地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (10): 3626-3639   PDF    
夏季南亚高压对流层中上层异常暖中心时空分布特征及其激发的大气波动
贾建颖1,2, 刘毅3,4     
1. 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044;
2. 南京信息工程大学大气科学学院, 南京 210044;
3. 中国科学院大气物理研究所, 北京 100029;
4. 中国科学院大学, 北京 100029
摘要:利用1979年1月至2016年12月ERA-interim月平均再分析资料和CAMP全球月降水资料,分析夏季(6—8月)南亚高压下方500 hPa到100 hPa暖中心的时空分布,从三维结构来揭示夏季南亚高压暖心特征.回归分析进一步探讨青藏高原上空暖中心对全球大气环流产生的可能影响.结果表明:南亚高压在150 hPa达到最强,这一层也是异常冷暖中心分界面,150 hPa以下有一强大异常暖中心,异常暖中心位于300 hPa附近,150 hPa以上为异常冷中心,中心位置位于70 hPa附近.异常暖中心从500 hPa向上逐渐向西向北倾斜,异常暖中心面积200 hPa达最大,150 hPa异常暖中心消失,100 hPa以上转变为异常冷中心.500~200 hPa异常暖中心表现出不断增暖的长期趋势(1979—2016),100 hPa异常冷中心则表现出不断变冷的长期趋势(1979—2016).去掉长期趋势的时间序列表现出明显的"准两年振荡"特征,异常暖中心位置在纬向上较稳定,在经向上表现出年际的"东西振荡".300 hPa异常暖中心是整个南亚高压的关键层.300 hPa异常暖中心对全球其他变量场进行回归分析.高度回归场表明,青藏高原上空异常暖中心在北半球中高纬度高度场上激发出3波的行星波,波特征在对流层中上层表现明显,波振幅随高度增高不断加强,在对流层中下层逐渐减弱并消失.纬向风回归场在对流层中上层表现出横跨南北半球的波列,这个波列在200 hPa振幅最大.经向风回归场在北半球中纬度(30°N—60°N)表现出7波型,说明南北能量交换频繁.降水回归场表明,东亚地区长江中下游至日本降水偏少,而其南北两侧降水偏多.
关键词: 南亚高压      加热中心      对流层上层      平流层下层      3-Rossby波     
Spatial-temporal characteristics of the Asia High warm center and atmospheric waves excited by it in upper troposphere
JIA JianYing1,2, LIU Yi3,4     
1. Key Laboratory of Meteorological Disaster, Ministry of Education(KLME)/Joint International Research Laboratory of Climate and Environment Change(ILCEC)/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters(CIC-FEMD), Nanjing University of Information Science&Technology, Nanjing 210044, China;
2. School of Atmospheric Science, Nanjing University of Information Science and Technology(NUIST), Nanjing 210044, China;
3. Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
Abstract: Using ERA-interim monthly mean data from January 1979 to December 2016 and CAMP global monthly mean precipitation data, the spatial-temporal distribution of the warm center is analyzed from 500 hPa to 100 hPa under the Asia High and reveals the 3-D structures characteristics of the warm center in summer (June to August). Regression is utilized to further study the possible impacts of the warm center over Tibetan on the global air circulation. Results show: it is at 150 hPa for Asia High to get the strongest, this level is also an interface between the cold and the warm center. Under 150 hPa there is the warm region with the warmest center at 300 hPa as well as above 150 hPa there is cooling region with the coolest center at 70 hPa. The warm center declines towards northwest from 500 hPa to 200 hPa and becomes the biggest at the level of 200 hPa. The warm center disappears at 150 hPa and then the warm center switches to the cooling center at 100 hPa. The warm centers at different levels have a gradually increasing long-term trend above 500 hPa to 200 hPa during 1979 to 2016, while the cooling center at 100 hPa shows an obvious Quasi Biennial Oscillation (QBO) features. The latitude position of the warm center is relatively stable, however, the longitude position of the warm center takes on a "west-east oscillation" from year to year. The warm center at 300 hPa is the key level for the Asia High and has the close relationship with its upper levels and lower levels. Regression of the warm center at 300 hPa on the other variable fields reveal that the warm center over Tibetan Plateau excites 3-Rossby waves in height fields on the mid-high latitude in northern hemisphere. It is marked on the upper troposphere for the waves as well as the waves amplitude increase with the height increasing. The waves disappear on the lower troposphere. The zonal wind regression field shows there is a wave train across the equator, for these waves, the wave amplitudes are the biggest at 200 hPa. A 7-waves pattern is discovered for meridional wind regression field on mid-latitude (30°N—60°N) of Northern Hemisphere. That means there are frequently energy exchange between South and North. The precipitation regression field indicates there is decreasing water trend from mid-low Yangzi River basin to Japan as well as there are increasing water trend in South and North region of Yangzi River basin.
Keywords: Asia High    Heating center    Upper troposphere    Lower stratosphere    3-Rossby waves    
0 引言

南亚高压是夏季位于青藏高原和伊朗高原上空对流层中上层和平流层下层的巨大反气旋,其在对流层中上层为暖性,在平流层下层为冷性,它对中国及全球的气候有着重要影响(罗四维等,1982; 陈桂英等,1990; 陈永仁等,2011; 郭帅宏等,2014; 张宇等,2014; 朱玲等,2010; 章基嘉等,1980; 张琼和吴国雄,2001; 彭丽霞等,2010; 曾刚等,2011).Mason和Anderson(1963)首先对夏季亚洲南部上空的大型反气旋展开研究以来,人们对南亚高压的认识不断深入.朱福康等(1980)首次将这个反气旋称为“南亚高压”.

叶笃正和张捷迁(1974)认为青藏高原大地形的加热作用是南亚高压形成的主要原因. 杨伟愚等(1992)Ye和Wu(1998)则进一步指出南亚高压的形成是高原感热和潜热的共同作用.吴国雄等(1997)、刘屹民等(1999)从动力学角度探讨了青藏高原大地型对亚洲夏季风的影响.此外,李崇银等(2011)对南亚高压的平流层特征做了初步研究,指出50 hPa以上南亚高压反气旋已经不存在.陶诗言和朱福康(1964)的研究表明南亚高压具有东西振荡的特征,这种振荡与西北太平洋副高有着“相向而行,相背而斥”的运动特点,且与中国天气变化有密切联系.

尽管,气象工作者对南亚高压的研究取得了令人鼓舞的成绩,但南亚高压对天气气候的影响仍然留有很多空白,有许多机制仍是未解之迷.气象科学的前辈们已经指出,南亚高压是由于青藏高原大地形加热引起的,那么这种加热结构是什么样的?在赤道地区近地面的异常加热会激发赤道波动,那么位于中纬度副热带地区青藏高原上的异常增暖,会产生什么样的波动?会对环流产生什么影响?

本文拟采用ERA interim再分析资料进一步研究南亚高压下方大气异常增温的结构特征、年际变化及其位置变化规律,并在此基础上深入讨论异常增暖在大气中产生的波动,及其对全球环流和全球降水变化趋势的影响.

1 资料和方法 1.1 资料

本文采用ERA interim(Berrisford et al., 2011)1979年1月至2016年12月月平均高度及气温再分析资料(https://www.ecmwf.int/en/forecasts/datasets/reanalysis-datasets/era-interim), 分辨率为1.5°×1.5°(纬度×经度),共37层.

降水资料采用CAMP月平均降水资料(https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.cmap.html),1979年1月至2016年12月, 分辨率为2.5°×2.5°(纬度×经度).

1.2 方法

文中采用了相关分析和回归分析的统计方法,详情请参阅相关文献(魏凤英,1999),这里不再赘述.

2 结果分析

图 1是夏季(6—8月)沿30°N高度场(黑色等值线)和温度场(阴影)的垂直剖面图,图 1a为夏季平均场,图 1b为纬向偏差场.由图 1a可以看出,高度场在垂直方向上线条较平滑,高度从500 hPa向上逐渐增高.在100 hPa附近有一个冷中心,范围是30°E—135°E,这个冷中心意味着是对流层向平流层的转折,从这个冷中心向上温度随高度升高.吴国雄等(2016)指出由于青藏高原和伊朗高原的加热作用,南亚高压呈现出特殊的环流形势,即南亚高压从400 hPa到达50 hPa为一深厚的反气旋系统,它下半层为暖性反气旋上半层为冷性反气旋.图 1b是高度场纬向偏差垂直剖面图,伊朗高原和青藏高原(30°E—135°E)上空对流层中上层(400 hPa以上)至平流层下层(50 hPa)有异常的高度增高,其异常高度值中心在150 hPa附近,这与李崇银等(2011)的研究结果相似.在500 hPa附近,南亚高压下方是一高度异常低值区,说明其下方是一个低压区.南亚高压主要指200 hPa以上存在的一个巨型反气旋,这个巨型反气旋实际上在300 hPa高度就可以看到(一个完整的反气旋闭合中心形成),这个巨型反气旋的闭合中心到平流层低层50 hPa消失(图略).以往的研究认为,这个存在于对流层中上层及平流层下层的巨型反气旋主要是由于伊朗和青藏高原大地型加热引起的(叶笃正和张捷迁,1974; 杨伟愚等,1992; 吴国雄等,1997).温度纬向偏差显示,500~150 hPa附近有一个异常暖中心,中心最大值位于300 hPa附近,且这个异常暖中心从下到上逐渐向西倾斜,150 hPa附近正的异常暖中心消失,向上转而成为异常冷中心,异常冷中心位于70 hPa附近.

图 1 青藏高原夏季(6—8月)位势高度(实线,单位:m2·s-2)和温度(阴影,单位:K)沿30 °N垂直剖面(a),高度纬向偏差垂直剖面(实线,单位:m2·s-2)和温度纬向偏差(阴影,单位:K)垂直剖面图(b) Fig. 1 Mean potential height (solid line, unit: m2·s-2) and temperature (shaded, unit: K) longitude-height section along 30°N (a), height removed zonal mean (solid line, unit: m2·s-2) and temperature removed zonal mean (shaded, unit: K) longitude-height section along 30°N over Tibetan Plateau in summer (June—August)

前面分析表明,150 hPa异常高度最强,并且是上下层异常冷暖中心的分界面.异常高度中心与异常暖中心并不重合(异常高度中心在150 hPa附近,异常暖中心在300 hPa附近),有位相差,这是中纬度斜压性大气特点决定的.150 hPa以上异常暖中心迅速转变成冷中心,异常冷中心的极值中心在70 hPa.150 hPa成为异常冷暖中心的分界面,主要是因为对流层下层对大气的加热在这一层的影响势微,而且其上层已经开始进入平流层,平流层的温度主要由臭氧吸收太阳辐射加热引起.然而,许多研究表明,由于受高原动力影响南亚高压附近平流层低层夏季会出现臭氧洞,臭氧的减少也会造成其附近温度的下降从而形成冷核.

图 2是夏季南亚高压下方500 hPa(a)、400 hPa(b)、300 hPa(c)、200 hPa(d)、150 hPa(e)和100 hPa(f)温度水平分布,温度纬向偏差和纬向平均气温曲线.500~200 hPa(图 2a1—d1)南亚高压区域都有一暖中心,500 hPa高度上暖中心位于31°N,85°E,400 hPa暖中心在27°N,85°E,位置较低层偏南和偏西,然而,从300 hPa以上,暖中心位置开始向北向西倾斜,到200 hPa暖中心位置到达34°N,74°E,150 hPa以上暖中心消失(图 2e1,f1).由图 2a1—f1还可以看出,暖中心区域范围由500 hPa高度向上不断扩大,到200 hPa高度范围达到最大,基本覆盖了阿拉伯半岛到东亚大陆的广大地域.夏季,北半球对流层纬向平均温度分布特征是温度由南向北递减(图 2a3—c3),平流层的纬向平均温度分布特征是由南向北递增.南亚高压区域上空200 hPa以上高度开始呈现出平流层的纬向平均温度特征,即:纬向平均气温由南向北递增(图 2d3—f3).各高度上气温的纬向偏差图(图 2a2—f2)显示,异常暖中心区域从500 hPa一直延伸到150 hPa,异常暖中心的范围也由低到高不断扩大,到100 hPa转变成为一个异常冷中心.

图 2 青藏高原夏季(6—8月)各层温度水平分布(a1, b1, c1, d1, e1, f1)、温度纬向异常水平分布(a2, b2, c2, d2, e2, f2)和纬向平均气温曲线(a3, b3, c3, d3, e3, f3)(单位:K) Fig. 2 Horizontal distribution of temperature (a1, b1, c1, d1, e1, f1), of temperature removed zonal mean (a2, b2, c2, d2, e2, f2) and zonal mean temperature curve (a3, b3, c3, d3, e3, f3) at the different levels in summer (June—August) over Tibetan Plateau (unit: K)

由以上分析可知,南亚高压区域内温度分布特征较为复杂,它位于对流层上层平流层下层,下层为暖性反气旋,上层为冷性反气旋,这种结构特征对大气环流和气候影响需要更深入的研究.

图 3是100 hPa(a1, b1, c1),150 hPa(a2, b2, c2),200 hPa(a3, b3, c3),300 hPa(a4, b4, c4),400 hPa(a5, b5, c5)和500 hPa(a6, b6, c6)异常暖中心极值及其位置年际变化图,所有温度时间序列都去掉了纬向平均.没有去掉纬向平均的时间序列显示,对流层中上层(500~150 hPa)的温度呈现出一致的上升趋势,100 hPa高度上的温度则表现出显著下降趋势(图略).

图 3 南亚高压夏季暖中心温度时间序列(去掉纬向平均,左列图),暖中心纬向位置时间序列(中列图)、暖中心经向位置时间序列(右列图)(第1行,100 hPa; 第2行,150 hPa; 第3行,200 hPa; 第4行,300 hPa; 第5行,400 hPa; 第6行,500 hPa) Fig. 3 Temperature time series of the warm center (removed zonal mean, left column), the zonal position time series of the warm center (middle column) and the meridional position time series of the warm center (right column) for Asia High in summer (June—August) (First raw, 100 hPa; second raw, 150 hPa; third raw, 200 hPa; fourth raw, 300 hPa; fifth raw, 400 hPa; sixth raw, 500 hPa)

南亚高压100 hPa暖中心极值气温多年平均(1979—2016年)是219.2 K,极大值出现在1980年,是221.1 K,比平均值高出3 K左右,极小出现在2016年,216.7 K,较平均值小2.5 K,极大值与极小值相差近5 K(图略).100 hPa南亚高压暖中心极值气温自1979年呈现出逐年下降的趋势,并呈明显的年代际的变化,自20世纪90年代以来,暖中心极值气温随时间趋于降低(图略).图 3a1, b1, c1分别是100 hPa南亚高压区域(0°—50°N, 10°E —150°E)温度纬向偏差最大值的时间序列(去掉纬向平均)和最大值所在经纬度时间序列.100 hPa温度纬向偏差有一冷中心,平均纬向偏差冷中心值-5.37 K,最小值出现在1983年, 达-6.3 K,最大值出现在1997年,是-4.43 K,最大振幅差为2 K.2000年以后偏冷趋势明显(图 3a1).100 hPa气温中心值的平均纬向位置在31°N附近(图 3b1),平均经向位置在77°E附近(图 3c1).纬向位置有明显的年际变化,最南可达27°N,最北可达36°N.经向位置表现最突出的是年代变化,2000年后,中心位置逐渐向东偏移.

南亚高压夏季150 hPa平均暖中心气温为222.39 K,中心极值气温自1979年以来随时间呈上升趋势,中心气温的极大值出现在2013年,223.7 K,较平均值高1.3 K,极小值出现在1995年,221.45 K,较平均值低0.9 K,极大值与极小值之间相差2.2 K(图略).图 3a2, b2, c2是150 hPa南亚高压温度纬向偏差最大值的时间序列(去掉纬向平均)和最大值所在经纬度时间序列.150 hPa气温平均纬向偏差为4.42 K,最大值是5.2 K,出现在2006年,最小值是3.5 K,出现在2008年,最大振幅相差1.7 K,这个高度上的温度偏差表现出明显的“准两年振荡”特征(图 3a2).中心平均纬向位置是40°N(图 3b2),最北可达43.5°N,最南可达37.5°N.中心平均经向位置是42°E,总体来说(图 3c2),中心位置偏西年远多于偏东年.

200 hPa暖中心气温平均值是227.13 K, 自1979年以来中心极值气温总体呈不断上升趋势,中心极大值出现在1998年,228.49 K,中心极小值出现在1992年,225.8 K,极大极小值相差2.7 K(图略). 图 3a3, b3, c3是200 hPa南亚高压温度纬向偏差最大值的时间序列(去掉纬向平均)和最大值所在经纬度时间序列.中心最大纬向偏差是7.25 K,出现在1987年,最小值是5.95 K,出现在1997年,最大振幅差为1.3 K.200 hPa气温纬向偏差在2000年后振幅显著减小(图 3a3).中心值平均纬向位置是37°N,最北达40.5°N,最南达33°N, 主要表现年际变化(图 3b3).中心平均经向位置是72°E,最东可达81°E,最西可达64.5°E,年际变化明显(图 3c3).

300 hPa暖中心极值气温呈现显著的年代际变化,自20世纪90年代中期以来,暖中心的温度不断上升.1998年,暖中心值达249 K,是近30多年以来的极大值.极小值出现在1992年,是246.8 K左右,平均值是248.10 K(图略).图 3a4, b4, c4是300 hPa南亚高压温度纬向偏差最大值的时间序列(去掉纬向平均)和最大值所在经纬度时间序列.300 hPa气温纬向偏差最大值是7.45 K,出现在2012年,最小值是6.12 K,出现在1992年,最大振幅是1.33 K.2000年后年际振幅较2000年前偏大(图 3a4).纬向偏差中心值平均纬向位置是30.5°N,纬向位置变化规律明显,主要集中在30°N和31.5°N附近,只有1983年和2016年比较特殊,纬向位置分别达到最南和最北,分别是28.5°N和33°N,并没有表现出年际或是年代际变化,纬向位置相对固定(图 3b4).气温纬向偏差中心值的经度位置平均在84°E附近(图 3c4),年际变化明显,最西可达70.5°E(1984年),最东可达93°E(1981年).

400 hPa暖中心值同样呈现出上升的趋势,极大值263 K,出现在1998年,极小值261.3 K,出现在1992年(图略).图 3a5, b5, c5是400 hPa南亚高压温度纬向偏差最大值的时间序列(去掉纬向平均)和最大值所在经纬度时间序列.400 hPa气温平均纬向偏差是5.8 K,最大值是6.6 K,出现在2000年,最小值是5 K,出现在2015年.气温纬向偏差表现出明显的年际变化,有“准两年振荡”的趋势(图 3a5).纬向偏差中心值纬向位置较为规律,主要集中在28.5°N,30°N和31.5°N这3个纬度上,并且主要集中在30°N附近(图 3b5).中心经向位置平均是87°E,年际变化明显(图 3c5).

南亚高压下层500 hPa暖中心气温值在近几十年也呈不断上升趋势,平均值为273.6 K,最大极值出现在2013年,达274.8 K,较平均值高1.2 K.最小极值出现在1992年,为272.4 K, 较平均值低0.8 K.比较明显的较大极值出现在21世纪以后,2009年和2013年,同时,较显著的极小值出现在1992年和1996年(图略).500 hPa极大值和极小值分别是8 K和5.9 K,出现在2013年和1997年.纬向偏差中心主要集中在31.5°N和33°N纬度上,这个高度已经接近青藏高原地面,加热中心的纬向位置相对稳定.在经向上,异常加热中心平均位置在85°E附近,其位置也相对稳定.

由以上分析可知,南亚高压暖中心由低层到高层向西倾斜,400 hPa暖中心较500 hPa偏南,自400 hPa以上,暖中心不断向北,直至150 hPa消失.500 hPa暖中心的位置基本在青藏高原最高处附近,说明夏季大陆的长波辐射作用加热大气明显.400 hPa到200 hPa之间大气最暖中心的演变趋势较一致,普遍呈上升趋势,这与中纬度对流层温度普遍上升趋势是一致的.150 hPa是过渡层,没明显的上升或下降趋势.100 hPa气温下降趋势明显,这个高度上的温度变化受平流层气候影响(图略).胡永云和夏炎(2009)的研究指出平流层下层温度和上层温度出现相反的变化趋势,平流层下层大气温度近年有上升趋势,可能是由于臭氧的修复所导致.南亚高压平流层低层的气温与全球平流层的气温变化表现出相反的趋势,可能是夏季南亚高压的“臭氧谷”所引起的.

南亚高压大气温度纬向偏差中心极值在各层表现出明显的年际变化特征,各层中心极值年际变化趋势并不一致,极值出现的时间也不一致,但总体都表现出显著的“准两年振荡”特征.气温纬向偏差中心纬向位置相对稳定,越接近地面纬向位置变化越相对稳定,随着高度的升高,中心位置向北偏移,150 hPa中心纬向平均位置达40°N附近,近地面(500 hPa)纬向偏差中心平均位置在31.5°N附近,到达150 hPa向北偏移了近10个纬度.然而,100 hPa冷中心纬向偏差的平均位置却在31°N,并且这个冷中心最北可以到达27°N.此外,其冷中心的经度有着年代际变化特征,2000年以后经度多向东偏移,这种年代际变化趋势的原因可能与平流层环流及气候变化有关,有待于进一步的深入讨论.500 hPa气温纬向偏差暖中心的平均经度位置在85.5°E, 大多数年份异常加热中心都保持在这个经度上.其他高度暖中心经度位置则表现出年际尺度上的“东西振荡”.

通过以上分析,南亚高压区域不同高度异常暖中心出现极值的时间并不一致,对于同一年夏季东西方向的振荡也不相同.为了更进一步了解不同层次(高度)异常暖中心极值及其经纬度与其他层次异常暖中心极值及其经纬度之间的可能联系,我们对不同层次(高度)的异常暖中心极值及其经纬度做相关分析,结果如表 1, 表 2表 3.表 1是不同高度间异常气温极值的相关系数,100 hPa冷中心与300 hPa暖中心负相关最显著,相关系数达到-0.60,与400 hPa的相关系数次之,与150 hPa的最小,并且没有通过相关检验,说明100 hPa冷中心与离它最近的150 hPa的异常增温关系并不明显.150 hPa异常暖中心极值与其他各高度的中心值没有表现出明显的相关关系.200 hPa暖中心只与300 hPa暖中心相关关系明显,相关系数是0.33,通过相关检验. 300 hPa暖中心与400 hPa暖中心相关系数高达0.87,与500 hPa暖中心相关系数为0.52,通过95%的置信检验.400 hPa暖中心除了与300 hPa暖中心相关系数较高,与500 hPa暖中心的相关系数也通过了95%的置信检验.仔细观察不难发现,南亚高压暖中心与近地面(500 hPa、400 hPa)的异常暖中心关系并不好,尤其是150 hPa这个高度上的异常暖中心与其他各层的异常暖中心没有明显的相关关系,这个层次正是对流层向平流层过渡的层次,对流层中上层的异常暖中心在这一层次开始向平流层下层的异常冷中心转变.最值得注意的是,300 hPa异常暖中心似乎是整个南亚高压区域异常增温的关键层次,它与对流层中层及上层都有很好的相关关系.

表 1 南亚高压不同层最高温度相关系数(粗体数字为相关系数通过95%的置信水平) Table 1 The correlation coefficient of the max temperature between one another at the different levels for the Asia High (bold number means above 95% confidence level)
表 2 南亚高压不同层最高温度纬向位置相关系数(粗体数字为相关系数通过95%的置信水平) Table 2 The correlation coefficient of the zonal position of the max temperature between one another at the different levels for the Asia High (bold number means above 95% confidence level)
表 3 南亚高压不同层最高温度经度位置相关系数(粗体数字为相关系数通过95%的置信水平) Table 3 The correlation coefficient of the meridional position of the max temperature between one another at the different levels for the Asia High (bold number means above 95% confidence level)

表 2表 3分别是各层异常暖中心纬度和经度之间的相关系数,粗体数字表示通过95%置信水平.表 2的相关系数表明,100 hPa冷中心纬向位置与300 hPa和400 hPa暖中心纬向位置相关明显. 300 hPa与200 hPa、400 hPa和500 hPa的相关系数均通过了95%的置信水平,其中300 hPa与400 hPa的相关系数达0.63. 300 hPa异常暖中心纬向位置与其他各层异常暖中心纬向位置都有较好的相关关系.异常暖中心经向位置的相关系数表明(表 3),南亚高压(100 hPa, 150 hPa和200 hPa)异常暖中心经向位置与其下层异常暖中心的经向位置关系不明显.

此外还对异常暖中心温度值与其经纬度位置做了相关检验(表略),发现这3个变量没有明显的相关关系,也说明这3个变量相互独立.

以上分析可知,300 hPa异常暖中心是南亚高压区域异常增温的关键层,为了进一步研究其对大气环流的影响,我们用300 hPa异常暖中心时间序列对对流层高度场、风场和降水场分别做回归分析.

图 4是300 hPa异常暖中心分别对850 hPa、700 hPa、500 hPa、200 hPa和100 hPa高度场的回归.图中北半球中高纬度表现为3波特征,对流层上层(200 hPa,图 4b)及平流层下层(100 hPa,图 4a)尤为明显,到了对流层下层(700 hPa和850 hPa,图 4d图 4e)3波特征表现变弱,振幅较小.不难发现随着高度的升高,3波的波振幅也不断增大,到200 hPa达到最大.波峰分别在东亚(最大振幅中心在白令海上空)、喀拉海及北美东海岸哈得孙湾.值得关注的是,在东亚白令海和喀拉海附近的波峰振幅较强,这可能与地形有关.这种波振幅向上增大、向下减弱的特征与大气密度分布有关.随着高度升高,空气密度变小,波振幅增大.但到了对流层上层平流层下层(100 hPa, 图 4a),波振幅受到抑制, 这是由于夏季的北半球平流层受极地高压和东风系统控制,行星Rossby波无法在东风系统中传播.此外,南半球中高纬度3波特征较北半球更加显著,且振幅随高度升高逐渐变大变强,南极极涡减弱.南亚高压异常暖中心激发的大气波动不仅影响北半球大气环流,还可以通过对流层上层跨越赤道影响南半球大气环流.夏季南半球平流层大气环流受极涡和西风环流控制,行星Rossby波可以向上传播影响高层大气环流,南极极地涡旋高度场升高,也就是说,南极极涡减弱.

图 4 300 hPa暖中心回归的高度场(单位: m2·s-2/degree) Fig. 4 The regression field of height with the 300 hPa warm center (unit: m2·s-2/degree) (a) 100 hPa; (b) 200 hPa; (c) 500 hPa; (d) 700 hPa; (e) 850 hPa.

以上分析说明,南亚高压区域300 hPa异常暖中心激发3波的Rossby波,这种Rossby波在对流层中上层表现明显,并随着高度上升波振幅增大,在对流层中下层波特征减弱.此外,还可以看出北半球对流层中上层南亚高压异常暖中心通过遥相关可以影响南半球大气环流,这种影响不仅局限于对流层,对南半球中高层大气环流也有显著影响.

图 5图 4相同,但是对纬向风场的回归.由图看出,对流层上层(200 hPa, 图 5b)和平流层下层(100 hPa, 图 5a)纬向风有跨越南北半球的波列,这种纬向风的波列振幅在200 hPa最大(图 5b).这种跨越南北半球的波列特征在对流层中下层明显减弱甚至消失(图 5c, d, e).200 hPa(图 5b)和100 hPa(图 5a)上有两条明显的波列,一条是欧亚大陆—澳大利亚—南印度洋—南极洲,一条是鄂霍次克海—北太平洋—南太平洋.200 hPa欧亚大陆上的纬向风波列,其中两个西风和东风波中心正好对应45°N附近的东亚西风急流和20°N的东风急流.由此可知,南亚高压异常暖中心激发的纬向风波列加强了这两个急流中心轴.欧亚大陆至南极洲的波列在对流中下层已经趋于消失,太平洋上的波列虽然振幅较弱,但仍然较为明显.

图 5 300 hPa暖中心回归的u风场(单位: m·s-1/degree) Fig. 5 The regression field of the u wind component with the 300hPa warm center (unit: m·s-1/degree) (a) 100 hPa, (b) 200 hPa, (c) 500 hPa, (d) 700 hPa, (e) 850 hPa.

由上可知,南亚高压异常暖中心在纬向风场激发的波列在对流层中上层特征显著,横跨南北半球,分别到达南北两极附近,这个发现对理解南北半球能量的传播具有重要意义.此外,对于南亚高压异常暖中心对全球能量分布作用也需要进一步的关注.

南亚高压异常暖中心对经向风的回归场(图 6)表明,在北半球有一条波列环绕北半球中纬度(30°N—60°N)一圈,表现为7个波.而在南半球也有一条波列环绕中纬度纬圈(40°S —70°S)1周,表现为3波.200 hPa波振幅最大(图 6b),对流层中下层波特征显著减弱(图 6c, d, e).这个经向风的波列特征表明在北半球中纬度(30°N—60°N)和南半球中高纬度(40°S —70°S)对流层中高层有着显著的南北能量交换,这种南北能量在对流层的中高层的显著交换与南亚高压异常暖中心有着密切的联系.之所以在北半球表现出7波特征,而在南半球表现为3波特征,可能和南北球的地形、下垫面性质及所处的季节(北半球夏季,南半球冬季)不同有关,这需要进一步的深入研究.850 hPa(图 6e)东亚地区为正值,也就是有偏南风,这对应东亚夏季风.说明南亚高压异常暖中心对近地面东亚夏季风也有贡献.

图 6 300 hPa暖中心回归的v风场(单位: m·s-1/degree) Fig. 6 The regression field of v wind component with the 300 hPa warm center (unit: m·s-1/degree) (a) 100 hPa, (b) 200 hPa, (c) 500 hPa, (d) 700 hPa, (e) 850 hPa.

南亚高压异常暖中心对全球降水场的回归(图 7)表明,在印度尼西亚西太平洋地区降水量显著增加,而在中东太平洋赤道地区降水量显著减小,对于东亚地区南亚高压的异常暖中心不利于中国江淮流域至日本的降水,利于江淮流域其南北方降水.换句话说,南亚高压异常暖中心易引起长江中下游降水偏少,中国南北方降水偏多.南亚地区降水整体偏少.

图 7 300 hPa暖中心回归的全球降水场(单位:mm·d-1/degree) Fig. 7 The regression field of the global precipitation with the 300 hPa warm center (unit: mm·d-1/degree)

许多以往的研究显示,南亚高压与中国降水关系密切.如:金爱浩等(2018)分析南亚高压与副热带高压位置经纬向配置对中国东部降水的影响.张莹等(2019)研究了南亚高压年代际变化对长江中下游夏季降水的影响.张琼和吴国雄(2001)探讨了南亚高压和长江流域大范围旱涝的可能联系.但这些研究多讨论南亚高压强度、脊线和东西振荡等因素及其与副热带高压相互配置对中国降水分布的可能影响.本文的研究侧重南亚高压异常暖中心与中国降水的关系,从300 hPa暖中心对降水场的回归分析可知,近地面850 hPa纬向风场(图 5e)上,印度半岛—中南半岛—南海一带为西风异常,季风偏强,华南—印尼—澳洲北部降水偏多.东亚地区经向风场(图 6e)为异常正值,南风偏强,利于东亚夏季风向北延伸至较北的位置,造成长江以北地区多雨的趋势.

3 结论

南亚高压是位于副热带青藏高原和伊朗高原上空对流层中上层平流层下层大型反气旋,其尺度可以延伸至整个东半球.以往的研究多集中研究南亚高压环流本身的时空变化及其与中国降水、旱涝的可能联系,对于其异常暖中心的三维结构关注较少,这种副热带地区对流层中上层异常加热激发的波动研究也有许多空白.因此,本文着重研究南亚高压下方异常增暖的三维结构特征,并对这种对流层中上层异常暖中心激发的波动做了初步探讨,主要结论如下:

(1) 南亚高压在300 hPa高度上开始出现闭合反气旋,50 hPa高度上反气旋消失.垂直剖面上高度纬向偏差显示,青藏高原上空400 hPa以上高度偏差值显著增加,高度异常中心在150 hPa附近,中心范围从30°E至150°E.温度垂直剖面表明,在100~70 hPa上大气有一个冷中心.温度纬向偏差垂直剖面则显示,从500~150 hPa有一个异常暖中心,中心位于300 hPa附近,由下向上有向西倾斜的趋势.150 hPa以上温度由正异常迅速转变成负异常,温度负异常中心位于平流层的70 hPa.

(2) 500 hPa暖中心在青藏高原海拔高度较高附近,随着高度上升暖中心不断向西向北倾斜,到200 hPa暖中心面积达到最大,强度也最强,基本覆盖整个欧亚大陆.但是从气温纬向平均曲线可以看出,在200 hPa高度上已经开始出现平流层的温度分布特征,即:从南向北,温度逐渐递增.150 hPa和100 hPa这种特征更加明显.

(3) 南亚高压对流层中上层暖中心具有显著的长期变化趋势,500~200 hPa近38年暖中心温度不断升高,这结果基本符合全球对流层气温变化趋势.100 hPa气温长期呈下降趋势.300 hPa的异常暖中心与其他各层异常暖中心有很好的相关关系,位置相关也同样如此.由此说明,300 hPa异常暖中心温度变化与整个南亚高压温度结构有着密切联系.

(4) 300 hPa异常暖中心时间序列对高度场、风场及降水场做回归.高度场上表现出3波特征,这种3个波的Rossby波随高度升高振幅增加,而向地面发展时逐渐消失.纬向风场的回归表明,300 hPa的异常暖中心在对流层中上层激发横跨南北半球的波列,波振幅在200 hPa最大,在对流层中下层,这个波列减弱并渐渐消失.同样,在经向风回归场北半球中纬度(30°N—60°N)表现为7波,南半球表现为3波,波振幅最大也在200 hPa,对流层中下层波特征减弱或消失.

(5) 降水的回归场显示,异常暖中心有使东亚地区长江中下游至日本降水偏少,其南北两侧降水偏多,南亚降水偏少的趋势.

以上分析表明,全球大气环流对南亚高压下方300 hPa异常暖中心有明显的响应,尤其是对流层中上层和平流层下层,波状特征显著.经向风表现出明显的半球上南北的能量交换,纬向风在对流层中上层和平流层下层表现出南北半球之间的能量交换.

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