陳佳毅， 趙 勇

（高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室/成都信息工程大學大氣科學學院，成都 四川 610225）

下墊面加熱是大氣環(huán)流演變的驅動因子之一，對區(qū)域天氣氣候存在重要影響，許多氣象學家從下墊面加熱角度分析了地表熱力狀況對中國夏季降水的影響［1-3］。海洋作為最廣闊的下墊面，可以存儲大量的水汽及能量，其表面熱力狀況的變化對我國乃至整個北半球環(huán)流及降水有著重要影響［4-6］。熱帶印度洋海溫的異常增暖能夠增強阿拉伯海水汽向北傳輸，有利于西北夏季降水的發(fā)生［7-8］。雖然海洋熱狀況對我國夏季降水有著重要影響，但陸面的熱力強迫也不可忽視。如青藏高原作為歐亞大陸陸面過程中熱力效應最顯著的區(qū)域，其熱源變化對于中國夏季的旱澇分布具有較好的指示意義［9-10］。

目前對地表熱力效應的研究多關注青藏高原，也有研究分析了伊朗高原和北非地區(qū)熱力強迫與中國夏季降水的聯(lián)系。伊朗高原的感熱加熱會在對流層中低層激發(fā)出異常的氣旋式環(huán)流，加強南亞水汽向內陸輸送，這對東亞地區(qū)的季風降水起到重要維持作用［11-12］。伊朗高原感熱異常顯著影響著我國西北尤其是新疆的夏季降水，其感熱異常能夠激發(fā)出向下游傳播的大氣長波，進而對下游天氣產(chǎn)生影響［13-14］。西風環(huán)流攜帶的大西洋及歐亞大陸的蒸散水汽影響著西北大部分地區(qū)的降水分布，伊朗高原的熱力效應在水汽輸送過程中扮演著重要角色［15］。春季伊朗高原的熱力強迫可以通過影響南亞高壓南北位移，調節(jié)我國東部降水分布［16］。北非地區(qū)的春季感熱異常能夠在西風帶中強迫出緯向環(huán)流波列并向東傳播，對中國東部的夏季降水存在著滯后影響［17］。北非地區(qū)與青藏高原西北部的感熱表現(xiàn)出顯著的負相關關系，前者主要影響華北和江淮地區(qū)降水，而后者則主要影響華北和華南降水［18-19］。夏季印度洋西北部和北非中部的下墊面偏冷時，秋季中亞北部低壓槽加深、西太平洋副高偏強，形成了淮北秋季連陰雨發(fā)生的有利環(huán)流形勢和水汽條件［20］。趙勇等［21］從海陸熱力差異的角度研究了北非地區(qū)海陸溫差與江淮地區(qū)夏季降水的關系，前冬北非大陸陸地偏冷而其西北側海溫偏暖，將導致次年夏季江淮流域降水的增加。

在全球變暖的背景下，我國的半干旱地區(qū)范圍持續(xù)擴張，干旱與半干旱地區(qū)氣候變化顯著［22-23］。自1987年以來，西北干旱區(qū)氣候由暖干向暖濕型轉變，塔里木盆地夏季降水增加顯著［24-25］。許多氣象專家針對夏季新疆地區(qū)降水異常變化的原因進行過多方面的研究［26-27］，也有學者從陸面熱力強迫的角度探討了伊朗高原和北非與新疆夏季降水的聯(lián)系。春季伊朗高原感熱的異常增強，有利于新疆北部地區(qū)的降水增多［28］。伊朗高原的感熱強迫顯著影響著中亞低渦等大尺度環(huán)流系統(tǒng)，而這些環(huán)流系統(tǒng)也是新疆夏季降水發(fā)生的關鍵因子［29］。北非地區(qū)的陸面加熱可以影響北非高壓的發(fā)展，其與新疆夏季降水異常存在一定聯(lián)系［30］。綜上可見，北非和伊朗高原地表感熱均與新疆夏季降水存在聯(lián)系，但從區(qū)域協(xié)同的角度將伊朗高原和北非地區(qū)一并考慮，分析其影響新疆夏季降水的研究還較少。本文首先給出伊朗高原和北非感熱異常與塔里木盆地降水的關系，然后通過分析2 個區(qū)域加熱對大尺度環(huán)流和水汽輸送的影響，研究二者對塔里木盆地夏季降水的影響過程，加深對干旱區(qū)氣候變化機制的理解。

1 研究區(qū)概況

塔里木盆地地處中國新疆南部，三面高山環(huán)繞，南側受青藏高原阻隔，來自熱帶海洋的水汽難以達到，盆地內部沙漠與綠洲共同構成了獨特而脆弱的生態(tài)環(huán)境，是氣候變化的敏感區(qū)域［31］。這樣特殊的地理條件，使該地區(qū)水汽條件差，對自然降水的依賴性大，是中國同緯度降水最少的地區(qū)［32］。塔里木盆地常年干旱少雨，降水主要集中在夏季，從1971—2019年新疆夏季降水趨勢變化分布（圖1）可以看出，近50 a來新疆夏季降水表現(xiàn)出增加趨勢，其中伊犁河谷，天山山區(qū)以及塔里木盆地西部3 個地區(qū)降水增加尤其顯著。

圖1 伊朗高原與北非地形及新疆夏季降水變率空間分布Fig.1 Topography of Iranian Plateau and North Africa,and spatial distribution of summer rainfall variability in Xinjiang

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

由于北非和伊朗高原地區(qū)氣象觀測數(shù)據(jù)較為匱乏，因此多使用再分析資料，已有研究對多套再分析資料比較后得出，JRA-55再分析資料可以如實反映伊朗高原地表感熱的時空變化特征，可信度較高［33-34］，因此，本文選用JRA-55 資料的月平均地表感熱（https://climatedataguide.ucar.edu/climate-data/jra-55）。同時為了分析感熱異常對環(huán)流形勢及水汽輸送的影響，還選取了JRA-55的月均等壓面風場、相對濕度和地表氣壓場等數(shù)據(jù)，水平分辨率為1.25°×1.25°［35］。塔里木盆地逐月降水數(shù)據(jù)由國家氣象信息中心提供［36］，其水平分辨率為0.5°×0.5°。本文夏季指7—8月的氣候平均態(tài)，資料長度為1971—2019年共49 a。

2.2 研究方法

本文采用的主要方法有：奇異值分解（Singular value decomposition，SVD）分析、多元線性回歸分析、線性相關及偏相關分析［37-38］。

（1）奇異值分解分析：為了分析伊朗高原和北非地區(qū)感熱與塔里木盆地夏季降水的聯(lián)系，分別以伊朗高原和北非地區(qū)標準化地表感熱作為左場（Xp·n），塔里木盆地夏季降水作為右場（Yq·n），進行奇異值分解研究兩場之間所存在的時域相關性的空間聯(lián)系。

其中，n為樣本數(shù)；p、q為空間數(shù)；X和Y的交叉協(xié)方差矩陣為Sp·q。存在L、R2個酋矩陣，使Sp·q可分解為：

式中：LT、RT為L、R的轉置矩陣；Λm為對角矩陣，稱為奇異值，滿足Λ1≥Λ2≥…≥Λm＞0。顯著性檢驗通過蒙特卡羅方法驗證。利用奇異值分解，由左、右場可分別構造U、V2 個時間系數(shù)矩陣，使得矩陣間有極大化協(xié)方差。

（2）多元線性回歸分析：為了分析2 個區(qū)域共同加熱對塔里木盆地夏季降水的影響，選取塔里木盆地夏季降水作為響應變量Y，利用伊朗高原及北非地區(qū)夏季感熱作為回歸因子X1、X2，建立多元線性回歸模型。

式中：Y為預測量的歷史觀測向量；yn為第n次的歷史觀測向量；X為回歸因子的歷史觀測矩陣；Xp為搜集到的p個y的影響因素的n次觀測值；β為系數(shù)向量；βP為第p個系數(shù)向量；ε為隨機誤差項。

其中，系數(shù)向量（β）的最小二乘估計為:

式中：XT為X的轉置矩陣。

然后，通過復相關系數(shù)R檢驗方程擬合誤差，通過t檢驗對回歸系數(shù)進行顯著性檢驗。

（3）偏相關分析：為了探究伊朗高原和北非兩個區(qū)域感熱對塔里木盆地降水的單獨影響，選取伊朗高原感熱作為變量X，北非感熱作為變量Z，塔里木盆地夏季降水作為變量Y進行偏相關分析。

式中：rXY·Z為去除變量Z的線性影響后，X與Y之間的偏相關系數(shù)；rXY為X和Y的相關系數(shù)；rXZ為X和Z的相關系數(shù)；rYZ為Y和Z的相關系數(shù)。通過統(tǒng)計量t進行顯著性檢驗。

3 結果與分析

3.1 伊朗高原和北非地表感熱與塔里木盆地夏季降水的關系

為了研究伊朗高原和北非地區(qū)感熱異常與塔里木盆地夏季降水間的聯(lián)系，分別選取伊朗高原（25°～40°N，50°～70°E）和北非地區(qū)（0°～35°N，0°～50°E）標準化地表感熱作為左場，塔里木盆地夏季降水作為右場，進行奇異值分解分析，左場采用同性相關系數(shù)輸出，右場則采用異性相關系數(shù)輸出。由于伊朗高原與塔里木盆地降水第1模態(tài)的協(xié)方差貢獻率達到39%，因此本文主要討論第1 模態(tài)。當伊朗高原感熱整體呈正異常時（圖2a），塔里木盆地降水分布也呈正異常分布（圖2c），結合對應時間系數(shù)的相關系數(shù)0.70，說明伊朗高原感熱增強對應塔里木盆地降雨整體增多，盆地西部尤為如此。夏季北非感熱與塔里木盆地降水間關系與之類似（圖2b、d），第1 模態(tài)協(xié)方差貢獻達41%，結合對應時間系數(shù)的相關系數(shù)0.68（圖略），當北非感熱呈“北弱南強”分布時，塔里木盆地降水一致偏多，增幅顯著區(qū)域同樣位于盆地西部。綜上夏季伊朗高原和北非的感熱異常均與塔里木盆地西部降水聯(lián)系緊密，該區(qū)域也是近年來新疆夏季降水增加最為顯著的區(qū)域［24］。

為了分析夏季2個地區(qū)感熱加熱對塔里木盆地降水的影響過程，根據(jù)圖2，確定伊朗高原和北非關鍵區(qū)熱力指數(shù)和塔里木盆地夏季降水指數(shù)。

圖2 1971—2019年夏季伊朗高原、北非感熱分別與塔里木盆地降水奇異值分解的第一模態(tài)分布Fig.2 First mode in the singular value decomposition expansion for the correlations between sensible heat flux over the Iranian Plateau,sensible heat flux over the North Africa&summer rainfall in the Tarim Basin from 1971 to 2019

伊朗高原熱力指數(shù)（Iranian Plateau thermal in?dex，IPTI）:

北非熱力指數(shù)（North Africa thermal index，NA?TI）:

式中：HSIP和HSNA分別為1971—2019 年49 a 的夏季伊朗高原和北非關鍵區(qū)平均地表感熱距平；Nor 為對變量標準化處理。

夏季降水指數(shù)（Summer precipitation index,SPI）:定義49 a 的夏季區(qū)域（36°～42°N,73.5°～84°E）平均降水量的標準化序列為塔里木盆地夏季降水指數(shù)。

通過奇異值分解分析發(fā)現(xiàn)伊朗高原和北非地表感熱異常均與塔里木盆地夏季降水聯(lián)系緊密，那么2 個區(qū)域共同加熱對塔里木盆地降水有何影響呢？利用多元線性回歸的方法，以IPTI 與NATI 作為影響因子擬合出伊朗高原-北非熱力指數(shù)（Irani?an Plateau&North Africa thermal index，IPNATI）：

式中：X1、X2分別為伊朗高原熱力指數(shù)與北非熱力指數(shù)。定義當IPNATI＞0.5 時，為伊朗高原-北非加熱強年，分別為1981、2001、2002、2003、2004、2005、2011、2016、2017 年和2018 年，共10 a；當IPNATI＜-0.5 時，為伊朗高原-北非加熱弱年，分別為1975、1976、1979、1980、1983、1984、1995、1997 年和2009年，共9 a。

圖3分別給出了3個熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水指數(shù)的時間序列。伊朗高原-北非熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水指數(shù)的相關系數(shù)為0.64，伊朗高原熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水指數(shù)的相關系數(shù)為0.58，北非熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水指數(shù)的相關系數(shù)為0.33，均通過了95%的信度檢驗；因此3 個熱力指數(shù)均與降水指數(shù)關系密切，但2個區(qū)域共同加熱與塔里木盆地夏季降水之間的聯(lián)系要比僅考慮一個地區(qū)下墊面加熱時更為緊密。

圖3 1971—2019年夏季3個熱力指數(shù)與塔里木盆地降水指數(shù)的時間序列Fig.3 Time series of three thermal indices and Tarim Basin precipitation index from 1971 to 2019

3.2 夏季伊朗高原和北非熱力異常對塔里木盆地夏季降水的單獨影響

圖4a給出了去除北非感熱加熱影響后，伊朗高原熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水的偏相關分布。由圖可見，伊朗高原熱力指數(shù)與塔里木盆地降水呈顯著的正相關關系，當伊朗高原夏季感熱偏強時，對應同期塔里木盆地降水整體增多，其西部區(qū)域增加尤為顯著。在去除伊朗高原熱力影響，僅考慮北非感熱影響（圖4b）的情況下，當北非熱力指數(shù)偏強時，塔里木盆地夏季降水整體呈正相關分布，即當北非北部感熱偏弱、南部偏強時，塔里木盆地夏季整體降水偏多，顯著區(qū)域略小于圖4a。

圖4 伊朗高原熱力指數(shù)和北非熱力指數(shù)與塔里木盆地夏季降水的偏相關Fig.4 Partial correlation of the Iranian Plateau thermal index and North Africa thermal index with summer precipitation in the Tarim Basin

在伊朗高原感熱異常單獨影響下（圖5a），高原熱力指數(shù)與中亞500 hPa 風場聯(lián)系密切，中亞與蒙古上空分別受氣旋與反氣旋環(huán)流控制，塔里木盆地處在2 個環(huán)流系統(tǒng)之間東南風加強，形成盆地降水偏多的環(huán)流形勢；當去除伊朗高原加熱影響后，北非熱力效應對500 hPa環(huán)流的影響（圖5b）與圖5a類似，在伊朗高原上空存在反氣旋環(huán)流與中亞氣旋配合加強了西風輸送，另一方面，蒙古反氣旋北移至貝加爾湖附近同樣配合中亞氣旋，形成有利于塔里木盆地降水增加的環(huán)流背景。

圖5 伊朗高原熱力指數(shù)和北非熱力指數(shù)與500 hPa風的偏相關Fig.5 Partial correlation of the Iranian Plateau thermal index and North Africa thermal index with 500 hPa wind

通過伊朗高原熱力指數(shù)與水汽輸送的偏相關分布（圖6a）分析可知，在去除北非加熱影響后，僅在伊朗高原感熱異常影響下，阿拉伯海異常反氣旋性環(huán)流配合中亞氣旋性環(huán)流，通過兩步輸送的方式，將阿拉伯海水汽向北輸送至塔里木盆地上空［39］。僅考慮北非加熱的影響（圖6b），不能形成阿拉伯海上空水汽向北的兩步輸送，雖然中亞高層氣旋環(huán)流依舊存在，即兩步輸送的第二步形成，但是阿拉伯海-印度半島的反氣旋環(huán)流位置偏南，因此熱帶印度洋水汽無法北上進入塔里木盆地。這也解釋了圖3b和圖3c，為何北非加熱指數(shù)與塔里木盆地夏季降水指數(shù)的相關性略弱一些。

圖6 伊朗高原熱力指數(shù)和北非熱力指數(shù)與水汽通量的偏相關Fig.6 Partial correlation of the Iranian Plateau thermal index and North Africa thermal index with water vapor flux

3.3 夏季伊朗高原和北非熱力異常對塔里木盆地夏季降水的共同影響

利用伊朗高原-北非熱力指數(shù)分析北非和伊朗高原共同加熱對塔里木盆地降水的影響過程，以伊朗高原-北非熱力指數(shù)為自變量，塔里木盆地夏季降水為應變量建立回歸模型，給出了回歸分布（圖7a），二者呈顯著的正相關關系，在伊朗高原和北非地區(qū)共同加熱的影響下，塔里木盆地夏季降水整體偏多。合成分析也證實了這一點，當伊朗高原-北非加熱偏強時（圖7b），對應夏季塔里木盆地降雨一致增多；當伊朗高原-北非加熱偏弱時（圖7c），塔里木盆地降水則表現(xiàn)出與強年相反的分布特征，降雨一致偏少。

圖7 塔里木盆地夏季降水異常分布Fig.7 Abnormal distribution of summer precipitation in the Tarim Basin

降水是大氣環(huán)流和水汽輸送配合的結果，已有研究表明新疆夏季降水與同期中亞西風急流位置的南北移動密切聯(lián)系［39-40］。從伊朗高原-北非熱力指數(shù)與200 hPa 緯向風的回歸分布（圖8a）可以看出，伊朗高原-北非熱力指數(shù)中亞200 hPa緯向風聯(lián)系緊密，當伊朗高原-北非加熱偏強時（圖8b），200 hPa 緯向風場呈“北負南正”的異?？臻g分布，中亞副熱帶西風急流南側西風增強，北側減弱，急流軸偏南對應塔里木盆地降水偏多；當伊朗高原-北非加熱偏弱時（圖8c），中亞200 hPa 緯向風場則表現(xiàn)出與強年相反的分布特征，呈“北正南負”分布，急流軸向北偏移，塔里木盆地降水偏少［39-40］。

圖8 200 hPa緯向風的異常分布Fig.8 Abnormal distribution of zonal wind at 200 hPa

圖9a 給出了伊朗高原-北非熱力指數(shù)與500 hPa 環(huán)流的回歸分布，2 個區(qū)域共同加熱與中亞500 hPa風場聯(lián)系緊密。合成分析發(fā)現(xiàn)，在伊朗高原-北非加熱強年（圖9b），在中亞氣旋性環(huán)流與蒙古高原反氣旋性環(huán)流共同作用下，塔里木盆地上空偏南風增強，易于低緯度暖濕空氣北上，為塔里木盆地降水的發(fā)生提供有利環(huán)流形勢。在伊朗高原-北非加熱弱年（圖9c），500 hPa 風場分布則與圖9b 基本相反，中亞與蒙古高原對流層中層分別為異常反氣旋性環(huán)流與氣旋性環(huán)流，加強了塔里木盆地上空的偏北風，引導干冷空氣南下，塔里木盆地降水偏少。

圖9 500 hPa風的異常分布Fig.9 Abnormal distribution of 500 hPa wind

塔里木盆地降水的生成不僅需要有利環(huán)流動力條件，還需要水汽輸送共同作用。由伊朗高原-北非熱力指數(shù)與水汽通量的回歸分布可以發(fā)現(xiàn)（圖10a），2 個區(qū)域共同加熱主要影響著阿拉伯海上空的水汽向北輸送。在伊朗高原-北非加熱強年（圖10b），阿拉伯海水汽由其上空的異常反氣旋運送至中緯度（30°N附近），接著在中亞異常氣旋環(huán)流作用下，水汽繼續(xù)北上進入塔里木盆地。此外，我國北方存在一反氣旋環(huán)流，其底部的偏東氣流可以將東部的水汽沿河西走廊向西輸送，但由于東亞夏季風偏弱，不利于低緯太平洋水汽向北傳輸，因此塔里木盆地水汽的主要源地為印度洋［41］。在伊朗高原-北非加熱弱年（圖10c），水汽輸送則表現(xiàn)出與強年基本相反的空間分布，熱帶印度洋與中亞受異常氣旋與反氣旋環(huán)流控制，二者均不利于水汽向北輸送。

4 討論

夏季北非和伊朗高原感熱異常均可單獨影響同期塔里木盆地降水，那么2 個區(qū)域感熱強迫通過什么機制影響塔里木盆地降水呢？已有研究表明伊朗高原與北非感熱異常均能夠激發(fā)緯向異常環(huán)流波列，沿西風帶向東傳播，影響下游天氣氣候［14,17］。200 hPa 風場在伊朗高原-北非共同加熱的影響下（圖11a），中緯對流層高層自西向東呈“+-+”的波列分布，對應中亞上空為氣旋性環(huán)流，受此影響，塔里木盆地上空南風增強。伊朗高原熱力指數(shù)與200 hPa 風場回歸分布類似于圖11a（圖11b），也是可以在中緯度對流層高層激發(fā)出緯向波列。北非熱力指數(shù)與200 hPa風場回歸分布（圖11c）與圖11a略有差異，由于是一個熱力差異指數(shù)，因此可以在北非及其北部上空分別形成一個異常氣旋和反氣旋環(huán)流，與已有研究類似［21］；北部的反氣旋環(huán)流向東傳播，也形成“+-+”的波列，中亞上空同樣對應異常氣旋環(huán)流，形成有利于塔里木盆地降水增加的環(huán)流背景。

圖11 3個熱力指數(shù)與夏季200 hPa風場回歸分布Fig.11 Regression of 200 hPa wind against the three thermal indices

本文分析了伊朗高原和北非感熱加熱對塔里木盆地夏季降水的影響，揭示了可能的影響機制，但還存在以下不足：（1）研究主要聚焦于2 個區(qū)域加熱與塔里木盆地夏季降水關系的年際尺度，沒有考慮年代際影響。而從圖3 可見，在1999—2005年，伊朗高原感熱與塔里木盆地降水表現(xiàn)出反信號變化，在1990—2000年北非感熱與塔里木盆地降水表現(xiàn)出反信號變化，這是否是由于二者感熱年代際的變化引起？通過9 a滑動平均（圖略），發(fā)現(xiàn)伊朗高原感熱在1998年出現(xiàn)了年代際轉折，北非感熱的年代際轉折則是在1990年，2個區(qū)域感熱均由弱轉強，2 個區(qū)域在感熱偏弱（1990、1998 年前）與偏強（1990、1998 年后）不同年代際的背景下，是否具有一致的熱力效應，對塔里木盆地夏季降水的影響是否存在差異，需要進一步研究。（2）已有研究指出青藏高原熱力效應與北非熱力變化聯(lián)系密切［18］，伊朗高原和青藏高原的表面熱力效應與印度洋水汽輸送之間存在一個相互影響的耦合系統(tǒng)［42-43］，同時青藏高原潛熱變化也顯著影響著塔里木盆地旱澇分布［44］，那么在伊朗高原與北非感熱加熱對塔里木盆地降水的影響過程中青藏高原熱力效應貢獻如何，也需要未來借助數(shù)值試驗進一步分析。

5 結論

近50 a 來在新疆氣候轉型的過程中，夏季降水呈增加趨勢，其中伊犁河谷、天山以及塔里木盆地3個地區(qū)降水增加顯著。什么原因導致了塔里木盆地夏季降水的顯著增加呢？本文從區(qū)域協(xié)同的角度，分析了伊朗高原與北非地區(qū)感熱加熱對塔里木盆地夏季降水影響的主要物理過程。主要結論如下：

（1）奇異值分解分析結果表明，夏季2 個區(qū)域地表感熱異常均與塔里木盆地降水聯(lián)系密切。相關分析發(fā)現(xiàn)考慮2個區(qū)域共同加熱與塔里木盆地夏季降水的聯(lián)系要比僅考慮單一區(qū)域加熱時更為緊密。

（2）當伊朗高原感熱異常偏強（弱），同時北非感熱呈北弱南強（北強南弱）異常分布時，中亞200 hPa 副熱帶西風急流位置偏南（偏北），中亞和蒙古高原上空分別受異常氣旋（反氣旋）和反氣旋（氣旋）控制，塔里木盆地受2 個系統(tǒng)共同影響，偏南（北）風加強，形成有利（不利）的環(huán)流條件；同時阿拉伯海水汽可以（不能）由其上空的異常反氣旋（氣旋）環(huán)流向北輸送至中緯度地區(qū)，在中亞上空的異常氣旋（反氣旋）環(huán)流的配合下，可以（不能）接力將中緯度的水汽向塔里木盆地輸送，造成塔里木盆地降水偏多（少）。

（3）伊朗高原和北非感熱加熱均可單獨影響塔里木盆地夏季降水，但存在差異。在僅考慮伊朗高原感熱單獨偏強時，環(huán)流形勢與水汽輸送均利于塔里木盆地降水發(fā)生；而只考慮北非感熱加熱偏強時，僅能形成塔里木盆地降水發(fā)生的大尺度環(huán)流條件。因此，在2 個區(qū)域加熱共同影響塔里木盆地夏季降水的過程中，伊朗高原感熱加熱起主導作用，在北非感熱加熱的配合下，共同影響中亞環(huán)流與水汽輸送，進而調制夏季塔里木盆地的旱澇分布。