青藏高原—印度洋熱力差對南亞季風活動的多尺度影響

肖子牛 李張群

中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點室驗室, 北京 100029

1 引言

海陸熱力差異是導致冬夏季節之間氣壓中心變化，從而形成季風的主要原因之一（Li and Yanai,1996; Webster et al., 1998）。亞洲季風是全球最復雜、最強的季風系統。南亞季風是亞洲季風的子系統之一，其干濕季分明，屬于典型的熱帶季風（ Meehl, 1994; Wang et al., 2017; Singh et al.,2019）。2010 年和2022 年夏季巴基斯坦地區特大洪災造成大范圍的人口死亡、財產損失、交通癱瘓等巨大損失，使南亞季風的研究越來越受到重視（Wang et al., 2011; Turner and Annamalai, 2012;Wu et al., 2012; Li et al., 2023）。

很多研究已證實，歐亞大陸和印度洋之間產生的海陸熱力差異是驅動南亞季風環流和降水的根本原因（Yanai et al., 1992; Ueda and Yasunari, 1998;Minoura et al., 2003）。特別值得注意的是，幾十年來青藏高原一直被認為其作為一個升高的熱源驅動了大尺度季風環流（葉篤正等, 1957）。位于歐亞大陸的青藏高原素有“世界屋脊”之稱，平均海拔4000 米以上。因此，青藏高原直接加熱對流層中層，高原強大的熱源作用會進一步加強亞歐大陸和印度洋之間的熱力對比，使亞洲季風成為全球最強盛的季風。歐亞大陸和印度洋的海陸熱力差異對季風的形成和演變至關重要，從冬到夏的季節轉換過程中，亞洲中高緯陸地與低緯海洋之間的熱力差異及其隨時間的變化與亞洲夏季風的建立及季風降水的出現存在著密切的聯系。春季，青藏高原地表的感熱通量將高原上空的空氣加熱到比周圍的空氣溫度更高，導致夏季風爆發時對流層經向溫度梯度的逆轉（He et al., 1987）。

青藏高原位于南亞季風區北側，熱帶印度洋位于南亞季風區南側，南亞夏季風以緯向環流為主。根據熱成風原理可知，青藏高原與印度洋熱力差異和南亞季風區緯向環流關系密切，熱帶印度洋冷卻或青藏高原增暖引起的經向熱力差增強均會引起南亞季風 環 流的增強（Chou, 2003; Holton, 2004）。南亞季風因受多時間尺度、多圈層相互作用的影響而具有日、天氣、次季節、季節、年際和年代際的時間尺度變化特征。那么，青藏高原與印度洋經向熱力差異在不同時間尺度上對季風活動的影響如何？本文將通過對最近20 年的研究進行回顧和總結，從不同的時間尺度上闡釋青藏高原與印度洋熱力差異對南亞夏季風活動的影響。

2 青藏高原與印度洋區域熱力特征及變化

區域熱力狀況可以使用不同的指標進行衡量，例如，大氣熱源（Luo et al., 2021a）、近地面氣溫（Fu and Fletcher, 1985; 孫秀榮等, 2002; Wu et al.,2022）、對流層平均氣溫（Liu and Yanai, 2001）、對流層不同層氣溫（Sun et al., 2010; Li and Xiao,2021; Luo et al., 2021b），以及大氣凈能量（Chou and Neelin, 2003）等。大氣熱源指能夠給大氣熱量，并使大氣溫度升高的地方。因此，大氣溫度是對大氣熱源的響應，也是大氣熱源的最終表現形式。然而，地表溫度梯度只能產生淺層環流，無法解釋南亞夏季風的垂直深對流加熱結構，并且基于不同高度層的溫度可能會得到不同的結果。此外，相對于對流層中低層海—陸熱力差異，對流層中高層海—陸熱力差異對亞洲夏季風的驅動作用更大。對流層中高層（500～200 hPa）熱力差異對亞洲夏季風強度和變化的貢獻約為對流層中低層（850-500 hPa）熱 力 差 異 貢 獻 的 三 倍（Sun et al., 2010; Sun and Ding, 2011; Dai et al., 2013）。Vaid and Liang（2023）也發現對流層上層熱力變化通過影響南亞季風區的對流活動導致了2009 年的季風異常。因此，對流層中高層熱力差異對南亞夏季風的發生和發展更為重要。

冬季，青藏高原大地形對亞洲天氣氣候的影響主要是動力作用（葉篤正和高由禧, 1979）。從春季開始，青藏高原的熱力作用逐漸加強，高原熱源的變化進一步增大青藏高原—印度洋熱力差異，為南亞夏季風的建立提供有利的環流背景場（劉新等, 2002）。夏季，青藏高原對亞洲天氣氣候的影響主要是熱力作用，青藏高原可使其上空的大氣柱增溫，高原四周低空的大氣被高原“抽吸”上升，并在對流層上部向外排放，這有利于印度洋低層暖濕氣流向北輸送（Duan and Wu, 2005; 吳國雄等,2018）。

圖1 為利用再分析資料獲得的500～200 hPa平均溫度和850 hPa 風場四個季節空間分布特征。從圖中可見，從春季到夏季，對流層上層青藏高原與印度洋溫度梯度發生逆轉（圖1a、b）。夏季，500～200 hPa 平均溫度場在青藏高原南部及其西南側區域上空有一個大值中心，在熱帶西印度洋上空有一個低值中心，體現了季風期青藏高原與印度洋區域明顯的南北溫度差異，經向溫度低值中心和高值中心之間的低空盛行西南風，即南亞夏季風的主體環流（圖1b）。低空西南氣流將熱帶印度洋的水汽輸送到印度半島、中南半島、青藏高原南部，以及中國東南部等地區（Li and Xiao, 2020）。夏季到秋季，青藏高原與印度洋熱力差異再次發生逆轉；到冬季，青藏高原溫度值明顯小于印度洋溫度值，南亞季風區低層盛行東北風（圖1c、d）。比較季節平均的對流層上層青藏高原與印度洋熱力差異，以及南亞季風區低層環流特征，可以看出低層環流的季節變化與對流層上層大氣經向溫度梯度的逆轉有關，春季到夏季經向溫度梯度逆轉前高原高層溫度比低緯度低，而經向溫度梯度逆轉后高原比低緯度溫度高。由此可見，南亞季風環流變化與青藏高原與印度洋熱力差異的變化有緊密的聯系。

圖1 （a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季500～200 hPa 平均溫度（填色；單位：°C）和850 hPa 風場（矢量；單位：m s-1）氣候態（1979～2017 年）空間分布特征。Fig.1 Climatological (1979-2017) distributions of the averaged 500-200 hPa air temperature (shading; units: °C) and 850 hPa winds (vectors, units:m s-1) in (a) spring (MAM), (b) summer (JJA), (c) autumn (SON), and (d) winter (DJF).

3 青藏高原—印度洋熱力差與季風指數

從20 世紀50 年代，人們就注意到青藏高原與印度洋之間的相互作用問題。夏季青藏高原與周圍大氣形成的熱力梯度使得高原南側到熱帶印度洋一帶氣流上升運動活躍，青藏高原和熱帶印度洋的熱力作用可共同導致大氣環流的異常（葉篤正和顧震潮, 1955; 張永生和吳國雄, 1999）。青藏高原感熱是全球地表感熱的主要部分，春、夏季青藏高原東西部熱力差異與秋季的印度洋海溫異常有顯著的負相關，夏季青藏高原為主要的地表熱源，地表感熱的變化能反映大尺度海—陸熱力差的變化，它是影響季風形成的主要原因（張艷和錢永甫, 2002）。張平等（2006）分析了高原氣溫異常與印度洋海溫異常之間的遙相關特征，指出青藏高原溫度異常和印度洋海溫異常有變化一致的對應關系，即印度洋海溫一致偏暖異常對應青藏高原溫度異常偏高，印度洋海溫異常南北反向結構對應青藏高原氣溫的南北反向結構。此外，印度洋海溫不僅能影響青藏高原大氣熱源，同時也受高原熱源的影響（Jiang et al., 2016; Ji et al., 2018）。青藏高原加熱可以通過陸氣相互作用和海氣相互作用影響和調節亞洲季風環流，高原增暖使北印度洋和南亞地區的西南季風環流顯著增強，增強的西南風主要通過風—蒸發—海溫反饋機制降低海表溫度，海溫冷卻通過減弱季風對流活動導致向青藏高原的水汽輸送減弱，進而削弱青藏 高 原熱源（He et al., 2019; Wang et al.,2019）；印度洋海溫偏暖可促進高原降水的發展和凝結潛熱釋放的加強，年際時間尺度上，青藏高原的熱力強迫作用能被印度洋海表面溫度異常改變，印度洋增暖引起的局地哈德萊環流上升支位于印度洋西南部，下沉支位于青藏高原東南部，導致青藏高原東部降水減少，潛熱加熱減弱（Hu and Duan,2015; Zhao et al., 2018）。

許多研究表明，亞洲大陸特別是青藏高原與其南部熱帶海洋之間不同層次的溫度差異與南亞夏季風的建立、季節演變以及年際和年代際變化密切相關（Fu and Fletcher, 1985; Liu and Yanai, 2001; 孫秀榮等, 2002; Chou and Neelin, 2003）。南亞夏季風通過熱成風關系和不同高度層青藏高原與印度洋熱力差異顯著正相關。海表溫度冷卻或者青藏高原增暖都會加強經向溫度梯度，經向溫度梯度的增大會增強亞洲季風環流和降水，亞洲季風雨帶向北延伸，并產生不同的區域降水響應，可見，經向溫度梯度可以代表大尺度的亞洲夏季風，但降水異常存在區域差異（Chou, 2003）。此外，印度洋通過抑制局地對流活動和降低溫度，可引起對流層中高層經向熱力對比減弱，最終導致南亞季風環流減弱和季風降水減少（Wang et al., 2018）。

Sun et al.（2010）指出在全球變暖背景下，對流層上層和下層的青藏高原與印度洋熱力對比的表現不同，而驅動南亞夏季風的是對流層上層熱力對比，不是近地面或對流層下層海—陸熱力對比。因此，基于Webster and Yang（1992）對南亞季風指數的定義，Li and Xiao（2021）使用對流層高層平均氣溫，將青藏高原及其周邊區域（圖2a 中黑色實線方框；25°N～38°N，65°E～95°E）和熱帶印度洋區域（圖2a 中黑色虛線方框；5°S～8°N，65°E～95°E）500～200 hPa 平均溫度之差定義為青藏高原—印度洋的熱力差異指數（Thermal Contrast Index，簡稱TCI），以此代表青藏高原與印度洋熱力對比的強度，并探討了其對南亞夏季風的代表性。全球變暖背景下，青藏高原和印度洋上空溫度顯著增暖（圖2b；Zhao et al., 2015; Jin and Wang, 2017; 明紹慧等, 2019; Li and Xiao, 2021；吳玉婷等，2022）。Li and Xiao（2021）研究指出雖然青藏高原溫度和印度洋溫度有相似的線性增加趨勢，但是在年際變化上兩者與南亞季風的關系有所不同。并且，TCI與南亞夏季風指數（South Asian monsoon Index，簡稱SASMI）的相關關系強于青藏高原或印度洋溫度與南亞季風的關系。青藏高原溫度和南亞夏季風指數的相關系數為0.42，印度洋溫度和南亞夏季風指數之間的相關系數為-0.60。青藏高原溫度和南亞季風強度的正相關說明青藏高原上空的暖/冷異常伴有異常強/弱的南亞季風。反之，印度洋溫度和南亞季風強度的負相關表明印度洋上空的暖/冷異常伴有異常弱/強的南亞季風。可以看出，TCI 與南亞夏季風的關系更為密切，其相關系數為0.87（圖2b），說明青藏高原與印度洋熱力差異比單獨的青藏高原或者印度洋的溫度對南亞夏季風特征的指示作用更強。

圖2 （a）1979～2017 年夏季500～200 hPa 平均氣溫與南亞季風指數的空間相關，填色和等值線表示相關系數大小，其中實線表示相關系數為正，虛線表示相關系數為負，黑色實心圓點表示相關系數通過95%的信度檢驗。（b）1979～2017 年夏季標準化的500～200 hPa 青藏高原平均溫度（TP，紅色點線）、印度洋平均溫度（IO，藍色虛線）、熱力差異指數（TCI，柱狀圖）以及南亞季風指數（SASMI，黑色實線）的時間序列。改自Li and Xiao（2021）。Fig.2 (a) Correlation map of JJA-averaged 500-200-hPa air temperature values with respect to the South Asian monsoon index (SASMI) for the period from 1979 to 2017.The shadings and contours indicate the correlation coefficients, where solid lines indicate positive correlation coefficients,dashed lines indicate negative correlation coefficients, and black dots represent correlation coefficients meeting the 95% confidence level requirement.(b) Normalized time series of the Tibetan Plateau temperature (TP, red dotted line), Indian Ocean temperature (IO, blue dashed line), Thermal contrast index (TCI, bar) based on the 500-200-hPa air temperature values, and SASMI (black solid line) in JJA from 1979 to 2017.Sourced from Li and Xiao(2021).

亞洲夏季風表現出顯著的多時間尺度變化特征（Ding et al., 2008），而最突出的特征是自20 世紀70 年代以來亞洲夏季風強度的減弱（Zuo et al.,2013; Roxy et al., 2015）。亞洲夏季風強度減弱導致自20 世紀70 年代以來，印度北部的季風降雨減少了，而西海岸北部地區的季風降雨增加，與此同時，中國東部夏季降水異常呈現南澇北旱的格局。最近的研究表明，在21 世紀，南亞夏季風和東亞夏季風環流和降水強度在一定程度上呈恢復趨勢（Jin and Wang, 2017; Zhou et al., 2017; Huang et al.,2020）。因此，除了明顯的季節變化，年際變化特征，南亞夏季風也表現出顯著的年代際變化特征。下面將對不同時間尺度上，青藏高原與印度洋熱力差異對南亞夏季風的影響進行簡單的闡述。

4 青藏高原—印度洋熱力差對南亞夏季風爆發的影響

南亞季風的爆發是其演變過程中最重要的特征，季風爆發是從季風前到季風期的季節轉換，伴隨著風場的快速轉變和大陸上降水的產生。青藏高原通過直接加熱對流層中高層大氣，在亞洲季風爆發中發揮了重要作用，青藏高原明顯改變歐亞大陸與熱帶印度洋的熱力差異，并使高原和周圍大氣形成強烈的熱力對比，為亞洲夏季風的爆發建立了有利的背景條件，對亞洲夏季風的爆發產生明顯影響（劉新等, 2002; 何金海等, 2007）。印度洋和青藏高原兩區域之間對流層中高層的經向溫度梯度是南亞季風的一個重要指標，經向溫度梯度的反轉與南亞夏季風的爆發和撤退同時發生，青藏高原—印度洋熱力差異的變化與南亞夏季風的建立及季風降水的出現存在密切聯系（Li and Yanai, 1996; Ueda et al.,2006; Dai et al., 2013）。

Li and Yanai（1996）發現亞洲季風的建立經常伴隨著青藏高原以南高空經向溫度梯度的逆轉，這一溫度梯度逆轉是以青藏高原為中心的歐亞大陸溫度迅速增加的結果，同時還發現亞洲夏季風強度與對流層中上層平均溫度有很強的正相關關系，當歐亞大陸溫度增強時，對應的季風環流也增強。許多學者對青藏高原與印度洋熱力差異和南亞季風爆發關系進行研究，得到了與Li and Yanai（1996）相似的結論。例如，He et al.（2003）認為在亞洲季風區，青藏高原從冬季是冷源到夏季是熱源的變化對季風活動顯得尤為重要，高原熱源的變化使得亞洲南部地區對流層中上層500～200 hPa 經向溫度梯度在冬季是負值，夏季是正值，其季節反轉被認為是加熱場改變的一個重要標志。印度季風主要受亞洲大陸和印度洋之間的經向溫度差異的影響，東南亞和印度雨季的爆發與對流層中高層大氣溫度梯度的逆轉有關，長江流域梅雨也與青藏高原南側對流層400 hPa 經向溫度梯度有較好的對應關系（He et al., 1987; 李燕赟和劉曉東, 2015）。南印度洋與南亞地區熱力差異對印度夏季風的爆發存在一定影響，Zhang et al.（2017）發現印度夏季風的爆發時間滯后于南印度洋和南亞地區之間熱力差異發生逆轉的時間。

南亞地區對流層中上層500～200 hPa 經向溫度梯度的反轉一般發生在東亞高空西風急流的兩次北跳之前，因此，南亞地區對流層中高層經向溫度梯度反轉被認為是東亞高空西風急流兩次北跳的重要原因之一（李崇銀等, 2004）。并且，東亞大陸與西太平洋溫度差異的季節轉換時間可以表示東亞季風的爆發，東亞大陸和西太平洋緯向海陸熱力差異的季節轉換可能預示著東亞副熱帶夏季風的建立，包含青藏高原的亞洲大陸與西太平洋之間的緯向熱力差異形成的季節循環可能是東亞副熱帶季風自身獨立存在的推動力（Qi et al., 2008）。

不同時間和不同區域形成的海陸熱力對比影響亞洲季風爆發的不同階段。亞洲季風最早在孟加拉灣爆發，受到春季青藏高原及其南側海洋之間熱力對 比 的 調 制 影 響（Wu et al., 2011）。Zhang et al.（2017）研究南亞大陸和南印度洋熱力差異對印度夏季風爆發的影響，發現海陸熱力差異在4 月開始變得明顯，5 月南亞大陸地區出現比較強的加熱中心，南亞大陸和南印度洋熱力對比由負轉正的時間大約比印度夏季風的爆發時間早15 候。5 月是亞洲大部分地區雨季開始，北半球春季向夏季過渡的關鍵月份，5 月青藏高原偶極型熱源異常通過南亞地區經向熱力差異，對南亞夏季風爆發早晚造成影響，青藏高原非絕熱加熱東南部正異常—西北部負異常的模態可以增強高原東南的上升運動和西北的下沉運動，垂直運動和對流層中上層溫度的水平平流引起的加熱使青藏高原增溫，引起南亞地區經向溫度梯度由冬到夏逆轉的發生時間早于氣候平均狀態，激發南亞夏季風的提前爆發（Yu et al.,2021; Hu et al., 2022）。并且，高原不同區域熱力作用對季風爆發影響有所差異。春季，青藏高原中西部增強的地表感熱造成的上升氣流在高原以西的印度季風區北部下沉，通過局地對流層中上部的暖異常中心，引起印度季風區對流層經向熱力對比由冬到夏的季節性反轉提前，有助于印度季風提前爆發（張盈盈等, 2015）。

圖3 為青藏高原—印度洋熱力差異指數（Li and Xiao, 2021）的逐日演變，南亞夏季風爆發早的年份，青藏高原與印度洋熱力差異由負轉正的時間相對更早；反之，南亞夏季風爆發晚的年份，青藏高原與印度洋熱力差異由負轉正的時間相對更晚。Li and Xiao（2021）指出該指數的逐候增量在提前南亞夏季風爆發時間15 候的時候對南亞夏季風爆發早晚有一定的指示意義。圖4 展示了南亞夏季風爆發前后對流層中高層熱力狀況的演變特征，從南亞夏季風爆發前20 候到爆發當候，青藏高原和熱帶印度洋的熱力對比從爆發前青藏高原偏冷、熱帶印度洋偏暖，逆轉為爆發時青藏高原偏暖、熱帶印度洋相對偏冷；并且在季風爆發以后，青藏高原偏暖、熱帶印度洋偏冷的特征更為明顯，使南亞夏季風盛行并維持。

圖3 1979～2017 年期間，南亞夏季風爆發最早的10 年（藍色線）、最晚的10 年（紅色線）以及氣候平均（黑色線）的青藏高原與印度洋熱力差異指數（TCI，500～200 hPa）逐日演變。Fig.3 Daily evaluations of averaged 500-200 hPa TCI during the earliest 10 years (blue line), the latest 10 years (red line), and the climatological mean state (black line) of the South Asian summer monsoon onset time from 1979 to 2017.

圖4 1979～2017 年期間南亞夏季風爆發（a）第-20 候、（b）第-15 候、（c）第-10 候、（d）第-5 候、（e）第0 候以及（f）第5 候的500～200 hPa 平均溫度（填色；單位：°C）空間分布。Fig.4 Distributions of averaged 500-200 hPa air temperature (shading, units: °C) at (a) pentad -20, (b) pentad -15, (c) pentad -10, (d) pentad -5,(e) pentad 0, and (f) pentad 5 of the onset of South Asian monsoon.

5 青藏高原—印度洋熱力差與南亞夏季風年際變化的聯系

建立青藏高原與其周邊區域熱力差異指數來分析其與亞洲季風的年際關系是探究熱力差異對亞洲季風年際變化影響直接且方便的途徑，一些研究已通過計算熱力差異指數討論了熱力差異對南亞夏季風和東亞夏季風的建立和發展具有的重要決定性作用（Zuo and Zhang, 2023）。基于地表溫度和海溫建立的海陸熱力差異指數能很好表征東亞季風環流和夏季降水的年際變化。當指數偏強時，東亞對流層東風氣流明顯偏強，我國雨帶偏北，江淮流域和長江中下游明顯干旱，華南、華北降水偏多，弱指數年反之，這一降水異常特征可以從強弱海陸熱力差年份的環流異常得到解釋（孫秀榮等, 2002）。從對流層高層熱力作用的角度考慮其對2009 年南亞和東亞季風異常的影響，能發現季風異常主要是由對流層上層熱力對比及其相互作用引起的。對流層上層異常增暖或冷卻通過對應的反氣旋或氣旋異常引起熱力環流異常，最終造成季風對流活動的改變（Vaid and Liang, 2023）。

Li and Xiao（2021）通過分析季風環流的空間結構，探討青藏高原—印度洋熱力差異對南亞季風環流演變和對流活動的代表性（圖5）。青藏高原—印度洋熱力差異指數偏大時，南亞季風區包括印度半島、孟加拉灣和中南半島的對流活動顯著增強（圖5a）。對應南亞季風對流異常（圖5a），在圖5b-c 中能看到明顯的季風環流異常。850 hPa 風場異常體現出非洲東岸的越赤道氣流顯著增強，從非洲東岸到孟加拉灣的西風帶增強，西風帶東部是增強的南亞季風槽（圖5b）。在高層200 hPa，南亞高壓和其南部的東風急流均顯著增強（圖5c）。Annamalai et al.（1999）基于印度夏季降水分析的環流場，以及Wang et al.（2001）基于850 hPa 緯向風定義的印度季風指數的相關環流場和對流場的結果與此相似。基于整層積分的大氣熱源，也能得到青藏高原與熱帶印度洋熱力差異與南亞夏季風具有很強的正相關關系，當青藏高原與印度洋熱力差異偏大時，南亞夏季風環流偏強（Luo et al., 2021b）。因此，在年際變化上，青藏高原—印度洋熱力差異指數代表的青藏高原與印度洋熱力對比可以很好地描述南亞季風強度，以及南亞夏季風環流演變和對流活動的特征。

圖5 1979～2017 年夏季（a）對流場（用長波輻射OLR 表示，填色單位：W m-2）、（b）850 hPa 風場和（c）200 hPa 風場（矢量，單位：m s-1）異常回歸到青藏高原與印度洋熱力差異指數（TCI）。（a）中斜線和（b、c）中的黑色矢量表示回歸系數通過95%的信度檢驗。改自Li and Xiao（2021）。Fig.5 Regression of (a) convection fields [represented by OLR (Outgoing Longwave Radiation), shading, units: W m-2], (b) 850 hPa wind, and (c)200 hPa wind (vectors, units: m s-1) anomalies against the thermal contrast between Tibetan Plateau and Indian Ocean in summer (JJA) during 1979-2017.The slanted hatching in (a) and black vectors in (b, c) denote regression coefficients that exceed the 95% confidence level.Adapted from Li and Xiao (2021).

6 青藏高原—印度洋熱力差與南亞季風年代際變化的聯系

20 世紀60 年代中期和70 年代末，南亞季風經歷了兩次年代際減弱的變化，亞洲大陸與熱帶地區對流層的熱力對比減弱是這兩次南亞季風環流減弱的主要原因。20 世紀60 年代中期海陸熱力對比減弱的原因可能是東亞大陸區域對流層溫度顯著下降，70 年代末海陸熱力對比減弱可歸因于從印度洋到西太平洋的熱帶海洋地區對流層顯著增暖（Wu, 2005）。Ding et al.（2008）指出熱帶高空東風急流減弱是亞洲季風系統年代際減弱的主要原因，而熱帶高空東風急流減弱是中高緯對流層高層變冷和亞洲低緯度變暖引起的。緊接著的研究發現青藏高原在20 世紀70 年代末以后，春季和夏季進入大氣的地表感熱顯著減少，引起的大氣熱源明顯減弱，這是70 年代末以后青藏高原—印度洋熱力對比年代際減弱的原因之一（Ding et al., 2009）。Dairaku and Emori（2006）發現在全球變暖背景下，陸地升溫強于海洋導致的海陸熱力差異增強使得對流層低層季風環流北移和亞洲季風區降水增強。圖6 展示了自20 世紀50 年代以來，由于印度洋迅速變暖，陸地—海洋熱力差異減弱，南亞夏季風呈減弱趨勢，南亞夏季風減弱導致局部經向環流減弱。與1950～1999 年相對比，南亞夏季風降水在2002年以后呈現增加的趨勢，這是由印度次大陸變暖迅速和印度洋變暖速度較慢引起陸地—海洋溫度梯度急劇增加，對流層經向溫度梯度增強所驅動的。印度次大陸變暖的原因是阿拉伯海的海洋蒸發減少導致低云減少，從而減少了向印度輸送的水分（Jin and Wang, 2017; Roxy, 2017）。

圖6 海陸熱力差異引起南亞夏季風變化示意圖。（a）夏季，陸地和海洋之間的熱力差異驅動季風從海洋攜帶水分作為降水降落在印度大陸；（b）在1950～2002 年的半個世紀里，印度洋的快速變暖削弱了海陸熱力對比，從而減少陸地降雨量；（c）自2002 年以后，隨著印度大陸強烈變暖，季風強度開始恢復，印度大陸降水增加。Fig.6 Schematic illustration of changes in the Indian summer monsoon due to thermal differences between land and sea.(a) The thermal difference between land and ocean during summer drives the monsoon to carry water from the ocean to land as precipitation on the Indian mainland.(b) During the half century from 1950 to 2002, the rapid warming of the Indian Ocean weakened this thermal contrast, thereby reducing rainfall on land.(c) Since 2002, with a strong warming of the Indian mainland, the monsoon intensity has begun to recover, and the precipitation on the Indian mainland has increased.

亞洲大陸與印度洋的熱力差異和亞洲季風環流的年代際變化高度一致，即，在1970s 之前和1990s后期之后，包括青藏高原的亞洲大陸與印度洋熱力差異和亞洲夏季風環流均比1970s 到1990s 后期之間強。大西洋多年代際振蕩是亞洲大陸和印度洋熱力差異年代際變化的原因之一，大西洋多年代際振蕩變化引起的對流層高層青藏高原與印度洋熱力差異的減弱趨勢將導致南亞夏季風環流的減弱（Wu et al., 2022; Zuo and Zhang, 2023）。

5 月是南亞夏季風爆發的關鍵月份，Li and Xiao（2022）發現5 月青藏高原—印度洋熱力差異通過增強阿拉伯海經向水汽輸送引起的大氣熱源，改變中高緯波活動通量的傳播路徑，最終對青藏高原南部及南亞地區降水產生影響。5 月青藏高原—印度洋熱力差異對南亞季風降水的影響發生了年代際轉變，與1979～1996 年相比，青藏高原南部與青藏高原—印度洋熱力差異指數顯著相關的降水正異常在1997～2014 年明顯向北、向西擴展，青藏高原—印度洋熱力差異對南亞季風降水的影響范圍在20 世紀90 年代中期以后增大（圖7）。

圖7 （a）1979～1996 年和（b）1997～2014 年5 月降水異常（填色，單位：mm d-1）回歸到青藏高原與印度洋熱力差異指數（TCI）。圓點和虛線分別表示結果通過95%和90%的信度檢驗。Fig.7 Regression of precipitation anomalies (shading, units: mm d-1) against the thermal contrast between Tibetan Plateau and Indian Ocean in May for (a) 1979-1996 and (b) 1997-2014.Results above 95% and 90% confidence level are denoted by black dots and circled with dashed lines,respectively.

7 總結與討論

隨著觀測資料的豐富和數值模式的不斷發展，關于青藏高原和印度洋熱力差異對亞洲季風影響的研究在過去得到不斷深入。其中，對青藏高原—印度洋經向熱力差異影響南亞夏季風機制的探索，豐富和加深了對青藏高原—印度洋熱力差氣候效應的理解和認識。本文主要從青藏高原—印度洋熱力差異對南亞夏季風爆發的影響，青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風的年際和年代際關系三個方面，簡單總結和回顧了青藏高原—印度洋熱力差異對亞洲季風活動的多尺度影響。關于青藏高原—印度洋熱力差異及其對亞洲季風影響的研究成果，主要結論總結如下：

季風的爆發是季風活動最重要的次季節特征，青藏高原—印度洋熱力差異由負轉正的逆轉時間與南亞夏季風的爆發時間對應，熱力差異由負到正逆轉時間越早對應南亞夏季風爆發越早。青藏高原—印度洋熱力差異逐候增量的變化對南亞夏季風的爆發存在提前的信號，逐候增量提前南亞夏季風爆發時間15 候時，與南亞夏季風爆發時間關系最為密切。加強對青藏高原—印度洋熱力差異信號的綜合分析有助于提前預測南亞夏季風的爆發，進而為農業和水資源的管理，以及氣象災害的預報預警提供重要的決策依據。

季風強度具有明顯的年際變化特征，對降水的年際變化也具有指示意義。青藏高原—印度洋熱力差異的變化能表征南亞夏季風強度的變化，青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風強度具有很好的關系，其前期信號能在一定程度上預測季風強度的年際變化。此外，通過揭示青藏高原—印度洋熱力差異的海溫、積雪等外強迫影響因素對南亞季風的影響，有助于提供一個較為綜合的預測南亞夏季風強度和降水異常的指標。

包含青藏高原的亞洲大陸與熱帶海洋的熱力差異和南亞季風環流的年代際變化一致。亞洲大陸與熱帶海洋的熱力差異減弱，驅動了20 世紀60 年代中期和70 年代末南亞季風經歷的兩次年代際減弱的變化；亞洲陸地和海洋之間溫度梯度增大驅動了南亞夏季風在2002 年以后的增強趨勢。青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風降水的關系也存在年代際轉變，而影響該年代際轉變的關鍵因子之一是阿拉伯海經向水汽輸送。

盡管我們已經開展了大量青藏高原—印度洋熱力差異對南亞季風活動、水汽輸送和降水異常的影響研究工作，但從決策者對氣候預測信息的利用需求來說，掌握更為細致的月到次季節尺度的異常變化是更為重要的，目前我們對青藏高原—印度洋熱力差異與南亞季風的次季節變化特征，及其中影響機制的認識尚不完全充分，未來仍有許多方面值得進一步深入研究。