1 引言
自Madden and Jualian（1972）首次观察到在热带大气中存在41~53天的振荡， 越来越多的研究开始关注到大气中存在的振荡现象。随着观测手段的丰富和发展， 人们发现大气振荡既存在于热带， 又出现在中高纬度地区的大气中（李崇银， 1991）。在亚洲季风区， 东亚和南亚季风存在多种时间尺度的次季节变率（Li and Li， 1997； Mao and Chan， 2005）， 对亚洲季风区的天气异常和气候变化有着重要的影响。30~60天振荡是印度夏季风的主导次季节波动（Zhou and Murtugudde， 2014）， 而10~20天振荡对印度以及东亚季风的爆发、 活跃和中断有着显著调制作用（Krishnamurti and Ardanuy， 1980； Chen and Chen， 1993； Fujinami and Yasunari， 2009）。因此， 次季节波动在亚洲季风区的传播和影响受到了广泛的关注和研究。
作为世界第三极， 青藏高原（下称高原）在亚洲水循环和海-陆-气相互作用中起着关键性作用， 影响着亚洲乃至北半球的环流异常。20世纪70年代末， 高原科学实验发现青藏高原存在着显著的低频振荡（章基嘉等， 1984）。后续的研究进一步发现在次季节尺度， 青藏高原的环流和热源异常对亚洲季风区的旱涝灾害的产生和发展起着极其重要的作用（王跃男等， 2009； 杨蓉等， 2015； 张瑛等， 2008）， 高原是亚洲季风区大气次季节波动的最为活跃的地区之一。而位于高原下游的东亚季风区受上下游频散作用影响， 在次季节尺度内易形成持续性环流异常， 引发极端降水事件（李健颖和毛江玉， 2019）。因此， 研究高原与其下游东亚季风区的次季节波动有利于加深对我国旱涝灾害及极端降水的理解， 提高延伸期预报水平。本文回顾总结了近40年来高原及其下游东亚季风区次季节降水及其有关的波动特征及传播机制， 重点回顾了长江中下游地区对高原次季节波动的响应， 并进行了简要总结， 最后指出了该领域研究的一些不足之处和未来的研究方向。
2 影响青藏高原及其下游东亚季风区降水的次季节波动及其特征
不同的观测数据表明， 青藏高原的气温、 大气热源、 降水、 高低空风场等多种气象要素场均表现出显著的次季节波动， 并能通过Rossby波列传播和水汽输送等方式影响其下游云南、 四川、 长江流域地区的降水和次季节波动（周兵等， 2000； 贺懿华等， 2006； 巩远发等， 2006； 王跃男等， 2009； 杨蓉等， 2015； 张芳丽等， 2020） 。另一方面， 高原下游的长江中下游地区还受到东亚季风次季节变率的影响， 其降水、 地温及风场均具有明显的次季节振荡特征（张秀丽等， 2002； 李崇银， 1992； 魏晓雯等， 2015； 刘恬等， 2020）。
2.1 影响青藏高原及其下游东亚季风区的主要次季节波动的频谱特征
很多研究表明， 30~60天大气低频振荡是青藏高原及其下游季风区的主导次季节波动， 尤以夏季为盛（章基嘉等， 1984； Chen et al， 2001； 陈桂兴等， 2004）。贺懿华等（2006）提出高原东南地区的黑体辐射亮温（TBB）表现出显著的30~60天次季节振荡特征， 并与华中地区的30~60天振荡成显著正相关， 影响该地区的对流活动。杨蓉等（2015）研究了1997 -1998年高原季风的次季节尺度变率， 认为高原冬季和夏季季风存在显著的准双周和30~60天振荡， 同时1998年夏季的高原地表气压也呈现出显著的准双周和30~60天的周期振荡， 对应的高原上空200 hPa高度的大气环流具有30~60天的周期， 高原上的次季节大气环流异常能够引起我国东部地区的大气环流异常响应， 在高原东部、 川西、 云南和我国长江中下游产生降水异常。
近年来， 越来越多的研究表明， 影响青藏高原及其下游季风区降水的大气低频振荡呈现出多时间尺度的特征。青藏高原热源的变化对高原地区及长江中下游降水均有重要的指示意义（赵平， 2001）， 高原高空大气热源具有显著的次季节尺度波动。Nitta（1983）指出， 在青藏高原东部地区， 大气热源表现出准13天和30天左右的次季节振荡。罗会邦等（1995）的研究表明， 夏季高原东部地区热源垂直积分和水汽汇均存在显著的30~50天及准双周振荡， 30~50天次季节振荡信号在7 -8月更显著， 而7 -8月的准双周信号比5、 6、 9月要弱， 同时这种准双周振荡还出现在地表感热和潜热通量中。周兵等（2000）分析了高原全年的感热、 潜热和动量的次季节特征， 认为夏季的感热主要存在准2周、 30~50天和11周的周期， 冬季以准11周为主， 潜热在夏季6月中旬前表现出准双周和40~50天振荡， 之后为30~40天周期， 动能在夏季呈现出准60天振荡， 在冬季为30天振荡。另外， 他们还发现高原低频地表感热与高原降水异常呈现出显著的负相关关系。Yang and Li （2017） 对夏季高原主体及其附近地区的非绝热加热的时空特征进行了波谱分析， 提出该区域的次季节非绝热加热主要呈现出10~30天的周期特征。
高原低涡是引起青藏高原降水的主要天气系统。Zhang et al （2014） 对1998年青藏高原上的高原低涡的次季节特征进行了分析， 发现500 hPa大气的相对涡度场具有30~60天和10~30天的两个周期， 高原对流和低涡活动表现出显著的10~30天周期振荡。而Li et al （2018） 的研究也表明高原低涡的强度也存在明显的准双周振荡。针对高原降水的次季节特征研究结果表明， 高原主体降水具有包括准45天、 23天和14天在内的多尺度次季节振荡周期， 并且与长江中下游地区的次季节降水紧密相关（周兵等， 2000； 徐国强和朱乾根， 2000）。张瑛等（2008） 分析了1998年长江中下游夏季降水的次季节振荡与环流的关系， 认为高原上空与西太平洋南下的100 hPa的大气低频振荡是造成长江中下游地区次季节降水异常的主要原因。刘炜等（2014）认为1998年高原东南地区的次季节降水表现为准双周、 20~30天及30~60天的周期变化， 同时30~60天的降水变率与大气热源的转换对应， 并受到由西太平洋经长江中下游西传至高原的30~60天的大气振荡影响。Wang and Duan （2015） 和Yang et al （2017） 对长期青藏高原夏季的次季节降水研究进一步表明， 青藏高原东部降水存在准双周和准9天振荡两个振荡周期。
王跃男等（2009）提出高原热源的10~20天及30~60天大气热源与长江流域的夏季次季节降水的旱涝有着显著的相关性。除了来自青藏高原地区的次季节波动的上下游效应影响外， 我国的长江中下游地区的降水还会受到东亚大气次季节振荡的作用， 产生强降水异常。夏芸等（2008）分析了2003年江淮地区的暴雨与大气低频振荡的关系， 指出30~70天的东亚季节内振荡对江淮暴雨的形成有重要作用。还有不少研究指出， 长江中下游地区的降水异常不仅受到来自低纬和中高纬地区30~60天振荡的共同作用， 而且还会受到东亚夏季风准双周振荡的影响（王遵娅和丁一汇， 2008； Chen et al， 2015； Yin et al， 2014； 琚建华和赵尔旭， 2005）。 李崇银等（2003）与琚建华和赵尔旭（2005）认为， 长江中下游地区的洪涝和干旱分别受到东亚夏季风的准30~60天和10~20天振荡的显著影响， 东亚夏季风的准双周振荡与北方准双周振荡在该地区的汇合有利于长江中下游的降水的维持。Yin et al （2014） 的研究进一步说明， 长江中下游梅雨期的南北反相分布是与大气环流的准双周振荡密切相关的。
大多数研究表明， 长江中下游地区的持续性降水主要呈现出10~20天、 10~30天和30~60天的振荡周期（张秀丽等， 2002； 李崇银， 1992； Yang et al， 2010； Ouyang and Liu， 2020）， 在旱年和涝年， 10~30天的周期振荡均很显著， 而在涝年则以30~60天周期振荡为主（王遵娅和丁一汇， 2008； 魏晓雯等， 2015）。长江中下游地区的暴雨也具有显著的次季节振荡， 但不同的年份往往表现出不同的周期特征。如， Yang and Li（2003）对长江中下游地区的夏季暴雨进行了频谱分析后发现， 1969年的长江中下游暴雨具有40~50天和20~30天两个周期， 而在1999年表现出60天、 45天和15~20天的周期。
综上所述， 青藏高原及其下游东亚季风区的降水在次季节尺度内存在着不同的时间尺度的低频波动， 并具有明显的季节和年际变化， 在不同区域振荡周期和分布特征存在显著差异。但总体而言， 准双周和准30~60天的周期是这些区域的主导次季节振荡。
2.2 青藏高原及其下游东亚季风区次季节波动的结构特征
目前已有不少研究对青藏高原降水的次季节波动的垂直结构和水平分布进行了分析， 但由于高原降水分布的时空不均匀性和高原地形的复杂性（许建伟等， 2020）， 还没有得到统一的结论。徐国强和朱乾根（2000）分析了1998年高原大气低频振荡和降水的水平结构， 提出高原的准45天次季节降水在第1~4位相主要位于高原中南部， 配合有上空的低频气旋性气流； 而准23天的高原中部低频反气旋在第1~3位相减弱北移， 受孟加拉湾低频气旋性环流影响， 次季节降水出现在高原南部-西南部。垂直方向上， 他们认为高原上准14天、 23天和45天的低频振荡基本为相当正压结构， 在地形陡峭或坡度较大地区正压结构减弱。Wang et al （2017） 对青藏高原准双周降水的研究表明， 准双周信号在高原南坡为斜压结构， 在高原北部表现为相当正压结构。Hu et al（2016）研究了1979 -2011年青藏高原东部夏季降水的次季节波动的结构特征， 认为该地区7~20天的夏季降水存在干湿相位的区别， 干相位模态的垂直结构特征是位势高度的垂直偶极子模式， 高原东部表现为正位势异常， 西部为负异常； 湿相位与之相反。在冬季， Liu et al （2017） 发现青藏高原西部与中亚地区的次季节降水呈现偶极子模态， 与700 hPa的水汽输送和500 hPa的位势高度异常相对应， 并受到类北大西洋涛动的高纬次季节波动影响。
在高原下游， 长江中下游的次季节降水同样表现出复杂的分布型， 与高原、 南海地区及欧洲地区的次季节波动紧密相关。Mao and Wu （2006） 发现1991年夏季长江中下游的降水表现出显著的15~35天模态， 并且在高空与青藏高原北部形成偶极子异常环流。Mao et al （2010） 研究了1979 -2003年华东夏季降水的次季节变率， 发现长江中下游地区20~50天的降水与南海-菲律宾的对流异常构成了跷跷板结构。Yang et al （2010） 分析了1979 -2002年长江下游地区次季节降水的演变过程， 发现其15天（准双周）和24天（准21~30天）的主导波动在降水最强的位相均为准斜压结构， 上层表现为反气旋环流异常， 而在对应的低空表现为气旋性气流。不同的是， 前者主要受欧洲地区的高空波列影响， 而后者主要来自于西太平洋副高的季节内振荡。而许乐心等（2017）的研究进一步表明， 长江中游和下游的主导次季节降水表现出不同的周期， 中游的10~30天次季节降水对应的涡度和散度中心在低层和高层均自北向南移动， 主要由高空高纬地区波列控制， 而下游的30~60天次季节波动则由南向北推移， 受热带印度半岛地区异常低压系统的影响。
总结上述结果可知， 青藏高原及其下游东亚季风区的次季节降水空间分布复杂， 高原上的次季节降水垂直结构与地形有一定联系， 而长江中下游地区的次季节降水的空间结构与次季节波动源头密切关联。
2.3 影响高原及下游季风区降水次季节降水的大气遥相关型特征
影响高原及其下游季风区降水的次季节大气振荡存在不同时间尺度的波列传播路径和特征。近年来， 研究表明， 影响高原及其下游季风区次季节降水最为显著的是北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation， NAO）及东亚-太平洋/太平洋-日本（EAP/PJ）两种遥相关型。Park et al（2015）发现6 -7月高空大气上欧亚大陆西部的温带波列能够经高原东部对中国东部偏南风和降水变率有显著影响。Hu et al（2016）分析了1979 -2011年青藏高原东部降水的主导次季节波动， 认为青藏高原东部次季节7~20天的次季节降水受到NAO的调制， 存在东大西洋-中亚-青藏高原-华南的遥相关型大气振荡， 与NAO密切相关， 其中中亚地区的高空反气旋能够加强并延伸至华北（图1）。而在冬季， NAO对高原降水次季节变率的影响更为强烈， 能够通过欧亚边界附近中纬度西风环流的南北两个分支影响包括中亚-青藏高原在内的下游地区冬季次季节降水（Liu et al， 2017）。Song et al（2019）研究了高原东部晚秋季节和冬季的次季节降雪的源头， 发现青藏高原西部与东部9 -12月的10~30天变率分别来源于NAO引起的中纬度波列和副热带波列。
与NAO相比， EAP/PJ型大气遥相关对高原及下游次季节降水的影响在夏季更为显著， 是西太平洋暖池影响长江中下游降水的重要途径（祁莉等， 2014）。Fujinami and Yasunari （2004）提出7~20天的高原夏季对流异常与由北非沿亚洲副热带急流传播到日本的波列有关， 这种对流波列的传播能引起长江中下游对流异常。刘炜等（2014）发现1998年夏季高原东南部30~60天的低频降水位相与从日本海上空经长江中下游西传的30~60天水汽通量低频分量相对应。Hong and Liu（2012）认为梅雨前期长江中下游地区的降水异常一方面受到经乌拉尔山脉的高纬位势高度异常的影响， 另一方面也与阿拉伯海和印度半岛的潜热异常有关， 在阿拉伯海-青藏高原-淮河流域-日本海之间存在明显的对流异常相关。Zhang et al（2019）分析了印度洋偶极子（IOD）强迫与长江中下游流域夏季降水异常之间的关联， 发现IOD能够通过使高原冰雪融化使亚洲夏季风西风带减弱， 进而引起太平洋上空大气辐散， 激发PJ遥相关结构， 增强副热带高压， 使长江中下游水汽输送增强， 进而导致长江中下游降水异常增加。
除了NAO型和PJ遥相关型， 高原和长江中下游的降水异常还会受到全球范围内其他大气振荡的影响。如章基嘉等（1984）发现夏半年的高原大气存在两个不同的水平遥相关型， 一个是高原-欧洲-北大西洋-北美（PEnA）型， 另一个是高原-中国东北-鄂霍茨克海-阿拉斯加-北美（PNeA）型。Liu et al（2020）发现高原的对流异常与北半球其他区域的遥相关型在夏季的不同阶段有所不同。其中， 在初夏和晚夏， 200 hPa高空存在自地中海经中亚和青藏高原向东亚移动的8~30天 “丝绸之路” 遥相关型。吴建金（2012）研究了影响江淮流域持续性暴雨的全球遥相关型， 提出4 -8月全球850 hPa环流上的四个主振荡分析（POP）型能够构成双阻型遥相关， 引起江淮持续性暴雨， 包括10~20天南半球绕球遥相关型 （SCGT）、 10~20天东南太平洋-西大西洋季节内振荡型（ESP-SA）、 30~60天赤道印度洋和西太平洋地区东传的季节内振荡型（IN-WPO） 和30~60天热带大西洋及西欧季内振荡型（TA-WE）。
同时， 高原的次季节降水与下游季风区的降水模态间也存在强烈的遥相关。青藏高原的低频降水对高原南部及其下游的低频降水起着指示作用， 四川盆地降水与高原低频降水异常相反， 而长江中下游与高原低频降水则存在同增同减的现象， 呈现出青藏高原（+）-四川（-）-长江中下游（+）-东海（-）低频降水的遥相关波列（徐国强和朱乾根， 2000）。
综上， NAO和PJ型大气遥相关是影响青藏高原及其下游次季节降水的关键大气遥相关型， 同时高原的降水沿长江流域与其下游地区的次季节降水异常也存在显著遥相关型。但是它们的具体传播途径和特征由于研究关注点、 气象要素和年份不同， 结论有所差别， 尚没有定论， 还需要进一步对不同周期振荡的次季节降水遥相关特征进行系统研究。
3 青藏高原及下游季风区降水的次季节波动的来源及机制
在揭示青藏高原及其下游次季节降水的时空结构及传播特征后， 其对应的波动源头、 传播和维持的机制开始成为了研究的重点和难点。
青藏高原地区的降水次季节波动既有来源于热带地区的波动， 又有源自高纬度的次季节波动。Yang et al （2017） 发现， 青藏高原的降水准双周振荡和准9天振荡的源头有明显区别。高原东部降水的准双周振荡既受到北欧地区高空波列的影响， 又存在来源于菲律宾海-南海经孟加拉湾-南海地区到达高原和华南地区的热带高空波动； 而高原东部降水的准9天波动源于中纬度北欧地区和热带的低空波动， 其中的热带低空波动起源于菲律宾并向中国东南部传播（图2）。Wang et al （2017）研究认为， 青藏高原上的准双周振荡主要来源于热带西太平洋， 经孟加拉湾到达青藏高原形成顺时针传播。同时， 高原大地形对中高纬低频振荡有重要作用， 其高度、 坡度和地形加热能够促进低频振荡的形成， 影响Rossby波的稳定性（刘式适等， 2000）， 是夏季大气低频振荡的重要源汇（周兵等， 2000； 刘炜等， 2016）。刘炜等（2016）统计了1979 -2008年高原东南部准双周和30~60天的降水事件的传播特征， 发现在100 hPa高空上夏季高原主要是次季节振荡的源头， 高原上的准双周和30~60天振荡以驻波为主， 也能够向西传播影响长江中下游地区降水。
已有研究表明地表感热、 垂直风切变和水汽平流对高原次季节波动的传播起了重要作用。Jiang and Ting（2019）发现高原东南部与印度地区的偶极子次季节降水模态存在10~20天和30~60天的周期。10~20天的高原降水异常不仅来自于热带北太平洋西部的弱抑制对流， 而且受到来自里海的温带准双周波动影响。他们认为高原的准双周热带对流异常的向西传播可以视为平均季风环流中的对流耦合赤道Rossby波， 被抑制的对流异常能够引起非绝热冷却过程， 进而激发局地反气旋， 导致高原上空的次季节波动出现类似Fujinami and Yasunari（2004）的顺时针传播。而高原-印度的30~60天低频信号源于热带东印度洋30~60天的大气振荡， 其向北移动特征主要是垂直风切变和水汽-对流反馈机制造成的， 同时受到海气相互作用的调制作用。Wang et al（2017）研究了东亚夏季风地区的准双周振荡北传机制， 发现对流中心北侧的感热异常与水汽平流能促进准双周振荡向青藏高原继续北移， 尤其是印度北部及青藏高原南侧的地表感热对高原上的准双周振荡尤为重要。
长江中下游地区降水受到东亚夏季风的强烈影响， 南海夏季风爆发后， 副高西侧风向转换， 对该地区的降水有着重要作用。因而， 长江中下游地区会受到南海及西太平洋附近的大气振荡的显著影响。长江中下游地区降水次季节波动来源非常复杂， 既有来自赤道西太平洋经东亚东部到达西北太平洋的30~60天低空波列（王遵娅和丁一汇， 2008）， 又有来源于孟加拉湾、 南海经副高到达长江流域的准双周水汽输送（罗菁等， 2018）， 还有来自中高纬度太平洋中部的低频系统（Chen et al， 2001）。同时， 中高纬度欧亚大陆的低频波列及高原地区的低频系统对长江中下游地区的次季节降水的影响也是不可忽视的（刘炜等， 2016； 张庆云等， 2003）。
但长江中下游地区的次季节波动的传播路径和机制还存在一定争议。Chen et al（2015）指出长江中下游地区的25~90天的大气振荡来源于西太平洋-南海地区， 经菲律宾到达中国东部， 其向北传播机制主要包括海温异常冷却、 垂直风切和涡度平流； 而准双周振荡主要自菲律宾上空向中南半岛移动至长江流域， 与西北太平洋副高的准双周东西振荡有关， 海温异常冷却是其北向传播的主要机制。张庆云等（2003）认为部分长江中下游的夏季降水20~30天低频振荡来源于东亚中高纬度地区经高原东移之长江中下游地区， 与低纬地区的低频振荡汇合引起暴雨。Yang et al（2010）发现长江中下游的10~20天振荡由欧亚大陆中高纬地区的波列主导， 在西风急流影响下西移； 而21~30天的振荡由低空低频振荡控制， 由西太平洋经南海向西传播， 其传播机制受西太平洋副高调控。李健颖和毛江玉（2019）提出东亚和南亚季风区的30~60天波动在高层会发生相互作用， 低空从赤道印度洋传播到孟加拉湾-印度地区的对流异常伴随着高空的环流异常， 通过质量补偿激发南海-热带西北太平洋高空的环流异常， 进而引起局地气流的下沉和上升。由于斜压散度的存在， 在南海与长江中下游地区之间激发出经向垂直环流， 引起长江中下游地区的降水异常（图3）。
据此可知， 关于高原及其下游东亚季风区的大气次季节振荡来源及机制的研究还比较有限， 有待利用模式和统计结果综合深入探讨和理解不同振荡周期的传播机制。
4 高原次季节波动对下游东亚季风区降水的影响及机制
青藏高原是东亚陆-气作用最为敏感的地区之一， 又是亚洲地区的水泵。地中海-高原-长江中下游的“丝绸之路”遥相关模态连接了高原及其下游季风区的降水异常（Liu et al， 2020）， 高原强烈动力、 热力和对热带海洋水汽输送的“转运”作用使其成为了下游季风区的天气气候异常的“敏感区”， 尤以长江中下游地区降水的异常对高原强迫的响应最为剧烈。
青藏高原是下游东亚季风区降水的次季节波动源头之一。高原的热源以及高原上空的南亚高压激发对长江中下游地区的降水都具有明显影响 （王跃男等， 2009）。一方面， 青藏高原东部激发的准双周和30~60天振荡热源与长江中下游的准双周和30~60天降水显著相关（王跃男等， 2009）。另一方面， 南亚高压的增强和减弱对应着长江中下游的旱涝， 且其主要的低频振荡与长江中下游的降水主周期一致（王文等， 2016）。近年来的研究给出了其中可能存在的机制。南亚高压的低频振荡受到高原热源调控， 可以通过高低空波动的传播和涡度异常的配合引起长江中下游的降水异常。Li et al（2018）指出高原夏季大气热源的10~20天振荡与南亚高压东西振荡密切关联， 高原东部的准双周热源的峰值和谷值分别与南亚高压的伊朗高压模态和青藏高原模态对应。当青藏加热增强时， 对流层低层和高层的高原地区分别出现正涡度异常和负涡度异常， 伴有上升运动， 进而导致南亚高压增强并向东延伸， 使华南地区高层大气异常辐合下沉， 太平洋副高西伸， 长江中下游地区西南水汽辐合增强（Ge et al， 2019）。
同时， 青藏高原是欧亚波列到达长江中下游的重要中转地， 与影响长江中下游降水的大气遥相关型密切相关， 对长江中下游的降水异常具有重要的预测作用。高原大地形的动力作用是中高纬度Rossby波列继续在西风带东传的重要驱动力， 其地形摩擦作用能够激发位势涡度（PV）异常， 高原东部的准双周PV异常平流向长江流域继续移动， 增强的水汽输送会引发湖北-安徽-江西和长江中下游的持续性降水异常（Zhang et al， 2020）。而高原的热力作用能够激发类二维Rossby波及其异常“云量扰动”波列， 引起长江中下游梅雨异常（徐祥德和陈联寿， 2006）。另一方面， 高原上的次季节对流活动及其引起的大气波动虽然大多消散在高原主体， 但也有一部分能继续传播影响长江中下游的降水。高原东北部的7~25天对流异常会向华南地区移动， 并放大长江中下游的高空和低空波动， 引起梅雨锋南退； 而高原西部的7~35天对流能够在高原背风面形成低空涡旋， 继续东移影响长江中下游地区。这两种对流模态的传播主要是由于亚洲西风带急流的Rossby波列的波导差异引起的， 前者在高原附近地区呈现北向弧形结构， 后者以纬向急流为主（Fujinami and Yasunari， 2009）。同时， 青藏高原的低频振荡还可以通过调制东亚季风的次季节变率对长江中下游地区的降水产生影响。巩远发等（2006）研究了夏季青藏高原东部低频降水和西太平洋副高之间的关系， 发现副高的北进南退与高原夏季低频降水紧密关联， 两者主振荡周期相同。万超等（2015）也发现1948—2010年夏半年青藏高原的夏季风与南海夏季风存在相同振荡周期（30~50天）， 且两者的位相上存在明显的滞后关系。
综上， 高原次季节波动既能够通过上下游能量频散、 地形动力和热力作用增强波列， 直接引起下游地区的降水异常， 同时又能通过引起南亚高压、 南海季风和副热带高压的次季节变化间接作用于长江中下游地区的天气和气候异常。
5 结论与展望
青藏高原作为亚洲季风系统的气候放大器， 是重要的次季节波动源汇区， 该地区及其下游东亚季风区的次季节波动异常对亚洲地区的旱涝灾害和季风变率有不可忽视的作用。高原及其下游的降水及其有关的天气气候系统存在不同时间尺度的次季节波动， 以准双周和准30~60天最为显著。对高原和长江中下游地区不同周期的次季节波动的结构、 遥相关特征和传播机制研究目前已取得了丰硕的成果。青藏高原降水受到低纬度和中高纬度高空次季节波列的共同作用， 是中高纬度高空波列和西太平洋-日本低空波列东传至长江流域的“中转站”。其中， 低纬波列的北传主要是因垂直风切变、 地表感热以及海气相互作用导致的， 而中高纬度的波列东行特征则主要是主导气流的影响。同时， 在中转过程中， 高原侧向摩擦和地形作用能够增强和激发PV平流， 促进大气Rossby波列不稳定； 其热源的低频振荡又能促使南亚高压产生东西振荡， 导致涡度异常， 激发下游地区上空的环流异常， 尤以准双周振荡最为显著。这种影响体现在高原降水沿长江流域表现出的降水异常遥相关模态中。另一方面， 高原下游的长江中下游流域的夏季次季节降水异常还会受到南海及西太平洋大气振荡的作用， 高原能够通过调制南海季风和副高的移动间接影响长江中下游的降水。
然而， 这些研究大多利用个例开展研究， 而不同周期的次季节波动具有较强的年际和年代际差异， 需要依据主导的天气气候系统划分区域， 针对不同周期振荡使用长期气候资料更深入地剖析其影响因子和结构特征， 以得到系统的气候学统计结论。同时， 高原次季节波动对下游季风区的影响和机制的研究分析尚不够充分， 应当进一步探讨高原次季节波动与南海季风、 副热带高压的低频振荡之间的关联， 从而增进对北半球大气环流短期气候变率的理解， 为高原下游地区延伸期预报提供更全面的理论体系。另一方面， 目前研究主要依赖于对观测资料的统计诊断， 由于高原地形复杂， 观测站点稀疏， 统计结果具有局限性， 对高原不同振荡周期的次季节波动传播机制的理解尚不够透彻。作为气候诊断和机理分析的重要手段， 数值模式在次季节尺度上的动力学应用有利于深入认识高原及其下游次季节波动起源和传播的机制。利用不同的下垫面加热和地形条件、 侧边界次季节强迫等进行数值模拟， 能够锚定不同来源的次季节波动产生的局地效应， 揭示不同动力、 热力因子在次季节波动激发和传播过程中扮演的角色， 细化高原复杂地形上中小尺度系统的发生和发展过程。但在利用数值模式模拟高原附近地区的次季节波动时， 需要保证模式对地形、 水汽输送模拟的准确性， 应当依据科学问题谨慎设置模式分辨率和模式区域。同时， 对侧边界的处理需要保证边界条件的连续性。