夏季南亚高压两类东—西振荡过程的联系及其天气效应对比

祝传栋 任荣彩

1 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室, 北京 100029

2 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

3 湖北省气象服务中心，武汉430205

1 引言

南亚高压是北半球夏季对流层上层最强大、最稳定的反气旋环流系统（Mason and Anderson,1963; 陶诗言和朱福康, 1964）。由于青藏高原及邻近季风区非绝热加热的作用，南亚高压形成并维持于青藏高原上空（Krishnamurti et al., 1973; Reiter and Gao, 1982; Yanai et al., 1992; Liu et al., 2007; Wu et al., 2012）。研究表明，南亚高压存在多种时间尺度的变率，并与夏季亚洲季风区的天气气候异常关系密切（陶诗言和朱福康, 1964; 罗四维等, 1982;张琼和吴国雄, 2001; Zhang et al., 2002, 2005; Garny and Randel, 2013）。深入研究南亚高压的变化规律及其对天气气候的影响，对于理解天气气候异常的物理过程、提高天气预报和气候预测水平具有重要意义。

南亚高压不仅具有年际或更长时间尺度的变率（张琼等, 2000; 徐忠峰和钱永甫, 2003; Jiang et al.,2011; Qu and Huang, 2012），它还在中短期时间尺度上（几天至几十天）具有显著的变率，并具有30～60 天（季节内）和10～20 天（准双周）的主导周期（陶诗言和朱福康, 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，南亚高压的季节内变化与亚洲夏季风爆发阶段对流活动的北传有关（Yasunari, 1981），而其准双周变化与亚洲夏季风成熟阶段对流活动的纬向传播有关（Krishnamurti and Ardanuy, 1980）。南亚高压在中短期时间尺度上的变化，不仅体现在强度上（Randel and Park,2006; Garny and Randel, 2013），还体现在其中心位置的东-西振荡上。早在上世纪60 年代，陶诗言和朱福康（1964）发现南亚高压中心常在其气候态平均位置附近做东—西振荡，并与西太副高的东西进退密切联系，两者有相向而行、相背而去的变化特征。Zhang et al.（2002）基于候平均的数据发现，100 hPa 南亚高压中心位置的经度分布存在两个峰值，分别在青藏高原和伊朗高原上空，据此将南亚高压分为青藏高原模态和伊朗高原模态。并且指出，当南亚高压处于青藏高原（伊朗高原）模态时，长江—黄河流域、朝鲜半岛以及日本南部降水有偏多（偏少）趋势。之后的研究借助时序更长、分辨率更高的再分析资料，发现夏季南亚高压中心的双模态分布是其在青藏高原和伊朗高原之间东—西振荡的结果，这种振荡呈显著的准双周尺度变率（王黎娟和葛静, 2016; Ren et al., 2019）。Yang and Li（2016）指出，南亚高压在10～50 天尺度上中心位置的双模态东—西振荡与中国夏季降水关系密切，当南亚高压中心位于青藏高原（伊朗高原）上空时，中国西北地区降水偏多（偏少），而长江流域降水偏少（偏多）。

此外，南亚高压的东缘还存在向东亚上空东伸或向青藏高原上空西退的振荡特征。任荣彩等（2007）对1998 年长江流域“二度梅”过程的研究发现，南亚高压向东亚上空的异常东伸，诱导了低层西太副高的北上发展，造成了梅雨过程的异常中断，而后南亚高压西退回到高原上空又对应西太副高减弱南退，造成了“二度梅”的开始。Ren et al.（2015）的研究指出，南亚高压东缘的东伸、西退过程具有显著的10～30 天周期，对东亚降水异常有显著影响，具体表现为南亚高压的东伸（西退）过程对应着长江—黄河中下游地区降水偏多（偏少），中国南部地区降水偏少（偏多）。

综上，在中短期时间尺度上，南亚高压的东—西振荡存在两种类型，一类是南亚高压中心位置的双模态东—西振荡，另一类是南亚高压东缘的东伸、西退。两类东—西振荡的发生均与东亚环流和天气气候的异常密切相关。然而，两类东—西振荡的影响又有所不同。以往的工作多是针对某一类东—西振荡或者其对天气的影响开展研究，而缺少关于两类东—西振荡之间可能的相互联系的研究。再者，前人对南亚高压两类东—西振荡的研究多是分别在不同的时间尺度上，因而关于它们对天气气候影响的对比，还缺少更为确切的证据。本文将在以往研究的基础上，探究南亚高压两类东—西振荡之间的可能联系；并就两种东—西振荡影响东亚地区环流和天气异常的事实和过程，给出更为系统性的证据。

2 资料和方法

2.1 资料

本文使用了美国国家环境预测中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR）提供的逐日再分析数据集（NCEP1），时间范围为1979～2020 年，水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向上从近地层1000 hPa至平流层10 hPa 共17 层（Kalnay et al., 1996）。所用变量涉及温度、位势高度、三维风场等。降水数据来自亚洲高分辨率降水观测数据集成评估（APHRODITE）计划的逐日网格化降水数据集，时间范围为1979～2007 年，水平分辨率为0.25°×0.25°（Yatagai et al., 2012）。本文还使用了印度热带气象研究所提供的全印度次大陆地区（纬度范围：6.5°～37.5°N，经度范围：66.5°～100.5°E）逐日降水数据，时间范围为1979～2003 年，水平分辨率为1°×1°（Rajeevan et al., 2006）。我们对所有的变量做滤除年循环的处理，得到逐日的异常场。由于在夏季7～8 月南亚高压的经向位置是相对稳定的，而且本文关注的是南亚高压在纬向的东—西振荡，所以本文选择7～8 月这一时段开展研究。

2.2 方法

为了定量地描述南亚高压中心位置的双模态振荡，我们采用Ren et al.（2019）提出的计算南亚高压双模态振荡指数（Bimodality oscillation index of the South Asia high，简写为BOI）的方法，具体计算公式如下：

其中，Z′为200 hPa 位势高度异常，求平均符号表示区域平均。以BOI 时间序列的±1 个标准差为阈值，我们选出了410 个BOI 异常偏高的事件（南亚高压中心位于青藏高原上空，呈青藏高原模态）和392 个BOI 异常偏低的事件（南亚高压中心位于伊朗高原上空，呈伊朗高原模态）。

本文还采用了Ren et al.（2015）定义的南亚高压东伸指数（Eastward extension index of the South Asia high，简写为EI），以定量描述南亚高压东缘的东伸、西退，表达式如下：

其中，Z′为200 hPa 位势高度异常，求平均符号表示区域平均。类似地，我们以EI 时间序列的±1 个标准差为阈值，选出了436 个EI 异常偏高的事件（即南亚高压东缘向东伸，简称为南亚高压东伸）和420 个EI 异常偏低的事件（即南亚高压东缘向西退，简称为南亚高压西退）。

在讨论南亚高压两类东—西振荡同时发生时，我们将南亚高压中心呈青藏高原或伊朗高原模态，且南亚高压东缘向东伸或西退，简称为南亚高压呈青藏高原或伊朗高原模态合并东缘东伸或西退。

在探究青藏高原降水异常和印度北部降水异常与南亚高压两类东—西振荡的关系时，我们采用能够表征青藏高原降水多少的青藏高原大气热源指数（Atmospheric heat source index over the Tibetan Plateau，简写为THI；Zhu et al., 2018）以及能够表征印度北部夏季风强弱（即反映印度北部降水多少）的印度北部降水指数（Northern Indian Rainfall Index，简写为NIRI；Wei et al., 2019a）。其中，青藏高原大气热源指数（THI）通过对青藏高原区域上空（25°～40°N，70°～105°E；海拔1500 米以上）垂直积分的大气视热源进行区域平均求得（Zhu et al., 2018）；印度北部降水指数（NIRI）通过对印度北部（25°～32°N，70°～100°E）的降水进行区域平均求得（Wei et al., 2019a）。

本文还计算了各气压层上的非绝热加热率dθ/dt（吴国雄等, 1999），以诊断局地上空的热力状况。

3 南亚高压两类东—西振荡的特征及联系

3.1 两类东—西振荡的特征

在分析南亚高压两类东—西振荡的特征之前，我们首先在图1 中给出了北半球夏季200 hPa 南亚高压、西风急流以及500 hPa 副热带高压的气候态分布。可以看出，南亚高压（12520 gpm 等值线）横跨于欧亚副热带地区上空（从25°E 至122.5°E），其中心位于青藏高原的西南缘，对应着位于青藏高原北侧的最强西风急流中心。对流层中层（500 hPa）的西太副高（5880 gpm 等值线）位于南亚高压的东侧，其西缘延伸至130°E 附近。对流层高层南亚高压的变异常常与对流层中层西太副高的异常活动密切联系，二者是影响东亚地区夏季环流和天气气候的关键系统（Ren et al., 2015; Wei et al., 2019b;Liu et al., 2020）。

图2 进一步给出了根据南亚高压双模态振荡指数（图2a 和b）和东伸指数（图2c 和d）合成的北半球夏季200 hPa 位势高度及其异常和西风急流的分布，以说明南亚高压两类东—西振荡的特征。从图2a 可以看出，当南亚高压呈伊朗高原模态时（BOI 小于-1.0 个标准差），伊朗高原/青藏高原上空为正/负的位势高度异常，与之相对应的是南亚高压中心位于伊朗高原上空，西风急流中心位于里海上空。而当南亚高压呈青藏高原模态时（BOI大于1.0 个标准差），伊朗高原/青藏高原上空为负/正的位势高度异常，与之相对应的是南亚高压中心位于青藏高原上空，西风急流中心位于青藏高原北侧（图2b）。对比图2a 和b 还可以看出，两种模态下的南亚高压中心强度相近；与气候态相比，南亚高压的东西范围也无明显差异（图2a 和b 对比图1）。由上可知，在南亚高压的不同模态下，欧亚大陆上空的环流异常型、西风急流中心的位置均存在明显差异，与之相关的天气气候异常必然不同。

图1 北半球夏季（7～8 月）200 hPa 位势高度（黑色等值线，间隔：10 gpm）和西风急流（红色等值线，间隔：10 m s-1）以及500 hPa 位势高度（橘黄色等值线，间隔：20 gpm）的气候态。灰色曲线表示青藏高原1500 米的地形边界，从南往北，蓝色曲线分别表示长江和黄河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

图2 基于（a、b）南亚高压双模态振荡指数（BOI）和（c、d）南亚高压东伸指数（EI）合成的200 hPa 西风急流（红色等值线，间隔：10 m s-1）、200 hPa 位势高度（黑色等值线，间隔：20 gpm）及其异常（阴影，单位：gpm）。（a）和（b）分别是根据逐日的BOI 小于-1个标准差（南亚高压呈伊朗高原模态）和大于1 个标准差（南亚高压呈青藏高原模态）合成的，（c）和（d）分别是根据逐日的南亚高压东伸指数（EI）小于-1 个标准差和大于1 个标准差合成的。打点区域表示合成的位势高度异常超过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

南亚高压东伸、西退所对应的对流层高层环流和西风急流的异常特征也存在显著差异，且与南亚高压双模态振荡的不同。由图2c 可知，当南亚高压西退时（EI 小于-1.0 个标准差），欧亚副热带地区上空为负的位势高度异常，对应着范围明显缩小（从30°E 延伸至100°E 附近）、中心强度（约为12560 gpm）明显减弱的南亚高压。由于南亚高压在西退时的明显减弱，亚洲副热带西风急流在东亚地区出现中断，急流强度也明显减弱（图2c）。而当南亚高压东伸时（EI 大于1.0 个标准差），欧亚副热带地区上空为正的位势高度异常，与之相对应的是范围明显扩大（从20°E 延伸至140°E 附近）、中心强度明显增强（超过12600 gpm）的南亚高压（图2d）。由于南亚高压东伸时的中心强度明显增强，东亚副热带西风急流显著增强（图2d）。此外，与西退时（中心位于77.5°E 附近）相比，南亚高压东伸时其中心位置（95°E 附近）也偏东约20°（图2d 对比图2c）。这说明，南亚高压中心偏东（偏西）时，更有利于其东缘向东伸（西退）。

综上可知，当南亚高压呈双模态（伊朗高原模态，青藏高原模态）振荡时，伊朗高原和青藏高原上空呈现相反的位势高度异常型，对应着南亚高压中心位于伊朗高原或青藏高原上空；而当南亚高压东伸/西退时，欧亚副热带地区上空为一致的正/负的位势高度异常型，对应着范围和强度明显增大/减小的南亚高压。显然，南亚高压的这两类东—西振荡特征明显不同，的确属于两类不同的振荡过程，对天气气候也将造成不同的影响，本文第4 节将对此作进一步阐述。

3.2 两类东—西振荡的联系

南亚高压两类东—西振荡的特征明显不同，那么二者之间是否存在联系，我们将在本节作进一步说明。表1 分别给出了南亚高压在双模态下，南亚高压西退（EI＜-1）和东伸（EI＞1）事件发生的天数（表1）。可以看出，无论南亚高压是呈伊朗高原模态还是呈青藏高原模态，其西退和东伸的事件均可能出现，但发生频次存在明显差异。具体地，当-0.5＜BOI＜0 时（南亚高压中心略微偏西，为弱伊朗高原模态），南亚高压西退事件（89 天）不如东伸事件（91 天）频繁；当0＜BOI＜0.5 时（南亚高压中心略微偏东，为弱青藏高原模态），南亚高压西退事件（71 天）也不如东伸事件（104 天）频繁。这说明，当南亚高压双模态特征不明显时，南亚高压东缘更倾向于东伸。

表1 根据南亚高压双模态振荡指数BOI 和东伸指数EI，统计在不同的BOI 强度下，南亚高压西退（EI＆lt;-1 个标准差）和东伸（EI＆gt;1 个标准差）事件的天数（单位：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

当南亚高压呈较强的伊朗高原模态时，其西退、东伸事件的频繁程度与南亚高压呈弱的伊朗高原模态时相反；而当南亚高压呈较强的青藏高原模态时，其西退、东伸事件的频繁程度与南亚高压呈弱的青藏高原模态时相同。具体表现为，当-1.0＜BOI＜-0.5 时（南亚高压中心偏西，为较强伊朗高原模态），南亚高压西退事件（71 天）比东伸事件（41 天）更为频繁；当0.5＜BOI＜1.0 时（南亚高压中心偏东，为较强青藏高原模态），南亚高压西退事件（40 天）不如东伸事件（76 天）频繁。这说明，当南亚高压双模态特征较为明显时，南亚高压的伊朗/青藏高原模态更有利于南亚高压东缘西退/东伸事件的发生。

南亚高压呈强的伊朗/青藏高原模态时，南亚高压东缘的西退/东伸事件同样更频繁，这与南亚高压呈较强的伊朗/青藏高原模态时一致。具体地，当BOI＜-1.0 时（南亚高压中心更偏西，为强伊朗高原模态），南亚高压西退事件（76 天）比东伸事件（39 天）频繁；当BOI＞1.0（南亚高压中心更偏东，为强青藏高原模态），南亚高压西退事件（73 天）不如东伸事件（85 天）频繁。

由上述可知，南亚高压两类东—西振荡在统计上存在密切联系：当南亚高压的双模态特征不明显时，南亚高压东缘更倾向于东伸；而当南亚高压的伊朗/青藏高原模态明显时，南亚高压东缘更倾向于西退/东伸。

为什么当南亚高压呈现明显的伊朗/青藏高原模态时，南亚高压东缘西退/东伸事件更易发生？为说明其中的物理过程，我们在图3 中给出南亚高压呈现伊朗高原模态（图3a）、青藏高原模态（图3b）时，欧亚大陆上空200 hPa 相对涡度异常、水平涡度平流异常以及风场异常的分布。当南亚高压呈现伊朗高原模态时，伊朗高原上空为负涡度异常，青藏高原上空为正涡度异常（图3a）。与之相对应，青藏高原上空受异常气旋控制。在该异常气旋东南侧的西南风异常作用下，正涡度向青藏高原东南部至中国东部一带输送，形成正的涡度平流异常，为南亚高压东缘西退至青藏高原提供有利的动力条件（图3a）。而当南亚高压呈青藏高原模态时，青藏高原上空为负涡度异常，与之相配置的是异常反气旋（图3b）。在该异常反气旋东南侧的西北风异常作用下，负涡度向青藏高原东南部至中国东部一带输送，形成负的涡度平流异常，这利于南亚高压东缘向东亚地区东伸（图3b）。由上述可知，由伊朗/青藏高原模态引起的青藏高原东南部至中国东部一带的正/负涡度平流，是南亚高压东缘易西退至青藏高原/向东亚地区东伸的可能原因。

图3 基于南亚高压的（a）伊朗高原模态（BOI＆lt;-1 个标准差）、（b）青藏高原模态（BOI＆gt;1 个标准差）合成的200 hPa 相对涡度异常（红色等值线，间隔：5×10-6 s-1）、水平涡度平流异常（阴影，单位：10-5 m s-2）以及水平风场异常（矢量，单位：m s-1）。（a）和（b）分别是根据逐日的BOI 小于-1 个标准差和大于1 个标准差合成的。打点区域表示合成的水平涡度平流异常超过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

为了进一步说明上述南亚高压两类东—西振荡的统计关系，我们在图4 中给出了南亚高压两类东—西振荡同时发生时，合成的北半球夏季200 hPa位势高度及其异常和西风急流的分布。当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时，相对弱的南亚高压中心位于伊朗高原上空，东缘西退至90°E 附近（图4a）。此时伊朗高原上空为弱的位势高度正异常，青藏高原以及邻近亚洲季风区上空为强的位势高度负异常。由于南亚高压的明显西退，亚洲副热带急流在东亚地区中断（图4a）。当南亚高压呈青藏高原模态合并东缘西退时，青藏高原上空的南亚高压中心相对较弱，其东缘西退至100°E 附近（图4c）。此时伊朗高原和东亚上空为强的位势高度负异常，青藏高原北部为弱的位势高度正异常；与此相对应的是，亚洲副热带急流在东亚地区中断（图4c）。显然，与在青藏高原模态时相比，南亚高压东缘的西退幅度在伊朗高原模态时更大。

当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘东伸时，伊朗高原和东亚上空存在两个强高压中心，南亚高压的东缘相较气候态明显东伸（137.5°E 附近）（图4b）。此时伊朗高原和东亚上空为强的位势高度正异常，青藏高原中西部上空为负的位势高度异常。由于南亚高压的明显东伸增强，东亚副热带急流异常偏强（图4b）。当南亚高压呈青藏高原模态合并东缘东伸时，南亚高压的强度明显增大，其东缘东伸至140°E 附近（图4d）。此时青藏高原及邻近亚洲季风区上空为正的位势高度异常，伊朗高原上空为负的位势高度异常；南亚高压东伸、增强也使东亚副热带急流异常增强（图4d）。与伊朗高原模态时相比，南亚高压东缘的东伸幅度在青藏高原模态时更大。

图4 同图2，但为根据逐日的BOI 和EI（a）均小于-1 个标准差、（b）分别小于-1 和大于1 个标准差、（c）分别大于1 和小于-1 个标准差以及（d）均大于1 个标准差合成的。（a）WW、（b）WE、（c）EW、（d）EE 分别表示南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退、伊朗高原模态合并东缘东伸、青藏高原模态合并东缘西退、青藏高原模态合并东缘东伸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，对比南亚高压的伊朗高原模态合并东缘西退（图4a）和青藏高原模态合并东缘东伸（图4d）可以看出，在这两种南亚高压状态下，伊朗高原、青藏高原及邻近亚洲季风区上空的环流异常型呈反位相，与之相对应的是南亚高压范围、中心位置和强度异常特征的不同。类似地，对比南亚高压的伊朗高原模态合并东缘东伸（图4b）和青藏高原模态合并东缘西退（图4c）也可以看出，在这两种南亚高压状态下，青藏高原、伊朗高原以及东亚地区上空的环流异常型也呈反位相分布。

4 南亚高压两类东—西振荡对亚洲环流和降水的影响

4.1 单独考虑两类东—西振荡

南亚高压两类东—西振荡所对应的对流层高层环流异常明显不同，与之相关的天气气候效应也必然存在差异。为了说明这一点，我们首先在图5 中分别给出了南亚高压双模态（图5a 和b）和东缘东伸/西退（图5c 和d）情形时，北半球夏季500 hPa位势高度和水平风场的分布。由图可见，当南亚高压呈伊朗高原模态时，西太副高（5880 线）向西延伸至125°E 附近，相比气候态（向西延伸至130°E 附近）略有西进（图5a 对比图1）。而当南亚高压呈青藏高原模态时，西太副高仅向西延伸至132.5°E 附近，相比气候态略有东退（图5b 对比图1）。可以看出，当南亚高压呈双模态振荡时，对流层中层的西太副高相较气候态仅出现小幅度的东西进退。对比图5d 和图1 亦可见，当南亚高压东伸时，西太副高相比气候态明显西进；而当南亚高压西退时，西太副高相比气候态明显东退，这与前人研究结果一致（Ren et al., 2015）。由上述可知，与南亚高压双模态振荡相比，南亚高压东缘东伸、西退所对应的西太副高东西进退的幅度更大，且对应着西太副高显著的西进或东退过程。

图5 基于（a、b）南亚高压双模态振荡指数（BOI）和（c、d）南亚高压东伸指数（EI）合成的500 hPa 位势高度（黑色等值线，间隔：20 gpm），水平风场（红色箭头，单位：m s-1）。（a）和（b）分别是根据逐日的BOI 小于-1 个标准差（南亚高压呈伊朗高原模态）和大于1 个标准差（南亚高压呈青藏高原模态）合成的，（c）和（d）分别是根据逐日的南亚高压东伸指数（EI）小于-1 个标准差和大于1 个标准差合成的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

图6 进一步给出了伴随南亚高压两类东—西振荡事件，亚洲地区700 hPa 环流和降水异常的水平分布。当南亚高压呈伊朗高原模态时，与略微西进的西太副高相对应（图5a），中国东部沿岸受异常反气旋中心控制，在其后部为异常南风，对应着长江中游及其以南地区显著的降水负异常（图6a）。与此同时，青藏高原大部分地区以及印度北部降水异常偏多（图6a）。而当南亚高压呈青藏高原模态时，与略微东撤的西太副高相对应（图5b），东海上空受异常气旋中心控制，在其后部为异常北风，对应着黄河中下游地区显著的降水负异常（图6b）。与此同时，青藏高原和印度北部为显著的降水负异常（图6b）。这表明，南亚高压的双模态振荡主要与青藏高原和印度北部的降水异常密切相关，伊朗高原模态时一致偏多，青藏高原模态时一致减少。而南亚高压的双模态振荡与中国东部的降水异常分布关系不明显，伊朗高原模态时对应长江中游及其以南地区显著的降水负异常，而青藏高原模态又对应黄河中下游地区显著的降水负异常。

当南亚高压东缘西退（东伸）时，长江与黄河之间的中下游地区以及青藏高原中东部大部分地区降水显著偏少（偏多），而长江以南地区降水显著偏多（偏少）（图6c 和d），这与前人研究结果较为一致（Ren et al., 2015），但前人主要关注南亚高压东缘东伸、西退对中国中东部降水异常的影响。还可以看到，当南亚高压东缘西退时，青藏高原西部及南坡降水偏多，印度北部的降水异常分布十分零散（图6c）。而当南亚高压东缘东伸时，青藏高原西部及南坡降水偏少，印度北部的降水异常偏少（图6d）。

图6 同图5，但为合成的700 hPa 水平风场异常（箭头，单位：m s-1）和降水异常（阴影，单位：mm）。打点区域和黑色箭头分别表示合成的降水和水平风场异常超过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 同时考虑两类东—西振荡

图7 给出了在南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退（图7a），伊朗高原模态合并东缘东伸（图7b），青藏高原模态合并东缘西退（图7c），青藏高原模态合并东缘东伸（图7d）四种情形时，夏季亚洲地区500 hPa 位势高度和水平风场的分布。如图所示，当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时，西太副高（5880 线）的西缘东退至135°E附近，对应着中国东部较弱的偏南季风气流（图7a）。而当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘东伸时，西太副高西进至110°E 附近，对应着中国东部强盛的偏南季风气流（图7b）。当南亚高压呈青藏高原模态合并东缘西退时，西太副高的变化与南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时相似，也表现出明显的东退特征（西太副高的西缘位于145°E；图7c对比图7a）。而当南亚高压呈青藏高原模态合并东缘东伸时，西太副高的变化与南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘东伸时相似，也表现出西进的特征（西太副高的西缘位于107.5°E 附近；图7d 对比图7b）。由上述可知，无论南亚高压处于哪种模态下，西太副高的西进、东退都是主要与南亚高压东缘的东伸、西退紧密联系。

图8 进一步给出了上述南亚高压四种状态下，亚洲地区700 hPa 环流和降水异常的水平分布。当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时，与东退的西太副高相对应（图7a），异常气旋位于长江以南地区上空，导致该地区降水显著偏多（图8a）；而长江与黄河之间的中下游地区由于受辐散气流控制，降水显著偏少（图8a）。与此同时，印度北部和青藏高原西部降水显著偏多，青藏高原中东部大部分地区降水显著偏少。而当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘东伸时，与西进的西太副高相对应（图7b），东亚地区（长江以南，长江与黄河之间的中下游，青藏高原中东部大部分地区）的降水异常型与南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时的相反，而印度北部和青藏高原西部地区的降水异常型与南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退时的基本一致（图8b 对比图8a）。

当南亚高压呈青藏高原模态、西退时，与东退的西太副高相对应（图7c），异常气旋中心位于日本以南地区，在其后部的青藏高原以东地区上空为异常北风，对应着长江以南地区降水显著偏多，长江与黄河之间的中下游地区降水显著偏少（图8c）。与此同时，印度北部以及青藏高原大部分地区降水显著偏少。而当南亚高压呈青藏高原模态合并东缘东伸时，与西进的西太副高相对应（图7d），东亚地区的降水异常型与南亚高压呈青藏高原模态合并东缘西退时的相反，而印度北部和青藏高原西部地区的降水异常型与南亚高压呈青藏高原模态合并东缘西退时的基本一致（图8d 对比图8c）。

图7 同图5，但为合成的500 hPa 位势高度（黑色等值线，间隔：20 gpm）和水平风场（红色箭头，单位：m s-1）。（a）WW、（b）WE、（c）EW、（d）EE 分别表示南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退、伊朗高原模态合并东缘东伸、青藏高原模态合并东缘西退、青藏高原模态合并东缘东伸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

总之，当南亚高压两类东—西振荡同时发生时，印度北部和青藏高原西部降水异常主要与南亚高压的双模态振荡密切相关，而青藏高原中东部、长江与黄河之间的中下游等东亚地区的降水异常则主要与南亚高压东缘的东伸、西退振荡联系紧密。然而我们也注意到，由于青藏高原中东部降水异常受到西太副高东西进退的影响，在同时考虑南亚高压东缘的东伸、西退时，青藏高原西部和中东部的降水异常会出现反位相（图8a 和d），这与单独考虑双模态振荡时不同。

图8 同图2，但为合成的700 hPa 水平风场异常（箭头，单位：m s-1）和降水异常（阴影，单位：mm）。打点区域和黑色箭头分别表示合成的降水和水平风异常超过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 影响机理

4.3.1 双模态东—西振荡

由4.1 节和4.2 节可知，印度北部和青藏高原地区的降水异常与南亚高压的双模态振荡紧密联系。为了说明其中的联系机理，我们在图9 中给出了南亚高压双模态振荡指数（BOI，图9a），东缘东伸指数（EI，图9b）与印度北部降水指数（NIRI，表征印度北部夏季风的强弱，印度北部夏季风偏强/弱时，印度北部降水偏多/少）和青藏高原大气热源指数（THI，表征青藏高原降水的多少）的超前/滞后相关。如图9a 所示，BOI 与NIRI 和THI 的同期相关为负且显著，而且当BOI 滞后1 天时，BOI 与NIRI 和THI 的负相关最强。亦即，南亚高压趋于在印度北部夏季风异常偏强（印度北部降水异常偏多）和青藏高原降水偏多异常出现一天后，呈伊朗高原模态（中心位于伊朗高原上空）。这意味着，南亚高压的双模态振荡可能受到印度北部和青藏高原地区降水异常的影响。另外，从图9a 还可以看出，BOI 滞后NIRI 一天的负相关比BOI 滞后THI 一天的负相关更强。这说明，与印度北部夏季风异常有关的印度北部降水异常对南亚高压双模态振荡的影响作用可能更大。

图9 （a）BOI、（b）EI 分别与NIRI 和THI 的超前/滞后相关。（a）和（b）中的横坐标分别表示BOI 和EI 超前的时间（单位：d）；长虚线、短虚线分别表示BOI（EI）与NIRI 和THI 相关的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

从图9b 可以看出，EI 与NIRI 的超前/滞后相关很小且不显著，这说明南亚高压东伸西退振荡与印度北部夏季风的强弱无明显关联，这与4.1 节和4.2 节中的结论一致。还可以看出，当EI 超前4 天及以上时，EI 与THI 表现出显著的正相关。亦即，青藏高原降水异常偏多趋于在南亚高压东缘东伸4天后最强。这表明，南亚高压东缘的东伸、西退，也可能引起青藏高原降水异常。4.2 节的结果也说明，南亚高压东缘的东伸、西退与青藏高原中东部的降水异常密切联系。

为了进一步说明印度北部和青藏高原一致型降水异常引起南亚高压双模态（伊朗高原模态，青藏高原模态）振荡的可能物理过程，我们在图10 中给出了南亚高压呈伊朗高原模态（图10a 和c）和青藏高原模态（图10b 和d）时，75°～95°E 平均的环流异常的气压—纬度垂直剖面图。如图10a 所示，当南亚高压呈伊朗高原模态时，印度北部和青藏高原上空受上升运动异常主导，因而该地区降水异常偏多，对应着该地区上空（从对流层中低层延伸至150 hPa 附近）正的非绝热加热率异常（图10a和图6a）。这说明印度北部和青藏高原地区有异常深厚对流发展，降水凝结潜热在该地区上空释放。但需要注意到，印度北部和青藏高原上空对流层为冷异常，中心位于青藏高原上空300 hPa 附近（图10c），这意味着该地区上空的异常上升运动所引起的绝热冷却作用强于降水凝结潜热释放所引起的非绝热加热作用。前人研究指出，大尺度大气运动的风场不仅具有向气压场适应的性质（Yeh,1957），还存在向温度场适应的过程（张可苏,1980）。因此，青藏高原上空300 hPa 的冷异常中心对对流层环流有重要影响。根据静力平衡关系，300hPa 冷中心上层的等厚度面冷却收缩，对应着冷中心上空的负位势高度异常。因此，与青藏高原上空300hPa 的冷中心相对应的是200 hPa 附近的负位势高度异常中心（即异常低压；图10c），因而南亚高压中心位于伊朗高原上空（伊朗高原模态）（图2a）。

而当南亚高压呈青藏高原模态时，印度北部和青藏高原上空受异常下沉运动控制，因而该地区降水异常偏少，对应着该地区上空（从对流层中低层延伸至150 hPa 附近）为负的非绝热加热率异常（图10b 和图6b）。这说明印度北部和青藏高原地区的对流受到抑制，该地区上空的降水凝结潜热释放异常偏少。但印度北部上空的对流层低层和青藏高原上空的整个对流层为暖异常，中心位于青藏高原上空300 hPa 附近（图10d）。这意味着，青藏高原上空的异常下沉运动所引起的绝热增温作用大于对流抑制（降水凝结潜热释放异常偏少）所引起的非绝热冷却作用。同理，根据静力平衡关系，300 hPa 暖中心上层的等厚度面受热膨胀，对应着暖中心上空的正位势高度异常。因此，与青藏高原上空300 hPa 的暖中心相对应的是200 hPa 附近的正位势高度异常中心（即异常高压；图10d），因而南亚高压中心位于青藏高原上空（青藏高原模态；图2b）。

图10 75°～95°E 平均的（a，b）非绝热加热率异常（阴影，单位：K d-1）和环流异常（箭头，由经向速度v 和垂直速度-ω 合成得到，其中v 的单位是m s-1，-ω 的单位是0.005 Pa s-1）、（c，d）气温异常（阴影，单位：K）和位势高度异常（等值线，间隔：4 gpm）的垂直剖面。（a，c）和（b，d）分别是根据逐日的BOI 小于-1 个标准差（伊朗高原模态）和大于1 个标准差（青藏高原模态）合成的，（a，b）和（c，d）中的打点区域分别表示合成的非绝热加热率异常和气温异常超过90%信度水平，灰色阴影区域表示地形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

综上，青藏高原地区的降水异常通过引起高原上空热力场的异常变化，从而与南亚高压的双模态振荡直接联系；而从热力作用来看，印度北部的降水异常似乎对于南亚高压双模态振荡的作用比较小，但这并不意味着印度北部降水异常对于南亚高压的双模态振荡无显著贡献。Wei et al.（2019b）的数值实验结果指出，伴随偏强（偏弱）的印度北部夏季风，印度北部增强（减弱）的凝结潜热释放能在印度北部的西北侧上空的高层激发一个异常反气旋（气旋），而在印度北部的东北侧上空的高层激发一个异常气旋（反气旋），进而导致南亚高压中心偏西（偏东）而位于伊朗高原（青藏高原）上空。因此，印度北部降水异常可能是通过影响青藏高原周边环流的变化而引起南亚高压双模态振荡。

4.3.2 东缘东伸—西退

图11 给出了南亚高压东缘西退（EI＜-1 个标准差，图11a 和c）和东伸（EI＆gt;1 个标准差，图11b和d）时，沿27.5°N（西太副高脊线附近）和110°E 的环流异常的垂直剖面图，以进一步探究南亚高压东缘东伸、西退振荡影响西太副高西进东退以及东亚降水异常的物理过程。当南亚高压东缘西退（东伸）时，与东亚上空显著的位势高度负（正）异常相对应（图2c 和d），长江以南地区上空对流层高层为强大的辐散（辐合）异常，在其影响下，该地区上空出现异常上升（下沉）运动，对应着对流层中低层的辐合（辐散）异常（图11a 和b）。这样的辐合（辐散）异常有利于对流层中低层气旋（反气旋）式环流的发展，进而使得西太副高东退（西进；图5c 和d）。这表明，南亚高压东缘的东伸、西退振荡通过与之有关的对流层高层散度异常，最终引起西太副高的西进、东退。而西太副高的西进（东退）会引起东亚夏季风的增强（减弱），进而使得向长江以北地区的水汽输送增多（减少；图5c 和d）。

图11 （a、b）沿27.5°N（西太副高脊线附近）的水平散度异常（阴影，单位：10-6 s-1）、位势高度异常（等值线，间隔：4 gpm）和垂直运动异常（箭头，单位：10-2 Pa s-1）；（c、d）沿110°E 的水平散度异常（阴影，单位：10-6 s-1）、环流异常（箭头，v 的单位是m s-1，-ω 的单位是0.005）和纬向风（绿色等值线，间隔：5 m s-1，仅显示大于10 的部分）的垂直剖面。（a、c）和（b、d）分别是根据逐日的EI 小于-1 个标准差（西退）和大于1 个标准差（东伸）合成的，（a，b）和（c，d）中的打点区域表示合成的水平散度异常超过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，与南亚高压东缘的东伸、西退振荡有关的东亚副热带急流南侧经向环流的异常，是我国东部降水异常产生的另一重要原因。如图11c 所示，当南亚高压西退时，与长江以南地区上空的异常上升运动和对流层高层辐散异常相对应，长江以南地区上空对流层高层出现异常向北的辐散气流，并在东亚副热带西风急流中心的南侧辐合下沉，形成一个闭合的异常经向环流圈。在这样的异常经圈环流作用下，长江以南地区降水异常偏多，长江与黄河之间的中下游地区降水异常偏少（图6c）。而当南亚高压东伸时，与长江以南地区上空的异常下沉运动和对流层高层异常辐合相对应，强西风急流中心的南侧出现异常向南的辐散气流，并在长江以南地区上空辐合下沉，形成了与南亚高压西退时相反的异常经圈环流（图11d）。在其影响下，长江以南以及长江与黄河之间的中下游地区的降水型与南亚高压西退时相反（图6d 对比图6c）。这表明，与南亚高压东伸、西退振荡有关的位于中国东部上空的异常经圈环流，也是引起我国东部显著降水异常的重要原因。

5 结论和讨论

本文利用1979～2020 年的NCEP1 逐日再分析资料，1979～2007 年的APHRODITE 逐日降水数据，以及1979～2003 年的印度地区逐日降水数据，研究了短期时间尺度上南亚高压两类东-西振荡的特征及联系，并进一步探究了南亚高压两类东—西振荡对亚洲地区环流和天气影响的差异，得到以下主要结论：

（1）南亚高压的两类东—西振荡的特征明显不同，且二者之间存在密切联系。当南亚高压中心呈双模态（伊朗高原模态、青藏高原模态）振荡时，伊朗高原和青藏高原上空呈现相反的位势高度异常型，对应着南亚高压中心位于伊朗高原或青藏高原上空；而当南亚高压东缘发生东伸（西退）时，欧亚副热带地区上空为一致的正/负的位势高度异常型，对应着范围和强度明显增大/减小的南亚高压。此外，在南亚高压中心的不同模态下，南亚高压东缘东伸/西退的发生及幅度存在明显差异：当南亚高压中心呈青藏高原（伊朗高原）模态时，南亚高压东缘更易东伸（西退），而且东伸（西退）幅度也比在伊朗高原（青藏高原）模态时更大。

（2）南亚高压两类东—西振荡发生时，亚洲地区的环流和降水异常型存在明显差异。其中，南亚高压双模态振荡与印度北部和青藏高原地区的降水异常密切联系：当南亚高压中心呈伊朗高原（青藏高原）模态时，印度北部和青藏高原降水偏多（偏少）；而南亚高压东缘的东伸、西退振荡与西太副高的西进、东退以及东亚降水异常紧密联系：当南亚高压东缘西退（东伸）时，西太副高东退（西进），长江以南地区降水偏多（偏少），青藏高原中东部以及长江与黄河之间的中下游地区降水偏少（偏多）。

（3）印度北部和青藏高原降水异常偏多（偏少）是导致南亚高压中心呈伊朗高原（青藏高原）模态的重要原因，而南亚高压东缘的东伸、西退是引起我国东部降水异常的重要原因。其中，印度北部降水异常可能通过与之有关的潜热加热异常，引起青藏周边环流异常，进而使得南亚高压中心呈双模态振荡；青藏高原降水异常可能通过与之有关的非绝热加热异常以及垂直运动异常引发的绝热作用，使得南亚高压中心呈双模态振荡。另外，南亚高压东缘的东伸/西退，一方面可通过引起长江以南地区上空对流层中低层的辐散/辐合异常，使得西太副高西进/东退，进而影响东亚夏季风的强弱；另一方面，与南亚高压东缘东伸、西退有关的异常经圈环流，使得长江以南地区和长江与黄河之间的中下游地区上空出现相反的垂直运动。在这两方面作用下，我国东部出现显著的降水异常。

（4）当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退、青藏高原模态合并东缘东伸时，青藏高原地区并不是一致的降水异常，这与单独考虑南亚高压的伊朗高原（青藏高原）模态（青藏高原地区为一致的降水异常）不同。这是因为当南亚高压呈伊朗高原模态合并东缘西退（青藏高原模态合并东缘东伸）时，西太副高明显东退（西进），这能引起水汽向青藏高原中东部的输送减弱（增强），导致青藏高原中东部降水异常偏少（偏多），从而导致青藏高原西部与青藏高原中东部的降水异常呈反位相。

在南亚高压两类东—西振荡与亚洲降水异常的联系中，印度北部和青藏高原的降水异常是引起南亚高压双模态振荡的关键因素，而南亚高压东缘东伸、西退是引起中国东部降水异常的重要原因。需要指出，中国东部降水异常对于南亚高压东缘东伸、西退也存在反馈作用，中国东部降水异常偏多能在短期时间内引起南亚高压增强并且东伸（Sugimoto and Ueno, 2012）。对于南亚高压双模态振荡，以往研究认为青藏高原及周边热力强迫是其形成的重要原因（Zhang et al., 2002）。那么，南亚高压双模态振荡是否对印度北部与青藏高原地区的降水存在反馈作用，目前尚不清楚，仍需要通过观测分析和数值模拟进一步探究。