青藏高原东部冬季降水对北极涛动异常的响应*

刘胜胜 周顺武 吴 萍 孙 阳 谢洁宏 李 可

1.南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室，气候与环境变化国际合作联合实验室，气象灾害预报预警与评估协同创新中心，资料同化研究与应用中心，南京，210044

2.西藏自治区气象台，拉萨，850000

3.国家气候中心，北京，100081

1 引言

北极涛动（Arctic Oscillation，AO）作为北半球热带外大气在年际变化尺度上的最主要信号，冬季最活跃，AO 异常不仅影响高纬度地区气候，也能影响到中低纬度地区（龚道溢等，2003；谭本馗等，2014）。AO 主要通过南、北两支波列影响东亚地区（Chen，et al，2002；Wang，et al，2010），北支波列沿极锋急流波导在欧亚大陆北部上空传播，大量研究表明，冬季AO 正位相时，东亚冬季风弱（Chen，et al，2005；王林等，2021），主要表现为：西伯利亚高压减弱和东亚大槽变浅（武炳义等，1999；Wang，et al，2010；朱红霞等，2019）。南支波列沿着副热带急流波导向东南传播至欧洲、阿拉伯半岛和中国南方上空（Wen，et al，2009；徐寒列等，2012），冬季AO 正位相时，引起中东急流异常（Zhang，et al，2004；Xin，et al，2010），增强的中东急流有利于青藏高原南侧的南支槽（印缅槽）加强（张自银等，2008；梁苏洁等，2019），进而对中国南方地区冬季气候产生影响（Xin，et al，2010，段旭等，2012；覃郑婕等，2017）。

关 于AO 或北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation，NAO）对青藏高原冬季降水（雪）的影响已有不少研究。Xin 等（2010）指出高原雪深变化与NAO 异常有关，在NAO 正位相年，亚洲副热带西风急流增强，南支槽不断加深，槽前增强的南风有利于高原降雪。覃郑婕等（2017）发现高原冬季积雪与AO 密切相关，AO 正位相年冬季，东亚大槽减弱，南支槽加深东移，西太平洋副热带高压（简称西太副高）加强，使得更多暖湿气流到达高原，导致高原降雪增多。帅嘉冰等（2010）依据中国160 个站月平均降水资料，发现中国冬季降水和AO 指数在大部分地区为正相关，显著相关区位于高原。采用同一套降水资料，徐寒列等（2012）得出冬季NAO 正（负）位相年中国西南地区降水偏多（少），同时发现NAO 与降水的相关具有不对称性（即负位相年降水偏少更明显）。李林等（2018）根据1961—2012 年青藏高原台站降水资料，得出秋、冬季AO 指数与同期降水均存在显著的相关，其中在冬季两者的正相关更显著。

综上所述，AO 异常能够影响高原冬季降水。但多数文献使用的是中国160 个地面气象观测站降水资料（帅嘉冰等，2010；徐寒列等，2012；孔祥伟等，2012），包含的高原站点稀少（其中西藏境内仅有2 个站，青海区域只有3 个站），难以揭示高原降水的区域性差异。同时也有研究表明，高原大致以唐古拉山脉为界，高原南、北部存在不同的影响系统，北部冬季主要受西风带影响（郑度等，1979；Tian，et al，2007）；南部冬季主要受印缅槽影响（索渺清等，2009；Li，et al，2016），因此研究高原冬季降水对AO 异常响应时，有必要分区域以便认识AO 的局地影响。

2 资料和方法

2.1 资料选取

文中分析时段为1979 年12 月—2016 年2 月冬季（当年12 月—次年2 月），使用的主要资料有：（1）根据中国2400 余个气象台站的观测资料，通过插值建立的逐月降水格点数据集—CN05.1（吴佳等，2013），水平分辨率0.25°×0.25°。（2）全球降水气候中心（Global Precipitation Climatology Centre，GPCC）逐月降水资料，水平分辨率0.5°×0.5°。（3）欧洲中期天气预报中心提供的ERA-Interim 逐月再分析数据，包括比湿、风场、地表气压以及位势高度等要素，水平分辨率0.75°×0.75°。（4）美国气候预测中心（Climate Prediction Center，CPC）网站下载的AO 涛动指数（Arctic Oscillation Indices，AOI）。

2.2 方法简介

一些研究指出，近几十年来高原冬季降水（雪）变化显著（韦志刚等，2002；刘华强等，2003），同时AO 也具有明显的年代际变化（何春等，2003；龚道溢等，2003）。由于本研究主要关注冬季降水的年际变化，因此，在分析前将所有数据均进行去除线性趋势处理。文中使用了相关、回归和合成分析等常用的统计方法。

3 高原冬季降水的区域性差异及影响其年际变化的主要系统

为了揭示高原冬季降水对AO 异常响应的区域性差异，采用高空间分辨率的降水资料，计算冬季AOI 与高原冬季降水的相关系数，进一步明确AO 年际变化影响高原冬季降水的区域和程度，并根据显著相关区域的降水时间系列，利用回归分析给出有利于不同区域冬季降水的动力和水汽条件，进而得到影响高原冬季降水年际变化的主要天气、气候系统。

3.1 高原南、北部冬季降水的区域性差异和年际变化

图1 为1979—2015 年冬季AOI 与同期CN05.1（图1a）及GPCC（图1b）的降水相关系数分布。由图可见，CN05.1 和GPCC 的结果均显示，AOI 分别与高原北部和南部（含云贵高原西部）冬季降水存在显著的正相关，但在高原中部（30°N 附近）正相关较弱，甚至出现弱的负相关，与（He，et al，2017）使用CN05.2 降水资料得到的结果一致。选取相关显著（均通过了95% 信度的显著性水平t检验）的两个区域（（33°—39°N，95°—105°E）为高原北部，（23°—29°N，95°—105°E）为高原南部）进行研究。鉴于CN05.1 降水数据考虑了台站观测资料（吴佳等，2013），且具有更高的空间分辨率，以下分析主要基于CN05.1。

图1 1979—2015 年AOI 与CN05.1（a）及GPCC（b）冬季降水的相关系数分布（等值线：相关系数；灰色阴影区域表示通过95%信度水平t 检验；黑色粗线表示2500 m 地形高度；实（虚）线矩形框表示高原北（南）部，以下同）Fig.1 Distributions of correlation coefficients between AOI and winter precipitation based on CN05.1 dataset（a）and GPCC dataset（b）from 1979 to 2015（contour：correlation coefficient；gray shaded areas indicate the correlation coefficients passing the 95% confidence level t test；the black thick line represents the 2500 m topography height；black thick solid box：North Tibetan Plateau，black dashed box：South Tibetan Plateau，the same hereafter）

有研究（Yang，et al，2011；Cuo，et al，2013；汤秋鸿等，2020）证实，高原南、北部气候存在明显差异。从高原及其周边地区海拔高度和冬季平均降水的分布（图2）可见，高原北部平均海拔明显比南部高，约为3500 m；南部平均海拔约为1500 m，仅为北部的一半。高原冬季降水则是由东南向西北递减，北部冬季平均降水量（约为8.7 mm）明显比南部（53.1 mm）少，约为南部的1/6。这表明高原南、北部冬季降水存在明显的区域性差异，两地降水除天气、气候系统不同外，地形和海拔差异也有重要的影响。

图2 高原及周边地区冬季平均降水（等值线：mm）和地形高度（色阶）分布Fig.2 Distribution of winter mean precipitation（contour，unit：mm）and terrain height（color shaded）on the TP and surrounding areas

AO 与高原南、北部冬季降水均存在显著相关，那么这两地冬季降水的年际变化是否一致呢？对上述划分的北部和南部冬季降水分别进行区域平均和标准化，得到北部降水指数（North Precipitation Index，NPI）和南部降水指数（South Precipitation Index，SPI）。图3a是1979—2015年冬季AOI、NPI 和SPI 的年际变化曲线，从中可见，3 条曲线均表现出明显的年际振荡，且冬季AOI（实线）与NPI（虚线）及SPI（点划线）的年际变化比较一致，相关系数分别为0.58 和0.49（均通过99% 信度的显著性水平t检验），说明在年际变化上高原南、北部冬季降水均和AO 有密切联系。采用线性回归分析得知，回归效果显著，AO 可解释高原北（南）部冬季降水的28.4%（20.3%）方差，这与相关分析的结果较一致。但是NPI 和SPI 的相关系数仅为0.31。值得注意的是，如果分降水的正、负距平来考察NPI 和SPI 的变化关系（图3b），发现在NPI 为正位相时，NPI 和SPI 的相关性更差（相关系数下降至0.21）。此外，发现37 a 中NPI 和SPI 同（异）号的有19（18）a，可见南、北部冬季降水年际变化中只有一半时间保持同步。以上分析均说明高原南、北部冬季降水在年际变化上并不存在显著的关系。

图3 1979—2015 年冬季AOI、NPI、SPI 年际变化曲线（a，括号里的数字为AOI 与NPI 及AOI 与SPI 的相关系数）及NPI 与SPI 散点分布（b，实（空）心点为NPI 正（负）位相时与SPI 的散点分布，实（虚）线为NPI正（负）位相时与SPI 的线性拟合关系）Fig.3 Interannual variation curves of AOI，NPI and SPI in winters from 1979 to 2015（a，the values in brackets are the correlation coefficientsof AOI with NPI and SPI，respectively）and the scatter distribution of NPI and SPI（b，the solid（hollow）point is the scatter distribution of NPI and SPI in the NPI positive（negative）phase，and the solid（dashed）line is the linear fittings corresponding to the scatter）

3.2 高原南、北部冬季降水对应的风场变化

高原南、北部冬季降水的年际变化不同步，是否意味着影响两地冬季降水的环流系统不同？以下分析南、北部冬季降水对应的对流层高、低层环流型，需要说明的是，由于高原南、北部海拔差异明显，选择600（700）hPa 为北（南）部的对流层低层，利用NPI 和SPI 序列分别与对流层低层和对流层高层（200 hPa）水平风场计算回归系数分布（图4）。北部冬季降水偏多时，600 hPa 高度上在贝加尔湖以东地区维持一个反气旋性异常环流（图4a），表现出东亚冬季风减弱的环流型，从中国南海和西太平洋经中国东部地区到高原及其以北地区为异常的东南风；此东南风异常在对流层高层同样存在，且东南风距平进一步增强（图4b）。异常的东南风沿着北部边缘进入高原北部时，受地形阻挡不仅出现气旋式弯曲和抬升，同时使得更多的西太平洋暖湿气流向高原输送，有利于高原冬季降水（刘华强等，2003；胡豪然等，2013；覃郑婕等，2017）。而南部冬季降水偏多时，对流层低层和高层均在贝加尔湖附近维持一个准正压的反气旋性异常环流（图4c、d），与北部降水偏多年的环流型相比，此反气旋的中心位置更加偏西偏北；此时在高原南部的西南侧为一个气旋性异常环流（图4c），这是南支槽增强的表现，增强的南支槽使得槽前的孟加拉湾水汽向中国南方地区输送，有利于高原南部及低纬度高原冬季降水（段旭等，2012；徐寒列等，2012；孔祥伟等，2012）。

进一步分析南、北部冬季降水与高原对流层各层风场的变化关系，图5 为由NPI 序列回归到高原（沿100°E）的纬向风、经向风及经向环流的纬度-高度剖面。由图可见，北部冬季降水偏多时，高原北部（两条实直线之间的区域，以下同）从对流层低层到高层均为明显的东风异常（图5a）和南风异常（图5b），由此构成东南—西北向的风场距平，即东南风增强。由图5a 还可以看出，北部各层东风随纬度升高增大，存在气旋式正涡度（图4a），即存在风场辐合；北部（沿36°N）纬向风的经度-高度剖面（图略）中，对流层中低层东风在东侧明显大于西侧，表现出随经度降低而减小，即北部中低层有纬向风辐合。图5b 显示，北部冬季降水偏多时500 hPa 以上经向风随纬度升高而增大，即高层存在经向风辐散。总之，北部中低层为纬向风辐合高层为经向风辐散，加之东南风进入高原受地形抬升出现明显的上升运动（图5b），这些风场的变化都和东亚冬季风减弱有关，也都有利于北部产生降水。需要注意的是，在北部冬季降水偏多时，南部（两条双虚直线之间的区域，以下同）纬向风和经向风变化相对较小，无明显的辐合、辐散，也没有出现上升运动，所以南部降水没有出现随北部降水增加而增加。

图4 NPI 时间序列回归到冬季600 hPa（a）和200 hPa（b）以及SPI 时间序列回归到700（c）和200 hPa（d）风场（单位：m/s，灰色阴影表示通过95%信度水平t 检验）Fig.4 Regression patterns of winter wind field at 600 hPa（a）and 200 hPa（b）against the NPI sequence，and that at 700 hPa（c）and 200 hPa（d）against the SPI series（unit：m/s，gray shaded areas indicate the zonal wind regression coefficient passing the 95% confidence level t test）

图5 NPI 时间序列回归到高原（沿100°E）的（a）纬向风（等值线，单位：m/s）以及（b）经向风（等值线，单位：m/s）和经向环流（矢量，单位：m/s，垂直速度乘以−500，仅给出通过95 %信度水平t 检验的区域）的纬度-高度剖面（灰色阴影区域表示通过95%信度水平t 检验；黑色区域表示高原地形，以下同）Fig.5 Pressure-latitude cross-sections of the NPI sequence regressed onto winter（a）zonal wind（contour，unit：m/s）and（b）meridional wind（contour，unit：m/s）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by −500，only the values passing the 95% confidence level t test are plotted）over the TP（along 100°E）（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test；black shaded areas indicate the terrain of the TP，The same hereafter）

类似地，图6 显示了SPI 序列回归到高原的纬向风、经向风及经向环流的纬度-高度剖面。由图可见，南部冬季降水偏多时，纬向风大致以25°N 为界，北（南）侧为东（西）风，形成气旋式环流（图6a），因此存在纬向风辐合；此外南部的经向风变化也很明显（图6b），大致以500 hPa 为界，低（高）层为南（北）风，且低层风速随纬度减小，即经向风辐合，而高层风速随纬度增大，为经向风辐散，故在地形抬升下南部地区上升运动进一步增强至400 hPa 以上。

图6 同图5，但为SPI 序列回归结果Fig.6 Same as Fig.5 but for the regression of the SPI series

由以上分析可知，有利于高原北部冬季降水的动力条件是中低层的纬向风辐合和高层的经向风辐散，这都与东亚冬季风减弱有关；而有利于高原南部降水的动力条件是低（高）层经向风辐合（散），主要与南支槽增强引起的经向风异常有关。

3.3 高原南、北部冬季降水对应的水汽场变化

许多研究（周长艳等，2005；孙畅等，2019）表明，高原冬季水汽输送较弱，且主要来自偏西风水汽输送。考虑到水汽主要聚集在对流层低层，图7分别给出了NPI 回归到低层（600 hPa）以及SPI 回归到低层（700 hPa）的水汽输送场和水汽通量散度场分布。北部冬季降水偏多时（图7a），异常的东南风可将西太平洋的暖湿气流向西输送至高原，北部水汽以弱辐合为主；而此时南部出现强西风，水汽为辐散，不利于南部降水（图3b）。南部冬季降水偏多时（图7b），同时存在孟加拉湾和西太平洋水汽在该区域及其东侧辐合，但主要以南支槽槽前的水汽输送为主。

图7 NPI 时间序列回归到600 hPa 水汽输送通量（矢量，单位：10−2kg/（m·s·hPa），仅给出通过95 %信度水平t 检验的区域）和水汽通量散度（色阶，单位：10−8kg/（m2·s·hPa））（a），（b）同（a）但为SPI 序列回归到700 hPa结果（打点区域表示通过95 %信度水平t 检验）Fig.7 Regression patterns of water vapor transport flux（vector，unit：10−2kg/（m·s·hPa），only the values passing the 95%confidence level t test being plotted）and water vapor flux divergence（shaded，unit：10−8kg/（m2·s·hPa））at 600 hPa against the NPI sequence（a），（b）is the same as（a），but for the regression at 700 hPa against the SPI series（The dotted areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

通过以上分析发现，高原北部冬季降水偏多时，异常的东南风有利于西太平洋的暖湿气流向西输送进入高原；南部降水偏多时，以南支槽槽前的孟加拉湾水汽输送为主。

4 AO 异常年高原区域大气环流场的差异

Baldwin 等（1999）的研究表明，AO 正位相时，北半球极锋急流（55°N）增强，副热带急流（35°N）减弱，副热带急流减弱意味着经向槽、脊系统活动加强（Nakamura，et al，2015；梁苏洁等，2019）。高原恰好处于中纬度附近，因此会同时受到高、低纬度系统的影响。以下利用合成分析比较AO 异常年高原上空各层风场和湿度场的差异，探讨AO 异常对高原南、北部冬季降水影响的可能机制。

由去除线性趋势后的标准化AOI 确定AO 正、负异常年，将大于0.8 个标准差的年份确定为AO正异常年（8 a），将小于0.8 个标准差的年份确定为AO 负异常年（9 a）。表1 给出AO 异常年及其对应的北、南部降水距平百分率。

4.1 AO 异常年环流场差异

根据表1 确定的AO 正、负异常年，图8 给出了AO 正、负异常年冬季高原纬（经）向风以及经向环流合成差值的纬度-高度剖面。由图8a 可知，AO 正异常年冬季高原北部对流层各层更易出现东风距平，且同时存在气旋性涡度，中、低层纬向风异常随经度减小，表现出纬向风辐合（图略），高层经向风随纬度增大，表现出经向风辐散（图8b），有利于北部降水形成；而对于南部，AO 偏强时500 hPa以下（上）为南（北）风异常，低层经向风随纬度升高而减小，表现为低层辐合，而高层经向风随纬度升高而增大，即高层辐散，同时低层南风受地形抬升作用，引起南部强烈的上升运动，有利于降水形成。

表1 AO 异常年AOI 及其对应高原南、北冬季降水量距平百分率Table 1 AOI in AO anomaly years and corresponding percentage winter precipitation anomalies in the southern and northern TP

与第3 节回归分析的结果相比，通过合成方法得到的AO 正、负年纬向风差值的纬度-高度剖面（图8a）与利用NPI 回归得到的纬向风纬度-高度剖面（图5a）相似，均为AO 正（负）异常年冬季东亚冬季风减弱（增强），高原北部出现东南（西北）风距平，可能是影响北部冬季降水偏多（少）的主要动力因子。同样，AO 正、负异常年合成后的经向风纬度-高度差值剖面（图8b）也与SPI 回归后的经向风纬度-高度剖面（图6b）高度相似，说明AO 正（负）异常年冬季，南支槽加强（减弱），槽前南风加强（减弱），经向风在南部出现低（高）层辐合（低）高层辐散（合），应是影响南部冬季降水的主要动力因子。

图8 沿100°E AO 正、负异常年冬季（a）纬向风（等值线，单位：m/s）及（b）经向风（等值线，单位：m/s）和经向环流（矢量，单位：m/s，垂直速度乘以−500，仅给出通过95 %信度水平t 检验的区域）合成差值的纬度-高度剖面（灰色阴影区域表示通过95%信度水平t 检验）Fig.8 Pressure-latitude cross-sections of composite differences of（a）zonal wind（unit：m/s）and（b）meridional wind（unit：m/s）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by −500，only the values passing the 95%confidence level t test are plotted）along 100°E in winters of positive and negative AO anomalies，respectively（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

4.2 AO 异常年稳定度和比湿场差异

假相当位温（θse）是反映大气温、湿度条件的综合指标，其随高度的变化（∂θse/∂z）为对流性稳定度（简称稳定度），可用来分析高原冬季稳定度、垂直速度（ω）和比湿（q）的变化。图9 为高原多年平均的假相当位温、垂直速度和比湿及其AO 正、负异常年上述要素合成差值随纬度-高度分布。气候场上，同一高度南部假相当位温和比湿均明显大于北部（图9a 和b），且假相当位温（比湿）随高度递增（减）明显；高原冬季比湿很小，水汽主要集中在500 hPa以下。这说明高原冬季大气层结稳定，气候干燥，同时大气以下沉气流为主。AO 正、负异常年假相当位温合成差值（图9c）大致以32°N 为界，其在高原南部和北部随高度变化不一样：南部从700 hPa到400 hPa，假相当位温随高度升高而降低，但在北部随高度变化不明显（∂θse/∂z≈0），说明AO 正异常年，南部低层大气为条件不稳定，而北部大气是中性的。同时南部上升运动非常明显，这主要是南部低层辐合、高层辐散以及地形抬升所致，而北部大气稳定、上升运动较弱。进一步比较发现，AO 正位相年南部低层水汽明显偏多（图9d），这明显与南支槽增强槽前的水汽输送增加有关；相比于南部，AO 正异常年北部水汽虽为正值，但比湿升高有限，这可能与来自西太平洋暖湿气流远距离输送以及北部海拔较高有关。

图9 沿100°E（a、b）多年平均和（c、d）AO 正、负异常年合成差值的纬度-高度剖面（a、c.假相当位温（等值线，单位：K）与经向环流（矢量，单位：m/s，垂直速度乘以−500，仅给出通过95 %信度水平t 检验的区域）；b、d.比湿（等值线，单位：g/kg），灰色阴影区域表示通过95 %信度水平t 检验）)Fig.9 Pressure-latitude cross-sections of multi-year average（a，b）and composite difference（c，d）of the pseudoequivalent potential temperature（a，c；unit：K）with the meridional circulation（vector，unit：m/s，vertical speed multiplied by −500，only the values passing the 95% confidence level t test being plotted）and specific humidity（b，d；unit：g/kg）along the 100°E in years of positive and negative AO anomalies，respectively（Gray shaded areas indicate the values passing the 95% confidence level t test）

4.3 AO 异常影响高原南、北部冬季降水的可能机制

基于以上高原南、北部冬季降水的动力和热力条件分析，以及AO 正、负异常年冬季高原风场和湿场差异比较，图10 给出AO 正、负异常年700 hPa矢量风（水汽通量）以及地面降水距平百分率分布。AO 正异常年（图10a），东亚冬季风减弱，中国东部地区出现异常明显的东南风距平，有利于西太平洋暖湿气流向高原输送，同时东南风受地形抬升出现上升运动，高原北部降水为正距平；此时高原南侧的南支槽增强，有利于孟加拉湾暖湿气流沿槽前偏南风北上高原，低层出现经向辐合，南部降水出现正距平。值得注意的是，图4a 给出的有利于北部降水偏多的低层环流型与图10a 中高度相似，同时图10a 中增强的南支槽也有利于南部降水。AO 负异常年贝加尔湖附近维持一个明显的气旋性异常环流（图10b），引起高原北部西北风增强，干冷气流经巴尔喀什湖南下进入高原，高原北部低层为辐散下沉，不利于北部降水；同时在孟加拉湾存在反气旋性异常环流，引起南支槽减弱，水汽难以北上进入高原，导致南部降水明显减少。特别值得注意的是，图10b 给出的AO 负异常时高原冬季降水偏少环流型与高原北部降水偏多型（图4a）相反，该环流型也与高原南部降水偏多型（图4c）完全相反。

比较图10a 和b 还可以发现，相比于AO 正异常，AO 负异常对高原冬季降水的影响更显著，再结合表1 给出的AO 异常年南、北部降水距平百分率可知，在8 个AO 正异常年中北部和南部各有2 个不同的年份冬季降水为负距平，而9 个AO 负异常年中仅2010 年（且是AO 负异常最弱的一年）南部降水为正距平，这不仅可解释图3b 中高原南、北部在降水正距平时它们的正相关更差，也清楚地表明AO 负异常对高原冬季降水的影响比AO 正异常的影响更加显著。

图10 AO 正异常年（a）和负异常年（b）700 hPa 冬季矢量风（单位：m/s）和降水百分率（色阶，单位：%）的距平场（打点区域通过95%信度水平t 检验）Fig.10 Composite anomalies of 700 hPa vector wind（vector，unit：m/s）and percentage precipitation anomaly（shaded，unit：%）in winter in positive（a）and negative（b）AO years（dotted areas indicate precipitation passing the 95% confidence level t test）

综上所述，高原北部、南部冬季降水虽然都和AO 异常存在密切联系，但影响两地降水的系统和途径不同。简单来说，AO 通过调控东亚冬季风，改变了北部的风场和水汽输送，从而影响北部降水；而AO 通过调制南支槽，改变了南部的动力和水汽条件，进而影响南部降水。

5 结论与讨论

基于高分辨率的降水数据，利用回归分析给出了影响高原南、北部冬季降水的主要系统，采用合成分析比较了AO 异常年高原风场和温度、湿度场的差异。揭示了高原冬季降水的区域性差异及其对AO 异常的局地响应。主要得出以下几点结论：

（1）高原北部和南部冬季降水虽然都与AO 异常存在密切的关系，但北部和南部冬季降水在年际变化上并不同步，尤其是当北部降水偏多时，两地降水关联更差；南、北部冬季降水的主要影响系统不同，对AO 异常的响应机理也存在差异。

（2）高原北部冬季降水变化主要和东亚冬季风有关。AO 正异常时东亚冬季风减弱，对流层各层均为东南风距平，有利于西太平洋的暖湿气流向西输送到高原，纬向风辐合以及地形抬升，导致北部降水增加；反之亦然。

（3）高原南部冬季降水变化主要和南支槽异常有关。AO 正异常时南支槽加强，有利于源自孟加拉湾的暖湿气流北上高原，低（高）层经向风辐合（散），大气不稳定度增大，同时上升运动增强，导致南部降水增加；反之亦然。

（4）AO 通过影响东亚冬季风（南支槽），以改变纬（经）向风为主，进而影响北（南）部冬季降水。且AO 负异常对高原冬季降水的影响比AO 正异常更加显著。

文中主要讨论了高原冬季降水的区域年际差异以及与AO 异常的可能联系，指出冬季AO 年际变化在高原冬季降水中的重要作用。但受可用数据资料时间限制，未讨论AO 年代际变化对高原南、北冬季降水的影响。另外，文中采用水汽通量方法（欧拉方法）解释高原南、北冬季降水来源差异，但最近研究（Liu，et al，2020；曾钰婷等，2020）指出该方法存在局限，不能准确地确定水汽的输送通道和地理来源。此外，有研究（Jiang，et al，2019；Liu，et al，2020）表明，高原冬季降水也会受到ENSO 的影响，那么AO 和ENSO 又是如何协同影响高原冬季降水的，这些问题都需要深入研究。