1 引言
副热带西风急流是对流层上层强而窄的高速气流带， 一般在200 hPa最强。夏季急流在亚洲上空有三个中心， 分别位于里海、 青藏高原北侧和东亚太平洋地区（Schiemann et al， 2008）。副热带西风急流存在空间位置移动和强度变化， 且与东亚夏季风环流和降水密切联系（李崇银等， 2004； Zhang et al， 2006； 杨莲梅和张庆云， 2008； 陆日宇等， 2013）。鉴于副热带西风急流对区域天气气候的重要性， 我国学者对其开展了大量研究工作。早在20世纪50年代， 叶笃正等（1958）就指出副热带西风急流的显著季节性北跳和南撤是东亚大气环流季节转换标志。东亚副热带西风急流异常偏南时， 西太平洋副热带高压（以下简称西太副高）偏强且位置偏西偏南， 长江中下游流域低层有较强的辐合上升气流， 导致降水偏多（况雪源和张耀存， 2006a）。20世纪80年代起， 东亚副热带西风急流南移， 对应华北地区夏季降水明显减少， 长江中下游流域降水显著增加（杜银等， 2009）。
下垫面加热是导致副热带西风急流位置移动的一个重要因素。如东亚副热带西风急流位置季节内变化受青藏高原加热显著影响（况雪源和张耀存， 2006b）。青藏高原东部上空显著降温， 导致对流层上层形成异常气旋， 致使东亚副热带西风急流南移（Huang et al， 2015）。印度洋增暖加热会抬升热带对流层高层位势高度， 导致南亚高压南移， 进而影响副热带西风急流的移动（Lu et al， 2019）。此外， 印度洋增暖导致南亚夏季风减弱， 对应高原北侧和东亚副热带西风急流位置偏南， 导致西北地区西部夏季降水偏多， 华北地区降水偏少（Zhang et al， 1999； Kripalani and Kulkarni， 2001； Wei et al， 2016）。
已有针对副热带西风急流的研究， 更多关注中心位于青藏高原北侧和东亚太平洋上空的两支， 分析其位置和强度变化对东亚季风区降水的影响， 针对位于中亚咸海上空的副热带西风急流， 研究工作相对较少。与东亚季风区不同， 中亚降水主要受西风控制， 因此西风环流系统对该地区降水发生起到关键作用。最近也有工作分析了中亚副热带西风急流与区域降水的联系。如Zhao et al（2014a， 2018）指出中亚副热带西风急流位置和强度均与中亚降水关系紧密， 当急流位置偏南时， 中亚大部分地区降水偏多， 当急流强度增强时， 中亚高纬地区降水增多。中亚和东亚西风急流协同变化， 导致中亚西部和华北地区夏季降水反相变化（Wei et al， 2016）。由于中亚副热带西风急流加强和向赤道偏移， 导致中纬度气旋活动更频繁， 利于中亚干旱区夏季降水增加（Chen et al， 2010； Zhao et al， 2014b）。由上可见， 急流南北位置移动是调制中亚夏季降水多寡的重要因子， 其南北移动如何影响区域环流和水汽输送， 进而导致中亚夏季降水异常呢？需要进一步分析。此外， 导致中亚副热带急流轴南北移动的关键影响因子有哪些， 也需要进一步探讨。因此， 本文在给出中亚副热带西风急流位置南北移动与中亚夏季降水关系的基础上， 进一步揭示了青藏高原环流和印度洋增暖对其可能的影响机制， 有助于提升我们对干旱区降水异常机制的理解。
2 研究区域、 资料和方法
2.1 研究区域
中亚是世界上最大的内陆干旱区， 面积超过4×106 km2， 包括哈萨克斯坦、 吉尔吉斯斯坦、 塔吉克斯坦、 土库曼斯坦、 乌兹别克斯坦和我国新疆。夏季降水总体呈北多南少和山区多平原少的特征， 哈萨克斯坦的北部、 天山山脉和帕米尔高原地区， 是中亚夏季降水最多的区域［图1 （a）］。中亚干旱区是受全球变暖影响最显著的区域之一， 在全球变暖背景下， 中亚地区增温明显（姚俊强等， 2016）， 近80年来中亚干旱区年降水量整体呈增加趋势（陈发虎等， 2011； 黄秋霞等， 2013； 马鹏里等， 2020）。但就夏季而言， 天山山脉、 新疆西部区域和帕米尔高原地区， 是降水增加最显著的区域［图1 （b）］。
2.2 研究资料和方法
由于中亚地区降水观测数据不连续， 因此采用全球降水气候中心（GPCC）提供的逐月降水数据， 水平空间分辨率为0.5°×0.5°。对比分析发现， GPCC降水和观测降水的相关系数高达0.9， 说明该资料在中亚有较好的适用性（Wei et al， 2016）； 大气环流再分析资料由美国国家环境预测中心和大气研究中心（NCAR/NCEP）提供（Kalnay et al， 1996）， 要素包括风场、 位势高度场、 地面气压场、 气温、 比湿， 水平空间分辨率为2.5°×2.5°； 海表温度资料由英国气象局Hadley中心提供（Reynolds et al， 2002）， 水平空间分辨率为1°×1°。上述资料的研究时段均为1961 -2016年， 夏季指6 -8月的平均。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（2016）2951号的世界地图制作， 底图无修改。
当200 hPa水平风速满足大于30 m·s-1和中心点的风速大于周围8个网格点的风速平均时， 记为一次急流事件（Xiao et al， 2016）。由逐日纬向风资料计算出的200 hPa纬向风的平均分布和急流事件频数分布如图2 所示。由图2 （a）可见， 中亚咸海和青藏高原北侧上空， 存在明显的急流中心， 中心风速超过25 m·s-1， 与之对应， 这两个区域也是急流事件发生频数最高的区域［图2 （b）］。由此说明中亚咸海和青藏高原北侧是急流最强和最活跃的区域。本文选取40°E -80°E， 25°N -55°N为中亚副热带西风急流活跃区。
受夏季青藏高原的热力影响， 在高原上空会出现气旋性环流， 这种现象被称为高原季风（汤懋苍等， 1984）。根据汤懋苍等（1984）对高原季风指数（Plateau monsoon index， PMI）的定义， 利用高原上空600 hPa位势高度距平值计算高原季风指数， 公式为：
式中： H 0， H 1， H 2， H 3， H 4分别代表夏季青藏高原五个不同位置600 hPa位势高度距平值。因为夏季青藏高原近地面是热低压， 因而高原季风指数越大， 说明高原季风越强， 反之亦然。
南亚夏季风指数（South Asian Summer Monsoon Index， SASMI）采用Webster and Yang（1992）的定义， 以40°E -110°E， 0° -20°N范围内850 hPa与200 hPa纬向风之差的标准化区域平均值表示。
热带印度洋取40°E -100°E， 10°S -25°N范围， 夏季海温距平EOF分解的第一模态被称为海盆模， 定义第一模态标准化的时间系数为印度洋海盆模指数（Indian Ocean Basin model index， IOBMI）， 当印度洋海盆模指数为正时， 表示热带印度洋为暖模态， 反之为冷模态。
3 结果分析
3.1 中亚副热带西风急流位置变化与中亚夏季降水的关系
首先对40°E -80°E， 25°N -55°N范围内200 hPa纬向风距平进行EOF分解， 第一模态的方差贡献达到了51.4%。图3 （a）显示EOF第一模态空间函数呈南北反向分布， 零线位于40°N左右， 刚好处在副热带西风急流的平均位置。第一模态时间系数有着显著的年际变化［图3 （b）］， 并相应反映急流轴位置的年际变化。为了验证第一模态空间分布与中亚副热带西风急流南北位移的对应关系， 分别选取标准化时间系数超过1个正标准差和小于1负标准差的年份， 进行合成分析。结果如图3 （c）所示。在标准化时间系数小于1个负标准差年份， 风速最大值出现在45°N左右， 代表急流轴偏北； 在标准化时间系数大于1个正标准差年份， 风速最大值出现在39°N左右， 表示急流轴偏南。因此定义EOF第一模态标准化时间系数为急流位置指数（Jet Position Index， JPI）， 急流位置指数正值代表中亚副热带西风急流偏南， 负值代表急流偏北。
图3 1961 -2016年200 hPa纬向风距平EOF分析的第一模态空间分布（a， 阴影区表示平均风速大于25 m·s-1）及第一模态标准化时间系数（b）， 200 hPa纬向风沿40°E -80°E平均在标准化时间系数大于1和小于-1 年份的合成分布（c）Fig.3 The spatial distribution （a） and normalized principal component （b） of the first leading EOF mode of zonal wind anomaly at 200 hPa during 1961 -2016.The distribution of the composite zonal wind at 200 hPa averaged along 40°E -80°E for the years with normalized principal component over 1 positive standard deviation and below -1 negative standard deviation （c） |
为了揭示夏季中亚副热带西风急流位置变化与中亚降水的关系， 图4 （a）给出了急流位置指数和中亚夏季降水的相关分布。由图4 （a）可见， 中亚大部分地区夏季降水和急流位置指数存在密切的相关性， 均可通过95%信度检验， 说明副热带急流是调制中亚夏季降水的关键环流因子之一。取55°E -85°E， 35°N -50°N区域平均降水作为中亚夏季降水指数（Central Asia Rainfall Index， CARI）， 图4 （b）显示了急流位置指数和中亚降水指数的年际变化， 相关系数高达0.69， 去除线性趋势后， 二者的相关系数仍有0.68， 说明二者有较好的年际和年代际一致性。为了进一步验证夏季中亚副热带西风急流南北位移对中亚地区降水的影响， 定义急流位置指数大于0.5和小于-0.5的年份为急流偏南和偏北年。其中急流偏南年有1963， 1965， 1972， 1974， 1981， 1982， 1987， 1988， 1989， 1998， 2002， 2004， 2007， 2009， 2010， 2012和2016年， 共18年； 急流偏北年有1961， 1970， 1971， 1973， 1975， 1976， 1977， 1978， 1980， 1984， 1986， 1990， 1994， 2006和2015年， 共15年。在副热带急流偏南年［图4 （c）］， 中亚夏季降水整体偏多， 帕米尔高原附近区域尤其显著。在副热带急流偏北年， 降水整体显著偏少［图4 （d）］。
图4 急流位置指数和中亚夏季降水的相关系数分布（a）， 中亚降水指数和急流位置指数的年际变化（b）， 急流偏南年（c）和偏北年（d）中亚地区夏季降水距平的合成分布（阴影区， 单位： mm）打点区域表示通过95%的信度t检验 Fig.4 The correlation of JPI with summer rainfall over central Asia （a）， the interannual variation of CARI and JPI from 1961 to 2016 （b）， the composite distribution of summer rainfall anomalies （the shaded， unit： mm） over central Asia in south （c） and north （d） JPI years dotted regions show over 95% significance level of t-test |
由上述分析可知， 中亚副热带急流位置南北变化与中亚夏季降水关系紧密， 那么急流如何影响区域环流和水汽输送呢？图5 （a）给出了中亚夏季降水指数与500 hPa风的回归分布， 由图5 （a）可见， 降水与中亚上空的气旋（反气旋）环流系统关系紧密， 进一步分析发现， 当降水偏多时， 对应异常气旋性环流， 反之为反气旋。急流位置指数与500 hPa风的回归分布特征与图5 （a）类似， 同样的急流位置异常对应中亚上空气旋或反气旋。合成分析发现， 当急流位置偏南时［图5 （c）］， 中亚上空受异常气旋控制， 中亚咸海以东区域盛行异常偏南风， 利于低纬的暖湿气流北上， 导致中亚夏季降水偏多。这与东亚季风区明显不同， 以东亚季风区为例， 夏季风背景下， 盛行西南风， 暖湿气流充足， 降水更多与北方冷空气的南下密切联系。当急流位置偏北时［图5 （d）］， 中亚上空受异常反气旋控制， 抑制该区域夏季降水的发生。
图5 中亚夏季降水指数（a）和急流位置指数（b）与500 hPa风的回归分布， 急流偏南年（c）和偏北年（d）500 hPa风场距平合成分布（矢量， 单位： m·s-1）阴影表示通过95%信度t检验 Fig.5 The regression of 500 hPa wind vector against the CARI （a） and JPI （b）， composite distribution of 500 hPa wind anomalies （vector， unit： m·s-1） in south JPI years （c） and north JPI years （d）.Regions over 95 % significant level of t-test are shaded |
基于降水个例的合成分析发现， 印度洋水汽是中亚夏季降水的一个重要水汽源地（Bothe et al， 2012）， 那么印度洋水汽是如何输送到中亚上空？急流位置南北移动是否调制印度洋水汽的输送呢？由中亚夏季降水指数与水汽通量的回归分布［图6 （a）］可见， 中亚夏季降水与印度半岛和中亚上空的异常反气旋（气旋）密切联系。合成分析发现（图略）， 当中亚夏季降水偏多时， 对应印度半岛上空为异常反气旋， 中亚上空为异常气旋， 前者利于热带印度洋的水汽向北输送， 输送至30°N附近， 中亚上空气旋东部的西南风进一步将水汽向北输送至中亚上空， 是一个两步过程（Zhao et al， 2014b）， 与季风直接携带水汽向北推进相比明显不同。图6 （b）显示了急流位置与水汽通量的回归分布， 分布特征与图6 （a）类似， 说明中亚副热带急流位置变化是印度洋水汽向北输送的一个重要环流条件。结合合成分析， 当急流偏南时［图6 （c）］， 印度半岛上空为异常反气旋控制， 利于将越赤道索马里急流带来的丰沛水汽沿向北输送， 完成水汽输送的第一步。60°E区域刚好处在青藏高原和伊朗高原中间， 地形较低， 中低层水汽易于通过， 接着中亚上空的异常气旋环流， 将水汽进一步输送至中亚上空， 完成水汽输送的第二步， 为该区域夏季降水提供水汽条件。当急流位置偏北时［图6 （d）］， 水汽通量的分布特征与图6 （c）相反， 印度洋水汽不利于输送至中亚上空。
图6 中亚夏季降水指数（a）和急流位置指数（b）与水汽通量（地表积分到300 hPa）的回归分布， 急流偏南年（c）和急流偏北年（d）水汽通量距平的合成分布（矢量， 单位： kg·m-1·s-1）阴影表示通过95%信度t检验 Fig.6 The regression of water vapor flux vertically integrated from surface to 300 hPa against the CARI （a） and the JPI （b）， composite distribution（c~d， vector， kg·m-1·s-1） of water vapor flux anomalies in south JPI years （c）and in north JPI years （d）.Regions over 95 % significant level of t test are shaded |
3.2 中亚副热带急流位置南北变化的影响因子
由上可知， 副热带西风急流位置南北移动与中亚夏季降水异常密切联系， 那么急流位置变化又受哪些因子影响呢？已有研究指出， 青藏高原加热和印度洋增暖对东亚副热带西风急流位置南北变化产生重要影响（况雪源和张耀存， 2006b； Qu and Huang， 2012）， 南亚高压的东西位移与中国夏季降水关系密切（Wei et al， 2014）， 也有研究表明青藏高原和热带印度洋热力异常与新疆夏季降水关系密切（王天竺和赵勇， 2021）。那么青藏高原加热和印度洋增暖是否也会影响中亚副热带急流呢？影响机制又是什么？
青藏高原夏季风仅受青藏高原的热力影响， 因而是高原加热的直接产物， 可以表征高原加热的强弱。从高原夏季风指数与急流位置指数的年际变化［图7 （a）］可以看出， 二者有较好的一致性， 相关系数可达0.53， 说明高原季风是制约中亚副热带西风急流的一个关键因子。同时， 印度洋海盆模指数与急流位置指数的相关系数也达到0.35， 通过95%信度检验， 证明印度洋海盆一致增暖也在急流位置变化过程中扮演重要角色。进一步给出了高原季风指数和印度洋海盆模指数与200 hPa纬向风的回归分布［图8 （a）］， 由图8 （a）可见， 高原季风指数与中亚200 hPa纬向风关系紧密， 当高原季风偏强时， 中亚40°N以南地区200 hPa纬向风为正， 以北为负， 结合图3 （c）， 说明副热带西风急流轴向南偏移。印度洋海温也与200 hPa纬向风密切联系［图8 （b）］， 当热带印度洋暖异常时， 中亚40°N以南200 hPa纬向风为正， 以北为负， 急流位置也偏南。
图7 1961 -2016年急流位置指数与高原季风指数（a）以及与印度洋海盆模指数（b）的年际变化Fig.7 The interannual variation of the JPI and PMI （a） and IOBMI （b） from 1961 to 2016 |
青藏高原夏季风和印度洋海温如何影响中亚副热带急流位置变化呢？首先给出了印度洋海盆模指数与南亚夏季风指数的年际变化， 由图9 （a）可见， 印度洋海盆模指数与南亚夏季风指数呈相反的年际变化， 二者的相关系数高达-0.7， 海温暖异常， 减弱了海陆热力差异， 因而导致季风环流减弱。同时， 海温暖异常， 导致印度半岛上空受反气旋环流控制， 加强了低层水汽的向北输送， 尤其在60°E区域［图9 （b）］， 而这一区域是影响中亚夏季降水的关键南支水汽输送通道， 由此说明印度洋增暖在中亚夏季降水异常中起到重要作用。
图9 1961 -2016年印度洋海盆模指数和南亚夏季风指数的年际变化（a）， 以及与850 hPa风场的回归分布（b， 矢量， 单位： m·s-1）阴影表示通过95%信度t检验 Fig.9 The interannual variation of SASMI （a） and the regression （b， vector， unit： m·s-1） of 850 hPa wind against the IOBMI from1961 to 2016.Regions over 95 % significant level of t-test are shaded |
图10 对流层中高层（500~300 hPa）平均气温（彩色区， 单位： ℃）及200 hPa风场（矢量， 单位： m·s-1）与南亚夏季风指数（a）和青藏高原夏季风指数（b）的回归分布打点区域通过95%信度t检验 Fig.10 The regression of the air temperature （color area， unit： ℃） vertically averaged from 500 to 300 hPa and 200 hPa wind （vector， unit： m·s-1） against the SASMI （a） and the PMI （b）.Dotted regions show over 95% significance level of t-test |
4 讨论
目前我们只考虑了中亚副热带西风急流经向位移对中亚降水的影响， 但实际上副热带西风急流在经向位移的同时还伴随有急流核纬向移动和急流强度的变化（Zhang et al， 2006）， 他们对中亚降水是否存在影响， 目前尚不清楚。同时夏季高纬地区的极锋急流和副热带急流对东亚降水会产生协同影响（Li and Zhang， 2014）， 在中亚地区极锋急流和副热带急流的协同作用对降水会带来哪些影响？也是需要我们进一步讨论的问题。此外， 本文重点强调了来自印度洋的水汽输送， 没有考虑其他区域， 现有研究表明西太平洋水汽对中亚东部夏季降水具有重要影响（Huang et al， 2015）， 1980年以后东亚-太平洋型遥相关（EAP）强度的增强和位置的西移使来自西太平洋的水汽输送延伸到中亚地区（陈活泼等， 2012）， 后续我们将进一步区分不同源地水汽对中亚降水的贡献及其与副热带西风急流的联系。
5 结论
（1） 分析位于咸海上空的副热带西风急流与中亚夏季降水的关系， 当中亚副热带西风急流位置偏南时， 中亚上空受异常气旋控制， 咸海以东区域盛行异常偏南风， 形成有利于降水的环流动力条件， 同时， 印度半岛上空为异常反气旋， 利于将索马里越赤道急流携带的丰沛水汽向北输送至30°N附近， 中亚上空的异常气旋进一步将水汽继续向北输送至中亚上空， 为降水提供了水汽条件。在环流动力条件和水汽条件有利情况下， 中亚夏季降水偏多， 反之亦然。
（2） 青藏高原夏季风和印度洋海温是影响中亚副热带西风急流位置移动的两个重要因子， 有着类似的影响机制。当印度洋海温暖异常时， 南亚夏季风减弱， 印度半岛降水偏少， 潜热加热减弱， 其西北侧大尺度环流响应为异常气旋， 气旋西部的偏北风携带高纬的冷空气南下， 沿着西风带向东传播， 导致中亚对流层中高层气温降低； 青藏高原夏季风偏强时， 高原降水增多， 潜热加热增强， 高原西北侧高层对应反气旋环流， 反气旋东部的偏北风携带冷空气南下， 导致中亚对流层中高层气温降低。由热成风原理， 中亚对流层中高层气温降低导致中亚上空出现异常气旋环流， 异常气旋南部西风加强， 中亚副热带西风急流南移。