对高原热源时空分布特征的了解， 有利于进一步掌握高原热源的普遍规律。平均而言， 高原大部分地区在3 -9月为热源， 10月至次年2月为热汇， 热源最强出现在6 -7月， 热汇最强出现在12月至次年1月（宋敏红等， 2000； 钟珊珊等， 2009）； 且每年存在两次热源与热汇的转换， 热汇转变为热源在3 -4月， 而热源转变为热汇大概在10月（王同美等， 2008； 曾钰婵等， 2016）。对高原热源进行EOF分析可以得到， 高原夏季主要存在四个热源中心， 分别位于高原东南部、 东北部、 西南部以及克什米尔地区（段安民和吴国雄， 2003）。而对于各个季节而言， 高原南部的热源强度要比东北部强（韩余等， 2003）。但也有研究表明， 夏季高原东部的热源强度明显强于高原西部（岑思弦等， 2007）， 而冬季在高原东南部和西部地区上空也存在热源正值区（宇婧婧等， 2011）。由此可以看出， 高原热源的时空分布特征具有明显的季节性和区域性差异， 这种复杂的差异性分布主要是由于热源的各个分量在不同时段、 不同季节以及不同区域， 各分量在热源中所占的比例不同而造成。就热源分量而言， 高原西部以感热加热为主， 东部地区由感热加热和凝结潜热共同主导（Luo and Yanai， 1984）。同时， 高原感热与潜热也存在明显的季节变化特征， 夏季以凝结潜热为主， 冬春季则以感热加热为主（Jiang et al， 2016）。春季感热迅速增强， 且自西向东逐渐扩散（王群等， 2011）， 雨季开始以后高原东部凝结潜热逐渐增强并超过感热加热成为高原热源的主导因子， 从而导致高原西部热源较高原东部表现出快进快退的特点， 即高原东部地区转变为热源的时间以及最强热源出现的时间都比高原西部晚一个月左右（赵平和陈隆勋， 2001； 钟珊珊等， 2009）。

此外， 高原热源还具有显著的垂直分布差异。在垂直方向上， 高原区域平均热源自下而上呈现出“源-汇-源”的“<”型分布， 在400 hPa高度以下为热源层， 300~200 hPa高度层为热汇， 而在100 hPa高度以上又转为热源层， 其中热源强度最大出现在500 hPa附近， 而在200 hPa附近热汇达到极大值（罗小青和徐建军， 2019）。高原上强烈的垂直运动有利于热量在垂直方向进行传输（王美蓉等， 2012）， 但是考虑感热加热在垂直方向传热具有局限性， 因此在高原上空近地层热源的主要贡献来源为感热加热， 700~400 hPa高度层由凝结潜热占主要地位， 而大气净辐射的冷却作用则是导致300~200 hPa热汇层产生的重要原因。另外， 对于平流项， 700 hPa高度平流项起强热汇作用， 而在100 hPa高度以上其作为强热源作用使得热源强度增强。对于高原四季热源的垂直分布， 春、 夏季整体表现为热源层， 只在300~150 hPa高度层表现为弱热汇， 其中春季热源层厚度约为热汇层的3倍， 而夏季热源层厚度约为热汇层的6倍； 秋季在500 hPa高度以下为热源层， 而在500~125 hPa高度层为热汇， 但热汇层厚度较夏季有所增加； 冬季则整体表现为热汇层， 但在675~550 hPa高度层仍表现为弱热源， 热汇层厚度约为热源层的6倍。即除冬季基本表现为热汇层以外， 其余3个季节均呈现出“低层热源、 高层热汇”的分布特征， 但热源层、 热汇层厚度及强度等方面仍存在着季节性差异（旦增伦珠等， 2021）。

早期针对高原热源年代际变化的研究发现， 高原年平均热源强度在20世纪60年代呈减弱趋势， 70年代后期到80年代初表现为增强趋势， 其中在1977年前后出现最显著的年代际突变（赵平和陈隆勋， 2001）。而后从20世纪80年代中期开始， 高原热源强度又转变为持续减弱趋势， 其主要贡献来源为感热通量的显著下降， 年均感热通量以每10年2%的速率在减弱（阳坤等， 2010）， 春夏季节减弱趋势较秋冬季节更为明显， 高原中东部地区减弱趋势强于高原西部（Duan and Wu， 2008）。由感热计算公式可知， 感热通量大小主要取决于地表风速和地气温差， 一般来说， 地表风速和地气温差越大， 感热通量越大。有研究指出， 在20世纪80年代至21世纪初， 欧亚大陆东部中高纬地区地表及对流层温度大幅变暖， 使得高原与该地区的经向温度梯度和气压梯度减小， 根据地转平衡关系以及热成风理论， 高空副热带西风急流显著减弱； 由于高原近地面风速主要依赖于对流层上层西风急流， 大尺度环流异常信号通过动量下传， 高原地表风速也随之减弱， 这是导致高原感热通量在80年代以后呈显著下降趋势的主要原因（Duan and Wu， 2009； Liu et al， 2012）。然而， 在此期间高原上空空气柱中的辐射冷却效应却显著增强［增长速率为11.2 W·m^-2·（10a）^-1］， 潜热加热也呈现微弱的增加趋势［增长速率为0.7 W·m^-2·（10a）^-1］（Duan and Wu， 2008； 赖欣等， 2021）， 热源各分量变化的共同组合使得高原中东部地区春季和夏季的大气加热作用减弱， 秋季和冬季的冷却作用增强。随后自1998年开始， 因气候系统内部变率（Kosaka and Xie， 2013）及外部因子引发的冷却作用（Santer et al， 2014）等原因， 全球进入增温减缓阶段（Easterling and Wehner， 2009）， 但即便如此， 高原气温仍呈现快速增长趋势（Duan and Xiao， 2015）， 且增温趋势明显强于周围同纬度地区。从21世纪初开始， 高原热源强度又逐渐由减弱趋势转变为增强趋势（徐祥德等， 2015； 刘云丰和李国平， 2016）。对于感热通量而言， 在2003年以后高原地气温差显著增大， 而地表风速减弱趋缓， 两者共同作用使得高原感热通量在2003年后也有所增强（戴逸飞等， 2016； 解晋等， 2018； 王欢和李栋梁， 2020）； 而高原大部分地区的凝结潜热仍然呈增加趋势（Han et al， 2017）， 这主要是由于气候变暖导致高原冰川退缩、 湖泊扩张以及多年冻土退化等（Guo and Wang， 2013； Yang et al， 2014； 杨耀先等， 2022）， 使得高原土壤含水量增多， 进一步增强蒸发量而造成凝结潜热的增加。

高原因其高耸大地形， 其地表接受的太阳辐射较周围同纬度地区更多， 太阳辐射在高原及其同纬度地区地表面的分布不均使得太阳辐射水平梯度增大， 导致高原成为一个抬升热源， 并通过地-气之间的能量交换， 对北半球的天气气候产生显著影响。叶笃正和高由禧（1979）在使用60年代资料分析高原及周边地区大气环流时指出， 夏季高原强大的热源作用， 使得其上空盛行上升运动， 高原北部边缘地区的上升气流向北下沉形成次级经圈环流， 其下沉支具有热力补偿性质。而后吴统文和钱正安（1996a， 1996b）、 钱正安等（2001）进一步指出在高原北侧和东北侧存在的次级经圈环流， 其平均下沉运动中心分别与我国西北、 华北地区相对应， 并予以命名为“西北干旱经圈环流”以及“华北半干旱经圈环流”（图2）。但值得注意的是， 该次级经圈环流只有出现在高原北侧500~400 hPa层之间时， 才能称之为真正的“干旱经圈环流”（钱正安等， 2017）， 其中次级经圈环流的下沉支气流显著影响着西北干旱区以及华北半干旱区的气候异常。吴统文和钱正安（1996a， 1996b）研究指出， 夏季高原上空的平均垂直环流差异是造成高原北侧西北干旱区干、 湿年差别的重要原因（图3）： 在高原热源强年， 高原上空上升运动加强， 高原对周边地区空气的抽吸作用也增强（吴国雄等， 2018）， 高原次级经圈环流明显且强度偏强， 其中心位置北移， 高原北侧地区流向高原的辐合上升运动发展， 导致高原北侧西北干旱区整层为上升运动， 这种整层一致的上升运动有利于成云致雨， 因而出现干旱背景下相对多雨的湿年； 而在高原热源弱年， 高原上空上升运动减弱， 高原对周边地区空气的抽吸作用也随之减弱， 高原次级经圈环流不明显甚至无法形成， 使得高原北侧西北干旱区整层盛行一致的较强下沉运动， 这种强于常年的平均下沉运动加强了原有的干旱程度， 因而出现干旱背景下相对少雨的干年。同时， 该结论也得到了数值模拟试验结果（范广洲和程国栋， 2003）的证明。Wei et al（2009）在研究高原热源与西北干旱区降水关系时也指出， 当高原东部热源偏强时， 高原热源的垂直结构发生变化， 高原东北侧的次级经圈环流偏强， 使得西北地区东部位于次级经圈环流南侧上升气流中， 有利于该地区降水的产生。此外， 也有学者研究发现， 高原热源强度改变所造成的垂直环流变化同时也是影响华北半干旱区气候异常的原因之一（赵东等， 2007）， 但目前对于其具体的影响过程尚不清楚， 还有待进一步探究。

南亚高压是夏季出现在高原及邻近地区上空对流层高层（100 hPa附近）强大而稳定的反气旋性环流系统（朱乾根等， 2007）， 其发展及演变过程中强度和位置的变化对东亚大气环流和天气气候有着重要影响。已有研究表明， 南亚高压是具有“趋热性质”的环流系统（Liu et al， 2000； Qian et al， 2002）， 高原热源的空间非均匀分布对南亚高压强度和位置的变化会产生显著影响（刘屹岷等， 1999； Liu et al， 2004）。夏季高原的异常强热源可以激发出异常强的南亚高压（叶笃正和张捷迁， 1974）。一方面， 高原地表感热通过加热上空大气， 增强了高原上空的上升运动， 使得高原上空“低层气流辐合、 高层气流辐散”的环流形势增强（李伟平等， 2001）； 另一方面， 高原降水释放出的凝结潜热引起其上空气柱受热膨胀， 也造成高原上空上升运动增强（Rodwell and Hoskins， 1995）； 两者共同作用使得高原上空气流堆积， 高层反气旋性环流增强， 南压高压也随之加强。

南压高压主要有两种活动方式， 包括其位置的经向移动和纬向移动。罗四维等（1982）将南亚高压分为东部型、 西部型以及带状型， 并将东、 西部型的相互转换定义为南亚高压的东西振荡， 即“青藏高压型”和“伊朗高压型”的双模态特征（吴国雄等， 2002）， 同时其各自又形成东、 西部型（Zhang et al， 2002）。而南亚高压的经向移动主要是指其脊线的南北跳动（罗四维等， 1982）。已有研究表明， 当夏季高原热源偏强（弱）时， 南亚高压偏东（西）偏南（北）（王跃男等， 2008； 李永华等， 2011）， 而南亚高压的异常活动与我国西北干旱区以及华北半干旱区的夏季降水也有着密切联系。当夏季南亚高压的中心位置偏西、 脊线偏北时， 我国东部至日本地区上空出现异常反气旋， 此反气旋中心自上而下向南倾斜， 使得华北地区上空出现低层辐合、 高层辐散的“抽气机”式结构， 其上空上升运动发展， 因此华北半干旱区的夏季降水异常偏多（黄樱和钱永甫， 2003； 黄燕燕和钱永甫， 2004； 魏维等， 2012）， 反之则相反。而对于西北干旱区， 当高原上空盛行东部型南亚高压时， 西北地区东部夏季降水偏多而西部降水偏少； 当高原上空盛行西部型南亚高压时， 西北干旱区的大部分地区夏季降水都偏少（张琼等， 1997； 钱永甫等， 2002）。此外， 也有不少学者研究了南亚高压环流特征对于甘肃、 新疆等西北局部地区降水的影响（张新荣等， 2004； 王前等， 2017； 赵勇等， 2018）， 但目前针对高原热源异常变化如何通过南亚高压环流系统影响我国旱区气候异常的具体途径研究还较少。

西风急流是出现在对流层上部强而窄的高速西风气流带， 其形成源于由热力差异驱动的Hadley环流中的角动量输送以及涡旋输送（Holton and Staley， 1973； Held and Hou， 1980）。西风急流在冬至夏的季节转换过程中存在显著的季节性突跳特征， 一次在6月急流从高原南侧北跳到高原以北， 此时南支急流消失； 而后在10月急流轴又从高原以北南移到高原南侧（叶笃正等， 1958）。此后研究进一步发现， 除上述两次突变以外， 西风急流还存在多次北跳（李崇银等， 2004； Lin and Lu， 2008）以及西退过程（Zhang et al， 2006； 杜银等， 2008）。太阳辐射作为热力驱动的能量来源， 到达地面的太阳辐射通过影响高原南北两侧热力状况， 使其南北两侧的温度梯度发生变化， 进而导致西风急流的经向位置在高原南北两侧交替（Schiemann et al， 2009）， 对其强度变化也产生显著影响（况雪源和张耀存， 2006）。在春夏过渡时期， 高原地表温度升高、 感热加热加强， 使得高原热源逐步增强， 高原北侧上空西风增强而南侧西风减弱， 有利于初夏时期西风急流的北跳（Li and Liu， 2015； 单幸等， 2019）。李崇银等（2004）、 况雪源和张耀存（2006）在研究西风急流强度和位置的季节变化特征过程中分别指出， 高原对对流层中高层大气的非绝热加热作用是致使急流发生两次向北突跳以及在6 -7月西移突变的重要原因。此外， 申乐琳等（2009）也研究表明， 夏季高原北部热源与西风急流中心强度变化密切相关， 而高原东南部热源对西风急流位置的南北移动具有重要影响。

西风急流是东亚季风环流系统的重要成员之一， 目前针对西风急流对我国尤其是东部地区的天气气候和雨带分布影响方面已有大量研究（Zhang and Guo， 2005； 董丽娜等， 2010； 金荣花等， 2012）。但值得注意的是， 急流位置和强度的变化与我国旱区气候异常也存在密切联系。以往研究（Yu et al， 2004； 宇如聪等， 2008； 方晓洁等， 2009）得出比较一致的结论是， 当夏季西风急流位置异常偏北时， 我国华北半干旱区的夏季降水较常年异常偏多， 反之则相反。也有研究指出， 当急流位置向北偏移时， 高原上空纬向风减弱， 使得来自高原的水汽、 云水资源以及气溶胶粒子等输送减少而导致华北地区干旱频发（Liu et al， 2020； 黄建平等， 2021）。杜银等（2009）认为除了南北向移动， 急流东西位置和形态变化也会影响华北半干旱区的夏季降水异常， 急流位置显著西移以及急流强度增强可能造成华北地区降水偏少的高层环流形势（史有瑜和张耀存， 2008）。而对于西北干旱区， 目前研究多集中于西风急流位置经向移动对该地区降水异常产生的影响。例如， 董婷和李艳（2014）的研究表明， 当冬季急流位置异常偏北时， 次年春季西北地区受强大高压控制， 脊前干冷的西北气流使得西北干旱区降水异常偏少； 姬凯等（2020）进一步指出， 当急流位置异常偏北时， 西北地区东部的偏北区域夏季降水偏多， 而偏南区域夏季降水偏少， 这与南亚高压、 西太副高强度和位置的变化， 以及气流辐合上升区域的移动有关。

高原在夏季作为强大的热源， 根据位涡性质和热力适应理论， 其上空加热中心以下的低层大气加热制造正位涡， 使得低层气旋式环流得以维持； 而加热中心以上的高层大气加热制造负位涡， 通过侧边界向周边大气输送， 使得高原成为全球中纬度地区重要的负涡度源地（刘新等， 2001）。由于高原处于西风带中， 其加热区上空的负涡度源异常会导致纬向行星波列受扰动产生低频振荡， 并通过能量的传播和频散效应， 对沿途下游地区的天气和气候产生影响， 其影响的主要表现形式为纬向大气遥相关。目前被广泛提及的存在于我国夏季对流层高层的纬向大气遥相关是环球遥相关型（Circumglobal Teleconnection， CGT）， 或被称之为丝绸之路遥相关型（Silk Road Pattern， SRP）。环球遥相关（CGT）这个概念最早由Branstator（2002）提出， 描述的是北半球冬季在急流波导作用下存在的一个“环球遥相关”。随后， Ding and Wang（2005）通过分析200 hPa位势高度场的单点相关， 沿用此名称定义了“北半球夏季环球遥相关型”（CGT）， 其具有6个主要活动中心： 西欧、 欧陆俄罗斯、 中西亚、 东亚、 北太平洋和北美地区。而丝绸之路遥相关（SRP）是CGT的重要组成部分， Lu et al（2002）最早通过200 hPa经向风场的单点相关， 发现在北半球夏季对流层上层沿西风急流分布着一支准定常罗斯贝遥相关波列； Enomoto et al（2003）在探究日本小笠原高压的形成机制时， 也发现了这个中纬度遥相关波列， 因该波列路径与“古代丝绸之路”重合， 故将其命名为“丝绸之路遥相关”。该遥相关型西起非洲北部， 向东延伸至东亚地区， 沿中纬度西风急流（40°N附近）， 在东欧、 中亚、 蒙古国和朝鲜半岛-日本的位势高度距平场/相对涡度距平场的异常活动中心呈现“正-负-正-负”（或“负-正-负-正”）的交替变化（Kosaka et al， 2009）。

上述CGT模态通过影响大气环流异常， 对沿途下垫面尤其是亚欧大陆的环流和气候产生影响（Hong et al， 2018）， 同时对我国旱区的气温、 降水等也有重要的指示作用。Huang et al（2011）研究发现， 我国华北半干旱区夏季降水的年际变率与CGT有密切关系， CGT的三个作用中心单元主要位于中国北方， 显著影响着华北半干旱区的水汽输送和垂直上升运动， 当CGT指数为正值时激发出偏南风异常， 给华北地区带来更多水汽， 同时高层辐散使得该地区的低层辐合和上升运动增强， 导致华北地区夏季降水偏多。此外， 有学者研究指出SRP对西北干旱区和华北半干旱区夏季降水也会产生影响： 里海及周围欧洲大陆的强变暖促使SRP形成， 进一步导致东亚大槽加深， 使得华北地区降水偏少（Hsu and Lin， 2007； Wang and He， 2015）； 北印度洋上空的加热异常通过诱导对流层上层产生辐散流， 激发出SRP的年际成分， 辐散分量产生的涡度平流作为有效Rossby波源， 进而对西北干旱区夏季降水变化的主导模态产生影响（Chen and Huang， 2012）。

而有关高原热源与纬向遥相关的相互作用， 目前也有部分研究。高原北部凝结潜热释放以及地表温度升高使得高原热源异常增强， 南亚高压加强、 北伸， 大气斜压性增强， 这导致西风急流北移（Zhang et al， 2017）； 西风急流在纬向遥相关传输过程中起的波导作用， 有利于将高原非绝热加热的能量扰动向下游传播， 进一步加强了CGT的东亚节点， 但高原西部积雪的增加会削弱高原加热对南亚高压的影响， 使CGT的强度减弱（Zhang et al， 2018）。高原西部夏季热源异常偏强时， 热力异常从高原地表延伸至对流层顶， 激发出北半球中纬度与CGT相似的遥相关波列， Li et al（2021）将其命名为“TP-CGT”， 并指出高原西部热源与CGT指数有较强相关性， 高原热力异常为激发TP-CGT波列贡献了约18%的CGT年际变率。另一方面， SRP的位相转变也会影响高原热源异常（Han et al， 2021）， 夏季SRP空间分布模态的转变使贝加尔湖上空500 hPa处出现环流异常， 高原东边界向外部的水汽传输受到抑制， 同时通过调控印度夏季风使高原南部边界向高原内部输送的水汽含量增加， 两者共同作用造成高原上空的大气水汽含量增加， 进而增强了高原降水释放的凝结潜热， 高原夏季大气热源随之增强。

高原积雪作为冰冻圈的重要组成部分（秦大河等， 2014）， 具有高反射率、 低热导率以及高相变潜热等特性， 通过反照率效应和水文效应， 改变地表辐射以及土壤温、 湿度等下垫面属性， 影响高原地表对大气的加热作用， 从而对大气环流和我国天气气候产生重要影响（Zhang et al， 2004）。积雪覆盖面积和雪深是影响高原热源异常的重要因子， 目前高原冬春季积雪对同期及后期我国东部夏季降水的影响已有大量研究， 且已作为降水预测信号广泛运用在我国夏季降水预测中（陈兴芳和宋文玲， 2000； 范可等， 2007； Wang et al， 2017）， 其具体机制为： 高原积雪异常偏多通过影响地表反照率， 使得高原地表反射更多太阳辐射， 而吸收的太阳辐射减少； 积雪融化以后， 融化的雪水导致土壤湿度增加， 湿土壤以潜热形式带走地表热量； 两者共同作用使得地表冷却， 减少高原地表向大气的热量传输， 使得高原及周边地区的热源减弱（钱永甫等， 2003； 朱玉祥等， 2007）。而高原热源的减弱， 将减小海陆热力差异， 东亚夏季风的爆发时间推迟且强度减弱， 输送到华北地区的水汽减少， 而到达长江流域的水汽增加； 同时高原热源减弱使得西太副高偏西偏南， 夏季雨带在长江流域停滞， 由此形成“南涝北旱”的降水分布（Xu et al， 2012）。

同时也应注意到， 由于高原积雪资料的种类多样以及时间跨度和研究方法的不同， 高原积雪异常变化与我国夏季降水的关系仍存在不确定性。一方面， 高原冬春季积雪显著的空间非均匀分布差异使得其引起的我国夏季降水分布也存在空间差异。杨凯等（2017）通过数值敏感性试验研究指出， 当冬、 春季积雪在高原南部异常偏多时， 华南大部分地区降水偏少， 长江及其北部夏季降水偏多； 而当冬、 春季积雪在高原北部异常偏多时， 长江下游南部降水偏少， 华北和东北夏季降水偏多。另一方面， 有学者认为高原冬季雪深异常较冬季积雪面积异常和春季雪深异常， 对后期气候的影响更大（Qian et al， 2003）； 但也有学者认为春季雪深相比于冬季雪深与我国夏季降水的相关性更高（朱玉祥等， 2007）。此外， 高原积雪的反照率效应和水文效应在不同阶段的主导因子也有所不同， Yasunari et al（1991）指出高原积雪在春季以反照率效应为主， 而夏季以水文效应为主（Li and Wang， 2013）； 但Souma and Wang（2010）则认为初夏高原积雪的反照率效应远大于水文效应， 而后反照率效应减弱、 水文效应增强， 最终两者逐渐趋于一致。

由上述研究进展可知， 华北半干旱区处于我国季风区边缘地带， 目前针对高原积雪对该地区后期夏季降水的影响已有诸多研究， 且得出较为一致的结论， 即冬春季高原积雪与华北地区夏季降水呈现反相关关系， 但针对高原积雪对西北干旱区后期夏季降水影响的研究目前仍有尚缺且未形成一致结论。吴统文等（1998）和王澄海等（2000）研究指出高原冬春季积雪与西北干旱区后期夏季降水呈弱反相关关系， 高原东北侧和河西西部春季降水对高原积雪的响应显著， 沙漠盆地春季降水对其响应不很敏感。而朱玉祥等（2007）和王芝兰等（2015）则认为高原冬春积雪深度异常与西北干旱区春、 夏季降水异常主要呈正相关关系， 但产生响应的关键区和季节有所不同： 当冬、 春季高原中部积雪异常偏多时， 对于春季降水在宁夏、 陕西和陇东南地区显著偏多， 而对于夏季降水则在宁夏西部和陇东南地区显著偏多。值得注意的是， 上述各种对应关系多基于统计方法分析而得， 而对于其内在的影响机制仍需更深一步的探讨。

高原是中、 低纬度带冻土面积最广、 厚度最深的地区（Cheng and Wu， 2007）。冻土不仅是气候变化的敏感指示器， 也是影响地气间相互作用的重要因素（Qin and Ding， 2009）。在土壤冻结前、 冻结期以及融化后的不同阶段， 地气之间的能水交换和土壤水热传输存在明显差异（李时越等， 2018）。土壤冻融过程通过使土壤中的水分不断发生相变， 在不同阶段对能量进行吸收和释放， 进而影响地表感、 潜热变化以及热量在地气之间的平衡（Ochsner and Baker， 2008； Cui and Wang， 2009）。冬季， 当土壤处于完全冻结状态时， 土壤湿度和土壤温度较低， 土壤冰形成的阻抗作用不利于土壤水分传输， 地表蒸散发被抑制， 地表感热与潜热也较弱； 春季， 地表接收的太阳辐射增加， 土壤温度升高， 冻土开始消融后导致土壤湿度迅速增加， 地表蒸散发加强， 地表感热和潜热逐渐增大（Zhang and Sun， 2011； 葛骏等， 2016）。Yang and Wang（2019a）通过有、 无冻融过程的数值试验证明冻融过程对高原热状况有重要影响， 冻融过程对整个高原地区地表感、 潜热贡献的量级为1~10 W·m^-2。而在气候变暖背景下， 高原增温显著， 使得多年冻土退化（Kang et al， 2010； Guo and Wang， 2016）， 其表现为季节冻土冻结深度减小（Peng et al， 2017）、 融化深度增大（王澄海等， 2001）、 活动层厚度增加（Wu and Zhang， 2010）等， 这些变化导致土壤水分迁移和调整， 进一步影响高原地气能水交换以及高原热性质的改变。

土壤冻融过程具有“水分存储”作用（Yang and Wang， 2019a）， 其引起的土壤湿度异常具有较长时间尺度“记忆性”（Chow et al， 2008）， 不仅影响同期气候状况， 对后期气候异常也有指示作用， 可作为夏季气候预测的重要信号。土壤湿度记忆性， 指的是土壤可以存储大量的前期土壤干湿异常状况， 而这种异常信息能够一直持续， 在后期通过土壤冻融过程将土壤湿度异常信号释放出来， 引起高原热状况异常， 进而对后期大气环流和天气气候产生影响（Chen et al， 2014）， 其主要受温度、 降水、 太阳辐射、 蒸散发、 风速、 径流等因子影响（Seneviratne et al， 2010； 李若麟等， 2016）。根据GLDAS数据计算， 高原平均土壤湿度（0~1.0 m）的记忆性可达120天， 春季土壤湿度记忆性甚至可达2个季度以上（Yang and Wang， 2019b； Li et al， 2020）， 这说明土壤湿度异常可从前年秋、 冬季一直持续到次年春季。目前许多研究表明， 春季高原土壤湿度异常与我国东部夏季降水之间存在显著相关性（王静等， 2016； Yuan et al， 2021）， 但对于与我国旱区夏季降水之间的关系尚未形成一致结论。高原土壤湿度存在空间分布差异性， 不同区域、 不同深度的土壤湿度与后期夏季降水的相关特征不同。观测数据表明， 高原春季东北部和西北部浅层（0~10 cm）土壤湿度偏大时， 华北、 东北地区夏季降水偏多； 而当高原北部及东部深层（10~200 cm）土壤湿度偏大时， 华北、 东北地区夏季降水偏少（李登宣和王澄海， 2016）。丁旭等（2022）研究指出， 春季高原浅层（0~10 cm）土壤湿度异常偏大时， 西北、 华北及东北西部地区夏季降水减少， 为负相关区域。而沈丹和王磊（2015）利用WRF模式进行土壤湿度敏感试验指出， 高原土壤湿度与我国旱区夏季降水呈现正相关， 土壤湿度偏小时， 西北、 华北等地区降水偏少。