引言

副热带高压带(以下简称副高带)的地理位置大体位于南、北半球20°—40°N(S)之间，其覆盖面积约占地球表面的40%。传统理论认为^[1]，副高带由Hadley环流下沉支形成，具有晴朗干热天气的特征，世界上绝大部分沙漠出现于此带内。受海陆分布、大地形下垫面强迫、行星定常波等的影响^[2-3]，副高带断裂为若干个副热带高压中心(以下简称副高中心，STH)，如西太平洋副高中心、北大西洋副高中心、北非副高中心等。

由于西太平洋副高中心活动对我国天气、气候产生的显著影响，一直以来倍受我国学者关注。20世纪60年代，陶诗言等^[4]和黃士松^[5]就指出，西太平洋副高是一个暖性系统，其强度及范围存在显著的季节差异。副高中心区域的范围通常以500 hPa等压面上5 880 gpm等位势高度线包围的区域来表示^[2]。因此，5 880 gpm等位势高度线及其所围面积用于指示副高中心活动的空间分布状态，且其季节平均位置被用来反映副高中心活动的季节变化。考虑到副高中心位置及强度存在显著季内变化，冯沙等^[6]提出频次统计法，即利用不低于5 880 gpm等位势高度的季内频次分布来指示副高中心季节活动的空间分布特征。该频次统计法不但能描述副高中心区域的气候位置，还能反映副高中心区域位置的季内变动情况。该研究以季平均5 880 gpm等值线所表示的四季副高中心区域范围大致与不低于5 880 gpm等位势高度的季内频次大值中心分布一致(图 1)；该频次分布表明，副高带分裂成多个中心，即北半球西太副高中心、加勒比海至北大西洋副高中心、北非副高中心(夏季加勒比海至大西洋和北非副高中心基本相连且呈带状)，南半球副高中心相对北半球副高中心弱(无闭合5 880 gpm等值线)，但副高中心频次分布仍能清楚地识别出南半球印度洋、太平洋及大西洋的三个副高中心。

有研究表明^[7-8]，副高中心的强度及空间范围变化对副热带地区的天气、气候有着重要影响，西太平洋副高也是东亚夏季风的关键成员之一，夏季西太平洋副高脊线位置的南北摆动或东西进退决定中国雨带的位置。也有较多研究指出^[9-17]，雨带多出现在副高暖气团与西南暖湿气团或北方南下冷气团的交汇处。近几年来，仍不乏有关副高活动对季风降水影响的研究^{[15, 18]}，其中一些研究还关注了全球大气增暖对副高及降水的影响^[19-21]。可能因为传统理论认为副高中心区域内盛行下沉气流而不利于成云致雨，以致对副高中心区域内的云和降水鲜有研究。此外，由于副高中心区域主要位于洋面上空，洋面常规观测资料的缺乏也导致对副高中心区域内云和降水的研究难以深入。

然而，卫星遥感手段可提供全球范围内的观测资料，如早年卫星搭载被动微波及红外探测器结合反演的降水产品数据(Global Precipitation Climatology Project，GPCP)，国际卫星云气候计划(ISCCP)发布的云产品资料，以及20世纪末以来热带测雨卫星(TRMM)搭载的测雨雷达(PR)、云卫星(CloudSat)搭载的云廓线雷达(CPR)、云及气溶胶激光雷达和红外观测卫星(CALIPSO)上搭载的云-气溶胶正交偏振激光雷达(CALIOP)等仪器的探测结果，可给出陆面和洋面上的云或降水系统的三维空间结构，这均为研究副高中心区域内的云和降水提供了契机。本文重点回顾了利用卫星遥感观测结果对副热带高压中心区域内云和降水气候状态的研究现状，并对其未来研究方向和领域略作展望。

1 副热带高压中心区域内云的气候分布

副高内部以下沉气流为主，其控制地区的天气主要为晴朗少云，这早已成为气象学术界的共识。但吴国雄等^[2]指出，西太平洋副高内部存在上升运动，当上升运动出现且水汽充足时，副高内部也可能成云甚至降水。Liu等^[22]利用月平均再分析资料和全球海洋-大气-陆面系统模式模拟研究发现，副高东部通常存在低云。

Feng等^[23]利用1997—2006年ISCCP资料和NCEP/ NCAR再分析资料，分析了北半球副高内云量及云顶气压的空间分布(图 2)，结果发现，副高中心区域内的总云量可达30%以上；在太平洋副高中心区域的北侧，随着纬度增加，云量则相应增加(即云量以纬向变化为主)，在其南侧，大陆西岸至大洋东部云量偏多(平均约60%)，大洋西部云量变化介于40%~50%(即云量以经向变化为主)；在大西洋副高中心区域，云量呈中部少而周边多的分布；与洋面副高中心区域内的云量分布相比，夏季大陆副高中心区域内(仅存在于北非西部和北美东部)的平均总云量较少，空间分布也较均匀。ISCCP的云顶气压空间分布表明，在副高中心区域内的云高呈西高东低分布，不论是太平洋副高还是大西洋副高均如此(图 2b)，这是由于大洋副高的西部存在大气的加热和上升运动而东部存在大气的冷却和下沉运动所致^[24]。最近，谭瑞婷等^[25]利用2007—2010年北半球夏季CloudSatCPR探测结果研究北半球多层云系的气候特征指出，在下沉气流控制的北半球副热带高压区域，单层云、双层云和三层云系云量分别低于35%、6%和3%，且云顶高度大多不超过5 km。

依据ISCCP以云顶气压440 hPa、680 hPa为阈值，可将卫星光谱遥感的云划分为高、中、低三大类^[26-27]。Feng等^[23]利用ISCCP发表的云产品资料，分析北半球夏季副高中心区域内这三类云的平均云量分布(图 3)指出，副高中心区域以低云居多、中云次之、高云最少，高云和中云的夏季平均云量均不超过40%，副高中心区域内大范围地区云量少于20% (表 1)；此外，夏季副高中心区域内高云和中云的云量空间分布相似，多出现在太平洋副高北缘和大西洋副高周边，而低云主要分布于副高东部(图 4)。这再次证明云顶高度西高东低的原因是下沉气流不利于云的垂直发展。值得一提的是，ISCCP以红外通道反演云顶高度的方法会低估多层云系的中云和低云云量。

Feng等^[23]的分析结果还表明，副高中心区域内的云存在显著季节内变化。图 4为2004年夏季东太平洋副高地区高云和低云的云量及副高范围的逐日变化。从中看到，40%以上的高云主要出现在副高中心区域的北部边界上，副高中心区域内的高云比例低于30%；而副高中心区域内的低云比例则变化于20%~ 50%之间。同时，看到中纬度高云和低云向南深入、副高中心区域向南退却，或副高中心区域北抬、中纬度高云和低云北退的现象。这说明中纬度云系很难深入至副热带高压中心区域内。

由于云通过其微物理参量(云粒子大小和相态等)、宏观参量(覆盖范围、高度、厚度等)与太阳短波辐射和地气的长波辐射发生作用，这使云成为影响地气辐射收支平衡最重要的参量^[28]，云量日变化对地气辐射收支的影响作用更不可忽视。Feng等^[23]分析副高中心区域内高、中、低云的云量日变化发现，高云多出现在下午，仅在大西洋副高中心区域的东部的夜间较多见；中云主要出现在两大洋副高中心区域西部的下午与其东部的后半夜、北美沿岸海域的上午；低云频次峰值时间分布较零散，但总体上出现在西太副高中心区域的夜间、东太副高中心区域的白天，以及大西洋副高中心区域的后半夜和白天陆面。不同云类空间分布差异的成因主要是大洋西部为上升气流所控制，午后对流旺盛因而高云云量增加，到夜间对流明显减弱，高云量最少^[29]。在大洋东部受寒流影响，海表温度相对低，易形成逆温。夜间逆温加剧，大气层结稳定^[30-31]；相应地，低云云量在清晨最大，日出后受太阳加热的影响，逆温减弱，云量减少，接近傍晚时云量为一天中最低，之后随逆温加强，低云云量增加，因此降水多以暖云降水为主，且降水多出现在凌晨^[32]。

依据ISCCP反演的光学厚度(τ)值大小(从小到大)和云顶气压(CTP)，将高云、中云和低云(三类)再分为九属^[27]，即高云中含卷云(Ci)、卷层云(Cs)、深对流云(Dc)，中云中含高积云(Ac)、高层云(As)、雨层云(Ns)，低云中含积云(Cu)、层积云(Sc)和层云(St)。Feng等^[23]统计了副高中心内这九属云的平均云量及其在高云、中云和低云中的出现概率，其结果见表 2。

从中可见，副高中心区域内多以光学厚度较薄的云型出现，其中低云以层积云(3.6 < τ < 23，680 hPa < CTP < 1 000 hPa)为主，其云量为14.92%、出现概率为59.74%。由前文分析可知，在副高中心区域内低云出现频次高，对总云量贡献大，由此可推断副高中心区域的层积云云量较多。高层云(3.6 < τ < 23，440 hPa < CTP < 680 hPa)和卷层云(3.6 < τ < 23，50 hPa < CTP < 440 hPa)在各自云类中的出现概率分别为50.96%和46.79%，但二者的平均云量均不及5%。副高中心区域内卷云(0 < τ < 3.6，50 hPa < CTP < 440 hPa)的平均云量为12.13%，仅次于层积云。

由于云通过辐射强迫效应作用于大气环流，进而影响全球的天气和气候。以往不少研究表明^[33-36]，全球平均的长波辐射强迫和短波辐射强迫(依据习惯，定义辐射指向向上为正、向下为负)分别为30 W·m^-2和-50 W·m^-2，两者之和的净辐射强迫为地表获得能量。利用NCEP云辐射强迫资料，Feng等^[23]研究了副高中心区域内云辐射强迫的水平分布(图 5)，结果表明，在副高中心内云的短波辐射强迫可达-82.19 W· m^-2，但长波辐射强迫仅为22.28 W·m^-2，从而净辐射强迫为-59.93 W·m^-2，说明副高中心区域内的下垫面获得了比全球平均辐射强迫更多的能量，这是因为副高中心区域内存在较多光学厚度较小的云(如上文指出的占总云量12.13%的卷云)，此类云产生的短波辐射强迫较长波辐射强迫多^[37]，从而推测这样的辐射强迫加热作用可能是副高中心维持的重要原因之一。

目前，由于缺乏反映副高中心活动及其相应云参数的信息，有关副高中心内的云系及其辐射强迫等特征还有待进一步研究，如副高中心位置的东西或南北运动时，副高中心区域内云系如何变化，副热带以北(或以南)的冷空气向热带侵入时，这些云系是否能进入副高中心区域，副高中心内的地-气辐射收支及平衡与副高中心位置的变化之间存在何种关系等。

2 副热带高压中心区域内降水特征及其机理

到目前为止，对副高中心区域内降水的研究，主要是利用分析卫星产品资料或星载测雨雷达的探测结果获得，如Fu等^[38]利用TRMM PR的探测结果，分析揭示了在850 hPa较强水汽辐合和500 hPa强上升运动的配合下，夏季深入我国东部大陆的西太副高中心区域内会出现午后热对流降水云团并伴随着强降水的特征。

通过统计NCEP (National Centers for Environmental Prediction)再分析资料和GPCP-1DD (Global Precipitation Climatology Project 1 Degree Daily)10 a (1997—2006年)的探测结果，Feng等^[39]发现副高中心区域内四季都存在降水活动。图 6表明，夏季的北美南部、经大西洋至北非南部70%以上的降水均发生在副高中心区域内，在西太平洋副高中心区域内降水对当地总降水的贡献近50%，而夏季南半球副高中心区域内降水对当地总降水量的贡献较小，一般不超过40%。总体上，春、秋季北半球西太平洋和北美南部地区的副高中心区域内，降水占当地总降水量的比例一般不超过40%，但在北非却出现大于70%的降水比例，即该区域70%以上的降水发生在副高中心控制之下。春秋两季南半球副高中心区域内降水占总降水的比例比北半球小，基本不超过40%。

副高中心区域的多年四季日均降水量研究结果^[39]表明(图 7)，北半球冬、春两季副热带地区仅西太副高中心区域内存在1.5 mm·d^-1日均降水量，加勒比海经大西洋至北非的副高中心区域内的日均降水量均小于0.5 mm·d^-1；夏季北美南部至大西洋、北非的副高中心区域内，日均降水量可达3.0 mm·d^-1以上，西太副高中心区域内日均降水量也可达2.0 mm·d^-1；秋季北美和北非副高中心区域内日均降水量明显减弱，但西太副高中心区域日均降水量与夏季相近。南半球冬、春两季副高中心区域除非洲和南美洲存在2.0 mm·d^-1的日均降水量外，其它地区日均降水量均小于2.0 mm·d^-1，而夏、秋两季南半球副高中心区域降水量甚少。

Feng等^[39]初步探索了副高中心区域内降水的物理机制，他们通过统计副高中心区域内GPCP降水产品的降水频次与NCEP再分析资料上升运动频次的对应关系发现(图 8)，多年四季的副高中心区域内降水频次与上升运动频次有着准线性对应关系，其中，冬季两者的对应关系最好(相关系数达0.90以上)，秋季次之(相关系数为0.86)，春夏相关系数分别为0.77和0.79；当降水频次大于20%时，降水频次随着上升运动频次增大而增大。这说明副高中心区域内降水频次大的地区相应500 hPa出现上升运动的情形多，可见大气环境中的上升运动是降水发生不可缺少的条件之一；至于副高中心区域内是否存在局地的强上升运动，使得局地出现深厚降水，还有待今后深入研究。

理论上，大范围降水所释放的潜热将加热大气，引起大气环流的改变，因此，区域或局地降水时与非降水时的大气环流会有不同。究竟是区域或局地的大气环流改变引起降水，还是降水发生改变大气环流，仅凭观测很难判断，通过数值模式的模拟应该更容易说明该问题。此外，对长时间观测结果的统计分析或许能给我们一些启示。为此，Feng等^[39]讨论了夏季副高中心区域内存在降水与不存在降水时平均经圈环流的差异(图 9)，结果表明，夏季平均经圈环流位于西太副高中心区域(图 9a中15°—30°N的500 hPa以下大气)为下沉气流，而当降水出现时，该区域700 hPa为弱上升运动区，700 hPa以上均出现明显上升运动；当副高中心区域内无降水时，则可看到该区域海面直至200 hPa高层均为一致的下沉运动。由此可知，夏季西太副高中心区域出现降水和无降水时，其中心区域内大气垂直运动存在显著差异。这对进一步了解降水潜热对副高中心区域大气环流的影响及对其位置变化的作用都有启示。由于上述研究中使用的GP CP的降水产品资料多是依据卫星搭载红外辐射计探测结果反演得到的，而红外探测的云顶信息与云下降水之间的直接联系有限，因此利用星载测雨雷达的探测结果来研究副高中心区域内降水的类型、强度及其垂直结果等特征十分必要。在进行这类研究时，还必须结合再分析资料，因为目前只有这种资料可以提供副高中心活动范围的信息。然而，由于星载测雨雷达搭载在极轨卫星平台，在日尺度内其探测并不能完全覆盖副高中心区域的降水，且再分析资料多提供逐日四次的大气参数分布，故揭示副高中心区域的降水特征仍具有挑战性，如副高中心区域内大气温湿参数垂直结构的日变化规律、云和降水日变化特点等，亟待探测研究来揭示。

3 总结与展望

传统理论认为副高是由Hadley环流的下沉气流而形成的，其中心盛行下沉运动，多预示其控制地区为干燥晴好天气。为回答副高中心区域是否存在云和降水、这些云和降水具有怎样的气候特征，本文回顾了目前利用卫星遥感观测结果所开展的有关副高中心区域内云和降水的研究成果。对这些研究结果总结归纳如下：

(1) 副高中心区域内的总云量可达30%以上，北半球夏季副高中心以低云居多、中云次之、高云最少；低云主要分布于副高东部，而低云以层积云为主(云量为14.92%、其出现概率为59.74%)，高层云和卷层云的平均云量均不及5%，而卷云的平均云量则为12.13%，仅次于层积云。副高中心内云的短波辐射强迫可达到-82.19 W·m^-2，长波辐射强迫为22.28 W·m^-2，净辐射强迫为-59.93 W·m^-2，表明副高中心区域内的下垫面获得了比全球平均辐射强迫更多的能量，这可能是副高中心维持的原因之一。

(2) 分析副热带高中心区域内的降水结果表明，一年四季其中心区域均存在上升运动及降水，如夏季北美南部、经大西洋至北非南部70%以上的降水均发生在副高中心区域内，西太平洋副高中心区域内降水对当地总降水的贡献达到近50%，夏季南半球副高中心区域内降水对当地总降水量的贡献不超过40%；西太副高中心区域内冬、春两季的日均降水量为1.5 mm·d^-1，夏季达2 mm·d^-1；夏季北美南部至大西洋、北非的副高中心区域内的日均降水量达3 mm·d^-1以上。另外，副高中心区域内降水频次与上升运动频次有着准线性对应关系，当降水频次大于20%时，降水频次随着上升运动频次增大而增大，说明副高中心区域内上升运动与其降水直接相关。

需要指出的是，迄今对副热带高压中心区域内云和降水过程的研究甚少；其可能原因，一是对相关资料的获取有限，二是受到传统理论的束缚，认为副高中心区域下沉运动不利于成云致雨。为此，应改变思维定势，将理论与观测相结合，勇于探索未知领域。可以预见的是，借助不断出现的新的观测结果及十年以上时间的观测资料，特别是卫星遥感探测结果，如全球测雨卫星GPM搭载的双波长测雨雷达，对毛毛雨及降雪就具有很好的探测能力，而以往没有仪器具有这样的观测能力，必然会有新的发现或突破。当然，在研究副高中心区域内云和降水过程时，要特别注意多资料融合，将大气参数与云及降水信息融合，并利用个例解剖和统计分析、数值模拟等技术，可望揭示副高中心区域内大气水循环过程的特征，从而提高对副热带高压控制区域内云和降水过程的认知。