20世纪70年代初，Madden等(1971，1972)最先发现了热带大气的风场和气压场变化存在30—60 d周期性大尺度振荡现象，即MJO(Madden and Julian Oscillation)。之后的研究表明，这种以30—60 d(也有认为是20—90 d)为周期的季节内振荡不仅存在于热带地区，更是一种广泛的全球现象(蒋国荣等，2005；李崇银，1991)，也被称为大气季节内振荡(ISO)。季节内振荡是亚洲夏季风最重要的特征之一，亚洲夏季风的活跃、推进或中断都与季节内振荡具有密切联系(李崇银等，1998，2003)，尤其在属于热带季风性质的南亚季风区更为明显(Yasunari，1980)。热带印度洋是大气季节内振荡对流最易产生的地区之一(Wang et al，1990)，Wang等(2004)指出热带印度洋是引起印度夏季风活跃/中断的季节内振荡对流活动异常的发生源地。在初夏印度洋季风区季节内振荡主要向北传播(Kemball-Cook et al，2001)。赤道印度洋MJO异常活动与印度夏季风有着密切联系，进而对亚洲天气和气候异常都有重大影响(Yasunari，1979)。

近年来的研究(Wu et al，1998；吕俊梅等，2006)表明，亚洲季风由三个相互联系的阶段组成，通常在5月初孟加拉湾西南季风首先爆发，其后南海季风于5月下旬爆发，而印度季风则在6月上旬爆发。孟加拉湾西南季风可视为南亚季风系统的一部分，南亚夏季风也常被称为西南季风。李汀等(2013)指出，与南海和阿拉伯海相比，孟加拉湾在夏季风期的深对流和西南风出现最早，强度最大，且持续时间最长。孟加拉湾作为与中国西南地区最为接近的热带海洋地区，是中国西南地区乃至整个中东部水汽的主要来源地之一，其西南气流对于中国西南乃至华南等地降水和气候的作用不言而喻。因此，研究孟加拉湾季风活动及其对中国南方降水的影响，对中国南部汛期的短期气候预测具有重要意义。此外，孟加拉湾西南季风作为南亚季风的重要组成部分，具有显著的季节内振荡特征。Krishnamurti等(1985)指出南亚季风槽活动存在30—50 d的季节内振荡，并具有向北传播特征。Wu等(1999)指出南亚季风的爆发、季风的活跃和中断与季节内振荡活动有关。Lawrence等(2001)指出向外长波辐射(OLR)的季节内振荡活动存在着年际变化，并与南亚季风强度有关。Wang等(1990，1994)指出南亚季风季节内振荡在结构上与MJO一致，气压场和风场具有对流层上、下层趋于反相的斜压特征。可见，MJO或季节内振荡活动对包含孟加拉湾西南季风在内的南亚夏季风季节内振荡具有重要影响。

以往对于南亚夏季风季节内振荡的研究大多限于夏季(6—8月)印度季风爆发后的时段，而对于在初夏(5月)就爆发的孟加拉湾西南季风及其季节内振荡活动的研究有限，并且，对与之密切相关的热带印度洋季节内振荡的经向传播也研究较少。本文在上述研究成果的基础上，侧重于讨论热带印度洋MJO在春末夏初的异常变化影响了其后西南季风季节内振荡在孟加拉湾通道上的经向传播，从而对孟加拉湾西南夏季风季节内振荡的活动位相和强度产生作用，并分析了当孟加拉湾西南季风季节内振荡较强时，对应的低频大气环流场和对流场变化，以及由此产生的降水异常情况。

(1)本文采用美国国家气候中心(CPC)提供的逐候MJO指数(Knutson et al，1987)。用扩展型经验正交函数(EEOF)分解方法对1979—2000年非ENSO年和弱ENSO年冬季(当年11月至次年4月)0°—30°N纬带上候平均的200 hPa速度势距平场进行分析，用逐候200 hPa速度势距平在第一个扩展型经验正交函数的10个滞后模态上的投影分别构造出10个逐候MJO指数(下称MJO1-10)，分别对应MJO对流主体位于不同经度位置时的变化(表 1)。该指数从1—10的模态反映了MJO对流主体在热带地区自西向东的传播规律，而每个模态的值则反映了MJO对流主体位于对应经度上时的强弱变化。

本文选择1979年第1候—2008年第73候的MJO1(MJO对流主体位于80°E附近)用以衡量热带东印度洋MJO异常状况。该指数可从http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_mjo_index/details.shtml获得。

(2)美国国家环境预报中心(NCEP)提供的向外长波辐射资料和17层风场(u，v)等逐日再分析资料(Yatagai et al，2009)，水平分辨率为2.5°×2.5°，时段为1979年1月1日—2008年12月31日。

(3)日本气象厅人类自然与大气科学研究所提供的高分辨率亚洲降水及水资源评价资料(APHRODITE)中亚洲季风区域的逐日降水数据(APHRO_MA_V1003R1)(Murakami，1979)，水平分辨率为0.5°×0.5°，时段为1979年1月1日—2007年12月31日。

为提取出资料中的低频振荡特征，本文运用Butterworth函数滤波器对向外长波辐射和风场等逐日资料进行了30—60 d的带通滤波处理(Liebmann et al，1996)；同时还运用合成分析、相关性分析及信度检验等统计学方法。3 热带印度洋MJO活动及其与低频对流的关系

本文采用MJO1衡量热带东印度洋(80°E附近)MJO异常情况，当该指数为负(正)时表示热带东印度洋MJO对流活动较强(弱)。正如1979—2008年合成MJO1在全年的逐候变化(图 1)所示，气候态下MJO1在全年主要表现为负值，说明热带东印度洋MJO对流活动在全年普遍偏强，其中，在4月中旬至5月初处于最低值，此时MJO对流为全年最强。考虑到4月正是东亚季风区由冬季型向夏季型转变的关键时期，热带东印度洋MJO活动也最为活跃，且一般认为孟加拉湾西南季风主要在5月第1候建立(Wang et al，1990)，并受到前期4月时热带印度洋对流活动的影响，因此，选取热带印度洋MJO对流最活跃的4月21日—5月5日(即图 1中MJO1最显著负值期)作为考察对象，将MJO1在该时间段内的平均值记为MJO1-A。

图 1 1979—2008年合成的逐候MJO1 Fig. 1 Changes in the pentad-MJO1 synthesized for 1979-2008

图选项

图 2是1979—2008年MJO1-A的逐年变化，将MJO1-A≥0.5的年份称为MJO1-A高值年，有1980、1982、1989、1991、1999、2000和2006年共7年，这些年份的热带东印度洋MJO活动在春末夏初时较弱；将MJO1-A≤-0.5的年份称为MJO1-A低值年，有1979、1988、1995、1997、1998、2002、2003和2005年共8年，这些年份的热带东印度洋MJO活动在春末夏初时较强。

图 2 1979—2008年MJO1在4月21日—5月5日的平均值(MJO1-A) Fig. 2 Mean MJO1-A(the MJO1 averaged over 21 April to 5 May)for 1979-2008

图选项

为分析热带东印度洋MJO在春末夏初的异常状况对其后季节内振荡活动的影响，给出1979—2008年MJO1-A分别与5月1—5候低频(30—60 d)向外长波辐射的相关系数分布(图 3)，其中浅、深阴影区分别通过90%和95%的信度检验。在5月第1候(图 3a)，约15°N以南的热带印度洋为显著正相关区(即当热带东印度洋MJO在春末夏初活跃时，5月第1候的低频对流也活跃)，可达印度半岛和孟加拉湾南部；5月第2候(图 3b)时，显著正相关区向北扩展到25°N，并向东扩展到热带西太平洋地区，阿拉伯海中南部、印度半岛和孟加拉湾都处于正相关区中；5月第3候(图 3c)时，显著正相关区继续向东和向北移动，而印度半岛和孟加拉湾的显著正相关区有所减弱；5月第4候(图 3d)时，显著正相关区明显减弱和缩小，孟加拉湾仅有西部和东北部还为显著正相关；到5月第5候(图 3e)时，正相关区东移到南海，相关系数进一步减小，热带印度洋上转为大片显著负相关区。5月第5候后，则是低频对流抑制区(即显著负相关区)向东和向北的传播(图略)。这说明，当热带东印度洋MJO在春末夏初较活跃时，低频对流在5月1—5候具有显著的从热带印度洋向西太平洋东传和从热带向副热带北传的特征。有资料表明，孟加拉湾在5月时为全球最强的热源区(周兵等，2006)，其深厚的对流加热将对西南季风的爆发和维持乃至整个亚洲季风系统产生重要的作用(张艳焕等，2005)。那么，上述这种由热带印度洋MJO在春末夏初的异常所引发的低频对流沿孟加拉湾的西南—东北向传播是否也因此影响到孟加拉湾西南季风的季节内振荡活动？并且，这种影响又能持续多久呢？

图 3 1979—2008年MJO1-A分别与5月第1—5候(a-e)低频(30—60 d)向外长波辐射的相关系数分布(浅、深阴影区分别通过了90%和95%的信度检验) Fig. 3 Correlation coefficient distributions between the MJO1-A and the low frequency OLR respectively averaged over the 1st(a)-5th(e)pentads of May for 1979-2008(the light and heavy shadow zones are significant at the 90% and 95% confidence level，respectively)

图选项

首先要确定一个衡量孟加拉湾西南季风季节内振荡的指标。琚建华等(2005)曾提出一个夏季风指数(I_M)：季风区内每个格点上的夏季风指数(I_M)为该格点上经过标准化处理的西南风(v_sw)与经过标准化处理的向外长波辐射之差

尽管该指数在提出时是用于衡量东亚夏季风，但考虑到表征孟加拉湾西南季风的重要因子也恰在于对流(向外长波辐射)和对流层低层(850 hPa)西南风，因此，本文也将这一指数运用于对孟加拉湾西南季风的分析，将每日I_M在孟加拉湾地区(10°—20°N，85°—95°E)的区域平均值定义为孟加拉湾西南季风的逐日指数。

亚洲季风区具有显著的季节内振荡特征，且总是相对稳定地出现在每年的某个时段，这种季节内振荡对年循环的锁相称为气候的季节内振荡(CISO)，在前人的诸多研究中已经被证实(Krishnamurti et al，1976)，孟加拉湾西南季风也具有这一特征。将上文定义的孟加拉湾西南季风逐日指数再进行30—60 d滤波后的值定义为孟加拉湾西南季风逐日季节内振荡，并将每个格点上的I_M进行30—60 d滤波处理用以表示该格点上的西南季风季节内振荡。

从1979—2008年孟加拉湾西南季风季节内振荡分别经30年合成(黑线)、MJO1-A高值年(红线)和低值年(蓝线)合成的逐日变化(图 4)可见，在MJO1-A低值年1—3月中旬，孟加拉湾还未出现西南季风的季节内振荡活动；3月中旬至4月末出现了一次较弱的波动，孟加拉湾西南季风季节内振荡开始酝酿；5月第1候时开始全年最大的一次波动，标志着孟加拉湾西南季风季节内振荡开始活跃；随后在夏季(6—8月)又经历了两次较强波动；秋季(9—11月)波动减弱且变得不太规律；进入冬季后(12月)孟加拉湾西南季风季节内振荡消失。而在MJO1-A高值年，孟加拉湾西南季风季节内振荡在4月第2候才开始酝酿，5月第4候进入活跃期，7—8月实际上只有1波半的振荡，秋季波动减弱，并在11月中旬消失。以上分析说明：(1)无论在MJO1-A低值年还是高值年，孟加拉湾西南季风季节内振荡都是在春末经历一个酝酿期，在约一个周期后(一个半月)进入全年最活跃期，在夏季经历两波半的振荡，秋季逐渐减弱消失，这与孟加拉湾西南季风本身的发展过程大致吻合。(2)当热带印度洋MJO在春末夏初较活跃时，孟加拉湾西南季风季节内振荡的活动比其不活跃时的年份提前约20 d(约1/2个周期)，这使得孟加拉湾西南季风季节内振荡在热带东印度洋MJO春末夏初活跃年和不活跃年的季风期呈现一定的反位相特征；热带印度洋MJO在春末夏初的异常活跃对于孟加拉湾西南季风季节内振荡的影响可持续整个季风期，使孟加拉湾西南季风季节内振荡不仅酝酿期和活跃期提前发生、减弱消亡期推迟到来(即季风期延长)，而且，季节内振荡的强度也更强(振幅更大)。

图 4 1979—2008年孟加拉湾(BOB)西南季风季节内振荡(IM经30—60 d滤波后在孟加拉湾的平均值)分别经30年合成(黑线)、MJO1-A高值年(红线)和低值年(蓝线)合成的逐日变化(扩大10倍) Fig. 4 Changes in the mean ISO of SSM over BOB(filtered in 30-60 d and then averaged over the area of BOB)synthesized for the 30 years(grey line)，years of MJO1-A high value(red line) and low value(blue line)，respectively，for 1979-2008(amplified by 10 times)

图选项

从1979—2008年西南季风季节内振荡的经纬向传播分别在MJO1-A高值年和低值年的合成分布(图 5)上可见，在孟加拉湾经度带上(85°—95°E)，当热带东印度洋MJO在春末夏初较活跃时(图 5a₁)，西南季风季节内振荡自3月中旬后就从赤道地区开始第1次北传(酝酿期)；5月初开始第2次北传(活跃期)，季节内振荡强度明显增强，可到达接近25°N以南的副热带地区；6月第2候开始的第3次北传强度有所减弱；7月下旬开始的第4次北传从10°N附近传到了更北的接近30°N的位置。这4次北传与图 4中蓝线(MJO1-A低值年时孟加拉湾西南季风季节内振荡)的4次波峰相对应。这表明当热带东印度洋MJO进入活跃期后，激发了西南季风季节内振荡的向北传播。而当热带东印度洋MJO在春末夏初较不活跃时(图 5a₂)，西南季风季节内振荡的第1次北传从4月初才开始，第2次北传从5月中旬开始，第3次北传从6月第5候开始，第4次北传从8月初开始，仅传到20°N附近。这4次北传与图 4中红线(MJO1-A高值年时孟加拉湾西南季风季节内振荡)的4次波峰相对应。可见，无论热带印度洋MJO在春末夏初是否活跃，西南季风季节内振荡都在季风活动开始后沿孟加拉湾通道从赤道向副热带方向北传，就强度而言，以第2次北传最强，就北传到达的位置而言，以第3次北传最北(副热带25°N以北)。不同之处在于：当热带印度洋MJO在春末夏初较活跃时，西南季风季节内振荡北传的强度比MJO不活跃时更强，并且提前约20 d开始，在4—8月共北传4次，而在不活跃年季节内振荡仅北传3次。

图 5 1979—2008年西南季风季节内振荡在85°—95°E经度带上(a)和10°—20°N纬度带上(b)的传播分别在MJO1-A低值年(a1、b1)和高值年(a2、b2)的合成(扩大10倍) Fig. 5 Mean ISO propagation of SSM along 85-95°E(a) and along 10-20°N(b)synthesized for years of MJO1-A low value(a1，b1) and high values(a2，b2)，respectively，for 1979-2008(amplified by 10 times)

图选项

在孟加拉湾纬度带(10°—20°N)上，当热带东印度洋MJO在春末夏初较活跃时(图 5b₁)，西南季风季节内振荡在4—8月具有3次从阿拉伯海到南海的东传，第1次东传最强，5月初开始从阿拉伯海东传到孟加拉湾东岸，并在5月中旬跳到南海地区；第2次东传从6月第3候开始，第3次从7月第5候开始。而当热带东印度洋MJO在春末夏初不活跃时(图 5b₂)，西南季风季节内振荡则在3月中旬至4月有一次从西太平洋到孟加拉湾的西传；5月中旬时才开始第1次东传，仅从阿拉伯海东传到孟加拉湾；第2次东传在6月第6候开始，从阿拉伯海东传到南海；第3次东传从8月第2候开始。

综上所述，在4—8月，西南季风季节内振荡具有明显的北传和东传特征，北传沿孟加拉湾通道从赤道向副热带推进，共有3—4次；而东传则沿10°—20°N从阿拉伯海东传到孟加拉湾乃至南海地区，共有2—3次。3—4月的第1次西南季风季节内振荡北传使孟加拉湾西南季风季节内振荡开始酝酿，而5—8月的西南季风季节内振荡北传和东传则使孟加拉湾西南季风季节内振荡活跃，并维持2—3次季节内振荡。与热带东印度洋MJO在春末夏初不活跃时相比，其活跃时西南季风季节内振荡的北传和东传都提前约20 d发生，且强度更大，上述两种情况下的西南季风季节内振荡传播呈现反位相特征。这说明，春末夏初时热带东印度洋MJO的异常状况，正是通过影响西南季风季节内振荡从阿拉伯海的东传和从赤道的北传，从而对孟加拉湾西南季风季节内振荡在季风期的酝酿、维持和活跃产生作用的。这种作用不仅体现在强度上，也体现在位相上，更准确地说是时间上，在上述两种情况时西南季风季节内振荡呈现反位相，这其实是因为活跃时比不活跃时提前20 d左右的时间，而这恰好约为季节内振荡周期的一半，因而表现为反位相。5 孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度及其年际变化

在上节中分析了热带东印度洋MJO在春末夏初时的异常是通过西南季风季节内振荡的东传和北传，最终影响到孟加拉湾西南季风季节内振荡活动的。为了进一步分析孟加拉湾西南季风季节内振荡强度在季风活跃期的变化及其与热带印度洋MJO的关系，取第4节中定义的孟加拉湾西南季风季节内振荡逐日指数的绝对值作为孟加拉湾西南季风季节内振荡的逐日强度，并在5—8月平均(考虑到孟加拉湾西南季风季节内振荡在5—8月较为活跃)得到孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度的年指数，图 6给出其1979—2008年距平的逐年变化。

图 6 1979—2008年孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度年指数 Fig. 6 Yearly ISO intensity index of SSM over BOB for 1979-2008

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1979—2008年孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度与MJO1-A为显著负相关，相关系数为-0.4，超过95%的信度检验。这与前面的分析结果相符，当热带印度洋MJO在春末夏初较活跃(不活跃)时，孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度较大(小)。

根据图 6，挑选出8个孟加拉湾西南季风季节内振荡强度变化的典型年(图 7)，其中，1979、1987、1998和2007年为孟加拉湾西南季风季节内振荡典型强年(图 7a₁—a₄)，而1980、1981、1983和1993年为典型弱年(图 7b₁—b₄)。在典型强年(图 7a₁—a₄)，孟加拉湾西南季风季节内振荡规律、振幅较大、活动较强。尽管在不同年份，季节内振荡活动具有一些差异，例如1998年4月时没有出现酝酿期；1979、1998和2007年是在进入5月后才开始活跃，而1987年则提前到了4月就开始活跃等，但总的来说，典型强年进入5月后孟加拉湾西南季风季节内振荡都很活跃，并在5—8月经历3次季节内振荡波动；反之，在典型弱年(图 7b₁—b₄)，孟加拉湾西南季风季节内振荡较弱，振荡不规律也不明显，在进入5月后也没有明显的活跃。

图 7 孟加拉湾西南夏季风季节内振荡典型强年(a1—a4)和典型弱年(b1—b4)的孟加拉湾西南季风季节内振荡变化(扩大10倍)(a1.1979年，a2. 1987年，a3.1998年，a4.2007年，b1.1980年，b2.1981年，b3.1983年，b4.1993年) Fig. 7 Changes in the ISO of SSM over BOB for typical strong years(a1—a4) and typical weak years(b1—b4)of ISO of SSM over BOB(amplified by 10 times)(a1.1979，a2. 1987，a3.1998，a4.2007，b1.1980，b2.1981，b3.1983，b4.1993)

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通过上述分析，已经知道，孟加拉湾西南夏季风季节内振荡的强度具有明显的年际差异。那么在孟加拉湾西南夏季风季节内振荡较强时对应着怎样的环流特征呢？

将典型强年中孟加拉湾西南夏季风季节内振荡的每一次波动分为6个位相，1—6位相分别对应孟加拉湾西南季风季节内振荡的不同活动阶段：第1位相为季节内振荡发展位相、第2位相为季节内振荡峰值位相、第3位相为季节内振荡减弱位相、第4位相为季节内振荡开始抑制位相、第5位相为季节内振荡谷值位相、第6位相为季节内振荡恢复位相(图 8)，并将1979—2008年夏季低频向外长波辐射、850 hPa低频矢量风(图 9a)和日平均降水量(图 9b)分别在上述1—6位相进行距平合成，得到孟加拉湾西南夏季风季节内振荡活动较强时每个季节内振荡波动位相上的低频对流、环流形势和降水异常分布。如图 9所示，在第1位相，阿拉伯海东南部、印度半岛中南部和孟加拉湾西南部为低频对流较强区，10°—20°N上为低频东风异常，并由于低频对流区的存在，在印度半岛中北部出现正涡度，南部及其以西洋面上为低频气旋性环流；异常低频偏东风将南海的水汽向中南半岛东岸输送，这里为降水正异常，而西岸则为降水负异常；异常低频偏东风还将孟加拉湾的水汽向印度半岛中北部输送，加上低频对流区的影响，该地区降水为正异常。第2位相时，低频对流区加强、扩大，并向东和向北移动，从阿拉伯海到西太平洋都为低频向外长波辐射负异常区，低频对流中心处于孟加拉湾，次中心处于南海，对应地在中南半岛北部—孟加拉湾西北和南海地区出现两个低频气旋性环流，这两个低频气旋南侧的偏西风分别与热带印度洋强烈的越赤道气流相汇，从印度半岛西岸到中南半岛西岸都为降水显著正异常，同时由于南海的低频对流，中南半岛东南部为降水正异常，南海低频气旋东北侧的偏东风和西太平洋副高西南侧的偏东风交汇，共同向中南半岛东北部和中国华南输送水汽，长江中下游地区也受到副高西侧的水汽输送的影响，这些地区都为降水正异常。第3位相时，低频对流区范围缩小，并继续东移，对流主体东移到了南海和西太平洋地区，孟加拉湾仅东北部还有低频向外长波辐射的负异常区；第4位相中，印度半岛北部—孟加拉湾西北的低频气旋向北和向东移动到了孟加拉湾北部，南海的低频环流范围扩大到了西太平洋地区，这两个低频气旋南侧的偏西风水气输送使得中南半岛西岸为降水显著正异常，中南半岛东南和菲律宾群岛也由于南海—西太平洋低频对流的影响为降水正异常；阿拉伯海到西太平洋纬带上为低频西风异常，尽管热带印度洋越赤道气流向印度半岛的水汽输送依然存在，但由于低频对流的东撤，阿拉伯海东南部、印度半岛南部和孟加拉湾西南部被低频对流抑制区控制，因此印度半岛中南部降水为负异常。第5和第6位相中，低频对流异常区已经撤出亚洲地区，低频对流抑制区在第5位相时控制了阿拉伯海至西太平洋纬带，印度半岛北部和南海出现两个低频反气旋环流，在第6位相时低频对流抑制区东移到了南海—西太平洋地区，孟加拉湾北部和南海—西太平洋上为低频反气旋环流，同时，弱的低频对流区开始在热带印度洋酝酿，不久将进入第1位相的形势；这两个位相中的降水分布也与之对应，印度半岛、中南半岛和菲律宾群岛都为降水负异常区。

图 8 孟加拉湾西南夏季风季节内振荡波形与位相划分(图中数字1—6代表位相) Fig. 8 Diagram for the ISO wave pattern and the phase division of SSM over BOB(the number st and s for the phase 1-6)

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图 9 1979—2008年孟加拉湾西南夏季风季节内振荡典型强年夏季(5—8月)低频向外长波辐射(单位：W/m2)和850 hPa低频矢量风(单位：m/s)在季节内振荡 1—6位相的合成(a1-a6)和降水量(单位：mm/d)在季节内振荡 1—6位相的距平合成(b1-b6) Fig. 9 Low frequency OLR(unit: W/m2) and wind fields(unit: m/s)at 850 hPa(a1-a6) and precipitation anomalies(unit: mm/d)(b1-b6)synthesized for the phases 1-6 of ISO of SSM over BOB for years of strong ISO of SSM over BOB

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总的来说，低频对流和环流场在1—3位相(孟加拉湾西南季风季节内振荡为正)和4—6位相(孟加拉湾西南季风季节内振荡为负)时呈现反位相特征，这是由低频对流从阿拉伯海向西太平洋的东传及在孟加拉湾和南海这两个重要的季节内振荡通道上的北传引起的。降水异常的分布与低频对流场和环流场大致相对应，印度半岛、中南半岛和菲律宾群岛的降水在1—3位相和4—6位相上分别为正异常和负异常，其中在第2位相(孟加拉湾西南季风季节内振荡波峰)和第5位相(季节内振荡波谷)时分别为降水的最大正异常和最大负异常。

同时也注意到，约25°N以南的南亚和中南亚地区的降水异常分布与1—6位相的对应较好，而25°N以北的东亚副热带地区的降水异常分布与孟加拉湾季节内振荡位相则对应得不太理想。这充分说明，热带季风区与副热带季风区、南亚季风区与东亚季风区存在明显差异。副热带东亚地区位于热带大气环流与中高纬度大气环流的交汇处，低频振荡的传播特征更加复杂，影响东亚季风区降水的因素更多，而印度洋和孟加拉湾的季节内振荡活动只是其中一部分因素，更主要在于南海季节内振荡的北传。正如琚建华等(2007)曾指出的，东亚夏季风季节内振荡在东亚地区表现为随时间向北传播的“夏季风涌”，这在图 9中也有明显反映，当夏季低频对流主体东移到南海时，激发了南海季节内振荡进入活跃位相(图 9a₃)并向北传播，造成东亚雨带的北传(图 9b₄—b₆、图 9b₁—b₂)。这也再次证实夏季低频对流到达南海以后激发东亚夏季风季节内振荡(夏季风涌)北传，从而影响了东亚夏季降水的分布。

采用美国国家气候中心提供的MJO指数第1模态(MJO1)、美国国家环境预报中心提供的向外长波辐射和风场再分析资料以及日本气象厅的APHRO_MA_V1003R1降水资料，分析了1979—2008年热带东印度洋MJO的强度和传播状况对孟加拉湾西南夏季风季节内振荡及相关区域低频环流对流和降水分布的影响。

当热带东印度洋MJO在春末夏初(4月21日—5月5日)较活跃时，孟加拉湾西南季风季节内振荡活动在4—8月比其不活跃时的年份提前约20 d(约1/2个周期)，其对于孟加拉湾西南季风季节内振荡的影响可持续整个季风期，使西南季风季节内振荡不仅酝酿期和活跃期提前发生，季风期有所延长，而且季节内振荡的振荡强度也更强。

西南季风季节内振荡具有明显的北传和东传特征，北传沿孟加拉湾通道从赤道地区向副热带推进，而东传则沿10°—20°N从孟加拉湾向东传至南海地区。春末夏初时热带印度洋MJO的异常状况正是通过对西南季风季节内振荡的东传和北传的影响，从而对孟加拉湾西南季风季节内振荡在季风期的酝酿、维持和活跃产生作用的，这种作用同时体现在强度和时间上。

孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度与MJO1(80°E附近)在4月21日—5月5日的平均值(MJO1-A)为显著负相关，当热带印度洋MJO在春末夏初较活跃时，孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强度较大，在5—8月经历3次季节内振荡，低频对流场和环流场在1—3位相(孟加拉湾西南夏季风季节内振荡为正位相)和4—6位相(孟加拉湾西南夏季风季节内振荡为负位相)时呈现对应的反位相特征，这是由MJO低频对流的东传及在孟加拉湾和南海这两个通道上的北传引起的。从印度半岛到菲律宾群岛的降水在1—3位相和4—6位相上分别为正异常和负异常，其中在第2位相(孟加拉湾西南季风季节内振荡波峰)和第5位相(孟加拉湾西南季风季节内振荡波谷)时分别为降水最大正异常和最大负异常。反之，在热带印度洋MJO在春末夏初不活跃年时，孟加拉湾西南夏季风季节内振荡活动较弱，强度偏弱且振荡也不规律。

此外，运用与本文类似的研究方法和思路，Li等(2012)还对南海夏季风季节内振荡特征及其对热带印度洋MJO活动的响应做了分析研究。尽管孟加拉湾西南季风属于南亚季风的一部分，具有热带季风特征，而南海夏季风属于东亚季风的一部分，具有热带季风和副热带季风的双重特征，两支季风既有联系也有显著差异，但分析结果表明，该思路对于研究南海夏季风季节内振荡的特征同样可行，并且热带印度洋MJO激发了夏季风季节内振荡的经纬向接力传播也影响到南海夏季风季节内振荡。限于篇幅，详细内容在此不做讨论。

需要指出的是，本文在第3节中根据MJO1-A所选择的热带东印度洋MJO在春末夏初较活跃(不活跃)年份，与本文在第5节中根据孟加拉湾西南季风季节内振荡强度年指数所选择的孟加拉湾西南季风季节内振荡强(弱)年份，并不是很吻合。这说明，尽管MJO1-A与孟加拉湾西南季风季节内振荡强度年在30年中具有显著负相关(-0.4)，但这主要是较长时间尺度下的统计学相关特征，虽然本文也给出相应的机制解释，但在典型年份上并不能完全一一对应。这也说明，热带东印度洋MJO在春末夏初时的异常只是影响孟加拉湾西南季风季节内振荡的因素之一，这种春末夏初的异常在对其后5—8月的持续影响也将受到环流或海温异常等其他干扰，因此在对具体年份的分析上还需要综合考虑其他因素。另外，本文第6节着重分析了孟加拉湾西南夏季风季节内振荡强年时热带印度洋低频振荡的东北向传播对其影响的情况，而在弱年时，热带印度洋低频振荡如何传播、并是否也影响到孟加拉湾西南夏季风的低频振荡未作详细分析。正如本文已经指出的，MJO1-A与孟加拉湾西南夏季风强度为显著负相关。同时，当热带印度洋在春末夏初的MJO活动较弱时，在其后的5—8月中热带印度洋MJO除5月和8月上旬的部分时间较强外，其余大部分时段均偏弱(图略)，这是否说明热带印度洋MJO活动在春末夏初的减弱可以持续到整个夏季结束，从而影响到季节内振荡向东和向北的传播，并最终使得孟加拉湾西南季风季节内振荡在整个夏季也减弱？上述问题有待于今后工作中的进一步分析探讨。

致谢：本文所使用的MJO指数、向外长波辐射、矢量风和降水数据分别由美国国家气候中心、美国国家环境预报中心和日本气象厅的无偿提供，特此表示感谢！