迪麗努爾·托列吾別克，毛煒嶧*，李紅軍，葉爾納爾·胡馬爾汗

（1.中國(guó)氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊830002；2.中亞大氣科學(xué)研究中心，新疆 烏魯木齊830002；3.新疆環(huán)境監(jiān)測(cè)總站，新疆 烏魯木齊830011）

青藏高原因其高海拔的獨(dú)特地表特征， 在冷暖季具有不同的熱力及動(dòng)力作用， 對(duì)高原及其周邊地區(qū)天氣氣候乃至全球氣候變化都有重大影響。 葉篤正等[1]在20 世紀(jì)50 年代提出，在暖季青藏高原是熱源，近地層大氣由四周向高原輻合上升，高原上空為氣旋式風(fēng)場(chǎng)。 徐淑英和高由禧[2]指出，青藏高原在冬季和夏季，相對(duì)于周邊自由大氣分別是冷、熱源，熱力作用隨季節(jié)發(fā)生明顯變化。 湯懋蒼等[3]認(rèn)為青藏高原上空及周圍存在一個(gè)冬、 夏季盛行風(fēng)向相反的季風(fēng)層，即高原季風(fēng)，并定義了一個(gè)高原季風(fēng)指數(shù)[4]，以600 hPa 月平均位勢(shì)高度場(chǎng)上高原周邊東、 南、西、 北4 個(gè)方位代表點(diǎn)與高原中心點(diǎn)的位勢(shì)高度差之和作為月高原季風(fēng)指數(shù)。 隨著對(duì)高原季風(fēng)研究的不斷深入，利用位勢(shì)高度場(chǎng)[4-6]、風(fēng)場(chǎng)[7-9]及渦度場(chǎng)[10]等不同物理量來(lái)定義青藏高原高原季風(fēng)指數(shù)及其影響的研究越來(lái)越多。由于青藏高原季風(fēng)的年內(nèi)變化，在不同季節(jié)高原上空的氣旋或者反氣旋風(fēng)場(chǎng)疊加在中緯度準(zhǔn)緯向基流上，形成獨(dú)特的高原氣候，造成高原東、西兩側(cè)氣候明顯差異，也影響著高原南部與北部的氣候變化[11-12]。 Liu 等指出青藏高原的熱力及動(dòng)力作用對(duì)其南部的南亞季風(fēng)氣候和東部的東亞季風(fēng)，北部中緯度的中蒙干旱氣候， 西部中亞的干旱氣候及高原獨(dú)特的季風(fēng)氣候的形成具有重要的作用[13]。白虎志等[14-15]研究了青藏高原季風(fēng)年際和年代變化特征及其與我國(guó)氣候異常之間的聯(lián)系；王穎等[5]分析了青藏高原季風(fēng)變化特征及其與我國(guó)西南地區(qū)地面氣溫之間的定量關(guān)系；荀學(xué)義[6]分析了高原季風(fēng)與西北干旱區(qū)氣溫、降水之間的關(guān)系，探討了高原季風(fēng)對(duì)西北干旱區(qū)氣候的影響。

我國(guó)不同區(qū)域冬季氣溫異常受不同氣候系統(tǒng)影響，外強(qiáng)迫因子和大氣環(huán)流因子綜合作用造成區(qū)域氣溫異常[16]。 冬季青藏高原為冷源，其強(qiáng)度的變化對(duì)北半球大氣環(huán)流和中國(guó)的天氣氣候具有重要影響[17-18]。 新疆地處中緯度歐亞大陸腹地，隨全球變暖，冬季氣溫上升十分顯著[19]。 新疆南部的阿爾金山、昆侖山、喀喇昆侖山、帕米爾高原與青藏高原相連，受高原季風(fēng)直接影響，但是關(guān)于高原冬季風(fēng)變化對(duì)新疆冬季氣溫的影響研究不多，亟待加強(qiáng)。探討新疆區(qū)域冬季氣溫異常的環(huán)流成因， 研究青藏高原冬季風(fēng)異常及其對(duì)新疆塔里木盆地冬季氣溫變化的影響機(jī)制， 可為提高新疆冬季氣溫季節(jié)預(yù)測(cè)水平提供科學(xué)支撐。

1 資料和方法

1.1 資料和方法

選取1961 年1 月—2018 年12 月新疆103 站（圖1）逐月平均氣溫資料，以及NECP/NCAR 的2.5°×2.5°逐月再分析資料， 包括多個(gè)層次的位勢(shì)高度、空氣溫度、東西風(fēng)和南北風(fēng)等。使用再分析資料計(jì)算青藏高原季風(fēng)指數(shù)， 分析青藏高原冬季風(fēng)異常年的環(huán)流特征。 采用相關(guān)分析、 合成分析等統(tǒng)計(jì)診斷方法， 探討高原冬季風(fēng)異常影響新疆塔里木盆地同期氣溫變化的可能機(jī)制。

圖1 新疆氣象站點(diǎn)分布

1.2 高原季風(fēng)指數(shù)

利用湯懋蒼等[4]提出的高原季風(fēng)指數(shù)定義，在600 hPa 月平均位勢(shì)高度場(chǎng)上，以（32.5°N，90°E）為青藏高原中心點(diǎn)Hc，分別選取（32.5°N，100°E）、（25°N，90°E）、（32.5°N，80°E）和（40°N，90°E）4 個(gè)點(diǎn)代表青藏高原東、南、西和北4 個(gè)邊界點(diǎn)HE、HS、HW、HN，計(jì)算4 個(gè)邊界點(diǎn)與中心點(diǎn)的位勢(shì)高度差之和， 作為高原季風(fēng)指數(shù)（TPMI），公式如下：

2 青藏高原冬季風(fēng)變化特征

2.1 高原季風(fēng)年內(nèi)變化

依據(jù)公式（1）計(jì)算1961—2018 年逐月青藏高原季風(fēng)指數(shù)（TPMI）。 由圖2 可知，TPMI 有明顯的年內(nèi)變化，其中在夏季為正，冬季為負(fù)；6 月最高，達(dá)到67 gpm，而在11 月最低，接近-64 gpm。 即在600 hPa上，夏季青藏高原四周位勢(shì)高度高于中心區(qū)域，高原上空600 hPa 疊加有一個(gè)季風(fēng)低壓； 冬季高原四周位勢(shì)高度低于中心區(qū)域， 高原上空600 hPa 疊加一個(gè)季風(fēng)高壓。 4 月TPMI 由負(fù)轉(zhuǎn)正， 高原上空600 hPa 季風(fēng)熱低壓發(fā)展，6 月份最強(qiáng)；10 月TPMI 由正轉(zhuǎn)負(fù)， 高原上空600 hPa 逐漸出現(xiàn)季風(fēng)高壓，11 月和12 月最強(qiáng)。

圖2 1961—2018 年高原季風(fēng)指數(shù)年內(nèi)變化

2.2 高原冬季風(fēng)指數(shù)的年際變化及其異常年診斷

定義12 月、1 月和2 月的高原季風(fēng)指數(shù)算術(shù)平均值為青藏高原冬季風(fēng)指數(shù)（TPMI_DJF），如，1961 年的TPMI_DJF指1961 年12 月和1962 年1 月、2 月的月季風(fēng)指數(shù)算數(shù)平均值，得到1961—2017 年逐月的高原冬季風(fēng)指數(shù)序列。 對(duì)TPMI_DJF進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理結(jié)果見(jiàn)圖3，TPMI_DJF數(shù)值越?。ù螅?，高原冬季風(fēng)越強(qiáng)（弱）。 近57 a 來(lái)TPMI_DJF呈略下降趨勢(shì)，線性傾向率為-0.05/（10 a），表明青藏高原冬季風(fēng)呈略增強(qiáng)趨勢(shì)。

圖3 1961—2017 年高原冬季風(fēng)指數(shù)年際變化

以TPMI_DJF偏差超過(guò)1 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差作為異常年標(biāo)準(zhǔn)， 用標(biāo)準(zhǔn)化序列診斷識(shí)別高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年（偏差≤-1.0）和異常偏弱年（偏差≥1.0）年。 由圖3可知，1961—2017 年青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年共9 a，分 別 為 1965、1971、1978、1980、1985、1986、1987、1997 年和2014 年； 異常偏弱年共10 a， 分別為1967、1968、1969、1973、1974、1976、2000、2006、2007年和2011 年。

2.3 高原冬季風(fēng)異常年600 hPa 環(huán)流系統(tǒng)主要特征

高原冬季風(fēng)指數(shù)TPMI_DJF有明顯的年際變化，圖4 為高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（弱）年份，高原上空以及周邊的環(huán)流系統(tǒng)的差異特征，圖4a、圖4b 分別為青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年、 偏弱年600 hPa 歐亞位勢(shì)高度及其距平合成。 由圖4a 可見(jiàn)，在位勢(shì)高度場(chǎng)上，歐亞大陸上空中緯度地區(qū)為兩槽一脊，大槽分別位于歐洲和東亞上空， 中亞—西伯利亞—青藏高原區(qū)域?yàn)楦邏杭箙^(qū)；在位勢(shì)高度距平場(chǎng)上，歐亞大陸上空中緯地區(qū)呈北負(fù)南正， 青藏高原上空為位勢(shì)高度正距平中心， 正距平區(qū)域遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于青藏高原海拔高度超過(guò)1500 m 的區(qū)域范圍。 在600 hPa 高度，歐亞中緯度地區(qū)以緯向環(huán)流為主， 導(dǎo)致新疆及其上游地區(qū)多處在高壓脊控制之下，新疆西部為西南風(fēng)，對(duì)氣溫偏高十分有利。 由圖4b 可見(jiàn)，在位勢(shì)高度距平場(chǎng)上，歐亞大陸上空中緯度地區(qū)呈北正南負(fù)，正距平中心位置偏西，在烏拉爾山北部，而負(fù)距平中心位置偏東，在貝加爾湖以南的蒙古高原上空。 另外，青藏高原中心區(qū)域有一個(gè)較小范圍的負(fù)距平中心。 在600 hPa 高度上，烏拉爾山地區(qū)有明顯的正距平，有利于烏拉爾山高壓脊發(fā)展，環(huán)流經(jīng)向度加大，更易引導(dǎo)冷空氣南下侵襲塔里木盆地。

圖4 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（a）、偏弱（b）年冬季600 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)氣候態(tài)（等值線）及距平（陰影）（單位: gpm）

綜上所述， 根據(jù)湯懋蒼等給出的高原季風(fēng)指數(shù)定義，得到的季風(fēng)指數(shù)有明顯的年內(nèi)變化， TPMI_DJF也能夠清晰地反映出年際異常變化特征。 在高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)、 偏弱年份，600 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)、距平合成場(chǎng)上， 青藏高原及其周邊區(qū)域的大氣環(huán)流系統(tǒng)及其距平場(chǎng)有明顯的強(qiáng)度變化差異， 對(duì)塔里木盆地冬季氣溫異常具有明顯物理意義。

3 高原冬季風(fēng)異常與新疆同期氣溫的關(guān)系

3.1 高原冬季風(fēng)指數(shù)與新疆同期氣溫相關(guān)分析

以全疆103 站平均值作為新疆區(qū)域冬季氣溫（T_XJ_DJF），計(jì)算了TPMI_DJF與T_XJ_DJF之間的相關(guān)系數(shù)，兩者呈顯著的負(fù)相關(guān)（相關(guān)系數(shù)為-0.37），通過(guò)了0.01 的顯著性水平檢驗(yàn)。 TPMI_DJF越小，冬季氣溫越高，說(shuō)明高原冬季風(fēng)越強(qiáng)，新疆冬季氣溫偏高幅度越大；反之，TPMI_DJF越大，冬季氣溫越低，說(shuō)明高原冬季風(fēng)越弱，新疆冬季氣溫偏低幅度越大。進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，TPMI_DJF與新疆103 站冬季氣溫之間均為負(fù)相關(guān)關(guān)系（表1）。 在新疆103 站中， 68 站的相關(guān)系數(shù)通過(guò)了0.05 的顯著性水平檢驗(yàn)， 占總站數(shù)66.0%；42 站的相關(guān)系數(shù)通過(guò)了0.01 的顯著性水平檢驗(yàn)，占總站數(shù)40.8%。

表1 1961—2017 年高原冬季風(fēng)指數(shù)與新疆同期各站氣溫相關(guān)水平統(tǒng)計(jì)

TPMI_DJF與新疆103 站冬季氣溫之間均呈負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖5），但存在區(qū)域性差異。 其中TPMI_DJF與南疆各站冬季氣溫之間的相關(guān)系數(shù)絕對(duì)值相對(duì)較大， 而與北疆區(qū)域各站點(diǎn)冬季氣溫的相關(guān)系數(shù)絕對(duì)值?。淮送?，西部大于東部，平原地區(qū)大于海拔較高的地區(qū)。TPMI_DJF與新疆各站冬季氣溫相關(guān)系數(shù)通過(guò)0.01 顯著性水平檢驗(yàn)的測(cè)站主要分布在南疆塔里木盆地， 相關(guān)系數(shù)絕對(duì)值最大的3 個(gè)站點(diǎn)分別是且末（-0.55）、阿瓦提（-0.51）和柯坪（-0.50）。 因此，青藏高原冬季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)，新疆塔里木盆地、新疆西部地區(qū)及平原地區(qū)的冬季氣溫更容易偏高。

圖5 1961—2017 年高原冬季風(fēng)指數(shù)和新疆同期氣溫相關(guān)系數(shù)的空間分布

3.2 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)、偏弱年新疆氣溫差異

圖6 分析了青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年與異常偏弱年對(duì)應(yīng)的新疆冬季溫度差值。 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)、偏弱年，塔里木盆地各站的冬季氣溫差值明顯大于北疆，偏西地區(qū)各站明顯大于偏東地區(qū)。進(jìn)一步說(shuō)明青藏高原冬季風(fēng)偏強(qiáng)年， 新疆塔里木盆地冬季氣溫明顯偏高。

圖6 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)、偏弱年新疆各站冬季氣溫差值空間分布

3.3 高原冬季風(fēng)異常與塔里木盆地冬季氣溫變化

以TPMI_DJF與新疆冬季氣溫高相關(guān)的塔里木盆地為典型區(qū)域， 分析高原冬季風(fēng)異常對(duì)塔里木盆地冬季氣溫的影響。近57 a 來(lái)，TPMI_DJF與塔里木盆地冬季溫度（T_TLM_DJF） 的相關(guān)系數(shù)為-0.497， 通過(guò)了0.01 的顯著性水平檢驗(yàn)（圖7）。 塔里木盆地冬季氣溫呈顯著增暖趨勢(shì)， 線性增溫率為0.37℃/（10·a）。分別濾除TPMI_DJF與T_TLM_DJF的線性趨勢(shì)， 再進(jìn)行相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)兩者之間的相關(guān)系數(shù)為-0.513，通過(guò)了0.001 的顯著性水平檢驗(yàn)。TPMI_DJF與T_TLM_DJF呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，濾除線性趨勢(shì)后，兩者之間的負(fù)相關(guān)程度更高， 說(shuō)明青藏高原冬季風(fēng)強(qiáng)度與塔里木盆地冬季氣溫距平變化之間關(guān)系密切， 濾除年代際變化背景后，兩者之間的年際變化關(guān)系更為密切。

圖7 1961—2017 年冬季風(fēng)指數(shù)與塔里木盆地冬季氣溫變化標(biāo)準(zhǔn)化曲線

4 高原冬季風(fēng)異常影響同期塔里木盆地氣溫變化的可能機(jī)制

塔里木盆地地處中緯度地區(qū)， 是否有北方冷空氣入侵、 或者是否有暖平流影響時(shí)都會(huì)造成地表氣溫的顯著變化。 從近地面層850 hPa、 對(duì)流層中層500 hPa 的環(huán)流系統(tǒng)入手， 來(lái)分析青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（弱）年份，不同高度層上影響新疆塔里木盆地冬季氣溫變化的環(huán)流系統(tǒng)特征。

4.1 850 hPa 溫度場(chǎng)距平及風(fēng)場(chǎng)距平特征

高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年（圖8a），在850 hPa 高度的溫度距平場(chǎng)上， 歐亞大陸55°N 以北為負(fù)距平區(qū)域，貝加爾湖以南的蒙古高原上空是正距平中心，里咸海地區(qū)也位于溫度正距平區(qū)。 歐亞大陸北部溫度負(fù)距平區(qū)南側(cè)是明顯的西風(fēng)距平； 中亞里咸海以及蒙古高原西側(cè)區(qū)域均表現(xiàn)為明顯的南風(fēng)異常。 這種溫度距平場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)距平配置，在850 hPa 上的溫度負(fù)距平區(qū)域位置偏北，55°N 以北地區(qū)西風(fēng)偏強(qiáng)，不利于冷空南下入侵新疆。 在新疆西部天氣上游中亞里咸海地區(qū)，以及東灌天氣上游蒙古高原西南側(cè)，均出現(xiàn)南風(fēng)異常，存在弱距平暖平流影響南疆地區(qū)，造成塔里木盆地區(qū)域氣溫偏高。

高原冬季風(fēng)異常偏弱年（圖8b），在850 hPa 溫度距平場(chǎng)上，歐亞大陸40°～60°N 范圍受溫度負(fù)距平區(qū)域控制， 中亞里咸海以及蒙古高原區(qū)域?yàn)闇囟蓉?fù)距平區(qū)；在850 hPa 合成的距平風(fēng)場(chǎng)上，烏拉爾山地區(qū)為距平反氣旋，蒙古地區(qū)為距平氣旋，中亞里咸海以及蒙古高原西側(cè)區(qū)域均表現(xiàn)為明顯的北風(fēng)異常。這種溫度距平場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)距平的配置，在新疆的西北、北方以及東北方向上都有明顯的距平冷平流影響，有利于冷空氣南下入侵新疆， 造成新疆塔里木盆地冬季氣溫偏低。

4.2 500 hPa 溫度場(chǎng)距平及風(fēng)場(chǎng)距平特征

高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年（圖9a），在500 hPa 溫度距平場(chǎng)上，歐亞范圍溫度距平區(qū)呈帶狀分布，從北到南呈“負(fù)—正—負(fù)”分布，其中北、南兩條緯向負(fù)距平帶較明顯，中間的溫度正距平帶略偏弱，其中在里黑海地區(qū)以及蒙古高原上空， 均存在溫度正距平中心。在500 hPa 合成的距平風(fēng)場(chǎng)上，里咸海北部是明顯的氣旋距平，蒙古高原上空為反氣旋距平。500 hPa上歐亞北部的中高緯地區(qū)繞極西風(fēng)偏強(qiáng)， 緯向型更強(qiáng)；在蒙古高原上空是一個(gè)距平反氣旋，會(huì)限制引起東灌的貝加爾湖大槽加強(qiáng)， 或者利于貝加爾湖一帶出現(xiàn)高壓脊。 這種溫度距平場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)距平的配置，不利于冷空南下入侵新疆， 使塔里木盆地冬季氣溫偏高。

高原冬季風(fēng)異常偏弱年（圖9b），在500 hPa 溫度距平場(chǎng)上， 歐亞大陸北方地區(qū)以溫度負(fù)距平區(qū)為主，西伯利亞上空是溫度負(fù)距平中心。在500 hPa 合成的距平風(fēng)場(chǎng)上，里海北部是明顯的反氣旋距平，蒙古高原上空為強(qiáng)盛的氣旋距平。 500 hPa 上從中亞咸海以東到蒙古高原西南部， 都存在明顯的北風(fēng)距平，引導(dǎo)北方的溫度負(fù)距平中心的冷空氣南下。這種溫度距平場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)距平的配置，利于西伯利亞冷空通過(guò)西北、北方、東北路徑南下入侵新疆，易造成塔里木盆地冬季氣溫偏低。

4.3 500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)特征

圖8 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（a）、偏弱（b）年850 hPa風(fēng)矢量與溫度的距平（陰影）

圖9 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（a）、偏弱（b）年500 hPa 風(fēng)矢量與溫度的距平（陰影）

青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)（弱）年的500 hPa 位勢(shì)高度及其距平的合成場(chǎng)見(jiàn)圖10。在冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年（圖10a），在500 hPa 北半球極渦分裂為兩個(gè)中心，分別偏向于高緯度的北美和東亞上空；高緯地區(qū)繞極環(huán)流呈3 波，大槽分別位于東亞、北美和烏拉爾山北部一帶； 在歐亞大陸中高緯地區(qū)以緯向環(huán)流為主。 位勢(shì)高度距平場(chǎng)上，極地附近為弱正距平區(qū)；在高緯度極區(qū)，東半球負(fù)距平為主，西半球正距平為主；在歐亞大陸上空，自北極到青藏高原，位勢(shì)高度距平場(chǎng)呈“+ - +”分布，北極極區(qū)為正距平，從東歐到西伯利亞為廣闊的負(fù)距平區(qū)， 負(fù)距平中心位于新地島以東的西比利亞北部， 再向南的中緯度地區(qū)是以青藏高原為中心的正距平區(qū)， 新疆也在該正距平區(qū)域內(nèi)。這種環(huán)流配置下，500 hPa 在北半球50°N 以北地區(qū)位勢(shì)高度偏低，冷空氣活動(dòng)偏強(qiáng)，50°N 以南地區(qū)為位勢(shì)高度偏高， 利于青藏高原及新疆上空高壓脊發(fā)展；亞洲大陸中緯度盛行緯向環(huán)流，西風(fēng)偏強(qiáng)，不利于氣流南北交換。

在冬季風(fēng)異常偏弱年（圖10b），在500 hPa 北半球極渦同樣分裂為2 個(gè)中心， 分別位于北美和東亞上空，高緯地區(qū)繞極環(huán)流呈3 波型，較強(qiáng)的2 個(gè)大槽分別位于東亞、北美，另一個(gè)低槽較弱，位于大西洋歐洲沿岸上空。位勢(shì)高度距平場(chǎng)上，北美與亞洲北部新地島上空是2 個(gè)正距平中心，后者更強(qiáng)，該正距平中心向南控制烏拉爾山及周邊地區(qū)。 亞洲大陸北部為正距平區(qū)， 中亞到東亞的廣闊區(qū)域均為負(fù)距平區(qū)， 新疆也在該負(fù)距平區(qū)內(nèi)。 這種環(huán)流配置下，500 hPa 亞洲大陸大部分區(qū)域位勢(shì)高度偏低， 冷空氣活動(dòng)偏強(qiáng)，在烏拉爾山及及其附近，位勢(shì)高度正距平中心強(qiáng)度大， 有利于烏拉爾山地區(qū)的高壓脊發(fā)展和維持， 而烏拉爾山一帶是北半球中緯度典型的阻塞高壓多發(fā)區(qū)之一，烏拉爾山高壓的形成及維持，脊前北風(fēng)帶會(huì)引導(dǎo)強(qiáng)冷空氣向南爆發(fā)，侵襲新疆。烏拉爾山以南的里咸海地區(qū)為位勢(shì)高度負(fù)距平區(qū)， 有利于南支槽加深， 在新疆以西的中亞地區(qū)更易形成南支偏南氣流與北支偏北氣流匯合， 然后進(jìn)入新疆的環(huán)流型。

5 結(jié)論與討論

本文利用湯懋蒼等基于位勢(shì)高度場(chǎng)定義的青藏高原季風(fēng)指數(shù)，研究了1961—2017 年青藏高原冬季風(fēng)變化及其與新疆同期氣溫之間的關(guān)系， 初步探討了冬季風(fēng)異常強(qiáng)、 弱年影響新疆塔里木盆地冬季氣溫變化環(huán)流成因，并得出以下基本結(jié)論：

（1）青藏高原季風(fēng)有明顯的年內(nèi)季節(jié)變化，6 月夏季風(fēng)最強(qiáng)， 高原上空600 hPa 疊加有一個(gè)季風(fēng)低壓，11 月冬季風(fēng)最強(qiáng)， 高原上空600 hPa 疊加一個(gè)季風(fēng)高壓。1961—2017 年高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年共9 a、 異常偏弱年共10 a，57 a 來(lái)青藏高原冬季風(fēng)呈略增強(qiáng)趨勢(shì)。

圖10 高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年（a）與異常偏弱年（b）500 hPa 位勢(shì)高度合成距平（陰影）及氣候態(tài)（等值線）（單位:gpm）

（2）青藏高原冬季風(fēng)指數(shù)與新疆同期氣溫之間呈顯著負(fù)相關(guān)，季風(fēng)指數(shù)越低，高原冬季風(fēng)偏強(qiáng)，則新疆冬季氣溫偏高，反之亦然。兩者相關(guān)性存在區(qū)域差異，南疆高于北疆，西部高于東部，平原高于高海拔山區(qū)。 塔里木盆地冬季氣溫變化受高原冬季風(fēng)影響最顯著，兩者濾去線性趨勢(shì)后的相關(guān)更加顯著，說(shuō)明塔里木盆地冬季氣溫的年際變化受高原冬季風(fēng)異常的影響更強(qiáng)。

（3）青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)年，新疆在850 hPa溫度正距平區(qū)， 中亞區(qū)域以及東部蒙古高原都有弱距平暖平流； 塔里木盆地同樣位于500 hPa 位勢(shì)高度正距平區(qū)，烏拉爾山北部為負(fù)距平區(qū)，500 hPa 上歐亞50°N 以北區(qū)域盛行西風(fēng)氣流， 不利于北方冷空氣南下影響新疆。 青藏高原冬季風(fēng)異常偏弱年，850 hPa 烏拉爾山地區(qū)為負(fù)溫度距平疊加反氣旋距平，蒙古高原西南部為負(fù)溫度距平疊加氣旋距平，新疆受距平冷平流影響；500 hPa 上利于西伯利亞冷空通過(guò)西北、北方、東北路徑南下入侵新疆，易造成塔里木盆地冬季氣溫偏低。

已有研究表明冬季北極濤動(dòng)對(duì)新疆同期氣溫有顯著影響， 對(duì)北疆地區(qū)的影響程度明顯高于南部地區(qū)[20]。 本文發(fā)現(xiàn)青藏高原冬季風(fēng)異常對(duì)新疆同期氣溫也有明顯關(guān)系， 對(duì)塔里木盆地的氣溫影響程度更高。 新疆冬季氣溫變化是多個(gè)物理因素綜合作用的結(jié)果， 單個(gè)氣候因子不能全面的解釋新疆冬季氣溫的異常機(jī)理。因此，綜合考慮北極濤動(dòng)（AO）、北大西洋濤動(dòng)（NAO）、高原冬季風(fēng)，甚至中緯度烏拉爾山脊等系統(tǒng)的協(xié)同作用， 進(jìn)一步探討不同環(huán)流因子共同對(duì)新疆同期氣溫產(chǎn)生影響的貢獻(xiàn)， 是需要進(jìn)一步加強(qiáng)的工作。本文研究發(fā)現(xiàn)，在青藏高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)、 偏弱年， 歐亞大陸中緯度地區(qū)的烏拉山阻塞高壓、高緯歐洲低槽的東西位置都會(huì)有明顯差異。青藏高原冬季風(fēng)異常對(duì)高原周邊之外的環(huán)流系統(tǒng)的強(qiáng)度、位置變化是否也存在內(nèi)在的聯(lián)系機(jī)制？進(jìn)而影響到新疆及中亞地區(qū)的冬季氣溫異常， 也需要進(jìn)一步研究。