夏季南亞高壓多中心特征及其熱力影響因子分析

彭麗霞 孫照渤 陳海山 朱偉軍 曾剛 倪東鴻

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夏季南亞高壓多中心特征及其熱力影響因子分析

彭麗霞 孫照渤 陳海山 朱偉軍 曾剛 倪東鴻

南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心/氣象災害教育部重點實驗室南京210044

采用美國NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和日本氣象廳JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis Project）的月平均環流場和非絕熱加熱場資料，分析了夏季南亞高壓多中心結構特征，探討了不同區域高壓中心的動力和熱力結構，及其與不同地區熱源的關系。結果表明：（1）夏季南亞高壓存在顯著多中心特征，可達5～6個，其中雙中心類和三中心類占比例最多，約70%～80%，其次，單中心類和四中心類分別約占10%左右。（2）無論中心個數的多或少，不同區域的南亞高壓中心的動力結構和熱力結構不同，大致可以分為三個區域20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E。20°～70°E伊朗高原及其以西上空南亞高壓中心中層對應伊朗副高的東北側，低層對應印緬槽的西北部，整層為下沉運動；80°～120°E青藏高原到我國東部上空南亞高壓中心低層對應印緬槽中部，低層正渦度高層負渦度，整層為強上升運動；120°～160°E西太平洋地區南亞高壓中心中低層都對應西太平洋副熱帶高壓的西部，整層負渦度，對應上升運動。（3）三個區域的高壓中心都對應著暖中心結構，20°～70°E區域以下沉增溫加熱為主導，80°～120°E和120°～160°E區域以深對流加熱為主導。（4）當20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E區域存在高壓中心時，對應區域的南亞高壓環流的增強，對局地環流、深對流和降水有著顯著的影響。

南亞高壓 多中心 對流加熱 青藏高原

1 引言

夏季南亞高壓主要位于青藏高原和伊朗高原上空，是除極渦外對流層高層強大、穩定的反氣旋環流系統，是亞洲夏季風主要成員之一（Mason and Anderson，1958）。自從20世紀中期以來，國內外學者對南亞高壓結構特征、活動規律、維持機制，及其與亞洲和全球的天氣、氣候之間的關系，都進行了廣泛的研究（陶詩言和朱福康，1964；葉篤正和張捷遷，1974；章基嘉等，1984；陳桂英和廖荃蓀，1990；陶詩言等，1998；劉屹岷等，1999a，1999b；張瓊等，2000；張瓊和吳國雄, 2001；錢永甫等，2002； Ding and Wang，2005；張亞妮等，2013）。

東西振蕩是南亞高壓活動的主要特征之一，經常表現為范圍的伸縮、中心位置的東西偏移以及不同形態之間的轉化。羅四維等（1982）以100°E為界，將南亞高壓分成東部型、西部型和帶狀型三種形態。90年代中期以后隨著資料的增多，從氣候學對南亞高壓進行了更細致的探討，Qian et al.（2002）研究表明盛夏南亞高壓表現為青藏高壓模態和伊朗高壓模態，青藏高壓是熱力性質的高壓，伊朗高壓是動力為主的高壓，并據此將南亞高壓東西振蕩分為兩類，一類是青藏高壓與伊朗高壓兩個模態之間的振蕩，一類是青藏高壓的東西振蕩和伊朗高壓的東西振蕩。同時，南亞高壓存在不同時間尺度的東西振蕩特征，包括季節內、年際和年代際變化，其與大氣環流內部因子、以及青藏高原熱力、積雪、海溫環流強迫等外部因子有不同的聯系（鄭慶林等，1993；張瓊等，2000；陳文，2002；楊輝和李崇銀，2005；林莉等，2008；楊建玲和劉秦玉，2008；彭麗霞等，2009；李崇銀等，2011；曾剛等，2013）。

熱力是南亞高壓形成并維持的主要因子，也是影響南亞高壓活動的重要因子。最早一些學者（Flohn，1957；葉篤正和張捷遷，1974）指出青藏高原加熱是南亞高壓形成的一個重要原因。章基嘉等（1984）指出南亞高壓的建立和季節性遷移，除了考慮大地形的動力學效應外，青藏高原熱源、孟加拉灣熱源和黃海—日本熱源對其也有重要影響。劉屹岷等（1999a，1999b）指出低空副熱帶高壓出現在表面感熱加熱西側、深對流凝結加熱東側；而高空副熱帶高壓出現在表面感熱加熱的東側、深對流凝結加熱的西側，東亞季風降水所致的凝結潛熱加熱使南亞高壓位于加熱中心西側，中層西太平洋副熱帶高壓位于加熱中心東側。Qian et al.（2002）分析表明，海陸對比行星尺度加熱場的季節變化，影響著南亞高壓的冬夏兩模態變化，南亞高壓具有趨熱性，夏季強大的南亞高壓主要與南亞地區的潛熱和感熱有關。劉伯奇等（2009）等指出菲律賓群島以東洋面上空反氣旋在4月第5候分裂出中南半島上空的反氣旋中心，此中心加強后形成南亞高壓，主要促發因子是亞洲南部大氣非絕熱加熱狀態的改變。亞洲南部作為地球上最大的熱源地區，包括青藏高原、孟加拉灣、東亞季風區、以及西太平洋等主要熱源區，不同季節、不同地區的這些熱源在亞洲季風環流和南亞高壓建立維持中扮演著不同的重要角色（周兵等，2006；包慶等，2008；郭準等，2009；舒斯等，2011；洪芳玲等，2012；王黎娟等，2013；吳國雄等，2013；郭帥宏等，2014）。

南亞高壓東西振蕩與對流層大氣環流和降水關系密切，南亞高壓與西太平洋副熱帶高壓相向而行、相背而斥，與印度季風、東亞季風以及南海季風的爆發和強弱都存在密切關系（陶詩言和朱福康，1964；譚晶等，2005；任榮彩等，2007；陳延聰等，2009；陳永仁等，2011；張亞妮等，2013），與我國長江流域、華北、西北、西南等地區的旱澇存在密切關系（張瓊和吳國雄，2001；朱玲等，2010；齊冬梅等，2011；宣守麗等，2011；徐棟夫等，2014；張宇等，2014）。以往常將高壓最強中心作為研究對象，但對于南亞高壓多中心的結構特征及其維持機制仍有待于進一步研究。本文將深入分析南亞高壓多中心的統計特征和活動規律，探討不同區域高壓中心的動力結構和熱力結構，以及其與不同地區包括伊朗高原地區、青藏高原地區、孟加拉灣地區、東亞季風區、以及西太平洋地區的熱力的關系，這不僅有助于揭示影響南亞高壓活動的成因及其物理過程，而且對研究和預測我國氣候變化及其成因也將有重要意義。

2 資料方法

本文研究所采用的數據為美國NCEP/NCAR的再分析資料NCEP/NCAR I、NCEP-DOE的第二代再分析資料NCEP/DOE II和日本JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis Project）再分析資料的月平均環流場和非絕熱加熱資料，其中非絕熱加熱資料包括深對流加熱率、淺對流加熱率、大尺度凝結加熱率、長波輻射加熱率、短波輻射加熱率和垂直擴散加熱率。NCEP/NCAR I和NCEP/DOE II的環流場資料水平分辨率為2.5°×2.5°，垂直17層等壓面，非絕熱加熱資料水平分辨率為高斯網格1.875°×1.875°，垂方向為28層等面，JRA-55環流場和非絕熱加熱資料水平分辨率均為1.25°×1.25°，垂直方向為37層等壓面。NCEP/NCAR I時間為1948～2013年的6～8月，NCEP/DOE II為1979～2012年的6～8月，JRA-55為1958～1999年6～8月。降水資料為NOAA氣候預測中心提供的全球綜合分析降水集CMAP，時間為1979～2011年，分辨率為2.5°×2.5°。

大氣熱源（匯）的計算通常有正算法和倒算法兩種，將NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55非絕熱加熱資料代入公式（1）右側相應各項而得到大氣熱源，稱為正算法；采用Yanai et al.（1973）提出的，通過計算公式（1）左側各項而得到大氣熱源的計算方法為倒算法。

熱力學方程可寫為

其中，c為定壓比容；為氣體常數；=/c；R為凈輻射加熱率，是短波輻射加熱率和長波輻射加熱率之和；L為潛熱加熱率，是深對流加熱率、淺對流加熱率、大尺度凝結加熱率三項之和；W是感熱傳導引起的垂直擴散加熱率；R、L和W之和為總非絕熱加熱率1，表示單位質量大氣的熱源（匯）。

對公式（1）進行質量加權垂直方向整層積分：

其中，s為地表面氣壓；t為大氣頂氣壓，取100 hPa；01000 hPa；為重力加速度；為單位面積整層大氣柱非絕熱加熱率，當大于（小于）零時，加熱（冷卻）整層大氣柱，稱大氣熱源（熱匯）。

3 南亞高壓多中心統計特征

參考以前關于南亞高壓位置、形狀以及流場特征的研究（章基嘉等，1980；羅四維等，1982；Qian et al.，2002），南亞高壓中心的界定需滿足以下兩個條件：（1）在月平均200 hPa位勢高度場（0～50°N，0～160°E）范圍內，查找所有位勢高度場的極大值中心，此極大值中心需在12480 gpm等值線包圍的區域內；（2）如果位勢高度場極大值中心東（西）側5°范圍內對應北（南）風，北（南）側5°范圍內對應西（東）風，則此極大值中心為南亞高壓的一個中心。這樣高壓中心既是位勢高度場極大值中心，又是風場的環流中心。本文對NCEP/NCAR I再分析資料的1948～2013年6～8月共198個樣本、NCEP/DOE II的1979～2013年的6～8月共105個樣本和JRA-55的1958～1999年的6～8月共126個樣本進行了統計分析。

根據同時出現中心的個數將南亞高壓分為了單中心類、雙中心類、三中心類和四中心類等，圖1給出了不同類南亞高壓個例數的統計特征，其中單中心類個例并不多，NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55資料中分別占了10%、16%和13%；雙中心類是南亞高壓的主要存在形式，其在NCEP/ NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55資料中分別占了41%、53%、41%；三中心類是南亞高壓存在的又一主要形式，其在NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55資料中分別占了39%、23%、27%；四中心類個例較少，在三套資料中分別占了8%、8%，12%；五中心類南亞高壓在NCEP/NCAR I和JRA-55資料都只有5個個例，分別占了總樣本的3%和4%；六中心及其以上南亞高壓在JRA-55資料中有3個個例，占總樣本的2%，在NCEP/NCAR I、NCEP/ DOE II中并不存在，這可能由于分辨率不同的原因。因此雙中心類和三中心類是南亞高壓存在的主要形式，占了總樣本的70%～80%左右。早在19世紀60年代陶詩言和朱福康（1964）指出了南亞高亞存在兩種流型的轉化，第一種流型兩個反氣旋中心分別位于50°E和100°E，第二種流型為高壓中心位于80°E青藏高原上空，兩種流型的轉化影響著低層天氣過程的轉化，因此探討南亞高壓多中心結構特征，將對東亞天氣、氣候的預報預測有重要意義。

圖1 （a、b）NCEP/NCAR I、（c、d）NCEP/DOE II和（e、f）JRA-55再分析資料中不同中心類南亞高壓個例數（左列）及其所占比率（右列）

圖2給出了單中心類、雙中心類、三中心類南亞高壓中心的緯向位置分布情況，NCEP/NCAR I和NCEP/DOE II資料中，單中心主要分布在50°～100°E范圍內，基本位于伊朗高原和青藏高原上空，JRA-55資料中單中心主要位于青藏高原上空，圖3a、b分別給出了單中心分別出現在伊朗高原和青藏高原上空時200 hPa位勢高度場合成圖。雙中心類南亞高壓的一個中心多數出現在75°E以西的伊朗高原及其以西上空，另一個中心主要出現在80°E以東的地區，其中80°～100°E青藏高原地區出現最多，其次是120°E以東的西太平洋上空，105°～120°E我國東部大陸上空出現較少，圖3c給出了兩中心同時出現在75°E以西的伊朗高原上空和80°～100°E青藏高原上空時200 hPa位勢高度場合成圖。三中心類南亞高壓的第一個中心出現在75°E以西的伊朗高原及其以西上空，第二個中心主要出現在青藏高原和我國東部大陸上空，第三個中心出現在西太平洋上空，圖3d給出了三個中心同時出現在75°E以西的伊朗高原地區、青藏高原地區、西太平洋地區時200 hPa位勢高度場合成圖。四中心類南亞高壓的四個中心從西到東依次出現在紅海到75°E以西的伊朗高原上空，75°～100°E之間的青藏高原上空，120°～135°E的東海上空和135°～160°E的西太平洋上空，圖3e給出了南亞高壓四中心同時出現時200 hPa位勢高度場分布圖。同時圖3f給出了五中心類南亞高壓部分個例200 hPa位勢高度合成圖。

圖2 （a、b、c）NCEP/NCAR I、（d、e、f）NCEP/DOE II和（g、h、i）JRA-55單中心類（左列）、雙中心類（中間列）和三中心類（右列）南亞高壓中心緯向位置分布特征

圖3 （a）單中心類西部型、（b）單中心類東部型、（c）雙中心類、（d）三中心類、（e）四中心類和（f）五中心類南亞高壓代表個例200 hPa位勢高度場合成圖（單位：gpm；陰影區通過95％信度檢驗）

表1為不同中心類、不同區域的高壓中心強度分布特征，可見：從不同中心類角度，NCEP/NCAR I資料表現出一個明顯的特征：夏季無論哪個區域，高壓中心的強度都隨著高壓中心個數的增多而減弱，但此特征在NCEP/DOE II和JRA-55資料中沒有明顯的體現。從不同區域來看，不論哪類，伊朗高原和青藏高原上空的高壓中心的平均強度明顯強于東亞大陸上空的高壓中心的平均強度約20 gpm，強于西太平洋海洋上空的高壓中心的平均強度約50 gpm。同時分別對6、7、8月不同中心類、不同區域的高壓中心強度分別進行了統計分析，從不同月份來看，不同類南亞高壓中心強度都在6月偏弱，7月最強，8月次之，從不同地區來看，都表現出了伊朗高原和青藏高原上空的高壓中心的強度最強，東亞大陸上空的高壓中心強度次之，西太平洋海洋上空的高壓中心強度明顯偏弱的特征。

表1 不同區域、不同類高壓中心強度（單位：gpm）

4 各區域南亞高壓中心的環流特征

夏季南亞高壓是橫跨整個東半球的強大反氣旋系統，其內部不同位置的環流結構和物理過程存在著顯著差異，章基嘉（1980）等指出當南亞高壓屬東部型或西部型時，它的緯圈環流和經圈環流結構上表現出不同的特征。羅四維等（1982）等指出南亞高壓形態可分為東部型、帶狀型和西部型，不同形態南亞高壓與西太平洋副熱帶高壓活動，以及長江流域、四川和貴州等地的降水關系密切。Qian et al.（2002）等指出盛夏南亞高壓表現出熱力性質的青藏高壓和動力為主的伊朗高壓雙模態特征。經對每類不同區域的高壓中心環流特征、動力熱力結構和物理過程進行分析發現：不同區域高壓中心的熱力、動力結構和環流特征不同。參考前面分析，本文分20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三個區域，來研究不同區域高壓中心的結構特征和維持機制，70°～80°E區域沒有被考慮，主要是由于該區有些個例類似伊朗高壓中心的特征，有些個例類似青藏高壓中心的特征，很難區分，而伊朗高壓和青藏高壓是性質不同的兩類高壓（Qian et al., 2002），這在后面有介紹。

本文建立了以高壓中心為原點的新坐標系，高壓中心為（0，0）點，中心以東（西）為緯向正（負）方向，中心以北（南）為經向正（負）方向。NCEP/ NCAR I資料中20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三個區域的高壓中心樣本數分別為141、160和84，NCEP/DOE II資料中樣本數分別為70、70和46，JRA-55資料中樣本數分別為71、120和37。

圖4給出了以高壓中心為原點的新坐標下，高壓中心位于20°～70°E、80°～120°E、120°～160°E區域時，200 hPa、500 hPa和850 hPa的位勢高度合成圖。當高壓中心位于20°～70°E區域時，200 hPa上伊朗高原及其以西上空表現為一個較強的高壓中心；南亞高壓中心的下方，500 hPa上對應伊朗副高的東北部的偏北氣流，850 hPa上對應亞洲印緬槽的西北部。當高壓中心位于80°～120°E區域時，200 hPa上青藏高原上空表現為一個強大的高壓中心；南亞高壓中心的下方，500 hPa上對應印緬槽中部，考慮到較高的青藏高原地形，沒有給出850 hPa位勢高度合成圖。當高壓中心位于120°～160°E區域時，200 hPa上西太平洋上空表現為一個明顯的高壓中心；南亞高壓中心的下方，500 hPa和850 hPa上對應著西太平洋副熱帶高壓的西部，有較強的偏南氣流。NCEP/DOE II和JRA-55資料顯示結果與圖4一致（圖略），6、7、8月不同月份各區域高壓中心的垂直結構的也基本一致（圖略），由此可見不同區域的高壓中心的垂直環流結構并不相同，其物理過程和影響因子也并不相同。

圖4 NCEP/NCAR I以高壓中心為原點的新坐標下，高壓中心位于（a、b、c）20°～70°E，（d、e）80°～120°E和（f、g、h）120°～160°E區域時，200 hPa（左列）、500 hPa（中間列）和850 hPa（右列）位勢高度（單位：gpm）合成圖

圖5給出了三個區域高壓中心的渦度、散度和垂直速度隨高度變化合成圖。從渦度角度來看，三個區域高壓中心的渦度垂直分布的特點為：300～70 hPa都具有較強的負渦度，其中20°～70°E、80°～120°E區域的負渦度最強，約2×10?5～3×10?5s?1，120°～160°E區域負渦度較弱，約1×10?5～2× 10?5s?1，三個區域高壓中心負渦度值都在150 hPa達到最強，那里南亞高壓最強。另外在20°～70°E區域，700 hPa以下為較弱的正渦度，700 hPa上為負渦度，且隨高度增高而增強；在80°～120°E區域，500 hPa以上為負渦度，隨高度增加而增強，500 hPa以下為較弱的正渦度，最強正渦度位于南側；在120°～160°E區域，從地面到高空都表現為負渦度，這與圖4位高度場垂直分布特征一致。從散度和垂直速度角度來看，三個區域高壓中心的垂直運動并不相同，20°～70°E地區整層為下沉氣流，最強下沉氣流在400 hPa，達到0.02 Pa s?1，其中700～400 hPa為輻散，最強輻散在600 hPa，400～70 hPa為輻合，最強輻合在200 hPa；80°～120°E和120°～160°E區域整層都為上升運動，500 hPa以下為輻合，最強輻合在近地面層，500～70 hPa為輻散，最強輻散在150 hPa左右，其中80°～120°E的上升速度是120°～160°E區域的5～6倍。

圖5 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中間列）和120°～160°E（右列）區域南亞高壓中心（a、b、c）渦度（單位：10?5 s?1）、（d、e、f）散度（單位：10?6 s?1）和（g、h、i）垂直速度（單位：10?2 Pa s?1）隨高度變化合成圖（實線：NCEP/NCAR I；點線：NCEP/DOE II；長虛線：JRA-55）

5 各區域南亞高壓中心熱力結構特征

為討論各區域高壓中心的熱力結構及其維持機制，圖6給出了20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三個區域高壓中心的溫度緯向偏差廓線圖（圖6a–c）和非絕熱加熱廓線圖（圖6d–f）。由圖6a–c可見，三區域高壓中心溫度緯向偏差垂直廓線圖有較好的一致性，150 hPa以下（上）對應著正（負）的溫度緯向偏差，200～300 hPa正的溫度緯向偏差最強。南亞高壓中心150 hPa以下為暖中心結構，150 hPa以上對應溫度場的低值區，因此南亞高壓在150 hPa強度達到最強。三個區域對比來看，對流層中上層，20°～70°E和80°～120°E區域正溫度緯向偏差最強，達6°C左右，120～160°E地區較弱，為3°C左右；在近地面層，20°～70°E和80°～120°E地區都對應著很強的正溫度緯向偏差，120°～160°E溫度緯向偏差為零，說明地面感熱與伊朗高原及其以西地區和青藏高原地區的南亞高壓有密切聯系。

溫度是大氣熱力狀況的表達，對流層大氣的溫度變化主要受到非絕熱加熱和絕熱加熱兩個過程的影響，非絕熱加熱是指所研究系統與外界之間的熱量交換，包括輻射加熱、潛熱加熱和感熱加熱；絕熱過程是指因大氣升降運動過程中引起壓強、體積的變化，對外界做功，而與周圍大氣發生的能量交換。要弄清高壓系統本身熱力結構和維持機制，分別討論絕熱加熱過程和非絕熱加熱過程對南亞高壓的作用就非常必要。

圖6d–f給出了總的非絕熱加熱對不同區域南亞高壓中心的作用，這里的總非絕熱加熱是指深對流加熱率、淺對流加熱率、大尺度凝結加熱率、長波輻射加熱率、短波輻射加熱率和感熱垂直擴散加熱率6項的綜合作用。由圖可見：20°～70°E區域，700～150 hPa對應較強的負非絕熱加熱，最大負值在500 hPa，近地面為正的非絕熱加熱，150～70 hPa為弱的正非絕熱加熱，這與圖6a正的溫度緯向偏差相矛盾，需要絕熱加熱過程來補充。80°～120°E和120°～160°E兩區域從地面到100 hPa都為正的非絕熱加熱，與圖6b、c較強的正溫度緯向偏差一致，120°～160°E加熱強度較弱。另外20°～70°E、80～120°E兩個區域地面都表現出了強的正非絕熱加熱作用，120°～160°E地表面的非絕熱加熱為零。因此非絕熱加熱是80°～120°E和120°～160°E兩個區域是南亞高壓中心熱力維持的最主要原因。

圖6 （a、d）20°～70°E、（b、e）80°～120°E和（c、f）120°～160°E區域南亞高壓中心溫度緯向偏差（上；單位：°C）和總非絕熱加熱率（下；單位：K s?1）隨高度變化合成圖（實線：NCEP/NCAR I；點線：NCEP/DOE II；長虛線：JRA-55）

圖7所示為非絕熱加熱各分量對不同區域南亞高壓中心維持所起的作用。對流加熱率是指深對流加熱率、淺對流加熱率、大尺度凝結加熱率三項之和，這里以深對流加熱率為主，淺對流加熱率、大尺度凝結加熱率非常小。20°～70°E區域，對流加熱幾乎為零，短波輻射加熱是該區域的主要熱源，長波輻射加熱是該區域的主要冷源，其中長波輻射冷卻效應是短波加熱效應的2～4倍，所以總非絕熱加熱為負值；近地面層以正的感熱垂直輸送的加熱為主導，是短波輻射加熱的1～10倍，是長波冷卻效應的2～3倍，不同資料差異倍數不同。80°～120°E區域，近地面以上到100 hPa主要為對流加熱，且以深對流加熱為主，其中深對流加熱率大約是短波輻射加熱率的2～4倍左右，是長波輻射冷卻率的1.5倍左右，所以總非絕熱表現為較強正值；近地面層以正的感熱垂直擴散加熱為主，是短波輻射加熱的3～10倍，是長波輻射冷卻的2～4倍，所以近地表面為較強正非絕熱加熱。120°～160°E區域，從850 hPa到100 hPa，對流加熱作用最強，最大加熱位于300～400 hPa，是短波輻射加熱的2～3倍，總非絕熱加熱為正值；從海表面到950 hPa，對流加熱率和長波輻射加熱率都為負值，垂直擴散加熱率和短波輻射加熱率都為正值，正負加熱率強度相當，總非絕熱加熱趨近零。

圖7 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中間列）和120°～160°E（右列）區域南亞高壓中心（a、b、c）對流加熱率、（d、e、f）長波輻射加熱率、（g、h、i）短波輻射加熱率和（j、k、l）垂直擴散加熱率隨高度變化合成圖（實線：NCEP/NCAR I；點線：NCEP/DOE II）。單位：K s?1

由圖7可見，不同區域、同一區域不同高度，非絕熱加熱各分量對高壓中心維持所起作用并不相同。圖7為根據NCEP/NCAR I和CEP/DOE II數據所得結果，JRA-55結果與其類似（圖略），但NCEP/NCAR I和CEP/DOE II感熱垂直輸送比JRA-55強很多，這些影響主要在近地面層。

6 各區域南亞高壓中心與垂直運動關系

根據前面討論，非絕熱加熱并不能完全解釋所有區域高壓中心的暖中心結構，需要進一步討論絕熱過程的影響，由于高壓中心水平風速幾乎為零，所以絕熱過程主要以垂直運動項為主。

為了與圖6d–f正算法所得的非絕熱加熱率進行對比，圖8a–c實線給出了由公式（1）倒算法所得各區域高壓中心非絕熱加熱率合成圖，兩圖分布基本一致，圖中沒有顯示的層次是考慮到地形因素。圖8a–c虛線給出了不同區域高壓中心位置垂直運動絕熱加熱率隨高度的變化特征，20°～70°E區域高壓中心對應下沉增溫，外界對其做功，溫度增高，此區域負的非絕熱加熱率主要由正的垂直運動絕熱加熱率來補償。80°～120°E以及120°～160°E區域的高壓中心對應上升降溫過程，兩區域正的非絕熱加熱率主要由負的垂直運動絕熱加熱率來消耗。另外在此，西太平洋120°～160°E區域的高壓中心的熱力結構與西太平洋副熱帶高壓的熱力結構存在較大差異，關于兩者之間的關系仍有待于進一步研究。

從水平分布來看（圖8d–f），20°～70°E區域的高壓中心對應正的垂直運動絕熱加熱率，最大值位于高壓中心西部偏北地區。80°～120°E的高壓中心對應負的垂直運動絕熱加熱率，向南10個緯度為最大負值區，對應孟加拉灣地區，沿高壓中心向西20個經度轉變為正值區，向東整個區域為負值區。120°～160°E的高壓中心對應負的垂直運動絕熱加熱率，強度偏弱，沿中心向東（西）強度逐漸減弱（增強），沿中心向南向北都逐漸減弱。

圖8 采用NCEP/NCAR I資料，由倒算法所得（a、d）20°～70°E、（b、e）80°～120°E和（c、f）120°～160°E區域南亞高壓中心（a、b、c）總的非絕熱加熱率（實線；單位：K s?1）和垂直運動絕熱加熱率（虛線；單位：K s?1）隨高度變化合成圖以及以高壓中心為原點的新坐標下，各區（d、e、f）整層大氣垂直運動絕熱加熱率質量加權垂直積分（單位：105 J m?2 s?1）

下沉增溫是伊朗高原及其以西地區高壓中心維持的主要原因，錢永甫等（2002）研究指出，青藏高壓是熱力性的高壓，高壓中心區從上到下都是上升運動，伊朗高壓是動力性為主高壓，高壓中心區從上到下都是下沉運動。用1948～2013年7月（27.5°～30°N，40°～70°E）區域平均的整層垂直運動絕熱加熱率的時間序列，回歸200 hPa位勢高度高度場和風場（圖略），發現當伊朗高原及其以西地區下沉增溫增強時，從伊朗高原向東出現了反氣旋—氣旋—反氣旋—氣旋的異常波列，使得伊朗地區南亞高壓增強，青藏高原地區南亞高壓減弱，我國東部地區南亞高壓增強，西太平洋地區南亞高壓減弱，因此不僅高壓內部的非絕熱加熱各因子能引起高壓本身形態的變化，絕熱過程同樣也可以引起高壓本身形態的變化。

7 各區域高壓中心活動與局地深對流降水關系

深對流與青藏高原地區、我國東部地區以及西太平洋地區南亞高壓中心維持有密切關系，從各區域高壓中心對應的深對流加熱率500～200 hPa垂直積分和降水的水平分布來看（圖9），20°～70°E區域高壓中心深對流加熱和降水幾乎為零；80°～120°E區域高壓中心對應較強深對流加熱，最強深對流加熱和降水中心位于高壓中心南部；120°～160°E區域高壓中心也對應著深對流加熱和降 水，強度偏弱，越往南深對流加熱和降水強度越強。

圖9 以高壓中心為原點的新坐標下，高壓中心分別位于20°～70°E（左列）、80°～120°E（中間列）和120°～160°E（右列）區域時，500～200 hPa（a、b、c）大氣深對流加熱率質量加權垂直積分（單位：105 J m?2 s?1）和（d、e、f）降水量（單位：mm d?1）合成

圖10 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中間列）、120°～160°E（右列）區有無高壓中心時，（a、d、g）200 hPa、（b、e、h）500 hPa和（c、f、i）850 hPa位勢高度合成差值（單位：gpm；陰影區通過95％信度檢驗）

深對流和降水的氣候平均圖（圖11a、b）指出夏季熱帶、副熱帶亞非地區分布著強盛的深對流和降水，明顯的分為幾個不同區域，包括北非南部區、印度季風區、孟加拉灣和青藏高原地區、以及南海、我國東部季風區和菲律賓以東的西太平洋地區，南亞高壓是其上空唯一的強大反氣旋系統，南亞高壓中心位置與局地中低層環流調整及降水、深對流的關系值得進一步探討。

20°～70°E區域有無高壓中心時高低層位勢高度和環流合成差值場表明，當20°～70°E區域有高壓中心時，200 hPa，80°E以西地區，15°N以北為異常高壓，中心位于（40°N，50°E），強度達45 gpm，15°N以南為位勢高度場負異常，15°～30°N為密集的緯向等高線，青藏高原上空僅表現為弱脊（圖10a）；200 hPa環流差值場上，（40°N，50°E）為顯著的異常反氣旋中心，30°N以南到赤道的北非—沙特阿拉伯上空表現為寬廣的異常東風（圖略）；低層500 hPa和850 hPa位勢高度差值圖（圖10b、c）表明，30°N以南的北非—沙特阿拉伯—印度北部地區表現為顯著異常低壓，30°N以北西歐地區表現為異常高壓，500 hPa青藏高原上空位勢高度場正異常，對應的500 hPa和850 hPa環流場差值圖上（圖略），30°N以南為顯著異常氣旋環流，以北為異常反氣旋環流，20°N以南到赤道從西大西洋東部—北非—沙特阿拉伯—印度北部為強西風帶，為北非—沙特阿拉伯帶來較多水汽（圖略）。20°～70°E區域有無高壓中心時，850 hPa和200 hPa輻合輻散風分量合成差值場表明（圖略）：80°E以西地區，30°N以南低層輻合，高層輻散，整層表現為顯著的上升運動，而在30°N以北高層輻合，低層輻散，整層下沉運動。當20°～70°E區域有高壓中心時，局地的環流配置使得10°N以北北非地區和印度西北部對流和降水增加（圖11c、d）。

80°～120°E區域有無高壓中心時高低層位勢高度和環流合成差值場表明：當80～120°E存在高壓中心時，200 hPa，20°N以北從青藏高原中東部到我國東部為異常高壓，中心位于（37.5°N，100°E）（圖10d），對應較強異常反氣旋環流，其北側西風急流北移增強，最強西風位于40°N左右，南側東風急流增強，最強東風位于青藏高原南緣（圖略）；500 hPa青藏高原和伊朗高原上空為顯著的異常低壓（圖10e），對應著顯著的異常氣旋環流，同時印度北部還存在一較弱異常反氣旋環流（圖略）；低層850 hPa，我國大陸—青藏高原南側（青藏高原主體高度高于850 hPa）表現為異常低壓（圖10f），20°N以北的60°～120°E區域表現為顯著異常氣旋環流，氣旋南部較強的西南氣流從75°E向東繞過青藏高原，沿我國大陸東部一直向北到長江中下游及其偏北地區，同時我國東部西太平洋上表現出顯著的異常反氣旋性環流，其西側的東南氣流向長江流域及其以北地區輻合（圖略）。80°～120°E區域有無高壓中心時，850 hPa和200 hPa輻合輻散風分量合成差值圖（圖略）表明：沿30°N帶狀區域的青藏高原—我國長江流域—日本中北地區表現為顯著的上升運動，其南部孟加拉灣—我國華南—西太平洋地區表現為顯著的下沉運動。這樣的環流局地配置使得青藏高原－30°N左右江淮流域—日本東北部深對流和降水明顯偏多，而孟加拉灣—我國華南、南海以及東部菲律濱和臺灣以東的西太平洋深對流降水明顯減弱（圖11e、f）。

120°～160°E區域有無高壓中心時高低層位勢高度合成差值場表明：120°～160°E存在高壓中心時，200 hPa上，西太平洋10°N以北為異常高壓，中心位于（40°N，140°E），強度達50 gpm，青藏高原及其以西表現出明顯的正位勢高度場異常，異常程度在10 gpm以上（圖10g）；500 hPa和850 hPa上，西太平洋上空30°N及其以南表現為顯著異常低壓，30°N以北表現為顯著的異常高壓（圖10h、i）。120°～160°E區域有無高壓中心時高低層環流差值場（圖略）表明：當120°～160°E存在高壓中心時，200 hPa西太平洋上空，10°N以北為顯著異常反氣旋環流，中心偏北位于（40°N，140°E）；850 hPa上，西太平洋30°N以北對應著異常反氣旋環流，30°N以南對應著異常氣旋環流。120～160°E區域有無高壓中心時，850 hPa和200 hPa輻合輻散風分量合成差值場（圖略）表明：30°N及其以南地區低層輻合，高層輻散，整層為顯著的上升運動，30°～40°N低層輻散，高層輻合，整層為顯著的下沉運動（圖略），120°～160°E區域南亞高壓中心調整著局地高低層環流，使得10°～25°N間中南半島—華南南海—西太平洋地區的深對流和降水的明顯增強，30°～40°N我國東部地區一直到日本海以東地區的深對流和降水顯著減弱（圖11g、h）。

圖11 （c、d）20°～70°E、（e、f）80°～120°E、（g、h）120°～160°E有無高壓中心時，500～200 hPa（c、e、g）深對流加熱率質量加權垂直積分（單位：105 J m?2 s?1）和（d、f、h）降水量（單位：mm d?1）合成差值（陰影區通過95％信度檢驗），以及（a、b）兩者對應的夏季氣候平均

因此當20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E地區高層存在南亞高壓中心時，對應的中低層環流也發生相應的調整，這樣局地的環流配置可能使得當20°～70°E區域存在高壓中心時，10°N以北北非地區和印度西北部對流和降水增強；80°～120°E高壓中心存在時，青藏高原中東部以及30°N江淮流域深對流降水增強；120°～160°E高壓中心存在時，菲律賓以東西太平洋深對流和降水增強。

8 結論

本文通過NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55三套再資料分析了夏季南亞高壓多中心的結構特征，揭示了不同區域南亞高壓中心的動力和熱力結構，及其與不同地區熱源關系。結論如下：

（1）夏季南亞高壓存在明顯的多中心特征，最多可達5～6個，根據高壓中心個數分為單中心類，雙中心類，三中心類，四中心類等，其中雙中心類南亞高壓所占比例最多，達二分之一，三中心類南亞高壓所占比例次多，達三分之一，單中心類和四中心類分別僅占了約10%的左右，5～6個中心類的南亞高壓個例很少，只有幾個。

（2）不同類南亞高壓中心的緯向位置分布存在顯著的區域性，單中心類南亞高壓的中心主要分布在50°～100°E；雙中心類南亞高壓的一個中心分布在75°E以西，另一個中心主要分布在80°E以東；三中類南亞高壓三個中心絕大部分分別同時出現在30°～80°E、80°～120°E和120°～150°E三個區域，占了該類的60%以上比例。

（3）無論哪類南亞高壓，不同區域南亞高壓中心的強度、動力結構、熱力結構并不相同，大致可以分為20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三個區域。20°～70°E區域高壓中心位于南亞高壓的西部，高壓中心下方，500 hPa對應伊朗副高東北側的偏北氣流，850 hPa對應印緬槽西北部，整層為下沉運動；80°～120°E區域高壓中心位于南亞高壓的中部，高壓中心下方，500 hPa對應印緬槽中部，低層正渦度高層負渦度，整層為上升運 動；120°～160°E區域高壓中心位于南亞高壓的東部，高壓中心下方，500 hPa和850 hPa都對應西太平洋副熱帶高壓西部的偏南氣流，整層為負渦度，為上升運動。20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三個區域高壓中心都對應暖中心結構，150 hPa以下（上）對應著正（負）的溫度緯偏值，200～300 hPa為最暖層。不同區域高壓中心維持機制并不相同，20°～70°E高壓暖中心結構主要以下沉增溫為主導，對流加熱率為零；80°～120°E和120°～160°E區域的暖中心結構主要以深對流加熱為主導，另外西太平洋地區的深對流加熱強度明顯偏弱。

（4）當20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E地區存在南亞高壓中心時，南亞高壓強度增強、反氣旋環流增強，中低層環流也發生變化，使得局地整層環流配置、降水和深對流發生調整，當20°～70°E南亞高壓環流的增強有利于10°N以北北非地區和印度西北部對流和降水；80°～120°E南亞高壓環流的增強有利于青藏高原及30°N江淮流域對流和降水；120°～160°E南亞高壓環流的增強有利于菲律賓以東西太平洋對流和降水。由于篇幅的限制關于高壓中心與不同地區對流降水相互作用反饋過程仍有待于進一步探討。

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Analysis on the Multi-center Structure of Summer South Asia High and Its Thermal Influence Factors

PENG Lixia, SUN Zhaobo, CHEN Haishan, ZHU Weijun, ZENG Gang, and NI Donghong

210044

The multi-center characteristic of the summer South Asia high (SSAH) is analyzed based on circulation fields and diabatic heating fields extracted from the NCEP/NCAR I, the NCEP/DOE II and the JRA-55 (Japanese 55-year Reanalysis Project) reanalysis datasets. Moreover, the vertical dynamic and thermodynamic structures of the SSAH centers in different areas and their relationships with heat sources at different regions are studied. Results show that: (1) The SSAH demonstrates an obvious multi-center feature. It can have up to five to six centers simultaneously. Among all the multi-center cases, two-center and three-center cases account for the largest proportion (about 70%–80%) of the total, while one-center and four-center cases only account for about 10% of the total cases. (2) No matter how many centers the SSAH has, the dynamic and thermodynamic features of these SSAH centers show different characteristics in different regions. These regions can be divided into three areas, i.e. 20°–70°E, 80°–120°E and 120°–160°E. For the SSAH centers over the Iranian plateau and its west region within 20°–70°E, the middle levels of the SSAH centers correspond to northeastern Iranian subtropical high and the lower levels correspond to northwestern India-Burma trough, where a strong descending motion occupies the entire troposphere. For the SSAH centers located from the Tibetan Plateau to eastern China within 80°–120°E region, their lower levels correspond to central-northern India-Burma trough, where a strong ascending motion occupies the entire troposphere with anticyclonic circulation in the upper levels and cyclonic circulation in the lower levels. For the SSAH centers over the western Pacific within 120°–160°E region, their middle and lower levels correspond to the western Pacific subtropical high, where an ascending motion is significant with anticyclonic circulation throughout the entire troposphere. (3) All the SSAH centers in the three regions display a warm-high structure. Subsidence heating is the main reason for the formation and maintenance of the SSAH centers within 20°–70°E region, while the deep convective heating is the main reason for the formation and maintenance of the SSAH centers within 80°–120°E and 120°–160°E regions. (4) The enhanced SSAH has significant impacts on local circulation, deep convection and precipitation in all the three areas, i.e. 20°–70°E, 80°–120°E and 120°–160°E, where the SSAH centers are located.

South Asia high, Multi-center, Convective heating, Tibetan Plateau

1006-9895(2016)05-1089-18

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1601.14310

2014-11-10；網絡預出版日期 2016-01-29

彭麗霞，女，1978年生，博士，講師，主要從事短期氣候變化及預測、海氣相互作用研究。E-mail: penglixia@nuist.edu.cn

國家自然科學基金項目41105059、61103142、41230422、41575070、41205066、41575102、41475088，科技部公益性行業（氣象）科研專項GYHY201306028、GYHY201206017，江蘇省高校自然科學研究項目11KJB170006，江蘇省自然科學基金——杰出青年基金項目BK20130047，“新世紀優秀人才支持計劃”

Funded by National Nature Science Foundation of China (Grants 41105059, 61103142, 41230422, 41575070, 41205066, 41575102, and 41475088), Special Scientific Research Fund of Meteorological Public Welfare Profession of China (Grants GYHY201306028, GYHY201206017), Natural Science Foundation of the Jiangsu Higher Education Institutions of China (Grant 11KJB170006), Natural Science Foundation of Jiangsu Province (Grant BK20130047), and “the Program for New Century Excellent Talents”