1 引言
南亚高压是在北半球夏季出现在青藏高原和伊朗高原附近地区上空的一个强大的高压系统， 主要位于对流层高层和平流层低层。它是亚洲夏季风系统的重要成员， 其演变过程主要包括春季建立、 夏季达到盛期以及秋季撤退。通常在3月以前， 反气旋环流中心位于菲律宾以东洋面上空； 4月下旬到5月上旬， 菲律宾以东洋面上空反气旋环流中心分裂， 随后东中心减弱并消失， 西中心加强并向西移到中南半岛南部上空， 这标志着南亚高压的建立（Qian et al， 2002； He et al， 2006a， 2006b； 刘伯奇等， 2009； 薛旭和陈文， 2015）。南亚高压建立后， 在盛夏季节达到最强， 其纬向范围从非洲向东延伸到西太平洋地区， 经向范围从热带延伸至中纬度西风带地区。夏季的南亚高压存在两种模态， 即青藏高压模态和伊朗高压模态， 其中心分别位于青藏高原及伊朗高原上空（朱福康等， 1980； 孙国武， 1984； 张琼， 1999； Choi et al， 2016； Wei et al， 2014， 2019c）。通常在9月以后， 南亚高压又往东撤退到菲律宾以东洋面上空。
早在20世纪中期， Mason and Anderson（1963）利用1957国际地球物理年的资料， 指出南亚高压是北半球夏季对流层高层除极涡外最强最稳定的环流系统。作为行星尺度的环流系统， 南亚高压在其演变过程中对亚洲大气环流及天气气候都有着重要影响。春季南亚高压的建立与亚洲夏季风的爆发有着密切的关系， 通常南亚高压建立后几天， 孟加拉湾夏季风随之爆发（Liu et al， 2013； 薛旭和陈文， 2015）。在南亚高压建立偏早年， 中南半岛夏季风及南海夏季风爆发往往也偏早（王黎娟和郭帅宏， 2012； 王黎娟等， 2013）， 反之亦然。南亚高压强度偏强往往对应着长江流域降水偏多（张琼和吴国雄， 2001； 黄燕燕和钱永甫， 2004）。南亚高压东西移动不但影响着中国的降水（Wei et al， 2014， 2015， 2017， 2019c； Yang and Li， 2016）， 对韩国等地区的降水也有着重要影响（Choi et al， 2016）。此外， 南亚高压脊线位置的变化一方面对梅雨的开始时间及梅雨期长短有着重要影响（刘梅等， 2007）， 另一方面也影响着中国雨带的位置（魏维等， 2012）。因此， 研究南亚高压演变过程的特征及其影响机制， 对认识亚洲地区大气环流的变化有重要科学意义， 而且对改进该地区的天气和气候预测也有参考价值。
本文主要系统回顾了有关南亚高压演变过程及其变异机制的研究进展， 特别是春季南亚高压建立及其与亚洲夏季风之间的关系， 以及夏季南亚高压强度和位置变化对天气气候的影响； 重点阐述了春季南亚高压建立和夏季南亚高压变化机制的研究进展。最后， 提出了今后在南亚高压演变过程不同阶段的研究方面值得进一步探讨的科学问题。
2 南亚高压建立
2.1 南亚高压建立机制研究
南亚高压在春季的建立主要表现为自冬季海洋高压模态向夏季陆地高压模态的转变。前人研究表明南亚高压是热力性环流系统， 其中心的移动具有“趋热性”， 它的建立受南亚地区潜热及感热加热的影响（章基嘉等， 1988； Liu et al， 2000； Qian et al， 2002）。南亚高压的建立过程， 是菲律宾以东上空反气旋环流中心分裂为东西两个中心， 之后西中心移至中南半岛上空并增强的过程。反气旋西中心在中南半岛上空的建立， 又与苏门答腊地区对流活动的快速北抬， 以及中南半岛地区的对流活动建立有关（He et al， 2006a， 2006b； 薛旭和陈文， 2015）。4月下旬， 随着对流活动沿亚澳“大陆桥”向北移至中南半岛， 中南半岛地区对流建立。因此， 垂直上升运动加强， 对流层高层的辐散加剧， 这就导致西部环流中心产生， 南亚高压初步形成。5月初， 随着中南半岛对流活动进一步加深， 释放的潜热会加强垂直上升运动并引起高层辐散， 高压西中心因而快速加强并向西扩张。之后南海地区对流建立和加强， 导致菲律宾以东洋面高层出现正涡度变率， 中低层出现负涡度变率， 对流层上部出现局部下沉气流。在高空正涡度变率和下沉气流的作用下， 东部中心减弱消亡， 南亚高压完全建立（刘伯奇等， 2009； Liu et al， 2012， 2013； 薛旭和陈文， 2015； Wang et al， 2017）。研究结果表明， 中南半岛上空持续增强的非绝热加热对高压西中心移上半岛并不断增强有着重要作用。鉴于上述结论主要是基于观测资料的分析， Wang et al（2017）进一步通过RegCM4模式证明， 从春季到夏季中南半岛地区对流释放的非绝热加热有利于南亚高压在中南半岛上空建立。而在年际变化的时间尺度上， 南亚高压建立早晚与中南半岛地区对流建立发展关系密切。当中南半岛地区对流建立发展较早时， Walker环流偏强， 其上空上升运动和高层辐散运动发展加强早， 南亚高压在中南半岛上空建立偏早； 反之亦然（王黎娟和郭帅宏， 2012； 王黎娟等， 2013）。
2.2 南亚高压建立与亚洲夏季风爆发之间的关系
南亚高压在建立过程中， 伴随着大气环流从冬季环流型向夏季环流型转变（朱福康等， 1980）， 环流形势的演变与亚洲夏季风的爆发有着密切联系。南亚高压在中南半岛上空的建立过程与东亚夏季风的建立和推进过程紧密联系， 在南亚高压初步形成阶段， 孟加拉湾-中南半岛夏季风建立； 而南亚高压在中南半岛上空完全建立后， 南海夏季风建立（刘伯奇等， 2009）。并且南亚高压建立过程中其向东扩展也可以作为南海夏季风爆发的前兆信号（Liu and Zhu， 2016）。进一步的研究表明， 由于南亚高压的建立， 位于孟加拉湾南部对流层高层、 南亚高压西南侧的辐散加强， 并与对流层中层的上升运动耦合。这种高层辐散引起的抽吸作用激发出近地面季风爆发涡旋， 与孟加拉湾地区近地面海气相互作用耦合， 导致季风在孟加拉湾东部首先爆发（Liu et al， 2013）。薛旭和陈文（2015）则更加系统地研究了南亚高压建立与亚洲夏季风建立之间的联系。他们发现， 随着南亚高压建立， 中南半岛地区低层弱西南风最先增强， 且对流活动进一步加强， 这意味着中南半岛夏季风建立； 南亚高压建立几天后， 东孟加拉湾对流活跃且西南风增强， 东孟加拉湾夏季风建立； 大约20天后， 南海出现西南风， 对流活动增强， 南海夏季风建立， 菲律宾地区也从东风带转变为偏南风且对流活跃， 标志着菲律宾夏季风建立； 大约1个月后， 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， 这意味着西孟加拉湾、 印度半岛和东阿拉伯海夏季风建立。最近， Wei et al（2019a）的研究也进一步指出南亚高压经历从西太平洋向西北到中国南海、 中南半岛和南亚高原快速移动的过程， 与亚洲夏季风在孟加拉湾、 中国南海及印度季风区的爆发有着密切联系。此外， 从年际变率角度的研究也表明， 南亚高压在中南半岛上空建立的早晚， 对后期亚洲南部夏季风的爆发具有很好的指示意义。在南亚高压建立偏早年， 亚洲热带地区对流爆发早， 对流层低层赤道印度洋地区是反气旋型距平环流， 有利于亚洲热带夏季风建立； 亚洲南部对流层低层出现一支西风偏差环流， 它增强了孟加拉湾-中南半岛和南海南部的西风气流， 导致孟加拉湾东部-中南半岛夏季风及南海夏季风爆发偏早； 反之亦然（王黎娟和郭帅宏， 2012； 郭帅宏等， 2014； Wang et al， 2016）。
南亚高压建立过程中， 其中心位置跳动与亚洲夏季风的爆发也有着很好的对应关系， 当中心跳过20°N时， 南海季风爆发； 而跳过25°N时， 印度夏季风在其南部爆发。因此可将南亚高压中心跳过20°N的那一候作为南海夏季风爆发的时间， 而跳过25°N的那一候作为印度夏季风在其南部爆发的时间（钱永甫等， 2004）。亚洲夏季风的爆发又与南亚高压向北朝青藏高原上空的移动有着密切联系。随着南亚夏季风爆发， 季风降水释放的潜热使得青藏高原南坡变暖， 导致温度脊线向北朝青藏高原移动， 青藏高原南坡上空对流层中高层经向温度梯度反转。根据热成风原理， 青藏高原南坡高层西风转变为东风， 意味着南亚高压移上青藏高原（Ge et al， 2018a）。并且在亚洲夏季风爆发偏早（晚）的年份， 南亚高压向北移上青藏高原的时间偏早（晚）（Ge et al， 2018b）。因此， 南亚高压建立与亚洲夏季风爆发之间存在密切的联系。但这些结果大多是基于统计分析的结果， 在今后还有必要通过数值模式去进一步验证。
3 夏季南亚高压变化及其影响
南亚高压作为北半球夏季对流层高层最强最稳定的反气旋环流系统， 也是亚洲夏季风重要成员之一， 其变化对亚洲乃至全球天气气候有着重要的影响（Krishnamurti and Bhalme， 1976； Tao and Chen， 1987； 李跃清， 2000； 黄燕燕和钱永甫， 2004； 朱玲等， 2010； Zhang et al， 2005； Wei et al， 2014， 2015， 2019c； Zhang et al， 2016； Liang et al， 2017； 鲍媛媛等， 2020）。夏季南亚高压的变化包括强度变化和中心位置的变化， 下面将从夏季南亚高压强度变化和位置变化两个方面分别加以回顾。
3.1 南亚高压强度变化
3.1.1 南亚高压强度变化对天气气候的影响
夏季南亚高压强度变化是其重要的变化特征之一。前人研究表明， 南亚高压强度变化对中国夏季降水有着重要影响。比如， 当南亚高压强度偏强时， 长江流域夏季降水较常年偏多（Zhang et al， 2016）， 东北部分地区降水也偏多， 华南地区降水偏少（胡景高等， 2010）。南亚高压强度的变化也对西南地区夏季降水有着重要影响， 南亚高压强度偏强， 西南地区东部包括四川东部、 重庆、 贵州北部及湖南和湖北西部局地地区的夏季降水可能偏多（李永华等， 2012）。同时， 南亚高压强度变化对极端天气也有着重要的影响。南亚高压强度加强， 西太平洋副热带高压也会加强并西伸（Yun et al， 2015； Wei et al， 2019b； Ge et al， 2019）， 西太平洋副热带高压西侧的西南暖湿水汽输送与北方南下的冷空气在长江中下游地区辐合， 导致长江中下游地区水汽含量增多， 并且伴随长江中下游地区辐合上升运动加强， 导致更多的极端降水出现（Liang et al， 2017； Ge et al， 2019）。南亚高压强度的变化不仅对中国的天气气候有着重要影响， 同样也对亚洲乃至全球天气气候有着重要影响。Jiang et al（2011）指出南亚高压偏强偏东时， 西太平洋副热带高压偏强偏西， 东亚季风偏弱而南亚季风偏强， 南海东部、 菲律宾、 菲律宾海以及亚洲东北部降水偏少， 而中国东部、 韩国及日本附近地区降水偏多。南亚高压强度变化还会通过遥相关作用影响亚洲及其以外地区天气气候。南亚高压偏强时， 对流层中层西太平洋副热带高压也增强， 其主体面积随之扩大， 导致对流层高层洋中槽减弱东移， 大气能量向南传播减弱， 此时对流层中层墨西哥高压加强。在这种大气遥相关的作用下， 南亚、 东亚及热带东印度洋降水增加， 美国中部、 澳大利亚以及非洲中部降水也会增加， 而赤道中东太平洋及地中海地区的降水则会减少（Zhang et al， 2005）。正是因为南亚高压强度的变化对全球天气气候有着重要影响， 许多学者针对南亚高压强度变化机制做了大量研究。
3.1.2 南亚高压强度变化的可能机制
南亚高压是暖性高压， 南亚高压的形成和强度变化与非绝热加热有着密切关系， 比如青藏高原热力作用（Flohn， 1960； 叶笃正和张捷迁， 1974； Reiter and Gao， 1982； Yanai et al， 1992； Hoskins and Rodwell， 1995； Duan and Wu， 2005； Boos and Kuang， 2010）以及亚洲季风区降水释放的凝结潜热作用（Krishnamurti et al， 1973； Liu et al， 2001； Qian et al， 2002； Wu et al， 2015）。
早先的研究表明青藏高原降水所致的凝结潜热释放会引起高原上空气柱收缩以及上升运动， 使对流层上层南亚高压加强（Rodwell and Hoskins， 1995）。而青藏高原表面感热输送也可以直接加热上空大气， 加剧低层气流向高原地区的辐合， 增强高原上空的上升运动以及高空向外辐散， 并在科里奥利力的作用下， 使得高原上空高层的反气旋环流得到增强， 夏季青藏高压随之加强（李伟平等， 2001）。后来的研究表明亚洲夏季风降水释放的凝结潜热对南亚高压强度变化也有着重要影响。一方面， 东亚季风区降水凝结潜热释放会加热大陆上空对流层， 从而加大亚洲大陆与其周边海洋之间的温差， 导致南亚高压强度增加（Jin et al， 2013）。另一方面， 在东亚夏季风活跃的年份， 大量的水汽沿西太平洋副热带高压西侧被输送到中国中东部地区， 在青藏高原东部到长江流域辐合， 降水随之增多。降水释放的凝结潜热， 会在青藏高原东部到长江流域上空对流层高层激发出反气旋型环流异常， 导致东亚地区上空位势高度异常加强， 这意味着南亚高压东边部分强度加强。此外， 东亚夏季风降水释放的凝结潜热又会激发向西传播的Rossby波， 通过绝热下沉运动以及暖平流作用加热中东地区对流层高层大气， 这又有利于南亚高压西边部分强度加强， 从而影响南亚高压强度的年际变化（Zhang et al， 2016）。
海洋有着巨大的热容量， 可以通过海气相互作用影响大气环流。大量的研究表明印度洋海温异常是影响南亚高压强度变化的重要原因之一（张琼等， 2000； 杨辉和李崇银， 2005； Yang et al， 2007； Li et al， 2008； Huang et al， 2011； Qu and Huang， 2012， 2015； 杨光等， 2013； Xue et al， 2015， 2017， 2018， 2020； 薛旭， 2016）。早先的研究表明夏季印度洋海温变暖导致热带印度洋地区降水增多， 会在对流层高层激发出Matsuno-Gill型（Matsuno， 1966； Gill， 1980）大气响应， 从而加强南亚高压（Yang et al， 2007； Li et al， 2008）。Huang et al（2011）的研究则指出印度洋海温变暖时， 并没有显著的大范围降水出现在印度洋地区。因此他们认为印度洋可能主要是通过改变大气边界层相当位温， 引起湿大气的温度剖面发生改变， 从而加热对流层， 造成南亚地区出现正的位势高度异常， 导致南亚高压强度加强。但印度洋海温对南亚高压强度的影响具有年代际变化， 在20世纪70年代以前， 这种影响并不显著； 而在70年代以后， 印度洋对南亚高压的影响才变得显著起来。对流层温度的响应差异是造成印度洋海温对南亚高压强度影响具有年代际变化的重要原因， 20世纪70年代以后， 局地对流层温度对印度洋海温的响应更加显著（Qu and Huang， 2012； 杨光等， 2013）。Qu and Huang（2015）利用CMIP5模式历史资料， 针对1860-2005年期间印度洋海温与南亚高压强度变化之间联系的研究结果也表明， 二者之间的关系存在显著的波动变化。他们认为这种关系的变化主要受两个方面的影响， 一是西太平洋海温， 二是印度次大陆的降水。一方面， 西太平洋和印度洋海温同时变暖能够加热大气， 有助于印度洋上空的对流层增暖导致南亚高压加强， 印度洋海温对南亚高压强度变化存在显著影响； 反之， 影响并不显著。另一方面， 印度洋海温增暖并伴随着印度次大陆降水异常减少时， 在青藏高原和伊朗上空的对流层高层激发出气旋型环流异常， 引起负的位势高度导致印度洋海温对南亚高压强度变化的影响并不显著； 反之， 影响变得显著。可见， 海温对南亚高压强度的影响并不局限于印度洋， 热带太平洋海温也起着重要作用。杨辉和李崇银（2005）综合考虑了热带太平洋和印度洋海温异常， 提出了热带太平洋-印度洋海温异常综合模影响南亚高压的三种机制。以夏季热带太平洋-印度洋海温异常综合模为正位相（西印度洋和东太平洋海温距平为正， 东印度洋-西太平洋海温距平为负）时为例： 青藏高原南侧降水减少， 降水释放的凝结潜热随之减少， 导致青藏高原大气热源出现负异常， 有利于上升运动减弱， 南亚高压偏弱。此外， 西印度洋大气热源为正距平， 东印度洋-西太平洋为负距平， 赤道地区出现西印度洋上升、 东印度洋-西太平洋下沉的纬向垂直环流异常， 南亚高压南部印度洋高空出现西风异常， 引起南亚高压减弱。最后， 西印度洋经度范围区域Hadley环流加强， 大气在西印度洋异常上升， 在北侧副热带伊朗高原异常下沉， 造成南亚高压偏弱。
ENSO作为热带太平洋海-气相互作用最强的年际变化信号， 不但影响东亚季风和气候（陈文， 2002； Chen et al， 2013a， 2013b； Piao et al， 2020； 庞轶舒等， 2020； 尼玛吉等， 2020）， 也影响着南亚高压强度的变化。一方面， 赤道中东太平洋在前冬出现El Niño事件时， 在中纬度的东欧和西亚地区出现一显著的高压异常， 使得东欧及西亚地区降水减少， 导致该地区夏季陆地表面较干。因此在次年夏季， 中纬度欧亚地区气温增加， 有利于南亚高压强度加强（Zhao et al， 2009）。另一方面， 在El Niño衰减期的夏季， 在印度洋地区是上升运动， 而在其以东的西太平洋及以西的非洲地区是下沉运动， 这就形成两个纬向闭合环流。与之对应， 高低层环流也存在明显的异常， 尤其是南亚地区上空高层为异常反气旋环流， 使得南亚高压强度加强（彭丽霞等， 2009）。但前期ENSO对于南亚高压强度的影响又存在不稳定性， 平流层准两年振荡（QBO）、 太阳活动及太平洋年代际振荡（PDO）对ENSO影响南亚高压强度变化具有调制作用（Xue et al， 2015， 2018， 2020； 薛旭， 2016）。例如， 从ENSO和QBO不同位相年夏季100 hPa位势高度的16720 gpm等值线范围合成图（图1）可以看出， QBO东风位相时， 南亚高压的强度在El Niño事件期间比La Niña事件期间显著偏强； 然而在QBO西风位相， 南亚高压的强度在El Niño事件期间与La Niña事件期间并没有显著差异。同样， 从ENSO和PDO不同位相年夏季100 hPa位势高度的16720 gpm等值线范围合成图（图2）可以看出， El Niño与PDO正位相一起出现时， 南亚高压的强度较气候平均态显著偏强， La Niña和PDO负位相一起出现时， 南亚高压强度较气候平均态显著偏弱； 而El Niño与PDO负位相一起出现及La Niña和PDO正位相一起出现时， 南亚高压的强度与气候平均态较为接近。QBO、 PDO及太阳活动对ENSO影响南亚高压强度变化的调制作用主要是通过调制ENSO对热带印度洋海温的充电作用来实现的（Xue et al， 2015， 2018， 2020； 薛旭， 2016）。一方面， 在QBO东风位相时， 海洋大陆和热带东印度洋上空出现强下沉运动、 少云和强表面东风异常， 会导致ENSO引起对热带印度洋海温充电效应偏强； 另一方面， 在低太阳活动年， 异常Walker环流和热带印度洋上空纬向环流显著增强， 也会使得El Niño引起的热带印度洋海温暖异常显著增强。此外， 当热带太平洋地区海温分布与PDO同位相， 即El Niño与PDO正位相一起出现时， 反向的Walker环流明显偏强， 维持时间也长， 在海洋大陆地区上空有强的下沉运动， 东印度洋上空有东风异常。这种环流形势可以通过影响印度洋地区表面和次表面加热过程， 导致热带印度洋海温随El Niño事件的发展显著增暖。而印度洋地区偏强的暖海温异常又通过湿调整加热对流层， 从而导致南亚高压偏强， 位置偏南（Xue et al， 2015， 2018， 2020； 薛旭， 2016）。
图1 夏季100 hPa位势高度16720 gpm等值线， EL/WQBO（与QBO西风位相同时出现的El Niño事件， 红色实线）， LA/WQBO（与QBO西风位相同时出现的La Niña事件， 红色虚线）， EL/EQBO（与QBO东风位相同时出现的El Niño事件， 蓝色实线）和LA/EQBO（与QBO东风位相同时出现的La Niña事件， 蓝色虚线）分布Fig.1 |
图2 夏季100 hPa位势高度16720 gpm等值线， EL/PPDO（El Niño与正PDO， 红色实线）， LA/NPDO（La Niña与负PDO， 蓝色实线）， EL/NPDO（El Niño与负PDO， 红色虚线）， LA/PPDO（La Niña与正PDO， 蓝色虚线）和气候态（黑色实线）Fig.2 |
近年来， 一种独立于传统ENSO事件的热带太平洋海温异常型被识别出来， 其海温分布特征主要表现为中太平洋海温异常偏高， 而东、 西太平洋海温异常偏低， 常常称之为El Niño-Modoki（Ashok et al， 2007； Weng et al， 2007）、 Central Pacific El Niño（Kao and Yu， 2009； Yeh et al， 2009）或Warm Pool El Niño（Kug et al， 2009， 2010）等。基于此， 薛旭（2016）将ENSO事件分为传统El Niño事件和El Niño-Modoki事件， 并比较了两类ENSO事件对南亚高压的影响。他们的结果表明， 在两类ENSO事件的衰减期夏季， 南亚高压在传统El Niño事件时明显比El Niño-Modoki事件时偏强， 中心位置偏南。进一步的研究表明传统El Niño事件期间出现反向Walker环流， 即热带西太平洋和海洋大陆地区为下沉运动， 而热带东太平洋地区为上升运动， 且持续时间长， 导致在赤道东印度洋上空出现强劲的东风异常。由于下沉运动及东风异常使得热带印度洋的表面和次表面加热过程显著加强， 热带印度洋地区的海温增暖， 再通过湿调整来影响对流层温度， 从而显著影响南亚高压强度变化。而El Niño-Modoki事件时期热带印度洋暖海温异常偏弱， 因此对于对流层温度的影响较弱， 对南亚高压的影响偏弱。上述研究表明影响南亚高压强度变化的因子有很多， 各因子在影响南亚高压强度变化中的重要性及它们之间的协同作用也是值得注意的。
3.2 南亚高压经向移动的变化
3.2.1 南亚高压经向移动对天气气候的影响
夏季南亚高压位置的变化包括经向移动和纬向移动。南亚高压经向移动主要表现为脊线的南北跳动， 6月脊线位于28°N附近， 7月在32°N左右， 8月最北达33°N， 9月又南回到28°N（罗四维等， 1982）。南亚高压脊线的跳动对中国天气气候有着重要影响。大量的研究表明南亚高压脊线的北跳影响着梅雨开始与结束。南亚高压120°E脊线与长江中、 下游梅雨期的起讫有着密切关系， 当脊线由25°N以南北跳（一天北跳3个纬距或者两天北跳5个纬距）至26°N -32°N， 梅雨开始； 当脊线在33°N及其以北稳定维持3天或以上时， 梅雨期结束（罗四维等， 1982）。张敬业（1987）也指出南亚高压脊线北跳过27°N时， 江淮流域雨量加大， 江淮流域入梅， 当脊线北跳过33°N， 雨量减少， 江淮梅雨结束。之后， 刘梅等（2007）将110°E -120°E平均南亚高压脊线位置大于等于28°N -30°N作为江淮流域入梅的指标之一， 脊线大于等于32°N -35°N作为出梅标志之一。此外， 南亚高压南北移动也与中国夏季降水有着密切关系（刘梅等， 2008； 魏维等， 2012； 李永华等， 2012； 郭志荣等， 2014； 赵勇等， 2018）。例如， 6 -7月南亚高压脊线平均值小于29°N或者大于31°N时， 易出现丰梅年， 而在脊线平均值位于29°N -31°N时， 出现典型的欠梅年（刘梅等， 2008）。夏季南亚高压南北移动对中国东部夏季降水也有着显著影响， 当南亚高压位置偏北时， 华北地区降水偏多， 而长江流域降水偏少， 并且高层西风急流及中层西太平洋副热带高压也偏北导致中国整个雨带偏北（魏维等， 2012）。南亚高压南北移动同样也影响着西南地区夏季降水。李永华等（2012）指出当南亚高压脊线位置偏北（南）时， 西南地区东部水汽输送减弱（增强）， 水汽辐合上升也减弱（增加）， 伴随着北方冷空气影响减弱（加强）， 西南地区东部夏季降水容易偏少（多）。近来赵勇等（2018）研究还表明， 南亚高压呈伊朗高压型， 在其中心位置偏西时， 脊线偏北会造成北疆夏季降水偏多。因此， 研究夏季南亚高压经向位置移动对认识中国天气气候有着重要意义。
3.2.2 南亚高压经向移动的可能机制
目前为止对南亚高压经向移动机制的研究主要集中在海温的影响上。海温在影响南亚高压强度变化的同时也会影响其经向移动。比如， 印度洋海温增加， 可以通过激发Matsuno-Gill型（Matsuno， 1966； Gill， 1980）大气响应， 引起南亚高压位置南移（Yang et al， 2007； Li et al， 2008； Huang et al， 2011； Qu and Huang， 2012； 魏维等， 2012）。太平洋地区的海温异常也可以影响南亚高压的南北移动（杨辉和李崇银， 2005； 魏维等， 2012）， 西印度洋和东太平洋海温距平为正， 东印度洋-西太平洋海温距平为负时， 会加强西印度洋经度范围内的Hadley环流， 大气在赤道西印度洋上空上升， 北侧伊朗高原上空下沉， 南亚高压位置偏东偏南（杨辉和李崇银， 2005）。此外， 在QBO、 太阳活动及PDO调制作用下， ENSO对于南亚高压经向移动也存在影响（Xue et al， 2015， 2018， 2020； 薛旭， 2016）， 如QBO东风位相时， El Niño事件期间南亚高压脊线位置较La Niña事件期间显著偏南（图1）； 而El Niño与PDO正位相一起出现时， 南亚高压脊线位置较气候平均态显著偏南， La Niña和PDO负位相一起出现时， 南亚高压脊线位置较气候平均态显著偏北（图2）。这主要是由于QBO东风位相、 低太阳活动年以及热带太平洋地区海温分布与PDO同位相（El Niño与PDO正位相一起出现）时， 热带印度洋海温随El Niño事件的发展显著增暖， 并通过湿调整影响对流层温度， 从而导致南亚高压位置偏南。前人针对南亚高压经向移动机制研究的工作主要集中在热带海温（Yang et al， 2007； Li et al， 2008； Huang et al， 2011； Qu and Huang， 2012， 2015； 魏维等， 2012； Xue et al， 2015， 2017， 2018， 2020； 薛旭， 2016）的影响， 但针对南亚高压强度变化机制的研究除了海温（Yang et al， 2007； Li et al， 2008； Huang et al， 2011； Quand and Huang， 2012， 2015； 杨光等， 2013； Xue et al， 2015， 2017， 2018， 2020； 薛旭， 2016）影响外， 还有高原的非绝热加热及亚洲夏季风降水释放的凝结潜热（李伟平等， 2001； Jin et al， 2013； Zhang et al， 2016）等因子影响。因此， 未来有必要针对除海温外其他因子对南亚高压经向移动的影响做进一步研究。
3.3 南亚高压纬向移动的变化
3.3.1 南亚高压纬向移动对天气气候的影响
南亚高压东西振荡也是南亚高压位置变化的重要特征之一（陶诗言和朱福康， 1964； Krishnamurti et al， 1973）， 对中国天气气候变化有着重要的影响。针对南亚高压东西振荡对中国天气影响的研究， 早在20世纪60年代， 陶诗言和朱福康（1964）从个例研究中发现西藏高原上对流层上层南亚高压维持时， 长江中下游多雨， 而当南亚高压向东移出高原在110ºE上空建立反气旋时， 出现酷暑干旱天气。随后， 罗四维等（1982）将南亚高压天气过程分为东部型、 带状型以及西部型， 并指出南亚高压出现东部型和带状型（西部型）时， 长江中下游、 川东及贵州少雨（多雨）， 川西及华北多雨（少雨）。可见， 南亚高压东西振荡对中国大部分地方的天气有着重要影响。并且， 南亚高压的东西振荡还会影响着中国极端天气事件的发生。如南亚高压位置偏西北时， 中亚地区出现异常的高压， 并通过沿西风急流传播的Rossby波列激发出异常的朝鲜高压。朝鲜高压西北侧的中国东北部地区出现上升运动， 而其西南侧的江淮流域上空出现下沉运动， 伴随着异常的东南水汽输送， 导致中国东北部地区极端降水增多， 而江淮流域极端降水减少（Liang et al， 2017）。更多的研究集中在南亚高压纬向移动对中国气候的影响， 比如在季节内时间尺度上， Yang and Li（2016）的研究指出南亚高压中心位置偏东（偏西）时， 中国西北部地区降水增多（减少）， 而中国南方地区降水减少（增多）。当南亚高压由伊朗高压型转变为青藏高压型时， 长江流域3天后的降水达到最大值（Wei et al， 2019c）。在更长的年际年代际时间尺度上， 初夏6月南亚高压位置偏西， 华北地区上空100 hPa东南风加强， 并且出现高层辐散， 低层辐合的结构， 导致华北地区夏季降水较常年偏多； 相反， 位置偏东时， 华北地区夏季降水偏少（黄樱和钱永甫， 2003）。夏季南亚高压的东西移动与中国东部三极型降水有着密切关系， 南亚高压位置偏东， 东亚夏季风减弱， 西太平洋副热带高压加强并西伸， 导致中国南方地区降水偏少。同时西太平洋副热带高压西侧的南风异常与来自中国北方的北风异常在长江流域辐合， 导致该地区降水增多。此外， 东亚夏季风的减弱也有利于中国北部的降水减少， 中国东部降水呈长江流域降水偏多， 中国北部及南部地区降水偏少的典型三极型分布。相反， 当南亚高压位置偏西， 中国东部长江流域降水偏少， 中国北部及南部地区降水偏多（Zhang et al， 2002； 钱永甫等， 2002； Wei et al， 2014， 2015）。夏季南亚高压东西振荡同样与川渝地区夏季降水有着密切联系， 在年代际时间尺度上， 南亚高压长期表现为东伸模态， 川渝降水呈总体偏多的趋势（陈永仁等， 2009）。这些研究表明南亚高压的东西移动对中国天气气候有着重要的影响， 而南亚高压东西移动不仅影响中国天气气候， 对亚洲其他地区的天气气候也存在重要影响。比如， 南亚高压位置偏东时， 会引起日本南部及朝鲜半岛降水偏多（Zhang et al， 2002； 钱永甫等， 2002）， 夏季韩国北部的降水量高于南部地区（Choi et al， 2016）， 印度地区降水偏少， 西太平洋地区降水增加（Zhang et al， 2002； 钱永甫等， 2002； Matthias et al， 2016； Wei et al， 2014， 2015， 2017）。因此， 南亚高压东西振荡对亚洲地区天气气候异常有着重要影响作用。
3.3.2 南亚高压纬向移动的可能机制
影响夏季南亚高压东西振荡的因子有很多， 早先的研究侧重于青藏高原的加热作用、 亚洲夏季风降水释放的凝结潜热作用以及太平洋和印度洋海温作用等。在青藏高原加热作用方面， 张可苏等（1977）通过转盘数值实验指出南亚高压东西振荡原因有三种， 一是西风带（东风带）加强可以使青藏高压东伸和南移（西伸和北移）； 二是上（下）游加热使其西伸（东伸）； 三是70°E以东高原上空冷槽的爆发利于青藏高压大规模东移。而刘富明和魏淑华（2004）的个例分析也说明青藏高原的加热作用在南亚高压东西振荡中占主导作用。近年来， 王黎娟和葛静（2016）的统计分析表明青藏高原东部10~20天低频大气热源位于峰值位相， 其上空被低频气旋控制， 高原西部被低频反气旋控制， 导致南亚高压中心位置偏西。而当青藏高原上空高层大气热源出现正异常时， 青藏高原上空对流层出现低的位势高度异常， 而伊朗高原上空对流层出现高的位势高度异常， 导致南亚高压中心位于伊朗高原上空（Ren et al， 2019）。但这些针对南亚高压东西振荡的研究主要是基于天气尺度及季节内时间尺度。许多学者也从气候角度分析了南亚高压的纬向移动。气候统计表明南亚高压中心总是出现在暖气柱上空， 有很好的“趋热性”， 青藏高压是热力性高压， 高压中心区从上到下都是上升运动。而伊朗高压是动力性高压， 高压中心区从上到下都是以下沉运动为主（钱永甫等， 2002； Zhang et al， 2002； Qian et al， 2002）。5 -6月伊朗高原感热偏强而青藏高原感热偏弱时， 在印度北部对流层低层出现气旋型环流异常， 并伴随着气流的上升运动异常及水汽的辐合异常。这就导致印度东北部潜热释放加强， 并且改变了大气热源的垂直分布， 在印度西北部对流层高层激发出反气旋性环流异常， 有利于6月南亚高压向西北方向移动； 反之， 南亚高压向东南方向移动（Zhang et al， 2019）。
针对亚洲夏季风降水释放的凝结潜热对南亚高压东西移动的影响机制也有大量的研究工作。在季节内时间尺度上， 印度夏季风降水对南亚高压纬向移动有着重要影响。当印度北部降水减少， 其释放的凝结潜热减少， 会在印度半岛西北部高空激发出气旋型环流异常， 气旋型环流异常有利于中纬度地区气旋与反气旋型环流异常南移， 西边气旋型环流及东边的反气旋型环流异常向南分别移动到伊朗高原及青藏高原东部上空， 导致南亚高压西边减弱而东边加强， 南亚高压转变为青藏高压型； 反之亦然（Wei et al， 2019c）。在年际时间尺度上， 印度季风降水同样影响着南亚高压的纬向移动。一方面印度夏季风比较弱时， 印度半岛北部季风降水减少， 释放的凝结潜热减少， 印度半岛北部异常变冷。根据涡度方程， 在冷却区上方会出现异常偏南风， 这就有利于异常的气旋性环流及反气旋性环流分别出现在热力异常区的西北和东北方向， 导致南亚高压向东移动（Wei et al， 2014， 2015； Matthias et al， 2016）。另一方面， 南亚高压位置偏东时， 长江流域降水增加， 释放的凝结潜热也随之增加， 因此在中国东部偏南地区上空激发出反气旋性环流异常， 这种反馈作用导致南亚高压出现东南向移动（Wei et al， 2015）。此外， 海温的异常也与南亚高压东西移动有着密切关系。谭晶等（2005）的研究表明前冬、 前春印度洋海温与夏季南亚高压东西位置有着较高的相关， 并且一直持续到夏季， 即赤道印度洋海温升高时， 南亚高压位置偏东， 反之偏西。赤道东太平洋海温对南亚高压东西移动的影响主要出现在前冬季节， 前期春季和同期夏季赤道东太平洋海温对南亚高压纬向移动影响明显减弱， 当前期冬季赤道中东太平洋海温偏高， 夏季南亚高压位置易偏东。Zhou et al（2009）通过数值模拟表明印度洋及西太平洋海温增暖会通过激发Matsuno-Gill型（Matsuno， 1966； Gill， 1980）大气响应导致南亚高压中心向西移动。
上述针对南亚高压纬向移动的研究主要集中在来自中低纬度的影响， 但南亚高压主体向北延伸至中纬度西风带地区， 因此近年来也出现了关于中高纬度地区异常对南亚高压东西移动影响的研究。在次季节时间尺度上， 南亚高压的东伸与中纬度欧亚地区的波列向东传播有着密切的关系。中纬度波列中位于青藏高原西侧的高压中心沿副热带西风急流迅速向东传播到达中国东部地区， 之后其强度加强， 而中亚地区异常的低压中心也向东移动到贝加尔湖地区， 这个过程导致南亚高压的东伸（Ren et al， 2015）。不仅南亚高压的东伸与来自中纬度的影响有关， 南亚高压的东西移动也受到来自中纬度异常的影响。如源于亚洲大陆中纬度地区的季节内扰动向南传播， 会造成伊朗高原东北部和青藏高原东北部的涡度发生异常导致南亚高压发生季节内的东西移动（Yang and Li， 2016）。在更长的年际及年代际尺度上， 陈永仁和李跃清（2007）发现极涡与南亚高压东西振荡之间存在关联。其中极涡的面积变化与南亚高压东西振荡之间存在显著的反相关， 当南亚高压偏东时， 极涡向北收缩， 而南亚高压偏西时， 极涡向南扩展。Cen et al（2020）近来指出东欧地区的大气热源异常对南亚高压东西移动的年际变化有着重要影响。图3为对夏季南亚高压东西移动指数（SAHI）、 SRP指数和EUQ回归的200 hPa位势高度及波作用通量异常分布图， SAHI是参照Wei et al （2014）的定义， 区域（22.5°N -32.5°N， 55°E -75°E）200 hPa位势高度平均值与区域（22.5°N -32.5°N， 85°E -105°E）200 hPa位势高度平均值的差值标准化后的值； SRP指数是根据前人（Enomoto et al， 2003； Kosaka et al， 2009； Wang et al， 2017）的定义， 将区域（20°N -60°N， 30°E -130°E）200 hPa经向风进行EOF分解， 第一模态空间分布对应的时间序列标准化后的值； EUQ是区域（42.5°N -60°N， 30°E -55°E）大气热源的区域平均值。从对南亚高压东西移动指数（SAHI）回归的200 hPa位势高度和波作用通量异常分布［图3（a）］可以看出， 在欧亚大陆的中高纬地区存在一显著的大气波列， 其中两个位势高度正异常区分别位于伊朗高原及东北亚地区， 而位势高度负异常区则分别位于东欧以及中国西南部和南亚地区。同时， 波作用通量也进一步看出有源于东欧地区大气波列的存在， 这个大气波列非常类似于与丝绸之路遥相关型有关的波列［图3（b）］， 两者的位势高度异常分布在（10°N -80°N， 0° -160°E）范围内的空间相关系数达到-0.79。这说明南亚高压的东西移动与中纬度丝绸之路遥相关型有着密切的关系。另一方面， 对东欧地区大气热源［区域（42.5°N -60°N， 30°E -55°E）大气热源的区域平均值］回归的200 hPa位势高度及波作用通量异常分布［图3（c）］也显示出类似于丝绸之路遥相关型大气波列状分布［图3（b）］， 显著位势高度正异常分别位于伊朗高原及地中海西部， 负异常区则分别位于东欧以及中国中西部地区。这种波列状分布又非常类似于与南亚高压东西移动指数相关的位势高度异常分布［图3（a）］， 并且图3（c）与图3（a）显示出的位势高度异常分布在（10°N -80°N， 0° -160°E）范围内的空间相关系数达0.6。可见， 东欧地区大气热源的异常可以通过激发丝绸之路遥相关型大气波列来调制南亚高压东西移动的年际变化。东欧地区大气热源异常升高时， 会激发出类似负位相的丝绸之路遥相关型大气波列［图3（c）］， 导致伊朗高原及地中海西部位势高度异常增加， 而中国西部地区位势高度异常降低， 南亚高压随之向西移动。同时， 数值模式的结果（Cen et al， 2020）也进一步证实了东欧地区大气热源异常可以通过激发出向东传播的大气波列来影响南亚高压纬向移动的年际变化。由此可见， 南亚高压纬向移动的变化不只是受到来自低纬异常的影响， 也受到来自中高纬度异常的影响。
4 总结与展望
本文综述了关于南亚高压演变过程的研究进展。鉴于以往研究集中在春季南亚高压的建立及夏季南亚高压的变化， 因此本文主要回顾了春季南亚高压建立与亚洲夏季风爆发之间关系， 及夏季南亚高压变化对天气气候影响的研究进展。前人研究表明春季南亚高压的建立过程与亚洲夏季风爆发之间存在着密切的联系， 一方面， 南亚高压在中南半岛上空的建立过程对亚洲夏季风的爆发有着很好的指示意义。另一方面， 亚洲夏季风的爆发又会影响南亚高压向北朝青藏高原上空移动。夏季南亚高压的变化主要包括其强度及位置变化， 对天气气候变化有着重要的影响作用。夏季南亚高压变化对中国东部地区的天气气候有着影响， 尤其是对长江流域降水的影响。南亚高压位置的变化还对西南地区夏季降水有着重要的影响。除此之外， 南亚高压变化也会影响着亚洲其他地区的气候， 但主要是南亚高压强度及纬向位置变化造成的影响。而南亚高压强度变化还会通过遥相关作用， 影响全球的气候异常， 例如美国中部、 澳大利亚以及非洲中部等地区的降水。
以往针对南亚高压演变过程机理的研究表明， 影响春季南亚高压建立过程的因子主要是苏门答腊对流快速北抬及中南半岛地区对流建立。但影响夏季南亚高压变化的因子较多， 如青藏高原上空的非绝热加热、 亚洲季风区降水释放的凝结潜热以及海温等。其中， 青藏高原上空的非绝热加热及亚洲季风区降水释放的凝结潜热对南亚高压的强度变化及纬向移动有着重要影响。近年来的研究更加侧重于海温的影响， 海温在影响南亚高压强度变化的同时， 也会影响到南亚高压的经向移动， 通常印度洋海温异常增暖会在对流层高层激发出Matsuno-Gill型（Matsuno， 1966； Gill， 1980）大气响应， 加强南亚高压， 同时导致南亚高压位置偏南。而ENSO作为热带太平洋海-气相互作用最强的年际变化信号， 在QBO、 PDO及太阳活动11年周期的调制作用下， 也会通过影响印度洋海温的异常来影响南亚高压的强度及经向移动。近年来的研究还表明， 南亚高压纬向移动除了受青藏高原上空的非绝热加热、 亚洲季风区降水释放的凝结潜热以及热带海温等低纬度因子影响外， 还会受中高纬度环流的影响， 如丝绸之路遥相关型大气波列。
回顾过去的研究可以看出， 针对南亚高压演变过程不同阶段的研究都取得了大量成果， 但在该领域还存在一些问题值得今后进一步深入探讨：
（1） 南亚高压演变过程包括了春季建立、 夏季维持以及秋季撤退， 但过去的研究还只是针对春季南亚高压的建立， 夏季南亚高压的变化， 而关于秋季南亚高压撤退的研究尚待开展。同时秋季又是大气环流由夏季型向冬季型转变阶段， 因此今后增加秋季南亚高压撤退的研究， 对认识大气环流的演变， 尤其是亚洲夏季风的撤退（Hu et al， 2019a， 2019b， 2020a， 2020b）有着重要意义。
（2） 针对夏季南亚高压变化研究的成果有很多， 但大多数的研究集中在低纬度异常的影响。而南亚高压主体向北延伸至中纬度西风带地区， 因此其变化不只是受低纬异常影响， 近年来的研究就表明中高纬度的异常对南亚高压变化也有着重要的影响， 如中高纬度丝绸之路遥相关型大气波列对南亚高压纬向移动有着重要影响（Cen et al， 2020）。但这些研究主要集中在对南亚高压纬向移动的影响。夏季南亚高压的变化还包括强度变化及经向位置的变化， 因此中高纬度异常对它们的变化存在怎样的影响也是未来值得研究的。
（3） 关于影响南亚高压变化的研究目前大多是侧重于单个因子的影响。过去的研究也表明赤道中东太平洋海温异常对南亚高压强度变化的影响具有不稳定性， ENSO在QBO、 PDO及太阳活动11年周期的调制作用下才会影响南亚高压强度及经向位置变化， 这些都说明南亚高压在变化过程中不只是受到单一因子的影响。因此在未来的研究中， 更加应该关注各因子之间的协同作用对南亚高压变化的影响。