夏季南亚高压发展加强，秋季又趋于减弱，其主要的季节变化特征可用高压脊线的南北推移和高压中心的东西移动来清晰地描述。冬半年南亚高压脊线偏南在１５。Ｎ以南，且脊线是倾斜分布的。从４月到５月，高压脊线北移到２０。Ｎ附近。从５月到６月，再次北移到２５。Ｎ以北，且开始变得比较平直。到７月份，脊线北移至３０。Ｎ以北，７、８月份一直维持在这个纬度上。９月份开始南退到１５。Ｎ附近。南亚高压脊线的季节性移动，与低层５００ｈｐａ副高脊线的季节性位移一致。罗四维等１研究表明南亚高压脊线的北跳要早于低层副高脊线的北跳，并且南亚高压的脊线位置对入梅日期的预报有指示意义。南亚高压的位置不仅随季节有所变化，而且在夏季期间还有明显的经度变化。南亚高压在夏季期间的变动可分为三个基本的天气过程：东部型过程，主要高压中心在９０。Ｅ以东，维持时间在５天以上；西部型过程，主要高压中心在９０。Ｅ以西，维持时间在５天以上；带状型过程，在５０。－１４０。Ｅ之间型。当南亚高压为东部型时，５００百帕西太平洋副高常西伸北跳，５８８线控制在长江中下游，长江流域少雨，而西北、东北地区一带多雨。当南亚高压为西部型时，５００百帕５８８９ｐｄｍ线偏东偏南，雨带多在长江流域。
南亚高压东部型和西部型的转换具有准双周东西振荡的特征。这种东西振荡主要受加热场的变化和周围大气环流调整所制约。一些实例表明，南亚高压的每一次东西振荡都与西风带的长波调整有关。当高原经度范围由长波脊变为长波槽时，南亚高压由西部型转变为东部型；当高原经度范围由长波槽变为长波脊时，南亚高压由东部型转变为西部型。此外，热带环流的调整对南亚高压的东西振荡也有影响Ｈ１。太平洋副高是副热带高压带被割裂的一个高压单体，存在于北太平洋上的一个永久性大气活动中心睢１。它是由对流层上层空气辐合聚积而成的深厚暖性高压系统，其规模和强度在冬夏差异很大。夏季由于行星风带和气压带北移，加之海洋上气温比同纬度大陆为低，使其强度增强，中心气压值约为１０２７百帕，范围也北移扩大，盛夏时几乎控制整个北太平洋。中心位置在夏威夷群岛附近，故又称夏威夷高压。这时在小笠原群岛附近有一个小中心，特称之为小笠原高压。冬季中心位置向东南移，范围仅限于副热带纬度，但仍有闭合等压线，中心气压值减弱到１０２１百帕。由于太平洋副高在海平面上，受下垫面影响变化较敏感，为了方便研究，我们取１０００ｈｐａ上一层９２５ｈｐａ，定义在９２５ｈｐａ层面位势高度场的闭合曲线所包围的系统，因为高压中心基本都在东北太平洋上空，我们定义它为东北太平洋高压。
１．１．２西太副高、南亚高压与东北太平洋高压的变动与我国天气的关系１、西太平洋副高的变动与我国天气的关系在对流层的中、低层，太平洋副热带高压的主体一般位于海洋上，而西端的脊伸达我‘国沿海；夏季可伸入大陆，冬季在南海上空形成独立的南海高压。天气实践指出，它直接影响我国天气的主要是伸入我国大陆的一个脊，当然有时也可以在我国沿海或大陆上出现闭合的高压单体啦！。西太平洋副高的不同部位，因结构的不同，天气也不同。在脊线附近，为下沉气流，多晴朗少云的的天气；又因气压梯度较小，风力微弱，天气则更为炎热。长江流域８月份经常出现的伏旱，就是由于西太平洋高压脊较久地控制这个地区而造成的。西太平洋副高脊的北侧与西风带副热带锋区相邻，多气旋和锋面活动，上升运动强，多阴雨天气。脊的南侧为东风气流，当其中无气旋性环流时，一般天气晴好，但当有东风波、台风等热带天气系统活动时，则常出现云、雨、雷暴、有时有大风、暴雨等恶劣天气。因此西太平洋副高脊的季节变化与我国主要雨带的活动，雨季的出现有密切的关系。２、南亚高压的变动与我国天气的关系根据南亚高压的位置和形状，可以分成西部型、东部型、和带状型三种环流型，并且南亚高压各环流型之间的转换和其上、下游长波的调整是紧密相连的，南亚高压的东西振荡直接影响着西太平洋副高的加强西伸和减弱东退睛’。
早在六十年代初，陶诗言和徐淑英（１９６２）网指出夏季江淮流域持久性干旱现象主要由副热带流型的配置及其稳定性所决定的，通过普查发现南亚高压强度和中心位置，高压脊线位置和走向，以及南亚高压南北两侧东西风急流的强弱变化等都直接影响到亚洲地区的天气。南亚高压脊线的位置和变动与我国主要雨带的位置和季节性变化有密切的关系。据１９６１—１９７３年资料分析结果，南亚高压在１２０。Ｅ的脊线从春到夏的季节转换中，共有四次明显的北跳。第一次出现在５月１６日前后，脊线跳过２０。Ｎ；第二次在６月５－１０日，脊线跨过２５。Ｎ，长江流域进入梅雨期；第三次在６、７月之交，脊线由２８。Ｎ推进到３ｌ。Ｎ；第四次出现在７月１０—１５日，脊线跳到３３。Ｎ以北，这是长江流域梅雨结束，进入伏旱期可见，１００ｈｐａ等压面上南亚高压脊线的变动对我国东部主要雨带的变动具有预报指示意义。若初夏时南亚高压脊线比常年偏北，提早跳到２５。Ｎ－３０。Ｎ之间，江淮流域可能提前入梅，造成梅雨偏多。如果盛夏时南亚高压脊线比常年偏南，而稳定在２５。Ｎ－３０。Ｎ之间，则会使出梅日期推迟，也会形成梅雨偏多，甚至形成水涝。对于华南而言，若初夏１００ｈｐａ层上的脊线比常年偏北，则降水偏少。
但是，对华北来说，盛夏１００ｈｐａ层上的脊线过早跳过３３。Ｎ以北，则有利于该地区雨季的提早和雨量偏多拍１。南亚高压主要中心的位置和东西振荡与我国主要雨带中的中期变化也有密切的关系。据１３年夏季的统计结果，其中南亚高压东部型过程中有２４次是少雨的，带状型过程中有１１次少雨，而在西部型过程中有３７次是多雨的。对其它地区而言，不同地区的降水过程与南亚高压主要中心的关系并不相同啼１。３东北太平洋高压（太平洋副高）的变动与我国天气的关系我国北纬３００以南盛行东北信风，以北盛行西南风，但是东南沿海以及一部分的华北地区受到海陆热力差异的影响，风向会有所改变，形成夏季东南风、冬季西北风的情形，夏季的东南风由底层太平洋副热带高压和印度低压（亚洲低压）所共同引起的。由于大气运动必然是从高压流向低压，这样夏季的东南风把太平洋上的水汽吹向陆地，形成我国降水水汽来源之一。如果太平洋副热带高压势力强大，气流运动速度过快，雨带（锋面）会较快到达北方地区，容易出现北旱南涝，相反，如果太平洋副热带高压势力很弱，气流运动速度就慢，雨带在南方持续时间就长，容易出现南涝北旱。因此太平洋副热带高压的强弱与我国频繁的旱涝灾害有关。
１．２国内外研究进展副热带高压的研究具有非常悠久的历史。在２０世纪初，人们已经知道在全球南北半球的副热带地区为高气压带，并根据一些资料初步探讨了副热带高压的形成。经过近一个世纪的研究，现在对副热带高压的认识要比以前深刻得多、完整得岁。纵观副热带高压的研究历史，可以大致将其分成三个阶段川：第一阶段，大约在２０世纪６０年代以前。这一阶段的工作主要是通过对一些个例的分析来探讨副热带高压形成的原因，并由此产生了各种解释。如Ｍｕｇｇｌｅ［７１认为副热带高压的形成完全是由于平流层的辐射冷却，空气加重下压，然后产生高压。Ｂｒｕｎｔ［８】认为是由于南方的气流北上形成的，尤其是８ｋｍ以上的空气柱北移引起高压形成的可能性很大。Ｂｅｒｇｅｒｏｎ 等【９１指出暖高形成是发生在西风环流减弱的时候。罗四维【１０】也根据１９４９年的资料分析得出 在西风环流减弱时，先有高层冷平流的侵入，然后形成高压的过程。在这一阶段的工作中， 流传最广的是Ｂｊｅｒｋｎｅｓ等人【ｌｌ】提出的信风环流假说，这个假说认为暖空气在赤道带上升， 到了高空就分别向南北流去，于是在南北半球的副热带上空空气就堆积起来，堆积的空气 下降形成了副热带高压带。
但现在我们知道这个假说把副热带高压的形成过于简单化了。 由此不难看出这一阶段副热带高压研究的主要特点，就是由于资料稀少，对副热带高压的 结构难以进行深入细致的剖析，大部分的工作具有一定的片面性。 第二阶段，大约在２０世纪６０年代至７０年代末，这段时期的主要特点是以天气气候学 研究为主要手段。这一阶段，由于观测资料的逐渐增多和一些科学实验的开展，人们对副热带 高压的认识也逐渐深刻。黄士松和余志豪‘１２】全面地研究了副热带高压的机构，他们不仅指 出了以往研究中的片面性，而且对今后的研究方向进行了评说。这一阶段的研究成果表明副热带高压脊 运动方向， 青藏高压、墨西哥高压与出现在大洋上空对流层低层的太平洋高压、大西洋高压，无论是 在结构和性质上，还是在形成和维持上都有很大不同，其中热力因子对前者的形成和维持 非常重要，而后者则动力因子是主要的，热力因子也起一定作用。副热带高压的变化大致 可以分为三类：季节性的、中短期的和长周期的。陶诗言等【１３】，汪国瑗指出，季节变化 不仅与太阳辐射强度有关，还与海陆和地形分布有关；中短期变化则包括１啦１５天、４－８ 天等周期变动。王绍武［１５１研究出副高的长周期变动大致有３￣４年、”年、ｎ年、１３～１４ 年、２０、３５年以及更长的周期，它对我国早涝以及气候变异有很大影响，这些变化可能与 太阳黑子活动（１１年周期）、地球自转速度变异（３４年周期）、地极移动（”年周期） 有联系。
研究还揭示了东西风带对副热带高压变动的影响。黄士松【ｌ６ｊ假定副热带高压流场 由给定的东西风界带上一扰动组成，并求得了副高单体中心的东西向移动速度，进而指出 副高中心的移动取决于它的宽度以及南北两侧风速之差。而关于南北移动，林弼元【１７１研究 得：副高南北移动主要决定于副高两侧风速差以及南北两半部宽度的差异。另一方面，研 究还表明，副热带高压变动的一些周期与西风带槽脊的周期相吻合，进而提出西风带环流系统对副热带高压有影响‘１８ｋ－１１９１。黄士松等发现副高与一经向逆环流相结合，陶诗言等【２１１ 指出副高上游西风带环流的变化，尤其是巴尔克什湖附近的长波槽脊与我国东部大陆的副 高单体移动有联系，侯易如等‘１３１也指出副热带流型的变化与中高纬流型的调整有关，余志 豪吲则研究了中纬度扰动向低纬度传播的特征及其对副高的作用。同时，低纬度热带东风 带系统对副高的活动也有影响。Ｆｕｊｉｔａ等的研究结果表明，东太平洋上赤道反气旋的形 成、发展、西移可使太平洋副高脊南落，Ｓａｄｌｅｒ等【２４１指出南海及西太平洋缓冲带上形成的 一系列反气旋将会导致西太平洋副高西伸加强。除此之外，副高单体间也有互相作用。
瞿 章和潘菊芳【２５】指出，在５００ｈｐａ副高显著变动的地区，相伴出现的变高强度比对流层上层的 要小，在低层出现西太平洋副高脊的西进北跳，而在高层则出现青藏高压的东移或向南扩 展。陶诗言等【２６１分析了亚洲１００ｈｐａ环流特征，指出当８０。Ｅ附近有槽发展时，青藏高压偏 离高原上空，这时５００ｈｐａ副高西伸北进，当１００ｈｐａＳ０。Ｅ附近的槽消失时，青藏高压中心 位于高原上空，这时５００ｈｐａ西太平洋副高东退。 第三阶段，２０世纪８０年代初至今。这一阶段研究手段的主要特点是动力学分析、诊 断分析和数值模式相互渗透、相辅相成。吴国雄（１６３页）等１１］通过数值试验和观测资料分 析发现，大气环流对ＳＳＴＡ是一种临域响应，其中印度洋的ＳＳＴＡ能造成我国东部沿海低 层明显的反气旋环流异常。董步文和丑纪范【２７１的研究结果表明，副热带高压形成和变化的 物理本质是大气运动所受到的内外强迫的综合结果。Ｒｏｄｗｅｌｌ和Ｈｏｓｋ证ｓ【２８１指出（２００页）， 与东亚季风相联系的强烈的潜热释放能激发Ｒｏｓｓｂｙ波，其西侧的下沉运动可以导致北非及 中亚地区出现强烈的下沉运动而形成副热带高压。基于Ｅｒｔｅｌｌ２９１位涡理论，吴国雄和刘还珠 【３０】～【３１１导得副热带高压脊 运动方向，该方程不仅克服了经典涡度方程的一些局限性，还包含了外界动力和热力强迫 对涡度变化的影响，因此更具普遍性，吴国雄等指出副热带高压形态的变异在本质上是 沿副热带地区负涡度中心形态的变异。
吴国雄等ｐ２Ｈ３３ｌ通过一系列的数值试验，证明了凝结 潜热是决定东半球夏季副热带高压位置和强度的关键因素并且空间非均匀非绝热加热是决 定副热带高压位置和强度的关键因素。 与西太副高的研究相比，对南亚高压和东北太平洋高压的研究则相对较少。１９６４年， 陶诗言和朱福康【２６１首先研究了南亚高压与西太副高的关系，指出夏季南亚高压和西太副高的进退有紧密联系，二者有相向和向背而行的趋势。后来，罗四维ｎ１的研究表明，南亚高 压脊线的北跳要早于西太副高的北跳，对入梅日期的预报具有指示意义；并提出了南亚高 压东部型和西部型的概念，其概念及研究成果已被广泛用于天气学分析和实际业务中。以 上的研究侧重于从天气学上分析，对于南亚高压自身活动规律和长期演变特征则是始于近 期。张琼口４１分析了４０年月平均气候资料，揭示出南亚高压的长期演变特征是与地形热力作 用密切相关的双模态分布，即南亚高压分别稳定维持于青藏高原和伊朗高原上空，呈现为 青藏高压和伊朗高压，南亚高压相对于两类平衡模态的振荡活动，即为以前所指的天气学 意义上的东西振荡。最新气候资料的统计结果亦表明，相比较于通常人们所关注的气候系 统的异常信号ＥＮＳＯ，南亚高压的异常与我国尤其是洪涝灾害多发区域长江流域的关系更为 密切。
１．３论文的主要研究内容及章节安排 西太平洋副高的季节变化与我国主要雨带的活动，雨季的出现有密切的关系，是影响 中国天气气候的重要天气系统，多年来大气科学工作者对其结构、活动规律及其与我国天 气气候的关系进行了广泛的研究，但对其变异的机理尚缺乏系统的理论认识ｆｌ】Ｉ我们在普 查高度场时，发现对流层高层的南亚高压、对流层中层的西太平洋副高、对流层低层的东 北太平洋高压三个高压之间在６、７、８月份都有从上到下并向东北倾斜的趋势，而副热带 高压处于两者之间，考虑到南亚高压和东北太平洋高压分别是由于青藏高原和海陆分布不 均造成的，形成原因比较清楚，由此自然想到副热带高压是否受它们的影响，三个高压之 间是否存在一定的关系，如果有，它们之间存在怎样的关系？形成这些关系的物理机制又 是什么，并希望从这个角度来着手研究促使西太平洋副高变异的相关机理ｆ３５１。带着这些问 题做了以下工作： 西太平洋副热带高压北跳和南亚高压、东北太平洋高压之间的关系。 夏季西太平洋副热带高压、南亚高压和东北太平洋高压年际变化之间的关系，并且给 出了一些相关关系产生的初步分析。 论文全文共分六章，第一章绪论，第二章为资料和方法及指数定义，第三章主要研究 西太副高北跳和南亚高压、东北太平洋高压之间的关系，第四章研究夏季西太平洋副热带高压、南亚高压和东北太平洋高压年际变化的关系。
第五章数值模拟，第六章全文总结及 展望。 第二章资料及方法介绍２．１资料来源及预处理 （１）位势高度场资料、Ｕ、Ｖ风场资料，温度场、垂直速度场资料取自ＮＣＥＰ／ＮＣＡＲｌ９４８～ ２００６年月平均和日平均再分析资料，资料水平分辨率为２．５。２．５。，垂直层次为１７层； （２）海表温度资料来自ＮＯＡＡｌ９４８～２００６年，资料水平分辨率为２。２。，垂直层数１层。 （３）国家气候中心提供的１９５１～２００６年７４项环流指数。 （４）对外长波辐射月平均资料 （ＯＬＲ）：取自美国ＮＯＡＡ卫星系列观测的１９７９年１月一２００５年１２月逐月２。５。Ｘ２。５。资 ２．２资料预处理２．２．１侯平均和距平化 侯平均：取１９５１年到２００５年逐日日平均位势高度场，从４月３０日到９月３曰每五天 做平均，这样每一年都有２５侯。 距平化：某数据资料与平均值的差称为距平，常用来表示气候变量相对于正常情况的 偏离。经距平化处理后的序列平均值为０，距平的作用就是将要素化到同一水平上进行比 较。距平有单位，单位与原变量单位相同。这种方法也称为中心化【３５１。 ２．２．２指数定义 南亚高压特征参数定义【３６】：ｌ、面积指数，３０。
Ｅ－１７０。Ｗ，０—６０。Ｎ区域，将区域内 大于１６６０位势米的总格点数定义为南亚高压的面积指数。 ２、强度指数，３０。Ｅ－１７０。Ｗ，ｏ－＿６０。Ｎ区域内，位势高度值大于等于１６６０位势米的 所有格点上的位势高度值与１６６０位势米之差定义为南亚高压的强度指数。 ２、东脊点，区域内，采用ｌＯＯｈｐａｌ６６０位势米连线作为特征线，１６６０闭合曲线的最东 边那个点的经度数定义为东脊点，而且该经度周围８个格点中至少有两个或２个以上的点 位势高度值大于或等于１６６０。 ３、脊线指数，３０。Ｅ一１７０。Ｗ，０—６０。Ｎ范围内的西风零线的平均纬度定义为南亚高压 的脊线指数，计算时“西风窗口”（东风中断处）记为缺省，不参与平均脊线的计算。 西太副高特征参数定义：１面积指数，采用传统定义，５００ｈａ５８８０位势米连线作为特征线，将区域内大于５８８０位势米的总格点数定义为西太副高的面积指数。 ２、强度指数，９０。Ｅ－１８０。，０－６０。Ｎ区域内，位势高度大于等于５８８０位势什米的所 有格点上的位势高度值与５８８０位势什米之差的总和定义为西太平洋副热带高压的强度指 ３、西脊点，５８８闭合曲线最西边那个点的经度数定义为西太副高的西脊点，而且该经度周围８个格点中至少有两个或２个以上的点位势高度值大于或等于５８８０。
４、脊线指数，采用赵振国‘３７１定义，取１１０～１５０。Ｅ范围内西太平洋副热带高压脊线与 每隔５度的９条经线交点的平均纬度值定义为西太副高的脊线指数，如果在此范围内出现 两个副高单体时，都予以考虑，只有个５８８位势米网格点的孤立副热带高压体，不予以考 虑，当每隔５度９条经线上只有一个纬度与脊线相交时也不予以考虑。 东北太平洋高压特征参数定义【３４】：１面积指数，１２０。Ｅ一１２０。Ｗ，０—６０。Ｎ区域， ９２５ｈｐａ８４０位势米的连线作为特征线，将区域内大于８４０位势米的总格点数定义为东北太 平洋高压的面积指数。 ２西脊点，８４０位势米闭合曲线最西边的那个点定义为东北太平洋高压的西脊点，而 且该经度周围８个格点中至少有两个或２个以上的点位势高度值大于或等于８４０。 ３脊线指数，ｌ１０～２４０。Ｅ范围内西风零线的平均纬度定义为东北太平洋高压的脊线指 ２．３研究方法２．３．１相关分析、合成分析 用来描述两个时间序列之间相互关系的方法，主要用相关系数ｒ来，表示，绝对值ｒ 越大表示两者之间关系越密切，一般用ｔ检验来判断其相关的可信程度。假设两个时间序 列Ｘ、Ｙ，其样本长度均为Ｎ，其中必须有一个一维时间序列（设为ｘ），那么，相关系数 表达式为【３５】： １０ ２．３．２序列相关性的Ｔ检验对于气候变量不同时刻的线性相关（自相关系数）和两气候变量的线性相关是否显著， 即相关系数达到多少算是存在显著相关关系，必须进行统计检验。
由相关系数ｒ，反算ｔ值 上式服从自由度年ｎ－２的ｔ分布，给出信度口，查表可以得到临界值ｆ。，表明这两个序列存在明显的相关关系【３５】。 ２．３．３经验正交函数分解方法（ＥＯＦ） 功能：从一个气象场多次观测资料中识别出主要空间型及其时间演变规律。 方法：对任意一个气象变量场Ｘ（ｍ为观测站数或格点数，１３为样本长度）进行距平 化或标准化处理，然后计算其协方差距阵：．，鼍刀一ｒ表示转值。当ｍ＞ｎ时，需要做时空 变换。利用Ｊａｃｏｂｉ方法求协方差距阵：ｓ＝ｘｘｒ的特征值（＾）和特征向量（Ｖ），将特征值 按大小顺序排队：＿九…Ａ。０，并求出其对应时间系数：Ｔ＝ｙＸ，再分别计 算每个特征向量的方差贡献：ＲＩ＝九／Ａ，，（后＝１、２、３…、ｐ（聊），及前ｐ个特征向量的 第三章西太平洋副热带高压、南亚高压和东北太平洋高压季节内变动的关系 ３．１引言 副高的变化特征和规律，根据黄士松的提法，可大致分为三类，即季节性、中短期和 长期的变化【４们。对于副高季节内变化规律的研究的最主要成果是发现副高有季节突变，这 个现象最早由竺可桢提出，叶笃正等ｐ１】１２１１指出北半球对流层中低层（５００ｈｐａ）的大气环 流存在６月和ｌＯｆｔ的环流突变，副热带高压北跳则是大气环流突变的集中体现。
潘菊芳【４引、 黄士松和汤明敏１４３】掣４１１也指出副高的季节性移动不是等速的，而是具有缓慢式移动、跳跃 式移动以及摆动特征。就５００ｈｐａ等压面上的副高活动来说，自春至夏一般有两次明显的北 跳过程，第一次出现在６月中旬，第二次出现在７月中旬，这种跳跃式的变动现象是全球性 的。海陆地形的影响在各地区副高脊线的北跳，有时间先后的不同。章淹等明确指出各 年５、６月份副高北移过程具有一种自东向西的传播现象，章建文和喻世华‘４５悃１９９１年资料 也证实了这种西传。 以上研究是都是副高北跳特征的研究，没有涉及周边系统，本章希望从气候尺度上， 考察西太副高北跳前后西太副高、南亚高压和东北太平洋高压的变动关系。 ３．２西太副高、南亚高压和东北太平洋高压的季节内变化特征 ３．２．１特征参数的季节内变化特征 １２ ８０ ６０ －６０１５ １０ ：：，，一１。１１１２ １３ １４ １５ １６ １７ １８ １９ ２。２ｌ ．１０ ．２０３００ ２００ —１００ｊ一１１ １２１３１４ １５１６ １７１８１９２。２１ —２００ —３００ —４００ －５００ 图３．２．１１９５０．２００５年多年平均的特征参数的侯变化 ａ东北太平洋高压西伸脊点指数ｂ东北太平洋高压面积指数， ｃ南亚高压脊线指数，ｄ南亚高压面积指数， （横坐标均为侯数从４月３０日算起，纵坐标为距平值） 图３．２．１是东北太平洋高压和南亚高压各项特征参数多年平均逐侯变化，东北太平洋高 压西脊点在第４侯到第１３侯在整个夏季位置偏东，从第４侯到第１３侯有两次明显的转折， １３ 分别是第５侯和第８侯，第８侯是东北太平洋高压西脊点东撤至最东点并开始西伸的转折 侯，由于后面还要用到这一侯的资料，我们在此定义东北太平洋高压西脊点由撤至最东点 并开始西伸的侯为“转折侯”，后文不再重新介绍；东北太平洋高压的面积指数为一波振荡， 同西脊点变化趋势一样在第７侯到第８侯经历了一个大的转折，从第８侯开始面积指数开 始增强。
南亚高压夏季季节内变化趋势比较单一，具有一致性，南亚高压面积指数和脊线 指数变化趋势一致增强。 ３．２．２西太平洋副热带高压北跳 突变现象是自然界最普遍最复杂的现象之一，这些现象在随时间的演变中有一个共同 的基本特征，那就是在相对比较短的时间内从一个比较稳定的状态过度到另一个比较稳定 的状态。柳崇健和陶诗言ｍ】将这种具有多种可互变稳定的体系中由于外参数的连续改变而 引起该体系从一个稳定过渡到另一个稳态的状态跃迁现象定义为突变。经过这样定义后可 以知道西太平洋副热带高压的北跳现象就大气突变现象之一。 １０１ｌ１２１３１４１５ １６１７１８１９２０２１ 图３．２．２１９５０年 ２００５年平均西太副高脊线位置的侯变化和副高北跳侯随年代的变化 西太副高多年平均脊线位置ｂ、１９５０年到２００５年每年副高第一次北跳侯数（粗直线为逐年西太副高北跳侯计算的副高北跳平均时间） １４ 图３．２．２ａ是副高脊线位置随侯数变化图，副高脊线从第一侯到第８侯都是一个缓变过程，从第９侯开始副高脊线位置突然跃上２０。Ｎ，第９侯和第１０侯副高脊线位置变化明显 比之前要剧烈，然后在第１５侯到１６侯之间副高位置又进行了第二次“跳跃”，然后副高位 置变化趋缓，１９侯开始南落。
这说明从多年季节平均来说副高第一次平均北跳时间大概是 ６月第３侯到第４侯之间，第二次北跳平均时问大概是７月第３侯到第４侯之间。 图３．２．２ｂ是西太副高第一次北跳侯随时间的分布图，图上西太副高第一次北跳在６月 第３侯左右，这和图３．２．２ａ反映的结果一致。 ３．３东北太平洋高压和西太平洋副热带高压北跳的关系 图３．３．１西太副高北跳前２侯北太平洋中高纬地区有一明显低值中心存在，北跳前１侯减弱，北跳前东北太平洋高压西脊点位置和高压强度基本没有变化，北跳后则明显西伸， １５ 高压强度明显增强。 前面图３．２．１ａ东北太平洋高压西脊点位置多年平均逐侯变化图，可以看出东北太平洋
发表评论