初夏孟加拉灣風暴與前期印度洋海溫的關系研究

金燕 晏紅明 萬云霞 馬永林

摘要 利用美國聯合臺風警報中心JTWC發布的自1972年以來的北印度洋風暴數據，美國國家環境預測中心和國家大氣研究中心NCEP/NCAR逐月再分析資料和日本氣象廳JMA月平均海表面溫度SST資料，分析了初夏4、5月孟加拉灣風暴活動與前期印度洋海溫的關系。結果表明：4、5月孟加拉灣TS活動與前期1—3月澳大利亞以西海域海溫呈顯著的負相關，即冬末春初海溫偏高時，4、5月孟加拉灣（簡稱孟灣，下同）TS爆發偏少、爆發時間偏晚或者不發生;而關鍵區海溫偏低時，如果30°S以北的印度洋海溫稍偏冷（暖），而西南印度洋和東南印度洋海溫則稍偏暖（冷），則初夏孟灣TS不爆發（多發、早發）。進一步分析顯示由東南印度洋海溫偏高（低），引起的局地環流變化導致了馬斯克林高壓偏弱（強），從而引起東半球越赤道氣流偏弱（強），是初夏孟灣TS爆發晚（早）、不（多）發生的可能的主要原因。而且，當索馬里越赤道氣流和新幾內亞越赤道氣流存在弱的反位相協同變化時，對孟灣TS有較好的指示意義。

關鍵詞孟灣TS;印度洋海溫;馬斯克林高壓;越赤道氣流

孟加拉灣位于北印度洋，處于中南半島和印度半島之間，是全球八個熱帶氣旋易發生的地區之一（阿特金森，1974）。由于孟加拉灣呈喇叭口形狀，就地生成或移入的風暴容易在該區域的沿岸登陸，考慮對高原區域的影響，定義為孟加拉灣風暴（以下簡稱孟灣TS）。在近30 a中，孟灣TS登陸路徑最多的是東北方向，占生成總數的45%（段旭等，2014），風暴偏東北移動，是造成沿線國家及我國西南地區強降水的主要天氣系統（許美玲等，2011;段旭和段瑋，2015）。如1991年4月29日孟灣TS（9102）登陸，致使孟加拉國四分之一淪為汪洋（施國強，1995）;2007年5月15—17日孟灣TS（Akash，0701）引發了云南、廣西等地的一次持續性強降水天氣過程（呂愛民等，2013）。由于孟灣TS致災性極強，一直以來都是學者研究的重點（呂愛民，2017）。由于熱帶氣旋發生發展的能量來源于熱帶海洋，海氣相互作用是熱帶氣旋發展的根本原因（Rotunno?and Emanuel，1987;Wang et al.，1999;Huang et al，2011），研究熱帶海洋的熱力狀況與熱帶氣旋發生發展的關系，對提高熱帶氣旋的氣候預測水平和提前預警時間也是十分必要的。西太平洋暖池對西太平洋熱帶氣旋活動的重要觸發作用已逐漸為人們所認知（黃榮輝和陳光華，2007;Yuan and Jiang，2011;陶麗等，2018），熱帶北大西洋海溫異常與西北太平洋熱帶氣旋生成有著重要聯系（霍利微等，2016），而針對印度洋海溫與熱帶氣旋活動相互關系的研究還相對較少。雖然前期的研究表明了熱帶印度洋偶極子對北印度洋熱帶氣旋活動年際變化有顯著影響（袁俊鵬和曹杰，2013），但由于印度洋海溫變化比較復雜，呈現多樣性特征（晏紅明和袁媛，2012），印度洋海溫變化與孟灣TS發生發展關系的研究還有待進一步深入。孟灣TS年變化呈雙峰型分布，峰值分別出現在5月和11月（段旭等，2009），正好與亞洲季風爆發和撤退的時間基本吻合，表明孟灣TS的生成與大氣環流的季節轉化有關（陳聯壽和丁一匯，1979）。亞洲夏季風最先在孟加拉灣爆發，且大部分伴隨著熱帶風暴或氣旋的發生、發展（Xu and Chan，2001;吳國雄等，2013;任素玲等，2016）。云南降水主要集中在夏半年的5—10月，干濕季分明（王宇，2005），初夏降水的多少，雨季開始的早晚直接影響到當地的工農業生產，是預報服務的重點和難點。初夏孟灣TS是否活躍，是云南雨季開始早、晚的重要標志（晏紅明等，2003;劉瑜等，2007）。因此研究初夏孟灣TS活動規律與前期印度洋熱力特征的關系，揭示其影響因子，對于孟灣TS及亞洲夏季風爆發的氣候預測具有十分重要的理論意義和實用價值。

1 資料和方法

風暴資料為美國聯合臺風警報中心（JTWC）的UNISYS氣候網站（http：//weather.unisys.com）發布的自1945年以來的北印度洋風暴數據。在風暴資料中，1945—1971年的資料不分強度等級，統一稱為熱帶氣旋（Tropical Cyclone，TC），1972—2017年公布的資料按照Saffir-Simpson分級將熱帶氣旋分為7個等級（表略）。風速小于34 knots（相當于風速17.5 m/s，中心風力8級）的熱帶氣旋稱為熱帶低壓（Tropical Depression，TD），風速達到34?knots以上的熱帶氣旋稱為熱帶風暴（Tropical Storm，TS），由于TS破壞力相對較大，所以選擇1972年以來在孟加拉灣地區（80°～98.8°E，5°～22.6°N）生成的TS為研究對象，稱為孟灣TS。統計中，以風暴生成日期為準，而不考慮風暴持續和消亡的時間，即4月風暴個數指風暴生成日位于4月的風暴個數，5月同理。根據上述標準，先統計了初夏孟灣TS活動頻數（圖略），在1972—2017年46 a間，共有24 a在初夏4—5月有TS生成，有22 a無TS生成，生成個數最多為2個，46 a間僅有1982、1991、2009和2017年初夏出現2個TS。

海溫資料：1891—2017年日本氣象廳JMA月平均SST資料，水平分辨率1.0°×1.0°。

環流資料：1948—2017年NCEP/NCAR月平均再分析經向風、緯向風、垂直速度及高度場資料，水平分辨率2.5°×2.5°。

所用方法主要是相關分析、合成分析，并利用t檢驗方法檢驗合成差異的顯著性。

2 初夏孟灣TS活動與印度洋海溫變化的關系

為了考察印度洋前期的熱力狀況與初夏孟灣TS活動之間的關系，首先計算了4—5月孟灣TS生成頻數與前一年的春季（3—5月）、夏季（6—8月）、秋季（9—11月）和前期冬季（上年12—2月）印度洋平均海溫的相關分布（圖1）。表明初夏孟灣TS生成頻數與上年春季中南印度洋海溫呈正相關，與周圍海域海溫呈負相關，其中與西南印度洋海溫負相關最為顯著（圖1a）;進入夏季，中南印度洋的正相關減弱，西南印度洋負相關區向北發展，澳大利亞以西海域的負相關有所加強，西南印度洋有正相關區發展（圖1b）;秋季，澳大利亞以西的負相關區繼續向西、向北擴展，西南印度洋的正相關區與中南印度洋正相關區連通（圖1c）;前期冬季，澳大利亞以西的負相關海域繼續向西、向北擴展達最強，西南印度洋的正相關區向東北收縮至印度洋中南部，西南印度洋海域又轉變為顯著負相關區（圖1d）。總體來看，初夏孟灣TS頻數與澳大利亞以西海域的洋面熱力狀況相關持續性較好，且時間越接近，相關越明顯。

根據上述相關關系變化特征，重新計算了初夏4、5月孟灣TS活動頻數與最臨近的前期1—3月的印度洋海溫的相關場（圖略），進一步表明時間越臨近，位于澳大利亞以西洋面的負相關區域越明顯。為了便于探究印度洋海溫影響初夏孟灣TS活動的可能機制，遂選取相關最為顯著的（100°～115°E，18°～30°S）區域作為海溫關鍵區，來研究該區域海溫的變化規律與孟灣TS爆發的可能的物理機制。從關鍵區平均海溫的變化可見，近46 a來，該區域海溫呈增暖趨勢（圖略）。為突出關鍵區海溫的年際變化特征，對該序列做去除線性趨勢并進行10 a以上年代際濾波，然后對序列選取T關鍵區Tk≥0.3 ℃（去除線性趨勢和年代際濾波后海溫序列的1個標準差）和Tk≤-0.3 ℃為關鍵區海溫的典型正負位相年份進行分析。1972—2017年的46 a中，有9個正位相年為1978、1980、1983、1988、1989、1995、2000、2011、2012年;9個負位相年為1981、1982、1986、1991、1993、2001、2006、2010、2017年。對正（負）異常年印度洋海溫距平進行了合成顯示（圖略），澳大利亞以西海域為正（負）海溫距平，且通過了置信度為95%的顯著性水平檢驗，在南非以南的一小片海域也表現出了與關鍵區海溫一致的變化特征，其余海域均呈現了與關鍵區相反的海溫距平變化，這表明在關鍵區海溫正、負異常年份中，印度洋海溫有明顯的反位相特征。繼續分析關鍵區海溫正、負異常年初夏孟灣TS的活動特征（表1），正異常年后期4、5月幾乎無TS生成（9個正異常年中有7 a），即使有TS生成，其出現時間也比較晚，出現在5月第三候以后（1978年和1989年）;而負異常年后期初夏孟灣TS爆發時間較早、出現頻數相對較多，多數年份孟灣TS爆發時間在4月第3候，爆發個數在1～2個之間（9個負異常年中有5 a）。同時我們也注意到了在負異常年，也有無孟灣TS生成的情況，9個負異常年中有4 a（1981年、1986年、1993年和2001年）。

3 關鍵區海溫異常對TS活動影響的可能機制

前人研究指出，春季南印度洋海溫的異常，通過改變南半球中高緯度的環流變化，來影響越赤道氣流的水汽輸送，進而對后期我國的夏季降水產生影響（范可，2006;楊明珠和丁一匯，2007;徐志清和范可，2012）。馬斯克林高壓（下文統一簡稱為馬高），是位于南印度洋上空對流層底層的一個永久性副熱帶高壓系統，受南印度洋海溫變化的影響十分顯著（徐海明和周備，2017），是聯系南印度洋海溫變化與北半球大氣環流和氣候異常的重要環流系統（薛峰等，2003;盧震宇，2014）。為探討可能的物理機制，首先從關鍵區海溫正、負異常年馬高的活動特征為切入點來展開。850 hPa是馬高活動的特征層（崔錦等，2008），分析了關鍵區海溫正、負異常年850 hPa高度場與風場的合成，可以看到馬高呈現出明顯不同的變化特征（圖2）。關鍵區海溫正異常時（圖2a），馬高較常年偏弱近5 hPa，位于澳大利亞南部的繞南極低壓帶較常年填塞、減弱;從風場來看，在赤道南印度洋為異常的氣旋式環流距平，而在澳大利亞南部和東北部為明顯的反氣旋式環流距平，使得馬高和繞極地低壓帶減弱，澳大利亞高壓偏強，在赤道印度洋區域異常的西風距平，抑制了對流發展。相反，當關鍵區海溫負異常時（圖2b），馬高較常年偏強近5 hPa，繞南極低壓帶較常年加深、加強;從風場來看，在赤道南印度洋為明顯的反氣旋式環流距平，而在澳大利亞南部、澳大利亞大陸和孟加拉灣南部區域為明顯的氣旋式環流距平，使得馬高和繞極地低壓帶加強，澳大利亞高壓偏弱，孟加拉灣南部的赤道低壓帶加強，對南北半球的能量交換十分有利。從馬高位置的合成來看（圖略），正異常年馬高面積較常年偏小，馬高北部邊界較常年偏南;負異常時，馬高面積較常年偏大，馬高在北部邊緣位置偏北。

越赤道氣流是南北半球之間能量傳遞的重要橋梁，是影響南北半球天氣氣候異常的重要因素之一（李崇銀和吳靜波，2002;范倩瑩等，2018;張萌萌等，2019）。據前人的研究，東半球越赤道氣流大致有5個通道，它們分別是位于40°～50°E附近的索馬里越赤道氣流，80°～90°E附近的孟加拉越赤道氣流，100°～110°E附近的南海越赤道氣流，120°～130°E附近的菲律賓越赤道氣流和145°～150°E附近的新幾內亞越赤道氣流（汪衛平和楊修群，2008）。從越赤道氣流的逐候變化來看，在關鍵區海溫偏高年（圖3a），1—3月索馬里、孟加拉越赤道氣流階段性變化明顯，但總體較常年偏弱;南海越赤道氣流較常年偏強;菲律賓和新幾內亞越赤道氣流由弱變強;從數值來看，索馬里、孟加拉越赤道氣流在1月第4侯前后北風達到最強，均在4 m/s以上，菲律賓和新幾內亞越赤道氣流的北風則相對較弱，保持在2 m/s左右。

這種冬季在赤道西印度洋為異常的北風距平，東部為南風距平的風場分布，有利于赤道印度洋區域的低壓帶填塞，不利于南北半球的能量經圈交換。特別地，進入3月的第4候起至4月第2候左右，索馬里、孟加拉、南海、菲律賓及新幾內亞越赤道氣流均較常年偏弱，偏南氣流大致要進入5月初才開始建立;其中南海、菲律賓及新幾內亞越赤道氣流偏弱的趨勢一直延續至5月以后。相反，在關鍵區海溫偏低年（圖3b），1—3月索馬里、孟加拉越赤道氣流總體較常年偏強;南海、菲律賓和新幾內亞越赤道氣流總體較常年偏弱;從數值來看，索馬里、孟加拉越赤道氣流在1月北風達到最強，在3～4 m/s之間，進入2月，菲律賓和新幾內亞越赤道氣流的北風則相對較強，保持在3 m/s左右。這種冬季在赤道西印度洋為異常的南風距平，東部為北風距平的風場形勢，有利于赤道印度洋區域的低壓帶發展，對南北半球的能量經圈交換十分有利。特別地，在3月第1候至第6候，索馬里、孟加拉、南海、菲律賓及新幾內亞越赤道氣流均較常年偏強，南風分量在5月以前就已建立;其中南海、菲律賓及新幾內亞越赤道氣流在進入5月以后較常年偏強。總的看來，在關鍵區海溫異常偏高（低）的年份里，前期冬季至春末，索馬里、孟加拉越赤道氣流整體偏弱（強），對南北半球的能量交換不利（有利）。

由于索馬里越赤道氣流對南北半球的水汽輸送起最關鍵作用，是造成位于阿拉伯海、孟加拉灣的低層西南氣流及云南甚至東亞夏季降水水汽輸送的重要分支（王會軍和薛峰，2003;陳艷等，2006;王子謙等，2015）。分析了4—5月索馬里越赤道氣流與同期北半球高低層緯向風的相關分布。從850 hPa來看，索馬里越赤道氣流與初夏阿拉伯海、孟加拉灣地區緯向風呈顯著正相關，與孟加拉灣和阿拉伯海北部的緯向風呈顯著負相關，當索馬里越赤道氣流偏強時，有利于孟加拉灣區域低層風氣旋式切變發展（圖略）;從200 hPa來看，索馬里越赤道氣流與初夏阿拉伯海、孟加拉灣地區呈顯著負相關，與孟加拉灣和阿拉伯海北部的緯向風呈顯著正相關，當索馬里越赤道氣流偏強時，有利于孟加拉灣區域高層風反氣旋式切變發展，則有利于南亞高壓偏強（圖略）;結合高低層環流場的配置來看，在季節轉換期，當索馬里越赤道氣流偏強時，有利于孟加拉灣地區的上升運動發展，反之，則抑制了該地區的上升運動，對孟灣TS的發生發展不利。

海溫的變化與南北半球的垂直經圈環流有著重要的聯系（岳陽等，2011）。當印度洋關鍵區海溫異常信號出現時，印度洋地區氣流變化最為明顯的40°～50°E和海溫關鍵區100°～110°E附近的經向環流也有不同的變化特征（圖4）。關鍵區海溫異常偏高時，從沿40°～50°E平均經向環流距平來看，對流層的中低層在20°～40°S之間是異常的南風距平，而在0～20°S之間是異常的北風距平（圖4a），而從100°～110°E平均經向環流距平來看，對流層的中低層在20°～40°S之間是異常的北風距平，而在0～20°S之間是異常的南風距平（圖4c），這樣的低層氣流配置明顯減弱了1—3月位于印度洋面上的赤道低壓帶與馬高，對于越赤道氣流的偏早建立不利，而且也減弱了南北半球之間的經向環流。

相反地，在關鍵區海溫異常偏低時，從40°～50°E平均經向環流距平來看，對流層的中低層在20°～40°S之間是異常的北風距平，而在0～20°S之間是異常的南風距平（圖4b）;從100°～110°E平均經向環流距平來看，對流層的中低層在10°～40°S之間是異常的南風距平，而在0°～10°S之間是異常的北風距平（圖5d），這樣的低層氣流配置對1—3月位于印度洋面上的赤道低壓帶與馬高有明顯的加強作用，對于越赤道氣流的建立有利，加強了南北半球之間的經向環流。

進一步分析孟灣地區85°～95°E在4—5月的平均經圈環流距平后發現，當關鍵區海溫異常偏高時，后期初夏4—5月，在孟灣地區20°N附近的對流層中層為異常的氣流輻散中心，孟灣地區為異常的下沉氣流控制，近地層在0°～15°N之間是異常的北風距平，南風偏弱，不利于孟灣TS的發生發展（圖5a）。相反，當關鍵區海溫偏低時，孟灣附近20°N的對流層中層為異常的氣流輻合中心，對流層中低層為異常的上升氣流區，近地層在10°～20°N之間是異常的南風距平，對TS的發生發展十分有利（圖5b）。

4 關鍵區海溫負異常年印度洋海溫及環流變化差異

前面分析了關鍵區海溫正、負異常年，南北半球馬高、越赤道氣流以及北印度洋地區環流變化的差異，發現關鍵區海溫的冷暖變化與南北半球的環流異常有密切聯系。但注意到，在關鍵區海溫負異常的9 a中，有4 a在初夏并未出現孟灣TS，這就表明在關鍵區海溫強信號出現時，同時還有一些細微的信號值得我們去捕捉。為了深入認識印度洋海溫變化與孟灣TS生成的關系，我們進一步對比分析關鍵區海溫負異常年中孟灣TS不爆發年（1981、1986、1993、2001年，以下簡稱為情況A）與多發、早發年（1982、1991、2006、2010、2017年，以下簡稱為情況B）的印度洋熱力狀況。在A情況時，西南印度洋和澳大利亞南部的海溫為海溫正距平，印度洋30°S以北區域負距平，其中心數值可達0.2 ℃（圖略），而B情況時，三個區域的海溫變化剛好相反，中心數值相當，從兩者的差值來看，孟灣附近、西南印度洋和澳大利亞南部海域的海溫也顯示出明顯不同的特征，并通過了置信度為99%的顯著性檢驗。

進一步比較兩種情況下850 hPa高度和風場的距平分布（圖6），A情況下1—3月印度洋30°S以北區域近地層高度場稍偏低、馬高略偏弱，中心數值達4 hPa;從風場來看，在赤道西南印度洋有氣旋式環流風場距平，減弱了該區域馬高的強度，同時位于南非南部和澳大利亞南部的繞南極低壓帶填塞，澳高略增強，阿拉伯海附近異常的西風距平及孟灣附近反氣旋式環流減弱了赤道低壓帶的發展，削弱了南北半球間的能量交換（見圖6a）;相反，B情況時，1—3月印度洋30°S以北區域近地層高度場偏高、馬高略偏強，中心數值達3 hPa。赤道西南印度洋有反氣旋式環流風場距平，進一步增強了該區域馬高，同時位于南非南部和澳大利亞南部的繞南極低壓帶加深，加強了馬高，澳高略偏弱，阿拉伯海附近異常的東風距平及孟灣附近氣旋式環流加深了赤道低壓帶，促進了南北半球間的能量交換（圖6b）;比較兩種情況的差值，在30°S以北印度洋中部的高度場差值在5 hPa以上，中心數值能達到7.5 hPa，風場在西南印度洋、赤道印度洋及澳大利亞南部等區域均通過了置信度為95%的顯著性檢驗（圖略），說明上述區域的高度場和流場的變化在關鍵區海溫出現負異常信號時，與后期初夏4、5月孟灣TS發生有著密切的關系。因篇幅有限，僅對上述區域在兩種情況下的差異事實進行了簡單分析，其物理機制將在后續研究中持續開展。

進一步考察越赤道氣流的持續性后發現，A情況下，1—5月索馬里、孟加拉越赤道氣流稍偏弱，索馬里越赤道氣流在3月第2侯由北風轉為南風，且風速不斷加大，在4月第1候南風分量達到3?m/s，此后風速在5月第1候南風分量達到6 m/s;孟加拉越赤道氣流在4月第2候由北風轉為南風。同時，菲律賓和新幾內亞越赤道氣流稍偏強，這兩支越赤道氣流在4月第4候由北風轉為南風。南海越赤道氣流在1—3月為稍偏強的北風，3月第5候以后由北風轉為南風，強度稍偏強（圖7a）;相反地，B情況時，1—5月索馬里、孟加拉越赤道氣流稍偏強，索馬里越赤道氣流在3月第1侯由北風轉為南風，南風分量建立比A情況年份偏早，且風速不斷加大，在4月第1候南風分量達到3 m/s，此后風速在4月第4候南風分量就能達到6 m/s，風速增量明顯快于A情況年份;孟加拉越赤道氣流在3月第4候由北風轉為南風，南風分量也建立早于A情況年份。菲律賓和新幾內亞越赤道氣流較常年偏弱，這兩支赤道氣流在5月第1候由北風轉為南風，南風分量建立明顯晚于A情況年份;南海越赤道氣流在4月第2候由北風轉為南風，強度稍偏弱，且變化趨勢與A情況年份是相反的（圖7b）。從兩者的差值來看（圖略），上述區域的越赤道氣流的差值在0.5 m/s左右。總的來說，當關鍵區海溫出現負異常信號時，前期冬、春季索馬里、孟加拉越赤道氣流稍偏弱（強），南海越赤道氣流由弱（強）變強（弱），菲律賓、新幾內亞越赤道氣流稍偏強（弱），并在初夏4、5月份有較好的持續性，則初夏孟灣TS不（多）發生。

越赤道氣流越強對南北半球的能量交換越有利。但在關鍵區海溫負異常信號出現時，為什么菲律賓、新幾內亞越赤道氣流稍偏弱會更有利于TS的爆發·圖8分析了4—5月新幾內亞越赤道氣流強度與同期北半球高低層緯向風的相關分布。從850 hPa來看，新幾內亞越赤道氣流與初夏阿拉伯海、孟加拉灣地區呈顯著負相關，與孟加拉灣和阿拉伯海北部的緯向風呈顯著正相關，當新幾內亞越赤道氣流偏強時，不利于孟加拉灣區域低層風氣旋式切變發展（圖8a）;從200 hPa來看，新幾內亞越赤道氣流與印度半島地區呈顯著正相關，與印度半島北部的緯向風呈顯著負相關，當新幾內亞越赤道氣流偏強時，不利于孟加拉灣區域高層風反氣旋式切變發展，則南亞高壓偏弱（圖8b）;結合高低層環流場的配置來看，在季節轉換期，當新幾內亞越赤道氣流偏強時，抑制了孟加拉灣地區的上升運動發展，反之，則加強了該地區的上升運動，對TS的發生發展有利。這也印證了各越赤道氣流有明顯的年際變化特征，并非變化一致，在多數年份中，夏季索馬里越赤道氣流與新幾內亞越赤道氣流存在弱的反位相關系，這種反位相變化比一致變化對于北半球的夏季降水更有指示性（汪衛平和楊修群，2014;李琛和李雙林，2016）。通過上述的分析，概括出了一個印度洋關鍵區海溫影響初夏孟加拉灣TS爆發的概念模型（圖9）。

5 結論

1）初夏4、5月孟灣TS活動與前期1—3月澳大利亞以西海域海溫呈顯著的負相關，即冬末春初海溫偏高時，4、5月孟加拉灣TS爆發偏少、爆發時間偏晚或者不發生;而關鍵區海溫偏低時，如果30°S以北的印度洋海溫稍偏冷（暖），而西南印度洋和東南印度洋海溫稍偏暖（冷），則初夏孟灣TS不爆發（多發、早發）。

2）從850 hPa高度場與風場的變化來看，馬斯克林高壓與關鍵區海溫有較好的對應關系。當澳大利亞以西關鍵海域呈現正（負）溫度異常時，則馬高較常年偏弱（強）;特別地，當關鍵區海溫出現負異常信號時，赤道西南印度洋有氣旋式（反氣旋式）環流距平，澳大利亞及南非南部、澳大利亞西部和孟灣地區出現反氣旋式（氣旋式）環流距平，則進一步減弱（增強）馬高，后期初夏4、5月孟灣TS不發生（多發、早發）。

3）從越赤道氣流來看，當關鍵區海溫異常偏高時，1—5月東半球越赤道氣流相對偏弱，導致南北半球之間的動量、質量交換減弱。相反地，當關鍵區海溫異常偏低時，1—5月東半球越赤道氣流較常年均偏強，南北半球之間的動量、質量交換增強。特別地，從冬末到初夏，索馬里越赤道氣流和孟加拉越赤道氣流變化有較好的持續性，且變化也最明顯。

4）當關鍵區海溫出現負異常信號時，如果索馬里越赤道氣流稍偏弱（強）、新幾內亞越赤道氣流稍偏強（弱），則在后期4、5月，孟灣TS不爆發（爆發較早），即索馬里越赤道氣流和新幾內亞越赤道氣流存在弱的反位相協同變化時，對孟加拉灣TS有較好的指示意義。

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Study on the relationship between early summer storm in the Bay of Bengal and

previous Indian Ocean SST

JIN Yan1，YAN Hongming1，WAN Yunxia2，MA Yonglin3

1Yunnan Climate Centre，Kunming 650032，China;

2Yunnan Meteorological Service Centre，Kunming 650032，China;

3Chuxiong Meteorological Bureau of Yunnan，Chuxiong 675000，China

In this study，using the northern Indian Ocean storms data collected since 1972?and released by JTWC，along with NCEP/NCAR monthly reanalysis data and JMA mean?monthly SST data，we analyzed the relationship between the early summer storm?activity in the Bay of Bengal and the previous Indian Ocean SST.The results show?that the TS activity in April and May of the Bay of Bengal and the SST of the?Indian Ocean to the west of Australia have a significant negative?correlation，namely the outbreak time of TS in the Bay of Bengal is late or the?TS does not occur when the SST in the key areas is high.In addition，when the SST?of the important areas is low，there are two scenarios for storm activity.If the?Indian Ocean SST north of 30°S is slightly cold （warm） and that of the?southeast and southwest Indian Ocean is slightly warm （cold），then the early?summer TS appears less frequently or not at all （multiple and early）.Further?analysis shows that the local circulation changes caused by the high （low） SST?in the key area，i.e.the Indian Ocean，leads to the weak （strong） Maschlin high?and weak （strong） transequatorial current in the Eastern Hemisphere，which are?likely the main reasons for the occurrence time of TS being late （early） and the?TS frequency being lower （higher） in early summer.Moreover，when the Somali-equatorial flow and the New Guinea-equatorial airflow undergo weak antipodean?synergistic changes，there is a better indication of TS in the Bay of Bengal.

Bay of Bengal storm;Indian Ocean SST;Maschlin high;transequatorial current

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20190308001

（責任編輯：袁東敏）