南亚高压是夏季出现在青藏高原上空对流层高层的具有行星尺度的涡旋中心，也是夏季北半球对流层高层存在的最强大、最稳定的大气活动中心，其活动对亚洲天气气候都有重要的影响^[1-4]。南亚高压的活动既有南北经向的进退，也有东西纬向的移动。陶诗言等^[5]发现南亚高压100 hPa的中心位置存在东西振荡，并且伴随着夏季亚洲南部100 hPa环流场发生调整。罗四维等^[6]则将南亚高压夏季活动归结成三种类型：东部型、西部型和带状型，若南亚高压中心在100 °E以东则为东部型，若其中心在100 °E以西则为西部型，带状型则是西部型和东部型的过渡状态。大量研究^[7-14]表明，南亚高压活动与我国长江流域、华北地区、西北地区的降水有密切的联系。胡景高等^[9]指出南亚高压东脊点与华南地区和江淮流域的夏季降水相关性最好，而高压脊线则与黄河下游地区的夏季降水相关最显著。魏维等^[10]通过合成分析发现南亚高压偏北对应着高层西风急流偏北，使得我国夏季雨带偏北。Liu等^[11]指出6—7月南亚高压脊线以及东脊点平均指数对梅雨期降水强度预报有一定的意义。

西太平洋副热带高压(以下简称西太平洋副高)是西太平洋上空对流层中层大尺度副热带高压系统，是中低纬重要的环流系统。西太平洋副高是常年存在的，但其最强盛时期出现在夏季，其面积和强度均达到最大值。西太平洋副高是影响我国东部天气气候的主要大气活动中心之一，其活动存在南北方向和东西方向上的移动，季节性的北跳与我国华东地区的降水有紧密联系，同时西太平洋副高的东西振荡也会对华东地区的降水产生重要影响^[15-22]。刘芸芸等^[17]发现当西北太平洋夏季风强盛时，西太平洋副高异常偏北，其西侧的偏南气流异常偏弱，在我国长江流域低层形成异常反气旋环流及水汽输送的辐散，导致长江流域夏季降水偏少。张宇等^[21]指出当西太平洋副高强度偏小、脊线偏北、西脊点偏西时，黄淮海区域北部、中东部降水偏多，西部、南部降水偏少。

许多研究^[23-27]表明，南亚高压活动与西太平洋副高活动之间存在密切的联系及它们的共同作用会对我国夏季降水产生重要影响。任荣彩等^[23]分析了1998年7月南亚高压影响西太平洋副高的短期变异过程及机制。赵兵科等^[24]分析了2003年夏季江淮梅雨期间的西太平洋副高结构和活动特征，并指出南亚高压东伸是西太平洋副高西伸加强的重要原因。张玲等^[25]发现当南亚高压与西太平洋副高纬向异常重叠(分离)时，长江中下游流域存在异常上升(下沉)运动，华南地区存在异常下沉(上升)运动，同时长江流域有异常水汽通量辐合(辐散)，华南有异常水汽通量辐散(辐合)，导致长江流域降水偏多(偏少)，华南地区降水偏少(偏多)。陈永仁等^[26]通过统计分析发现在3~6年尺度和10~15年尺度上，南亚高压东伸(西退)与西太平洋副高西伸(东退)关系更密切。冯琬等^[27]指出南亚高压与西太平洋副高强度指数在年际尺度上存在显著的正相关关系。

综上所述，南亚高压与西太平洋副高各自的活动均对中国东部夏季降水产生重要的影响，并且两者活动存在密切联系。先前的研究大多讨论两者纬向位置的变化对中国东部夏季降水的影响，而对于两者经向上的位置变化、经纬向位置的协同配置及其对我国东部夏季降水的影响这方面的研究则较少。因而，本文将利用NCEP/NCAR全球大气再分析资料、NOAA_ERSST_V4海表温度资料以及国家气候中心提供的中国160站降水资料等来探讨南亚高压与西太平洋副高经、纬向的位置配置对我国东部夏季降水变化的影响。

本文使用的资料主要有：(1) NCEP/NCAR全球大气再分析资料^[28]，包括全球逐月平均的200 hPa、500 hPa高度场、垂直速度场(ω)、风场以及逐日风场、绝对湿度场，水平分辨率为2.5 °×2.5 °；(2) NOAA_ERSST_V4逐月平均海表温度资料^[29-30]，水平分辨率为2 °×2 °；(3)中国气象局国家气候中心提供的中国160站逐月降水资料。资料时间均取1951—2016年，夏季取6、7、8三个月平均。

在对整层水汽通量积分时，取1 000 hPa、925 hPa、850 hPa、700 hPa、600 hPa、500 hPa、400 hPa、300 hPa，共8层。整层大气的水汽输送通量矢量垂直积分的水汽通量(单位：kg/(m·s))的计算公式为：

(1)

其中，纬向分量为，经向分量为Q_v=，公式中u、v分别为该单位气柱内各层大气的纬向、经向风速分量，q是大气逐层比湿，p_s、p分别是大气下边界气压(地面气压)和上边界气压(取300 hPa)，g为重力加速度。水汽通量散度D(单位：kg/(m²·s))的计算公式为：

(2)

式中，a为地球半径，为纬度，λ为经度。

参照国家气候中心对环流指数的定义以及曾刚等^[31]的研究，本文以夏季200 hPa等压面上30 °W~0~170 °E范围内1 250 dagpm(位势什米)等值线东伸脊点的经度值表示南亚高压的东脊点指数(SAH_EPI)，以30 °W~0~170 °E范围内南亚高压脊线(200 hPa纬向东风和西风交界处，u≈0)与经线相交的纬度平均值表示南亚高压脊线指数(SAH_RGI)。通常研究西太平洋副高都是以588 dagpm为标准，但是考虑到再分析高度场资料系统性偏低^[32]，标准也相应降低为587 dagpm。因此本文以夏季500 hPa等压面上在(80~150 °E，0~50 °N)范围内587 dagpm等值线最西端所在的经度值表示西太平洋副高西脊点指数(WPSH_WPI)，取110~150 °E范围内西太平洋副高脊线(500 hPa纬向东风和西风交界处，u≈0)与经线相交的纬度平均值表示西太平洋副高脊线指数(WPSH_RGI)。

本文分别将上述各指数进行标准化处理(图略)，并取大于0.5或小于-0.5为异常年份，对南亚高压与西太平洋副高经、纬向位置配置进行分类(表 1、2)。由表 1、2可以发现，南亚高压与西太平洋副高大致存在纬向反相、经向同相的分布特征，南亚高压偏东(西)西太平洋副高偏西(东)年份占所有异常年份的93%，仅在1961(1996)年南亚高压与西太平洋副高同时偏东(西)；南亚高压偏北(南)西太平洋副高偏北(南)年份占所有异常年份的69%。即大多数情况下，若南亚高压偏西(东)，则西太平洋副高偏东(西)；若南亚高压偏北(南)，则西太平洋副高偏北(南)。为此分别计算了南亚高压东脊点与西太平洋副高西脊点、南亚高压脊线与西太平洋副高脊线的相关系数，其值分别为-0.59和0.41，均达到0.05的显著性水平，表明南亚高压与西太平洋副高在纬向、经向上的位置变化均存在密切的联系。

表 1

表 1 南亚高压与西太平洋副高纬向不同位置配置 南亚高压 西太平洋副高 异常年份 偏东 偏西 1979、1980、1983、1987、1988、1991、1998、2003、2006、2010、2013、2014、2015、2016 偏东 偏东 1961 偏西 偏东 1954、1955、1959、1963、1964、1966、1968、1971、1972、1974、1975 偏西 偏西 1996

表 1 南亚高压与西太平洋副高纬向不同位置配置

表 2

表 2 南亚高压与西太平洋副高经向不同位置配置 南亚高压 西太平洋副高 异常年份 偏北 偏北 1952、1953、1956、1961、1971、1978、1984、2013 偏北 偏南 1951、1954、1955、1959、2007、2008 偏南 偏南 1958、1968、1973、1974、1982、1983、1993、1997、2002、2015 偏南 偏北 1986、2004

表 2 南亚高压与西太平洋副高经向不同位置配置

由上分析可知南亚高压与西太平洋副高大致存在纬向反相、经向同相的运动特征，本文定义两个综合反映南亚高压与西太平洋副高位置变化的指数：(1)纬向位置指数(Zonal_index)为西太平洋副高西脊点指数减去南亚高压东脊点指数；(2)经向位置指数(Longitudinal_index)为西太平洋副高脊线指数加上南亚高压脊线指数。纬向位置指数大(小)表示南亚高压与西太平洋副高纬向上距离远(近)，经向位置指数大(小)表示两高压经向位置均趋于偏北(南)。

图 1给出了西太平洋副高西脊点、南亚高压东脊点、纬向位置指数序列及其9年滑动平均曲线，可以看出三者均存在显著的年际和年代际变化。由图 1a、1b可见，在年际和年代际尺度上南亚高压东脊点与西太平洋副高西脊点均存在明显的反相变化，即当南亚高压处于偏东(西)位置时，西太平洋副高也相应的处于偏西(东)位置，两者大致存在“相向而行，相背而去”的趋势，这与先前的研究结果^[5]相一致。图 1c中纬向位置指数在1970年代中后期之前多为正值，南亚高压偏西、西太平洋副高偏东，表明两者在纬向上距离较远，在此之后纬向位置指数多为负值，南亚高压偏东、西太平洋副高偏西，表明两者在纬向上距离较近。

图 1

图 1 西太平洋副高西脊点(a)、南亚高压东脊点(b)、纬向位置指数(c)序列及其9年滑动平均曲线

图 2给出了西太平洋副高脊线、南亚高压脊线、经向位置指数序列及其9年滑动平均曲线，可以看出三者均存在显著的年际变化，西太平洋副高脊线、南亚高压脊线以及经向位置指数具有类似的变化特征，即多数情况下西太平洋副高脊线偏北(南)，南亚高压脊线偏北(南)，对应经向位置指数偏大(小)。

图 2

图 2 西太平洋副高脊线(a)、南亚高压脊线(b)、经向位置指数(c)序列及其9年滑动平均曲线

分别对纬向、经向位置指数进行标准化处理(图 3)，纬向位置指数标准化后的值大于1的年份有10年(1954、1955、1956、1964、1967、1971、1972、1974、1976、1984年)，值小于-1年份也有10年(1980、1983、1987、1988、1991、1998、2010、2014、2015、2016年)；经向位置指数标准化后的值大于1的年份有9年(1952、1953、1956、1961、1971、1975、1978、1984、2013年)，值小于-1的年份也有9年(1966、1968、1972、1973、1974、1982、1983、1997、2015年)。依此进行合成分析，探讨南亚高压与西太平洋副高纬向、经向不同位置配置下中国东部夏季降水的异常变化及其可能原因。

图 3

图 3 标准化后的南亚高压与西太平洋副高纬向位置指数(a)、经向位置指数(b)

从降水差值图(图 4a)中可以看出，我国东部夏季降水在纬向位置指数正、负异常年存在显著的差异，主要表现为：在纬向位置指数正异常年份，我国华北、华南沿海地区降水偏多，长江中下游以及东北北部地区降水偏少，而在负异常年份情况则相反。这与图 4b中纬向位置指数与我国东部夏季降水相关系数分布很好的对应，即纬向位置指数与我国华北以及华南沿海地区夏季降水呈显著正相关，而与我国长江中下游以及东北北部地区夏季降水呈显著负相关。

图 4

图 4 纬向位置指数正、负异常年份夏季降水差值(a，单位：mm)及纬向位置指数与夏季降水相关系数分布(b) 阴影区通过了α=0.1的显著性检验。

图 5给出了南亚高压与西太平洋副高纬向位置指数正、负异常年份200 hPa和500 hPa位势高度场及距平场合成图。在正异常年份(图 5a、5b)，南亚高压1 250 dagpm等值线东脊点到达100 °E左右，较气候态(1951—2016年夏季平均)121 °E向西撤退了21个经度(通过了α=0.05的显著性检验)，并且南亚高压覆盖范围较小，强度较弱。南亚高压位置偏西，对应的高空西风急流中心也偏西^[33]，我国长江流域处于急流的出口区，上升气流受到抑制，因此长江流域降水较少。西太平洋副高587 dagpm等值线西脊点在145 °E左右，较气候态128 °E向东撤退了17个经度(通过了α=0.05的显著性检验)。此时西太平洋副高中心位置偏东，覆盖面积较小，强度较弱，因此西太平洋副高对太平洋的水汽输送只能到达华南沿海地区。在负异常年份(图 5c、5d)，南亚高压东脊点到达141 °E左右，较气候态121 °E向东延伸了20个经度(通过了α=0.05的显著性检验)，并且特征线1 250 dagpm覆盖范围较广，南亚高压强度较强。西太平洋副高西脊点到达110 °E左右，较气候态128 °E向西延伸了18个经度(通过了α=0.05的显著性检验)，并且西太平洋副高中心位置明显偏西偏南，覆盖面积较广，强度较强。此时南亚高压与西太平洋副高在我国华南沿海地区出现重叠区域，导致华南地区上空受深厚的高压系统所控制，盛行异常下沉气流，不利于降水的发生。而我国长江流域处于西太平洋副高的西北侧，有利于太平洋水汽沿着西太平洋副高外围向长江流域输送^[25]，暖湿气流与来自北方的冷空气在江淮流域汇合，水汽条件较好。长江流域对流层高层为南亚高压所控制，中低空盛行异常上升气流，配合充足的水汽条件，导致降水较常年偏多。此外，500 hPa距平场(图 5d)鄂霍次克海上空为正异常，有利于阻高的维持，导致梅雨锋在江淮流域的长时间停留，同样造成长江流域降水偏多^[34]。

图 5

图 5 纬向位置指数正异常年份(a，b)与负异常年份(c，d)200 hPa、500 hPa位势高度场(等值线)及距平场(阴影) 虚线为气候态特征线，单位：位势米。

图 6给出了纬向位置指数正、负异常年份850 hPa风场距平、整层水汽通量距平(矢量)及水汽通量散度距平(阴影)、垂直速度异常105~120 °E经向平均合成图。在正异常年份，我国由南到北均为正西南风距平(图 6a)，说明来自西南季风的水汽输送异常偏强，可以到达我国北方地区，与图 6c中华北上空异常水汽通量辐合相对应，同时华北地区上空存在异常上升运动(图 6e)，因而华北大部分地区降水偏多。长江流域上空的异常下沉运动使得长江流域降水偏少；而在负异常年份，图 6b中蒙古上方为异常反气旋，华北地区有北风异常，北方冷空气与西南暖湿气流在江淮地区相遇，水汽通量在我国长江流域异常辐合，而在华北上空存在异常水汽通量辐散(图 6d)，并且长江流域存在异常上升运动、华北盛行异常下沉运动(图 6f)，进而导致长江流域降水偏多、华北地区降水偏少。

图 6

图 6 纬向位置指数正异常年份(a，c，e)与负异常年份(b，d，f)850 hPa风场距平场、整层水汽输送距平(矢量，单位：kg/(m·s))及水汽通量散度距平(阴影，单位：kg/(m2·s))、垂直速度异常105~120 °E经向平均 单位：Pa/s，灰色阴影区通过了α=0.1的显著性检验。

由经向位置指数正、负异常年份降水差值图(图 7a)可以发现我国东部夏季降水在正、负异常年份存在显著的差异，主要表现为在正异常年份，即当南亚高压偏北、西太平洋副高偏北时，我国夏季雨带偏北，黄河流域、东北大部分地区降水偏多，江南、华南地区降水偏少；而在负异常年份，我国江南、华南地区降水偏多，华北地区降水偏少。这与图 7b中经向位置指数与我国东部夏季降水相关系数分布有很好的对应关系，即经向位置指数与黄河流域、东北大部分地区夏季降水呈显著正相关，而与我国江南以及华南地区夏季降水呈显著负相关。

图 7

图 7 经向位置指数正、负异常年份夏季降水差值(a，单位：mm)及经向位置指数与夏季降水的相关系数图(b) 阴影区通过了α=0.1的显著性检验。

图 8给出了南亚高压与西太平洋副高经向位置指数正、负异常年份200 hPa和500 hPa位势高度场及距平场合成图。在正异常年份(图 8a、8b)，南亚高压1 250 dagpm平均脊线位于27.6 °N，较气候态(1951—2016年夏季平均)26.4 °N偏北1.2 °N(通过了α=0.05的显著性检验)，200 hPa高度场距平正异常中心位于我国华北、东北南部上空，高层异常辐散引起低层异常辐合，有利于上升运动的发展。同时魏维等^[10]指出南亚高压偏北，对应高层西风急流的位置及其出口处右侧的辐散区域也偏北，从而使得雨带位于我国华北地区。西太平洋副高587 dagpm平均脊线为28.8 °N，较气候态26.6 °N偏北2.2 °N(通过了α=0.05的显著性检验)。而在负异常年份(图 8c、8d)，南亚高压平均脊线位于25.5 °N，较气候态26.4 °N偏南0.9 °N(通过α=0.05的显著性检验)，东南半岛上空有位势高度正异常，与南亚高压偏南相对应，而在我国华北上空有负异常，位势高度偏低导致高层异常辐合，华北上空盛行异常下沉运动。西太平洋副高平均脊线为24.6 °N，较气候态26.6 °N偏南2.0 °N(通过α=0.05的显著性检验)，与南海上空存在的位势高度正异常相对应。

图 8

图 8 南亚高压与西太平洋副高经向位置指数正异常年份(a，b)与负异常年份(c，d)200 hPa、500 hPa位势高度场(等值线)及距平场(阴影) 虚线为气候态特征线，单位：位势米。

图 9给出了南亚高压与西太平洋副高经向位置指数正、负异常年份850 hPa风场距平、整层水汽通量距平(矢量)及水汽通量散度距平(阴影)、垂直速度异常105~120 °E经向平均合成图。在正异常年份，朝鲜半岛、日本上空为异常反气旋(图 9a)，与西太平洋副高位置偏北相对应。我国东部均为南风异常，表明来自印度洋的西南水汽输送和西太平洋的东南水汽输送异常偏强，华北、东北地区上空有异常水汽通量辐合，江南、华南有异常水汽通量辐散(图 9c)，图 9e中华北上空存在异常上升运动，江南、华南盛行异常下沉运动，因此华北、东北地区降水偏多，而江南、华南地区降水偏少；在负异常年份，我国南海上空为异常反气旋，朝鲜半岛、日本上空为异常气旋(图 9b)，说明西太平洋副高位置异常偏南。华北地区有北风异常，北方冷空气与西南暖湿气流在江南地区相遇，导致江南上空有异常水汽通量辐合(图 9d)，同时江南、华南存在异常上升运动(图 9f)，因此江南、华南地区降水偏多。而华北、东北地区存在异常水汽通量辐散，配合该地区异常的下沉运动，导致华北、东北地区降水偏少。

图 9

图 9 经向位置指数正异常年份(a，c，e)与负异常年份(b，d，f)850 hPa风场距平场、整层水汽输送距平(矢量，单位：kg/(m·s))及水汽通量散度距平(阴影，单位：kg/(m2·s))、垂直速度异常105~120 °E经向平均 单位：Pa/s，灰色阴影区通过了α=0.1的显著性检验。

前两节分别讨论了南亚高压与西太平洋副高纬向、经向不同位置配置下中国东部夏季降水的异常及环流场异常，本节同时考虑经纬向的位置配置，以讨论此种情况下中国夏季降水的异常。为此，本文分别取经标准化后的经向位置指数、纬向位置指数超过0.5为异常年份进行分类(表 3)，并且根据这些分类的年份进行降水合成(图 10)。结合表 3与图 10可以看出主要分为四类：Ⅰ型为纬向位置指数与经向位置指数的正异常，即平均状态下南亚高压位置偏西北，西太平洋副高偏东北，此时我国夏季雨带偏北，东部降水呈现“两极”分布形态：黄淮流域、东北降水偏多，江南、华南沿海降水偏少；Ⅱ型是纬向位置指数正异常与经向位置指数负异常，即平均状态下南亚高压偏西南，西太平洋副高偏东南，此种情况下我国夏季华南降水偏多，江淮、黄河流域、东北降水偏少；Ⅲ型为南亚高压偏东南、西太平洋副高偏西南，河套地区、华北北部、东北降水偏多，长江流域中下游降水偏少；Ⅳ型为纬向位置指数与经向位置指数的负异常，即平均状态下南亚高压偏东南、西太平洋副高偏西南，我国降水主要呈现“四极”形态：长江流域、东北西北部降水偏多，华南沿海、华北平原降水偏少。

表 3

表 3 南亚高压与西太平洋副高经纬向不同位置配置 分布类型 纬向位置指数 经向位置指数 异常年份 Ⅰ 正异常 正异常 1956、1963、1971、1975、1984 Ⅱ 正异常 负异常 1958、1966、1968、1972、1974、1997 Ⅲ 负异常 正异常 2013 Ⅳ 负异常 负异常 1983、1987、1993、1998、2014、2015

表 3 南亚高压与西太平洋副高经纬向不同位置配置

图 10

图 10 经纬向位置配置Ⅰ型(a)、Ⅱ型(b)、Ⅲ型(c)、Ⅳ型(d)降水异常分布 阴影区通过了α=0.1的显著性检验。

为分析海表温度异常对南亚高压与西太平洋副高位置变化的影响，分别将纬向位置指数和经向位置指数与同期夏季全球海表温度作相关(图 11)。从图 11中可以看出显著相关海区位于热带太平洋-印度洋、北印度洋、中东太平洋以及北太平洋海区，定义关键海区海表温度指数：(1)热带太平洋-印度洋(TPIO)指数：50 °E~0~80 °W，10 °S~10 °N海表温度区域平均；(2)北印度洋(NIO)指数：50~95 °E，5~20 °N海表温度区域平均；(3)中东太平洋(CEP)指数：170~80 °W，10 °S~15 °N海表温度区域平均；(4)北太平洋(NP)指数：170 °E~0~150 °W，25~40 °N海表温度区域平均。表 4给出了南亚高压东脊点、脊线以及西太平洋副高西脊点、脊线等特征指数与同期夏季及前期春季关键海区的海表温度指数的相关系数，可以看出热带太平洋-印度洋、北印度洋、中东太平洋海表温度与南亚高压东脊点呈显著正相关，与西太平洋副高西脊点、南亚高压脊线存在显著的负相关，与西太平洋副高脊线相关性并不显著。北太平洋海表温度与西太平洋副高脊线呈显著的正相关，与其他指数相关性并不显著。曾刚等^[31]通过热带太平洋-印度洋全球大气数值模拟试验发现热带太平洋-印度洋海区的海表温度异常可通过影响热带对流层大气温度的变化，从而引起南亚高压的变化。吴国雄等^[35]通过数值试验表明，北印度洋上的海表温度异常是通过“两级热力适应”机制对南亚高压、西太平洋副高产生影响。Annamalai等^[36]指出北印度异常增暖会激发向东传播的Kelvin波，进而引起西北太平洋低层东北风异常，产生异常反气旋，导致西太平洋副高偏西。此外，Chang等^[37]认为暖海表温度导致海表附近的大气水汽含量充足，从而使海洋大陆地区低层水汽输送和对流活动增加，并通过局地Hadley环流使西北太平洋地区出现异常下沉运动，进而在该地区引起Matsuno-Gill响应，加热对流层。对流层增暖的传播以及北印度洋的Rossby波响应，使得在南亚高压气候平均位置的南部产生正的高度场异常，从而使得南亚高压强度增强，中心南移，东伸脊点偏东。杨建玲等^[38]指出赤道中东太平洋海表温度异常对夏季南亚高压的直接影响并不显著，并且夏季南亚高压和超前3~12个月指数之间的显著正相关关系只是一个表象，并不是太平洋海表温度异常对南亚高压的直接影响结果，而是通过印度洋海盆模态的“充电/放电”作用引起的。李永华等^[39]发现前期春季赤道印度洋及中东太平洋海表温度异常偏高(低)时，夏季南亚高压位置偏南(偏北)，强度较强，而西太平洋副高位置偏西(东)，强度也较强。蒋国荣等^[40]研究表明北太平洋海表温度与西太平洋副高南北位置变动有较好相关，而印度洋没有明显相关，从表 4中也可以得到类似结论，西太平洋副高脊线指数仅与北太平洋海表温度呈显著正相关。

图 11

图 11 纬向位置指数(a)、经向位置指数(b)与同期夏季海表温度相关系数

表 4

表 4 南亚高压与西太平洋副高特征指数与同期夏季(前期春季)关键海区指数的相关系数 INDEX SAH_EPI SAH_RGI WPSH_WPI WPSH_RGI TPIO 0.604*(0.599*) -0.604*(-0.456*) -0.624*(-0.641*) -0.139(-0.146) NIO 0.633*(0.568*) -0.648*(-0.508*) -0.645*(-0.608*) -0.237(-0.051) CEP 0.456*(0.585*) -0.477*(-0.598*) -0.485*(-0.595*) -0.216(-0.235) NP -0.043(-0.222) 0.191(0.236) 0.122(0.210) 0.468*(0.447*) 注：“*”表示通过0.001的显著性检验。

表 4 南亚高压与西太平洋副高特征指数与同期夏季(前期春季)关键海区指数的相关系数

考虑到篇幅原因，本文仅给出了标准化后的长江中下游夏季降水与NIO前期春季、同期夏季海表温度时间序列(图 12)，其中R1、R2分别为长江中下游夏季降水与NIO前期春季、同期夏季海表温度的相关系数，其值分别为0.273、0.284，均通过了0.05的显著性检验，表明NIO海表温度与长江中下游夏季降水存在显著的正相关。结合表 4，当NIO海表温度异常偏高时，南亚高压异常偏东偏南，西太副高异常偏西，进而导致长江中下游降水异常偏多。

图 12

图 12 标准化后的长江中下游夏季降水(黑色实线)与NIO前期春季(红色虚线)、同期夏季(蓝色虚线)海表温度序列 R1、R2分别为长江中下游夏季降水与NIO前期春季、同期夏季海表温度的相关系数。

综上所述，关键海区的海表温度对南亚高压与西太平洋副高的位置变化均有显著的影响，进而影响到我国东部夏季降水。因此可以通过对前期春季关键海区海表温度异常分析，对后期夏季南亚高压和西太平洋副高的位置变化进行预测，对预测我国东部夏季降水具有重要的意义。

本文利用1951—2016年国家气候中心提供的中国160站降水资料、NCEP/NCAR全球大气逐月平均的200 hPa、500 hPa高度场、风场、垂直速度场再分析资料以及NOAA_ERSST_V4逐月平均海表温度资料，定义了南亚高压与西太平洋副高经、纬向位置指数，分析了南亚高压与西太平洋副高经、纬向位置变化及其对我国东部夏季降水的影响。

(1) 南亚高压与西太平洋副高纬向上的东西进退存在明显的反相关系，即南亚高压与西太平洋副高之间纬向上的位置关系主要为“相向而行，相背而去”的特征；两者在经向上主要存在一致变化的特征，即当南亚高压脊线偏北(南)时，西太平洋副高脊线也趋于偏北(南)。依此定义的纬向、经向位置指数能够很好地表示两高压在纬向、经向上的位置配置：纬向位置指数大(小)表示南亚高压与西太平洋副高纬向上距离远(近)，经纬位置指数大(小)表示两者经向位置均趋于偏北(南)。

(2) 南亚高压与西太平洋副高纬向、经向位置指数对中国东部夏季降水均有显著的影响：纬向位置指数与我国华北、华南沿海地区降水呈显著正相关，而与长江中下游、东北北部地区降水呈显著负相关；经向位置指数与我国华北、东北南部地区降水呈显著正相关，而与江南以及华南地区降水呈显著负相关。

(3) 南亚高压与西太平洋副高纬向、经向位置指数与关键海区的前期春季、同期夏季海表温度均有显著的相关，热带太平洋-印度洋、北印度洋、中东太平洋前期春季、同期夏季海表温度与南亚高压东脊点呈显著正相关，与南亚高压脊线及西太平洋副高西脊点均呈显著负相关，而北太平洋海表温度主要与西太平洋副高脊线呈显著正相关。因此，可以通过对关键海区春季海表温度异常对夏季南亚高压与西太平洋副高的位置配置进行预测，从而对预测夏季我国东部降水有重要的意义。

需要指出的是，对于南亚高压与西太平洋副高纬向反相、经向同相运动的物理机制本文没有进行分析和讨论。此外，关键区海表温度异常对两高压位置的影响的数值模拟也有待深入研究。