極渦與南亞高壓的關系及對我國降水的協同影響

崔乃文,范廣洲,2

（1.成都信息工程大學大氣科學學院，成都 610225；2.高原大氣與環境四川省重點實驗室/氣候與環境變化聯合實驗室，成都 610225）

引言

在對流層高層的南亞高壓和極渦的活動與我國天氣、氣候變化聯系密切。極區空氣極端寒冷，在氣壓梯度力的作用下，造成南北熱力差異變化較大，強冷空氣南移造成寒潮等低溫天氣。Laseur[1]第一次測算了極渦的大小及位置，由此推動了極渦方面研究的較大進展。南亞高壓作為夏季南亞上空對流層頂的大氣活動中心，是由于夏季青藏高原強烈的加熱作用導致在其上空形成的一個暖性高壓系統，它的變化影響了東亞夏季型環流。南亞高壓的活動特征及其與中國旱澇的關系是一個多尺度的復雜問題。Flohn[2]研究指出，南亞高壓的形成是由青藏高原的熱作用引起的。Qian等[3]進一步分析并指出南亞高壓中心變化具有趨勢性，加熱場對南亞高壓季節變化的作用。張瓊等[4]從整體和細節兩個角度進行了分析，得到高原冬春降雪少（多），主要增強（減少）“夏季高原南部“對大氣的加熱，因此，高原上的對流層加熱變得更強（更弱），導致了更強（更弱）的南亞高壓。張恒德等[5]分析認為當極渦異常偏大偏強，位勢高度均明顯偏低，北半球副高的面積和強度易偏小，北界位置易偏南。吳仁廣等[6]分析了長江中下游梅雨期降水與全球500hPa環流的關系，發現南極極渦強度的變化與長江中下游梅雨有一定的關系。黃嘉佑等[7]指出7月份亞洲區極渦強度是長江流域夏季干旱和洪澇災害的重要因素。陳永仁等[8]發現極渦的變化與南亞高壓的變化存在反位相關系。任榮彩等[9]指出當南亞高壓東移至120°E以東時，南亞高壓中心到中低空副高單體內出現強烈的動力下沉運動，該下沉運動有利于中低空副高內輻散場的加強，進而影響副高單體負渦流的發展。

綜上所述，極渦、南亞高壓的異常與我國的天氣氣候變化聯系密切。之前的研究工作[10-15]多側重于關注兩個系統各自獨立的變化規律及其天氣氣候效應，但針對二者之間的協同演變特征及其對我國降水影響的研究并不多見。已有研究[16]表明，二者的變化規律具有明顯的協同性，并對我國的降水情況具有重要的影響。本文就是針對這一關鍵點，利用1951～2016年NCAR再分析月平均資料及臺站降水資料，深入分析極渦與南亞高壓協同變化特征及其對我國降水的影響，可為提高我國的天氣和氣候變化預測水平提供科學依據。

1 資料和方法

選取國家氣候中心74項環流因子中的亞洲區極渦面積指數資料（60°～150°E），國家氣候中心824個氣象站點的降水數據，時間長度為1951～2016年；NECP/NCAR再分析資料的高度場、風場及比濕場數據，空間分辨率為2.5°×2.5°，時間長度同為1951～2016年。文中分別用1、4、7、10月數據代表冬、春、夏、秋四個季節。

參照張瓊等[4]的定義計算了南亞高壓活動的特征參數，面積指數定義為100hPa高度場上（170°～30°W，0°～50°N）區域內位勢高度≥1660dagpm的總格點數。極渦面積指數詳見李小泉等[10]和劉宗秀[11]的計算方法，北半球極渦面積指數為整個北半球（0°～180°～0°）資料，其中代表不同極區渦旋偏態的4個分區分別為：亞洲區（60°～150°E）、太平洋區（150°E～120°W）、北美區（120°～30°W）、大西洋歐洲區（30°W～60°E）。本文采用的是亞洲區（60°～150°E）極渦面積指數。

2 極渦與南亞高壓的氣候特征

2.1 強度變化趨勢

圖1是1951～2016年四季極渦及南亞高壓面積指數與9年滑動平均的標準化時間序列。在春季（圖1a），極渦面積指數先后于1970年、1984年及2002年處于峰值，達到最高點后強度逐漸下降；南亞高壓面積指數在1975年前波動很小，之后變化趨勢與極渦相似。在夏季（圖1b），極渦面積指數前期波動較大，于1976年達到最大值后一直呈下降趨勢；南亞高壓面積指數于1975年到達最低點，1975～1980年及1985～1990年顯著上升，1997年以后波動幅度較大。在秋季（圖1c），極渦面積指數前期持續上升，在1976年達到峰值，持續波動后于1994年上升至第二峰值，之后持續下降；南亞高壓面積指數前期平穩上升，1988年達到峰值，之后持續下降。在冬季（圖1d），兩者的變化幅度較其他季節小；極渦面積指數波動較大，但無明顯的峰值；南亞高壓面積指數前期平穩，于1977年開始上升，1983年達到峰值，峰值前后波動劇烈，2000年后呈上升趨勢。

圖1 1951～2016年四季的極渦、南亞高壓面積指數與9年滑動平均的標準化時間序列（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，實心方塊與空心方塊分別代表極渦面積指數與其9點滑動平均值，實心圓與空心圓分別代表南亞高壓面積指數與其9點滑動平均值）

從滑動平均看，極渦與南亞高壓在四個季節的整體變化趨勢類似。其中，極渦面積指數的振蕩周期明顯，第一個峰值較大，而后強度減弱。南亞高壓面積指數的上升趨勢在1980s尤為明顯，1980～1990年達到峰值，2000年后一直呈上升趨勢。

2.2 極渦的周期特征

圖2是1951～2016年四季極渦面積指數的小波功率譜分析。春季（圖2a）極渦存在準5a周期振蕩，3～8a周期在1970～2000年較為明顯；由小波方差檢驗（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為5a，第二峰值時間尺度為7a。夏季（圖2b）極渦存在2～3a、準9a周期振蕩，2～3a周期在1990～2000年最顯著，8～14a周期在1980～2000年較為顯著；由小波方差檢驗（圖略）可知，第一峰值時間尺度為5a，第二峰值時間尺度為7a。秋季（圖2c）極渦存在準4a、準8a及準16a周期振蕩，準4a周期在1990～2000年較為顯著，6～10a周期在1990～2005年最為顯著，準16a周期在1990～2010年較為顯著；由小波方差檢驗（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為16a，第二峰值對應的時間尺度為8a。冬季（圖2d）極渦存在2～6a周期振蕩；由小波方差檢驗（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為2a及4a，第二峰值對應的時間尺度為6a。

圖2 極渦面積指數的小波功率譜（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，錐曲線包圍區域達到95%的置信水平）

2.3 南亞高壓的周期特征

圖3是1951～2016年四季南亞高壓面積指數的小波功率譜分析。春季（圖3a）南亞高壓存在準4a、準11a周期振蕩，3～6a周期在1965～1978年最為顯著，準11a周期在1955～1975年較為顯著；由小波方差圖（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為11～12a，第二峰值對應的時間尺度為4a。夏季（圖3b）南亞高壓存在準9a周期振蕩，在1975～1985年最為顯著；由小波方差圖（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為9a，第二峰值對應的時間尺度為4a。秋季（圖3c）南亞高壓并無明顯的周期振蕩；由小波方差圖（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為8～9a。冬季（圖3d）南亞高壓存在準4a及準8a周期振蕩，2～3a周期在2005～2010年較為顯著，準4a周期在1980～2000年最為顯著，準8a周期在1972～2000年較為顯著；由小波方差圖（圖略）可知，第一峰值對應的時間尺度為8a，第二峰值對應的時間尺度為4a。

圖3 南亞高壓面積指數的小波功率譜（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，錐曲線包圍區域達到95%的置信水平）

綜上所述，極渦和南亞高壓在夏、秋及冬季的周期變化時間尺度基本一致，夏季為準9a周期，秋季為準8a周期，冬季為準4a周期。

3 極渦與南亞高壓對我國降水的協同影響

已有研究[17-26]表明，極渦及南亞高壓的異常會通過某些物理過程對大氣環流產生影響，從而導致中國的降水異常。本節將針對這一問題展開討論。

3.1 極渦與南亞高壓的關系

表1列出了不同季節極渦與南亞高壓面積指數的相關系數。可以看到，夏季、秋季及冬季極渦面積指數與南亞高壓面積指數呈現負相關關系，其中夏季的相關系數最高，秋季相關系數最低，且三者均達到了95%的置信水平。

表1 極渦面積指數與南亞高壓面積指數的相關系數

圖4是將極渦與南亞高壓面積指數分別做9年滑動平均處理，將逐年數值減去對應的滑動平均值，再將結果標準化，由此得到的年際變化信號。

圖4 1951～2016年四季的極渦與南亞高壓面積指數年際變化的標準化時間序列（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，實心方塊與空心方塊分別代表極渦與南亞高壓）

根據其年際變化，下面選取標準化距平數值為正的年份為強年，為負的年份為弱年。將所研究的年份分為四種配置方式，即篩選出極渦強度指數標準化距平為正、南亞高壓強度指數標準化距平為正（SS型）；極渦強度指數標準化距平為正、南亞高壓強度指數標準化距平為負（SW型）；極渦強度指數標準化距平為負、南亞高壓強度指數標準化距平為正（WS型）；極渦強度指數標準化距平為負、南亞高壓強度指數標準化距平為負（WW型）。春季SS型有16年，占27.6%；SW型有12年，占20.7%；WS型有19年，占32.8%；WW型有11年，占19.0%。夏季SS型有16年，占27.6%；SW型有19年，占32.8%；WS型有14年，占24.1%；WW型有9年，占15.5%。秋季SS型有12年，占20.7%；SW型有14年，占24.1%；WS型有17年，占29.3%；WW型有15年，占25.9%。冬季SS型有7年，占12.1%；SW型有21年，占36.2%；WS型有12年，占20.7%；WW型有18年，占31.0%。

3.2 極渦與南亞高壓對我國降水的協同影響

圖5（a）為春季SS型的降水距平百分率，塔里木盆地及從大興安嶺至華北地區多雨，青藏高原及云貴高原地區少雨。圖5（b）為春季SW型的降水距平百分率，新疆及渤海灣一帶地區少雨。圖5（c）為春季WS型的降水距平百分率，多雨地區從新疆西部一直向東延伸到東北地區。圖5（d）為春季WW型的降水距平百分率，黃河流域以北地區少雨，高原西部及云南為多雨。春季極渦與南亞高壓對我國降水的影響主要在新疆及東北渤海灣一帶。

圖5 春季極渦與南亞高壓四種配置類型對應的我國降水距平百分率空間分布（a.SS，b.SW，c.WS，d.WW，單位：%）

圖6（a）為夏季SS型的降水距平百分率，青海周圍地區少雨，東北北部、長江三角洲及珠江三角洲地區多雨。圖6（b）為夏季SW型的降水距平百分率，新疆西部、青海西部及長江中下游地區少雨，青藏高原西部、新疆中部地區多雨。圖6（c）為夏季WS型的降水距平百分率，新疆、青海在40°N附近及長江中下游多雨。圖6（d）為夏季WW型的降水距平百分率，西藏西部及青海地區少雨，內蒙西部、長江中下游以南地區多雨。夏季極渦與南亞高壓對我國降水的影響主要在高原北部及長江中下游地區。

圖6 同圖5，但為夏季

圖7（a）為秋季SS型的降水距平百分率，塔里木盆地、長江中下游及東北東部地區多雨，柴達木盆地及周邊少雨。圖7（b）為秋季SW型的降水距平百分率，華北地區及南部沿海地區多雨，青藏高原西北部少雨。圖7（c）為秋季WS型的降水距平百分率，與SW型基本相反，我國中部以東地區少雨，高原以南及新疆南部地區多雨。圖7（d）為秋季WW型的降水距平百分率，塔里木盆地及以南地區少雨。秋季極渦與南亞高壓對我國降水的影響主要在新疆地區。

圖7 同圖5，但為秋季

圖8（a）為冬季SS型的降水距平百分率，青藏高原及新疆中部少雨，天山山脈、青海、東部沿海及長江中下游地區多雨。圖8（b）為冬季SW型的降水距平百分率，從新疆西部沿著40°N向東至黃河下游多雨。圖8（c）為冬季WS型的降水距平百分率，塔里木盆地及黃土高原地區少雨，新疆北部、內蒙中部及華南地區多雨。圖8（d）為冬季WW型的降水距平百分率，從我國的西北至東南地區少雨，高原南部多雨。冬季極渦與南亞高壓對我國降水的影響主要在新疆至長江三角洲一帶。

圖8 同圖5，但為冬季

4 極渦與南亞高壓協調影響我國夏季降水的環流特征

為了進一步揭示極渦及南亞高壓對我國夏季降水的變化，本文選擇從夏季四種配置的高度場、風場、水汽場等方面進行合成分析。

4.1 高度場

圖9（a）為夏季SS型對應的500hPa位勢高度距平場，我國黃河以北高度場偏弱，外蒙古至我國東北地區為顯著低值中心。圖9（b）為夏季SW型對應的500hPa位勢高度距平場，我國以南地區高度場顯著偏弱而中東部高度場偏強，中西伯利亞至鄂霍次克海為顯著低值中心，新疆西部及黃海附近有一高值中心，環流形勢不利于降水產生。圖9（c）為夏季WS型對應的500hPa位勢高度距平場，我國以北地區高度場偏強，中西伯利亞高原至小興安嶺地區為顯著高值中心。圖9（d）為夏季WW型對應的500hPa位勢高度距平場，我國北緯40°N以北高度場偏強而中東部大范圍高度場偏弱，我國東北地區為顯著高值中心，長江中下游為顯著低值中心。

圖9 夏季極渦與南亞高壓四種配置類型對應的500hPa位勢高度距平場（a.SS，b.SW，c.WS，d.WW，單位：gpm，陰影表示達到了95%的置信水平）

4.2 風場

圖10（a）為夏季SS型對應的850hPa距平風場。如圖所示，阿拉伯海至孟加拉灣為顯著的西風異常，為我國輸送水汽；高原西部為反氣旋環流異常，可為高原地區輸送冷空氣；臺灣地區有顯著的南風異常且我國東部的太平洋地區為反氣旋環流異常，可為我國南方地區輸送水汽。圖10（b）為夏季SW型對應的850hPa距平風場，從外蒙古至日本海有顯著的西風異常，華北地區為風場輻合區。圖10（c）為夏季WS型對應的850hPa距平風場，鄂霍次克海地區有顯著的北風異常，我國東北部和華東地區有顯著的東風異常。圖10（d）為夏季WW型對應的850hPa距平風場，我國的東北部為反氣旋環流異常，外蒙古西部為氣旋環流異常，我國南方地區為南風異常。

圖10 同圖9，但為850hPa風場距平（單位：m/s，陰影表示達到了95%的置信水平）

4.3 水汽場

圖11（a）為夏季SS型對應的700hPa水汽場。如圖所示，青藏高原北部為水汽輻合區，大值區在青海；孟加拉灣和南海地區均有明顯的南風氣流向我國內陸輸送水汽；朝鮮半島存在水汽輻合的大值中心，為我國北方的降水提供了有利條件。圖11（b）為夏季SW型對應的700hPa水汽場，來自阿拉伯海的水汽經南風氣流向我國輸送，在青藏高原的西南側匯合形成水汽輻合大值區，新疆中部也是水汽輻合區。圖11（c）為夏季WS型對應的700hPa水汽場，來自阿拉伯海的水汽向南輸送至青藏高原西部形成水汽輻合的大值中心，而后繼續沿著高原向東輸送至四川地區。圖11（d）為夏季WW型對應的700hPa水汽場，其特征與WS型類似：阿拉伯海的水汽在新疆南部及高原南面形成水汽輻合大值區，而后水汽繼續向東輸送至四川、甘肅地區；來自日本海、黃海的東風氣流在內蒙中部地區輻合，對我國華北及東北地區的水汽供應有積極作用。

圖11 同圖9，但為700hPa水汽通量矢量（單位：g·cm-1·hPa-1·s-1）及水汽通量散度（填色區，單位：10-7g·cm-2·hPa-1·s-1）

5 結論

本文利用NCEP資料及站點降水資料研究了極渦與南亞高壓的相關性問題，以及對我國降水的協同影響，結論如下：

（1）極渦及南亞高壓的強度逐年波動較大，多為極渦強度增強（減弱），南亞高壓強度減弱（增強），強弱變化的振蕩周期明顯。極渦和南亞高壓在夏、秋、冬季周期變化時間尺度基本一致，夏季為準9a尺度變化，秋季為準8a尺度變化，冬季為準4a尺度變化。二者在夏季相關系數最強，春季相關系數最弱。SW型與WS型在夏季占比56.9%，在秋季占比53.4%，在冬季占比56.9%，表現出極渦與南亞高壓的同期變化以負相關為主。

（2）春季極渦與南亞高壓對我國降水的影響主要在新疆及東北渤海灣一帶，SS型與WS型對應北方多雨，SW型與WW型反之；夏季其影響主要在高原北部及長江中下游地區，除SW型以外，其余三種分型均對應長江中下游地區多雨；秋季其影響主要在新疆地區，SS型和WS型對應該地區降水偏多，SW型和WW型反之；冬季其影響主要在新疆至長江三角洲一帶，SW型對應40°N附近地區多雨，WW型對應西北至東南地區少雨。

（3）夏季極渦與南亞高壓的異常影響了大氣環流的配置。SS型及SW型對應中高緯高度場呈“+-+”分布，有利于阻高維持。WS型及WW型對應500hPa高度場在我國北部異常偏高，而南部異常偏低，且在我國北部有偏東風氣流及南部有來自孟加拉灣的偏南風氣流，有利于長江中下游地區產生降水。