1 引言
青藏高原和热带印度洋加热对全球和区域天气气候存有重要影响， 国内外气象学者开展了大量关于青藏高原和热带印度洋热力异常对我国夏季降水影响的研究工作（赵平和陈隆勋， 2001； 李崇银和穆明权， 2001； 杨辉和李崇银，2005； Liu et al， 2012）。前期青藏高原主体感热加热偏强时， 有利于7月东亚季风区降水偏多（赵平等， 2001； 段安民等， 2003）。春季青藏高原感热北部偏强南部偏弱时， 夏季长江中下游流域降水偏多（柏晶瑜等， 2003）。印度洋海表温度异常分布与我国汛期雨带的南北移动关系密切（晏红明等， 2001）。春季印度洋海温异常呈偶极子空间分布时， 与我国夏季降水联系紧密（肖子牛等， 2002）。
也有不少研究分析了二者加热与西北干旱区降水的联系。夏季高原地表感热增强时， 西北西部地区降水减少， 而西北东南部降水增多（李栋梁等， 1997）。青藏高原的热源强度近年来呈减弱趋势， 尤其地表感热的减弱更加显著， 导致中国西北地区降水增多（Duan et al， 2011； Liu et al， 2012）。5月青藏高原整体感热偏弱， 其西北部感热偏强时， 新疆北部降水偏多（赵勇等， 2013a）。5月青藏高原感热偏弱， 伊朗高原感热偏强时， 也会导致新疆北部的夏季降水增多（赵勇等， 2013b）。前年秋季印度洋海温偏暖， 对应次年夏季西北干旱区降水偏少（杨金虎等， 2007）。春季赤道印度洋海温异常偏暖时， 南亚高压偏强呈西部型， 同时来自印度洋的西南季风水汽输送减弱， 因此西北干旱区东部极端降水事件偏少（张雪梅等， 2009）。印度洋增暖可以导致低层偏南气流的异常增强， 增加印度洋水汽的向北输送， 利于新疆夏季大降水的发生（杨莲梅和张庆云， 2007； Zhao and Zhang， 2015； Zhou et al， 2015）。
青藏高原和热带印度洋加热均与新疆夏季降水密切联系， 都可通过影响副热带西风急流和南亚高压等大尺度环流及水汽输送， 调制新疆夏季降水变化， 前者在影响新疆夏季降水的大尺度环流调整过程中， 扮演了关键角色， 后者对印度洋水汽向北输送具有重要影响（Liu et al， 2012； 赵勇等， 2013a， 2017； Zhao and Zhang， 2015； 王前等， 2017）。针对降水异常机理的研究， 在强调单一因子作用基础上， 系统（区域）协同影响的重要性愈加凸显。已有研究从环流系统协同变化和海温协同变化等角度， 讨论了对我国气候的影响（杨辉和李崇银， 2005； Xiao et al， 2016）。最近也有研究关注了青藏高原和热带印度洋热力强迫对东亚季风区降水的协同影响， 取得了新的认识（Wu et al， 2012； Hu and Duan， 2015）， 但是二者加热对干旱区夏季降水的协同影响尚不清楚。本文将给出二者加热同时存在或仅存其一时， 新疆夏季降水异常的空间分布及对应的大尺度环流和水汽输送特征， 加深对新疆夏季降水变化机制的了解。
2 资料来源与方法介绍
海表温度资料由美国国家海洋和大气管理局（NOAA）提供（Reynolds et al， 2002）， 再分析资料（各等压面风场和相对湿度和地表气压场）由美国国家环境预测中心（NCEP）/美国国家大气研究中心（NCAR）提供（Kalnay et al， 1996）， 分辨率为2.5°×2.5°。高原地表感热资料（OBCH）由149个站点［图1（a）］观测数据计算得到（Chen et al， 1985）， 其计算公式为：
式中： ； ； ； 为测站10 m高度处风速（单位： ）； P为本站气压（单位： hPa）； 为地表温度（单位： ℃）； 为2 m气温（单位： ℃）。
新疆81个站点［图1（b）］逐月降水资料由新疆气象信息中心提供， 为了便于计算， 本文采用双线性插值方法将地表感热和降水站点资料水平插值为1°×1°。本文的夏季指6 -8月的气候平均态， 分析时段为1979 -2017年。文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2019）3333号的新疆维吾尔自治区地图制作， 底图无修改。
3 结果分析
3.1 5月青藏高原感热和印度洋海温与新疆夏季降水的奇异值分解分析
为了揭示5月高原感热和印度洋海温与新疆夏季降水的关系， 进行二者与新疆夏季降水的奇异值分解（SVD）分析。青藏高原（25°N -45°N， 70°E -105°E）5月标准化的地表感热场为左场， 新疆夏季降水的标准化场为右场。为更好的揭示高原5月地表感热对降水的控制作用， 左场采用同性相关系数， 右场采用异性相关系数。由于第1模态协方差贡献已达47%， 远高于其他模态， 本研究主要讨论第1模态的空间分布型。从图2（a）可见， 青藏高原主体为负相关区， 高原东部（90°E为界）为大值区， 中心值可达-0.60。由图2（b）可见， 右场的空间分布型为正相关， 高相关区主要位于天山山区及北疆， 高值中心与该地区夏季降水的大值中心基本重合。结合时间系数（图略）， 表明5月高原感热和新疆夏季降水呈负相关关系， 即5月感热偏弱（强）， 新疆夏季降水偏多（少）。5月印度洋海温与新疆夏季降水的关系则有所不同， 由于第1模态的协方差贡献已达73%， 远高于其他模态， 因此主要讨论第1模态的空间分布型。从图2（c）可见， 印度洋主体为正相关区， 阿拉伯海为大值区， 中心值可达0.50。由图2（d）可见， 右场的空间分布型同样以正相关， 高相关区主要位于准噶尔盆地和新疆西南部地区。结合时间系数（图略）， 表明5月印度洋海温与新疆夏季降水呈正相关关系， 即当5月阿拉伯海海温偏暖（冷）时， 新疆夏季降水偏多（少）。
图2 5月青藏高原地表感热(a)和印度洋海温(c)分别与新疆夏季降水奇异值分解分析的第1模态(b, d)分布阴影部分表示通过95%信度检验 Fig.2 The first mode in the SVD expansion for the correlations between the sensible heat in the Qinghai-Xizang Plateau (a) and the temperature in Indian Ocean (c) in May and the summer time precipitation in Xinjiang (b, d).The shaded represent that it is significant at the 95% confidence level |
由上述分析可见， 高原感热相关的大值区位于高原东部（90°E为界）， 印度洋海温相关的大值区位于阿拉伯海。因此， 本文分别取（25°N -40°N， 90°E -100°E）和（5°S -15°N， 50°E -75°E）区域作为青藏高原和印度洋关键区。
定义高原热力指数TPTI（Tibetan Plateau Thermal Index）为
定义印度洋热力指数IOTI（Indian Ocean Thermal Index）为
式中： 和 分别为1979 -2017年39年的5月青藏高原关键区平均地表感热距平和印度洋关键区平均海温距平； 表示对X进行标准化处理。
两个区域的加热如何协同影响新疆夏季降水呢？如表1所示， 给出了青藏高原和热带印度洋4种加热情况： （1）强TPTI和强IOTI年（TPTI>0.5 & IOTI>0.5： 1983， 2012和2014年）； （2）弱TPTI和弱IOTI年（TPTI<-0.5 & IOTI<-0.5： 2002和2004年）； （3）强TPTI和弱IOTI年（TPTI>0.5 & IOTI<-0.5： 1979， 1981， 1982， 1984， 1985， 1986年）； （4）弱TPTI和强IOTI年（TPTI<-0.5 & IOTI>0.5： 1998， 2003， 2009， 2010， 2016和2017年）。仅考虑一个区域的加热时， 对新疆夏季降水的影响又如何？如表2所示， 列举了TPTI或IOTI单独加热的四种情况： （1）强TPTI年（TPTI>0.5 & |IOTI|<0.25： 1994和2006年）； （2）弱TPTI年（TPTI<-0.5 & |IOTI|<0.25： 2000， 2001， 2011和2013年）； （3）强IOTI年（IOTI>0.5 & |TPTI|<0.25： 1991， 2007和2015年）； （4）弱IOTI年（IOTI<-0.5 & |TPTI|<0.25： 2008年）。通过合成分析， 将进一步揭示两个区域加热对新疆夏季降水的影响。
表1 TPTI和IOTI热力异常的4种情况Table 1 Four configurations of thermal anomalous TPTI and IOTI years |
| 类别 | TPTI | IOTI | 年份 |
|---|---|---|---|
| (a) | >0.5 | >0.5 | 1983, 2012, 2014 |
| (b) | <-0.5 | <-0.5 | 2002, 2004 |
| (c) | >0.5 | <-0.5 | 1979, 1981, 1982, 1984, 1985, 1986 |
| (d) | <-0.5 | >0.5 | 1998, 2003, 2009, 2010, 2016, 2017 |
实下划线年份为根据NINO34指数确定的EL Niño年; 虚下划线年份为La Niña年 |
表2 TPTI或IOTI独立异常的4种情况Table 2 Four configurations of anomalous TPTI or IOTI years |
| 类别 | TPTI | IOTI | 年份 |
|---|---|---|---|
| (a) | >0.5 | <|0.25| | 1994, 2006 |
| (b) | <-0.5 | <|0.25| | 2000, 2001, 2011, 2013 |
| (c) | <|0.25| | >0.5 | 1991, 2007, 2015 |
| (d) | <|0.25| | <-0.5 | 2008 |
3.2 5月青藏高原感热和印度洋海温异常对新疆夏季降水的共同影响
降水是大气环流和水汽输送配合的产物， 接下来进一步给出高原和印度洋加热对区域环流和水汽输送的影响。首先讨论高原和印度洋二者加热变化对夏季中亚副热带西风急流的影响。在强TPTI和强IOTI年［图4（a）］， 中亚急流特征不明显， 主要对应了高原北侧急流的位置偏南。在弱TPTI和弱IOTI年［图4（b）］， 中亚副热带西风急流强度增强。在强TPTI和弱IOTI年［图4（c）］， 200 hPa纬向风表现出北正南负的异常分布特征， 表明中亚副热带西风急流强度位置偏北， 对应新疆夏季降水偏少。在弱TPTI和强IOTI年［图4（d）］， 与图4（c）相反， 200 hPa纬向风表现出南正北负的异常分布特征， 表明中亚副热带西风急流位置偏南， 对应新疆夏季降水增多， 这与已有研究一致（Zhao et al， 2014a， 2014b）。
图4 中亚夏季200 hPa纬向风异常的合成分析分布特征(等值线, 单位: m·s-1)阴影部分为风速大于25 m·s-1的副热带西风急流区域 Fig.4 Composite distributions of summer zonal wind anomalies (contour, unit: m·s-1) at 200 hPa in Central Asia.The shaded denote the climatological axis of the subtropical westerly jet where wind speeds are larger than 25 m·s-1 |
通过高原和印度洋二者加热对应的夏季500 hPa风场异常分布（图5）可以看出， 在强TPTI和强IOTI年［图5（a）］， 中亚上空和贝加尔湖上空分别为异常反气旋和气旋， 在二者共同作用下， 新疆38°N以北地区上空盛行异常的偏北气流， 不利于降水发生， 塔里木盆地上空存在气旋式切变， 有利于降水的发生。在弱TPTI和弱IOTI年［图5（b）］， 中亚地区受异常气旋控制， 新疆上空盛行较弱的偏南气流， 形成利于降水发生的环流条件。在强TPTI和弱IOTI年［图5（c）］， 中亚和贝加尔湖上空分别受异常反气旋和异常气旋控制， 在二者共同作用下， 新疆上空盛行异常的偏北气流， 干冷空气控制新疆地区， 不利于夏季降水发生。在弱TPTI和强IOTI年［图5（d）］， 中亚和贝加尔湖上空分别受异常气旋和异常反气旋控制， 在二者共同作用下， 新疆上空盛行异常的偏南气流， 有利于低纬暖湿气流北上， 这与已有偏西型南亚高压影响新疆夏季降水的环流特征类似（赵勇等， 2018）。由于新疆地处中高纬地区， 夏季干冷空气较多， 如有暖湿气流北上， 则有利于夏季降水的发生， 这与江淮流域夏季降水恰好相反（段安民等， 2003）。
除了环流动力条件， 水汽输送同样是影响新疆夏季降水的一个重要因素。图6给出了高原和印度洋二者加热对应的夏季水汽通量的异常分布。在强TPTI和强IOTI年［图6（a）］， 印度半岛上空为异常气旋环流， 不利于印度洋的水汽北上， 中亚中高纬和贝加尔湖上空分别为异常反气旋和异常气旋控制， 加大了高纬地区水汽的向南输送， 配合塔里木盆地的气旋式切变， 导致该区域降水偏多。夏季北半球高纬地区也是新疆降水的水汽源地之一（张家宝和邓子风， 1987）。在弱TPTI和弱IOTI年［图6（b）］， 印度半岛同样对应异常气旋式环流， 不利于热带水汽北上， 但是西太平洋副热带高压增强， 加大了水汽沿高原向东输送， 这支水汽也是新疆夏季降水的主要输送之一（Huang et al， 2015； 钱正安等， 2018）， 配合一定的动力条件， 导致新疆部分地区降水偏多。在强TPTI和弱IOTI年［图6（c）］， 虽然有北方高纬的水汽南下， 但是缺乏动力条件， 因而新疆夏季整体降水偏少。在弱TPTI和强IOTI年［图6（d）］， 印度半岛上空为反气旋式切变， 加强了阿拉伯海水汽的向北输送， 配合中纬度的气旋， 进一步将水汽输送至新疆上空。这是一个典型的水汽两步输送过程， 也解释了为什么印度洋海温异常可以影响新疆夏季降水（Zhao et al， 2014a， 2015）
图6 中亚夏季水汽通量(从地表积分至300 hPa)异常的合成分析分布特征(矢量, 单位: kg·m-1·s-1)阴影部分表示通过了95%信度检验 Fig.6 Composite distributions of summer water vapour flux anomalies (vector, unit: kg·m-1·s-1) that are vertically integrated from the surface to 300 hPa in Central Asia.The shaded represent the water vapour flux anomalies have passed 95% significant confidence level |
3.3 5月青藏高原感热和印度洋海温对新疆夏季降水的单独影响
以上分析了5月青藏高原感热和印度洋海温对新疆夏季降水的共同影响， 那么单独一个区域热力异常又如何影响新疆夏季降水呢？图7给出了高原感热或热带印度洋海温单独热力异常时， 新疆夏季降水的异常分布。如图7（a）所示， 在强TPTI年， 新疆夏季降水表现出整体偏少的特征， 大值中心位于天山山区及北疆地区， 与已有研究一致（赵勇等， 2013b）。在弱TPTI年［图7（b）］， 新疆夏季降水表现出整体偏多的特征。在强IOTI年［图7（c）］， 新疆除部分地区外， 其余地区降水均增多， 尤其塔里木盆地西部。在弱IOTI年［图7（d）］， 新疆夏季降水表现出整体偏少的特征。由此可见， 青藏高原或热带印度洋的单独热力异常， 对新疆夏季降水的影响也有所不同， 接下来进一步讨论其分别对区域环流和水汽输送的影响。
从每种情况下夏季中亚副热带西风急流的异常分布特征（图8）可以看到， 在强TPTI年［图8（a）］， 中亚急流表现出北正南负的分布特征， 对应了急流轴位置偏北。在弱TPTI年［图8（b）］， 中亚副热带西风急流呈出北负南正的分布， 表明急流轴南移， 对应新疆夏季降水增多。在强IOTI年［图8（c）］， 中亚副热带西风急流从高纬到低纬呈正-负-正的异常分布， 急流轴位置稍偏南。在弱IOTI年［图8（d）］， 中亚急流表现出北正南负的分布特征， 急流轴位置偏北、 偏东， 对应新疆夏季降水的减少。相对应的夏季500 hPa风场异常分布（图9）显示， 在强TPTI年［图9（a）］， 中亚高纬度和中纬度地区上空分别为异常气旋和异常反气旋控制， 在二者共同作用下， 新疆上空盛行西北气流， 形成不利于降水的环流条件。反之， 在弱TPTI年［图9（b）］， 中亚高纬度和印度半岛北部分别为异常反气旋和异常气旋控制， 使得新疆上空盛行偏南风， 形成有利于降水的环流条件。在强IOTI年［图9（c）］， 中亚高纬度和贝加尔湖地区分别为异常气旋和异常反气旋控制， 在新疆北部形成偏南风， 有利于南方暖湿气流北上， 有利于降水。反之， 在弱IOTI年［图9（d）］， 中亚高纬度、 中纬度地区上空分别为异常气旋和异常反气旋控制， 在新疆上空盛行偏北气流， 干冷空气控制新疆地区， 不利于降水。
图8 中亚夏季200 hPa纬向风异常的合成分析分布特征(等值线, 单位: m·s-1)阴影部分为风速大于25 m·s-1的副热带西风急流区域 Fig.8 Composite distributions of summer zonal wind anomalies (contour, unit: m·s-1) at 200 hPa in Central Asia.The shaded denote the climatological axis of the subtropical westerly jet where wind speeds are larger than 25 m·s-1 |
图10给出了相对应的夏季水汽通量的异常输送。在强TPTI年［图10（a）］印度半岛上空的异常气旋阻碍了南支水汽的北上， 新疆地区水汽以西方路径输送为主， 但动力条件较差， 不利于新疆夏季降水。在弱TPTI年［图10（b）］来自阿拉伯海暖湿气流通过索马里急流和印度半岛北部异常气旋二次输送到达新疆地区， 水汽条件较好， 导致新疆夏季降水整体偏多。在强IOTI年［图10（c）］， 印度半岛上空为异常反气旋， 配合中亚上空异常气旋， 将热带水汽向北输送， 同时蒙古高原上空的异常反气旋将西北太平洋的水汽沿高原北侧向新疆输送， 为降水提供水汽条件（Huang et al， 2015）。在弱IOTI年［图10（d）］， 虽然有来自南方的暖湿空气， 但是动力条件较差， 新疆夏季降水整体偏少。
图10 中亚夏季水汽通量(从地表积分至300 hPa)异常的合成分析分布特征(矢量, 单位: kg·m-1·s-1)阴影部分表示通过了95%信度检验 Fig.10 Composite distributions of summer water vapour flux anomalies (vector, unit: kg·m-1·s-1) that are vertically integrated from the surface to 300 hPa in Central Asia.The shaded represent the water vapour flux anomalies have passed 95% significant confidence level |
4 讨论
已有研究表明， 新疆夏季降水受西风带上环流系统控制， 如中亚副热带西风急流， 中亚槽（涡）等（杨莲梅和张庆云， 2008）， 印度洋海温对低纬度水汽向北输送的动力条件影响明显（Zhao et al， 2014a， 2015）， 青藏高原热力异常对影响新疆夏季降水的大尺度环流和水汽输送均存在重要影响（赵勇等， 2013a）。
那么5月高原和印度洋加热异常共同影响新疆夏季降水的机制是怎样的？当高原东部感热偏弱和印度洋海温偏强时［图11（a）］， 对应中亚副热带西风急流位置偏南， 中亚和贝加尔湖上空为异常气旋和反气旋控制， 新疆上空盛行异常偏南风， 印度半岛上空为异常反气旋， 配合中亚上空异常气旋， 通过两步输送的方式， 将热带海洋水汽输送至新疆上空， 导致新疆夏季降水偏多。当高原东部感热偏强和印度洋海温偏冷时［图11（b）］， 对应中亚副热带西风急流位置偏北， 中亚和贝加尔湖上空为异常反气旋和气旋控制， 新疆上空盛行异常偏北风， 印度半岛上空为异常气旋， 不利于热带海洋的水汽向北输送， 动力和水汽条件均不利于新疆夏季降水的发生。
图11 5月高原感热和印度洋海温异常对新疆夏季降水协同影响的机制示意图A和C分别为异常反气旋和异常气旋; SH为高原感热; SST为印度洋海温; 红（蓝）色阴影为正（负）异常; SWJ为副热带西风急流; SW（NW）为南（北）风异常; 灰色阴影为海拔3000 m以上区域 Fig.11 Sketch map in the concurrent effects of thermal anomalies over the QXP and IO in May on summer rainfall in Xinjiang.The capital A and C represent the anomalous anticyclone and cyclone; SH represents the sensible heat over the QXP;SST represents the sea surface temperature over the IO; The blue and red shaded areas represent negative and positive SH and SSTs anomalies, respectively; SWJ represents the subtropical west wind jet; SW (NW) represents south (north) wind anomalies; The grey shaded represents terrain heights over 3000 m |
有研究表明， 青藏高原感热和印度洋海温与ENSO具有某些联系机制， 其中尤以印度洋海温与ENSO联系更为紧密， 并对我国气候产生重要影响（李崇银等， 2001， 2018； 段安民等， 2003）。NINO34指数（Barnston et al， 1997）与IOTI关系密切， 二者相关系数可达0.61， 与高原感热关系一般（图略）。当暖ENSO事件发生时， 印度洋海温偏高， 新疆夏季降水偏多， 来自阿拉伯海异常水汽向北输送是导致新疆夏季降水偏多的主要原因（Mariotti et al， 2007）。本文讨论的是5月， 是ENSO的衰减末期， 对印度洋海温存在一定影响。那么去除ENSO信号后， 高原感热和印度洋海温异常又如何影响新疆夏季降水呢？图12给出了去除ENSO信号后， 高原东部感热异常和印度洋海温异常各位相对应的新疆夏季降水异常分布。与图3比较， 最大的差异来自TPTI偏弱和IOTI偏强时， 图3（d）显示新疆夏季降水整体偏多， 而去除ENSO信号后， 塔里木盆地东部降水偏少， 其余地区降水偏多。由表1可见， 高原感热偏弱， 印度洋海温偏暖时， 对应最多的ENSO事件， 且都为暖事件， 去除ENSO信号后， 降水异常分布也发生了明显变化， 而其余加热位相， 既有暖事件， 也有冷事件， 去除ENSO信号后， 降水异常分布变化不大。那么一个有意思的问题是ENSO如何影响5月高原和印度洋加热变化， 印度洋不同增暖背景， 对新疆夏季降水的影响机制又是什么？我们将在接下来的研究进一步讨论这个问题。
5 结论
利用1979 -2017年美国国家海洋和大气管理局（NOAA）提供的海表温度资料和美国国家环境预测中心（NCEP）/美国国家大气研发中心（NCAR）提供的大气环流再分析资料以及青藏高原地区149个站点观测资料计算的地表感热通量和新疆气象信息中心提供的全疆81个站逐月降水资料等， 通过相关分析， SVD分析， 合成分析等方法， 得出以下主要结论：
（1） 5月青藏高原东部（90°E为界）感热与新疆夏季降水呈负相关， 高相关区主要位于天山及其以北的北疆地区。5月当青藏高原东部地表感热偏强（弱）时， 新疆夏季降水将偏少（多）， 北疆地区尤为显著， 夏季高原视热源Q1与同期新疆降水的相关关系具有相似的空间分布特征。
（2） 5月印度洋海温与新疆夏季降水为正相关， 高相关区主要位于伊犁河谷和塔里木尔盆地西部地区。5月印度洋海温偏高（低）时， 伊犁河谷和塔里木盆地西部夏季降水将偏多（少）， 5月热带印度洋海温异常可持续至夏季， 夏季印度洋海温与新疆降水的相关关系具有与5月海温相似的空间相关分布特征。
（3） 当5月高原感热和印度洋海温均偏强（弱）时， 北疆夏季降水将偏少（多）， 南疆夏季降水将偏多（少）。而仅考虑高原感热偏强时， 中亚高纬地区受异常反气旋环流控制， 全疆夏季降水均偏少， 中心区位于北疆地区， 反之亦然， 说明高原感热对于新疆夏季降水影响的关键区为90°E以西的北疆地区。当仅考虑印度洋海温偏强时， 中亚中低纬地区受异常气旋环流控制， 新疆西南部降水将偏多， 说明印度洋海温与塔里木盆地西部夏季降水更为紧密。当高原东部感热偏弱和印度洋海温偏强时， 通过影响环流系统和水汽输送， 此时最有利于新疆夏季降水偏多。当高原东部感热偏强和印度洋海温偏冷时， 最不利于新疆夏季降水的发生。
（4） NINO34指数与印度洋海温关系密切， 与高原感热关系一般， 5月是ENSO的衰减末期， 对印度洋海温存在一定影响。去除ENSO信号后， 高原东部感热和印度洋海温异常各位相所对应的新疆夏季降水异常分布特征出现了差异， 最大的差异来自TPTI偏弱和IOTI偏强时， 去除ENSO信号后， 塔里木盆地东部降水偏少， 其余地区降水偏多。