南亚高压存在两个季节平衡模态：夏季陆地高压和冬季海洋高压(Qian et al.,2002)。人们常称的南亚高压通常指夏季陆地高压，它是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部、平流层低层的大型半永久性高压系统，又称青藏高压或亚洲季风高压。南亚高压是北半球除极涡外100 hPa层上最强大、最稳定的环流系统(Mason and Anderson，1963)。其反气旋环流以高原为中心，范围从非洲一直延伸至西太平洋，约占所在纬圈的一半。南亚高压的变化对夏季我国大范围旱涝分布、亚洲的天气和气候等有重要影响(陶诗言和朱福康，1964；罗四维等，1982；钱永甫等，2002；魏维等，2012)。南亚高压存在明显东西振荡活动，陶诗言和朱福康(1964)最早提出南亚高压东西振荡的概念，他们在分析1957～1962年100 hPa的流型变化时发现南亚高压有围绕其平均中心位置振荡的现象。罗四维等(1982)指出南亚高压脊线和高压中心位置与我国东部大范围旱涝分布密切相关，他们把南亚高压的活动划分为东部型、带状型和西部型三类天气过程，东部型和带状型往往对应长江中下游地区、四川东部和贵州少雨，而四川西部及华北多雨，西部型则大致相反。钱永甫等(2002)通过统计南亚高压中心位置，他们将南亚高压中心位于75°E以西的称为伊朗高压，以东的称为青藏高压，这就是南亚高压盛夏季节的两类平衡态。同时他们也分析了这两类平衡态与我国气候的关系，结果发现：青藏高压时，高压中心及其东南地区地面气温偏高，高压西北及北面的气温明显偏低，高原东侧的东亚地区多雨；伊朗高压时，高压中心及西北地区气温偏高，高压东南区的气温偏低，高原南侧的印度北 部地区降水偏强。南亚高压还存在显著的南北移动，100 hPa南亚高压脊线的变动对我国东部主要雨带的变动具有预报指示意义(朱乾根等，2007)。魏维等(2012)定义了一个南亚高压南北偏移的指数，表明当南亚高压位置偏北时，华北地区降水偏多，长江流域降水偏少，对应的高层西风急流以及中层西太平洋副热带高压偏北，使得整个雨带偏北，南亚高压南北偏移指数可作为预测我国夏季区域降水的重要指标。

由于夏季南亚高压对东亚地区气候有重要的影响，因此有关南亚高压强度和位置变化及与我国天气气候的关系已有不少研究。特别是南亚高压从冬季海洋性高压向夏季大陆高压转变的过程及其建立的原因越来越受到人们的重视。朱福康等(1980)初步研究了南亚高压的季节变化，结果表明南亚高压强度和位置从冬季到夏季存在明显的变化，在此期间，东亚大气环流从冬季型转变为夏季型。He et al.(2006a，2006b)通过对多年候资料分析指出南亚高压4～5月期间在中南半岛上空建立，是通过菲律宾以东洋面上反气旋环流中心分裂的方式，于4月第6候快速从菲律宾群岛西移北跳至中南半岛上空，南亚高压是从菲律宾以东洋面反气旋环流中心分裂并西移至中南半岛上空作为建立的开始。在此基础上，刘伯奇等(2009)通过分析150 hPa上气候平均逐日流场的演变特征，将南亚高压的建立过程分为三个阶段：(1)南亚高压建立之前(4月1～21日)，即高压位于菲律宾以东洋面上空且仅存在一个反气旋中心；(2)南亚高压初步形成阶段(4月22日～5月5日)，即环流中心分裂为东西两个反气旋中心分别位于中南半岛和菲律宾以东洋面上空；(3)南亚高压完全建立阶段(5月6～15日)，即南亚高压在中南半岛上空建立，东部反气旋中心完全消失。他们还根据气候平均逐候流场演变特征，将南亚高压建立过程划分为同样的三个阶段来研究南亚高压4～5月在中南半岛上空建立的可能机制(Liu et al.,2012，2013)。然而，上述研究均针对南亚高压从冬至夏的建立，事实上南亚高压在中南半岛上空的建立日期也存在显著的年际变化，因此有必要针对其逐年在中南半岛上空建立的日期开展南亚高压建立过程的研究，这也是本文的研究目的之一。

海洋和陆地热力性质差异很大，太阳辐射随季节的变化导致海—陆热力差异的季节循环，季风就是由于大气环流响应海—陆热力差异季节变化而产生的近地面层冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象(黄荣辉等，2003)。全球最为明显的季风区位于东亚沿岸、南亚、东非和西非。季风爆发以盛行风向改变和降水的出现为主要特征，亚洲夏季风的爆发早晚对我国旱涝有着重要的指示作用，并直接影响着经济和民生问题，因此对亚洲夏季风最早爆发日期以及最初爆发地域的研究是重要的(Huang et al.,2003)。由于研究中所用资料类型、季风指数和季风爆发日期的定义不同，尚未建立统一的亚洲夏季风爆发过程的图像。目前国内外对亚洲夏季风最初建立区域主要有四种观点：(1)亚洲夏季风最早在中国南海建立，然后分别向北传到中国东岸和向西传播(Tao and Chen，1987)；(2)亚洲夏季风最先于5月初在孟加拉湾东岸爆发，5月20日于南海爆发，然后6月10日印度夏季风爆发(张永生和吴国雄，1998)；(3)亚洲夏季风最早于中南半岛或其南侧周围地区建立(Matsumoto，1997; Lau and Song，1997; Wang and Fan，1999; Zhang et al.,2004; Lü et al.，2006)；(4)亚洲夏季风在孟加拉湾、中南半岛和南海几乎于5月第3到第4候同时爆发(何金海等，1996；钱永甫等，2004; He et al.,2006b)。一些研究表明，亚洲夏季风最早建立日期及区域与上层南亚高压的建立有着密切的关系(钱永甫等，2004；王黎娟和郭帅宏，2012；Liu et al.,2013)。Liu et al.(2013)的研究表明，在孟加拉湾夏季风建立前几天，上层南亚高压从海洋上移至中南半岛上空，在其西南侧形成辐散场并加强北进，位于孟加拉湾南部，当该高空抽吸作用迭加在低层有效位能制造区时，使得低层气旋爆发性发展，其上升运动释放潜热进一步加强低空辐合，形成一个正反馈过程，激发季风爆发涡旋，随后孟加拉湾夏季风爆发开始。钱永甫等(2004)发现南亚高压中心位置与亚洲热带夏季风爆发时间有很好的对应关系，南亚高压中心跳过20°N时，南海夏季风爆发，跳过25°N时，印度夏季风在其南部爆发。王黎娟和郭帅宏(2012)通过对南亚高压在中南半岛上空建立早晚年的合成分析指出，在南亚高压建立偏早年，孟加拉湾东部、中南半岛夏季风和南海夏季风爆发早；而在建立偏晚年则相反。由于南亚高压一直被视为亚洲夏季风的子系统之一，而南亚高压脊线的位置和变动与我国主要雨带的位置和季节性变化有密切的关系，它对我国东部雨带的变动具有预报指示意义。因此，本文还将侧重分析南亚高压在中南半岛建立过程中亚洲夏季风建立情况以及两者之间的联系。

本文使用的资料包括：

NCEP(National Centers for Environmental Prediction)/NCAR(National Center for Atmospheric Research)再分析资料(NCEP1)日资料(Kalnay et al.,1996)，选取的时间段为1979～2012年，水平格点分辨率为2.5°×2.5°(144×73)，垂直分层为17层，分别为1000、925、850、700、600、500、400、300、250、200、150、100、70、50、30、20、10 hPa。变量包括水平速度场、位势高度场、地面气压场、温度场，垂直风场。其中垂直风场垂直方向上只到100 hPa。另外还包括T62(192×94)高斯网格点下的表面潜热净通量，表面感热净通量。美国NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的插值后的向外长波辐射(OLR)(Liebmann and Smith，1996)，分辨率为2.5°×2.5°。

Peixdto and Oort(1995)提出大气环流的垂直分解方案，将实际风场分解为正压分量和斜压分量之和。本文按照他们的分解方案，将150 hPa大气实际风场分解为${V_z}$和${V_x}$两部分之和，即：

正压分量：

斜压分量：

其中，${p_{\rm{s}}}$和${p_{\rm{s}}}$分别表示地表气压和对流层顶气压(取为100 hPa)，正压分量表${V_z}$表示整层平均的风场，即对流层中风速不随高度变化的部分，其反映整层大气运动的总体趋势；斜压分量${V_x}$是150 hPa实际风场和正压分量${V_z}$的矢量差，近似代表了150 hPa层和平均层之间的斜压性。海陆热力差异、对流凝结加热、感热加热以及太阳辐射等热力因子与大气的斜压性密不可分，因此可以用斜压分量来表

征热力因子对大气运动调制的作用。

大气非绝热加热状况目前主要有两种计算方法：正算法和倒算法。本文主要是参照Yanai et al.(1973)给出的倒算法来计算非绝热加热，计算公式如下：

其中，${Q_1}$是大气视热源，${c_p}$为定压比热容，$T$、v、$\omega $和$\theta $分别为气温、水平速度矢量、垂直速度和位温。(4)式右端三项分别为温度局地变化项、温度水平平流项和温度垂直变化项。

为了讨论流场随加热场变化的关系，本文利用吴国雄和刘还珠(1999)得到的全型垂直涡度方程，公式如下：

其中，(A)、(B)、(C)和(D)分别表示上升运动、热源本身、大气内部热力结构的变化以及摩擦耗散对涡度变化的影响，(E1到E3)表示非均匀加热的贡献。

在不考虑大气内部热力结构变化、热源本身、摩擦而仅考虑非均匀加热作用的假设下，即不考虑(B)、(C)、(D)项的作用，对上式做尺度分析发现，水平非均匀加热的影响比垂直非均匀加热影响小一个量级，故可不考虑(E2)、(E3)项(吴国雄等，1999)。而大尺度运动几乎都是惯性稳定和静力稳定的，即(f＋$\xi $)>0，(${\theta _z}$＞0)。在长时间尺度的演变中，涡度局地项可忽略，东西风交界处，平流项很弱。此外垂直运动产生的涡度量级比非绝热加热垂直项的量级小，故(5)式可以简化为(刘屹岷等，1999)

由(6)式可推断出：最大加热中心上方，$\partial Q/\partial z$＜0，在$\beta $效应的作用下最大加热中心将出现北风(v＜0)，使得气旋式环流出现在热源东侧，反气旋环流出现在热源西侧；最大加热中心下方，$\partial Q/\partial z$＞0，在$\beta $效应的作用下最大加热中心将出现南风(v＞0)，使得气旋式环流出现在热源西侧，反气旋环流出现在热源东侧。

我们参考刘伯奇等(2009)定义高压脊线的方法，将150 hPa上满足(u = 0，$\partial u/\partial y$＞0)条件的纬向风定义为南亚高压脊线。

钱永甫等(2002)指出南亚高压存在两个季节平衡态；冬季海洋高压和夏季大陆高压。冬季南亚高压中心位于菲律宾东南沿岸附近，在4月以后开始向西北方向移动，5月移到中南半岛，6月跳上高原，7、8月在高原上空最为强盛，9月以后又逐渐沿东南方向撤退到海上。本文主要集中在南亚高压从冬季模态向夏季模态转换过程的研究，因此我们首先定义南亚高压在中南半岛上空建立日期的定义标准：结合150 hPa日平均流场演变特征，赤道太平洋反气旋中心分裂后西中心移至中南半岛上空且闭合，持续5天以上，之后若闭合中心消失但不能超过一天，闭合中心若东西振荡、南北移动但不超出(3°N～22°N，70°E～135°E)范围，则将西中心移上中南半岛第一天定义为夏季南亚高压在中南半岛上空建立的日期。根据这一标准，分析1979～2012年每年4～5月逐日150 hPa流场演变，得到一组南亚高压在中南半岛上空建立的日期，如表 1。其中1989、1995、1998年南亚高压未在中南半岛上空建立，而是直接从孟加拉湾北侧向北移上高原南侧最后形成夏季陆地高压，故在后面的研究中不包括这三年。

表 1中南亚高压在中南半岛上空建立的日期平均为4月29日，这比王黎娟和郭帅宏(2012)通过分析气候平均150 hPa流场的逐候演变得到的4月第5候约晚1候。把每年南亚高压在中南半岛上空建立的时间定义为D0，并以此作为标准，重新排列各气象要素的时间序列，超前滞后D0的时间分别设为负、正天数。如南亚高压在中南半岛上空建立前5天就定义为D－5，建立之后5天则为D＋5。这样便可得到每年南亚高压在中南半岛上空建立的时间序列，再把历年的这种序列以D0为坐标原点求气候平均，即可得到依D－i，...，D－2，D－1，D0，D＋1，D＋2，...，D＋i顺序排列的序列，后面通过这种序列来研究南亚高压在中南半岛上空建立的过程。所有的变量选取D－90到D＋90来进行研究，重组的候资料定义为：D－2到D＋2为南亚高压建立的候即为P 0，D－3到D－7为建立前一候即P－1，D＋3到D＋7为建立后第一候即P＋1，以此类推。本文中选D－30到D＋30即南亚高压在中南半岛建立上空前后各30天的1979～2012多年平均值作为建立过程的气候态，在求时间距平值时以此气候态为基准。

表 1(Table 1)

表 1 1979～2012年各年南亚高压在中南半岛上空建立的时间 Table 1 The commencement establishment date of the South Asian high over the Indo-China Peninsula during 1979-2012 年份 日期 年份 日期 年份 日期 1979 4月22日 1991 4月13 日 2003 5月10 日 1980 4月27 日 1992 5月10日 2004 4月28 日 1981 4月24 日 1993 5月19日 2005 5月10 日 1982 4月21 日 1994 4月28 日 2006 4月29 日 1983 4月17 日 1995 —— 2007 5月2 日 1984 4月15 日 1996 4月19 日 2008 4月17 日 1985 4月24 日 1997 5月5 日 2009 5月7 日 1986 5月3 日 1998 —— 2010 5月4 日 1987 5月2 日 1999 4月10 日 2011 5月8 日 1988 4月19 日 2000 5月13 日 2012 4月23 日 1989 —— 2001 5月17 日 1990 4月12 日 2002 5月7 日

表 1 1979～2012年各年南亚高压在中南半岛上空建立的时间 Table 1 The commencement establishment date of the South Asian high over the Indo-China Peninsula during 1979-2012

图 1给出了从南亚高压在中南半岛上空建立前2候至建立后2候150 hPa流场和位势高度场的演变过程。在建立前两候P－2(图 1a)，南亚高压还处于冬季海洋高压，其中心位于菲律宾东南侧150°E左右，高压脊线位于10°N附近；14280 gpm(阴影)位于热带西太平洋，最西端到达马来西亚半岛，北侧到达中南半岛南侧，1429 0 gpm分别位于环流中心的东西两侧，此时南亚高压还是处于冬季海洋高压。建立前一候P－1(图 1b)，海洋反气旋环流分裂初步为两个中心，西中心位于中南半岛东南侧，东中心仍旧位于菲律宾东南侧洋面，脊线位置变化不大；14280 gpm范围向西扩展到孟加拉湾中部，北端至15°N，1429 0 gpm范围覆盖东、西环流中心。这与何金海等(2006)的结果相似，夏季南亚高压建立开始于海洋反气旋环流中心分裂。至建立候P 0(图 1c)，西中心移上 至中南半岛上空后迅速发展，高压脊线北移至14°N，1429 0 gpm范围向西发展几乎覆盖整个孟加拉湾，而东环流中心减弱东退至150°E。建立后两候P＋1(图 1d)和P＋2(图 1e)，西中心在中南半岛上空显著加强，中南半岛南侧上空最先出现14300 gpm，高压脊线进一步北抬，位势高度场向西向北增强；东中心在P＋1候东退至160°E，至P＋2候已减弱至很弱的平均辐散中心。因此，南亚高压在中南半岛建立的过程实际上是菲律宾上空分裂的反气旋环流中心的西中心加强而东中心减弱东退的过程，这与刘伯奇等(2009)的研究结果也是一致的。

图 1 南亚高压建立过程中150 hPa流场和位势高度场的候平均演变，(a-e)表示P－2到P＋2。图中P 0表示南亚高压建立的候，P－1、P＋1分别表示超前和滞后1候，虚线代表南亚高压脊线；填色代表位势高度，单位：gpmFig.1 Pentad mean evolution of the composite streamline field and geopotential height(shaded，units: gpm)at 150 hPa during the establishment of South Asia High(SAH):(a-e)P－2 to P＋2 Here P 0 represents the onset pentad，and P－1 and P＋1 denote the pentads prior to and after the establishment pentad，respectively. Dashed line: the ridge line of SAH

图 2是参照Peixdto and Oort(1995)给出的大气环流垂直分解方法，将150 hPa层次上的流场分解为正压分量和斜压分量后的演变过程。正压分量近似地反应了南亚高压建立过程中整层大气环流的平均变化，清晰地反映了副热带高压带在孟加拉湾上空断裂的过程。在南亚高压建立候P 0(图 2c)，印度东南侧出现倒槽，倒槽的作用使副热带高压带在孟加拉湾断裂；P＋1候(图 2d)时倒槽演变为气旋环流中心即斯里兰卡低涡；副热带高压断裂之后，主体向东撤退，这对于亚洲南部夏季风建立有重要的作用(He et al.,2006a; Yuan and Chen，2013)。从图 2f到图 2j中可知，在其建立的前两候，即P－2，斜压相对涡度大值中心位于菲律宾以东洋面上；P－1候时，中南半岛地区的斜压相对涡度增强，菲律宾以东洋面减弱；在南亚高压建立候P 0斜压涡度大值中心位于中南半岛上空，菲律宾以东的斜压涡度已变得很弱；至P＋1和P＋2候时，菲律宾以东斜压相对涡度很弱，而中南半岛处进一步增强，这与西中心逐渐增强和东中心减弱过程相对应。同时，斜压分量流场与150 hPa实际流场十分相似，说明南亚高压在中南半岛上空建立主要是受热力因子的作用。

图 2 南亚高压在中南半岛上空建立过程中150 hPa流场的(a-e)正压分量和(f-j)斜压分量的候平均演变。(f-j)中的阴影表示斜压涡度(单位：s−1)Fig.2 The evolution of 150-hPa(a-e)barotropic mode(units: m s−1) and (f-j)baroclinic mode(units: m s−1)during the process of SAH establishment.(a，f)P－2;(b，g)P－1;(c，h)P 0;(d，i)P＋1;(e，j)P＋2.(f-j)Shading: baroclinic vorticity(units: s−1)

中南半岛上空对流活动与西中心加强有密切联系，秦育婧等(2013)研究南亚高压重建过程与中南半岛上空对流活动的关系发现，南亚高压建立偏早年，对流从苏门答腊半岛向北推进到中南半岛上空的时间偏早，而建立偏晚年则相反。图 3给出了南亚高压建立过程中沿10°～17.5°N平均的散度、垂直速度和纬向环流的演变过程。由图 3可 见，在南亚高压建立过程中，有两个垂直上升运动区，分别位于印度半岛和中南半岛。前者上升运动最高只达到700 hPa左右，而后者可达到100 hPa。在南亚高压建立前两候P－2、P－1(图 3a、b)，中南半岛处上升运动较弱，其上空为西风控制，上层辐散较弱，东孟加拉湾上升运动较弱，该地区夏季风对流尚未开始。在P 0(图 3c)时，由于中南半岛上空对流活动增强，使得垂直上升运动变强，高层辐散低层辐合增强，同时其上空由西风转为东风，预示着中南半岛地区夏季风开始建立，南亚高压在中南半岛上空完全建立，虽然东孟加拉湾出现上升运动，但其上空依旧受弱西风控制。P＋1(图 3d)候，东孟加拉湾—中南半岛上空为强上升运动控制，上层辐散进一步增强，东风增强，对应着南亚高压在中南半岛增强，东孟加拉湾上空由弱西 风转为弱东风，预示着东孟加拉湾夏季风开始建立。到P＋2时，东孟加拉湾上空由强东风控 制，东孟加拉湾夏季风完全建立。在南亚高压建立过程中，西孟加拉湾一直受下沉运动控制，表征此处夏季风尚未开始建立。这种垂直运动、辐合辐散分布可能与不同的加热有关。如图 3，在印度半岛，上升运动只能到达700 hPa，这是因为该区在南亚高压建立过程中主要受到印度半岛表面的感热加热作用，而中南半岛上空上升运动能够达到平流层低层主要是由于该区受到对流凝结潜热释放加热作用。南亚高压是暖高压且其中心具有趋向于热源发展的特征即趋热性(Qian et al.,2002)，中南半岛上空的非绝热加热作用与南亚高压由冬季海洋高压发展为夏季大陆高压有着密不可分的联系，因此下面我们进一步来分析南亚高压建立过程中非绝热加热的作用。

图 3 南亚高压在中南半岛上空建立各候沿10°N～17.5°N平均的散度(填色，单位：10−6 s−1)、垂直速度(等值线，单位：10−3 Pa s−1)和纬向环流(矢量)分布：(a)P－2；(b)P－1；(c)P 0；(d)P＋1；(e)P＋2Fig.3 Distribution of divergence(shaded，units: 10−6 s−1)，vertical velocity(contours，units: 10−3 Pa s−1)，and zonal circulation(vectors)averaged over 10°-17.5°N during the establishment commencemen of SAH above the Indo-China Peninsular:(a-e)P－2 to P＋2

由于南亚高压在中南半岛上空的建立过程和中南半岛上空非绝热加热作用的变化密切相关(刘伯奇等，2009)，我们首先分析南亚高压建立前后该区上空非绝热加热和位势高度异常的演变特征(见图 4)。从图 4a可见，南亚高压在中南半岛上空建立前四候，105°E以东存在一个较弱的非绝热加热中心，加热中心上空为位势高度距平负值区，下层则为位势高度正值区，这样的位势高度距平值分布表明在半岛上空更易形成低压，而下层易形成高压；从高压建立前三候到建立前二候(图 4b和c)，半岛上空加热中心范围逐渐变宽，强度逐渐加强，上空位势高度异常负值在建立前二候(图 4c)略有减弱，且向西移动，低层的正值也略有减弱；南亚高压建立前一候，在400～500 hPa层上出现3 K d⁻¹的加热中心，由位势倾向方程中非绝热加热随高度的变化项的作用可知，当非绝热加热随高度增加，等压面高度将降低，反之，当非绝热加热随高度减小时，等压面将升高(朱乾根等，2007)，因此，在高压建立前一候，在最大非绝热加热中心的上空，非绝热加热随高度减小，等压面将升高，而其下空非绝热加热随高度增强，等压面将降低，这导致中南半岛上空高、低层的位势高度异常均减弱(图 4d)，南亚高压建立候(图 4e)，高(低)空位势高度负(正)异常减弱；南亚高压建立后一候(图 4f)，半岛上空加热中心加强，半岛上空高层变为位势高度正异常，下层为弱负异常，表明高压在中南半岛上空加强，这显然与非绝热加热的增强有关；南亚高压在中南半岛上空建立后(图 4f-h)，非绝热加热中心持续增强，且加热范围向西方向 扩展，使得上层位势高度正异常增强且略向西 移动，最大值中心位于150 hPa。比较可以发现图 4a和图 4h中的位势高度异常分布几乎接近反位相，而中南半岛上空持续加强的非绝热中心在该过程中起到关键作用。

图 4 沿10°N～20°N平均的大气视热源Q1(阴影，单位：K d−1)和位势高度距平(P－6到P＋5多年候平均值为气候态)纬向偏差(等值线，单位：gpm)在南亚高压建立前后的候平均演变；(a-h)分别代表P－4到P＋3Fig.4 The evolution of the atmospheric apparent heat source Q1(shading，units: K d−1)，the geopotential height zonal deviation anomaly(contours，units: gpm)averaged over 10°-17.5°N during the process of the SAH esrablishment.(a-h)represents P－4 to P＋3，respectively

刘屹岷等(1999)在研究凝结潜热加热对副热带高压作用时得出，在最大加热中心上方有$\partial Q/\partial z$＜0，在$\beta $效效应的作用下最大加热中心将出现北风 v＜0，使得气旋式环流出现在热源东侧，反气旋环流出现在热源西侧；最大加热中心下方有$\partial Q/\partial z$＞0，在$\beta $效应的作用下最大加热中心将出现南风 v＞0，使得气旋式环流出现在热源西侧，反气旋环流出现在热源东侧。由图 4可见，南亚高压在中南半岛上空建立的过程中，半岛上空存在持续加强的非绝热加热中心。在加热中心上空，加热强度随高度而减弱；下空则相反。下面来看高低层流场对热源分布的响应，图 5a-e为南亚高压建立过程中150 hPa流场异常的演变，图 5f-j为850 hPa的演变。南亚高压建立前两候(图 5a)，半岛上空为偏南风，西北侧为气旋式环流，其中心位于高原南侧，半岛东侧为高压脊，其中心位于菲律宾以东洋面；同候的低空(图 5f)，半岛上空为偏北风，半岛西侧为反气旋式环流，其中心位于孟加拉湾东岸；半岛东侧为气旋式环流，其中心位于菲律宾东南侧洋面上。建立前一候(图 5b)，半岛上空偏南风减弱，西侧气旋式环流略像东北移动，东侧高压脊减弱；同候低空(图 5g)，半岛上空仍为偏北风，西侧反气旋式环流，东侧气旋式环流。南亚高压建立候(图 5c)，半岛高空偏南风转为偏北风，西北侧形成反气旋式环流，高原西南侧为气旋式环流，东侧形成气旋式环流；同候低空(图 5h)，半岛上空变为偏南风，西侧为气旋式环流，东侧变为低槽区。南亚高压建立后两候(图 5d、e)，半岛上空盛行偏北风，西侧为反气旋式环流，东侧为气旋式环流；同候低空(图 5i、j)，半岛上空盛行偏南风，西侧为气旋式环流，东侧变为反气旋式环流。因此，中南半岛附近的潜热凝结加热作用使南亚高压在半岛上空建立后加强并稳定，相应的流场分布有利于低空孟加拉湾季风低涡的产生和夏季偏南风的生成。

图 5 风场（u, v） 平均距平（单位：m s−1）（P－6 到P＋5多年侯平均值为气候态）在南亚高压建立前后的演变：（a−e）150 hPa流场；（h−j）850 hPa流场。“A”，“C”分别表示气旋、反气旋环流中心；箭头表示盛行风向。Fig.5 The pretend evolution of the anomalies of the atmospheric wind field (u, v; units: m s−1) during the process of the SAH establishment: (a−e) 150 hPa, (h−j) 850 hPa. “A”, “C” denotes the anticylonic, cyclonic circulation center. And the black vectors denotes the prevailing wind direction.

南亚高压是夏季北半球100 hPa层次上最强的环流系统，一直被视为亚洲夏季风的重要组成系统之一，南亚高压中心北跳甚至可以用来指示夏季风的爆发日期。钱永甫等(2004)将南亚高压中心越过20°N和25°N的时间分别作为南海爆发和印度季风建立的平均日期。那么南亚高压在中南半岛上空建立的整个过程与亚洲夏季风爆发过程有怎样的关系呢？

图 6给出了南亚高压在中南半岛上空建立过程中(10°N～17.5°N，850 hPa)平均风场和对外长波辐射(OLR)的演变。He et al.(2006)用OLR≤240 W m⁻²作为表征对流活动活跃的指标，由图 6可见，南亚高压在中南半岛上空建立前15天，中南半岛东南侧首先出现OLR≤240 W m⁻²，即中南半岛东南侧首先出现对流活动，此时半岛东南侧盛行偏南风，南海和菲律宾一带为偏东风；而中南半岛西部，孟加拉湾和印度东部地区风速很小，印度半岛至阿拉伯海东部主体是偏东北气流。这种形式一直保持到南亚高压在中南半岛上空建立。中南半岛的对流活动在高压建立前7天开始向东、西扩展，在建立前5天对流活动覆盖中南半岛，且对流活动强度也在D－5天增强到OLR≤230 W m⁻²。伴随对流活动发展，D0天，中南半岛地区弱西南风最先增强，且对流活动进一步扩大并增强，可视为中南半岛夏季风开始。接着强对流活动向西伸至孟加拉湾东岸，随着对流活动西扩，该区的西南风也相应发展；D＋5天，东孟加拉湾对流活跃且西南风增强，可认为东孟加拉湾夏季风在高压建立后5天开始建立；D＋5到D＋15天，中南半岛和东孟加拉湾的对流活动增强，西南风显著增强，该地区的夏季风完全建立。而在这一时间段，南海地区由偏东风转为偏东南风，菲律宾地区依旧是东风带；孟加拉湾西部、印度半岛和阿拉伯半岛东部由偏东北气流转为盛行强偏西北气流。D＋15天后，南海地区对流活动开始发展，但还是由东南风控制；D＋20天，南海出现西南风，对流活动增强，南海夏季风开始，菲律宾地区也从东风带转变为偏南风且对流活动活跃，标志着该地区的夏季风开始建立。D＋20到D＋30天，90°E以东的地区对流活动和西南风持续增强，表明在该时段中南半岛、孟加拉湾东岸、南海、菲律宾夏季风都已完全建立；而90°E以西地区，对流活动尚未建立，依旧受偏西北风控制，但北风逐渐减弱。D＋32天，90°E以西对流活动突然变强，北风分量大大减弱，主要受强西风的控制，表明南亚高压在中南半岛上空建立后32天左右，西孟加拉湾、印度半岛及阿拉伯海东部夏季风建立。因此，中南半岛夏季风建立可视为亚洲夏季风开始建立的起点，而南亚高压在中南半岛上空建立又可视为中南半岛夏季风开始建立的起点，南亚高压在中南半岛上空的建立对亚洲夏季风建立有很好的指示意义。

图 6 沿10°～17.5°N平均的对外长波辐射（OLR）（阴影，单位：W m−2）、850 hPa水平环流（u, v；矢量，单位：m s−1）的时间—经度剖面图Fig.6 The time–longitude cross sections of the Outgoing Longwave Radiation (OLR) (shading, units: W m−2) and the horizontal circulation (u, v; vector, units: m s−1) averaged over 10°N–17.5°N.

图 7进一步给出南亚高压在中南半岛上空建立前后850 hPa风场以及OLR的逐候演变，以便更清楚地分析南亚高压在半岛上空建立过程中夏季风爆发情况。P－5到P－4候(图 7a-b)，三个强对流中心分别位于苏门答腊半岛、加里曼丹岛和新几内亚岛北侧，且苏门答腊半岛西侧的对流活动向西扩展；20°N一带为副热带高压带控制；中东印度洋出现一对气旋对，分别坐落于赤道两侧，气旋对产生的偏西气流和西太平洋副热带高压南支偏东气流辐合于苏门答腊半岛地区。P－2到P－1候(图 7c−d)，中南半岛上空对流活动开始增强，范围覆盖半岛东南角；同时赤道北侧的气旋中心向北移动。P 0候(图 7e)，北移的气旋在孟加拉湾北侧与该地区的西风气流一起形成孟加拉湾低槽，赤道南侧气旋环流中心增强，北支槽和南侧气旋形成的西风明显增强，阿拉伯海反气旋环流明显减弱，副热带高压带在孟加拉湾断裂；并且由于孟加拉湾低槽建立，其槽后的偏西南气流于P 0候首先在中南半岛南侧增强，此时中南半岛对流活动强，表明南亚高压在中南半岛上空建立候即是中南半岛夏季风的建立候。P＋1候(图 7f)，孟加拉湾槽增强，孟加拉湾东部西南风增强，对流活动强盛，表明孟加拉湾东部夏季风开始建立；同时中南半岛上空西南风显著增强，苏门答腊半岛的强对流活动中心北移。P＋2候(图 7g)，孟加拉湾槽变得很强，中南半岛和孟加拉湾东部夏季风完全建立，索马里越赤道气流也增强，西太平洋副热带高压开始东退。P＋3候(图略)，苏门答腊半岛强对流活动中心北移至中南半岛上空，南海南部地区由东南风发展为西南风，强对流活动开始出现；西太平洋副热带高压东退至菲律宾以东，菲律宾受强对流活动控制，且受副高西侧的偏南风控制。P＋4候(图 7h)，西太平洋副热带高压东退至140°E，强对流活动和强西南季风覆盖南海和菲律宾地区，表明该地区的夏季风开始建立并于P＋5候完全建立。P＋6候(图 7i)索马里越赤道气流变得很强，孟加拉湾西部、中印半岛南部和阿拉伯海东部被强对流活动控制，并且北风分量减弱而盛行强西风，表明这些地区夏季风在这一候开始建立；至P＋8候(图 7j)则完全建立。因此，由上述过程可见，南亚高压在中南半岛上空建立可视为整个亚洲夏季风爆发的开始。

图 7 OLR(阴影：OLR≤ 240 W m−2)和850 hPa风场(矢量，单位：m s−1)的候平均演变。(a-j)分别表示P－5、P－4、P－2、P－1、P 0、P＋1、P＋2、P＋4、P＋6、P＋8Fig.7 The pentad evolution of OLR(shading: OLR≤240 W m−2) and the wind field(vector，units: m s−1)at 850 hPa.(a-j)represent P－5，P－4，P－2，P－1，P 0，P＋1，P＋2，P＋4，P＋6，P＋8，respectively

图 8分别给出了印度半岛、东西孟加拉湾、中南半岛、南海和菲律宾区域的纬向风垂直切变和500～200 hPa经向温度梯度的演变。从图 8a可见，纬向风垂直切变在中南半岛、孟加拉湾东几乎同时转向，比南海地区早，这与上述的孟加拉湾槽发展后西南风向东伸展至南海导致南海夏季风爆发的结论一致。南亚高压移上中南半岛上空时，中南半岛和孟加拉湾东的纬向风切变迅速发生转向，之后大约3候左右，南海地区纬向风切变转向。表明南亚高压移上中南半岛有利于中南半岛和孟加拉湾东纬向风切变转变，因为当高压移上半岛时，半岛及邻近地区在高空受到反气旋环流的控制，反气旋环流的抽吸作用加强下层气流的辐合上升，下层风场(见图 7e)由之前处于副热带高压南侧偏东气流和偏东南气流控制转变为偏西气流和偏西南气流；而上层在中南半岛上空建立前，半岛上空主要是受西太平洋反气旋环流北侧的强西风气流控制(图 1a和b)，此阶段高低空纬向风切变处于负值；高压建立之后，中南半岛地区上层受反气旋环流中心的控制(图 1c)，北侧受西风控制南侧受东风控制，区域平均后几乎为零，而低层风场受偏西南风控制(图 7e)，高低空纬向风切变由负值转变为正值。因此，南亚高压在中南半岛上空建立的过程对于纬向风切变转向过程起到关键的作用。图 8b中，500～200 hPa经向温度梯度首先在中南半岛发生转向，然后在东孟加拉湾、南海、西孟加拉湾转向，最后在印度半岛和菲律宾岛地区转向，南北经向温度梯度转向也能很好地表征夏季风爆发的过程。

图 8 10°N～20°N(a)纬向风切变(u850 hPa－u200 hPa；单位：m s−1)和(b)500～200 hPa经向温度梯度T(5°S～5°N)－T(15°N～25°N)(单位：°C)在南亚高压建立前后的演变，其中区域平均分别取印度半岛(IP；70°E～80°E，橙色)、西孟加拉湾(WBOB；80°E～90°E，棕色)、东孟加拉湾(EBOB；90°E～100°E，红色)、中南半岛(ICP；100°E～110°E，蓝色)、南海(SCS；110°E～120°E，紫色)和菲律宾(PH；120°E～130°E，绿色)Fig.8 The evolution of(a)the meridional temperature gradient(units: °C)(the regional average over 5°S-5°N minus that over 20°N-30°N)at 500 hPa level，and (b)the vertical shear of zonal wind(850 hPa minus 200 hPa，units: m s-1). The regions are selected as the Indian Peninsula(IP; 10°N-20°N，70°E-80°E; orange line)，the western Bay of Bengal(WBOB; 10°N-20°N，80°E-90°E; brown line)，the eastern Bay of Bengal(EBOB; 10°N-20°N，90°E-100°E; red line)，the Indo-China Peninsular(ICP; 10°N-20°N，100°E-110°E; blue line)，the South China Sea(SCS; 10°N-20°N，110°E-120°E; purple line)，and the Philippines Isl and s(PH; 10°N-20°N，120°E-130°E; green line)，respectively

图 9分别给出中南半岛和印度半岛区域感热和潜热净通量在南亚高压建立前后的变化特征。南亚高压在中南半岛上空建立D－30天以前，中南半岛地区(图 9a)感热净通量比潜热净通量强，潜热净通量呈增强趋势，而感热净通量在D－30天以后开始减弱，并在D－20天潜热净通量开始强于感热净通量，之后潜热净通量快速增强，感热净通量迅速减弱；印度半岛地区(图 9b)感热净通量在高压建立前呈上升趋势且保持较大值，潜热净通量值较小，到高压建立后20天左右，感热净通量开始减弱，潜热净通量开始增强。中南半岛和印度半岛感热潜热变化差异对于孟加拉湾槽的建立有很重要的作用。吴国雄等(1999)在研究非绝热加热对副热带反气旋的影响时指出，对于时间尺度较长的系统，在中、低对流层，感热加热东侧、潜热加热西侧有益于产生气旋式环流，反气旋环流倾向于产生在感热加热西侧，潜热加热东侧。南亚高压在中南半岛建立D－30天以前，中南半岛、印度半岛地区主要是感热加热作用，印度半岛东侧有利于在孟加拉湾地区产生气旋式环流，中南半岛西侧有利于在孟加拉湾地区产生反气旋式环流，两者有相互抵消的趋势。南亚高压在中南半岛上空建立之后，中南半岛潜热净通量已经增加到110 W m⁻²，而此时感热净通量只有40 W m⁻²，中南半岛上空主要为潜热加热作用，在其西侧有利于产生气旋式环流，随着潜热的不断增强，气旋环流也增强，而印度半岛地区仍主要受感热加热作用控制，它们共同作用使低槽在孟加拉湾地区形成，从而使亚洲南部夏季风开始建立。

图 9 表面感热(SH，实线，单位：W m−2)、潜热净通量(LH，虚线，单位：W m−2)在南亚高压建立前后的演变：(a)中南半岛(ICP；15°N～22.5°N，95°E～105°E)区域平均；(b)印度半岛(IP；15°N～22.5°N，75°E～85°E)区域平均Fig.9 Evolution of the net fluxes of surface sensible heat(SH) and latent heat(LH)averaged over(a)the Indo-China Peninsular(ICP; 15°-22.5°N，95°-105°E) and (b)the Indian Peninsula(IP; 15°-22.5°N，75°-85°E)

综上，南亚高压在中南半岛上空建立后，中南半岛地区的夏季风最先建立，几天后孟加拉湾东夏季风建立，大约20天后南海、菲律宾地区夏季风建立，大约一个月之后孟加拉湾西、印度半岛和阿拉伯海东夏季风开始建立。因此，南亚高压在中南半岛上空建立对亚洲夏季风的建立有很好的指示意义。

本文利用NCEP/NCAR再分析资料，首先讨论了如何定义南亚高压在中南半岛上空建立日期，结合150 hPa日平均流场演变特征，如果赤道太平洋反气旋中心分裂后西中心移至中南半岛上空且闭合，持续5天以上，之后若闭合中心消失但不能超过一天，闭合中心若东西振荡、南北移动但不超出(3°N～22°N，70°E～135°E)范围，则将西中心移上中南半岛第一天定义为夏季南亚高压在中南半岛上空建立的日期。气候平均来讲南亚高压在中南半岛上空建立的日期为4月29日，在此基础上，我们进一步以南亚高压建立日期为基点合成分析了南亚高压建立前后大气环流和非绝热加热的演变，来研究南亚高压在中南半岛上空建立的过程及其成因。结果表明，南亚高压建立的过程始于菲律宾以东沿岸的反气旋环流中心分裂，西中心移至中南半岛上空并增强；在南亚高压建立过程中，中南半岛上空持续增强的非绝热加热中心对西中心移上半岛并不断增强有重要的作用。之前的研究大都从气候态或季风爆发的角度来研究，我们的研究是现有研究的补充，并更清晰地展现出南亚高压建立的过程及其与中南半岛上空非绝热加热的关系。

进一步的研究还揭示出南亚高压在中南半岛上空的建立与亚洲夏季风建立的关系。结果表明，南亚高压在中南半岛上空建立时，中南半岛夏季风开始建立，这也是亚洲夏季风最先建立的地区。南亚高压在中南半岛上空建立不久后，东孟加拉湾夏季风开始建立；南亚高压建立大约20天后，南海和菲律宾夏季风建立；大约一个月后，西孟加拉湾、印度半岛和东阿拉伯海的夏季风建立。因此，南亚高压在中南半岛上空的建立可视为亚洲夏季风开始建立的起点，其对亚洲夏季风爆发有很好的指示意义。