夏季南亚高压多中心特征及其热力影响因子分析

彭丽霞 孙照渤 陈海山 朱伟军 曾刚 倪东鸿



夏季南亚高压多中心特征及其热力影响因子分析

彭丽霞 孙照渤 陈海山 朱伟军 曾刚 倪东鸿

南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室南京210044

采用美国NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和日本气象厅JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis Project）的月平均环流场和非绝热加热场资料，分析了夏季南亚高压多中心结构特征，探讨了不同区域高压中心的动力和热力结构，及其与不同地区热源的关系。结果表明：（1）夏季南亚高压存在显著多中心特征，可达5～6个，其中双中心类和三中心类占比例最多，约70%～80%，其次，单中心类和四中心类分别约占10%左右。（2）无论中心个数的多或少，不同区域的南亚高压中心的动力结构和热力结构不同，大致可以分为三个区域20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E。20°～70°E伊朗高原及其以西上空南亚高压中心中层对应伊朗副高的东北侧，低层对应印缅槽的西北部，整层为下沉运动；80°～120°E青藏高原到我国东部上空南亚高压中心低层对应印缅槽中部，低层正涡度高层负涡度，整层为强上升运动；120°～160°E西太平洋地区南亚高压中心中低层都对应西太平洋副热带高压的西部，整层负涡度，对应上升运动。（3）三个区域的高压中心都对应着暖中心结构，20°～70°E区域以下沉增温加热为主导，80°～120°E和120°～160°E区域以深对流加热为主导。（4）当20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E区域存在高压中心时，对应区域的南亚高压环流的增强，对局地环流、深对流和降水有着显著的影响。

南亚高压 多中心 对流加热 青藏高原

1 引言

夏季南亚高压主要位于青藏高原和伊朗高原上空，是除极涡外对流层高层强大、稳定的反气旋环流系统，是亚洲夏季风主要成员之一（Mason and Anderson，1958）。自从20世纪中期以来，国内外学者对南亚高压结构特征、活动规律、维持机制，及其与亚洲和全球的天气、气候之间的关系，都进行了广泛的研究（陶诗言和朱福康，1964；叶笃正和张捷迁，1974；章基嘉等，1984；陈桂英和廖荃荪，1990；陶诗言等，1998；刘屹岷等，1999a，1999b；张琼等，2000；张琼和吴国雄, 2001；钱永甫等，2002； Ding and Wang，2005；张亚妮等，2013）。

东西振荡是南亚高压活动的主要特征之一，经常表现为范围的伸缩、中心位置的东西偏移以及不同形态之间的转化。罗四维等（1982）以100°E为界，将南亚高压分成东部型、西部型和带状型三种形态。90年代中期以后随着资料的增多，从气候学对南亚高压进行了更细致的探讨，Qian et al.（2002）研究表明盛夏南亚高压表现为青藏高压模态和伊朗高压模态，青藏高压是热力性质的高压，伊朗高压是动力为主的高压，并据此将南亚高压东西振荡分为两类，一类是青藏高压与伊朗高压两个模态之间的振荡，一类是青藏高压的东西振荡和伊朗高压的东西振荡。同时，南亚高压存在不同时间尺度的东西振荡特征，包括季节内、年际和年代际变化，其与大气环流内部因子、以及青藏高原热力、积雪、海温环流强迫等外部因子有不同的联系（郑庆林等，1993；张琼等，2000；陈文，2002；杨辉和李崇银，2005；林莉等，2008；杨建玲和刘秦玉，2008；彭丽霞等，2009；李崇银等，2011；曾刚等，2013）。

热力是南亚高压形成并维持的主要因子，也是影响南亚高压活动的重要因子。最早一些学者（Flohn，1957；叶笃正和张捷迁，1974）指出青藏高原加热是南亚高压形成的一个重要原因。章基嘉等（1984）指出南亚高压的建立和季节性迁移，除了考虑大地形的动力学效应外，青藏高原热源、孟加拉湾热源和黄海—日本热源对其也有重要影响。刘屹岷等（1999a，1999b）指出低空副热带高压出现在表面感热加热西侧、深对流凝结加热东侧；而高空副热带高压出现在表面感热加热的东侧、深对流凝结加热的西侧，东亚季风降水所致的凝结潜热加热使南亚高压位于加热中心西侧，中层西太平洋副热带高压位于加热中心东侧。Qian et al.（2002）分析表明，海陆对比行星尺度加热场的季节变化，影响着南亚高压的冬夏两模态变化，南亚高压具有趋热性，夏季强大的南亚高压主要与南亚地区的潜热和感热有关。刘伯奇等（2009）等指出菲律宾群岛以东洋面上空反气旋在4月第5候分裂出中南半岛上空的反气旋中心，此中心加强后形成南亚高压，主要促发因子是亚洲南部大气非绝热加热状态的改变。亚洲南部作为地球上最大的热源地区，包括青藏高原、孟加拉湾、东亚季风区、以及西太平洋等主要热源区，不同季节、不同地区的这些热源在亚洲季风环流和南亚高压建立维持中扮演着不同的重要角色（周兵等，2006；包庆等，2008；郭准等，2009；舒斯等，2011；洪芳玲等，2012；王黎娟等，2013；吴国雄等，2013；郭帅宏等，2014）。

南亚高压东西振荡与对流层大气环流和降水关系密切，南亚高压与西太平洋副热带高压相向而行、相背而斥，与印度季风、东亚季风以及南海季风的爆发和强弱都存在密切关系（陶诗言和朱福康，1964；谭晶等，2005；任荣彩等，2007；陈延聪等，2009；陈永仁等，2011；张亚妮等，2013），与我国长江流域、华北、西北、西南等地区的旱涝存在密切关系（张琼和吴国雄，2001；朱玲等，2010；齐冬梅等，2011；宣守丽等，2011；徐栋夫等，2014；张宇等，2014）。以往常将高压最强中心作为研究对象，但对于南亚高压多中心的结构特征及其维持机制仍有待于进一步研究。本文将深入分析南亚高压多中心的统计特征和活动规律，探讨不同区域高压中心的动力结构和热力结构，以及其与不同地区包括伊朗高原地区、青藏高原地区、孟加拉湾地区、东亚季风区、以及西太平洋地区的热力的关系，这不仅有助于揭示影响南亚高压活动的成因及其物理过程，而且对研究和预测我国气候变化及其成因也将有重要意义。

2 资料方法

本文研究所采用的数据为美国NCEP/NCAR的再分析资料NCEP/NCAR I、NCEP-DOE的第二代再分析资料NCEP/DOE II和日本JRA-55（Japanese 55-year Reanalysis Project）再分析资料的月平均环流场和非绝热加热资料，其中非绝热加热资料包括深对流加热率、浅对流加热率、大尺度凝结加热率、长波辐射加热率、短波辐射加热率和垂直扩散加热率。NCEP/NCAR I和NCEP/DOE II的环流场资料水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直17层等压面，非绝热加热资料水平分辨率为高斯网格1.875°×1.875°，垂方向为28层等面，JRA-55环流场和非绝热加热资料水平分辨率均为1.25°×1.25°，垂直方向为37层等压面。NCEP/NCAR I时间为1948～2013年的6～8月，NCEP/DOE II为1979～2012年的6～8月，JRA-55为1958～1999年6～8月。降水资料为NOAA气候预测中心提供的全球综合分析降水集CMAP，时间为1979～2011年，分辨率为2.5°×2.5°。

大气热源（汇）的计算通常有正算法和倒算法两种，将NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55非绝热加热资料代入公式（1）右侧相应各项而得到大气热源，称为正算法；采用Yanai et al.（1973）提出的，通过计算公式（1）左侧各项而得到大气热源的计算方法为倒算法。

热力学方程可写为

其中，c为定压比容；为气体常数；=/c；R为净辐射加热率，是短波辐射加热率和长波辐射加热率之和；L为潜热加热率，是深对流加热率、浅对流加热率、大尺度凝结加热率三项之和；W是感热传导引起的垂直扩散加热率；R、L和W之和为总非绝热加热率1，表示单位质量大气的热源（汇）。

对公式（1）进行质量加权垂直方向整层积分：

其中，s为地表面气压；t为大气顶气压，取100 hPa；01000 hPa；为重力加速度；为单位面积整层大气柱非绝热加热率，当大于（小于）零时，加热（冷却）整层大气柱，称大气热源（热汇）。

3 南亚高压多中心统计特征

参考以前关于南亚高压位置、形状以及流场特征的研究（章基嘉等，1980；罗四维等，1982；Qian et al.，2002），南亚高压中心的界定需满足以下两个条件：（1）在月平均200 hPa位势高度场（0～50°N，0～160°E）范围内，查找所有位势高度场的极大值中心，此极大值中心需在12480 gpm等值线包围的区域内；（2）如果位势高度场极大值中心东（西）侧5°范围内对应北（南）风，北（南）侧5°范围内对应西（东）风，则此极大值中心为南亚高压的一个中心。这样高压中心既是位势高度场极大值中心，又是风场的环流中心。本文对NCEP/NCAR I再分析资料的1948～2013年6～8月共198个样本、NCEP/DOE II的1979～2013年的6～8月共105个样本和JRA-55的1958～1999年的6～8月共126个样本进行了统计分析。

根据同时出现中心的个数将南亚高压分为了单中心类、双中心类、三中心类和四中心类等，图1给出了不同类南亚高压个例数的统计特征，其中单中心类个例并不多，NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55资料中分别占了10%、16%和13%；双中心类是南亚高压的主要存在形式，其在NCEP/ NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55资料中分别占了41%、53%、41%；三中心类是南亚高压存在的又一主要形式，其在NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55资料中分别占了39%、23%、27%；四中心类个例较少，在三套资料中分别占了8%、8%，12%；五中心类南亚高压在NCEP/NCAR I和JRA-55资料都只有5个个例，分别占了总样本的3%和4%；六中心及其以上南亚高压在JRA-55资料中有3个个例，占总样本的2%，在NCEP/NCAR I、NCEP/ DOE II中并不存在，这可能由于分辨率不同的原因。因此双中心类和三中心类是南亚高压存在的主要形式，占了总样本的70%～80%左右。早在19世纪60年代陶诗言和朱福康（1964）指出了南亚高亚存在两种流型的转化，第一种流型两个反气旋中心分别位于50°E和100°E，第二种流型为高压中心位于80°E青藏高原上空，两种流型的转化影响着低层天气过程的转化，因此探讨南亚高压多中心结构特征，将对东亚天气、气候的预报预测有重要意义。

图1 （a、b）NCEP/NCAR I、（c、d）NCEP/DOE II和（e、f）JRA-55再分析资料中不同中心类南亚高压个例数（左列）及其所占比率（右列）

图2给出了单中心类、双中心类、三中心类南亚高压中心的纬向位置分布情况，NCEP/NCAR I和NCEP/DOE II资料中，单中心主要分布在50°～100°E范围内，基本位于伊朗高原和青藏高原上空，JRA-55资料中单中心主要位于青藏高原上空，图3a、b分别给出了单中心分别出现在伊朗高原和青藏高原上空时200 hPa位势高度场合成图。双中心类南亚高压的一个中心多数出现在75°E以西的伊朗高原及其以西上空，另一个中心主要出现在80°E以东的地区，其中80°～100°E青藏高原地区出现最多，其次是120°E以东的西太平洋上空，105°～120°E我国东部大陆上空出现较少，图3c给出了两中心同时出现在75°E以西的伊朗高原上空和80°～100°E青藏高原上空时200 hPa位势高度场合成图。三中心类南亚高压的第一个中心出现在75°E以西的伊朗高原及其以西上空，第二个中心主要出现在青藏高原和我国东部大陆上空，第三个中心出现在西太平洋上空，图3d给出了三个中心同时出现在75°E以西的伊朗高原地区、青藏高原地区、西太平洋地区时200 hPa位势高度场合成图。四中心类南亚高压的四个中心从西到东依次出现在红海到75°E以西的伊朗高原上空，75°～100°E之间的青藏高原上空，120°～135°E的东海上空和135°～160°E的西太平洋上空，图3e给出了南亚高压四中心同时出现时200 hPa位势高度场分布图。同时图3f给出了五中心类南亚高压部分个例200 hPa位势高度合成图。

图2 （a、b、c）NCEP/NCAR I、（d、e、f）NCEP/DOE II和（g、h、i）JRA-55单中心类（左列）、双中心类（中间列）和三中心类（右列）南亚高压中心纬向位置分布特征

图3 （a）单中心类西部型、（b）单中心类东部型、（c）双中心类、（d）三中心类、（e）四中心类和（f）五中心类南亚高压代表个例200 hPa位势高度场合成图（单位：gpm；阴影区通过95％信度检验）

表1为不同中心类、不同区域的高压中心强度分布特征，可见：从不同中心类角度，NCEP/NCAR I资料表现出一个明显的特征：夏季无论哪个区域，高压中心的强度都随着高压中心个数的增多而减弱，但此特征在NCEP/DOE II和JRA-55资料中没有明显的体现。从不同区域来看，不论哪类，伊朗高原和青藏高原上空的高压中心的平均强度明显强于东亚大陆上空的高压中心的平均强度约20 gpm，强于西太平洋海洋上空的高压中心的平均强度约50 gpm。同时分别对6、7、8月不同中心类、不同区域的高压中心强度分别进行了统计分析，从不同月份来看，不同类南亚高压中心强度都在6月偏弱，7月最强，8月次之，从不同地区来看，都表现出了伊朗高原和青藏高原上空的高压中心的强度最强，东亚大陆上空的高压中心强度次之，西太平洋海洋上空的高压中心强度明显偏弱的特征。

表1 不同区域、不同类高压中心强度（单位：gpm）

4 各区域南亚高压中心的环流特征

夏季南亚高压是横跨整个东半球的强大反气旋系统，其内部不同位置的环流结构和物理过程存在着显著差异，章基嘉（1980）等指出当南亚高压属东部型或西部型时，它的纬圈环流和经圈环流结构上表现出不同的特征。罗四维等（1982）等指出南亚高压形态可分为东部型、带状型和西部型，不同形态南亚高压与西太平洋副热带高压活动，以及长江流域、四川和贵州等地的降水关系密切。Qian et al.（2002）等指出盛夏南亚高压表现出热力性质的青藏高压和动力为主的伊朗高压双模态特征。经对每类不同区域的高压中心环流特征、动力热力结构和物理过程进行分析发现：不同区域高压中心的热力、动力结构和环流特征不同。参考前面分析，本文分20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三个区域，来研究不同区域高压中心的结构特征和维持机制，70°～80°E区域没有被考虑，主要是由于该区有些个例类似伊朗高压中心的特征，有些个例类似青藏高压中心的特征，很难区分，而伊朗高压和青藏高压是性质不同的两类高压（Qian et al., 2002），这在后面有介绍。

本文建立了以高压中心为原点的新坐标系，高压中心为（0，0）点，中心以东（西）为纬向正（负）方向，中心以北（南）为经向正（负）方向。NCEP/ NCAR I资料中20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三个区域的高压中心样本数分别为141、160和84，NCEP/DOE II资料中样本数分别为70、70和46，JRA-55资料中样本数分别为71、120和37。

图4给出了以高压中心为原点的新坐标下，高压中心位于20°～70°E、80°～120°E、120°～160°E区域时，200 hPa、500 hPa和850 hPa的位势高度合成图。当高压中心位于20°～70°E区域时，200 hPa上伊朗高原及其以西上空表现为一个较强的高压中心；南亚高压中心的下方，500 hPa上对应伊朗副高的东北部的偏北气流，850 hPa上对应亚洲印缅槽的西北部。当高压中心位于80°～120°E区域时，200 hPa上青藏高原上空表现为一个强大的高压中心；南亚高压中心的下方，500 hPa上对应印缅槽中部，考虑到较高的青藏高原地形，没有给出850 hPa位势高度合成图。当高压中心位于120°～160°E区域时，200 hPa上西太平洋上空表现为一个明显的高压中心；南亚高压中心的下方，500 hPa和850 hPa上对应着西太平洋副热带高压的西部，有较强的偏南气流。NCEP/DOE II和JRA-55资料显示结果与图4一致（图略），6、7、8月不同月份各区域高压中心的垂直结构的也基本一致（图略），由此可见不同区域的高压中心的垂直环流结构并不相同，其物理过程和影响因子也并不相同。

图4 NCEP/NCAR I以高压中心为原点的新坐标下，高压中心位于（a、b、c）20°～70°E，（d、e）80°～120°E和（f、g、h）120°～160°E区域时，200 hPa（左列）、500 hPa（中间列）和850 hPa（右列）位势高度（单位：gpm）合成图

图5给出了三个区域高压中心的涡度、散度和垂直速度随高度变化合成图。从涡度角度来看，三个区域高压中心的涡度垂直分布的特点为：300～70 hPa都具有较强的负涡度，其中20°～70°E、80°～120°E区域的负涡度最强，约2×10−5～3×10−5s−1，120°～160°E区域负涡度较弱，约1×10−5～2× 10−5s−1，三个区域高压中心负涡度值都在150 hPa达到最强，那里南亚高压最强。另外在20°～70°E区域，700 hPa以下为较弱的正涡度，700 hPa上为负涡度，且随高度增高而增强；在80°～120°E区域，500 hPa以上为负涡度，随高度增加而增强，500 hPa以下为较弱的正涡度，最强正涡度位于南侧；在120°～160°E区域，从地面到高空都表现为负涡度，这与图4位高度场垂直分布特征一致。从散度和垂直速度角度来看，三个区域高压中心的垂直运动并不相同，20°～70°E地区整层为下沉气流，最强下沉气流在400 hPa，达到0.02 Pa s−1，其中700～400 hPa为辐散，最强辐散在600 hPa，400～70 hPa为辐合，最强辐合在200 hPa；80°～120°E和120°～160°E区域整层都为上升运动，500 hPa以下为辐合，最强辐合在近地面层，500～70 hPa为辐散，最强辐散在150 hPa左右，其中80°～120°E的上升速度是120°～160°E区域的5～6倍。

图5 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中间列）和120°～160°E（右列）区域南亚高压中心（a、b、c）涡度（单位：10−5 s−1）、（d、e、f）散度（单位：10−6 s−1）和（g、h、i）垂直速度（单位：10−2 Pa s−1）随高度变化合成图（实线：NCEP/NCAR I；点线：NCEP/DOE II；长虚线：JRA-55）

5 各区域南亚高压中心热力结构特征

为讨论各区域高压中心的热力结构及其维持机制，图6给出了20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三个区域高压中心的温度纬向偏差廓线图（图6a–c）和非绝热加热廓线图（图6d–f）。由图6a–c可见，三区域高压中心温度纬向偏差垂直廓线图有较好的一致性，150 hPa以下（上）对应着正（负）的温度纬向偏差，200～300 hPa正的温度纬向偏差最强。南亚高压中心150 hPa以下为暖中心结构，150 hPa以上对应温度场的低值区，因此南亚高压在150 hPa强度达到最强。三个区域对比来看，对流层中上层，20°～70°E和80°～120°E区域正温度纬向偏差最强，达6°C左右，120～160°E地区较弱，为3°C左右；在近地面层，20°～70°E和80°～120°E地区都对应着很强的正温度纬向偏差，120°～160°E温度纬向偏差为零，说明地面感热与伊朗高原及其以西地区和青藏高原地区的南亚高压有密切联系。

温度是大气热力状况的表达，对流层大气的温度变化主要受到非绝热加热和绝热加热两个过程的影响，非绝热加热是指所研究系统与外界之间的热量交换，包括辐射加热、潜热加热和感热加热；绝热过程是指因大气升降运动过程中引起压强、体积的变化，对外界做功，而与周围大气发生的能量交换。要弄清高压系统本身热力结构和维持机制，分别讨论绝热加热过程和非绝热加热过程对南亚高压的作用就非常必要。

图6d–f给出了总的非绝热加热对不同区域南亚高压中心的作用，这里的总非绝热加热是指深对流加热率、浅对流加热率、大尺度凝结加热率、长波辐射加热率、短波辐射加热率和感热垂直扩散加热率6项的综合作用。由图可见：20°～70°E区域，700～150 hPa对应较强的负非绝热加热，最大负值在500 hPa，近地面为正的非绝热加热，150～70 hPa为弱的正非绝热加热，这与图6a正的温度纬向偏差相矛盾，需要绝热加热过程来补充。80°～120°E和120°～160°E两区域从地面到100 hPa都为正的非绝热加热，与图6b、c较强的正温度纬向偏差一致，120°～160°E加热强度较弱。另外20°～70°E、80～120°E两个区域地面都表现出了强的正非绝热加热作用，120°～160°E地表面的非绝热加热为零。因此非绝热加热是80°～120°E和120°～160°E两个区域是南亚高压中心热力维持的最主要原因。

图6 （a、d）20°～70°E、（b、e）80°～120°E和（c、f）120°～160°E区域南亚高压中心温度纬向偏差（上；单位：°C）和总非绝热加热率（下；单位：K s−1）随高度变化合成图（实线：NCEP/NCAR I；点线：NCEP/DOE II；长虚线：JRA-55）

图7所示为非绝热加热各分量对不同区域南亚高压中心维持所起的作用。对流加热率是指深对流加热率、浅对流加热率、大尺度凝结加热率三项之和，这里以深对流加热率为主，浅对流加热率、大尺度凝结加热率非常小。20°～70°E区域，对流加热几乎为零，短波辐射加热是该区域的主要热源，长波辐射加热是该区域的主要冷源，其中长波辐射冷却效应是短波加热效应的2～4倍，所以总非绝热加热为负值；近地面层以正的感热垂直输送的加热为主导，是短波辐射加热的1～10倍，是长波冷却效应的2～3倍，不同资料差异倍数不同。80°～120°E区域，近地面以上到100 hPa主要为对流加热，且以深对流加热为主，其中深对流加热率大约是短波辐射加热率的2～4倍左右，是长波辐射冷却率的1.5倍左右，所以总非绝热表现为较强正值；近地面层以正的感热垂直扩散加热为主，是短波辐射加热的3～10倍，是长波辐射冷却的2～4倍，所以近地表面为较强正非绝热加热。120°～160°E区域，从850 hPa到100 hPa，对流加热作用最强，最大加热位于300～400 hPa，是短波辐射加热的2～3倍，总非绝热加热为正值；从海表面到950 hPa，对流加热率和长波辐射加热率都为负值，垂直扩散加热率和短波辐射加热率都为正值，正负加热率强度相当，总非绝热加热趋近零。

图7 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中间列）和120°～160°E（右列）区域南亚高压中心（a、b、c）对流加热率、（d、e、f）长波辐射加热率、（g、h、i）短波辐射加热率和（j、k、l）垂直扩散加热率随高度变化合成图（实线：NCEP/NCAR I；点线：NCEP/DOE II）。单位：K s−1

由图7可见，不同区域、同一区域不同高度，非绝热加热各分量对高压中心维持所起作用并不相同。图7为根据NCEP/NCAR I和CEP/DOE II数据所得结果，JRA-55结果与其类似（图略），但NCEP/NCAR I和CEP/DOE II感热垂直输送比JRA-55强很多，这些影响主要在近地面层。

6 各区域南亚高压中心与垂直运动关系

根据前面讨论，非绝热加热并不能完全解释所有区域高压中心的暖中心结构，需要进一步讨论绝热过程的影响，由于高压中心水平风速几乎为零，所以绝热过程主要以垂直运动项为主。

为了与图6d–f正算法所得的非绝热加热率进行对比，图8a–c实线给出了由公式（1）倒算法所得各区域高压中心非绝热加热率合成图，两图分布基本一致，图中没有显示的层次是考虑到地形因素。图8a–c虚线给出了不同区域高压中心位置垂直运动绝热加热率随高度的变化特征，20°～70°E区域高压中心对应下沉增温，外界对其做功，温度增高，此区域负的非绝热加热率主要由正的垂直运动绝热加热率来补偿。80°～120°E以及120°～160°E区域的高压中心对应上升降温过程，两区域正的非绝热加热率主要由负的垂直运动绝热加热率来消耗。另外在此，西太平洋120°～160°E区域的高压中心的热力结构与西太平洋副热带高压的热力结构存在较大差异，关于两者之间的关系仍有待于进一步研究。

从水平分布来看（图8d–f），20°～70°E区域的高压中心对应正的垂直运动绝热加热率，最大值位于高压中心西部偏北地区。80°～120°E的高压中心对应负的垂直运动绝热加热率，向南10个纬度为最大负值区，对应孟加拉湾地区，沿高压中心向西20个经度转变为正值区，向东整个区域为负值区。120°～160°E的高压中心对应负的垂直运动绝热加热率，强度偏弱，沿中心向东（西）强度逐渐减弱（增强），沿中心向南向北都逐渐减弱。

图8 采用NCEP/NCAR I资料，由倒算法所得（a、d）20°～70°E、（b、e）80°～120°E和（c、f）120°～160°E区域南亚高压中心（a、b、c）总的非绝热加热率（实线；单位：K s−1）和垂直运动绝热加热率（虚线；单位：K s−1）随高度变化合成图以及以高压中心为原点的新坐标下，各区（d、e、f）整层大气垂直运动绝热加热率质量加权垂直积分（单位：105 J m−2 s−1）

下沉增温是伊朗高原及其以西地区高压中心维持的主要原因，钱永甫等（2002）研究指出，青藏高压是热力性的高压，高压中心区从上到下都是上升运动，伊朗高压是动力性为主高压，高压中心区从上到下都是下沉运动。用1948～2013年7月（27.5°～30°N，40°～70°E）区域平均的整层垂直运动绝热加热率的时间序列，回归200 hPa位势高度高度场和风场（图略），发现当伊朗高原及其以西地区下沉增温增强时，从伊朗高原向东出现了反气旋—气旋—反气旋—气旋的异常波列，使得伊朗地区南亚高压增强，青藏高原地区南亚高压减弱，我国东部地区南亚高压增强，西太平洋地区南亚高压减弱，因此不仅高压内部的非绝热加热各因子能引起高压本身形态的变化，绝热过程同样也可以引起高压本身形态的变化。

7 各区域高压中心活动与局地深对流降水关系

深对流与青藏高原地区、我国东部地区以及西太平洋地区南亚高压中心维持有密切关系，从各区域高压中心对应的深对流加热率500～200 hPa垂直积分和降水的水平分布来看（图9），20°～70°E区域高压中心深对流加热和降水几乎为零；80°～120°E区域高压中心对应较强深对流加热，最强深对流加热和降水中心位于高压中心南部；120°～160°E区域高压中心也对应着深对流加热和降 水，强度偏弱，越往南深对流加热和降水强度越强。

图9 以高压中心为原点的新坐标下，高压中心分别位于20°～70°E（左列）、80°～120°E（中间列）和120°～160°E（右列）区域时，500～200 hPa（a、b、c）大气深对流加热率质量加权垂直积分（单位：105 J m−2 s−1）和（d、e、f）降水量（单位：mm d−1）合成

图10 20°～70°E（左列）、80°～120°E（中间列）、120°～160°E（右列）区有无高压中心时，（a、d、g）200 hPa、（b、e、h）500 hPa和（c、f、i）850 hPa位势高度合成差值（单位：gpm；阴影区通过95％信度检验）

深对流和降水的气候平均图（图11a、b）指出夏季热带、副热带亚非地区分布着强盛的深对流和降水，明显的分为几个不同区域，包括北非南部区、印度季风区、孟加拉湾和青藏高原地区、以及南海、我国东部季风区和菲律宾以东的西太平洋地区，南亚高压是其上空唯一的强大反气旋系统，南亚高压中心位置与局地中低层环流调整及降水、深对流的关系值得进一步探讨。

20°～70°E区域有无高压中心时高低层位势高度和环流合成差值场表明，当20°～70°E区域有高压中心时，200 hPa，80°E以西地区，15°N以北为异常高压，中心位于（40°N，50°E），强度达45 gpm，15°N以南为位势高度场负异常，15°～30°N为密集的纬向等高线，青藏高原上空仅表现为弱脊（图10a）；200 hPa环流差值场上，（40°N，50°E）为显著的异常反气旋中心，30°N以南到赤道的北非—沙特阿拉伯上空表现为宽广的异常东风（图略）；低层500 hPa和850 hPa位势高度差值图（图10b、c）表明，30°N以南的北非—沙特阿拉伯—印度北部地区表现为显著异常低压，30°N以北西欧地区表现为异常高压，500 hPa青藏高原上空位势高度场正异常，对应的500 hPa和850 hPa环流场差值图上（图略），30°N以南为显著异常气旋环流，以北为异常反气旋环流，20°N以南到赤道从西大西洋东部—北非—沙特阿拉伯—印度北部为强西风带，为北非—沙特阿拉伯带来较多水汽（图略）。20°～70°E区域有无高压中心时，850 hPa和200 hPa辐合辐散风分量合成差值场表明（图略）：80°E以西地区，30°N以南低层辐合，高层辐散，整层表现为显著的上升运动，而在30°N以北高层辐合，低层辐散，整层下沉运动。当20°～70°E区域有高压中心时，局地的环流配置使得10°N以北北非地区和印度西北部对流和降水增加（图11c、d）。

80°～120°E区域有无高压中心时高低层位势高度和环流合成差值场表明：当80～120°E存在高压中心时，200 hPa，20°N以北从青藏高原中东部到我国东部为异常高压，中心位于（37.5°N，100°E）（图10d），对应较强异常反气旋环流，其北侧西风急流北移增强，最强西风位于40°N左右，南侧东风急流增强，最强东风位于青藏高原南缘（图略）；500 hPa青藏高原和伊朗高原上空为显著的异常低压（图10e），对应着显著的异常气旋环流，同时印度北部还存在一较弱异常反气旋环流（图略）；低层850 hPa，我国大陆—青藏高原南侧（青藏高原主体高度高于850 hPa）表现为异常低压（图10f），20°N以北的60°～120°E区域表现为显著异常气旋环流，气旋南部较强的西南气流从75°E向东绕过青藏高原，沿我国大陆东部一直向北到长江中下游及其偏北地区，同时我国东部西太平洋上表现出显著的异常反气旋性环流，其西侧的东南气流向长江流域及其以北地区辐合（图略）。80°～120°E区域有无高压中心时，850 hPa和200 hPa辐合辐散风分量合成差值图（图略）表明：沿30°N带状区域的青藏高原—我国长江流域—日本中北地区表现为显著的上升运动，其南部孟加拉湾—我国华南—西太平洋地区表现为显著的下沉运动。这样的环流局地配置使得青藏高原－30°N左右江淮流域—日本东北部深对流和降水明显偏多，而孟加拉湾—我国华南、南海以及东部菲律滨和台湾以东的西太平洋深对流降水明显减弱（图11e、f）。

120°～160°E区域有无高压中心时高低层位势高度合成差值场表明：120°～160°E存在高压中心时，200 hPa上，西太平洋10°N以北为异常高压，中心位于（40°N，140°E），强度达50 gpm，青藏高原及其以西表现出明显的正位势高度场异常，异常程度在10 gpm以上（图10g）；500 hPa和850 hPa上，西太平洋上空30°N及其以南表现为显著异常低压，30°N以北表现为显著的异常高压（图10h、i）。120°～160°E区域有无高压中心时高低层环流差值场（图略）表明：当120°～160°E存在高压中心时，200 hPa西太平洋上空，10°N以北为显著异常反气旋环流，中心偏北位于（40°N，140°E）；850 hPa上，西太平洋30°N以北对应着异常反气旋环流，30°N以南对应着异常气旋环流。120～160°E区域有无高压中心时，850 hPa和200 hPa辐合辐散风分量合成差值场（图略）表明：30°N及其以南地区低层辐合，高层辐散，整层为显著的上升运动，30°～40°N低层辐散，高层辐合，整层为显著的下沉运动（图略），120°～160°E区域南亚高压中心调整着局地高低层环流，使得10°～25°N间中南半岛—华南南海—西太平洋地区的深对流和降水的明显增强，30°～40°N我国东部地区一直到日本海以东地区的深对流和降水显著减弱（图11g、h）。

图11 （c、d）20°～70°E、（e、f）80°～120°E、（g、h）120°～160°E有无高压中心时，500～200 hPa（c、e、g）深对流加热率质量加权垂直积分（单位：105 J m−2 s−1）和（d、f、h）降水量（单位：mm d−1）合成差值（阴影区通过95％信度检验），以及（a、b）两者对应的夏季气候平均

因此当20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E地区高层存在南亚高压中心时，对应的中低层环流也发生相应的调整，这样局地的环流配置可能使得当20°～70°E区域存在高压中心时，10°N以北北非地区和印度西北部对流和降水增强；80°～120°E高压中心存在时，青藏高原中东部以及30°N江淮流域深对流降水增强；120°～160°E高压中心存在时，菲律宾以东西太平洋深对流和降水增强。

8 结论

本文通过NCEP/NCAR I、NCEP/DOE II和JRA-55三套再资料分析了夏季南亚高压多中心的结构特征，揭示了不同区域南亚高压中心的动力和热力结构，及其与不同地区热源关系。结论如下：

（1）夏季南亚高压存在明显的多中心特征，最多可达5～6个，根据高压中心个数分为单中心类，双中心类，三中心类，四中心类等，其中双中心类南亚高压所占比例最多，达二分之一，三中心类南亚高压所占比例次多，达三分之一，单中心类和四中心类分别仅占了约10%的左右，5～6个中心类的南亚高压个例很少，只有几个。

（2）不同类南亚高压中心的纬向位置分布存在显著的区域性，单中心类南亚高压的中心主要分布在50°～100°E；双中心类南亚高压的一个中心分布在75°E以西，另一个中心主要分布在80°E以东；三中类南亚高压三个中心绝大部分分别同时出现在30°～80°E、80°～120°E和120°～150°E三个区域，占了该类的60%以上比例。

（3）无论哪类南亚高压，不同区域南亚高压中心的强度、动力结构、热力结构并不相同，大致可以分为20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三个区域。20°～70°E区域高压中心位于南亚高压的西部，高压中心下方，500 hPa对应伊朗副高东北侧的偏北气流，850 hPa对应印缅槽西北部，整层为下沉运动；80°～120°E区域高压中心位于南亚高压的中部，高压中心下方，500 hPa对应印缅槽中部，低层正涡度高层负涡度，整层为上升运 动；120°～160°E区域高压中心位于南亚高压的东部，高压中心下方，500 hPa和850 hPa都对应西太平洋副热带高压西部的偏南气流，整层为负涡度，为上升运动。20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E三个区域高压中心都对应暖中心结构，150 hPa以下（上）对应着正（负）的温度纬偏值，200～300 hPa为最暖层。不同区域高压中心维持机制并不相同，20°～70°E高压暖中心结构主要以下沉增温为主导，对流加热率为零；80°～120°E和120°～160°E区域的暖中心结构主要以深对流加热为主导，另外西太平洋地区的深对流加热强度明显偏弱。

（4）当20°～70°E、80°～120°E和120°～160°E地区存在南亚高压中心时，南亚高压强度增强、反气旋环流增强，中低层环流也发生变化，使得局地整层环流配置、降水和深对流发生调整，当20°～70°E南亚高压环流的增强有利于10°N以北北非地区和印度西北部对流和降水；80°～120°E南亚高压环流的增强有利于青藏高原及30°N江淮流域对流和降水；120°～160°E南亚高压环流的增强有利于菲律宾以东西太平洋对流和降水。由于篇幅的限制关于高压中心与不同地区对流降水相互作用反馈过程仍有待于进一步探讨。

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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；网络预出版日期 2016-01-29

彭丽霞，女，1978年生，博士，讲师，主要从事短期气候变化及预测、海气相互作用研究。E-mail: penglixia@nuist.edu.cn

国家自然科学基金项目41105059、61103142、41230422、41575070、41205066、41575102、41475088，科技部公益性行业（气象）科研专项GYHY201306028、GYHY201206017，江苏省高校自然科学研究项目11KJB170006，江苏省自然科学基金——杰出青年基金项目BK20130047，“新世纪优秀人才支持计划”

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”