极涡与南亚高压的关系及对我国降水的协同影响

崔乃文,范广洲,2

（1.成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225；2.高原大气与环境四川省重点实验室/气候与环境变化联合实验室，成都 610225）

引言

在对流层高层的南亚高压和极涡的活动与我国天气、气候变化联系密切。极区空气极端寒冷，在气压梯度力的作用下，造成南北热力差异变化较大，强冷空气南移造成寒潮等低温天气。Laseur[1]第一次测算了极涡的大小及位置，由此推动了极涡方面研究的较大进展。南亚高压作为夏季南亚上空对流层顶的大气活动中心，是由于夏季青藏高原强烈的加热作用导致在其上空形成的一个暖性高压系统，它的变化影响了东亚夏季型环流。南亚高压的活动特征及其与中国旱涝的关系是一个多尺度的复杂问题。Flohn[2]研究指出，南亚高压的形成是由青藏高原的热作用引起的。Qian等[3]进一步分析并指出南亚高压中心变化具有趋势性，加热场对南亚高压季节变化的作用。张琼等[4]从整体和细节两个角度进行了分析，得到高原冬春降雪少（多），主要增强（减少）“夏季高原南部“对大气的加热，因此，高原上的对流层加热变得更强（更弱），导致了更强（更弱）的南亚高压。张恒德等[5]分析认为当极涡异常偏大偏强，位势高度均明显偏低，北半球副高的面积和强度易偏小，北界位置易偏南。吴仁广等[6]分析了长江中下游梅雨期降水与全球500hPa环流的关系，发现南极极涡强度的变化与长江中下游梅雨有一定的关系。黄嘉佑等[7]指出7月份亚洲区极涡强度是长江流域夏季干旱和洪涝灾害的重要因素。陈永仁等[8]发现极涡的变化与南亚高压的变化存在反位相关系。任荣彩等[9]指出当南亚高压东移至120°E以东时，南亚高压中心到中低空副高单体内出现强烈的动力下沉运动，该下沉运动有利于中低空副高内辐散场的加强，进而影响副高单体负涡流的发展。

综上所述，极涡、南亚高压的异常与我国的天气气候变化联系密切。之前的研究工作[10-15]多侧重于关注两个系统各自独立的变化规律及其天气气候效应，但针对二者之间的协同演变特征及其对我国降水影响的研究并不多见。已有研究[16]表明，二者的变化规律具有明显的协同性，并对我国的降水情况具有重要的影响。本文就是针对这一关键点，利用1951～2016年NCAR再分析月平均资料及台站降水资料，深入分析极涡与南亚高压协同变化特征及其对我国降水的影响，可为提高我国的天气和气候变化预测水平提供科学依据。

1 资料和方法

选取国家气候中心74项环流因子中的亚洲区极涡面积指数资料（60°～150°E），国家气候中心824个气象站点的降水数据，时间长度为1951～2016年；NECP/NCAR再分析资料的高度场、风场及比湿场数据，空间分辨率为2.5°×2.5°，时间长度同为1951～2016年。文中分别用1、4、7、10月数据代表冬、春、夏、秋四个季节。

参照张琼等[4]的定义计算了南亚高压活动的特征参数，面积指数定义为100hPa高度场上（170°～30°W，0°～50°N）区域内位势高度≥1660dagpm的总格点数。极涡面积指数详见李小泉等[10]和刘宗秀[11]的计算方法，北半球极涡面积指数为整个北半球（0°～180°～0°）资料，其中代表不同极区涡旋偏态的4个分区分别为：亚洲区（60°～150°E）、太平洋区（150°E～120°W）、北美区（120°～30°W）、大西洋欧洲区（30°W～60°E）。本文采用的是亚洲区（60°～150°E）极涡面积指数。

2 极涡与南亚高压的气候特征

2.1 强度变化趋势

图1是1951～2016年四季极涡及南亚高压面积指数与9年滑动平均的标准化时间序列。在春季（图1a），极涡面积指数先后于1970年、1984年及2002年处于峰值，达到最高点后强度逐渐下降；南亚高压面积指数在1975年前波动很小，之后变化趋势与极涡相似。在夏季（图1b），极涡面积指数前期波动较大，于1976年达到最大值后一直呈下降趋势；南亚高压面积指数于1975年到达最低点，1975～1980年及1985～1990年显著上升，1997年以后波动幅度较大。在秋季（图1c），极涡面积指数前期持续上升，在1976年达到峰值，持续波动后于1994年上升至第二峰值，之后持续下降；南亚高压面积指数前期平稳上升，1988年达到峰值，之后持续下降。在冬季（图1d），两者的变化幅度较其他季节小；极涡面积指数波动较大，但无明显的峰值；南亚高压面积指数前期平稳，于1977年开始上升，1983年达到峰值，峰值前后波动剧烈，2000年后呈上升趋势。

图1 1951～2016年四季的极涡、南亚高压面积指数与9年滑动平均的标准化时间序列（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，实心方块与空心方块分别代表极涡面积指数与其9点滑动平均值，实心圆与空心圆分别代表南亚高压面积指数与其9点滑动平均值）

从滑动平均看，极涡与南亚高压在四个季节的整体变化趋势类似。其中，极涡面积指数的振荡周期明显，第一个峰值较大，而后强度减弱。南亚高压面积指数的上升趋势在1980s尤为明显，1980～1990年达到峰值，2000年后一直呈上升趋势。

2.2 极涡的周期特征

图2是1951～2016年四季极涡面积指数的小波功率谱分析。春季（图2a）极涡存在准5a周期振荡，3～8a周期在1970～2000年较为明显；由小波方差检验（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为5a，第二峰值时间尺度为7a。夏季（图2b）极涡存在2～3a、准9a周期振荡，2～3a周期在1990～2000年最显著，8～14a周期在1980～2000年较为显著；由小波方差检验（图略）可知，第一峰值时间尺度为5a，第二峰值时间尺度为7a。秋季（图2c）极涡存在准4a、准8a及准16a周期振荡，准4a周期在1990～2000年较为显著，6～10a周期在1990～2005年最为显著，准16a周期在1990～2010年较为显著；由小波方差检验（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为16a，第二峰值对应的时间尺度为8a。冬季（图2d）极涡存在2～6a周期振荡；由小波方差检验（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为2a及4a，第二峰值对应的时间尺度为6a。

图2 极涡面积指数的小波功率谱（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，锥曲线包围区域达到95%的置信水平）

2.3 南亚高压的周期特征

图3是1951～2016年四季南亚高压面积指数的小波功率谱分析。春季（图3a）南亚高压存在准4a、准11a周期振荡，3～6a周期在1965～1978年最为显著，准11a周期在1955～1975年较为显著；由小波方差图（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为11～12a，第二峰值对应的时间尺度为4a。夏季（图3b）南亚高压存在准9a周期振荡，在1975～1985年最为显著；由小波方差图（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为9a，第二峰值对应的时间尺度为4a。秋季（图3c）南亚高压并无明显的周期振荡；由小波方差图（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为8～9a。冬季（图3d）南亚高压存在准4a及准8a周期振荡，2～3a周期在2005～2010年较为显著，准4a周期在1980～2000年最为显著，准8a周期在1972～2000年较为显著；由小波方差图（图略）可知，第一峰值对应的时间尺度为8a，第二峰值对应的时间尺度为4a。

图3 南亚高压面积指数的小波功率谱（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，锥曲线包围区域达到95%的置信水平）

综上所述，极涡和南亚高压在夏、秋及冬季的周期变化时间尺度基本一致，夏季为准9a周期，秋季为准8a周期，冬季为准4a周期。

3 极涡与南亚高压对我国降水的协同影响

已有研究[17-26]表明，极涡及南亚高压的异常会通过某些物理过程对大气环流产生影响，从而导致中国的降水异常。本节将针对这一问题展开讨论。

3.1 极涡与南亚高压的关系

表1列出了不同季节极涡与南亚高压面积指数的相关系数。可以看到，夏季、秋季及冬季极涡面积指数与南亚高压面积指数呈现负相关关系，其中夏季的相关系数最高，秋季相关系数最低，且三者均达到了95%的置信水平。

表1 极涡面积指数与南亚高压面积指数的相关系数

图4是将极涡与南亚高压面积指数分别做9年滑动平均处理，将逐年数值减去对应的滑动平均值，再将结果标准化，由此得到的年际变化信号。

图4 1951～2016年四季的极涡与南亚高压面积指数年际变化的标准化时间序列（a.春季，b.夏季，c.秋季，d.冬季，实心方块与空心方块分别代表极涡与南亚高压）

根据其年际变化，下面选取标准化距平数值为正的年份为强年，为负的年份为弱年。将所研究的年份分为四种配置方式，即筛选出极涡强度指数标准化距平为正、南亚高压强度指数标准化距平为正（SS型）；极涡强度指数标准化距平为正、南亚高压强度指数标准化距平为负（SW型）；极涡强度指数标准化距平为负、南亚高压强度指数标准化距平为正（WS型）；极涡强度指数标准化距平为负、南亚高压强度指数标准化距平为负（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 极涡与南亚高压对我国降水的协同影响

图5（a）为春季SS型的降水距平百分率，塔里木盆地及从大兴安岭至华北地区多雨，青藏高原及云贵高原地区少雨。图5（b）为春季SW型的降水距平百分率，新疆及渤海湾一带地区少雨。图5（c）为春季WS型的降水距平百分率，多雨地区从新疆西部一直向东延伸到东北地区。图5（d）为春季WW型的降水距平百分率，黄河流域以北地区少雨，高原西部及云南为多雨。春季极涡与南亚高压对我国降水的影响主要在新疆及东北渤海湾一带。

图5 春季极涡与南亚高压四种配置类型对应的我国降水距平百分率空间分布（a.SS，b.SW，c.WS，d.WW，单位：%）

图6（a）为夏季SS型的降水距平百分率，青海周围地区少雨，东北北部、长江三角洲及珠江三角洲地区多雨。图6（b）为夏季SW型的降水距平百分率，新疆西部、青海西部及长江中下游地区少雨，青藏高原西部、新疆中部地区多雨。图6（c）为夏季WS型的降水距平百分率，新疆、青海在40°N附近及长江中下游多雨。图6（d）为夏季WW型的降水距平百分率，西藏西部及青海地区少雨，内蒙西部、长江中下游以南地区多雨。夏季极涡与南亚高压对我国降水的影响主要在高原北部及长江中下游地区。

图6 同图5，但为夏季

图7（a）为秋季SS型的降水距平百分率，塔里木盆地、长江中下游及东北东部地区多雨，柴达木盆地及周边少雨。图7（b）为秋季SW型的降水距平百分率，华北地区及南部沿海地区多雨，青藏高原西北部少雨。图7（c）为秋季WS型的降水距平百分率，与SW型基本相反，我国中部以东地区少雨，高原以南及新疆南部地区多雨。图7（d）为秋季WW型的降水距平百分率，塔里木盆地及以南地区少雨。秋季极涡与南亚高压对我国降水的影响主要在新疆地区。

图7 同图5，但为秋季

图8（a）为冬季SS型的降水距平百分率，青藏高原及新疆中部少雨，天山山脉、青海、东部沿海及长江中下游地区多雨。图8（b）为冬季SW型的降水距平百分率，从新疆西部沿着40°N向东至黄河下游多雨。图8（c）为冬季WS型的降水距平百分率，塔里木盆地及黄土高原地区少雨，新疆北部、内蒙中部及华南地区多雨。图8（d）为冬季WW型的降水距平百分率，从我国的西北至东南地区少雨，高原南部多雨。冬季极涡与南亚高压对我国降水的影响主要在新疆至长江三角洲一带。

图8 同图5，但为冬季

4 极涡与南亚高压协调影响我国夏季降水的环流特征

为了进一步揭示极涡及南亚高压对我国夏季降水的变化，本文选择从夏季四种配置的高度场、风场、水汽场等方面进行合成分析。

4.1 高度场

图9（a）为夏季SS型对应的500hPa位势高度距平场，我国黄河以北高度场偏弱，外蒙古至我国东北地区为显著低值中心。图9（b）为夏季SW型对应的500hPa位势高度距平场，我国以南地区高度场显著偏弱而中东部高度场偏强，中西伯利亚至鄂霍次克海为显著低值中心，新疆西部及黄海附近有一高值中心，环流形势不利于降水产生。图9（c）为夏季WS型对应的500hPa位势高度距平场，我国以北地区高度场偏强，中西伯利亚高原至小兴安岭地区为显著高值中心。图9（d）为夏季WW型对应的500hPa位势高度距平场，我国北纬40°N以北高度场偏强而中东部大范围高度场偏弱，我国东北地区为显著高值中心，长江中下游为显著低值中心。

图9 夏季极涡与南亚高压四种配置类型对应的500hPa位势高度距平场（a.SS，b.SW，c.WS，d.WW，单位：gpm，阴影表示达到了95%的置信水平）

4.2 风场

图10（a）为夏季SS型对应的850hPa距平风场。如图所示，阿拉伯海至孟加拉湾为显著的西风异常，为我国输送水汽；高原西部为反气旋环流异常，可为高原地区输送冷空气；台湾地区有显著的南风异常且我国东部的太平洋地区为反气旋环流异常，可为我国南方地区输送水汽。图10（b）为夏季SW型对应的850hPa距平风场，从外蒙古至日本海有显著的西风异常，华北地区为风场辐合区。图10（c）为夏季WS型对应的850hPa距平风场，鄂霍次克海地区有显著的北风异常，我国东北部和华东地区有显著的东风异常。图10（d）为夏季WW型对应的850hPa距平风场，我国的东北部为反气旋环流异常，外蒙古西部为气旋环流异常，我国南方地区为南风异常。

图10 同图9，但为850hPa风场距平（单位：m/s，阴影表示达到了95%的置信水平）

4.3 水汽场

图11（a）为夏季SS型对应的700hPa水汽场。如图所示，青藏高原北部为水汽辐合区，大值区在青海；孟加拉湾和南海地区均有明显的南风气流向我国内陆输送水汽；朝鲜半岛存在水汽辐合的大值中心，为我国北方的降水提供了有利条件。图11（b）为夏季SW型对应的700hPa水汽场，来自阿拉伯海的水汽经南风气流向我国输送，在青藏高原的西南侧汇合形成水汽辐合大值区，新疆中部也是水汽辐合区。图11（c）为夏季WS型对应的700hPa水汽场，来自阿拉伯海的水汽向南输送至青藏高原西部形成水汽辐合的大值中心，而后继续沿着高原向东输送至四川地区。图11（d）为夏季WW型对应的700hPa水汽场，其特征与WS型类似：阿拉伯海的水汽在新疆南部及高原南面形成水汽辐合大值区，而后水汽继续向东输送至四川、甘肃地区；来自日本海、黄海的东风气流在内蒙中部地区辐合，对我国华北及东北地区的水汽供应有积极作用。

图11 同图9，但为700hPa水汽通量矢量（单位：g·cm-1·hPa-1·s-1）及水汽通量散度（填色区，单位：10-7g·cm-2·hPa-1·s-1）

5 结论

本文利用NCEP资料及站点降水资料研究了极涡与南亚高压的相关性问题，以及对我国降水的协同影响，结论如下：

（1）极涡及南亚高压的强度逐年波动较大，多为极涡强度增强（减弱），南亚高压强度减弱（增强），强弱变化的振荡周期明显。极涡和南亚高压在夏、秋、冬季周期变化时间尺度基本一致，夏季为准9a尺度变化，秋季为准8a尺度变化，冬季为准4a尺度变化。二者在夏季相关系数最强，春季相关系数最弱。SW型与WS型在夏季占比56.9%，在秋季占比53.4%，在冬季占比56.9%，表现出极涡与南亚高压的同期变化以负相关为主。

（2）春季极涡与南亚高压对我国降水的影响主要在新疆及东北渤海湾一带，SS型与WS型对应北方多雨，SW型与WW型反之；夏季其影响主要在高原北部及长江中下游地区，除SW型以外，其余三种分型均对应长江中下游地区多雨；秋季其影响主要在新疆地区，SS型和WS型对应该地区降水偏多，SW型和WW型反之；冬季其影响主要在新疆至长江三角洲一带，SW型对应40°N附近地区多雨，WW型对应西北至东南地区少雨。

（3）夏季极涡与南亚高压的异常影响了大气环流的配置。SS型及SW型对应中高纬高度场呈“+-+”分布，有利于阻高维持。WS型及WW型对应500hPa高度场在我国北部异常偏高，而南部异常偏低，且在我国北部有偏东风气流及南部有来自孟加拉湾的偏南风气流，有利于长江中下游地区产生降水。