关于西太平洋副热带高压的垂直环流结构和 年际变动特征及其机制研究外文翻译资料

 2022-11-27 14:52:21

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关于西太平洋副热带高压的垂直环流结构和

年际变动特征及其机制研究

何金海 周兵 温敏 李峰

提要

采用1998年南海季风试验期间的高质量高分辨资料和NCEP提供的40年再分析资料以及相关的海温和副高参数资料,研究了西太平洋副热带高压的垂直环流结构和年际变动特征及其与东亚副热带夏季风和外强迫的关系.发现在月平均图上,西太平洋副高中心(或脊线)附近看不到下沉气流,但在候平均图和日平均图上脊线附近的若干区域下沉气流明显。这表明西太平洋副高的准定常和瞬变部分的环流结构特征有显著不同。在副高北侧东亚副热带季风雨带上有暴雨发生时,其凝结潜热激发的经圈环流对相应经度上的副高脊线附近的下沉气流有显著贡献.分析表明,脊线附近高(低)空的下沉气流分别来自副高北(南)侧,表明副高是中高纬和低纬度系统相互联结的纽带.相关统计指出,夏季西太平洋副高的三个参数(面积、强度和脊线纬度)与长江中下游降水存在很高的相关,降水偏多(少),副高面积偏大(小),强度偏强(弱),脊线偏南(北),这说明与降水相应的凝结潜热对副高的年际异常有重要影响。近海海温和东亚海陆热力差指数与夏季长江中下游降水和副高三参数均存在显著的相关,这表明东亚经向和纬向海陆热力差是影响副热带夏季降水和西太平洋副高年际变化的基本因子。数值试验结果指出,近海海温异常所形成的感热加热能在其西侧激发一个异常的反气旋环流,从而影响副高的强度(面积)和南北位置。

关键词:西太平洋副热带高压,经(纬)圈环流,年际变化,近海海温

  1. 引言

西太平洋副热带高压是东亚夏季风系统的重要成员（Tao and Chen,1987），在它的北面是东亚副热带季风雨带（Zhu et al.,1986）。随着时间的推移，从春季到夏季，副热带高压先北跳然后保持不动使雨带长期维持在长江中下游地区并引发这一地区的持续性降水和洪水，其中以1991年和1998年夏季发生的特大暴雨最为典型。因此，对于西太平洋副热带高压经向纬向位置变动和强度变化的研究在气象领域一直是个热门的课题。

经典理论认为，副热带高压与从低纬度到中纬度地区的平均经圈环流（哈德来）的下沉运动有关（Zhu et al.,1981）。由于陆地-海洋分布的不对称性，带状分布的副热带高压往往会分裂成许多部分，所以通常以局部经圈环流的下沉运动来解释副热带高压的产生。然而，这种方法存在严重的弱点，相对于哈德来环流来说，北部的副热带高压在夏季明显强于冬季，尤其是在西太平洋地区。与此相反，一些气象学者进行了以利用纬圈环流的下沉运动为目的的尝试。Yeh et al.(1979)提出青藏高原的加热作用激发纬圈环流在副热带高压的产生方面有重要作用。Chen(1999)指出副热带高压的产生和维持与以线性准地转平稳小波理论为框架的高原加热作用激发罗斯贝波能向东进展相关。如果是这样的话，高原加热作用的条件和副热带高压的强度之间应该存在明显的正相关性。近年来，通过对完全形式的垂直涡度方程和数值实验的尺度分析，Wu et al.(1999)和Liu et al.(1999)指出，在气候时间尺度上，控制东半球夏季副热带高压的位置和强度的关键因子主要是东亚季风降水的潜热释放和较小程度上的地形和地表感热。从理论上说，季风降水和副热带高压的位置和强度之间应该存在其他形式的高度相关关系并应根据气象数据确定这一相关关系。然而，在西太平洋副热带高压停滞的主要地区常有小规模降水，那么它的强迫因素是什么？是什么影响着西太平洋副热带高压的年际变化？此外，在较短的时间尺度上，东亚季风特别是暴雨怎样影响西太平洋副热带高压的垂直环流？这些都是我们关注的问题。本文旨在处理副热带高压的垂直环流结构和它的年际变化相关特征来揭示它们与副热带季风降水和外强迫力的关系，因此需要研究副热带高压的变化机理。

  1. 数据和方法

本文使用的数据包括1998年南海季风试验期间数据和同时期的NCEP逐日再分析资料；由中国国家气象中心编制的160个测站的1958-1993年夏季月平均降水量和西太平洋副热带高压参数（强度，面积指数和脊线的纬度）。定义强度为从110°E到180°E的区域内网格点高度大于587 dagpm的部分的累积值。面积指数是指在同一区域内网格点高度大于587 dagpm的部分的网格点数目。而脊线纬度是指在110°E到180°E区域内网格点高度大于587 dagpm的最大值的纬度。此外，在这项研究中，我们利用东亚夏季风海陆热力差异指数（Sun et al.,1999）和水汽汇lt;Q2gt;还有通过一种间接的方法反算出对流层的垂直速度（Zhou et al.,见下文脚注）

  1. 副热带高压垂直环流特征
    1. 经向截面上的特征

1998年6月，副热带高压脊线在20°N到25°N比平均值更靠南而且它的强度和面积指数都比常值高（见图1a），但在125°E处的脊线穿过了高压中心（图1b），在20°N到25°N附近产生一支由低纬季风环流引起的稳定的上升气流。从图1c可以看出，与西太平洋副热带高压的经向运动相联系的垂直速度在20°N附近呈波浪状，即在七月的上半月有较强的上升气流，下半月有较强的下沉气流。特别是，当位于30°N的上升气流较强时（对应于长江中下游暴雨）其南部的下沉气流也很明显。然而，就月平均而言，西太平洋副热带高压中心（脊）的上升气流是对流层中层的最强的上升运动。沿20°N的垂直速度的经度-时间剖面图（略）也垂直运动的相似特征。这一特征与传统观点认为的在副高中心有下沉气流的观点大相径庭。然而，我们可以假设在中心和脊线附近没有下沉气流吗？接下来我们将会解决这一问题。

如前所示，Wu et al.（1999）强调了东亚季风降水的潜热释放对西太平洋副热带高压的影响。因此，我们选取了1998年南海季风试验7月19日-24日和8月11日-16日（7月7日-12日）期间的降水量记录作为长江流域洪涝（干旱）时期来分别研究不同经度的脊附近产生下沉气流的条件。

图2a是关于1998年7月19日-24日发生在武汉的一次特大暴雨的垂直环流结构特征图。可以看到，在该城市及其附近约30°N的区域内有强烈的上升气流以-20hPa·hr-1的速度增长并伴随强烈的水汽辐合和潜热加热lt;Q2gt;正好和强降水雨带对；大约在20°N附近，在整层空气柱内出现大量的下沉气流伴随着显著的负lt;Q2gt;，这恰恰与同一时间间隔内的脊在相同的纬度（参见图2d）。进一步研究表明，高空的下沉气流来源于暴雨区以北的上升气流在300hPa与400hPa之间形成的强大的闭合环流中心和500hPa以下由低纬环流形成的下沉气流。与此相反，这一特征有所不同，如在125°E的剖面图（图2b）上可以看到，同样的方式在30°N附近也有上升气流和水汽辐合生成，不过它们的强度低于武汉且上升气流会向南偏折至15°N并下沉至400hPa的高度。在20°N的脊附近出现产生于低纬地区的较弱的下沉气流，并且lt;Q2gt;值在800hPa以下接近零，而在400hPa与800hPa之间有上升气流。上述特征表明，暴雨带的强大的上升气流对脊附近高层的下沉气流有显著作用。在160°E的剖面图上（图2c）看出，副高脊线附近30°N到40°N的低空下沉气流仍来自低纬地区，但高空气流运动特征却和上面得出的结论明显不同，这可能是由夏季的洋中槽后的下沉气流引起的。

图1.500hPa高度场和风场（a.虚线表示风场的零等值线），通过副高中心的经圈环流在125°E的剖面图（b.虚线为上升区的omega;-等值线，单位为-hPa·hr-1），1998年7月omega;沿125°E的纬度-时间截面图（c）。（b）图底部的地图显示的是实际的地形高度（下同）

图2.1998年7月19日-24日在115°E处的经圈环流（a），125°E(b)和160°E（c），关于整个区域的气流沉降（底部区域）和500hPa的环流配置（d）。omega;的单位为-hPa·hr-1，lt;Q2gt;的单位为W·m-2。点线表示一个上升气流中心，粗虚线中零线为上升区，阴影区域为下沉区（垂直速度以-5为单位）

图3.通过副高中心的经圈环流和以及与之相关的整个区域的水汽汇（a），1998年8月11-16日的500hPa环流模式（b）

图3a表示的是在1998年8月11日-16日在这一流域的另一次洪水期间130°E的经圈环流。我们由此可以看出，在大约30°N和50°N之间有一大范围上升气流区，并存在两个强中心分别位于大约33°N和48°N，对应于江淮流域和嫩江流域并且还伴随着强烈的水汽辐合和lt;Q2gt;；在20°N和30°N之间的气层中又强烈的下沉气流并有明显的负lt;Q2gt;，同时130°E的副热带高压中心维持在28°N附近（见图3b）。与图2a类似，在400hPa上有一强大的环流种心，江淮流域的雨带上空的上升气流在这一气层发生转向，形成副热带高压中心附近的下沉气流，而低层的下沉气流仍来源于低纬度地区。

图4显示的特征类似于之前讨论过的，但是我们可以看到在30°N的脊线附近低纬度气流对下沉气流的明显作用（见图4b）并且在32°N以北的大范围脊线上还伴随着较弱的垂直运动，在50°N上还有强烈的上升气流。在这种情况下，副高不太可能维持在30°N附近，而是在长江中下游梅雨再次发生后不久便向南撤退。

图4 与图3相同但时间是1998年7月7日-12日

基于以上分析，我们可以肯定在以候为时间尺度的平均经向剖面上在脊附近总有强烈的下沉气流和与之相关的水汽辐合，特别是当雨带相当活跃时，它们与暴雨期间的强烈的上升气流相联系促进了高层脊附近的下沉气流的形成，而低层的下沉气流主要来自低纬度地区，从而表明副高是中低纬度气流之间的纽带。

3.2纬向截面上的环流特征

如引言中所述，副高的产生可以用纬圈环流的下降支来解释而不是哈德来环流。那么，1998年的西太平副热带高压的产生又如何解释呢？仅供说明用途，我们给出了通过副高中心的纬向垂直环流地图来说明长江中下游地区7月19日-24日的洪水期（图5a）和7月7日-12日（5b）干旱期的特征。

图5a表示的是110°-120°E的大气内的大量的下沉气流与图2a给出的脊附近的下沉气流有很好的对应关系；120°E的中层大气中全部为上升气流，而在150°-160°E附近有强烈的上升运动并伴随着极大的lt;Q2gt;。值得注意的是，从150°E向西到60°E左右的高层上有东风波，同时相应的在60°E向东到140°E有西风，形成了两个环流中心，一个在450hPa，120°E附近，另一个在750hPa，70°E附近。显然，西太平洋的环流和印度南部青藏高原的季风各自对副热带高压的高层和低层的下沉气流存在有利作用，从而表明副高和印度季风或低纬度中西部太平洋环流的相互作用。

图5b表示上升气流出现在高原及其两侧，同时伴随着水汽辐合和明显的正lt;Q2gt;；在30°N，120°E-130°E的副高中心上空可以看到强烈的下沉气流；稳定的上升气流仍维持在中西部太平洋上空150°E-160°E附近。一个事实是高原东侧及中西太平洋上空的强烈的上升气流引起的下沉气流引发了副高中心的下沉气流，另一个事实是副高中心的下沉气流对其两侧的上升气流有加剧作用，究竟是哪一个与环流配置有关联？这有待于进一步研究。

图5 7月19日-24日20°N（a）和7月7日-12日（b）的纬向环流模拟和不同纬度脊线上的整体较大范围的水汽汇，其他与图2 相同

  1. 副高的年际变化的相关特征及其作用机制

副高位置（经向和纬向）和强度或区域（西太平洋副热带高压参数）不仅有季节性的变化而且还有年际变化。特别是它的年际变化中国夏季降水模式和干湿状况有直接关系（Huang,1990）。因此，其年际变化特征和机理的研究已经受到很多气象学家的关注。Huang(1978)发表了关于副高活动的系统性的研究。Dong和Chou（1988）表明副高的产生和变化的物理本质是大气内部和外部强迫之间综合作用的结果。我们将重点研究副高的变化与长江流域降水和外部强迫的相关关系。

    1. 副高的年际变化与长江中下游夏降水的关系

Liu et al.(1999)强调了东亚季风降水的潜热释放对东半球夏季副热带高压的关键作用。正如之前所述，脊附近高层的下沉气流来源于副热带地区活跃的季风雨带和暴雨期间的上升气流。如果事实如此，那么该流域的夏季降水与副高的年际变化是否存在一定关系？因此，我们构建了表1总结降水与副高纬度（降水和副高的强度/面积指数）之间的高负（正）相关关系，从而看出降水较常值偏强（弱）对应于副高位置的偏北（偏南）及其强度的高（低）和面积的偏大（小）。显然，这些相关特征表明，一方面，该区域的雨带（和相关潜热释放）和脊线上的经向位置确实存在密切关系或相互作用，另一方面，其也与副高的强度（或面积）存在相关关系。这些相关关系或相互作用与季风降水的潜热释放对副高变动有关键作用这一结论相一致(Wu et al.,1999)，也与季风系统内部自我调节机制相一致(Yu and Wang,198

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