Page 65 - 《高原气象》2023年第1期

1 期 朱羿洁等：夏季南亚高压位置与青藏高原降水年际变化的关系研究 61
作为北半球夏季强大而稳定的半永久性系统， ∂q  ∂q )
Q 2 = -L + V·∇q + ω （2）
南亚高压位置、 强度变化与高原夏季降水之间存在 ( ∂t ∂p
着密切的关系（陶诗言和朱福康， 1964； 钱永甫等， 式中： Q 和 Q 分别为温度和水汽的局地变化项、 平
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2002； Zhang et al， 2002； 吴国雄等， 2004； 岑思弦 流项和垂直输送项之和； T 为温度（单位： K）； θ 为
等， 2021）。研究表明， 在次季节尺度上， 南亚高压 位势温度（单位： K）； t 为时间（单位： s）； q 为比湿
偏东时， 自南海进入中国的水汽输送偏强， 高原东 （单位： kg·kg ）； V 为水平风矢量（单位： m·s ）； ω
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部 川 渝 地 区 夏 季 降 水 偏 多（董 一 平 和 陈 权 亮 ， 为 p 坐标下的垂直速度（单位： Pa·s ）； R 为干空气
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2010）。在候尺度上， 南亚高压位置的纬向变化与
气体常数（单位： J·K ·kg ）； c 为干空气定压比热
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p
高原南部降水密切相关， 当南亚高压偏东（西）时，
容（单位： J·K ·kg ）； κ=R/c ； L为零摄氏度时凝结
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p
高原南部降水偏多（少）（吴国雄等， 2004）。在天气
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潜热（单位： J·kg ）； p为气压（单位： Pa）； g为重力
尺度上， 高原涡移出高原、 发展和消亡分别对应南
加速度（单位： m·s ）； p =1000 hPa。
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亚高压东伸、 增强和减弱， 南亚高压可通过高层高 0
整层积分的视热源<Q >和视水汽汇<Q >（单位
位涡、 高动量向下输送， 促使高原涡的生成和发展 1 2
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均为W·m ， Yanai and Tomita， 1998）计算如下：
（高文良和郁淑华， 2018）。
1 P s
综上， 已有研究主要讨论了南亚高压位置在天 Q 1 = Q 1 dp （3）
g ∫ P t
气尺度、 候尺度和（次）季节尺度上位置的变化与高 1 P s
原夏季降水的关系。在年际尺度上， 南亚高压的位 Q 2 = g ∫ P t Q 2 dp （4）
置还存在显著的东南—西北方向上的变化特征
式中： g 为重力加速度（单位： m·s ）， P s 和 P t （单
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（Wei et al， 2015）， 这与高原夏季降水存在何种关
位： Pa）为积分下、 上界， 分别取 600 hPa 和 100
系？相应的水汽输送和高原非绝热加热的特征及
hPa。整层积分的视热源<Q >代表大气总体的热量
作用是什么？仍需要进一步探讨。 1
情况， 反映了辐射、 凝结潜热和地表感、 潜热的总
2 资料来源和方法介绍 体效应， 整层积分的视水汽汇<Q >则代表凝结潜热
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效应。
本文的研究时段为 1979 -2019 年的夏季（6 -8
整层水汽输送通量计算如下：
月）， 地表和大气资料来源于欧洲中期天气预报中  P s
心（European Centre for Medium-Range Weather Q = 1 V·qdp （5）
g ∫ P t
Forecasts， ECWMF）的 ERA5 再分析资料， 其水平
整层水汽通量散度计算如下：
分辨率为 0. 25°×0. 25°， 包括地表感潜热、 等压面  P s 
P s
上的位势高度、 温度、 水平风场、 垂直速度等。降 ∇·Q = 1 ∫ P t V·∇qdp + 1 ∫ P t q·(∇·V )dp （6）
g
g
水再分析资料来自于全球降水气候中心（Global 
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式中： Q 为整层水汽输送通量（单位： kg·m ·s ）；
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Precipitation Climatology Centre， GPCC）（Schneider 
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et al， 2014）， 其水平分辨率为 0. 25°×0. 25°。除计 ∇·Q 为整层水汽通量散度（单位： kg·m ·s ）； q 为

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算大气视热源（Q）和视水汽汇（Q）时采用 6 h 分辨 各层大气的比湿（单位： kg·kg ）； V 为各层大气水
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率的资料外， 其余均采用月平均资料。 平风速矢量（单位： m·s ）； P s 和 P t （单位： Pa）分别
参考Wei et al（2015）的研究方法， 采用经验正交 是积分下、 上界， 分别取850 hPa和300 hPa。
函数（Empirical Orthogonal Function， EOF）分解和标 本文使用的线性斜压模式（Linear Baroclinic
准化分析（黄嘉佑， 1990）提取南亚高压位置年际变 Model， LBM）是由东京大学气候系统研究中心研
化的主导模态， 并挑选相应的异常年份。在此基础 发的谱模式（Watanabe and Kimoto， 2000）。该模式
上， 使用合成分析与基于线性斜压模式的数值模 将大气环流变量拆分为平均项与扰动项， 并对大气
拟， 研究水汽输送、 高原非绝热加热的特征及作用。 运动的原始方程进行线性化处理， 用来模拟大气环
使用倒算法计算大气视热源 Q 和视水汽汇 Q 2 流扰动对异常热力或动力强迫的响应。数值试验
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（单位均为 m·s ， Yanai et al， 1973； Yanai and To‐ 选取的水平分辨率为 T42（约为 4. 3°×4. 3°）； 垂直
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( ∂T  P κ ∂θ ) 月平均为背景场进行试验， 积分时间为 30天， 取后
mita， 1998）： 方向采用地形追随的 σ 坐标， 共 20 层； 以夏季 6 -8
Q 1 = c p ∂t + V·∇T + ω ( ) ∂p （1） 20天达到平衡态后的平均结果进行分析。
P 0