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IPCC(Intergovernmental Panel on Climate Change)的5次评估报告中均表明全球的气温在明显升高，其中第四次报告中指出1906-2005年这100年全球气温升高了0.74 ℃，第五次报告中指出1983-2012年是温度最高的30年，全球变暖现象越来越受到广泛的关注[1-4].青藏高原作为中国乃至全球气候变化的启动器和放大器，在全球变暖的背景下，在气温、降水等方面均呈现出明显的气候变化[5-8].
回顾以往对青藏高原气候变化的大量研究可以发现，人们的目光主要集中在气温、降水和能量等方面，对地表温度的分析研究甚少，而实际上地表温度是地—气相互作用过程中的一个重要参数，是地面加热场变化的一个重要因子，它定量化地表征地面热源特征，地面加热场的变化可以通过影响其上空的环流场改变局地以及周边的天气和气候.青藏高原是我国面积最大、海拔最高的高原，高大的地形和复杂的下垫面类型使得其地—气相互作用过程对东亚大气环流甚至全球气候变化都有重要的影响[3-4].青藏高原在夏季为热源，冬季为冷源，直接作用于对流层中部，影响着高原地—气系统间的能量交换.在全球变暖的背景下，对青藏高原地表温度进行深入研究对进一步了解青藏高原的天气特征及其地—气相互作用过程具有重要的意义[9-16].
江灏等[11]在2000年利用ISCCP卫星观测地表温度资料分析了青藏高原地表热状况的时空分布特征，认为春季和秋季地表温度分布形势较为相似，与年平均场的分布相近，温度变化的关键区是高原西部和中部.李栋梁等[12]在2001年利用青藏高原86个气象观测站建站以来的地面观测0 cm地温资料，分析了高原冬、夏季和年平均地表温度的气候特征并对其地表温度异常变化的空间结构和时间变化的趋势作了诊断分析. Liu等[14]使用1961-2006年青藏高原东部及周边地区的116个气象站的观测资料研究月平均最低气温的变化特征，认为地表温度的气候特征具有海拔依赖性.彭海等[15]使用ERA-Interim的2 m温度资料分析了1979-2014年地表温度时间和空间分布特征，认为高原地表温度分布呈东南高、西北低，同时高原地表温度变化存在一个3年的震荡周期，高原升温率比同期世界水平高，但采用的资料为2 m温度资料，是否能够代表地表面的温度还有待考证.何冬燕等[16]利用EOF方法分析了1979-2004年的青藏高原各季节地表温度的特征，认为青藏高原地表温度变化以整体型为主，秋季的东西部反向型变化最为显著，部分年份的冬季表现为南北反向变化型，同时对各个模态的时间系数做了相关性分析发现高原地表温度的异常变化具有持续性，各季节不同变化型之间存在一定的关联，但由于只选取了代表月份来代表季节进行季节变化分析，这种季节变化分析的准确性还有待检验.
回顾前人对青藏高原地表温度的研究，发现对青藏高原地表温度长期连续和完整的时空变化特征的详细研究不多，近5年内的研究则更少，其次是在地表温度的资料选取和处理方面存在一些不足，本文在此基础上，选取了长期连续且分辨率较高的近35年青藏高原地表温度资料，使用多种分析方法分析其时空变化特征，为研究近期青藏高原的气候变化及其地—气相互作用过程奠定基础.
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青藏高原地理位置特殊，地形复杂，高原气象观测台站分布不均匀，特别是在高原西部台站较少，故本文使用欧洲中期天气预报中心的ERA-Interim再分析资料对青藏高原地表温度进行分析，资料选取时间为1981-2015年，分辨率为0.5°×0.5°. ERA-Interim是ECMWF目前较为完善的再分析数据集，可以提供自1979年1月1日以来的再分析数据，它沿用了ERA-40的大气模式和同化系统并在此基础上加以改进和提高，所同化的观测资料主要包括来自全球不同地区的、地表和上层大气的常规气象观测资料以及卫星遥感资料等. ERA-Interim在2014年开始提供最高分辨率为0.125°×0.125°的再分析数据. ERA-Interim同化的资料中包括地面台站观测的地表温度数据，同时经较多研究学者验证这套资料在高原的适用性较好[17-19]，完全能够用于研究青藏高原地表温度的时空变化特征.
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本文中青藏高原范围选取为25°-40°N，70°-105°E，海拔3 000 m以上的区域.主要使用的研究方法有线性倾向估计、小波分析和经验正交分解.
用xi表示某一气候变量，样本量为n，用ti代表xi所对应的时间，建立xi与ti之间的一元线性回归方程[20-21].通过最小二乘法估计出气候变量的回归系数b，回归系数的符号表示气候变量x的趋势倾向，回归系数为正(b＞0)表示气候变量呈上升趋势，反之回归系数为负(b＜0)表示气候变量呈下降趋势，回归系数b通常又被称为倾向值，这种分析气候变量的方法叫做线性倾向估计.
小波分析方法是一种源于傅里叶变换的分析时间序列变化的数学方法，在气候诊断和预测中小波分析被广泛地应用，它不仅可以给出气候序列变化的尺度，还可以显示出变化的时间位置.本文中使用的Morlet小波定义为ψ(t)=(1-t2)
$\frac{1}{{\sqrt {2\pi } }}e - \frac{{{t^2}}}{2}$ ，-∞＜t＜∞，由此看出小波变换实际上是将一个一维信号在时间和频率两个方向上展开，这样就可以对气候系统的时间和频率结构做进一步的分析.从不同长度的周期随时间的演变特征判断序列存在的周期，分辨奇异点来确定突变信号，利用小波方差准确地判断周期振荡的强度.经验正交函数分解方法即EOF方法，在数理统计学的多变量分析中称为主分量分析，可用于气象场的分解[20-21].在气象观测过程中有m个空间观测点，观测了n个时次，将所有的变量统计起来即Xm×n=Vm×nTm×n，构成时间系数和空间特征向量的线性组合，T是时间系数，V是空间特征向量.经过这种处理将气候特征分解，特征值的大小表示与其对应的特征向量即典型场的权重，时间系数表示该典型场随时间的变化.
1.1. 研究资料
1.2. 研究方法
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青藏高原多年平均地表温度的空间分布如图 1所示.从图中可以看出青藏高原整体温度比周边的温度低，平均温度在-10~10 ℃之间.温度分布主要受地形和纬度影响，温度随海拔升高而降低，随纬度升高而降低.主要的低值中心有两个，一个是青藏高原西北部的昆仑山地区，温度在(-5)~(-12.5) ℃之间，另一个是高原东北部的祁连山地区，温度较昆仑山地区较高一些在(-2.5)~(-7.5) ℃之间.高值中心在高原东北部的柴达木盆地地区，年平均地表温度都在5 ℃以上，另外在高原东南部的雅鲁藏布江谷底地区，由于地势较低且受印度洋暖湿气流的影响年平均地表温度也在0 ℃以上.高原其余地方的温度在-5 ℃~0 ℃之间，高原边坡的温度梯度较大.
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青藏高原各个季节的地表温度空间分布如图 2所示.春季，高原大部分地区温度都为零下，这与高原积雪的融化有一定关系[22-24]，高原地表温度的分布是非常不均匀的，高值中心在高原东北部的柴达木盆地地区，低值中心在高原西部的帕米尔高原和昆仑山一带，从西向东温度逐渐升高，温度梯度由西向东逐渐减小.夏季，整个高原都是一致大于0 ℃，除柴达木盆地以外高原中部也存在一个高值中心，高原南部温度高于北部.秋季，高原地表温度的分布与春季相似，只是温度略高，温度梯度也小于春季.冬季，大部分地区温度都在-10 ℃以下，最低温度在高原西部可达-27.5 ℃，温度自高原西北部向东南部增加.
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为了了解青藏高原地表温度的空间趋势变化特征，对每一个格点的年平均地表温度和各季节的平均地表温度做线性回归分析，得到趋势系数空间分布图(图 3). 图 3(a)为1981-2015年的多年平均地表温度空间趋势分布，从图中可以看出，高原大部分区域的地表温度以0.2 ℃/10 a的升温率在增长，高原西部的阿里地区是增温大值中心，升温率达到0.6 ℃/10 a，而更西端的帕米尔高原和高原东北部祁连山地区边缘则呈降温趋势，降温率最大可达0.6 ℃/10 a.
图 3(b)~(e)为各季节的地表温度趋势系数空间分布，从图中可以看出，春季，地表温度的趋势系数分布和年平均的基本一致，阿里地区增温大值区数值明显增大，最大可达1.6 ℃/10 a，藏南谷地一带增温也较为明显，升温率最大为0.6 ℃/10 a，降温区与年平均分布一致.夏季，除高原北部存在小范围的增温区以外，高原整体增温并不显著，而高原西北部呈现为大范围且数值较大的降温趋势，普遍降温率在0.4~0.8 ℃/10 a，最大值为1.6 ℃/10 a.秋季，值得注意的是高原西部地区表现为大范围的升温，这与其他3个季节都不相同，升温率在高原西北部和阿里地区最大，为0.6 ℃/10 a，高原主体地区表现为弱升温和降温趋势.冬季，高原西部的阿里地区、南部的雅鲁藏布江谷地、东北的祁连山地区和东南部地区都表现为大范围且数值较大的增温趋势，西部和南部升温率最大可达1.6 ℃/10 a，东北和东南部升温率最大为0.8 ℃/10 a，其他地方都是大范围的降温趋势.
从上述对青藏高原地表温度升温趋势空间分布的研究我们可以发现，不同季节的不同区域地表温度的变化趋势是不同的，但升温最显著的区域主要有以下几个地区：高原西北部的昆仑山地区、高原西部的阿里地区、高原南部的雅鲁藏布江河谷地区以及高原东北部的祁连山地区，说明地形是影响升温率的一个重要因子，高海拔地区升温速率普遍高于低海拔地区.冬、春两季的高原增温趋势明显高于夏、秋两季.存在以下3个地表温度变化较为特殊的区域：高原西北部的帕米尔高原在秋季存在与其他季节不同的增暖现象，高原东北部的柴达木盆地在冬季表现出与其他季节不同的增暖趋势，高原中部的唐古拉山地区在冬季存在明显的降温趋势，这些都是值得进一步讨论的现象.
2.1. 年平均地表温度的空间分布
2.2. 各季节地表温度的空间分布
2.3. 青藏高原地表温度趋势系数的空间分布
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从图 4中可以看到，1981-2015年青藏高原的年平均地表温度呈逐年上升的趋势，最高值出现在2006年，为6.0 ℃，最低值出现在1983年，为4.6 ℃.各个年代的地表温度变化虽然都呈上升趋势，但升温的速率是不一致的. 20世纪90年代地表温度的增温趋势较80年代有所减缓，21世纪初又有所回升，从2010年开始，年平均地表温度增温速率比之前的任何时候都要快.
从图中还可以发现在1997-2000年期间，青藏高原的地表温度有一个明显的波动，在1997年地表温度达到一个低值，在此后的两年间温度又上升了近1.5 ℃，随后又回落到平均温度以下.柏晶瑜，李跃清等人[25-27]先后研究了1998年我国长江中下游的特大洪水与同期和前期青藏高原地区气候变化的关系，认为青藏高原前期地表温度异常会对长江中下游地区的降水产生滞后影响，进一步说明研究青藏高原地表温度特征对下游的天气预测有着重要的意义.
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图 5同图 4但为春夏秋冬4个季节.从4个季节平均温度的时间变化趋势来看，和年平均地表温度一样，每个季节的地表温度都呈逐年上升的趋势，但升温速率不同，春季的升温速率最快，夏、秋季次之，冬季最慢.各个季节的各年代线性趋势更加不同.春季，在20世纪80年代青藏高原的地表温度呈下降趋势，从90年代开始地表温度一直到2015年都呈上升趋势，且增温趋势越来越显著.夏季，地表温度总体呈波动上升趋势，20世纪80年代地表温度下降，20世纪90年代开始持续上升，且21世纪初的增温比20世纪90年代显著，2010年到2015年温度又呈下降趋势.秋季，在21世纪初期地表温度有轻微下降趋势，剩余的年代都呈上升趋势.冬季，20世纪80年代和2010年以后升温趋势十分显著，20世纪90年代到21世纪初期温度变化比较平稳.
虽然青藏高原的地表温度春夏秋冬4个季节的平均温度从1981年到2015年都呈上升趋势，但每个季节的上升趋势是不同的，每个季节的地表温度变化也存在一定的年代际变化，并不是统一地升高，在某些季节的某些年代地表温度也表现为下降的趋势.
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为了探究青藏高原地表温度是否存在周期性的变化，分别对年平均气温和4个季节的平均气温做小波分析. 图 6(a)是青藏高原年平均地表温度的小波图，可以看到一个准4年的周期，在1990年后这个准4年的周期振幅较强，除准4年周期外还存在一个9~11年周期，从20世纪80年代中期开始该周期有逐渐减小的趋势，21世纪初期达到稳定的9年周期.从图 6(b)青藏高原春季地表温度的小波图中可以看到在20世纪80年代到90年代一直存在一个4年和一个7年的周期，这两个周期在1998年以后转变为一个准5年的周期，可以认为1998年是青藏高原春季地表温度发生突变的一个时间点，同时存在10~11年周期在20世纪90年代和21世纪初期较为显著.从图 6(c)中可以看出夏季青藏高原的变化周期十分稳定，准4年的周期振幅十分强烈，6年的周期较弱. 图 6(d)中秋季地表温度存在一个4年周期，但不稳定，周期存在变长的趋势，同时一个11年的周期从80年代开始一直减小，在21世纪初期达到稳定变为9年周期.从图 6(e)可以看出冬季地表温度的3~4年周期很不稳定，只是阶段性的存在在这35年中的某些时间段，准15年的年代际周期由于研究时间段只有35年，这个周期的真实性还有待考证.
3.1. 青藏高原地表温度的年际变化
3.2. 青藏高原地表温度的季节变化
3.3. 地表温度的周期变化
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对青藏高原年平均地表温度经过标准化处理后做经验正交分解(EOF).前3个模态的累计方差贡献为57%，其中第一模态33%，第二模态14%，第三模态10%. 图 7(a)为青藏高原地表温度EOF第一模态的空间分布，从图中可以看出高原主体为一致的负值区，表现为高原地表温度变化的整体一致性. 图 7(b)为第二模态的空间分布，表现出高原西部与高原其他地区地表温度变化的反向变化特征. 图 7(c)为第三模态的空间分布，从高原西部到高原东部呈现出“-+-”的变化特征，高原中东部的负值大于高原西部，正值中心位于阿里地区，产生这种分布的原因可能是高原积雪对地表温度的影响. 图 7(d)-(f)为前3个模态的时间系数，均具有较为明显的年际变化特征.从第一模态的空间分布和时间系数上可以看出青藏高原地表温度呈逐年上升的趋势，地表温度低值年为1984，1993，1996和2012年，地表温度高值年为1998年和2006年，1997年前后青藏高原地表温度存在一个突变.从第二模态的空间分布和时间系数上可以看出，在1983年和2010年高原地表温度的反向变化最为明显.
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图 8是春季青藏高原地表温度的EOF分析结果，其中第一模态的方差贡献28%，第二模态19%.第一模态的时间系数存在较为明显的年际变化，空间分布表现为春季高原地表温度呈西北-东南反向变化，这种反向变化在1997，2008和2010年尤为明显. 1996年存在突变，时间系数在1996年之后变化较之前剧烈，这种西北部和东南部的地表温度反向变化有所加强.第二模态的空间分布表明春季高原地表温度从高原西部到高原东部呈现出“+-+”的变化特征，但这种反向变化呈逐年减小的趋势.
图 9是夏季青藏高原地表温度的EOF分析结果，其中第一模态的方差贡献22%，第二模态13%.第一模态的空间分布除高原西部帕米尔高原地区和高原东北部的祁连山地区以外，高原大部分地区的温度变化具有整体一致性，结合时间系数来看在夏季高原地表温度整体呈逐年上升的趋势，升温趋势高原北部大于南部，东部大于西部.第二模态的空间分布表现为高原西北-东南的地表温度呈反向变化，表现出了干旱区与季风区地表温度的不同变化特征.
图 10是秋季青藏高原地表温度的EOF分析结果，其中第一模态的方差贡献34%，第二模态14%.第一模态表明秋季青藏高原的地表温度呈整体一致型，地表温度逐年升高且升温趋势较为平缓.第二模态的空间分布表明秋季青藏高原的地表温度呈东西反向变化型，这种反向变化在帕米尔高原和昆仑山一带较为显著，1987年是这种反向变化特征的典型年.
图 11是冬季青藏高原地表温度的EOF分析结果，其中第一模态的方差贡献40%，第二模态16%.第一模态说明除高原东南部小部分区域以外，冬季青藏高原的地表温度变化以整体一致型为主，其中高原东北部地区的变化最为显著，冬季地表温度的升温趋势不明显.第二模态说明冬季青藏高原除整体型以外还存在南北反向型，但反向变化特征不明显，同时可以看出高原腹地的温度变化没有高原边坡地区(尤其是南坡)明显.
青藏高原年平均地表温度和各季节的地表温度的变化特征主要是整体型和东西反向型两种，除春季以外其他3个季节和年平均地表温度均以整体型为主，东西反向变化型在春、夏两季尤为明显.除上述两种类型以外，青藏高原地表温度还存在高原中部与东西两侧的反向变化型和南北反向型.
4.1. 青藏高原年平均地表EOF分析
4.2. 青藏高原各季节地表温度EOF分析
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地表温度能够定量化地表征地表热状况，地表温度的高低对陆气收支平衡以及水分平衡都有着重要影响.全球变暖的背景下，青藏高原作为气候变化的敏感区，研究其地表温度的气候和时空变化特征，对于预测未来全球和区域气候变化具有指示意义.由于高原台站分布不均匀，观测资料的长期性和连续性较差，本文使用经验证在高原地区适应性较好的ERA-Interim地表温度逐月再分析资料分析了1981-2015年的地表温度时空变化特征，结论如下：
1) 青藏高原地表温度的空间分布受地形和纬度的影响，高值中心位于高原东北部的柴达木盆地和高原南部以及东南部的藏南谷地地区，低值中心位于高原西北部的帕米尔高原和昆仑山一带.
2) 青藏高原不同地区的增温趋势是不同的，高海拔地区升温速率普遍高于低海拔地区，冬、春两季的高原增温趋势明显高于夏、秋两季.
3) 1981-2015年青藏高原年平均地表温度和四季的地表温度都呈上升趋势，但升温速率不同，春季最快，夏、秋季次之，冬季最缓.年平均地表温度在各个年代的增温趋势是不同的，20世纪90年代的增温趋势较80年代有所减缓，在21世纪初又有所回升，近5年的年平均地表温度增温幅度较大.不同季节的不同年代的增温趋势更不相同，甚至在有些年代高原地表温度呈降温趋势.
4) 青藏高原地表温度普遍存在一个准4年的变化周期，年平均和夏、秋两季该周期较为稳定，冬、春两季的周期存在微弱的减小趋势. 10年左右的年代际周期除冬季外，在年平均以及其他3个季节都有很好的体现，年平均和秋季此年代际周期在20世纪90年代后有减小趋势.
5) 采用EOF方法进一步研究了青藏高原地表温度的时空分布特征，结果表明，青藏高原夏、秋、冬以及年平均地表温度都以整体型变化为主，春季的东西反向变化更为显著，夏季次之.不同季节的变化各不相同，同时还存在高原中部与东西两侧的反向变化型和南北反向型.
本文系统地研究了1981-2015年青藏高原的地表温度时间变化和空间分布以及空间趋势分布特征并对研究结果进行了一定的解释和说明，但高原地表温度变化的影响因子有哪些，地表温度又是如何通过影响上层大气环流和热量平衡从而影响局地及下游天气等机制问题仍需进行深入的探究.