青藏高原地气温差与印度洋海气温差的相互影响

申紫薇, 田荣湘, 张超

(浙江大学 地球科学学院， 气象信息与灾害研究所， 浙江 杭州 310027)

0 引 言

青藏高原(简称高原)是世界上最高的高原，平均海拔超过4 000 m，地处我国西南部，约占我国领土面积的四分之一. 受太阳辐射和高原地形的影响，青藏高原在冬季为冷源，夏季则为热源，且夏季大气热源的中心在高原东南侧[1]. 大气冷热源是大气运动的热力强迫因子，也是大气运动的能量来源.

青藏高原热力状况是众多学者关注的重点，前人已经对温度及感热进行了深入研究，结果表明，高原感热和高原温度的变化特征并不相同[2-4]. 分析青藏高原地面气温的季节变化特征，可知高原年平均及四季平均气温均异常偏高，即高原气温变化具有一致性[5]. 而高原感热则不同，在对高原感热进行分析时发现，第一模态的空间分布具有东西反向变化的特点，而时间系数在1979年前后也发生了符号的改变： 春季高原大气热源在20世纪60年代为下降趋势，而在70—90年代为上升趋势，之后又转为下降趋势[6-8].

本文拟从不同角度研究高原地气温差的特点，以弥补仅由地面气温代表高原热力状况的局限性，同时避免感热研究中由曳力系数的不确定性带来的偏差，从而更好地反映高原地区感热部分的热力强迫状况. 地表感热是最主要的热力作用之一，地气温差主要反映高原的感热状况，也间接反映了高原地表的热力状况.

张文纲等[9]的研究表明，青藏高原地气温差冬季较小、夏季较大，其多年平均值呈西北-东南向的空间带状分布，根据空间分布将高原划分为多年冻土区域和季节性冻土区域. 王澄海等[10]则研究了东亚夏季风建立前高原地气温差的变化特征，发现高原地气温差的峰值均较地温和气温超前1个月左右，并且随着季节变化，高原地气温差的敏感区会有所变化，变化趋势不同. 中国大陆春季地气温差分布与地势吻合，春季高原地气温差偏大时，长江中下游为涝年[11]；陈忠明等[12]也发现，高原冬季地面加热场与初夏四川盆地降水有一定关联，高原冬季热源偏强时，初夏四川盆地降水偏多，反之则偏少.

印度洋与青藏高原一样，对我国气候有深远影响. 作为西南季风的发源地和流经地，印度洋区域海温的异常对西南季风的异常活动有重要影响，通过影响南海夏季风的强弱以及江淮流域的降水，进而对我国以及全球气候变化产生重要影响[13-14]. 冬季东印度洋海温与同期华南地区海温有较好的正相关性，冬季东印度洋海温偏高时华南地区降水偏多，反之则偏少，印度洋海温正异常年，我国长江中下游地区来自孟加拉湾的水汽输送较常年有所增加，使我国长江中下游地区、东北地区西部雨水明显增多，东南沿海及华南东部降水较常年显著偏少，华北、山东半岛以及西北地区东部降水也偏少[15-16]. 印度洋与青藏高原的热力强迫作用是互不干扰还是相互影响是本文的研究重点，并以此作为下文研究高原与印度洋对我国降水影响的基础.

关于青藏高原热力作用和印度洋海温的关系，前人已做了一些研究： 当印度洋海温为全区一致型且正异常时，高原大部分地区温度也异常偏高，两者之间存在较好的正相关；而当印度洋海温表现为南北反向型异常时，海温北正南负，尤其是孟加拉湾海区异常偏高，则高原北部气温偏高，中部和南部气温偏低，反之亦然[17-19]；春季印度洋的三极型海温分布可以强迫出一个跨越南北半球的波列，使青藏高原主体表现为东风异常，背景西风减弱，从而形成青藏高原主体与周围反相的回字形感热第二模态[20-22]. 笔者希望通过探究青藏高原地气温差与印度洋海气温差之间的相互关系和影响，找到其可能存在的物理机制.

1 数据与方法

1.1 数 据

使用欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，简称ECMWF)提供的ERA-interim资料[23]，高原上所用资料为： 月平均地表温度，地面2 m气温，研究范围为73°E～105°E，25°N～45°N；印度洋所用资料为： 月平均海表温度(SST)，海面2 m气温，范围为50°E～100°E，25°S～20°N. 这2套资料的时间长度为1981―2010年共30 a，水平空间分辨率为0.75°×0.75°. 另外，还使用了NCEP/NCAR提供的500 hPa月平均位势高度、垂直速度、纬向风速(U分量)和经向风速(V分量)(https： //www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html#source)，该资料水平空间分辨率为2.5°×2.5°，时间长度为1981―2010年共30 a，范围为40°E～120°E，25°S～60°N.

1.2 研究方法

采用经验正交函数分解(EOF)方法，对青藏高原地气温差和印度洋海气温差的距平场进行EOF分析，得到的空间分布型第一模态是地气温差异常状况最显著时的空间分布形态，时间系数则代表这种地气温差异常的年际变化特征.

另外，使用一元线性回归和T检验，用EOF分析后所得时间序列与青藏高原地气温差进行回归分析，以此探究青藏高原地气温差和印度洋海气温差之间的相互关系和影响，为研究其影响机制，用时间序列和垂直速度、风场等做回归，并对所得相关系数进行T检验，通过显著性检验的区域说明其相关性是可信的.

2 青藏高原地气温差与印度洋海气温差的基本特征

2.1 青藏高原地气温差的基本特征

青藏高原位于亚洲中南部，对我国气候及天气系统的影响较大，因此对青藏高原的动力和热力作用的研究显得尤为重要. 本文用青藏高原地表温度TS和地面2 m气温TA做差值，得到高原地区地气温差ΔT(ΔT=TS-TA)，以此表示高原地区的感热状况，首先研究地气温差30 a的平均状态. 青藏高原地面加热场强度6、7月最大，12月、1月最小[21]，同时青藏高原地气温差在夏季较大，7月达到最大，冬季较小，1月达到最小值[9].由于青藏高原冬、夏季热力状况差异大，且冬、夏季青藏高原积雪、夏季青藏高压均对高原热源产生影响，进而影响长江流域的降水[22]. 因此，本文研究冬、夏2个季节高原的地气温差与印度洋海气温差，用1月平均代表冬季热力状况，7月平均代表夏季热力状况，并进行比较，旨在得到高原热源和印度洋热源的冬夏差异.

2.1.1 冬季与夏季的地气温差分布

从图1(a)中可以看出，高原冬季地气温差呈东北-西南走向的带状分布，这与前人的研究结果基本一致，大部分区域地气温差为正，尤其是高原东部地区地气温差值最大，达到3.5 ℃，这可能是由于高原东部地区较西部地区海拔低，且植被多，地表辐射较弱，也可能与东部地区的蒸发、降水有关[24-25]. 另外注意到，除高原东部外，西北地区地气温差值也较大. 在高原中部，有一条带状负值区域，而在高原西南边界的喜马拉雅山脉地区和东南边界则出现了较大的负值中心. 高原东南部边缘，地气温差一直为负，可能由雪山及永冻土所致. 整体而言，青藏高原给大气供热，特别是高原的东部地区是供热中心区；西部和南部有部分地区需要大气向地面供热，特别是靠近边界的地区，是大气向地面供热的中心.

图1(b)给出了青藏高原地区夏季(7月)地气温差的30 a平均值. 从图中可以看出，除东南部高原边界地区外，青藏高原其他地区夏季地气温差均为正值，且高于冬季. 高原北部地气温差较高，大值区达到3.5 ℃以上，东南部则较低，甚至在高原东南边界出现了负值区域. 这可能由地表植被覆盖及土壤结构不同造成，北部地气温差较高的区域主要为沙漠地区. 从冬、夏对比中可以看出，夏季高原为一强大的热源，向大气输送热量，靠近地表的大气温度升高，空气做上升运动，因此在高原上空形成强大的青藏高压，影响我国夏季的环流形势；而在冬季则为冷源，虽然部分地区地表温度较气温高，但差别不大，而在喜马拉雅地区及高原东南部地面的冰雪则会吸收大气中的热量，使空气做下沉运动.

图1 青藏高原冬季和夏季平均地气温差Fig.1 The mean ground-air temperature differences over the Qinghai-Tibet Plateau in winter and summer绿色实线为高原轮廓.The green line means high altitude profile.

2.1.2 冬季与夏季地气温差的EOF分析

1月高原主体地气温差表现为显著负异常(见图2(a))，高原东部及北部小部分地区地气温差异常可达-0.8 ℃以上，大部分区域地气温差为-0.4～-0.6 ℃. 这反映了高原主体地气温差变化的整体一致性，即冬季高原地气温差要么异常偏高，要么异常偏低. 从时间序列上来讲(见图2(b))，高原地气温差波动较大，青藏高原地气温差可能存在周期为1～2个月的高频振荡，1981―1995年呈下降趋势，1996―2010年呈上升趋势，1995年可能为气候态的转折年.

由夏季地气温差EOF分析发现，其空间分布不像冬季以高原轮廓为明显的分界线，也未见逐月正负反相的特征. 以85°E为分界线，西边大部分区域地气温差异常偏低，小值区域集中在78°E、36°N附近，可达-0.8 ℃以下；东边大部分区域为正值，在高原东北部有一大值中心，中心区域地气温差可达1 ℃以上. 这反映了高原夏季地气温差变化不一致的特点，即高原东部和西部地区地气温差反向变化，存在偶极现象. 以1996、1997年为明显的时间系数分界线，1997年以前，时间系数基本为正，1997年以后基本为负，因此，时间系数总体呈下降趋势，这与冬季先下降后上升的特点不一致. 综合冬、夏季时间系数的变化特点，判断1996、1997年可能为气候背景转折年. 在空间分布和时间系数上冬季和夏季都表现出不同的变化特点，可能是由影响冬、夏季地气温差的各因素所占比重不同造成的.

图2 青藏高原冬、夏季地气温差的正交函数分析Fig.2 The empirical orthogonal function analysis on temperature difference of the Qinghai-Tibet Plateau in winter and summer1，7月EOF分析第一模态解释方差分别为42.7%，30.0%，均通过了North显著性检验. 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 印度洋海气温差基本特征

研究印度洋海气温差的文献不多，为了比较印度洋和青藏高原的热状况，下文将讨论印度洋地区海气温差的气候态特征.

2.2.1 冬、夏季平均海气温差

图3(a)为印度洋地区(50°E～100°E，25°S～20°N)1981—2010年共30 a冬季1月平均海气温差. 冬季印度洋大部分区域海气温差在0.5 ℃以上，赤道至10°S可达1.5 ℃以上，孟加拉湾北部海气温差也较大，可达1.5～2 ℃，这可能与冬季洋流有关. 赤道以南地区温差较大是因为太阳辐射较多，海水升温快，而大气加热则相对较慢，且空气之间热量交换较快，因此温差较大. 相较于高原而言，印度洋冬季海气温差无负值，全部为海洋向大气供热，而在正值区域，印度洋海气温差略大，热量交换更快，海洋中海水不断向大气输送热量，使得洋面上的空气温度较高. 因此，相对于高原而言，冬季的海洋为热源.

图3 印度洋地区冬季和夏季平均海气温差Fig.3 The mean sea surface-air temperature differences over the Indian Ocean in winter and summer

从图3中可以看出，印度洋地区夏季(7月)30 a平均海气温差与冬季略有不同，均为东西走向的带状区域. 大值中心较冬季更偏北. 热带地区的大值中心位于赤道附近，且东部大于西部，最大值可达2 ℃以上，另外，在南半球25 °S也有一大值区，海气温差同样可达2 ℃以上. 在阿拉伯海的西北部以及孟加拉湾西部小部分地区，海气温差为负值，可能由于靠近陆地，西风将大陆上的热量传给海洋，使海洋上空气温升高，而在夏季，海洋温度要低于大陆，因此海气温差为负值. 和高原相比，印度洋海气温差远小于高原地气温差，由于海水比热容更大，因此海洋吸收的热量有很大一部分会传递到海洋深层，而陆地则不同，尤其是植被覆盖较少的地区，地面吸收的热量很快以长波辐射的形式发散到大气中，青藏高原海拔较高，夏季会得到更多的太阳辐射，地气温差又较大，热量会更快地逸散到大气中，因此，夏季高原为一热源，而海洋相较陆地而言则是冷源，印度洋对大气的加热程度较高原弱.

2.2.2 海气温差EOF分析

图4(a)、(b)为冬季海气温差距平的EOF第一模态的空间分布和时间序列. 1月份EOF分析第一模态从北到南呈正负交替的空间分布特点，即印度洋海气温差的变化全区并不一致，也未呈现偶极现象，而是增大和减小交替出现，如果赤道地区某年海气温差较30 a偏高，则其南北区域偏低，反之亦然. 笔者在分析NCEP资料时也得到了基本一致的结果，因此可以排除资料的不确定性. 海气温差大值区域在赤道略靠南地区，以5 °S为中心，最大值可达0.3 ℃以上. 时间序列在1997年以前基本为负值，即赤道地区海气温差异常偏低，而在1997年前后发生了较大的振荡，1997年之后基本为正值，即赤道地区海气温差异常偏高，这样的变化特征与高原冬季相反，转折年份相同. 冬季印度洋海气温差的变化主要缘于纬度间的差异，可能由印度洋季风洋流引起. 冬季，在冬季风(东向风)的动力作用下，在5 °N有自东向西的洋流，东向风将海表温度较高的海水带走，当冬季风加强时，海表温度进一步降低，海气温差距平出现负值；赤道逆流自西流向东，当东向风加强时，赤道逆流减弱，而赤道地区太阳辐射较强，因此海表温度升高，海气温差增大，出现正距平. 在南半球，也有同样的情况，在东向信风的动力作用下，出现由东向西的洋流，将表层温暖的海水带走，当东向信风加强时，表层海水的温度进一步降低，出现负距平.由于东向信风的加强，赤道逆流减弱，赤道地区出现正距平海气温差.

图4 印度洋冬、夏季海气温差的正交函数分析Fig.4 The empirical orthogonal function analysis on temperature difference of the Indian Ocean in winter1月、7月EOF第一模态解释方差分别占15.9%，16.1%，模态均通过North显著性检验. 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，海温距平的EOF分析第一模态空间分布及时间系数与冬季差异较大(见图4(c)、(d)). 夏季也出现了正负交替的带状区域，方向则为西北-东南走向.印度洋地区有强大的东南风气流越赤道转为西南风[18]，当夏季风加强时，流向北半球的气流较多，同样将海洋表面的温暖海水吹走，使得印度洋出现沿西北-东南走向的海气温差负值区域，相反，不在赤道气流上的海面则出现正距平海气温差. 当夏季风减弱时，情况则相反.

3 青藏高原地气温差与印度洋海气温差的相关性分析

观测事实表明，全球大气环流的变化和异常存在相关性，一个区域的环流异常会引起相距遥远的另一个区域的环流异常，这种大气环流变化与异常间的远距离关联称为遥相关. 研究表明，印度洋海温和青藏高原气温存在遥相关关系，全区一致的印度洋海温分布型对应高原地区正响应，即印度洋海温偏高时，大部分高原地区气温异常偏高[17]. 印度洋的海气温差与青藏高原地气温差是否也存在相似的遥相关关系？

3.1 青藏高原地气温差对印度洋的影响

为探索青藏高原和印度洋之间可能存在的相互影响，用上面所做的青藏高原地气温差EOF分析第一模态的时间系数与印度洋海气温差做同期相关及滞后一月回归分析(见图5). 冬季(1月)，同期相关在赤道以南地区(5 °S附近)显著正相关，在其北部有显著负相关区. 这与1月印度洋EOF分析第一模态的空间分布相对应，正相关区对应海气温差异常偏高的区域，负相关区对应异常偏低的区域，即青藏高原地气温差异常偏高时，赤道印度洋海气温差也偏高，海洋向大气供热增加，而孟加拉湾及阿拉伯海地区则偏低，海洋向大气供热减少. 在滞后1个月的相关性分析中，只在5 °S有显著正相关区，靠近大陆边缘有小部分负相关区,说明高原对印度洋的影响可以持续到2月.

图5 冬季与夏季青藏高原地气温差EOF1时间系数与印度洋海气温差的同期及滞后一月回归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填色为相关系数通过显著性检验区域(红色为通过90%显著性检验正相关区，其中深红色为通过99%显著性检验区域；蓝色为通过90%显著性检验负相关区，其中深蓝色为通过99%显著性检验区域).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)，高原地气温差的时间系数与印度洋海气温差的相关分析结果不同于冬季. 冬季相关性呈东西向带状分布，夏季基本呈全区一致的特点(见图5(c)、(d)). 夏季(7月)，在印度洋上基本都为负相关，阿拉伯海的负相关尤为显著，但在阿拉伯海西部的非洲大陆架区域以及印度洋西南部马达加斯加岛屿东部的地区则为正相关. 即当高原地气温差异常偏高时，印度洋大部分区域海气温差异常偏低. 滞后一月也基本表现为全区一致的负相关，相关区略有南移.

3.2 印度洋海气温差对青藏高原的影响

海洋和陆地的相互影响可能是双向的，青藏高原地气温差将对印度洋产生影响，那么印度洋是否也会对青藏高原产生影响呢？为此，本文将印度洋海气温差距平EOF分析第一模态的时间系数与青藏高原地气温差做了同期相关和滞后一月的回归分析，并对相关区做了显著性检验，以探究印度洋对高原的影响.

冬季(1月)，在高原北部地区为显著负相关，即印度洋EOF第一模态加强时，高原地气温差减弱，这与高原对赤道印度洋的影响并不一致. 回归系数达到-0.4，远高于高原对印度洋影响的回归系数，因此印度洋对高原的影响强于高原对印度洋的影响(见图6(a)). 滞后一月相关范围远大于同期，高原北部地区和高原以北地区均为负相关. 回归系数仍达-0.4(见图6(b))，说明印度洋海气温差对1个月后的高原地气温差有显著影响，这与高原对印度洋的影响相似，空气流动和热量传递需要时间，因此，高原地气温差和印度洋海气温差之间的相互作用在1个月后达到最大,青藏高原与印度洋之间存在相互影响、相互制约的过程，即高原模态加强导致印度洋模态加强(减弱)，但印度洋模态的加强会导致高原模态的减弱(加强)，两者相互制约，在一定范围内变化.

图6 冬季与夏季印度洋海气温差EOF1时间系数与青藏高原地气温差的同期及滞后一月回归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等值线为回归系数，填色为相关系数通过显著性检验区域(红色为通过90%显著性检验正相关区，其中深红色为通过99%显著性检验区域；蓝色为通过90%显著性检验负相关区，其中深蓝色为通过99%显著性检验区域)，绿色轮廓为高原地区.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)，印度洋海气温差EOF1时间系数和青藏高原地气温差回归分析结果(见图6(c)、(d))显示，印度洋海气温差异常升高时，高原东北部地气温差加强，为正相关，高原西部地气温差减弱，为负相关，这与该地区存在雪山或永冻土有关. 夏季回归系数小于冬季，夏季印度洋对高原的影响减弱，高原地气温差更多受到太阳辐射的影响. 与印度洋上夏季的回归系数差别不大，印度洋对高原的影响强度略高于高原对印度洋的影响，这与冬季的结果一致. 而滞后一月相关区面积更大，进一步说明高原与印度洋温差之间的影响需要一定的响应时间.

4 青藏高原与印度洋互相影响的可能机制

通过以上研究发现，青藏高原地气温差和印度洋海气温差之间存在一定的关系，那么，青藏高原和印度洋之间的这种关系是通过什么机制实现的？图7为青藏高原地气温差1月时间系数与环流形势的回归分析. 当高原地气温差第一模态增强时，高原上空200 hPa有反气旋环流增强，而在阿拉伯海上空则有气旋性环流增强，北半球赤道印度洋西部上空东北信风减弱，不利于低空热量向高空输送，但有利于近地面气温的升高，因此，北半球赤道印度洋呈负相关，即高原地气温差第一模态增强，当对应实际高原地气温差减小时，赤道以北印度洋海气温差减小. 同样，在南半球赤道印度洋有东风增强的趋势，东南信风增强，高低空热量交换增加，近地面气温降低，海气温差增大，因此南半球赤道印度洋呈正相关，即青藏高原地气温差第一模态增强，当实际地气温差减小时，赤道以南海气温差增大. 而赤道以南近地面风有利于越赤道的暖流，海洋升温；赤道以北近地面风减弱越赤道暖流，海洋降温，进一步增强了北半球负相关、南半球正相关的趋势. 从垂直运动图也可以看出，正相关区域对应上升运动，负相关区域对应下沉运动，即青藏高原地气温差EOF1增强会促使北印度洋下沉运动增强，不利于热量向高空传播，气温升高，海气温差呈负相关；而南印度洋上升运动增强，海气温差呈正相关.

7月(见图8)，当青藏高原地气温差EOF1增强时，在赤道以南，近地面风为反气旋，高空风为气旋，有利于下沉运动，同时近地面风与印度洋季风洋流的方向相反，洋流减弱，因此不利于海温升高： 海表面西南季风的减弱有利于气温升高，海气温差减小，即当7月青藏高原地气温差EOF1增强时，与印度洋海气温差呈负相关. 另一方面，从垂直运动上可以看出，高原模态的增强与Hadley环流的增强同步，因此增强的根本原因可能是太阳辐射.

图7 青藏高原地气温差1月时间系数与环流形势的回归分析Fig.7 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Qinghai-Tibet Plateau’s temperature difference and the circulation pattern in January深浅填色为与风速相关且通过显著性检验的区域，浅色为通过显著性检验区域，绿色线条为高原轮廓. 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.

图8 青藏高原地气温差7月时间系数与环流形势的回归分析Fig.8 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Qinghai-Tibet Plateau’s temperature difference and the circulation pattern in July

图9 印度洋海气温差1月时间系数与环流形势的回归分析Fig.9 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Indian Ocean’s temperature difference and the circulation pattern in January深浅填色为与风速相关且通过显著性检验的区域，浅色为通过显著性检验区域，绿色线条为高原轮廓. 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(如图9所示),印度洋模态的加强会使高原上空出现东风异常、西风急流减弱、高空抽吸作用减小，而在高原北部低层则有较暖的东南气流流过，气温升高，地气温差降低，因此，印度洋EOF1与高原北侧地气温差呈负相关. 印度洋对高原上空垂直速度的影响不明显.

7月(见图10)，印度洋EOF1模态的加强使得高原西北侧出现异常西北风，而在高原西部南侧出现了异常偏南风，使得高原北部气温降低，与地气温差呈正相关；西部气温升高，与地气温差呈负相关. 从垂直环流中也可看出，高原北部低层为异常上升运动，有利于减小地气温差，而在塔里木盆地西侧的喜马拉雅山脉，则表现为异常的下沉运动，有利于增大地气温差. 高原上空200 hPa出现气旋性环流异常，减弱了南亚高压强度，而南亚高压强度与我国江淮流域降水关系密切，印度洋的感热状况间接影响我国江淮流域的降水.

图10 印度洋海气温差7月时间系数与环流形势的回归分析Fig.10 The regression coefficient between EOF1 time coefficient of the Indian Ocean’s temperature difference and the circulation pattern in July

5 结 论

5.1冬季，青藏高原主体给大气供热， 西部和南部部分地区需大气向地面供热；夏季，高原地面给大气供热，而在东南边界的雪山地区，仍需大气向地面供热. 从高原地气温差EOF分析中发现，冬季，高原主体第一模态空间分布具有一致性时间序列，即上升趋势；夏季，EOF分析第一模态空间分布，高原东北部为正值，西部为负值，且时间系数呈下降趋势.

5.2印度洋海气温差冬季为正，大值中心位于赤道至10 °S之间，夏季，在阿拉伯海西部及孟加拉湾西部海气温差为负值，其他区域为正值，2个正值中心分别在赤道和25 °S附近海域. 1月份，EOF1空间分布呈现“-”“+”“-”反位相振荡的特点.

5.3高原和印度洋之间存在一定的相关性.1月，当青藏高原地气温差第一模态增强、实际地气温差减小时，印度洋由北到南出现正负交替的带状相关区，尤其在赤道附近呈显著正相关. 7月，印度洋主体区域均表现为负相关，只有阿拉伯海西部靠近大陆的位置和印度洋西南部靠近岛屿的位置出现正相关区. 1月，当印度洋海气温差模态增强时，高原部分地区地气温差出现显著负相关，7月，在高原东北部出现显著正相关区，即当印度洋海气温差异常升高时，高原东北部地气温差升高，而西部地气温差降低.

6 讨 论

6.1考虑不同来源的高原数据差异较大，NCEP资料准确性欠佳，本文选取与高原站点资料结果较为相近的欧洲中心资料.由于高原西部和北部部分地区站点较少甚至无站点，因此无法准确比较所用资料的准确性，可能会对结果产生一定的影响.

6.2由分析知，青藏高原地气温差与印度洋海气温差之间存在遥相关，是否由波列的传播或是能量的扰动导致，目前尚未找到此关系之间的本质机理，需进一步探讨[26-27]. 但发现冬季地气温差和海气温差均存在逐月反位相振荡的特点.能量传播是否也以月为周期振荡尚需用事实来证明.

6.3青藏高原和印度洋EOF时间系数在1995年之后均发生了突变，之后波动的平均水平较之前低，此现象是否由全球气候变化导致？需做进一步研究与探讨.