孟加拉灣春季海溫增暖對(duì)其夏季風(fēng)爆發(fā)的影響＊

李奎平，王海員，劉延亮，于衛(wèi)東，李俐俐＊

（1.中國(guó)科學(xué)院 海洋研究所，山東 青島266071；2.國(guó)家海洋局 第一海洋研究所，山東 青島266061；3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049）

季風(fēng)環(huán)流是控制亞洲地區(qū)的主要?dú)夂蛳到y(tǒng)，其特征具有顯著的冬夏差異。亞洲季風(fēng)區(qū)由冬季環(huán)流向夏季環(huán)流的轉(zhuǎn)變具有明顯的突變性，體現(xiàn)在盛行風(fēng)向的快速轉(zhuǎn)變以及對(duì)流降水的迅速增加等方面，稱之為夏季風(fēng)爆發(fā)。夏季風(fēng)爆發(fā)是以太陽(yáng)輻射的季節(jié)變化為前提，在大尺度海陸熱力差異的背景下，由大氣內(nèi)部動(dòng)力過(guò)程所觸發(fā)。亞洲夏季風(fēng)的建立具有階段性，其中，孟加拉灣（Bay of Bengal，BoB）是夏季風(fēng)最早確立的海區(qū)，大約在4月底至5月初；隨后是中國(guó)南海，約在5月下旬確立；最后是印度地區(qū)，其夏季風(fēng)大約出現(xiàn)在6月初［1］。

作為亞洲夏季風(fēng)最早建立的海區(qū)，BoB夏季風(fēng)的爆發(fā)與大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（Intra-Seasonal Oscillation，ISO）密切聯(lián)系［2-4］。ISO是熱帶地區(qū)的一類大尺度對(duì)流擾動(dòng)系統(tǒng)，它具有明顯的季節(jié)特性，主要體現(xiàn)在其強(qiáng)度和傳播特征。ISO在冬季時(shí)較強(qiáng)，在印度洋和西太平洋以沿赤道向E傳播為主，這種過(guò)程通常稱為Madden-Julian Oscillation（MJO）。在夏季時(shí)，ISO強(qiáng)度較弱，并在季風(fēng)區(qū)存在顯著地向N傳播，通常稱為Monsoon Intra-Seasonal Oscillation（MISO）。除了夏季風(fēng)的爆發(fā)，ISO還對(duì)夏季風(fēng)的活躍和中斷都有重要影響［5］。

海洋在夏季風(fēng)的爆發(fā)過(guò)程中扮演了重要角色，季風(fēng)區(qū)海表溫度（Sea Surface Temperature，SST）在夏季風(fēng)建立前迅速升高，對(duì)季風(fēng)的爆發(fā)具有重要影響。在BoB水域，春季的海-陸-氣相互作用，使SST迅速升高，高SST引起的感熱加熱可以在BoB東南部激發(fā)大氣渦旋，大氣渦旋引發(fā)的對(duì)流過(guò)程進(jìn)一步觸發(fā)夏季環(huán)流［6-7］。中部SST升高形成經(jīng)向上的暖軸，它可以增強(qiáng)大氣的對(duì)流不穩(wěn)定性，或者通過(guò)SST的南北梯度誘發(fā)水汽經(jīng)向輻合，從而引起大氣對(duì)流而觸發(fā)夏季風(fēng)［8］。但是并非所有年份的夏季風(fēng)爆發(fā)都存在爆發(fā)渦旋，SST暖軸的北跳與夏季風(fēng)建立也不存在直接聯(lián)系。冬夏季風(fēng)轉(zhuǎn)換期，ISO由冬季模態(tài)向夏季模態(tài)的轉(zhuǎn)變，即以向E傳播為主的對(duì)流系統(tǒng)開(kāi)始向N轉(zhuǎn)向進(jìn)入BoB，是觸發(fā)其夏季風(fēng)的重要因子，稱其為第1支向N傳播的季節(jié)內(nèi)振蕩（first-branch northward-propagating intra-seasonal oscillation，F(xiàn)NISO）［4］。Yu［3］利用現(xiàn)場(chǎng)浮標(biāo)觀測(cè)資料指出，BoB SST在季風(fēng)爆發(fā)前持續(xù)升高，并在FNISO向N轉(zhuǎn)向之前達(dá)到極大值；他推測(cè)BoB中部的高SST對(duì)誘發(fā)FNISO的向N傳播存在重要作用，但是并沒(méi)有給出一個(gè)詳細(xì)的機(jī)制解釋。

春季BoB中部形成的高SST通過(guò)何種途徑誘導(dǎo)FNISO向N傳播，從而觸發(fā)其夏季風(fēng)呢？我們利用衛(wèi)星觀測(cè)資料，通過(guò)對(duì)2003—2009年的季風(fēng)爆發(fā)過(guò)程進(jìn)行合成分析，探討B(tài)oB春季SST增暖對(duì)夏季風(fēng)爆發(fā)的影響。

1 資料和方法

近幾年衛(wèi)星觀測(cè)技術(shù)的迅速發(fā)展，為研究大尺度科學(xué)問(wèn)題提供比較可靠的數(shù)據(jù)資料。本文用到的資料均來(lái)自衛(wèi)星觀測(cè)，包括：

1）美國(guó)海洋大氣局（NOAA）提供的對(duì)外長(zhǎng)波輻射通量（Outgoing Longwave Radiation，OLR），水平分辨率2.5°×2.5°，時(shí)間分辨率為1 d［9］。OLR是用于表征大氣對(duì)流的參量；

2）美國(guó)航空航天局（NASA）提供的大氣紅外探測(cè)儀（Atmospheric Infrared Sounder，AIRS）的1 000 hPa比濕和位勢(shì)高度數(shù)據(jù)，水平分辨率1°×1°，時(shí)間分辨率為1 d［10］；

3）QuickSCAT衛(wèi)星的散射計(jì)10 m風(fēng)場(chǎng)數(shù)據(jù)，水平分辨率0.25°×0.25°，時(shí)間分辨率為1 d［11］；

4）熱帶降水觀測(cè)衛(wèi)星（TRMM）的微波成像儀（TMI）SST資料，水平分辨率0.25°×0.25°，時(shí)間分辨率為1 d［11］。

BoB夏季風(fēng)爆發(fā)與FNISO相聯(lián)系［4］。針對(duì)2003—2009年的BoB季風(fēng)爆發(fā)過(guò)程，以FNISO對(duì)流中心（OLR極小值）位于赤道東印度洋（5°S～5°N，85°～95°E）時(shí)為參考時(shí)間進(jìn)行合成，合成的變量包括OLR、SST、海表風(fēng)場(chǎng)、比濕和位勢(shì)高度。在表征季節(jié)內(nèi)變化的信號(hào)時(shí)，我們對(duì)相關(guān)的變量進(jìn)行了20～70 d帶通濾波。

2 SST、對(duì)流與夏季風(fēng)爆發(fā)

圖1 孟加拉灣中部OLR，SST（℃）和海表風(fēng)場(chǎng)的時(shí)間演化合成圖Fig.1 A composite diagram showing the temporal evolutions of OLR，SST（℃）and surface wind field in the central part of BoB

海洋是維持大氣對(duì)流的關(guān)鍵因素。圖1給出2003—2009年合成的BoB中部斷面（85°～95°E）的SST（等值線），OLR（陰影）和海表風(fēng)場(chǎng)（矢量）的時(shí)間演化，其中，0 d表示合成的參考時(shí)間，負(fù)值表示超前，正值表示滯后。東印度洋當(dāng)SST低于28℃時(shí)，基本沒(méi)有大氣對(duì)流發(fā)生，這說(shuō)明高海溫是維持大氣對(duì)流的一個(gè)重要條件。與SST南北分布的季節(jié)性相對(duì)應(yīng)，大氣對(duì)流在冬季時(shí)偏向赤道以南，基本處于5°N～15°S；在夏季時(shí)，對(duì)流中心移動(dòng)到赤道以北的BoB。但是，大氣對(duì)流的分布并非單由SST決定。在春季時(shí)，隨著太陽(yáng)輻射的向北移動(dòng)以及海面風(fēng)場(chǎng)減弱，BoB SST迅速升高，并在夏季風(fēng)建立之前達(dá)到極大值，其值超過(guò)30℃。在春季，BoB的大氣對(duì)流并沒(méi)有隨著SST的迅速升高而快速增強(qiáng)；一直到夏季風(fēng)爆發(fā)之前，BoB中北部（10°～20°N）基本沒(méi)有對(duì)流過(guò)程發(fā)生。通常情況下，在BoB發(fā)生的第一次強(qiáng)對(duì)流過(guò)程對(duì)應(yīng)其夏季風(fēng)的建立，該對(duì)流正是從赤道地區(qū)向北傳播的FNISO（圖1白五角星所示）。此后，大氣對(duì)流中心轉(zhuǎn)移至赤道以北。

BoB春季海溫的升高與局地大氣對(duì)流的增強(qiáng)并沒(méi)有明顯聯(lián)系，這是因?yàn)榇蟪叨拳h(huán)流（上升或下沉運(yùn)動(dòng)）是影響局地SST與對(duì)流關(guān)系的重要因素。在大尺度上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，對(duì)流活動(dòng)隨SST的升高而顯著增強(qiáng)；而在某些SST高值區(qū)，卻基本沒(méi)有對(duì)流活動(dòng)，這通常與周邊或遙強(qiáng)迫造成的下沉運(yùn)動(dòng)有關(guān)，SST的升高正是源于大尺度下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的短波輻射增強(qiáng)及海面潛熱釋放減弱［12］。春季時(shí)，隨著太陽(yáng)輻射的向N移動(dòng)，BoB周邊陸地快速升溫，而海洋相對(duì)升溫較慢，由此導(dǎo)致的海陸溫差使BoB中北部被反氣旋控制，盛行下沉氣流。同時(shí)，由于東印度洋ITCZ位于赤道及偏南地區(qū)，它引起的Hadley環(huán)流的下沉分支進(jìn)一步增強(qiáng)BoB中北部的下沉氣流。在此情況下，BoB天氣晴朗，風(fēng)場(chǎng)很弱，海洋混合層很淺，短波輻射增強(qiáng)和潛熱釋放減少引起強(qiáng)烈的海表加熱，因此BoB SST在春季迅速升高，由28℃快速升至30℃以上。

圖2 FNISO的時(shí)間-空間演化過(guò)程Fig.2 Temporal-spatial evolution of FNISO

由于下沉氣流抑制BoB局地的對(duì)流活動(dòng)，其夏季環(huán)流的觸發(fā)只能依賴由外部傳入的大尺度系統(tǒng)性擾動(dòng)，沿赤道不斷向東傳播的ISO成為一個(gè)必要條件。為了更加清楚地描述ISO的演化進(jìn)程，我們采用20～70 d帶通濾波提取季節(jié)內(nèi)變化信號(hào)。圖2給出與FNISO相聯(lián)系的OLR、海表風(fēng)場(chǎng)和1 000 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)的擾動(dòng)分布。可以看出，F(xiàn)NISO于-9 d起源于西南印度洋，它此后逐漸增強(qiáng)并向E傳播。在0 d時(shí)，F(xiàn)NISO對(duì)流中心位于赤道東印度洋，在對(duì)流加熱的驅(qū)動(dòng)下，海面風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)的擾動(dòng)分布與典型的Gill模型非常類似［13］。在對(duì)流加熱的南北兩側(cè)，各存在一個(gè)渦旋（低壓）中心，體現(xiàn)出Rossby波的特征；在對(duì)流的東側(cè)，則是顯著地東風(fēng)異常，體現(xiàn)出Kelvin波的特征。隨后，對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生分化，在東印度洋的南、北半球以及西太平洋都出現(xiàn)對(duì)流中心，這可能是Rossby波和Kelvin波發(fā)生分離所致。正如Wang［14］所指出，由ISO對(duì)流加熱耦合在一起的Rossby-Kelvin波包，會(huì)隨著對(duì)流系統(tǒng)向E移動(dòng)。當(dāng)ISO對(duì)流到達(dá)海洋大陸后，由于水汽等對(duì)流所需條件減少，導(dǎo)致對(duì)流加熱減弱而無(wú)法繼續(xù)維持Rossby-Kelvin波包，向W傳播的Rossby波和向E傳播的Kelvin波經(jīng)常會(huì)發(fā)生分離。此后，BoB的Rossby渦旋擾動(dòng)不斷發(fā)展，與對(duì)流活動(dòng)耦合在一起并向N移動(dòng)，這最終觸發(fā)BoB夏季風(fēng)。

雖然春季BoB SST的快速增暖對(duì)局地對(duì)流擾動(dòng)的增強(qiáng)并沒(méi)有積極作用，但是它對(duì)誘導(dǎo)沿赤道E傳的ISO對(duì)流向N轉(zhuǎn)向，從而觸發(fā)BoB夏季環(huán)流卻有重要貢獻(xiàn)。

3 SST增暖對(duì)FNISO的影響

ISO在夏季時(shí)偏向北半球，在冬季時(shí)偏向南半球，其季節(jié)性與背景條件對(duì)赤道對(duì)流加熱引起的Rossby渦旋擾動(dòng)的調(diào)制有關(guān)［14-16］。在夏季時(shí)，由于緯向風(fēng)場(chǎng)切變和水汽分布的南北不對(duì)稱，使赤道以北的Rossby渦旋得到顯著增強(qiáng)，從而使ISO對(duì)流體現(xiàn)出顯著的季節(jié)性［14］。夏季向N移動(dòng)的對(duì)流分支與北半球Rossby渦旋引起的海表摩擦輻合相聯(lián)系；在冬季時(shí)，雖然赤道對(duì)流加熱引起的Rossby渦旋擾動(dòng)具有類似的分布，但是由于北半球SST相對(duì)較低而不能發(fā)生北傳［15］。ISO對(duì)流的經(jīng)向傳播與Rossby波引起的海表摩擦輻合相聯(lián)系，其季節(jié)性主要與背景風(fēng)場(chǎng)切變和濕靜力能的季節(jié)分布有關(guān)［16］。但是，以上針對(duì)ISO季節(jié)性的研究都是基于穩(wěn)定的冬季或夏季背景場(chǎng)，相比而言，F(xiàn)NISO發(fā)生在冬季風(fēng)已近結(jié)束，夏季風(fēng)尚未建立的季風(fēng)轉(zhuǎn)換期間，這說(shuō)明此時(shí)的背景條件已經(jīng)適合ISO在BoB的發(fā)展。

季風(fēng)轉(zhuǎn)換期間，BoB大氣對(duì)流不穩(wěn)定性顯著增強(qiáng)，是FNISO在BoB發(fā)展的重要背景條件［4］。在不穩(wěn)定的大氣背景條件下，當(dāng)發(fā)生大尺度抬升或輻合擾動(dòng)（例如Rossby渦旋擾動(dòng)）時(shí)，容易形成對(duì)流活動(dòng)。春季BoB大氣對(duì)流不穩(wěn)定性增強(qiáng)的決定性因素是底層水汽的增加，但是水汽增加的根本原因并不清楚。那么，春季BoB底層水汽增加的主導(dǎo)因素是什么呢？這主要與SST增暖過(guò)程有關(guān)。

通過(guò)BoB中部（85°～95°E，5°～15°N）SST與1 000 hPa比濕變化的關(guān)系（圖3），可以看出在冬季時(shí)（大約-90～-60 d），BoB的SST較低，水汽含量也相應(yīng)較低。在春季的SST快速增暖期（-45～0 d），水汽含量基本上與SST的增長(zhǎng)呈線性關(guān)系，它由15 g·kg-1快速升至17.5 g·kg-1；在季風(fēng)爆發(fā)前，SST達(dá)到極大值，水汽含量也達(dá)到夏季期間的水平。而在夏季風(fēng)爆發(fā)后，水汽含量與SST的變化則基本沒(méi)有關(guān)聯(lián)。以上充分表明春季SST增暖對(duì)大氣底層水汽增加的影響。通常情況下，SST與海表水汽含量在月時(shí)間尺度存在比較好的相關(guān)性，SST越高，海表水汽含量也越高；而在小時(shí)間尺度（如天氣尺度）和夏季的一些地區(qū)，二者的相關(guān)性并不好。但是，在春季的BoB海區(qū)，SST與海表水汽含量在小時(shí)間尺度上也存在很好的相關(guān)性，這可能是因?yàn)樵摃r(shí)期BoB風(fēng)速很小，擾動(dòng)很弱，SST的變化成為影響海表水汽含量的最關(guān)鍵因素。

1 000 hPa比濕在冬季（-90～-60 d）、春季季風(fēng)轉(zhuǎn)換期（-30～0 d）和夏季（60～90 d）的空間分布情況，以30 d平均值的分布情況來(lái)簡(jiǎn)要表征ISO的背景條件（圖4）。在冬季時(shí)，高水汽位于赤道及略偏南的緯度帶內(nèi)（圖4a）；在夏季時(shí)，高水汽則移動(dòng)到赤道以北的季風(fēng)區(qū)（圖4c），這與ISO的季節(jié)性分布相一致。在季風(fēng)轉(zhuǎn)換期間（圖4b），雖然處于同一緯度的阿拉伯海的水汽分布仍然保持冬季狀態(tài)，但是BoB水汽快速升高，使其大氣對(duì)流不穩(wěn)定性顯著增強(qiáng)，為對(duì)流的發(fā)展提供了有利的背景條件。

值得注意的是，春季季風(fēng)轉(zhuǎn)換期BoB中部（5°～15°N）的高水汽帶，恰好與北半球Rossby渦旋擾動(dòng)中心的位置相一致（圖5），其水汽含量甚至已經(jīng)超過(guò)南半球的。在此情況下，當(dāng)赤道東印度洋存在對(duì)流加熱時(shí)，其北側(cè)的Rossby渦旋擾動(dòng)會(huì)引起更強(qiáng)的水汽輻合，更易發(fā)展成為對(duì)流活動(dòng)。從圖2也可以看出，在0 d時(shí)存在于東印度洋南、北半球的2個(gè)Rossby渦旋擾動(dòng)，其北側(cè)渦旋不斷發(fā)展，對(duì)流活動(dòng)增強(qiáng)，成為顯著的對(duì)流中心，這最終導(dǎo)致BoB夏季風(fēng)的爆發(fā)；其南側(cè)渦旋擾動(dòng)引起的對(duì)流活動(dòng)則相對(duì)較弱。雖然赤道地區(qū)對(duì)流加熱引起的Rossby波位勢(shì)高度擾動(dòng)在南、北半球基本相當(dāng)，但是對(duì)流系統(tǒng)更加傾向于北半球（圖5），這說(shuō)明BoB的背景條件更有利于Rossby渦旋擾動(dòng)發(fā)展成為強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)。

圖3 孟加拉灣SST與1 000 hPa比濕的關(guān)系Fig.3 Relationship between SST and specific humidity at 1 000 hPa in BoB

BoB夏季風(fēng)的爆發(fā)是一個(gè)包含陸地、海洋和大氣相互作用的過(guò)程。春季，隨著太陽(yáng)輻射的向北移動(dòng)，海陸熱力差異導(dǎo)致BoB中北部被反氣旋控制而盛行下沉氣流。在此情況下，BoB中部天氣晴朗，風(fēng)場(chǎng)很弱，海洋混合層很淺，短波輻射增強(qiáng)和潛熱釋放減少引起強(qiáng)烈的海表加熱［17］，同時(shí)存在的某些海洋過(guò)程［6-7］，共同導(dǎo)致BoB春季SST快速升高。隨著夏季環(huán)流得以維持的背景條件日趨成熟，而下沉氣流抑制了BoB局地的對(duì)流活動(dòng)，夏季環(huán)流的觸發(fā)必須依賴由外部傳入的大尺度系統(tǒng)性擾動(dòng)，沿赤道不斷向東傳播的ISO成為一個(gè)必不可少的條件。此時(shí)，增暖的SST成為誘導(dǎo)東傳的ISO對(duì)流進(jìn)入BoB的關(guān)鍵因素，導(dǎo)致BoB底層水汽的快速升高從而顯著增強(qiáng)局地的大氣對(duì)流不穩(wěn)定性。當(dāng)ISO傳播至東印度洋時(shí)，赤道對(duì)流加熱引起Rossby波響應(yīng)，其北側(cè)的渦旋擾動(dòng)在對(duì)流不穩(wěn)定的層結(jié)背景下發(fā)展成為強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)，該對(duì)流系統(tǒng)最終觸發(fā)BoB夏季風(fēng)。

圖4 1 000 hPa比濕的分布圖Fig.4 Distribution of specific humidity at 1 000 hPa

圖5 孟加拉灣中部OLR與1 000 hPa位勢(shì)高度擾動(dòng)的演化圖Fig.5 Evolutions of anomalous OLR and geopotential height at 1 000 hPa in the central part of BoB

4 結(jié) 語(yǔ)

利用7 a的衛(wèi)星觀測(cè)資料進(jìn)行合成分析，討論孟加拉灣春季SST增暖對(duì)其夏季風(fēng)爆發(fā)的可能影響。BoB中部SST在春季快速升高，并在夏季風(fēng)爆發(fā)前達(dá)到全年最大值；但是，增暖的SST并沒(méi)有增強(qiáng)局地的對(duì)流活動(dòng)，它恰恰是大氣對(duì)流減弱的結(jié)果。BoB夏季風(fēng)的爆發(fā)與ISO相聯(lián)系，雖然增暖的SST不能通過(guò)增強(qiáng)局地的對(duì)流活動(dòng)來(lái)觸發(fā)夏季環(huán)流，但是它對(duì)誘導(dǎo)沿赤道向E傳播的ISO向N轉(zhuǎn)向進(jìn)入BoB，從而觸發(fā)其夏季風(fēng)卻有重要影響。BoB中部增暖的SST引起了底層水汽的快速升高從而顯著增強(qiáng)了局地的大氣對(duì)流不穩(wěn)定性，為對(duì)流的發(fā)展提供有利的背景條件。當(dāng)ISO沿赤道傳播至東印度洋時(shí)，對(duì)流加熱引起Rossby波響應(yīng)；位于BoB的渦旋擾動(dòng)在對(duì)流不穩(wěn)定的層結(jié)背景下發(fā)展成為強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)，該對(duì)流系統(tǒng)進(jìn)一步向北移動(dòng)并觸發(fā)了BoB夏季風(fēng)。

夏季風(fēng)的爆發(fā)是一個(gè)復(fù)雜的過(guò)程，本文提出的BoB SST增暖通過(guò)誘導(dǎo)ISO向北傳播從而觸發(fā)其夏季風(fēng)的機(jī)制需要進(jìn)一步的模式檢驗(yàn)。但是，已有的大氣模式敏感性實(shí)驗(yàn)?zāi)軌蜃糇C［18-19］，在SST最大值位于赤道且南北對(duì)稱分布的情況下，Kelvin波變得不穩(wěn)定從而使ISO的E傳趨勢(shì)有所增強(qiáng)。當(dāng)SST最大值偏離赤道時(shí)，ISO的東傳會(huì)減弱，而位于高海溫一側(cè)的Rossby渦旋則發(fā)展較強(qiáng)，這與SST分布導(dǎo)致的對(duì)流不穩(wěn)定性分布相聯(lián)系［18］。基于此，季風(fēng)爆發(fā)前SST最大值位于BoB中部的分布形式，將有利于北半球的Rossby渦旋發(fā)展，從而使ISO對(duì)流向北移動(dòng)。至于ISO對(duì)流對(duì)BoB夏季環(huán)流的觸發(fā)機(jī)制還需要進(jìn)一步的研究。

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［1］ WANG B，LIN H.Rainy season of the Asian-pacific summer monsoon［J］.J.Climate，2002，15：386-398.

［2］ WANG B，XU X H.Northern hemisphere summer monsoon singularities and climatological intraseasonal oscillation［J］.J.Climate，1997，10：1071-1085.

［3］ YU W D，LI K P，SHI J W，et al.The onset of the monsoon over the Bay of Bengal：The year-to-year variations［J］.Atmos.Oceanic Sci.Lett.，2012，5：342-347.

［4］ LI K P，YU W D，LI T，et al.Structures and mechanisms of the first-branch northward-propagating intraseasonal oscillation over the tropical Indian Ocean［J］.Climate Dyn.，2013，40（7-8）：1707-1720.

［5］ KRISHNAMURTI T N，SUBRAHMANYAM D.The 30-50 day mode at 850 mb during MONEX［J］.J.Atmos.Sci.，1982，39（9）：2088-2095.

［6］ WU G X，GUAN Y，WANG T M，et al.Vortex genesis over the Bay of Bengal in spring and its role in the onset of the Asian Summer Monsoon［J］.Science China，Earth Sciences，2011，54（1）：1-9.

［7］ WU G X，GUAN Y，LIU Y M，et al.Air-sea interaction and formation of the Asian summer monsoon onset vortex over the Bay of Bengal［J］.Climate Dyn.，2012，38：261-279.

［8］ JIANG X W，LI J P.Influence of the annual cycle of sea surface temperature on the monsoon onset［J］.J.Geophys.Res.，2011，116（D10），D10105，doi：10.1029／2010JD015236.

［9］ LIEBMANN B，SMITH C A.Description of a complete（interpolated）outgoing longwave radiation dataset［J］.Bull.Amer.Meteor.Soc.，1996，77：1275-1277.

［10］ AUMANN H H，CHAHINE M T，GAUTIER C，et al.AIRS／AMSU／HSB on the Aqua mission：Design，science objectives，data products，and processing systems［J］.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，2003，41（2）：253-264.

［11］ WENTZ F J.Remote sensing systems［EB／OL］.［2012-10-31］.http：∥www.remss.com／.

［12］ LAU K M，WU H T，BONY S.The role of large-scale atmospheric circulation in the relationship between tropical convection and sea surface temperature［J］.J.Climate，1997，10：381-392.

［13］ GILL A E.Some simple solutions for heat induced tropical circulation［J］.Quart.J.Roy.Meteor.Soc.，1980，106（D10）：447-462.

［14］ WANG B，XIE X.A model for the boreal summer intra-seasonal oscillation［J］.J.Atmos.Sci.，1997，54（1）：72-86.

［15］ LAWRENCE D M，WEBSTER P J.The boreal summer intraseasonal oscillation：relationship between northward and eastward movement of convection［J］.J.Atmos.Sci.，2002，59（9）：1593-1606.

［16］ WU M L C，SCHUBERT S D，SUAREZ M J，et al.Seasonality and meridional propagation of the MJO［J］.J.Climate，2006，19（10）：1901-1921.

［17］ LIU Y L.Upper ocean heat budget diagnosis in Bay of Bengal and the formation of spring warm pool［D］.Qingdao：First institute of oceanography，SOA，2009.劉延亮.孟加拉灣熱收支與春季暖池形成［D］.青島：國(guó)家海洋局第一海洋研究所，2009.

［18］ LI T M，WANG B.The influence of sea surface temperature on tropical intraseasonal oscillation：A numerical study.Mon.Wea.Rev.，1994，122（10）：2349-2362.

［19］ LIU F，WANG B.A frictional skeleton model for the Madden-Julian Oscillation［J］.J.Atmos.Sci.，2012，69（9）：2749-2758.