2015, Vol.35
1 引言
南亚高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。它是北半球夏季100hPa层上最强大、 最稳定的控制性环流系统。早在1960年，Flohn[1]认为南亚高压的形成是青藏高原热力作用的结果。吴国雄等[2]提出了“感热气泵”的概念认为春夏季高原表面感热输送造成了低层气流向高原地区的辐合，形成了夏季高原上空强烈的上升运动，由此造成的降水凝结潜热加剧了上升运动以及高空的辐散，维持着高原上空的高压。西太平洋副热带高压(以下简称为“西太副高”)是出现在西北太平洋上的副热带高压带，是低纬度重要的大型环流系统。我国气象学家[3, 4]从20世纪60年代以来对南亚高压与西太副高做了大量研究，发现南亚高压呈东部型时，西太副高西伸； 当南亚高压呈西部型时，西太副高东退，东部型和西部型是针对南亚高压的中心而言。谭晶等[5]的研究发现，南亚高压主体东端扩展的范围与西太平洋副高同样存在这种“相向而行”和“相背而去”的关系。当高层南亚高压发生东西振荡时，中低层副热带高压也会发生明显的变化进而影响亚洲区域气候。黄士松和汤明敏[6]发现入夏以后青藏高原上空形成的南亚高压往东方向的辐散气流在太平洋上空出现高空水平辐合，对太平洋上的副高的形成和维持起重要作用。还有大量研究工作[7, 8]从不同角度分析了南亚高压和西太副高移动的动力学特征和机制。
众所周知，大气环流的直接能源来自下垫面的加热、 水汽相变的潜热加热和大气对太阳短波辐射的少量吸收，而其最终的热源还是来自太阳辐射。赤道和极地地区的下垫面接受太阳辐射的差异支配着大气环流的变化[9]。陈星和徐韵[10]发现1860年以前，全球温度变化主要受太阳辐射和火山活动控制，CO2作用很小，相对于前者可以忽略不计。因此，南亚高压与西太副高在千年尺度上的变化应主要考虑太阳辐射的作用。在距今9500年前的早全新世(简记为9.5ka B .P. )，北半球射入太阳辐射与现今存在明显的季节差异[11]，因而引起不同地区下垫面接收到的太阳辐射存在差异，进而影响到大气环流的变化。夏季太阳辐射增强时会引起同纬度地带海陆热力对比度加大，在无其他因素产生足够影响时，夏季风必然增强[12]。南亚高压和西太平洋副热带高压作为东亚夏季风环流系统的主要成员，其位置、 强度的变化与东亚夏季风的爆发与撤退过程、 中短期变化等密切相关，对我国夏季大范围旱涝分布以及亚洲天气有重大影响[13, 14, 15]。由于资料的限制，目前对全新世以来南亚高压和西太副高特征及其关系的研究还较少。
本文根据一个全球大气-海洋-海冰耦合气候模式(KCM)对全新世气候进行的瞬变过程(9.5~0ka B .P. )模拟结果，分析了近一万年来由地球轨道变化引起的太阳辐射季节分布变化驱动的东亚夏季风的演变以及大尺度环流系统南亚高压、 西太副高在千年时间尺度上的特征和它们的空间位置变化关系。
2 资料和方法本文分析所用资料为全球大气-海洋-海冰耦合的气候模式(KCM)模拟的全新世瞬变模拟(transient simulation)结果[16]。KCM模式是一个非通量调整的环流模式，它包含全球大气-海洋-海冰耦合模式，其中大气部分为ECHAM5模式[17]，水平分辨率为T31(3.75°×3.75°)，垂直层19层； 海洋部分为NEMO模式[18]，水平分辨率是基于2°的墨卡托网格，赤道地区经向采用0.5°的加密网格，平均分辨率为1.3°×1.3°。NEMO模式又包含海洋环流模式OPA9及海冰模式LIM2； 耦合器采用的是OASIS3[19]。
KCM对全新世气候的模拟包括早全新世(9.5ka B .P. ，H9K)和工业革命前(1800A .D .，H0K)两个平衡态模拟和全新世整个时段(9.5~0ka B .P. )的瞬变模拟(HT)。HT试验模拟积分从H9K的最后一年开始。地球轨道参数在9.5~0ka B .P. 期间作相应变化[11]。全新世整个时段瞬变模拟试验方案采用轨道参数变化的10倍加速技术[20]以节省积分时间。瞬变模拟试验中的温室气体含量采用与H0K试验相同值，具体参数见 表 1。关于KCM模式及其对全新世气候模拟的试验设置可进一步参考文献[16, 21]。
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表 1 KCM全新世气候模拟的边界条件 Table 1 Boundary conditions of Holocene simulation experiment with KCM |
为了与年际尺度南亚高压和西太副高的时空特征进行对比分析，本文还选用了1948~2013年共65年的NCEP/NCAR逐月再分析资料，水平分辨率为 2.5°×2.5°经纬格距。
3 结果与讨论 3.1 南亚高压与西太副高的关系南亚高压和西太副高的时空演变主要是指它们位置的移动和面积、 强度的变化。在研究南亚高压的东西位置时，应考虑南亚高压的扩张与其强度密切相关。因为南亚高压的强度越强，其面积越大，所以虽然有时高压的中心位置变化不大，但因为强度增强，南亚高压东西向扩展的范围会有很大不同，相对应的环流也会变化很大。因此，在考虑南亚高压的活动特征时，将它看作一个整体即可[5]，这对于西太副高的活动特征同样适用。
本文将从千年尺度、 年际变化两个时间尺度上对南亚高压和西太副高东西位置变化关系进行分析。
3.1.1 千年尺度上南亚高压与西太副高的空间位置变化关系应用KCM对全新世整个时段(9.5~0ka B .P.)的模拟结果，在千年尺度上对南亚高压及西太副高进行了分析。由于模拟结果与观测资料存在差异，本文采用6~8月100hPa平均高度场上16600gpm等值线东脊点的经度来表示南亚高压的东西位置、 以500hPa平均高度场上5840gpm等值线西脊点的经度来表示西太副高的东西位置。 图 1a是全新世夏季100hPa高度上每500年平均的16600gpm等值线图，红线代表 9~6ka B .P. 南亚高压位置，蓝线代表 6~0ka B .P. 南亚高压位置。从 图 1a中可以看出，9~6ka B .P. 南亚高压的面积明显比6~0ka B .P. 的大，位置也偏北。因此可以得出结论，9~6ka B .P. 南亚高压强于6~0ka B .P. 。
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图 1 (a)全新世夏季100hPa高度上每500年平均16600gpm等值线图(红线代表 9~6ka B .P. 南亚高压位置， 蓝线代表 6~0ka B .P. 南亚高压位置)；(b)全新世夏季500hPa高度上每500年平均5840gpm等值线图 Fig. 1 (a)500-year mean geopotential height of 16600gpm at 100hPa in summer during the Holocene(Red line:9~6ka B .P. ，Blue line:6~0ka B .P. )；(b)500-year mean geopotential height of 5840gpm at 500hPa in summer during the Holocene(9.5~0ka B .P. ) |
图 1b是全新世夏季500hPa高度上每500年平均5840gpm等值线图，不同颜色的曲线代表不同时期西太副高的位置(颜色随机)。由 图 1b可看出西太副高的面积随时间变化很大。
图 2a是全新世夏季南亚高压东脊点以及西太副高西脊点的时空演变，其反映出南亚高压东脊点与西太副高西脊点有很好的对应关系，大致呈反位相变化。9 . 5 ~ 5 . 0ka B .P.南亚高压东脊点向西偏移，最远可到112°E，相对应地在此时段西太副高西脊点向东偏移，最东点到175°E。5~0ka B .P. 南亚高压的东脊点又向东移，最东点到达123°E左右，与之对应的西太副高的西脊点西移，最西点到达130°E。 由此我们发现，在早全新世(9.5ka B .P.) 南亚高压位置偏东、 西太副高偏西，两者在纬向位置上重合。到了中全新世(5ka B .P.)，南亚高压偏西、 西太副高偏东，两者在纬向上分离。晚全新世(0ka B .P.)两者的纬向位置又靠近了。
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图 2 夏季南亚高压东脊点(蓝线)和西太副高西脊点 (黑线)的时空演变 (a)全新世(9.5~0ka B .P. )；(b)1948~2013年 Fig. 2 The temporal evolution of eastern ridge point of SAH(blue line)and western ridge point of WPSH(black line) in boreal summer |
图 2b给出了1948~2013年南亚高压东脊点与西太副高西脊点的时空演变。由 图 2b可见，南亚高压与西太副高的位置存在明显的东西振荡，1977年之前南亚高压位置总体偏西，在1977年高压位置发生突变，南亚高压异常偏东，东脊点一度到达162°E。20世纪90年代南亚高压东西位置再次发生突变，结束了80年代持续十几年异常偏东之后，南亚高压又开始总体偏西，2009年开始至今位置偏东较明显。20世纪70年代南亚高压向东偏移的变化与南亚高压夏半年面积增大、 强度增强的变化一致[22]。从图 2b中可以看出西太副高的位置在1948~2013年的变化趋势与南亚高压位置的变化几乎相反，即西太副高西伸对应着南亚高压东进，或者西太副高东移对应南亚高压西移。二者在时空变化上存在着明显的“相向而行、 相背而去”的特征。
为了进一步说明南亚高压与西太副高之间“相向而行、 相背而去”的关系，运用流场合成分析方法，根据NCEP/NCAR再分析资料绘出了1948~2013年期间平均的南亚高压与西太副高东西位置及其变化的环流形势图( 图 3)。并从1948~2013年期间挑选出1952年、 1961年、 1980年、 1983年、 1987年、 1998年、 2009年和2013年这8年作为南亚高压偏东年的代表，做出偏东年100hPa和500hPa位势高度场的环流形势图( 图 3b)； 而以1955年、 1965年、 1974年、 1992年、 1997年、 2000年、 2004年和2008年这8年作为南亚高压偏西年的代表做出环流形势( 图 3c)。在100hPa流场图上又以16700gpm等值线(蓝线)东脊点表示南亚高压的位置、 16800gpm等值线(紫线)表示南亚高压中心的位置。在500hPa图上以5860gpm等值线(虚线外圈)西脊点表示西太副高的位置，以5880gpm等值线(虚线内圈)表示西太副高的中心位置( 图 3)。
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图 3 夏季100hPa(实线)、 500hPa(虚线) 位势高度场合成分布(单位:gpm) 蓝线: 南亚高压16700gpm等值线，紫线: 南亚高压16800gpm等值线 (a)1948~2013年共65年平均位势高度场合成；(b)南亚高压偏东 年高度场合成；(c)南亚高压偏西年高度场合成 Fig. 3 Spatial patterns of geopotential height at 100hPa(solid line)and 500hPa(dashed line)in summer(unit: gpm，blue line:SAH 16700gpm contours； purple line:SAH 16800gpm contours). (a)65-year mean geopotential height during 1948~2013；(b)synthesis of geopotential height during South Asia High eastward years；(c)synthesis of geopotential height during South Asia High westward years |
由 图 3a中可以看到，夏季平均南亚高压东脊点位于135°E，16800gpm东脊点位于100°E附近。而500hPa上西太副高的西脊点延伸到120°E中国东南沿海附近。在南亚高压位置偏东年份( 图 3b)，南亚高压与西太副高的面积都比平均态( 图 3a)增大了很多，南亚高压东脊点显著东移至150°E，16800gpm东脊点延伸至110°E。此时的副高西脊点也西伸至110°E大陆上，中心5880gpm等值线的包围的面积也达到最大。与此相反，在南亚高压位置偏西年份( 图 3c)，南亚高压东脊点西退到120°E附近，中心最强16800gpm等值线包围的面积较小，高压中心位置在80°E附近，此时西太副高东移到海上，西脊点在123°E附近，面积显著变小。
通过对千年尺度和年际尺度两个时间尺度南亚高压和西太副高时空变化的分析，我们得出初步结论: 在年际尺度上存在的南亚高压与西太副高之间的“相向而行”及“相背而去”的时空变化特征，在全新世千年尺度上依然存在。然而，与现代气候年际尺度气候变化相比，千年尺度气候变化受地球轨道参数改变引起的太阳辐射变化的影响[11]，其对南亚高压与西太副高时空演变的影响又如何呢？下面我们结合南亚高压、 西太副高与东亚夏季风变化之间的联系做进一步分析。
3.2 南亚高压、 西太副高与东亚夏季风的联系东亚夏季风(EASM)是全球季风系统的重要组成部分[23]，而南亚高压和西太副高分别是东亚夏季风在高低空的主要成员，它们的东西位置异常变化必然会引起东亚夏季风的变化。由 图 2b可见，南亚高压和西太副高的位置和强度在20世纪70年代中后期发生了显著变化，这与青藏高原大气热源显著增加关系密切[24]。同一时期，我国夏季降水准两年周期振荡的现象也发生了年代际变化[25]，这又与我国夏季降水受东亚夏季风的影响密不可分。近年来，利用观测资料和数值模拟开展了大量东亚夏季风在历史时期演变的研究工作[26, 27, 28, 29, 30, 31, 32]。现代季风气候研究中东亚夏季风指数的定义有很多，主要是从降水和环流的年际变化来定义的。陆龙骅与张德二[33]指出夏季风强度变化与东部地区降水分布关系较为复杂，不能仅由降水量的多少来认定夏季风的强弱。在较长时间尺度上，吴鹏飞等[34]的模拟也证实了中全新世以来东亚夏季降水具有时空不一致性，因此将降水等组合作为衡量东亚夏季风强度的指标不合适。Wang等[35]根据近几十年的观测资料分析认为低层(850hPa)纬向风的切变涡度(一般由南北纬向风梯度表示)可作为衡量夏季风强弱的指标，而Jiang等[32]认为因为东亚季风的特征是夏季盛行偏南风、 冬季盛行偏北风，因此在较长时间尺度上以对流层低层经向风的区域平均来表示东亚季风的强弱比较合理。虽然Wang等[35]定义的季风指数还没有在较长尺度上得到验证，但因为该纬向风指数可以反映气压场(高压)的强度，因此在本文中采用了Wang等[35]定义的夏季风指数表示东亚夏季风强度。根据Wang等[35]的定义，东亚夏季风指数可表达为:EASMI=U850(22 . 5°~32 . 5°N，110°~140°E)-U850(5°~15°N，90°~130°E)，其中U850为夏季(6月、 7月和8月，简称JJA)850hPa纬向风。
图 4为KCM模拟的全新世东亚夏季风指数EASMI演变及其与南亚高压东脊点(16600gpm等值线东脊点经度)和西太副高西脊点(5840gpm等值线西脊点的经度)位置变化图。大量古气候代用资料分析已表明，在末次冰盛期之后，东亚夏季风快速加强，并在早-中全新世达到强盛，之后东亚夏季风系统呈现逐渐减弱的趋势[36, 37, 38, 39, 40, 41]。这些古气候记录，与模拟的东亚夏季风演变特征( 图 4)基本一致。由 图 4可见，模拟的全新世东亚夏季风演变在早全新世(9.5~7.5ka B .P. )最强，此时南亚高压位置偏东而西太副高位置偏西； 在中全新世(7~4ka B .P. )期间，东亚夏季风呈现百年尺度大幅振荡，而此时南亚高压(西太副高)的位置大致位于112°~115°E(145°~155°E)之间； 晚全新世(4~0ka B .P. )期间，东亚夏季风持续减弱，对应南亚高压位置向东移动、 西太副高位置向西移动。那么南亚高压和西太副高是如何影响东亚夏季风呢？
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图 4 模拟的全新世(9.5~0ka B .P. )东亚夏 季风指数(EASMI，虚线)与(a)南亚高压东脊点 (黑线)和(b)西太副高西脊点(黑线)位置对比 Fig. 4 Simulated East Asian summer monsoon index(EASMI，dotted line)and a comparison with (a) eastern ridge point of SAH(black line)and (b) western ridge point of WPSH (black line) during the Holocene(9.5~0ka B .P. ) |
图 5a为7ka B .P. 相对于9.5ka B .P. 在200hPa高度上风场的变化，从 图 2a中已知在9.5~7.0ka B .P. 南亚高压东脊点位置由东向西移动，图 5a反映出了该时段伴随着南亚高压的移动，在韩国日本南部出现异常低压，这一异常低压对中、 下层大气环流也产生影响( 图 5c和5e)，使得西太副高减弱( 图 5e)，并且位置相对9.5ka B.P.时明显东移( 图 2a)，从而在中国东部产生异常北风，导致东亚夏季风的减弱。 5ka B .P.以后，南亚高压位置逐渐向东偏移( 图 2a)，在西太平洋产生异常高压，同时在西太平洋高压北部出现异常低压环流( 图 5b)，这一高层“南北偶极子”模态也对中、 低层的大气环流产生影响( 图 5d和5f)，形成相似的“南北偶极子”模态，导致在中国东部产生异常北风，从而减弱东亚夏季风。因此，东亚夏季风与南亚高压、 西太副高的关系可能受到南亚高压经向位置的影响，导致7ka B .P. 前后东亚夏季风与南亚高压、 西太副高的关系发生变化。
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图 5 7ka B .P. 相对于9.5ka B .P. 的风场变化(左)和0ka B .P. 相对于5ka B .P. 的风场变化(右) (a，b)、(c，d)和(e，f)分别为200hPa、 500hPa和850hPa高度上的风场变化； 9.5ka B .P. 、 7ka B .P. 、 5ka B .P. 和0ka B .P. 分别为 9.5~9.0ka B .P. 、 6.75~7.25ka B .P. 、 4.75~5.25ka B .P. 和0.5~0ka B .P. 的平均； ＋”和“-”分别代表高压和低压异常 Fig. 5 Map showing differences of wind fields at 7ka B .P. relative to 9.5ka B .P. (left panel)and 0ka B .P. relative to 5ka B .P. (right panel). (a，b)，(c，d) and (e，f)indicate changes in wind fields at 200hPa，500hPa and 850hPa respectively. The values of 9.5ka B .P. ，7ka B .P. ，5ka B .P. and 0ka B .P. are taken as the means of 9.5~9.0ka B .P. ，6.75~7.25ka B .P. ，4.75~5.25ka B .P. and 0.5~0ka B .P. ，respectively. “＋” and “-” indicate anomalies of high and low pressures respectively |
Milankovitch理论[42]指出，地球轨道参数(偏心率、 黄赤交角、 岁差)变化引起的太阳辐射随纬度和季节的变化是千万年尺度上气候变化的根本驱动力[11, 16, 41, 42]。Berger和Loutre[11]研究计算了地球轨道参数及随纬度和季节接受的太阳辐射在过去几百万年的实际数值，探讨了不同周期变化以及轨道参数变化对地表气候变化的影响，这已经成为了百万年以来古气候模拟边界场的重要依据。本文分析的全新世气候变化模拟试验中最主要的强迫因子是全新世以来由地球轨道参数变化引起的太阳辐射变化[16]，因而太阳辐射的季节变化是影响全新世东亚夏季风系统(南亚高压、 西太副高)时空演变的重要因子[43, 44, 45, 46]。
图 6a给出了全新世以来(9.5ka B .P. )赤道地区接收到春季(4月、 5月份平均值)的太阳辐射、 南亚高压东脊点以及西太副高西脊点的变化曲线。由 图 6a可见，全新世以来赤道地区接收到的春季太阳辐射的变化趋势是由早全新世(9.5ka B .P. )开始逐渐减弱，到中全新世(5~4ka B .P. )达到最小，随后由中全新世又开始逐渐增强，这与南亚高压东脊点位置变化趋势一致，而与西太副高的西脊点变化趋势相反。也就是说，赤道地区接收到的春季太阳辐射强(弱)对应南亚高压的纬向位置异常偏东(偏西)，西太副高异常偏西(偏东)。南亚高压、 西太副高对春季赤道地区太阳辐射的响应表明全新世以来春季赤道地区太阳辐射可能在东亚夏季风演变中起到重要作用，这与一直以来认为的北半球高纬(65°N)夏季太阳辐射是驱动全新世东亚夏季风变化的认识[47]有所不同。
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图 6 全新世以来(9.5~0ka B .P. )春季(4月、 5月份均值)赤道太阳辐射(绿色线，a，b) 以及与南亚高压东脊点(蓝色线，a)、 西太副高西脊点(黑色线，a)和印度洋-西太平洋地区 (5°~20°N，70°~140°E)夏季地(海)表气温变化(99点滤波，红线，b)的比较 Fig. 6 Changes in spring(averaged April and May)radiation at the equator during the Holocene(9.5~0ka B .P. ) (green line，a，b)and a comparison with the eastern ridge point of SAH(blue line，a)，western ridge point of WPSH (black line，b)and the summer mean surface air temperature averaged over 5°~20°N and 70°~140°E(red line，b) |
研究表明青藏高原夏季的热力作用是南亚高压形成的最基本原因，青藏高原的加热作用在中、 下层大气中产生强烈的辐合，而在高层产生相应的巨大辐散，即南亚高压[2, 48, 49, 50, 51]。除青藏高原的加热作用外，热带太平洋-印度洋的热力作用也被发现对南亚高压有重要影响[52]。 图 6b红线为全新世以来热带印度洋-西太平洋地区(5°~20°N，70°~140°E)夏季地面(海表)气温的变化，夏季气温由早全新世(9.5ka B .P. )降低，到中全新世(5ka B .P. )达到最低，然后增加至今，响应于春季赤道太阳辐射的变化。中全新世以来的热带印度洋-西太平洋气温变化幅度与周波涛和赵平[53]根据海洋-大气耦合气候模式(CCSM3)模拟结果分析的6ka B .P. 时期印度到热带太平洋一带比现在偏冷的结论一致。由于低纬地区太阳辐射在春季最强，海洋的巨大热惯性使其能对这里夏季的地面(海表)气温产生影响。热带印度洋-西太平洋夏季地面(海表)气温与南亚高压有显著的正相关关系( 图 7a)，它的加热作用可以通过激发Matsuno-Gill型大气响应从而使得南亚高压增强[54, 55, 56, 57, 58]。而南亚高压位置与其强度密切相关，南亚高压增强，面积扩大，有利于其向东扩展( 图 6a)。西太副高的形成是由哈德莱环流在副热带地区的下沉作用造成的，热带印度洋-西太平洋夏季的增温同时也导致了哈德莱环流的增强，从而增强西太副高的强度( 图 7b)，并扩大西太副高的面积，导致其西脊点位置偏西( 图 6a)。因此，赤道春季太阳辐射可以通过影响热带印度洋-西太平洋夏季温度，从而对南亚高压东脊点和西太副高西脊点的位置产生影响。
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图 7 全新世以来夏季(a)200hPa和(b)500hPa高度场(99点滤波，单位:gpm)与印度洋-西太平洋(5°~20°N，70°~ 140°E)区域地(海)表气温(99点滤波)的回归分析 阴影部分为通过95 ％ 的显著性水平 Fig. 7 Regression maps of boreal summer(JJA)geopotential height(unit: gpm)at(a)200hPa and(b)500hPa(filtered with 99-points)with reference to the surface air temperatures(99-point filtered)over the Indian-Western Pacific Ocean region(5°~20°N，70°~140°E). Shading areas indicate that the significant is at 95 ％ confidence level |
本文利用KCM模拟的全新世气候演变的输出资料及1948~2013年NCEP/NCAR逐月再分析资料，分析了千年和年际两个不同时间尺度大型大气环流系统南亚高压、 西太副高的时空演变特征以及它们与全新世东亚夏季风变化的联系。得到以下主要结果:
(1)在千年尺度上，南亚高压东进(西移)和西太副高的西伸(东撤)与年际尺度上南亚高压与西太副高存在的“相向而行”及“相背而去”的时空特征是一致的。
(2)模拟的全新世9.5ka B .P. 以来东亚夏季风总体呈现振荡减弱趋势。早全新世(9.5~7.5ka B .P. )时期，东亚夏季风强度较强，此时南亚高压位置偏东而西太副高位置偏西； 在中全新世(7~4ka B .P. )期间，东亚夏季风呈现百年尺度大幅振荡，而此时南亚高压(西太副高)的位置大致位于112°~115°E(145°~155°E)之间； 晚全新世(4~0ka B .P. )期间，东亚夏季风持续减弱，对应南亚高压位置向东移动、 西太副高位置向西移动。
(3)地球轨道参数改变引起的太阳辐射的变化是导致全新世时期南亚高压和西太副高时空演变的主要因素。全新世时期(9.5~0ka B .P. )，北半球春季(4月、 5月份)赤道地区接收的太阳辐射呈现先减弱至5~4ka B .P. 期间达到最低值，之后逐渐增强的变化趋势，这与南亚高压东脊点位置变化趋势一致，而与西太副高的西脊点变化趋势相反，即赤道春季太阳辐射强(弱)时，南亚高压位置偏东(偏西)、 西太副高位置偏西(偏东)。当春季赤道太阳辐射增强时，夏季青藏高原的加热作用更强，强烈的上升运动使低层气流辐合加强，高层辐散强烈，有利于南亚高压的强度增强、 面积扩大，范围向东扩展。
对热带印度洋-西太平洋夏季地(海)表气温的模拟结果显示，夏季热带印度洋-西太平洋地(海)表气温先降低后增加的趋势与春季赤道太阳辐射的变化趋势一致。且热带印度洋-西太平洋夏季地(海)表气温与南亚高压有显著的正相关关系，它的加热作用可以通过激发Matsuno-Gill型大气响应从而使得南亚高压增强。而南亚高压位置与其强度密切相关，南亚高压增强，面积扩大，有利于其向东扩展。西太副高的形成是由哈德莱环流在副热带地区的下沉作用造成的，热带印度洋-西太平洋夏季的增温同时也导致了哈德莱环流的增强，从而增强西太副高的强度，并扩大西太副高的面积，导致其西脊点位置偏西。因此，赤道春季太阳辐射可以通过影响热带印度洋-西太平洋夏季温度，从而对南亚高压东脊点和西太副高西脊点的位置产生影响。
致谢 靳立亚感谢德意志研究联合会(Deutsche Forschungsgemeinschaft，简称DFG)“The Future Ocean”(EXC 80/1)项目的支持； 感谢审稿专家和编辑部老师建设性的修改意见。
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Abstract
The Western Pacific subtropical high(WPSH) and South Asian high(SAH) are closely related to the East Asian summer(June-July-August, JJA) monsoon(EASM). Previous researches found a close relationship between the WPSH and SAH on the inter-annual time scale in present-day climate. However, their behaviors and relationship are rarely discussed on millennial time scale during the Holocene. In this study, we explore the spatial and temporal variation characteristics of the WPSH and SAH on millennial time scale for the period of Holocene from 9.5ka B.P. to 0ka B.P. using the model results from a series of numerical experiments in an atmosphere-ocean-sea ice coupled climate model, the Kiel Climate Model(KCM). The simulations include two time-slice equilibrium experiments for Early Holocene(9.5ka B.P.) and present-day(0ka B.P.), respectively and one transient simulation(HT) using a scheme for model acceleration regarding to the Earth's orbitally driven insolation forcing for the whole period of Holocene(from 9.5ka B.P. to 0ka B.P.). In addition, the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research(NCEP/NCAR) Reanalysis dataset is used in this study to compare with the model results. The model results show an eastward extension of the WPSH before 5ka B.P. and a westward extension after then. The behavior of the SAH showed a complete opposite trend with the WPSH, displaying a westward shift before 5ka B.P. and an eastward shift after then. The contrast in the behavior between the WPSH and SAH on millennial time scale during the Holocene resembles to that on inter-annual time scale in present-day climate. The model results show that the stronger EASM during the Early Holocene(9.5~7.5ka B.P.) was accompanied by a gradual westward(eastward) shift of the SAH(WPSH). In the Mid-Holocene(7~4ka B.P.), the EASM shows a multi-centennial time scale oscillations with the SAH(WPSH) relatively located between 112°~115°E(145°~155°E). During the Late Holocene(4~0ka B.P.), the EASM intensity decreases continuously with the SAH(WPSH) shifting eastwards(westwards) gradually. By analyzing Holocene evolution of spring insolation at the equator and the tropical sea surface temperature(SST) during summer season(JJA), it is suggested that the spatial and temporal evolution of the SAH and WPSH is closely related to the orbitally induced changes in spring insolation at the equator. Model result shows that since the Early Holocene the spring insolation at the equator and the Western Pacific SST gradually decreased until Mid-Holocene, and then they gradually increased until present day. This trend is consistent with the zonal migration of SAH and the summer mean surface temperature of tropical Indian-Western Pacific Ocean(averaged over 5°~20°N and 70°~140°E). The SAH has a positive correlation with the summer mean surface temperature of tropical Indian-Western Pacific Ocean, which then forces a Matsuno-Gill-type response that strengthen the SAH. The result means that the increasement of the equatorial spring insolation may result in the summer mean surface temperature of tropical oceans leading to the eastward(westward) shift of SAH(WPSH). In summary, the evolutions of the WPSH and SAH on millennial time scale are probably controlled by spring insolation at the equator. The formation of the SAH is closely related to the land surface heating of the Tibetan Plateau that is affected by the tropical ocean, whereas the WPSH is associated with the Hadley Circulation that is influenced by the tropical ocean. The tropical oceans receive most of the solar insolation in spring that exerts a sustained impact on the tropical ocean in summer. The extension of the WPSH and SAH is closely related to their strength. Therefore, the tropical oceans can influence zonal migration of the WPSH and SAH via affecting their intensity.