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，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。

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

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 2 各经度区域平均的降水(等值线，单位: mm d-1)和850 hPa(a-d)和地表 10 m风场(e-h)随季节和纬度的变化：70°E～80°E(a、e)，90°E～100°E(b、f)，100°E～110°E(c、g)，以及 110°E～120°E(d、h)Fig. 2 Seasonal evolution of longitudinal distributions of precipitation(isoline，unit: mm d-1) and the wind vectors(unit: m s-1)at 850 hPa(a-d) and at 10 m above the surface(e-h)averaged over the longitude sectors 70°E-80°E(a，e)，90°E-100°E(b，f)，100°E-110°E(c，g)，and 110°E-120°E(d，h). The pentad-mean rainfall has been processed by a smoother(1/6，4/6，and 1/6)to filter out noises

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：

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相对于1月平均风向角的变化，即：

图 3与图 2相同，但用取代实际风，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。

图 3 与图 2相同，但是风场的分布更改为各候风向角相对于1月平均风向角的变化(，阴影)的分布Fig. 3 The same as in Fig. 2 except the wind vectors are replaced by the relative wind-direction changes(，shading)

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：；

2. 表面风向相对于本地1月的平均风向的改变量大于100°；

3. 日降水量(R_n)在热带和洋面超过5 mm d^-1，在副热带大陆超过3 mm d^-1。

即：

图 3e-h表明，在各区季风爆发时，取100°、120°和140°的结果都很接近。在(3)中取较小的阈值是考虑到季风刚爆发时的风向改变小于盛夏7月时的改变(一般取120°为阈值)；还考虑到BOB东北部(15°N～23°N)区域(图 3f)受印缅槽影响，整个夏季的风向角改变多小于120°的缘故。基于NCEP/NCAR再分析数据，用判据(3)计算的亚洲夏季风爆发的候等时线由图 4表示。图中灰色区域 表示该区域在夏季至少有一候满足判据(3)也即为亚洲夏季风区。在西北太平洋约25°N以南存在一片不满足判据(3)的广大区域，这就是夏季西太平洋副高盘踞的区域。该地区把西太平洋地区的热带夏季风和副热带夏季风分隔开。根据图 4，亚洲夏季风区的爆发进程可划分为如下几个不同阶段：

(1)孟加拉湾(BOB)夏季风爆发(5月1～5日，25候)

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。

图 4 气候平均亚洲夏季风爆发等时线的空间分布。单位：候Fig. 4 Climate-mean pentad-isochrones indicating the evolution of the Asian summer monsoon onset. Unit: pentads

(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)。

图 5 孟加拉湾夏季风爆发前后降水(阴影，单位：mm d-1)和700 hPa流场的逐日演变，(a)到(f)分别为D-3到D+2。青藏高原和副热带高压脊线分别用橙色区域和红色断线表示。引自Liu et al.(2012)Fig. 5 Daily evolution of 700-hPa streamline and ERA40 rainfall(shaded，mm d-1)from D-3 to D+2(a to f，respectively). Topography and ridge line are marked by orange area and red dash line，respectively. Adopted from 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。

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。

图 6 2003年孟加拉湾区域(0°～20°N，80°E～97°E，b-d中的矩形所示)平均的周平均SST的季节变化(a)，4月最后一周和第一周SST的差异(b)，以及4月第一周(c)和最后一周(d)SST的分布，单位：°C。引自Wu et al.(2012a)Fig 6(a)Time series of area-averaged weekly SST(°C)from OISST over the BOB area(0°-20°N，80°E-97°E，the rectangle in b-d);(b)SST increase from the Week 6 April to the Week 27 April;(c)weekly SST distribution for Week 6 April;(d)as in(c)，except for Week 27 April. Data from NCDC OISST(Wu et al.,2012a)

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)。

图 7 春季在青藏高原强迫和南亚海陆热力对比共同作用下(a)，孟加拉湾暖池形成(b)和季风爆发涡旋激发(c)的示意图，详见正文。引自Wu et al.(2012a)Fig. 7 Schematic diagram showing the formation of the BOB monsoon onset vortex as a consequence of regional air-sea interaction modulated by the l and -sea thermal contrast in South Asia and Tibetan Plateau forcing in spring.(Adopted from 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)。

图 8 BOB季风爆发前期 D―19(a)，D―12(b)和D0(c)的150 hPa上的流场、辐散场(阴影，单位：10-6 s-1)、以及500 hPa 到 200 hPa 平均的加热场(红色点区表示＞1.5 K d-1)；D―19(d)和D―13(e)沿(120°E～130°E)平均的Q1场(阴影，单位：K d-1)和经圈环流；和D―13(f)沿(120°E～130°E)平均的涡源场S(间隔为0.5×10-11 s-2，点区表示＞―0.5)。(a)到(c)中的红线表示高压脊线，(b)和(c)中的“A”表示反气旋中心，(f)中的矩形指示菲律宾上空的S极值区。(资料源自 Liu et al.,2012)Fig. 8 Streamline and divergent field(shaded，units: 10-6 s-1)at 150 hPa，and the diabatic heating averaged from 500 hPa to 200 hPa(red stipple denotes greater than 1.5 K d-1)during the BOB summer monsoon onset period on(a): D―19，(b): D―12，(c): D0; the pressure-latitude cross section(averaged over 120°E-130°E)of Q1(shading，units: K d-1) and meridional circulation on(d)D―19 and (e)D―13; and (f)vorticity source S on D―13(interval is 0.5×10-11 s-2，values greater than ―0.5 are stippled). The red dash line in(a)to(c)denote，the ridgeline，while “A” in(b) and (c)denote the anticyclone center. The orange rectangle in(f)denotes the area of maximum S over Philippines.(Reproduced from 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个纬距，而东段从赤道向华南推进了约22个纬距，尤其是在16日BOB季风爆发后的4 d中，脊线从南海南部约7°N向北跃进了15个纬距。其原因是BOB季风爆发后，中印半岛潜热释放显著增加，使南亚高压加速向北推进的结果。图 9b与图 9a相同，但为700 hPa的情况。从10日到20日，在印度区域，脊线从15°N至25°N北推了10个纬距，与高空相同。在16日BOB季风爆发后，脊线在BOB东部断裂，东段南撤至5°N，至20日则南撤到赤道附近，与高层的移动方向正好相反。图 9c和9d是 200 hPa和700 hPa上副高脊线变化的示意图。在 高层，扣除季节推进的位移y₁，脊线从初始时刻至终了时刻绕BOB作反时针旋转。注意脊线南面为盛行东风，北面为盛行西风，上述高层脊线的反时针转动使BOB东面成为东风加速区，西边为西风加速区。而在700 hPa等压面上，西端副高脊线的北移和东端副高脊线的南撤使BOB东面产生西风加速，西面产生东风加速。于是在BOB东面出现东风垂直切变加强，有利于上升运动发展，引发夏季风爆发向东传播。而西面出现西风切变加强，有利于下沉运动发展，不利于季风爆发。与此同时，东面副高脊线随高度北倾加剧，“南冷北暖”的夏季型发展(Mao et al.,2003)；而西面副高脊线随高度仍然南倾，利于“南暖北冷”的冬季型维持，不利于夏季风爆发。

图 9 1998年5月10～22日200 hPa(a)和700 hPa(b)等压面上副高脊线的隔日变化；以及孟加拉湾季风爆发期间对流层高(c)、低(d)层副高脊线位移变化示意图。y1表示季节位移，y2为孟加拉湾季风爆发激发的位移。 表示季风爆发涡旋Fig. 9 Evolution from May 10 to May 20，1998 of the ridge-line of the subtropical anticyclone at 200 hPa(a) and 700 hPa(b); and the schematic diagram showing the movement of the ridge-line in the upper(c) and lower(d)troposphere. y1 indicates seasonal movement，y2 the movement induced by the BOB monsoon onset，and the monsoon onset vortex

图 10为BOB季风爆发后10 d(D+1至D+10)平均的要素和爆发前10 d(D―10至D―1)平均的要素合成的差值分布。季风爆发后，BOB的SST(图 10a)总体下降，大范围降温0.2～0.4°C。由于季风降水出现在BOB东部，因此表层气温东部下降0.2～0.4°C，西部升温0.2～0.8°C(图 10b)，在表面感热加热场(图 10c)上，以90°E为界向东至中国南海大气受热，以西至阿拉伯海，大气失热，尤其在印度大陆东部海面，大气下表面失热多达4～6 W m^-2。在500 hPa等压面上，孟湾中部以东至南海有每天2～3°C的加热，在850 hPa上有气旋式环流的加强，而阿拉伯海至印度则有反气旋环流增强(图 10d)。

图 10 BOB夏季风后(D＋1至D＋10平均)和爆发前(D―10至D―1平均)的海表温度(a)，2米气温(b)，海表感热加热(c)，以及500 hPa加热率和850 hPa风场(d)的差异分布。等值线间隔：(a)和(b)为 0.2 K，(c)为2 W m-2，(d)为 1 K d-1Fig. 10 Differences of mean states between(D＋1 to D＋10) and (D―10 to D―1)with respect to the BOB summer monsoon onset of sea surface temperature(a)，air temperature at 2 m height(b)，sea surface sensible heating flux(c)，and diabatic heating(shaded)at 500 hPa and atmospheric circulation at 850 hPa(d). Intervals are 0.2 K in(a) and (b)，2 W m-2 in(c)，and 1 K d-1 for diabatic heating in(d). Data are obtained from the OAFlux dataset

综上所述，在BOB季风爆发后在孟加拉湾西海岸无论是高低空环流，还是非绝热加热和海表面加热，都不利于季风爆发向西传播，或者说出现了ASM爆发西传的屏障。而孟湾以东至南海则形成有利于夏季环流建立的环境。孟湾季风降水所激发的Rossby波沿低空西风带东传，导致SCS季风而后爆发(Liu et al.,2002)。

5 纬向非对称位涡强迫和印度季风爆发

Wu and Zhang(1998)在分析1988年印度季风爆发时就发现南亚高压的抽吸作用是诱发从赤道阿拉伯海北上的扰动强烈发展并导致印度季风爆发的重要原因。其图像与图 8c一致，不同的是前者发生在阿拉伯海东部，后者发生在BOB地区。这里有两个问题：一是南亚高压是如何西移至印度上空的？二是什么机制导致该抽吸区低空上升运动急速发展？下面以1998年印度夏季风爆发为例进行分析(张亚妮等，2012)。

5.1 南海夏季风降水和南亚高压发展

1998年孟加拉湾季风于5月15(16)日爆发(毛江玉，2001；刘屹岷等，2003a，2003b；颜京辉，2005；Wu et al.,2011)，南海季风爆发在21日左右(丁一汇等，1999；何金海等，1999；陈隆勋和祝从文，1999)。孟加拉湾和南海季风爆发后，亚洲大陆东南部上空降水和深对流潜热释放增大。由于副热带地区非绝热加热Q和经向风v之间存在如下的Sverdrup平衡关系(吴国雄和刘屹岷，2000；Wu and Liu，2003；Liu et al.,2004；Wu et al.,2007):

在上述深对流潜热释放最大层上空，偏北风于是被激发产生，在其西面反气旋涡度因而加强发展。

印度季风的爆发一般与阿拉伯海爆发性涡旋的发展北移有关(Krishnamurti et al.,1981; Soman and Kumar，1993)。该爆发性涡旋的北移与南亚高压的发展紧密相关。图 11是印度季风爆发前后降水场和200 hPa高度场、风场及副高脊线的逐日演变。4～6日(图 11a-c)南亚高压西伸；6日在雨区附近上空南亚高压出现气旋性弯曲，其东北侧的偏南风和东南侧的偏北风增强，在高空形成强烈的辐散场。7日12540 gpm线西移到印度半岛西部(图 11d)，对流层高层辐散场北移，在高层形成抽吸效应，促进对流层中、低层上升运动的发展，使4日之前在阿拉伯海10°N以南70°E附近的热带低压向北移动到15°N以北并加速发展，副高脊线在阿拉伯海东部断裂，在印度半岛西部转为南风，印度季风槽形成，印度夏季风爆发(Soman and Kumar，1993; 毛江玉，2001；朱敏和张铭，2006)。以后，南亚高压继续增强西伸至阿拉伯半岛及非洲大陆(图 11e-f)，并出现两个环流中心，标志着印度夏季风全面建立(Zhang et al.,2002; 张亚妮等，2012)。

图 11 1998年6月4～9日(a-f)逐日降水场(阴影，单位：mm d-1)以及200 hPa高度场(细实线，单位：gpm)、风场和副高脊线(粗实线)的水平分布。(张亚妮等，2012)Fig. 11 Evolution from June 4 to June 9，1998 of daily precipitation(shading，unit: mm d-1)，and geopotential height(thin solid curve，unit: gpm)，wind，and the ridge-line of the South Asia high(heavy solid curve)at 200 hPa.(Adopted from Zhang et al.,2012)

Hsu and Plumb(2000)用浅水波方程讨论了高层反气旋在非对称强迫情况下的非线性动力学问题，指出当非对称性足够强时反气旋将出现不稳定。观测资料的分析则表明夏季亚洲季风区上空的南亚高压的演变过程确实存在这种现象(Popovic and Plumb，2001)。Liu et al.(2007)利用原始方程模式研究青藏高原热力强迫对亚洲上空夏季环流的影响，发现当热源足够强时有低PV扰动从反气旋主体分裂，并呈现两周振荡，表明非绝热加热强迫可使高层反气旋产生不稳定。这一现象同样存在于ASM爆发过程中。

图 12是1998年6月5～8日360 K、355 K和330 K上等熵位涡(IPV)及风场的水平分布，可分别表征对流层上层和中层的状况，以揭示印度季风爆发时的高低空耦合机制。6月5日对流层上层(图 12a和12e)南亚高压东伸，在120°E～140°E附近有一低PV区，其东南侧从西北太平洋经过日本到南中国海一致的东北风引导高纬度高PV向西南方向移动。在高层反气旋主体西南侧，东南气流引导高PV向西北方向移动，形成一条围绕反气旋的高PV带。该高PV带与反气旋西北侧中高纬度西风槽中的高PV连接，最终汇入西风气流。355 K(200 hPa附近)上则表现为南亚高压南侧一个个孤立的高PV涡从来自高纬度的高PV槽中分离并西传(图 12e-h)。在中层330 K(500 hPa附近)上(图 12i-l)，在高空南亚高压下方西侧的高PV涡十分明显，它与中高纬度的西风槽形成“北槽南涡”，有效地促使中高纬度的高PV向低纬度输送。

图 12 2008年6月在360 K(a-d)、355 K(e-h)、和330 K(i-l)等熵面上PV场(阴影，单位：PVU)、风场(单位：m s-1)和200 hPa高度场(实线，单位：gpm)的水平分布。第1～4行依序分别为5～8日。垂直虚箭矢表示对流层高层涡旋系统P1，P2和对流层中层热带低压系统L的水平移动方向；水平粉红色长虚线指示低涡系统垂直向的锁相斜压发展。(张亚妮等，2012)Fig. 12 Evolutions from June 5 to June 8，1998(from the first line to the fourth line，respectively)of potential vorticity(shading，unit: PVU)，wind(m s-1)，and the geopotential height at 200 hPa(solid curve，unit: gpm)at the potential temperature 360 K(a-d)，355 K(e-h)，and 330 K(i-l). Vertical dashed arrows indicate the horizontal movements of the vortex P1 and P2 in the upper troposphere and the low pressure system L in the middle troposphere; while the horizontal pink and long-dashed arrows indicate the vertical phase-lock and baroclinic development of the vortex system.(Adopted from Zhang et al.,2012)

6月6日，在355 K上(图 12f)南亚高压南侧沿着高PV带有两个高PV涡向西平流到阿拉伯海和印度半岛，分别称之为P1和P2。其中阿拉伯海上空的P1恰好处于南亚高压西南侧的气旋性弯曲处，这是由于正PV异常平流强迫出气旋性环流的缘故。于是P1东北侧的偏南风和西南侧的偏北风增长，导致该处辐散增强。6月7日(图 12g)，P2向西北移动到15°N～20°N，强度略减弱，同时P1移动缓慢且明显增强，与P2连为一体，使得该处高PV呈现东北—西南走向。同时，南亚高压西南部的气旋性弯曲向东北延伸，有利于中低层气旋向北发展。从6日至7日IPV的垂直剖面(张亚妮等，2012)看出，355 K上P1在7日增强主要与上层360 K上高PV向下及向南伸展有关，也与低层气旋发展和潜热释放有关。在高层高PV强迫下，中低层热带低压北移加强。因此中低层热带系统的北移加强是高低层系统锁相斜压发展的结果。上述分析表明，由于纬向非对称的PV强迫，南亚高压不稳定发展加强西伸，在其西南部形成抽吸作用，高低空涡旋系统同位相叠加和锁相斜压发展是中低层热带低压迅速北移发展的主要原因(Hoskins et al.,1985)。

另一方面，在印度季风爆发前，阿拉伯半岛维持强感热加热(＞100 W m^-2)，促使中层副热带高压显著增强(吴国雄等，1999；刘屹岷等，1999a，1999b)，由330 K上PV的分布(图 12i-l)发现，在阿拉伯半岛上空一直存在一个低PV区。在副高东侧存在两个高PV区，一个位于20°N以北，在平流作用下该高PV向南移动；另一个高PV区位于10°N～15°N，为低纬度热带系统，呈现“北槽南涡”的结构(图 12i和12j)。随着时间推移，从高纬度平流的高PV不断向南伸展，最后在副高东侧形成一高PV带，并围绕反气旋性环流达非洲北部。当高PV南伸、位于阿拉伯海的槽加深时，槽前的热带低涡系统(L)开始向北移动(图 12j-l)，上述 “北槽南涡”在印度大陆西岸上空出现正压发展(Hoskins et al.,1985)。阿拉伯海低空的低涡发展于是对印度季风爆发提供了激发作用(毛江玉，2001；Krishnamurti et al.,1981；Soman and Kumar，1993)。由此可见，除了对流层高层辐散环流的抽吸作用外，中层高PV槽南伸加强对印度季风爆发也有一定影响。而槽的加深又与阿拉伯半岛反气旋的加强西移有关。

1998年印度季风爆发的动力过程可归纳如下：在孟加拉湾和南海季风爆发后其强烈的潜热激发下，南亚高压不稳定增长。这促使来自高纬度的高位涡在南亚高压东部向南和西南方向平流至阿拉伯海上空，并在该处对流层上层形成高空辐散抽吸强迫，为低纬度近地层低涡北上斜压发展提供条件。与此同时，初夏阿拉伯半岛强烈的地表感热加热在其对流层中层形成反气旋环流，其东侧在阿拉伯海上空的强北风所致的正位涡输送为近赤道低涡的北上正压发展提供有利背景。在上述中高层流场的作用下，低空原位于阿拉伯海低纬度的涡旋在向北移动中不断发展，最终增长成为印度季风爆发涡旋，导致印度夏季风爆发。

6 结论和讨论

资料分析指出，由于冬季冷高压在热带、副热带是一个浅薄系统，用地表风向转换比用高空风向更能合理反映季风的特征，与剧烈天气的出现也能吻合。用地面风转向所定义的夏季风爆发指数进行分析所产生的季风爆发等时线图更明确表明，亚洲热带夏季风的爆发划分为接续的三个阶段：5月初，5月中和6月初分别发生孟加拉湾季风爆发、南海季风爆发、和热带西太平洋及印度季风爆发。而副热带亚洲夏季风爆发也有显著的阶段性特征：5月初首先发生在日本本州东南的洋面上，为西北太平洋副热带夏季风爆发；而后该降水区向西南伸展，在与SCS热带季风接通后，于6月初(31候)在华南登陆，日本的Baiu同时出现；6月中(33候)长江梅雨、朝鲜半岛的Changma开始；6月底(36候)，季风爆发等时线已抵达印度北部、青藏高原边缘、华北南部及朝鲜半岛北部，整个亚洲进入盛夏季节。

上述划分与以前他人利用高空风分析的结果有两个明显区别：第一是BOB季风爆发后不能西传，它在BOB西海岸出现季风爆发屏障，而只能迅速北传和规则东传至SCS和热带西太平洋。第二是西北太平洋的季风爆发被西太副高划分为热带和副热带两个区：亚洲副热带季风区首先在5月初(25候)出现在西北太平洋副高北面，然后向西南、西北推进，于6月初在日本、华南登陆，6月中推进至长江和朝鲜半岛，整个季节转换在6月末 结束，至此亚洲进入盛夏。

本文还回顾了亚洲夏季风爆发动力研究的若干近期进展，强调了青藏高原、南亚高压以及位涡非对称强迫的作用。春季在菲律宾南部持续的对流降水在其北面因水平非均匀加热而形成对流层上层的负涡度强迫源，大气对该负涡源强迫的Gill型响应在南海西部上空形成南亚高压，而后中印半岛的降水潜热加热使南亚高压加强西移，其西南侧的辐散区逐渐移至BOB东南部上空，为低空涡旋的发展提供抽吸作用。同期由于南亚海陆分布和青藏高原的强迫，BOB海—气相互作用加强，在其中东部的海表温度形成一短暂的强暖池，出现气旋形成区。当南亚高压西南部的抽吸区出现在该区上 空时，出现爆发性气旋发展，季风爆发涡旋被激 发；导致冬季中低对流层的连续副热带高压带断裂，BOB低压槽猛烈发展；原位于赤道附近的偏西风经槽前的西南风与副热带西风连接，大量水汽向BOB东部、中印半岛和华南输送，BOB夏季风爆发。它在BOB西部上空加强冬季型环流，在东部上空加速夏季型环流的形成；在西部减少表面感 热加热，在东部增加表面感热加热和自由大气加热。因此，BOB夏季风爆发在其西部形成夏季风爆发屏障(monsoon onset barrier)，使季风爆发不 能向西传播，而是以Rossby波形式向东传播，于5月中旬到达南海，于6月初到达热带西北太平洋。在BOB和南海季风爆发释放的巨大潜热的驱动下，南亚高压不稳定发展西伸，其西南部的辐散区于6月初位于印度大陆西南部。与此同时，阿拉伯半岛表面的强烈感热加热产生了对流层中层的反气旋环流，在阿拉伯海东部有高位涡向南伸，当它与高层沿南亚高压南侧西传的高位涡涡旋及低层从赤道阿拉伯海北上的气旋环流发生锁相时，低空气旋爆发式发展，成为季风爆发涡旋，其东部偏南气 流向印度西南海岸输送大量水汽，印度夏季风爆发。因此，印度季风爆发是一个相对独立的过程，而不是由东部热带季风爆发直接向西传播而来。

几乎与BOB夏季风爆发同时(第25候)，亚洲副热带季风在西北太平洋副热带高压西北侧、日本本州东南海面上形成。此后该季风区向西南延伸，与向东北发展的南海热带季风于31候打通连接，并在华南和日本登陆，日本Baiu开始。6月中旬(第33候)该季风雨带跃进到长江流域和韩国，我国的长江流域梅雨季和朝鲜的Changma季开始。6月底(第36候)，夏季风北界已抵达印度北部、青藏高原南坡、华北南部、朝鲜和日本本州北部。亚洲环流由冬到夏的转变基本完成，整个亚洲进入盛夏。

本文只就南亚高压及青藏高原影响亚洲夏季风爆发的若干近期研究进展作简要综述。但是影响亚洲季风爆发的动力过程还有很多，包括海温变化、与跨赤道两半球加热梯度相联系的惯性不稳定、厄尔尼诺和南方涛动(ENSO)事件、低频变化等。在这些领域的近期进展也十分令人鼓舞。因篇幅所限，我们将另文综述。

青藏高原地区的冬夏季天气、气候差别十分明显，与亚洲季风系统也密切相联。但是如图 3和图 4所示，使用一般的亚洲季风判据并不能辨别青藏高原季风。这说明青藏高原季风具有特殊性，需要今后开展深入的研究。