南亞高壓對旱澇的影響

德吉白瑪

（西藏自治區人工影響天氣中心，西藏 拉薩 850000）

夏季出現在青藏高原及其相鄰區域上空、對流層上部的大型高壓系統,稱之為“南亞高壓”［1］。在北半球夏季，南亞高壓在緯向上經常以長橢圓形存在，并且穩定而強大地位于亞洲大陸南部上空接近200hPa～100hPa 的區域，它是東亞夏季風系統的主要成員之一，從不同程度上影響我國夏季大范圍旱澇分布以及亞洲天氣變化［2-3］。

南亞高壓和西太平洋副熱帶高壓是夏季對流層高層與中低層最顯著的高壓系統，同屬于北半球的副熱帶高壓單體，二者從不同程度上影響夏季全球大氣環流系統和天氣氣候的變化［4］。在北半球，副熱帶高壓主要活躍在太平洋、印度洋、大西洋以及北非大陸上，其中出現在西太平洋上空的副熱帶高壓被稱為西太平洋副熱帶高壓［1］。西太副高是影響我國天氣和氣候的一個重要天氣系統，受到許多氣象學家的重視，其位置和強度等的變化對我國降水產生了重要影響［5］。

大氣環流的異常會引起降水的異常,而夏季大范圍旱澇源于降水的異常，因此產生旱澇的直接原因是大氣環流的異常。其中南亞高壓作為天氣氣候變化的一個強信號,它與大范圍旱澇之間的聯系一直以來備受廣大氣象學者的關注和研究［6］。張瓊等［6］通過討論南亞高壓強度與長江流域旱澇的關系,選取海溫這一異常因子，并與南亞高壓進行對比分析，得出了南亞高壓強度指數與長江流域降水之間相關十分顯著的結論。從而推論出由于中國特殊的地理環境、地形和海陸分布特征,將南亞高壓作為一個異常強信號并加以關注,對中國短期氣候尤其是災害性氣候的預測具有重要意義。魏維等［7］通過研究南亞高壓位置與我國夏季降水的聯系，界定的南亞高壓指數能比較好地體現其位置的南北偏移，用該指數進一步探討與我國華北地區降水和長江流域降水之間的聯系，得出了無論在年際變化還是長久趨向上，此南北偏移指數與夏季降水之間的相關非常顯著的結論。張玲等［8］通過研究南亞高壓和西太平洋副熱帶高壓的位置與中國盛夏降水的關聯，發現當南亞高壓與西太平洋副熱帶高壓在東西方向上異常重合或者分散時，長江中下游流域會發生異常上升或者下沉運動，江南的廣大地區會發生異常下沉或者上升運動。當南亞高壓和西太平洋副熱帶高壓在東西方向上異常重合時，在長江中下游流域，由于來自北印度洋及西太平洋的水汽會異常輻合,從而導致該區域降水偏多。王黎娟等［10］通過研究江淮流域降水和西太平洋副熱帶高壓位置之間的關系，進一步驗證了Zhou 等［11］研究指出的江淮流域夏季降水與大氣水汽輸送密切相關，其中西太副高位置決定了雨帶的位置，因而西太副高的異常西伸影響了水汽輸送，這一重要的結論。

從以上眾多的研究發現，南亞高壓和西太副高會從不同程度上影響我國夏季大范圍的旱澇天氣。本文主要從高低空100hPa、200hPa、500hPa和850hPa幾個高度場，依次分析南亞高壓和西太副高的變化，從而引出二者與旱澇之間的密切聯系。

1 資料與方法

1.1 資料

（1）本文采用1979—2014 年NCEP/NCAR 再分析月平均高度場和風場資料，分辨率為2.5°×2.5°。

（2）本文還采用國家氣候中心提供的1979—2014年的160臺站月降水資料，選取6—8月代表夏季。

1.2 方法

本文采用面積平均的方法來定義南亞高壓指數，采用合成分析的方法來研究分析南亞高壓強弱指數年高度場、降水場和風場。

2 南亞高壓指數

2.1 定義指數

趙振國［12］界定南亞高壓的東西振蕩指數時，以100hPa 月平均圖上16800 位勢米的特征線東端脊點來表示。陳桂英和廖荃蓀［13］界定南亞高壓的東伸指數時，以100hPa月平均圖上16800位勢米的等值線最東位置來表示。胡景高等［14］界定南亞高壓的面積指數時，以夏季200hPa 等壓面上，30°E 以東南亞高壓區域內位勢高度大于等于12520 位勢米的總格點數來表示。

這兩種方法都具有一定的合理性，故本文采納這兩種方法來中定義南亞高壓指數，并對這兩個指數進行對比分析。100hPa 上大于等于16800 位勢米區域為南亞高壓所在位置，具體范圍是(25°N～36°N，41°E～97°E)；200hPa 上大于等于12520 位勢米區域為南亞高壓所在位置，具體范圍是(27.5°N～32.5°N，50°E～100°E)。

本文分別對北半球夏季100hPa和200hPa高度場進行氣候平均，挑出南亞高壓所在區域，通過面積平均定義南亞高壓指數。在100hPa 上定義的南亞高壓指數稱為指數1，在200hPa 上定義的南亞高壓指數稱為指數2。

2.2 方差場

在前面一節100hPa和200hPa上確定南亞高壓的基礎之上，為了使選定的位置更具合理性，通過計算兩個高度場上的方差場，進一步驗證。方差可以衡量一批數據的波動大小，判斷相應的變量偏離中心的程度。從100hPa 方差圖中可以看到，北半球方差有三個大值中心，分別位于地中海、西北太平洋、北美洲東部。南亞高壓所在位置接近其中的一個大值中心（圖1）。200hPa方差圖中同樣有幾個方差大值中心，值更大，表明200hPa 高度場變化比100hPa 高度場變化更大。同樣地，南亞高壓所在位置在其中一個方差大值中心附近（圖2）。因此，我們定義的是具有一定區域合理性的南亞高壓指數。

圖1 1979—2014年100hPa方差圖（單位：位勢米）

圖2 1979—2014年200hPa方差圖（單位：位勢米）

2.3 南亞高壓兩個指數的比較

將南亞高壓指數1 和指數2 進行標準化，畫出其時間序列圖（圖3），可以從圖中看出兩個指數變化基本相近。

圖3 實線為100hPa南亞高壓指數1，虛線為200hPa南亞高壓指數2

對標準化后的指數1 和指數2 這兩個序列，利用相關系數的公式求得兩個指數序列的相關系數為0.84。這表明兩個指數是正相關，并且相關很顯著。

2.4 挑選強弱指數年

根據前面的指數標準化結果，將大于1 的指數定義為強年，小于-1 的指數定義為弱年，從而進一步挑選出100hPa和200hPa的指數強弱年（表1和表2）。

表1 100hPa上南亞高壓指數強弱年

表2 200hPa上南亞高壓指數強弱年

3 南亞高壓與我國夏季降水的關系

3.1 南亞高壓指數1強弱年我國夏季降水合成

圖4和圖5是南亞高壓指數1強年和弱年我國夏季降水合成圖。從圖中可以看出，在南亞高壓偏強年，東北部分地區、山西地區、長江中下游、華南部分地區、云南地區、西南南地區北部至西藏地區東部，雨量偏多；魯南、蘇北、華南中東部地區雨量偏少（圖4）。

圖4 南亞高壓指數1偏強年中國夏季降水合成（單位：mm）

在南亞高壓偏弱年，華南部分地區雨量偏多；東北部分地區、山西地區、華北地區、長江中下游地區雨量偏少（圖5）。

圖5 南亞高壓偏弱年中國夏季降水合成（單位：mm）

3.2 南亞高壓指數2強弱年我國夏季降水合成

圖6 和圖7 是南亞高壓指數2 強年和弱年我國夏季降水合成圖。可以從圖中看出，在南亞高壓偏強年，東北部分地區、山西地區、長江中下游、云南部分地區、西南地區北部至西藏地區東部，雨量偏多；華北部分地區、魯南、蘇北、華南中東部、西南地區南部雨量偏少（圖6）。在南亞高壓偏弱年，華南部分地區雨量偏多，東北部分地區、山西地區、華北地區、長江中下游地區、華南西部地區雨量偏少（圖7）。

圖6 南亞高壓指數2偏強年中國夏季降水合成（單位：mm）

圖7 南亞高壓指數2偏弱年中國夏季降水合成（單位：mm）

3.3 南亞高壓指數與我國夏季降水的同期相關

根據南亞高壓指數1和指數2強弱年我國夏季降水合成圖（圖4～圖7），可以總結出中國東北部分地區、山西地區、長江中下游地區、華南地區的降水量分別在強年和弱年時正好相反，這表明了南亞高壓指數對以上幾個地區的降水有指示意義。為了進一步驗證，對南亞高壓兩個指數分別與我國夏季降水做相關。

選取信度0.05 做顯著性檢驗，南亞高壓指數1 與我國夏季降水的同期相關（圖8），可以看出中國東北部分地區、山西地區、華南地區通過了顯著性檢驗。南亞高壓指數2 與我國夏季降水的同期相關（圖9），可以看出中國東北部分地區、內蒙古部分地區、山西地區、西北部分地區和西南部分地區通過了顯著性檢驗。

圖8 南亞高壓指數1與我國夏季降水的同期相關圖

圖9 南亞高壓指數2與我國夏季降水的同期相關圖

4 南亞高壓強弱指數年高度場合成

根據南亞高壓指數1和指數2強弱年降水合成圖以及降水相關圖中可以看出，選取南亞高壓指數1 更能體現出中國東北部分地區、山西地區以及華南地區的降水異常狀態，而南亞高壓指數2 與我國夏季降水的顯著相關地區比較分散。相比較而言南亞高壓指數1 更具針對性，因此下文選取南亞高壓指數1 做相關合成分析。

4.1 南亞高壓強弱年100hPa高度場合成

南亞高壓指數1 強年100hPa 高度場合成圖（圖10）上可以看出，南亞高壓處在正值區域，顯示正異常，但正值很小。其中歐洲地區顯示負異常，南海附近顯示正異常，中國地區顯示負異常，俄羅斯地區顯示正異常，太平洋上空顯示正異常，加拿大地區顯示負異常，美國地區顯示正異常。

圖10 南亞高壓指數1強年100hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 弱年100hPa 高度場合成圖（圖11）上可以看出，南亞高壓處在正值區域，顯示正異常，但同樣地正值很小。其中歐洲地區、南海附近、中國地區、俄羅斯地區和太平洋上空與指數強年顯示正好相反，加拿大與美國的交界地區顯示負異常。

圖11 南亞高壓指數1弱年100hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

盡管在南亞高壓指數1 強弱年100hPa 高度場合成圖上，南亞高壓都處在很弱的正值區，但是可以從圖中看出各典型地區，分別在強弱年異常相反，中心值也正好相反。

4.2 南亞高壓指數1強弱年200hPa高度場合成

南亞高壓指數1 強年200hPa 高度場合成圖（圖12）上可以看出，南亞高壓處在正值區域，顯示正異常。其中歐洲地、中國地區、阿留申群島和夏威夷群島之間、北美洲西部地區和東部地區顯示負異常；俄羅斯地區、太平洋上空、加拿大地區、美國地區和大西洋地區顯示正異常。

圖12 南亞高壓指數1強年200hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 弱年200hPa 高度場合成圖（圖13)上可以看出，南亞高壓處在負值區域,顯示負異常。其中歐洲地區、中國地區、夏威夷群島西部地區和阿拉斯加附近、大西洋西部大部分地區顯示正異常；亞洲大部分地區大面積、太平洋上空大部分地區和北美洲大部分地區顯示負異常。

圖13 南亞高壓指數1弱年200hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

在南亞高壓指數1強弱年200hPa高度場上，中緯度地區很明顯存在一個正負正負正負的波列，但是我們還不能確定是否由南亞高壓激發出這個遙相關波列。

4.3 南亞高壓指數1強弱年500hPa高度場異常

要分析高空的南亞高壓對旱澇的影響時，我們必須同時關注對流層中低層上的影響系統。

對流層中層的主要影響系統就是西太平洋副熱帶高壓。馮琬等［4］界定西太平洋副熱帶高壓的面積指數時，以500hPa 等壓面上位勢高度大于5880 位勢米的網格點總數來表示。在實際業務工作中，西太副高也是由5880 線定義的。從500hPa 氣候平均圖（圖14）上可以看到，西太副高的西脊點位于中國東部的洋面上大約130°E。夏季對流層高層的南亞高壓、中低層的西太副高活動與我國天氣、氣候變化密切聯系。1960 年代初期，陶詩言等［3］通過分析夏季亞洲南部100 流型變化及其與西太副高變動的關聯，結果表明南亞高壓與西太副高之間往往存在“相向而行”或者“相背而行”的變化。故分析低空西太副高對本文探討旱澇成因有很大的幫助。

圖14 500hPa氣候平均圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 強年500hPa 高度場合成圖（圖15）上可以看出，中國東海附近為負異常，表明西太副高東退，其附近盛行的偏東、東北氣流會影響我國天氣，不利于降水的形成。從圖中可以看出歐洲地區、中國地區、阿留申群島附近、加拿大和美國東部地區顯示負異常；新地島附近地區、俄羅斯地區、孟加拉灣到南海地區、太平洋上空大部分地區、北美洲大部分地區和大西洋上空顯示正異常。

圖15 南亞高壓指數1強年500hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 弱年500hPa 高度場合成圖（圖16）上可以看出，中國東海附近為一個正異常中心，表明西太副高西伸，在其西北側有利于西南風影響我國天氣，從而形成降水。從圖中可以看出，歐洲地區、中國地區、阿拉斯加地區、夏威夷群島附近、大西洋上空顯示正異常；俄羅斯地區、太平洋上空、北美洲中西部地區、加拿大東北地區顯示負異常。

圖16 南亞高壓指數1弱年500hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1強弱年500hPa高度場合成圖上，西太副高分別為東退和西伸，一些典型地區也呈現出異常相反，中心值正好也相反。

4.4 南亞高壓指數1強弱年850hPa高度場異常

王啟和韓永清［17］，定義西太平洋副熱帶高壓的北界指數、西脊點、脊線和面積指數時，以夏季850hPa月平均圖上1520 位勢米的特征線來表示西太副高年際變化的指標線。本文分析850hPa 高度場上的西太副高時，借鑒上述方法以1520 位勢米的特征線確定西太副高的位置。可以從氣候平均圖中大致看出西太副高穩定在東經120 度到西經120 度之間，北緯12～48度之間（圖17）。

圖17 850hPa氣候平均圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 強年850hPa 高度場合成圖（圖18）上可以看出，西太副高處于正值區域，顯示正異常。其中歐洲地區、中國地區、太平洋上空大部分和加拿大地區東北部顯示負異常，俄羅斯地區、南海附近地區、夏威夷群島附近、北美洲大部分地區和大西洋上空顯示正異常。

圖18 南亞高壓指數1強年850hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1 弱年850hPa 高度場合成圖（圖19）上可以看出，西太副高處于負值區域，顯示負異常。其中歐洲地區、中國地區、夏威夷群島西部地區、北冰洋至北美洲大部分地區和大西洋上空顯示正異常。俄羅斯地區、太平洋上空大部分地區和加拿大東北部分地區顯示負異常。

圖19 南亞高壓指數1弱年850hPa高度場合成圖（單位：位勢米）

南亞高壓指數1強弱年850hPa高度場合成圖上，強弱年西太平洋副熱帶高壓異常相反，一些典型地區也呈現出異常相反，中心值正好也相反。

5 南亞高壓強弱指數年風場異常

在南亞高壓指數1 偏強年850hPa 風場合成圖（圖20）上可以看出，西太平洋副熱帶高壓穩定在15°N～45°N，1520特征線區域正好處于氣旋中。西太平洋副熱帶高壓的位置決定水汽的通道，副高西側的南風或副高西南側的東南風有利于水汽輸送，副高西北側或者南側低空出現的偏南風，會使得水汽輸送更加劇烈，且風向輻合，有利于降水。在南亞高壓指數1 偏弱年850hPa 風場合成圖（圖21）上可以看出，副高穩定在15°N～45°N，1520特征線區域正好也處于氣旋中，但較強年減弱，副高西側盛行東南、西南風，副高西北側出現東南風，且副高西側和西北側風向輻散，這對于水汽輸送沒有太大影響，因而不會造成降水天氣。

圖20 南亞高壓指數1強年850hPa高度場與風場的合成圖

圖21 南亞高壓指數1弱年850hPa高度場與風場的合成圖

6 結論與討論

本文使用了面積平均的方法，分別定義了100hPa和200hPa上的南亞高壓指數為指數1和指數2。對這兩個指數強弱年分別做中國降水的合成分析，發現在指數強年，中國東北部分地區、長江中下游、山西地區雨量偏多，而在指數弱年正好相反。對100hPa 上定義的南亞高壓指數強弱年分別做高低空環流的合成分析，討論了南亞高壓和西太副高與中國夏季旱澇天氣的關系。發現指數強年500hPa 高度場上西太副高東退，我國降水顯示負異常，歐洲地區和北美洲地區降水也是負異常，其他大部分地區降水為正異常；而指數弱年西太平洋副熱帶高壓西伸，我國降水顯示正異常，歐洲地區和大西洋上空降水也是正異常，其他大部分地區降水顯示負異常。指數強年850hPa 高度場上西太副高顯示正異常，我國降水顯示負異常，歐洲地區、太平洋上空和加拿大部分地區降水也是負異常，其他大部分地區降水為正異常；而指數弱年西太副高顯示負異常，我國降水顯示正異常，歐洲和大西洋上空降水也是正異常，其他大部分地區降水顯示負異常。

考慮到除了前兩個天氣系統的影響之外，夏季青藏高原大氣熱源有可能也會影響到旱澇天氣。青藏高原在夏季是強大的熱源，而且高原上空的對流層基本為高溫區?？諝庠诟咴鲜軣嵘仙?，低層空氣會輻合形成低壓環流，高層空氣會輻散形成高壓環流。在氣壓場上，南亞高壓底下小于600hPa的整個高原由熱低壓控制。南亞高壓之所以作為對流層上部的暖高壓，其中心在夏季穩定于高原上空，是由于夏季青藏高原加熱作用最為顯著，如同一個“熱島”。近年來，Zhang等［16］通過分析南亞高壓以及西太副高異常與熱源異常的關系，得知引起南亞高壓東伸和西太副高西進的重要原因是青藏高原東部區域的熱源異常。李永華等［17］討論夏季西南區域東部旱澇與青藏高原大氣熱源的聯系時，發現造成西南區域東部降水偏多的主要原因是夏季青藏高原重點區域的大氣熱源值偏強，以及南亞高壓和西太副高的脊線位置偏南。后期探究中國夏季旱澇天氣的成因時，除了考慮高低空南亞高壓和西太副高，可以進一步深究青藏高原大氣熱源。