所用资料有： （1）降水资料来自国家气候中心整理的1978 -2017年逐日高原地区62个气象站点的降水资料， 站点主要分布在高原中东部地区， 西部地区较稀疏（图1中黑点）。（2）环流场资料来自欧洲中期天气预报中心（ECMWF）提供的1978 -2017年水平分辨率1°×1°的ERA5逐日再分析资料， 包括水平风速、 位势高度、 散度及相对涡度。（3）射出长波辐射（OLR）资料来自美国国家海洋和大气管理局（NOAA）提供的1978 -2017年水平分辨率1°×1°的逐日OLR资料， 主要用于分析对流活动。

（1） 集合经验模态分解 （Ensemble Empirical Mode Decomposition， EEMD）是基于经验模态分解方法（Empirical Mode Decomposition， EMD）的改进算法， 能够有效地解决EMD的混频现象（万仕全等， 2005）。EMD是一种非平稳信号分析方法， 适合任意数据， 并基于数据本身来分解， 不需要基函数。EMD分解基于这样的假设： 认为信号由不同的本征模态分量（Intrinsic Mode Fuction， IMF）组合而成； IMF同时具备线性和非线性特点。由EMD方法分解信号可以得到一系列的IMF， 以及筛除n个IMF后的信号残余分量， 也称趋势项r_n （t）。 EMD分解得到的前几个IMF， 通常集中了原信号中最显著、 最重要的信息。分解公式如下：

式中： x \left(t\right)为原序列； i m f为本征模态分量； i m f_i \left(i\right)为分解后第i个 i m f； r_n ( t )为分解筛除n个 i m f后的信号残余分量。

EEMD是针对EMD方法的不足进行改进后提出了一种噪声辅助数据分析方法， 首先将原序列叠加上给定振幅的白噪声序列， 然后对叠加后的混合信号进行EMD分解得到IMF1， 之后在剔除IMF1的原始序列上叠加同一振幅的白噪声序列后继续进行EMD分解以求得IMF2。重复以上步骤直到得出不同的IMF和一个趋势项。EEMD方法具有自适应性与完备性的特点。与小波变换的区别是， 小波变换时需要预先选择小波基， 而EEMD方法根据数据本身来分解（Wu and Huang， 2009）。

（2） Lanczos滤波器是一种数字滤波器（姚菊香等， 2012）。对采样间隔Δt=1 d的时间序列 x ( t ) , t = ( \mathrm{1} , n )滤出频段［f ₁ ， f ₂］的分量， 首先计算权重

并通过

可从 x \left(t\right)得到的序列中滤出频段［f ₁ ， f ₂］的分量。式（2）中 f_{\mathrm{1}} , f_{\mathrm{2}}为频段数； l为滤波器窗宽参数（单位： d）； \omega为权重。式（3）中 y为滤波分量； x为时间序列； “*”为卷积算符。本文使用了Lanczos滤波方法对高度场、 散度场、 涡度场、 风场、 射出长波辐射场（OLR）等要素进行带通滤波， 绘制不同高度强弱位相的低频环流图， 并对其低频环流形势进行分析。

受特殊地理位置和高耸地形的影响， 高原降水分布具有区域性特点。图1是利用高原地区62个气象站点通过克里金插值方法得到的1978 -2017年夏季（文中的夏季均是指6 -8月）平均降水量的空间分布。从整体来看， 高原夏季平均降水量具有由南向北递减、 由东向西递减的空间分布特征， 即南多北少、 东多西少； 高原东南部是降水的一个高值区， 夏季降水量在520 mm以上（图1）， 这与夏季高原南侧的西南季风和水汽输送有关（Wang et al， 2001）。

从1978 -2017年夏季高原标准化降水量的时间变化（图2）可以看出， 高原降水具有明显的年际变化。为了尽可能多地获得高原地区夏季降水异常年份， 将标准化距平值≥1.0的年份定义为涝年， ≤-1.0的年份定义为旱年， 这样1978 -2017年的40年间筛选出高原夏季降水旱涝年各7年， 约占总年份的1/3， 其中： 7个涝年分别为1980， 1993， 1998， 2003， 2012和2014年； 7个旱年分别为1978， 1983， 1986， 1994， 1997， 2006和2017年。

既然高原地区降水存在着低频振荡的信号， 那么旱涝年高原降水低频振荡存在怎样的差异。为探究旱涝年高原降水振荡的异同， 首先分别对7个涝年和7个旱年高原夏季降水进行合成分析， 然后采用EEMD方法进行分解， 这样得到1个原序列、 5个IMF分量以及1个趋势项， 并对其进行显著性检验。从图3（a）和（c）可以看出， 无论是旱年还是涝年高原夏季降水均存在着小于10天、 10~20天、 30天以上的振荡周期， 而且涝年的振荡周期更短， 振荡频率更高。由显著性检验的结果可知［图3（b）， （d）］， 涝年10~20天与30天以上的振荡均通过了95%显著性检验， 而旱年30天以上的振荡周期是不显著， 主要以10~20天的振荡为主。该结论与刘炜等（2016）对高原东南部降水研究得出的涝年存在10~20天20~30天以及30~60天周期的低频振荡， 旱年则以准双周振荡为主的结果是一致的。

由上述分析可知， 无论是涝年还是旱年高原地区夏季降水均存在10~20天振荡信号， 且通过了95%显著性检验。图4将旱涝年高原地区62个站点总的日降水量与10~20天滤波标准化后的振荡变化曲线相对照， 对比低频波动与降水关系。为了与正弦波动一致， 将降水波动定义为位相1， 2， 3， 4。图4中显示， 旱涝年10~20天波动与原降水序列具有相似的变化趋势， 强降水过程发生阶段与波峰位相1对应， 降水减少或者降水结束发生在位相3附近， 这种同步的变化趋势说明了10~20天的降水低频振荡能够反应出高原降水的发生情况。在夏季降水发生频次上， 涝年高原上共发生7次的低频降水过程， 集中在6、 7月份， 最强振荡发生在6月6—16日； 旱年高原上共发生6次的低频降水过程， 集中在7月份， 最强振荡发生在7月15—26日。

为了分析旱涝年低频降水发生、 发展过程中高低空环流形势对低频降水的影响， 下面分别对旱涝年100 hPa、 500 hPa高度场、 风场进行10~20天带通滤波， 再将7个旱涝年中的每个典型年低频序列中选取第1位相（降水强位相）、 第3位相（降水弱位相）分别合成平均， 从而分析涝年、 旱年强弱位相上低频环流的差异。

图5给出了旱涝年高原夏季低频降水过程中高低空降水强弱位相的低频风场。涝年夏季降水强位相时［图5（a）， （c）］， 亚洲大陆100 hPa自西北向东有着低频反气旋-低频气旋-低频反气旋的分布。高原西北侧的巴尔喀什湖地区受到强低频反气旋控制， 高原主体高空为低频气旋环流， 高原东部边缘在另一个低频反气旋控制下， 高原高空处于气流的辐散状态。500 hPa亚洲中高纬度存在低频气旋与低频反气旋， 高原主体位于低频气旋反气旋交汇区南部， 同时高原南侧的阿拉伯海地区存在较强偏南风， 为高原地区低频降水提供了一定的水汽条件。强位相500 hPa低频涡度和散度场上［图6（a）， 图7（a）］， 正的涡度扰动对应低频散度场上的低频辐合气流， 高原两侧为负的低频涡度扰动， 这样的低空辐合、 高空辐散的低频散度场配置为低频降水的发生提供有利的上升运动， 降水发生在低频水汽辐合区和涡度扰动辐合区， 这与刘炜（2013）在分析高原东南部夏季低频降水强位相时高低空辐合辐散形势是一致的。涝年低频降水弱位相时［图5（b）， （d）］， 低频环流与强位相完全相反， 亚洲大陆高空低频环流呈现低频气旋-低频反气旋-低频气旋自西向东排列， 高原西北侧的巴尔喀什湖地区环流形势由第1位相的低频反气旋转为低频气旋， 高原东部受另一个低频气旋环流影响， 高原地区低频气流辐合。从图5（b）和（d）还可看出， 500 hPa低频环流场只存在弱的低频气旋、 反气旋， 涡度扰动偏弱［图6（b）］， 高原主体区域气流辐散［图7（b）］， 这种低空环流配置不利于低频降水维持。强弱位相环流及要素配置相反的结论与段丽君等（2017）对2014年高原低频降水进行研究得到的500 hPa环流场、 水汽通量场10~20天低频分量的分布在低频降水干、 湿位相期间正好相反的结果是一致的， 说明在低频降水强弱位相普遍存在着低频要素场相反的配置。

通过上述涝年低频降水强弱位相的对比研究可知， 当高原高空气流辐合， 低空低频辐散， 低频扰动弱不利于低频降水的发生； 相反， 当高空气流辐散， 低空扰动强度大， 与高原外地区对比强的配置利于低频降水的发生、 发展， 伴随着低频气旋、 反气旋在高原上空的交替出现高原低频降水发生、 发展并结束。可见， 高空低频散度以及低频涡度对低频降水具有重要影响， 正如徐国强和朱乾根（2000）对1998年高原地区低频降水研究时提到低频降水位于高空低频辐散区内， 高空低频辐散、 低空辐合的环流场有利于低频降水的产生和加强。

旱年高低空配置与涝年相似， 但低频气旋反气旋的强度较涝年偏弱。旱年低频降水强位相时［图5（e）， （g）］， 高原100 hPa环流受到巴尔喀什湖地区的低频反气旋及贝加尔湖地区低频气旋性环流的影响， 低空低频散度场辐合［图6（c）］， 存在着涡度扰动［图7（c）］， 此时为低频降水发生期。低频降水弱位相［图5（f）， （h）］， 高低空影响高原地区的低频气旋、 反气旋性环流强度变小， 高原主体低空呈现辐散的状态［图6（d）］， 气流下沉， 低频涡度扰动弱［图7（d）］， 低频降水结束。

对流扰动是降水发生的有利动力条件， 通过对射出长波辐射场进行10~20天滤波可以分析对流活动在旱涝年低频降水强弱位相的表现。涝年强位相时［图8（a）］， OLR场高原全区呈现负值（对流性位相）， 强度最大的区域位于高原北部， 中心值达到-7 W·m^-2， 意味着对流活动频繁， 为低频降水发生提供有利的动力条件； 而在涝年弱位相时［图8（b）］， 对流扰动由负转正， 由强转弱， 中心值达到6 W·m^-2， 不利于降水的发生。类似地， 在旱年强位相对应对流扰动负值区， 弱位相对应扰动正值［图8（c）， （d）］， 不同的是旱年OLR场不是呈现全区一致性， 偏南地区与高原主体显示出相反的状态， 这表明在旱年的对流性扰动强度范围都弱于涝年。

综上所述， 比较旱涝年低频降水强弱位相的高低空环流及低频散度涡度场， 可以总结得到： 旱涝年低频降水的环流配置是相似的， 在低频降水强位相， 高空低频气旋控制高原， 高空辐散， 低空辐合， 有强的涡度扰动， 并有来自阿拉伯海偏南风带来的水汽供应， 利于低频降水发生； 反之在低频降水弱位相， 高空低频反气旋控制高原， 高空辐合， 气流下沉， 低频降水发生少。不同的是， 旱年高空低频反气旋-低频气旋-低频反气旋的分布是不明显的， 并且旱年低频要素场强度较涝年整体偏弱。

不同区域、 不同季节高原地区纬向风存在着低频振荡现象： 春季500 hPa纬向上有明显的10~30天的季节内振荡特征（杨严和徐海明， 2015）； 夏季东部200 hPa纬向风周期也为10~30天（韩世茹， 2016）。为了探究旱涝年高原低频振荡的纬向与经向的传播特点， 对高原地区500 hPa风场进行了10~20天滤波处理。从图9（a）可看出， 涝年6月下旬和7月高原主体振荡纬向传播方向是自东向西的， 6 - 7月振荡由高原外向高原内传播， 8月低频振荡传播性不强； 经向方向上［图9（b）］， 6 -7月高原以北振荡向南传播， 高原以南振荡向北传播， 则南北方向上振荡是向高原传播的。总体而言， 涝年6、 7月高原是风场振荡的汇区， 这与低频降水频发的时间段吻合。旱年有所不同， 纬向上6月振荡波动在高原范围内传播方向自西向东， 7月高原振荡自东向西传播， 8月传播比较弱， 多为驻波形式［图9（c）］； 经向上振荡传播比较弱， 能看到有弱的波动由高原内向南传播［图9（d）］。通过旱涝年低频风场的分析发现， 即便是涝年在不同的月份， 振荡也有不同的表现， 具体的振荡传播方向需要根据研究时间段来具体分析。在本文选择合成的降水年份中， 涝年南北方向上高原是低频振荡的汇区， 这与张瑛（2007）对单个涝年1998年研究中指出的5 -8月中， 高原在南北方向上是大气低频振荡的汇是一致的， 那么无论是多个涝年还是单个涝年， 高原为低频振荡的汇区可能是涝年降水多的原因之一： 降水受振荡传播的影响， 振荡汇区使得降水发生更频繁。

从旱涝年低频涡度的时间剖面（图10） 可知， 低频涡旋系统在高原附近地区的对流层高低层表现出斜压结构。涝年纬向上［图10（a）， （c）］， 高原地区的低频涡旋， 高层存在东传， 低层也表现为低频涡旋系统向东传播到高原地区。经向上［图10（b）， （d）］， 低频涡旋系统在对流层高低层均存在明显的经向传播； 高低层传播方向一致， 夏季高低层主要表现为正-负相间排列的低频涡旋系统依次自高原地区南北两个方向向高原地区传播， 涝年高原是低频涡旋的汇区。而旱年， 低频涡旋系统的传播与涝年纬向上相似， 经向上有所不同。纬向传播高低层表现为自高原地区东传， 但低层的传播性不强［图10（e）， （g）］。经向传播与涝年不同， 高层表现为自高原地区向北向南传播至高原外侧， 而低层高原是低频涡旋的汇区［图10（f）， （h）］。