王天竺 趙勇

成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，成都 610225

1 引言

青藏高原和熱帶印度洋加熱對(duì)區(qū)域和全球的大氣環(huán)流存在重要影響，國(guó)內(nèi)外氣象學(xué)者開(kāi)展了大量關(guān)于二者熱力異常對(duì)我國(guó)夏季降水影響的研究工作（李崇銀和穆明權(quán),2001; 晏紅明等,2001;趙平和陳隆勛,2001; 肖子牛等,2002; 柏晶瑜等,2003; 段安民等,2003; 楊輝和李崇銀,2005; Liu et al.,2012）。青藏高原春季非絕熱加熱的迅速增強(qiáng)是由地表感熱增強(qiáng)引起的（Wu et al.,2007），而春末高原地表感熱與亞洲夏季風(fēng)各子系統(tǒng)的爆發(fā)密切相關(guān)（Yanai et al.,1992; 張永生和吳國(guó)雄,1998; 張艷和錢(qián)永甫,2002）。前期青藏高原主體感熱加熱偏強(qiáng)時(shí)，有利于7月東亞季風(fēng)區(qū)降水偏多（趙平和陳隆勛,2001; 段安民等,2003）。到了 7月，即季風(fēng)爆發(fā)，雨季來(lái)臨之后，與積雪、降水密切相關(guān)的潛熱通量迅速增大，高原東部大氣熱源來(lái)源主要為潛熱（Yanai,1992; Ueda et al.,2003），高原潛熱加熱加強(qiáng)會(huì)引起青藏高壓、西太平洋副熱帶高壓、亞洲季風(fēng)以及歐亞中高緯度地區(qū)環(huán)流的變化（趙聲蓉等,2003），進(jìn)一步影響我國(guó)區(qū)域降水。7月高原東部潛熱偏強(qiáng)時(shí)，我國(guó)長(zhǎng)江流域汛期降水偏多，西北地區(qū)東部降水偏少（李棟梁等,2008）。另一方面，熱帶海溫等下墊面因子的異常變化對(duì)大范圍天氣和氣候變化有著重要影響，其中以熱帶海表溫度的異常強(qiáng)迫對(duì)氣候異常的影響尤為顯著（Keshavamurty,1982; Wallace and Blackmon,1983; 肖子牛和李崇銀,1992; 劉娜等,2012）。熱帶印度洋前期海溫與梅雨期長(zhǎng)江中下游的降水的相關(guān)很好（羅紹華等,1985）。春季印度洋海溫異常呈偶極子分布時(shí)，與我國(guó)夏季降水聯(lián)系緊密（肖子牛等,2002）。青藏高原和熱帶印度洋熱力異常對(duì)西北干旱區(qū)夏季降水同樣存在重要影響。5月青藏高原整體感熱偏弱，其西北部感熱偏強(qiáng)時(shí)，新疆北部降水偏多（趙勇等,2013）。7月高原潛熱表現(xiàn)為北高南低時(shí)，南疆地區(qū)夏季降水偏多（楊蓮梅和張慶云,2007）。春季赤道印度洋海溫異常偏暖時(shí)，南亞高壓偏強(qiáng)呈西部型，同時(shí)來(lái)自印度洋的西南季風(fēng)水汽輸送減弱，因此西北干旱區(qū)東部極端降水事件偏少（張雪梅等,2009）。前年秋季印度洋海溫偏暖，對(duì)應(yīng)次年夏季西北干旱區(qū)降水偏少（楊金虎等,2007）。印度洋增暖可以導(dǎo)致低層偏南氣流的異常增強(qiáng)，增加印度洋水汽的向北輸送，利于新疆夏季大降水的發(fā)生（楊蓮梅和張慶云,2007; Zhao et al.,2015; Zhou et al.,2015）。

上述研究表明，青藏高原和熱帶印度洋熱力作用對(duì)中國(guó)氣候可能產(chǎn)生不同的影響，且均與新疆夏季降水聯(lián)系密切。已有研究從環(huán)流系統(tǒng)協(xié)同變化和海溫協(xié)同變化等角度，討論了對(duì)我國(guó)氣候的影響（楊輝和李崇銀,2005; Xiao et al.,2016）。最近也有研究關(guān)注了青藏高原和熱帶印度洋熱力強(qiáng)迫對(duì)東亞季風(fēng)區(qū)降水的協(xié)同影響，取得了新的認(rèn)識(shí)（Wu et al.,2012; Hu and Duan,2015），但是高原和熱帶印度洋加熱對(duì)新疆干旱區(qū)夏季降水的協(xié)同影響尚不清楚。本研究將兩個(gè)區(qū)域加熱一并考慮，進(jìn)一步加深對(duì)新疆干旱區(qū)夏季降水異常機(jī)制的理解。

2 資料與方法

3 結(jié)果分析

由于青藏高原氣象觀測(cè)站點(diǎn)較少且空間分布不均勻，許多學(xué)者應(yīng)用再分析資料對(duì)高原的熱力狀況進(jìn)行研究。對(duì)于再分析資料在高原地區(qū)的適用性，已有大量研究（周連童,2009; 竺夏英等,2012; 李瑞青等,2012; 何冬燕等,2013; 張浩鑫等,2017）。歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心ECMWF的高原感熱、潛熱以及高原地表溫度資料均與高原站點(diǎn)觀測(cè)資料的一致性較好，可以更好的表征高原的真實(shí)熱力狀況。因此本文所用的地表潛熱資料以及各等壓面u、v風(fēng)場(chǎng)、溫度場(chǎng)、相對(duì)濕度場(chǎng)和地表氣壓場(chǎng)資料來(lái)自于ECMWF提供的全球大氣數(shù)值預(yù)報(bào)再分析資料ERA-Interim（European Re-Analysis Interim data）（Simmons et al.,2007; Berrisford et al.,2011），分辨率為1°（緯度）×1°（經(jīng)度）。海表溫度資料來(lái)自英國(guó)Hadley氣候預(yù)測(cè)和研究中心提供的全球逐月海表溫度格點(diǎn)資料（Rayner et al.,2003），分辨率為1°（緯度）×1°（經(jīng)度）。塔里木盆地26站（圖1）逐月降水資料由新疆氣象信息中心提供，為了便于計(jì)算，本文采用雙線性插值方法將降水站點(diǎn)資料水平插值為1°（緯度）×1°（經(jīng)度）。本文的夏季指7～8月的氣候平均態(tài)，分析時(shí)段為1979～2017年。

3.1 夏季青藏高原潛熱和印度洋海溫與塔里木盆地夏季降水的奇異值分解分析

為了揭示夏季高原潛熱和印度洋海溫與塔里木盆地夏季降水的關(guān)系，進(jìn)行二者與塔里木盆地夏季降水的奇異值分解（SVD）分析。青藏高原（25°N～40°N，70°E～105°E）夏季標(biāo)準(zhǔn)化的地表潛熱場(chǎng)為左場(chǎng)，塔里木盆地夏季降水的標(biāo)準(zhǔn)化場(chǎng)為右場(chǎng)。為更好地揭示高原夏季地表潛熱對(duì)降水的控制作用，左場(chǎng)采用同性相關(guān)系數(shù)，右場(chǎng)采用異性相關(guān)系數(shù)。由于第1模態(tài)協(xié)方差貢獻(xiàn)已達(dá)54%，遠(yuǎn)高于其他模態(tài)，本研究主要討論第一模態(tài)的空間分布型。從圖2a可見(jiàn)，青藏高原北部為顯著地正相關(guān)區(qū)。由圖2b可見(jiàn)，右場(chǎng)的空間分布型為正相關(guān)，結(jié)合時(shí)間系數(shù)（圖略），表明夏季高原北部潛熱和塔里木盆地夏季降水呈正相關(guān)關(guān)系，表明當(dāng)高原夏季地表潛熱出現(xiàn)北強(qiáng)南弱的模態(tài)時(shí)，塔里木盆地夏季降水偏多，塔里木盆地西部尤為顯著。夏季印度洋海溫與塔里木盆地夏季降水的關(guān)系類似，由于第一模態(tài)的協(xié)方差貢獻(xiàn)已達(dá)68%，遠(yuǎn)高于其他模態(tài)，因此主要討論第一模態(tài)的空間分布型。從圖2c可見(jiàn)，印度洋主體為正相關(guān)區(qū)，赤道印度洋為大值區(qū)，中心值可達(dá)0.60。由圖2d可見(jiàn)，右場(chǎng)的空間

分布型同樣為正相關(guān)，相關(guān)高值區(qū)主要位于塔里木盆地西部。結(jié)合時(shí)間系數(shù)（圖略），表明夏季印度洋海溫與塔里木盆地夏季降水呈正相關(guān)關(guān)系，即當(dāng)夏季海溫偏強(qiáng)時(shí)，塔里木盆地夏季降水偏多。由上述分析可見(jiàn)，青藏高原和熱帶印度洋熱力異常，均與塔里木盆地夏季降水聯(lián)系緊密。

圖1 塔里木盆地26個(gè)氣象觀測(cè)站的空間分布（填色區(qū)為海拔高度，單位：m；黑色圓點(diǎn)為氣象站點(diǎn)）Fig.1 Locations of meteorological observation stations over the Tarim Basin.Shaded areas indicate terrain height,units: m.Black dots indicate the observation stations over the Xinjiang Province

圖2 1979～2017年夏季（a）青藏高原地表潛熱與（c）塔里木盆地夏季降水量奇異值分解的第一模態(tài)分布和（b）印度洋海表溫度與（d）塔里木盆地夏季降水量奇異值分解的第一模態(tài)分布（陰影部分通過(guò)95%信度檢驗(yàn)）Fig.2 The first mode in the SVD (Singular Value Decomposition) expansion for the correlations between (a) the latent heat in the Tibetan Plateau and (c) the summer time precipitation in Tarim Basin and between (b) the temperature in Indian Ocean and (d) the summer time precipitation in Tarim Basin during 1979–2017.The shaded represent that it is significant at the 95% confidence level

由SVD分析可見(jiàn)，高原潛熱相關(guān)的大值區(qū)位于高原北部（34°N為界），印度洋海溫為一致正相關(guān)。因此，本文分別?。?4°N～38°N，85°E～100°E）和（5°S～15°N，60°E～90°E）區(qū)域作為青藏高原和印度洋加熱關(guān)鍵區(qū)。

定義高原熱力指數(shù) TPTI（Tibetan Plateau Thermal Index，ITPT）和印度洋熱力指數(shù)IOTI（Indian Ocean Thermal Index，IOTI）為

其中，HSTP和HSIO分別為1979～2017年夏季青藏高原關(guān)鍵區(qū)（34°N～38°N，85°E～100°E）平均地表潛熱距平和印度洋關(guān)鍵區(qū)（5°S～ 15°N，60°E～90°E）平均海溫距平，N or(x)表示對(duì)x進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理。

兩個(gè)區(qū)域的加熱如何協(xié)同影響塔里木盆地夏季降水呢?如表1所示，給出了青藏高原和熱帶印度洋 4種加熱情況：1）強(qiáng) TPTI和強(qiáng) IOTI年（TPTI>0.5且 IOTI>0.5：1983年、1993年、1998年、2002年、2005年、2009年、2010年、2016年、2017年）；2）弱 TPTI和弱 IOTI年（TPTI＜?0.5且 IOTI＜?0.5：1985年、1986年、1994年、1995年、1999年、2013年）；3）強(qiáng)TPTI和 弱 IOTI年（TPTI>0.5且 IOTI＜?0.5：1989年、2012年）；4）弱 TPTI和強(qiáng) IOTI年（TPTI＜?0.5且 IOTI>0.5： 1987年 、 1988年 、2011年、2014年、2015年）。通過(guò)合成分析，將進(jìn)一步揭示兩個(gè)區(qū)域加熱對(duì)塔里木盆地夏季降水的協(xié)同影響。

3.2 夏季青藏高原和印度洋熱力異常對(duì)塔里木盆地夏季降水的協(xié)同影響

圖3給出了 1979～2017年共 39年 TPTI和IOTI與塔里木盆地西部（82°E以西）區(qū)域平均降水標(biāo)準(zhǔn)化距平指數(shù)（SPI）的時(shí)間序列與相關(guān)系數(shù)。二者與SPI相關(guān)性均較好，均通過(guò)了95%顯著檢驗(yàn)。那么二者的不同熱力配置下，塔里木盆地降水將表現(xiàn)為怎樣的特征?

表1 1979～2017年TPTI和IOTI熱力異常的4種情況Table 1 Four configurations of thermal anomalous TPTI (Tibetan Plateau Thermal Index) and IOTI (Indian Ocean Thermal Index) years

圖4給出了夏季高原潛熱和印度洋海溫4種異常情況下，塔里木盆地夏季降水的異常分布。由圖4a可見(jiàn)，在強(qiáng)TPTI和強(qiáng)IOTI年，塔里木盆地夏季降水表現(xiàn)出一致偏多的特征，盆地西部降水偏多尤為顯著。在弱 TPTI和弱IOTI年（圖4b），塔里木盆地夏季降水表現(xiàn)出一致偏少的特征。在強(qiáng)TPTI和弱IOTI年（圖4c），塔里木盆地夏季降水表現(xiàn)出“西多東少”的特征。在弱TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖4d），塔里木盆地夏季降水整體偏少。由此可見(jiàn)，高原和印度洋熱力異常的不同組合，對(duì)塔里木盆地夏季降水產(chǎn)生了不同的影響。

降水離不開(kāi)大氣環(huán)流和水汽的配合，下面我們進(jìn)一步給出高原潛熱和印度洋海溫對(duì)區(qū)域環(huán)流和水汽輸送的影響。首先討論二者加熱對(duì)中亞副熱帶西風(fēng)急流的影響。在強(qiáng)TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖5a），200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)為“北負(fù)南正”的特征，中亞副熱帶西風(fēng)急流軸南側(cè)西風(fēng)顯著偏強(qiáng)，北側(cè)減弱，表明其急流軸位置偏南，對(duì)應(yīng)塔里木盆地夏季降水偏多，這與已有研究一致（楊蓮梅和張慶云,2007;Zhao et al.,2014a,2014b）。在弱 TPTI和弱 IOTI年（圖5b），200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)為“北正南負(fù)”的異常特征，中亞副熱帶西風(fēng)急流軸北側(cè)西風(fēng)顯著偏強(qiáng)，南側(cè)減弱，表明急流軸位置偏北，對(duì)應(yīng)塔里木盆地夏季降水偏少（Zhao et al.,2014a,2014b）。在強(qiáng) TPTI和弱 IOTI年（圖5c），200 hPa緯向風(fēng)同樣表現(xiàn)出“北負(fù)南正”的異常特征，但有所不同的是，急流強(qiáng)度較弱，急流軸偏東。在弱TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖5d），200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)出“正—負(fù)—正”的異常特征，急流強(qiáng)度偏弱。

圖6給出了二者加熱對(duì)應(yīng)的夏季500 hPa風(fēng)場(chǎng)的異常分布。由圖6a可見(jiàn)，在強(qiáng)TPTI和強(qiáng)IOTI年，中亞和貝加爾湖上空分別為異常氣旋和異常反氣旋，在二者共同作用下，塔里木盆地上空盛行偏南風(fēng)，有利于其夏季降水的發(fā)生。在弱TPTI和弱IOTI年（圖6b），中亞和蒙古地區(qū)上空分別受異常反氣旋和異常氣旋控制，在二者共同作用下，新疆上空盛行偏北風(fēng)，同時(shí)，塔里木盆地上空受異常反氣旋控制，不利于其夏季降水。在強(qiáng)TPTI和弱IOTI年（圖6c），受中亞高緯異常反氣旋和伊朗高原東部異常氣旋共同影響，在塔里木盆地西部地區(qū)上空存在氣旋式切變，有利于其夏季降水的偏多。在弱TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖6d），受我國(guó)東部異常氣旋和青藏高原西部的異常反氣旋共同影響，塔里木盆地地區(qū)上空受偏北風(fēng)控制，不利于南方的暖濕空氣到達(dá)，夏季降水偏少。

圖3 1979～2017塔里木盆地西部地區(qū)（82°E以西）夏季降水標(biāo)準(zhǔn)化距平指數(shù)（SPI）與（a）TPTI及（b）IOTI的時(shí)間序列（Cor表示相關(guān)系數(shù)）Fig.3 Time series of (a) summer SPI (Standardized Precipitation Index) and TPTI,(b) SPI and IOTI in the western Tarim Basin (west of 82°E) from 1979 to 2017.Cor is the correlation coefficient

圖4 塔里木盆地夏季降水量異常的合成分布（填色區(qū)，單位：mm）：（a）強(qiáng) TPTI和強(qiáng) IOTI年（TPTI >0.5 且 IOTI>0.5）；（b）弱TPTI和弱 IOTI年（TPTI＜?0.5且 IOTI＜?0.5）；（c）強(qiáng) TPTI和 弱 IOTI年（TPTI>0.5且 IOTI＜?0.5）；（d）弱 TPTI和強(qiáng) IOTI年（TPTI＜?0.5且IOTI>0.5）。黑色圓點(diǎn)為通過(guò)95%信度檢驗(yàn)站點(diǎn)Fig.4 Composite distributions of summer rainfall anomalies (shaded,units: mm) over the Tarim Basin in (a) strong TPTI and strong IOTI years[TPTI and IOTI greater than 0.5 SD (Standard Deviation)],(b) weak TPTI and weak IOTI years (TPTI and IOTI less than ?0.5 SD),(c) strong TPTI and weak IOTI years (TPTI greater than 0.5 SD and IOTI less than ?0.5 SD),and (d) weak TPTI and strong IOTI years (TPTI less than ?0.5 SD and IOTI greater than 0.5 SD).Stations exceeding 95% significant confidence are dotted

除了環(huán)流動(dòng)力條件，水汽條件也是新疆夏季降水不可或缺的。圖7給出了二者加熱異常對(duì)應(yīng)的夏季水汽通量的異常分布。在強(qiáng)TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖7a），印度半島上空為異常反氣旋，有利于將低緯度水汽向北輸送，配合中亞上空的異常氣旋，進(jìn)一步輸送到新疆地區(qū)，這是一個(gè)兩步輸送過(guò)程（Zhao et al.,2014a）。由于塔里木盆地地處中高緯地區(qū)，夏季干冷空氣較多，如有暖濕氣流北上，則有利于夏季降水的發(fā)生，這與江淮流域夏季降水恰好相反（段安民等,2003）。在弱 TPTI和弱IOTI年（圖7b），中亞高緯地區(qū)受異常氣旋控制，印度半島上空為氣旋性切變，不利于熱帶海洋水汽向北輸送，同時(shí)配合不利的環(huán)流動(dòng)力條件，塔里木盆地夏季降水偏少。在強(qiáng)TPTI和弱IOTI年（圖7c），青藏高原西部為異常氣旋環(huán)流控制，位置偏南，可以將阿拉伯海水汽向北輸送，進(jìn)入塔里木盆地西部上空。在弱TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖7d），新疆地區(qū)水汽主要來(lái)自東方路徑輸送的太平洋水汽，但環(huán)流動(dòng)力條件缺乏，因而塔里木盆地夏季降水偏少。

3.3 夏季青藏高原和印度洋熱力異常對(duì)塔里木盆地夏季降水的可能影響機(jī)制

從3.2節(jié)的分析可知，青藏高原和熱帶印度洋熱力異常的不同組合對(duì)塔里木盆地夏季降水可以產(chǎn)生不同影響。那么二者加熱影響該區(qū)域夏季降水的可能機(jī)制是什么呢?已有研究表明，塔里木盆地夏季降水與中亞對(duì)流層中高層溫度密切相關(guān)（Zhao et al.,2016），并且發(fā)現(xiàn)高原夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)可以影響中亞對(duì)流層中高層溫度（趙勇等,2017）。圖8給出了TPTI和IOTI分別與高原季風(fēng)指數(shù)（PMI）和南亞季風(fēng)指數(shù)（SAMI）的時(shí)間序列及相關(guān)系數(shù)?？梢钥闯鯰PTI與PMI為顯著正相關(guān)，IOTI與SAMI表現(xiàn)為顯著負(fù)相關(guān)，二者均通過(guò)99%信度檢驗(yàn)。說(shuō)明高原夏季潛熱偏高時(shí)，高原季風(fēng)偏強(qiáng)，這與岑思弦等研究一致（岑思弦等,2014），而印度洋夏季海溫偏高時(shí)，南亞季風(fēng)偏弱。那么與之有密切聯(lián)系的高原潛熱加熱和印度洋海表溫度SST（圖8）是否也與對(duì)流層中高層溫度密切相關(guān)呢?如圖9所示，可以看出SPI與中亞地區(qū)對(duì)流層中高層溫度表現(xiàn)出顯著負(fù)相關(guān)，高層對(duì)應(yīng)異常氣旋環(huán)流。圖9b和圖9c同樣表現(xiàn)出相似的特征，其均與中亞地區(qū)對(duì)流層中層溫度表現(xiàn)出顯著負(fù)相關(guān)，但有所不同的是，IOTI與印度洋對(duì)流層中高層溫度的相關(guān)性極好。由上述分析，定義中亞對(duì)流層中高層溫度指數(shù) MUTTI（Middle-Upper Troposphere Temperature Index，IMUTT）為

圖5 夏季 200 hPa 緯向風(fēng)異常的合成分布（等值線，單位：m s?1)：（a）強(qiáng) TPTI和強(qiáng) IOTI年；（b）弱 TPTI和弱 IOTI年；（c）強(qiáng)TPTI和弱IOTI年；（d）弱TPTI和強(qiáng)IOTI年。陰影部分為副熱帶西風(fēng)急流的急流軸，風(fēng)速大于25 m s?1區(qū)域Fig.5 Composite distributions of summer zonal wind anomalies (contours,units: m s?1) at 200 hPa in (a) strong TPTI and strong IOTI years,(b)weak TPTI and weak IOTI years,(c) strong TPTI and weak IOTI years,and (d) weak TPTI and strong IOTI years.The gray bandings denote the climatological axis of the subtropical westerly jet (where wind speeds are larger than 25 m s?1)

其中，HSCA為1979～2017年的夏季中亞對(duì)流層中高層（500～200 hPa）區(qū)域平均（35°N～45°N，60°E～80°E）空氣溫度距平（Zhao et al.,2014b）。

圖10給出了二者加熱對(duì)應(yīng)的夏季200 hPa風(fēng)場(chǎng)和高空溫度場(chǎng)的異常分布，可以發(fā)現(xiàn)塔里木盆地夏季降水與中亞對(duì)流層中高層的溫度異常聯(lián)系密切。由圖10a可見(jiàn)，在強(qiáng)TPTI和強(qiáng)IOTP年，除中亞上空對(duì)流層中層異常偏冷外，其余地區(qū)對(duì)流層中層均異常偏暖，200 hPa風(fēng)場(chǎng)在青藏高原西側(cè)上空表現(xiàn)為異常氣旋環(huán)流。在弱TPTI和弱IOTI年（圖10b），中亞中緯地區(qū)對(duì)流層中高層溫度異常偏高，200hPa風(fēng)場(chǎng)在青藏高原西側(cè)上空表現(xiàn)為異常反氣旋環(huán)流。在強(qiáng)TPTI和弱IOTI年（圖10c），中亞中高緯對(duì)流層中高層溫度異常偏高，高層對(duì)應(yīng)反氣旋式環(huán)流，貝加爾湖和高原西部地區(qū)對(duì)流層中高層溫度異常偏低。在弱TPTI和強(qiáng)IOTI年（圖10d），伊朗高原和我國(guó)華北地區(qū)對(duì)流層中高層溫度異常偏低，塔里木盆地夏季降水偏少。

圖11給出了 MUTTI分別與 SPI、TPTI和IOTI的時(shí)間序列及相關(guān)系數(shù)，可以看出MUTTI與三者均為顯著的負(fù)相關(guān)，和IOTI相關(guān)性最好，說(shuō)明MUTTI受印度洋熱力異常影響更為明顯。二者均對(duì)中亞地區(qū)對(duì)流層中高層溫度偏低具有重要影響，進(jìn)一步影響塔里木盆地地區(qū)降水偏多。青藏高原夏季風(fēng)在中亞對(duì)流層中層溫度變化中起到重要作用，高原季風(fēng)偏強(qiáng)，高原及新疆地區(qū)上空受異常氣旋性環(huán)流控制，其西部的偏北風(fēng)引導(dǎo)高緯地區(qū)的冷空氣南下，進(jìn)入中亞，導(dǎo)致該區(qū)域溫度異常偏低，這與影響塔里木盆地降水的異常環(huán)流聯(lián)系密切。南亞對(duì)流層中層溫度整體異常偏高則與熱帶印度洋的偏暖關(guān)系密切，這在印度洋水汽輸送過(guò)程中扮演了重要角色。二者共同導(dǎo)致了中亞和南亞對(duì)流層中層的偏冷和偏暖，形成了經(jīng)向熱力差異，通過(guò)影響環(huán)流和水汽輸送，對(duì)塔里木盆地夏季降水產(chǎn)生影響，這與趙勇等的研究一致（趙勇等,2017）。

4 結(jié)論和討論

已有研究表明，新疆夏季降水受西風(fēng)帶上環(huán)流系統(tǒng)控制，如中亞副熱帶西風(fēng)急流，中亞槽（渦）等（楊蓮梅和張慶云,2007），印度洋海溫對(duì)低緯度水汽向北輸送的動(dòng)力條件影響明顯（Zhao et al.,2014a; Zhao and Zhang,2015），青藏高原熱力異常對(duì)影響新疆夏季降水的大尺度環(huán)流和水汽輸送均存在重要影響（趙勇等,2013）。SVD分析發(fā)現(xiàn)夏季高原北部潛熱偏強(qiáng)（弱）時(shí)，塔里木盆地夏季降水偏多（少），大值區(qū)位于塔里木盆地西南部地區(qū)。夏季印度洋海溫與塔里木盆地夏季降水表現(xiàn)為顯著正相關(guān)，即夏季印度洋海溫偏暖（低）時(shí)，塔里木盆地夏季降水一致偏多（少），以盆地西部地區(qū)尤為顯著。

圖8 1979～2017年（a）高原熱力指數(shù)（TPTI）與高原夏季風(fēng)指數(shù)（PMI）和（b）印度洋熱力指數(shù)（IOTI）與南亞夏季風(fēng)指數(shù)（SAMI）的時(shí)間序列（Cor表示相關(guān)系數(shù)）Fig.8 Time series of (a) TPTI and PMI (Plateau Monsoon Index),(b) IOTI and SAMI from 1979 to 2017.Cor is the correlation coefficient

圖9 （a）塔里木盆地西部夏季降水、（b）高原熱力指數(shù)和（c）印度洋熱力指數(shù)分別與夏季200 hPa風(fēng)場(chǎng)（矢量）以及500～200 hPa平均溫度場(chǎng)（填色）的相關(guān)系數(shù)分布特征。黑色矩形為MUTTI關(guān)鍵區(qū)，灰色打點(diǎn)部分通過(guò)95%信度檢驗(yàn)Fig.9 Distribution of correlation coefficient of (a) summer precipitation,(b) PMI,and (c) IOTI in the western Tarim Basin with 200-hPa wind field(vector) and 500–200-hpa average temperature field in summer.Gray dots represent that it is significant at the 95% confidence level

合成分析發(fā)現(xiàn)夏季高原北部潛熱偏強(qiáng)（弱）和熱帶印度洋海溫偏暖（冷）時(shí)，200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)為“北負(fù)（正）南正（負(fù)）”的特征，中亞和貝加爾湖上空分別為異常氣旋（反氣旋）和異常反氣旋（氣旋），在二者共同作用下，塔里木盆地上空盛行偏南（北）風(fēng)，印度半島上空為異常反氣旋（氣旋），有利（不利）于將低緯度水汽向北輸送，配合中亞上空的異常氣旋（反氣旋），有利（不利）于水汽進(jìn)入新疆地區(qū)，對(duì)應(yīng)中亞關(guān)鍵區(qū)對(duì)流層中高層溫度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。高原北部潛熱偏強(qiáng)，熱帶印度洋海溫偏冷時(shí)，200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)為“北負(fù)南正”的異常特征，急流強(qiáng)度較弱，急流軸偏東，塔里木盆地西部地區(qū)上空存在氣旋式切變，同時(shí)青藏高原西部為異常氣旋環(huán)流控制，位置偏南，可以將阿拉伯海水汽向北輸送，進(jìn)入塔里木盆地西部上空，有利于其夏季降水。高原北部潛熱偏弱，熱帶印度洋海溫偏暖時(shí)，200 hPa緯向風(fēng)表現(xiàn)出“正—負(fù)—正”的異常特征，急流強(qiáng)度偏弱，受我國(guó)東部異常氣旋和青藏高原西部的異常反氣旋共同影響，塔里木盆地地區(qū)上空受偏北風(fēng)控制，同時(shí)新疆地區(qū)水汽主要來(lái)自東方路徑輸送的部分太平洋水汽，但是環(huán)流動(dòng)力條件缺乏，因而塔里木盆地夏季降水偏少。此外，MUTTI與SPI、TPTI和IOTI均表現(xiàn)為顯著負(fù)相關(guān)，同時(shí) TPTI與 PMI表現(xiàn)為顯著正相關(guān)，IOTI與SAMI表現(xiàn)為顯著負(fù)相關(guān)，說(shuō)明夏季高原北部潛熱偏強(qiáng)（弱）時(shí)，高原季風(fēng)偏強(qiáng)（弱），導(dǎo)致中亞對(duì)流層中高層溫度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。而夏季印度洋海溫偏暖（冷）時(shí)，南亞季風(fēng)偏弱（強(qiáng)），在二者共同作用下，中亞對(duì)流層中高層溫度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。

圖10 夏季 200 hPa 風(fēng)場(chǎng)（矢量，單位：m s?1）和 500～200 hPa 平均溫度場(chǎng)（填色，單位：°C）異常的合成分布：（a）強(qiáng) TPTI和強(qiáng)IOTI年；（b）弱TPTI和弱IOTI年；（c）強(qiáng)TPTI和弱IOTI年；（d）弱TPTI和強(qiáng)IOTI年。黑色矩形為MUTTI關(guān)鍵區(qū)，陰影部分通過(guò)95%信度檢驗(yàn)Fig.10 Composite distributions of summer wind anomalies (vectors,units: m s?1) at 200 hPa and 500–200 hPa average temperature field (shaded,units: °C) in (a) strong TPTI and strong IOTI years,(b) weak TPTI and weak IOTI years,(c) strong TPTI and weak IOTI years,and (d) weak TPTI and strong IOTI years.Gray dots represent that it is significant at the 95% confidence level

本文討論了夏季高原和印度洋熱力異常對(duì)塔里木盆地夏季降水的協(xié)同影響，發(fā)現(xiàn)中亞地區(qū)對(duì)流層中高層的溫度異常影響200 hPa緯向風(fēng)、500 hPa環(huán)流和整層水汽輸送進(jìn)一步影響塔里木盆地夏季降水。并且發(fā)現(xiàn)影響中亞地區(qū)對(duì)流層中高層溫度的關(guān)鍵為高原夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)作用，而高原夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)與高原地表潛熱和熱帶印度洋海溫關(guān)系密切。但本文并未討論高原夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)的變化機(jī)制，并且高原夏季風(fēng)對(duì)高原感熱和潛熱加熱的響應(yīng)又有所不同（李菲和段安民,2011），南亞夏季風(fēng)除受海陸熱力差異影響外，地形強(qiáng)迫和高原加熱作用同樣是影響南亞夏季風(fēng)的主要因子（Yanai et al.,1992; 吳國(guó)雄和張永生,1998,1999）。所以下面將借助數(shù)值試驗(yàn)，進(jìn)一步加深高原和印度洋熱力作用對(duì)高原夏季風(fēng)及南亞夏季風(fēng)影響的研究，進(jìn)而進(jìn)一步揭示其對(duì)塔里木盆地夏季降水的影響。此外，本文僅探討了高原夏季潛熱和印度洋海溫與中亞對(duì)流層中高層溫度的初步影響機(jī)制，但是具體地影響機(jī)制并未討論，同樣需要在未來(lái)的研究中進(jìn)一步探討。

圖11 1979～2017年（a）塔里木盆地西部夏季 SPI、（b）TPTI和（c）IOTI與中亞對(duì)流層 500～200 hPa 平均溫度指數(shù)（MUTTI）的時(shí)間序列（Cor表示相關(guān)系數(shù)）Fig.11 Time series of MUTTI (Middle-Upper Troposohere Temperature Index) and (a) SPI,(b) TPTI,and (c) IOTI from 1979 to 2017.Cor is the correlation coefficient