高原气象

高原气象 >

2023 , Vol. 42 >Issue 6: 1589 - 1603

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2023.00010

论文

印度洋海盆模对南北半球太平洋副热带高压非对称的影响及机制

  • 杨雨欣 ,
  • 袁潮霞 ,
  • 李艳
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  • 1. 兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州 730030
    2. 南京信息工程大学大气科学学院，江苏 南京 210044

杨雨欣（2000 -）， 女， 山西阳泉人， 硕士研究生， 主要从事海气相互作用研究. E-mail：

收稿日期: 2022-10-15

  修回日期: 2023-02-13

  网络出版日期: 2023-11-14

基金资助

国家自然科学基金项目(41775051)

收起

Influence and Mechanism of Indian Ocean Basin Model on the Asymmetry of Pacific Subtropical High in the Northern and Southern Hemispheres

  • Yuxin YANG ,
  • Chaoxia YUAN ,
  • Yan LI
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  • 1. College of Atmospheric Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730030，Gansu，China
    2. School of Atmospheric Sciences，Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，Jiangsu，China

Received date: 2022-10-15

  Revised date: 2023-02-13

  Online published: 2023-11-14

Fold

摘要

副热带高压对于我国天气气候具有重要影响， 它的形成受到印度洋海温异常的影响， 但其中的影响机制并不十分清楚。因此， 本文利用1980 -2020年NCEP/NCAR再分析资料， 研究了印度洋海盆模（Indian Ocean Basin Model， IOBM）异常偏强对于太平洋副热带高压的影响； 然后从能量角度分析IOBM引起南北半球太平洋海域副热带高压不对称性的物理机制； 最后利用GFDL AM2.1模式进行模拟验证。为了说明印度洋海温异常对副热带高压的独立作用， 对ENSO信号进行了滤除。结果表明： （1）夏季的印度洋暖海温暖异常会激发东传的Kelvin波， 在西北太平洋地区低层出现反气旋异常， 使西太副高较常年偏强， 我国南海到菲律宾东部降水偏少； 冬季IOBM正位相时， 澳洲地区东风异常， 热带西太平洋地区有大范围的降水负异常。印度洋海盆模对太平洋副热带高压非对称结构的影响在环流和降水场上均有体现。（2）根据能量诊断结果发现IOBM正位相时， 夏季西北太平洋低层季风风场辐合区与扰动动能增长区相重合， 有利于该地反气旋异常发展， 从而使得副高偏强； 冬季澳洲地区季风的风场辐合区与扰动动能增长区不能很好地配合， 没有明显的反气旋异常。（3）利用数值模式模拟得到的结果能够验证沿赤道对称的印度洋海温异常在西太平洋地区引起的反气旋性环流和降水异常， 无论位置还是强度都表现出极强的不对称性。因此， 印度洋海盆模（IOBM）对于太平洋副热带高压南北半球非对称结构的形成具有重要作用， 并进而对东亚及澳洲地区降水的异常分布产生影响， 这为印度洋海盆模对西太副高的影响提供了理论基础。

关键词： 印度洋海盆模; 西北太平洋副热带高压; Kelvin波; 中国降水异常

本文引用格式

杨雨欣 , 袁潮霞 , 李艳 . 印度洋海盆模对南北半球太平洋副热带高压非对称的影响及机制[J]. 高原气象, 2023 , 42(6) : 1589 -1603 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2023.00010

Abstract

Subtropical anticyclone has an important influence in weather and climate in China， which is affected by the tropical sea surface temperature （SST） anomaly in the Indian Ocean for its formation.However， there is limited studies for the corresponding influence mechanism.In order to probe impact as well as the mechanism of the SST anomaly over the Indian Ocean on the subtropical high， the El Nino-Southern Oscillation （ENSO） signal is filtered out.By using the reanalysis data from the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research （NCEP/NACR） from 1980 to 2020， this study tries to explore the influence and mechanism of the Indian Ocean basin model （IOBM） on subtropical high in the Pacific Ocean through dynamical diagnose in perspective of energy， and verifies the results by numerical model simulation by the Geophysical Fluid Dynamics Laboratory Atmospheric Model （GFDL AM2.1）.The results show that eastern-spreading of the Kelvin wave is motivated by the SST anomaly in the Indian Ocean in summer.Meanwhile， low-level anticyclone anomaly appears in the northwest Pacific Ocean， resulting in the subtropical anticyclone is stronger than the climatological mean.Thus， the precipitation is less in regions from the South China Sea to Eastern Philippines.In winter， during the positive phase of the IOBM， the east wind anomalies are stimulated in Australia， resulting in large-area negative anomalies of precipitation occurred over the western Pacific.Non-uniform distribution of precipitation is caused by the asymmetry in circulation of subtropical high over the Pacific Ocean in the northern and southern hemispheres.Result by the dynamical diagnose reveals that when the phase of IOBM is positive， the wind field convergence zone is superposed by the disturbance energy growth area， whereas in winter such two regions do not cooperate with each other.As a result， the subtropical high is abnormally strong in the northwestern Pacific in summer and with indistinct abnormally in Australia in winter.The numerical simulation verifies that the asymmetry of anticyclonic circulation and precipitation anomalies are closely related to the symmetrical SST anomaly in Indian Ocean along the equator， both in its position and intensity.The result of model simulation demonstrates the reliability of the conclusions of synthesis analysis and energy diagnosis.Thus， the IOBM plays a significant role on the symmetrical structure of the Western Pacific subtropical high in northern and southern hemispheres， as well as in the precipitation in East Asia and Australia regions， which provides a theoretical basis for formation mechanism of the asymmetry of the Pacific subtropical high in the southern and northern hemisphere during the warming of the entire Indian Ocean basin.

Key words： Indian Ocean Basin Model; Northwest Pacific Subtropical High; Kelvin Wave; precipitation anomaly in China

1 引言

位置稳定、 强度偏强的西北太平洋副热带高压（以下简称西太副高）在我国天气过程中扮演着重要角色， 其形态和位置也是中国夏季雨带位置和持续时间的决定性因素（陶诗言和徐淑英， 1962； 钱代丽等， 2009）。副热带高压系统具有多时空尺度的特征， 其位置和强度的变化与年际信号联系密切（黄士松和汤明敏， 1988）。其中来自热带太平洋中部和东部海温变化的ENSO（El Niño-Southern Oscillation）信号通过直接及间接作用调整副热带高压的强度和位置对中国气候产生深远影响（王成林和邹力， 2004）。除此之外， 印度洋海盆模（Indian Ocean basin mode， IOBM）也可以作为独立于ENSO事件之外的因素影响太平洋副热带高压（张人禾等， 2017； Xie and Philander， 1994）。因此， 研究IOBM对太平洋副热带高压非对称结构的影响， 有利于增强对西太副高形成机制及其天气气候影响的认识。
以往研究表明， 运用统计方法去除ENSO的同期影响后， 夏季印度洋海盆一致增暖会激发暖的开尔文波东传， 西北太平洋对流层低层辐散出现反气旋异常， 导致西太副高较气候态强度偏强， 华南地区降水偏少（王旭栋等， 2017； 钱代丽和管兆勇， 2019； 汪婉婷等， 2017； 杨建玲， 2007； 黄刚和胡开明， 2008）； 而印度洋全海盆偏暖的冬季， 印度洋和太平洋的局地海气相互作用在西太平洋海洋性大陆上强迫出低层反气旋， 加强西太平洋副热带高压， 使东亚冬季风较常年偏弱， 华南地区冬季降水较常年偏多， 西北地区的降水也偏多（孙舒悦和任荣彩， 2015； 刘娜等， 2012； 杨建玲等， 2015a， 2015b， 2017）。两级热力适应理论认为印度洋暖海温通过加大海气温差， 在西太平洋地区形成异常偏南风向北输送大量水汽， 产生的异常降水向东北扩展释放潜热使得副高在加热区东面发展增强（吴国雄等， 2000）。印度洋电容器理论认为赤道印度洋变暖刺激开尔文波响应， 西太平洋地区的东风异常诱发表层辐散抑制对流， 西太副高通过局地海气正反馈不断加强（Xie et al， 2009）。还有许多研究针对上述机制利用模式开展了工作， 刘芸芸等（2014）指出CMIP5大多数模式对热带印度洋和西太平洋地区海表温度（Sea Surface Temperature， SST）的模拟普遍较观测值低， 导致模式对副高的模拟能力有限。曾刚等（2010）利用不同海域海表温度分别驱动NCARCAM3全球大气环流模式， 结果表明印度洋海表温度变化均对夏季西北太平洋副热带高压的年代际变化有重要作用。黄刚等（2016）指出印度洋海盆一致模引起的东亚夏季风的气候态辐合对能量转化起到了重要作用。由此可见， 印度洋海温异常导致的太平洋副热带高压异常对我国天气气候影响显著。
根据以上分析可知， 前人研究多集中于夏季IOBM暖位相对东亚气候的影响及其机制， 针对冬季IOBM暖位相时太平洋副热带高压的探讨较少， 而且IOBM造成南北半球太平洋副热带高压的非对称结构及相应机制也不十分清楚。因此太平洋副热带高压对于印度洋海盆一致模增暖的响应特征及机制如何需进一步明晰。本文计划选取扣除ENSO信号的IOBM异常高值年， 通过统计方法、 动力诊断和模式验证， 探究IOBM对于南北半球太平洋副热带高压的非对称结构的影响及其可能机制， 研究结果对深入认识副热带高压形成机制及其天气气候影响具有科学意义。

2 数据来源及方法介绍

2.1　数据来源

本文采用的海温数据是由美国气象环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction， NCEP）和美国国家大气研究中心（National Center for Atmospheric Research， NCAR）提供的从1979年1月到2022年1月的全球月度海温数据， 水平分辨率2.5° ×2.5°。逐月气象资料来自美国国家环境预测中心（NCEP）的再分析数据（Kanamitsu et al， 2002）。时间序列为1979年1月到2022年1月， 包括纬向风、 经向风、 气温、 位势高度、 垂直速度和降水量等气象要素。其中除降水量外其他变量的网格数为144 ×73 ×17。本文使用的IOBM指数（ I ' I O B M）定义为20°S -20°N， 40°E -100°E的异常海温平均（李琰等， 2014）， 为了分析独立于ENSO事件的纯印度洋海盆模信号对太平洋副热带高压的影响， 采用扣除ENSO信号的纯IOBM指数进行分析（钱代丽和管兆勇， 2019）。滤除ENSO信号的纯IOBM表达式如下：
I ' I O B M _ R = I ' I O B M - α I ' N I N O 3
式中： I ' I O B M _ R为在 I ' I O B M中扣除ENSO信号后的剩余部分， 即纯的印度洋海盆模信号， 其线性独立于 I ' N I N O 3（NINO3区， 5°S -5°N， 160°E -140°W在ENSO盛期9 -12月的海温距平）； α为 I ' I O B M向 I ' N I N O 3的回归系数。
文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2020）4392的世界地图制作， 底图无修改。

2.2　方法介绍

为了研究太平洋副热带高压南北半球不对称的机理， 按照Gong and Li（2021）的方法， 将所有变量分解为相对于赤道的对称和反对称分量。根据以下公式计算对称和反对称分量：
v a r s ( y ) = v a r ( y ) + v a r ( - y ) 2 v a r a ( y ) = v a r ( y ) - v a r ( - y ) 2
式中： y表示纬度； 下标s和a表示变量的对称和反对称分量， 经向风场除外。对于经向风场， 其赤道对称和反对称分量定义为：
v s ( y ) = v ( y ) - v ( - y ) 2 v a ( y ) = v ( y ) + v ( - y ) 2
以南北纬5°的变量为例， 经向风的对称分量和非对称变量的计算式如下：
v s ( 5 ° S ) = v ( 5 ° S ) - v ( 5 ° N ) 2 v s ( 5 ° N ) = v ( 5 ° N ) - v ( 5 ° S ) 2 = - v s ( 5 ° S ) v a ( 5 ° S ) = v ( 5 ° S ) + v ( 5 ° N ) 2 v a ( 5 ° N ) = v ( 5 ° N ) + v ( 5 ° S ) 2 = v a ( 5 ° S )
针对夏季和冬季IOBM高值年的大气环流系统的能量传输进行诊断时用到了Kosaka和Nakamuru的研究中给出了正压系统扰动动能增长的表达式（Kosaka et al， 2011）：
∂ K E H ∂ t ≈ ( v ' 2 - u ' 2 ) 2 ∂ u b ∂ x - ∂ v b ∂ y ︸ C K x - u ' v ' ∂ u b ∂ y + ∂ v b ∂ x ︸ C K y C K = C K x + C K y K E H = u ' 2 + v ' 2 / 2
式中： u '和 v '是850 hPa的纬向风和经向风异常； ub 、 vb 是850 hPa观测到的气候态风场； KEH是水平扰动动能； CK是动能的局地变化也就是从平均动能和扰动动能之间的转换。局地动能为正意味着扰动从基本气流中获得动能。如果基本气流是均匀的， 则认为其能量是不发散的。CK可分为CKx和CKy两部分。第一部分CKx表示平均气流与扰动之间的动能转换， 第二部分CKy表示基本气流的水平切变与扰动之间的转换。
在斜压系统中， 局部涡动能平衡方程写为
∂ K E ∂ t = ( v ' 2 - u ' 2 ) 2 ∂ u b ∂ x - ∂ v b ∂ y - u ' v ' ∂ u b ∂ y + ∂ v b ∂ x ︸ C K - u ' + u b ∂ K E ∂ x - v ' + v b ∂ K E ∂ y ︸ K A - R P ω ' T   ' ︸ K P - u ' ∂ Φ ' ∂ x - v ' ∂ Φ ' ∂ y - ω ' ∂ Φ ' ∂ P ︸ K Z + K R
K E = ( u ' 2 + v ' 2 ) 2
式中： P为大气压； T’为异常气温； Φ ' 为异常位势高度； ω '为异常垂直速度。KA表示平均流和扰动流造成的扰动动能平流。KP描述了通过暖（冷）空气块的上升（下沉）运动从扰动有效位能到扰动动能的转换。KZ表示通过受扰动的位势通量的局部收敛（发散）产生（损耗）的KE。最后一项KR表示由于摩擦、 来自次季节性涡流和其他亚网格尺度效应的反馈而产生的净涡动动能的产生或耗散。将KR项设置为CK、 KA、 KP和KZ之和的相反符号， 以使KE的时间变化率为零。
数值实验采用了地球物理流体动力学实验室（Geophysical Fluid Dynamics Laboratory， GFDL）全球大气模型开发团队开发的 AGCM 2.1 版（AM2.1）。该模型使用有限差分公式， 具有2° ×2.5°水平分辨率和24个垂直层次， 在再现热带海温异常的全球影响上拥有较高的性能（Kosaka et al， 2013； Lau et al， 1997）。
此外， 本文还用到了合成分析等统计方法， 合成分析是将IOBM高值年的异常值求平均， 显著性检验方法采用T检验。

3 IOBM对副热带高压的影响及机制

热带印度洋和太平洋之间通过“大气桥”或印度尼西亚贯穿流相互作用， 使得两大洋之间年际变化间存在较强的相关性。由于El Niño事件造成沃克环流的改变， 在西太平洋盛行下沉气流， 而在印度洋盛行上升气流， 因此改变了印度洋海表的水汽蒸发及潜热输送使整个海盆异常增暖， 引起西太平洋地区的气候异常， 因此本文只针对IOBM的正位相进行讨论。为了研究印度洋海温异常与南北半球太平洋副热带高压的关系， 首先用扣除ENSO信号的纯IOBM指数， 挑选IOBM异常高值年， 进一步揭示IOBM的季节变化特征及其对太平洋地区大气环流的影响。

3.1　 IOBM对副热带高压的影响

对印度洋海温变化利用经验正交函数（EOF）进行分析时， 印度洋海盆一致模（IOBM）是印度洋海温年际变率的主导模态， 表现为印度洋整个海盆的增暖或变冷（杨建玲， 2007）。在季节变化上， 该模态往往从第一年的秋季开始发展， 冬季（12月至次年2月）继续加强， 但增加的趋势相比于秋季有所减慢， 在3 -5月达到峰值， 并在次年夏季（6 -8月）逐渐衰减， 如图1所示。
图1 1980 -2020年IOBM指数的季节变化（彩色区）

Fig.1 Seasonal variation of IOBM index from 1980 to 2020 （color area）

利用现有的海温资料， 计算了1980 -2020年总共41年夏季和冬季扣除ENSO信号的纯IOBM指数（图2）， 并滤除了相应季节的年代际变化， 取+1和-1为界限， 将 I   ' I O B M _ R>1的年份定义为IOBM的高值年。最终得到夏季IOBM的高值年为1983年、 1988年、 1998年、 2007年、 2010年、 2011年和2020年共7年， 冬季IOBM高值年为1983年、 1988年、 1998年、 2003年、 2010年、 2016年和2020年共7年。发生在夏季的印度洋海盆一致模是印度洋的海温异常强迫大气， 使西北太平洋地区出现大气环流异常， 暖的开尔文波东传引起西北太平洋低层反气旋异常（李琰等， 2014）。发生在冬季的印度洋海盆一致模却是被异常的大气环流所强迫形成的， 在厄尔尼诺发展年的冬季， 赤道中东太平洋出现大面积的暖海温异常， 赤道地区原本的沃克环流是在西太平洋暖池区上升， 然后分别在赤道东太平洋和印度洋下沉； 但是赤道东太平洋的海温正异常使得大气在该处上升， 赤道地区低层出现西风异常， 原本暖池区的上升气流被抑制甚至出现下沉气流， 沃克环流异常也使得赤道印度洋地区原本的下沉气流被削弱， 海表蒸发减少， 海气之间的热量交换也减少， 因此在冬季出现印度洋地区一致的暖海温异常， 这是大气反作用于海洋的结果。虽然冬季的IOBM是被大气强迫出来的， 但其引发的大气状况对于我们研究南北半球太平洋副热带高压的不对称性也有一定的借鉴意义， 所以这里将发生在冬季和夏季的IOBM一起考虑。
图2 1980 -2020年扣除ENSO信号的纯IOBM指数 黑色打点表示高于（低于）一个标准差的IOBM指数

Fig.2 Pure IOBM index excluding ENSO signal from 1980 to 2020.The black dot indicates an IOBM index one standard deviation above （or below）

在遴选出IOBM的高值年后， 利用海温资料， 分别合成夏季和冬季IOBM高值年的海温状况（图3）。夏季IOBM高值年的海温合成图［图3（a）］显示， 整个印度洋海盆有海表温度的正异常， 与EOF分析结果类似， 海温异常的显著区域集中在西南印度洋、 阿拉伯海和孟加拉湾海域； 赤道西太平洋有较弱的海温负异常。冬季IOBM高值年的海温合成图［图3（b）］中的海温异常显著区域相比于夏季明显扩大， 几乎占据了整个热带印度洋， 但在副热带的西南印度洋有范围较大， 强度较强的海温负异常中心。黄刚等（2016）指出北印度洋的海温在印度洋电容器效应中起主要作用， 而南印度洋对西北太平洋异常反气旋的影响很弱。从海温的合成结果可以看出， 整个北印度洋均有海温的正异常而且显著区域较大。印度洋电容器效应对中国夏季气温以及极端高温灾害分布有重要的影响， 当印度洋偏暖时， 我国夏季华南气温偏高、 东北气温偏低、 长江流域降水偏多（Hu et al， 2011）， 并且晚夏江南区域容易出现极端高温灾害（Hu et al， 2012， 2013）。除夏季外， 一些研究也表明冬季印度洋海盆一致模海温异常也能导致副热带西北太平洋反气旋异常（Watanabe and Jin， 2003）， 所以我们分析冬季IOBM事件的发生对东亚地区降水的影响也十分有必要。
图3 IOBM高值年在夏季（a）和冬季（b）的海温距平合成（彩色区， 单位： K）打点区域通过了95%的显著性检验

Fig.3 SST anomaly synthesis （color area， unit： K） in summer （a） and winter （b） of the years with high IOBM values.The dotted area passed the 95% significance test

图4是利用现有的风场和高度场资料合成的夏季和冬季IOBM高值年的850 hPa环流状况。在夏季IOBM高值年合成环流图中， 在20°N的西北太平洋上有显著的反气旋环流， 即IOBM引起的沃克环流异常， 在西北太平洋出现下沉支抑制对流， 在对流层低层形成的异常反气旋， 加强了西北太平洋的副热带高压， 影响东亚地区的夏季降水。与此同时， 在南半球的太平洋海域为相对平直的东风， 在中高纬度的印度洋海域有一个较强的气旋存在， 在澳大利亚南侧海域有较强的反气旋环流， 两个中心分别位于大澳大利亚湾和塔斯曼海上空。在冬季IOBM高值年的环流合成图中， 西北太平洋反气旋异常明显， 有两个中心， 分别位于菲律宾东侧和日本岛东南侧， 后者环流更强、 范围更大； 在澳大利亚西北侧海域上空， 有较强的东风异常， 并未出现类似夏季西北太平洋的异常反气旋。在850 hPa环流场的合成分析结果中表现出IOBM影响下太平洋海域南北半球环流的不对称性。
图4 IOBM高值年的风场距平合成（矢量， 单位： m·s-1）及高度场距平合成（彩色区， 单位： gpm）打点区域为高度场通过了95%的显著性检验区域

Fig.4 Wind anomaly （vector， unit： m·s-1） and height anomaly （color area， unit： gpm） in IOBM high-value years.The dotted area is the area where the height field passes the significance test of 95%

然后， 利用现有的降水资料合成了夏季和冬季IOBM高值年的降水距平分布（图5）。从夏季降水的合成图［图5（a）］可以看出， 与夏季环流场上的西北太平洋反气旋相对应， 降水的负异常出现在中国南海、 菲律宾东部海域大约沿20°N呈带状分布， 降水的正异常出现在长江中下游地区、 我国东海和日本南部海域， 大约沿30°N纬线呈带状分布。这与黄刚和胡开明（2008）的研究相一致， 也就是在厄尔尼诺次年夏季， 热带印度洋全海盆的一致增暖激发开尔文波东传， 在西北太平洋低层出现反气旋异常， 使得西北太平洋副热带高压较多年气候平均态偏强， 造成我国华南地区少雨而长江流域多雨。在南半球热带东印度洋有小范围的降水负异常。冬季的降水合成图［图5（b）］上， 在赤道西太平洋海域出现范围较大的显著负异常降水中心， 这与冬季合成的环流场上， 北半球明显的反气旋环流有很好的对应关系， 反气旋环流造成边界层的辐散， 由于埃克曼抽吸的作用形成下沉气流抑制对流， 造成反气旋控制地区干旱少雨。
图5 IOBM高值年的降水距平合成（彩色区， 单位： ×10 mm）打点区域为通过了95%的显著性检验

Fig.5 Synthesis of precipitation anomaly in years with high IOBM values （color area， unit： ×10 mm）.The dotted area passes the 95% significance test

3.2　影响机制

由于夏季IOBM指数为正时， 热带印度洋异常偏暖［图3（a）］， 对大气产生了异常加热作用， 促使西北太平洋低层环流发生显著异常［图4（a）］； 冬季IOBM指数为正时， 印度洋异常偏暖的海温在澳洲地区没有造成显著的环流异常［图4（b）］。在冬夏降水的气候态图上（图6）， 夏季的降水中心集中在20°N， 而冬季的降水则沿赤道呈对称分布。夏季与冬季降水气候态的差值也显示北半球热带地区主要为正值， 三个大值中心分别位于印度半岛西部海域、 孟加拉湾和中国南海， 南半球热带地区主要为负值。为揭示IOBM对南北半球太平洋地区副热带高压的影响， 这里对气候态风场的对称和非对称分量及环流异常区域的正压、 斜压扰动动能转化进行分析。
图6 1980 -2020年的降水气候态（彩色区， 单位： ×10 mm ）

Fig.6 Precipitation climate states from 1980 to 2020 （color area， unit： ×10 mm）

将850 hPa经向风分为对称分量和非对称分量计算（图7）， 观察夏季和冬季太平洋副热带高压异常， 引起降水异常的水汽来源和风场环流状况。图7（a）为夏季与冬季经向风对称分量的差值， 在南半球的印度洋海域为大范围的较大东南风差值， 北半球的印度洋海域为较弱的西南风差值。图7（b）为夏季与冬季经向风非对称分量的差值图， 在热带印度洋自南向北也出现了东南风差值向西南风差值的转变， 与对称风量不同的是， 南半球印度洋的东南风差值范围较窄、 数值也较小， 但北半球印度洋的西南风差值却很大， 恰好与对称分量的情况相反。图7（c）为夏季风场的非对称分量， 在热带印度洋和西太平洋区域始于夏季气候态风场相一致的东南风转西南风的越赤道气流， 风场辐合的边界在我国的长江流域。边界层风场辐合由于Ekman抽吸的作用， 形成上升气流， 一方面为降水提供了垂直运动条件， 一方面风场辐合伴随的水汽输送也为降水提供了充沛的水汽来源。图7（d）是冬季风场的非对称分量， 这里显示北半球由于冬季盛行偏北季风为一致的东北风， 在南半球由于科氏力作用转变为西北风。
图7 1980 -2020年850 hPa气候态风场（矢量， 单位： m·s-1）及散度（彩色区， 单位： s-1）打点区域为通过了95%的显著性检验

Fig.7 Wind field at 850hPa climatic state from 1980 to 2020 （vector， unit： m·s-1） and its divergence （color area， unit： s-1）.The dotted area passes the 95% significance test

为了进一步探究IOBM引起的南北半球引起的副热带高压不对称性的机制， 分别针对夏季和冬季IOBM高值年的大气环流系统的能量传输进行诊断。图8是夏季IOBM高值年的扰动动能转换情况， 正CKx从中南半岛至菲律宾群岛有明显的正值带， 这与该地明显的西南风辐合相一致， 最大的正CKy出现在孟加拉湾东部及菲律宾群岛上空。在从孟加拉湾到西北太平洋海域的扰动动能转换中CKx起主导作用。图9是冬季扰动动能局地变化项的诊断结果， CK的正值区出现在热带东印度洋和印度尼西亚群岛， 最大的正CKx分布在热带东印度洋， 最大的正CKy出现在印度尼西亚群岛附近， 就西北太平洋地区的局地动能转换而言， 冬季以CKy为主导。考虑冬季副热带西风急流明显强于夏季， 与低纬度地区形成较大的水平切变， 水平切变动能转化为扰动动能， 为IOBM高值年的西北太平洋副热带高压异常提供能量。
图8 夏季850 hPa风场气候态（矢量， 单位： m·s-1）及IOBM夏季高值年850 hPa扰动动能（彩色区， 单位： ×10-6 m2·s-3）

Fig.8 Climate State of 850 hPa wind field from 1980 to 2020 in summer （vector， unit： m·s-1） and IOBM summer high value year 850 hPa disturbance kinetic energy （color area， unit： ×10-6 m2·s-3）

图9 冬季850 hPa风场气候态（矢量， 单位： m·s-1）及IOBM冬季高值年850 hPa扰动动能（彩色区， 单位： ×10-6 m2·s-3）

Fig.9 Climate State of 850 hPa wind field from 1980 to 2020 in winter （vector， unit： m·s-1） and IOBM winter high value year 850 hPa disturbance kinetic energy （color area， unit： ×10-6 m2·s-3）

图10是夏季IOBM高值年的能量诊断情况， CK分布的显著区域集中孟加拉湾至菲律宾群岛， 有利于西北太平洋低层反气旋异常吸收局地扰动动能发展， 导致西太副高比常年强度偏强。KA数值较大的区域在北半球热带地区， 有两个正值中心分别位于孟加拉湾和中国南海， 也为副高的增强提供扰动动能。垂直运动引起的扰动动能转化KP， 无论南北半球都表现为零星分布的负值， 且范围很小， 在本文关注的西太平洋为绝对值较小的负值甚至为0， 相较于前两项大范围的极大正值区域， 其影响微乎其微。位势通量引起的扰动动能变化KZ的最大值区位于印度半岛和我国云贵地区， 次大值位于孟加拉湾、 中南半岛和菲律宾以东洋面， 热带地区的数值较小， 综合前四项的影响来看， 扰动动能转换项在北半球热带地区有显著的大值带， 主要位于热带东印度洋到西太平洋， 在南半球则有一条与之平行的负值带。北半球扰动动能增长的大值带与夏季印度西南季风辐合区相重合， 从能量角度解释异常反气旋吸收扰动动能发展增强， 导致西太副高较多年气候态平均态强度偏强， 使得华南地区降水偏少、 江淮地区降水偏多。
图10 IOBM夏季高值年850 hPa扰动动能（彩色区， 单位： ×10-7 m2·s-3）

Fig.10 850 hPa disturbance kinetic energy in summer high-value years of IOBM （color area， unit： ×10-7 m2·s-3）

图11是冬季IOBM高值年的能量诊断情况， CK在热带东印度洋及印度尼西亚群岛附近为正值， 扰动从基本气流中获得动能， 西北太平洋异常反气旋发展增强； 南半球的西太平洋海域局部动能转换项为负， 这也不难解释为什么南半球没有反气旋异常发展。KA在冬季IOBM高值年时， 在热带东印度洋和西北太平洋海域有零星正值区， 分布较为散乱且数值偏小， 澳洲地区没有明显的能量转换。KP针对冷暖空气垂直运动造成的扰动动能转换， 赤道印度洋和南印度洋均有正值区， 但南北半球的热带区域却有大面积的负值区， 澳洲大陆有零星正值。位势通量引起的扰动动能的变化KZ正值区集中在南半球的海洋性大陆和东印度洋， 但强度相比CK和KP的数值弱得多。综合以上四项的影响， 在热带西印度洋和东太平洋海域有连续的大范围负值区， 印度尼西亚半岛的正值区不能与冬季澳洲地区的西北季风辐合区相配合， 说明夏季IOBM引起的西北太平洋副热带高压异常是有充足的扰动动能供应， 而在冬季南半球的澳洲地区缺乏扰动动能转化， 这也从能量角度证明了IOBM高值年南北半球副热带高压的不对称性。
图11 IOBM冬季高值年850 hPa扰动动能（彩色区， 单位： ×10-7 m2·s-3）

Fig.11 850 hPa disturbance kinetic energy in winter high-value years of IOBM （color area， unit： ×10-7 m2·s-3）

3.3　模式验证

通过在GFDL AM2.1中进行控制实验（controlled experiment， CTRL）和敏感性实验（sensitivity experiment， TI and TP）， 去除ENSO事件的影响， 进一步验证观测到的南北半球太平洋副热带高压不对称性与印度洋海盆一致模的关系。在两个实验中， CO2和气溶胶及其他人为强迫固定为1860年工业化前的水平。每月的海温气候态作为下边界强迫将控制性实验运行了17年， 取最后的12年作为控制实验结果。为了说明IOBM对南北半球太平洋副热带高压非对称结构的影响， 敏感性实验的海温强迫设置为沿赤道对称的结构（图12）。敏感性实验的运行取控制实验过去10年中每年6月1日或12月1日的大气条件作为初始场， 在每月的海温气候态基础上加夏季、 冬季海温异常作为强迫场， 分别积分了92天和90天。敏感性实验有20个集合， 冬夏季平均的敏感性实验和控制实验的差作为模式中大气对海温异常（Anomaly）强迫的响应， 以证明印度洋海温异常增暖对热带太平洋环流状况和降水的影响。通过T检验验证了印度洋强迫具有统计意义上的显著性。由于最新的模式在模拟东亚夏季气候的气态平均态和年际变化方面的能力有限（Seo et al， 2013； Song and Zhou， 2014）， 因此在敏感性实验中应用的海温异常为观测值的4倍， 从而获得更大的噪声比， 并定性模拟了印度洋海温强迫对太平洋地区南北半球副热带高压位置和强度的影响。
图12 模式敏感性实验中海温强迫场的南北对称结构（彩色区， 单位： K）

Fig.12 Symmetrical North-South structure of SST forcing field in model sensitivity experiments （color area， unit： K）

模式模拟的印度洋海盆异常增暖时， 夏季和冬季印度洋及太平洋海域的风场环流状况（图13）。夏季的环流场很好地再现了西北太平洋低层的反气旋异常， 以及由于反气旋异常引起副热带高压增强， 低层反气旋异常甚至可以发展到印度洋海域， 印度洋海域东风异常， 增强了北半球夏季印度洋海域盛行的西南季风， 索马里越赤道气流向北越过赤道后也明显增强。这验证了前文所得结论： 夏季IOBM高值年激发暖的开尔文波东传， 在西北太平洋低层产生辐散场， 由于科氏力的作用形成西北太平洋低层异常反气旋。冬季的模拟结果相比于夏季效果更好， 在中国南海附近出现了完整且显著的反气旋环流， 在南半球的澳洲地区气流较弱没有完整环流， 这很好地证明了IOBM高值年西北太平洋副热带高压偏强， 且太平洋副热带高压南北不对称的现象。Matsuno-Gill响应在敏感性实验中占主导地位， 但在观测中并不占主导地位， 因此跨越赤道西印度洋的气旋环流异常。这可能是由于敏感性实验中的海温强迫远大于实际， 在海温强迫消散之前大气获得更多能量将更强的开尔文波传播到西北太平洋。此外， 在 AGCM 模拟中印度洋和西北太平洋流域之间的不完全耦合可能改变了印度洋的大气环流（Xie and Kosaka， 2016）。还有反气旋异常出现在高纬度太平洋， 猜测这是高纬度太平洋海域阿留申低压对印度洋海温强迫的响应， 这里暂时不做深入讨论。
图13 模式模拟的IOBM高值年850 hPa风场异常（矢量， 单位： m·s-1）及流函数强度异常（彩色区）打点区域为流函数通过了95%的显著性检验区域

Fig.13 Wind field anomalies at 850 hPa in high-value IOBM years simulated by the model （vector， unit： m·s-1） and the strength flow function anomalies （color area）.The dotted area is the area where the height field passes the significance test of 95%

在模式模拟的降水场中（图14）， 夏季降水在长江中下游有微弱的降水正异常， 在印度北部、 孟加拉湾、 中南半岛和中国南海为负异常， 在热带印度洋海域为大面积的正异常， 这与夏季IOBM高值年降水的合成结果相吻合。从环流场对降水的作用进行分析， 是因为夏季西北太平洋副热带高压加强西伸， 控制中南半岛区域， 低层反气旋异常也激发冷的罗斯贝波西传， 使得反气旋造成的负降水异常出现在相同纬度带上更加偏西。我国北方几乎没有出现降水异常， 这可能是由于模式在模拟陆地上的降水方面存在缺陷。Song and Zhou（2014）的研究表明， 运用历史观测的全球海温异常对比， 耦合模型比对项目（CMIP）的大多数AGCM模式未能模拟观测到的东亚夏季降水异常。冬季降水在我国南方和日本南部均出现了降水正异常， 在中国南海南部和菲律宾群岛出现了降水负异常， 这与冬季IOBM高值年降水合成结果高度吻合。这种偶极型的降水分布让人联想到了PJ波列， Kosaka et al（2011）认为PJ波列是区域大气的一种内部模态， 由热带对流变率驱动， 通过能量转换从背景态获取能量， 异常环流通过动态诱导垂直运动使热带对流异常。在中纬度地区， 潜热和PJ波列之间存在类似的反馈， 局地潜热和水平温度平流导致环流异常（Li and Zhang， 2009）。
图14 模式模拟的IOBM高值年降水异常及1980 -2020年气候态 （彩色区， 单位： mm）

Fig.14 Model-simulated IOBM high-value annual precipitation anomalies and climate states from 1980 to 2020 （color area， unit： mm）

4 讨论

Kosaka et al（2011）指出副热带高压通过局地海气正反馈机制不断增强， 副高南侧的东风激发罗斯贝波西传， 因此西北太平洋低层反气旋异常能够西传到北印度洋上空， 春末夏初印度西南季风爆发， 反气旋的异常东风削弱了西南季风， 使得印度洋上空风速减小， 蒸发减少印度洋海盆进一步变暖。在这一过程中， 印度洋-太平洋的跨流域海气相互作用十分复杂， 本文仅研究了印度洋海表温度对西太平洋海域副热带高压非对称结构的影响， 但这种大气环流结构对于印度洋海温的反作用及其机制还需要进一步研究。其次， 春季（3 -5月）是IOBM发展的盛期， 本文只针对冬季和夏季的印度洋海温异常进行了讨论， 因此春季IOBM以及印度洋海温季节内变率对大气环流的影响也有待研究。除此之外， 南北半球海陆分布差异以及冬夏季背景环流的不对称、 大尺度环流与印度洋的海气相互作用形成的异常下沉气流等也有可能导致副高的南北不对称， 这些影响因素的作用还需要更多的模式验证。

5 结论

通过合成分析、 动力诊断、 模式模拟的方式， 研究了IOBM引起的太平洋海域南北半球副热带高压不对称性的机制， 研究结果均显示在IOBM暖位相时， 北半球夏季的西北太平洋低层反气旋异常， 西太副高比多年气候态强度偏强， 使得东亚夏季风增强， 长江流域降水增多而华南地区降水偏少； 南半球夏季的澳洲地区虽然也处于季风区， 但是气候态的风场辐合区没有和局地扰动动能增长区配合起来， 因此没有出现与北半球夏季相同强度的高度场和降水异常。具体的结论如下：
（1） 统计结果显示， 夏季的印度洋海盆一致增暖时， 暖海温引起的暖Kelvin波东传， 使得西北太平洋低层大气辐散形成反气旋异常， 异常的反气旋不仅占据了我国南海， 其西边界甚至可以延伸至印度半岛上空， 这样就导致了西北太平洋副热带高压比多年的气候平均态的强度要强得多， 低层环流异常通过Ekman抽吸作用进一步影响垂直运动， 西北太平洋上空大范围的下沉运动使得中南半岛至菲律宾东部的大部分地区降水负异常， 副高北侧降水正异常； 如果是印度洋海盆一致增暖的冬季， 南半球澳洲地区的情况则不同， 太平洋海域的东风较强， 没有出现明显的反气旋异常， 而较强的降水负异常则出现在太平洋地区沿赤道呈对称分布。印度洋海盆一致模正位相时的太平洋地区反气旋环流及降水异常都表现为一定的南北半球不对称的现象。
（2） 850 hPa风场沿赤道对称和非对称分量的分析结果显示： 夏季与冬季气候态差值的风场辐合区出现在孟加拉湾至我国南海上空， 对称分量表现为西南风分量和东北风分量的风向辐合， 非对称分量表现为西南风分量的风速辐合； 夏季的非对称分量在印度洋至西太平洋海域表现为东南风分量向东南风的转化， 冬季非对称分量在该地表现为东北风分量向西北风分量的转化。正压及斜压扰动动能诊断结果显示： 夏季印度洋海盆模正位相时， 扰动动能的增长区出现在西印度洋至东太平洋海域； 当冬季印度洋海盆一致增暖时， 该地区则为扰动动能的负值区。总的来说， IOBM指数正位相时， 夏季的气候态风场辐合区与扰动动能增长区基本重合， 为低层异常反气旋发展提供能量； 冬季的气候态风场辐合区的扰动动能转换为负值， 所以没有显著反气旋发展， 这不难解释太平洋副热带高压受IOBM影响出现南北半球不对称的现象。
（3） 通过在GFDL AM2.1模式中进行敏感性实验， 在去除ENSO事件影响的同时， 也验证了统计方法和动力诊断所得出的结论。模式模拟的夏季IOBM正位相时的西北太平洋低层反气旋异常可以西伸至孟加拉湾， 由此引起的降水负异常从印度半岛北部一直向东延伸到菲律宾群岛； 模式再现了IOBM正位相的冬季， 南半球太平洋区域较强的东风异常， 印度尼西亚地区的降水负异常强度较强范围也较大， 但是南半球的负异常降水分布较为零散。因此， IOBM造成的太平洋地区南北半球反气旋环流及降水的不对称性得到了进一步验证。

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