夏季青藏高原和热带印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的影响

王天竺 赵勇

成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225

1 引言

青藏高原和热带印度洋加热对区域和全球的大气环流存在重要影响，国内外气象学者开展了大量关于二者热力异常对我国夏季降水影响的研究工作（李崇银和穆明权,2001; 晏红明等,2001;赵平和陈隆勋,2001; 肖子牛等,2002; 柏晶瑜等,2003; 段安民等,2003; 杨辉和李崇银,2005; Liu et al.,2012）。青藏高原春季非绝热加热的迅速增强是由地表感热增强引起的（Wu et al.,2007），而春末高原地表感热与亚洲夏季风各子系统的爆发密切相关（Yanai et al.,1992; 张永生和吴国雄,1998; 张艳和钱永甫,2002）。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（赵平和陈隆勋,2001; 段安民等,2003）。到了 7月，即季风爆发，雨季来临之后，与积雪、降水密切相关的潜热通量迅速增大，高原东部大气热源来源主要为潜热（Yanai,1992; Ueda et al.,2003），高原潜热加热加强会引起青藏高压、西太平洋副热带高压、亚洲季风以及欧亚中高纬度地区环流的变化（赵声蓉等,2003），进一步影响我国区域降水。7月高原东部潜热偏强时，我国长江流域汛期降水偏多，西北地区东部降水偏少（李栋梁等,2008）。另一方面，热带海温等下垫面因子的异常变化对大范围天气和气候变化有着重要影响，其中以热带海表温度的异常强迫对气候异常的影响尤为显著（Keshavamurty,1982; Wallace and Blackmon,1983; 肖子牛和李崇银,1992; 刘娜等,2012）。热带印度洋前期海温与梅雨期长江中下游的降水的相关很好（罗绍华等,1985）。春季印度洋海温异常呈偶极子分布时，与我国夏季降水联系紧密（肖子牛等,2002）。青藏高原和热带印度洋热力异常对西北干旱区夏季降水同样存在重要影响。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,2013）。7月高原潜热表现为北高南低时，南疆地区夏季降水偏多（杨莲梅和张庆云,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）。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）。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 et al.,2015; Zhou et al.,2015）。

上述研究表明，青藏高原和热带印度洋热力作用对中国气候可能产生不同的影响，且均与新疆夏季降水联系密切。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），但是高原和热带印度洋加热对新疆干旱区夏季降水的协同影响尚不清楚。本研究将两个区域加热一并考虑，进一步加深对新疆干旱区夏季降水异常机制的理解。

2 资料与方法

3 结果分析

由于青藏高原气象观测站点较少且空间分布不均匀，许多学者应用再分析资料对高原的热力状况进行研究。对于再分析资料在高原地区的适用性，已有大量研究（周连童,2009; 竺夏英等,2012; 李瑞青等,2012; 何冬燕等,2013; 张浩鑫等,2017）。欧洲中期天气预报中心ECMWF的高原感热、潜热以及高原地表温度资料均与高原站点观测资料的一致性较好，可以更好的表征高原的真实热力状况。因此本文所用的地表潜热资料以及各等压面u、v风场、温度场、相对湿度场和地表气压场资料来自于ECMWF提供的全球大气数值预报再分析资料ERA-Interim（European Re-Analysis Interim data）（Simmons et al.,2007; Berrisford et al.,2011），分辨率为1°（纬度）×1°（经度）。海表温度资料来自英国Hadley气候预测和研究中心提供的全球逐月海表温度格点资料（Rayner et al.,2003），分辨率为1°（纬度）×1°（经度）。塔里木盆地26站（图1）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降水站点资料水平插值为1°（纬度）×1°（经度）。本文的夏季指7～8月的气候平均态，分析时段为1979～2017年。

3.1 夏季青藏高原潜热和印度洋海温与塔里木盆地夏季降水的奇异值分解分析

为了揭示夏季高原潜热和印度洋海温与塔里木盆地夏季降水的关系，进行二者与塔里木盆地夏季降水的奇异值分解（SVD）分析。青藏高原（25°N～40°N，70°E～105°E）夏季标准化的地表潜热场为左场，塔里木盆地夏季降水的标准化场为右场。为更好地揭示高原夏季地表潜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54%，远高于其他模态，本研究主要讨论第一模态的空间分布型。从图2a可见，青藏高原北部为显著地正相关区。由图2b可见，右场的空间分布型为正相关，结合时间系数（图略），表明夏季高原北部潜热和塔里木盆地夏季降水呈正相关关系，表明当高原夏季地表潜热出现北强南弱的模态时，塔里木盆地夏季降水偏多，塔里木盆地西部尤为显著。夏季印度洋海温与塔里木盆地夏季降水的关系类似，由于第一模态的协方差贡献已达68%，远高于其他模态，因此主要讨论第一模态的空间分布型。从图2c可见，印度洋主体为正相关区，赤道印度洋为大值区，中心值可达0.60。由图2d可见，右场的空间

分布型同样为正相关，相关高值区主要位于塔里木盆地西部。结合时间系数（图略），表明夏季印度洋海温与塔里木盆地夏季降水呈正相关关系，即当夏季海温偏强时，塔里木盆地夏季降水偏多。由上述分析可见，青藏高原和热带印度洋热力异常，均与塔里木盆地夏季降水联系紧密。

图1 塔里木盆地26个气象观测站的空间分布（填色区为海拔高度，单位：m；黑色圆点为气象站点）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

图2 1979～2017年夏季（a）青藏高原地表潜热与（c）塔里木盆地夏季降水量奇异值分解的第一模态分布和（b）印度洋海表温度与（d）塔里木盆地夏季降水量奇异值分解的第一模态分布（阴影部分通过95%信度检验）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分析可见，高原潜热相关的大值区位于高原北部（34°N为界），印度洋海温为一致正相关。因此，本文分别取（34°N～38°N，85°E～100°E）和（5°S～15°N，60°E～90°E）区域作为青藏高原和印度洋加热关键区。

定义高原热力指数 TPTI（Tibetan Plateau Thermal Index，ITPT）和印度洋热力指数IOTI（Indian Ocean Thermal Index，IOTI）为

其中，HSTP和HSIO分别为1979～2017年夏季青藏高原关键区（34°N～38°N，85°E～100°E）平均地表潜热距平和印度洋关键区（5°S～ 15°N，60°E～90°E）平均海温距平，N or(x)表示对x进行标准化处理。

两个区域的加热如何协同影响塔里木盆地夏季降水呢?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）强TPTI和 弱 IOTI年（TPTI>0.5且 IOTI＜−0.5：1989年、2012年）；4）弱 TPTI和强 IOTI年（TPTI＜−0.5且 IOTI>0.5： 1987年 、 1988年 、2011年、2014年、2015年）。通过合成分析，将进一步揭示两个区域加热对塔里木盆地夏季降水的协同影响。

3.2 夏季青藏高原和印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的协同影响

图3给出了 1979～2017年共 39年 TPTI和IOTI与塔里木盆地西部（82°E以西）区域平均降水标准化距平指数（SPI）的时间序列与相关系数。二者与SPI相关性均较好，均通过了95%显著检验。那么二者的不同热力配置下，塔里木盆地降水将表现为怎样的特征?

表1 1979～2017年TPTI和IOTI热力异常的4种情况Table 1 Four configurations of thermal anomalous TPTI (Tibetan Plateau Thermal Index) and IOTI (Indian Ocean Thermal Index) years

图4给出了夏季高原潜热和印度洋海温4种异常情况下，塔里木盆地夏季降水的异常分布。由图4a可见，在强TPTI和强IOTI年，塔里木盆地夏季降水表现出一致偏多的特征，盆地西部降水偏多尤为显著。在弱 TPTI和弱IOTI年（图4b），塔里木盆地夏季降水表现出一致偏少的特征。在强TPTI和弱IOTI年（图4c），塔里木盆地夏季降水表现出“西多东少”的特征。在弱TPTI和强IOTI年（图4d），塔里木盆地夏季降水整体偏少。由此可见，高原和印度洋热力异常的不同组合，对塔里木盆地夏季降水产生了不同的影响。

降水离不开大气环流和水汽的配合，下面我们进一步给出高原潜热和印度洋海温对区域环流和水汽输送的影响。首先讨论二者加热对中亚副热带西风急流的影响。在强TPTI和强IOTI年（图5a），200 hPa纬向风表现为“北负南正”的特征，中亚副热带西风急流轴南侧西风显著偏强，北侧减弱，表明其急流轴位置偏南，对应塔里木盆地夏季降水偏多，这与已有研究一致（杨莲梅和张庆云,2007;Zhao et al.,2014a,2014b）。在弱 TPTI和弱 IOTI年（图5b），200 hPa纬向风表现为“北正南负”的异常特征，中亚副热带西风急流轴北侧西风显著偏强，南侧减弱，表明急流轴位置偏北，对应塔里木盆地夏季降水偏少（Zhao et al.,2014a,2014b）。在强 TPTI和弱 IOTI年（图5c），200 hPa纬向风同样表现出“北负南正”的异常特征，但有所不同的是，急流强度较弱，急流轴偏东。在弱TPTI和强IOTI年（图5d），200 hPa纬向风表现出“正—负—正”的异常特征，急流强度偏弱。

图6给出了二者加热对应的夏季500 hPa风场的异常分布。由图6a可见，在强TPTI和强IOTI年，中亚和贝加尔湖上空分别为异常气旋和异常反气旋，在二者共同作用下，塔里木盆地上空盛行偏南风，有利于其夏季降水的发生。在弱TPTI和弱IOTI年（图6b），中亚和蒙古地区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，新疆上空盛行偏北风，同时，塔里木盆地上空受异常反气旋控制，不利于其夏季降水。在强TPTI和弱IOTI年（图6c），受中亚高纬异常反气旋和伊朗高原东部异常气旋共同影响，在塔里木盆地西部地区上空存在气旋式切变，有利于其夏季降水的偏多。在弱TPTI和强IOTI年（图6d），受我国东部异常气旋和青藏高原西部的异常反气旋共同影响，塔里木盆地地区上空受偏北风控制，不利于南方的暖湿空气到达，夏季降水偏少。

图3 1979～2017塔里木盆地西部地区（82°E以西）夏季降水标准化距平指数（SPI）与（a）TPTI及（b）IOTI的时间序列（Cor表示相关系数）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

图4 塔里木盆地夏季降水量异常的合成分布（填色区，单位：mm）：（a）强 TPTI和强 IOTI年（TPTI >0.5 且 IOTI>0.5）；（b）弱TPTI和弱 IOTI年（TPTI＜−0.5且 IOTI＜−0.5）；（c）强 TPTI和 弱 IOTI年（TPTI>0.5且 IOTI＜−0.5）；（d）弱 TPTI和强 IOTI年（TPTI＜−0.5且IOTI>0.5）。黑色圆点为通过95%信度检验站点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

除了环流动力条件，水汽条件也是新疆夏季降水不可或缺的。图7给出了二者加热异常对应的夏季水汽通量的异常分布。在强TPTI和强IOTI年（图7a），印度半岛上空为异常反气旋，有利于将低纬度水汽向北输送，配合中亚上空的异常气旋，进一步输送到新疆地区，这是一个两步输送过程（Zhao et al.,2014a）。由于塔里木盆地地处中高纬地区，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）。在弱 TPTI和弱IOTI年（图7b），中亚高纬地区受异常气旋控制，印度半岛上空为气旋性切变，不利于热带海洋水汽向北输送，同时配合不利的环流动力条件，塔里木盆地夏季降水偏少。在强TPTI和弱IOTI年（图7c），青藏高原西部为异常气旋环流控制，位置偏南，可以将阿拉伯海水汽向北输送，进入塔里木盆地西部上空。在弱TPTI和强IOTI年（图7d），新疆地区水汽主要来自东方路径输送的太平洋水汽，但环流动力条件缺乏，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热力异常对塔里木盆地夏季降水的可能影响机制

从3.2节的分析可知，青藏高原和热带印度洋热力异常的不同组合对塔里木盆地夏季降水可以产生不同影响。那么二者加热影响该区域夏季降水的可能机制是什么呢?已有研究表明，塔里木盆地夏季降水与中亚对流层中高层温度密切相关（Zhao et al.,2016），并且发现高原夏季风和南亚夏季风可以影响中亚对流层中高层温度（赵勇等,2017）。图8给出了TPTI和IOTI分别与高原季风指数（PMI）和南亚季风指数（SAMI）的时间序列及相关系数。可以看出TPTI与PMI为显著正相关，IOTI与SAMI表现为显著负相关，二者均通过99%信度检验。说明高原夏季潜热偏高时，高原季风偏强，这与岑思弦等研究一致（岑思弦等,2014），而印度洋夏季海温偏高时，南亚季风偏弱。那么与之有密切联系的高原潜热加热和印度洋海表温度SST（图8）是否也与对流层中高层温度密切相关呢?如图9所示，可以看出SPI与中亚地区对流层中高层温度表现出显著负相关，高层对应异常气旋环流。图9b和图9c同样表现出相似的特征，其均与中亚地区对流层中层温度表现出显著负相关，但有所不同的是，IOTI与印度洋对流层中高层温度的相关性极好。由上述分析，定义中亚对流层中高层温度指数 MUTTI（Middle-Upper Troposphere Temperature Index，IMUTT）为

图5 夏季 200 hPa 纬向风异常的合成分布（等值线，单位：m s−1)：（a）强 TPTI和强 IOTI年；（b）弱 TPTI和弱 IOTI年；（c）强TPTI和弱IOTI年；（d）弱TPTI和强IOTI年。阴影部分为副热带西风急流的急流轴，风速大于25 m s−1区域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为1979～2017年的夏季中亚对流层中高层（500～200 hPa）区域平均（35°N～45°N，60°E～80°E）空气温度距平（Zhao et al.,2014b）。

图10给出了二者加热对应的夏季200 hPa风场和高空温度场的异常分布，可以发现塔里木盆地夏季降水与中亚对流层中高层的温度异常联系密切。由图10a可见，在强TPTI和强IOTP年，除中亚上空对流层中层异常偏冷外，其余地区对流层中层均异常偏暖，200 hPa风场在青藏高原西侧上空表现为异常气旋环流。在弱TPTI和弱IOTI年（图10b），中亚中纬地区对流层中高层温度异常偏高，200hPa风场在青藏高原西侧上空表现为异常反气旋环流。在强TPTI和弱IOTI年（图10c），中亚中高纬对流层中高层温度异常偏高，高层对应反气旋式环流，贝加尔湖和高原西部地区对流层中高层温度异常偏低。在弱TPTI和强IOTI年（图10d），伊朗高原和我国华北地区对流层中高层温度异常偏低，塔里木盆地夏季降水偏少。

图11给出了 MUTTI分别与 SPI、TPTI和IOTI的时间序列及相关系数，可以看出MUTTI与三者均为显著的负相关，和IOTI相关性最好，说明MUTTI受印度洋热力异常影响更为明显。二者均对中亚地区对流层中高层温度偏低具有重要影响，进一步影响塔里木盆地地区降水偏多。青藏高原夏季风在中亚对流层中层温度变化中起到重要作用，高原季风偏强，高原及新疆地区上空受异常气旋性环流控制，其西部的偏北风引导高纬地区的冷空气南下，进入中亚，导致该区域温度异常偏低，这与影响塔里木盆地降水的异常环流联系密切。南亚对流层中层温度整体异常偏高则与热带印度洋的偏暖关系密切，这在印度洋水汽输送过程中扮演了重要角色。二者共同导致了中亚和南亚对流层中层的偏冷和偏暖，形成了经向热力差异，通过影响环流和水汽输送，对塔里木盆地夏季降水产生影响，这与赵勇等的研究一致（赵勇等,2017）。

4 结论和讨论

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,2007），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; Zhao and Zhang,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,2013）。SVD分析发现夏季高原北部潜热偏强（弱）时，塔里木盆地夏季降水偏多（少），大值区位于塔里木盆地西南部地区。夏季印度洋海温与塔里木盆地夏季降水表现为显著正相关，即夏季印度洋海温偏暖（低）时，塔里木盆地夏季降水一致偏多（少），以盆地西部地区尤为显著。

图8 1979～2017年（a）高原热力指数（TPTI）与高原夏季风指数（PMI）和（b）印度洋热力指数（IOTI）与南亚夏季风指数（SAMI）的时间序列（Cor表示相关系数）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

图9 （a）塔里木盆地西部夏季降水、（b）高原热力指数和（c）印度洋热力指数分别与夏季200 hPa风场（矢量）以及500～200 hPa平均温度场（填色）的相关系数分布特征。黑色矩形为MUTTI关键区，灰色打点部分通过95%信度检验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

合成分析发现夏季高原北部潜热偏强（弱）和热带印度洋海温偏暖（冷）时，200 hPa纬向风表现为“北负（正）南正（负）”的特征，中亚和贝加尔湖上空分别为异常气旋（反气旋）和异常反气旋（气旋），在二者共同作用下，塔里木盆地上空盛行偏南（北）风，印度半岛上空为异常反气旋（气旋），有利（不利）于将低纬度水汽向北输送，配合中亚上空的异常气旋（反气旋），有利（不利）于水汽进入新疆地区，对应中亚关键区对流层中高层温度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。高原北部潜热偏强，热带印度洋海温偏冷时，200 hPa纬向风表现为“北负南正”的异常特征，急流强度较弱，急流轴偏东，塔里木盆地西部地区上空存在气旋式切变，同时青藏高原西部为异常气旋环流控制，位置偏南，可以将阿拉伯海水汽向北输送，进入塔里木盆地西部上空，有利于其夏季降水。高原北部潜热偏弱，热带印度洋海温偏暖时，200 hPa纬向风表现出“正—负—正”的异常特征，急流强度偏弱，受我国东部异常气旋和青藏高原西部的异常反气旋共同影响，塔里木盆地地区上空受偏北风控制，同时新疆地区水汽主要来自东方路径输送的部分太平洋水汽，但是环流动力条件缺乏，因而塔里木盆地夏季降水偏少。此外，MUTTI与SPI、TPTI和IOTI均表现为显著负相关，同时 TPTI与 PMI表现为显著正相关，IOTI与SAMI表现为显著负相关，说明夏季高原北部潜热偏强（弱）时，高原季风偏强（弱），导致中亚对流层中高层温度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。而夏季印度洋海温偏暖（冷）时，南亚季风偏弱（强），在二者共同作用下，中亚对流层中高层温度偏低（高），塔里木盆地夏季降水偏多（少）。

图10 夏季 200 hPa 风场（矢量，单位：m s−1）和 500～200 hPa 平均温度场（填色，单位：°C）异常的合成分布：（a）强 TPTI和强IOTI年；（b）弱TPTI和弱IOTI年；（c）强TPTI和弱IOTI年；（d）弱TPTI和强IOTI年。黑色矩形为MUTTI关键区，阴影部分通过95%信度检验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

本文讨论了夏季高原和印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的协同影响，发现中亚地区对流层中高层的温度异常影响200 hPa纬向风、500 hPa环流和整层水汽输送进一步影响塔里木盆地夏季降水。并且发现影响中亚地区对流层中高层温度的关键为高原夏季风和南亚夏季风作用，而高原夏季风和南亚夏季风与高原地表潜热和热带印度洋海温关系密切。但本文并未讨论高原夏季风和南亚夏季风的变化机制，并且高原夏季风对高原感热和潜热加热的响应又有所不同（李菲和段安民,2011），南亚夏季风除受海陆热力差异影响外，地形强迫和高原加热作用同样是影响南亚夏季风的主要因子（Yanai et al.,1992; 吴国雄和张永生,1998,1999）。所以下面将借助数值试验，进一步加深高原和印度洋热力作用对高原夏季风及南亚夏季风影响的研究，进而进一步揭示其对塔里木盆地夏季降水的影响。此外，本文仅探讨了高原夏季潜热和印度洋海温与中亚对流层中高层温度的初步影响机制，但是具体地影响机制并未讨论，同样需要在未来的研究中进一步探讨。

图11 1979～2017年（a）塔里木盆地西部夏季 SPI、（b）TPTI和（c）IOTI与中亚对流层 500～200 hPa 平均温度指数（MUTTI）的时间序列（Cor表示相关系数）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