夏季南亞高壓兩類東—西振蕩過程的聯系及其天氣效應對比

祝傳棟 任榮彩

1 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室, 北京 100029

2 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環境變化國際合作聯合實驗室/氣象災害預報預警與評估協同創新中心,南京 210044

3 湖北省氣象服務中心，武漢430205

1 引言

南亞高壓是北半球夏季對流層上層最強大、最穩定的反氣旋環流系統（Mason and Anderson,1963; 陶詩言和朱?？? 1964）。由于青藏高原及鄰近季風區非絕熱加熱的作用，南亞高壓形成并維持于青藏高原上空（Krishnamurti et al., 1973; Reiter and Gao, 1982; Yanai et al., 1992; Liu et al., 2007; Wu et al., 2012）。研究表明，南亞高壓存在多種時間尺度的變率，并與夏季亞洲季風區的天氣氣候異常關系密切（陶詩言和朱?？? 1964; 羅四維等, 1982;張瓊和吳國雄, 2001; Zhang et al., 2002, 2005; Garny and Randel, 2013）。深入研究南亞高壓的變化規律及其對天氣氣候的影響，對于理解天氣氣候異常的物理過程、提高天氣預報和氣候預測水平具有重要意義。

南亞高壓不僅具有年際或更長時間尺度的變率（張瓊等, 2000; 徐忠峰和錢永甫, 2003; Jiang et al.,2011; Qu and Huang, 2012），它還在中短期時間尺度上（幾天至幾十天）具有顯著的變率，并具有30～60 天（季節內）和10～20 天（準雙周）的主導周期（陶詩言和朱?？? 1964; Krishnamurti et al.,1973; Nitta, 1983; Fujinami and Yasunari, 2004; Liu et al., 2007; Ren et al., 2015; Yang and Li, 2016;Ortega et al., 2017）。其中，南亞高壓的季節內變化與亞洲夏季風爆發階段對流活動的北傳有關（Yasunari, 1981），而其準雙周變化與亞洲夏季風成熟階段對流活動的緯向傳播有關（Krishnamurti and Ardanuy, 1980）。南亞高壓在中短期時間尺度上的變化，不僅體現在強度上（Randel and Park,2006; Garny and Randel, 2013），還體現在其中心位置的東-西振蕩上。早在上世紀60 年代，陶詩言和朱?？担?964）發現南亞高壓中心常在其氣候態平均位置附近做東—西振蕩，并與西太副高的東西進退密切聯系，兩者有相向而行、相背而去的變化特征。Zhang et al.（2002）基于候平均的數據發現，100 hPa 南亞高壓中心位置的經度分布存在兩個峰值，分別在青藏高原和伊朗高原上空，據此將南亞高壓分為青藏高原模態和伊朗高原模態。并且指出，當南亞高壓處于青藏高原（伊朗高原）模態時，長江—黃河流域、朝鮮半島以及日本南部降水有偏多（偏少）趨勢。之后的研究借助時序更長、分辨率更高的再分析資料，發現夏季南亞高壓中心的雙模態分布是其在青藏高原和伊朗高原之間東—西振蕩的結果，這種振蕩呈顯著的準雙周尺度變率（王黎娟和葛靜, 2016; Ren et al., 2019）。Yang and Li（2016）指出，南亞高壓在10～50 天尺度上中心位置的雙模態東—西振蕩與中國夏季降水關系密切，當南亞高壓中心位于青藏高原（伊朗高原）上空時，中國西北地區降水偏多（偏少），而長江流域降水偏少（偏多）。

此外，南亞高壓的東緣還存在向東亞上空東伸或向青藏高原上空西退的振蕩特征。任榮彩等（2007）對1998 年長江流域“二度梅”過程的研究發現，南亞高壓向東亞上空的異常東伸，誘導了低層西太副高的北上發展，造成了梅雨過程的異常中斷，而后南亞高壓西退回到高原上空又對應西太副高減弱南退，造成了“二度梅”的開始。Ren et al.（2015）的研究指出，南亞高壓東緣的東伸、西退過程具有顯著的10～30 天周期，對東亞降水異常有顯著影響，具體表現為南亞高壓的東伸（西退）過程對應著長江—黃河中下游地區降水偏多（偏少），中國南部地區降水偏少（偏多）。

綜上，在中短期時間尺度上，南亞高壓的東—西振蕩存在兩種類型，一類是南亞高壓中心位置的雙模態東—西振蕩，另一類是南亞高壓東緣的東伸、西退。兩類東—西振蕩的發生均與東亞環流和天氣氣候的異常密切相關。然而，兩類東—西振蕩的影響又有所不同。以往的工作多是針對某一類東—西振蕩或者其對天氣的影響開展研究，而缺少關于兩類東—西振蕩之間可能的相互聯系的研究。再者，前人對南亞高壓兩類東—西振蕩的研究多是分別在不同的時間尺度上，因而關于它們對天氣氣候影響的對比，還缺少更為確切的證據。本文將在以往研究的基礎上，探究南亞高壓兩類東—西振蕩之間的可能聯系；并就兩種東—西振蕩影響東亞地區環流和天氣異常的事實和過程，給出更為系統性的證據。

2 資料和方法

2.1 資料

本文使用了美國國家環境預測中心和國家大氣研究中心（NCEP/NCAR）提供的逐日再分析數據集（NCEP1），時間范圍為1979～2020 年，水平分辨率為2.5°×2.5°，垂直方向上從近地層1000 hPa至平流層10 hPa 共17 層（Kalnay et al., 1996）。所用變量涉及溫度、位勢高度、三維風場等。降水數據來自亞洲高分辨率降水觀測數據集成評估（APHRODITE）計劃的逐日網格化降水數據集，時間范圍為1979～2007 年，水平分辨率為0.25°×0.25°（Yatagai et al., 2012）。本文還使用了印度熱帶氣象研究所提供的全印度次大陸地區（緯度范圍：6.5°～37.5°N，經度范圍：66.5°～100.5°E）逐日降水數據，時間范圍為1979～2003 年，水平分辨率為1°×1°（Rajeevan et al., 2006）。我們對所有的變量做濾除年循環的處理，得到逐日的異常場。由于在夏季7～8 月南亞高壓的經向位置是相對穩定的，而且本文關注的是南亞高壓在緯向的東—西振蕩，所以本文選擇7～8 月這一時段開展研究。

2.2 方法

為了定量地描述南亞高壓中心位置的雙模態振蕩，我們采用Ren et al.（2019）提出的計算南亞高壓雙模態振蕩指數（Bimodality oscillation index of the South Asia high，簡寫為BOI）的方法，具體計算公式如下：

其中，Z′為200 hPa 位勢高度異常，求平均符號表示區域平均。以BOI 時間序列的±1 個標準差為閾值，我們選出了410 個BOI 異常偏高的事件（南亞高壓中心位于青藏高原上空，呈青藏高原模態）和392 個BOI 異常偏低的事件（南亞高壓中心位于伊朗高原上空，呈伊朗高原模態）。

本文還采用了Ren et al.（2015）定義的南亞高壓東伸指數（Eastward extension index of the South Asia high，簡寫為EI），以定量描述南亞高壓東緣的東伸、西退，表達式如下：

其中，Z′為200 hPa 位勢高度異常，求平均符號表示區域平均。類似地，我們以EI 時間序列的±1 個標準差為閾值，選出了436 個EI 異常偏高的事件（即南亞高壓東緣向東伸，簡稱為南亞高壓東伸）和420 個EI 異常偏低的事件（即南亞高壓東緣向西退，簡稱為南亞高壓西退）。

在討論南亞高壓兩類東—西振蕩同時發生時，我們將南亞高壓中心呈青藏高原或伊朗高原模態，且南亞高壓東緣向東伸或西退，簡稱為南亞高壓呈青藏高原或伊朗高原模態合并東緣東伸或西退。

在探究青藏高原降水異常和印度北部降水異常與南亞高壓兩類東—西振蕩的關系時，我們采用能夠表征青藏高原降水多少的青藏高原大氣熱源指數（Atmospheric heat source index over the Tibetan Plateau，簡寫為THI；Zhu et al., 2018）以及能夠表征印度北部夏季風強弱（即反映印度北部降水多少）的印度北部降水指數（Northern Indian Rainfall Index，簡寫為NIRI；Wei et al., 2019a）。其中，青藏高原大氣熱源指數（THI）通過對青藏高原區域上空（25°～40°N，70°～105°E；海拔1500 米以上）垂直積分的大氣視熱源進行區域平均求得（Zhu et al., 2018）；印度北部降水指數（NIRI）通過對印度北部（25°～32°N，70°～100°E）的降水進行區域平均求得（Wei et al., 2019a）。

本文還計算了各氣壓層上的非絕熱加熱率dθ/dt（吳國雄等, 1999），以診斷局地上空的熱力狀況。

3 南亞高壓兩類東—西振蕩的特征及聯系

3.1 兩類東—西振蕩的特征

在分析南亞高壓兩類東—西振蕩的特征之前，我們首先在圖1 中給出了北半球夏季200 hPa 南亞高壓、西風急流以及500 hPa 副熱帶高壓的氣候態分布?？梢钥闯?，南亞高壓（12520 gpm 等值線）橫跨于歐亞副熱帶地區上空（從25°E 至122.5°E），其中心位于青藏高原的西南緣，對應著位于青藏高原北側的最強西風急流中心。對流層中層（500 hPa）的西太副高（5880 gpm 等值線）位于南亞高壓的東側，其西緣延伸至130°E 附近。對流層高層南亞高壓的變異常常與對流層中層西太副高的異?；顒用芮新撓?，二者是影響東亞地區夏季環流和天氣氣候的關鍵系統（Ren et al., 2015; Wei et al., 2019b;Liu et al., 2020）。

圖2 進一步給出了根據南亞高壓雙模態振蕩指數（圖2a 和b）和東伸指數（圖2c 和d）合成的北半球夏季200 hPa 位勢高度及其異常和西風急流的分布，以說明南亞高壓兩類東—西振蕩的特征。從圖2a 可以看出，當南亞高壓呈伊朗高原模態時（BOI 小于-1.0 個標準差），伊朗高原/青藏高原上空為正/負的位勢高度異常，與之相對應的是南亞高壓中心位于伊朗高原上空，西風急流中心位于里海上空。而當南亞高壓呈青藏高原模態時（BOI大于1.0 個標準差），伊朗高原/青藏高原上空為負/正的位勢高度異常，與之相對應的是南亞高壓中心位于青藏高原上空，西風急流中心位于青藏高原北側（圖2b）。對比圖2a 和b 還可以看出，兩種模態下的南亞高壓中心強度相近；與氣候態相比，南亞高壓的東西范圍也無明顯差異（圖2a 和b 對比圖1）。由上可知，在南亞高壓的不同模態下，歐亞大陸上空的環流異常型、西風急流中心的位置均存在明顯差異，與之相關的天氣氣候異常必然不同。

圖1 北半球夏季（7～8 月）200 hPa 位勢高度（黑色等值線，間隔：10 gpm）和西風急流（紅色等值線，間隔：10 m s-1）以及500 hPa 位勢高度（橘黃色等值線，間隔：20 gpm）的氣候態?；疑€表示青藏高原1500 米的地形邊界，從南往北，藍色曲線分別表示長江和黃河Fig.1 Summer (July-August) climatology of geopotential height (black contours, interval: 10 gpm) and westerly jet (red contours, intervals: 10 m s-1) at 200 hPa, and geopotential height (orange contours, interval: 20 gpm) at 500 hPa in boreal.The gray curve delineates the Tibetan Plateau topographic boundary of 1500 m, and the blue curves mark the Yangtze and Yellow Rivers from south to north

圖2 基于（a、b）南亞高壓雙模態振蕩指數（BOI）和（c、d）南亞高壓東伸指數（EI）合成的200 hPa 西風急流（紅色等值線，間隔：10 m s-1）、200 hPa 位勢高度（黑色等值線，間隔：20 gpm）及其異常（陰影，單位：gpm）。（a）和（b）分別是根據逐日的BOI 小于-1個標準差（南亞高壓呈伊朗高原模態）和大于1 個標準差（南亞高壓呈青藏高原模態）合成的，（c）和（d）分別是根據逐日的南亞高壓東伸指數（EI）小于-1 個標準差和大于1 個標準差合成的。打點區域表示合成的位勢高度異常超過90%信度水平Fig.2 Composites of the westerly jet (red contours, intervals: 10 m s-1), geopotential height (black contours, intervals: 20 gpm) and its anomalies(shaded, units: gpm) at 200 hPa, based on (a, b) the bimodality oscillation index (BOI) of the South Asia high and eastward extension index (EI) of the South Asia high.(a) and (b) are for days when the BOI is below (Iranian Plateau mode) and above (Tibetan Plateau mode) its normal value by 1 standard deviation (STD), respectively; (c) and (d) are for days when the EI is below and above its normal by 1 STD, respectively.The dotted areas mark the 90% confidence level of the composite geopotential height anomalies

南亞高壓東伸、西退所對應的對流層高層環流和西風急流的異常特征也存在顯著差異，且與南亞高壓雙模態振蕩的不同。由圖2c 可知，當南亞高壓西退時（EI 小于-1.0 個標準差），歐亞副熱帶地區上空為負的位勢高度異常，對應著范圍明顯縮?。◤?0°E 延伸至100°E 附近）、中心強度（約為12560 gpm）明顯減弱的南亞高壓。由于南亞高壓在西退時的明顯減弱，亞洲副熱帶西風急流在東亞地區出現中斷，急流強度也明顯減弱（圖2c）。而當南亞高壓東伸時（EI 大于1.0 個標準差），歐亞副熱帶地區上空為正的位勢高度異常，與之相對應的是范圍明顯擴大（從20°E 延伸至140°E 附近）、中心強度明顯增強（超過12600 gpm）的南亞高壓（圖2d）。由于南亞高壓東伸時的中心強度明顯增強，東亞副熱帶西風急流顯著增強（圖2d）。此外，與西退時（中心位于77.5°E 附近）相比，南亞高壓東伸時其中心位置（95°E 附近）也偏東約20°（圖2d 對比圖2c）。這說明，南亞高壓中心偏東（偏西）時，更有利于其東緣向東伸（西退）。

綜上可知，當南亞高壓呈雙模態（伊朗高原模態，青藏高原模態）振蕩時，伊朗高原和青藏高原上空呈現相反的位勢高度異常型，對應著南亞高壓中心位于伊朗高原或青藏高原上空；而當南亞高壓東伸/西退時，歐亞副熱帶地區上空為一致的正/負的位勢高度異常型，對應著范圍和強度明顯增大/減小的南亞高壓。顯然，南亞高壓的這兩類東—西振蕩特征明顯不同，的確屬于兩類不同的振蕩過程，對天氣氣候也將造成不同的影響，本文第4 節將對此作進一步闡述。

3.2 兩類東—西振蕩的聯系

南亞高壓兩類東—西振蕩的特征明顯不同，那么二者之間是否存在聯系，我們將在本節作進一步說明。表1 分別給出了南亞高壓在雙模態下，南亞高壓西退（EI＜-1）和東伸（EI＞1）事件發生的天數（表1）?？梢钥闯?，無論南亞高壓是呈伊朗高原模態還是呈青藏高原模態，其西退和東伸的事件均可能出現，但發生頻次存在明顯差異。具體地，當-0.5＜BOI＜0 時（南亞高壓中心略微偏西，為弱伊朗高原模態），南亞高壓西退事件（89 天）不如東伸事件（91 天）頻繁；當0＜BOI＜0.5 時（南亞高壓中心略微偏東，為弱青藏高原模態），南亞高壓西退事件（71 天）也不如東伸事件（104 天）頻繁。這說明，當南亞高壓雙模態特征不明顯時，南亞高壓東緣更傾向于東伸。

表1 根據南亞高壓雙模態振蕩指數BOI 和東伸指數EI，統計在不同的BOI 強度下，南亞高壓西退（EI＆lt;-1 個標準差）和東伸（EI＆gt;1 個標準差）事件的天數（單位：d）Table 1 Numbers (units: d) of westward retreat (EI＆lt;-1)and eastward extension (EI＆gt;1) event of the South Asia high at different BOI intensities, based on the bimodality oscillation index (BOI) of the South Asia high and the eastward extension index (EI) of the South Asia high

當南亞高壓呈較強的伊朗高原模態時，其西退、東伸事件的頻繁程度與南亞高壓呈弱的伊朗高原模態時相反；而當南亞高壓呈較強的青藏高原模態時，其西退、東伸事件的頻繁程度與南亞高壓呈弱的青藏高原模態時相同。具體表現為，當-1.0＜BOI＜-0.5 時（南亞高壓中心偏西，為較強伊朗高原模態），南亞高壓西退事件（71 天）比東伸事件（41 天）更為頻繁；當0.5＜BOI＜1.0 時（南亞高壓中心偏東，為較強青藏高原模態），南亞高壓西退事件（40 天）不如東伸事件（76 天）頻繁。這說明，當南亞高壓雙模態特征較為明顯時，南亞高壓的伊朗/青藏高原模態更有利于南亞高壓東緣西退/東伸事件的發生。

南亞高壓呈強的伊朗/青藏高原模態時，南亞高壓東緣的西退/東伸事件同樣更頻繁，這與南亞高壓呈較強的伊朗/青藏高原模態時一致。具體地，當BOI＜-1.0 時（南亞高壓中心更偏西，為強伊朗高原模態），南亞高壓西退事件（76 天）比東伸事件（39 天）頻繁；當BOI＞1.0（南亞高壓中心更偏東，為強青藏高原模態），南亞高壓西退事件（73 天）不如東伸事件（85 天）頻繁。

由上述可知，南亞高壓兩類東—西振蕩在統計上存在密切聯系：當南亞高壓的雙模態特征不明顯時，南亞高壓東緣更傾向于東伸；而當南亞高壓的伊朗/青藏高原模態明顯時，南亞高壓東緣更傾向于西退/東伸。

為什么當南亞高壓呈現明顯的伊朗/青藏高原模態時，南亞高壓東緣西退/東伸事件更易發生？為說明其中的物理過程，我們在圖3 中給出南亞高壓呈現伊朗高原模態（圖3a）、青藏高原模態（圖3b）時，歐亞大陸上空200 hPa 相對渦度異常、水平渦度平流異常以及風場異常的分布。當南亞高壓呈現伊朗高原模態時，伊朗高原上空為負渦度異常，青藏高原上空為正渦度異常（圖3a）。與之相對應，青藏高原上空受異常氣旋控制。在該異常氣旋東南側的西南風異常作用下，正渦度向青藏高原東南部至中國東部一帶輸送，形成正的渦度平流異常，為南亞高壓東緣西退至青藏高原提供有利的動力條件（圖3a）。而當南亞高壓呈青藏高原模態時，青藏高原上空為負渦度異常，與之相配置的是異常反氣旋（圖3b）。在該異常反氣旋東南側的西北風異常作用下，負渦度向青藏高原東南部至中國東部一帶輸送，形成負的渦度平流異常，這利于南亞高壓東緣向東亞地區東伸（圖3b）。由上述可知，由伊朗/青藏高原模態引起的青藏高原東南部至中國東部一帶的正/負渦度平流，是南亞高壓東緣易西退至青藏高原/向東亞地區東伸的可能原因。

圖3 基于南亞高壓的（a）伊朗高原模態（BOI＆lt;-1 個標準差）、（b）青藏高原模態（BOI＆gt;1 個標準差）合成的200 hPa 相對渦度異常（紅色等值線，間隔：5×10-6 s-1）、水平渦度平流異常（陰影，單位：10-5 m s-2）以及水平風場異常（矢量，單位：m s-1）。（a）和（b）分別是根據逐日的BOI 小于-1 個標準差和大于1 個標準差合成的。打點區域表示合成的水平渦度平流異常超過90%信度水平Fig.3 Composites of relative vorticity anomalies (black contours, intervals: 5×10 -6 s-1), and horizontal vorticity advection anomalies (shaded, units:10 -5 m s-2), and horizontal wind anomalies (vectors, units: m s-1) at 200 hPa, based on (a, b) the bimodal oscillation index (BOI) of the South Asia high.(a) and (b) are for days when the BOI are below (Iranian Plateau mode) and above (Tibetan Plateau mode) its normal value by 1 standard deviation (STD), respectively.The dotted areas mark the 90% confidence level of the composite horizontal vorticity advection anomalies

為了進一步說明上述南亞高壓兩類東—西振蕩的統計關系，我們在圖4 中給出了南亞高壓兩類東—西振蕩同時發生時，合成的北半球夏季200 hPa位勢高度及其異常和西風急流的分布。當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時，相對弱的南亞高壓中心位于伊朗高原上空，東緣西退至90°E 附近（圖4a）。此時伊朗高原上空為弱的位勢高度正異常，青藏高原以及鄰近亞洲季風區上空為強的位勢高度負異常。由于南亞高壓的明顯西退，亞洲副熱帶急流在東亞地區中斷（圖4a）。當南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣西退時，青藏高原上空的南亞高壓中心相對較弱，其東緣西退至100°E 附近（圖4c）。此時伊朗高原和東亞上空為強的位勢高度負異常，青藏高原北部為弱的位勢高度正異常；與此相對應的是，亞洲副熱帶急流在東亞地區中斷（圖4c）。顯然，與在青藏高原模態時相比，南亞高壓東緣的西退幅度在伊朗高原模態時更大。

當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣東伸時，伊朗高原和東亞上空存在兩個強高壓中心，南亞高壓的東緣相較氣候態明顯東伸（137.5°E 附近）（圖4b）。此時伊朗高原和東亞上空為強的位勢高度正異常，青藏高原中西部上空為負的位勢高度異常。由于南亞高壓的明顯東伸增強，東亞副熱帶急流異常偏強（圖4b）。當南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣東伸時，南亞高壓的強度明顯增大，其東緣東伸至140°E 附近（圖4d）。此時青藏高原及鄰近亞洲季風區上空為正的位勢高度異常，伊朗高原上空為負的位勢高度異常；南亞高壓東伸、增強也使東亞副熱帶急流異常增強（圖4d）。與伊朗高原模態時相比，南亞高壓東緣的東伸幅度在青藏高原模態時更大。

圖4 同圖2，但為根據逐日的BOI 和EI（a）均小于-1 個標準差、（b）分別小于-1 和大于1 個標準差、（c）分別大于1 和小于-1 個標準差以及（d）均大于1 個標準差合成的。（a）WW、（b）WE、（c）EW、（d）EE 分別表示南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退、伊朗高原模態合并東緣東伸、青藏高原模態合并東緣西退、青藏高原模態合并東緣東伸Fig.4 Same as Fig.2, but for days when (a) both BOI and EI are below the normal values by 1 STD, (b) BOI and EI are below and above the normal values by 1 STD, respectively, (c) BOI and EI are above and below 1 STD, respectively, and (d) both BOI and EI are above 1 STD.(a) WW, (b) WE,(c) EW, (d) EE represents for the IP mode and westward retreat of the SAH, IP mode and eastward extension of the SAH, TP mode and westward retreat of the SAH, TP mode and eastward extension of the SAH respectively

此外，對比南亞高壓的伊朗高原模態合并東緣西退（圖4a）和青藏高原模態合并東緣東伸（圖4d）可以看出，在這兩種南亞高壓狀態下，伊朗高原、青藏高原及鄰近亞洲季風區上空的環流異常型呈反位相，與之相對應的是南亞高壓范圍、中心位置和強度異常特征的不同。類似地，對比南亞高壓的伊朗高原模態合并東緣東伸（圖4b）和青藏高原模態合并東緣西退（圖4c）也可以看出，在這兩種南亞高壓狀態下，青藏高原、伊朗高原以及東亞地區上空的環流異常型也呈反位相分布。

4 南亞高壓兩類東—西振蕩對亞洲環流和降水的影響

4.1 單獨考慮兩類東—西振蕩

南亞高壓兩類東—西振蕩所對應的對流層高層環流異常明顯不同，與之相關的天氣氣候效應也必然存在差異。為了說明這一點，我們首先在圖5 中分別給出了南亞高壓雙模態（圖5a 和b）和東緣東伸/西退（圖5c 和d）情形時，北半球夏季500 hPa位勢高度和水平風場的分布。由圖可見，當南亞高壓呈伊朗高原模態時，西太副高（5880 線）向西延伸至125°E 附近，相比氣候態（向西延伸至130°E 附近）略有西進（圖5a 對比圖1）。而當南亞高壓呈青藏高原模態時，西太副高僅向西延伸至132.5°E 附近，相比氣候態略有東退（圖5b 對比圖1）?？梢钥闯?，當南亞高壓呈雙模態振蕩時，對流層中層的西太副高相較氣候態僅出現小幅度的東西進退。對比圖5d 和圖1 亦可見，當南亞高壓東伸時，西太副高相比氣候態明顯西進；而當南亞高壓西退時，西太副高相比氣候態明顯東退，這與前人研究結果一致（Ren et al., 2015）。由上述可知，與南亞高壓雙模態振蕩相比，南亞高壓東緣東伸、西退所對應的西太副高東西進退的幅度更大，且對應著西太副高顯著的西進或東退過程。

圖5 基于（a、b）南亞高壓雙模態振蕩指數（BOI）和（c、d）南亞高壓東伸指數（EI）合成的500 hPa 位勢高度（黑色等值線，間隔：20 gpm），水平風場（紅色箭頭，單位：m s-1）。（a）和（b）分別是根據逐日的BOI 小于-1 個標準差（南亞高壓呈伊朗高原模態）和大于1 個標準差（南亞高壓呈青藏高原模態）合成的，（c）和（d）分別是根據逐日的南亞高壓東伸指數（EI）小于-1 個標準差和大于1 個標準差合成的Fig.5 Composites of the geopotential height (black contours, intervals: 20 gpm) and horizontal wind field (red arrows, units: m s-1) at 500 hPa based on (a, b) the bimodality oscillation index (BOI) of the South Asia high and eastward extension index (EI) of the South Asia high.(a) and (b) are for days when the BOI is below (Iranian Plateau mode) and above (Tibetan Plateau mode) its normal value by 1 standard deviation (STD), respectively;(c) and (d) are for days when the EI is below and above its normal by 1 STD, respectively

圖6 進一步給出了伴隨南亞高壓兩類東—西振蕩事件，亞洲地區700 hPa 環流和降水異常的水平分布。當南亞高壓呈伊朗高原模態時，與略微西進的西太副高相對應（圖5a），中國東部沿岸受異常反氣旋中心控制，在其后部為異常南風，對應著長江中游及其以南地區顯著的降水負異常（圖6a）。與此同時，青藏高原大部分地區以及印度北部降水異常偏多（圖6a）。而當南亞高壓呈青藏高原模態時，與略微東撤的西太副高相對應（圖5b），東海上空受異常氣旋中心控制，在其后部為異常北風，對應著黃河中下游地區顯著的降水負異常（圖6b）。與此同時，青藏高原和印度北部為顯著的降水負異常（圖6b）。這表明，南亞高壓的雙模態振蕩主要與青藏高原和印度北部的降水異常密切相關，伊朗高原模態時一致偏多，青藏高原模態時一致減少。而南亞高壓的雙模態振蕩與中國東部的降水異常分布關系不明顯，伊朗高原模態時對應長江中游及其以南地區顯著的降水負異常，而青藏高原模態又對應黃河中下游地區顯著的降水負異常。

當南亞高壓東緣西退（東伸）時，長江與黃河之間的中下游地區以及青藏高原中東部大部分地區降水顯著偏少（偏多），而長江以南地區降水顯著偏多（偏少）（圖6c 和d），這與前人研究結果較為一致（Ren et al., 2015），但前人主要關注南亞高壓東緣東伸、西退對中國中東部降水異常的影響。還可以看到，當南亞高壓東緣西退時，青藏高原西部及南坡降水偏多，印度北部的降水異常分布十分零散（圖6c）。而當南亞高壓東緣東伸時，青藏高原西部及南坡降水偏少，印度北部的降水異常偏少（圖6d）。

圖6 同圖5，但為合成的700 hPa 水平風場異常（箭頭，單位：m s-1）和降水異常（陰影，單位：mm）。打點區域和黑色箭頭分別表示合成的降水和水平風場異常超過90%信度水平Fig.6 Same as Fig.5, but for composite horizontal wind anomalies (arrows, units: m s-1) at 700 hPa and rainfall anomalies (shaded, units: mm).The dotted areas and black arrows respectively indicate that the composite anomalies of rainfall and horizontal wind are statistically significant above the 90% confidence level

4.2 同時考慮兩類東—西振蕩

圖7 給出了在南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退（圖7a），伊朗高原模態合并東緣東伸（圖7b），青藏高原模態合并東緣西退（圖7c），青藏高原模態合并東緣東伸（圖7d）四種情形時，夏季亞洲地區500 hPa 位勢高度和水平風場的分布。如圖所示，當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時，西太副高（5880 線）的西緣東退至135°E附近，對應著中國東部較弱的偏南季風氣流（圖7a）。而當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣東伸時，西太副高西進至110°E 附近，對應著中國東部強盛的偏南季風氣流（圖7b）。當南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣西退時，西太副高的變化與南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時相似，也表現出明顯的東退特征（西太副高的西緣位于145°E；圖7c對比圖7a）。而當南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣東伸時，西太副高的變化與南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣東伸時相似，也表現出西進的特征（西太副高的西緣位于107.5°E 附近；圖7d 對比圖7b）。由上述可知，無論南亞高壓處于哪種模態下，西太副高的西進、東退都是主要與南亞高壓東緣的東伸、西退緊密聯系。

圖8 進一步給出了上述南亞高壓四種狀態下，亞洲地區700 hPa 環流和降水異常的水平分布。當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時，與東退的西太副高相對應（圖7a），異常氣旋位于長江以南地區上空，導致該地區降水顯著偏多（圖8a）；而長江與黃河之間的中下游地區由于受輻散氣流控制，降水顯著偏少（圖8a）。與此同時，印度北部和青藏高原西部降水顯著偏多，青藏高原中東部大部分地區降水顯著偏少。而當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣東伸時，與西進的西太副高相對應（圖7b），東亞地區（長江以南，長江與黃河之間的中下游，青藏高原中東部大部分地區）的降水異常型與南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時的相反，而印度北部和青藏高原西部地區的降水異常型與南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退時的基本一致（圖8b 對比圖8a）。

當南亞高壓呈青藏高原模態、西退時，與東退的西太副高相對應（圖7c），異常氣旋中心位于日本以南地區，在其后部的青藏高原以東地區上空為異常北風，對應著長江以南地區降水顯著偏多，長江與黃河之間的中下游地區降水顯著偏少（圖8c）。與此同時，印度北部以及青藏高原大部分地區降水顯著偏少。而當南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣東伸時，與西進的西太副高相對應（圖7d），東亞地區的降水異常型與南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣西退時的相反，而印度北部和青藏高原西部地區的降水異常型與南亞高壓呈青藏高原模態合并東緣西退時的基本一致（圖8d 對比圖8c）。

圖7 同圖5，但為合成的500 hPa 位勢高度（黑色等值線，間隔：20 gpm）和水平風場（紅色箭頭，單位：m s-1）。（a）WW、（b）WE、（c）EW、（d）EE 分別表示南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退、伊朗高原模態合并東緣東伸、青藏高原模態合并東緣西退、青藏高原模態合并東緣東伸Fig.7 Same as in Fig.5, but for composite geopotential height (black contours, intervals: 20 gpm) and horizontal wind field (red arrows, units: m s-1)at 500 hPa.(a) WW, (b) WE, (c) EW, (d) EE represents for the IP mode and westward retreat of the SAH, IP mode and eastward extension of the SAH,TP mode and westward retreat of the SAH, TP mode and eastward extension of the SAH respectively

總之，當南亞高壓兩類東—西振蕩同時發生時，印度北部和青藏高原西部降水異常主要與南亞高壓的雙模態振蕩密切相關，而青藏高原中東部、長江與黃河之間的中下游等東亞地區的降水異常則主要與南亞高壓東緣的東伸、西退振蕩聯系緊密。然而我們也注意到，由于青藏高原中東部降水異常受到西太副高東西進退的影響，在同時考慮南亞高壓東緣的東伸、西退時，青藏高原西部和中東部的降水異常會出現反位相（圖8a 和d），這與單獨考慮雙模態振蕩時不同。

圖8 同圖2，但為合成的700 hPa 水平風場異常（箭頭，單位：m s-1）和降水異常（陰影，單位：mm）。打點區域和黑色箭頭分別表示合成的降水和水平風異常超過90%信度水平Fig.8 Same as in Fig.2, but for composite horizontal wind anomalies (arrows, units: m s-1) at 700 hPa and rainfall anomalies (shaded, units: mm).The dotted areas and black arrows respectively indicate that the composite anomalies of rainfall and horizontal wind are statistically significant above the 90% confidence level

4.3 影響機理

4.3.1 雙模態東—西振蕩

由4.1 節和4.2 節可知，印度北部和青藏高原地區的降水異常與南亞高壓的雙模態振蕩緊密聯系。為了說明其中的聯系機理，我們在圖9 中給出了南亞高壓雙模態振蕩指數（BOI，圖9a），東緣東伸指數（EI，圖9b）與印度北部降水指數（NIRI，表征印度北部夏季風的強弱，印度北部夏季風偏強/弱時，印度北部降水偏多/少）和青藏高原大氣熱源指數（THI，表征青藏高原降水的多少）的超前/滯后相關。如圖9a 所示，BOI 與NIRI 和THI 的同期相關為負且顯著，而且當BOI 滯后1 天時，BOI 與NIRI 和THI 的負相關最強。亦即，南亞高壓趨于在印度北部夏季風異常偏強（印度北部降水異常偏多）和青藏高原降水偏多異常出現一天后，呈伊朗高原模態（中心位于伊朗高原上空）。這意味著，南亞高壓的雙模態振蕩可能受到印度北部和青藏高原地區降水異常的影響。另外，從圖9a 還可以看出，BOI 滯后NIRI 一天的負相關比BOI 滯后THI 一天的負相關更強。這說明，與印度北部夏季風異常有關的印度北部降水異常對南亞高壓雙模態振蕩的影響作用可能更大。

圖9 （a）BOI、（b）EI 分別與NIRI 和THI 的超前/滯后相關。（a）和（b）中的橫坐標分別表示BOI 和EI 超前的時間（單位：d）；長虛線、短虛線分別表示BOI（EI）與NIRI 和THI 相關的90%信度水平Fig.9 Lead/lag correlation of the (a) BOI, (b) THI with NIRI and THI respectively.The abscissa in (a) and (b) are the lead time of the BOI and EI(units: d), respectively; the long and short dashed lines denote the 90% confidence level for the BOI (EI)-NIRI and BOI (EI)-THI cross-correlation,respectively

從圖9b 可以看出，EI 與NIRI 的超前/滯后相關很小且不顯著，這說明南亞高壓東伸西退振蕩與印度北部夏季風的強弱無明顯關聯，這與4.1 節和4.2 節中的結論一致。還可以看出，當EI 超前4 天及以上時，EI 與THI 表現出顯著的正相關。亦即，青藏高原降水異常偏多趨于在南亞高壓東緣東伸4天后最強。這表明，南亞高壓東緣的東伸、西退，也可能引起青藏高原降水異常。4.2 節的結果也說明，南亞高壓東緣的東伸、西退與青藏高原中東部的降水異常密切聯系。

為了進一步說明印度北部和青藏高原一致型降水異常引起南亞高壓雙模態（伊朗高原模態，青藏高原模態）振蕩的可能物理過程，我們在圖10 中給出了南亞高壓呈伊朗高原模態（圖10a 和c）和青藏高原模態（圖10b 和d）時，75°～95°E 平均的環流異常的氣壓—緯度垂直剖面圖。如圖10a 所示，當南亞高壓呈伊朗高原模態時，印度北部和青藏高原上空受上升運動異常主導，因而該地區降水異常偏多，對應著該地區上空（從對流層中低層延伸至150 hPa 附近）正的非絕熱加熱率異常（圖10a和圖6a）。這說明印度北部和青藏高原地區有異常深厚對流發展，降水凝結潛熱在該地區上空釋放。但需要注意到，印度北部和青藏高原上空對流層為冷異常，中心位于青藏高原上空300 hPa 附近（圖10c），這意味著該地區上空的異常上升運動所引起的絕熱冷卻作用強于降水凝結潛熱釋放所引起的非絕熱加熱作用。前人研究指出，大尺度大氣運動的風場不僅具有向氣壓場適應的性質（Yeh,1957），還存在向溫度場適應的過程（張可蘇,1980）。因此，青藏高原上空300 hPa 的冷異常中心對對流層環流有重要影響。根據靜力平衡關系，300hPa 冷中心上層的等厚度面冷卻收縮，對應著冷中心上空的負位勢高度異常。因此，與青藏高原上空300hPa 的冷中心相對應的是200 hPa 附近的負位勢高度異常中心（即異常低壓；圖10c），因而南亞高壓中心位于伊朗高原上空（伊朗高原模態）（圖2a）。

而當南亞高壓呈青藏高原模態時，印度北部和青藏高原上空受異常下沉運動控制，因而該地區降水異常偏少，對應著該地區上空（從對流層中低層延伸至150 hPa 附近）為負的非絕熱加熱率異常（圖10b 和圖6b）。這說明印度北部和青藏高原地區的對流受到抑制，該地區上空的降水凝結潛熱釋放異常偏少。但印度北部上空的對流層低層和青藏高原上空的整個對流層為暖異常，中心位于青藏高原上空300 hPa 附近（圖10d）。這意味著，青藏高原上空的異常下沉運動所引起的絕熱增溫作用大于對流抑制（降水凝結潛熱釋放異常偏少）所引起的非絕熱冷卻作用。同理，根據靜力平衡關系，300 hPa 暖中心上層的等厚度面受熱膨脹，對應著暖中心上空的正位勢高度異常。因此，與青藏高原上空300 hPa 的暖中心相對應的是200 hPa 附近的正位勢高度異常中心（即異常高壓；圖10d），因而南亞高壓中心位于青藏高原上空（青藏高原模態；圖2b）。

圖10 75°～95°E 平均的（a，b）非絕熱加熱率異常（陰影，單位：K d-1）和環流異常（箭頭，由經向速度v 和垂直速度-ω 合成得到，其中v 的單位是m s-1，-ω 的單位是0.005 Pa s-1）、（c，d）氣溫異常（陰影，單位：K）和位勢高度異常（等值線，間隔：4 gpm）的垂直剖面。（a，c）和（b，d）分別是根據逐日的BOI 小于-1 個標準差（伊朗高原模態）和大于1 個標準差（青藏高原模態）合成的，（a，b）和（c，d）中的打點區域分別表示合成的非絕熱加熱率異常和氣溫異常超過90%信度水平，灰色陰影區域表示地形Fig.10 Cross sections of the anomalies of (a, b) diabatic heating rate (shaded, units: K d-1) and circulation (arrows, combination of meridional velocity (v) and vertical velocity (-ω), v is in units of m s-1,-ω is in units of 0.005 Pa s-1, (c, d) air temperature (shaded, units: K) and geopotential height (contours, intervals: 4 gpm) averaged from 75°-95°E.(a, c) and (b, d) are composites when daily the BOI is less than its normal value by 1 STD(IP mode) and greater than its normal value by 1 STD (TP mode), respectively.The dotted areas in (a, b) and (c, d) respectively indicate that the composite anomalies of diabatic heating rate and air temperature are statistically significant above the 90% confidence level.The gray shaded areas denote topography

綜上，青藏高原地區的降水異常通過引起高原上空熱力場的異常變化，從而與南亞高壓的雙模態振蕩直接聯系；而從熱力作用來看，印度北部的降水異常似乎對于南亞高壓雙模態振蕩的作用比較小，但這并不意味著印度北部降水異常對于南亞高壓的雙模態振蕩無顯著貢獻。Wei et al.（2019b）的數值實驗結果指出，伴隨偏強（偏弱）的印度北部夏季風，印度北部增強（減弱）的凝結潛熱釋放能在印度北部的西北側上空的高層激發一個異常反氣旋（氣旋），而在印度北部的東北側上空的高層激發一個異常氣旋（反氣旋），進而導致南亞高壓中心偏西（偏東）而位于伊朗高原（青藏高原）上空。因此，印度北部降水異?？赡苁峭ㄟ^影響青藏高原周邊環流的變化而引起南亞高壓雙模態振蕩。

4.3.2 東緣東伸—西退

圖11 給出了南亞高壓東緣西退（EI＜-1 個標準差，圖11a 和c）和東伸（EI＆gt;1 個標準差，圖11b和d）時，沿27.5°N（西太副高脊線附近）和110°E 的環流異常的垂直剖面圖，以進一步探究南亞高壓東緣東伸、西退振蕩影響西太副高西進東退以及東亞降水異常的物理過程。當南亞高壓東緣西退（東伸）時，與東亞上空顯著的位勢高度負（正）異常相對應（圖2c 和d），長江以南地區上空對流層高層為強大的輻散（輻合）異常，在其影響下，該地區上空出現異常上升（下沉）運動，對應著對流層中低層的輻合（輻散）異常（圖11a 和b）。這樣的輻合（輻散）異常有利于對流層中低層氣旋（反氣旋）式環流的發展，進而使得西太副高東退（西進；圖5c 和d）。這表明，南亞高壓東緣的東伸、西退振蕩通過與之有關的對流層高層散度異常，最終引起西太副高的西進、東退。而西太副高的西進（東退）會引起東亞夏季風的增強（減弱），進而使得向長江以北地區的水汽輸送增多（減少；圖5c 和d）。

圖11 （a、b）沿27.5°N（西太副高脊線附近）的水平散度異常（陰影，單位：10-6 s-1）、位勢高度異常（等值線，間隔：4 gpm）和垂直運動異常（箭頭，單位：10-2 Pa s-1）；（c、d）沿110°E 的水平散度異常（陰影，單位：10-6 s-1）、環流異常（箭頭，v 的單位是m s-1，-ω 的單位是0.005）和緯向風（綠色等值線，間隔：5 m s-1，僅顯示大于10 的部分）的垂直剖面。（a、c）和（b、d）分別是根據逐日的EI 小于-1 個標準差（西退）和大于1 個標準差（東伸）合成的，（a，b）和（c，d）中的打點區域表示合成的水平散度異常超過90%信度水平Fig.11 Cross sections of the anomalies of (a, b) horizontal divergence (shaded, units: 10-6 s-1), geopotential height (contours, intervals: 4 gpm), and vertical motion (arrows, units: 10-2 Pa s-1) along 27.5°N; (c, d) horizontal divergence (shaded, units: 10-6 s-1), circulation (arrows, v is in units of m s-1,-ω is in units of Pa s-1 and has been amplified by 200), and zonal wind (green contours, unit: m s-1, interval: 5, values above 10 are shown) along 110°E.(a, c) and (b, d) are composites when the daily EI is less than its normal value by 1 STD (westward retreat) and greater than its normal value by one STD (eastward extension), respectively.The dotted areas in (a, b) and (c, d) indicate that the composite anomalies of horizontal divergence are statistically significant above the 90% confidence level

此外，與南亞高壓東緣的東伸、西退振蕩有關的東亞副熱帶急流南側經向環流的異常，是我國東部降水異常產生的另一重要原因。如圖11c 所示，當南亞高壓西退時，與長江以南地區上空的異常上升運動和對流層高層輻散異常相對應，長江以南地區上空對流層高層出現異常向北的輻散氣流，并在東亞副熱帶西風急流中心的南側輻合下沉，形成一個閉合的異常經向環流圈。在這樣的異常經圈環流作用下，長江以南地區降水異常偏多，長江與黃河之間的中下游地區降水異常偏少（圖6c）。而當南亞高壓東伸時，與長江以南地區上空的異常下沉運動和對流層高層異常輻合相對應，強西風急流中心的南側出現異常向南的輻散氣流，并在長江以南地區上空輻合下沉，形成了與南亞高壓西退時相反的異常經圈環流（圖11d）。在其影響下，長江以南以及長江與黃河之間的中下游地區的降水型與南亞高壓西退時相反（圖6d 對比圖6c）。這表明，與南亞高壓東伸、西退振蕩有關的位于中國東部上空的異常經圈環流，也是引起我國東部顯著降水異常的重要原因。

5 結論和討論

本文利用1979～2020 年的NCEP1 逐日再分析資料，1979～2007 年的APHRODITE 逐日降水數據，以及1979～2003 年的印度地區逐日降水數據，研究了短期時間尺度上南亞高壓兩類東-西振蕩的特征及聯系，并進一步探究了南亞高壓兩類東—西振蕩對亞洲地區環流和天氣影響的差異，得到以下主要結論：

（1）南亞高壓的兩類東—西振蕩的特征明顯不同，且二者之間存在密切聯系。當南亞高壓中心呈雙模態（伊朗高原模態、青藏高原模態）振蕩時，伊朗高原和青藏高原上空呈現相反的位勢高度異常型，對應著南亞高壓中心位于伊朗高原或青藏高原上空；而當南亞高壓東緣發生東伸（西退）時，歐亞副熱帶地區上空為一致的正/負的位勢高度異常型，對應著范圍和強度明顯增大/減小的南亞高壓。此外，在南亞高壓中心的不同模態下，南亞高壓東緣東伸/西退的發生及幅度存在明顯差異：當南亞高壓中心呈青藏高原（伊朗高原）模態時，南亞高壓東緣更易東伸（西退），而且東伸（西退）幅度也比在伊朗高原（青藏高原）模態時更大。

（2）南亞高壓兩類東—西振蕩發生時，亞洲地區的環流和降水異常型存在明顯差異。其中，南亞高壓雙模態振蕩與印度北部和青藏高原地區的降水異常密切聯系：當南亞高壓中心呈伊朗高原（青藏高原）模態時，印度北部和青藏高原降水偏多（偏少）；而南亞高壓東緣的東伸、西退振蕩與西太副高的西進、東退以及東亞降水異常緊密聯系：當南亞高壓東緣西退（東伸）時，西太副高東退（西進），長江以南地區降水偏多（偏少），青藏高原中東部以及長江與黃河之間的中下游地區降水偏少（偏多）。

（3）印度北部和青藏高原降水異常偏多（偏少）是導致南亞高壓中心呈伊朗高原（青藏高原）模態的重要原因，而南亞高壓東緣的東伸、西退是引起我國東部降水異常的重要原因。其中，印度北部降水異?？赡芡ㄟ^與之有關的潛熱加熱異常，引起青藏周邊環流異常，進而使得南亞高壓中心呈雙模態振蕩；青藏高原降水異?？赡芡ㄟ^與之有關的非絕熱加熱異常以及垂直運動異常引發的絕熱作用，使得南亞高壓中心呈雙模態振蕩。另外，南亞高壓東緣的東伸/西退，一方面可通過引起長江以南地區上空對流層中低層的輻散/輻合異常，使得西太副高西進/東退，進而影響東亞夏季風的強弱；另一方面，與南亞高壓東緣東伸、西退有關的異常經圈環流，使得長江以南地區和長江與黃河之間的中下游地區上空出現相反的垂直運動。在這兩方面作用下，我國東部出現顯著的降水異常。

（4）當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退、青藏高原模態合并東緣東伸時，青藏高原地區并不是一致的降水異常，這與單獨考慮南亞高壓的伊朗高原（青藏高原）模態（青藏高原地區為一致的降水異常）不同。這是因為當南亞高壓呈伊朗高原模態合并東緣西退（青藏高原模態合并東緣東伸）時，西太副高明顯東退（西進），這能引起水汽向青藏高原中東部的輸送減弱（增強），導致青藏高原中東部降水異常偏少（偏多），從而導致青藏高原西部與青藏高原中東部的降水異常呈反位相。

在南亞高壓兩類東—西振蕩與亞洲降水異常的聯系中，印度北部和青藏高原的降水異常是引起南亞高壓雙模態振蕩的關鍵因素，而南亞高壓東緣東伸、西退是引起中國東部降水異常的重要原因。需要指出，中國東部降水異常對于南亞高壓東緣東伸、西退也存在反饋作用，中國東部降水異常偏多能在短期時間內引起南亞高壓增強并且東伸（Sugimoto and Ueno, 2012）。對于南亞高壓雙模態振蕩，以往研究認為青藏高原及周邊熱力強迫是其形成的重要原因（Zhang et al., 2002）。那么，南亞高壓雙模態振蕩是否對印度北部與青藏高原地區的降水存在反饋作用，目前尚不清楚，仍需要通過觀測分析和數值模擬進一步探究。