張若楠 張人禾 左志燕

1中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029

2中國氣象科學(xué)研究院，北京100081

3中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

1 引言

作為氣候系統(tǒng)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(huán)流系統(tǒng)變化有密切關(guān)系。積雪一方面受到前期和同期大氣環(huán)流的顯著影響，另一方面對后期氣候也有明顯的反饋?zhàn)饔?。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(huán)、隔絕陸氣熱交換、影響大氣環(huán)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(huán)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(guān)于積雪與氣候關(guān)系研究的熱點(diǎn)。

北半球熱帶外 20°N以北海平面氣壓場第一個(gè)模態(tài)是北極濤動(dòng)（AO，Arctic Oscillation），其緯向?qū)ΨQ特征明顯，從近地面到平流層低層接近正壓結(jié)構(gòu)（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(qū)的溫度和降水有相關(guān)關(guān)系，而且與一些區(qū)域性的大氣環(huán)流系統(tǒng)如阿留申低壓、西伯利亞高壓、東亞季風(fēng)等系統(tǒng)有密切聯(lián)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(dāng) AO偏強(qiáng)時(shí)，東亞中高緯度為反氣旋性環(huán)流，東亞大槽偏弱，高空西風(fēng)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(fēng)都有一定的減弱，中國北方和東部地區(qū)氣溫偏高，不利于降水的發(fā)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(guān)系方面，大多數(shù)研究主要關(guān)注了前期和同期積雪對AO的影響，指出積雪的異常熱強(qiáng)迫能夠激發(fā)出行星波，從而產(chǎn)生大氣遙相關(guān)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?zhàn)饔?，認(rèn)識積雪的變化規(guī)律及其成因是至關(guān)重要的。如上所述，AO可以影響東亞大氣環(huán)流，并且積雪作為外強(qiáng)迫也可以對AO產(chǎn)生反饋，但AO對積雪的影響目前并不清楚。本文將利用站點(diǎn)觀測資料，研究中國冬季積雪的變化特征及其與AO的聯(lián)系，認(rèn)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(fēng)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(xiàn)象、氣溫資料（http://cdc.cma.gov.cn/home.do [2013-04-20]）。

早期關(guān)于積雪的研究主要以地面臺站資料為主，積雪參數(shù)以雪深、雪密度為主（李培基和米德生，1983；李培基，1988）。但受技術(shù)原因限制，站點(diǎn)較少時(shí)段較短。自從衛(wèi)星反演和雷達(dá)探測資料得以使用以來，積雪資料及有關(guān)積雪的研究有了極大豐富，但資料在高原和較薄積雪地區(qū)存在較大的誤差（郭艷君等，2004；Armstrong et al.，2007）。目前中國常規(guī)觀測的756站地面臺站資料對平原地區(qū)誤差較小，雖然區(qū)域局限性比較強(qiáng)，總體來說還是客觀準(zhǔn)確的（王澄海等，2009；馬麗娟和秦大河，2012）。站點(diǎn)降雪資料由站點(diǎn)降水和天氣現(xiàn)象資料進(jìn)行分離。鑒于以上原因，本文主要利用中國站點(diǎn)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(shí)間不同，所以各臺站資料起始時(shí)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(jìn)行研究。

文中所用方法包括經(jīng)驗(yàn)正交分解（EOF）、相關(guān)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(shù)量信息的特征向量，在EOF分析中分別對每個(gè)模態(tài)空間場和時(shí)間系數(shù)乘以和除以其特征值的平方根，結(jié)果為更有意義空間分布型和標(biāo)準(zhǔn)化的時(shí)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(dāng)年 12月和次年 1月、2月的平均。文中用Studentt檢驗(yàn)對置信度進(jìn)行檢驗(yàn)。

3 冬季積雪的時(shí)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(yīng)的時(shí)間系數(shù)，方差貢獻(xiàn)為35.2%，第二模態(tài)的方差貢獻(xiàn)為 10.3%。根據(jù) North檢驗(yàn)（North et al.，1982），第一模態(tài)與第二模態(tài)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(qū)為同位相變化，青藏高原東部和南方地區(qū)為同位相變化。北方積雪距平遠(yuǎn)大于南方，新疆和東北北部地區(qū)有大范圍雪深超過2.0 cm的雪深正距平區(qū)域，新疆北部最大距平可達(dá)11.0 cm；青藏高原和南方地區(qū)雪深負(fù)距平普遍在－0.2 cm以下，在高原東部和長江中下游地區(qū)出現(xiàn)較小范圍小于－0.2 cm的雪深負(fù)距平中心，最小距平（－3.0 cm）出現(xiàn)在高原東南麓。

從相應(yīng)的時(shí)間系數(shù)的演變（圖1b）可以看到，第一主分量的時(shí)間系數(shù)除了具有明顯的年際變化外，也呈現(xiàn)出年代際變化，并在 1996年左右發(fā)生氣候轉(zhuǎn)變，在此之前基本以負(fù)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(qū)雪深在 1996年之前為負(fù)距平，之后為正距平；而青藏高原和南方地區(qū)雪深在1996年之前為正距平，之后為負(fù)距平。我們計(jì)算了時(shí)間系數(shù)的線性趨勢，其值為0.04/a，超過了95%的置信度檢驗(yàn)。為了說明線性趨勢的影響，我們計(jì)算了去趨勢與未去趨勢時(shí)間系數(shù)的相關(guān)系數(shù)，其值高達(dá)0.89，這種高相關(guān)性說明雖然時(shí)間系數(shù)具有顯著的線性趨勢，但與去趨勢后的EOF1時(shí)間系數(shù)的變化在年際時(shí)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(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列（直方圖為標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列，曲線為時(shí)間序列的9年滑動(dòng)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(guān)系

根據(jù)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(shí)間序列定義為AO指數(shù)，分別命名為 Z200_AOI，Z500_AOI，SLP_AOI。在全年中，冬季的AO模態(tài)最為顯著，變率也最強(qiáng)，本段主要探討冬季中國雪深與冬季AO之間的關(guān)系。

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

為了進(jìn)一步說明AO與積雪的聯(lián)系，圖3給出了AO指數(shù)與SD_PC1的時(shí)間演變，從圖中可以看出垂直方向三個(gè)層次的AO指數(shù)具有基本一致的變化，三者之間的相關(guān)系數(shù)都達(dá)到0.93之上，并且它們都與雪深有明顯的反相變化特征。計(jì)算三層 AO指數(shù) SLP_AOI，Z500_AOI，Z200_AOI與 SD_PC1的相關(guān)，發(fā)現(xiàn)相關(guān)系數(shù)分別為－0.46、－0.48和－0.50，均為置信度超過95%的顯著負(fù)相關(guān)，這與圖2給出的雪深PC1時(shí)間序列與環(huán)流場之間的反相關(guān)型是一致的。另外，考慮到SD_PC1的線性趨勢，我們進(jìn)一步計(jì)算了三層 AO指數(shù)與去趨勢后的SD_PC1的相關(guān)，相關(guān)系數(shù)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(yàn)。事實(shí)上，由于AO指數(shù)并沒有明顯的趨勢變化，因此冬季積雪與AO的顯著相關(guān)性說明了它們之間在年際尺度上的顯著聯(lián)系。

圖2 冬季雪深PC1時(shí)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(yàn)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(shù)和雪深PC1時(shí)間序列隨時(shí)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(guān)系數(shù)分布圖。從圖中可以看出，相關(guān)系數(shù)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(xiàn)在 40°N和黃河流域，AO與雪深在此界限以南地區(qū)正相關(guān)，以北地區(qū)負(fù)相關(guān)。顯著正相關(guān)區(qū)位于黃河上游和長江中游周圍，相關(guān)系數(shù)最大為0.55；顯著負(fù)相關(guān)區(qū)位于新疆北部和沿渤海地區(qū)，相關(guān)系數(shù)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(guān)區(qū)域在EOF1的空間分布型中沒有體現(xiàn)出來，但AO與雪深的南、北反位相相關(guān)型與雪深EOF1空間分布的相像性以及AO指數(shù)與SD_PC1的顯著相關(guān)性，說明了AO與中國冬季雪深EOF1的空間分布具有密切的聯(lián)系。

5 AO對冬季積雪的可能影響

上一節(jié)的分析表明中國冬季雪深的分布型與AO具有密切的聯(lián)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(gè)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(huán)流型緊密相關(guān)（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(shù)，我們分別選取了標(biāo)準(zhǔn)差大于0.5的年份為高指數(shù)年（1982，1988，1989，1991，1992，1994，1998，1999，2001，2006，2007 年），標(biāo)準(zhǔn)差小于－0.5的年份為低指數(shù)年（1979，1984，1985，1986，1995，2000，2005，2009，2010 年）?？紤]到雪深 EOF1與 AO的反位相關(guān)系，圖 5給出了SLP_AOI低指數(shù)年與高指數(shù)年500 hPa高度場和風(fēng)場的合成差。從圖 5a可以看出，AO指數(shù)合成的Z500場與冬季AO型的負(fù)位相十分類似，這是AO模態(tài)的表現(xiàn)，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(qū)為異常低值中心，中國北方地區(qū)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(fā)現(xiàn)AO指數(shù)合成場與回歸場非常相像，這說明AO對中國雪深的EOF1模態(tài)具有顯著的聯(lián)系。在500 hPa風(fēng)場上（圖5b），在40°N以北存在著氣旋環(huán)流，其中心在貝加爾湖附近；而在其南存在著反氣旋性環(huán)流，中心在中國西南。很明顯，中國北方和南方地區(qū)分別受氣旋和反氣旋環(huán)流異常的控制。

為了說明與AO相聯(lián)系的環(huán)流場對積雪的可能影響，我們在圖6中給出了SLP_AOI低指數(shù)年與高指數(shù)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(huán)流導(dǎo)致的下沉增溫使得青藏高原東部和西南地區(qū)溫度明顯偏高，而偏低的溫度與北方氣旋性環(huán)流相對應(yīng)。雖然在中國東部黃河以南基本上為溫度負(fù)異常，但顯著降溫區(qū)出現(xiàn)在黃河南部以北的區(qū)域。從降雪分布（圖6b）可看出，在AO負(fù)位相時(shí)，在北方氣旋性環(huán)流控制下，中國北方除了東北以北很小區(qū)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(qū)域，降雪普遍減少。因此，在AO負(fù)位相時(shí)，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(huán)流場對中國冬季表面溫度和降雪產(chǎn)生影響，進(jìn)而對中國冬季積雪產(chǎn)生可能影響。

圖4 雪深與SLP_AOI的相關(guān)系數(shù)分布。實(shí)線表示相關(guān)系數(shù)通過95%置信度檢驗(yàn)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(shù)年與高指數(shù)年（a）Z500場（單位：gpm）和（b）500 hPa風(fēng)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(yàn)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(lián)系的環(huán)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(jìn)一步分析與我國冬季積雪EOF1相聯(lián)系環(huán)流場和表面溫度場，我們用雪深PC1時(shí)間序列分別與500 hPa風(fēng)場和地表溫度場作回歸分析，結(jié)果如圖7所示。從圖中可以發(fā)現(xiàn)，雪深回歸的風(fēng)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(fēng)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(qiáng)度明顯弱于北方氣旋的強(qiáng)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(fù)異常（圖1a）。在表面溫度場上（圖7b），中國北方溫度為負(fù)異常，而南方為正異常，并且溫度正異常區(qū)域在中國東部向南擴(kuò)展，但與圖 6a相比，溫度負(fù)異常的區(qū)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(dǎo)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(dǎo)致南方積雪有較弱的減少。同時(shí)，北方地表溫度降低維持了北方地區(qū)雪深偏大；南方地區(qū)地表溫度升高加速積雪融化，因此南方地區(qū)雪深異常偏小。

前面的結(jié)果表明，AO通過影響中國區(qū)域的降雪和表面溫度對中國冬季積雪產(chǎn)生可能影響。為了分析雪深與降雪和表面氣溫的關(guān)系，圖8給出了雪深與降雪和氣溫之間的相關(guān)系數(shù)分布。如圖 8a所示，雪深和降雪之間在中國區(qū)域內(nèi)具有顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)在黃河—長江流域有高值分布，最高可達(dá)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(lián)系。AO負(fù)位相時(shí)北方降雪的增加和南方降雪的減少是導(dǎo)致積雪北多南少分布的一個(gè)重要原因。由圖8b可看出，雪深與氣溫在中國區(qū)域基本上都呈現(xiàn)出負(fù)相關(guān)分布，最大低值區(qū)域位于東北南部和長江流域，相關(guān)系數(shù)可達(dá)－0.7，說明氣溫越高（低）時(shí)積雪越少（多）。AO負(fù)位相時(shí)氣溫距平的分布（圖 7b）是導(dǎo)致積雪距平的另一個(gè)重要原因?？梢姡狙┥钆c降雪和氣溫有很好的對應(yīng)關(guān)系，二者的共同作用對雪深分布產(chǎn)生可能影響。

6 結(jié)論和討論

北半球中高緯度冬季積雪變化與大氣環(huán)流系統(tǒng)變化有密切關(guān)系，行星尺度的AO變化不僅與歐亞大陸中高緯度地區(qū)的大氣環(huán)流系統(tǒng)有密切聯(lián)系，還與區(qū)域性的溫度和降水有密切相關(guān)。大氣環(huán)流系統(tǒng)異常引起的中國區(qū)域溫度和降雪異?？稍斐芍袊痉e雪異常。

圖6 SLP_AOI低指數(shù)年和高指數(shù)年（a）地表溫度場（單位：oC）和（b）降雪場（單位：mm）的合成差。實(shí)心點(diǎn)表示合成差值通過95%置信度檢驗(yàn)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(shí)間序列回歸的（a）500 hPa風(fēng)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(yàn)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(guān)系數(shù)分布。實(shí)線表示相關(guān)系數(shù)通過95%置信度檢驗(yàn)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(shí)空分布特征，結(jié)果表明，雪深的經(jīng)驗(yàn)正交分解第一模態(tài)表現(xiàn)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(qū)的雪深偏大，黃河以南和青藏高原地區(qū)雪深偏??；分析對應(yīng)的時(shí)間序列后發(fā)現(xiàn)，雪深有明顯的年際和年代際變化，新疆北部和東北地區(qū)雪深在 1996年之前偏小，之后偏大；而青藏高原和南方地區(qū)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(guān)。

中國冬季積雪與 AO大氣遙相關(guān)型有緊密聯(lián)系。對比AO合成的500 hPa高度場和風(fēng)場、以及冬季積雪的回歸場，發(fā)現(xiàn)二者為反位相變化。本文說明了AO可以通過大氣環(huán)流來影響降雪和氣溫分布，進(jìn)而對積雪分布產(chǎn)生可能的影響。當(dāng)AO處于負(fù)位相時(shí)，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(huán)流，而在其南存在著中心在中國西南的反氣旋性環(huán)流，中國北方和南方地區(qū)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(xiàn)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(qū)降雪減少、表面氣溫增高，導(dǎo)致積雪減少。因此，AO可以通過影響中國上空的大氣環(huán)流場，對降雪和表面氣溫場影響，進(jìn)而對中國冬季積雪產(chǎn)生可能影響。因此，本文不僅從科學(xué)上揭示了中國冬季積雪的變異及其成因，也為積雪的預(yù)測提供了可能的理論基礎(chǔ)。

應(yīng)當(dāng)指出的是，文中我們利用雪深距平進(jìn)行了EOF分析，如果用標(biāo)準(zhǔn)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(fù)距平明顯增強(qiáng)（圖略），即標(biāo)準(zhǔn)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(qū)積雪的作用，反映不出中國北多南少的實(shí)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(shí)地反映雪深分布狀況。另外，文中的結(jié)果說明了與AO相聯(lián)系的大氣環(huán)流場通過影響降雪和氣溫，進(jìn)而對積雪產(chǎn)生可能的影響。事實(shí)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(fā)、積雪升華、以及積雪融化等都會(huì)對冬季積雪產(chǎn)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(jìn)一步開展深入的研究。我們的工作只是從與 AO相聯(lián)系的大氣環(huán)流場這一個(gè)方面說明了與積雪變化的聯(lián)系，但已有的研究表明中低緯大氣系統(tǒng)對我國冬季氣候有重要的影響，如與中低緯大氣系統(tǒng)相聯(lián)系的暖濕氣流會(huì)必然會(huì)對氣溫和降雪產(chǎn)生影響。因此，中低緯系統(tǒng)及其與高緯系統(tǒng)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。

（References）

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