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夏季100 hPa南亚高度的双峰型及其与东亚气候异常的关系

张琼¹ 吴国雄¹ 钱永甫²

1. 中国科学院大气物理研究所大气科学与地球物理流体力学国家重点实验室，北京 100029
2. 大气科学系，南京大学，南京 210093

摘要 用NCEP/NCAR 1980 – 1994年的候平均再分析资料，分析了北半球夏季100 hPa南压高压（SAH）的活动情况。结果表明，南亚高压在经向上存在双峰性的特征。根据这两个峰值区域的位置，可以把南亚高压分为西藏型（TM）和伊朗型（IM）。比较环流和热力对其维持的影响，后者显得更重要。基于热力学方程的诊断，揭示了西藏型和青藏高原的非绝热加热关系更密切，而伊朗型则是自由大气中的绝热加热和地表非绝热加热同等重要。

从关于这两种模型的统计及个例研究上来看，南亚高压的双峰型和东亚气候的异常有着紧密的关系。处于西藏型的时候，850 hPa的亚热带偏南风和中纬偏北风均有所增强并在30°N左右的位置汇合，导致了从青藏高原、长江黄河流域、朝鲜半岛以及日本南部等地区的雨量偏多。而处于伊朗型的时候，东亚中纬度地区受到一个巨大的异常反气旋控制，在该反气旋的控制下的区域降水量偏少。

1. 前言

夏季的对流层上层和平流层下层，有大尺度的高压系统（青藏高压）控制着青藏高原及其周边的地区，下文简称南亚高压（SAH）。Flohn（1960）认为，青藏高原对大气的加热作用形成了这个巨大的反气旋。根据国际地球物理年（IGY）的数据分析，南亚高压是除了极涡之外，在100 hPa的最强最坚固的系统（Mason和Anderson 1963）。陶和朱（1964）发现了南亚高压的南北移动后，在未来几天内500 hPa的西太副高（SAWP）会随之南北移动，因此南亚高压的活动可以用作亚洲中短期的天气预报。仲夏时期（北半球的六七月份），南北移动的南亚高压远离或靠近青藏高原可以看做是东西向的振荡（陶和朱 1964）。基于中国气象台每日发布的100 hPa天气图，罗等人（1982）将南亚高压进一步划分为三个模型：东部型、西部型和带状型。一种型的持续时间大约在10 ~ 13天，这和Krishnamurti等人（1973）发现的青藏高原上流函数的13 ~ 15天的震荡周期较为接近。

众所周知，500 hPa上的西太副高是东亚夏季降水的重要影响系统，但是在预测西太副高活动的方面存在困难（刘和吴 2000）。而100 hPa东西向振荡的南亚高压和西太副高活动之间这样的关系为夏季发生洪涝灾害的短期预测提供了一定的突破口。因此，集中精力研究了南亚高压的东西振荡对夏季降水的影响。例如，1979年的青藏高原考察期间，根据观测资料进行了大量的天气分析，大部分的结果都运用到了常规的预报上了（赵等人1978；朱等人 1980；罗等人 1982；陈等人 1983；徐 1983； 杨等人 1984）。

除了分析上述的天气外，还研究了南亚高压东西振荡的机制。观点分为两派，一派认为动力作用更重要，一派认为热力作用更重要。支持热力强迫的认为，青藏高原的加热作用更明显，导致了亚热带地区环流的调整，加上东部平原的潜热加热作用，造成了东西向的振荡（钱等人 1978；刘等人 1987）。支持动力强迫的则认为，是环流系统之间的相互作用（中国中央气象局 1978）造成的，他们认为高原引起附近的环流调整不同于由于热力强迫引起的振荡。研究表明，这种强迫振荡可能和北半球的极涡偏心有关。基于圆盘实验发现，障碍的作用可以产生一种没有热效应的振荡。但是，这种振荡会维持在一个小范围内，即南亚高压的中心几乎不会离开青藏高原。相反，当在圆盘实验里面加入了环流效应之后，出现了明显的大范围振荡。

近来，我们用近40年的NCEP/NCAR再分析资料重新分析了南亚高压的气候特征。结果发现，北半球夏季的时候，南亚高压在东西方向上有两个模态，一个位于青藏高原，一个位于伊朗高原。正如陶和朱（1964）发现的那样，其两个模态在东西向振荡上是不一样的。南亚高压的两个模态的重要之处在于其与大范围的旱涝有着密切的关系（张和吴 2001）。因此，深入研究双峰型的特征及其模态的交替机制是十分重要的。

在这项工作之中，我们通过使用NCEP/NCAR候平均再分析资料提出了南亚高压的双峰性。在第二节中描述一些用于描述其热力和动力结构的诊断方法。第三节简单介绍了双峰。第四节讨论了南亚高压的热力和动力特性。第五节介绍了亚洲气候异常和双峰性的关系。第六节通过个例研究进行了阐述。第七节列出了本研究的主要内容。

1. 数据和方法
   1. 数据

本研究使用1980-1994年共15年的候平均来自NCEP/NCAR每日再分析资料集（Kalnay等人 1996）。此再分析资料的同化系统里加入了最先进的结冰分析和预测模型系统。数据库增加了许多的观测资料来源，许多这些资料不用于实时业务之中，但是这些产品又是最完整最连贯的气象数据集。为了建立候平均的再分析资料，将日平均数据进行了算术平均的重新计算。为了方便，每个月6个候平均，候平均值用相对应五天的平均值计算而得；对于31天的月份，第六个候平均值使用相对应的6天取平均而得；并对28或29天的2月份，最后一组候平均使用3或4天的平均值来表示。

考虑到夏季时候南亚高压的行星尺度，选择40°N – 140°N 20°S – 60°N内的各等压面（1000, 850, 700, 500, 400, 300, 200和100 hPa）上、分辨率为2.5°times;2.5°的位势高度、风和气压等的再分析资料来分析。此外，NCEP地表温度的数据是在192times;94的高斯网格中的。

2.5°times;2.5°网格的候平均降水数据来自气候预测中心合成分析（CMAP）的数据集（谢和Arkin 1997）。我们使用的是综合雨量观测和各种卫星观测进行降水估计的数据，而非模式输出的结果。在陆地上，数据主要基于雨量计观测的信息。而在海洋上，主要使用基于出射长波辐射和微波辐射的散射和发射的几种不同算法进行的卫星估计。

本研究中的异常是指相对应的年距平。

• 1. 诊断方法

诊断双峰模态热力结构的热力学方程为
是温度，是位温，是水平风，是垂直风，，是非绝热加热，是干空气的定压比容，。

式(1)中的可以通过积分连续方程（海燕 H等人 1987）来得到，
以及边界条件

在式(2)和(3)里面，和是水平风的两个分量，为水平散度，为地球半径，为纬度，为经度，为气压，是重力加速度，为密度，是地形高度。下标表示地面值。

假设在100 ~ 200之间的运动是近似绝热的，则可以在对流层顶附近附加约束条件

用於校正原始水平散度的原始估计
然后用来获取式(2)中的。

1. 关于双峰模态

如图1所示，在多年平均的100 hPa位势高度场中，仲夏时节南亚高压的气候态中心位于青藏高原，其领域占据了北半球的大部分区域。而另一个高压系统位于落基山脉，规模则小得多。这样子的分布型意味着夏季对流层上层的高压系统和大地形有关，并且可以从这样的形态里面推断出来他的热力特征。

图1.b和图1.c分别表示了沿着30°N和90°E对垂直环流进行的垂直剖面。在南亚高压的区域发现了与高地热效应相关的上升运动。青藏高原中部的强上升运动可以到达100 hPa（图1.b）。由于地形波的作用，青藏高原南北两侧的上升运动被一定程度的削弱了。伊朗高原上的上升运动仅在底层收到了影响，下沉运动在对流层上层起着主导的位置。图1.c中可以看到，强烈的夏季风环流从青藏高原大范围地延伸到了赤道，再次说明了青藏高原在夏季所起的热力作用相当的大。上述垂直循环表明，南亚高压在青藏高原及其附近地区的维持和大地形在夏季的时候所起的热力作用有关。

图1. (a) 1980 - 1994年7-8月100 hPa候平均位势高度（gpm）

（NCEP/NCAR再分析资料 阴影为大于3000 m的地形）

(b)沿30°N的气候态垂直环流垂直剖面 (c)沿90°E的气候态垂直环流垂直剖面

（绘图时放大了150倍）

通常，南亚高压的位置使用他的脊线和中心的位置表述。100 hPa上，通常是低纬地区盛行偏东风，而在中纬地区盛行偏西风。东西风之间为南亚高压脊线，脊线上位势高度最大的区域为南亚高压的中心。因此，南亚高压的中心位置可以用经纬度来描述。

图2. 仲夏时期候平均南亚高压主中心的精经度分布频率

共使用到16个夏季180个候平均数据

当通过各个候平均数据来分析了南亚高压的活动情况的时候，发现其经度位置表现为双峰的样式。图2的统计期间为1980-1994年每年的7月8月，每年12个候平均共180个候平均，展示了夏季南亚高压经度位置的统计频率。和月平均的结果（未贴出）相似，南亚高压的中心位置有两个区域，分别对应了青藏高原和伊朗高原，但是出现在70°- 80°E之间的几率很小，其中南压高压的气候态位于图1.a所示的位置上。根据位置来看，南亚高压可以分为青藏模态（TM）和伊朗模态（IM）。中心位置位于82.5°- 92.5°E之间的被定义为青藏模态，位于55°- 65°E之间的被定义为伊朗模态。统计上来看，在180个候平均的数据中，77个是青藏模态（42.8%），62个伊朗模态（34.4%）。

两种模态的100 hPa流场如图3所示。除了南亚高压的行星特征，他的位置还反应了他对于高原的偏好。此外，可以看到，伊朗模态下的南亚高压的位置比青藏模态下的要更偏北。

图3. 青藏模态（a）和伊朗模态（b）100 hPa流场

1980-1994年7-8月 青藏模态77个 伊朗模态62个

1. 双峰的热力和动力学结构
   1. 垂直结构

为了更好地理解南亚高压双峰性的热力和动力特征，下面给出两种模式下更多物理量的对比。

图4展示了两种模态下沿着脊线进行的垂直剖面。在此，我们提出了垂直环流和位温距平来解决伊朗模态和青藏模态的热力和动力结构。可以发现，青藏模态对应了青藏高原中部地区的强上升运动（图4.a），其增强了图1.b中的原有的上升运动，并伴随位温的正异常（图4.c）。在伊朗模态下，伊朗高原观测到异常的上升运动（图4.b），这削弱了图1.c中对应区域的下降运动，并伴随着位温的正异常。此外还发现了，和对流层的暖相比，100 hPa的南亚高压中心是冷性的（图4.c, d）。上述垂直结构表明，两个模态下，南亚高压的冷中心都对应了异常的上升运动（图4.a, b）和异常的暖层（图4.c, d）。也就是说，南亚高压更偏热。这可能表明了异常暖柱通过柱中的异常上升运动和南亚高压中心相关。异常上升运动增强了上层的辐散，从而增强了该地区的负涡度，导致了该区域的反气旋中心的维持。南亚高压的这种热力特性，也可以从垂直剖面中看出（未贴图）。

图4. 垂直剖面，其中a, c为青藏模态沿30°N剖，b, d为伊朗模态沿32.5°N剖

a, b为环流异常，放大了150倍；c, d为位温距平，单位：K

77个青藏模态例和62个伊朗模态例（1980-1994年7-8月候平均）

• 1. 热力学方程诊断

为了进一步地检验南亚高压双峰的温度特性，计算了方程(1)里面的项。图5展示了沿着青藏模态时候的南亚高压脊线式(1)中的项的垂直剖面。从中可以发现，发生明显的变暖现象是出现在青藏高原的200 hPa上。图5.d表明，这种变暖是青藏高原的非绝热加热造成的，由于图5.c所示的上升绝热降温则是减缓了这种加热。图5.b中所示的水平方向上的温度平流对增温的作用很小。因此，这表明了青藏高原的非绝热加热作用对于青藏模态下南亚高压的维持是异常重要的。

图6为伊朗模态下的剖面。伊朗高原上的暖中心位于对流层的中下层（图6.a），大背景的偏暖，也反应出了南亚高压的趋热性。类似于青藏模态的情况，在对流层低层的伊朗高原上的这种变暖主要是由于地表的加热作用（图6.d）。然而，和图5.d所示的情况不同，在对流层中部400 hPa伊朗高原上（图6.a）的变暖主要是由于绝热加热（图6.c）、温度平流（图6.b）和非绝热冷却（图6d）。

总而言之，南亚高压的中心更趋向于停留在暖空气上。对于青藏模态，这种变暖主要是青藏高原的非绝热加热；对于伊朗模态，除了在对流层低层的绝热加热之外，还有同等重要的中层下沉绝热加热的作用。因此，南亚高压在某一区域的维持，主要取决于该区域上的热力作用。

图5. 青藏模态下方程(1)沿30°N 单位：K/day

(a)温度局地变化 (b)温度平流 (c)垂直输送 (d)绝热加热

77个青藏模态例和62个伊朗模态例（1980-1994年7-8月候平均）

图6. 模态下方程(1)沿32.5°N 单位：K/day

(a)温度局地变化 (b)温度平流 (c)垂直输送 (d)绝热加热

77个青藏模态例和62个伊朗模态例（1980-1994年7-8月候平均）

1. 南亚高压的双峰模式和亚

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