地球物理学报  2018, Vol. 61 Issue (11): 4356-4372   PDF    
孟加拉湾夏季风爆发的判断指标及其年际特征
晏红明1, 孙丞虎2,3, 王灵4, 李蕊1, 金燕1     
1. 云南省气候中心, 昆明 650034;
2. 国家气象信息中心, 北京 100081;
3. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044;
4. 云南省气象局, 昆明 650034
摘要:利用高低层大气环流、OLR(向外长波辐射)、CMAP降水、SST(海表温度)等资料分析了孟加拉湾地区3—5月多年气候平均大气环流及不同要素的演变特征,定义了一个新的孟加拉湾夏季风(BOBSM,下同)爆发指标为孟加拉湾地区(5°N—15°N,90°E—97.5°E)850 hPa和200 hPa纬向风区域平均的变化同时满足U850 > 3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1,并持续5天的第一天即作为BOBSM爆发日期.该季风指数有明确的天气学意义,可以反映孟加拉湾低层西南风持续稳定和南亚高压在青藏高原建立早晚的特征.文章进一步分析了BOBSM爆发的年际特征及其前兆海洋信号特征,结果表明:1981—2010年BOBSM爆发的平均日期为5月10日,季风爆发有显著的年际波动,爆发最早在1999年(4月11日)和最晚在1968年(6月1日),年代际尺度上表现为由爆发偏晚至偏早的变化趋势;BOBSM爆发早(晚)与热带印度洋地区850 hPa的越赤道气流和西风异常加强(减弱),以及200 hPa青藏高原南亚高压的季节性建立偏早(晚)等密切联系;前期冬季赤道西太平洋的海温冷(暖)变化对BOBSM爆发早(晚)有很好的指示意义,前期冬季海温偏高(低)有利于季风偏早(晚),其影响的主要途径是通过热源变化激发纬向垂直环流及其热带印度洋和太平洋低层环流异常,进而影响季风爆发早晚.
关键词: BOBSM      爆发指标      气候特征      年际变化     
Studies on onset criterion and interannual characteristics of summer monsoon over Bay of Bengal
YAN HongMing1, SUN ChengHu2,3, WANG Ling4, LI Rui1, JIN Yan1     
1. Yunnan Climate Center, Kunming 650034, China;
2. Meteorological Information Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081, China;
3. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, China;
4. Yunnan Meteorological Administration, Kunming 650034, China
Abstract: Based on atmospheric circulation, outgoing longwave radiation (OLR), CMAP precipitation and sea surface temperature (SST) data, the characteristics of circulation evolution and different variable at upper and lower level over Bay of Bengal (BOB) from March to May are investigated in detail. Based on the analysis, a new onset criterion of BOB summer monsoon(BOBSM) is defined by using regionally averaged zonal wind at 850 hPa (U850) and 200 hPa (U200) over Eastern BOB (5°N—15°N, 90°E—97.5°E). When U850 and U200 get to the criterion of U850>3 m·s-1 and U200 <-5 m·s-1 and persist for five days, we define the first day as the BOBSM onset date. The criterion definition has clear synoptic significance which can reflect the stably persist variation of low-level southwest wind and the establishment of high-level southern Asian high (SAH) over the Tibetan plateau. On the basis of BOBSM onset date obstained using above criteria, the interannual characteristics of BOBSM onset and precusory singal of tropical ocean are further analyzed. The results showed that the averaged date of BOBSM onset for 1981—2010 is 10th May. BOBSM onset indicate significant interannual fluctuations with onset as early as 1999 (11th April) and the latest in 1968 (1st June). The decadal change of onset date display the trend from the late outbreak to early onset. The BOBSM onset is close related to upper and lower atmospheric circulation. In BOBSM onset early (late) years, 850 hPa cross equatorial flow and westerly anomalies over tropical Indian Ocean strengthen (weaken), and 200 hPa SAH over Tibaten plateau establish early (late). The SST in the preceding winter over the Western Pacific has a good indicative sense to BOBSM onset. The monsoon onset is early (late) while SST is cold (warm). The possible impact way is to change the zonal vertical circulation and its anomalous circulation in the tropical India Ocean and the Pacific Ocean by the change of heat source, and then affect the monsoon onset early or later.
Keywords: Summer monsoon over Bay of Bengal (BOBSM)    Onset criteria    Climatological characteristics    Interannual variability    
0 引言

亚洲季风是全球最显著的季风系统,包含东亚季风和南亚季风两个独立的子系统,受两个季风系统的共同影响,亚洲大部分地区呈现出非常明显的季风气候特征,主要表现为冬夏季节风向的反向变化以及干湿季分明的气候特点.因此,亚洲季风活动异常及其对气候的影响一直是大气科学努力探究的重点.

南亚西南夏季风是我国乃至整个东亚区域水汽的主要来源,对中国部分地区雨季开始期的早晚,以及汛期旱涝均起着十分重要的调控作用.南亚季风存在着季节内、年际、年代际等多种时间尺度的变化(Webster and Yang, 1998Wang et al., 2009Zheng et al., 2009),过去的大多数研究主要集中在对夏季南亚季风爆发之后季风强弱的研究,例如Webster和Yang(1992)利用南亚区域高低层垂直纬向风切变定义的南亚季风指数,李崇银和张利平(1999)利用高低层散度差定义的季风指数等主要用来衡量南亚季风的强弱变化,而对于冬夏季节转换期间南亚夏季风爆发特征及其判断指标的研究还比较少.季风爆发是季风季节内变化最主要的特征之一,对主汛期季风的季节进程,以及对初夏工农业生产均有重要影响.关于亚洲夏季风爆发时间的研究,最初的成果指出5月中旬季风最早在南海爆发,平均日期在5月第4候,然后逐步向北和向西推进(Tao and Chen, 1987陈隆勋等,1991丁一汇和马鹤年,1996).但随着更多观测资料和再分析资料的应用,人们对亚洲季风爆发推进过程的认识逐渐深入,何金海和朱乾根(1996)发现5月份苏门答腊强对流中心向西北移动到中南半岛, 表明中南半岛和孟加拉湾地区的夏季风对流建立;朱伟军等(1997)发现孟加拉湾西南季风在4月上旬爆发,其时间明显早于南海季风;Lau等(1998)观测到1997年和1999年在南海季风爆发之前孟加拉湾地区就有强烈的季风低压出现;Wu和Zhang(1998)明确指出1989年亚洲季风爆发包含3个连续的阶段,即首先是孟加拉湾季风的爆发,然后是南海季风,最后整个南亚季风才爆发;晏红明等(2003)的研究表明,与南海相比,孟加拉湾的纬向西风最早出现,并且在整个夏季风期间存在最大的西南风中心;吕俊梅等(2006)探讨了气候平均状况下亚洲季风各子系统的季节演变特征,发现亚洲夏季风于5月2候首先在中南半岛南端及其毗邻的安达曼海爆发.孟加拉湾季风是南亚季风的重要组成部分,近年来的很多研究发现孟加拉湾及中南半岛地区的环流不仅最早出现季节转换,对亚洲其他区域季风的季节转换还有十分重要的影响,刘屹岷等(2003a)的研究发现孟加拉湾地区的夏季风爆发引起的潜热加热作用以及中南半岛上空对流的强弱对于改变区域环流,促进其他区域的季风爆发有十分重要的影响.因此,深入认识BOBSM爆发的气候特征,进而定义更加客观合理的BOBSM爆发的判断指标是准确预测亚洲夏季风爆发的关键因素之一.

关于BOBSM爆发的判断标准,Mao和Wu(2007)利用对流层中高层经向温度梯度的转换时间作为指标来衡量孟加拉湾季风爆发,但对流层中高层经向温度梯度的季节性反转实质上反映的是亚洲地区大尺度环流的突变特征,并不单纯反映孟加拉湾地区的局地环流特征;邢雯和黄菲(2013)利用850 hPa孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—100°E)区域平均的纬向风三天滑动平均持续15天大于2 m·s-1的开始日期定义为BOBSM爆发日期,这一定义需要在较长时间之后才能确定季风爆发日期,从气象服务的时效性角度而言存在一定的不足.鉴于BOBSM在亚洲夏季风爆发中的重要作用,及其对亚洲地区降水的重要影响,有必要进一步对其爆发指标进行深入研究.本文首先分析了南亚区域,特别是孟加拉湾区域冬夏季风转换期间的大气环流、对流、水汽、降水等要素突变的气候特征,在此基础上定义简单合理的BOBSM爆发判断指标.并根据判断指标进一步分析孟加拉湾季风爆发的年际特征,以及前期海洋信号因子对季风爆发的影响.

1 资料及方法

本文利用1948—2015年美国国家环境预测中心和国家大气研究中心(National Centers for Environmental Prediction /National Center for Atmospheric Research,NCEP /NCAR)的高低层经向风和纬向风、气温、比湿等日平均和月平均再分析资料,网格分辨率为2.5°×2.5°(Kalnay et al., 1996);1981—2010年的地面长波辐射(Outgoing Long-wave Radiation,OLR)资料,资料分辨率为2.5°×2.5°(Liebmann and Smith, 1996);1979—2015年美国国家海洋气象局(National Ocean and Atmospheric Administrator,NOAA)和气象预报中心(Climate Prediction Center,CPC)的CMAP降水资料,资料分辨率为2.5°×2.5°(Xie and Arkin, 1997);1961—2015年英国Hadley中心提供的海表温度HadISST(Hadley Center Sea Ice and Sea Surface Temperature),资料分辨率为1°×1°(Rayner et al., 2003).多年气候平均统一采用1981—2010年的30年气候平均值.

使用回归分析、合成分析以及相关分析等诊断方法进行分析,显著性检验采用t检验方法.

2 孟加拉湾季风的季节转换特征及爆发指标定义 2.1 季节转换特征

要建立能够合理衡量BOBSM爆发的判断指标,我们必须首先系统了解冬、夏季风季节转换期间3—6月孟加拉湾地区大气环流以及能够表征季风活动的不同物理量场的演变特征.我们知道,冬、夏季风季节转换最主要的本质特征是大尺度高低层风系的显著变化.图 1分别为亚洲区域冬季1月和夏季7月多年气候平均高低层风场,可以看到在850 hPa,冬季1月偏东风气流从西北太平洋经孟加拉湾和阿拉伯海在索马里附近转向进入南半球,赤道印度洋附近有明显的低压环流,中心位于赤道东印度洋;夏季7月南亚区域的环流刚好相反,来自南半球的越赤道气流在索马里附近转向为西南气流进入北半球,该西南气流流经阿拉伯海和孟加拉湾进入中国和西北太平洋地区.200 hPa冬、夏季节南亚区域的环流变化与赤道附近高压脊区南北位置的变化密切联系,冬季1月高压脊位置偏北,脊线位于5°N—10°N,10°N以北为西风带,5°N以南为东风带;夏季7月高压脊区的位置南移到10°S—15°S附近,5°S—25°N被东风气流替代,青藏高原为南亚高压控制.就孟加拉湾区域而言,冬、夏季低层850 hPa的环流差异非常显著,冬季为东风和夏季为西风;而200 hPa冬季高压脊区刚好位于孟加拉湾区域,经向南风分量明显,夏季转为明显的东风气流,纬向风分量比较明显.

图 1 冬季1月和夏季7月低层850 hPa和200 hPa多年气候平均风场(单位:m·s-1) (a) 1月850 hPa;(b) 7月850 hPa;(c) 1月200 hPa;(d) 7月200 hPa. Fig. 1 Climatological wind (unit: m·s-1) at 850 hPa and 200 hPa in January and July (a) 850 hPa wind in January; (b) 850 hPa wind in July; (c) 200 hPa wind in January; (d) 200 hPa wind in July.

由于冬、夏季节低层纬向风季节差异特征显著,我们首先考察南亚区域不同纬度低层850 hPa纬向风的变化(图 2),可以清楚看到三个特征:(1)孟加拉湾地区5°N—12.5°N范围内东风转西风的特征非常明显,转换的关键季节在4月中下旬;而2.5°N以南和15°N以北东、西风季节转换特征不明显,3—5月孟加拉湾区域均为纬向西风控制,特别在17.5°N附近.(2)同纬度上孟加拉湾东部纬向西风最早出现,然后分别向东、西方向扩展,其中12.5°N孟加拉湾东部纬向西风出现的时间最早,于4月上旬出现.(3)尽管印度洋不同纬度上东、西风季节转换的时间有差异,但总体而言转换后的纬向西风在4月均表现为强度偏弱且间断不稳定,直到5月上旬当纬向西风达到一定强度之后才表现为比较稳定的特征.

图 2 850 hPa纬向风(单位:m·s-1)沿纬度(a) 2.5°N、(b) 5°N、(c) 10°N、(d) 12.5°N、(e) 15°N和(f) 17.5°N的时间-经度剖面 Fig. 2 Time-longitude profile of zonal wind (unit: m·s-1) at 850 hPa along (a) 2.5°N, (b) 5°N, (c) 10°N, (d) 12.5°N, (e) 15°N and (f) 17.5°N

伴随冬夏季风季节转换,除了低层的纬向风变化,其他要素也会发生显著的季节转换或突变.根据以上不同纬度纬向风季节转换的特征,进一步分析纬度5°N—15°N范围内不同要素的变化.图 3分别为不同要素沿5°N—15°N的时间-经度剖面,可以看到在该纬度范围的印度洋区域,除θse外,OLR、高低层散度差、降水的季节突变特征较为显著,最早出现突变的区域在孟加拉湾东部.OLR低于230 W·m-2的区域最早于4月下旬出现在孟加拉湾东部,表明孟加拉湾东部区域对流活动加强的时间最早(图 3a);孟加拉湾东部高、低层散度差在4月上旬末之后出现稳定的正散度差,表明孟加拉湾东部低层辐合和高层辐散的强度最先出现加强(图 3b).但季节转换期间水汽增加最明显的区域并不出现在孟加拉湾东部,而是出现在中南半岛和南海附近(图 3c).伴随对流活动、低层辐合高层辐散的加强以及低层水汽的增加,孟加拉湾中东部的候累积降水量在4月中旬也首先超过5 mm·d-1(图 3d).

图 3 (a) OLR(单位:W·m-2)、(b)高低层散度差200~850 hPa(单位:10-5s-1)、(c)850 hPa θse(单位:°K)、(d)CMAP候降水(单位: mm·d-1)沿5°N—15°N的时间-经度剖面 Fig. 3 Time-longitude profile of (a) OLR(unit:W·m-2), (b) Divergence difference (unit:10-5s-1) between 200 hPa and 850 hPa, (c) θse(unit:°K) at 850 hPa, (d) CMAP pentad precipitation (unit:mm·d-1) along 5°N—15°N

从以上不同经度各要素的演变可以看到,孟加拉湾东、西部地区不同要素的演变特征存在一定差异,其中,不同要素在东部地区季节转换的时间最早,然后逐渐东传至孟加拉湾西部,因此,在讨论孟加拉湾季风爆发活动时最好将东西部分开考虑比较合理.由于以上不同要素在孟加拉湾东部转换的时间最早,本文仅选取孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—97.5°E)进一步研究孟加拉湾高低层季风的演变特征.

图 4分别为孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—97.5°E)不同要素区域平均随高度的变化,可以看到各要素不仅有明显的季节转换特征,高低层变化差异也非常显著.纬向风变化表现为以400 hPa为界,以下为东风转西风和以上为西风转东风,转换的关键季节在4月份.400 hPa之下的西风首先于4月初出现在1000 hPa,之后逐渐向上传播,5月上旬传播至800 hPa附近;之上的西风转东风最先于3月下旬末出现在400 hPa,然后逐渐向上传播,4月中旬传播至50 hPa.尽管4月是东西风转换的关键时段,但转换之后的东西风强度均比较弱且不稳定,仅当5月上旬高层200~100 hPa东风强度稳定超过5 m·s-1时,高层东风和低层西风才得以稳定维持.此外,400~50 hPa夏季出现的东风可能与高层50 hPa之上的东风逐渐下传有一定的联系(图 4a).

图 4 孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—97.5°E)(a)纬向风(单位:m·s-1)、(b)经向风(单位:m·s-1)、(c)θse(单位:°K)、(d)TG(单位:10-6K·km-1)区域平均的高度-时间剖面图 Fig. 4 Height-time profile of regionally averaged values of (a) zonal wind (unit: m·s-1), (b) meridional wind (unit: m·s-1), (c) θs (unit:°K) and (d) TG (unit:10-6K·km-1) over Eastern Bay of Bengal (5°N—15°N, 90°E—97.5°E)

季节转换关键期孟加拉湾东部经向风的活动主要表现为对流层高层300~100 hPa经向风的风向转变,5月上旬该高度的经向风由南风转为北风,并在之后逐渐加强;而在低层,风向的转变刚好相反,仅出现在850 hPa层以下,于4月下旬由北风转变为南风,并在5月中旬之后逐渐加强并稳定维持,最大经向南风位于近地面层(图 4b).

θse能很好反映大气中水汽的变化,一直以来作为季风气候研究中的一个重要指标得以广泛使用.图 4c为季节转换期间θse的时间-高度剖面,可以看到θse大于340°K的两个水汽大值区域分布在850 hPa以下和450 hPa以上.虽然随着夏季风的建立,高低层的水汽均有所增加,但在整个季节转换期间850~450 hPa层的θse均低于340°K,水汽最大值区集中在近地面层(图 4c).早在20世纪80年代,徐嘉行和冯国柱(1982)利用700 hPa θse>340°K,并结合温度露点差的变化来定义西南夏季风爆发;冯瑞权等(2001)也利用850 hPa θse>335°K和纬向风<2 m·s-1来定义南海夏季风爆发.但从图 3c不同纬度上θse的变化来看,θse最大值中心出现在南海而非孟加拉湾地区,孟加拉湾东部θse的季节突变也不是十分明显,因此θse在孟加拉湾地区并不是一个能够很好表征季风爆发的指标.

孟加拉湾东部地区对流层中上层温度梯度(TG)的季节转换主要出现在750~200 hPa,TG由负转正的时间出现在5月上旬,由高层逐渐向低层传播,其中,TG正、负大值区域主要位于对流层中上层500~200 hPa(图 4d).

综合以上分析,我们注意到季节转换期间孟加拉湾区域不同要素均表现出明显的季节转换或突变特征,其中在孟加拉湾东部出现转换或突变的时间最早.另外,尽管不同要素出现季节转换或突变的时间差异较大,但5月上旬末各要素的转换基本结束并稳定维持.以上特征表明在气候平均状态下,BOBSM爆发时间有可能出现在5月上旬.

2.2 BOBSM爆发的判断标准

根据冬夏季风转换关键期孟加拉湾地区不同要素演变的气候特征,可以找到一个既简便,又能够很好地衡量BOBSM爆发的指标.图 5为孟加拉湾东部对流层中上层(500~200 hPa)TG、OLR距平(原始值减去230 W·m-2)、850 hPa纬向风(U850)、200 hPa纬向风(U200)和经向风(V200)、高低层散度差(DIV)区域平均4—6月的演变,可以看到各要素变化均经历了符号反转、不稳定波动、持续加强和稳定维持的过程.U200和DIV在4月上旬就出现了符号反转,但之后一段时间出现不稳定波动,直到4月下旬才保持稳定变化,其中U200稳定下降的趋势比较明显,特别是5月1日当U200 < -3 m·s-1之后的下降趋势更加稳定;V200出现符号反转的时间最晚(5月11日),并在5月15日之后北风才稳定维持;U850在4月26日符号反转之后也出现了稳定的上升,但5月6日之后的上升趋势更加显著和稳定;OLR距平变化比较类似于U850,4月26日首次发生符号反转,之后出现不稳定波动,至5月6日之后稳定下降;TG季节变化的差异特征最明显,4月29日符号反转之后就稳定维持,并与U850、OLR距平、DIV的变化类似,5月6日之后出现了更加显著和稳定的上升趋势.图 5中5月6日各要素的变化形成一个类“喇叭口”形状,该日期似乎是不同要素的突变点,之前各要素的变化比较平稳,而之后各要素上升或下降的趋势更加显著和稳定.此外,从图 5我们注意到,5月6日各要素的变化均达到一定强度,表明在不同要素变化达到一定强度之后的稳定性会更好.因此,从多年气候平均的情况来看,BOBSM爆发的时间有可能出现在5月6日或之后的一段时间内.现有的工作通过不同标准得到的BOBSM爆发气候平均日期存在一定的差异,Mao和Wu(2007)用TG>0持续10天定义的日期是5月2日,邢雯和黄菲(2013)用U850三天滑动平均大于2 m·s-1持续15天定义的日期是5月5日,均在5月6日之前,而柳艳菊和丁一汇(2007)用U850>0和OLR < 230 W·m-2定义的爆发日期为5月2候,在5月6日之后.

图 5 孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—97.5°E)各要素区域平均的逐日变化 其中:DIV(空心圆,黑色,10-5s-1);U850(实心圆,红色,m·s-1);TG(空心方框,绿色,10-6K·km-1);OLR(十字,紫色,W·m-2);U200(空心圆,黄色,m·s-1);V200(实心方框,蓝色,m·s-1). Fig. 5 Daily variation of regionally averaged values of different variable over Eastern Bay of Bengal (5°N—15°N, 90°E—97.5°E) DIV (black line with hollow circles, 10-5s-1); U850 (red line with filled circles, m·s-1); TG (green line with hollow rectangles, 10-6K·km-1); OLR (purple line with crosses, W·m-2); U200 (yellow line with hollow circles, m·s-1); V200 (blue line with filled rectangles, m·s-1).

比较图 5中的不同要素,TG和DIV的计算相对复杂;OLR资料不能及时获取,目前能够获取OLR资料的年限仅为1979—2012年,用该要素来定义就无法得到长时间系列的季风爆发日期;高低层纬向风计算比较简单,且风速达到一定强度后比较稳定,持续加强的趋势也比较明显.为了使判断BOBSM爆发的指标简单易算,客观合理,并能够同时反映孟加拉湾东部区域各个要素的季节变化特征,本文选取高、低层孟加拉湾东部纬向风区域平均的风速达到某一个阈值来定义BOBSM爆发的判断指标.参考图 5中5月6日及前后2天高、低层850 hPa和200 hPa纬向风的强度来设定判断阈值,定义当850 hPa和200 hPa纬向风的变化同时满足U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1并持续一段时间,同时达到标准的第一天即作为BOBSM爆发的日期.那么具体需要持续多少天作为判定标准比较合理?从图 5看到在多年气候平均状态下高低层纬向风达到以上标准后就稳定维持,但具体分析某一年逐日U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1变化时,发现达到该标准后的一段时间高低层纬向风的波动是比较大的.为了确定合适的持续时间,我们分别计算并对比分析了U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1持续1~10天时所确定的BOBSM爆发时间(图略),发现如果持续时间为1~2天,则所确定的BOBSM爆发日期在某些年份比较早,最早1999年在3月上旬季风就爆发,1985、1987、1992年季风也于3月中下旬就爆发,显然是不合理的;持续3~4天时得到的BOBSM爆发日期虽然有所推迟,但在很多年份(1965、1968、1969、1970、1971、1975、1976、1985)的爆发日期与持续5天及以上时的爆发日期相比差异很大;而持续5~10天时确定的爆发日期差异却很小,几乎是一致的,表明选取当U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1同时满足并持续5天的标准是比较合适的.因此,定义当850 hPa和200 hPa纬向风同时满足U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1并持续5天,同时达到标准的第一天即作为BOBSM的爆发日期作为BOBSM爆发的判断标准.

3 BOBSM爆发的年际变化及其环流差异 3.1 BOBSM爆发的年际变化

根据以上标准,我们计算了1961—2015年BOBSM爆发日期(图 6),可以看到BOBSM爆发早晚的年际差异比较大,1999年季风爆发最早(4月11日),1968年季风爆发最晚(6月1日),季风爆发最晚和最早的日期相差近50天.1981—2010年BOBSM爆发的多年气候平均日期(1981—2010年)为5月10日,比Mao和Wu(2007)的多年气候平均日期5月2日晚8天,比邢雯和黄菲(2013)的多年气候平均日期5月5日晚5天,与柳艳菊和丁一汇(2007)的多年气候平均日期5月2候比较接近.以BOBSM爆发日期≥1个标准差(10.2天)和≤-1个标准差(10.2天)来定义季风爆发的早晚,则1966、1982、1984、1991、1999、2006、2008、2009年为季风爆发早年;1963、1968、1974、1983、1985、1987、1992、1993、2010年为季风爆发晚年.BOBSM爆发不仅表现出明显的年际差异,由偏晚到偏早的年代际趋势也比较显著,1990年代中期之前季风爆发主要以偏晚为主,之后以偏早为主,1993年之后的22年中只有8年季风爆发为偏晚,其中仅有2010年偏晚10天以上,2000—2005年BOBSM爆发日期的年际波动非常小,连续6年孟加拉湾季风爆发仅偏离气候平均值±1—2天.

图 6 本文判断标准定义的1961—2015年BOBSM爆发日期(月和日) Fig. 6 BOBSM onset dates based on this paper's criterion from 1961 to 2015 (month and day)

Mao和Wu(2007)邢雯和黄菲(2013)按各自的标准分别计算了1958—2001年和1979—2008年的BOBSM爆发日期,对比本文结论与他们的结论,本文定义季风爆发偏早的1982、1984、1999年和爆发偏晚的1963、1983、1992、1993年与Mao和Wu(2007)的结果一致,季风爆发偏早的1982、1984、1999年和爆发偏晚的1983、1987年与邢雯和黄菲(2013)的结果比较一致.1999年是比较特殊的年份,BOBSM爆发显著偏早,本文指标、Mao和Wu(2007)邢雯和黄菲(2013)的结果非常一致,均表明1999年BOBSM在4月中旬初爆发,是BOBSM爆发异常最早的年份.

但在有的年份不同标准对BOBSM爆发日期的判断结果却存在较大差异.对于季风爆发显著偏晚的1968年,本文的季风爆发日期是6月1日,Mao和Wu(2007)的结果却明显偏早,季风于4月29日爆发.此外,不同标准对1985年BOBSM爆发日期的判断结果差异也较大,本文结果表明爆发偏晚(5月20日爆发),Mao和Wu(2007)邢雯和黄菲(2013)的结果却是BOBSM爆发偏早(4月中下旬爆发).进一步分析1968年和1985年逐旬850 hPa和200 hPa风场的演变,发现低层索马里越赤道气流(5°S—5°N, 40°E—50°E的经向风区域平均),以及孟加拉湾地区西南气流稳定建立的时间与本文季风爆发的日期比较吻合,高层200 hPa南亚高压在青藏高原建立的时间也与本文的结果非常一致.而Mao和Wu(2007)邢雯和黄菲(2013)定义的季风爆发日期之后南亚高压还未移到青藏高原,青藏高原南侧的东风并未建立,TG所反映的对流层温度梯度的变化也表明在5月上中旬出现了较明显的正负波动,索马里越赤道气流在4月底(1985年)或5月初(1968年)也未完全建立(图 7).对比结果表明本文定义的判断标准不仅能够很好地反映低层850 hPa西南夏季风环流稳定建立的特征,也能够很好地反映南亚高压季节性西移至青藏高原特征,相对而言是比较合理的.

图 7 1968年和1985年孟加拉湾东部(5°N—15°N,90°E—97.5°E)不同要素逐日变化 其中:U850(实心圆,红色,m·s-1);U200(十字,蓝色,m·s-1);TG(实心方框,绿色,10-6K·km-1);索马里越赤道气流(空心圆,橙色,m·s-1). Fig. 7 Daily variation of different variable over Eastern Bay of Bengal (5°N—15°N, 90°E—97.5°E) in 1968 and 1985 U850 (red line with filled circle, m·s-1); U200 (blue line with cross, m·s-1); TG (green line with filled rectangle, 10-6K·km-1); Cross equatorial flow in Somalia (orange line with hollow circle, m·s-1).
3.2 BOBSM爆发早、晚的环流差异

由于BOBSM爆发早晚的1个标准差是10.2天,相对于季风爆发的气候平均日期5月10日,在季风爆发早年季风一般在5月1日之前爆发,爆发晚年一般在5月20日之后爆发,因此,可以通过考察季风爆发早晚年4月和5月风的差值来了解季风爆发早晚年的环流差异特征.图 8为BOBSM爆发早晚年4月和5月高低层合成风场的差值,可以看到季风爆发早年和晚年南亚区域高、低层环流变化的差异非常显著.首先来看低层850 hPa的环流变化,发现差异最显著的区域在热带印度洋和南海,季风爆发早年4月,赤道印度洋中东部地区有明显的异常西风,其两侧在南北印度洋有异常气旋对,中南半岛东南部也为异常气旋环流,索马里出现由南向北的异常越赤道气流;5月印度洋赤道附近的异常西风北抬至10°N附近,80°E和105°E附近出现由南向北的异常越赤道气流,索马里异常越赤道气流显著加强,近似于东-西向的异常低压带北抬至15°N—20°N附近,三个异常气旋中心分别位于阿拉伯海北部、孟加拉湾北部及南海.BOBSM爆发晚年上述区域的环流形势刚好相反.由于低层越赤道气流强弱与南半球环流变化密切联系,从BOBSM爆发早晚年南半球环流变化的差异可以看到,季风爆发早年4月澳大利亚有明显的东南气流,该东南气流向西流动至南印度洋中部10°S附近,对加强气旋对中的南印度洋气旋和索马里越赤道气流有明显的作用;5月澳大利亚地区出现高压环流,澳大利亚高压北侧至南印度洋赤道附近的东南或偏东气流相应也明显加强,对索马里、80°E和105°E越赤道气流的加强有重要影响.季风爆发晚年南半球的环流变化不利于赤道附近越赤道气流的加强.

图 8 BOBSM爆发早晚年4月和5月850 hPa和200 hPa距平合成风(单位:m·s-1)的差值场 (a) 4月850 hPa;(b) 5月850 hPa;(c) 4月200 hPa;(d) 5月200 hPa. Fig. 8 Difference wind (unit: m·s-1)between BOBSM onset early and late years at 850 hPa and 200 hPa respectively in April and May (a) 850 hPa difference wind in April; (b) 850 hPa difference wind in May; (c) 200 hPa difference wind in April; (d) 200 hPa difference wind in May.

高层200 hPa环流变化差异最显著的区域主要集中在南亚和东亚东部,季风爆发早年4月,华南上空为异常反气旋环流,其南侧在南海—孟加拉湾—印度半岛为明显的异常东风,5月异常反气旋西移至青藏高原上空,其南侧的异常东风气流进一步加强,并向西扩展.该异常反气旋环流的活动与南亚高压的季节性变化密切联系,季风爆发早年南亚区域上空异常反气旋环流的变化有利于南亚高压在青藏高原上空建立早.季风爆发晚年高层200 hPa的环流变化刚好相反,有利于青藏高原上空南亚高压建立偏晚.

与BOBSM爆发早晚年大气环流异常变化密切联系的水汽输送也出现显著差异.图 9为季风爆发早晚年4月和5月整层水汽输送和通量散度距平场,可以看到季风爆发早年4月孟加拉湾地区的水汽输送辐合非常显著,水汽主要来源于南半球经赤道西印度洋地区越赤道进入北半球的气流;5月孟加拉湾地区的水汽辐合主要集中在东部和北部,但强度不如4月份明显,水汽不仅来源于印度洋地区的越赤道气流,还来源于南海地区.季风爆发晚年的4月和5月孟加拉湾大部分地区为水汽辐散区,水汽输送明显比季风爆发早年偏弱.从相应季风爆发早晚年4月和5月降水差值场(图 10)可以看到季风爆发早年孟加拉湾地区降水明显比季风爆发晚年降水偏多,特别是4月降水偏多的幅度比较大,而5月降水显著偏多的区域主要集中在南海和菲律宾附近.

图 9 BOBSM早晚年4月和5月整层水汽输送距平(单位:kg·s-1·m)及通量散度距平合成场(单位:10-5kg·s-1·m2).距平场中矢量为水汽输送,阴影区为水汽输送通量散度 (a)爆发早年4月;(b)爆发晚年4月;(c)爆发早年5月;(d)爆发晚年5月. Fig. 9 Composite vapor transportation anomalies (unit:kg·s-1·m) and Flux divergence anomalies (unit:10-5kg·s-1·m2) distribution of BOBSM onset early and late years in April and May. Vectors denote vapor transportation and shaded areas denote vapor transportation divergence (a) Early years in April; (b) Late years in April; (c) Early years in May; (d) Late years in May.
图 10 BOBSM爆发早晚年4月(a)和5月(b)降水差值场(单位:mm·d-1).阴影区为通过0.05显著性检验的区域 Fig. 10 Precipitation difference (unit:mm·d-1) between BOBSM onset early and late years in (a) April and (b) May. Shaded areas pass 0.05 significant test

比较图 9图 10可以看到BOBSM爆发早晚年,降水的偏多和水汽输送辐合区的变化比较一致.4月水汽输送散度辐合的大值区位于孟加拉湾,相应降水显著偏多区域也位于孟加拉湾,5月水汽输送辐合的大值区位于南海和菲律宾附近,降水显著偏多的区域也主要集中在南海及菲律宾地区.与此相反,在水汽辐散显著的区域,降水偏少也比较明显.李汀和琚建华(2013)比较了孟加拉湾西南季风与南海热带季风的气候特征,指出BOBSM建立与索马里越赤道气流转向的西南气流逐渐加强和热带印度洋赤道辐合带(ITCZ)的逐渐北抬密切联系,而南海夏季风爆发却与东亚大槽的一次替换过程伴随西太平洋副热带高压突然东撤和西太平洋ITCZ的突然北跳有关.从本文季风爆发早晚年4月和5月水汽输送辐合辐散显著区域的变化,以及降水差异显著区域的变化可以看到,4月孟加拉湾降水和5月南海降水的多少似乎有一致性的关系.BOBSM和南海夏季风是相互联系的,刘屹岷等(2003a, 2003b)研究表明孟加拉湾季风气旋所释放出的凝结潜热有助于西太平洋副热带高压撤出南海地区和南海夏季风的建立;戴新刚等(2002)分析了印度夏季风和东亚夏季风环流的遥相关关系,提出了印度-东亚遥相关型(IEA)的概念,指出IEA型在一定程度上影响副高脊西伸的东西经度或夏季中国大陆上空的平均位势高度距平的变化.初夏4月和5月孟加拉湾和南海降水的一致性变化也进一步表明了BOBSM和南海夏季风之间的相互联系.

4 BOBSM爆发早晚的前兆海洋信号特征

热带SST尤其是赤道中东太平洋SST的异常变化是影响全球气候年际变化的最强信号,同时由于海陆热力差异是季风产生和维持的主要原因,前期SST变化对后期BOBSM爆发早晚的影响是非常值得我们关注的.图 11为1961—2015年BOBSM爆发日期与前一年8月至同年4月SST的相关,可以看到BOBSM爆发与前一年8月—同年3月赤道西太平洋地区的SST有显著的负相关,与同年1—4月赤道中东太平洋地区的SST有明显正相关.比较两个区域正、负相关区的变化,赤道西太平洋地区显著的负相关区有很好的持续性,负相关一直从前一年的8月持续至同年3月,且相关强度逐渐加强,2月赤道西太平洋的负相关中心超过0.5;在赤道中东太平洋地区,11月出现弱的正相关,然后逐渐加强,同年2—3月的正相关最显著,中心超过0.4.相比之下,由于赤道西太平洋地区的SST变化对孟加拉湾季风爆发有持续影响,且影响信号出现的时间比较早,因此该区域的SST变化对季风爆发更具有指示意义,当前期赤道西太平洋海温偏低有利于BOBSM爆发晚,反之则有利于BOBSM爆发早.

图 11 1916-2005年前一年8月——同年4月孟加拉湾季风爆发日期与海温的相关,阴影区为通过0.05信度检验的区域 Fig. 11 Correlation between BOBSM onset dates and SST from August in previous years to April in simultaneous years for 1961-2005. Shaded areas pass 0.05 significant test

为了进一步分析前期SST异常对后期大气环流的影响,根据赤道西太平洋SST显著相关的区域,选取冬季区域(10°S—20°N, 120°E—140°E)平均SST定义为冬季西太平洋SST指数WPSST.从WPSST指数回归的后期春季3月、4月和5月热带地区(10°S—10°N)平均纬向-垂直风场可以看到,冬季赤道西太平洋SST变化与后期春季热带纬向环流异常有密切联系,当赤道西太平洋SST偏暖时,Walker环流出现显著异常,在热带太平洋和热带印度洋分别存在一个顺时针和一个逆时针方向的异常环流圈,两个异常环流圈的下沉支分别位于赤道太平洋中东部和赤道西印度洋地区,异常上升气流在80°E—100°E比较显著.当赤道西太平洋SST偏冷时,异常纬向环流的变化刚好相反(图 12).纬向环流的异常变化必然会引起热带印度洋地区高低层环流的显著异常,图 13为1961—2015年WPSST指数与低层850 hPa风的相关,可以看到冬季热带西太平洋SST的变化与后期春季热带低层风场的显著异常有十分密切的联系,以冬季热带西太平洋暖SST变化为例,根据Gill(1980)理论,当冬季热带西太平洋SST偏暖时,受该热源影响,后期在热源西北侧(即南海附近)会激发出异常气旋,在其西侧(即热带东印度洋—加里曼丹岛附近)激发出异常西风和东侧(赤道中西太平洋地区)激发出异常东风,相应在热带东印度洋两侧的孟加拉湾和东南印度洋出现异常反气旋对,索马里附近出现较弱的异常偏南风(图 13a);4月赤道东印度洋异常西风稍北抬,并向西扩展至热带西印度洋,索马里附近异常偏南气流加强,热带东印度洋异常西风两侧仍维持异常气旋对(图 13b);5月热带印度洋地区的异常西风加强北抬,控制阿拉伯海中南部和孟加拉湾大部,并导致索马里附近由南向北的异常越赤道气流进一步加强,孟加拉湾北部的异常气旋维持(图 13c).比较图 13中各月相关场的变化发现,差异最明显的是阿拉伯海和孟加拉湾地区的异常西风,以及索马里附近由南向北异常越赤道偏南气流的逐渐加强.以上异常气流与冬季风向夏季风转换期间多年气候平均流场的变化一致,表明热带西太平洋异常暖SST引起的环流变化有利于夏季风环流建立偏早,相应有利于BOBSM爆发偏早.与此相反,热带西太平洋异常冷SST引起的环流变化刚好相反,不利于BOBSM建立偏早.将图 13图 8a图 8b进行比较,可以看到在印度洋地区WPSST与风场的相关和季风爆发早晚年的差值风场非常相似,进一步表明了冬季西太平洋SST对BOBSM爆发的重要影响.

图 12 根据冬季WPSST指数回归的3月(a)、4月(b)和5月(c)10°S—10°N平均纬向-垂直风场的剖面.由浅至深的阴影区分别表示0.05、0.02和0.01显著性检验的区域 Fig. 12 Regression of averaged zonal-vertical wind along 10°S —10°N in (a) March, (b) April, (c) May on WPSST index. The light, middle, and dark shades area respectively pass 0.05, 0.02 and 0.01 significant test
图 13 1961—2015年冬季WPSST指数分别与(a)3月、(b)4月和(c)5月850 hPa风场的相关.图中矢量表示0.05显著性检验的区域 Fig. 13 Correlation between WPSST index and 850-hPa wind in (a) March, (b) April, and (c) May for 1961—2015. Vectors pass 0.05 significant test
5 结论和讨论

本文首先通过对季节转换期间南亚区域多年气候平均高低层大气环流、对流层中上层温度梯度、低层对流活动、水汽输送、降水等演变特征的分析,定义了BOBSM爆发的判断标准,并进一步分析了季风爆发的年际特征,以及海洋外强迫因子对BOBSM爆发早晚的影响,得到以下结论:

(1) 冬夏转换关键季节孟加拉湾区域5°N—12.5°N范围东风转西风特征非常明显,并具有一定的突变性.此外,孟加拉湾东风转西风的变化有一定差异,在东部地区的转换比西部地区偏早.

(2) 利用孟加拉湾东部区域(5°N—15°N,90°E—97.5°E)高、低层纬向风,定义了BOBSM爆发指标为:当850 hPa和200 hPa纬向风的变化同时满足U850>3 m·s-1和U200 < -5 m·s-1,并持续5天时,同时达到标准的第一天即作为BOBSM爆发日期.该指标具有明确的天气学意义,不仅反映孟加拉湾地区低层西南气流稳定活动的特征,同时还反映了青藏高原上空南亚高压建立的早晚.

(3) BOBSM爆发有显著的年际和年代际特征.年代际尺度上表现为明显的由爆发偏晚至偏早的变化趋势;季风爆发的年际波动较大,相对季风爆发的多年气候平均日期5月10日,季风爆发最早在1999年(4月11日),爆发最晚在1968年(6月1日).

(4) BOBSM爆发早晚与热带印度洋地区低层850 hPa的越赤道气流和西风异常,以及高层200 hPa南亚高压等的季节性变化密切联系.季风爆发早年4—5月低层850 hPa北印度洋赤道附近的纬向西风、索马里和80°E附近的越赤道气流显著加强,孟加拉湾北部有异常气旋,高层200 hPa青藏高原至华南为正高度距平场,有利于南亚高压的季节性西移偏早,季风爆发晚年上述地区的环流变化相反.

(5) BOBSM爆发与前期西太平洋SST变化密切联系,特别是与前期冬季SST变化显著相关.前期冬季SST偏高有利于季风偏早,反之有利于季风偏晚.SST对后期环流影响的主要途径是通过热源变化激发热带印度洋和太平洋地区的纬向垂直环流和低层水平环流异常,进而影响BOBSM爆发早晚.

亚洲季风是全球最显著的季风系统,包含东亚季风和南亚季风两个既相互关联又相互独立的子系统.孟加拉湾季风是南亚季风的重要部分,由于其爆发后可通过潜热加热改变区域环流,对亚洲季风的季节进程和我国初夏降水的异常变化有重要影响(Liu et al., 2002Tamura and Koike, 2010).从本文的分析来看,孟加拉湾东西部地区的风场变化呈现一定的差异,东部地区环流的季节转换明显比西部地区偏早,因此本文选取孟加拉湾东部地区作为研究区域来定义BOBSM爆发指标,并分析了影响季风爆发的热带海洋前期信号因子,发现前期西太平洋SST的变化对初夏南亚区域高低层环流有重要影响.我们知道海陆热力差异的季节变化是季风产生的原始驱动力,海洋或陆地任何一方的热力变化均会影响季风活动.亚洲夏季风爆发时,低纬度南暖北冷的温度分布逆转为北暖南冷,这一转换与海洋和陆地的热力变化密切联系.早在20世纪80年代,琚建华和罗会邦(1981)研究就指出影响南亚夏季风的热源在青藏高原和孟加拉湾.近年来,Wu等(2012)研究表明青藏高原的热力作用对亚洲夏季风的爆发有锚定作用,使得BOBSM首先在孟加拉湾爆发;李奎平等(2013)的研究表明了孟加拉湾春季SST增暖对其夏季风爆发的影响,指出SST增暖会通过诱导季节内振荡进入孟加拉湾,进而影响BOBSM爆发.本文研究也进一步表明了热带海温变化对BOBSM爆发的影响,但值得注意的是,与之前的工作不同的是我们发现前期西太平洋地区的SST变化对BOBSM影响最为明显.海洋和陆地特别是青藏高原的热力变化差异比较复杂,两者的协同作用究竟会怎样影响季风活动?包括对季风的爆发、活跃或中断等的影响,目前关于不同热力因子协同影响的分析还比较少,值得我们在以后的工作中进一步研究.

致谢  非常感谢匿名审稿专家和云南省气象局程建刚高级工程师对本文提出的宝贵意见和建议,使本文的质量得到很大提高.
References
Chen L X, Zhu Q G, Luo H B, et al. 1991. East Asian Monsoon (in Chinese). Beijing: Meteorological Press.
Dai X G, Chou J F, Wu G X. 2002. The teleconnection relationship between Indian monsoon and East Asian summer circulation. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 60(5): 544-552.
Ding Y H, Ma H N. 1996. Research review of East Asian Monsoon.//The Recent Advances in Asian Monsoon Research (in Chinese). Beijing: Meteorological Press, 1-14.
Feng R Q, Wang A Y, Wu C S, et al. 2001. Climatological features of the establishment of South China Sea Summer MonsoonⅠ-40-Year Mean. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 17(4): 345-354.
Gill A E. 1980. Some simple solutions for heat-induced tropical circulation. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 106: 447-462. DOI:10.1002/(ISSN)1477-870X
He J H, Zhu Q G, Murakami M. 1996. TBB data-revealed features of Asian-Australian monsoon seasonal transition and Asian summer monsoon establishment. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 12(1): 34-42.
Ju J H, Luo H B. 1986. The structures of the atmospheric heat sources and the influences of the heat sources on the meridional circulation over south-east Asia in the early summer of 1981. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 2(2): 99-108.
Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bulletin of the American Meteorological Society, 77(3): 437-472. DOI:10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYRP>2.0.CO;2
Lee H T, Schreck C J, Knapp K R. 2014. Generation of the daily OLR climate data record.//2014 EUMETSAT Meteorological Satellite Conference. Geneva, Switzerland.
Li C Y, Zhang L P. 1999. Characteristics and indices of summer Monsoon in South China Sea. Progress in Natural Science (in Chinese), 9(6): 536-541.
Li K P, Wang H Y, Liu Y L, et al. 2013. Influence of sea surface temperature warming in spring on monsoon onset in summer in the Bay of Bengal. Advances in Marine Science (in Chinese), 31(4): 438-445.
Li T, Ju J H. 2013. Comparison of climate features between the southwest summer monsoon of the Bay of Bengal and the South China Sea summer monsoon. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(1): 27-37. DOI:10.6038/cjg20130103
Liebmann B, Smith C A. 1996. Description of a complete (interpolated) outgoing longwave radiation dataset. Bulletin of the American Meteorological Society, 77: 1275-1277.
Liu Y J, Ding Y H. 2007. Analysis of the basic features of the onset of Asian summer monsoon. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 65(4): 511-526.
Liu Y M, Chan J C L, Mao J Y, et al. 2002. The role of Bay of Bengal convection in the onset of the 1998 South China Sea summer monsoon. Monthly Weather Review,, 130: 2731-2744. DOI:10.1175/1520-0493(2002)130<2731:TROBOB>2.0.CO;2
Liu Y M, Chen Z L, Mao J Y, et al. 2003a. Impacts of the onset of the Bay of Bengal monsoon on the onset of the South China Sea monsoon. PartⅠ:A case study. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 61(1): 1-9.
Liu Y M, Chen Z L, Wu G X. 2003b. Impacts of the onset of the Bay of Bengal monsoon on the onset of the South China Sea monsoon. Part Ⅱ:Numerical experiments. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 61(1): 10-19.
Lau K M, Wu H T, Yang S. 1998. Hydrologic processes associated with the first transition of the Asian summer monsoon:a pilot satellite study. Bulletin of the American Meteorological Society, 79(9): 1871-1882. DOI:10.1175/1520-0477(1998)079<1871:HPAWTF>2.0.CO;2
Lv J M, Zhang Q Y, Tao S Y, et al. 2006. Characteristics of the Onset and Propulsion of Asian summer monsoon. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 51(3): 332-338.
Mao J, Wu G. 2007. Interannual variability in the onset of the summer monsoon over the eastern Bay of Bengal. Theoretical and Applied Climatology, 89(3-4): 155-170. DOI:10.1007/s00704-006-0265-1
Rayner N A, Parker D E, Horton E B, et al. 2003. Global analyses of SST, sea ice and night marine air temperature since the late nineteenth century. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 108(D14): 4407. DOI:10.1029/2002JD002670
Tao S Y, Chen L X. 1987. A review of recent research on the East Asian summer monsoon in China.//Chang C P, Krishnamurti T N, eds. Monsoon Meteorology. Oxford: Oxford University Press.
Tamura T, Koike T. 2010. Role of convective heating in the seasonal evolution of the Asian summer monsoon. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 115: D14103. DOI:10.1029/2009JD013418
Wang B, Huang F, Wu Z W, et al. 2009. Multi-scale climate variability of the South China Sea monsoon:a review. Dynamics of Atmospheres and Oceans, 47(1-3): 15-37. DOI:10.1016/j.dynatmoce.2008.09.004
Webster P J, Yang S. 1992. Monsoon and ENSO:selectively interactive systems. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 118(507): 877-926. DOI:10.1002/(ISSN)1477-870X
Webster P J, Magaña V O, Palmer T N, et al. 1998. Monsoons:processes, predictability, and the prospects for prediction. Journal of Geophysical Research:Oceans, 103(C7): 14451-14510. DOI:10.1029/97JC02719
Wu G X, Zhang Y S. 1998. Tibetan Plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea. Monthly Weather Review, 126(4): 912-927.
Wu G X, Guan Y, Liu Y M, et al. 2012. Air-sea interaction and formation of the Asian summer monsoon onset vortex over the Bay of Bengal. Climate Dynamics, 38(1-2): 261-279. DOI:10.1007/s00382-010-0978-9
Xie P P, Arkin P A. 1997. Global precipitation:a 17-year monthly analysis based on gauge observations, satellite estimates, and numerical model outputs. Bulletin of the American Meteorological Society, 78(11): 2539-2558. DOI:10.1175/1520-0477(1997)078<2539:GPAYMA>2.0.CO;2
Xing W, Huang F. 2013. Definition and interannual variability of the eastern Bay of Bengal summer monsoon onset. Periodical of Ocean University of China (in Chinese), 43(11): 1-8.
Xu J X, Feng G Z. 1982. Definition and characteristics of summer monsoon in Southwest China. Journal of Yunnan University (in Chinese), (3): 1-10.
Yan H M, Xiao Z N, Wang L. 2003. Activities of Bay of Bengal monsoon and beginning date of rain season in Yunnan. Plateau Meteorology (in Chinese), 22(6): 624-630.
Zheng B, Li C H, Lin A L, et al. 2009. Features and comparisons of the quasi-biennial variations in the Asia-Pacific monsoon subsystems. Journal of Tropical Meteorology, 15(1): 116-120.
Zhu W J, Sun Z B, Qi W N. 1997. South-China-Sea monsoon onset with its circulation structure. Journal of Nanjing Institute of Meteorology (in Chinese), 20(4): 440-446.
陈隆勋, 朱乾根, 罗会邦, 等. 1991. 东亚季风. 北京: 气象出版社.
丁一汇, 马鹤年. 1996.东亚季风的研究现状.//何金海.亚洲季风研究的新进展.北京: 气象出版社, 1-14.
戴新刚, 丑纪范, 吴国雄. 2002. 印度季风与东亚夏季环流的遥相关关系. 气象学报, 60(5): 544-552. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2002.05.004
冯瑞权, 王安宇, 吴池胜, 等. 2001. 南海夏季风建立的气候特征Ⅰ——40年平均. 热带气象学报, 17(4): 345-354. DOI:10.3969/j.issn.1004-4965.2001.04.002
何金海, 朱乾根, Murakami M. 1996. TBB资料揭示的亚澳季风区季节转换及亚洲夏季风建立的特征. 热带气象学报, 12(1): 34-42.
李崇银, 张利平. 1999. 南海夏季风特征及其指数. 自然科学进展, 9(6): 536-541. DOI:10.3321/j.issn:1002-008X.1999.06.011
李奎平, 王海员, 刘延亮, 等. 2013. 孟加拉湾春季海温增暖对其夏季风爆发的影响. 海洋科学进展, 31(4): 438-445. DOI:10.3969/j.issn.1671-6647.2013.04.002
李汀, 琚建华. 2013. 孟加拉湾西南季风与南海热带季风的气候特征比较. 地球物理学报, 56(1): 27-37. DOI:10.6038/cjg20130103
刘屹岷, 陈仲良, 毛江玉, 等. 2003a. 孟加拉湾季风爆发对南海季风爆发的影响Ⅰ:个例分析. 气象学报, 61(1): 1-9.
刘屹岷, 陈仲良, 吴国雄. 2003b. 孟加拉湾季风爆发对南海季风爆发的影响Ⅱ:数值试验. 气象学报, 61(1): 10-19.
吕俊梅, 张庆云, 陶诗言, 等. 2006. 亚洲夏季风的爆发及推进特征. 科学通报, 51(3): 332-338. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2006.03.015
柳艳菊, 丁一汇. 2007. 亚洲夏季风爆发的基本气候特征分析. 气象学报, 65(4): 511-526. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2007.04.005
邢雯, 黄菲. 2013. 孟加拉湾东部夏季风爆发的定义及其年际变化. 中国海洋大学学报, 43(11): 1-8.
徐嘉行, 冯国柱. 1982. 西南地区夏季风定义与特征的分析. 云南大学学报, (3): 1-10.
朱伟军, 孙照渤, 齐卫宁. 1997. 南海季风爆发及其环流特征. 南京气象学院学报, 20(4): 440-446.
晏红明, 肖子牛, 王灵. 2003. 孟加拉湾季风活动与云南5月降雨量. 高原气象, 22(6): 624-630. DOI:10.3321/j.issn:1000-0534.2003.06.015
琚建华, 罗会邦. 1986. 一九八一年初夏东南亚地区大气热源结构及其对经向环流的影响. 热带气象学报, 2(2): 99-108.