterns of the 500 hPa geopotential height occur in the East Asian coastal region.The circulation configurations facilitate cold air invading SC in middle-high latitude regions，making SC colder.The enhanced northwest Pacific subtropical high intensifies the low-level southerly flow and water vapor supplement.The front swings northward-southward in northern SC during March and April.The FRS is established once the dry，cold，northerly flow and the warm，wet，southerly flow invade the SC in early April.In below-normal TP snow years，both the cold northerly and warm southerly flow are weak and inactive，and the front over northern SC is interrupted in early April.When the northerly and southerly flow invades the SC in mid-to-late April，the front is reverted and the FRS in the SC occurs later.

Tibetan Plateau;snow depth;the first rainy season in South China;onset date;frontal

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20220503001

（責任编辑：袁东敏）