南亞高壓季節內變化與熱帶季節內振蕩之間的關系

林愛蘭 LI Tim 王璐 李春暉

1 中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所廣東省區域數值天氣預報重點實驗室，廣州 510640

2 IPRC and Department of Department of Atmospheric Sciences，University of Hawaii，Honolulu，Hawaii 96822

3 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環境變化國際合作聯合實驗室/氣象災害預報預警與評估協同創新中心，南京 210044

1 引言

大氣季節內振蕩最早發現于熱帶地區（謝義炳等, 1963; Madden and Julian, 1971），有關熱帶大氣季節內振蕩的特征及其機理已經被廣泛研究（例如, Murakami and Nakazawa, 1985; Li, 1985; Madden and Julian, 1994; Wang and Li, 1994; Li and Wang,1994; Jiang et al., 2004; Lin et al., 2011; Hsu and Li,2012; Hsu et al., 2014; Wang et al., 2017; Li et al.,2020）。熱帶季節內振蕩不僅影響熱帶地區，而且影響熱帶外地區的天氣、氣候（例如, Jeong et al.,2008; 呂俊梅等, 2012; 李汀等, 2012; 李崇銀等,2013; 林愛蘭等, 2013; Li et al., 2020）。盡管有研究（李崇銀, 1993; Wang et al., 2013）指出中高緯大氣季節內振蕩與非線性相互作用和外源強迫密切相關，目前對于副熱帶、中高緯度的季節內振蕩的研究無論從觀測事實還是理論或模擬研究都很不充分（何金海等, 2006），而且對熱帶與副熱帶或中緯度之間季節內振蕩相互作用的了解也很不足。李崇銀（1993）利用500 hPa位勢高度場進行空間相關分析，揭示全球大氣低頻遙相關波列跨越南北半球相互銜接，并用Hoskins and Karoly（1981）的大圓理論解釋低頻波列的結構特征。這些研究說明中低緯季節內振蕩存在一定聯系。

南亞高壓既有季節、年際、年代際變化（彭麗霞等, 2009），也有季節內和天氣尺度變化（李躍清, 1996; 任榮彩等, 2007; Yang and Li, 2016）。就季節變化而言，春季南亞高壓相繼在南海和中南半島北部出現（Reiter and Gao, 1982; Zhu et al., 1986;劉伯奇等, 2009; Liu et al., 2013），夏季南亞高壓則進一步移上青藏高原。南亞高壓是一個季節性環流系統，在青藏高原上僅夏季存在。空間非均勻非絕熱加熱是決定副熱帶高壓位置和強度的關鍵因素（吳國雄和劉還珠, 1999; 吳國雄等, 1999; 劉屹岷等, 1999a, 1999b）。南亞高壓季節內活動變化對區域持續性異常天氣有重要影響（Yang and Li,2016），因此南亞高壓的季節內振蕩特征及成因研究，具有科學意義和應用價值。大地形和青藏高原及周邊地區非絕熱加熱是南亞高壓季節內振蕩的可能外強迫因子（羅會邦和陳蓉, 1995）。Ren et al.（2015）通過位渦診斷分析，揭示了非絕熱加熱反饋對南亞高壓季節內東伸的重要作用。王黎娟和葛靜（2016）的研究認為，高原熱力場異常導致其上空暖中心變化從而引起的高層風場變化可以解釋南亞高壓中心的東西振蕩。從大氣內部環流系統角度，專家們揭示了南亞高壓季節內變化與西太平洋副熱帶高壓及中緯度西風帶系統（陶詩言和朱福康, 1964; 吳國雄等, 2002; Zhang et al., 2002; 任榮彩等, 2007）的密切聯系，近期研究表明，南亞高壓季節內尺度上的向東伸展伴隨著歐亞大陸波列的向東傳播（Ren et al., 2015）。

關于南亞高壓季節內振蕩與其他大氣環流系統的聯系，過去研究基本關注西風帶系統和西太平洋副熱帶高壓，南亞高壓季節內變化與同樣具有行星尺度的熱帶季節內振蕩的關系如何，現有研究極少涉及。若兩者存在相關，那么在夏季南亞高壓與熱帶季節內振蕩之間關系中，兩者各自所起的作用如何？是否其中一個起主要調制作用？調制機理如何？是否存在相互作用關系？相互作用的物理過程是什么？目前不清楚。若能清楚地回答這些問題，將提高我們對南亞高壓季節內振蕩特征和機理的認識，也豐富熱帶大氣季節內振蕩相關理論，將熱帶與副熱帶系統的季節內變化有機結合起來，有助于了解熱帶內、外大氣在季節內時間尺度上的相互作用過程，對改善模式對季節內振蕩的模擬能力、提高區域天氣、氣候預報水平必將有所幫助。

2 資料和方法

本文所用的大氣多要素資料是NCEP-DOE分析資料的日平均資料（Kanamitsu et al., 2002），資料時段為1979年1月至2013年12月共35年，大氣資料分辨率為2.5°×2.5°。本文采用Wheeler and Hendon（2004）提出的多變量MJO（Madden-Julian oscillation）指數，該指數基于三個變量（850 hPa緯向風、200 hPa緯向風和大氣向外長波輻射）聯合EOF分解前兩個主分量而建立，通過將每日三要素資料投影到多變量EOFs上，建立表征赤道MJO活動（傳播位相和強度）的歷史資料序列。本文參考相關文獻（Huang et al., 2011），采用1672 dagpm等值線作為100 hPa南亞高壓特征線，將1672 dagpm等值線最東端所在的位置定義為南亞高壓東脊點的位置。對于每天南亞高壓東脊點位置的具體判別方法如下：在東半球（5°～50°N，0°～180°～170°W）范圍內，假設100 hPa每個網格資料的位勢高度為H(i,j)（i、j為網格緯向和經向序號，分別對應網格點的經度和緯度）。第一，判斷每個資料網格緯度中H(i,j) 等于1672 dagpm值所處的最大經度i0，把該緯度的i0記為LonM (j)，具體需要滿足以下條件：（a）該網格點位勢高度值最接近1672 dagpm、（b）緯向梯度小于0、（c）高壓體達到一定空間尺度（經向10個緯度、緯向20個經度以上）且主體在陸地上。第二，在第一步的基礎上，對區域內所有資料網格緯度的LonM (j)作比較，挑選出其中的最大值，記為LonM (j0)，該最大值LonM (j0) 就是東脊點的經度位置，對應資料網格點的緯度j0則為東脊點緯度位置。若某一天100 hPa位勢高度都小于1672 dagpm，則用夏季氣候平均南亞高壓中心位置代表東脊點位置。為了進一步研究熱帶季節內振蕩與南亞高壓的相互作用關系，除了利用觀測資料進行診斷分析之外，需要利用大氣環流模式進行模擬試驗。本研究所用的大氣環流模式是馬普研究所（the Max Planck Institute for Meteorology）發展的ECHAM4.6模式（Roeckner et al., 1996），其水平分辨率為T42、垂直分別率為19層（從表層到10 hPa）。該模式曾被廣泛用于熱帶大氣季節內振蕩傳播（Jiang et al.,2004）、中緯度北太平洋季節內振蕩起源（Wang et al., 2013）等研究以及MJO實例預報（Fu and Wang, 2009），是目前國際上對季節內振蕩模擬較好的模式之一。本文設計并運行了三組試驗，包括一組控制試驗和兩組理想試驗。其中，第一組為控制試驗，控制試驗用氣候月平均海溫驅動。控制試驗與兩組敏感性試驗都積分30年，文中分析去掉前5年資料，采用后25年資料。第二組試驗稱為無熱帶季節內振蕩的理想試驗，在該敏感性試驗中，用控制試驗相同海溫強迫，但熱帶地區用牛頓型阻尼項強迫模式預報量向從控制試驗得到的氣候年循環逼近。這組理想試驗的模式范圍分為三個區域：強阻尼區、過渡區和無阻尼區。考慮到MJO和南亞高壓的活動范圍，強阻尼區覆蓋范圍大約為12.56°S～12.56°N，阻尼系數取值1/2（單位：d-1）；過渡區在強阻尼區南北兩側邊緣（15.35°S和15.35°N），過渡區阻尼系數設為線性遞減；無阻尼區則是強阻尼區和過渡區之外的模式區域，阻尼系數為0。這樣設計的理想試驗，熱帶季節內振蕩被壓制，熱帶季節內振蕩對熱帶外的影響也基本消除，而其氣候平均態與控制試驗非常接近。因此，第二組試驗與控制試驗相比，能反映熱帶季節內振蕩對南亞高壓的影響。第三組理想試驗為無南亞高壓季節內振蕩試驗，類似第二組理想試驗用控制試驗相同海溫強迫大氣，模式范圍同樣分為三個區域：強阻尼區、過渡區和無阻尼區，各區阻尼系數選擇同第二組試驗。但在該敏感性試驗中，牛頓型阻尼項應用于南亞高壓及其鄰近范圍，其中強阻尼區為（18.14°～37.67°N, 19.6875°～149.0625°E），過渡區為緊鄰強阻尼區的外框（東西兩側取3°經度，南北兩側取3°緯度），其余模式格點則為無阻尼區。第三組理想試驗基本消除了南亞高壓季節內振蕩對熱帶的影響，與控制試驗對比能了解南亞高壓季節內振蕩對熱帶季節內振蕩的影響。

3 觀測事實分析

3.1 南亞高壓季節內振蕩特征及其隨MJO活動的變化

夏季100 hPa南亞高壓脊線在30°N附近，從脊線附近（25°～35°N）平均位勢高度場隨經度的變化（圖1紅色虛線）可以看出，南亞高壓主體橫跨95個經度（25°～120°E），這里沿用1672 dagpm等值線作為南亞高壓特征線（Huang et al., 2011）。從位勢高度季節內分量（經過10～90 d帶通濾波）的標準差分布來看，南亞高壓的西脊點附近或東脊點附近都是季節內變化標準差的相對高值區（圖1黑色實線），但從位勢高度季節內分量標準差占原值總標準差的百分比分布來看，南亞高壓東脊點附近的百分比明顯高于其他區域，其峰值超過50%（圖1紫色實線）。可見，南亞高壓東脊點附近區域是南亞高壓季節內變化的主要區域，該區域也是與東脊點經度季節內變化相關高值區（圖1紅色實線）。

圖1 1979～2013年夏季平均的100 hPa南亞高壓脊線附近（25°～35°N）平均的位勢高度（左側縱坐標，紅色虛線，單位：dagpm）、位勢高度季節內標準差占原值標準差的百分比（右一縱坐標，紫色實線）、位勢高度與東脊點經度兩者季節內分量的相關系數（右二縱坐標，紅色實線）、位勢高度季節內標準差（右三縱坐標，黑色實線，單位：gpm）的緯向分布Fig. 1 The zonal distributions of the geopotential height (left y-axis, red dashed line, units: dagpm), the percentage (the first right y-axis, purple solid line) of the intraseasonal standard deviation to the original geopotential height, the correlation coefficients (the second right y-axis, red solid line) of intraseasonal component between the geopotential height and the longitude of the eastern ridge point, and the intraseasonal standard deviation(HSDGH, the third right y-axis, black solid line, units: gpm) of geopotential height near the ridge (averaged over 25°-35°N) of South Asia high at 100 hPa averaged in boreal summer during 1979-2013

根據MJO 8個位相分別進行合成分析，圖2是100 hPa南亞高壓東脊點經度位置（亦稱東脊點指數）的演變。可以看出，東脊點指數隨MJO位相的變化而產生明顯變化，在MJO第1、2、3位相（合稱為印度洋位相）指數偏低，第5、6、7位相（合稱為西太平洋位相）指數偏高，第4、8位相為過渡位相。200 hPa南亞高壓東脊點經度位置隨MJO位相的演變與100 hPa南亞高壓相應指數的演變類似（圖略）。說明南亞高壓東脊點位置受MJO活動的調制，即當MJO處于印度洋（太平洋）位相，則南亞高壓東脊點西撤（東伸）。

圖2 1979～2013年平均的100 hPa南亞高壓東脊點經度隨MJO位相的變化Fig. 2 Longitudes of the eastern ridge of the South Asian high at 100 hPa at the eight MJO phases averaged in 1979-2013

圖3a為MJO印度洋位相和太平洋位相分別合成的南亞高壓位勢高度特征線分布。由圖可見，隨著MJO的位相變化，南亞高壓變化最大的主要在東部。從合成東脊點來看，在MJO印度洋位相，南亞高壓東脊點在氣候平均值的西側，即東脊點西撤；在MJO西太平洋位相，南亞高壓東脊點在氣候平均值的東側，即東脊點有所東伸。可見，隨著MJO的向東傳播，南亞高壓東脊點經度位置發生明顯變化，而南亞高壓西脊點和南北邊界雖然也有一定變化，但變化幅度相對較小。

以上是用位勢高度場的原值對南亞高壓變化特征進行分析，進一步針對季節內時間尺度進行分析。南亞高壓在MJO第5、6、7位相（合稱西太平洋位相）與在MJO第1、2、3位相（合稱印度洋位相）之間有相反的變化趨勢，而在MJO的第4、第8位相南亞高壓異常不明顯，因此可利用MJO西太平洋位相與印度洋位相的合成差來展現MJO對南亞高壓的調制作用。首先對100 hPa等壓面位勢高度場進行10～90 d濾波得到季節內分量，然后分別計算位勢高度季節內分量在MJO西太平洋位相與印度洋位相的合成場，并求兩者的差值。由圖3b可見，差值較大的仍然在南亞高壓東部附近區域。

3.2 南亞高壓季節內振蕩不同階段MJO的活動特征

本節將換個角度進一步了解，當南亞高壓本身發生季節內變化，熱帶MJO活動有何變化特征？為此，根據圖3b選擇南亞高壓季節內變化關鍵區（15°～25°N，110°～140°E），對該區域位勢高度季節內分量異常情況進行分組，將季節內分量≥平均值1.5倍標準差的選為南亞高壓季節內振蕩高峰期組，將季節內分量≤平均值1.5倍標準差的選為南亞高壓季節內振蕩低谷期組。圖4是南亞高壓季節內變化異常情況下，MJO的位相分布，其中紅色（黑色）對應南亞高壓季節內振蕩高峰期（低谷期）。南亞高壓季節內振蕩不同階段MJO各類活動狀態具體統計日數見表1，表1中強MJO且過渡位相是指強MJO處于第4和第8位相。由圖4和表1可見，在南亞高壓季節內振蕩高峰期（圖4中紅點），大多數MJO強度偏強，其中82%（117/143）的強MJO處于西太平洋位相（即第5～7位相），僅有7%（10/143）處于印度洋位相（即第1～3位相）；而在南亞高壓季節內振蕩低谷期（圖4中黑點），多數MJO強度也偏強，其中90%（119/132）的強MJO處于印度洋位相，僅有1 d處于西太平洋洋位相。用季節內分量在平均值上下1倍標準差以內定義南亞高壓季節內振蕩偏弱階段，即表1的“正常期”，統計表明，該階段強MJO的百分比明顯比異常階段（即高峰期或低谷期）低，且各位相分布較均勻。

圖3 1979～2013年夏季（6～8月）100 hPa等壓面的合成：（a）MJO在印度洋位相（藍色虛線）、西太平洋位相（黑色實線）分別合成的南亞高壓位勢高度特征線（1672 dagpm等值線）分布以及夏季平均氣候態分布（紅色實線）；（b）MJO西太平洋位相與印度洋位相之間位勢高度10～90 d濾波場合成差值分布（黑色等值線，單位：dagpm，填色區為差值≥2.0 dagpm的大值區），紅色等值線代表南亞高壓氣候平均的1672 dagpm特征線Fig. 3 Composites at 100 hPa in boreal summer (June-August) during 1979-2013: (a) The characteristic contours (1672 dagpm) of the South Asian high during the MJO phases over the Indian Ocean (blue dashed line), the Western Pacific (black solid line), and the long-term climatology (red line);(b) the geopotential height differences (black lines; units: dagpm; shaded area: differences≥2.0 dagpm) between the MJO phases over Western Pacific and Indian Ocean, the red contour denotes the climatological characteristic contour (1672 dagpm) of the South Asian high

表1 南亞高壓季節內振蕩不同階段各種MJO活動狀態日數統計Table 1 Number of days during different phases of intraseasonal oscillation of the South Asian high associated MJO activity

圖4 1979～2013年南亞高壓季節內振蕩異常期的MJO位相分布。紅（黑）色點為南亞高壓季節內振蕩高峰（低谷）期，中心黑色圓圈半徑為1，圓圈外（內）的圓點代表強（弱）MJO，橫、縱坐標的RMM1和RMM2分別為構成MJO指數的兩個分量Fig. 4 The MJO phase distribution during the peak (red) and minimum (black) phases of the intraseasonal oscillation of the South Asian high for the period of 1979-2013. Radius of the black circle is 1, and the points outside (inside) of the circle represents a strong (weak) MJO, RMM1 (x-axis) and RMM2 (y-axis) are two components of the MJO index

以上分析表明，當南亞高壓季節內變化處于高峰期，即南亞高壓東部位勢高度偏高、東脊點位置偏東時，MJO強度偏強且處于西太平洋位相的比例偏高，而MJO強度偏強且處于印度洋位相的比例很低；當南亞高壓季節內變化處于低谷期，即南亞高壓東部位勢高度偏低、東脊點位置偏西時，MJO強度偏強且處于印度洋位相的比例偏高，而MJO強度偏強且處于西太平洋位相的比例很低。可見，無論基于MJO還是南亞高壓的季節內變化位相，都可以發現兩者在季節內尺度上的密切聯系。

3.3 關鍵區大氣異常垂直結構特征

以上分析表明，南亞高壓東脊點附近區域是南亞高壓季節內變化最顯著的區域，與MJO活動關系最密切的也是該區域，即東亞—西太平洋地區（15°～25°N，110°～140°E）。該區域平均位勢高

南亞高壓ISO階段 總日數/d

MJO活動狀態日數/d

弱MJO 強MJO 強MJO且印度洋位相 強MJO且太平洋位相 強MJO且過渡位相度與東脊點經度位置相關性很高，因此，無論是區域位勢高度還是東脊點指數，南亞高壓隨MJO活動的變化都非常明顯。下面針對該關鍵區進行垂直結構特征分析。

選取經過該關鍵區的經向和緯向剖面進行垂直結構分析，重點針對10～90 d季節內分量。圖5a是沿經度帶（110°～140°E）的經向垂直剖面，可以看出，異常最明顯的主要在副熱帶地區，該地區對流層高低層位勢高度呈相反的異常變化特征，300 hPa以上高層為正異常，正異常中心在100～150 hPa之間，400 hPa以下低層為負異常，負異常中心在850～925 hPa之間。從對流層高層（100 hPa）、低層（850 hPa）位勢高度季節內分量的經向分布（圖5b）進一步清楚看到，100 hPa與850 hPa呈反位相變化，100 hPa的峰值、850 hPa的谷值出現在20°N附近。由此說明，對流層大氣高、低層都與MJO活動存在密切聯系，與MJO相關的大氣垂直異常變化呈斜壓特征。

圖5 1979～2013年夏季東亞—西太平洋（110°～140°E）平均的位勢高度季節內分量在MJO西太平洋位相與印度洋位相合成差：（a）經向—垂直剖面，黃（紫）色區為正（負）距平≥15 gpm（≤-10 gpm）的異常區；（b）100 hPa（左縱坐標，紅色虛線）和850 hPa（右縱坐標，黑色實線）的經向分布Fig. 5 The composite differences of the intraseasonal component of geopotential height field (CDIGH) averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) between the MJO phases over the western Pacific and the Indian Ocean in summer during 1979-2013: (a) Vertical-meridional cross section, positive (negative) anomaly greater than 15 gpm (less than -10 gpm) is shaded with yellow (purple); (b) meridional distributions at 100 hPa(left y-axis, red dashed line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line)

從沿緯度帶（15°～25°N）的緯向垂直剖面（圖6a）來看，異常最明顯的主要在西太平洋地區，類似地，該地區對流層高低層位勢高度呈相反的異常變化特征，進一步從100 hPa、850 hPa位勢高度季節內分量的緯向分布（圖6b）可以看到，100 hPa與850 hPa呈反位相變化，100 hPa的峰值出現在125°E附近，而850 hPa谷底較平緩，115°～130°E之間為低谷區。綜合經向和緯向垂直剖面分析可見，東亞—西太平洋副熱帶地區對流層高、低層大氣隨MJO的向東傳播而發生明顯異常變化，與MJO相關的大氣垂直異常變化呈斜壓特征。

圖6 1979～2013年夏季副熱帶（15°～25°N）平均的位勢高度季節內分量在MJO西太平洋位相與印度洋位相合成差：（a）緯向—垂直剖面，黃色（紫色）區為正（負）距平≥15 gpm（≤-10 gpm）的異常區；（b）100 hPa（左縱坐標，紅色虛線）和850 hPa（右縱坐標，黑色實線）的位勢高度緯向分布Fig. 6 The composite differences of the intraseasonal geopotential height field (CDIGH) averaged over 15°-25°N between the MJO phases over the Western Pacific and the Indian Ocean in summer during 1979-2013: (a) Vertical-zonal cross section, positive (negative) anomaly greater than 15 gpm(less than -10 gpm) is shaded with yellow (purple); (b) meridional distributions at 100 hPa (left y-axis, red dashed line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line)

南亞高壓、西太平洋副熱帶高壓分別是對流層高層和對流層中低層非常重要的大氣環流系統，那么上述與MJO相關的大氣斜壓性垂直異常變化對這些環流系統有什么影響？圖7是對流層高層南亞高壓、對流層中低層西太平洋副熱帶高壓特征線在東亞—西太平洋地區的分布變化，由圖可見，在MJO西太平洋位相，100 hPa南亞高壓東脊點偏東，中層500 hPa和低層850 hPa西太平洋副熱帶高壓西脊點偏東（圖7a、b、c紅實線）；而在MJO印度洋位相，情況相反，100 hPa南亞高壓東脊點偏西，中層500 hPa和低層850 hPa西太平洋副熱帶高壓西脊點偏西（圖7a、b、c藍虛線）。綜合以上分析說明，在MJO的調制下，東亞—西太平洋副熱帶地區對流層大氣垂直結構產生斜壓性變化，導致高層南亞高壓東脊點的東伸（西退），對應中低層西太平洋副熱帶高壓西脊點的東退（西伸）。

圖7 1979～2013年MJO印度洋位相（藍色虛線）、西太平洋位相（紅色實線）分別合成的（a）100 hPa南亞高壓位勢高度1672 dagpm特征線、（b）500 hPa西太平洋副熱帶高壓588 dagpm特征線、（c）850 hPa西太平洋副熱帶高壓148 dagpm和152 dagpm特征線分布。黑色實線為夏季平均氣候態Fig. 7 Composite characteristic contours of the geopotential height field at (a) 100 hPa (1672 dagpm isoline), (b) 500 hPa (588 dagpm isoline), and(c) 850 hPa (148 dagpm and 152 dagpm isolines) during the MJO phases over the Indian Ocean (blue dashed lines) and the Western Pacific (red solid lines) during 1979-2013. Black solid contours denote the long-term climatology in summer

4 南亞高壓季節內振蕩與MJO相互作用的數值模擬試驗研究

4.1 ECHAM大氣環流模式模擬檢驗分析

本節利用ECHAM4.6大氣環流模式控制試驗輸出資料以及NCEP-DOE再分析資料，檢驗該模式對南亞高壓、熱帶MJO的模擬能力，以及模式對南亞高壓與熱帶MJO之間關系的模擬能力。

比較圖8a、b可以看出，在100 hPa等壓面上，模式對南亞高壓脊線走向和位置也模擬得相當不錯，而且能反映南亞高壓及周邊區域的渦度場、風場的分布特征，但模式對南亞高壓北側的緯向風模擬偏大，即西風帶偏強。另外，模式模擬的位勢高度值比觀測的偏高，但模式對南亞高壓的基本形態模擬較好，副熱帶地區位勢高度有閉合等值線，高壓體基本呈東西走向。通過對模擬場與觀測分析場的比較分析，本文考慮用100 hPa等壓面上1682 dagpm作為模式南亞高壓特征線（圖8紅色粗實線）。

圖8 （a）利用1979～2013年NCEP-DOE分析資料、（b）ECHAM4.6模擬試驗輸出的第6至第30年資料統計得到的夏季（6～8月）100 hPa的渦度（等值線，單位：10-6 s-1）、風（矢量箭頭，單位：m s-1）和緯向風（顏色區為≥15 m s-1的西風或東風），紅色粗實線為南亞高壓特征線，紅色點線為南亞高壓脊線Fig. 8 The vorticity (contours, units: 10-6 s-1), wind (vectors, units: m s-1), and zonal wind (westerly or easterly wind greater than 15 m s-1 are shaded) from (a) NCEP-DOE (National Centers for Environmental Prediction-U.S. Department of Energy) analysis data during 1979-2013,(b) ECHAM4.6 (no expansion used; it is very long and involves ECMWF, Hamburg) simulations (from the sixth to the thirtieth year) at 100 hPa in summer (June-August). Red thick solid lines denote the South Asian high characteristic contours, and red dot lines denote the ridge of the South Asian high

從ECHAM4.6模式100 hPa等壓面位勢高度氣候平均場來看，南亞高壓東脊點經度位置在134°E。根據100 hPa位勢高度場中南亞高壓特征線讀取MJO各個位相的東脊點經度位置，并對第1、2、3位相（即印度洋位相）和第5、6、7位相（即太平洋位相）分別進行平均，形成圖9，能清楚地反映出南亞高壓東脊點經度位置隨MJO活動的變化，在MJO第1、2、3位相（即印度洋位相），南亞高壓東脊點經度位置為117°E，比氣候平均位置偏西17個經度；在MJO第5、6、7位相（即太平洋位相），南亞高壓東脊點經度位置達到155°E，比氣候平均位置偏東21個經度。模式模擬的上述異常變化趨勢與觀測分析結果一致，只是模式的異常幅度較大（圖9）。

圖9 （a）ECHAM4.6大氣環流模式模擬輸出資料的第6至第30年、（b）1979～2013年NCEP-DOE分析資料統計得到的南亞高壓東脊點在MJO第1～3位相（即印度洋位相）和第5～7位相（即太平洋位相）平均的經度位置Fig. 9 Longitudes of the eastern ridge of the South Asian high at MJO phases 1-3 (over the Indian Ocean) and 5-7 (over the Pacific) derived from(a) ECHAM4.6 simulations from the sixth to the thirtieth year and (b) NCEP-DOE analysis data during 1979-2013

可見，ECHAM4.6大氣環流模式較好地模擬了夏季100 hPa南亞高壓以及熱帶MJO的基本活動特征，能夠體現南亞高壓東脊點隨MJO位相的變化特征。

4.2 第二組理想試驗（無熱帶節內振蕩）與控制試驗的對比

第二組理想試驗中的強阻尼區覆蓋范圍為12.56°S～12.56°N，因此該試驗基本消除了熱帶季節內振蕩對熱帶外的影響，將第二組理想試驗與控制試驗進行對比，可以了解熱帶季節內振蕩對南亞高壓季節內振蕩的影響。

為了量化熱帶地區季節內振蕩對南亞高壓季節內振蕩的影響程度，對南亞高壓100 hPa所在區域范圍（18°～38°N, 20°～140°E）的標準差進行區域平均，并計算兩個試驗的差值百分比，即第二組理想試驗減去控制試驗的差值與控制試驗之比。從圖10藍色柱狀圖可以看出，對整個南亞高壓區域平均來講，各物理量標準差差值百分比在-6%至-23%之間，其中對流層低層各物理量的標準差差值百分比比高層物理量的標準差差值百分比大，說明熱帶地區季節內振蕩對南亞高壓區域下層季節內振蕩影響更大。表征南亞高壓的通用物理量是100 hPa位勢高度，該要素的標準差差值百分比為-11%。

前文分析表明，MJO活動與南亞高壓季節內變化關系最密切的是南亞高壓東部附近區域（15°～25°N，110°～140°E），即南亞高壓東部關鍵區。由圖10可以看出，南亞高壓東部關鍵區的標準差差值百分比明顯比整個區域平均的幅度大得多，南亞高壓東部關鍵區的標準差差值百分比，除了100 hPa緯向風只有-6%之外，其他物理量在-24%至-56%之間，其中100 hPa位勢高度的標準差差值百分比為-40%，而850 hPa位勢高度的標準差差值百分比達到-56%。

圖10 南亞高壓區域及其東部關鍵區各要素（500 hPa垂直速度、850 hPa緯向風、850 hPa經向風、850 hPa位勢高度、100 hPa緯向風、100 hPa經向風、100 hPa位勢高度）10～90 d濾波標準差第二組理想試驗與控制試驗（第6至第30年）的差值百分比。SAH代表南亞高壓區域（18°～38°N, 20°～140°E），SAHE代表南亞高壓東部關鍵區域（15°～25°N, 110°～140°E）Fig. 10 Percentage differences of standard deviation of intraseasonal variables [500-hPa vertical velocity (500-hPa VV), 850-hPa zonal wind (850-hPa ZW), 850-hPa meridional wind (850-hPa MW), 850-hPa geopotential height (850-hPa GH), 100-hPa zonal wind (100-hPa ZW), 100-hPa meridional wind (100-hPa MW), 100-hPa geopotential height (100-hPa GH)] between the second sensitivity experiment and the control experiment(from the sixth to the thirtieth year) averaged over the key regions of the South Asian high (SAH, 18°-38°N, 20°-140°E) and the eastern South Asian high (SAHE, 15°-25°N, 110°-140°E)

以上分析表明，南亞高壓季節內振蕩強度受熱帶季節內振蕩的影響，特別是南亞高壓東部關鍵區，季節內振蕩強度40%來源于熱帶季節內振蕩的影響。而南亞高壓東部關鍵區的變化與東脊點的東西振蕩緊密聯系，可見，熱帶季節內振蕩對南亞高壓東脊點的季節內振蕩有很大的加強作用。

4.3 第三組理想試驗（無南亞高壓季節內振蕩）與控制試驗的對比

由于第三組理想試驗基本消除了南亞高壓季節內振蕩對熱帶的影響，這里將第三組理想試驗與控制試驗進行對比，從而了解南亞高壓季節內振蕩對熱帶季節內振蕩的影響。從對流層高層（100 hPa）位勢高度、緯向風、經向風的10～90 d濾波標準差兩個試驗的差值圖（圖略）可見，在消除南亞高壓季節內振蕩的情況下，當然變化最大的區域在南亞高壓區域，除了南亞高壓區域季節內振蕩大幅度減弱之外，中低緯度大部分地區也有減弱的趨勢。對熱帶地區來講，大部分地區為弱的負距平。從對流層低層（850 hPa）各變量以及OLR（outgoing longwave radiation）的差值（圖略）來看，在消除南亞高壓季節內振蕩的情況下，類似對流層高層，變化最大的區域在南亞高壓區域，除了南亞高壓區域季節內振蕩大幅度減弱之外，中低緯度大部分地區也有減弱的趨勢。對熱帶地區來講，異常幅度較小。

以上兩組試驗標準差分布場對比說明，在消除南亞高壓季節內振蕩的情況下，從對流層高層來講，熱帶地區季節內振蕩強度基本上為弱的負變化；從對流層低層來講，熱帶地區季節內振蕩強度總體異常幅度比高層更小。為了進一步量化南亞高壓季節內振蕩對熱帶地區季節內振蕩強度的影響程度，對赤道地區（15°S～15°N）標準差進行區域平均，并計算兩個試驗的差值百分比，即第三組理想試驗減去控制試驗的差值與控制試驗之比。從圖11可以看出，相對對流層低層，高層物理量標準差差值百分比較大，全球赤道地區（15°S～15°N，0°～360°）在7%～12%之間（圖11藍色柱狀），東半球赤道地區（15°S～15°N，0°～180°）在13%～17%之間（圖11棕色色柱狀）。在對流層低層，物理量標準差差值百分比較小，全球赤道地區在-4.5%～1.8%之間，東半球赤道地區在-5.7%～2.5%之間。OLR是表征熱帶季節內振蕩的常用物理量，由圖11可見，OLR標準差差值百分比很低，全球和東半球赤道地區分別為1.5%和1.4%。以上分析表明，赤道地區季節內振蕩平均強度受南亞高壓季節內振蕩的影響很小。

圖11 赤道地區各要素（OLR、500 hPa垂直速度、850 hPa緯向風、850 hPa經向風、850 hPa位勢高度、100 hPa緯向風、100 hPa經向風、100 hPa位勢高度）10～90 d濾波標準差第三組理想試驗與控制試驗（第6至第30年）之間的差值百分比。Tropical代表整圈赤道地區（15°S～15°N, 0°～360°），TropicalE代表東半球赤道地區（15°S～15°N，0°～180°）Fig. 11 Percentage differences of standard deviation of intraseasonal variables [OLR (outgoing longwave radiation), 500-hPa vertical velocity (500-hPa VV), 850-hPa zonal wind (850-hPa ZW), 850-hPa meridional wind (850-hPa MW), 850-hPa geopotential height (850-hPa GH), 100-hPa zonal wind (100-hPa ZW), 100-hPa meridional wind (100-hPa MW), 100-hPa geopotential height (100-hPa GH)] between the third sensitivity experiment and the control experiment (from the sixth to the thirtieth year) averaged over the whole tropical belt (Tropical, 15°S-15°N, 0°-360°) and the eastern hemispheric tropical belt (TropicalE, 15°S-15°N, 0°-180°)

5 MJO活動影響南亞高壓物理過程

5.1 基于觀測的探討

前文研究已表明，南亞高壓在MJO第5、6、7位相（合稱西太平洋位相）與在MJO第1、2、3位相（合稱印度洋位相）之間有相反的變化趨勢，變化幅度最大的是南亞高壓東部附近區域，在MJO西太平洋位相，南亞高壓東脊點偏東，在MJO印度洋位相，南亞高壓東脊點偏西。本部分利用強MJO西太平洋位相與印度洋位相的環流以及熱源的合成差、強MJO各位相的大氣演變特征等，探討MJO影響南亞高壓季節內振蕩的可能物理過程。以下分析的物理量距平值（異常），若沒有特別說明則都經過季節內時間尺度（10～90 d）濾波。

前文分析表明，在赤道MJO的向東傳播過程中，赤道外的東亞—西太平洋地區大氣發生顯著的異常變化，對流層高層與低層變化趨勢相反，即異常垂直結構具有斜壓特征。從垂直—經向剖面圖更清楚地反映出，大氣異常具有斜壓垂直結構特征（圖5、圖6）。這種異常結構特征與熱帶大氣對熱源的響應特征（Gill, 1980）相當類似，由此推測，MJO對南亞高壓的影響，很可能是大氣對熱源響應的結果。下面進一步分析證明。

夏季赤道MJO從印度洋向東移動，穿過海洋性大陸移向太平洋，在東移的過程中，部分強對流轉向北傳播，轉向區域主要在東印度洋和西太平洋區域。下面重點聚焦南亞高壓東部附近區域即東亞—西太平洋區域，了解其對流和熱源等與赤道MJO活動之間的關系。首先看赤道MJO東傳過程的變化特征，圖12a是赤道地區（10°S～10°N）OLR的經度—緯向剖面，可以看出，強對流（對應OLR負距平）大體從東向西傳播，東傳過程中強度有所變化，其中在東印度洋加強，在海洋性大陸減弱，海洋性大陸以東（130°～150°E）重新加強，隨后再減弱。這種強度變化很可能與海陸分布有關，海洋性大陸的陸面摩擦使MJO減弱，寬闊洋面又使MJO重新加強。圖12b、c是赤道地區（10°S～10°N）垂直速度和熱源的經度—緯向剖面，可以看出，類似于OLR，大體從東向西傳播，東傳過程中強度有所變化，在海洋性大陸以東都有所加強。

圖12 1979～2013年赤道地區（10°S～10°N）平均的（a）OLR（單位：W m-2）、（b）500 hPa垂直速度（單位：Pa s-1）、（c）垂直積分視熱源加熱率（單位：K s-1）隨MJO位相變化的緯向剖面Fig. 12 Zonal cross sections of (a) OLR (units: W m-2), (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1), and (c) column integrating heating rate(units: K s-1) averaged over the equatorial region (10°S-10°N) as a function of MJO phase during 1979-2013

圖13是東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）OLR隨MJO位相變化的經向剖面，可以看出，從MJO第4位相之后，強對流（對應OLR負距平）由南向北傳播。與上圖OLR緯向剖面比較表明，MJO在第4位相正好東移至東亞—西太平洋經度帶，因此可以說，東亞—西太平洋低緯地區的強對流來源于沿赤道東傳的MJO。從下圖還可以發現，強對流向北傳播過程中進一度加強，其中7°～17°N之間為最強盛。從氣壓垂直速度、垂直積分視熱源加熱率隨MJO位相變化的經向剖面（圖13b、c），可以看出，與OLR類似，從MJO第4位相之后，無論是垂直速度還是熱源異常都由南向北傳播，且向北傳播過程中有所加強。

圖13 1979～2013年東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）平均的（a）OLR（單位：W m-2）、（b）500 hPa氣壓垂直速度（單位：Pa s-1）、（c）垂直積分視熱源加熱率（單位：K s-1）隨MJO位相變化的經向剖面Fig. 13 Meridional cross sections of (a) OLR (units: W m-2), (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1), and (c) column integrating heating rate (units: K s-1) averaged over East Asia-West Pacific sector(110°-140°E) as a function of MJO phase during 1979-2013

上述分析值得一提的一點是，MJO到達西太平洋后，部分轉向北傳播，在赤道外區域明顯加強，雖然繼續東移的MJO至海洋性大陸以東之后也有所加強，但其強度沒有北傳支強。那么，為什么東亞—西太平洋經度帶上，MJO轉向北傳播過程中強度能明顯加強？下面從夏季（6～8月）氣候背景來探討這個問題。已有研究（Wang and Xue,1997）表明，垂直東風切變是熱帶季節內振蕩發展的有利條件。圖14是東亞—西太平洋經度帶氣候平均垂直緯向風切變、向外長波輻射和垂直積分視熱源的經向分布。可以看出，在東亞—西太平洋經度帶上，從赤道至北半球副熱帶地區（8°S～30°N）都為東風切變，其中以7°～17°N之間為東風切變最強區，從圖14可以看出此范圍也是大氣熱源和對流季節背景最旺盛的區域，這與MJO北傳支的最強區域非常一致。

綜上所述，赤道MJO大體上沿赤道由西向東傳播，其中第1～3位相，強對流處于印度洋，第4～8位相，繼續東移經過海洋性大陸和太平洋。在赤道MJO從印度洋向東傳播至西太平洋時，強對流產生分支，部分繼續向東傳播，部分由于東亞—西太平洋的有利夏季風背景轉為向北傳播，通常把夏季北傳支稱為ISO，由于緯向風垂直東風切變以及大氣熱源等季節背景條件的加強，ISO向北傳播過程中對流強度進一步加強，其中在7°～17°N之間最為強盛。伴隨著ISO對流的加強，大氣熱源也有所加強，這就相當于在東亞—西太平洋低緯度地區存在一赤道非對稱熱源。在赤道非對稱熱源的作用下，大氣產生異常響應（Gill, 1980; 邢楠等,2014），在熱源的西北側，即東亞—西太平洋地區（15°～25°N，110°～140°E），對流層低層為氣旋性環流異常、位勢高度負異常，對流層高層為反氣旋性環流異常、位勢高度正異常，而在熱源異常區域伴隨著大氣上升運動的顯著加強。因此，當MJO處于西太平洋位相時，南亞高壓東部附近區域位勢高度升高，從而導致南亞高壓東脊點偏東。而當MJO處于印度洋位相時，東亞—西太平洋低緯度地區對流和熱源為負異常，大氣異常響應與上述相反，南亞高壓東部附近區域位勢高度降低，從而導致南亞高壓東脊點西撤。

5.2 MJO活動影響南亞高壓物理過程的數值模擬研究

上文基于觀測分析探討了MJO活動影響南亞高壓的物理過程，那么，ECHAM大氣環流模式對以上物理過程的模擬效果如何？

圖15是ECHAM4.6大氣環流模式模擬的東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）位勢高度在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間的合成差值的垂直—經向剖面。從垂直—經向剖面圖可以看出，大氣異常具有斜壓垂直結構特征，即在赤道MJO的向東傳播過程中，赤道外的東亞—西太平洋地區大氣發生顯著的異常變化，對流層高層與低層變化趨勢相反。從下圖100 hPa與850 hPa位勢高度在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間差值的經向分布，更清楚地反映出大氣異常具有斜壓垂直結構特征。這種異常結構特征與熱帶大氣對熱源的響應特征（Gill, 1980）相當類似。

圖16a是東亞—西太平洋經度帶OLR隨MJO位相變化的經向剖面，可以看出，從MJO第4位相之后，強對流（對應OLR負距平）由南向北傳播。MJO在第4位相正好東移至東亞—西太平洋經度帶，因此可以說，東亞—西太平洋低緯地區的強對流來源于沿赤道東傳的MJO。從圖16還可以發現，強對流向北傳播過程中進一度加強，其中7°～15°N之間為最強盛，與觀測分析類似，但強對流北界略偏南約2個緯度。從氣壓垂直速度隨MJO位相變化的經向剖面（圖16b）可以看出，與OLR類似，從MJO第4位相之后，垂直速度由南向北傳播，且向北傳播過程中有所加強。

圖14 1979～2013年夏季（6～8月）東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）平均的（a）垂直緯向風切變（100 hPa緯向風減去850 hPa緯向風，單位：m s-1）、（b）向外長波輻射（單位：W m-2）、（c）垂直積分視熱源加熱率（單位：K s-1）的經向分布Fig. 14 Meridional distributions of (a) vertical zonal wind shear (100-hPa zonal wind minus 850-hPa zonal wind, units: m s-1), (b) OLR (units:W m-2), and (c) column integrating heating rate (units: K s-1) averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) in summer during 1979-2013

圖15 ECHAM4.6大氣環流模式模擬（第6至第30年）的東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）位勢高度在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間的合成差值（單位：gpm）的（a）垂直—經向剖面（紅色、藍色區分別代表＞9 gpm、＜-9 gpm的區域）以及（b）100 hPa（左側縱坐標，紅色虛線）、850 hPa（右側縱坐標，黑色實線）經向分布Fig. 15 The composite differences (units: gpm) of (a) vertical-meridional cross section, (b) meridional distribution at 100 hPa (left y-axis, red dotted line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line) of the intraseasonal geopotential height field averaged over the East Asia-West Pacific sector(110°-140°E) between the MJO phases over the Western Pacific and the Indian Ocean derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year). In Fig. a, positive (negative) anomalies greater than 9 gpm (less than -9 gpm) is shaded with red (blue)

圖17a是對流層高層100 hPa等壓面上的位勢高度場、風場在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間的合成差值分布。由圖可以看出，位勢高度在南亞高壓東部升高，東亞—西太平洋地區副熱帶地區伴隨著位勢高度的升高該地區為反氣旋性環流異常。從對流層低層850 hPa等壓面來看（圖17b），位勢高度場、風場在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間的差異也很明顯，東亞—西太平洋地區位勢高度有所降低，伴隨著位勢高度的降低，東亞—西太平洋地區為氣旋性環流異常。

圖16 ECHAM4.6大氣環流模式模擬（第6至第30年）的東亞—西太平洋經度帶（110°～140°E）平均的（a）OLR（單位：W m-2）和（b）500 hPa垂直速度（單位：Pa s-1）隨MJO位相變化的經向剖面Fig. 16 Meridional cross sections of (a) OLR (units: W m-2) and (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1) as a function of the MJO phase averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year)

圖17 ECHAM4.6大氣環流模式模擬（第6至第30年）的（a）100 hPa、（b）850 hPa的位勢高度（等值線，單位：dagpm）和風場（箭頭，單位：m s-1）在MJO西太平洋位相與印度洋位相之間的差值。紅色等值線為100 hPa的位勢高度氣候平均的1682 dagpm等值線，代表南亞高壓特征線；填色區為位勢高度差通過0.05顯著性水平的顯著性檢驗，風矢量僅給出達到0.05顯著性水平的格點Fig. 17 Differences of the geopotential height (contours, units: dagpm) and wind (arrows, m s-1) at (a) 100 hPa and (b) 850 hPa between the MJO phases over the western Pacific and the Indian ocean derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year). Red contours denote the climatological 1682 dagpm isoline at 100 hPa, representing the South Asian high. Differences of geopotential height passing 0.05 significance level is shaded, and only the wind vectors passing 0.05 significance level are plotted

綜上所述，ECHAM4.6大氣環流模式對觀測分析的物理過程模擬較好。赤道MJO大體上沿赤道由西向東傳播，其中第1～3位相，強對流處于印度洋，第4～8位相，繼續東移經過海洋性大陸和太平洋。在赤道MJO從印度洋向東傳播至西太平洋時，強對流產生分支，部分繼續向東傳播，部分由于東亞—西太平洋的有利夏季風背景轉為向北傳播（把北傳支稱為ISO），ISO向北傳播過程中對流強度進一度加強，這就相當于在東亞—西太平洋低緯度地區存在一個赤道非對稱熱源。在赤道非對稱熱源的作用下，大氣產生異常響應（Gill,1980; 邢楠等, 2014），在熱源的西北側，即東亞—西太平洋地區（110°～140°E，15°～25°N），對流層低層為氣旋性環流異常、位勢高度負異常，對流層高層為反氣旋性環流異常、位勢高度正異常，而在熱源異常區域伴隨著大氣上升運動的顯著加強。因此，當MJO處于西太平洋位相時，南亞高壓東部附近區域位勢高度升高，從而導致南亞高壓東脊點偏東。而當MJO處于印度洋位相時，東亞—西太平洋低緯度地區對流和熱源為負異常，大氣異常響應與上述相反，南亞高壓東部附近區域位勢高度降低，從而導致南亞高壓東脊點西撤。

6 結論

本文主要采用觀測分析和數值試驗多方面技術手段，分析了夏季南亞高壓季節內振蕩（ISO）特征，診斷了南亞高壓ISO與熱帶ISO（亦稱MJO）之間的關系，通過多組大氣環流模式ECHAM數值試驗，對南亞高壓ISO與熱帶ISO的相互作用進行量化研究，提出兩者關系的物理過程。主要研究結果如下幾點：

（1）南亞高壓季節內變化與赤道東傳季節內振蕩（MJO）活動關系密切，當MJO處于印度洋位相（第1、2、3位相），則南亞高壓東脊點位置偏西，當MJO處于太平洋位相（第5、6、7位相），則南亞高壓東脊點位置偏東。

（2）南亞高壓的季節內變化與MJO活動關系最密切的是南亞高壓東部附近區域，即東亞—西太平洋地區，該區域位勢高度與東脊點經度位置相關性很高，也是南亞高壓季節內變化最顯著區域。選取經過該關鍵區的經向和緯向剖面進行垂直結構分析發現，在MJO的調制下，東亞—西太平洋副熱帶地區對流層大氣垂直結構產生斜壓性變化，導致高層南亞高壓東脊點的東伸（西退）對應中低層西太平洋副熱帶高壓西脊點的東退（西伸）。可見，對流層大氣高、低層都與MJO活動存在密切聯系，與MJO相關的大氣垂直異常變化呈斜壓特征。

（3）在南亞高壓的季節內變化與MJO活動之間關系中，主要是熱帶季節內振蕩對南亞高壓季節內變化的影響，南亞高壓東部關鍵區季節內振蕩強度40%來源于熱帶季節內振蕩的貢獻，而南亞高壓對熱帶季節內振蕩的影響總體很弱。

（4）熱帶季節內振蕩影響南亞高壓季節內變化的物理過程如下，在赤道MJO從印度洋向東傳播至西太平洋時，強對流產生分支，部分繼續向東傳播，部分由于東亞—西太平洋的有利夏季風背景轉為向北傳播，北傳ISO向北傳播過程中對流強度進一度加強，這就相當于在東亞—西太平洋低緯度地區存在一個赤道非對稱熱源。在赤道非對稱熱源的作用下，大氣產生異常響應，在熱源的西北側，即東亞—西太平洋地區，對流層低層為氣旋性環流異常、位勢高度負異常，對流層高層為反氣旋性環流異常、位勢高度正異常，而在熱源異常區域伴隨著大氣上升運動的顯著加強。因此，當MJO處于西太平洋位相時，南亞高壓東部附近區域位勢高度升高，從而導致南亞高壓東脊點偏東。而當MJO處于印度洋位相時，東亞—西太平洋低緯度地區對流和熱源為負異常，大氣異常響應與上述相反，南亞高壓東部附近區域位勢高度降低，從而導致南亞高壓東脊點西撤。