《大气科学》：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展（吴国雄、段安民、刘屹岷、颜京辉、刘伯奇、任素玲、张亚妮、王同美、梁潇云、关月）.pdf_大学文库

第37卷第2期大气科学 Vol.37,No.2 2013年3月 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Mar.2013 吴国雄，段安民，刘屹岷，等.2013.关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展)大气科学，37(2211-228，doi:10.38785.iss.1006-98952012. 12312.Wu Guoxiong,Duan Anmin,Liu Yimin,et al.2013.Recent advances in the study on the dynamics of the Asian summer monsoon onset [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese),37(2):211-228. 关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展吴国雄1段安民1刘屹岷1颜京辉2刘伯奇13 任素玲4 张亚妮5王同美6梁潇云2关月5 1中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室(LASG),北京100029 2中国气象局国家气候中心，北京100081 3南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室(KLME),南京210044 4中国气象局国家卫星中心，北京100081 5中国气象局国家气象中心，北京100081 6中山大学大气科学系，广州510275 摘要资料分析显示，与850hPa风场相比，地面风的变化能更好地表征亚洲各季风系统的特征。基于地面风的季节性反转和降水的显著变化所构建的亚洲夏季风(ASM)爆发指数和等时线图表明：亚洲热带夏季风(TASM) 在5月初首先在孟加拉湾(BOB)东南部爆发后不是向西传播，而是向东经中印半岛向东推进，于5月中到达中国南海(SCS),6月初到达热带西北太平洋。印度夏季风的表面低压系统源于近赤道阿拉伯海地区，于6月初到达印度西南部喀拉拉邦，印度夏季风随之爆发。亚洲副热带夏季风(STASM)5月初在西北太平洋日本本州东南的海区发生后向西南伸展，于6月初与南海季风降水区连接，形成东北一西南向雨带，夏季风在中国东南沿海登陆，日本的“梅雨” (Baiu)开始。6月中该雨带向北到达长江流域和韩国，江淮梅雨和韩国的“梅雨”(Changma)开始。本文还回顾了亚洲热带夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展。春季青藏高原和南亚海陆分布的联合强迫作用使海表温度(SST)在BOB中东部形成短暂但强盛的暖池，在高层南亚高压的抽吸作用下，常伴有季风爆发涡旋(MOV)发展，使冬季连续带状的副高脊线在孟加拉湾东部断裂，导致亚洲热带季风首先在BOB爆发。BOB 东/西部有东/西风型垂直切变，利于激发/抑制对流活动，并增加/减少海洋向大气的表面感热加热，从而使得亚洲夏季风爆发的向西传播在BOB西海岸遇到屏障。季风爆发逐渐向东伸展引发南海和热带西太平洋夏季风相继爆发。季风降水释放的强大潜热使南亚高压发展西伸，纬向非对称位涡强迫显著增强：在阿拉伯半岛强烈的表面感热加热所诱发的中层阿拉伯反气旋的共同作用下，位于阿拉伯海近赤道的低压系统北移发展成为季风爆发涡旋，导致印度季风爆发。由此可见，历时约一个月的亚洲热带夏季风爆发的三个阶段（孟加拉湾、南海和印度季风爆发)是发生在特定的地理环境下受特定的动力一热力学规律驱动的接续过程。关键词青藏高原南亚高压纬向非对称位涡强迫孟加拉湾春季暖池季风爆发涡旋文章编号1006-9895(2013)02-0211-18 中图分类号P433 文献标识码A doi10.3878.issn.1006-9895.2012.12312 Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset WU Guoxiong,DUAN Anmin',LIU Yimin,YAN Jinghui,LIU Boqi3 REN Suling',ZHANG Yanis,WANG Tongmei,LIANG Xiaoyun2,and GUAN Yue 收稿日期2012-10-15,2012-10-16收修定稿资助项目科技部国家重点基础研究专项2010CB950403、2012CB417203,国家自然科学基金项目40925015、40875034、41275088、41175070、40975047 作者简介吴国雄，男，1943年出生，研究员，研究方向：天气、气候动力学。E-mail:gxwu@lasg.iap.ac.cn 通讯作者段安民，E-mail:amduan(@lasg.iap.ac.cn ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

第 37 卷第 2 期 2013 年 3 月大气科学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37, No. 2 Mar. 2013 吴国雄，段安民，刘屹岷，等. 2013. 关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 [J]. 大气科学, 37 (2): 211–228, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012. 12312. Wu Guoxiong, Duan Anmin, Liu Yimin, et al. 2013. Recent advances in the study on the dynamics of the Asian summer monsoon onset [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (2): 211–228. 关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展吴国雄 1 段安民 1 刘屹岷 1 颜京辉 2 刘伯奇 1, 3 任素玲 4 张亚妮 5 王同美 6 梁潇云 2 关月 5 1 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG），北京 100029 2 中国气象局国家气候中心，北京 100081 3 南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室（KLME），南京 210044 4 中国气象局国家卫星中心，北京 100081 5 中国气象局国家气象中心，北京 100081 6 中山大学大气科学系，广州 510275 摘要资料分析显示，与 850 hPa 风场相比，地面风的变化能更好地表征亚洲各季风系统的特征。基于地面风的季节性反转和降水的显著变化所构建的亚洲夏季风（ASM）爆发指数和等时线图表明：亚洲热带夏季风（TASM）在 5 月初首先在孟加拉湾（BOB）东南部爆发后不是向西传播，而是向东经中印半岛向东推进，于 5 月中到达中国南海（SCS），6 月初到达热带西北太平洋。印度夏季风的表面低压系统源于近赤道阿拉伯海地区，于 6 月初到达印度西南部喀拉拉邦，印度夏季风随之爆发。亚洲副热带夏季风（STASM）5 月初在西北太平洋日本本州东南的海区发生后向西南伸展，于 6 月初与南海季风降水区连接，形成东北—西南向雨带，夏季风在中国东南沿海登陆，日本的“梅雨” （Baiu）开始。6 月中该雨带向北到达长江流域和韩国，江淮梅雨和韩国的“梅雨”(Changma) 开始。本文还回顾了亚洲热带夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展。春季青藏高原和南亚海陆分布的联合强迫作用使海表温度（SST）在 BOB 中东部形成短暂但强盛的暖池，在高层南亚高压的抽吸作用下，常伴有季风爆发涡旋（MOV）发展，使冬季连续带状的副高脊线在孟加拉湾东部断裂，导致亚洲热带季风首先在 BOB 爆发。BOB 东/西部有东/西风型垂直切变，利于激发/抑制对流活动，并增加/减少海洋向大气的表面感热加热，从而使得亚洲夏季风爆发的向西传播在 BOB 西海岸遇到屏障。季风爆发逐渐向东伸展引发南海和热带西太平洋夏季风相继爆发。季风降水释放的强大潜热使南亚高压发展西伸，纬向非对称位涡强迫显著增强；在阿拉伯半岛强烈的表面感热加热所诱发的中层阿拉伯反气旋的共同作用下，位于阿拉伯海近赤道的低压系统北移发展成为季风爆发涡旋，导致印度季风爆发。由此可见，历时约一个月的亚洲热带夏季风爆发的三个阶段（孟加拉湾、南海和印度季风爆发）是发生在特定的地理环境下受特定的动力—热力学规律驱动的接续过程。关键词青藏高原南亚高压纬向非对称位涡强迫孟加拉湾春季暖池季风爆发涡旋文章编号 1006–9895(2013)02–0211–18 中图分类号 P433 文献标识码 A doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12312 Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset WU Guoxiong1 , DUAN Anmin1 , LIU Yimin1 , YAN Jinghui2 , LIU Boqi1, 3, REN Suling4 , ZHANG Yani5 , WANG Tongmei6 , LIANG Xiaoyun2 , and GUAN Yue5 收稿日期 2012–10–15，2012–10–16 收修定稿资助项目科技部国家重点基础研究专项 2010CB950403、2012CB417203，国家自然科学基金项目 40925015、40875034、41275088、41175070、40975047 作者简介吴国雄，男，1943 年出生，研究员，研究方向：天气、气候动力学。E-mail: gxwu@lasg.iap.ac.cn 通讯作者段安民，E-mail: amduan@lasg.iap.ac.cn

大气科学 37卷 212 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol.37 1 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics (LASG),Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029 2 National Climate Center,China Meteorological Administration,Beijing 100081 3 .Jiangsu Key Laboratory of Meteorological Disaster,Nanjing University of Information Science Technology,Nanjing 210044 4 National Satellite Meteorological Center,China Meteorological Administration,Beijing 100081 5 National Meteorological Center,China Meteorological Administration,Beijing 100081 6 Department of Atmospheric Sciences,Sun Yat-Sen University,Guangzhou 510275 Abstract The surface wind can be a better indicator of the onset of the Asian Summer Monsoon (ASM)system than the 850-hPa wind.The use of the new ASM onset index and analysis of pentad-isochrones,based on both the seasonal reversal of surface wind and the evident enhancement of rainfall,demonstrated that the onset of the Tropical Asian Summer Monsoon(TASM)first occurs over the southeastern Bay of Bengal(BOB)in May.It then propagates eastward to the Indochina Peninsula and reaches the South China Sea(SCS)in mid-May and the tropical North West Pacific (NWP) in early June.The surface depression of the Indian summer monsoon originates near the equatorial Arabian Sea,and then propagates northward to South Kerala in southwestern India in early June,indicating the onset of the Indian Summer Monsoon(ISM).In addition,the Subtropical Asian Summer Monsoon(STASM)is first formed over the NWP southeast of Honshu,Japan,and then it expands westward and merges into the precipitation zone of the SCS monsoon in early June, forming a northeast-southwest rainy belt.Almost at the same time,the summer monsoon reaches southeastern China and the Baiu in Japan also starts.In mid-June,the rainfall belt shifts northward to the Yangtze River and the Korean peninsula corresponding to the start of the Meiyu and Changma. This paper also reviews some recent progress in dynamics studies on the ASM onset.In spring,an evanescent but strong warm pool is formed in the central-eastern BOB due to the combined forcing of the Tibetan Plateau and the large-scale land-sea distribution in South Asia.Due to the coupling between this warm pool at the surface and the pumping effect of the South Asia High(SAH)in the upper troposphere,a Monsoon Onset Vortex(MOV)usually develops over the eastern BOB,breaking the ridgeline of the subtropical high that is continuous in winter,resulting in the first onset of TASM over the BOB.Furthermore,the vertical easterly/westerly shear over the eastern/western BOB prompts/inhibits the convection and increases/decreases the surface sensible heat transfer from ocean to atmosphere,resulting in a monsoon onset barrier over the west coast of the BOB that prevents the westward propagation of the monsoon onset. Hence,the monsoon onset can expand only eastward followed by the successive onset of the SCS and the tropical West Pacific summer monsoon.The strong latent heat released by the monsoon rainfall induces the westward development of the SAH and the conspicuous strengthening of zonal asymmetric potential vorticity (PV)forcing.Accompanied by the mid-troposphere anticyclone over the Arabian Peninsula stimulated by strong local surface sensible heating,the depression near the equatorial Arabian Sea moves northward and grows to a monsoon onset vortex,causing the ISM onset. Overall,the three phases(i.e.,the BOB,the SCS,and the Indian summer monsoon onset)of the TASM onset that persist for about one month can be considered as a consequential process driven by certain dynamic-thermodynamic rules covering a specific geographic environment,including the Tibetan Plateau and the land-sea distribution in South Asia. Keywords Tibetan Plateau,South Asia high,Zonal asymmetric PV forcing,BOB warm pool in spring,Monsoon onset vortex 1引言来研究季风爆发(Wang et al.,2008),另有很多研究则聚焦于季风爆发的过程(Ding,l992:Xie and 太阳高度角的年循环诱发了海一陆热力差异 Saiki,1999:Chang,2004:Wang,2006). 的季节变化(Webster et al.,1998)。季风则是由于风和降水是定义季风爆发的两个基本物理量。大气环流对海一陆热力差异季节变化的响应导致与Ramage(1971)用1月和7月稳定持续的盛行的天气变化，包括风场和降水的变化。季风爆发以风反向定义季风区域不同，关于亚洲夏季风(ASM) 盛行风向的改变和剧烈降水的出现为特征。亚洲爆发和演变的近期研究或用850hPa或700hPa风季风的爆发预示着大气能量和水分循环的急速加场的反向作为判据(Webster and Yang,l992:Wu and 强，并对社会和经济有重大影响。不同判据被提出 Zhang,1998:张永生和吴国雄，1998：Wang and Fan, ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

大气科学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 212 Vol. 37 1 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics (LASG), Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029 2 National Climate Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081 3 Jiangsu Key Laboratory of Meteorological Disaster, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044 4 National Satellite Meteorological Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081 5 National Meteorological Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081 6 Department of Atmospheric Sciences, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275 Abstract The surface wind can be a better indicator of the onset of the Asian Summer Monsoon (ASM) system than the 850-hPa wind. The use of the new ASM onset index and analysis of pentad-isochrones, based on both the seasonal reversal of surface wind and the evident enhancement of rainfall, demonstrated that the onset of the Tropical Asian Summer Monsoon (TASM) first occurs over the southeastern Bay of Bengal (BOB) in May. It then propagates eastward to the Indochina Peninsula and reaches the South China Sea (SCS) in mid-May and the tropical North West Pacific (NWP) in early June. The surface depression of the Indian summer monsoon originates near the equatorial Arabian Sea, and then propagates northward to South Kerala in southwestern India in early June, indicating the onset of the Indian Summer Monsoon (ISM). In addition, the Subtropical Asian Summer Monsoon (STASM) is first formed over the NWP southeast of Honshu, Japan, and then it expands westward and merges into the precipitation zone of the SCS monsoon in early June, forming a northeast–southwest rainy belt. Almost at the same time, the summer monsoon reaches southeastern China and the Baiu in Japan also starts. In mid-June, the rainfall belt shifts northward to the Yangtze River and the Korean peninsula corresponding to the start of the Meiyu and Changma. This paper also reviews some recent progress in dynamics studies on the ASM onset. In spring, an evanescent but strong warm pool is formed in the central–eastern BOB due to the combined forcing of the Tibetan Plateau and the large-scale land–sea distribution in South Asia. Due to the coupling between this warm pool at the surface and the pumping effect of the South Asia High (SAH) in the upper troposphere, a Monsoon Onset Vortex (MOV) usually develops over the eastern BOB, breaking the ridgeline of the subtropical high that is continuous in winter, resulting in the first onset of TASM over the BOB. Furthermore, the vertical easterly/westerly shear over the eastern/western BOB prompts/inhibits the convection and increases/decreases the surface sensible heat transfer from ocean to atmosphere, resulting in a monsoon onset barrier over the west coast of the BOB that prevents the westward propagation of the monsoon onset. Hence, the monsoon onset can expand only eastward followed by the successive onset of the SCS and the tropical West Pacific summer monsoon. The strong latent heat released by the monsoon rainfall induces the westward development of the SAH and the conspicuous strengthening of zonal asymmetric potential vorticity (PV) forcing. Accompanied by the mid-troposphere anticyclone over the Arabian Peninsula stimulated by strong local surface sensible heating, the depression near the equatorial Arabian Sea moves northward and grows to a monsoon onset vortex, causing the ISM onset. Overall, the three phases (i.e., the BOB, the SCS, and the Indian summer monsoon onset) of the TASM onset that persist for about one month can be considered as a consequential process driven by certain dynamic–thermodynamic rules covering a specific geographic environment, including the Tibetan Plateau and the land–sea distribution in South Asia. Keywords Tibetan Plateau, South Asia high, Zonal asymmetric PV forcing, BOB warm pool in spring, Monsoon onset vortex 1 引言太阳高度角的年循环诱发了海—陆热力差异的季节变化（Webster et al.，1998）。季风则是由于大气环流对海—陆热力差异季节变化的响应导致的天气变化，包括风场和降水的变化。季风爆发以盛行风向的改变和剧烈降水的出现为特征。亚洲季风的爆发预示着大气能量和水分循环的急速加强，并对社会和经济有重大影响。不同判据被提出来研究季风爆发（Wang et al.，2008），另有很多研究则聚焦于季风爆发的过程（Ding, 1992；Xie and Saiki，1999；Chang，2004；Wang，2006）。风和降水是定义季风爆发的两个基本物理量。与 Ramage（1971）用 1 月和 7 月稳定持续的盛行风反向定义季风区域不同，关于亚洲夏季风（ASM）爆发和演变的近期研究或用 850 hPa 或 700 hPa 风场的反向作为判据（Webster and Yang，1992；Wu and Zhang，1998；张永生和吴国雄，1998；Wang and Fan

2期吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 No.2 WU Guoxiong et al.Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 213 1999),或用降水的急剧增加（或向外长波辐射OLR 图中矩形和三角形所界定的区域风的反向并不显的突然减少)作为判据(Yoshino,1966:Wang, 著。例如1月和7月，印度北部均为偏西风，孟加 2006)。由于资料和判据的差异，出现了不同的亚拉湾东北部和青藏高原东南侧均为偏南风：而在东洲夏季风爆发等时线图(Tao and Chen,1987: 北亚地区，包括华东、华北、朝鲜半岛和日本本州 Tanaka,1992:Lau and Yang,1997:Wang and LinHo, 等地，1月西北风和7月西南风之间的变化角度也 2002)。这些等时线图在印度地区大致一致，但在小于90°。另一方面，在亚洲的大部分地区，地表其他亚洲季风区则存在明显区别。只使用降水作为风场在1月（图1c)和7月（图1d)基本反向，季风判据不能把季风降水与其它类型降水区分开唯一例外出现在高原东南隅。1月份表面风场从亚来。例如2月底至5月发生在华南地区的早春雨其洲大陆向邻近海面辐散，形成强烈的冬季东北季强度超过5mmd,主要是斜压锋面降水，而非季风：7月份，风场逆转形成亚洲夏季风。在上述850 风降水。只用风向改变作为判据，则不能把习惯上 hPa风场季节性变化不明显的区域（图1a、b),表发生在近地面的季风爆发与一般的季节转换区分面风场的反向变化却非常明显，而且应用表面风场开来，例如，Li and Zeng(2002)的分析表明，季去研究季风真正表达了阿拉伯语“mausem”的含节性的风向变化不仅发生在通常意义的季风区，也义。发生在高纬度和平流层，例如早春平流层极地的爆 2.2用偏西南风出现去定义夏季风爆发的局限性发性增温。图2给出亚洲不同区域候平均降水量的南北进本文用风向逆转和激烈降水发生作为共同判退和季节变化（等值线）。在冬季，所有区域大于5 据去研究ASM的爆发。所用的资料包括美国气候 mmd的降水均出现在10N以南。春夏之交雨带预测中心(CPC)的融合降水资料(CMAP:Xie and 开始向北推进，5月初到达BOB的东南岸（图2b、 Arkin,1997)和美国国家环境预测中心(NCEP)/ f)和中印半岛（图2c、g),5月中到达南海（图国家大气研究中心(NCAR)的再分析资料(Kalnay, 2d、h),6月初到达印度西南部（图2a、e)。发生 1996),以及欧洲中期预报中心(ECMWF)的再分在(22N~30N)的华南早春雨(Wan and Wu,.2007) 析数据集ERA40(Uppala et al.,2005)。各节安排如在2月份的强度为3mmd,到3月中旬己达5 下：第二节比较了地面风变化和850hPa风场变化 mmd(图2d、h),然后在6月初并入北传的东亚定义季风爆发的异同，阐述了使用地面风的优越季风雨带中。性，由此定义了新的季风爆发指标，并由此分析了图2a-d中还迭加了850hPa候平均风场的变 ASM的爆发和演变过程。第3节分析了对流层低化，从中可见冬季在各个区域赤道至15N地区均层海陆气相互作用和高层南亚高压抽吸作用对孟受偏东风（橙色）控制。随着季节推进，偏东风逐加拉湾(BOB)季风爆发的共同影响，强调了青藏渐被偏西风（绿色）或西南风（蓝色）代替。在BOB 高原在导致亚洲季风最早在BOB东南部爆发的锚 (图2b)、中南半岛（图2c)和南海（图2d),风定作用。第4节证明在BOB季风爆发后，其西岸向的更替时间与强降水出现的时间大致吻合，但在附近的海气状况形成一障碍栅，季风爆发向西传播印度地区（图2a)偏东风被偏西风替代出现在4月受阻而只能向东传播，导致中国南海(SCS)季风下旬，远早于强降水出现的时间。在所有区域20N 和西北太平洋热带季风相继爆发。第5节讨论了与以北地区，从冬到夏则几乎都受偏西风或西南风控南亚高压不稳定发展西伸相联系的对流层高层纬制，在这些纬度带很难用850hPa风向的反转去定向非对称位涡(PV)强迫和阿拉伯半岛强烈的感热义季风爆发（图1a和1b)。加热在印度夏季风爆发中的作用。讨论和结论在第图2e-h中所迭加的是10m表面风，可以看 6节给出。出用其表征季风特征具有一定的优越性。除了图 2 亚洲夏季风的爆发过程 2e和2f中的青藏高原地区，冬季盛行风向为一致的东北风或偏北风：东亚地区强降水的出现一般 2.1不同风场所定义的季风区域的差异与西南风的建立相伴（图2e-g):在东亚地区的华图1表明在许多亚洲区域850hPa风场在1月南早春雨伴有弱的偏东风，而季风降水则与偏南 (图1a)和7月（图1b)反向。仔细分析发现在风相伴（图2h)。不过，在90E~110E区域（图 ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

2 期 No. 2 吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 WU Guoxiong et al. Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 213 1999），或用降水的急剧增加（或向外长波辐射 OLR 的突然减少）作为判据（Yoshino，1966；Wang， 2006）。由于资料和判据的差异，出现了不同的亚洲夏季风爆发等时线图（Tao and Chen，1987； Tanaka，1992；Lau and Yang，1997；Wang and LinHo， 2002）。这些等时线图在印度地区大致一致，但在其他亚洲季风区则存在明显区别。只使用降水作为季风判据不能把季风降水与其它类型降水区分开来。例如 2 月底至 5 月发生在华南地区的早春雨其强度超过 5 mm d–1，主要是斜压锋面降水，而非季风降水。只用风向改变作为判据，则不能把习惯上发生在近地面的季风爆发与一般的季节转换区分开来，例如，Li and Zeng（2002）的分析表明，季节性的风向变化不仅发生在通常意义的季风区，也发生在高纬度和平流层，例如早春平流层极地的爆发性增温。本文用风向逆转和激烈降水发生作为共同判据去研究 ASM 的爆发。所用的资料包括美国气候预测中心（CPC）的融合降水资料（CMAP；Xie and Arkin，1997）和美国国家环境预测中心（NCEP）/ 国家大气研究中心（NCAR）的再分析资料（Kalnay， 1996），以及欧洲中期预报中心（ECMWF）的再分析数据集 ERA40（Uppala et al., 2005）。各节安排如下：第二节比较了地面风变化和 850 hPa 风场变化定义季风爆发的异同，阐述了使用地面风的优越性，由此定义了新的季风爆发指标，并由此分析了 ASM 的爆发和演变过程。第 3 节分析了对流层低层海陆气相互作用和高层南亚高压抽吸作用对孟加拉湾（BOB）季风爆发的共同影响，强调了青藏高原在导致亚洲季风最早在 BOB 东南部爆发的锚定作用。第 4 节证明在 BOB 季风爆发后，其西岸附近的海气状况形成一障碍栅，季风爆发向西传播受阻而只能向东传播，导致中国南海（SCS）季风和西北太平洋热带季风相继爆发。第 5 节讨论了与南亚高压不稳定发展西伸相联系的对流层高层纬向非对称位涡（PV）强迫和阿拉伯半岛强烈的感热加热在印度夏季风爆发中的作用。讨论和结论在第 6 节给出。 2 亚洲夏季风的爆发过程 2.1 不同风场所定义的季风区域的差异图 1 表明在许多亚洲区域 850 hPa 风场在 1 月（图 1a）和 7 月（图 1b）反向。仔细分析发现在图中矩形和三角形所界定的区域风的反向并不显著。例如 1 月和 7 月，印度北部均为偏西风，孟加拉湾东北部和青藏高原东南侧均为偏南风；而在东北亚地区，包括华东、华北、朝鲜半岛和日本本州等地，1 月西北风和 7 月西南风之间的变化角度也小于 90°。另一方面，在亚洲的大部分地区，地表风场在 1 月（图 1c）和 7 月（图 1d）基本反向，唯一例外出现在高原东南隅。1 月份表面风场从亚洲大陆向邻近海面辐散，形成强烈的冬季东北季风；7 月份，风场逆转形成亚洲夏季风。在上述 850 hPa 风场季节性变化不明显的区域（图 1a、b），表面风场的反向变化却非常明显，而且应用表面风场去研究季风真正表达了阿拉伯语“mausem”的含义。 2.2 用偏西南风出现去定义夏季风爆发的局限性图 2 给出亚洲不同区域候平均降水量的南北进退和季节变化（等值线）。在冬季，所有区域大于 5 mm d–1 的降水均出现在 10°N 以南。春夏之交雨带开始向北推进，5 月初到达 BOB 的东南岸（图 2b、 f）和中印半岛（图 2c、g），5 月中到达南海（图 2d、h），6 月初到达印度西南部（图 2a、e）。发生在（22°N～30°N）的华南早春雨（Wan and Wu，2007）在 2 月份的强度为 3 mm d–1，到 3 月中旬已达 5 mm d–1（图 2d、h），然后在 6 月初并入北传的东亚季风雨带中。图 2a–d 中还迭加了 850 hPa 候平均风场的变化，从中可见冬季在各个区域赤道至 15°N 地区均受偏东风（橙色）控制。随着季节推进，偏东风逐渐被偏西风（绿色）或西南风（蓝色）代替。在 BOB （图 2b）、中南半岛（图 2c）和南海（图 2d），风向的更替时间与强降水出现的时间大致吻合，但在印度地区（图 2a）偏东风被偏西风替代出现在 4 月下旬，远早于强降水出现的时间。在所有区域 20°N 以北地区，从冬到夏则几乎都受偏西风或西南风控制，在这些纬度带很难用 850 hPa 风向的反转去定义季风爆发（图 1a 和 1b）。图 2e–h 中所迭加的是 10 m 表面风，可以看出用其表征季风特征具有一定的优越性。除了图 2e 和 2f 中的青藏高原地区，冬季盛行风向为一致的东北风或偏北风；东亚地区强降水的出现一般与西南风的建立相伴（图 2e–g）；在东亚地区的华南早春雨伴有弱的偏东风，而季风降水则与偏南风相伴（图 2h）。不过，在 90°E～110°E 区域（图

大气科学 37卷 214 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol.37 850 hPa 60N 60N 45N 45N 30N 30N 5 EQ EQ 40E 60E 80E 100E120E140E160E 40E 60E 80E 100E120E 140E160E 60N (d) 45 45N 50N 30N 15N 15N EQ EQ 40E60E80E100E120E140E160E 40E 60E 80E100E120E140E160E 图11月(a、c)和7月(b、d)平均的850hPa(a、b)和地表10m(c、d)流场的分布。图中矩形和三角形所围区域指示该区域1月和7月的风向在850hPa没有重要反向，但是在地面风场的反向显著 Fig.I Distributions of Jan (a,c)and Jul (b,d)mean stream fields at 850 hPa (a,b)and at 10 m above the surface (c,d).The regions enclosed by rectangles and triangles denote where the wind-direction does not change significantly between winter and summer at 850 hPa but does near the surface 2f、g)15N~25N附近，西南风的出现比强降图3与图2相同，但用△0取代实际风，并根水出现要早一个月，华南的季风降水区的西南风据Mao et al..(2003)夏季风建立的判据要求出现东在夏季也受偏南风或东南风干扰（图2h)。这些均风型垂直切变（山200-g0≤0）。图3a-d是基于850 表明单纯用西南风的出现去定义季风爆发存在局 hPa的风场所得的△日.在不同季风区的时空分布，限性。与图1a、b所示的结果一致，各区中20N~30N 2.3风向改变和夏季风爆发纬带中△日都很小，表明使用高空风不能表征该纬从图2中可看出，强降水的出现常伴有风向的度带的季风现象。图3e-h与图3a-d相同，只不过改变。因此，用风向的改变而非风向本身应当能更应用的是10m风场。图3右侧是相应经度区域平好地定义夏季风爆发。为此，我们采用通常的风向均的地形高度随纬度的分布。各区在高原南坡风向角定义：的季节变化均小于100°，表明青藏高原区域季风 0 u=0,v0 100°的风向变化首先出现在热带，然后逐渐向北移 0= (1) 180° 动。通常这种显著风向角的改变的北移与夏季强降 u=0,v180° 判据： △8，= (2) 1.该区域上空的南北温差逆转，出现东风型垂 8,-8+360当8，-日<-180 直切变：ou/az≤0： ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

大气科学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 214 Vol. 37 2f、g）15°N～25°N 附近，西南风的出现比强降水出现要早一个月，华南的季风降水区的西南风在夏季也受偏南风或东南风干扰（图 2h）。这些均表明单纯用西南风的出现去定义季风爆发存在局限性。 2.3 风向改变和夏季风爆发从图 2 中可看出，强降水的出现常伴有风向的改变。因此，用风向的改变而非风向本身应当能更好地定义夏季风爆发。为此，我们采用通常的风向角定义： 1 1 0 270 tan ( ) 180 0, 0; 0; 0, 0; 90 tan 0; ( ) u v u v v u u u u v                    ° ° ° ° （1）北风、东风、南风和西风各定义为 0°、90°、180° 和 270°，而风向角变化（  ）则定义为各候的风向角t 相对于 1 月平均风向角1 的变化，即：     1 1 1 1 80 360 1 360 80 1 t t t t t                    ° ° ° 当 ° 当（2）图 3 与图 2 相同，但用 t 取代实际风，并根据 Mao et al.（2003）夏季风建立的判据要求出现东风型垂直切变（u200 – u850≤0）。图 3a–d 是基于 850 hPa 的风场所得的 t 在不同季风区的时空分布，与图 1a、b 所示的结果一致，各区中 20°N～30°N 纬带中 t 都很小，表明使用高空风不能表征该纬度带的季风现象。图 3e–h 与图 3a–d 相同，只不过应用的是 10 m 风场。图 3 右侧是相应经度区域平均的地形高度随纬度的分布。各区在高原南坡风向的季节变化均小于 100°，表明青藏高原区域季风的特殊性。表面风变化表明，在所有季风区，大于 100°的风向变化首先出现在热带，然后逐渐向北移动。通常这种显著风向角的改变的北移与夏季强降水的出现是同步的。由此可见，用地面风的变化去表征夏季风的爆发能更好地与强降水的出现相匹配。 2.4 亚洲夏季风爆发过程根据上述分析可以确定如下的亚洲季风爆发判据： 1. 该区域上空的南北温差逆转，出现东风型垂直切变：  u z / 0 ≤ ；图 1 1 月（a、c）和 7 月（b、d）平均的 850 hPa（a、b）和地表 10 m（c、d）流场的分布。图中矩形和三角形所围区域指示该区域 1 月和 7 月的风向在 850 hPa 没有重要反向，但是在地面风场的反向显著 Fig. 1 Distributions of Jan (a, c) and Jul (b, d) mean stream fields at 850 hPa (a, b) and at 10 m above the surface (c, d). The regions enclosed by rectangles and triangles denote where the wind-direction does not change significantly between winter and summer at 850 hPa but does near the surface

2期吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 No.2 WU Guoxiong et al.Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 217 在25候，ASM爆发等时线出现在BOB东南其冬季激发的偶极型定常波和夏季的热力抽吸作部10N附近。这时，海陆热力差异出现夏季型用均在南侧及华南产生相似的偏南气流（王同美 (Mao et al.,2003),BOB夏季风爆发(Wu and 等，2009)，季节变化不显著。在这些地区，地面 Zhang,1998;吕俊梅等，2006)。然后，等时线规则风比高空风能更准确地描述大气环流的季节变化。地北移，5月底(30候)到达BOB北端。 3孟加拉湾夏季风爆发的动力问题 (2)中国南海(SCS)夏季风爆发(5月15~ 20日，28候) 利用副热带高压脊面随高度向暖区倾斜的在季风爆发等时线向北推进的同时，也迅速向特征，Mao et al.(2003)提出了夏季风爆发的指标，东传播。26候到达中印半岛西部：约10d后，于根据这一指标可确定逐年ASM在BOB首先爆发的 28候夏季风爆发区域东伸至南海中部，SCS夏日期(D0)。把每年的D0作为时间坐标原点，重季风爆发：6月初(31候)，亚洲热带夏季风区新排列气象要素时间序列：再把历年的这种序列依域继续东伸至菲律宾东部，热带西太平洋夏季风原点D0求气候平均，即可得到该要素的依时间爆发。 (D-i,,D-2,D-1,D0,D+1,D+2,,D+i)排列 (3)印度夏季风爆发(6月1~5日，31候) 的组合序列。后面即以此序列为依据研究平均的图4的一个显著特征是BOB季风爆发后，其 ASM爆发过程。西传在BOB西岸受阻。而印度夏季风的爆发源自 3.1副高脊线断裂和季风爆发涡旋 25候时出现在阿拉伯海近赤道的对流降水。它随后图5给出BOB夏季风爆发前后(D-3至D+2) 规律北进，于31候抵达印度西南部的喀拉拉邦，降水和700hPa流场的变化。在季风爆发前（图印度夏季风爆发。 5a-c),自西向东连续的副高脊线位于15N~20N (4)西太平洋刷热带季风爆发(5月1~5日，之间，其南面(10N一15N)的带状东风将其北面 25候) 的副热带西风和近赤道西风分割开来。这时，BOB 第25候在日本本州东南海面(32N,150E) 区域的降水局限于10N以南。季风爆发时和爆发附近就出现满足判据(3)的夏季风征兆。与上述以后（图5d-f),BOB上空受深槽控制，副高脊线其他亚洲热带季风系统不同，该季风区出现在西太在BOB东部断裂，近赤道西风通过槽前的西南气副高的北侧，且其风向季节逆转是冬季偏北风向夏流与副热带西风链接，原存在于10N以南的大量季偏南风的变化（图1c、d)。随后这一副热带季风水汽向BOB东部、中印半岛和华南输送并形成剧在强度和范围上开始迅速发展。第31候，该副热烈降水，BOB夏季风爆发(Liu et al.,2012)。带季风区向西南延伸，并与南海热带季风连接，夏仔细分析图5发现，副高脊线的断裂与BOB 季风在华南登陆，日本的“梅雨”(Baiu)开始，形地区低对流层涡旋发展有关。在BOB季风爆发前成一条东北一西南走向的强雨带，并在夏季经常维 (图5a-c),在赤道西风和两半球热带东风之间形持。成以赤道为准对称的气旋对，季风爆发前（图5c) (5)梅雨期开始(6月10~14日，33候) 和爆发期间（图5d-f),北面的气旋突然加强形成第33候夏季风爆发等时线向北跃进至长江流季风爆发涡旋(MOV),并向北移动，与原存在BOB 域，中国梅雨和朝鲜半岛的“梅雨”(Changma)开北部的印缅槽合并，从而使连续的副高带断裂。始，日本的Baiu则进一步发展，至6月末，东亚夏 3.2BOB春季暖池和季风爆发涡旋的发生发展季风爆发前沿己抵达华北南部，整个亚洲进入盛夏每年在ASM爆发前，在BOB的中部都会出现季节。一时间短暂(1~一2个月)而强度很大(>31C)的上面的分析表明，与高空风相比，使用地面风暖池(Wu et al..,，2011,2012a)。图6a是2003年场能更好地表述亚洲夏季风爆发和演变中的天气 BOB区域平均的海表温度(SST)的季节变化，它特点，并由此证明在夏季风爆发时风向的改变和剧从1月的27.5℃左右跃升至5月初的30.3℃，在季烈天气的出现是一致的。这是因为冬季陆面上的冷风爆发后，海温急刷下降。从4月最后一周和第一高压是一个薄弱的近地面系统，风向的季节变化在周的SST差异（图6b)看，BOB主要升温区在中近地层十分明显：中低空环流受青藏高原的影响，部和东部，西部则为降温区：这使得4月初SST较 ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

2 期 No. 2 吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 WU Guoxiong et al. Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 217 在 25 候，ASM 爆发等时线出现在 BOB 东南部 10°N 附近。这时，海陆热力差异出现夏季型（Mao et al.，2003），BOB 夏季风爆发（Wu and Zhang, 1998; 吕俊梅等，2006）。然后，等时线规则地北移，5 月底（30 候）到达 BOB 北端。（2）中国南海（SCS）夏季风爆发（5 月 15～ 20 日，28 候）在季风爆发等时线向北推进的同时，也迅速向东传播。26 候到达中印半岛西部；约 10 d 后，于 28 候夏季风爆发区域东伸至南海中部，SCS 夏季风爆发；6 月初（31 候），亚洲热带夏季风区域继续东伸至菲律宾东部，热带西太平洋夏季风爆发。（3）印度夏季风爆发（6 月 1～5 日，31 候）图 4 的一个显著特征是 BOB 季风爆发后，其西传在 BOB 西岸受阻。而印度夏季风的爆发源自 25 候时出现在阿拉伯海近赤道的对流降水。它随后规律北进，于 31 候抵达印度西南部的喀拉拉邦，印度夏季风爆发。（4）西太平洋副热带季风爆发（5 月 1～5 日， 25 候）第 25 候在日本本州东南海面（32°N，150°E）附近就出现满足判据（3）的夏季风征兆。与上述其他亚洲热带季风系统不同，该季风区出现在西太副高的北侧，且其风向季节逆转是冬季偏北风向夏季偏南风的变化（图 1c、d）。随后这一副热带季风在强度和范围上开始迅速发展。第 31 候，该副热带季风区向西南延伸，并与南海热带季风连接，夏季风在华南登陆，日本的“梅雨”（Baiu）开始，形成一条东北—西南走向的强雨带，并在夏季经常维持。（5）梅雨期开始（6 月 10～14 日，33 候）第 33 候夏季风爆发等时线向北跃进至长江流域，中国梅雨和朝鲜半岛的“梅雨”（Changma）开始，日本的 Baiu 则进一步发展，至 6 月末，东亚夏季风爆发前沿已抵达华北南部，整个亚洲进入盛夏季节。上面的分析表明，与高空风相比，使用地面风场能更好地表述亚洲夏季风爆发和演变中的天气特点，并由此证明在夏季风爆发时风向的改变和剧烈天气的出现是一致的。这是因为冬季陆面上的冷高压是一个薄弱的近地面系统，风向的季节变化在近地层十分明显；中低空环流受青藏高原的影响，其冬季激发的偶极型定常波和夏季的热力抽吸作用均在南侧及华南产生相似的偏南气流（王同美等，2009），季节变化不显著。在这些地区，地面风比高空风能更准确地描述大气环流的季节变化。 3 孟加拉湾夏季风爆发的动力问题利用副热带高压脊面随高度向暖区倾斜的特征，Mao et al.（2003）提出了夏季风爆发的指标，根据这一指标可确定逐年 ASM 在 BOB 首先爆发的日期（D0）。把每年的 D0 作为时间坐标原点，重新排列气象要素时间序列；再把历年的这种序列依原点 D0 求气候平均，即可得到该要素的依时间（D–i, …, D–2, D–1, D0, D+1, D+2, …, D+i）排列的组合序列。后面即以此序列为依据研究平均的 ASM 爆发过程。 3.1 副高脊线断裂和季风爆发涡旋图 5 给出 BOB 夏季风爆发前后（D–3 至 D+2）降水和 700 hPa 流场的变化。在季风爆发前（图 5a–c），自西向东连续的副高脊线位于 15°N～20°N 之间，其南面（10°N～15°N）的带状东风将其北面的副热带西风和近赤道西风分割开来。这时，BOB 区域的降水局限于 10°N 以南。季风爆发时和爆发以后（图 5d–f），BOB 上空受深槽控制，副高脊线在 BOB 东部断裂，近赤道西风通过槽前的西南气流与副热带西风链接，原存在于 10°N 以南的大量水汽向 BOB 东部、中印半岛和华南输送并形成剧烈降水，BOB 夏季风爆发（Liu et al.，2012）。仔细分析图 5 发现，副高脊线的断裂与 BOB 地区低对流层涡旋发展有关。在 BOB 季风爆发前（图 5a–c），在赤道西风和两半球热带东风之间形成以赤道为准对称的气旋对，季风爆发前（图 5c）和爆发期间（图 5d–f），北面的气旋突然加强形成季风爆发涡旋（MOV），并向北移动，与原存在 BOB 北部的印缅槽合并，从而使连续的副高带断裂。 3.2 BOB 春季暖池和季风爆发涡旋的发生发展每年在 ASM 爆发前，在 BOB 的中部都会出现一时间短暂（1～2 个月）而强度很大（＞31°C）的暖池（Wu et al.，2011，2012a）。图 6a 是 2003 年 BOB 区域平均的海表温度（SST）的季节变化，它从 1 月的 27.5°C 左右跃升至 5 月初的 30.3°C，在季风爆发后，海温急剧下降。从 4 月最后一周和第一周的 SST 差异（图 6b）看，BOB 主要升温区在中部和东部，西部则为降温区；这使得 4 月初 SST 较

2期吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 No.2 WU Guoxiong et al.Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 219 冷的BOB东部海域（图6c)到4月末生成了中心向西伸展的脊线位于南亚10N附近，沿10°N SST>31℃的暖池（图6d)。MOV就在该暖池的南带南风盛行（图8a)。到了D-12,南海东部菲律宾边缘上形成。Krishnamuti et al.(1981)和Mak et al. 的经度上(120E~130E)北风发展，200hPa上 (1982)曾分别用正压不稳定和斜压不稳定去解释空南亚高压的雏形出现在南海上空。这是因为随着 MOV的形成，但这些机制仅涉及大气内部能量的季节的推进，对流层低层的暖湿偏东气流和对流活再分配。作为具有剧烈降水的MOV的形成需要有动逐渐从近赤道（图8d)向北移动，在菲律宾南部巨大的能量制造。2003年的个例分析表明，在BOB 形成对流降水（图8e)。由于该降水释放的潜热在暖池（图7d)南部边缘MOV形成的地方，存在较其北侧边缘的水平非均匀加热的负涡度强迫作用强的海表感热加热(>15Wm2)。由于加热出现在 (Liu et al.,2001:Liu et al.,2012),在菲律宾南部暖的区域，该处于是为低层大气MOV的激发提供 10N附近形成一个强度为-2.0×101s2的负涡有效位能。度强迫源（图8f)。它使其北侧(10N~20N)原 3.3青藏高原对ASM爆发的锚定作用来在400hPa以上盛行的南风（图8d)改变方向而亚洲夏季风的形成主要受热力驱动(Wu et al., 成为北风（图8e),并在南海上空激发出Gill型 2012b)。在梁潇云等(2005)的数值试验中，当青 (Gil,1980)反气旋式环流，导致南亚高压形成藏高原位于目前位置（中心约90E)时，ASM在 (图8b)。此后随着中印半岛降水增强，潜热加热 BOB首先爆发：当高原被西移30个纬距至60°E时，增大，SAH的中心逐渐向西北移动至中印半岛上 ASM在阿拉伯海首先爆发，比BOB夏季风爆发足空。其西南侧在偏东和偏东北气流之间形成“喇叭足西移30个经度。这表明青藏高原对ASM的爆发式”辐散场也加强北进，到D-1和D0(图8c),该有锚定作用，其原因可用2003年例子（图7）予以强烈的高层辐散场的强度已达8×106s以上，并说明(Wu et al.,2012a)。位于BOB南部。当该高空抽吸作用迭加在低层有青藏高原冬季激发的偶极型定常波（王同美效位能制造区（图7）形成“锁相”时，引起气旋等，2008)在印度中低空形成干冷的西北气流，使爆发性发展，而其上升运动释放的潜热又进一步加地一气温差加大，春季的印度大陆成为强的表面感强了高低空的耦合，于是MOV被激发，BOB季风热源(>150Wm2)。它强迫出强大的陆面低压，在爆发开始(Liu et al.2012)。 BOB西北沿海产生强大的低层西南气流，与近赤道 4 亚洲夏季风爆发屏障和南海季风西风一起形成了BOB中北部大范围的反气旋环流爆发和东南隅的气旋环流。水汽于是从BOB北部、阿拉伯海和南印度洋向BOB东南部辐合（图7a)。BOB 迄今发表的亚洲季风爆发等时线(Tao and 西部的西南气流在其沿岸激发出Sverdrup离岸海 Chen,1987:Tanaka,1992:Lau and Yang,1997: 流，表面暖海水向东堆积，下层冷海水上翻，使西 Webster and Yang,1998:Wang and LinHo,2002) 部的SST变冷（图7b)。而在反气旋控制下的BOB 都认为等时线从BOB自东向西传播。其实，在BOB 中北部，天气晴好风小，海表面能量收入高达240 季风爆发后，其西侧出现冬季环流型加强，形成不 Wm2以上，而因感热和潜热失去的能量却小于100 利于夏季风建立的季风爆发屏障，季风爆发只能向 Wm2。加之海洋混合层的厚度一般只有20m,强北向东传播。大的能量盈余用于加热浅薄的混合层使S$T迅速 4.1BOB季风爆发对高低空环流的影响升高，BOB暖池由此形成（图7b)。暖池南部气温颜京辉(2005)曾分析BOB夏季风爆发前后较高，表面感热加热较大，加之那里有水汽辐合上多年平均高低空副高脊线的变化。这里选用1998 升（图7a)释放潜热，于是气温和加热场的异常呈年作为个例，其过程与多年平均相同，但更加显著。正相关，大气获得大量的有效位能，为MOV的形该年BOB季风爆发出现在5月15~16日(Mao et al., 成提供了有利条件（图7c)。 2003)。 3.4南亚高压的形成和高层抽吸作用图9a展示了200hPa高压脊线在5月10~20 在BOB季风爆发半个月前并没有南亚高压日的逐日变化。随着季节的推进，脊线各处都向北 (SAH),200hPa上空从冬季热带西太平洋反气旋推进。但西段10d中从10N到20N只推进10个 ?1994-2015 China Academic Journal Electronic Publishing House.All rights reserved.http://www.cnki.net

2 期 No. 2 吴国雄等：关于亚洲夏季风爆发的动力学研究的若干近期进展 WU Guoxiong et al. Recent Advances in the Study on the Dynamics of the Asian Summer Monsoon Onset 219 冷的 BOB 东部海域（图 6c）到 4 月末生成了 SST＞31°C 的暖池（图 6d）。MOV 就在该暖池的南边缘上形成。Krishnamuti et al.（1981）和 Mak et al. （1982）曾分别用正压不稳定和斜压不稳定去解释 MOV 的形成，但这些机制仅涉及大气内部能量的再分配。作为具有剧烈降水的 MOV 的形成需要有巨大的能量制造。2003 年的个例分析表明，在 BOB 暖池（图 7d）南部边缘 MOV 形成的地方，存在较强的海表感热加热（＞15 W m–2）。由于加热出现在暖的区域，该处于是为低层大气 MOV 的激发提供有效位能。 3.3 青藏高原对 ASM 爆发的锚定作用亚洲夏季风的形成主要受热力驱动（Wu et al., 2012b）。在梁潇云等（2005）的数值试验中，当青藏高原位于目前位置（中心约 90°E）时，ASM 在 BOB 首先爆发；当高原被西移 30 个纬距至 60°E 时， ASM 在阿拉伯海首先爆发，比 BOB 夏季风爆发足足西移 30 个经度。这表明青藏高原对 ASM 的爆发有锚定作用，其原因可用 2003 年例子（图 7）予以说明（Wu et al.，2012a）。青藏高原冬季激发的偶极型定常波（王同美等，2008）在印度中低空形成干冷的西北气流，使地—气温差加大，春季的印度大陆成为强的表面感热源（＞150 W m–2）。它强迫出强大的陆面低压，在 BOB 西北沿海产生强大的低层西南气流，与近赤道西风一起形成了 BOB 中北部大范围的反气旋环流和东南隅的气旋环流。水汽于是从 BOB 北部、阿拉伯海和南印度洋向 BOB 东南部辐合（图 7a）。BOB 西部的西南气流在其沿岸激发出 Sverdrup 离岸海流，表面暖海水向东堆积，下层冷海水上翻，使西部的 SST 变冷（图 7b）。而在反气旋控制下的 BOB 中北部，天气晴好风小，海表面能量收入高达 240 W m–2以上，而因感热和潜热失去的能量却小于 100 W m–2。加之海洋混合层的厚度一般只有 20 m，强大的能量盈余用于加热浅薄的混合层使 SST 迅速升高，BOB 暖池由此形成（图 7b）。暖池南部气温较高，表面感热加热较大，加之那里有水汽辐合上升（图 7a）释放潜热，于是气温和加热场的异常呈正相关，大气获得大量的有效位能，为 MOV 的形成提供了有利条件（图 7c）。 3.4 南亚高压的形成和高层抽吸作用在 BOB 季风爆发半个月前并没有南亚高压（SAH），200 hPa 上空从冬季热带西太平洋反气旋中心向西伸展的脊线位于南亚 10°N 附近，沿 10°N 带南风盛行（图 8a）。到了 D–12，南海东部菲律宾的经度上（120°E～130°E）北风发展，200 hPa 上空南亚高压的雏形出现在南海上空。这是因为随着季节的推进，对流层低层的暖湿偏东气流和对流活动逐渐从近赤道（图 8d）向北移动，在菲律宾南部形成对流降水（图 8e）。由于该降水释放的潜热在其北侧边缘的水平非均匀加热的负涡度强迫作用（Liu et al., 2001；Liu et al., 2012），在菲律宾南部 10°N 附近形成一个强度为―2.0×10–11 s –2 的负涡度强迫源（图 8f）。它使其北侧（10°N～20°N）原来在 400 hPa 以上盛行的南风（图 8d）改变方向而成为北风（图 8e），并在南海上空激发出 Gill 型（Gill，1980）反气旋式环流，导致南亚高压形成（图 8b）。此后随着中印半岛降水增强，潜热加热增大，SAH 的中心逐渐向西北移动至中印半岛上空。其西南侧在偏东和偏东北气流之间形成“喇叭式”辐散场也加强北进，到 D–1 和 D0（图 8c），该强烈的高层辐散场的强度已达 8×10–6 s –1 以上，并位于 BOB 南部。当该高空抽吸作用迭加在低层有效位能制造区（图 7）形成“锁相”时，引起气旋爆发性发展，而其上升运动释放的潜热又进一步加强了高低空的耦合，于是 MOV 被激发，BOB 季风爆发开始（Liu et al., 2012）。 4 亚洲夏季风爆发屏障和南海季风爆发迄今发表的亚洲季风爆发等时线（Tao and Chen，1987；Tanaka，1992；Lau and Yang，1997； Webster and Yang，1998；Wang and LinHo，2002）都认为等时线从 BOB 自东向西传播。其实，在 BOB 季风爆发后，其西侧出现冬季环流型加强，形成不利于夏季风建立的季风爆发屏障，季风爆发只能向北向东传播。 4.1 BOB 季风爆发对高低空环流的影响颜京辉（2005）曾分析 BOB 夏季风爆发前后多年平均高低空副高脊线的变化。这里选用 1998 年作为个例，其过程与多年平均相同，但更加显著。该年BOB季风爆发出现在5月15～16日（Mao et al., 2003）。图 9a 展示了 200 hPa 高压脊线在 5 月 10～20 日的逐日变化。随着季节的推进，脊线各处都向北推进。但西段 10 d 中从 10°N 到 20°N 只推进 10 个