太阳辐射和大气环流在青藏高原气温季节变化中的作用

田荣湘，康玉香，张文滨，奚 凤，张 超

(浙江大学 地球科学学院， 浙江 杭州 310027)

太阳辐射和大气环流在青藏高原气温季节变化中的作用

田荣湘，康玉香，张文滨，奚 凤，张 超

(浙江大学 地球科学学院， 浙江 杭州 310027)

利用1981～2010年共30 a的美国国家环境预报中心(NCEP)再分析格点资料，对青藏高原及其周边温度的季节变化及可能机理进行了研究.发现：地表24 ℃等温线2～3月和11月的南北跳动可能是太阳辐射和季风环流共同作用的结果；200 hPa温度的季节变化早于地面和500 hPa,其原因可能与平流层爆发性增温造成的能量下传有关;青藏高原的低温与低的大气逆辐射密切相关.该结果可为进一步研究青藏高原气候变化及其规律提供参考.

青藏高原；季节变化；NCEP资料

The role of solar radiation and atmospheric circulation in the seasonal temperature changes of Qinghai-Tibet plateau. Journal of Zhejiang University(Science Edition), 2017,44(1):084-096

0 引 言

素有“世界屋脊”和“地球第三极”之称的青藏高原，平均海拔超过4 000 m，面积约250万km2，是世界上平均海拔最高的高原.青藏高原不仅具有高海拔的特点，还具有大地形山区、冰川雪山、高寒草甸、高原荒漠、高山灌丛、高原湖泊等特殊下垫面特点.高原高耸的地形、特殊的下垫面和大气柱特点，使其辐射平衡、水分平衡和能量平衡与周边地区不同，并通过大气环流影响周边的气候.在此热力和动力驱动下，青藏高原大气温度及其季节变化与其他地区有何差异、其机理如何值得研究.

20世纪50～70年代，老一辈科学家们[1-4]发现了青藏高原的许多重要的气候现象，如：青藏高原大地形的阻挡，使冬季西风急流在高原分成南北二支；由于高原的作用，夏季高原南面的南风在90°E分成东西二支，西支在印度形成气旋，等等.但是由于缺乏资料，对高原气温季节变化的相关研究较少.

20世纪80年代之后，随着高原气象资料的日渐积累，对高原气温的研究也随之增多[5-7]，但多数研究的是零星站点气温变化周期，以及气温的年际和年代际变化趋势.

1979年5～8月科学家们组织了第1次青藏高原科学实验(QXPMEX)，实验增设了4个探空站，6个热源观测站和1个雷达站.结合高原内外200余个地面站观测资料，中外科学家经多年研究，揭示了一些重要的物理过程和天气事实[8].1998年5～8月进行了第2次青藏高原大气科学实验(TIPEX),这次实验的目标是揭示地气相互作用的物理过程、高原大气边界层(PBL)和对流层结构、云辐射过程，并研究高原动力和热力作用对大气环流、季风、气候变化和灾害性天气形成和发展的影响，取得了大量的研究成果[9-10].但由于观测时间较短，只有3个月，对高原整体及其周边地区气温的季节变化及其关系尚不清楚，因此无法提供30 a以上气候意义的季节变化特征.

近年来，随着全球气候变暖、我国经济和青藏高原旅游业的迅速发展，特别是青藏铁路的建成通车，人类活动对青藏高原下垫面的影响使得青藏高原的地面和大气热源发生了明显的改变[11-13]，这将会影响青藏高原及周边的气温、气候状况.

太阳辐射是驱动地球气候系统的能量来源，气温是地球气候系统中所有气候因子非线性作用的结果，高原上的太阳辐射与气温有什么关系？青藏高原大地形、特殊下垫面以及人类活动对高原及周边的气温及其季节变化有多少影响？太阳辐射和大气环流在青藏高原气温季节变化中起什么作用？这些问题还不十分清楚，因此，这项研究将为了解高原和周边气候变化及其关系提供理论基础，为长期天气预报提供重要参考.

基于此，本研究利用1981～2010年共30 a的美国国家环境预报中心(the national centers for environmental prediction, NCEP)再分析格点资料，对青藏高原及周边地区气温的季节变化特征及其可能的机理进行研究，为进行青藏高原地区的气候预报提供重要参数，并进一步验证NCEP资料在青藏高原的适用度.

1 研究资料

研究资料采用1981～2010年月、旬平均的NCEP再分析资料.气压和温度采用地面和高空资料(高空分别为50，200，500，700和850 hPa等压面资料)，各辐射通量：向下的短波辐射(总辐射)、向下的长波辐射(大气逆辐射)、向下的净短波辐射和向上的净长波辐射(地面有效辐射).资料空间分辨率为2.5°×2.5°.研究区域为青藏高原及其周边地区，所选范围为20°E～180°E，10°N～70°N.

1.1 NCEP再分析资料

NCEP/NCAR再分析资料是由美国国家环境预报中心(NCEP)和美国国家大气研究中心(NCAR)自1991年起联合进行的大气资料再分析研究成果[14].由于再分析资料内容丰富,时间序列长,自1996年公开发行以来,已广泛应用于科学研究中.对于NCEP/NCAR再分析资料的可信度和质量问题,研究者从不同角度、用不同方法对不同地区的各种要素进行了分析和比较[15-20].

1.2 NCEP资料在青藏高原的运用

青藏高原独特的地形，使其热力和动力条件都有别于其他地区，NCEP资料是否适用于青藏高原？气象工作者[15,21-24]对此进行了研究，结果表明，温、压、风、湿、降水和位势高度等再分析资料与观测资料相似，辐射资料除月平均地表反射率偏大外，其他要素均接近观测值，特别是1979年之后.

2 分析和讨论

2.1 气温的季节变化

2.1.1 地面气温的月平均特征

青藏高原独特的海拔高度，不仅对本地的气温有影响，对南来北往的气流也有阻挡作用.从30 a1～12月青藏高原地面气温的月平均图(见图1)可以看出，高原上的气温与周围明显不同，高原一年四季都为一个低温中心.

1～5月，高原气温都在0 ℃以下.6月，除高原西北部的少数地区外(沿昆仑山一带，即昆仑山一带最晚进入夏季)，其余地区的温度均升至0 ℃以上.而此时，高原东面的我国大部分地区，月平均气温已达到16～24 ℃.同纬度高原西面的巴基斯坦、阿富汗、伊朗、土库曼斯坦月平均气温已达24～32 ℃.南部的印度半岛和中南半岛月平均气温也超过了24 ℃.7、8月，高原的月平均地面气温维持在0 ℃以上.进入9月后，在高原西北部的昆仑山沿线出现了0 ℃以下闭合中心，而同纬度的我国东部月平均气温仍处于16～24 ℃，同纬度的中亚地区，月平均气温为16～32 ℃.进入10～12月，高原月平均气温都在0 ℃以下，我国东部的月平均气温在0～16 ℃，高原西部的中亚地区月平均气温在0～24 ℃.

图1 1981～2010年月平均地面气温(℃)Fig.1 Monthly mean surface temperature from 1981 to 2010红框为24 ℃等温线南北跳的位置，蓝色虚线为青藏高原轮廓线.Red box is the position where the 24 ℃-isotherm of surface temperature has a jump between north and south about 18 latitudes, and the broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

从图1还可以看出，青藏高原东西两侧的月平均气温明显不同，西面的温度总是高于东面.在高原南侧的印度和中南半岛，其地面气温总是高于同纬度高原东侧的四川、贵州、湖南、江西、浙江和福建等及以南地区，这可能是高原对北来冷空气的阻挡作用所致.在高原北部，除塔里木盆地外，其余地区的气温总是低于同纬度80°E以西的地区，这可能是北来的冷空气在此堆积形成冷湖的结果.

值得注意的是，在高原地面气温季节变化的过程中，24 ℃等温线的突然大幅度南北跳动.从冬至夏的过程中，在2～3月，24 ℃等温线突然北跳,2个月北跳了18个纬度；从夏到冬的过程中，在11月，24 ℃等温线向南跳了18个纬度(见图1).

从上面的分析可知，青藏高原对地面气温的影响，不仅表现在使高原的气温低于同纬度，而且对高原周边的气温也有影响.青藏高原的存在使高原东面的地面气温低于西面，高原南面的地面气温高于同纬度其他地区，高原北面则相反.在季节轮换中，2～3月和11月，地面气温的24 ℃等温线出现突然大幅度南北跳动现象.

2.1.2 地面气温的季节变化

为了解气温的季节变化，笔者做了12个月的变温分析，即把后一个月的月平均值减去前一个月的平均值,并称之为温度变化(下同)，结果如下(见图2)：

从2月开始，高原增温(T2月-T1月>0)，也就是说1月最冷，从西藏自治区气候图集[25]上看也是1月最冷.2月，高原增温的速度较慢，比其周边地区小，月平均增温0～2 ℃.高原的东西南面月平均增温2～4 ℃.高原北面的新疆和甘肃等地，月平均增温2 ℃以上.3月(T3月-T2月>0)，高原增温，月增温2～4 ℃，比西、南面慢(月平均增温4～6 ℃)，与我国东部相当(平均月增温2～4 ℃)，这可能是因为我国东部受北来寒潮影响.4月(T4月-T3月>0)，高原继续增温，月增温4～6 ℃，比东西两边增温慢(西面月增温6～8 ℃，东部月增温5～7 ℃)；高原的北面月增温6～8 ℃，也比同纬度东西两边慢(8～10 ℃)，高原的南面增温比同纬度地区慢(月平均增温2～4 ℃，同纬度地区月平均增温4～6 ℃)，即受高原影响，其南北面增温速度比同纬度慢.5月(T5月-T4月>0)，高原月平均增温保持在4～6 ℃(高原西北部小部分地区增温低于4 ℃)，与高原周边同纬度的东西两边增温速度相同.高原的南面，中南半岛却出现了降温，有些地区出现了月平均降温2 ℃以上，这可能与南海季风爆发，带来大量降水有关.6月(T6月-T5月>0)，高原及其北部，月平均增温继续保持在4～6 ℃，高原同纬度的东西两边增温速度放缓，月平均增温只有2～4 ℃.其南面继续降温，印度半岛有最大的降温中心(月平均降温4 ℃以上)，这可能由西南季风爆发，干季结束、雨季来临所致.7月(T7月-T6月>0)，高原增温速度放缓，月平均增温2～4 ℃，其东西两边月增温速度降至0～2 ℃，南面降温幅度继续增加，印度半岛为降温中心，月平均降温达6 ℃以上.

8月(T8月-T7月<0)，高原开始降温，即7月温度最高，西藏自治区气候图集[25]上也有这一现象.8月平均月降温为0～2 ℃.9月(T9月-T8月<0)，高原全面降温，降温速度与同纬度相同.10月(T10月-T9月<0)，高原降温速度最大(降温中心最大月平均降温达8 ℃以上)，高原东西两侧的月降温为4～6 ℃.11月(T11月-T10月<0)，高原降温速度仍为最大(降温中心最大月平均降温在8 ℃以上)，高原的东面月降温4～6 ℃，最慢的是高原西面，月平均降温2～4 ℃.高原南面的降温也比同纬度慢，这可能是高原对北来冷空气的阻挡作用所致.12月(T12月-T11月<0)，高原降温速度比同纬度慢(月平均降温2～4 ℃)，同纬度的东西两侧，月平均降温都在4～6 ℃.1月(T1月-T12月<0)，高原的降温速度比同纬度慢，月平均降温在0～2 ℃，高原的东西两侧月平均降温在2～4 ℃.而此时的中南和印度半岛开始升温，比高原提前了一个月，这说明从冬到夏的季节变化是从低纬度开始的，是由太阳直射点位置的移动所致.

以上分析可知，高原增温从2月开始(1月为最冷月)，降温从8月开始(7月为最热月).2～4月，增温速度比同纬度东西两侧慢；5月，增温速度与同纬度同步；6～7月，增温速度比同纬度东西两侧快；8～9月，高原降温，与同纬度东西两侧同步；10～11月，高原降温比同纬度东西两侧快，高原是降温中心；12月、1月，比同纬度东西两侧慢.高原增温与同纬度相比具有慢、相当、快的特点，降温速度具有相当、快、慢的特点.

500 hPa有与地面相同的变化规律，不再赘述.

2.2 200 hPa月平均温度变化

200 hPa高度上，相对于低层，受高原地形影响较小.冬季(11～2月)，高原上等温线基本呈纬向分布,低纬温度高，高纬温度低，南北间的温度梯度为正.而夏季(6～9月)，高原是一个暖中心.3～5月，暖中心在高原南面形成，然后推向高原.10月，暖中心快速撤出高原(图略).

从200 hPa月平均变温图上看(见图3)，增温是从1月开始的(12月最冷)，即200 hPa的季节变化比地面和500 hPa早近1个月，可能的原因将在2.4.3节中讨论.1～7月，高原逐渐增温(3月除外)，8～12月高原为降温状态.5月，高原是增温中心.增温速度最快的是5～6月，高原上月增温2.4～5.6 ℃.降温速度最快的是9～10月，月平均降温2.0～4.8 ℃(见表1).

图2 地面月平均温度变化(℃)Fig.2 Monthly mean surface temperature change蓝色虚线为青藏高原轮廓线.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

图3 200 hPa月平均温度变化(℃)Fig.3 Monthly mean temperature change on 200 hPa蓝色虚线为青藏高原轮廓线.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

2.3 高原上地面辐射的变化

根据地面辐射平衡方程R=Q(1-α)-E[26]，分别研究了以下各量的季节变化特点.式中，R为地面辐射平衡，Q为太阳总辐射通量，即向下的短波辐射通量，α为地面反射率，Q(1-α)为净向下的短波辐射通量，E为地面有效辐射通量，即净向上的长波辐射通量，E=U-G为地面长波辐射，G为大气逆辐射，即向下的长波辐射.

2.3.1 总辐射(向下的短波辐射)的季节变化

一年四季，高原的总辐射都是最大的.逐月的季节变化(后一月减去前一月)情况如下：

一年中，高原总辐射从1月开始增加，整个地区同步增加，比地面升温提前了1个月；1～5月，到达地面的总辐射不断增加.1月，月平均增加0～20 W·m-2；2月，月平均增加40～60 W·m-2；月平均增加最多的是3月(40～80 W·m-2)和4月(20～80 W·m-2)；5月，月平均增加0～30 W·m-2.6月起总辐射开始减少(5月最大).6月，月平均减少0～30 W·m-2，这可能是因为6月高原进入雨季，云量增加，到达地面的总辐射减少；

表1 地面、200和50 hPa等压面的温度变化时间表

注 (1)+表示温度增加，-表示温度降低;(2)高原指青藏高原地区；高原西面指土库曼斯坦、吉尔吉斯斯坦、乌兹别克斯坦、塔吉克斯坦、阿富汗、伊朗和巴基斯坦；高原东面指我国秦岭和淮河以南的大部分地区；高原南面指印度半岛和中南半岛；高原北面指我国新疆内蒙古以及内外蒙古和哈萨克斯坦.

7～10月，月平均减少0～50 W·m-2；减少最多的是11月(10～70 W·m-2)；12月，月平均减少10～40 W·m-2(见图4).

我国东部地区，1～5月总辐射增加(1月，长江下游的部分地区为减少，这可能是因为来自北方的冷空气活动频繁导致云量增多，总辐射减少).6月，总辐射开始减少，这可能与季风爆发带来的雨季有关.7月，除长江中下游流域总辐射增加之外，其余地区均为减少(可能是由于长江中下游的雨带北移，云量减少，引起总辐射增加).8月，整个东部辐射减少.9月，除部分地区增加之外(这可能是副高南撤过程中，所到之地天气晴好，总辐射增加)，其余均减少.之后的10～12月，东部均减少(见图4).

高原南面的印度和中南半岛，1～3月，总辐射增加.4月，除印度和中南半岛最南端外总辐射减少，这是因为夏季风首先在此位置爆发[27-28]，雨量增加，总辐射减少.5～8月，中南和印度半岛总辐射减少，可能由于夏季风爆发时，来自南半球的越赤道冷气流使云量增加，总辐射减少.9月，印度半岛总辐射开始增加，这可能由雨季结束有关，而中南半岛总辐射继续减少；10月，中南和印度半岛均为增加状态；11月，除了中南半岛最南端的总辐射继续增加外，其余地区均为减少，这可能由太阳的位置移向南半球所致；12月，印度半岛南部和中南半岛西南地区总辐射继续增加，其他地区减少(见图4).

总体而言，1～5月高原总辐射增加，6～12月减少.总辐射增加最快的是3～4月，减少最快的是11月.总辐射的增加是突然全面开始的，即整个区域同步增加(中国的长江中下游部分地区除外)，就所研究区域而言，总辐射的减少始于4月的中南半岛，然后向西北方向推进，长江中下游有其独特的变化规律.

2.3.2 大气逆辐射

高原上的大气逆辐射最小值为北半球，与地面温度的分布具有较好的一致性(见图5).除个别地区外，高原上的最小值出现在1月，最大值出现在7月.1、2月的最小值区域是沿喜马拉雅和昆仑山一带，其值低于120 W·m-2；3、4月最小值区域缩小，数值增大(增至150 W·m-2)；5月，大气逆辐射继续增加，最小值区域缩小到昆仑山一带；6、7月，类似于5月的分布，昆仑山一带仍是最小区域，但其值增至240 W·m-2左右；8、9月，小值区扩大，数值减小；10月，最小值出现在昆仑山一带，低于120 W·m-2；11、12月，同10月，范围有所扩大，数值减小.

季节变化，即后一个月减前一个月的变化.高原大部分地区，2月份开始大气逆辐射增加，即1月为最小值.8月份开始逆辐射减小，即7月达最大值.2～7月，大气逆辐射增加，8～1月，大气逆辐射减小.

1月，除西藏、四川、青海交界的区域和西部小部分地区之外，高原其余绝大部分地区逆辐射均呈减少状态；2月，高原及其周围的大气逆辐射同时增加，即大气逆辐射最小值出现在1月；3月，大气逆辐射继续增加，除部分地区外增速最小，中国东部及高原南面印度和中南半岛，增速均达到了40 W·m-2；4月，高原上，中国东部、高原南面的二半岛的大部分地区，大气逆辐射的增速达到了20～40 W·m-2，克什米尔地区增加最少；5、6月与4月相同，只是增加速度最大的区域向北移动，范围减小.不同的是，6月在中南和印度半岛的南部出现了增速减小区域，这可能是由于季风雨带北移使得南面区域云量减少，使大气逆辐射减少；7月，高原和我国东部地区，大气逆辐射继续增加，只是20～40 W·m-2的增速区进一步缩小.中南和印度半岛的减小区域进一步向北推进，可能是雨带的进一步北移所致；8月，除克什米尔地区之外，高原其他地区大气逆辐射减小.除东南沿海外我国东部也全部减少，这可能是由于太阳直射点南移，总辐射减少、水分蒸发减少，从而导致云量减少，大气逆辐射减少.高原南面，中南半岛开始增加，其余地区为减少；9月，高原及其周围全部为减小状态；10月，全部为减少区域，减小速度最快的是高原西部，减少速度达到了近80 W·m-2；11、12月，高原及周边地区，大气逆辐射继续减少，速度放缓.

图4 1981～2010年月平均总辐射的变化(W·m-2)Fig.4 Change of monthly mean downward shortwave radiation flux蓝色虚线为青藏高原轮廓线.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

总之，1～7月，通过大气逆辐射给地面加热，辐射量逐月增加，月平均增加量最多的是6月(25～45 W·m-2).8～12月，大气逆辐射逐月减少，月平均减少量最多的是10月(70 W·m-2以上).对比地面气温图可知(见图5)，高原地面温度的低值区与大气逆辐射的最小区有较好的一致性.说明，高原地面气温较低是由海拔高、空气柱短、大气逆辐射较小所致.

2.4 讨论与结论

2.4.1 关于温度季节变化源地的讨论

(1)地面温度的季节变化始于印度半岛.2～3月份，印度半岛的地面24 ℃等温线突然北跳(2个月北跳了18个纬度)(见图1).对比总辐射(见图4)和地面温度图可知，在阿拉伯和印度半岛，1月，16 ℃等温线基本沿总辐射的240 W·m-2等值线分布；2月，16 ℃等温线基本沿总辐射的270 W·m-2等值线缓慢向北推进.由于青藏高原的特殊地形，高原的总辐射比同纬度的其他地区高许多.虽然1月太阳直射点开始缓慢北移，但是总辐射的增加却是整个半球突然同时开始的(长江中下游部分地区除外)，而非缓慢向北增加.对比总辐射和地面温度的增加时间发现，温度总滞后于总辐射1～2个月.推测是由于1月青藏高原总辐射突然增加，诱使了2月24 ℃等温线的突然北跳.整个半球总辐射突然增加的原因有待进一步研究.

(2)11月24 ℃线突然大幅度(18个纬度)南跳的原因：从6月开始，随着太阳直射点的南撤，总辐射减少.雨季的结束，又使总辐射增加，二者共同作用使得24 ℃线变化不大.但当直射点南移带来总辐射减少和雨季结束使总辐射的增加消失时，24 ℃线就会突然南跳.

(3)从冬到夏，总辐射的减少是从中南半岛开始的(4月)，之后迅速向西北方向扩展.6月，印度半岛和高原的总辐射均开始减少.9月，总辐射从印度半岛开始增加(这可能由雨季结束导致)，而后向东南方向撤退，11月撤到中南半岛，12月撤到海洋上.到1月，整个地区的总辐射都突然增加，这可能由太阳从南回归线向北移，从而使整个半球总辐射突然增加.

综合地面温度和总辐射的变化可知，总辐射增加1个月后，地面气温开始升高，总辐射降低2个月后，地面气温开始下降.2～3月份，总辐射突然增加的1～2个月后，地面24 ℃等温线的突然大幅度北跳，出现这种现象的原因可能与1月总辐射的突然增加有关.11月，24 ℃等温线突然大幅度南跳，是由太阳直射点的南移和雨季结束后总辐射的突然减少所致.

2.4.2 关于能量供给和季节变化关系的讨论

高原上，地面和500 hPa的温度，1月达最低值，7月达最高值，2月开始增温，8月开始降温.针对这一现象，分析全年的辐射和热量平衡各分量发现，12月高原总辐射最小，1月开始，总辐射增加，整个半球总辐射的增加几乎是突然开始的(长江中下游除外).总辐射的减少从6月份开始(5月达最大).感热和潜热的增加也从1月开始，因受雨季和辐射等因素影响，两者减少的月份各不相同.总辐射、感热和潜热等的增加比地面温度提前了1个月.

2.4.3 关于200 hPa温度的季节变化开始时间较早的讨论

200 hPa上，1月份开始温度升高(见表1).此时，太阳总辐射、地面感热、潜热同时增加，而低层的地面温度却要滞后近1个月才升温.

从50 hPa月平均温度变化(后一月温度减去前一月)(见图6左)上看，从11月开始，阿留申有一增暖中心(推测由平流层的爆发性增温所致)，向西南方向伸展到东亚大陆，并于1月完全覆盖青藏高原，2月是这次增温后的降温.从200 hPa温度变化图(见图6右)上看，阿留申的增暖中心出现和向西南方向伸展是从12月开始的(比50 hPa晚一个月)，并于1月伸展到青藏高原，增温一直持续到2月.4月，高原再次增温，强大的高原热力过程使高原比东面的我国东部以及西面的伊朗、阿富汗、土库曼斯坦等国家先增温，随后影响其周边.

图6 50和200 hPa月平均温度变化(℃)Fig.6 Monthly mean surface temperature change on 50 hPa (left) and 200 hPa (right).蓝色虚线为青藏高原轮廓线.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

对比50和200 hPa月平均温度图(图略)，从10月到4月，阿留申地区平流层有一个暖中心，一直伸展到对流层的200 hPa，500 hPa以下变成冷槽.夏天，平流层极地温度高，阿留申的暖中心变成从极地突向低纬度的暖脊，此暖脊一直向下伸展到200 hPa，到500 hPa变成冷槽[29].表明200 hPa的温度变化受平流层的影响多于地面，由此推测，1月份引起200 hPa早于地面增温的能量可能来自平流层而非地面,平流层爆发性增温的能量下传到200 hPa，使那里提前增温.

高原上的降温从8月份开始，7～8月的一个月间，高原及其周围地区全部降温.8月，200 hPa的降温时间与地面相同，强度高于地面.

综上，200 hPa上温度的季节变化比地面提前1～2个月，推测驱动其季节变化的能量可能来自平流层.

3 结 论

3.1 地面温度的季节变化始于印度半岛.2～3月份，印度半岛地面24 ℃等温线2个月突然北跳18个纬度，可能由整个半球1月总辐射的突然增加和青藏高原的共同作用引起；11月，24 ℃等温线突然大幅度南跳18个纬度，可能是雨季结束使总辐射的增加消失和太阳直射点的南移共同作用的结果.

3.2 200 hPa上，温度的季节变化比地面提前1～2个月，推测驱动其季节变化的能量可能来自平流层而非地面.

3.3 中南半岛、印度半岛和青藏高原是3套不同的季节变化系统，它们互相独立又互相联系，共同促成亚洲东部的季节变化系统.

3.4 高原地面低温由较少的大气逆辐射引起.

[1] 叶笃正.西藏高原对于大气环流影响的季节变化[J].气象学报,1952,23(1/2):33-47. YEH T C. Impact of the Tibetan plateau on the seasonal variation of the general circulation of the atmosphere[J].Acta Meteorologica Sinica, 1952,23(1/2)：33-47.

[2] 叶笃正,罗四维,朱抱真.西藏高原及其附近的流场结构和对流层大气的热量平衡[J].气象学报,1957,28(2):108-121. YEH T C，LO S Z, CHU P C.The wind structure and heat balance in the lower troposphere over Tibetan plateau and its surrounding[J]. Acta Meteorologica Sinica, 1957,28(2):108-121.

[3] 杨鉴初,陶诗言,叶笃正.西藏高原气象学[M].科学出版社,1960. YANG C C, DAO S Y, YEH T C. Meteorology of the Tibetan Plateau[M]. Beijing: Science Press, 1960.

[4] 叶笃正，高由禧.青藏高原气象学[M].北京：科学出版社,1979. YEH T C, GAO Y X. Qinghai-Xizang Plateau Meteorology[M]. Beijing: Science Press, 1979.

[5] 徐国昌,李梅芳.青藏高原温度与东亚环流[J].高原气象,1985,4(2):185-189. XU G C, LI M F. The relationship between Qinghai-Tibetan plateau and the circulation over East Asia[J]. Plateau Meteorology, 1985,4(2):185-189.

[6] 汤懋苍,李存强,张建.青藏高原及其四周的近代气候变化[J].高原气象,1988,7(1):39-49. TANG M C, LI C Q, ZHANG J. The climate change of Qinghai-Xizang plateau and its neighbourhood[J]. Plateau Meteorology, 1988,7(1):39-49.

[7] 周宁芳,秦宁生,屠其璞,等.近50年青藏高原地面气温变化的区域特征分析[J].高原气象,2005,24(3):344-349. ZHOU N F, QIN N S, TU Q P, et al. Analysis on regional characteristics of temperature changes over Qinghai-Xizang plateau in recent 50 years[J]. Plateau Meteorology, 2005,24(3):344-349.

[8] 章基嘉.青藏高原气象学进展[M].北京:科学出版社,1988. ZHANG J J. The Progress of Tibetan Plateau Meteorology[M]. Beijing: Science Press,1988.

[9] 陶诗言,陈联寿,徐祥德,等.第二次青藏高原大气科学试验理论研究进展:第1～3卷[M].北京：气象出版社,1999. TAO S Y, CHEN L S, XU X D, et al. The Second Tibetan Plateau Experiment of Atmospheric Sciences TIPEX GAME/TIBET: Vol 1～3[M]. Beijing: China Meteorological Press,1999.

[10] 徐祥德,陈联寿.青藏高原大气科学试验研究进展[J].应用气象学报,2006,17(6):756-772. XU X D, CHEN L S. Advances of the study on Tibetan plateau experiment of atmospheric sciences[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2006,17(6):756-772.

[11] DUAN A, WU G. Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan plateau during recent decades. Part I:Observations[J]. Journal of Climate, 2008,21(13):3149-3164.

[12] 周秀骥,赵平,陈军明,等.青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究[J].中国科学：D辑,2009,39(11):1473-1486. ZHOU X J, ZHAO P, CHEN J M, et al. The research on influence of thermal effect in Tibetan plateau on the climate of the Northern Hemisphere[J]. Science in China: Ser D, 2009,39(11):1473-1486.

[13] WANG M R. Trend in the atmospheric heat source over the central and eastern Tibetan plateau during recent decades: Comparison of observations and reanalysis data[J]. Chinese Science Bulletin, 2012,57(5):548-557.

[14] KALNAY E M, KANAMITSU M, KISTLER R, et al. The NMC/NCAR 40-year reanalysis project[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1996,77(3):437-471.

[15] 苏志侠,吕世华,罗四维.美国NCEP/NCAR全球再分析资料及其初步分析[J].高原气象,1999,18(2):209-218. SU Z X, LYU S H, LUO S W. The examinations and analysis of NCEP/NCAR 40-year global reanalysis data in China[J]. Plateau Meteorology, 1999,18(2):209-218.

[16] 徐影,丁一汇,赵宗慈.美国NCEP/NCAR近50年全球再分析资料在我国气候变化研究中可信度的初步分析[J].应用气象学报,2001,12(3):337-347. XU Y, DING Y H, ZHAO Z C. Confidence analysis of NCEP/NCAR 50-years global reanalysis data in climate change research in China[J]. Quarterly Journal of Applied Meteorology, 2001,12(3):337-347.

[17] WU R, XIE S P. On equatorial Pacific surface wind changes around 1977: NCEP-NCAR reanalysis versus COADS observations[J]. Journal of Climate, 2003,16(1):167-173.

[18] 赵天保,艾丽坤,冯锦明.NCEP再分析资料和中国站点观测资料的分析与比较[J].气候与环境研究,2004,9(2):278-294. ZHAO T B, AI L K, FENG J M. An intercomparison between NCEP reanalysis and observed data over China[J]. Climatic and Environmental Research, 2004,9(2):278-294.

[19] 黄刚.NCEP/NCAR和ERA-40再分析资料以及探空观测资料分析中国北方地区年代际气候变化[J].气候与环境研究,2006,11(3):310-320. HUANG G. The assessment and difference of the interdecadal variations of climate change in Northern part of China with the NCEP/NCAR and ERA-40 reanalysis data[J]. Climatic and Environmental Research, 2006,11(3):310-320.

[20] 赵天保,符淙斌.几种再分析地表气温资料在中国区域的适用性评估[J].高原气象,2009,28(3):594-606. ZHAO T B, FU C B. Applicability evaluation of surface air temperature from several reanalysis datasets in China[J]. Plateau Meteorology, 2009,28(3):594-606.

[21] 张琼,钱永甫.用NCEP/NCAR再分析辐射资料估算月平均地表反照率[J].地理学报,1999,54(4):309-317. ZHANG Q, QIAN Y F. Monthly mean surface albedo estimated from NCEP/NCAR reanalysis radiation data[J]. Acta Geographica Sinica, 1999,54(4):309-317.

[22] 宋敏红,吴统文,钱正安.高原地区NCEP热通量再分析资料的检验及在夏季降水预测中的应用[J].高原气象,2000,19(4):467-475. SONG M H, WU T W, QIAN Z G. Verification of NCEP surface heat fluxes over QXP and its application to summer precipitation forecast[J]. Plateau Meteorology, 2000,19(4):467-475.

[23] 段安民,刘屹岷,吴国雄.4～6月青藏高原热状况与盛夏东亚降水和大气环流的异常[J].中国科学:D辑,2003,33(10):997-1004.

DUAN A M, LIU Y M, WU G X. The thermal regime of Qinghai-Xizang plateau during April and June and the precipitation of midsummer and abnormality of circulation in East Asia[J]. Science in China: Ser D, 2003,33(10):997-1004.

[24] 周顺武,张人禾.青藏高原地区上空NCEP/NCAR再分析温度和位势高度资料与观测资料的比较分析[J].气候与环境研究,2009,14(3):284-292. ZHOU S W, ZHANG R H. Comparison of NCEP/NCAR reanalysis data and radiosonde data about temperature and geopotential height of upper air over the Tibetan plateau[J]. Climatic and Environmental Research，2009,14(3):284-292.

[25] 张核真,杨志刚,杜军,等.西藏自治区气候图集[M].北京:气象出版社,2013. ZHANG H Z, YANG Z G, DU J, et al. Climatic Atlas of the Tibet Autonomous Region[M]. Beijing: China Meteorological Press, 2013.

[26] 高国栋.气候学教程[M].北京:气象出版社,1996. GAO G D. Climatology Course[M]. Beijing: China Meteorology Press, 1996.

[27] 毛江玉,吴国雄,刘屹岷.季节转换期间副热带高压带形态变异及其机制的研究Ⅱ:亚洲季风区季节转换指数[J].气象学报,2002,60(4):409-420. MAO J Y, WU G X, LIU Y M. Study on model variation of subtropical high and its mechanism during seasonal transition part II: Seasonal transition index over Asian monsoon region[J]. Acta Meteorologica Sinica,2002,60(4):409-420.

[28] 吴国雄,毛江玉,段安民,等.青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展[J].气象学报,2004,62(5):528-540. WU G X, MAO J Y, DUAN A M, et al. Recent progress in the study on the impacts Tibetan plateau on Asian summer climate[J]. Acta Meteorologica Sinica, 2004，62(5):528-540.

[29] 李建平.全球大气环流气候图集[M].北京：气象出版社,2001. LI J P. Atlas of Climate of Global Atmospheric Circulation[M]. Beijing: China Meteorological Press, 2001.

TIAN Rongxiang, KANG Yuxiang, ZHANG Wenbin, XI Feng, ZHANG Chao

(CollegeofEarthSciences,ZhejiangUniversity,Hangzhou310027,China)

Based on the 30 year data from 1981 to 2010 of the US National Centers for Environmental Prediction (NCEP), the process of seasonal temperature changes in Qinghai-Tibet plateau and its surrounding areas as well as the possible intrinsic mechanism are studied. The results show that the 24℃-isotherm of earth surface exhibits a sudden jump between the north and south about 18 latitudes in February-March and November, which is speculated to be the result of the joint effects of the solar radiation and the monsoon circulation. The seasonal temperature change on 200 hPa is earlier than on surface and 500 hPa, presumably due to the downward energy transfer from the sudden warming stratosphere. The surface temperature in Qinghai-Tibet plateau is closely related to lesser downward longwave radiation flux. The results will provide useful hints for further research on climate change in Qinghai-Tibet Plateau.

Tibet plateau; seasonal change; NCEP data

2015-11-26.

国家自然科学基金重大研究计划项目(91337212).

田荣湘(1964-)，ORCID:http://orcid.org/0000-0002-3174-7436,女，博士，副教授，主要从事气候学研究，E-mail:trx@zju.edu.cn.

10.3785/j.issn.1008-9497.2017.01.013

P46

A

1008-9497(2017)01-084-13