太陽輻射和大氣環流在青藏高原氣溫季節變化中的作用

田榮湘，康玉香，張文濱，奚 鳳，張 超

(浙江大學 地球科學學院， 浙江 杭州 310027)

太陽輻射和大氣環流在青藏高原氣溫季節變化中的作用

田榮湘，康玉香，張文濱，奚 鳳，張 超

(浙江大學 地球科學學院， 浙江 杭州 310027)

利用1981～2010年共30 a的美國國家環境預報中心(NCEP)再分析格點資料，對青藏高原及其周邊溫度的季節變化及可能機理進行了研究.發現：地表24 ℃等溫線2～3月和11月的南北跳動可能是太陽輻射和季風環流共同作用的結果；200 hPa溫度的季節變化早于地面和500 hPa,其原因可能與平流層爆發性增溫造成的能量下傳有關;青藏高原的低溫與低的大氣逆輻射密切相關.該結果可為進一步研究青藏高原氣候變化及其規律提供參考.

青藏高原；季節變化；NCEP資料

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“地球第三極”之稱的青藏高原，平均海拔超過4 000 m，面積約250萬km2，是世界上平均海拔最高的高原.青藏高原不僅具有高海拔的特點，還具有大地形山區、冰川雪山、高寒草甸、高原荒漠、高山灌叢、高原湖泊等特殊下墊面特點.高原高聳的地形、特殊的下墊面和大氣柱特點，使其輻射平衡、水分平衡和能量平衡與周邊地區不同，并通過大氣環流影響周邊的氣候.在此熱力和動力驅動下，青藏高原大氣溫度及其季節變化與其他地區有何差異、其機理如何值得研究.

20世紀50～70年代，老一輩科學家們[1-4]發現了青藏高原的許多重要的氣候現象，如：青藏高原大地形的阻擋，使冬季西風急流在高原分成南北二支；由于高原的作用，夏季高原南面的南風在90°E分成東西二支，西支在印度形成氣旋，等等.但是由于缺乏資料，對高原氣溫季節變化的相關研究較少.

20世紀80年代之后，隨著高原氣象資料的日漸積累，對高原氣溫的研究也隨之增多[5-7]，但多數研究的是零星站點氣溫變化周期，以及氣溫的年際和年代際變化趨勢.

1979年5～8月科學家們組織了第1次青藏高原科學實驗(QXPMEX)，實驗增設了4個探空站，6個熱源觀測站和1個雷達站.結合高原內外200余個地面站觀測資料，中外科學家經多年研究，揭示了一些重要的物理過程和天氣事實[8].1998年5～8月進行了第2次青藏高原大氣科學實驗(TIPEX),這次實驗的目標是揭示地氣相互作用的物理過程、高原大氣邊界層(PBL)和對流層結構、云輻射過程，并研究高原動力和熱力作用對大氣環流、季風、氣候變化和災害性天氣形成和發展的影響，取得了大量的研究成果[9-10].但由于觀測時間較短，只有3個月，對高原整體及其周邊地區氣溫的季節變化及其關系尚不清楚，因此無法提供30 a以上氣候意義的季節變化特征.

近年來，隨著全球氣候變暖、我國經濟和青藏高原旅游業的迅速發展，特別是青藏鐵路的建成通車，人類活動對青藏高原下墊面的影響使得青藏高原的地面和大氣熱源發生了明顯的改變[11-13]，這將會影響青藏高原及周邊的氣溫、氣候狀況.

太陽輻射是驅動地球氣候系統的能量來源，氣溫是地球氣候系統中所有氣候因子非線性作用的結果，高原上的太陽輻射與氣溫有什么關系？青藏高原大地形、特殊下墊面以及人類活動對高原及周邊的氣溫及其季節變化有多少影響？太陽輻射和大氣環流在青藏高原氣溫季節變化中起什么作用？這些問題還不十分清楚，因此，這項研究將為了解高原和周邊氣候變化及其關系提供理論基礎，為長期天氣預報提供重要參考.

基于此，本研究利用1981～2010年共30 a的美國國家環境預報中心(the national centers for environmental prediction, NCEP)再分析格點資料，對青藏高原及周邊地區氣溫的季節變化特征及其可能的機理進行研究，為進行青藏高原地區的氣候預報提供重要參數，并進一步驗證NCEP資料在青藏高原的適用度.

1 研究資料

研究資料采用1981～2010年月、旬平均的NCEP再分析資料.氣壓和溫度采用地面和高空資料(高空分別為50，200，500，700和850 hPa等壓面資料)，各輻射通量：向下的短波輻射(總輻射)、向下的長波輻射(大氣逆輻射)、向下的凈短波輻射和向上的凈長波輻射(地面有效輻射).資料空間分辨率為2.5°×2.5°.研究區域為青藏高原及其周邊地區，所選范圍為20°E～180°E，10°N～70°N.

1.1 NCEP再分析資料

NCEP/NCAR再分析資料是由美國國家環境預報中心(NCEP)和美國國家大氣研究中心(NCAR)自1991年起聯合進行的大氣資料再分析研究成果[14].由于再分析資料內容豐富,時間序列長,自1996年公開發行以來,已廣泛應用于科學研究中.對于NCEP/NCAR再分析資料的可信度和質量問題,研究者從不同角度、用不同方法對不同地區的各種要素進行了分析和比較[15-20].

1.2 NCEP資料在青藏高原的運用

青藏高原獨特的地形，使其熱力和動力條件都有別于其他地區，NCEP資料是否適用于青藏高原？氣象工作者[15,21-24]對此進行了研究，結果表明，溫、壓、風、濕、降水和位勢高度等再分析資料與觀測資料相似，輻射資料除月平均地表反射率偏大外，其他要素均接近觀測值，特別是1979年之后.

2 分析和討論

2.1 氣溫的季節變化

2.1.1 地面氣溫的月平均特征

青藏高原獨特的海拔高度，不僅對本地的氣溫有影響，對南來北往的氣流也有阻擋作用.從30 a1～12月青藏高原地面氣溫的月平均圖(見圖1)可以看出，高原上的氣溫與周圍明顯不同，高原一年四季都為一個低溫中心.

1～5月，高原氣溫都在0 ℃以下.6月，除高原西北部的少數地區外(沿昆侖山一帶，即昆侖山一帶最晚進入夏季)，其余地區的溫度均升至0 ℃以上.而此時，高原東面的我國大部分地區，月平均氣溫已達到16～24 ℃.同緯度高原西面的巴基斯坦、阿富汗、伊朗、土庫曼斯坦月平均氣溫已達24～32 ℃.南部的印度半島和中南半島月平均氣溫也超過了24 ℃.7、8月，高原的月平均地面氣溫維持在0 ℃以上.進入9月后，在高原西北部的昆侖山沿線出現了0 ℃以下閉合中心，而同緯度的我國東部月平均氣溫仍處于16～24 ℃，同緯度的中亞地區，月平均氣溫為16～32 ℃.進入10～12月，高原月平均氣溫都在0 ℃以下，我國東部的月平均氣溫在0～16 ℃，高原西部的中亞地區月平均氣溫在0～24 ℃.

圖1 1981～2010年月平均地面氣溫(℃)Fig.1 Monthly mean surface temperature from 1981 to 2010紅框為24 ℃等溫線南北跳的位置，藍色虛線為青藏高原輪廓線.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.

從圖1還可以看出，青藏高原東西兩側的月平均氣溫明顯不同，西面的溫度總是高于東面.在高原南側的印度和中南半島，其地面氣溫總是高于同緯度高原東側的四川、貴州、湖南、江西、浙江和福建等及以南地區，這可能是高原對北來冷空氣的阻擋作用所致.在高原北部，除塔里木盆地外，其余地區的氣溫總是低于同緯度80°E以西的地區，這可能是北來的冷空氣在此堆積形成冷湖的結果.

值得注意的是，在高原地面氣溫季節變化的過程中，24 ℃等溫線的突然大幅度南北跳動.從冬至夏的過程中，在2～3月，24 ℃等溫線突然北跳,2個月北跳了18個緯度；從夏到冬的過程中，在11月，24 ℃等溫線向南跳了18個緯度(見圖1).

從上面的分析可知，青藏高原對地面氣溫的影響，不僅表現在使高原的氣溫低于同緯度，而且對高原周邊的氣溫也有影響.青藏高原的存在使高原東面的地面氣溫低于西面，高原南面的地面氣溫高于同緯度其他地區，高原北面則相反.在季節輪換中，2～3月和11月，地面氣溫的24 ℃等溫線出現突然大幅度南北跳動現象.

2.1.2 地面氣溫的季節變化

為了解氣溫的季節變化，筆者做了12個月的變溫分析，即把后一個月的月平均值減去前一個月的平均值,并稱之為溫度變化(下同)，結果如下(見圖2)：

從2月開始，高原增溫(T2月-T1月>0)，也就是說1月最冷，從西藏自治區氣候圖集[25]上看也是1月最冷.2月，高原增溫的速度較慢，比其周邊地區小，月平均增溫0～2 ℃.高原的東西南面月平均增溫2～4 ℃.高原北面的新疆和甘肅等地，月平均增溫2 ℃以上.3月(T3月-T2月>0)，高原增溫，月增溫2～4 ℃，比西、南面慢(月平均增溫4～6 ℃)，與我國東部相當(平均月增溫2～4 ℃)，這可能是因為我國東部受北來寒潮影響.4月(T4月-T3月>0)，高原繼續增溫，月增溫4～6 ℃，比東西兩邊增溫慢(西面月增溫6～8 ℃，東部月增溫5～7 ℃)；高原的北面月增溫6～8 ℃，也比同緯度東西兩邊慢(8～10 ℃)，高原的南面增溫比同緯度地區慢(月平均增溫2～4 ℃，同緯度地區月平均增溫4～6 ℃)，即受高原影響，其南北面增溫速度比同緯度慢.5月(T5月-T4月>0)，高原月平均增溫保持在4～6 ℃(高原西北部小部分地區增溫低于4 ℃)，與高原周邊同緯度的東西兩邊增溫速度相同.高原的南面，中南半島卻出現了降溫，有些地區出現了月平均降溫2 ℃以上，這可能與南海季風爆發，帶來大量降水有關.6月(T6月-T5月>0)，高原及其北部，月平均增溫繼續保持在4～6 ℃，高原同緯度的東西兩邊增溫速度放緩，月平均增溫只有2～4 ℃.其南面繼續降溫，印度半島有最大的降溫中心(月平均降溫4 ℃以上)，這可能由西南季風爆發，干季結束、雨季來臨所致.7月(T7月-T6月>0)，高原增溫速度放緩，月平均增溫2～4 ℃，其東西兩邊月增溫速度降至0～2 ℃，南面降溫幅度繼續增加，印度半島為降溫中心，月平均降溫達6 ℃以上.

8月(T8月-T7月<0)，高原開始降溫，即7月溫度最高，西藏自治區氣候圖集[25]上也有這一現象.8月平均月降溫為0～2 ℃.9月(T9月-T8月<0)，高原全面降溫，降溫速度與同緯度相同.10月(T10月-T9月<0)，高原降溫速度最大(降溫中心最大月平均降溫達8 ℃以上)，高原東西兩側的月降溫為4～6 ℃.11月(T11月-T10月<0)，高原降溫速度仍為最大(降溫中心最大月平均降溫在8 ℃以上)，高原的東面月降溫4～6 ℃，最慢的是高原西面，月平均降溫2～4 ℃.高原南面的降溫也比同緯度慢，這可能是高原對北來冷空氣的阻擋作用所致.12月(T12月-T11月<0)，高原降溫速度比同緯度慢(月平均降溫2～4 ℃)，同緯度的東西兩側，月平均降溫都在4～6 ℃.1月(T1月-T12月<0)，高原的降溫速度比同緯度慢，月平均降溫在0～2 ℃，高原的東西兩側月平均降溫在2～4 ℃.而此時的中南和印度半島開始升溫，比高原提前了一個月，這說明從冬到夏的季節變化是從低緯度開始的，是由太陽直射點位置的移動所致.

以上分析可知，高原增溫從2月開始(1月為最冷月)，降溫從8月開始(7月為最熱月).2～4月，增溫速度比同緯度東西兩側慢；5月，增溫速度與同緯度同步；6～7月，增溫速度比同緯度東西兩側快；8～9月，高原降溫，與同緯度東西兩側同步；10～11月，高原降溫比同緯度東西兩側快，高原是降溫中心；12月、1月，比同緯度東西兩側慢.高原增溫與同緯度相比具有慢、相當、快的特點，降溫速度具有相當、快、慢的特點.

500 hPa有與地面相同的變化規律，不再贅述.

2.2 200 hPa月平均溫度變化

200 hPa高度上，相對于低層，受高原地形影響較小.冬季(11～2月)，高原上等溫線基本呈緯向分布,低緯溫度高，高緯溫度低，南北間的溫度梯度為正.而夏季(6～9月)，高原是一個暖中心.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(圖略).

從200 hPa月平均變溫圖上看(見圖3)，增溫是從1月開始的(12月最冷)，即200 hPa的季節變化比地面和500 hPa早近1個月，可能的原因將在2.4.3節中討論.1～7月，高原逐漸增溫(3月除外)，8～12月高原為降溫狀態.5月，高原是增溫中心.增溫速度最快的是5～6月，高原上月增溫2.4～5.6 ℃.降溫速度最快的是9～10月，月平均降溫2.0～4.8 ℃(見表1).

圖2 地面月平均溫度變化(℃)Fig.2 Monthly mean surface temperature change藍色虛線為青藏高原輪廓線.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

圖3 200 hPa月平均溫度變化(℃)Fig.3 Monthly mean temperature change on 200 hPa藍色虛線為青藏高原輪廓線.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

2.3 高原上地面輻射的變化

根據地面輻射平衡方程R=Q(1-α)-E[26]，分別研究了以下各量的季節變化特點.式中，R為地面輻射平衡，Q為太陽總輻射通量，即向下的短波輻射通量，α為地面反射率，Q(1-α)為凈向下的短波輻射通量，E為地面有效輻射通量，即凈向上的長波輻射通量，E=U-G為地面長波輻射，G為大氣逆輻射，即向下的長波輻射.

2.3.1 總輻射(向下的短波輻射)的季節變化

一年四季，高原的總輻射都是最大的.逐月的季節變化(后一月減去前一月)情況如下：

一年中，高原總輻射從1月開始增加，整個地區同步增加，比地面升溫提前了1個月；1～5月，到達地面的總輻射不斷增加.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月起總輻射開始減少(5月最大).6月，月平均減少0～30 W·m-2，這可能是因為6月高原進入雨季，云量增加，到達地面的總輻射減少；

表1 地面、200和50 hPa等壓面的溫度變化時間表

注 (1)+表示溫度增加，-表示溫度降低;(2)高原指青藏高原地區；高原西面指土庫曼斯坦、吉爾吉斯斯坦、烏茲別克斯坦、塔吉克斯坦、阿富汗、伊朗和巴基斯坦；高原東面指我國秦嶺和淮河以南的大部分地區；高原南面指印度半島和中南半島；高原北面指我國新疆內蒙古以及內外蒙古和哈薩克斯坦.

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

我國東部地區，1～5月總輻射增加(1月，長江下游的部分地區為減少，這可能是因為來自北方的冷空氣活動頻繁導致云量增多，總輻射減少).6月，總輻射開始減少，這可能與季風爆發帶來的雨季有關.7月，除長江中下游流域總輻射增加之外，其余地區均為減少(可能是由于長江中下游的雨帶北移，云量減少，引起總輻射增加).8月，整個東部輻射減少.9月，除部分地區增加之外(這可能是副高南撤過程中，所到之地天氣晴好，總輻射增加)，其余均減少.之后的10～12月，東部均減少(見圖4).

高原南面的印度和中南半島，1～3月，總輻射增加.4月，除印度和中南半島最南端外總輻射減少，這是因為夏季風首先在此位置爆發[27-28]，雨量增加，總輻射減少.5～8月，中南和印度半島總輻射減少，可能由于夏季風爆發時，來自南半球的越赤道冷氣流使云量增加，總輻射減少.9月，印度半島總輻射開始增加，這可能由雨季結束有關，而中南半島總輻射繼續減少；10月，中南和印度半島均為增加狀態；11月，除了中南半島最南端的總輻射繼續增加外，其余地區均為減少，這可能由太陽的位置移向南半球所致；12月，印度半島南部和中南半島西南地區總輻射繼續增加，其他地區減少(見圖4).

總體而言，1～5月高原總輻射增加，6～12月減少.總輻射增加最快的是3～4月，減少最快的是11月.總輻射的增加是突然全面開始的，即整個區域同步增加(中國的長江中下游部分地區除外)，就所研究區域而言，總輻射的減少始于4月的中南半島，然后向西北方向推進，長江中下游有其獨特的變化規律.

2.3.2 大氣逆輻射

高原上的大氣逆輻射最小值為北半球，與地面溫度的分布具有較好的一致性(見圖5).除個別地區外，高原上的最小值出現在1月，最大值出現在7月.1、2月的最小值區域是沿喜馬拉雅和昆侖山一帶，其值低于120 W·m-2；3、4月最小值區域縮小，數值增大(增至150 W·m-2)；5月，大氣逆輻射繼續增加，最小值區域縮小到昆侖山一帶；6、7月，類似于5月的分布，昆侖山一帶仍是最小區域，但其值增至240 W·m-2左右；8、9月，小值區擴大，數值減小；10月，最小值出現在昆侖山一帶，低于120 W·m-2；11、12月，同10月，范圍有所擴大，數值減小.

季節變化，即后一個月減前一個月的變化.高原大部分地區，2月份開始大氣逆輻射增加，即1月為最小值.8月份開始逆輻射減小，即7月達最大值.2～7月，大氣逆輻射增加，8～1月，大氣逆輻射減小.

1月，除西藏、四川、青海交界的區域和西部小部分地區之外，高原其余絕大部分地區逆輻射均呈減少狀態；2月，高原及其周圍的大氣逆輻射同時增加，即大氣逆輻射最小值出現在1月；3月，大氣逆輻射繼續增加，除部分地區外增速最小，中國東部及高原南面印度和中南半島，增速均達到了40 W·m-2；4月，高原上，中國東部、高原南面的二半島的大部分地區，大氣逆輻射的增速達到了20～40 W·m-2，克什米爾地區增加最少；5、6月與4月相同，只是增加速度最大的區域向北移動，范圍減小.不同的是，6月在中南和印度半島的南部出現了增速減小區域，這可能是由于季風雨帶北移使得南面區域云量減少，使大氣逆輻射減少；7月，高原和我國東部地區，大氣逆輻射繼續增加，只是20～40 W·m-2的增速區進一步縮小.中南和印度半島的減小區域進一步向北推進，可能是雨帶的進一步北移所致；8月，除克什米爾地區之外，高原其他地區大氣逆輻射減小.除東南沿海外我國東部也全部減少，這可能是由于太陽直射點南移，總輻射減少、水分蒸發減少，從而導致云量減少，大氣逆輻射減少.高原南面，中南半島開始增加，其余地區為減少；9月，高原及其周圍全部為減小狀態；10月，全部為減少區域，減小速度最快的是高原西部，減少速度達到了近80 W·m-2；11、12月，高原及周邊地區，大氣逆輻射繼續減少，速度放緩.

圖4 1981～2010年月平均總輻射的變化(W·m-2)Fig.4 Change of monthly mean downward shortwave radiation flux藍色虛線為青藏高原輪廓線.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

總之，1～7月，通過大氣逆輻射給地面加熱，輻射量逐月增加，月平均增加量最多的是6月(25～45 W·m-2).8～12月，大氣逆輻射逐月減少，月平均減少量最多的是10月(70 W·m-2以上).對比地面氣溫圖可知(見圖5)，高原地面溫度的低值區與大氣逆輻射的最小區有較好的一致性.說明，高原地面氣溫較低是由海拔高、空氣柱短、大氣逆輻射較小所致.

2.4 討論與結論

2.4.1 關于溫度季節變化源地的討論

(1)地面溫度的季節變化始于印度半島.2～3月份，印度半島的地面24 ℃等溫線突然北跳(2個月北跳了18個緯度)(見圖1).對比總輻射(見圖4)和地面溫度圖可知，在阿拉伯和印度半島，1月，16 ℃等溫線基本沿總輻射的240 W·m-2等值線分布；2月，16 ℃等溫線基本沿總輻射的270 W·m-2等值線緩慢向北推進.由于青藏高原的特殊地形，高原的總輻射比同緯度的其他地區高許多.雖然1月太陽直射點開始緩慢北移，但是總輻射的增加卻是整個半球突然同時開始的(長江中下游部分地區除外)，而非緩慢向北增加.對比總輻射和地面溫度的增加時間發現，溫度總滯后于總輻射1～2個月.推測是由于1月青藏高原總輻射突然增加，誘使了2月24 ℃等溫線的突然北跳.整個半球總輻射突然增加的原因有待進一步研究.

(2)11月24 ℃線突然大幅度(18個緯度)南跳的原因：從6月開始，隨著太陽直射點的南撤，總輻射減少.雨季的結束，又使總輻射增加，二者共同作用使得24 ℃線變化不大.但當直射點南移帶來總輻射減少和雨季結束使總輻射的增加消失時，24 ℃線就會突然南跳.

(3)從冬到夏，總輻射的減少是從中南半島開始的(4月)，之后迅速向西北方向擴展.6月，印度半島和高原的總輻射均開始減少.9月，總輻射從印度半島開始增加(這可能由雨季結束導致)，而后向東南方向撤退，11月撤到中南半島，12月撤到海洋上.到1月，整個地區的總輻射都突然增加，這可能由太陽從南回歸線向北移，從而使整個半球總輻射突然增加.

綜合地面溫度和總輻射的變化可知，總輻射增加1個月后，地面氣溫開始升高，總輻射降低2個月后，地面氣溫開始下降.2～3月份，總輻射突然增加的1～2個月后，地面24 ℃等溫線的突然大幅度北跳，出現這種現象的原因可能與1月總輻射的突然增加有關.11月，24 ℃等溫線突然大幅度南跳，是由太陽直射點的南移和雨季結束后總輻射的突然減少所致.

2.4.2 關于能量供給和季節變化關系的討論

高原上，地面和500 hPa的溫度，1月達最低值，7月達最高值，2月開始增溫，8月開始降溫.針對這一現象，分析全年的輻射和熱量平衡各分量發現，12月高原總輻射最小，1月開始，總輻射增加，整個半球總輻射的增加幾乎是突然開始的(長江中下游除外).總輻射的減少從6月份開始(5月達最大).感熱和潛熱的增加也從1月開始，因受雨季和輻射等因素影響，兩者減少的月份各不相同.總輻射、感熱和潛熱等的增加比地面溫度提前了1個月.

2.4.3 關于200 hPa溫度的季節變化開始時間較早的討論

200 hPa上，1月份開始溫度升高(見表1).此時，太陽總輻射、地面感熱、潛熱同時增加，而低層的地面溫度卻要滯后近1個月才升溫.

從50 hPa月平均溫度變化(后一月溫度減去前一月)(見圖6左)上看，從11月開始，阿留申有一增暖中心(推測由平流層的爆發性增溫所致)，向西南方向伸展到東亞大陸，并于1月完全覆蓋青藏高原，2月是這次增溫后的降溫.從200 hPa溫度變化圖(見圖6右)上看，阿留申的增暖中心出現和向西南方向伸展是從12月開始的(比50 hPa晚一個月)，并于1月伸展到青藏高原，增溫一直持續到2月.4月，高原再次增溫，強大的高原熱力過程使高原比東面的我國東部以及西面的伊朗、阿富汗、土庫曼斯坦等國家先增溫，隨后影響其周邊.

圖6 50和200 hPa月平均溫度變化(℃)Fig.6 Monthly mean surface temperature change on 50 hPa (left) and 200 hPa (right).藍色虛線為青藏高原輪廓線.A broken blue line means the contour of Qinghai-Tibet plateau.

對比50和200 hPa月平均溫度圖(圖略)，從10月到4月，阿留申地區平流層有一個暖中心，一直伸展到對流層的200 hPa，500 hPa以下變成冷槽.夏天，平流層極地溫度高，阿留申的暖中心變成從極地突向低緯度的暖脊，此暖脊一直向下伸展到200 hPa，到500 hPa變成冷槽[29].表明200 hPa的溫度變化受平流層的影響多于地面，由此推測，1月份引起200 hPa早于地面增溫的能量可能來自平流層而非地面,平流層爆發性增溫的能量下傳到200 hPa，使那里提前增溫.

高原上的降溫從8月份開始，7～8月的一個月間，高原及其周圍地區全部降溫.8月，200 hPa的降溫時間與地面相同，強度高于地面.

綜上，200 hPa上溫度的季節變化比地面提前1～2個月，推測驅動其季節變化的能量可能來自平流層.

3 結 論

3.1 地面溫度的季節變化始于印度半島.2～3月份，印度半島地面24 ℃等溫線2個月突然北跳18個緯度，可能由整個半球1月總輻射的突然增加和青藏高原的共同作用引起；11月，24 ℃等溫線突然大幅度南跳18個緯度，可能是雨季結束使總輻射的增加消失和太陽直射點的南移共同作用的結果.

3.2 200 hPa上，溫度的季節變化比地面提前1～2個月，推測驅動其季節變化的能量可能來自平流層而非地面.

3.3 中南半島、印度半島和青藏高原是3套不同的季節變化系統，它們互相獨立又互相聯系，共同促成亞洲東部的季節變化系統.

3.4 高原地面低溫由較少的大氣逆輻射引起.

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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.

國家自然科學基金重大研究計劃項目(91337212).

田榮湘(1964-)，ORCID:http://orcid.org/0000-0002-3174-7436,女，博士，副教授，主要從事氣候學研究，E-mail:trx@zju.edu.cn.

10.3785/j.issn.1008-9497.2017.01.013

P46

A

1008-9497(2017)01-084-13