王黎娟郭帥宏, 何金海管兆勇劉伯奇,

1南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院/氣象災(zāi)害教育部重點實驗室，南京210044

2解放軍95147部隊氣象臺，梅州514593

3中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029

1 引言

南亞高壓也稱“青藏高壓”，是亞洲夏季風(fēng)系統(tǒng)的主要成員之一，也是除極地渦旋外，北半球100 hPa上最強大、最穩(wěn)定的控制性環(huán)流系統(tǒng)（Mason and Anderson, 1958；Zhao et al., 2009）。3 月以前，反氣旋環(huán)流中心位于菲律賓群島以東洋面上，4月開始向西北方向移動至中南半島上空，形成南亞高壓。由冬至夏，高層反氣旋環(huán)流中心的位置和強度存在著明顯的季節(jié)變化，在此期間東亞大氣環(huán)流也從冬季型轉(zhuǎn)為夏季型（朱?？档?，1980）。

眾多研究給出了由冬至夏南亞高壓季節(jié)變化的物理圖像。4～5月期間，南亞高壓通過中心分裂的方式，快速從菲律賓群島以東洋面上空西移北跳至中南半島（He et al., 2006）。而中南半島高空反氣旋生成加強和菲律賓群島以東洋面高空反氣旋減弱消亡的同時發(fā)生是這一時期南亞高壓在中南半島上空建立過程的主要特征（劉伯奇等，2009）；6月份，南亞高壓自中南半島北部移上高原，強度明顯加大，大多為1個中心；7、8月，南亞高壓繼續(xù)西移，高壓中心已移至高原上空，高壓中心強度達到最大，此外，7、8月多呈兩個中心，分別在高原西部和我國東部停留或北上（Qian et al.，2002；譚晶等，2005；郭準等，2009）。冬、夏流型的轉(zhuǎn)換是一種不連續(xù)的跳躍過程，并非南亞高壓主體逐漸推進，而是經(jīng)過流場上的快速調(diào)整，重建新流型的過程（劉四臣和李維亮，1987）。

對于南亞高壓季節(jié)變化的機制也有諸多研究成果。有學(xué)者從熱力學(xué)角度研究認為，由冬至夏季節(jié)變化過程中，南亞高壓的正、斜壓分量發(fā)生轉(zhuǎn)換，南亞高壓在其斜壓分量環(huán)流的引導(dǎo)下移動（Liu et al., 2000），表現(xiàn)出一種“趨熱性”特征（Qian et al.,2002）。吳國雄等（2013）近期研究發(fā)現(xiàn)，春季在菲律賓南部持續(xù)的對流降水在其北面因水平非均勻加熱而形成對流層上層的負渦源有利于南亞高壓形成。春末，青藏高原的加熱作用對南亞高壓的建立和強度有重要作用，夏季青藏高原加熱產(chǎn)生準雙周振蕩，引起南亞高壓的東西振蕩（Liu et al.,2007a，2007b）。吳國雄和劉屹岷（2000）、劉屹岷等（2001）以熱力適應(yīng)理論和全型垂直渦度方程出發(fā)揭示了南亞高壓的形成與高原上空非絕熱加熱的空間非均勻分布的激發(fā)有關(guān)（吳國雄和劉還珠，1999；劉屹岷等，1999）。之后Wu and Liu（2003）和Liu et al.（2004）又提出了副熱帶“四葉型”加熱分布拼圖的副高形成理論，并對該理論的物理內(nèi)涵及機制做了進一步闡述說明（吳國雄等，2008）。此外，一些研究發(fā)現(xiàn)熱帶地區(qū)海溫異常也是影響夏季南亞高壓的主要原因。熱帶印度洋暖異常會導(dǎo)致夏季南亞高壓增強，中心位置偏南（Huang et al.，2011；Huang et al., 2012；魏維等，2012），在ENSO不同位相夏季南亞高壓的強度和中心位置有明顯差異（李崇銀等，2011），菲律賓附近的熱帶加熱通過經(jīng)向上的相互作用影響夏季南亞高壓的經(jīng)向范圍（Lu，2004）。

綜上，目前對南亞高壓季節(jié)變化的研究主要集中在夏季6～8月期間，而對4～5月由冬至夏季節(jié)轉(zhuǎn)換時期的季節(jié)變化過程的研究則涉及較少。王黎娟和郭帥宏（2012）初步分析了 4～5月南亞高壓在中南半島上空的建立過程，發(fā)現(xiàn)其存在明顯的年際變化。而這一時期又正好是冬夏季節(jié)轉(zhuǎn)換的過渡時期，因此南亞高壓在中南半島上空的建立過程必然與全球大氣環(huán)流季節(jié)變化相聯(lián)系，并受其影響。那么，4～5月季節(jié)轉(zhuǎn)換時期南亞高壓在中南半島上空建立早晚年的環(huán)流差異具有怎樣的環(huán)流背景？過程特征差異的原因又是什么？本文試圖對上述問題做進一步分析。

2 資料與方法

2.1 資料及公式說明

本文使用1979～2008年4～5月NOAA的向外長波輻射（OLR）資料和NCEP/NCAR逐日再分析資料（Kalnay et al., 1996），包括風(fēng)場、溫度場、高度場等，水平分辨率2.5°×2.5°，垂直分層取1000～100 hPa共12個標準等壓層。

為反映大氣熱力狀況，本文計算了各層大氣視熱源，其計算方法采用Yanai et al.（1973）給出的“倒算法”，公式介紹如下：

其中，Q1為大氣視熱源，由等式右邊三項組成：第一項為溫度局地變化項，第二項為溫度水平平流項，第三項為溫度垂直變化項；、、、分別表示平均層的溫度、水平速度、垂直速度和位溫。

利用吳國雄和劉還珠（1999）得到的不考慮摩擦耗散和傾斜渦度發(fā)展（Slantwise Vorticity Development，SVD）作用，而僅考慮外熱源作用的全型垂直渦度方程：

其中的非絕熱加熱項為

根據(jù)尺度分析（吳國雄等，1999），方程簡化為：

方程右端三項依次為相對渦度平流項、地轉(zhuǎn)渦度平流項和非絕熱加熱的垂直變化項。

2.2 南亞高壓建立過程分類

南亞高壓在中南半島上空建立過程的分類，采用王黎娟和郭帥宏（2012）給出的以反氣旋環(huán)流西中心在中南半島上空生成時間早晚進行分類的方法，即：

建立偏早年：西中心生成時間在4月5候以前（不含5候）的，定義為建立偏早年。具體年份有：1984、1985、1986、1990、1991、1994、1996、1999、2001、2002、2006、2008；共12 a。建立偏晚年：西中心生成時間在4月5候以后（不含5候）的，定義為建立偏晚年。具體年份有：1983、1987、1992、1993、1997、1998、2003、2005；共8 a。建立正常年：西中心生成時間在4月5候的，定義為建立正常年。具體年份有：1979、1980、1981、1982、1988、1989、1995、2000、2004、2007；共 10 a。

3 南亞高壓建立早晚年的環(huán)流特征

3.1 對流層高層的流場特征

劉伯奇等（2009）指出，在氣候態(tài)下，位于菲律賓群島以東洋面上空的南亞高壓反氣旋環(huán)流中心于4月5候分裂出位于中南半島上空的西環(huán)流中心，此后西中心發(fā)展加強成為南亞高壓。而菲律賓群島以東洋面上空的東中心處于逐漸西移的狀態(tài)，4月 5候前，反氣旋環(huán)流中心位于160°E附近，4月5候隨著環(huán)流中心的分裂，東中心西移至140°～150°E，4月6候以后，東中心便穩(wěn)定地位于130°～145°E，直至5月3候完全消亡。

王黎娟和郭帥宏（2012）進一步分析發(fā)現(xiàn)南亞高壓的建立過程存在明顯的年際變化。圖 1、2分別給出了建立早晚年OLR和150 hPa流場的逐候演變情況。從流場上，建立偏早年（圖1），4月3候（圖1a）菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心位于 140°E，西移速度較氣候平均快，且環(huán)流主體已西伸至中南半島上空，并于4月4候（圖1b）分裂出西環(huán)流中心。此后，西中心不斷發(fā)展加強，而菲律賓群島以東洋面上空的東環(huán)流中心則穩(wěn)定地位于在130°～145°E，并于5月3候（圖略）完全消亡。建立過程持續(xù)到5月2候，建立時間比氣候平均長 1候。建立完成后（圖略），中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較寬。

圖1 南亞高壓建立偏早年OLR（陰影區(qū)為OLR＜240 W m?2的區(qū)域）和150 hPa流場逐候演變特征Fig.1 The time evolution of outgoing longwave radiation (OLR) (shading: OLR＜240 W m?2) and the streamline fields at 150 hPa in the the South Asia high (SAH) early-establishment years

建立偏晚年（圖2），4月3、4、5候（圖2a，b，c），西太平洋上空均無閉合的反氣旋性環(huán)流中心，到4月6候（圖2d）西環(huán)流中心出現(xiàn)，但生成位置偏南，與此同時菲律賓群島以東洋面140°E附近上空出現(xiàn)環(huán)流輻散中心，該輻散中心于5月2候（圖2f）完全消亡。5月1候西環(huán)流中心接近中南半島南部，建立過程持續(xù)到5月2候，建立時間比氣候平均少2候。且建立完成后（圖2f），中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較窄。

圖2 南亞高壓建立偏晚年OLR（陰影區(qū)為OLR＜240 W m?2的區(qū)域）和150 hPa流場逐候演變特征Fig.2 The time evolution of OLR (shading: OLR＜240 W m?2) and the streamline fields at 150 hPa in the SAH delayed-establishment years

從150 hPa流場的逐候演變上可以看出，建立偏早年的建立過程時間較長，建立過程中，東部環(huán)流中心西移速度快，建立完成后，中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較寬；建立偏晚年的建立過程時間較短，建立開始前西太平洋上空無閉合的反氣旋性環(huán)流中心，建立完成后，中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較窄；而建立正常年（圖略）則與氣候平均一致。

3.2 對流層低層風(fēng)場與海平面氣壓場特征

南亞高壓作為大氣環(huán)流的高層組成部分，其變化過程必然與低層大氣環(huán)流緊密聯(lián)系。圖3給出了4～5月南亞高壓建立早晚年850 hPa距平風(fēng)場和海平面氣壓（SLP）距平場。建立偏早年，850 hPa赤道太平洋地區(qū)為東風(fēng)距平（圖3a1），菲律賓群島以東洋面為距平風(fēng)的輻合區(qū)，赤道中東太平洋海域為距平風(fēng)輻散區(qū)。而海平面氣壓在熱帶西太平洋地區(qū)為負距平（圖3b1），負距平大值區(qū)位于菲律賓群島東北向海域。

圖3 4～5月850 hPa距平風(fēng)場（a1，a2）（陰影區(qū)為散度距平，單位：10?7 s?1）和海平面氣壓距平場（b1，b2）（單位：hPa，陰影區(qū)為負距平區(qū)）：（a1, b1） 建立偏早年；（a2，b2）建立偏晚年）Fig.3 (a1, a2) Wind anomaly fields at 850 hPa (shading indicates divergence anomaly, units: 10?7 s?1) and (b1，b2) sea level pressure (SLP) anomaly fields(units: hPa; shading denotes negative SLP anomaly areas) from April to May: (a1, b1) The early-establishment years; (a2, b2) the delayed-establishment years

建立偏晚年，850 hPa赤道太平洋地區(qū)為較強的西風(fēng)距平（圖3a2），菲律賓群島以東洋面為距平風(fēng)的輻散區(qū)，赤道中東太平洋海域為較強的距平風(fēng)輻合區(qū)。而熱帶西太平洋海平面氣壓距平則為正值（圖3b2），正距平大值區(qū)同樣位于菲律賓群島東北向海域。

以上環(huán)流形勢表明，建立偏早年，低層菲律賓群島以東洋面氣流輻合異常加強，熱帶西太平洋海平面氣壓異常減弱，低層赤道東風(fēng)隨之加強，即Walker環(huán)流強，而 Walker環(huán)流上升支異常加強區(qū)域位于菲律賓群島東北向海域上空；建立偏晚年，低層菲律賓群島以東洋面氣流輻合異常減弱，熱帶西太平洋海平面氣壓則異常增高，低層赤道東風(fēng)隨之減弱，即Walker環(huán)流弱，而Walker環(huán)流上升支異常減弱區(qū)域也位于菲律賓群島東北向海域上空。

可見，南亞高壓建立早晚年，對流層低層大氣環(huán)流呈現(xiàn)反相分布形勢，與之相聯(lián)系的Walker環(huán)流強度也存在明顯差異，而菲律賓群島以東洋面又是Walker環(huán)流上升支異常的大值區(qū)域，因此位于該區(qū)域上空的南亞高壓反氣旋環(huán)流將受顯著影響，進而造成南亞高壓早晚年環(huán)流存在明顯差異。

通過以上分析可以看出，南亞高壓在中南半島上空建立早晚年的環(huán)流差異主要體現(xiàn)在東、西兩個環(huán)流中心的演變上，因此，本文將分別從東、西環(huán)流中心的演變特征入手，分析揭示環(huán)流差異的可能原因。

4 南亞高壓建立早晚年環(huán)流差異的可能成因

4.1 中南半島上空反氣旋環(huán)流中心建立早晚的可能成因

劉伯奇等（2009）研究指出 4～5月南亞高壓在中南半島上空的建立過程主要受大氣熱力作用影響，而中南半島上空反氣旋環(huán)流中心的生成是由于中南半島地區(qū)對流建立，其上空上升運動加強，對流層高層輻散運動加劇造成。那么，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成的早晚是否也與中南半島地區(qū)對流建立早晚有關(guān)呢？

圖4給出了南亞高壓建立早晚年OLR隨時間沿 5°～20°N 的演變情況。可以看出，建立偏早年中南半島地區(qū)對流開始早（圖4a），4月 3候?qū)α饕验_始活躍，此時菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心主體西伸至中南半島，但環(huán)流中心依然位于菲律賓以東洋面（圖1a）；4月4候?qū)α髦饾u增強，此時中南半島東部上空反氣旋環(huán)流中心生成（圖1b）；4月6候伴隨對流進一步增強，反氣旋中心穩(wěn)定維持在中南半島上空（圖1d）。

建立偏晚年中南半島對流開始晚（圖 4b），5月1候才開始有活躍跡象，此時西環(huán)流中心位于中南半島南部洋面（圖2e），5月 2候伴隨著中南半島對流全面活躍，反氣旋中心在中南半島上空開始穩(wěn)定維持（圖2f）。

結(jié)合圖1、圖2和圖4發(fā)現(xiàn)，無論南亞高壓建立早年還是晚年，中南半島對流活躍都稍早于南亞高壓在該地區(qū)建立，表明中南半島地區(qū)對流活躍與南亞高壓建立關(guān)系密切，可能是其在該地區(qū)建立的重要原因。

進一步分析中南半島地區(qū)對流活動造成的上升運動和對流層高層輻散運動變化情況。圖 5、6分別給出了南亞高壓建立早晚年中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成前后（建立偏早年為4月2候至4月5候，建立偏晚年為4月4候至5月1候）的上升運動和對流層高層輻散運動變化情況。

建立偏早年，4月2候（圖5a），中南半島地區(qū)對流尚未建立，該地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動較弱；4月3候（圖5b），當中南半島地區(qū)對流出現(xiàn)初步建立跡象時，該地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動迅速加強，此時菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心主體西伸至中南半島；4月4候（圖5c），中南半島地區(qū)對流開始建立，由于對流強度偏弱，中南半島地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動并沒有進一步增強，但仍維持較強的強度，此時中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成；4月5候（圖5d），隨著對流的發(fā)展加強，中南半島地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動進一步增強西擴，中南半島上空的反氣旋環(huán)流則隨之增強。

建立偏晚年，4月4、5、6候（圖6a, b, c），中南半島地區(qū)對流都尚未建立，該地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動都相對較弱，只是4月6候，當反氣旋環(huán)流中心在中南半島以南海域生成時，中南半島地區(qū)上空的上升運動有所加強；5月 1候（圖 6d），當中南半島地區(qū)對流開始建立時，中南半島地區(qū)上空的上升運動和高層輻散運動迅速增強西擴，反氣旋環(huán)流中心也隨之移上中南半島。

事實上，對流層高層反氣旋和對流加熱存在正反饋。高空輻散運動發(fā)展有利于上升運動增強，進一步促進對流的發(fā)展。結(jié)合圖4并對比圖5、6可以看出，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成早晚與中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展關(guān)系密切。當中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展早時，其上空上升運動和高層輻散運動發(fā)展加強早，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成早；而高空輻散運動發(fā)展有利于上升運動增強，促進對流進一步發(fā)展，使得高空反氣旋加強。晚年情況則反之，中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展晚，中南半島上空上升運動和高層輻散運動發(fā)展加強偏晚，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成偏晚，高層反氣旋和對流加熱正反饋較早年偏晚偏弱。

圖4 4～5月OLR沿5°～20°N平均的時間—經(jīng)度剖面：（a）建立偏早年；（b）建立偏晚年。陰影區(qū)為OLR＜240 W m?2的區(qū)域，單位：W m?2Fig.4 Time–longitude sections of OLR averaged over 5°–20°N from April to May: (a) The early-establishment years; (b) the delayed-establishment years.Shading: OLR＜240 W m?2, units: W m?2

前面的分析表明南亞高壓建立早晚年，Walker環(huán)流存在顯著差異，而中南半島地區(qū)的上升運動作為Walker環(huán)流上升支的一部分，則該地區(qū)的對流活動將受Walker環(huán)流異常的影響，進而影響中南半島上空反氣旋環(huán)流中心建立的早晚。即南亞高壓建立偏早年，Walker環(huán)流強，處于其上升支范圍的中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展早，其上空反氣旋環(huán)流中心生成早；建立偏晚年，Walker環(huán)流弱，處于其上升支范圍的中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展晚，其上空反氣旋環(huán)流中心生成晚。

4.2 菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心維持及消亡的可能成因

圖5 建立偏早年南亞高壓在中南半島上空建立各候沿5°～20°N平均的散度（陰影，單位：10?6 s?1）、垂直速度（等值線，單位：10?2 Pa s?1）和緯向垂直環(huán)流（矢量，單位：m s?1）：（a）4月2候；（b）4月3候；（c）4月4候；（d）4月5候Fig.5 Longitude–height sections of the divergence (shading, units: 10?6 s?1), vertical velocity (contours, units: 10?2Pa s?1), and zonal–vertical circulation(vector, units: m s?1) averaged over 5°–20°N in the SAH early-establishment years: (a) The 2nd pentad of April; (b) the 3rd pentad of April; (c) the 4th pentad of April; (d) the 5th pentad of April

從南亞高壓建立早晚年的建立過程特征可以看出，建立偏早年在建立過程中菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心西移速度快，而建立偏晚年在建立開始前西太平洋上空無閉合的反氣旋性環(huán)流中心出現(xiàn)。出現(xiàn)這種特征差異的原因是什么？當菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心穩(wěn)定位于130°～145°E范圍后便逐漸減弱消亡，那么這一時期它的維持及消亡機制又是什么呢？下面將做進一步分析。

4.2.1 環(huán)流中心西移演變特征分析

從圖 1、2給出的南亞高壓建立早晚年的過程特征可以看出，建立偏早年，4月3候（圖1a）菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心已西移至 140°E，此后便維持在該區(qū)域附近直至其消亡；建立偏晚年，4月3候（圖2a）西太平洋上空則無閉合的反氣旋性環(huán)流中心出現(xiàn)；而建立正常年和氣候平均場上（圖略），此時的反氣旋環(huán)流中心仍位于160°E附近?？梢姡?月前3候是各建立類型菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心西移演變特征差異最明顯的時期，因此有必要針對這一時期的大氣熱力及運動狀況進行分析。

圖6 建立偏晚年南亞高壓在中南半島上空建立各候沿5°～20°N平均的散度（陰影，單位：10?6 s?1）、垂直速度（等值線，單位：10-2Pa s-1）和緯向垂直環(huán)流（矢量，單位：m s?1）：（a）4月4候；（b）4月5候；（c）4月6候；（d）5月1候Fig.6 Longitude–height sections of the divergence (shading, units: 10?6 s?1), vertical velocity (contours, units: 10?2 Pa s?1), and zonal–vertical circulation(vector, units: m s?1) averaged over 5°–20°N in the SAH delayed-establishment years: (a) The 4thpentad of April; (b) the 5th pentad of April; (c) the 6th pentad of April; (d) the 1st pentad of May

圖7給出了南亞高壓建立早晚年4月1～3候菲律賓群島以東洋面上空的上升運動和大氣熱力狀況。建立偏早年（圖 7a），菲律賓群島以東洋面上空的大氣非絕熱加熱中心位于150°～160°E區(qū)域上空500～400 hPa附近，非絕熱加熱大值區(qū)向西擴展至 130°E，上升運動大值區(qū)也同時向西擴展，與非絕熱加熱大值區(qū)相對應(yīng)。

建立偏晚年（圖 7b），菲律賓群島以東洋面上空的大氣非絕熱加熱中心也位于150°～160°E區(qū)域上空500～400 hPa附近，上升運動大值區(qū)與非絕熱加熱中心相對應(yīng)，但非絕熱加熱大值區(qū)和上升運動大值區(qū)均未向西擴展，且大值區(qū)范圍較建立偏早年和氣候平均（圖略）小，整體強度偏弱。

比較而言，建立偏早年，由于Walker環(huán)流強，菲律賓群島以東洋面上空的環(huán)流上升支和大氣非絕熱加熱中心西擴明顯。根據(jù)熱力適應(yīng)理論（吳國雄和劉屹岷，2000），“過流現(xiàn)象”向高層大氣排放的負渦度將增多，即在加熱層頂以上的高度，盡管非絕熱加熱已消失，但由于熱力適應(yīng)，仍然存在上升運動及反氣旋性輻散，使得大氣中非絕熱加熱制造的負渦度傳入更高層的大氣中。由于菲律賓群島以東洋面130°～165°E區(qū)域上空的大氣非絕熱加熱影響的最大高度在250～200 hPa附近，因此處于更高層次的150 hPa將存在過流現(xiàn)象。而建立偏早年，菲律賓群島以東洋面上空的大氣非絕熱加熱大值區(qū)西擴明顯，大值范圍擴展至130°E附近，該地區(qū)非絕熱加熱作用整體偏強，因此過流向高層大氣排放的負渦度將增多，高空負渦度源隨之增強，而高壓系統(tǒng)有著向負渦度源運動的趨勢，因此菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心西移速度加快，導(dǎo)致這一時期反氣旋環(huán)流中心位置較為偏西；建立偏晚年，由于Walker環(huán)流弱，菲律賓群島以東洋面上空的上升運動和大氣非絕熱加熱大值區(qū)范圍偏小，大值范圍只西伸至140°E附近，該地區(qū)非絕熱加熱作用整體偏弱，因此過流向高層大氣排放的負渦度將減少，高空負渦度源隨之減弱，導(dǎo)致其上空無閉合的反氣旋性環(huán)流中心出現(xiàn)。

4.2.2 環(huán)流中心維持及消亡的分析

根據(jù)簡化后的全型垂直渦度方程（公式3），由于菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心位于高壓脊線附近，因此相對渦度平流作用很弱，可以忽略，故（3）式變?yōu)椋?/p>

從氣候平均的150 hPa流場逐候演變（圖略）可以看出，東中心于5月3候完全消亡，在消亡的前3候（4月6候至5月2候），菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心穩(wěn)定的位于（130°～145°E，5°～12.5°N）區(qū)域范圍內(nèi)，而環(huán)流中心區(qū)域的經(jīng)向風(fēng)較小，因此這一區(qū)域的地轉(zhuǎn)渦度平流作用同樣很弱（圖8），可以忽略，則（4）式變?yōu)椋?/p>

所以，在菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心維持及消亡期間，渦度的局地變化主要受非絕熱加熱的垂直變化影響。

圖7 4月1～3候垂直速度（陰影，單位：10?2 Pa s?1)和大氣視熱源Q1（等值線，單位：W m?2）沿5°～15°N平均的經(jīng)度—高度剖面：（a）建立偏早年；（b）建立偏晚年Fig.7 Longitude–height sections of vertical velocity (shading, units: 10?2 Pa s?1) and the apparent heat source Q1 (contours, units: W m?2) averaged over 5°–15°N from the 1st to 3rd pentad of April: (a) The early-establishment years; (b) the delayed-establishment years

圖8 氣候平均150 hPa相對渦度平流項、地轉(zhuǎn)渦度平流項和非絕熱加熱垂直變化項（單位：10?10 s?2）在（130°～145°E，5°～12.5°N）內(nèi)均值的時間序列Fig.8 Time series of the climatic mean relative vorticity advection, geostrophic vorticity advection, and diabatic heating vertical change (units: 10?10 s?2) at 150 hPa averaged over (130°–145°E, 5°–12.5°N)

當Q1z＞0時，?ζ?t＞0，有正渦度貢獻；當Q1z＜0 時，?ζ?t＜0，有負渦度貢獻。因此，當Q1z的絕對值增大時，表明非絕熱加熱的垂直變化作用對渦度的貢獻增大，即非絕熱加熱的垂直變化作用增強。

圖8給出了氣候平均150 hPa相對渦度平流項、地轉(zhuǎn)渦度平流項和非絕熱加熱垂直變化項在（130°～145°E，5°～12.5°N）內(nèi)均值的時間序列。可以看出，菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心消亡的前3候（24～26候），相對渦度平流項和地轉(zhuǎn)渦度平流項接近于 0，進一步說明渦度的局地變化主要依靠非絕熱加熱的垂直變化作用。

從圖8中還可以看出地轉(zhuǎn)渦度平流項的變化趨勢與非絕熱加熱垂直變化項的變化趨勢一致，表明兩者可能存在密切關(guān)系。當菲律賓群島以東洋面上空的Q1z＜0，且Q1z絕對值減小，即非絕熱加熱垂直變化作用減弱時，負渦度減小，高空反氣旋環(huán)流隨之減弱，環(huán)流西側(cè)的南風(fēng)風(fēng)量減小，由于該反氣旋環(huán)流位于中南半島上空反氣旋環(huán)流的東側(cè)，受其東側(cè)偏北氣流影響，則菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流所在區(qū)域的北風(fēng)風(fēng)量將加大，導(dǎo)致地轉(zhuǎn)渦度平流項向正平流方向變化。特別是5月3候（27候），當非絕熱加熱垂直變化作用明顯減弱時，菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心消亡，該環(huán)流中心所在區(qū)域由中南半島上空反氣旋環(huán)流東側(cè)的偏北氣流完全占據(jù)，導(dǎo)致地轉(zhuǎn)渦度平流項向正平流方向增強明顯；反之，當菲律賓群島以東洋面上空的Q1z＜0，且Q1z絕對值增大，即非絕熱加熱垂直變化作用增強時，負渦度增加，高空反氣旋環(huán)流隨之增強，其西側(cè)的南風(fēng)風(fēng)量加強，則地轉(zhuǎn)渦度平流項向負平流方向變化。以上分析說明地轉(zhuǎn)渦度平流項的變化受到非絕熱加熱垂直變化作用的影響。

圖9，10分別給出了南亞高壓建立早晚年菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心消亡前2候至消亡當候（建立偏早年為5月1候至5月3候，建立偏晚年為4月6候至5月2候）的150 hPa非絕熱加熱垂直變化項逐候演變。結(jié)合對應(yīng)的 150 hPa環(huán)流場（建立偏早年為圖1e、f，5月3候圖略；建立偏晚年為圖2d、e、f）可以看出，無論是建立偏早年還是建立偏晚年，當菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心穩(wěn)定位于 130°～145°E這一區(qū)域后，環(huán)流強度與該地區(qū)上空的非絕熱加熱垂直變化作用有著很好的對應(yīng)關(guān)系，即當該地區(qū)上空的Q1z＜0，且Q1z絕對值增大，非絕熱加熱垂直變化作用增強時，反氣旋環(huán)流隨之加強，當Q1z絕對值減小，非絕熱加熱垂直變化作用減弱時，反氣旋環(huán)流隨之減弱，乃至消亡。

然而，南亞高壓建立早晚年菲律賓群島以東洋面上空的非絕熱加熱垂直變化作用又存在明顯差別，導(dǎo)致對應(yīng)的反氣旋環(huán)流演變特征存在明顯差異。建立偏早年（圖9），菲律賓群島以東洋面上空Q1z＜0，Q1z絕對值較大，非絕熱加熱垂直變化作用較強，當反氣旋環(huán)流中心消亡后，該地區(qū)上空仍保持著較強的非絕熱加熱垂直變化作用（圖 9c），從而為該地區(qū)提供較強的負渦度，致使中南半島上空的南亞高壓反氣旋環(huán)流東伸明顯，環(huán)流東西范圍較寬（圖略）；而建立偏晚年（圖10），菲律賓群島以東洋面上空Q1z＜0，Q1z絕對值偏小，非絕熱加熱垂直變化作用明顯弱于建立偏早年，且衰減較快，因此菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心明顯偏弱且消亡較早，致使南亞高壓建立過程時間短，且完全建立后的南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較窄（圖2f）。

圖9 南亞高壓建立偏早年150 hPa非絕熱加熱垂直變化項逐候演變特征：（a）5月1候；（b）5月2候；（c）5月3候。陰影區(qū)為非絕熱加熱垂直變化項＜?0.5 的區(qū)域，單位：10?10 s?2Fig.9 The time evolution of the diabatic heating vertical change at 150 hPa in the SAH early-establishment years: (a) The 1st pentad of May; (b) the 2nd pentad of May; (c) the 3rd pentad of May.Shading indicates areas that diabatic heating vertical change is less than ?0.5, units: 10?10 s?2

通過以上分析可以看出，當菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心西移穩(wěn)定至 130°～145°E這一區(qū)域后，非絕熱加熱的垂直變化對該環(huán)流中心的維持及消亡起主要作用。非絕熱加熱垂直變化與大氣熱力狀況及上升運動有關(guān)，而南亞高壓建立早晚年菲律賓群島以東洋面上空的大氣熱力狀況及上升運動又由于 Walker環(huán)流的強弱而存在顯著差別，從而導(dǎo)致了該地區(qū)上空反氣旋環(huán)流中心的演變差異。

可見，南亞高壓建立早晚年，無論是中南半島地區(qū)還是菲律賓群島以東洋面，影響環(huán)流演變的因子由于 Walker環(huán)流的強弱而存在顯著差異，而Walker環(huán)流又受海溫影響。圖11給出了南亞高壓建立早晚年前期冬春季節(jié)（12月至3月）的海溫距平分布?？梢钥闯?，建立偏早年（圖11a），熱帶西太平洋特別是菲律賓群島東北向海域海溫異常偏高，而熱帶中東太平洋海溫異常偏低。這種海溫分布導(dǎo)致Walker環(huán)流加強，上升支異常加強區(qū)位于菲律賓群島東北向海域上空，這與圖3分析結(jié)果相一致；建立偏晚年（圖11b），海溫距平分布則與建立偏早年相反，菲律賓群島以東洋面海溫異常偏低，導(dǎo)致Walker環(huán)流減弱。

綜上所述，有理由認為前期冬春季節(jié)熱帶太平洋海溫異常分布，影響后期Walker環(huán)流的強弱，進而影響中南半島至菲律賓群島以東洋面上空的上升運動及大氣熱力狀況，最終導(dǎo)致南亞高壓建立期間環(huán)流的演變差異。根據(jù) Zhu et al.（2011）的研究，4～5月伴隨著中南半島及其南部的對流活躍，亞洲南部熱帶地區(qū)開始進入夏季風(fēng)階段。此時由于中南半島對流活躍引起的大氣熱狀況改變對南亞高壓在中南半島的建立起主要作用（王黎娟等，2012），而菲律賓以東洋面上空大氣熱狀況影響洋面上空反氣旋環(huán)流中心的維持及消亡?？梢?，4～5月南亞高壓的建立因中南半島上空大氣熱狀況而表現(xiàn)出明顯的“趨熱性”。有研究表明（Liu et al,2000；Qian et al, 2002）6月份因為青藏高原的熱力作用致使南亞高壓從中南半島北上高原，“趨熱性”亦顯著。因此，由春至夏轉(zhuǎn)換季節(jié)南亞高壓西進中南半島建立和夏季北上高原都是主要受大氣的熱力狀況驅(qū)使，本質(zhì)上基本一致。

圖10 南亞高壓建立偏晚年150 hPa非絕熱加熱垂直變化項逐候演變特征：（a）4月6候；（b）5月1候；（c）5月2候。陰影區(qū)為非絕熱加熱垂直變化項＜?0.5 的區(qū)域，單位：10?10 s?2Fig.10 The time evolution of the diabatic heating vertical change at 150 hPa in the SAH delayed-establishment years: (a) The 6th pentad of April; (b) the 1st pentad of May; (c) the 2nd pentad of May.Shading indicates areas that diabatic heating vertical change is less than ?0.5, units: 10?10 s?2

圖11 前期冬春季節(jié)（12～3月）海表溫度距平場（單位：°C）：（a）建立偏早年；（b）建立偏晚年Fig.11 Sea surface temperature (SST) anomaly fields (units: °C) in previous winter and spring (from December to March): (a) The early-establishment years;(b) the delayed-establishment years

5 總結(jié)與討論

本文在前期工作的基礎(chǔ)上進一步分析了1979～2008年4～5月南亞高壓在中南半島上空建立早晚年份的環(huán)流差異及可能成因，得到以下主要結(jié)論：

（1）南亞高壓建立早晚年，對流層高低層環(huán)流形勢存在顯著差異：在對流層高層，南亞高壓在中南半島上空建立早晚年份的環(huán)流差異主要體現(xiàn)在東、西兩個環(huán)流中心的演變上。偏早年，東部環(huán)流中心西移速度快，建立完成后，中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較寬，整個建立過程時間較長；偏晚年，建立開始前西太平洋上空無閉合的反氣旋性環(huán)流中心，建立完成后，中南半島上空南亞高壓反氣旋環(huán)流東西范圍較窄，整個建立過程時間較短；在對流層低層，風(fēng)場和海平面氣壓場呈現(xiàn)反相的分布形勢，與之相聯(lián)系的Walker環(huán)流強度也存在明顯差異，位于菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流將受到顯著影響，進而造成南亞高壓早晚年環(huán)流存在明顯差異。

（2）南亞高壓建立偏早年，Walker環(huán)流強，處于其上升支范圍的中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展早，其上空上升運動和高層輻散運動發(fā)展加強早，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成早；建立偏晚年，Walker環(huán)流弱，處于其上升支范圍的中南半島地區(qū)對流建立發(fā)展晚，其上空上升運動和高層輻散運動發(fā)展加強晚，中南半島上空反氣旋環(huán)流中心生成晚；且無論南亞高壓建立早年還是晚年，中南半島對流活躍都稍早于南亞高壓在該地區(qū)建立。表明中南半島地區(qū)對流活躍與南亞高壓建立早晚關(guān)系密切，可能是其在該地區(qū)建立的重要原因。

（3）菲律賓群島以東洋面上空反氣旋環(huán)流中心的西移快慢及有無閉合環(huán)流中心出現(xiàn)受該區(qū)域上空的上升運動和大氣非絕熱加熱作用影響。當菲律賓群島以東洋面上空的反氣旋環(huán)流中心西移穩(wěn)定至130°～145°E這一區(qū)域后，非絕熱加熱的垂直變化對該環(huán)流中心的維持及消亡起主要作用。由于Walker環(huán)流的強弱影響菲律賓群島以東洋面非絕熱加熱垂直變化，進而導(dǎo)致該地區(qū)上空反氣旋環(huán)流演變的差異。

（4）由于前期冬春季節(jié)熱帶太平洋海溫的異常分布，引起了后期Walker環(huán)流的強弱變化，進而影響了中南半島至菲律賓群島以東洋面上空的大氣熱力狀況及上升運動，最終導(dǎo)致南亞高壓建立期間環(huán)流的演變差異。

通過本文分析可以發(fā)現(xiàn)，菲律賓群島以東洋面上空的非絕熱加熱垂直變化作用在5月3候（建立偏晚年為5月2候）會明顯減弱，致使該區(qū)域上空的反氣旋環(huán)流中心消亡，南亞高壓在中南半島上空完全建立。而非絕熱加熱垂直變化作用為什么會在這一時期突然減弱？則需要今后更進一步的研究。

（References）

郭準, 郭品文, 茅懋.2009.南亞高壓在高原建立的路徑類型及其分析[J].大氣科學(xué)學(xué)報, 32 (6): 815–823.Guo Zhun, Guo Pinwen, Mao Mao.2009.Motion tracks of South Asia high and its onset mechanisms[J].Transactions of Atmospheric Sciences (in Chinese), 32 (6): 815–823.

He Jinhai, Wen Min, Wang Lijuan, et al.2006.Characteristics of the onset of the Asian summer monsoon and the importance of Asian?Australian“Land Bridge” [J].Adv.Atmos.Sci., 23 (6): 951–963.

Huang Gang, Qu Xia, Hu Kaiming.2011.The impact of the tropical Indian ocean on South Asian high in boreal summer [J].Adv.Atmos.Sci., 28 (2):421–432.

Huang Ronghui, Chen Jilong, Wang Lin, et al.2012.Characteristics,processes, and causes of the spatio–temporal variabilities of the East Asian monsoon system [J].Adv.Atmos.Sci., 29 (5): 910–942.

Kalnay E C, Kanamitsu M, Kistler R, et al.1996.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project [J].Bull.Amer.Meteor.Soc., 77 (3): 437?472.

李崇銀, 李琳, 譚言科.2011.南亞高壓在平流層的特征及 ENSO 影響的進一步研究 [J].熱帶氣象學(xué)報, 27 (3): 289–298.Li Chongyin, Li Lin, Tan Yanke.2011.Further study on structure of South Asia high in the stratosphere and influence of ENSO [J].Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 27 (3): 289–298.

劉伯奇, 何金海, 王黎娟.2009.4～5月南亞高壓在中南半島上空建立過程特征及其可能機制 [J].大氣科學(xué), 33 (6): 1319–1332.Liu Boqi,He Jinhai, Wang Lijuan.2009.Characteristics of the South Asia high establishment processes above the Indo-China Peninsula from April to May and their possible mechanism [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 33 (6): 1319–1332.

劉四臣, 李維亮.1987.熱力強迫下斜壓大氣的多平衡態(tài)與副熱帶高壓[J].中國科學(xué)（B輯），9 (4): 441–450.Liu Sichen, Li Weiliang.1987.Multi-equilibrium and subtropical high pressure of the baroclinic under the heating force [J].Science in China (Series B) (in Chinese), 9 (4):441–450.

Liu Xuanfei, Zhu Qiangen, Guo Pinwen.2000.Conversion characteristics between barotropic and baroclinic circulations of the SAH in its seasonal evolution [J].Adv.Atmos.Sci., 17 (1): 129–139.

Liu Yimin, Wu Guoxiong, Ren Rongcai.2004.Relationship between the subtropical anticyclone and diabatic heating [J].J.Climate, 17: 682–698.

Liu Y M, Hoskins B J, Blackburn M.2007b.Impact of Tibetan orography and heating on the summer flow over Asia [J].J.Meteor.Soc.Japan, 85:1–19.

劉屹岷, 吳國雄, 劉輝, 等.1999.空間非均勻加熱對副熱帶高壓形成和變異的影響 : Ⅲ凝結(jié)潛熱加熱與南亞高壓及西太平洋副高 [J].氣象學(xué)報, 57 (5): 525–538.Liu Yimin, Wu Guoxiong, Liu Hui, et al.1999.The effect of spatially non-uniform heating on the formation and variation of subtropical high.Part III: Condensation released latent heating in relation to the South-Asian high and subtropical high [J].Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 57 (5): 525–538.

劉屹岷, 吳國雄, 宇如聰, 等.2001.熱力適應(yīng)、過流、頻散和副高II.水平非均勻加熱與能量頻散 [J].大氣科學(xué), 25 (3): 317–328.Liu Yimin,Wu Guoxiong, Yu Rucong, et al.2001.Thermal adaptation overshooting,dispersion, and subtropical anticyclone. Part II: Horizontal inhomogeneous heating and energy dispersion [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 25 (3): 317–328.

Liu Yimin, Bao Qing, Duan Anmin, et al.2007a.Recent progress in the impact of the Tibetan Plateau on climate in China [J].Adv.Atmos.Sci.,24 (6): 1060–1076.

Lu Riyu.2004.Associations among the components of the East Asian summer monsoon system in the meridional direction [J].J.Meteor.Soc.Japan, 82 (1): 155–165.

Mason R B, Anderson C E.1958.The development and decay of the 100 mb summertime anticyclone over southern Asia [J].Mon.Wea.Rev., 91(1): 3–12.

Qian Yongfu, Zhang Qiong, Yao Yonghong, et al.2002.Seasonal variation and heat preference of the South Asia high [J].Adv.Atmos.Sci., 19 (5):821–836.

譚晶, 楊輝, 孫淑清, 等.2005.夏季南亞高壓東西振蕩特征研究 [J].南京氣象學(xué)院學(xué)報, 28 (4): 452–460.Tan Jing, Yang Hui, Sun Shuqing, et al.2005.Characteristics of the longitudinal oscillation of South Asia high during summer [J].Journal of Nanjing Institute of Meteorology (in Chinese), 28 (4): 452–460.

王黎娟, 郭帥宏.2012.4～5月南亞高壓在中南半島上空建立的年際變化特征及其與亞洲南部夏季風(fēng)的關(guān)系 [J].大氣科學(xué)學(xué)報, 35 (1):10–23.Wang Lijuan, Guo Shuaihong.2012.Interannual variability of the South-Asian high establishment over the Indo-China Peninsula from April to May and its relation to southern Asian summer monsoon [J].Transactions of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35 (1): 10–23.

魏維, 張人禾, 溫敏.2012.南亞高壓的南北偏移與我國夏季降水的關(guān)系 [J].應(yīng)用氣象學(xué)報, 23 (6): 650–659.Wei Wei, Zhang Renhe, Wen Min.2012.Meridional variation of South-Asian high and its relationship with the summer precipitation over China [J].Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 23 (6): 650–659.

吳國雄, 劉還珠.1999.全型垂直渦度傾向方程和傾斜渦度發(fā)展 [J].氣象學(xué)報, 57 (1): 1–15.Wu Guoxiong, Liu Huanzhu.1999.Complete form of vertical vorticity tendency equation and slantwise vorticity development [J].Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 57 (1): 1–15.

吳國雄, 劉屹岷.2000.熱力適應(yīng)、過流、頻散和副高 I.熱力適應(yīng)和過流 [J].大氣科學(xué), 24 (4): 433–446.Wu Guoxiong, Liu Yimin.2000.Thermal adaptation, overshooting, dispersion and subtropical high.Part I:Thermal adaptation and overshooting [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 24 (4): 433–446.

Wu Guoxiong, Liu Yimin.2003.Summertime quadruplet heating pattern in the subtropics and the associated atmospheric circulation [J].Geophys.Res.Lett., 30 (5): 1201–1204.doi:10.1029/2002GL016209.

吳國雄, 劉屹岷, 劉平.1999.空間非均勻加熱對副熱帶高壓帶形成和變異的影響 I: 尺度分析 [J].氣象學(xué)報, 57 (3): 257–263.Wu Guoxiong, Liu Yimin, Liu Ping.1999.The effect of spatially nonuniform heating on the formation and variation of subtropical high.Part I: Scale analysis [J].Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 57 (3): 257–263.

吳國雄, 劉屹岷, 宇婧婧, 等.2008.海陸分布對海氣相互作用的調(diào)控和副熱帶高壓的形成 [J].大氣科學(xué), 32 (4): 720–740.Wu Guoxiong,Liu Yimin, Yu Jingjing, et al.2008.Modulation of land–sea distribution on air?sea interaction and the formation of subtropical anticyclones [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 32 (4): 720–740.

吳國雄, 段安民, 劉屹岷, 等.2013.關(guān)于亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)的動力學(xué)研究的若干近期進展 [J].大氣科學(xué), 37 (2): 211–228.Wu Guoxiong,Duan Anmin, Liu Yimin, et al.2013.Recent advances in the study on the dynamics of the Asian summer monsoon onset [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (2): 211–228.

Yanai M, Esbensen S, Chu J H.1973.Determination of bulk properties of tropical cloud clusters from large-scale heat and moisture budgets [J].J.Atmos.Sci., 30 (4): 611–627.

Zhao Ping, Zhang Xiangdong, Li Yuefeng, et al.2009.Remotely modulated tropical-North Pacific ocean?atmosphere interactions by the South Asian high [J].Atmos.Res., 94 (1): 45–60.

Zhu Congwen, Zhou Xiuji, Zhao Ping, et al.2011.Onset of East Asian sub-tropical summer monsoon and rainy season in China [J].Sci.China Earth Sci., 54 (12): 1845–1853.doi:10.1007/s11430–011-4284–0.

朱?？? 陸龍驊, 陳咸吉, 等.1980.南亞高壓 [M].北京: 科學(xué)出版社,78pp.Zhu Fukang, Lu Longhua, Chen Xianji, et al.1980.The South Asian high (in Chinese) [M].Beijing: Science Press, 78pp.