春季青藏高原積雪年際變率的年代際轉型對東亞夏季風影響的研究進展

張超 段安民

廈門大學海洋與地球學院近海海洋環境科學國家重點實驗室, 廈門 361102

1 引言

青藏高原（簡稱高原）冰雪覆蓋的大值區是歐亞大陸數十條河流的發源地，因此高原被譽為“亞洲 水 塔”（Immerzeel et al., 2010; Kraaijenbrink et al., 2021; Yao et al., 2022a, 2022b）。高原可通過跨極地的水汽輸送成為“南北極的水汽窗口”，亦可通過西風—季風相互作用實現跨半球的水汽輸送，從而構建起“世界水塔”獨特的大氣—水文功能體系（Xu et al., 2008, 2022; Immerzeel et al., 2020）。融化季節的高原積雪對周邊河流和局地水汽的貢獻 可 超 過65%（Bookhagen and Burbank, 2010;Kraaijenbrink et al., 2021; Zhang and Jia, 2022），因此高原積雪的氣候效應一直是科學界關注的熱點問題。

除高原積雪的水文效應外，隆升高原的積雪覆蓋亦可通過對流層高層的擾動激發定常Rossby 波，進而影響周邊甚至全球的氣候異常（Xu et al.,2012; Henderson et al., 2018; Wang et al., 2018, 2020;You et al., 2020; Jia et al., 2021; Liu et al., 2022,2023; Zhang et al., 2023b）。近年來觀測和數值模式的模擬結果表明，前期冬春高原積雪異?？娠@著影響東亞夏季風的年際和年代際變率（朱玉祥和丁一匯, 2007; Wu et al., 2012; Si and Ding, 2013; Xiao and Duan, 2016; Wang et al., 2020, 2021a; Zhang et al., 2021; Zha and Wu, 2023）。

在年際尺度上，冬春高原積雪可通過反照率效應調控高原非絕熱冷卻過程，進而通過局地環流響應、西風—季風相互作用和海陸熱力差異等多種途徑影響東亞夏季風異常（Zhao et al., 2007; Wang et al., 2017, 2018, 2021a; 車 濤 等, 2019; Zha and Wu,2023）；另一方面，冬春高原積雪異常亦可通過持續積雪強迫和積雪融水引發大尺度的大氣水汽以及高原東移渦的發展，進而影響江淮流域、日本和朝鮮半島等東亞沿岸的夏季風雨帶（段安民等, 2014;Liu et al., 2014; Xiao and Duan, 2016; Zhang et al.,2021）。

在年代際尺度上，20 世紀90 年代之后冬季高原積雪偏少有利于隨后春夏高原感熱和短波輻射增多，并通過減弱海—陸熱力對比使得東亞夏季風降水向北推進（Si and Ding, 2013; Ding et al., 2014; 段安民等, 2018）；同時，20 世紀90 年代之后，當高原積雪偏少時有利于高層反氣旋環流的響應，后者南側的東風會削弱東亞上空副熱帶西風急流的強度，從而加強了厄爾尼諾—南方濤動（ENSO）對東亞遙相關的影響，進一步加強了對東亞夏季風降水的影響（Wu et al., 2012; You et al., 2020）。

值得注意的是，近50 年春季高原積雪的年際變率發生了顯著的年代際變化，使得春季高原積雪年際變率表現出年代際轉型特征（Zhang et al.,2022, 2023a）。春季高原積雪的年代際變化對東亞夏季風有何影響？春季高原積雪與東亞夏季風的聯系是否受到太平洋年代際振蕩（PDO）、大西洋年代際振蕩（AMO）、南極濤動（AAO）、以及北極濤動（AO）等年代際背景信號的調控？ENSO作為調控東亞夏季風的關鍵系統之一，春季高原積雪與東亞夏季風的聯系是否與ENSO 有關？本文將通過回顧和梳理近年來國內外相關研究，結合最新資料診斷分析，對上述問題予以解答，并對當前的研究不足和未來可能的研究方向提出建議。

2 數據和方法

本文使用的資料和數據包括：由NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）提供的1966 年至今衛星反演的北半球積雪覆蓋率（snow cover extent）數據（Robinson et al., 2012），該數據鏈接為：https://www.ncei.noaa.gov/ access/meta data/landing-page/bin/iso?id=gov.noaa.ncdc:C00756[2023-04-16]；由CRU TS（Climatic Research Unit gridded Time Series）提供的1901～2020 年逐月降水資料（Harris et al., 2020），數據鏈接為：https://cru data.uea.ac.uk/cru/ data/hrg/ [2023-04-16]； ERA5（ European Center for Medium-Range Weather Forecasts’ fifth generation reanalysis）提供的1950年至今的大氣變量（Hersbach et al., 2019），數據鏈接為：https://www.ecmwf.int/en/ forecasts/datasets/reanalysis-datasets/era5 [2023-04-16]。

本文使用高斯濾波技術對數據進行尺度分離：先對資料進行去趨勢處理，再將低于8 年的高頻信號作為年際尺度信號，高于10 年的低頻信號作為年代際尺度信號。本文使用經驗正交函數（EOF）提取高原積雪年際變率的主模態的空間分布。此外，本文使用了偏回歸、滑動相關、以及Student’st雙側檢驗等方法。

3 春季高原積雪年際變率的年代際轉型

3.1 春季高原積雪年際變率的年代際轉型特征

近50 年秋季高原東部積雪年際變率的年代際轉變時間出現在20 世紀80 年代中期（Qian et al.,2019, 2020），而ENSO 與春季高原東部積雪關系的轉折以及后者對北美氣候影響的突變時間均為21 世紀初期（Wang et al., 2020, 2021b, 2023），可見不同季節高原積雪發生年代際突變的時間有所不同。

近期研究表明，高原積雪的空間分布有顯著的年代際轉型特征，其突變年份為1990 年（Zhang et al., 2022, 2023a; 張超, 2022）。圖1 為經驗正交函數分解得到的20 世紀90 年代初前后春季高原積雪年際變率第一模態的空間分布。從春季高原積雪分布的第一模態可知：20 世紀90 年代初春季高原積雪由東西偶極型轉變為全區一致型（Zhang et al.,2022, 2023a）。

3.2 春季高原積雪年際變率的年代際轉型成因

國內外研究分別從ENSO、印度洋偶極子（IOD）、北大西洋海溫異常、北極海冰、北極濤動（AO）和西北太平洋遙相關等海—冰—氣相互作用的過程和途徑廣泛討論了春季高原積雪的動力學成因，并指出?！獨庀嗷プ饔靡l的大尺度波列是春季高原積雪形成的重要原因（Smith and Bookhagen, 2018; Jiang et al., 2019; Wang et al.,2019, 2021b; Zhang et al., 2019; Li et al., 2020）。然而，這些研究主要關注高原東部或高原西部積雪年際變率的成因。

從?！獨庀嗷プ饔靡暯莵砜?，20 世紀90 年代之前春季高原偶極型積雪受到北太平洋海溫異常的顯著影響，而20 世紀90 年代之后春季高原全區一致型積雪異常主要受熱帶大西洋海洋異常的影響（張超，2022）。20 世紀90 年代初之前，北太平洋冷海溫異常激發的大尺度波列可沿西風急流傳播至高原，并在高原東部形成氣旋、西部形成反氣旋，氣旋東側的西南風異常有利于孟加拉灣的暖濕水汽輸送至高原東部，氣旋西側的東北風異常則可將高緯度干冷空氣輸送至高原西部，從而形成高原東西偶極型積雪分布（圖2a）；20 世紀90 年代初之后，熱帶大西洋暖海溫異?？赏ㄟ^熱帶Kelvin 波和跨洋盆激發的中緯度Rossby 波列，分別將孟加拉灣暖濕水汽和高緯度干冷空氣輸送至高原，再通過水汽與冷空氣輻合影響高原全區一致型積雪分布（圖2b）。

圖2 北太平洋和熱帶大西洋?！獨庀嗷プ饔糜绊?0 世紀90 年代初前后春季高原（a）偶極型和（b）一致型積雪覆蓋率分布的示意圖。Fig.2 Schematic diagrams show the impacts of North Pacific (tropical Atlantic) ocean-atmosphere interaction on the (a) dipole and (b) monopole snow cover extent on the Tibetan Plateau in spring before and after early 1990s.

從大氣環流的主模態來看，Zhang et al.（2023a）發現南極濤動（AAO）和北極濤動（AO）是春季高原偶極型和全區一致型積雪分布的重要原因。研究指出，20 世紀90 年代初之前，AAO 負異常時可通過向北傳至澳大利亞的波列和澳大利亞至高原的翻轉環流將南極和高原聯系起來，并在高原西部形成反氣旋、東部形成氣旋環流，從而影響高原東西偶極型積雪分布；20 世紀90 年代初之后，AO正異常時存在北極至高原的波列，并在高原上空形成氣旋環流，進而影響高原全區一致型的積雪分布。

4 高原積雪分布對東亞夏季風影響的研究進展

4.1 高原積雪異常對氣候系統的影響機理

積雪的反照率效應、水文效應和高空擾動是高原積雪作用于周邊和遙遠地區氣候異常的主要方式。

積雪的反照率效應：高原積雪異常偏多時使得高原反照率偏高，導致更多短波輻射被反射到大氣中，當陸面接收的短波偏少時，一方面使得陸面溫度降低（Wang et al., 2018, 2021a, 2023），另一方面，陸面接收的短波偏少致使高原向大氣釋放的長波輻射減少，進一步冷卻高原上空的大氣，使得高原上空形成冷源異常，從而導致高原上空的整個對流層出現冷卻異常（Wu and Li, 2016; You et al.,2020; Zha and Wu, 2023）。

高原積雪的水文效應有兩種，一是積雪融水對河流徑流的貢獻。研究指出，高原冰川分布在高原高海拔區域，而高原積雪分布在高原大部分海拔地區（Smith and Bookhagen, 2018）。高原積雪融水可供給周邊地區數十條河流，且融化期積雪融水對河流徑流的貢獻超過65%（Bookhagen and Burbank,2010; Wulf et al., 2016; Kraaijenbrink et al., 2021）；高原積雪融水蒸發還可造成大氣中的水汽增加（Si and Ding, 2013; Xiao and Duan, 2016）。5～8 月是高原積雪變化影響大氣水汽異常的主要時段，且隨著時間推移積雪引發大氣的水汽發生明顯的西移特征。二是高原積雪融水可形成大氣中的水汽源，同時積雪融化吸熱引發局地的非絕熱冷卻，從而激發高原上空的氣旋環流，該系統進一步作為驅動大尺度水汽輸送的載體，可將高原水汽源的水汽輸送至下游地區，從而形成高原獨特的大氣水文功能體系（Zhang and Jia, 2022）。

高原積雪覆蓋矗立在對流層中層，可直接影響對 流 層 中 高 層 的 擾 動 異 常（Zhang et al., 2021,2023b; Qian et al., 2020），也可通過局地擾動影響高原渦的產生（Xiao and Duan, 2016）。此外，高原積雪異常還可通過高層擾動和局地冷卻引發沿急流向太平洋、北美地區甚至大西洋傳播的大氣波列，進而影響全球的氣候異常（Qian et al., 2019; Wang et al., 2020; Zhang et al., 2023b）。

當前關于高原積雪影響大尺度大氣環流的主要分歧在于積雪反照率效應的發生時間。早期的研究指出（Yasunari et al., 1991），積雪的反照率效應集中在冬春時節，而夏季則不存在。近年來的研究則認為即使在夏季，隆升高原的積雪覆蓋，尤其是高原西部矗立在對流層中層的永久性積雪亦能通過反照率效應驅動大尺度環流異常（Wu and Li, 2016;Jin et al., 2018; Wang et al., 2018, 2021a, 2023）。

4.2 東亞夏季風格局與高原積雪分布的關聯

高原積雪不同空間分布形態與東亞夏季風的關系有明顯差異（Xu et al., 2012; Si and Ding, 2013;Wang et al., 2017, 2018; Xiao and Duan, 2016; Zhang et al., 2021）。Si and Ding（2013）指出，2000 年之前冬季高原東部積雪與長江以南夏季風降水顯著正相關關系，但2000 年之后僅與江淮流域降水存在較弱的正相關。Xiao and Duan（2016）指出，5月高原西部積雪與江淮流域夏季降水存在顯著的正相關關系。Wang et al.（2017）則認為，冬春高原南部（中西部）積雪與華南夏季降水呈負（正）相關，冬春高原北部積雪與江淮流域夏季降水呈正相關、華北至東北呈負相關。然而，也有研究認為夏季高原西部和南部積雪均與江淮流域至日本南部的夏季風降水呈正相關關系（Wang et al., 2018, 2021a）?？梢?，東亞夏季風降水與高原積雪分布的關聯存在較大爭議，這與不同研究積雪資料和時段的選取有關。因此，考慮高原積雪空間分布隨時間的變化，并探討其與東亞夏季風之間的關聯尤為必要。

本文選取1970～2020 年NOAA 提供的積雪資料，重新繪制了東亞夏季風降水與春季高原積雪分布變化的關聯圖（圖3）。1990 年之前（圖3a），春季高原西多東少的偶極型積雪分布對應隨后江南至日本南部夏季風降水為正異常（中心大約位于30°N），而西伯利亞東南部至日本北部為降水為負異常（中心位于46°N）；1990 年之后（圖3b），春季高原全區偏多的一致型積雪分布對應隨后夏季風降水正異常區域北推到江淮流域至日本北部（中心大約位于36°N），而降水負異常區域則北推至西伯利亞東部（中心位于52°N）。可見，20 世紀90 年代初之后，與春季高原積雪有關的東亞夏季風降水落區可能存在北移。

4.3 高原積雪分布通過反照率效應影響東亞夏季風格局的物理機制

東亞夏季風受到前期冬春高原不同積雪分布的影響機制不盡相同。張超（2022）提出了春季高原偶極型與一致型積雪分布對東亞夏季風的影響機制（圖4），發現在20 世紀90 年代初之前（圖4a），春季高原東西偶極型積雪分布（西部積雪偏多而東部偏少）可通過積雪的反照率反饋過程引發高原上空西部冷卻、東部加熱的非絕熱空間分布（Zhang et al., 2022），進而激發對流層高層從高原西部至日本的氣旋—反氣旋—氣旋型大氣波列（C-A-C型波列）。由于積雪的持續強迫，該波列可持續到夏季。位于日本高空氣旋南部的偏西風（北部的偏東風）異常加強（減弱）了副熱帶西風急流的南（北）部（圖3c），使得江南—日本南部（西伯利亞東南部—日本北部）產生顯著的上升（下沉）運動。同時，該氣旋系統可延伸至對流層低層，有利于江南—日本南部的水汽輻合?？梢?，春季高原偶極型積雪分布可通過積雪異常有關的高低空環流配置使得江南—日本南部夏季風降水偏多、西伯利亞東南部—日本北部夏季風降水偏少。

20 世紀90 年代初以后（圖4b），春季高原一致型積雪分布（全區積雪偏多）使得高原上空出現冷源異常并激發局地的低壓環流（Zhang et al.,2022）。隨著時間演變至夏季，該低壓系統東移至東北 亞（Zhang et al., 2021），其南部的 偏 西風（北部的偏東風）加強（減弱）了副熱帶西風急流的中心位置（急流以北區域，圖3d），因此江淮流域—日本北部（西伯利亞東部）出現顯著的上升（下沉）運動。該氣旋系統可延伸至對流層低層，有利于江淮流域—日本北部的水汽輻合。因此，春季高原一致型積雪分布可通過積雪異常有關的高低空環流配置使得江淮流域—日本北部降水偏多、西伯利亞東部降水偏少，即20 世紀90 年代初以后春季高原積雪分布對東亞夏季風降水的影響北推。

20 世紀90 年代初之后高原西部積雪異常對江淮梅雨的影響增強（Zhang et al., 2021）。其可能的物理機制為：20 世紀90 年代初春季高原持續積雪強迫位置由高原西南部轉移至高原西北部，積雪異常有關的擾動從沿著急流分布轉變為遠離急流分布。因此，前一時段在急流波導作用下積雪異常容易激發大尺度的定常波（Wu and Li, 2016; Jin et al.,2018），而后一時段波導作用減弱使得積雪異常有關的低壓系統發生顯著東移。隨著環流演化至夏季，前后時段積雪異常有關的低壓異常分別控制在日本和東北亞地區，其南側的偏西風異常分別加速了西太平洋和江淮流域上空的副熱帶西風急流，從而在后一時段對江淮梅雨的影響增強（Zhang et al.,2021; 張超, 2022）。

4.4 高原積雪通過“高原大氣河”影響東亞夏季風的物理機制

高原積雪通過積雪融水不僅供給東亞數十條河流（Bookhagen and Burbank, 2010; Wulf et al., 2016;Smith and Bookhagen, 2018），還可以影響大氣中的水汽異常（Yasunari et al., 1991; Xiao and Duan,2016）。其中，高原積雪融水形成高原水汽源及水汽輸送主要集中在春夏季節，積雪融水形成的水汽不僅影響高原局地，甚至可影響東亞夏季風降水（Xiao and Duan, 2016; Zhang and Jia, 2022）。

高原積雪變化通過水文效應影響東亞夏季風的機制（圖5）：一是高原積雪變化引起水汽異常向下游輸送的機理：當夏季高原積雪偏多時積雪融化吸熱使高原形成異常冷源，并通過非絕熱冷卻激發高原上空的氣旋環流異常（圖5 中用字母C 表示），該氣旋東側的西南風和副熱帶西風急流將高原上的水汽輸送至下游。二是高原積雪變化形成高原水汽源的機理：高原氣旋東南側喇叭口狀的風場利于局地的輻散運動，高壓輻散區往往伴隨晴天有利于更多太陽輻射達到該區域，代表熱力過程，同時積雪有關的西南風場異常與背景態風向一致，代表動力過程。在動力、熱力的共同作用下，高原積雪的融化和蒸發過程加快，有利于積雪融水轉移到大氣中，從而形成高原上空的水汽源（Zhang and Jia, 2022）。

積雪異常引發的水汽輸送經過高原東部、江南、江淮流域可至日本以東地區，對東亞夏季風雨帶產生顯著影響。高原積雪通過水文過程將高原西南部水汽源的水汽源源不斷的輸送至下游雨帶區，如同河流般影響東亞夏季風，因此將其稱為“高原大氣河”機制。

4.5 春季高原積雪對東亞夏季風的預測作用

大量研究指出，高原前期冬春積雪異常是東亞夏季風的重要預測因子之一（Si and Ding, 2013;Xiao and Duan, 2016; Zhang et al., 2021; Zha and Wu,2023）。Zhang et al.（2021）發現春季高原西部積雪異常可顯著影響江淮梅雨的年際變率，且20 世紀90 年代初以后春季高原西部積雪異常對梅雨雨帶的影響增強。為此，我們以20 世紀90 年代初分段，并將回報年份的20%～30%作為預測年份，其余年份作為訓練年份以構建回歸預測模型。基于該方案構建了前后兩段含有春季高原積雪的梅雨預測模型，結果表明，根據該預測模型，春季高原積雪預測因子構建的回報模型對20 世紀90 年代之前的預測技巧較低，而20 世紀90 年代之后特別是近30 年對江淮梅雨回報的相關系數為0.61，通過了顯著性水平為0.01 的顯著性檢驗，因此具備較好的預測技巧。

5 春季高原積雪異常影響東亞夏季風的關鍵科學問題

5.1 海—氣耦合信號和大氣環流在年代際尺度上的調控作用

20 世紀90 年代初春季高原積雪的年代際轉型及其與梅雨關系的年代際變化是否受到年代際尺度信號的調控尚不清楚。通過診斷PDO、AMO 和積雪—梅雨的滑動相關（圖6）可知，AMO 在1994年后從負位相轉變到正位相，和春季高原積雪、積雪—梅雨關系的年代際轉折年份較為接近；PDO在1976、2000、2013 和2019 年出現多次位相的轉變，與春季高原積雪、積雪—梅雨關系的年代際轉折均不一致?？梢夾MO 可能調控高原積雪—梅雨關系的年代際變化：當AMO 負位相時，積雪—梅雨的關系較弱，而AMO 為正位相時，積雪—梅雨的關系增強。因此，今后在考慮高原積雪作為梅雨降水的預測因子時，需要關注AMO 的位相。

圖6 年代際尺度上，標準化的春季PDO（藍色柱狀）、AMO（紅色柱狀）指數。年際時間尺度上，春季高原西部積雪指數和梅雨指數21年的滑動相關系數（綠色曲線），綠色曲線加粗部分表示滑動相關系數超過95%置信水平的時段。Fig.6 Standardized PDO (Pacific Decadal Oscillation) index (blue bars) and AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation) index (red bars) in spring on the interdecadal time scale.21-year sliding correlation coefficient (green curve) between the western Tibetan snow index in spring and Meiyu rainfall index on the interannual time scale, in which curve in thick refers to the correlation coefficient exceeding 95% confidence level.

本文還進一步分析了年代際尺度上大氣主模態信號AAO 和AO 對積雪—梅雨關系的可能影響，結果表明AAO 和AO 在1970～2022 年均有3 個位相轉變年份（圖略），與積雪—梅雨關系的單個突變年份顯然不同，因此AAO 和AO 在積雪—梅雨關系的年代際變化中作用較弱。

5.2 典型東亞夏季風降水異常與春季高原積雪異常年份的關聯

已有研究表明，梅雨雨帶與前期高原積雪異常密 切 相 關（Xiao and Duan, 2016; Zhang et al.,2021）。首先要明確歷史上是否存在前期高原積雪異常隨后發生極端梅雨事件，有多少年份存在這種情況。將各項指數的絕對值取0.75 作為閾值，梅雨指數大于閾值的極端梅雨年份共計24 年，春季高原西部積雪指數大于閾值年份共計20 年。由圖7可知，春季高原西部積雪顯著異常時，隨后有9 年典型梅雨異常年份，占典型梅雨異常年份的38%。可見，存在春季高原積雪顯著異常年份對應有隨后夏季梅雨發生異常情況。其他典型梅雨異常年份可能與中高緯波動、熱帶海氣相互作用等信號有關（Wu et al., 2012; You et al., 2020）。

圖7 年際時間尺度上，江淮梅雨指數（柱狀）、春季高原西部積雪指數（紫色曲線）和Ni?o3.4 指數（綠色曲線）。各項指數以絕對值取0.75 為閾值。圓（包括實心圓和空心圓）表示積雪—梅雨指數同時大于閾值且處于同位相的年份，即前期春季高原積雪異常隨后發生典型梅雨異常年份，實心圓表示這些年份中Ni?o3.4 指數小于閾值或與梅雨指數位相相反，即Ni?o3.4 指數在這些典型梅雨年份中對梅雨的貢獻較小或作用相反。Fig.7 Yangtze-Huaihe River Meiyu index (color bars), western Tibetan snow index (purple curve) in spring, and Ni?o3.4 index (green line) on the interannual time scale.The threshold of indices is absolute value of 0.75.The circles (open and solid circles) indicate the years when the snow-Meiyu indices are both larger than the threshold value and in the same phase, i.e., the years when a typical Meiyu anomaly occurs after an anomaly of the Tibetan snow in the early spring.The solid dots indicate the years when the Ni?o3.4 index is smaller than the threshold value or in the opposite phase of the Meiyu index, i.e., Ni?o3.4 index has a small or opposite contribution to Meiyu in these typical Meiyu years.

此外，年際尺度上，ENSO 作為梅雨降水的重要前兆因子之一，也可能影響高原積雪—梅雨異常之間的聯系。由圖7 可知，高原積雪—梅雨異常的9 個年份中，有4 年與ENSO 處在同位相（空心圓），有5 年與ENSO 處于反位相或ENSO 信號很弱（實心圓）。可見，ENSO 與春季高原積雪對梅雨降水的影響有一定的互補性，但ENSO 的作用也存在不確定性，這可能和ENSO 的形態變化、轉換速度有關（Wang et al., 2021b, 2023）。因此，ENSO 對積雪—梅雨關系的調控作用還有待今后深入研究。

6 總結與展望

本文圍繞高原積雪年際變率的年代際轉型對東亞夏季風格局影響，系統回顧了春季高原積雪年際變率的年代際變化特征和成因，高原冬春不同積雪分布對東亞夏季風格局的影響機制，并提出以下幾個未來需要關注的科學問題。

首先，20 世紀90 年代初春季高原積雪年際變率從偶極型轉變為一致型（Zhang et al., 2022），與AMO 從負位相轉變為正位相的年份接近。然而，AMO 位相的年代際轉變能否影響春季高原積雪年際變率的年代際轉型尚不清楚。因此，不同位相的AMO 與春季高原積雪年年際變率的關聯與影響機制是亟需關注的科學問題。

其次，20 世紀90 年代初之后春季高原西部積雪對江淮梅雨的影響增強，已有研究從積雪的反照率效應視角給出了可能的影響機制（Zhang et al.,2021）。值得注意的是，“高原大氣河”的源頭位于高原西南側，而20 世紀90 年代初之后高原持續積雪強迫的位置從高原西北側轉移至高原西南側，即后一階段高原西南側積雪異?？赡芡ㄟ^“高原大氣河”的機制使得對梅雨的影響增強。因此，今后應進一步深入分析20 世紀90 年代初之后高原積雪通過“高原大氣河”對梅雨影響增強的物理機制。

再次，積雪—梅雨關系的年代際轉變與AMO位相的年代際變化較為一致，但AMO 影響積雪—梅雨關系變化有怎樣的物理過程和何種作用機制仍不清楚，是今后需要關注的問題之一。

最后，雖然地表熱源和積雪作為高原下墊面強迫大氣環流的影響因子，然而統計上冬季高原積雪與春季地表熱源的聯系并不顯著（段安民等，2018），意味著它們可能是驅動大氣環流的獨立因子。因此，在考慮東亞夏季風成因時，能否將高原地表熱源和積雪作為獨立因子綜合考察對東亞夏季風的影響，還有待進一步研究。