夏季南亚高压面积指数与全球海温的可能联系外文翻译资料

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翻译原文：Qian Y, Zhang Q, Yao Y, et al. Seasonal Variation and Heat Preference of the South Asia High[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2002, 19(5): 821-836.

南亚高压的季节变化与趋暖性

钱永甫 张琼 姚永红 张学洪

摘要:利用NCEP/NCAR再分析资料，分析了南亚高压的季节变化，讨论了对流层中高层温度，整层大气视热源和非绝热加热率的时空变化对南亚高压季节变化的影响。结果表明，南亚高压存在两个季节平衡态，即夏半年的大陆高压和冬半年的海洋高压，大陆高压又可分为青藏高压和伊朗高压。加热场对南亚高压的季节变化有重要作用。南亚高压是一个暖性高压，其中心有”趋热性”，通常位于或趋于加热率的相对大值区。南亚高压的年循环过程，主要受南亚地区潜热和感热季节变化的支配。夏季北方地区和高原地区的强烈短波辐射加热对高压中心北移和维持也有作用，长波辐射的冷却作用则是高压减弱的重要原因。

关键词：南亚高压，季节平衡态，季节变化，加热场，机制研究

1 引言

每年夏天，在青藏高原之上平流层下部有一个半永久性反气旋环流在青藏高原（TP）称为“青藏高压”，最强可达到100hPa。在100 hPa的高压中心也经常在伊朗高原附近（IP）。在冬天，在海洋上有一个反气旋式环流运动，逐渐随着季节的变化向西北方向移动，并形成一个高压中心。到了夏天，循环可到达青藏高原和伊朗高原区域以此完成一年的周期。因此我们在这篇论文中将冬季海洋上的反气旋环流定义以及夏季在陆地之上的反气旋定义为南亚高压（SAH）。

这里有很多关于南亚高压的研究。Mason和Anderson（1958）指出：根据国际地球物理年收集的数据， 南亚高压是北半球100hpa最稳定最强大的反气旋环流系统，Flohn（1960）指出青藏高原对于南亚高压的加热作用。陶和朱（1964）研究了南亚高压对于北半球的环流和中国天气和气候的作用。在70年代，中国的气象学家对于气候特征，活动的模式，形成机制，和与中国各地区降水的关系的研究较为广泛。南亚高压的活动成为一个雨季天气预报的重要依据（见孙和宋1987；罗等1982；Krishnamurti 等1973；张和彭1983；周1991）。然而，许多过去的研究由于缺乏数据模型及其天气过程个例分析和研究方法和计算能力的不足。最近几年，作者使用了较新的全球NCEP/NCAR再分析数据集重新分析气候性能—年际关系，年代际，年代际变化与ENSO的关系。研究发现南亚高压在大气方面的气候变化中是一个很强的信号（见张等，2000）。

众所周知，季节变化是年际、年代和年代际变化的基础。如果在季节变化方面没有异常，在无际、年际或年代际变化方面也不会有变化。朱等（1980）证明了南亚高压有明显的季节变化。由于季节变化的原因，孙（1984）强调了青藏高原的热效应和海陆热交换的关键。刘等（2000）强调所谓的斜压环流的重要性。张（1977）指出，南亚高压的形成主要是由热效应引起的，而南亚高压的移动也对环流调整起了主导的作用。钱（1978）发现加热区域是一个相对公平的循环演变预测。因此，大多数研究人员强调加热场对于南亚高压形成的热效应。然而，为了更彻底的讨论引起南亚高压年际和年代际变化的物理机制，还需要更加深入的对南亚高压的季节性和机制进行研究。

2数据，研究的领域与南亚高压的特征参数的定义

所使用的数据是从1958年1月到1998年5月的NCEP/NCAR再分析资料包括每月的平均速度，位势高度和在不同的温度场等压面。为了分析导致南亚高压的季节性变化的原因，也需要用到1980至1994年间15年的月平均热通量，辐射通量，月降水量场的资料。所有的数据都是在分辨率为2.5times;°2.5°的经纬度网格。

研究领域是在分析的基础上确定的位势高度循环模式在1958年1月到1998年5月间40年的100 hPa的各月变化。为了包含南亚高压在夏季和冬季的所有活动区域选取30°N-180°E,53°S-55°N间的进行研究。

我们将南亚高压的脊线定义为u风场等于零线附近的线。此外，对脊线以北，u＞0，和以南，u＜0。脊线在不同的纬度上穿过不同的经线，可能会在某些经线处断开，所以将在不同的经纬度平均做为南亚高压的平均线。

南亚高压的中心定义为通过经度和纬度的最大高度的点。南亚高压的面积计算是通过计算点的高度等于或大于1660位势米的特征高度来定义。因此，该地区被示为数的总数和指定的总数。

定义了三种南亚高压强度、中心强度为是位势高度在中心，的绝对强度差异的总和海温位势高度在每个点和特征在南亚高压面积和平均强度的，和之间的比率。

南亚高压的季节变化

3.1南亚高压的季节性变化参数

图1a显示了季节变化南亚高压的特征参数具有40年平均南亚高压中心的季节变化（实线）和平均脊线纬度（虚线）。基本参数的变化的唯一区别是后者被转移了一点点向南。中心脊线在四月之前都位于热带地区的南部。他们在五月向北越跳，向北移动很大程度上又在六月与前近30个月至北部最北部的30个位置，在7月和8月，在九月后继续向南撤退，到十二月回到热带地区。

图b和图a在南亚高压中心经度方面是差不多的。可以看出，有两个明显的突变，第一个是在春季(二月到四月)，另一个是在秋季(九月到十一月)。在春季，南亚高压会从洋面上向西移动到印度支那半岛(ICP)，在秋季，又会迅速的西退。结合中心纬度的时间变化，显示了南亚高压中心，当春季提前时，保持在热带地区，当秋季滞后时，它以一个以往不同的路径从热带太平洋向东南方向移动。

正如图1c显示的南亚高压的面积的明显季节性变化的特征，面积最小的是冬天，在七月和八月逐渐增加后达到最大。

三种强度的南亚高压也有非常相似的季节性变化（见图1d）。为了绘制在一个图中的所有三个强度值，和都是由公式： = 1660 [I-I(m)][(M)-(m)]/[I(M)-I(m)],转换而来的。

其中M和m表示的最大和最小的强度，分别代表或。从图中可见，强度的季节变化是相当符合该地区的。从图中也发现了南亚高压的中心向西北推进比东南滞后更突然，而高压面积也以更快速地改变他们在东南方向的强度并消退。

图1 平均南亚高压参数40年的季节性变化.(a)中心纬度和平均脊线,(b)中心经度,(c)地域(集中：100)和(d)三个强度

3.2两个平衡模式下的南亚高压季节循环参数

在南亚高压的季节变化上有明显的年际差异。异常的年际和年代际变化可以通过去掉各月平均和的480个月平均参数的40年平均自相关各月做平均。图2给出了不同季节和年际变化，该图用纵坐标表示年和横坐标表示南亚高压各特征参数。

从图2可以看出，南亚高压的平均山脊线的季节转换可能发生在较弱的年际和年代际变化的十月到十一月之间（图2a）。该中心的经度的季节转换出现在二月到四月之间和十月系统具有明显的年际变化从冬季到夏季（图2b）。巨大的年际变化年代际变化在该地区季节转换时出现。在1978年之前，冬到夏的过渡期是二月到六月，而在1978年之后，它是在二月到四月，提前结束约2个月。此外，在夏季（6-8月）的异常比1978年之前多。还发现大的年际和年代际变化在夏季到冬季过渡。在1978年之前，过渡是在九月，在1978年之后，它是在十月到十一月的一个月或两个月的延迟（图2c）。强度分布具有相似的特征（图2）。由此推断，季节和年际异常中心经度，地区和南亚高压强度可能有更明显的气候影响。例如，他们可能与厄尔尼诺事件如关系密切，图2，在厄尔尼诺厄尔尼诺年的蛛南亚高压面积和强度发生较大的正异常，中心经度的季节性变化比较早，并且位置移向西。

图2显示了年际和季节变化之间的密切关系以及。以南亚高压强度为例（图2d），南亚高压在更加激烈1980，1983，1988，和1991年的夏天。季节性转换的强度都较早那些年。而在1975，1981，1985，1989，和1992年的夏天，季节性转变的强度都是晚于那些年，南亚高压的强度较弱。类似的情况也存在其他参数。因此，季节性异常确实是年际变化的基础。

图2 南亚高压特征参数的季节性和年际性变化（a）平均脊线纬度（b）中心经度,（c）地域，和（d）强度()

图3 频率（a）和地理（b）对于南亚高压中心用经度表示的贡献，用“ ”表示南亚高压中心位置在九月到四月，“”在五月，六月和九月，“”在秋季中旬个七八月，“times;”在十月和十一月

图3显示了（a）和（b）频率的南亚高压中心的地理分布与经度。这是从图3a中，有两个平衡模式的南亚高压沿经度分布。在冬季，南亚高压通常集中在海洋之上(明阴影)，而在夏季，南亚高压通常集中在陆地之下(深阴影)。夏季模式可以被分为两个可以转化的部分，一个是在50°-70°E的伊朗高原之上被称为“伊朗高压”，另一个是在80°-100°E的青藏高原之上被称为“青藏高压”。在中国，一些气象学家习惯的将这两个相互转化的模式称为青藏高压的西部模式和东部模式。然然而，他们有不一样的热量结构（见 张1999）。从图3b中可以发现南亚高压在五六九月更喜欢在青藏高原之上(用“”表示)，在七八夏季中旬通常在西藏高原西和伊朗高原东之上（用“”表示），冬季从十二月到四月在140°E-170°W之间的太平洋之上（用“ ”表示），从十月到十一月在140°E-160°E之间西太平洋之上，变换的季节是从秋季到冬季（用“times;”）。

朱等（1980）已经指出夏季南亚高压几乎不在100°E之上出现。然而这并不是图3事件所反映的。事实上，在100°E附近出现的频率并不少。这个矛盾可以会引起短期边界引用于朱等。

4.南亚高压季节性变化的机制

4.1 在对流层中下部的温度值域的季节性变化

因为在他们之间的静力学关系，气温的变化是基于地理高度值的，因此南亚高压季节性变化的影响因素可以被分解为季节性变化温度的原因。因此，对流层中上部的平均海温可受从500hpa到100hpa层之间的垂直速度影响。平均海温的季节性参数，例如暖中心的位置（纬度和经度）和强度（温度值），可以较为容易的定义。温度的季节性变化特征也可以用这些参数来讨论。

通过分析从一月到十二月的位置和强度，我们发现平均温度的暖中心在对流层中上部通常可以以一个增长中心的温度从东南到西北，从冬季到夏季逐渐移动。在夏季的七到八月份，暖中心的位置和强度可以在最西部和最北部达到最大值。对于春夏季的南亚高压温度这有两个相同的突变季节性变化，对于分别得（省略指出）。

图4显示了（a）和（b）频率的地理纬度作用对于暖温度中心的影响。这是从图4a中，从五月到九月，暖中心的温度集中在热带太平洋地区，在70°E和110°E之间（深阴影）从十月到下一年的四月，暖中心被分为两个中心，分别是120°E以东和160°E到170°W之间（浅阴影）对比图3a，频率作用要大于南亚高压中心的集中作用。冬季南亚高压中心的主要出现频率地区主要在其暖中心的西部，而他们在夏季也会彼此重叠在一起。另外，暖中心通常不会在伊朗高原之上出现。因此，伊朗高压是一个由较多动力性能的高压系统。从图4b中可以发现暖中心在五六月也就是夏季之前，和九月也就是秋季之前，经常在90°E-105°E (用“”表示)，在七八夏季中旬通常出现在80°E和90°E之间（用“”表示），冬季从十二月到四月在135°E-155°E（用“times;”），之间的太平洋之上（用“ ”表示），从十月到十一月在140°E-160°E之间西太平洋之上，变换的季节是从秋季到冬季（用“ ”）。因此，暖中心会突然从150°E东部和105°E以西的海洋表面跳跃，而不用逐渐向西移动，着表明 青藏高原之上的暖中心通常定位于从冬季到夏季的季节性变化之间。然而，从夏季到冬季，暖中心先从青藏高原上后退，然后逐渐向东部方向移动，并在冬季中旬稳定在热带太平洋之上。这个是咧与南亚高压中心的季节性变化比较相似（见图3b）。

从以上的讨论中，我们可以总结出南亚高压和暖中心的季节性变化基本上是一致的。因此，引起南亚高压季节性转换的原因可以通过之后的原因来推出。

4.2明显的热源对于南亚高压季节性变化的影响

大气温度的季节性转换可以大致上被大气的加热作用所控制。由于南亚高压和暖中心之间的季节性转换的基本组成部分在之前的段落中已经说明，这很可能与南亚高压的季节性转换用这个加热场联合起来。大气加热场可以通过热力方程或观测到的热量计算通量。所谓的可见热源是通过使用前者只包含总价值，局部温度变化，水平和垂直对流的热量，和湍流交换，而使用所观察到的热通量计算方案—tinguishes各种加热元件如潜在的，明智的，和辐射加热率（以下简称“加热”），南亚高压和可见光之间的关系热源首先讨论在本小节然后非绝热加热的影响南亚高压将进行研究。因为我们拥有全球非绝热加热元件仅在1980的1994年的15年间，可见的热源也计算在同一时间段中为了使之比较。此外，湍流热词在可见光热源不能使用月平均场计算和精度对计算热源产生一定的影响。加热场都是反式加热速率（K L）。拉格朗日的观点是在分析中使用，即时间变化的加热速率南亚高压中心的经度和纬度的研究。为了探索总垂直气流山脊的加热速率的影响机制—。UMN对南亚高压的运动，计算了加热质量加权平均利率在从表面到100 hPa整列。

图4 频率（a）和经度（b）对于月平均暖中心的对流层中上层在1958年一月到1998年五月的工作。其他的与图三都是一样的。

图5给出了纬度出发的时间纬度剖面局部透射电镜—温度平流变化，（b），（c）和（d）垂直对流，总供热率。这里的纬度出发意味着数

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