春季青藏高原感熱通量對不同海區(qū)海溫強(qiáng)迫的響應(yīng)及其對我國東部降水的影響

金蕊，祁莉 *，何金海

（1.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044）

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春季青藏高原感熱通量對不同海區(qū)海溫強(qiáng)迫的響應(yīng)及其對我國東部降水的影響

金蕊1，祁莉1 *，何金海1

（1.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044）

摘要：本文利用在青藏高原適用性較好的E R A-interim地表感熱通量資料，研究了1981-2010年青藏高原春季地表感熱通量的年際變率與前期不同海區(qū)海溫強(qiáng)迫的聯(lián)系，以及這種聯(lián)系對我國東部降水可能造成的影響。結(jié)果表明，春季青藏高原地表感熱通量的年際變化有兩個(gè)主要的模態(tài)，分別與前期太平洋以及印度洋海溫有密切聯(lián)系。與冬季E NSO事件相應(yīng)的赤道中東太平洋海溫強(qiáng)迫可以激發(fā)一個(gè)向極向西的波列，通過改變青藏高原南側(cè)的環(huán)流和降水異常，形成一個(gè)緯向偶極型分布的高原感熱第一模態(tài)，其對應(yīng)的時(shí)間序列主要表現(xiàn)為準(zhǔn)5 a的振蕩，與E NSO事件的周期較為吻合；而春季印度洋的三極型海溫分布可以強(qiáng)迫出一個(gè)跨越南北半球的波列，使青藏高原主體表現(xiàn)為東風(fēng)異常，減弱背景西風(fēng)，從而形成一個(gè)青藏高原主體與周圍反相關(guān)的回字形感熱第二模態(tài)，其主要呈現(xiàn)5～7 a的振蕩周期。E NSO事件以及印度洋海溫分布分別與青藏高原春季感熱兩個(gè)主模態(tài)相聯(lián)系，并且冬春季海溫與高原春季感熱主模態(tài)對我國東部春季降水有協(xié)同影響，對于我國北方降水異常而言，高原的貢獻(xiàn)相對海洋更重要。

關(guān)鍵詞：青藏高原；地表感熱通量；海溫強(qiáng)迫的響應(yīng)；東亞春季降水

1　引言

我國地域廣闊，地勢復(fù)雜。上游是被譽(yù)為世界屋脊的青藏高原（Tobetan Plateau，TP），東面及南面又與全球最大、溫度最高的海洋相鄰，受到多種外強(qiáng)迫因子的共同作用，決定了它復(fù)雜多變的氣候特征。

上游的青藏高原作為全球海拔最高，面積最大的高原，其氣候效應(yīng)是不容忽視的。在20世紀(jì)50年代之前，對青藏高原的研究多是圍繞其動(dòng)力過程及影響展開的［1］。而關(guān)于其熱力特征的研究從20世紀(jì)50年代末才開始，葉篤正等［2］和Flohn［3］首先發(fā)現(xiàn)青藏高原在夏季是個(gè)強(qiáng)大的熱源，并認(rèn)為高原的熱力作用對大氣環(huán)流和亞洲季風(fēng)有直接影響。吳國雄和李偉平［4］及黃榮輝和張永生［5］通過數(shù)值試驗(yàn)證明了高原地表感熱加熱能驅(qū)動(dòng)夏季高原地區(qū)上空氣柱的上升運(yùn)動(dòng)，從而提出了高原感熱氣泵（S H A P）的概念，并證明S H A P不僅影響高原及周邊地區(qū)環(huán)流的變化，而且還能以Rossby波列頻散的方式影響全球大氣環(huán)流的演變及氣候變化。黃榮輝［6］和周秀驥等［7］對高原熱源進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)當(dāng)高原地區(qū)熱源加強(qiáng)時(shí)，青藏高壓和中國北部槽將加強(qiáng)，阿拉斯加槽以及北美高壓也隨之加強(qiáng)，指出了高原加熱的影響具有全球性的特征。這表明在夏季青藏高原的熱力作用是不容忽視的，它的變化會(huì)影響全球的天氣、氣候。然而，吳國雄和張永生［5］發(fā)現(xiàn)春季青藏高原西部的感熱就已經(jīng)超過100 W/m2，到5月初，強(qiáng)大的向上感熱通量已布滿從地中海到高原的廣大地區(qū)。并且高原上空的每一次突然增溫分別出現(xiàn)在孟加拉灣季風(fēng)、南海季風(fēng)和南亞季風(fēng)爆發(fā)前幾天，與中緯度對流層高空溫度場2～3周振蕩的暖位相東傳到達(dá)高原相聯(lián)系。這說明青藏高原春季感熱與亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)可能存在某種聯(lián)系。之后也有很多學(xué)者進(jìn)一步研究了春季高原感熱與東亞大氣環(huán)流及降水的聯(lián)系［8—10］。其中段安民等［9］提出異常偏強(qiáng)的春季青藏高原感熱可以加強(qiáng)海陸熱力差異，從而使得東亞夏季風(fēng)環(huán)流偏強(qiáng)。因此，青藏高原春季的感熱異常同樣不容忽視，它可以作為東亞環(huán)流及降水的有效預(yù)測因子。

然而，青藏高原的熱力異常又與前期或同期海洋的熱力狀況具有聯(lián)系。眾所周知，熱帶海洋可以儲(chǔ)存大量的水汽及能量，對我國乃至整個(gè)北半球環(huán)流及降水的影響也是極為重要的［11—12］。例如E NSO事件，作為熱帶太平洋最顯著的年際變化信號(hào)，可以直接影響到我國東部的大氣環(huán)流異常［13—16］；另外印度洋熱力異常對亞洲季風(fēng)的爆發(fā)、推進(jìn)、強(qiáng)度也具有不容忽視的作用［17—18］；也有學(xué)者從暖池?zé)岷康慕嵌瘸霭l(fā)研究其熱力作用及氣候效應(yīng)［19—21］。那么，青藏高原的熱力異常是否與前期冬春季海洋強(qiáng)大的熱力強(qiáng)迫有關(guān)？兩者的聯(lián)系是怎么樣的？經(jīng)過統(tǒng)計(jì)診斷分析，Yang［22］發(fā)現(xiàn)異常多的歐亞大陸冬季雪蓋出現(xiàn)在厄爾尼諾年的冬季，并且SOI（南方濤動(dòng)指數(shù)）的變化可以提前歐亞冬季雪蓋2～3個(gè)季節(jié)，這說明E NSO可能會(huì)對歐亞冬季雪蓋產(chǎn)生影響，然而其中的機(jī)制仍然不清楚。之后Shaman和Tziperman［23］進(jìn)一步研究了上述問題，認(rèn)為冬季厄爾尼諾成熟期至翌年4月以前，200 hPa高空副熱帶西風(fēng)急流活動(dòng)強(qiáng)盛，東太平洋較高的海表面溫度在對流層上層可以激發(fā)出準(zhǔn)靜止Rossby波列傳至高原上空，使得青藏高原局地對流活動(dòng)增強(qiáng)，降雪增加，從而雪蓋偏厚并持續(xù)到春、夏季。而春、夏季青藏高原的積雪異常又可以改變地表感熱通量［24—30］，從而對北半球的天氣、氣候產(chǎn)生影響。因此，冬季熱帶海洋的熱力異常可能會(huì)通過高原積雪異常進(jìn)而影響到高原的地表感熱通量；除此之外，也有學(xué)者發(fā)現(xiàn)，冬季熱帶太平洋E NSO型的海溫分布可以通過W alker環(huán)流影響到北印度洋的海平面氣壓，從而使經(jīng)向環(huán)流產(chǎn)生變化，改變春季青藏高原南部的降水異常使其感熱也隨之發(fā)生變化［31］。以上研究說明，青藏高原的熱力異常與海洋是密不可分的，海洋可以通過“大氣橋”對高原的積雪、感熱等熱力學(xué)要素進(jìn)行調(diào)控，進(jìn)而影響高原的熱力狀況。但是有關(guān)這方面的研究還很少，特別是有關(guān)春季青藏高原感熱與前期或同期海洋海溫異常之間聯(lián)系的研究工作較少。所以冬、春季海洋與春季青藏高原感熱之間到底存在怎樣的聯(lián)系，以及產(chǎn)生這種聯(lián)系的可能途徑還有待進(jìn)一步研究。并且，前人較多地關(guān)注單獨(dú)海洋或者單獨(dú)高原分別對東亞氣候的影響，并未考慮兩者可能的協(xié)同影響。W u和Li［32］發(fā)現(xiàn)E NSO與東亞夏季風(fēng)的聯(lián)系會(huì)受到青藏高原積雪的調(diào)控，只有當(dāng)高原夏季雪蓋異常偏少時(shí)，E NSO與東亞季風(fēng)的關(guān)系才密切。H u和Duan［11］分別比較了印度洋海盆模態(tài)以及青藏高原熱力作用對東亞氣候的影響，認(rèn)為兩者是互相聯(lián)系的，并且對東亞春夏季的環(huán)流及降水可以產(chǎn)生協(xié)同的影響。因此，可以預(yù)見如果前期冬春熱帶海洋的熱力異常與春季青藏高原感熱是存在聯(lián)系的，那么它們的協(xié)同勢必對亞洲季風(fēng)環(huán)流及降水產(chǎn)生顯著作用。

綜上所述，春季青藏高原感熱的變化能夠影響東亞乃至全球大氣環(huán)流和天氣、氣候的變化；另一方面，春季高原感熱又通過“大氣橋”受到海洋的強(qiáng)迫和調(diào)控，然而前期冬、春季海洋的海溫異常，特別是熱帶太平洋和印度洋，如何影響春季青藏高原感熱？影響途徑和機(jī)理是什么？前期海洋海溫異常與高原春季感熱的協(xié)同是否可以影響我國東部的天氣氣候？這些問題是本文重點(diǎn)討論的內(nèi)容。

2　資料與方法

本文所用資料包括：（1）E R A-interim逐月感熱再分析資料，分辨率為1.5°×1.5°；（2）E R A-interim環(huán)流場的逐月再分析資料集，分辨率分別為1°×1°；（3）美國氣候預(yù)測中心提供的Ni?o3.4區(qū)（5°S～5°N，170° ～120°W）海表溫度資料；美國國家海洋大氣管理局（N O A A）的新版本的擴(kuò)展重構(gòu)的月平均海表溫度資料（E RSST-V3［33］，取自http：//w w w.ersl.noaa.gov/psd/data/），資料分辨率為2°×2°；（4）國家氣象局整編的中國753站逐月降水量資料；時(shí)間跨度均為1979-2012年。

所用的方法包括：（1）E O F分解方法［34］，這是氣象上用來分析多變量的一種常見的方法，其主要優(yōu)點(diǎn)在于可以用前幾個(gè)占總方差很大部分分量的空間函數(shù)和時(shí)間函數(shù)來反映所研究場的主要特征；（2）傅立葉諧波分析（Fast Fourier Transform，F(xiàn)F T）濾波方法；（3）功率譜分析；（4）線性相關(guān)以及偏相關(guān)分析方法；（5）使用周期分析的方法來確定濾波序列r檢驗(yàn)的自由度［35］。濾波雖然不改變時(shí)間長度，但會(huì)改變其自由度。所以后面對r檢驗(yàn)的自由度作出修正。

3　青藏高原春季感熱的年際變化特征

關(guān)于青藏高原春季熱力狀況的研究已經(jīng)有很多，其中Duan等［36］的研究指出：青藏高原春季感熱在1980-2008年呈年代際減弱趨勢，并提出這種減弱趨勢主要是由于中緯度西風(fēng)急流減弱造成的。這種感熱的年代際減弱可以使我國南方降水增多，而北部及東北部降水減少。進(jìn)一步研究表明，減弱的熱源會(huì)使得東亞季風(fēng)環(huán)流減弱，推遲海-陸熱力差異的季節(jié)反轉(zhuǎn)。但這方面的研究多著重于高原感熱年代際的變化及其氣候效應(yīng)，本文著重研究春季青藏高原感熱的年際變化特征，以及這種特征與前期或同期海洋熱力強(qiáng)迫的聯(lián)系。

要研究青藏高原的感熱首先要選擇一套合適的感熱數(shù)據(jù)，對于地表通量資料，E R A、N CEP1、N CEP2 和JR A等再分析資料都能夠反映高原地表感熱通量總的變化特征，但E R A資料明顯優(yōu)于其他再分析資料，這點(diǎn)在高原西部尤為明顯［37—40］，所以本文選取E R A-interim的地表感熱通量資料進(jìn)行分析。由圖1a、b可以發(fā)現(xiàn)青藏高原范圍內(nèi)（1 500 m等高線）冬季地表感熱通量總體較弱，而到了春季，地表感熱通量顯著加強(qiáng)，最大值已經(jīng)超過70 W/m2。另外，由春季感熱均方差圖上也可以發(fā)現(xiàn)高原西部及東南部存在兩個(gè)顯著的年際變率中心（圖1c），這說明了春季青藏高原感熱具有顯著年際變化，那么它的年際變化特征又是怎么樣的呢？我們對高原感熱資料進(jìn)行2～9 a濾波并進(jìn)行E O F分析（圖2）。圖2a給出的是春季青藏高原地表感熱通量年際變化E O F分解第一模態(tài)的空間分布形態(tài)，它反映了春季青藏高原感熱年際變化的主要空間分布特征，所占方差貢獻(xiàn)為18 %。從圖中可以看出，高原的主體及西南部為負(fù)異常區(qū)，尤其是位于（27°～35°N，75°～83°E）的青藏高原西南部，有顯著負(fù)異常中心，而高原的東南部（25°～35°N，85° ～105°E）則表現(xiàn)為一個(gè)顯著的正異常中心，整體的空間型表現(xiàn)為青藏高原南側(cè)的緯向偶極型分布。第一模態(tài)對應(yīng)的時(shí)間系數(shù)PC1（圖2c）表明它主要呈現(xiàn)一個(gè)準(zhǔn)5 a的周期振蕩（圖2e）。

圖1　1981-2010年青藏高原地表感熱通量氣候態(tài)變化圖Fig.1 The mean state of Tibetan Plateau surface sensible heat flux during 1981 to 2010

圖2b為第二模態(tài)的空間型分布，所占方差貢獻(xiàn)為13.5 %。從圖中可以看出，有一個(gè)顯著的負(fù)異常區(qū)位于青藏高原的主體上（28°～35°N，76°～98°E），而在青藏高原的周圍區(qū)域則為正異常區(qū)，并伴有若干正中心，即表現(xiàn)為青藏高原主體與周圍呈負(fù)相關(guān)的“回字型”分布，但是強(qiáng)度略小于第一模態(tài)。這就說明在出現(xiàn)感熱第二模態(tài)的時(shí)候，青藏高原主體與其周圍的地表感熱通量呈相反的分布型。其時(shí)間序列PC2（圖2d）主要呈現(xiàn)5～7 a的周期變化（圖2f）。

青藏高原區(qū)域?qū)崪y資料的匱乏一直是這方面研究難以取得突破性進(jìn)展的重要原因，所以我們根據(jù)以往的研究選取E R A-interim的感熱資料進(jìn)行分析，并利用環(huán)流場特征進(jìn)一步驗(yàn)證E R A-interim感熱資料的可靠性。對于高原地表感熱通量SH，總體動(dòng)力學(xué)公式為：

式中，Cp= 1 005 J/（kg·K）指在常壓下的干空氣比熱，ρ為空氣密度，CDH為熱量拖曳系數(shù)，V為10 m風(fēng)速，Ts-Tα則為地氣溫差。由于Cp、ρ、CDH的年際變化可以忽略，因此，10 m風(fēng)速以及地氣溫差是決定地表感熱通量年際變化的兩個(gè)關(guān)鍵要素。

圖2　2～9 a濾波后青藏高原春季感熱E O F前兩個(gè)模態(tài)的空間型（a，b），對應(yīng)的時(shí)間序列（c，d）以及其功率譜分析（e，f）Fig.2 Spatial patterns of the first two E O F modes of the 2-9 a filtered Tibetan Plateau spring surface sensible heat flux（a，b），the corresponding time series（c，d）and power spectral analysis（e，f）

因此我們將PC1與PC2分別與感熱、10 m風(fēng)速以及地氣溫差進(jìn)行相關(guān)分析（圖3）。從圖中可以發(fā)現(xiàn)，PC1與10 m風(fēng)速以及地氣溫差的相關(guān)分布（圖3c、e）和其與感熱的相關(guān)分布（圖3a）對應(yīng)較好，都表現(xiàn)為青藏高原南側(cè)的緯向偶極型，西南側(cè)表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)，而東南側(cè)為正相關(guān)。其中PC1與地氣溫差的相關(guān)分布與感熱更為接近，說明對于青藏高原第一模態(tài)的形成，地氣溫差的貢獻(xiàn)可能更強(qiáng)。第二模態(tài)的結(jié)果也相似，PC2 與10 m風(fēng)速（圖3d）在青藏高原中部有顯著的負(fù)相關(guān)，與圖3b相對應(yīng)。只是PC2與地氣溫差在青藏高原中部的負(fù)相關(guān)不是很顯著（圖3f），也就是說10 m風(fēng)速的年際變化對于第二模態(tài)的形成更為關(guān)鍵?？傮w來說，ER A-interim的感熱資料與地氣溫差以及10 m風(fēng)速配合較好，具有一定可信度，可以用于后續(xù)的研究。

4　青藏高原春季感熱年際變化主模態(tài)與前期或同期海洋的聯(lián)系

熱帶海洋，特別是熱帶太平洋和印度洋在冬春季是個(gè)強(qiáng)大的強(qiáng)迫源，被認(rèn)為是影響東亞季風(fēng)環(huán)流的重要因子。那么上述春季青藏高原感熱兩個(gè)主模態(tài)的形成是否與前期或同期海洋的熱力強(qiáng)迫作用有關(guān)呢？

圖3　春季青藏高原感熱E O F分解的PC1和PC2分別與春季感熱（a，b），10 m風(fēng)速（c，d）以及地氣溫差（e，f）的相關(guān)系數(shù)Fig.3 Correlation patterns between the first two PC time series and spring surface sensible heat flux（a，b），wind speed of 10 m （c，d）and differences between the ground surface temperature and 2 m air temperature（e，f）

分別將PC1、PC2與前期冬季以及同期春季的海溫做相關(guān)分析（圖4，圖5）。從圖4a可以看出，PC1與前期冬季海表面溫度場的相關(guān)主要表現(xiàn)在熱帶太平洋上，大范圍顯著相關(guān)區(qū)呈現(xiàn)“El Ni?o”形態(tài)，說明高原春季感熱第一模態(tài)可能與E NSO有關(guān)；當(dāng)?shù)搅送诖杭荆▓D4c），赤道中東太平洋“El Ni?o”形態(tài)的相關(guān)分布仍穩(wěn)定維持，有較好的持續(xù)性。另外，在熱帶印度洋出現(xiàn)一個(gè)顯著的正相關(guān)區(qū)。眾所周知，熱帶太平洋的E NSO海溫異常可能通過大氣通道和海洋通道影響印度洋的海溫分布［41—42］，那么此時(shí)出現(xiàn)在印度洋海區(qū)的顯著正相關(guān)是印度洋海溫異常的信號(hào)還是熱帶太平洋E NSO作用的間接產(chǎn)物？圖4b和d給出了去除Ni?o3.4指數(shù)影響后的PC1分別與前期冬季和春季海溫的偏相關(guān)分布，對比未去除E NSO信號(hào)的圖4a和c，可以清晰地發(fā)現(xiàn)，去除E NSO信號(hào)后，無論是熱帶太平洋還是印度洋區(qū)域的顯著相關(guān)區(qū)都減弱，僅南印度洋存在小范圍的負(fù)相關(guān)區(qū)域。因此，與高原春季感熱第一模態(tài)密切相聯(lián)系的前期海洋信號(hào)主要為E NSO事件，印度洋區(qū)域的較高相關(guān)僅為E NSO信號(hào)的間接影響。

同樣地，由PC2與同期春季海表面溫度的相關(guān)系數(shù)分布（圖5c）可以發(fā)現(xiàn)，其主要表現(xiàn)為南印度洋三極型的相關(guān)分布上，熱帶中東太平洋有小塊負(fù)相關(guān)，PC2與前期冬季海表面溫度的相關(guān)分布（圖5a）與春季類似，只是位于南印度洋的三極型相關(guān)在春季更強(qiáng)。圖5b、d給出去除Ni?o3.4指數(shù)后的偏相關(guān)場，對比圖5a、c可發(fā)現(xiàn)：赤道中東太平洋的顯著負(fù)相關(guān)消失，而印度洋的三極型海溫相關(guān)仍然顯著存在，只是強(qiáng)度略有所減弱，這就說明中東太平洋的負(fù)相關(guān)就是E NSO的信號(hào)，而印度洋的三極型海溫相關(guān)分布是獨(dú)立于E NSO事件的，由冬到春具有較好的持續(xù)性，且在春季達(dá)到最強(qiáng)，所以春季感熱的第二模態(tài)主要與春季印度洋的三極型海溫相聯(lián)系。

圖4　春季高原感熱E O F分解的PC1與海表面溫度的相關(guān)系數(shù)（a，c）及去除Ni?o3.4的偏相關(guān)（b，d）Fig.4 Correlation patterns between the first PC time series and sea surface temperature（a，c）and partial correlations（b，d）

圖5　春季高原感熱E O F分解的PC2與海表面溫度的相關(guān)系數(shù)（a，c）及去除Ni?o3.4的偏相關(guān)（b，d）Fig.5 Correlation patterns between the second PC time series and sea surface temperature（a，c）and partial correlations（b，d）

為了進(jìn)一步研究它們之間的關(guān)系，我們將圖5實(shí)線方框內(nèi)（30°～45°S，30°～75°E）海溫的區(qū)域平均減去兩個(gè)虛線方框（23°S～10°N，60°～120°E及45°～60°S，75°～120°E）內(nèi)海溫的區(qū)域平均之和定義為印度洋三極型海溫指數(shù)（IOI），并用這個(gè)海溫指數(shù)來表征印度洋“負(fù)-正-負(fù)”的海溫分布形的變率。

圖6分別給出了PC1、PC2及海溫異常指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化序列。發(fā)現(xiàn)冬季的Ni?o3.4指數(shù)與PC1的相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.51，通過了0.01的信度檢驗(yàn)，并且除了個(gè)別年份外，第一模態(tài)的正異常年幾乎都對應(yīng)為El Ni?o年，而負(fù)異常年都對應(yīng)為La Ni?a年；另外，PC2與春季印度洋三極型海溫指數(shù)（IOI）的相關(guān)也達(dá)到了0.63，這就進(jìn)一步表明，春季青藏高原感熱第一模態(tài)與冬季的E NSO事件有很強(qiáng)的聯(lián)系，而春季印度洋的三極型海溫分布則可以導(dǎo)致春季感熱第二模態(tài)的形成。

圖6　春季高原感熱E O F分解的PC1與冬季（DJF）Ni?o3.4指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列（a）和春季高原感熱E O F分解的PC2與春季（M A M）印度洋海溫三極型指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列（b）Fig.6 The first PC time series and standardized DJF Ni?o3.4 index（a），and the second PC time series and the standardized index of SST tripole pattern over spring（M A M）India Ocean

5　海洋影響青藏高原春季感熱年際變化主模態(tài)的可能途徑

前文，我們主要分析了春季青藏高原感熱年際變化的兩個(gè)模態(tài)以及它們與前期或同期海表面溫度的聯(lián)系，發(fā)現(xiàn)與E NSO事件相聯(lián)系的冬季中東太平洋海溫異常以及春季印度洋的三極型海溫分布分別與春季青藏高原感熱年際變化的兩個(gè)主要模態(tài)相對應(yīng)，那么這兩塊海區(qū)的海表面溫度又是通過怎樣的物理過程影響青藏高原感熱分布的呢？

5.1ENSO影響青藏高原感熱年際變化第一模態(tài)的途徑

前文已經(jīng)發(fā)現(xiàn)，青藏高原春季感熱第一模態(tài)對應(yīng)的時(shí)間序列與前期以及同期的海表面溫度相關(guān)場主要表現(xiàn)為一個(gè)“El Ni?o”型的分布，也就是說該模態(tài)與前期冬季的E N S O事件相聯(lián)系。因此，為了揭示它們相關(guān)聯(lián)系的途徑，我們以Ni?o3.4指數(shù)來代表這個(gè)“El Ni?o”型海溫相關(guān)的信號(hào)，圖7a給出冬季Ni?o3.4指數(shù)與春季500 hPa風(fēng)場的相關(guān)矢量分布，在中東太平洋海溫異常增暖區(qū)的西北側(cè)出現(xiàn)一個(gè)反氣旋性異常環(huán)流，并在中層形成一個(gè)向極向西的波列，從而導(dǎo)致青藏高原及其周圍區(qū)域的環(huán)流異常。在青藏高原區(qū)域（圖7b），我們可以清楚的看到其東南側(cè)為北風(fēng)異常，而西南側(cè)則為偏南風(fēng)異常。西南（東南）側(cè)的南風(fēng)（北風(fēng)）有利于上升（下沉）運(yùn)動(dòng)，這與青藏高原南部（26°～32°N平均）垂直速度（o mega）和Ni?o3.4指數(shù)的相關(guān)分布（圖7c）一致，82°E以東的顯著正相關(guān)表明有異常下沉運(yùn)動(dòng)，而82°E以西的負(fù)相關(guān)則為異常上升運(yùn)動(dòng)，這樣的異常上升下沉運(yùn)動(dòng)空間分布幾乎與第一模態(tài)（圖2a）的正負(fù)感熱中心相對應(yīng)。并且，由Ni?o3.4指數(shù)與低云量的相關(guān)分布（圖7d）中也可以發(fā)現(xiàn)，青藏高原西南側(cè)的顯著正相關(guān)表示異常上升運(yùn)動(dòng)（圖7c），能夠激發(fā)深對流，從而使得低云量增加，減弱到達(dá)地面的太陽輻射，地氣溫差減小，最終使得地表感熱通量異常偏小。而青藏高原東南側(cè)的負(fù)相關(guān)則表示下沉運(yùn)動(dòng)（圖7c），不利于對流，天氣晴朗，地面接收的太陽輻射多，升溫更快，地氣溫差加大，最終使得地表感熱通量加強(qiáng)，從而形成春季青藏高原感熱的第一模態(tài)。

綜合上述，E NSO型的海溫異?？梢詮亩境掷m(xù)到春季，并且激發(fā)一個(gè)向極向西的波列，使得青藏高原西南及東南側(cè)分別處于異常的南風(fēng)和北風(fēng)分量控制下，這種緯向不對稱的南北風(fēng)分別可以通過激發(fā)或抑制深對流，改變低云量，從而改變地氣溫差，最終產(chǎn)生青藏高原南側(cè)感熱的緯向偶極型分布。

圖7　冬季Ni?o3.4指數(shù)與春季要素場的相關(guān)分布Fig.7 Correlation patterns between Ni?o3.4 index and factors in spring

5.2印度洋三極型海溫異常影響青藏高原感熱年際變化第二模態(tài)的途徑

前文我們已經(jīng)進(jìn)一步討論了冬季E NSO事件與青藏高原春季感熱第一模態(tài)的聯(lián)系。那么印度洋三極型海溫分布又是通過怎樣的途徑影響青藏高原春季感熱第二模態(tài)的呢？圖8a給出春季印度洋三極型海溫指數(shù)（IOI）與500 hPa風(fēng)場的相關(guān)矢量分布圖，發(fā)現(xiàn)印度洋“負(fù)-正-負(fù)”的三極型海溫異常分布，能夠激發(fā)一個(gè)跨越南北半球的波列，而青藏高原的主體位于一個(gè)北半球反氣旋底部的東風(fēng)異?？刂葡?，這個(gè)東風(fēng)異?？梢允贡尘拔黠L(fēng)減弱，從而減弱低層風(fēng)速，使感熱減弱。并且，去除E NSO信號(hào)后（圖8b）類似的異常波列仍然存在，青藏高原主體仍然處于反氣旋底部的東風(fēng)異常控制下。再次證明印度洋三級(jí)型海溫異常與高原春季感熱的聯(lián)系是獨(dú)立于E NSO的。印度洋三極型海溫指數(shù)與10 m風(fēng)速的相關(guān)以及去除Ni?o3.4的偏相關(guān)場（圖8c、d）也可以得到相似的結(jié)論，青藏高原主體為顯著的負(fù)相關(guān)表示由于受東風(fēng)異常的控制，減弱背景西風(fēng)，使得其10 m風(fēng)速偏小，感熱偏小。綜上，印度洋的三極型海溫分布可以激發(fā)一個(gè)跨越南北半球的波列，通過減弱（增強(qiáng)）青藏高原主體的地表風(fēng)速進(jìn)而減弱（增強(qiáng)）高原主體上空的感熱通量，從而得到春季“回”字型的感熱分布。

6　春季青藏高原感熱與海洋強(qiáng)迫對東亞同期降水的協(xié)同影響

青藏高原以及海洋的熱力異常作為影響東亞環(huán)流及降水的兩個(gè)重要影響因子，它們對我國春季的降水有較強(qiáng)的調(diào)控作用。而前文的分析已經(jīng)揭示了青藏高原春季感熱的兩個(gè)模態(tài)與前期海洋之間的聯(lián)系，發(fā)現(xiàn)春季感熱的兩個(gè)年際變化主模態(tài)分別受E NSO以及印度洋海溫分布調(diào)控的，那么海洋強(qiáng)迫和春季青藏高原感熱的兩個(gè)主模態(tài)對我國東部春季降水有什么樣的協(xié)同作用呢？

圖8　春季印度洋三極型海溫指數(shù)（IOI）與春季要素場的相關(guān)分布（a，c）以及去除Ni?o3.4指數(shù)后的偏相關(guān)（b，d）Fig.8 Correlation between the SST tripole pattern index（IOI）and factors in spring（a，c），and corresponding partial correlation without Ni?o3.4（b，d）

圖9a給出Ni?o3.4指數(shù)與春季850 hPa風(fēng)場及降水場的相關(guān)分布，從中我們發(fā)現(xiàn)冬季的E NSO暖事件（El Ni?o）可以使我國長江流域以北處于偏南風(fēng)控制下，導(dǎo)致我國河套南部，東北平原以及長江中下游一致偏澇，其中長江中下游的正相關(guān)最高能通過0.01的信度檢驗(yàn)。這與劉永強(qiáng)和丁一匯［43］的結(jié)果相一致。然而在去除春季青藏高原感熱第一模態(tài)（PC1）的偏相關(guān)場（圖9b）中，長江中下游的正相關(guān)強(qiáng)度大大減弱，只有中心區(qū)域可以通過0.05的信度檢驗(yàn)，而北方的大部分降水正相關(guān)區(qū)已經(jīng)變得不顯著了，也就是說，沒有高原熱力異常的協(xié)同，E NSO事件對我國北方春季降水的預(yù)測信號(hào)就大大減弱了。同樣的，圖9c給出了印度洋三極型海溫指數(shù)與低層環(huán)流及降水的相關(guān)分布，從中發(fā)現(xiàn)印度洋的三極型海溫分布與我國北方尤其是在河套地區(qū)的降水異常表現(xiàn)為顯著的負(fù)相關(guān)，然而當(dāng)去除春季感熱第二模態(tài)（PC2）的影響后（圖9d），長江流域以北的負(fù)相關(guān)大大減弱了，只有零星幾個(gè)區(qū)域可以通過檢驗(yàn)。這就進(jìn)一步說明了春季青藏高原感熱不同模態(tài)在影響我國北方春季降水過程中的重要性。

綜上所述，我們發(fā)現(xiàn)E NSO事件以及春季印度洋的三極型海溫分布除了可以直接影響春季我國東部降水，還可以通過影響青藏高原春季感熱的不同分布形態(tài)，進(jìn)而與青藏高原的熱力異常共同影響春季我國東部的環(huán)流和降水。E NSO和印度洋的三極型海溫分布與青藏高原春季感熱的兩個(gè)模態(tài)對我國東部春季降水具有協(xié)同影響，并且對于我國北方降水異常而言，高原的影響不容忽視。

圖9　冬季的Ni?o3.4指數(shù)和印度洋三極型海溫指數(shù)分別與春季850 hPa風(fēng)場、降水場的相關(guān)（a、c），以及分別去除春季青藏高原春季感熱第一模態(tài)（PC1）和第二模態(tài)（PC2）影響后的偏相關(guān)（b、d）Fig.9 Correlation of 850 hPa wind and precipitation during spring with winter Ni?o3.4 index（a）and India ocean SST tripole index（c），and corresponding partialcorrelation patterns withoutthe first and second time series of spring T PS H （b，d）

7　結(jié)論與討論

本文通過分析春季青藏高原感熱年際變化對不同海區(qū)海溫強(qiáng)迫的響應(yīng)特征，獲得了春季高原感熱與前期海洋熱力異常之間的聯(lián)系及它們聯(lián)系的可能途徑，并討論了E NSO以及印度洋三極型海溫分布與春季青藏高原感熱主模態(tài)對我國東部春季降水的協(xié)同影響，得到如下結(jié)論。

青藏高原感熱由冬到春顯著加強(qiáng)，并且春季感熱具有顯著的年際變化信號(hào)，其特征主要表現(xiàn)為兩個(gè)主要模態(tài)：第一模態(tài)，青藏高原南部的緯向偶極型分布，具有準(zhǔn)5 a的周期；第二模態(tài)，中心與周圍反位相的“回”字型分布，呈現(xiàn)5～7 a的年際周期。并且第一模態(tài)感熱分布特征與前期熱帶太平洋的E NSO事件有緊密的聯(lián)系；而第二模態(tài)則與同期印度洋三極型海溫分布有關(guān)。

冬季，與El Ni?o有關(guān)的熱帶太平洋海溫強(qiáng)迫可以激發(fā)一個(gè)向極向西的波列，使青藏高原的東南側(cè)處于北風(fēng)異常的控制下，抑制對流，云量少，地表升溫更快使得地氣溫差加大，感熱加強(qiáng)，而青藏高原的西南側(cè)則受南風(fēng)控制，有利于對流活躍，使得低層云量增加，減少到達(dá)地面的太陽輻射，最終使得感熱減弱，從而形成青藏高原南部緯向偶極型的感熱分布；春季，印度洋海溫的三極型分布可以在500 hPa激發(fā)一個(gè)跨越南北半球的波列，使青藏高原主體位于北半球異常反氣旋環(huán)流底部的東風(fēng)異常中，減弱背景西風(fēng)，導(dǎo)致地表風(fēng)速減小，感熱減弱，最終形成春季感熱回字形第二模態(tài)。

值得指出，冬季E NSO事件信號(hào)（以Ni?o3.4指數(shù)為表征）以及印度洋三極型海溫分布對我國春季降水有重要的意義。然而分析表明，如果沒有青藏高原熱力異常（兩個(gè)年際變率主模態(tài)）的協(xié)同作用，那么海洋對我國北方春季降水的信號(hào)就大大減弱，幾乎消失，對于我國南方而言，E NSO的先兆信號(hào)意義也相對減弱了。也就是說，冬季E NSO事件以及春季印度洋三極型海溫分布影響我國東部春季環(huán)流有兩條途徑，太平洋和印度洋海溫異常不僅可以通過強(qiáng)迫大氣直接影響我國東部春季降水，還可以通過改變青藏高原的熱力異常對我國春季的環(huán)流產(chǎn)生作用，兩者對東亞春季降水的作用是協(xié)同的。另外有文獻(xiàn)指出［44］，春季青藏高原感熱受到北大西洋海溫的影響，它可以通過激發(fā)一個(gè)向下游傳播的波列影響青藏高原春季的感熱，并且通過調(diào)控青藏高原的熱力異常影響東亞夏季風(fēng)的變化。未來我們將進(jìn)一步分析不同海區(qū)的海溫與青藏高原熱力異常對東亞季風(fēng)的協(xié)同影響。

致謝：感謝吳志偉教授，在文章的研究過程中提供了很多建設(shè)性意見，使文章的思路及內(nèi)容更有說服力！

參考文獻(xiàn)：

［1］Yeh T C.The circulation of the high troposphere over China in the winter of 1945-1946［J］.Tellus，1950，2（3）：173-183.

［2］葉篤正，羅四維，朱報(bào)真.西藏高原及其附近的流場結(jié)構(gòu)和對流層大氣的熱量平衡［J］.氣象學(xué)報(bào)，1957，28（2）：108-121.Ye Duzheng，Luo Siwei，Zhu Baozhen.The wind structure and heat balance in the lower troposphere over Tibetan Plateau and its surrounding［J］.Acta M eteorologica Sinica，1957，28（2）：108-121.

［3］Flohn H.Large-scale aspects of the“su m mer monsoon”in south and East Asia［J］.J M eteor Soc Japan，1957，75：180-186.

［4］吳國雄，李偉平.青藏高原感熱氣泵和亞洲季風(fēng)［M］//趙九章紀(jì)念文集.北京：科學(xué)出版社，1997：116-126.W u Guoxiong，Li W eiping.Tibetan Plateau heat pu mp and the Asian monsoon［M］//Zhao Jiuzhang M emorial Collection.Beijing：Science Press，1997：116-126.

［5］吳國雄，張永生.青藏高原的熱力和機(jī)械強(qiáng)迫作用以及亞洲季風(fēng)的爆發(fā)I.爆發(fā)地點(diǎn)［J］.大氣科學(xué)，1998，22（6）：825-838.W u Guoxiong，Zhang Yongsheng.Thermal and mechanicalforcing ofthe Tibetan Plateau and the Asian monsoon onset.Part I：situating ofthe onset［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，1998，22（6）：825-838.

［6］黃榮輝.夏季青藏高原上空熱源異常對北半球大氣環(huán)流異常的作用［J］.氣象學(xué)報(bào)，1985，43（2）：208-220.H uang Ronghui.Theinfluence ofthe heat source anomaly over Tibetan Plateau on the Northern Hemispheric circulation anomalies［J］.Acta M eteorologica Sinica，1985，43（2）：208-220.

［7］周秀驥，趙平，陳軍明，等.青藏高原熱力作用對北半球氣候影響的研究［J］.中國科學(xué)：D輯，2009，39（11）：1473-1486.Zhou Xiuji，Zhao Ping，Chen Jun ming，et al.Impacts ofthermodynamic processes overthe Tibetan Plateau on the Northern Hemispheric climate［J］.Science China：Series D，2009，39（11）：1473-1486.

［8］趙平，陳隆勛.35年來青藏高原大氣熱源氣候特征及其與中國降水的關(guān)系［J］.中國科學(xué)：D輯，2001，31（4）：327-332.Zhao Ping，Chen Longxun.The characteristics of atmospheric heat source and its relationship with China Precipitation during the recent 35 years ［J］.Science China：Series D，2001，31（4）：327-332.

［9］段安民，劉屹岷，吳國雄.4～6月青藏高原熱狀況與盛夏東亞降水和大氣環(huán)流的異常［J］.中國科學(xué)：D輯，2003，33（10）：997-1 004.Duan An ming，Liu Yimin，W u Guoxiong.Abnormalthermalconditions of Tibetan Plateau from Aprilto June and its relationship with su m mer precipitation and atmospheric circulation in East Asia［J］.Science China：Series D，2003，33（10）：997-1004.

［10］王同美，吳國雄，宇婧婧.春季青藏高原加熱異常對亞洲熱帶環(huán)流和季風(fēng)爆發(fā)的影響［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2009，25（S）：92-102.W ang Tongmei，W u Guoxiong，Yu Jingjing.Theinfluence of anomalous diabatic heating over Tibetan Plateau in spring on the Asian tropicalcirculation and monsoon onset［J］.Journal of Tropical M eteorology，2009，25（S）：92-102.

［11］H u Jun，Duan A M.Relative contributions ofthe Tibetan Plateau thermalforcing and the Indian Ocean Sea surface temperature basin mode to the interannual variability of the East Asian su m mer monsoon［J］.Climate Dynamics，2015，45（9）：1-15.

［12］H uang R H，W u Y F.The influence of E NSO on the su m mer climate changein China and its mechanism［J］.Advancesin Atmospheric Sciences，1989，6（1）：21-32.

［13］W ang B，W u R G，F(xiàn)u X H.Pacific-East Asian Teleconnection：H ow Does E NSO Affect East Asian Climate？［J］.Journal of Climate，2000，13 （9）：1517-1536.

［14］Xie S P，H u K，Hafner J，et al.Indian Ocean Capacitor Effect on Indo-W estern Pacific Climate during the Su m mer following El Ni?o［J］.Journal of Climate，2009，22（3）：730.

［15］吳國雄.赤道印度洋—太平洋地區(qū)海氣系統(tǒng)的齒輪式耦合和E NSO事件：Ⅰ.資料分析［J］.大氣科學(xué)，1998，22（4）：470-480.W u Guoxiong.Gearing between theindo-monsoon circulation and the Pacific-W alker circulation and the E NSO：PartⅠ.Data Analysis［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，1998，22（4）：470-480.

［16］Xu Kang，Zhu Congwen，He Jinhai.Two types of El Ni?o-related southern Oscillation and their differentimpacts on globalland precipitation［J］.Advances in Atmospheric Sciences，2013，30（6）：1743-1757.

［17］王宏娜，陳錦年，左濤.印度洋潛熱通量對南海夏季風(fēng)爆發(fā)的影響［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2014，30（1）：189-193.W ang H ongna，Chen Jinnian，Zuo Tao.Impact oflatent heat flux over the Indian Ocean on the onset of South China Sea Su m mer M onsoon［J］.Journal of Tropical M eteorology，2014，30（1）：189-193.

［18］劉秦玉，楊建玲.熱帶印度洋海表溫度異常對夏季風(fēng)的影響——“電容器”效應(yīng)與“放大器”效應(yīng)［C］//中國海洋湖沼學(xué)會(huì)第九次全國會(huì)員代表大會(huì)暨學(xué)術(shù)研討會(huì)論文摘要匯編.2007.Liu Qinyu，Yang Jianling.The effect oftropicalIndian Ocean Sea surface temperature anomaly on su m mer monsoon-“capacitor”effect and“amp”effect［C］//The Compilation of Abstracts in 9th National Congress of Ocean Limnology.2007.

［19］盧楚翰，黃露，何金海，等.西太平洋暖池?zé)岷磕觌H變化及其對東亞氣候異常的影響［J］.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2014，30（1）：64-72.Lu Chuhan，H uang Lu，He Jinhai，et al.Interannual variability of heat contentin W estern Pacific W arm Pool and itsimpact on East Asian climatic anomaly［J］.Journal of Tropical M eteorology，2014，30（1）：64-72.

［20］陳永利，胡敦欣.南海夏季風(fēng)爆發(fā)與西太平洋暖池區(qū)熱含量及對流異常［J］.海洋學(xué)報(bào)，2003，25（3）：20-31.Chen Yongli，H u Dunxin.The relation between the South China Sea su m mer monsoon onset and the heat content variationsin the tropical western Pacific warm pool region［J］.Haiyang Xuebao，2003，25（3）：20-31.

［21］王曉芳，何金海，廉毅.前期西太平洋暖池?zé)岷慨惓χ袊鴸|北地區(qū)夏季降水的影響［J］.氣象學(xué)報(bào)，2013，71（2）：305-317.W ang Xiaofang，He Jinhai，Lian Yi.Effect of the previous anomalous heat content in the western Pacific warm pool on the su m mer rainfall over Northeast China［J］.Acta M eteorologica Sinica，2013，71（2）：305-317.

［22］Yang S.E NSO-SN O W-M O NSO O N Associations and Seasonal-Interannual Predictions［J］.International Journal of Climatology，1996，16（2）：125-134.

［23］Shaman J，Tziperman E.The effect of E NSO on Tibetan Plateau snow depth：A stationary wave teleconnection mechanism andimplicationsforthe south Asian monsoons［J］.Journal of Climate，2005，18（12）：2067-2079.

［24］董敏，余建銳.青藏高原春季積雪對大氣環(huán)流影響的模擬研究［J］.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1997，8（S）：100-109.Dong Min，Yu Jianrui.A simulation study for theinfluence of Tibetan Plateau spring snow cover on the general circulation［J］.Journal of Applied M eteorological Science，1997，8（S）：100-109.

［25］Vernekar A D，Zhou J，Shukla J.The effect of Eurasian snow cover on the Indian monsoon［J］.Journal of Climate，1995，8（2）：248-266.

［26］郭其蘊(yùn)，王繼琴.青藏高原的積雪及其對東亞季風(fēng)的影響［J］.高原氣象，1986，5（2）：116-124.Guo Qiyun，W ang Jiqin.The snow cover on Tibetan Plateau and itsimpact on the monsoon over East Asia［J］.Plateau M eteorology，1986，5（2）：116-124.

［27］Barnett T P，Du menil L，Schlese U，et al.The effect of Eurasian snow cover on regional and global climate variations［J］.Journal of Atmospheric Sciences，1989，46（5）：661-686.

［28］羅勇.青藏高原冬春季雪蓋對東亞夏季大氣環(huán)流影響的研究［J］.高原氣象，1995，14（4）：505-512.Luo Yong.Studies on the effect of snow cover overthe Qinghai-Tibet Plateau in winter and spring on generalcirculation over East Asian in su mmer［J］.Plateau M eteorology，1995，14（4）：505-512.

［29］吳國雄，薛紀(jì)善，王在志，等.青藏高原化雪遲早的輻射效應(yīng)對季節(jié)變化的影響［J］.干旱氣象，1995，13（1）：1-8.W u Guoxiong，Xue Jishan，W ang Zaizhi，et al.The modification of radiation effect of snow melt sooner or later on the seasonal variation in the Qinghai-Xizang Plateau［J］.Arid M eteorology，1995，13（1）：1-8.

［30］張順利，陶詩言.青藏高原積雪對亞洲夏季風(fēng)影響的診斷及數(shù)值研究［J］.大氣科學(xué)，2001，25（3）：372-390.Zhang Shunli，Tao Shiyan.Theinfluences of snow cover over the Tibetan Plateau on Asian su m mer monsoon［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，2001，25（3）：372-390.

［31］Liu G，Zhao P，Chen J M，et al.Preceding factors of su m mer Asian-Pacific Oscillation and the physical mechanism for their potentialinfluences［J］.Journal of Climate，2015，28（7）：2531-2543.

［32］W u Z W，Li J P.M odulation ofthe Tibetan Plateau snow cover on the E NSO teleconnections：From the East Asian su m mer monsoon perspective ［J］.Journal of Climate，2012，25（7）：2481-2489.

［33］S mith T M，Reynolds R W，Peterson T C，et al.Improvements to N O A A's historical merged land-ocean surface temperature analysis（1880-2006）［J］.Journal of Climate，2008，21（10）：2283.

［34］魏鳳英.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計(jì)診斷與預(yù)測技術(shù)［M］.北京：氣象出版社，2007：106-112.W ei Fengying.M odern climate statistics diagnosis and prediction technology［M］.Beijing：China M eteorological Press，2007：106-112.

［35］周曉霞，王盤興，段明鏗，等.我國季平均氣溫和降水局地同時(shí)相關(guān)的時(shí)空特征［J］.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，2007，18（5）：601-609.Zhou Xiaoxia，W ang Panxing，Duan Mingkeng，et al.Spatialand temporalstructures ofrelationship between seasonal mean temperature and rainfall in China［J］.Journal of Applied M eteorological Science，2007，18（5）：601-609.

［36］Duan A M，W ang M R，Lei Y H，et al.Trends in su m mer rainfall over China associated with the Tibetan Plateau sensible heat source during 1980-2008［J］.Journal of Climate，2013，26（1）：261-275.

［37］劉曉冉，李國平，程炳巖.青藏高原前期冬春季地面熱源與我國夏季降水關(guān)系的初步分析［J］.大氣科學(xué)，2008，32（3）：561-571.Liu Xiaoran，Li Guoping，Chen Bingyan.The preliminary analysis of the relationships between the surface heat source over the Tibetan Plateau in winter and spring and the su m mer rainfall over China［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，2008，32（3）：561-571.

［38］竺夏英，劉屹岷，吳國雄.夏季青藏高原多種地表感熱通量資料的評估［J］.中國科學(xué)：地球科學(xué)，2012，42（7）：1104-1112.Zhu Xiaying，Liu Yimin，W u Guoxiong.An assessment of su m mer sensible heatflux on the Tibetan Plateau from eight data sets［J］.Scientia Sinica Terrae，2012，42（7）：1104-1112.

［39］Renfrew I A，M oore G，Guest P S，et al.A comparision of surfacelayer and surface turbulentflux observations over the Labrador Sea with EC M-W F analyses and N ECP reanalyses［J］.Journal of Physical Oceanography，2002，32（2）：383-400.

［40］W ang 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.

［41］周天軍，俞永強(qiáng)，宇如聰，等.印度洋對E NSO事件的響應(yīng)：觀測與模擬［J］.大氣科學(xué)，2004，28（3）：357-373.Zhou Tianjun，Yu Yongqiang，Yu Rucong，et al.Indian Ocean response to E NSO：Observation and air-sea coupled model simulation［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，2004，28（3）：357-373.

［42］周天軍，宇如聰，李薇，等.20世紀(jì)印度洋氣候變率特征［J］.氣象學(xué)報(bào)，2001，59（3）：257-270.Zhou Tianjun，Yu Rucong，Li W ei，et al.On the variability of the indian ocean during the 20th century［J］.Acta M eteorologica Sinica，2001，59 （3）：257-270.

［43］劉永強(qiáng)，丁一匯.E NSO事件對我國季節(jié)降水和溫度的影響［J］.大氣科學(xué)，1995，19（2）：200-208.Liu Yongqiang，Ding Yihui.Reappraisal oftheinfluence of E NSO events on seasonal precipitation and temperaturein China［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences，1995，19（2）：200-208.

［44］Cui Y F，Duan A M，Liu Y M，et al.Interannual variability of the spring atmospheric heat source over the Tibetan Plateau forced by the North Atlantic SSTA［J］.Climate Dynamics，2014，45（5/6）：1-18.

金蕊，祁莉，何金海.春季青藏高原感熱通量對不同海區(qū)海溫強(qiáng)迫的響應(yīng)及其對我國東部降水的影響［J］.海洋學(xué)報(bào)，2016，38 （5）：83-95，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2016.05.008

Jin Rui，Qi Li，He Jinhai.Effect of oceans to spring surface sensible heatflux over Tobetan Plateau and itsinfluence to East China preciptation［J］.Haiyang Xuebao，2016，38（5）：83-95，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2016.05.008

Effect of oceans to spring surface sensible heat flux over Tobetan Plateau and itsinfluence to East China preciptation

Jin Rui1，Qi Li1，He Jinhai1
（1.CollaborativeInnovation Centeron Forecastand Evaluation of Meteorological Disasters，JointInternational Research Laboratory of Climate and Environment Change，Key Laboratory of Meteorological Disaster，Ministry of EducationNanjing，University of Information Science and Technology，Nanjing 210044，China）

Abstract：By using the surface sensible heatflux data of E R A-interim reanalysis，we researched theinter-annual variability of spring Tibetan Plateau（TP）surface sensible heat flux（TPS H）during the period of 1981 to 2010 as well asits connection to the sea surface temperature over different oceans，and such connection may affect the precipitation of East China.The main conclusions are as follows：（1）the two main modes of TPS H inter-annual variability are well associated with Pacific and India Ocean sea surface temperature（SST）separately.The middle and eastern tropical Pacific SST anomaly are affected by winter（DJF）E NSO signal which can stimulate a westward and poleward wave train to change the precipitation anomaly over the southern TP.Through this process，a zonal dipole S H distribution is formed as the first mode with a periodicity of 5 a.On the other hand，an across equator wave train was excited by the spring India Ocean SSTA tripole pattern.It may cause the east wind anomaly over TP，weakening the Background W esterly，causing an opposite S H distribution between body region of TP and the surrounding area with a periodicity of 5 a to 7 a.（2）Theinfluence of E NSO SSTA over Pacific Ocean and the SSTA tripole pattern over spring India Ocean combined with the two modes of TP spring S H to the precipitation of East China are synergistic and it is found that TP spring S H have greater effect to spring precipitation at middle and higher latitudes.

Key words：Tibetan Plateau；surface sensible heat flux；SST forcing response；Eastern Asian spring precipitation

*通信作者：祁莉（1981—），女，副教授，主要從事季風(fēng)和海陸氣相互作用研究。E-mail：qili＠nuist.edu.cn

作者簡介：金蕊（1991—），女，江蘇省蘇州市人，主要研究方向?yàn)榧撅L(fēng)與海氣相互作用。E-mail：Jr_nuist＠163.com

基金項(xiàng)目：國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（91337216，91437216，41475086）；國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）（2012CB417403，2013CB430202）；長江學(xué)者和創(chuàng)新團(tuán)隊(duì)發(fā)展計(jì)劃資助（PCSIR T）；江蘇高校優(yōu)勢學(xué)科建設(shè)工程資助項(xiàng)目（P A PD）。

收稿日期：2015-07-29；

修訂日期：2015-10-26。

中圖分類號(hào)：P731.11

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

文章編號(hào)：0253-4193（2016）05-0083-13