南亚高压是北半球夏季100 hPa等压面上最强大和稳定的反气旋环流系统之一, 是亚洲夏季风的主要成员之一(Mason and Anderson, 1958; 陶诗言和朱福康, 1964; 朱福康等, 1980)。南亚高压处于低纬热带和中高纬温带之间, 不同环流系统之间相互作用和相互影响, 作为一个行星尺度的高层环流, 南亚高压的异常更具有稳定性和持续性, 是天气、气候变化的一个强信号(Zhang et al, 2002)。

南亚高压强度和位置的变化对中国乃至亚洲区域环流调整和旱涝分布有重要的影响(张琼等, 1999, 2000, 2001)。南亚高压的季节突变与亚洲夏季风的推进过程联系紧密, 在南亚高压初步建立阶段, 孟加拉湾—中南半岛夏季风建立, 南亚高压中心完全建立后, 南海夏季风建立, 南亚高压建立偏早年, 亚洲夏季风爆发早, 建立偏晚年, 亚洲夏季风爆发晚(刘伯奇等, 2009; 王黎娟和郭帅宏, 2012)。钱永甫等(2004)研究了南亚高压中心位置的北跳与亚洲热带夏季风爆发时间的对应关系, 发现南亚高压中心跳过20°N时, 南海夏季风爆发, 接着跳过25°N时, 印度夏季风爆发。南亚高压存在准3年周期振荡, 而我国东部降水也有准3年周期振荡(陈咸吉等, 1980)。在20世纪70年代末南亚高压由弱变强, 而南亚高压强度指数和长江流域降水有显著相关, 二者的年代际变化趋势基本一致(张琼等, 2000)。当6月南亚高压的位置偏西, 华北夏季降水增加, 南亚高压异常增强时, 易造成长江流域涝、华北地区旱, 反之易造成长江流域旱、华北地区涝(黄燕燕和钱永甫, 2004; 黄樱和钱永甫, 2004)。南亚高压开始北跳东进的时间和维持长度决定了我国东部梅雨始期和梅期长短(刘梅等, 2007, 2008)。夏季南亚高压可稳定维持于青藏高原和伊朗高原上空, 被称为青藏高压模态和伊朗高压模态, 不同的模态对应着不同的天气气候异常(张琼等, 1999; 吴国雄等, 2004)。南亚高压为青藏高压型时, 对应着长江流域降水偏多, 高原夏季风偏强(张琼和吴国雄, 2001; 郑飒飒等, 2014), 为伊朗高压型时则相反。夏季持续的青藏高压过程中, 西北地区东部明显多雨, 西部少雨(张琼和钱正安, 1997)。青藏高压东部型时长江下游地区多雨, 华北和华南等大片地区干旱少雨, 青藏高压西部型时中国西南至华北等大片地区为多雨, 伊朗高压东部型时中国东部沿海地区多雨, 西部型时中国江淮流域地区明显多雨(钱永甫和张琼, 2002)。

南亚高压不仅与我国东部降水联系紧密, 对新疆夏季降水也存在重要影响(杨莲梅和张庆云, 2007a; 赵勇等, 2013), 当南亚高压为青藏高压型时, 南疆西部降水偏多(杨莲梅和张庆云, 2007a)。刘惠云等(2001a, 2001b)研究了新疆降水和南亚高压环流特征的关系, 系统分析了新疆大降水时南亚高压的类型和中心位置, 发现除了青藏高压和伊朗高压模态外, 南亚高压很多时候还存在两个闭合中心, 这种双体型分布对新疆降水尤其南疆夏季降水影响显著。以往对南亚高压气候影响研究多集中于我国东部季风区, 对新疆干旱区的研究相对较少, 新疆作为干旱区降水与中国东部地区不同, 不受东亚夏季风影响(张家宝和邓子风, 1987; 杨莲梅和张庆云, 2007b), 齐玉磊等(2015)通过研究发现高原夏季风对南疆降水有显著影响。南亚高压除传统的青藏高压型和伊朗高压型外, 还存在双体型, 这种双体型模态以及其东西或南北变化对新疆降水是否有不同影响, 值得进一步讨论。因此, 本文将从南亚高压多模态对环流和水汽影响的角度, 揭示其与新疆夏季降水的联系。

由于伊朗高压一般出现在盛夏季节(7-8月), 因此本文研究时段为7-8月, 研究区域为10°N-55°N, 20°E-140°E。采用的再分析资料是1979-2013年欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的ERA-Interim数据集(Dee et al, 2011), 水平分辨率2.5°×2.5°, 垂直方向27层, 包括风场、比湿、位势高度、垂直速度和温度, 同时也用到相同水平分辨率的地面气压。ERA-Interim是ERA-40后的新产品, 在青藏高原地区有较好的适用性(Berrisford et al, 2011; Bao and Zhang, 2013)。所用的降水资料是新疆88个观测站的逐日降水资料。从新疆地形、气象观测站分布以及1979-2013年7-8月候平均降水分布(图 1)可以看出, 以天山为界, 可将新疆分为北疆和南疆。新疆气象观测站分布大致均匀, 主要分布在盆地边缘。降水在准噶尔盆地和塔里木盆地相对较少, 主要集中在天山山区和伊犁河谷。水汽是形成降水的必要条件, 因此研究新疆的降水变化应考虑相应的水汽输送情况(林厚博等, 2016)。文中垂直积分的水汽通量为$\overrightarrow Q = {Q_\lambda }\overrightarrow i + {Q_\varphi }\overrightarrow j $, 纬向、经向水汽输送分量Qλ、Qφ分别为:

式中: P1为地表气压(单位: hPa); P2为300 hPa; q为比湿; u、v分别为纬向和经向风(单位: m·s-1)。

南亚高压除伊朗高压型和青藏高压型以外, 还存在双体型, 对新疆夏季降水影响显著(刘惠云等, 2001a, 2001b)。按照钱永甫和张琼(2002)的定义, 以75°E为界分型, 当南亚高压仅有一个高压中心, 且在75°E以西, 称为伊朗高压型, 以东称为青藏高压型; 此外, 当存在两个高压中心, 且分别在75°E两侧, 则称为双体型; 存在两个以上中心称为带状型。在1979-2013年7-8月共420候中, 伊朗高压型有183候, 青藏高压型有91候, 双体型有137候, 带状型有9候, 由于带状型出现的频数极少, 因而本文重点讨论前三模态。由伊朗高压型、青藏高压型以及双体型的100 hPa合成位势高度和流场分布(图 2)可见, 三种模态分布明显不同, 伊朗高压型中心在60°E左右, 青藏高压型在90°E左右, 所对应流场中心与其一致, 双体型位势高度图上有两个中心, 流场也对应两个中心, 分别位于50°E和90°E左右。

由1979-2013年伊朗高压型、青藏高压型以及双体型频数和标准化频数的年际变化(图 3)可见, 三种南亚高压模态频数的年际变化存在较大差异, 伊朗高压型平均发生5次左右, 有11年在5次以上, 14年在5次以下, 在1995年出现频数最多, 为10次, 2004年最少, 为1次。青藏高压型平均发生2~3次, 8年在3次以上, 9年在2次以下, 在2002年出现最多, 为7次, 在1994年、1999年和2008年为0次。双体型平均发生4次左右, 17年在4次以上, 13年在4次以下, 在2004年发生次数最多, 有7次, 在2002最少, 为0次。

当南亚高压呈伊朗高压型时, 北疆部分地区和东疆降水为正距平百分比, 降水偏多, 降水分布自东北向西南减少, 塔里木盆地降水大部分地区为负距平百分比, 盆地西部有最小值, 小于-50%(图 4a), 与杨莲梅和张庆云(2007a)及蔡英等(2015)得到的伊朗高压型时南疆降水偏少的结论一致。当南亚高压呈青藏高压型时, 降水距平百分比分布基本和伊朗高压型相反, 塔里木盆地西南部降水为正距平百分比, 降水偏多, 最大值大于30%。新疆北部和东部降水为负距平百分比, 最小值小于-30%(图 4b)。当南亚高压呈双体型时, 新疆北部降水基本偏少, 塔里木盆地降水整体偏多, 最大值在塔里木盆地西部, 大于40%, 与传统的伊朗高压型和青藏高压型降水分布的最大不同在于双体型时塔里木盆地降水偏多(图 4c)。图 5是不同模态候降水量占1979-2103年7-8月降水总量百分比分布。除塔里木盆地中西部区域外, 伊朗高压型降水对新疆夏季降水总量贡献较多, 为30%~60%;青藏高压型较少, 为10%~30%, 双体型在塔里木盆地中西部所占比例较高, 可贡献40%, 其余地区约占30%。将伊朗高压型和双体型降水相加发现, 伊朗高压型和双体型分布产生的降水占据了夏季总降水的大部分, 为70%~90%;青藏高压型分布产生的降水相对较少, 占10%~30%(图略)。

综上可见, 青藏高压型和伊朗高压型的降水异常分布基本相反, 前者对应塔里木盆地西南部降水偏多, 其所占总降水量比例最高也在该区域, 自西南向东北减少; 伊朗高压型则相反, 北疆和东疆夏季降水与其关联密切, 所占总降水量比例自西南向东北增加; 双体型有别于二者, 塔里木盆地降水偏多, 尤其是西南部。这里值得注意的是, 双体型和青藏高压型都对应塔里木盆地西南部降水偏多区域, 因而在分析时要区别对待, 不过总体来看, 该区域降水异常主要由双体型造成, 具体分配由双体型和青藏高压型出现的频数决定。

已有关于南亚高压青藏高压型和伊朗高压型对西北干旱区夏季降水影响的研究(赵勇等, 2013)发现, 当南亚高压为伊朗高压型时, 西北地区降水减少; 当南亚高压为青藏高压型时, 西北地区降水增多。也有分别研究南疆和北疆地区, 当南亚高压为青藏高压型时, 北疆降水减少, 南疆降水偏多(张琼和钱正安, 1997; 钱永甫和张琼, 2002; 杨莲梅和张庆云, 2007a; 赵勇等, 2013; 蔡英等, 2015), 这与本文结果一致。而针对双体型, 新疆夏季降水的研究还较少。刘惠云等(2001a, 2001b)从统计学的角度, 发现南疆大降水和双体型有密切关系, 但是双体型对环流和水汽输送的影响并不清楚。参考钱永甫和张琼(2002)对青藏高压型和伊朗高压型偏东、偏西的划分, 分别对双体型两个中心位置进行分类, 根据标准差与距平大小关系, 将西侧中心称为中心1, 东侧中心称为中心2, 中心1的平均经度约为49.96°E, 标准差约10.05°, 平均纬度为33.56°N, 标准差约2.54°。中心2平均经度为98.01°E, 标准差约13.78°, 平均纬度为33.50°N, 标准差约2.91°。将纬度(经度)距平绝对值大于半个标准差的情况认定为中心偏南或偏北(偏西或偏东)。因此, 中心1偏西范围为22.5°E-42.5°E, 偏东范围为55°E-72.5°E, 偏北范围为35°N-45°N, 偏南范围为27.5°N-30°N; 中心2偏西范围为75°E-90°E, 偏东范围为105°E-135°E, 偏北范围为35°N-45°N, 偏南范围为27.5°N-30°N。考虑两个中心的协同变化, 在双体型的137候中两中心同时偏北30候, 同时偏南6候, 同时偏西22候, 同时偏东26候。

由双体型两中心位置同时偏西、偏东、偏北和偏南时的盛夏候降水距平百分比合成分布(图 6)可见, 当双体型两个中心同时偏西时, 塔里木盆地中西部降水偏多, 整个北疆包含天山山脉和东疆地区, 降水均偏少。当双体型两个中心同时偏东时, 整个新疆降水均偏少, 尤其在塔里木盆地以西地区, 降水减少最为突出。当双体型两个中心同时偏北时, 塔里木盆地降水整体偏多, 而北疆和天山山区, 降水偏少。当双体型两个中心同时偏南时, 除天山山区部分区域和塔里木盆地西北部降水偏多外, 其余地区降水均偏少。由此说明, 从气候态的角度看, 虽然南亚高压双体型可以导致塔里木盆地降水整体偏多, 但是具体降水异常分布又与双体型两个中心的位置变化密切相关。

那么两个中心位置的变化是如何影响环流和水汽的呢？通过双体型两中心位置同时偏西、偏东、偏北和偏南时的500 hPa风场距平合成分布(图 7)可以看出, 当双体型两个中心同时偏西时, 中亚上空受异常气旋性环流控制, 蒙古上空受异常反气旋性环流控制, 在二者共同作用下, 塔里木盆地中西部上空盛行异常偏南风, 易于低纬暖湿气流北上, 形成有利于降水的环流条件。当双体型两个中心同时偏东(图 7b)时, 环流分布与偏西时(图 7a)相反, 中亚上空为异常反气旋性环流, 蒙古上空为异常气旋性环流, 二者共同作用下, 塔里木盆地盛行异常偏北风, 不利于降水的发生。当双体型两个中心同时偏北时, 伊朗高原上空为异常气旋性环流, 西太平洋副热带高压北抬西伸, 在二者共同作用下, 整个塔里木盆地盛行异常偏南风, 为降水的发生提供有利的环流条件。当双体型两个中心同时偏南时, 虽然中亚上空受异常气旋性环流控制, 但位置偏西、强度偏弱, 同时西太平洋副热带高压减弱东退, 塔里木盆地西北部上空盛行异常偏南风, 降水偏多位置与偏南风盛行区域吻合。与我国东部季风区不同, 在东亚夏季风背景下, 季风区降水与北方冷空气的联系更为紧密, 新疆纬度较高, 冷空气不缺, 降水则与偏南气流密切相关(段安民等, 2003; 杨莲梅和张庆云, 2007b)。结合图 6和图 7可以发现, 降水异常偏多区域上空均对应异常偏南风。

除了环流条件, 水汽输送也是影响降水的重要因素, 由双体型两个中心不同位置对应的垂直积分水汽通量距平合成分布(图 8)可以看出, 当双体型两个中心同时偏西时, 阿拉伯海上空受异常反气旋环流控制, 将热带海洋的水汽输送至中纬度地区, 同时中亚上空配合异常气旋性环流, 西南风将水汽继续向北输送至中亚和塔里木盆地上空, 为该区域降水发生提供水汽条件。这种水汽输送路径被称为两步型输送(Zhao et al, 2014):第一步通过反气旋环流将热带水汽输送至中纬度, 第二步中亚气旋将水汽输送至更北的区域, 与季风区有较大不同。当双体型两个中心同时偏东时, 水汽输送形势与图 8a相反, 不利于低纬的水汽输送至塔里木盆地, 因而降水也偏少。当双体型两个中心同时偏北时, 西太平洋副热带高压北抬西伸, 水汽沿着青藏高原东侧绕流进入塔里木盆地, 这是水汽进入塔里木盆地的另外一种输送路径(Huang et al, 2015)。当双体型两个中心同时偏南时, 西太平洋副热带高压减弱东撤, 水汽不易输送至塔里木盆地。虽然就气候平均来讲, 新疆夏季降水的水汽输送途径为西方路径(史玉光和孙照渤, 2008), 但是在夏季, 低纬海洋是新疆夏季降水的一个主要水汽源地, 尤其是塔里木盆地大尺度降水的发生, 南方路径的水汽输送显得更为重要(张家宝和邓子风, 1987; 杨莲梅和张庆云, 2007b)。

利用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的Interim再分析资料(ERA-Interim)和新疆88个观测站点降水资料, 分析了1979-2013年夏季(7-8月)南亚高压多模态特征及其与新疆夏季降水的关系, 主要得到以下结论:

(1) 基于候平均资料, 在南亚高压已知青藏高压型和伊朗高压型基础上, 发现还存在两个闭合中心的双体型及多个中心的带状型, 其中青藏高压型、伊朗高压型和双体型是南亚高压主要模态分布, 对新疆降水分布存在不同影响。当南亚高压为伊朗高压型时, 新疆东北部降水增加, 西南部降水减少, 青藏高压型则是相反。双体型与青藏高压型一样也是东北部降水减少, 西南部降水增多, 不同的是双体型对应塔里木盆地地区降水是增多的。伊朗高压型和双体型分布时, 降水占夏季总降水量的70%~90%, 其中伊朗高压型在北疆和东疆所占比例较高, 双体型在塔里木盆地起主要作用, 青藏高压型分布产生的降水仅占总降水量的10%~30%。

(2) 进一步对双体型进行分类, 研究了两个中心位置的变化对降水及对应环流和水汽输送的影响发现, 双体型两个中心同时偏西和偏北时, 南疆塔里木盆地降水偏多, 同时偏东和偏南时, 降水偏少。当两个中心同时偏西时, 中亚上空受异常气旋环流控制, 高原西侧的阿拉伯海和中亚形成水汽的两步型输送, 形成有利于降水的环流和水汽条件, 导致塔里木盆地中西部降水偏多。当两个中心同时偏北时, 西太平洋副热带高压北抬西伸, 有利于水汽从青藏高原东侧绕流进入塔里木盆地, 形成对降水有利的水汽条件。

南亚高压是趋暖性高压, 高压中心位置变化与下垫面加热密切相关(Qian et al, 2002)。周利敏等(2016)发现青藏高原冬、春季积雪对高原的加热作用产生影响, 从而影响南亚高压的强弱与位置。已有研究更多地分析了大地形加热对青藏高压和伊朗高压转换的研究, 而南亚高压双体型对应的下垫面加热特征如何, 还需进一步研究。此外, 以前针对南亚高压位置“振荡的研究”, 更多的集中在青藏高压(钱永甫和张琼, 2002)。从本文的研究可知, 伊朗高压对新疆北部和东部降水具有重要影响, 那么伊朗高压的南北振荡在新疆北部降水中的作用, 也需要进一步探讨。本研究从统计学的角度给出了不同南亚高压模态对应的降水和环流特征, 那么在季节内, 高压由一种模态转向另外一种模态, 转换过程中降水和环流如何变化和调整, 也是下一步需要关注的地方。

塔里木盆地相对封闭, 水汽输送路径是一个热点问题。相关学者研究认为可以通过水汽两步输送的方式, 在青藏高原西侧, 将水汽从低纬海洋输送至塔里木盆地西部(杨莲梅和张庆云, 2007a; Zhao et al, 2014; 杨莲梅和刘雯, 2016), 另外一种观点是西太平洋副热带高压北抬西伸后, 水汽可以从青藏高原东侧绕流进入盆地(Huang et al, 2015)。从季节和月尺度看, 水汽输送多为第一种观点的路径, 这是因为塔里木盆地西部降水多于东部, 平均后降水异常体现西部特点, 因而水汽输送也多对应第一种路径。如果考虑更小的时间尺度, 也会出现第二种观点所述的路径。本研究也证明两种路径对塔里木盆地降水均作出一定贡献, 具体与南亚高压双体型分布时两个中心的位置有关, 因而在以后研究塔里木盆地水汽输送时, 需要考虑降水区域差异和时间尺度的因素。