二十世纪六十年代早期，陶诗言和朱福康(1964)就指出夏季南亚高压具有绕其平均位置作东西往返运动的特征。八十年代初，罗四维等(1982)从天气学角度入手，以100°E为界，将南亚高压分为东部型、西部型和带状型，并把东、西部型的相互转换定义为南亚高压的东西振荡。关于南亚高压东西振荡的机理主要存在两种观点：一种是热力作用(自身振荡)，由于青藏高原加热作用使得副热带流型发生调整，并在东部平原潜热加热的影响下，南亚高压发生东西振荡，在这类振荡过程中，青藏高原的加热是主要因素(钱永甫等，1978)；另一种是环流作用(强迫振荡)，由于副热带西风急流上长波扰动不稳定发展产生的新旧波的调整，导致南亚高压发生东西振荡(刘富明和魏淑华，2004；谭晶等，2005)。九十年代末，随着资料的丰富，张琼(1999)进一步从气候态的角度研究了南亚高压“东西振荡”，指出盛夏季节南亚高压存在两类平衡态，即伊朗高压模态和青藏高压模态，并将围绕两类平衡态位置的异常振荡定义为青藏高压的东西振荡和伊朗高压的东西振荡，并指出这种东西振荡是在环流调整下高压中心的移动过程。而Zhang et al.(2002)则认为南亚高压双模态间的相互转换不同于过去青藏高压的东西振荡，它既不是环流调整引发的强迫振荡，也不是青藏高原和我国东部平原加热场差异造成的自身振荡，而与青藏高原和伊朗高原上空的非绝热加热过程密切相关。

九十年代末到本世纪初期，国内学者揭示非绝热加热的空间非均匀分布是决定南亚高压位置和强度的关键因素(刘屹岷等，1999；吴国雄等，1999，2002；Wu and Liu，2003；Liu et al.，2004)。南亚高压本身是热力性质的高压系统，具有“趋热性”(Liu et al.，2000; Qian et al.，2002)。Liu et al.(2007)发现夏季青藏高原的强加热使得纬向非对称不稳定发展，从而造成高原上南亚高压的准双周振荡。以上研究皆表明不论从天气学角度还是气候态角度，夏季南亚高压的活动均与非绝热加热过程密切相关。当南亚高压完全移上青藏高原后，东西振荡便成为该时期最主要的活动特征。那么在季节内时间尺度上，夏季青藏高原大气热源与南亚高压之间存在怎样的关系呢？可能原因是什么？本文试图对上述问题做进一步讨论。

采用“倒算法”(Yanai et al.，1973)计算大气视热源，公式如下：

夏季青藏高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $是否存在低频振荡现象以及它的显著低频周期是什么？为了分析$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $的低频振荡特征，这里首先采用傅里叶谐波分析方法从原始逐日资料中扣除第一与第二谐波分量之和，然后再对夏季高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $进行Morlet小波变换分析，考虑到边界效应，将时间范围从6～8月延长到5～9月，统计1983～2012年逐年夏季高原东部的$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $信度周期(表 1)，发现10～20 d周期低频振荡通过95%信度检验的共有27年，几乎每一年都有通过信度检验的时段存在，30～60 d周期低频振荡通过95%信度检验的只有4年，远远少于10～20 d振荡的年数，由此表明夏季青藏高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $的主要低频周期为10～20 d，与彭玉萍等(2012)、Wang and Duan(2015)结论相一致。

表 1 (Table 1)

表 1 小波分析夏季青藏高原东部的主要低频周期(通过95%信度检验) Table 1 The main low-frequency period of in the eastern TP(Tibetan Plateau)during May to September by the Morlet wavelet analysis(at 95% confidence level) 主要周期 年份 10～20 d 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2008 2009 2011 2012 30～60 d 1983 1999 2004 2009

表 1 小波分析夏季青藏高原东部的主要低频周期(通过95%信度检验) Table 1 The main low-frequency period of in the eastern TP(Tibetan Plateau)during May to September by the Morlet wavelet analysis(at 95% confidence level)

为了进一步说明夏季高原东部10～20 d与30～60 d低频振荡的相对重要性，计算了30～60 d与10～20 d方差的比值(图 1)，发现30年中只有1999、2007、2009和2010年，热源30～60 d与10～20 d方差比超过了1.0，其余年份的方差比都小于1.0，而其中绝大部分的方差比又小于0.6，说明夏季高原东部热源以10～20 d周期振荡为主，30～60 d振荡次之，验证了上面所得结论。

图 1

Fig. 1

图 1 1983～2012 年夏季高原东部1$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $的30～60 d 方差与10～20 d 方差的比值 Fig. 1 The ratio between 30–60 d and 10–20 d variances of $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ over the eastern TP (Tibetan Plateau) in the summertime during 1983–2012

夏季亚洲地区的10～20 d低频振荡的空间分布情况如何？由图 2可以看出，南海到25°N以南西太平洋副热带地区、孟加拉湾中部和青藏高原东南部分别有三个相对方差大值区，表明以上地区是夏季10～20 d低频振荡的活跃区，其中南海地区的相对方差强度最强，值大于26%以上，值得注意的是，高原上10～20 d相对方差大值区整体位于高原东部，也进一步说明选用夏季高原东部区域的大气视热源进行分析是合理的。

图 2

Fig. 2

图 2 夏季$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 的10～20 d 相对方差的多年平均分布（粗实线：海拔高度超过2000 m 的青藏高原大地形，下同） Fig. 2 Distribution of 10–20 d relative variance of $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ in the summer averaged over the period of 1983–2012 (thick solid line indicates the Tibetan Plateau region with topography exceeding 2000 m, the same below)

综上所述，夏季青藏高原东部的主要低频周期为10～20 d，且高原东部是10～20 d方差贡献率相对大值区，表明高原东部地区是准双周振荡的活跃区。

对于南亚高压东西振荡周期的研究，首先是南亚高压东西振荡指数的确定。刘梅等(2007)采用16760 gpm等值线东脊点的经度定义了南亚高压东伸指数表示南亚高压在东西方向上的位置；赵改英等(2000)用东西两个特定区域的位势高度差表征了南亚高压的东西振荡；王蕊(2008)通过对100 hPa南亚高压中心“重心”位置的计算描述南亚高压的纬向运动。以上对南亚高压纬向运动指数的定义均涉及到了位势高度场，而Yang and Sun(2003)的研究表明，100 hPa位势高度在年际尺度上具有增加的趋势，所以这里参照他们的做法，选择南亚高压东脊点附近(因为东脊点附近曲率涡度大)100 hPa相对涡度均方差大值点(30°N，107.5°E)(图 3a)，并与北半球其它格点相对涡度求单点相关(图 3b)，由此确定出描述南亚高压东脊点东西移动的100 hPa相对涡度关键区是(25°～35°N，100°～115°E)，将区域平均后的相对涡度定义为南亚高压纬向位置指数，该指数可用来衡量南亚高压东脊点的东西移动。

图 3

Fig. 3

图 3 1983～2012 年夏季100 hPa 相对涡度的（a）均方差分布（单位：10-6 s-1；阴影区表示均方差≥4×10-6 s-1 的区域）和（b）单点相关 [基为 （30°N，107.5°E）；阴影区通过了95%信度检验] Fig. 3 (a) Standard deviation (units: 10-6 s-1; shaded areas indicate where the values are greater than 4×10-6 s-1) and (b) correlation coefficient [base point: (30°N, 107.5°E); the shaded areas indicate where the coefficient is statistically significant at the 95% confidence level in t test)] of relative vorticity at 100 hPa in the summers from 1983 to 2012

以标准化后的南亚高压纬向位置指数绝对值≥1为标准，挑选出南亚高压异常偏西年有5年：1994、1997、2001、2002和2004年；异常偏东年有4年：1989、1993、2003和2009年(图略)，分别对南亚高压异常偏东年和偏西年夏季100 hPa环流场合成(图 4)，发现在异常偏东年，南亚高压强度偏强，16800 gpm等值线东脊点东伸到100°E附近，主要高压中心位于87.5°E，强度为16827 gpm，呈青藏高压模态；异常偏西年，南亚高压强度偏弱，16800 gpm等值线东脊点西退到90°E附近，主要高压中心位于62.5°E，强度为16811 gpm，呈伊朗高压模态，进一步说明用100 hPa特定区域相对涡度定义的南亚高压纬向位置指数是合理可行的。

图 4

Fig. 4

图 4 南亚高压（a）偏东年和（b）偏西年夏季100 hPa 风场（矢量；单位：m s−1）和位势高度场（等值线；单位：gpm）合成（字母“A”代表反气旋中心） Fig. 4 Composites of JJA-mean (June–July–August, JJA) 100-hPa wind (vectors; units: m s−1) and geopotential heights (contours; units: gpm) for (a) the years when the SAH shifts eastward and (b) the years when the SAH shifts westward ( letter “A” denotes the anticyclonic center)

采用Morlet小波分析方法，对1983～2012年30年逐年夏季南亚高压纬向位置指数进行小波变换后发现(表 2)，30～60 d周期低频振荡通过95%信度检验的只有3年，10～20 d周期振荡通过信度检验的共有29年，10 d以下准单周周期的有16年，证明夏季南亚高压东西振荡的最主要周期是准双周，其次是准单周周期(赵改英等，2000；刘梅等，2007；王蕊，2008；王跃男，2008)，这与夏季高原东部主振荡周期相一致。

表 2 (Table 2)

表 2 小波分析夏季南亚高压纬向位置指数的主要周期(通过了95%信度检验) Table 2 The main period of index of SAH(South Asia high)longitudinal position during May to September by the Morlet wavelet analysis(at 95% confidence level) 主要周期 年份 30～60 d 2004 2010 2012 1983 1984 1985 1986 1987 19881989 1991 1992 1993 1994 1995 10～20 d 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 10 d以下 1984 1985 1987 1989 1990 1991 1996 1997 1998 2002 2003 2004 2005 2006 2010 2012

表 2 小波分析夏季南亚高压纬向位置指数的主要周期(通过了95%信度检验) Table 2 The main period of index of SAH(South Asia high)longitudinal position during May to September by the Morlet wavelet analysis(at 95% confidence level)

由前面的分析得到，夏季青藏高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $和南亚高压纬向运动的最主要低频周期都是准双周，并且高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $10～20 d方差贡献率强于江淮流域，说明高原东部热力过程同江淮流域非绝热加热一样对南亚高压的中期纬向运动作用不可忽视，那么夏季青藏高原$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $低频振荡与南亚高压东西振荡究竟有什么样的关系呢？下面将做进一步的分析。

为了更好的研究高原东部大气热源10～20 d低频振荡与南亚高压东西振荡的关系，本节首先要挑出10～20 d低频振荡的强弱年，关于低频振荡的强度已有很多学者进行过研究，可用低频动能(龙振夏和李崇银，2001)以及低频能量占总能量的方差百分比(李丽平等，2009)等表示。本文采用低频方差表示低频振荡的强度(图 5)，以标准化序列绝对值大于等于1.0为标准，得到大气热源10～20 d低频振荡偏强年有6年：1988、1991、1993、1995、2000、2011年；偏弱年共4年：1994、1996、2009、2010年。由于强年比弱年的环流场特征更显著，下文主要对大气热源10～20 d低频振荡偏强年进行合成分析。

图 5

Fig. 5

图 5 1983～2012 年夏季高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10～20 d 标准化低频方差（虚线：一个标准差） Fig. 5 Standardized 10–20 d low frequency variance of $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ over the eastern TP in the summers from 1983 to 2012 (the dashed lines represent one standard deviation)

使用Lanczos滤波器对6～8月高原东部大气热源时间序列进行10～20 d滤波后得到滤波曲线，参考Chan et al.(2002)的做法，将滤波曲线超过1倍均方差的循环划分成8个位相，其中第3位相表示低频波峰值，第7位相表示低频波谷值，位相2和位相4表示低频振幅达到一半时所对应的时间，位相1和位相5为转换位相(如图 6)，下面对夏季高原东部10～20 d低频振荡偏强年的100 hPa低频环流场进行8个位相的合成，了解高层环流场的演变情况。

图 6

Fig. 6

图 6 2000 年6～8 月高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10～20 d 滤波的时间序列（数字表示位相；虚线为一个标准差，单位：W m−2） Fig. 6 Time series of 10–20 d filtered $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ over the eastern TP from June to August in 2000 (the numbers denote the phases of the low frequency oscillation; the dashed lines denote one standard deviation, units: W m−2)

图 7为10～20 d低频100 hPa环流场的合成。里海附近的低频反气旋自西向东移动，第3位相时，该低频反气旋已移到青藏高原西部，此时高原上空被低频气旋控制，导致南亚高压主要高压中心位置偏西呈伊朗高压模态。第4位相时，原来里海附近的低频反气旋位置已被低频气旋所占据，高原西部的低频反气旋主体开始向西移动并于高原西北部分裂出另一个反气旋单体。位相5及以后，该反气旋单体以及里海附近的低频气旋继续向东移动。第7位相时，高原上空已完全被该低频反气旋控制，分布形势与位相3完全相反，导致南亚高压主要高压中心位置偏东呈青藏高压模态。第8位相时，原里海附近又重新被低频反气旋控制，高原西部的低频气旋开始向西移动并于高原西北部分裂出新的低频气旋单体，与第1位相环流形势相似，新的一轮循环又将开始。10～20 d滤波后的低频环流场比未经滤波的原场更能清楚地反映南亚高压的东西振荡，进一步说明的准双周振荡与南亚高压的东西振荡之间关系密切。

图 7

Fig. 7

图 7 夏季高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10～20 d 低频振荡偏强年10～20 d 低频100 hPa 环流场8 个位相的合成（位相3：峰值位相；位相7：谷值位相；单位：m s−1；字母“A”和“C”分别代表反气旋和气旋中心） Fig. 7 Composites of 10–20 d low frequency 100-hPa circulation fields during the eight phases of strong 10–20 d low frequency oscillation years of $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ over the eastern TP in the summer (phase 3 is the peak phase; phase 7 is the valley phase; units: m s−1; letters “A” and “C” denote the anticyclonic and cyclonic centers, respectively)

青藏高原热源和100 hPa从里海附近自西向 东传播的波列究竟有何联系？根据刘屹岷等(1999)的研究，当高原东部热源异常强(弱)时，就会在加热(冷却)中心的高层西北侧激发出异常反气旋(气旋)性环流，该异常反气旋(气 旋)性环流与100 hPa波列中反气旋(气旋)性环流同相叠加，使得南亚高压主要高压中心向西(东)移动，有利于伊朗高压(青藏高压)模态的形成。因此高原上空加热场异常激发的环流叠加在该100 hPa波列上将有利于南亚高压东西振荡的发生。

为了弄清10～20 d低频尺度上高原东部与100 hPa环流场演变之间的关系，图 8a、c和e分别给出了1988年、1995年和2000年高原东部区域平均与100 hPa位势高度场区域平均(30°～40°N，80°～100°E)的10～20 d滤波后的时间序列。由图 8a、c和e看出，夏季高原东部低频与100 hPa低频位势高度场基本呈现反位相的变化趋势。由图 8b、d和f也可以发现，同期，两者呈负相关(通过95%信度检验)，当低频100 hPa位势高度场滞后高原东部低频热源半个周期(7 d左右)时，两者呈正相关(通过95%信度检验)。即当高原东部10～20 d低频强(弱)时，高原上空被低频气旋(低频反气旋)控制，高原西部被低频反气旋(低频气旋)占据，导致南亚高压主要高压中心向西(东)移动，呈现伊朗高压模态(青藏高压模态)；而滞后热源峰值(谷值)位相半个周期的谷值(峰值)位相对应高原上空被低频反气旋(低频气旋)控制，导致高层南亚高压主要高压中心偏东(西)，与图 7描述的现象相一致(王跃男，2008)。

图 8

Fig. 8

图 8 高原东部区域平均$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ （单位：W m−2）与100 hPa 位势高度场（单位：gpm）的10～20 d 滤波曲线（左列：1998、1995 和2000 年）以及两者的超前滞后相关（右列：1998、1995 和2000 年；负号表示位势高度场超前热源；零表示同期；正号表示位势高度场滞后热源） Fig. 8 10–20 d filtered curves of regionally averaged $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ (units: W m−2) and geopotential height (unit: gpm) at 100 hPa over the eastern TP (30°–40°N, 80°–100°E) (left column) and lag correlation coefficients between them (right column) in the summer (minus denotes the geopotential height leading the $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ ; zero denotes the same period; plus denotes the geopotential height lagging the $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ )

南亚高压为什么会出现东西往返运动？它与高原东部10～20 d低频振荡之间究竟有怎样 的关系？已有研究表明南亚高压是热力性质的环流系统，其本身具有“趋热性”(Liu et al.，2000; Qian et al.，2002)，为了揭示夏季高原东部大气热源准双周振荡与南亚高压东西振荡的关系，下面我 们将运用热成风原理对上述问题做进一步的解释说明。

根据热成风原理，在暖中心的东侧温度由西向东减小，有利于上层北风的发展，在暖中心的西侧温度由西向东增加，有利于上层南风的发展，因此暖区上空有利于反气旋环流的维持(任荣彩等，2004)。由图 9可以看出，暖中心始终位于青藏高原西部上空200～300 hPa之间，前四位相，暖中心强度减弱范围缩小，中心略微西移，且暖中心东侧上层北风也随之减弱，由热成风原理可知，不利于青藏高压的维持，所以高压中心西移，形成伊朗高压模态；后四位相，高原西部上空的暖中心强度增强范围扩大，中心略微东移，暖中心东侧上层北风相应增强，有利于青藏高压的维持，所以高压中心东移，形成青藏高压模态。

图 9

Fig. 9

图 9 夏季高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10～20 d 低频振荡偏强年沿32.5°N 平均的位温纬向偏差（等值线；单位：°C）和经向风（阴影：数值≤－4 m s-1 的区域；单位：m s-1）8 个位相的合成（深灰色阴影表示地形） Fig. 9 Composites of zonal deviation of potential temperature (contour; units: °C) and meridional wind (the areas with values ≤－4 m s-1 are shaded; units:m s-1) along 32.5°N during the eight phases for years of strong $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10–20 d low frequency oscillation over the eastern TP in the summer (dark grey shading is for the topography)

对100 hPa位势高度场和500～100 hPa平均温度距平场合成后发现(图 10)，位相1到位相4，青藏高原上空的500～100 hPa温度异常暖中心强度减弱，范围缩小，与此同时，来自里海以北的异常暖区域逐渐南移到伊朗高原上空，且暖中心强度增强，范围扩大，与之相对应的南亚高压主要高压中心向西移动，由青藏高压模态变为伊朗高压模态；位相5到位相8，情况恰好相反，来自巴尔喀什湖及其东北部的异常暖区域逐渐向西南扩到青藏高原上空，且异常暖中心强度增强，而伊朗高原上空的异常暖中心强度逐渐减弱，大值区向西退去，相应的南亚高压主要高压中心向东移动，由伊朗高压模态变为青藏高压模态。整个位相循环过程中，南亚高压主要高压中心始终朝着异常暖中心移动，与热成风原理暖区上空有利于反气旋环流维持的结论相一致，同时也体现出了南亚高压的“趋热性”特征。高原热力场异常导致其上空暖中心变化从而引起的风场变化可以从某种程度上解释南亚高压的东西振荡。

图 10

Fig. 10

图 10 夏季高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10～20 d 低频振荡偏强年100 hPa 位势高度场（等值线；单位：gpm）和500～100 hPa 平均温度距平场（阴影；单位：°C）8 个位相的合成 Fig. 10 Composites of 100-hPa geopotential height (contour; units: gpm) and 500–100-hPa mean temperature anomalies (shading; units: °C) during the eight phases for years of strong $\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $ 10–20 d low-frequency oscillation over the eastern TP in the summer

本文利用1983～2012年NCEP/NCAR逐日再分析资料对夏季青藏高原$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $和南亚高压东西振荡的低频振荡特征进行了分析，并对高原大气热源10～20 d低频振荡和南亚高压东西振荡的关系进行了初步探讨，得到以下结论：

夏季，青藏高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $与南亚高压纬向运动的主要低频周期都是10～20 d。高原东部$\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle $10～20 d峰值位相，青藏高原上空被低频气旋控制，高原西部被低频反气旋控制，导致南亚高压主要高压中心偏西呈伊朗高压模态；谷值位相，低频环流形势完全相反，青藏高原上空被低频反气旋控制，高原西部被低频气旋控制，导致南亚高压位置偏东呈青藏高压模态。高原热力场异常致使其上空暖中心变化从而引起的风场变化可以从某种程度上解释南亚高压的东西振荡。当高原热力场处于正(负)位相时，引起其上空温度场减弱(增强)，高原东部高层北风减弱(增强)，南亚高压向西(东)运动。

关于季节内尺度上高原热源与南亚高压中期纬向运动的关系，本文仅是从热源对高压位置的影响这一角度进行分析，而高压强度和位置之间存在协同变化，热源对高压强度的影响也值得细致探讨。此外，夏季南亚高压具有双模态特征，它们各自又可分为东、西部型(张琼，1999)，若要更加深入地研究高原大气热源季节内振荡与南亚高压中期纬向运动的关系，还应细化并分别进行讨论，这些问题有待于今后的进一步研究。