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西太副高对北半球夏季东亚季风降水和印度洋降水的影响

Sun-Seon Lee¹,Ye-Won Seo¹,Kyung-Ja Ha¹,and Jong-Ghap Jhun²

1. 地球环境科学系，釜山国立大学，釜山，韩国；2.地球与环境科学学院、海洋研究所，国立首尔大学，汉城，韩国)

摘要：西北太平洋副热带高压（西太副高）是东亚夏季风(EASM)系统的一个至关重要的组成部分，它对东亚地区降水有显著影响。本次研究表明西太副高在东亚夏季风和印度洋季风有突出作用。基于北半球夏季850hPa平均位势高度场和它的年际变化，西太副高指数由110^o-150^oE、15^o-30^oN范围的平均位势高度定义。西太副高与东亚季风区[105^o-150^oE, 30^o-40^oN]和印度洋季风区[70^o-105^oE，5^o-15^oN]的降水有明显的关系。这两个区域的降水与西太副高的发展有良好的相关性，与东亚季风降水和印度洋季风降水相关的850hPa位势高度场有显著不同的北半球夏季遥相关型。这些特征表明东亚季风降水和印度洋季风降水的发展过程是不同类型的，这些发展过程与副高之间彼此不同类型有关。本文主要关注东亚季风降水、印度洋季风降水和西太副高的变化规律之间的关系，我们发现西太副高和东亚季风降水的多少与海表温度-副高脊线-季风降水之间的反馈相一致，而印度季风降水变化则是通过不同的方式。为了解释西太副高与东亚季风、印度季风之间的关系，我们选取了两种情况。第一个情况是西太副高、东亚季风和印度洋季风都在位相WE( )I( )处；第二种情况是西太副高和东亚季风在位相WE( )I( )处，而西太副高或东亚季风和印度洋季风在反位WE( )I(-)处。这两种情况被与东太平洋和印度洋海表温度异常有关的热力作用连接起来。这两种不同的热力强迫导致了环流场的变化，而环流场的异常影响亚洲季风区水汽辐合。因此热带的热力条件可以改变季风区降水。

关键词：西北太平洋副热带高压；东亚夏季风；印度洋降水；热力强迫；环流异常

1.引言

西太平洋副高表现出较强的年际变化，它是东亚夏季风系统的重要组成部分，显著影响东亚降水 (Lu,2001)。Chang等人(2000a,2000b)指出西太副高增强西伸阻止梅雨锋向南移动，导致五、六月份长江流域降水较多、中国东南地区干旱。此外，调查结果表明西太副高在时间尺度上有一个季节到年代际的变化。运用一个数值模式可以发现西太副高的季节性源于热带太平洋和印度洋的海表温度强迫和海气相互作用(Lee等,2006)。Sui等人(2007)研究表明在北半球夏季西太副高的年际变化有显著的2-3年的振荡，这归结于海洋大陆上的对流和海温异常，而西太副高的3-5年的振荡主要是由西北太平洋地区的海温异常引起的而。而且研究表明西太副高作为亚洲夏季风系统的控制器与海气相互作用、热带强迫如ENSO和季风的非绝热加热有关。例如Yim等人(2008)研究表明西太副高对流加热产生经向的遥相关型，正像在以往的研究中证明的一样（即the Pacific-Japan (PJ)-like pattern; Nitta 1987），这引起了东亚地区的高度异常。这样东亚的大气环流异常产生了降水异常。此外，Lee等人(2005,2006)认为西太副高的强度异常是东亚夏季风变化的一个关键因素。Kim等(2009)研究发现印度洋海表温度异常也可能在改变西北太平洋的反气旋环流中发挥作用，它影响东亚和西北太平洋降水之间的关系。

西太副高的研究有很多，包括关于其形成与维持的物理机制。Liu and Wu (2004)发现西太平洋的副热带高压的形成是由于与亚洲季风有关的对流潜热加热，但受陆地的地形和地表显热加热影响。同时Rodwell and Hoskins (2001)认为山地强迫在形成环流模式中扮演一个很重要的角色。夏季西太副高是通过季风的非绝热加热维持的。与南亚夏季风降水有关的非绝热加热可能影响夏季北太平洋副热带环流。西太平洋热带反气旋受暖池的强迫影响(Lu and Dong,2001)。Li等(2008)发现印度洋增暖迫使在副热带西太平洋形成异常的反气旋环流，然后导致了随着南亚高压加强的Gill-type反应，两者都有利于东亚夏季风的加强。此外，Zhou 等(2009)提到自从上世纪70年代末以来印度西太平洋变暖趋势有利于西太副高向西延伸，通过热带太平洋中部东部地区负加热和赤道印度洋和海洋大陆的季风凝结加热。在一般情况下，这些结果表明海表温度在改变东亚夏季风气候中起着重要作用。这种热带海表温度强迫包括ENSO或者印度洋海表温度变暖也是决定西太副高和亚洲夏季风变化的一个重要因素。

本文目的是表述西太副高对与东亚夏季风和印度洋季风有关的亚洲夏季风降水的作用。我们检测包括西太副高、东亚季风降水和印度洋降水之间的反馈的复杂联系。第二节介绍资料，定义西太副高指数。在第三节，我们根据指数就综合差异分析西太副高的基本特征，同时对西太副高和亚洲夏季风之间的关系进行简要说明。在第四节中研究与亚洲夏季风降水有关的两种类型的西太副高。此外文中提供这些情况下的时间变化，并在第五节进行总结与讨论。

1. 数据和副高指数
2. 数据

这次研究使用的数据来自NCEP/DOE全球再分析 (Kanamitsu等,2002)资料的月变量。这些资料包括位势高度场、经向风场和纬向风场，水平分辨率2.5times;2.5的网格。此外还使用了NCEP/DOE R-2的非绝热加热的月平均场资料。为了研究年际变化，我们使用的是月平均资料。再者，运用每月的欧洲中期天气预报中心（ECMWF）中期再分析数据和同期的NCEP再分析数据比较彼此之间相同的副高指数。

此外，我们使用了空间分辨率为1times;1的Hadley中心海冰和海表温度数据(Rayner等人,2003)、空间分辨率为2.5times;2.5的气候预报中心的降水再分析（CMAP; Xie and Arkin,1997）资料、基于计量观测和卫星估测的包括海洋上的全球降水资料。所有使用数据都是1979到2009年之间。

b.定义副高指数

东亚夏季风有很好的年际变化。北太平洋副热带高压是影响东亚夏季风的主要因素之一。Ha and Lee (2007)使用500hPa位势高度数据区分位于日本南部的Bonin高压和北太平洋副热带高压。他们认为Bonin高压是东亚夏季风的一个主要因素，特别是对于changma的发生和撤退。研究表明北太平洋副高西伸有相当大的年际变化(Lu,2001)。北太平洋西伸导致西北太平洋地区的反气旋异常，形成西太副高。西太副高是东亚夏季风变化的的直接和关键因素，这是一个普遍的共识 (Chang等,2000a; Wang等人. 2000;Lee等人,2005)。

西太副高通常用850hPa位势高度表示。定义西太副高异常区域是有优势的，图1为夏

季850hPa平均位势高度场的逐年标准差。这张图和Lu and Dong (2001)使用1979到1993年15年数据的图1是一样的，也和Park等人(2010)用1979到2007年29年数据的图1一

样。图中可以观察到西北太平洋区域的位势高度场有一个很大的变化。在本研究中，我们对夏季850 hPa位势高度异常的标准差进行标准化处理得到特殊的区域(110^o-150^oE,15^o-30^oN, 图1中的黑框)平均值，即西太副高指数，这个气候平均选取的是1979-2999年这段时间的。

图1：1979-2009年期间夏季（6月、7月、8月；JJA）850 hPa位势高度（m）平均（阴影区）和年际变化（等值线）。黑框表示西太副高指数计算的区域。

西太副高的1979-2009年间的NCEP/NCAR再分析资料和ECMWF 中期分析资料的年际变化已被检测。为了进行一个综合的研究，选择两种强和弱的西太副高的情况，分别从两个资料数据中超过 0.9和-0.9的部分获得两种指数。根据这一标准，6个西太副高强的年为1980、1983、1987、1995、1998、和2003；6个西太副高弱的年是1981、1984、1985、1986、2001和2002。根据这些对探讨与西太副高年际变率有关的大气环流进行综合分析。

1. 西太副高对亚洲夏季风的影响
2. 综合特性

图2：6-8月强西太副高年和弱西太副高年：位势高度综合差的垂直经向横截面（左侧）和垂直纬向横截面（右侧）（a,d）、纬向风（b,e）和经向风（c,f）。阴影代表使用t检验通过90%置信水平的值。竖的粗虚线表示西太副高指数区域边界。

文中研究了西太副高年际变化的垂直结构。图2是夏季西太副高垂直结构在西太副高强年和弱年时的综合差。与经线（纬线）垂直交叉的部分是15^o-30^oN(110^o-150^oE)纬度（经度）

带，对应定义西太副高的区域。在西太副高区域的对流层低层强的西太副高年和弱的西太副

高年的位势高度差是显著的。西太副高强弱之差更大的可达到大约200 hPa，差值大的轴线随高度向西倾斜。从图2c和2e中可知在西太副高区域在对流层低层有一个反气旋环流高层有一个气旋性环流。环流的垂直结构与位势高度大小轴随高度倾斜一致，说明西太副高区域的对流层上层的位势高度小。

图3是850 hPa位势高度、850 hPa风场和降水、海表温度、总的非绝热加热的西太副

高强年和弱年的综合差。明显的850 hPa位势高度正距平区不仅仅在西太副高区域，而且西伸到孟加拉湾东至热带太平洋中心。这表明西太副高强的年西太副高明显西伸至西太平洋地区。日本中部地区有较小的负距平（图3a）。此外，850 hPa风场距平表明西太副高区有强的反气旋距平，韩国日本地区有相对弱的气旋距平，与850 hPa位势高度距平分布一致。中国东南地区的西南部异常为东亚地区提供更多的水汽，菲律宾海的东部异常输送更多水汽到印度洋地区。Ninomiya and Kobayashi(1999)表明沿着西太副高西北部的低层急流输送大量水汽到东亚地区。此外，研究发现(Zhou and Yu,2005)西太副高的任何变化都可以通过影响温带气流和热带水汽辐合影响梅雨锋。这些异常风的水汽输送造成东亚季风区和印度洋季风区更多的降水(图3b)。当西太副高在暖池发展时，降水明显减少会抑制局部对流。海表温度差有效地揭示了El Nino模式、印度洋菲律宾海的海表温度正距平，而在东北太平洋地区有明显的海表温度负距平。在暖区印度洋海温异常引起大量的蒸发，导致水汽辐合。为了检验印度洋海温异常和菲律宾海东部异常的湿气输送对降水的贡献，我们计算了850 hPa高度的风矢量和2-m高度的比湿在西太副高强年和弱年的综合差（未显示）。西太副高强是比湿正距平出现在印度洋。这意味着由于印度洋异常增暖有更多上午水汽蒸发。在印度洋蒸发越多导致降水越多。此外，东风从菲律宾海输送水汽到印度洋，然后导致印度洋上的降水增强。它演示了西太副高强度、印度洋海温异常增暖和东风较强的水汽输送之间的关系。然而，定量估计比较印度洋上印度洋局地海温异常和东风异常输送水汽对印度洋降水的贡献是很难得。西太副高和热带海表温度之间的关系对于许多研究来说一直是很有吸引力的主题。例如，Park等人(2010)研究通过西太副高的空间模式和相关的物理过程定义西太副高的两种主要类型。每个类型都涉及到东亚、西北太平洋地区夏季平均降水量变化与副热带太平洋海表温度变化之间不同的联系方式。还有Wu and Wang(2000) and Wang等(2000)提到西北太平洋区域海温异常远比赤道东中部太平洋地区海温异常重要。Lu (2001)研究了纬向副高和暖池大气对流强度之间的关系。暖池上的对流越强，副高越向东延伸，副高季节性北移越明显。近年来Xie等人(2009)研究前一年冬季热带印度洋海温增暖影响夏季印度洋、西北太平洋气候明显异常的机制。他们认为热带印度洋变暖的作用就像一个电容器来锚定大气异常，有助于改变西北太平洋的对流系统。在本文研究中，在西太副高区有由于局部对流产生的显著的非绝热加热负距平，在日本东部和印度有由于降水产生的正距平 (图3b和3d)。在图3d的正距平区与在图3b降水异常区重合。本文综合分析的大多数结果与以前的研究一致(例如Lu,2001; Sui等人,2007; Park等人,2010)。

图3：6-8月强西太副高年和弱西太副高年：850 hPa位势高度综合差(a)、850 hPa降水（等值线）或风（矢量）（b）、海表温度（c）、总的非绝热加热（d）。阴影代表使用t检验通过90%置信水平的值。框表示西太副高指数计算的区域

b.与亚洲夏季风有关的西太副高的特点

为了了解西太副高与亚洲季风之间的关系，基于降水差异（图3b）选取东亚季风和印

度洋季风两个区域。对每个地区的夏季平均降水进行计算，然后检测季风降水和环流模式的关系。在本次研究中，我们使用特定区域(105^o-150^oE, 30^o-40^oN)和(70^o-105^oE, 5^o-15^oN)夏季平

均降水的标准化距平分别作为东亚季风和印度洋季风

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