南亚高压季节内变化与热带季节内振荡之间的关系

林爱兰 LI Tim 王璐 李春晖

1 中国气象局广州热带海洋气象研究所广东省区域数值天气预报重点实验室，广州 510640

2 IPRC and Department of Department of Atmospheric Sciences，University of Hawaii，Honolulu，Hawaii 96822

3 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

1 引言

大气季节内振荡最早发现于热带地区（谢义炳等, 1963; Madden and Julian, 1971），有关热带大气季节内振荡的特征及其机理已经被广泛研究（例如, Murakami and Nakazawa, 1985; Li, 1985; Madden and Julian, 1994; Wang and Li, 1994; Li and Wang,1994; Jiang et al., 2004; Lin et al., 2011; Hsu and Li,2012; Hsu et al., 2014; Wang et al., 2017; Li et al.,2020）。热带季节内振荡不仅影响热带地区，而且影响热带外地区的天气、气候（例如, Jeong et al.,2008; 吕俊梅等, 2012; 李汀等, 2012; 李崇银等,2013; 林爱兰等, 2013; Li et al., 2020）。尽管有研究（李崇银, 1993; Wang et al., 2013）指出中高纬大气季节内振荡与非线性相互作用和外源强迫密切相关，目前对于副热带、中高纬度的季节内振荡的研究无论从观测事实还是理论或模拟研究都很不充分（何金海等, 2006），而且对热带与副热带或中纬度之间季节内振荡相互作用的了解也很不足。李崇银（1993）利用500 hPa位势高度场进行空间相关分析，揭示全球大气低频遥相关波列跨越南北半球相互衔接，并用Hoskins and Karoly（1981）的大圆理论解释低频波列的结构特征。这些研究说明中低纬季节内振荡存在一定联系。

南亚高压既有季节、年际、年代际变化（彭丽霞等, 2009），也有季节内和天气尺度变化（李跃清, 1996; 任荣彩等, 2007; Yang and Li, 2016）。就季节变化而言，春季南亚高压相继在南海和中南半岛北部出现（Reiter and Gao, 1982; Zhu et al., 1986;刘伯奇等, 2009; Liu et al., 2013），夏季南亚高压则进一步移上青藏高原。南亚高压是一个季节性环流系统，在青藏高原上仅夏季存在。空间非均匀非绝热加热是决定副热带高压位置和强度的关键因素（吴国雄和刘还珠, 1999; 吴国雄等, 1999; 刘屹岷等, 1999a, 1999b）。南亚高压季节内活动变化对区域持续性异常天气有重要影响（Yang and Li,2016），因此南亚高压的季节内振荡特征及成因研究，具有科学意义和应用价值。大地形和青藏高原及周边地区非绝热加热是南亚高压季节内振荡的可能外强迫因子（罗会邦和陈蓉, 1995）。Ren et al.（2015）通过位涡诊断分析，揭示了非绝热加热反馈对南亚高压季节内东伸的重要作用。王黎娟和葛静（2016）的研究认为，高原热力场异常导致其上空暖中心变化从而引起的高层风场变化可以解释南亚高压中心的东西振荡。从大气内部环流系统角度，专家们揭示了南亚高压季节内变化与西太平洋副热带高压及中纬度西风带系统（陶诗言和朱福康, 1964; 吴国雄等, 2002; Zhang et al., 2002; 任荣彩等, 2007）的密切联系，近期研究表明，南亚高压季节内尺度上的向东伸展伴随着欧亚大陆波列的向东传播（Ren et al., 2015）。

关于南亚高压季节内振荡与其他大气环流系统的联系，过去研究基本关注西风带系统和西太平洋副热带高压，南亚高压季节内变化与同样具有行星尺度的热带季节内振荡的关系如何，现有研究极少涉及。若两者存在相关，那么在夏季南亚高压与热带季节内振荡之间关系中，两者各自所起的作用如何？是否其中一个起主要调制作用？调制机理如何？是否存在相互作用关系？相互作用的物理过程是什么？目前不清楚。若能清楚地回答这些问题，将提高我们对南亚高压季节内振荡特征和机理的认识，也丰富热带大气季节内振荡相关理论，将热带与副热带系统的季节内变化有机结合起来，有助于了解热带内、外大气在季节内时间尺度上的相互作用过程，对改善模式对季节内振荡的模拟能力、提高区域天气、气候预报水平必将有所帮助。

2 资料和方法

本文所用的大气多要素资料是NCEP-DOE分析资料的日平均资料（Kanamitsu et al., 2002），资料时段为1979年1月至2013年12月共35年，大气资料分辨率为2.5°×2.5°。本文采用Wheeler and Hendon（2004）提出的多变量MJO（Madden-Julian oscillation）指数，该指数基于三个变量（850 hPa纬向风、200 hPa纬向风和大气向外长波辐射）联合EOF分解前两个主分量而建立，通过将每日三要素资料投影到多变量EOFs上，建立表征赤道MJO活动（传播位相和强度）的历史资料序列。本文参考相关文献（Huang et al., 2011），采用1672 dagpm等值线作为100 hPa南亚高压特征线，将1672 dagpm等值线最东端所在的位置定义为南亚高压东脊点的位置。对于每天南亚高压东脊点位置的具体判别方法如下：在东半球（5°～50°N，0°～180°～170°W）范围内，假设100 hPa每个网格资料的位势高度为H(i,j)（i、j为网格纬向和经向序号，分别对应网格点的经度和纬度）。第一，判断每个资料网格纬度中H(i,j) 等于1672 dagpm值所处的最大经度i0，把该纬度的i0记为LonM (j)，具体需要满足以下条件：（a）该网格点位势高度值最接近1672 dagpm、（b）纬向梯度小于0、（c）高压体达到一定空间尺度（经向10个纬度、纬向20个经度以上）且主体在陆地上。第二，在第一步的基础上，对区域内所有资料网格纬度的LonM (j)作比较，挑选出其中的最大值，记为LonM (j0)，该最大值LonM (j0) 就是东脊点的经度位置，对应资料网格点的纬度j0则为东脊点纬度位置。若某一天100 hPa位势高度都小于1672 dagpm，则用夏季气候平均南亚高压中心位置代表东脊点位置。为了进一步研究热带季节内振荡与南亚高压的相互作用关系，除了利用观测资料进行诊断分析之外，需要利用大气环流模式进行模拟试验。本研究所用的大气环流模式是马普研究所（the Max Planck Institute for Meteorology）发展的ECHAM4.6模式（Roeckner et al., 1996），其水平分辨率为T42、垂直分别率为19层（从表层到10 hPa）。该模式曾被广泛用于热带大气季节内振荡传播（Jiang et al.,2004）、中纬度北太平洋季节内振荡起源（Wang et al., 2013）等研究以及MJO实例预报（Fu and Wang, 2009），是目前国际上对季节内振荡模拟较好的模式之一。本文设计并运行了三组试验，包括一组控制试验和两组理想试验。其中，第一组为控制试验，控制试验用气候月平均海温驱动。控制试验与两组敏感性试验都积分30年，文中分析去掉前5年资料，采用后25年资料。第二组试验称为无热带季节内振荡的理想试验，在该敏感性试验中，用控制试验相同海温强迫，但热带地区用牛顿型阻尼项强迫模式预报量向从控制试验得到的气候年循环逼近。这组理想试验的模式范围分为三个区域：强阻尼区、过渡区和无阻尼区。考虑到MJO和南亚高压的活动范围，强阻尼区覆盖范围大约为12.56°S～12.56°N，阻尼系数取值1/2（单位：d-1）；过渡区在强阻尼区南北两侧边缘（15.35°S和15.35°N），过渡区阻尼系数设为线性递减；无阻尼区则是强阻尼区和过渡区之外的模式区域，阻尼系数为0。这样设计的理想试验，热带季节内振荡被压制，热带季节内振荡对热带外的影响也基本消除，而其气候平均态与控制试验非常接近。因此，第二组试验与控制试验相比，能反映热带季节内振荡对南亚高压的影响。第三组理想试验为无南亚高压季节内振荡试验，类似第二组理想试验用控制试验相同海温强迫大气，模式范围同样分为三个区域：强阻尼区、过渡区和无阻尼区，各区阻尼系数选择同第二组试验。但在该敏感性试验中，牛顿型阻尼项应用于南亚高压及其邻近范围，其中强阻尼区为（18.14°～37.67°N, 19.6875°～149.0625°E），过渡区为紧邻强阻尼区的外框（东西两侧取3°经度，南北两侧取3°纬度），其余模式格点则为无阻尼区。第三组理想试验基本消除了南亚高压季节内振荡对热带的影响，与控制试验对比能了解南亚高压季节内振荡对热带季节内振荡的影响。

3 观测事实分析

3.1 南亚高压季节内振荡特征及其随MJO活动的变化

夏季100 hPa南亚高压脊线在30°N附近，从脊线附近（25°～35°N）平均位势高度场随经度的变化（图1红色虚线）可以看出，南亚高压主体横跨95个经度（25°～120°E），这里沿用1672 dagpm等值线作为南亚高压特征线（Huang et al., 2011）。从位势高度季节内分量（经过10～90 d带通滤波）的标准差分布来看，南亚高压的西脊点附近或东脊点附近都是季节内变化标准差的相对高值区（图1黑色实线），但从位势高度季节内分量标准差占原值总标准差的百分比分布来看，南亚高压东脊点附近的百分比明显高于其他区域，其峰值超过50%（图1紫色实线）。可见，南亚高压东脊点附近区域是南亚高压季节内变化的主要区域，该区域也是与东脊点经度季节内变化相关高值区（图1红色实线）。

图1 1979～2013年夏季平均的100 hPa南亚高压脊线附近（25°～35°N）平均的位势高度（左侧纵坐标，红色虚线，单位：dagpm）、位势高度季节内标准差占原值标准差的百分比（右一纵坐标，紫色实线）、位势高度与东脊点经度两者季节内分量的相关系数（右二纵坐标，红色实线）、位势高度季节内标准差（右三纵坐标，黑色实线，单位：gpm）的纬向分布Fig. 1 The zonal distributions of the geopotential height (left y-axis, red dashed line, units: dagpm), the percentage (the first right y-axis, purple solid line) of the intraseasonal standard deviation to the original geopotential height, the correlation coefficients (the second right y-axis, red solid line) of intraseasonal component between the geopotential height and the longitude of the eastern ridge point, and the intraseasonal standard deviation(HSDGH, the third right y-axis, black solid line, units: gpm) of geopotential height near the ridge (averaged over 25°-35°N) of South Asia high at 100 hPa averaged in boreal summer during 1979-2013

根据MJO 8个位相分别进行合成分析，图2是100 hPa南亚高压东脊点经度位置（亦称东脊点指数）的演变。可以看出，东脊点指数随MJO位相的变化而产生明显变化，在MJO第1、2、3位相（合称为印度洋位相）指数偏低，第5、6、7位相（合称为西太平洋位相）指数偏高，第4、8位相为过渡位相。200 hPa南亚高压东脊点经度位置随MJO位相的演变与100 hPa南亚高压相应指数的演变类似（图略）。说明南亚高压东脊点位置受MJO活动的调制，即当MJO处于印度洋（太平洋）位相，则南亚高压东脊点西撤（东伸）。

图2 1979～2013年平均的100 hPa南亚高压东脊点经度随MJO位相的变化Fig. 2 Longitudes of the eastern ridge of the South Asian high at 100 hPa at the eight MJO phases averaged in 1979-2013

图3a为MJO印度洋位相和太平洋位相分别合成的南亚高压位势高度特征线分布。由图可见，随着MJO的位相变化，南亚高压变化最大的主要在东部。从合成东脊点来看，在MJO印度洋位相，南亚高压东脊点在气候平均值的西侧，即东脊点西撤；在MJO西太平洋位相，南亚高压东脊点在气候平均值的东侧，即东脊点有所东伸。可见，随着MJO的向东传播，南亚高压东脊点经度位置发生明显变化，而南亚高压西脊点和南北边界虽然也有一定变化，但变化幅度相对较小。

以上是用位势高度场的原值对南亚高压变化特征进行分析，进一步针对季节内时间尺度进行分析。南亚高压在MJO第5、6、7位相（合称西太平洋位相）与在MJO第1、2、3位相（合称印度洋位相）之间有相反的变化趋势，而在MJO的第4、第8位相南亚高压异常不明显，因此可利用MJO西太平洋位相与印度洋位相的合成差来展现MJO对南亚高压的调制作用。首先对100 hPa等压面位势高度场进行10～90 d滤波得到季节内分量，然后分别计算位势高度季节内分量在MJO西太平洋位相与印度洋位相的合成场，并求两者的差值。由图3b可见，差值较大的仍然在南亚高压东部附近区域。

3.2 南亚高压季节内振荡不同阶段MJO的活动特征

本节将换个角度进一步了解，当南亚高压本身发生季节内变化，热带MJO活动有何变化特征？为此，根据图3b选择南亚高压季节内变化关键区（15°～25°N，110°～140°E），对该区域位势高度季节内分量异常情况进行分组，将季节内分量≥平均值1.5倍标准差的选为南亚高压季节内振荡高峰期组，将季节内分量≤平均值1.5倍标准差的选为南亚高压季节内振荡低谷期组。图4是南亚高压季节内变化异常情况下，MJO的位相分布，其中红色（黑色）对应南亚高压季节内振荡高峰期（低谷期）。南亚高压季节内振荡不同阶段MJO各类活动状态具体统计日数见表1，表1中强MJO且过渡位相是指强MJO处于第4和第8位相。由图4和表1可见，在南亚高压季节内振荡高峰期（图4中红点），大多数MJO强度偏强，其中82%（117/143）的强MJO处于西太平洋位相（即第5～7位相），仅有7%（10/143）处于印度洋位相（即第1～3位相）；而在南亚高压季节内振荡低谷期（图4中黑点），多数MJO强度也偏强，其中90%（119/132）的强MJO处于印度洋位相，仅有1 d处于西太平洋洋位相。用季节内分量在平均值上下1倍标准差以内定义南亚高压季节内振荡偏弱阶段，即表1的“正常期”，统计表明，该阶段强MJO的百分比明显比异常阶段（即高峰期或低谷期）低，且各位相分布较均匀。

图3 1979～2013年夏季（6～8月）100 hPa等压面的合成：（a）MJO在印度洋位相（蓝色虚线）、西太平洋位相（黑色实线）分别合成的南亚高压位势高度特征线（1672 dagpm等值线）分布以及夏季平均气候态分布（红色实线）；（b）MJO西太平洋位相与印度洋位相之间位势高度10～90 d滤波场合成差值分布（黑色等值线，单位：dagpm，填色区为差值≥2.0 dagpm的大值区），红色等值线代表南亚高压气候平均的1672 dagpm特征线Fig. 3 Composites at 100 hPa in boreal summer (June-August) during 1979-2013: (a) The characteristic contours (1672 dagpm) of the South Asian high during the MJO phases over the Indian Ocean (blue dashed line), the Western Pacific (black solid line), and the long-term climatology (red line);(b) the geopotential height differences (black lines; units: dagpm; shaded area: differences≥2.0 dagpm) between the MJO phases over Western Pacific and Indian Ocean, the red contour denotes the climatological characteristic contour (1672 dagpm) of the South Asian high

表1 南亚高压季节内振荡不同阶段各种MJO活动状态日数统计Table 1 Number of days during different phases of intraseasonal oscillation of the South Asian high associated MJO activity

图4 1979～2013年南亚高压季节内振荡异常期的MJO位相分布。红（黑）色点为南亚高压季节内振荡高峰（低谷）期，中心黑色圆圈半径为1，圆圈外（内）的圆点代表强（弱）MJO，横、纵坐标的RMM1和RMM2分别为构成MJO指数的两个分量Fig. 4 The MJO phase distribution during the peak (red) and minimum (black) phases of the intraseasonal oscillation of the South Asian high for the period of 1979-2013. Radius of the black circle is 1, and the points outside (inside) of the circle represents a strong (weak) MJO, RMM1 (x-axis) and RMM2 (y-axis) are two components of the MJO index

以上分析表明，当南亚高压季节内变化处于高峰期，即南亚高压东部位势高度偏高、东脊点位置偏东时，MJO强度偏强且处于西太平洋位相的比例偏高，而MJO强度偏强且处于印度洋位相的比例很低；当南亚高压季节内变化处于低谷期，即南亚高压东部位势高度偏低、东脊点位置偏西时，MJO强度偏强且处于印度洋位相的比例偏高，而MJO强度偏强且处于西太平洋位相的比例很低。可见，无论基于MJO还是南亚高压的季节内变化位相，都可以发现两者在季节内尺度上的密切联系。

3.3 关键区大气异常垂直结构特征

以上分析表明，南亚高压东脊点附近区域是南亚高压季节内变化最显著的区域，与MJO活动关系最密切的也是该区域，即东亚—西太平洋地区（15°～25°N，110°～140°E）。该区域平均位势高

南亚高压ISO阶段 总日数/d

MJO活动状态日数/d

弱MJO 强MJO 强MJO且印度洋位相 强MJO且太平洋位相 强MJO且过渡位相度与东脊点经度位置相关性很高，因此，无论是区域位势高度还是东脊点指数，南亚高压随MJO活动的变化都非常明显。下面针对该关键区进行垂直结构特征分析。

选取经过该关键区的经向和纬向剖面进行垂直结构分析，重点针对10～90 d季节内分量。图5a是沿经度带（110°～140°E）的经向垂直剖面，可以看出，异常最明显的主要在副热带地区，该地区对流层高低层位势高度呈相反的异常变化特征，300 hPa以上高层为正异常，正异常中心在100～150 hPa之间，400 hPa以下低层为负异常，负异常中心在850～925 hPa之间。从对流层高层（100 hPa）、低层（850 hPa）位势高度季节内分量的经向分布（图5b）进一步清楚看到，100 hPa与850 hPa呈反位相变化，100 hPa的峰值、850 hPa的谷值出现在20°N附近。由此说明，对流层大气高、低层都与MJO活动存在密切联系，与MJO相关的大气垂直异常变化呈斜压特征。

图5 1979～2013年夏季东亚—西太平洋（110°～140°E）平均的位势高度季节内分量在MJO西太平洋位相与印度洋位相合成差：（a）经向—垂直剖面，黄（紫）色区为正（负）距平≥15 gpm（≤-10 gpm）的异常区；（b）100 hPa（左纵坐标，红色虚线）和850 hPa（右纵坐标，黑色实线）的经向分布Fig. 5 The composite differences of the intraseasonal component of geopotential height field (CDIGH) averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) between the MJO phases over the western Pacific and the Indian Ocean in summer during 1979-2013: (a) Vertical-meridional cross section, positive (negative) anomaly greater than 15 gpm (less than -10 gpm) is shaded with yellow (purple); (b) meridional distributions at 100 hPa(left y-axis, red dashed line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line)

从沿纬度带（15°～25°N）的纬向垂直剖面（图6a）来看，异常最明显的主要在西太平洋地区，类似地，该地区对流层高低层位势高度呈相反的异常变化特征，进一步从100 hPa、850 hPa位势高度季节内分量的纬向分布（图6b）可以看到，100 hPa与850 hPa呈反位相变化，100 hPa的峰值出现在125°E附近，而850 hPa谷底较平缓，115°～130°E之间为低谷区。综合经向和纬向垂直剖面分析可见，东亚—西太平洋副热带地区对流层高、低层大气随MJO的向东传播而发生明显异常变化，与MJO相关的大气垂直异常变化呈斜压特征。

图6 1979～2013年夏季副热带（15°～25°N）平均的位势高度季节内分量在MJO西太平洋位相与印度洋位相合成差：（a）纬向—垂直剖面，黄色（紫色）区为正（负）距平≥15 gpm（≤-10 gpm）的异常区；（b）100 hPa（左纵坐标，红色虚线）和850 hPa（右纵坐标，黑色实线）的位势高度纬向分布Fig. 6 The composite differences of the intraseasonal geopotential height field (CDIGH) averaged over 15°-25°N between the MJO phases over the Western Pacific and the Indian Ocean in summer during 1979-2013: (a) Vertical-zonal cross section, positive (negative) anomaly greater than 15 gpm(less than -10 gpm) is shaded with yellow (purple); (b) meridional distributions at 100 hPa (left y-axis, red dashed line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line)

南亚高压、西太平洋副热带高压分别是对流层高层和对流层中低层非常重要的大气环流系统，那么上述与MJO相关的大气斜压性垂直异常变化对这些环流系统有什么影响？图7是对流层高层南亚高压、对流层中低层西太平洋副热带高压特征线在东亚—西太平洋地区的分布变化，由图可见，在MJO西太平洋位相，100 hPa南亚高压东脊点偏东，中层500 hPa和低层850 hPa西太平洋副热带高压西脊点偏东（图7a、b、c红实线）；而在MJO印度洋位相，情况相反，100 hPa南亚高压东脊点偏西，中层500 hPa和低层850 hPa西太平洋副热带高压西脊点偏西（图7a、b、c蓝虚线）。综合以上分析说明，在MJO的调制下，东亚—西太平洋副热带地区对流层大气垂直结构产生斜压性变化，导致高层南亚高压东脊点的东伸（西退），对应中低层西太平洋副热带高压西脊点的东退（西伸）。

图7 1979～2013年MJO印度洋位相（蓝色虚线）、西太平洋位相（红色实线）分别合成的（a）100 hPa南亚高压位势高度1672 dagpm特征线、（b）500 hPa西太平洋副热带高压588 dagpm特征线、（c）850 hPa西太平洋副热带高压148 dagpm和152 dagpm特征线分布。黑色实线为夏季平均气候态Fig. 7 Composite characteristic contours of the geopotential height field at (a) 100 hPa (1672 dagpm isoline), (b) 500 hPa (588 dagpm isoline), and(c) 850 hPa (148 dagpm and 152 dagpm isolines) during the MJO phases over the Indian Ocean (blue dashed lines) and the Western Pacific (red solid lines) during 1979-2013. Black solid contours denote the long-term climatology in summer

4 南亚高压季节内振荡与MJO相互作用的数值模拟试验研究

4.1 ECHAM大气环流模式模拟检验分析

本节利用ECHAM4.6大气环流模式控制试验输出资料以及NCEP-DOE再分析资料，检验该模式对南亚高压、热带MJO的模拟能力，以及模式对南亚高压与热带MJO之间关系的模拟能力。

比较图8a、b可以看出，在100 hPa等压面上，模式对南亚高压脊线走向和位置也模拟得相当不错，而且能反映南亚高压及周边区域的涡度场、风场的分布特征，但模式对南亚高压北侧的纬向风模拟偏大，即西风带偏强。另外，模式模拟的位势高度值比观测的偏高，但模式对南亚高压的基本形态模拟较好，副热带地区位势高度有闭合等值线，高压体基本呈东西走向。通过对模拟场与观测分析场的比较分析，本文考虑用100 hPa等压面上1682 dagpm作为模式南亚高压特征线（图8红色粗实线）。

图8 （a）利用1979～2013年NCEP-DOE分析资料、（b）ECHAM4.6模拟试验输出的第6至第30年资料统计得到的夏季（6～8月）100 hPa的涡度（等值线，单位：10-6 s-1）、风（矢量箭头，单位：m s-1）和纬向风（颜色区为≥15 m s-1的西风或东风），红色粗实线为南亚高压特征线，红色点线为南亚高压脊线Fig. 8 The vorticity (contours, units: 10-6 s-1), wind (vectors, units: m s-1), and zonal wind (westerly or easterly wind greater than 15 m s-1 are shaded) from (a) NCEP-DOE (National Centers for Environmental Prediction-U.S. Department of Energy) analysis data during 1979-2013,(b) ECHAM4.6 (no expansion used; it is very long and involves ECMWF, Hamburg) simulations (from the sixth to the thirtieth year) at 100 hPa in summer (June-August). Red thick solid lines denote the South Asian high characteristic contours, and red dot lines denote the ridge of the South Asian high

从ECHAM4.6模式100 hPa等压面位势高度气候平均场来看，南亚高压东脊点经度位置在134°E。根据100 hPa位势高度场中南亚高压特征线读取MJO各个位相的东脊点经度位置，并对第1、2、3位相（即印度洋位相）和第5、6、7位相（即太平洋位相）分别进行平均，形成图9，能清楚地反映出南亚高压东脊点经度位置随MJO活动的变化，在MJO第1、2、3位相（即印度洋位相），南亚高压东脊点经度位置为117°E，比气候平均位置偏西17个经度；在MJO第5、6、7位相（即太平洋位相），南亚高压东脊点经度位置达到155°E，比气候平均位置偏东21个经度。模式模拟的上述异常变化趋势与观测分析结果一致，只是模式的异常幅度较大（图9）。

图9 （a）ECHAM4.6大气环流模式模拟输出资料的第6至第30年、（b）1979～2013年NCEP-DOE分析资料统计得到的南亚高压东脊点在MJO第1～3位相（即印度洋位相）和第5～7位相（即太平洋位相）平均的经度位置Fig. 9 Longitudes of the eastern ridge of the South Asian high at MJO phases 1-3 (over the Indian Ocean) and 5-7 (over the Pacific) derived from(a) ECHAM4.6 simulations from the sixth to the thirtieth year and (b) NCEP-DOE analysis data during 1979-2013

可见，ECHAM4.6大气环流模式较好地模拟了夏季100 hPa南亚高压以及热带MJO的基本活动特征，能够体现南亚高压东脊点随MJO位相的变化特征。

4.2 第二组理想试验（无热带节内振荡）与控制试验的对比

第二组理想试验中的强阻尼区覆盖范围为12.56°S～12.56°N，因此该试验基本消除了热带季节内振荡对热带外的影响，将第二组理想试验与控制试验进行对比，可以了解热带季节内振荡对南亚高压季节内振荡的影响。

为了量化热带地区季节内振荡对南亚高压季节内振荡的影响程度，对南亚高压100 hPa所在区域范围（18°～38°N, 20°～140°E）的标准差进行区域平均，并计算两个试验的差值百分比，即第二组理想试验减去控制试验的差值与控制试验之比。从图10蓝色柱状图可以看出，对整个南亚高压区域平均来讲，各物理量标准差差值百分比在-6%至-23%之间，其中对流层低层各物理量的标准差差值百分比比高层物理量的标准差差值百分比大，说明热带地区季节内振荡对南亚高压区域下层季节内振荡影响更大。表征南亚高压的通用物理量是100 hPa位势高度，该要素的标准差差值百分比为-11%。

前文分析表明，MJO活动与南亚高压季节内变化关系最密切的是南亚高压东部附近区域（15°～25°N，110°～140°E），即南亚高压东部关键区。由图10可以看出，南亚高压东部关键区的标准差差值百分比明显比整个区域平均的幅度大得多，南亚高压东部关键区的标准差差值百分比，除了100 hPa纬向风只有-6%之外，其他物理量在-24%至-56%之间，其中100 hPa位势高度的标准差差值百分比为-40%，而850 hPa位势高度的标准差差值百分比达到-56%。

图10 南亚高压区域及其东部关键区各要素（500 hPa垂直速度、850 hPa纬向风、850 hPa经向风、850 hPa位势高度、100 hPa纬向风、100 hPa经向风、100 hPa位势高度）10～90 d滤波标准差第二组理想试验与控制试验（第6至第30年）的差值百分比。SAH代表南亚高压区域（18°～38°N, 20°～140°E），SAHE代表南亚高压东部关键区域（15°～25°N, 110°～140°E）Fig. 10 Percentage differences of standard deviation of intraseasonal variables [500-hPa vertical velocity (500-hPa VV), 850-hPa zonal wind (850-hPa ZW), 850-hPa meridional wind (850-hPa MW), 850-hPa geopotential height (850-hPa GH), 100-hPa zonal wind (100-hPa ZW), 100-hPa meridional wind (100-hPa MW), 100-hPa geopotential height (100-hPa GH)] between the second sensitivity experiment and the control experiment(from the sixth to the thirtieth year) averaged over the key regions of the South Asian high (SAH, 18°-38°N, 20°-140°E) and the eastern South Asian high (SAHE, 15°-25°N, 110°-140°E)

以上分析表明，南亚高压季节内振荡强度受热带季节内振荡的影响，特别是南亚高压东部关键区，季节内振荡强度40%来源于热带季节内振荡的影响。而南亚高压东部关键区的变化与东脊点的东西振荡紧密联系，可见，热带季节内振荡对南亚高压东脊点的季节内振荡有很大的加强作用。

4.3 第三组理想试验（无南亚高压季节内振荡）与控制试验的对比

由于第三组理想试验基本消除了南亚高压季节内振荡对热带的影响，这里将第三组理想试验与控制试验进行对比，从而了解南亚高压季节内振荡对热带季节内振荡的影响。从对流层高层（100 hPa）位势高度、纬向风、经向风的10～90 d滤波标准差两个试验的差值图（图略）可见，在消除南亚高压季节内振荡的情况下，当然变化最大的区域在南亚高压区域，除了南亚高压区域季节内振荡大幅度减弱之外，中低纬度大部分地区也有减弱的趋势。对热带地区来讲，大部分地区为弱的负距平。从对流层低层（850 hPa）各变量以及OLR（outgoing longwave radiation）的差值（图略）来看，在消除南亚高压季节内振荡的情况下，类似对流层高层，变化最大的区域在南亚高压区域，除了南亚高压区域季节内振荡大幅度减弱之外，中低纬度大部分地区也有减弱的趋势。对热带地区来讲，异常幅度较小。

以上两组试验标准差分布场对比说明，在消除南亚高压季节内振荡的情况下，从对流层高层来讲，热带地区季节内振荡强度基本上为弱的负变化；从对流层低层来讲，热带地区季节内振荡强度总体异常幅度比高层更小。为了进一步量化南亚高压季节内振荡对热带地区季节内振荡强度的影响程度，对赤道地区（15°S～15°N）标准差进行区域平均，并计算两个试验的差值百分比，即第三组理想试验减去控制试验的差值与控制试验之比。从图11可以看出，相对对流层低层，高层物理量标准差差值百分比较大，全球赤道地区（15°S～15°N，0°～360°）在7%～12%之间（图11蓝色柱状），东半球赤道地区（15°S～15°N，0°～180°）在13%～17%之间（图11棕色色柱状）。在对流层低层，物理量标准差差值百分比较小，全球赤道地区在-4.5%～1.8%之间，东半球赤道地区在-5.7%～2.5%之间。OLR是表征热带季节内振荡的常用物理量，由图11可见，OLR标准差差值百分比很低，全球和东半球赤道地区分别为1.5%和1.4%。以上分析表明，赤道地区季节内振荡平均强度受南亚高压季节内振荡的影响很小。

图11 赤道地区各要素（OLR、500 hPa垂直速度、850 hPa纬向风、850 hPa经向风、850 hPa位势高度、100 hPa纬向风、100 hPa经向风、100 hPa位势高度）10～90 d滤波标准差第三组理想试验与控制试验（第6至第30年）之间的差值百分比。Tropical代表整圈赤道地区（15°S～15°N, 0°～360°），TropicalE代表东半球赤道地区（15°S～15°N，0°～180°）Fig. 11 Percentage differences of standard deviation of intraseasonal variables [OLR (outgoing longwave radiation), 500-hPa vertical velocity (500-hPa VV), 850-hPa zonal wind (850-hPa ZW), 850-hPa meridional wind (850-hPa MW), 850-hPa geopotential height (850-hPa GH), 100-hPa zonal wind (100-hPa ZW), 100-hPa meridional wind (100-hPa MW), 100-hPa geopotential height (100-hPa GH)] between the third sensitivity experiment and the control experiment (from the sixth to the thirtieth year) averaged over the whole tropical belt (Tropical, 15°S-15°N, 0°-360°) and the eastern hemispheric tropical belt (TropicalE, 15°S-15°N, 0°-180°)

5 MJO活动影响南亚高压物理过程

5.1 基于观测的探讨

前文研究已表明，南亚高压在MJO第5、6、7位相（合称西太平洋位相）与在MJO第1、2、3位相（合称印度洋位相）之间有相反的变化趋势，变化幅度最大的是南亚高压东部附近区域，在MJO西太平洋位相，南亚高压东脊点偏东，在MJO印度洋位相，南亚高压东脊点偏西。本部分利用强MJO西太平洋位相与印度洋位相的环流以及热源的合成差、强MJO各位相的大气演变特征等，探讨MJO影响南亚高压季节内振荡的可能物理过程。以下分析的物理量距平值（异常），若没有特别说明则都经过季节内时间尺度（10～90 d）滤波。

前文分析表明，在赤道MJO的向东传播过程中，赤道外的东亚—西太平洋地区大气发生显著的异常变化，对流层高层与低层变化趋势相反，即异常垂直结构具有斜压特征。从垂直—经向剖面图更清楚地反映出，大气异常具有斜压垂直结构特征（图5、图6）。这种异常结构特征与热带大气对热源的响应特征（Gill, 1980）相当类似，由此推测，MJO对南亚高压的影响，很可能是大气对热源响应的结果。下面进一步分析证明。

夏季赤道MJO从印度洋向东移动，穿过海洋性大陆移向太平洋，在东移的过程中，部分强对流转向北传播，转向区域主要在东印度洋和西太平洋区域。下面重点聚焦南亚高压东部附近区域即东亚—西太平洋区域，了解其对流和热源等与赤道MJO活动之间的关系。首先看赤道MJO东传过程的变化特征，图12a是赤道地区（10°S～10°N）OLR的经度—纬向剖面，可以看出，强对流（对应OLR负距平）大体从东向西传播，东传过程中强度有所变化，其中在东印度洋加强，在海洋性大陆减弱，海洋性大陆以东（130°～150°E）重新加强，随后再减弱。这种强度变化很可能与海陆分布有关，海洋性大陆的陆面摩擦使MJO减弱，宽阔洋面又使MJO重新加强。图12b、c是赤道地区（10°S～10°N）垂直速度和热源的经度—纬向剖面，可以看出，类似于OLR，大体从东向西传播，东传过程中强度有所变化，在海洋性大陆以东都有所加强。

图12 1979～2013年赤道地区（10°S～10°N）平均的（a）OLR（单位：W m-2）、（b）500 hPa垂直速度（单位：Pa s-1）、（c）垂直积分视热源加热率（单位：K s-1）随MJO位相变化的纬向剖面Fig. 12 Zonal cross sections of (a) OLR (units: W m-2), (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1), and (c) column integrating heating rate(units: K s-1) averaged over the equatorial region (10°S-10°N) as a function of MJO phase during 1979-2013

图13是东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）OLR随MJO位相变化的经向剖面，可以看出，从MJO第4位相之后，强对流（对应OLR负距平）由南向北传播。与上图OLR纬向剖面比较表明，MJO在第4位相正好东移至东亚—西太平洋经度带，因此可以说，东亚—西太平洋低纬地区的强对流来源于沿赤道东传的MJO。从下图还可以发现，强对流向北传播过程中进一度加强，其中7°～17°N之间为最强盛。从气压垂直速度、垂直积分视热源加热率随MJO位相变化的经向剖面（图13b、c），可以看出，与OLR类似，从MJO第4位相之后，无论是垂直速度还是热源异常都由南向北传播，且向北传播过程中有所加强。

图13 1979～2013年东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）平均的（a）OLR（单位：W m-2）、（b）500 hPa气压垂直速度（单位：Pa s-1）、（c）垂直积分视热源加热率（单位：K s-1）随MJO位相变化的经向剖面Fig. 13 Meridional cross sections of (a) OLR (units: W m-2), (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1), and (c) column integrating heating rate (units: K s-1) averaged over East Asia-West Pacific sector(110°-140°E) as a function of MJO phase during 1979-2013

上述分析值得一提的一点是，MJO到达西太平洋后，部分转向北传播，在赤道外区域明显加强，虽然继续东移的MJO至海洋性大陆以东之后也有所加强，但其强度没有北传支强。那么，为什么东亚—西太平洋经度带上，MJO转向北传播过程中强度能明显加强？下面从夏季（6～8月）气候背景来探讨这个问题。已有研究（Wang and Xue,1997）表明，垂直东风切变是热带季节内振荡发展的有利条件。图14是东亚—西太平洋经度带气候平均垂直纬向风切变、向外长波辐射和垂直积分视热源的经向分布。可以看出，在东亚—西太平洋经度带上，从赤道至北半球副热带地区（8°S～30°N）都为东风切变，其中以7°～17°N之间为东风切变最强区，从图14可以看出此范围也是大气热源和对流季节背景最旺盛的区域，这与MJO北传支的最强区域非常一致。

综上所述，赤道MJO大体上沿赤道由西向东传播，其中第1～3位相，强对流处于印度洋，第4～8位相，继续东移经过海洋性大陆和太平洋。在赤道MJO从印度洋向东传播至西太平洋时，强对流产生分支，部分继续向东传播，部分由于东亚—西太平洋的有利夏季风背景转为向北传播，通常把夏季北传支称为ISO，由于纬向风垂直东风切变以及大气热源等季节背景条件的加强，ISO向北传播过程中对流强度进一步加强，其中在7°～17°N之间最为强盛。伴随着ISO对流的加强，大气热源也有所加强，这就相当于在东亚—西太平洋低纬度地区存在一赤道非对称热源。在赤道非对称热源的作用下，大气产生异常响应（Gill, 1980; 邢楠等,2014），在热源的西北侧，即东亚—西太平洋地区（15°～25°N，110°～140°E），对流层低层为气旋性环流异常、位势高度负异常，对流层高层为反气旋性环流异常、位势高度正异常，而在热源异常区域伴随着大气上升运动的显著加强。因此，当MJO处于西太平洋位相时，南亚高压东部附近区域位势高度升高，从而导致南亚高压东脊点偏东。而当MJO处于印度洋位相时，东亚—西太平洋低纬度地区对流和热源为负异常，大气异常响应与上述相反，南亚高压东部附近区域位势高度降低，从而导致南亚高压东脊点西撤。

5.2 MJO活动影响南亚高压物理过程的数值模拟研究

上文基于观测分析探讨了MJO活动影响南亚高压的物理过程，那么，ECHAM大气环流模式对以上物理过程的模拟效果如何？

图15是ECHAM4.6大气环流模式模拟的东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）位势高度在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间的合成差值的垂直—经向剖面。从垂直—经向剖面图可以看出，大气异常具有斜压垂直结构特征，即在赤道MJO的向东传播过程中，赤道外的东亚—西太平洋地区大气发生显著的异常变化，对流层高层与低层变化趋势相反。从下图100 hPa与850 hPa位势高度在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间差值的经向分布，更清楚地反映出大气异常具有斜压垂直结构特征。这种异常结构特征与热带大气对热源的响应特征（Gill, 1980）相当类似。

图16a是东亚—西太平洋经度带OLR随MJO位相变化的经向剖面，可以看出，从MJO第4位相之后，强对流（对应OLR负距平）由南向北传播。MJO在第4位相正好东移至东亚—西太平洋经度带，因此可以说，东亚—西太平洋低纬地区的强对流来源于沿赤道东传的MJO。从图16还可以发现，强对流向北传播过程中进一度加强，其中7°～15°N之间为最强盛，与观测分析类似，但强对流北界略偏南约2个纬度。从气压垂直速度随MJO位相变化的经向剖面（图16b）可以看出，与OLR类似，从MJO第4位相之后，垂直速度由南向北传播，且向北传播过程中有所加强。

图14 1979～2013年夏季（6～8月）东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）平均的（a）垂直纬向风切变（100 hPa纬向风减去850 hPa纬向风，单位：m s-1）、（b）向外长波辐射（单位：W m-2）、（c）垂直积分视热源加热率（单位：K s-1）的经向分布Fig. 14 Meridional distributions of (a) vertical zonal wind shear (100-hPa zonal wind minus 850-hPa zonal wind, units: m s-1), (b) OLR (units:W m-2), and (c) column integrating heating rate (units: K s-1) averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) in summer during 1979-2013

图15 ECHAM4.6大气环流模式模拟（第6至第30年）的东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）位势高度在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间的合成差值（单位：gpm）的（a）垂直—经向剖面（红色、蓝色区分别代表＞9 gpm、＜-9 gpm的区域）以及（b）100 hPa（左侧纵坐标，红色虚线）、850 hPa（右侧纵坐标，黑色实线）经向分布Fig. 15 The composite differences (units: gpm) of (a) vertical-meridional cross section, (b) meridional distribution at 100 hPa (left y-axis, red dotted line) and 850 hPa (right y-axis, black solid line) of the intraseasonal geopotential height field averaged over the East Asia-West Pacific sector(110°-140°E) between the MJO phases over the Western Pacific and the Indian Ocean derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year). In Fig. a, positive (negative) anomalies greater than 9 gpm (less than -9 gpm) is shaded with red (blue)

图17a是对流层高层100 hPa等压面上的位势高度场、风场在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间的合成差值分布。由图可以看出，位势高度在南亚高压东部升高，东亚—西太平洋地区副热带地区伴随着位势高度的升高该地区为反气旋性环流异常。从对流层低层850 hPa等压面来看（图17b），位势高度场、风场在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间的差异也很明显，东亚—西太平洋地区位势高度有所降低，伴随着位势高度的降低，东亚—西太平洋地区为气旋性环流异常。

图16 ECHAM4.6大气环流模式模拟（第6至第30年）的东亚—西太平洋经度带（110°～140°E）平均的（a）OLR（单位：W m-2）和（b）500 hPa垂直速度（单位：Pa s-1）随MJO位相变化的经向剖面Fig. 16 Meridional cross sections of (a) OLR (units: W m-2) and (b) 500-hPa vertical velocity (units: Pa s-1) as a function of the MJO phase averaged over the East Asia-West Pacific sector (110°-140°E) derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year)

图17 ECHAM4.6大气环流模式模拟（第6至第30年）的（a）100 hPa、（b）850 hPa的位势高度（等值线，单位：dagpm）和风场（箭头，单位：m s-1）在MJO西太平洋位相与印度洋位相之间的差值。红色等值线为100 hPa的位势高度气候平均的1682 dagpm等值线，代表南亚高压特征线；填色区为位势高度差通过0.05显著性水平的显著性检验，风矢量仅给出达到0.05显著性水平的格点Fig. 17 Differences of the geopotential height (contours, units: dagpm) and wind (arrows, m s-1) at (a) 100 hPa and (b) 850 hPa between the MJO phases over the western Pacific and the Indian ocean derived from ECHAM 4.6 control run (from the sixth to the thirtieth year). Red contours denote the climatological 1682 dagpm isoline at 100 hPa, representing the South Asian high. Differences of geopotential height passing 0.05 significance level is shaded, and only the wind vectors passing 0.05 significance level are plotted

综上所述，ECHAM4.6大气环流模式对观测分析的物理过程模拟较好。赤道MJO大体上沿赤道由西向东传播，其中第1～3位相，强对流处于印度洋，第4～8位相，继续东移经过海洋性大陆和太平洋。在赤道MJO从印度洋向东传播至西太平洋时，强对流产生分支，部分继续向东传播，部分由于东亚—西太平洋的有利夏季风背景转为向北传播（把北传支称为ISO），ISO向北传播过程中对流强度进一度加强，这就相当于在东亚—西太平洋低纬度地区存在一个赤道非对称热源。在赤道非对称热源的作用下，大气产生异常响应（Gill,1980; 邢楠等, 2014），在热源的西北侧，即东亚—西太平洋地区（110°～140°E，15°～25°N），对流层低层为气旋性环流异常、位势高度负异常，对流层高层为反气旋性环流异常、位势高度正异常，而在热源异常区域伴随着大气上升运动的显著加强。因此，当MJO处于西太平洋位相时，南亚高压东部附近区域位势高度升高，从而导致南亚高压东脊点偏东。而当MJO处于印度洋位相时，东亚—西太平洋低纬度地区对流和热源为负异常，大气异常响应与上述相反，南亚高压东部附近区域位势高度降低，从而导致南亚高压东脊点西撤。

6 结论

本文主要采用观测分析和数值试验多方面技术手段，分析了夏季南亚高压季节内振荡（ISO）特征，诊断了南亚高压ISO与热带ISO（亦称MJO）之间的关系，通过多组大气环流模式ECHAM数值试验，对南亚高压ISO与热带ISO的相互作用进行量化研究，提出两者关系的物理过程。主要研究结果如下几点：

（1）南亚高压季节内变化与赤道东传季节内振荡（MJO）活动关系密切，当MJO处于印度洋位相（第1、2、3位相），则南亚高压东脊点位置偏西，当MJO处于太平洋位相（第5、6、7位相），则南亚高压东脊点位置偏东。

（2）南亚高压的季节内变化与MJO活动关系最密切的是南亚高压东部附近区域，即东亚—西太平洋地区，该区域位势高度与东脊点经度位置相关性很高，也是南亚高压季节内变化最显著区域。选取经过该关键区的经向和纬向剖面进行垂直结构分析发现，在MJO的调制下，东亚—西太平洋副热带地区对流层大气垂直结构产生斜压性变化，导致高层南亚高压东脊点的东伸（西退）对应中低层西太平洋副热带高压西脊点的东退（西伸）。可见，对流层大气高、低层都与MJO活动存在密切联系，与MJO相关的大气垂直异常变化呈斜压特征。

（3）在南亚高压的季节内变化与MJO活动之间关系中，主要是热带季节内振荡对南亚高压季节内变化的影响，南亚高压东部关键区季节内振荡强度40%来源于热带季节内振荡的贡献，而南亚高压对热带季节内振荡的影响总体很弱。

（4）热带季节内振荡影响南亚高压季节内变化的物理过程如下，在赤道MJO从印度洋向东传播至西太平洋时，强对流产生分支，部分继续向东传播，部分由于东亚—西太平洋的有利夏季风背景转为向北传播，北传ISO向北传播过程中对流强度进一度加强，这就相当于在东亚—西太平洋低纬度地区存在一个赤道非对称热源。在赤道非对称热源的作用下，大气产生异常响应，在热源的西北侧，即东亚—西太平洋地区，对流层低层为气旋性环流异常、位势高度负异常，对流层高层为反气旋性环流异常、位势高度正异常，而在热源异常区域伴随着大气上升运动的显著加强。因此，当MJO处于西太平洋位相时，南亚高压东部附近区域位势高度升高，从而导致南亚高压东脊点偏东。而当MJO处于印度洋位相时，东亚—西太平洋低纬度地区对流和热源为负异常，大气异常响应与上述相反，南亚高压东部附近区域位势高度降低，从而导致南亚高压东脊点西撤。