青藏高原地氣溫差與印度洋海氣溫差的相互影響

申紫薇, 田榮湘, 張超

(浙江大學 地球科學學院， 氣象信息與災害研究所， 浙江 杭州 310027)

0 引 言

青藏高原(簡稱高原)是世界上最高的高原，平均海拔超過4 000 m，地處我國西南部，約占我國領(lǐng)土面積的四分之一. 受太陽輻射和高原地形的影響，青藏高原在冬季為冷源，夏季則為熱源，且夏季大氣熱源的中心在高原東南側(cè)[1]. 大氣冷熱源是大氣運動的熱力強迫因子，也是大氣運動的能量來源.

青藏高原熱力狀況是眾多學者關(guān)注的重點，前人已經(jīng)對溫度及感熱進行了深入研究，結(jié)果表明，高原感熱和高原溫度的變化特征并不相同[2-4]. 分析青藏高原地面氣溫的季節(jié)變化特征，可知高原年平均及四季平均氣溫均異常偏高，即高原氣溫變化具有一致性[5]. 而高原感熱則不同，在對高原感熱進行分析時發(fā)現(xiàn)，第一模態(tài)的空間分布具有東西反向變化的特點，而時間系數(shù)在1979年前后也發(fā)生了符號的改變： 春季高原大氣熱源在20世紀60年代為下降趨勢，而在70—90年代為上升趨勢，之后又轉(zhuǎn)為下降趨勢[6-8].

本文擬從不同角度研究高原地氣溫差的特點，以彌補僅由地面氣溫代表高原熱力狀況的局限性，同時避免感熱研究中由曳力系數(shù)的不確定性帶來的偏差，從而更好地反映高原地區(qū)感熱部分的熱力強迫狀況. 地表感熱是最主要的熱力作用之一，地氣溫差主要反映高原的感熱狀況，也間接反映了高原地表的熱力狀況.

張文綱等[9]的研究表明，青藏高原地氣溫差冬季較小、夏季較大，其多年平均值呈西北-東南向的空間帶狀分布，根據(jù)空間分布將高原劃分為多年凍土區(qū)域和季節(jié)性凍土區(qū)域. 王澄海等[10]則研究了東亞夏季風建立前高原地氣溫差的變化特征，發(fā)現(xiàn)高原地氣溫差的峰值均較地溫和氣溫超前1個月左右，并且隨著季節(jié)變化，高原地氣溫差的敏感區(qū)會有所變化，變化趨勢不同. 中國大陸春季地氣溫差分布與地勢吻合，春季高原地氣溫差偏大時，長江中下游為澇年[11]；陳忠明等[12]也發(fā)現(xiàn)，高原冬季地面加熱場與初夏四川盆地降水有一定關(guān)聯(lián)，高原冬季熱源偏強時，初夏四川盆地降水偏多，反之則偏少.

印度洋與青藏高原一樣，對我國氣候有深遠影響. 作為西南季風的發(fā)源地和流經(jīng)地，印度洋區(qū)域海溫的異常對西南季風的異?；顒佑兄匾绊懀ㄟ^影響南海夏季風的強弱以及江淮流域的降水，進而對我國以及全球氣候變化產(chǎn)生重要影響[13-14]. 冬季東印度洋海溫與同期華南地區(qū)海溫有較好的正相關(guān)性，冬季東印度洋海溫偏高時華南地區(qū)降水偏多，反之則偏少，印度洋海溫正異常年，我國長江中下游地區(qū)來自孟加拉灣的水汽輸送較常年有所增加，使我國長江中下游地區(qū)、東北地區(qū)西部雨水明顯增多，東南沿海及華南東部降水較常年顯著偏少，華北、山東半島以及西北地區(qū)東部降水也偏少[15-16]. 印度洋與青藏高原的熱力強迫作用是互不干擾還是相互影響是本文的研究重點，并以此作為下文研究高原與印度洋對我國降水影響的基礎(chǔ).

關(guān)于青藏高原熱力作用和印度洋海溫的關(guān)系，前人已做了一些研究： 當印度洋海溫為全區(qū)一致型且正異常時，高原大部分地區(qū)溫度也異常偏高，兩者之間存在較好的正相關(guān)；而當印度洋海溫表現(xiàn)為南北反向型異常時，海溫北正南負，尤其是孟加拉灣海區(qū)異常偏高，則高原北部氣溫偏高，中部和南部氣溫偏低，反之亦然[17-19]；春季印度洋的三極型海溫分布可以強迫出一個跨越南北半球的波列，使青藏高原主體表現(xiàn)為東風異常，背景西風減弱，從而形成青藏高原主體與周圍反相的回字形感熱第二模態(tài)[20-22]. 筆者希望通過探究青藏高原地氣溫差與印度洋海氣溫差之間的相互關(guān)系和影響，找到其可能存在的物理機制.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù) 據(jù)

使用歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，簡稱ECMWF)提供的ERA-interim資料[23]，高原上所用資料為： 月平均地表溫度，地面2 m氣溫，研究范圍為73°E～105°E，25°N～45°N；印度洋所用資料為： 月平均海表溫度(SST)，海面2 m氣溫，范圍為50°E～100°E，25°S～20°N. 這2套資料的時間長度為1981―2010年共30 a，水平空間分辨率為0.75°×0.75°. 另外，還使用了NCEP/NCAR提供的500 hPa月平均位勢高度、垂直速度、緯向風速(U分量)和經(jīng)向風速(V分量)(https： //www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html#source)，該資料水平空間分辨率為2.5°×2.5°，時間長度為1981―2010年共30 a，范圍為40°E～120°E，25°S～60°N.

1.2 研究方法

采用經(jīng)驗正交函數(shù)分解(EOF)方法，對青藏高原地氣溫差和印度洋海氣溫差的距平場進行EOF分析，得到的空間分布型第一模態(tài)是地氣溫差異常狀況最顯著時的空間分布形態(tài)，時間系數(shù)則代表這種地氣溫差異常的年際變化特征.

另外，使用一元線性回歸和T檢驗，用EOF分析后所得時間序列與青藏高原地氣溫差進行回歸分析，以此探究青藏高原地氣溫差和印度洋海氣溫差之間的相互關(guān)系和影響，為研究其影響機制，用時間序列和垂直速度、風場等做回歸，并對所得相關(guān)系數(shù)進行T檢驗，通過顯著性檢驗的區(qū)域說明其相關(guān)性是可信的.

2 青藏高原地氣溫差與印度洋海氣溫差的基本特征

2.1 青藏高原地氣溫差的基本特征

青藏高原位于亞洲中南部，對我國氣候及天氣系統(tǒng)的影響較大，因此對青藏高原的動力和熱力作用的研究顯得尤為重要. 本文用青藏高原地表溫度TS和地面2 m氣溫TA做差值，得到高原地區(qū)地氣溫差ΔT(ΔT=TS-TA)，以此表示高原地區(qū)的感熱狀況，首先研究地氣溫差30 a的平均狀態(tài). 青藏高原地面加熱場強度6、7月最大，12月、1月最小[21]，同時青藏高原地氣溫差在夏季較大，7月達到最大，冬季較小，1月達到最小值[9].由于青藏高原冬、夏季熱力狀況差異大，且冬、夏季青藏高原積雪、夏季青藏高壓均對高原熱源產(chǎn)生影響，進而影響長江流域的降水[22]. 因此，本文研究冬、夏2個季節(jié)高原的地氣溫差與印度洋海氣溫差，用1月平均代表冬季熱力狀況，7月平均代表夏季熱力狀況，并進行比較，旨在得到高原熱源和印度洋熱源的冬夏差異.

2.1.1 冬季與夏季的地氣溫差分布

從圖1(a)中可以看出，高原冬季地氣溫差呈東北-西南走向的帶狀分布，這與前人的研究結(jié)果基本一致，大部分區(qū)域地氣溫差為正，尤其是高原東部地區(qū)地氣溫差值最大，達到3.5 ℃，這可能是由于高原東部地區(qū)較西部地區(qū)海拔低，且植被多，地表輻射較弱，也可能與東部地區(qū)的蒸發(fā)、降水有關(guān)[24-25]. 另外注意到，除高原東部外，西北地區(qū)地氣溫差值也較大. 在高原中部，有一條帶狀負值區(qū)域，而在高原西南邊界的喜馬拉雅山脈地區(qū)和東南邊界則出現(xiàn)了較大的負值中心. 高原東南部邊緣，地氣溫差一直為負，可能由雪山及永凍土所致. 整體而言，青藏高原給大氣供熱，特別是高原的東部地區(qū)是供熱中心區(qū)；西部和南部有部分地區(qū)需要大氣向地面供熱，特別是靠近邊界的地區(qū)，是大氣向地面供熱的中心.

圖1(b)給出了青藏高原地區(qū)夏季(7月)地氣溫差的30 a平均值. 從圖中可以看出，除東南部高原邊界地區(qū)外，青藏高原其他地區(qū)夏季地氣溫差均為正值，且高于冬季. 高原北部地氣溫差較高，大值區(qū)達到3.5 ℃以上，東南部則較低，甚至在高原東南邊界出現(xiàn)了負值區(qū)域. 這可能由地表植被覆蓋及土壤結(jié)構(gòu)不同造成，北部地氣溫差較高的區(qū)域主要為沙漠地區(qū). 從冬、夏對比中可以看出，夏季高原為一強大的熱源，向大氣輸送熱量，靠近地表的大氣溫度升高，空氣做上升運動，因此在高原上空形成強大的青藏高壓，影響我國夏季的環(huán)流形勢；而在冬季則為冷源，雖然部分地區(qū)地表溫度較氣溫高，但差別不大，而在喜馬拉雅地區(qū)及高原東南部地面的冰雪則會吸收大氣中的熱量，使空氣做下沉運動.

圖1 青藏高原冬季和夏季平均地氣溫差Fig.1 The mean ground-air temperature differences over the Qinghai-Tibet Plateau in winter and summer綠色實線為高原輪廓.The green line means high altitude profile.

2.1.2 冬季與夏季地氣溫差的EOF分析

1月高原主體地氣溫差表現(xiàn)為顯著負異常(見圖2(a))，高原東部及北部小部分地區(qū)地氣溫差異?？蛇_-0.8 ℃以上，大部分區(qū)域地氣溫差為-0.4～-0.6 ℃. 這反映了高原主體地氣溫差變化的整體一致性，即冬季高原地氣溫差要么異常偏高，要么異常偏低. 從時間序列上來講(見圖2(b))，高原地氣溫差波動較大，青藏高原地氣溫差可能存在周期為1～2個月的高頻振蕩，1981―1995年呈下降趨勢，1996―2010年呈上升趨勢，1995年可能為氣候態(tài)的轉(zhuǎn)折年.

由夏季地氣溫差EOF分析發(fā)現(xiàn)，其空間分布不像冬季以高原輪廓為明顯的分界線，也未見逐月正負反相的特征. 以85°E為分界線，西邊大部分區(qū)域地氣溫差異常偏低，小值區(qū)域集中在78°E、36°N附近，可達-0.8 ℃以下；東邊大部分區(qū)域為正值，在高原東北部有一大值中心，中心區(qū)域地氣溫差可達1 ℃以上. 這反映了高原夏季地氣溫差變化不一致的特點，即高原東部和西部地區(qū)地氣溫差反向變化，存在偶極現(xiàn)象. 以1996、1997年為明顯的時間系數(shù)分界線，1997年以前，時間系數(shù)基本為正，1997年以后基本為負，因此，時間系數(shù)總體呈下降趨勢，這與冬季先下降后上升的特點不一致. 綜合冬、夏季時間系數(shù)的變化特點，判斷1996、1997年可能為氣候背景轉(zhuǎn)折年. 在空間分布和時間系數(shù)上冬季和夏季都表現(xiàn)出不同的變化特點，可能是由影響冬、夏季地氣溫差的各因素所占比重不同造成的.

圖2 青藏高原冬、夏季地氣溫差的正交函數(shù)分析Fig.2 The empirical orthogonal function analysis on temperature difference of the Qinghai-Tibet Plateau in winter and summer1，7月EOF分析第一模態(tài)解釋方差分別為42.7%，30.0%，均通過了North顯著性檢驗. The first modal’s explained variances are 42.7%, 30.0% in January and July respectively. They all passed the North test of significance.

2.2 印度洋海氣溫差基本特征

研究印度洋海氣溫差的文獻不多，為了比較印度洋和青藏高原的熱狀況，下文將討論印度洋地區(qū)海氣溫差的氣候態(tài)特征.

2.2.1 冬、夏季平均海氣溫差

圖3(a)為印度洋地區(qū)(50°E～100°E，25°S～20°N)1981—2010年共30 a冬季1月平均海氣溫差. 冬季印度洋大部分區(qū)域海氣溫差在0.5 ℃以上，赤道至10°S可達1.5 ℃以上，孟加拉灣北部海氣溫差也較大，可達1.5～2 ℃，這可能與冬季洋流有關(guān). 赤道以南地區(qū)溫差較大是因為太陽輻射較多，海水升溫快，而大氣加熱則相對較慢，且空氣之間熱量交換較快，因此溫差較大. 相較于高原而言，印度洋冬季海氣溫差無負值，全部為海洋向大氣供熱，而在正值區(qū)域，印度洋海氣溫差略大，熱量交換更快，海洋中海水不斷向大氣輸送熱量，使得洋面上的空氣溫度較高. 因此，相對于高原而言，冬季的海洋為熱源.

圖3 印度洋地區(qū)冬季和夏季平均海氣溫差Fig.3 The mean sea surface-air temperature differences over the Indian Ocean in winter and summer

從圖3中可以看出，印度洋地區(qū)夏季(7月)30 a平均海氣溫差與冬季略有不同，均為東西走向的帶狀區(qū)域. 大值中心較冬季更偏北. 熱帶地區(qū)的大值中心位于赤道附近，且東部大于西部，最大值可達2 ℃以上，另外，在南半球25 °S也有一大值區(qū)，海氣溫差同樣可達2 ℃以上. 在阿拉伯海的西北部以及孟加拉灣西部小部分地區(qū)，海氣溫差為負值，可能由于靠近陸地，西風將大陸上的熱量傳給海洋，使海洋上空氣溫升高，而在夏季，海洋溫度要低于大陸，因此海氣溫差為負值. 和高原相比，印度洋海氣溫差遠小于高原地氣溫差，由于海水比熱容更大，因此海洋吸收的熱量有很大一部分會傳遞到海洋深層，而陸地則不同，尤其是植被覆蓋較少的地區(qū)，地面吸收的熱量很快以長波輻射的形式發(fā)散到大氣中，青藏高原海拔較高，夏季會得到更多的太陽輻射，地氣溫差又較大，熱量會更快地逸散到大氣中，因此，夏季高原為一熱源，而海洋相較陸地而言則是冷源，印度洋對大氣的加熱程度較高原弱.

2.2.2 海氣溫差EOF分析

圖4(a)、(b)為冬季海氣溫差距平的EOF第一模態(tài)的空間分布和時間序列. 1月份EOF分析第一模態(tài)從北到南呈正負交替的空間分布特點，即印度洋海氣溫差的變化全區(qū)并不一致，也未呈現(xiàn)偶極現(xiàn)象，而是增大和減小交替出現(xiàn)，如果赤道地區(qū)某年海氣溫差較30 a偏高，則其南北區(qū)域偏低，反之亦然. 筆者在分析NCEP資料時也得到了基本一致的結(jié)果，因此可以排除資料的不確定性. 海氣溫差大值區(qū)域在赤道略靠南地區(qū)，以5 °S為中心，最大值可達0.3 ℃以上. 時間序列在1997年以前基本為負值，即赤道地區(qū)海氣溫差異常偏低，而在1997年前后發(fā)生了較大的振蕩，1997年之后基本為正值，即赤道地區(qū)海氣溫差異常偏高，這樣的變化特征與高原冬季相反，轉(zhuǎn)折年份相同. 冬季印度洋海氣溫差的變化主要緣于緯度間的差異，可能由印度洋季風洋流引起. 冬季，在冬季風(東向風)的動力作用下，在5 °N有自東向西的洋流，東向風將海表溫度較高的海水帶走，當冬季風加強時，海表溫度進一步降低，海氣溫差距平出現(xiàn)負值；赤道逆流自西流向東，當東向風加強時，赤道逆流減弱，而赤道地區(qū)太陽輻射較強，因此海表溫度升高，海氣溫差增大，出現(xiàn)正距平. 在南半球，也有同樣的情況，在東向信風的動力作用下，出現(xiàn)由東向西的洋流，將表層溫暖的海水帶走，當東向信風加強時，表層海水的溫度進一步降低，出現(xiàn)負距平.由于東向信風的加強，赤道逆流減弱，赤道地區(qū)出現(xiàn)正距平海氣溫差.

圖4 印度洋冬、夏季海氣溫差的正交函數(shù)分析Fig.4 The empirical orthogonal function analysis on temperature difference of the Indian Ocean in winter1月、7月EOF第一模態(tài)解釋方差分別占15.9%，16.1%，模態(tài)均通過North顯著性檢驗. The first modal’s explained variances in January and July are 15.9%，16.1% respectively. They all passed the North test of significance.

夏季，海溫距平的EOF分析第一模態(tài)空間分布及時間系數(shù)與冬季差異較大(見圖4(c)、(d)). 夏季也出現(xiàn)了正負交替的帶狀區(qū)域，方向則為西北-東南走向.印度洋地區(qū)有強大的東南風氣流越赤道轉(zhuǎn)為西南風[18]，當夏季風加強時，流向北半球的氣流較多，同樣將海洋表面的溫暖海水吹走，使得印度洋出現(xiàn)沿西北-東南走向的海氣溫差負值區(qū)域，相反，不在赤道氣流上的海面則出現(xiàn)正距平海氣溫差. 當夏季風減弱時，情況則相反.

3 青藏高原地氣溫差與印度洋海氣溫差的相關(guān)性分析

觀測事實表明，全球大氣環(huán)流的變化和異常存在相關(guān)性，一個區(qū)域的環(huán)流異常會引起相距遙遠的另一個區(qū)域的環(huán)流異常，這種大氣環(huán)流變化與異常間的遠距離關(guān)聯(lián)稱為遙相關(guān). 研究表明，印度洋海溫和青藏高原氣溫存在遙相關(guān)關(guān)系，全區(qū)一致的印度洋海溫分布型對應高原地區(qū)正響應，即印度洋海溫偏高時，大部分高原地區(qū)氣溫異常偏高[17]. 印度洋的海氣溫差與青藏高原地氣溫差是否也存在相似的遙相關(guān)關(guān)系？

3.1 青藏高原地氣溫差對印度洋的影響

為探索青藏高原和印度洋之間可能存在的相互影響，用上面所做的青藏高原地氣溫差EOF分析第一模態(tài)的時間系數(shù)與印度洋海氣溫差做同期相關(guān)及滯后一月回歸分析(見圖5). 冬季(1月)，同期相關(guān)在赤道以南地區(qū)(5 °S附近)顯著正相關(guān)，在其北部有顯著負相關(guān)區(qū). 這與1月印度洋EOF分析第一模態(tài)的空間分布相對應，正相關(guān)區(qū)對應海氣溫差異常偏高的區(qū)域，負相關(guān)區(qū)對應異常偏低的區(qū)域，即青藏高原地氣溫差異常偏高時，赤道印度洋海氣溫差也偏高，海洋向大氣供熱增加，而孟加拉灣及阿拉伯海地區(qū)則偏低，海洋向大氣供熱減少. 在滯后1個月的相關(guān)性分析中，只在5 °S有顯著正相關(guān)區(qū)，靠近大陸邊緣有小部分負相關(guān)區(qū),說明高原對印度洋的影響可以持續(xù)到2月.

圖5 冬季與夏季青藏高原地氣溫差EOF1時間系數(shù)與印度洋海氣溫差的同期及滯后一月回歸Fig.5 Regression coefficient of the same period and the lag of a month between EOF1 time coefficient of the Qinghai-Tibet Plateau’s temperature difference and the Indian Ocean’s temperature difference in winter and summer填色為相關(guān)系數(shù)通過顯著性檢驗區(qū)域(紅色為通過90%顯著性檢驗正相關(guān)區(qū)，其中深紅色為通過99%顯著性檢驗區(qū)域；藍色為通過90%顯著性檢驗負相關(guān)區(qū)，其中深藍色為通過99%顯著性檢驗區(qū)域).The contour line is the regression coefficient, the filling color denotes the area whose correlation coefficient is through the significance test (Red is the positive correlation area which is through 90% significance test, with crimson through 99% significance test; Blue is negative correlation area which is through 90% significance test, with dark blue through 99% significance test).

夏季(7月)，高原地氣溫差的時間系數(shù)與印度洋海氣溫差的相關(guān)分析結(jié)果不同于冬季. 冬季相關(guān)性呈東西向帶狀分布，夏季基本呈全區(qū)一致的特點(見圖5(c)、(d)). 夏季(7月)，在印度洋上基本都為負相關(guān)，阿拉伯海的負相關(guān)尤為顯著，但在阿拉伯海西部的非洲大陸架區(qū)域以及印度洋西南部馬達加斯加島嶼東部的地區(qū)則為正相關(guān). 即當高原地氣溫差異常偏高時，印度洋大部分區(qū)域海氣溫差異常偏低. 滯后一月也基本表現(xiàn)為全區(qū)一致的負相關(guān)，相關(guān)區(qū)略有南移.

3.2 印度洋海氣溫差對青藏高原的影響

海洋和陸地的相互影響可能是雙向的，青藏高原地氣溫差將對印度洋產(chǎn)生影響，那么印度洋是否也會對青藏高原產(chǎn)生影響呢？為此，本文將印度洋海氣溫差距平EOF分析第一模態(tài)的時間系數(shù)與青藏高原地氣溫差做了同期相關(guān)和滯后一月的回歸分析，并對相關(guān)區(qū)做了顯著性檢驗，以探究印度洋對高原的影響.

冬季(1月)，在高原北部地區(qū)為顯著負相關(guān)，即印度洋EOF第一模態(tài)加強時，高原地氣溫差減弱，這與高原對赤道印度洋的影響并不一致. 回歸系數(shù)達到-0.4，遠高于高原對印度洋影響的回歸系數(shù)，因此印度洋對高原的影響強于高原對印度洋的影響(見圖6(a)). 滯后一月相關(guān)范圍遠大于同期，高原北部地區(qū)和高原以北地區(qū)均為負相關(guān). 回歸系數(shù)仍達-0.4(見圖6(b))，說明印度洋海氣溫差對1個月后的高原地氣溫差有顯著影響，這與高原對印度洋的影響相似，空氣流動和熱量傳遞需要時間，因此，高原地氣溫差和印度洋海氣溫差之間的相互作用在1個月后達到最大,青藏高原與印度洋之間存在相互影響、相互制約的過程，即高原模態(tài)加強導致印度洋模態(tài)加強(減弱)，但印度洋模態(tài)的加強會導致高原模態(tài)的減弱(加強)，兩者相互制約，在一定范圍內(nèi)變化.

圖6 冬季與夏季印度洋海氣溫差EOF1時間系數(shù)與青藏高原地氣溫差的同期及滯后一月回歸Fig.6 Correlation coefficient of the same period and the lag of a month between EOF1 time coefficient of the Indian Ocean’s temperature difference and the Qinghai-Tibet plateau’s temperature difference in winter and summer等值線為回歸系數(shù)，填色為相關(guān)系數(shù)通過顯著性檢驗區(qū)域(紅色為通過90%顯著性檢驗正相關(guān)區(qū)，其中深紅色為通過99%顯著性檢驗區(qū)域；藍色為通過90%顯著性檢驗負相關(guān)區(qū)，其中深藍色為通過99%顯著性檢驗區(qū)域)，綠色輪廓為高原地區(qū).The contour line is the regression coefficient, the filling color denotes the area whose the correlation coefficient is through the significance test (red is the positive correlation area which is through 90% significance test, with crimson through 99% significance test; blue is negative correlation area which is through 90% significance test, with dark blue through 99% significance test).

夏季(7月)，印度洋海氣溫差EOF1時間系數(shù)和青藏高原地氣溫差回歸分析結(jié)果(見圖6(c)、(d))顯示，印度洋海氣溫差異常升高時，高原東北部地氣溫差加強，為正相關(guān)，高原西部地氣溫差減弱，為負相關(guān)，這與該地區(qū)存在雪山或永凍土有關(guān). 夏季回歸系數(shù)小于冬季，夏季印度洋對高原的影響減弱，高原地氣溫差更多受到太陽輻射的影響. 與印度洋上夏季的回歸系數(shù)差別不大，印度洋對高原的影響強度略高于高原對印度洋的影響，這與冬季的結(jié)果一致. 而滯后一月相關(guān)區(qū)面積更大，進一步說明高原與印度洋溫差之間的影響需要一定的響應時間.

4 青藏高原與印度洋互相影響的可能機制

通過以上研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原地氣溫差和印度洋海氣溫差之間存在一定的關(guān)系，那么，青藏高原和印度洋之間的這種關(guān)系是通過什么機制實現(xiàn)的？圖7為青藏高原地氣溫差1月時間系數(shù)與環(huán)流形勢的回歸分析. 當高原地氣溫差第一模態(tài)增強時，高原上空200 hPa有反氣旋環(huán)流增強，而在阿拉伯海上空則有氣旋性環(huán)流增強，北半球赤道印度洋西部上空東北信風減弱，不利于低空熱量向高空輸送，但有利于近地面氣溫的升高，因此，北半球赤道印度洋呈負相關(guān)，即高原地氣溫差第一模態(tài)增強，當對應實際高原地氣溫差減小時，赤道以北印度洋海氣溫差減小. 同樣，在南半球赤道印度洋有東風增強的趨勢，東南信風增強，高低空熱量交換增加，近地面氣溫降低，海氣溫差增大，因此南半球赤道印度洋呈正相關(guān)，即青藏高原地氣溫差第一模態(tài)增強，當實際地氣溫差減小時，赤道以南海氣溫差增大. 而赤道以南近地面風有利于越赤道的暖流，海洋升溫；赤道以北近地面風減弱越赤道暖流，海洋降溫，進一步增強了北半球負相關(guān)、南半球正相關(guān)的趨勢. 從垂直運動圖也可以看出，正相關(guān)區(qū)域?qū)仙\動，負相關(guān)區(qū)域?qū)鲁吝\動，即青藏高原地氣溫差EOF1增強會促使北印度洋下沉運動增強，不利于熱量向高空傳播，氣溫升高，海氣溫差呈負相關(guān)；而南印度洋上升運動增強，海氣溫差呈正相關(guān).

7月(見圖8)，當青藏高原地氣溫差EOF1增強時，在赤道以南，近地面風為反氣旋，高空風為氣旋，有利于下沉運動，同時近地面風與印度洋季風洋流的方向相反，洋流減弱，因此不利于海溫升高： 海表面西南季風的減弱有利于氣溫升高，海氣溫差減小，即當7月青藏高原地氣溫差EOF1增強時，與印度洋海氣溫差呈負相關(guān). 另一方面，從垂直運動上可以看出，高原模態(tài)的增強與Hadley環(huán)流的增強同步，因此增強的根本原因可能是太陽輻射.

圖7 青藏高原地氣溫差1月時間系數(shù)與環(huán)流形勢的回歸分析Fig.7 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Qinghai-Tibet Plateau’s temperature difference and the circulation pattern in January深淺填色為與風速相關(guān)且通過顯著性檢驗的區(qū)域，淺色為通過顯著性檢驗區(qū)域，綠色線條為高原輪廓. The deep and shallow filling is the wind speed related area through the significance test.The shallow filling is the area through the significance test. The green lines outline the plateau.

圖8 青藏高原地氣溫差7月時間系數(shù)與環(huán)流形勢的回歸分析Fig.8 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Qinghai-Tibet Plateau’s temperature difference and the circulation pattern in July

圖9 印度洋海氣溫差1月時間系數(shù)與環(huán)流形勢的回歸分析Fig.9 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Indian Ocean’s temperature difference and the circulation pattern in January深淺填色為與風速相關(guān)且通過顯著性檢驗的區(qū)域，淺色為通過顯著性檢驗區(qū)域，綠色線條為高原輪廓. The deep and shallow filling is the wind speed related area through the significance test.The shallow filling is the area through the significance test. The green lines outline the plateau.

1月(如圖9所示),印度洋模態(tài)的加強會使高原上空出現(xiàn)東風異常、西風急流減弱、高空抽吸作用減小，而在高原北部低層則有較暖的東南氣流流過，氣溫升高，地氣溫差降低，因此，印度洋EOF1與高原北側(cè)地氣溫差呈負相關(guān). 印度洋對高原上空垂直速度的影響不明顯.

7月(見圖10)，印度洋EOF1模態(tài)的加強使得高原西北側(cè)出現(xiàn)異常西北風，而在高原西部南側(cè)出現(xiàn)了異常偏南風，使得高原北部氣溫降低，與地氣溫差呈正相關(guān)；西部氣溫升高，與地氣溫差呈負相關(guān). 從垂直環(huán)流中也可看出，高原北部低層為異常上升運動，有利于減小地氣溫差，而在塔里木盆地西側(cè)的喜馬拉雅山脈，則表現(xiàn)為異常的下沉運動，有利于增大地氣溫差. 高原上空200 hPa出現(xiàn)氣旋性環(huán)流異常，減弱了南亞高壓強度，而南亞高壓強度與我國江淮流域降水關(guān)系密切，印度洋的感熱狀況間接影響我國江淮流域的降水.

圖10 印度洋海氣溫差7月時間系數(shù)與環(huán)流形勢的回歸分析Fig.10 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Indian Ocean’s temperature difference and the circulation pattern in July

5 結(jié) 論

5.1冬季，青藏高原主體給大氣供熱， 西部和南部部分地區(qū)需大氣向地面供熱；夏季，高原地面給大氣供熱，而在東南邊界的雪山地區(qū)，仍需大氣向地面供熱. 從高原地氣溫差EOF分析中發(fā)現(xiàn)，冬季，高原主體第一模態(tài)空間分布具有一致性時間序列，即上升趨勢；夏季，EOF分析第一模態(tài)空間分布，高原東北部為正值，西部為負值，且時間系數(shù)呈下降趨勢.

5.2印度洋海氣溫差冬季為正，大值中心位于赤道至10 °S之間，夏季，在阿拉伯海西部及孟加拉灣西部海氣溫差為負值，其他區(qū)域為正值，2個正值中心分別在赤道和25 °S附近海域. 1月份，EOF1空間分布呈現(xiàn)“-”“+”“-”反位相振蕩的特點.

5.3高原和印度洋之間存在一定的相關(guān)性.1月，當青藏高原地氣溫差第一模態(tài)增強、實際地氣溫差減小時，印度洋由北到南出現(xiàn)正負交替的帶狀相關(guān)區(qū)，尤其在赤道附近呈顯著正相關(guān). 7月，印度洋主體區(qū)域均表現(xiàn)為負相關(guān)，只有阿拉伯海西部靠近大陸的位置和印度洋西南部靠近島嶼的位置出現(xiàn)正相關(guān)區(qū). 1月，當印度洋海氣溫差模態(tài)增強時，高原部分地區(qū)地氣溫差出現(xiàn)顯著負相關(guān)，7月，在高原東北部出現(xiàn)顯著正相關(guān)區(qū)，即當印度洋海氣溫差異常升高時，高原東北部地氣溫差升高，而西部地氣溫差降低.

6 討 論

6.1考慮不同來源的高原數(shù)據(jù)差異較大，NCEP資料準確性欠佳，本文選取與高原站點資料結(jié)果較為相近的歐洲中心資料.由于高原西部和北部部分地區(qū)站點較少甚至無站點，因此無法準確比較所用資料的準確性，可能會對結(jié)果產(chǎn)生一定的影響.

6.2由分析知，青藏高原地氣溫差與印度洋海氣溫差之間存在遙相關(guān)，是否由波列的傳播或是能量的擾動導致，目前尚未找到此關(guān)系之間的本質(zhì)機理，需進一步探討[26-27]. 但發(fā)現(xiàn)冬季地氣溫差和海氣溫差均存在逐月反位相振蕩的特點.能量傳播是否也以月為周期振蕩尚需用事實來證明.

6.3青藏高原和印度洋EOF時間系數(shù)在1995年之后均發(fā)生了突變，之后波動的平均水平較之前低，此現(xiàn)象是否由全球氣候變化導致？需做進一步研究與探討.