1 引言
青藏高原（简称“高原”）被称作“世界屋脊”， 是除北极和南极以外的地球第三极。20世纪中叶， 国内、 外气象学家首次揭示了青藏高原对于区域和全球气候的重大影响： 在冷季高原以动力强迫为主， 在暖季则以热力强迫为主（Yin， 1949； Yeh， 1950； 叶笃正等， 1957； Flohn， 1957； Murakami， 1958）。春季是高原大气热源形成的季节， 标志着高原热力强迫的开始（Luo and Yanai， 1984； Yanai et al， 1992； 赵平和陈隆勋， 2001）。在春季高原大气热源的影响下， 我国长江以南地区首先出现春季持续性降水（万日金和吴国雄， 2006； Wu et al， 2007； Pan et al， 2013）， 又称“江南春雨”（Chen， 1994； Tian and Yasunari， 1998； LinHo et al， 2008）。随后， 亚洲夏季风依次在孟加拉湾、 南海和印度地区相继爆发（Wu and Zhang， 1998； 祝从文等， 2011； Liu et al， 2015）。已有研究表明， 春季高原大气热源异常可以通过改变海陆热力差异、 影响局地海气相互作用以及调节高、 低空环流的垂直耦合等方式来影响亚洲夏季风的爆发推进过程（He et al， 1987； Yanai et al， 1992； Li and Yanai， 1996； Ueda and Yasunari， 1998； Hsu and Liu， 2003； Tamura et al， 2010； Wu et al， 2012； Abe et al， 2013； Liu et al， 2013）。因此， 春季高原热力强迫是亚洲地区天气气候异常的重要的前兆信号。
在热带大气季节内振荡（Madden and Julian， 1971）发现以后， 人们于20世纪80年代初在中纬度地区也观测到大气的季节内振荡现象（ISO）（Anderson and Rosen， 1983； Krishnamurti and Gadgil， 1985）， 并发现它与热带大气季节内振荡是相互独立的（Kuntson and Weickmann， 1987； Ghil and Mo， 1991）。高原周边地区的热带外大气也具有显著的季节内变化特征。冬季， 当高原动力强迫占主导时， 高原西部边缘出现一个与赤道30~60天季节内振荡遥相关的异常温度场， 表现为850 hPa北风南下入侵阿拉伯海和赤道印度洋（Murakami， 1988）。同时， 欧亚大陆中高纬度地区的异常温度场从高原东部向东南方向传播至我国华南地区， 且具有显著的10~60天周期（Yang and Li， 2016）。夏季， 当高原以热力强迫为主时， 高原附近出现显著的10~20天和30~60天大气季节内振荡（Fujinami and Yasunari， 2004； Mao and Wu， 2006； Ding， 2007； Yang et al， 2013； Ren et al， 2015； Wang and Duan， 2015）。其中， 中纬度10~20天大气准双周振荡沿亚洲西风急流向东传播至高原地区（Hu et al， 2016； Yang et al， 2017）； 在垂直东风切变（Jiang et al， 2004）、 平均风引起的水汽平流（Ajayamohan et al， 2011）和北印度洋至西北太平洋海气相互作用（Kemball-Cook and Wang， 2001； Wang et al， 2018）的影响下， 热带30~60天大气季节内振荡自南向北移至高原上空。高原附近中、 高纬度和热带大气季节内振荡的相互作用可能造成东亚夏季极端降水（Li et al， 2015）。春季， 由于ENSO事件存在预报障碍（McPhaden， 2003）， 与高原大气热源有关的大气季节内振荡是东亚天气、 气候在次季节到季节尺度上重要的潜在可预报性来源。已有研究表明， 春季高原感热次季节变率表现出显著的10~20天季节内振荡， 可造成华南季节内降水异常（Pan et al， 2013）， 进而引起华南持续性强降水（胡娅敏等， 2014）。因此， 研究春季高原大气热源的季节内变化对于深入认识华南前汛期至关重要。高原大气热源除了感热加热， 还包括凝结潜热和辐射冷却， 但目前对春季高原附近大气季节内振荡的特征缺乏全面认识， 对其维持机制更有待揭示。为此， 本文旨在系统性地分析春季高原大气热源的准双周振荡特征， 重点从不同加热类型之间相互作用的角度揭示其维持机制， 从而为华南春季降水的延伸期预测提供科学的指示依据（林爱兰等， 2016）。
2 资料来源和方法介绍
2.1 资料来源
考虑到不同来源的大气环流再分析资料在描述高原大气热源时存在一定差异（竺夏英等， 2012）， 本文首先以站点观测数据作为标准来评估不同再分析资料的可靠性。逐日站点观测资料由中国气象局国家气象信息中心提供， 包括1981 -2010年中国2474个地面观测站的数据。变量包括地面风速、 地面温度、 2 m气温和降水量， 在高原范围内包含267个站点［图1（a）］。
本文采用“正算法”计算大气热源（Q1）， 将大气热源定义为垂直耗散产生的感热加热（SH， 向上为正）、 降水释放的凝结潜热（LH， 向上为正）和大气净辐射冷却（RC， 向上为正）的总和（Q1=SH+LH+RC）。SH（Monin and Obukhov， 1954）、 LH（Duan and Wu， 2008）和RC（Duan et al， 2018）的计算公式分别为：
=0.8 kg·m-3是高原空气密度（叶笃正和高由禧， 1979）； CDH是分子热扩散系数； V是10 m全风速； Ts和Ta分别是地面和2 m气温。其中， 高原中东部的CDH为4×10-3， 西部的CDH为4.75×10-3（Li and Yanai， 1996； Li et al， 2000）。
=1.0×103 kg·m-3是水的密度， Pr是降水量。
”和“
”分别代表向下和向上辐射传输。
已有研究表明， 日本气象厅发布的JRA-55再分析资料（Kobayashi et al， 2015； Harada et al， 2016）可较好地描述高原大气热源的年际变化（Hu and Duan， 2015）。基于上述公式， 同时利用1981 -2010年间逐日站点资料和JRA55再分析资料计算了高原中东部地区（22.5°N -42.5°N， 85°E -105°E， 海拔高于1500 m）感热、 凝结潜热和辐射冷却以及大气总热源气候态的季节变化［图1（c）］。与站点观测相比， JRA-55再分析资料确实能够准确描述高原中东部地区感热和凝结潜热的季节变化。虽然JRA-55再分析资料集高估了高原中东部上空的凝结潜热和感热， 但它仍可准确描述观测中凝结潜热和感热强度的相对变化： 5月初之前感热较强， 而5月初之后凝结潜热较强。此外， 站点观测的凝结潜热和感热的季节内波动在JRA-55资料集中也得以重现［图1（c）］。因此， 本文采用1981 -2010年水平分辨率为1.25°×1.25°的逐日JRA-55再分析资料来研究高原大气热源季节内振荡特征。除了地面和大气层顶的辐射通量以外， 所用变量还包括三维风场、 37个标准等压面位势高度和气温、 以及地表降水、 2 m气温、 地面温度和10 m风场。
2.2 方法介绍
首先， 基于1981 -2010年间逐日再分析和地面观测的气象要素资料， 通过去除气候逐日年循环分量（气候平均序列的年平均和前三个谐波分量之和）和年际变率（120天滑动平均）来得到各要素的逐日异常时间序列； 再对该逐日异常时间序列进行5天滑动平均， 滤去高频天气扰动， 从而得到主要包含季节内扰动的逐日异常时间序列。该方法已经被广泛用于研究热带（Wheeler and Hendon， 2004）和亚洲夏季风的季节内振荡和热带外大气季节内振荡（Lee et al， 2013； Yang et al， 2013； Li et al， 2015）。然后， 利用功率谱或小波分析识别季节内分量的显著周期。最后， 将Lanczos滤波器（Duchon， 1979）应用于各气象要素的逐日异常时间序列以提取特定显著周期的季节内信号。
图1（b）给出了基于JRA-55资料计算的10~90天季节内变率对春季高原大气热源总变率解释方差的空间分布。解释方差的估算方法为： 先计算1981 -2010年共30个春季高原地区各格点大气热源原始序列和其10~90天次季节分量的时间相关系数， 再取该相关系数的平方作为解释方差。由图1（b）可见， 10~90天次季节扰动对大气热源总变率的解释方差具有明显的空间不对称性， 其大值中心位于高原东南部和西北部。这表明， 在季节内尺度上， 高原地区大气热源异常的空间分布是有很大差异的、 且随时间不断变化。因而， 不能简单地将高原视为一个区域， 通过直接进行区域平均来定义高原热源指数。为此， 根据Li and Mao（2019）， 本文采用经验正交分解（EOF）方法， 将其应用于高原及周边地区逐日热源异常时间序列来提取春季高原大气热源季节内振荡的主导模态和标准化主成分。因为某一主成分恰好反映相应主导模态的时间演变， 因而利用该主成分时间序列来代表春季高原热源异常的季节内变化指数。再依据Yang et al（2017）和Li and Mao（2019）做法， 从主成分时间序列中选取显著的季节内振荡事件或季节内循环， 将一个季节内循环分为八个位相（0，
，
，
，
，
，
和
）， 再通过位相合成分析， 揭示春季高原大气热源季节内变化的热力和环流特征。同时， 采用双边t检验对合成分析结果进行统计显著性检验， 样本自由度的估计方式依据Bretherton et al（1999）。
2.3 春季高原大气热源季节内振荡及其空间模态
图2（a）和2（b）分别显示春季高原大气热源季节内变化的前两个主导模态（EOF-1和EOF-2）， 其方差贡献率分别为15.47%和12.56%。第一模态表现为大气热源异常中心位于高原北部的单极型结构［图2（a）］， 而第二模态则表现为高原地区热源异常东、 西反相的偶极子型分布［图2（b）］。根据统计检验（North et al， 1982）， 这两个主模态是相互独立的， 因而无法构成“传播型”模态。针对两个主模态相应的主成分序列（PC1和PC2）的功率谱分析表明， 两个主模态均具有显著的10~20天振荡周期（图略）。图2（c）是第一模态主成分（PC1）和第二模态主成分（PC2）的超前滞后相关系数图： 其中“D0”表示两者同期相关， “D-1”、 “D-2”， ……表示PC1超前于PC2一天、 两天……； “D+1”、 “D+2”， ……表示PC1滞后于PC2一天、 两天……。当第一模态的主成分（PC1）超前（滞后）于第二模态的主成分（PC2）3天时， 两者的相关系数达到最大正相关（负相关）［图2（c）］， 说明尽管这两个EOF模态不是“传播型”， 但仍存在显著联系。图1（c）显示季节内变率的大值区大都位于青藏高原中南部， 恰好与EOF-2模态［图2（b）］的热源异常大值区分布相一致， 表明EOF-2是反映春季高原大气热源季节内振荡的基本模态。因此， 本文以PC2序列作为表征春季高原大气热源季节内振荡的指数序列。
鉴于春季高原大气热源准双周振荡强度存在一定的年际差异［图3（a）］， 为突出准双周振荡演变规律， 本文按下列标准进一步挑选出较强的准双周振荡年进行合成分析： （1）该年春季热源10~20天季节内振荡对总季节内变率的解释方差高于多年平均值； （2）该年10~20天周期内的显著能谱占总能谱比例大于多年平均值。依据该标准， 从1981 -2010年中挑选出14个春季高原大气热源准双周振荡最明显的年份（1981， 1983， 1985， 1986， 1988， 1992， 1993， 1998， 1999， 2002， 2003， 2006， 2007和2009年）。再将功率谱分析和小波分析应用于这些春季的高原大气热源季节内振荡指数序列。功率谱［图3（b）］和小波谱［图3（c）］分布均清楚地显示， 在这些春季， 高原大气热源存在显著的10~20天和较弱的7~10天振荡周期， 后者可能和谱泄露现象有关（Ghil et al， 2002）。以准双周振荡信号最明显的2003年为例， 图3（d）给出春季高原大气热源季节内振荡指数的演变以及每个循环中8个位相的分布。下面将基于位相合成法， 对10~20天滤波的气象要素进行合成分析， 来揭示春季高原热源准双周振荡的演变规律和维持机制。
3 热源分量准双周振荡的时间变化特征
高原大气热源准双周振荡现象不仅体现在总热源的变化上， 在凝结潜热、 感热和辐射冷却各热源分量方面也有清楚地反映（图4）。虽然春季高原凝结潜热异常比感热异常大一个量级， 但在高原大气热源准双周振荡的不同位相下， 其空间分布特征却与两种加热型相对应。具体而言， 在季节内振荡指数的峰（谷）值阶段， 高原东、 西部凝结潜热的反位相特征最为显著： 在第3（第7）位相， 高原西部的凝结潜热异常偏弱（偏强）， 而高原东部的凝结潜热异常偏强（偏弱）， 和同期大气热源异常的偶极型分布特征一致［图4（a）］。但在季节内振荡指数的过渡阶段， 高原上空出现全区一致的感热异常： 在第4、 5位相， 高原上空的感热异常偏弱， 而在第1、 8位相， 高原上空的感热异常偏强， 和同期大气热源异常的空间分布特征相同［图4（b）］。上述高原大气热源的位相循环及其强度变化特征与EOF分析结果一致： 季节内振荡指数的过渡位相则对应着EOF第一模态［图2（a）］， 此时高原全区一致感热加热特征明显， 相应地EOF第一模态的大气热源强度相对较弱； 而季节内振荡指数的峰（谷）值位相对应着EOF第二模态［图2（b）］， 这时凝结潜热纬向偶极子型特征突出， 相应地EOF第二模态的大气热源强度相对较强。大气净辐射冷却与云量和降水的变化密切相关， 因此， 高原地区凝结潜热的10~20天振荡将引起辐射冷却正、 负位相的调整［图4（c）］。在高原西部， 辐射冷却相对于凝结潜热的滞后时间较短， 而在高原东部地区， 辐射冷却相对于凝结潜热的滞后时间较长， 这可能和不同地区云与降水性质的差异有关。
实际上， 高原东、 西部热源异常反位相的关系可以通过图5更加直观地反映出来。图5是高原（海拔超过1500 m）东部（22.5°N -32.5°N， 90°E -105°E）和西部（32.5°N -42.5°N， 60°E -85°E）区域平均的热源分量的时间演变曲线。首先， 高原东、 西部凝结潜热的10~20天振荡呈现反位相变化特征， 而感热的季节内振荡在高原上空具有空间一致性特征。在准双周时间尺度上， 高原西部的感热变化滞后于凝结潜热变化， 尤其是在第5至第8位相， 表现为局地感热异常极大值落后于凝结潜热异常极大值约1个位相（
）。然而， 高原东部的感热异常却超前于凝结潜热异常， 特别是在第1至第4位相， 表现为局地感热异常极大值领先于凝结潜热异常极大值约1个位相（
）。辐射加热异常在高原东部地区最明显， 且总是滞后于凝结潜热异常。由此可见， 在高原西部， 潜热异常的位相转变超前于感热异常， 而在高原东部则相反， 潜热异常的位相转变滞后于感热异常。接下来将进一步说明春季高原东、 西部凝结潜热和感热的不同位相关系是认识高原热源准双周振荡的关键。
4 春季高原大气热源准双周振荡的维持机制
上述分析表明， 春季高原感热异常在大气热源准双周振荡的维持中却起到了纽带作用。为了解释春季高原大气热源季节内振荡的维持机制， 有必要进一步在季节内尺度上探讨与之相关的大气环流演变特征。
图6是春季高原大气热源和近地面环流的位相演变图。在第1位相时［图6（a）］， 大气热源异常中心位于高原北部上空， 并呈现纬向均匀分布特征， 和单极型模态［图2（a）］特征一致。进入第2位相后， 高原西北部大气热源负异常增强， 而高原东南部开始出现大气热源正异常［图6（b）］， 对应单极子型模态逐渐向偶极子型模态转换。上述大气热源异常逐渐增强， 偶极子型模态达到正位相峰值， 相应地高原大气热源季节内振荡指数进入第3位相［图2（b）、 6］。随后， 高原西北部的大气热源负异常逐渐向东扩展， 同时高原东南部的大气热源正异常不断向南收缩， 偶极子型模态减弱［图6（d）］。随着大气热源负异常完全占据高原北部， 热源季节内指数进入第5位相， 单极子型模态再次出现［图6（e）］。之后高原大气热源的准双周变化特征和第2至第4位相的特征相反［图6（f）~（h）］， 构成了高原大气热源准双周双模态的位相循环。
高原大气热源准双周双模态的位相循环还伴随着近地面风场异常的显著变化。在偶极型模态正位相为主时（第6、 7位相）， 大气热源正异常位于高原西北部， 局地出现近地面异常气旋式环流， 加强了高原主体的近地面西南风。此时， 高原东南部受异常西南风下游的近地面异常反气旋式环流控制， 相应地高原东南部出现大气热源负异常［图6（f）， （g）］。而在第3位相时， 高原大气热源和近地面风场异常与上述特征相反［图6（c）］。在单极型模态正位相为主时（第1、 2、 8位相）， 大气热源正异常位于高原北部， 高原主体盛行异常偏西风［图6（a）， （b）， （h）］； 而在单极型模态负位相为主时（第4、 5位相）， 大气热源负异常控制高原北部， 高原主体盛行异常偏东风［图6（d）， （e）］。同时， 我国长江以南地区（简称“江南”地区）的大气热源也随着高原大气热源准双周模态的转换而改变。当高原大气热源处于“西冷东暖”（“西暖东冷”）的偶极子型模态时， 江南地区大气热源负异常（正异常）开始加强； 而当高原大气热源转换为单极子型的正异常（负异常）模态时， 江南地区大气热源正异常（负异常）也随之达到峰值。由于春季江南地区大气热源以降水释放的凝结潜热为主， 江南地区大气热源的正异常（负异常）意味着局地降水增强（减弱）。由此可见， 春季高原大气热源准双周振荡对江南春雨降水的次季节预测具有指示意义。
与春季高原大气热源季节内演变相联系的垂直环流也具有明显变化。在高原感热全区一致偏强的单极型模态中（第1、 2、 8位相）， 显著的非绝热加热正异常中心位于近地面， 高原全区对流层低层盛行异常气旋式环流， 表现为大气环流对地面感热加热异常的响应； 85°E以西高原西部上空的异常气旋式环流具有典型的相当正压结构， 异常上升和下沉运动分别位于其东、 西两侧。同时， 高原上游45°E附近存在另一较弱的相当正压反气旋式环流， 而高原东部至东亚大陆地区则被深厚的高空反气旋-低空气旋的异常斜压结构控制， 并伴随着较强的局地上升运动［图7（a）， （b）， （h）］。随着高原大气热源进入“西冷东暖”的偶极子型模态（第3位相）， 非绝热加热和冷却异常中心移至对流层中部（600 hPa附近）， 表现出凝结潜热加热的垂直廓线分布特征， 相应地异常上升和下沉运动分别位于高原东、 西部地区。此时， 原先位于高原西部的高空气旋式环流异常东移至高原主体， 而原先位于45°E附近的高空反气旋式环流中心东移至60°E附近并迅速加强。同时， 高原近地面被反气旋式环流异常控制， 它与高空气旋式环流异常构成了深厚的斜压环流结构。相应地， 高原下游的东亚地区开始出现非绝热冷却和下沉运动异常［图7（c）］。随着上述高空环流异常的进一步东移发展， 高原东部的异常非绝热加热转变为异常非绝热冷却， 高原全区下沉运动加强， 非绝热冷却中心开始出现在高原近地面， 高原大气热源进入单极型模态的负位相， 高原下游东亚地区的异常非绝热冷却和下沉运动也随之明显加强（第4位相）。与此同时， 高原西部上游45°E附近又出现一相当正压气旋式环流异常［图7（d）］。第5~7位相， 高原大气热源单极子型模态逐渐向“西暖东冷”的偶极子型模态转化， 该高空环流异常也逐渐东移加强， 高原下游东亚地区的异常非绝热加热也再次发展［图7（e）~（g）］。
上述非绝热加热-环流异常的变化造成了春季高原大气热源准双周振荡双模态的位相循环。在高原全区感热一致偏强的单极型模态中， 非绝热加热异常中心位于近地面［图7（a）， （h）］， 令等熵面下凹与地面相交， 导致高原上空近地面正的位涡制造和气旋式环流加强， 加强了低层的西南风［图6（a）， （h）］， 有利于大量水汽输送至高原东部及其下游的东亚地区， 进而增加了局地凝结潜热。因此， 高原东部的感热异常超前于凝结潜热异常（图5）。随后， 高原东部及其下游地区的凝结潜热异常能够在其西北侧的高原中西部地区激发出高空反气旋和低空气旋的异常斜压环流结构。一方面， 高空的异常反气旋将低纬度的低位涡输送至高原西部地区， 造成绝对涡度平流随高度减小的结构， 从而引起了高原西部的异常下沉运动； 另一方面， 低空气旋性环流异常使得高原西部低空西北风加强， 减小了局地的水汽输送［图6（b）， 图7（b）］。随着高、 低空环流异常的共同作用下高原西部凝结潜热负异常的迅速发展， 高原大气热源开始转变为“西冷东暖”的偶极型模态。
此后， 高原西部的异常非绝热冷却和下沉运动造成局地近地面反气旋式环流， 而高原东部的异常非绝热加热和上升运动则产生局地近地面气旋式环流， 两者之间的近地面东北风迅速加强［图7（c）］。由于春季高原地表的平均西风盛行， 异常偏东风将会减弱高原主体的表面风速， 根据公式（1） ， 地面对大气的感热加热和地表全风速大小呈正比， 因此当表面风速减弱时， 高原主体对大气的感热加热也将减弱， 令高原大气热源随之进入全区一致的单极型模态负位相［图6（c）］。因此， 高原西部感热变化滞后于凝结潜热变化（图5）。随后， 在高原整体感热异常减弱的作用下， 等熵面上凸， 负位涡制造令高原上空被近地面反气旋式环流控制［图6（d）， （e）； 图7（d）， （e）］。一方面减小了高原东部和下游东亚地区的西南水汽输送， 另一方面加强了高原西部的水汽供应， 有利于高原凝结潜热异常进入“西暖东冷”的偶极型模态［图6（f）， （g）； 图7（f）， （g）］。上述过程的交替往复， 最终造成了春季高原大气热源的准双周振荡。
综上所述， 高原东、 西部地区感热和凝结潜热异常位相关系的差异是维持双模态位相循环的关键。在高原西北部（东南部）， 感热异常落后（超前）于潜热异常
位相。在单极子型模态（图8）中， 高原上空感热异常首先引起等熵面形变， 激发出近地面环流异常， 改变高原东南部的水汽输送， 使高原东部及其下游东亚地区的降水凝结潜热发生变化。之后， 高原东部附近的凝结潜热异常能够在其西北侧的高原主体和西部地区产生对流层环流异常。受其影响， 高原西部凝结潜热发生变化， 高原大气热源进入偶极子型模态。接着， 高原纬向非对称凝结潜热异常调制近地面纬向风， 进一步影响高原全区感热异常， 而感热异常随之又通过引起近地面环流异常来影响高原地区的降水和凝结潜热释放。上述过程的循环往复， 最终维持了春季高原大气热源的准双周振荡（图8）。
5 结论和讨论
青藏高原的动力和热力作用对局地和全球气候具有十分重要的影响。气候平均高原大气热源形成于北半球春季。在季节内尺度上， 春季高原大气热源的10~20天周期最为显著。本文结果表明， 春季高原大气热源的准双周振荡由两个主导模态的位相循环组成。尽管高原感热异常的量级小于凝结潜热异常， 但高原东、 西部地区感热和凝结潜热季节内变化截然相反的位相关系是维持春季高原大气热源准双周振荡的关键。主要结论如下：
（1） 春季高原大气热源的准双周振荡表现为单极子和纬向偶极子型模态交替出现的特征。在单极子型模态中， 高原全区一致的感热异常占主导， 而偶极子型模态则主要反映了高原东北部和西南部凝结潜热异常的反相变化。两个模态的位相循环构成了春季高原大气热源的准双周振荡， 春季高原上空感热、 凝结潜热和局地环流的相互作用是维持高原大气热源准双周振荡的关键。
（2） 春季高原大气热源的准双周振荡对下游江南地区春季降水的次季节预测具有指示意义。偶极子模态超前于江南春雨异常约1个位相（3天左右）， 该模态的正（负）位相预示着未来江南地区降水将异常偏多（偏少）。这是因为偶极子模态会向以高原全区感热异常为主的单极子型模态转换， 而江南春雨在高原感热异常偏强（弱）时将异常偏多（少）， 反映了高原大气热源单极子模态对下游低空环流和水汽输送的调制作用。
青藏高原大气热源的准双周振荡及其对应的环流特征具有明显的季节依赖性。春季， 东亚副热带西风急流位于高原南侧， 这时东亚夏季风尚未建立， 高原感热和凝结潜热之间的反馈过程维持了局地大气热源的准双周振荡。夏季， 当东亚副热带西风急流北跳至高原北侧时， 高原夏季风建立， 这时高原大气热源的准双周振荡主要由季风降水释放的凝结潜热维持， 并受来自热带的北传准双周振荡影响（Wang and Duan， 2015）。因此， 春季高原大气热源准双周振荡可能与同期东亚副热带西风急流的强度和位置关系密切。1981 -2010年期间， 春季高原大气热源准双周振荡在约50%的年份是最主要的次季节信号， 而在其余年份准双周振荡对次季节变率的贡献相对较小［图3（a）］， 但春季东亚副热带西风急流位置和强度异常如何影响高原热源准双周振荡的物理过程尚不清楚， 今后将进一步探究这个重要科学问题。此外， 在全球增暖的背景下， 高原地表感热在2000年前后出现显著的趋势转折（张璐等， 2020）， 降水也向强度更强、 时间更集中的方向发展（冯晓莉等， 2020； 许建伟等， 2020）， 这是否进一步造成了高原春季大气热源准双周振荡的年代际变化，其背后的调制机理也值得进一步探究。