积雪是特殊的大气下边界条件，其变化性强且不稳定。积雪–大气耦合过程是陆–气相互作用过程的重要部分，积雪既受大气影响，又对大气产生反馈作用。由于青藏高原海拔高、气温低，积雪覆盖率相对较高。值得注意的是，青藏高原积雪的空间异质性强，既有稳定积雪也有瞬时性积雪。在极端情况下，青藏高原的积雪覆盖面积可能出现大范围快速变化，导致高原热力状况迅速改变，进而对区域大气活动产生重要影响。李文铠副教授和硕士研究生刘雨蒙，利用数值试验方法，研究了次季节时间尺度上青藏高原极端积雪异常事件对大气的反馈过程，特别关注了局地和非局地的大气温度响应。该研究成果发表于Monthly Weather Review期刊，主要结论如下：
1青藏高原极端积雪异常事件
通过百分位法定义和筛选了青藏高原次季节极端积雪异常事件。选取的事件需满足以下条件：青藏高原积雪覆盖率连续7天低于或高于10或90百分位值。在2000/2001年至2022/2023年的冬季期间，共选取了12个极端正异常事件和19个极端负异常事件进行研究。由于正、负异常事件期间各变量的异常总体呈线性相反，该研究关注这些变量在正、负异常事件期间的差异。
在青藏高原极端积雪异常事件发生时，高原积雪覆盖率在一周内迅速增加，随后又快速减少（图1a），异常事件的平均持续时间约为2周，正、负异常事件的高原积雪覆盖率差异最高可达24%。这些积雪异常主要分布在青藏高原的中部和东部地区（图1b−e）。
图1 青藏高原极端积雪异常事件期间的积雪异常的时空特征。由合成分析方法得到，合成值是正事件平均异常值与负事件平均异常值之差。a 青藏高原区域平均积雪覆盖率，b−e 及其空间分布（单位：%）。Lag=n表示滞后异常事件开始日n天。实心点或斜划线表示合成值在统计学上显著（p< 0.05）。洋红色等值线表示青藏高原3000 m海拔高度地形。
2局地效应
积雪与大气之间存在双向反馈作用，使得难以从观测中识别哪些异常是积雪对大气的反馈结果。因此，该研究采用数值试验方法来揭示青藏高原极端积雪异常事件对大气的影响。使用WRF/Noah模式进行了两组数值试验：控制试验（CTRL）和敏感性试验（EXP）。这两组试验的区别在于青藏高原的积雪边界条件（图2a）。在CTRL试验中，积雪边界条件与FNL分析资料的积雪完全一致（每6小时更新一次）；而在EXP试验中，青藏高原内部的积雪被固定为初始值，移除了极端事件发生期间的积雪异常，青藏高原外部的积雪条件则与CTRL试验一致。两组试验之间其他变量的差异是由青藏高原极端积雪异常导致的。
青藏高原的地表反照率与积雪变化同步响应，这是由于快速的雪–反照率效应（图2a和b）。这种地表反照率的即时响应影响了局地地表辐射通量，主要表现为青藏高原地表净短波辐射的负响应，导致高原地表能量的净辐射收入减少（图2c）。积雪引起的净辐射负响应直接导致地表温度下降（图2d）和地表感热通量的负异常响应（图2e）。综上所述，青藏高原的积雪造成了局地冷却效应。
图2 数值试验中的青藏高原积雪强迫场和局地地表能量通量响应。由合成分析方法得到，首先计算各极端事件的CTRL试验和EXP试验之差，再计算正事件平均值和负事件平均值之差。数值为青藏高原区域平均值。a 积雪覆盖率（%）；b 地表反照率；c−e 净短波辐射（netSW）、净长波辐射（netLW）、地表气温（SAT）、地表温度（LST）、地气温差（LST−SAT）、潜热通量（LH）、感热通量（SH），单位为W/m²。横轴表示事件开始日的滞后天数。实心点表示合成值在统计学上显著（p< 0.05）。
青藏高原极端积雪事件发生时伴随着大范围的气温冷异常（详见原文）。在观测中，伴随极端积雪事件的冷异常可以分为两部分：一部分是造成积雪的气温冷异常及其持续性，另一部分是积雪对大气的反馈。EXP试验移除了青藏高原积雪变化，尽管青藏高原积雪异常被移除，仍然出现了气温冷异常，最低气温异常约为−1.7°C（图3中的蓝色折线）。这表明，即使没有青藏高原积雪对大气的反馈，造成积雪异常的大气内部变率及其持续性仍将导致青藏高原地区的气温冷异常。CTRL试验模拟了包含青藏高原极端积雪异常对大气反馈过程的实际情况，最低气温异常约为−3.5°C（图3中的红色折线）。这一结果表明，青藏高原极端积雪异常对局地气温冷异常有放大效应，增强了最终气温冷异常的强度，积雪反馈可解释约50%的最终局地气温异常。
图3 青藏高原极端积雪异常对局地气温冷异常的放大效应。EXP和CTRL试验中，青藏高原区域平均的地表气温（SAT）合成值（正事件平均值减负事件平均值）。蓝线和红线分别代表EXP和CTRL试验的结果。横轴表示从事件开始日滞后的天数。实心点表示合成值在统计学上显著（p< 0.05）。单位为°C。
3非局地效应
青藏高原极端积雪异常事件不仅影响高原局地，还对高原下游地区的大气产生显著影响。数值试验结果表明，青藏高原的近地层到约350 hPa层有明显的负温度异常响应，该负温度异常响应区域从高原东部延伸到下游接近120°E（图4）。同时，还出现了两个显著的正温度异常响应，一个位于高原东侧105−110°E附近，约850 hPa处，空间范围较小；另一个位于125°E以东的海洋上空，高度范围为550 hPa至250 hPa。
图4 数值试验中大气温度对青藏高原极端积雪事件的响应。由合成分析方法得到，首先计算各极端事件的CTRL试验和EXP试验之差，再计算正事件平均值和负事件平均值之差。填色表示在27−35°N范围内平均的气温响应。Lag=n表示从事件开始日起滞后n天的响应。斜划线表示合成值在统计学上显著（p< 0.05）。单位为°C。灰色区域表示平均地形高度。
青藏高原极端积雪异常引起的非绝热冷却效应（图5a）通过温度平流过程（图5b）导致绝热加热异常，进而引起下游地区的气温冷异常响应。气温冷异常进一步引发了下游地区大气环流的异常响应（图5c和d），大气环流异常产生的绝热加热异常导致对流层低层和对流层高层的气温暖异常响应。这一结果表明，青藏高原极端积雪异常引发的温度平流和绝热加热过程，导致青藏高原下游地区的大气温度在不同高度和区域表现出冷或暖异常响应。
图5 数值试验中大气对青藏高原极端积雪事件的响应。由合成分析方法得到，首先计算各极端事件的CTRL试验和EXP试验之差，再计算正事件平均值和负事件平均值之差；滞后极端事件开始日3天的响应。a 非绝热加热率，b 温度平流，c 位势高度，d 垂直运动。填色表示在27−35°N范围内平均的响应。斜划线表示合成值在统计学上显著（p< 0.05）。单位为见色标。灰色区域表示平均地形高度。
论文信息：
Liu Y, Li W*, (2024) The subseasonal feedback of extreme anomalous Tibetan Plateau snow cover events on the atmosphere,Monthly Weather Review, 152(7), 1643–1661. https://doi.org/10.1175/MWR-D-23-0175.1
