金燕 晏红明 万云霞 马永林

摘要 利用美国联合台风警报中心JTWC发布的自1972年以来的北印度洋风暴数据，美国国家环境预测中心和国家大气研究中心NCEP/NCAR逐月再分析资料和日本气象厅JMA月平均海表面温度SST资料，分析了初夏4、5月孟加拉湾风暴活动与前期印度洋海温的关系。结果表明：4、5月孟加拉湾TS活动与前期1—3月澳大利亚以西海域海温呈显著的负相关，即冬末春初海温偏高时，4、5月孟加拉湾（简称孟湾，下同）TS爆发偏少、爆发时间偏晚或者不发生;而关键区海温偏低时，如果30°S以北的印度洋海温稍偏冷（暖），而西南印度洋和东南印度洋海温则稍偏暖（冷），则初夏孟湾TS不爆发（多发、早发）。进一步分析显示由东南印度洋海温偏高（低），引起的局地环流变化导致了马斯克林高压偏弱（强），从而引起东半球越赤道气流偏弱（强），是初夏孟湾TS爆发晚（早）、不（多）发生的可能的主要原因。而且，当索马里越赤道气流和新几内亚越赤道气流存在弱的反位相协同变化时，对孟湾TS有较好的指示意义。

关键词孟湾TS;印度洋海温;马斯克林高压;越赤道气流

孟加拉湾位于北印度洋，处于中南半岛和印度半岛之间，是全球八个热带气旋易发生的地区之一（阿特金森，1974）。由于孟加拉湾呈喇叭口形状，就地生成或移入的风暴容易在该区域的沿岸登陆，考虑对高原区域的影响，定义为孟加拉湾风暴（以下简称孟湾TS）。在近30 a中，孟湾TS登陆路径最多的是东北方向，占生成总数的45%（段旭等，2014），风暴偏东北移动，是造成沿线国家及我国西南地区强降水的主要天气系统（许美玲等，2011;段旭和段玮，2015）。如1991年4月29日孟湾TS（9102）登陆，致使孟加拉国四分之一沦为汪洋（施国强，1995）;2007年5月15—17日孟湾TS（Akash，0701）引发了云南、广西等地的一次持续性强降水天气过程（吕爱民等，2013）。由于孟湾TS致灾性极强，一直以来都是学者研究的重点（吕爱民，2017）。由于热带气旋发生发展的能量来源于热带海洋，海气相互作用是热带气旋发展的根本原因（Rotunno and Emanuel，1987;Wang et al.，1999;Huang et al，2011），研究热带海洋的热力状况与热带气旋发生发展的关系，对提高热带气旋的气候预测水平和提前预警时间也是十分必要的。西太平洋暖池对西太平洋热带气旋活动的重要触发作用已逐渐为人们所认知（黄荣辉和陈光华，2007;Yuan and Jiang，2011;陶丽等，2018），热带北大西洋海温异常与西北太平洋热带气旋生成有着重要联系（霍利微等，2016），而针对印度洋海温与热带气旋活动相互关系的研究还相对较少。虽然前期的研究表明了热带印度洋偶极子对北印度洋热带气旋活动年际变化有显著影响（袁俊鹏和曹杰，2013），但由于印度洋海温变化比较复杂，呈现多样性特征（晏红明和袁媛，2012），印度洋海温变化与孟湾TS发生发展关系的研究还有待进一步深入。孟湾TS年变化呈双峰型分布，峰值分别出现在5月和11月（段旭等，2009），正好与亚洲季风爆发和撤退的时间基本吻合，表明孟湾TS的生成与大气环流的季节转化有关（陈联寿和丁一汇，1979）。亚洲夏季风最先在孟加拉湾爆发，且大部分伴随着热带风暴或气旋的发生、发展（Xu and Chan，2001;吴国雄等，2013;任素玲等，2016）。云南降水主要集中在夏半年的5—10月，干湿季分明（王宇，2005），初夏降水的多少，雨季开始的早晚直接影响到当地的工农业生产，是预报服务的重点和难点。初夏孟湾TS是否活跃，是云南雨季开始早、晚的重要标志（晏红明等，2003;刘瑜等，2007）。因此研究初夏孟湾TS活动规律与前期印度洋热力特征的关系，揭示其影响因子，对于孟湾TS及亚洲夏季风爆发的气候预测具有十分重要的理论意义和实用价值。

1 资料和方法

风暴资料为美国联合台风警报中心（JTWC）的UNISYS气候网站（http：//weather.unisys.com）发布的自1945年以来的北印度洋风暴数据。在风暴资料中，1945—1971年的资料不分强度等级，统一称为热带气旋（Tropical Cyclone，TC），1972—2017年公布的资料按照Saffir-Simpson分级将热带气旋分为7个等级（表略）。风速小于34 knots（相当于风速17.5 m/s，中心风力8级）的热带气旋称为热带低压（Tropical Depression，TD），风速达到34 knots以上的热带气旋称为热带风暴（Tropical Storm，TS），由于TS破坏力相对较大，所以选择1972年以来在孟加拉湾地区（80°～98.8°E，5°～22.6°N）生成的TS为研究对象，称为孟湾TS。统计中，以风暴生成日期为准，而不考虑风暴持续和消亡的时间，即4月风暴个数指风暴生成日位于4月的风暴个数，5月同理。根据上述标准，先统计了初夏孟湾TS活动频数（图略），在1972—2017年46 a间，共有24 a在初夏4—5月有TS生成，有22 a无TS生成，生成个数最多为2个，46 a間仅有1982、1991、2009和2017年初夏出现2个TS。

海温资料：1891—2017年日本气象厅JMA月平均SST资料，水平分辨率1.0°×1.0°。

环流资料：1948—2017年NCEP/NCAR月平均再分析经向风、纬向风、垂直速度及高度场资料，水平分辨率2.5°×2.5°。

所用方法主要是相关分析、合成分析，并利用t检验方法检验合成差异的显著性。

2 初夏孟湾TS活动与印度洋海温变化的关系

为了考察印度洋前期的热力状况与初夏孟湾TS活动之间的关系，首先计算了4—5月孟湾TS生成频数与前一年的春季（3—5月）、夏季（6—8月）、秋季（9—11月）和前期冬季（上年12—2月）印度洋平均海温的相关分布（图1）。表明初夏孟湾TS生成频数与上年春季中南印度洋海温呈正相关，与周围海域海温呈负相关，其中与西南印度洋海温负相关最为显著（图1a）;进入夏季，中南印度洋的正相关减弱，西南印度洋负相关区向北发展，澳大利亚以西海域的负相关有所加强，西南印度洋有正相关区发展（图1b）;秋季，澳大利亚以西的负相关区继续向西、向北扩展，西南印度洋的正相关区与中南印度洋正相关区连通（图1c）;前期冬季，澳大利亚以西的负相关海域继续向西、向北扩展达最强，西南印度洋的正相关区向东北收缩至印度洋中南部，西南印度洋海域又转变为显著负相关区（图1d）。总体来看，初夏孟湾TS频数与澳大利亚以西海域的洋面热力状况相关持续性较好，且时间越接近，相关越明显。

根据上述相关关系变化特征，重新计算了初夏4、5月孟湾TS活动频數与最临近的前期1—3月的印度洋海温的相关场（图略），进一步表明时间越临近，位于澳大利亚以西洋面的负相关区域越明显。为了便于探究印度洋海温影响初夏孟湾TS活动的可能机制，遂选取相关最为显著的（100°～115°E，18°～30°S）区域作为海温关键区，来研究该区域海温的变化规律与孟湾TS爆发的可能的物理机制。从关键区平均海温的变化可见，近46 a来，该区域海温呈增暖趋势（图略）。为突出关键区海温的年际变化特征，对该序列做去除线性趋势并进行10 a以上年代际滤波，然后对序列选取T关键区Tk≥0.3 ℃（去除线性趋势和年代际滤波后海温序列的1个标准差）和Tk≤-0.3 ℃为关键区海温的典型正负位相年份进行分析。1972—2017年的46 a中，有9个正位相年为1978、1980、1983、1988、1989、1995、2000、2011、2012年;9个负位相年为1981、1982、1986、1991、1993、2001、2006、2010、2017年。对正（负）异常年印度洋海温距平进行了合成显示（图略），澳大利亚以西海域为正（负）海温距平，且通过了置信度为95%的显著性水平检验，在南非以南的一小片海域也表现出了与关键区海温一致的变化特征，其余海域均呈现了与关键区相反的海温距平变化，这表明在关键区海温正、负异常年份中，印度洋海温有明显的反位相特征。继续分析关键区海温正、负异常年初夏孟湾TS的活动特征（表1），正异常年后期4、5月几乎无TS生成（9个正异常年中有7 a），即使有TS生成，其出现时间也比较晚，出现在5月第三候以后（1978年和1989年）;而负异常年后期初夏孟湾TS爆发时间较早、出现频数相对较多，多数年份孟湾TS爆发时间在4月第3候，爆发个数在1～2个之间（9个负异常年中有5 a）。同时我们也注意到了在负异常年，也有无孟湾TS生成的情况，9个负异常年中有4 a（1981年、1986年、1993年和2001年）。

3 关键区海温异常对TS活动影响的可能机制

前人研究指出，春季南印度洋海温的异常，通过改变南半球中高纬度的环流变化，来影响越赤道气流的水汽输送，进而对后期我国的夏季降水产生影响（范可，2006;杨明珠和丁一汇，2007;徐志清和范可，2012）。马斯克林高压（下文统一简称为马高），是位于南印度洋上空对流层底层的一个永久性副热带高压系统，受南印度洋海温变化的影响十分显著（徐海明和周备，2017），是联系南印度洋海温变化与北半球大气环流和气候异常的重要环流系统（薛峰等，2003;卢震宇，2014）。为探讨可能的物理机制，首先从关键区海温正、负异常年马高的活动特征为切入点来展开。850 hPa是马高活动的特征层（崔锦等，2008），分析了关键区海温正、负异常年850 hPa高度场与风场的合成，可以看到马高呈现出明显不同的变化特征（图2）。关键区海温正异常时（图2a），马高较常年偏弱近5 hPa，位于澳大利亚南部的绕南极低压带较常年填塞、减弱;从风场来看，在赤道南印度洋为异常的气旋式环流距平，而在澳大利亚南部和东北部为明显的反气旋式环流距平，使得马高和绕极地低压带减弱，澳大利亚高压偏强，在赤道印度洋区域异常的西风距平，抑制了对流发展。相反，当关键区海温负异常时（图2b），马高较常年偏强近5 hPa，绕南极低压带较常年加深、加强;从风场来看，在赤道南印度洋为明显的反气旋式环流距平，而在澳大利亚南部、澳大利亚大陆和孟加拉湾南部区域为明显的气旋式环流距平，使得马高和绕极地低压带加强，澳大利亚高压偏弱，孟加拉湾南部的赤道低压带加强，对南北半球的能量交换十分有利。从马高位置的合成来看（图略），正异常年马高面积较常年偏小，马高北部边界较常年偏南;负异常时，马高面积较常年偏大，马高在北部边缘位置偏北。

越赤道气流是南北半球之间能量传递的重要桥梁，是影响南北半球天气气候异常的重要因素之一（李崇银和吴静波，2002;范倩莹等，2018;张萌萌等，2019）。据前人的研究，东半球越赤道气流大致有5个通道，它们分别是位于40°～50°E附近的索马里越赤道气流，80°～90°E附近的孟加拉越赤道气流，100°～110°E附近的南海越赤道气流，120°～130°E附近的菲律宾越赤道气流和145°～150°E附近的新几内亚越赤道气流（汪卫平和杨修群，2008）。从越赤道气流的逐候变化来看，在关键区海温偏高年（图3a），1—3月索马里、孟加拉越赤道气流阶段性变化明显，但总体较常年偏弱;南海越赤道气流较常年偏强;菲律宾和新几内亚越赤道气流由弱变强;从数值来看，索马里、孟加拉越赤道气流在1月第4侯前后北风达到最强，均在4 m/s以上，菲律宾和新几内亚越赤道气流的北风则相对较弱，保持在2 m/s左右。

这种冬季在赤道西印度洋为异常的北风距平，东部为南风距平的风场分布，有利于赤道印度洋区域的低压带填塞，不利于南北半球的能量经圈交换。特别地，进入3月的第4候起至4月第2候左右，索马里、孟加拉、南海、菲律宾及新几内亚越赤道气流均较常年偏弱，偏南气流大致要进入5月初才开始建立;其中南海、菲律宾及新几内亚越赤道气流偏弱的趋势一直延续至5月以后。相反，在关键区海温偏低年（图3b），1—3月索马里、孟加拉越赤道气流总体较常年偏强;南海、菲律宾和新几内亚越赤道气流总体较常年偏弱;从数值来看，索马里、孟加拉越赤道气流在1月北风达到最强，在3～4 m/s之间，进入2月，菲律宾和新几内亚越赤道气流的北风则相对较强，保持在3 m/s左右。这种冬季在赤道西印度洋为异常的南风距平，东部为北风距平的风场形势，有利于赤道印度洋区域的低压带发展，对南北半球的能量经圈交换十分有利。特别地，在3月第1候至第6候，索马里、孟加拉、南海、菲律宾及新几内亚越赤道气流均较常年偏强，南风分量在5月以前就已建立;其中南海、菲律宾及新几内亚越赤道气流在进入5月以后较常年偏强。总的看来，在关键区海温异常偏高（低）的年份里，前期冬季至春末，索马里、孟加拉越赤道气流整体偏弱（强），对南北半球的能量交换不利（有利）。

由于索马里越赤道气流对南北半球的水汽输送起最关键作用，是造成位于阿拉伯海、孟加拉湾的低层西南气流及云南甚至东亚夏季降水水汽输送的重要分支（王会军和薛峰，2003;陈艳等，2006;王子谦等，2015）。分析了4—5月索马里越赤道气流与同期北半球高低层纬向风的相关分布。从850 hPa来看，索马里越赤道气流与初夏阿拉伯海、孟加拉湾地区纬向风呈显著正相关，与孟加拉湾和阿拉伯海北部的纬向风呈显著负相关，当索马里越赤道气流偏强时，有利于孟加拉湾区域低层风气旋式切变发展（图略）;从200 hPa来看，索马里越赤道气流与初夏阿拉伯海、孟加拉湾地区呈显著负相关，与孟加拉湾和阿拉伯海北部的纬向风呈显著正相关，当索马里越赤道气流偏强时，有利于孟加拉湾区域高层风反气旋式切变发展，则有利于南亚高压偏强（图略）;结合高低层环流场的配置来看，在季节转换期，当索马里越赤道气流偏强时，有利于孟加拉湾地区的上升运动发展，反之，则抑制了该地区的上升运动，对孟湾TS的发生发展不利。

海温的变化与南北半球的垂直经圈环流有着重要的联系（岳阳等，2011）。当印度洋关键区海温异常信号出现时，印度洋地区气流变化最为明显的40°～50°E和海温关键区100°～110°E附近的经向环流也有不同的变化特征（图4）。关键区海温异常偏高时，从沿40°～50°E平均经向环流距平来看，对流层的中低层在20°～40°S之间是异常的南风距平，而在0～20°S之间是异常的北风距平（图4a），而从100°～110°E平均经向环流距平来看，对流层的中低层在20°～40°S之间是异常的北风距平，而在0～20°S之间是异常的南风距平（图4c），这样的低层气流配置明显减弱了1—3月位于印度洋面上的赤道低压带与马高，对于越赤道气流的偏早建立不利，而且也减弱了南北半球之间的经向环流。

相反地，在关键区海温异常偏低时，从40°～50°E平均经向环流距平来看，对流层的中低层在20°～40°S之间是异常的北风距平，而在0～20°S之间是异常的南风距平（图4b）;从100°～110°E平均经向环流距平来看，对流层的中低层在10°～40°S之间是异常的南风距平，而在0°～10°S之间是异常的北风距平（图5d），这样的低层气流配置对1—3月位于印度洋面上的赤道低压带与马高有明显的加强作用，对于越赤道气流的建立有利，加强了南北半球之间的经向环流。

进一步分析孟湾地区85°～95°E在4—5月的平均经圈环流距平后发现，当关键区海温异常偏高时，后期初夏4—5月，在孟湾地区20°N附近的对流层中层为异常的气流辐散中心，孟湾地区为异常的下沉气流控制，近地层在0°～15°N之间是异常的北风距平，南风偏弱，不利于孟湾TS的发生发展（图5a）。相反，当关键区海温偏低时，孟湾附近20°N的对流层中层为异常的气流辐合中心，对流层中低层为异常的上升气流区，近地层在10°～20°N之间是异常的南风距平，对TS的发生发展十分有利（图5b）。

4 关键区海温负异常年印度洋海温及环流变化差异

前面分析了关键区海温正、负异常年，南北半球马高、越赤道气流以及北印度洋地区环流变化的差异，发现关键区海温的冷暖变化与南北半球的环流异常有密切联系。但注意到，在关键区海温负异常的9 a中，有4 a在初夏并未出现孟湾TS，这就表明在关键区海温强信号出现时，同时还有一些细微的信号值得我们去捕捉。为了深入认识印度洋海温变化与孟湾TS生成的关系，我们进一步对比分析关键区海温负异常年中孟湾TS不爆发年（1981、1986、1993、2001年，以下简称为情况A）与多发、早发年（1982、1991、2006、2010、2017年，以下简称为情况B）的印度洋热力状况。在A情况时，西南印度洋和澳大利亚南部的海温为海温正距平，印度洋30°S以北区域负距平，其中心数值可达0.2 ℃（图略），而B情况时，三个区域的海温变化刚好相反，中心数值相当，从两者的差值来看，孟湾附近、西南印度洋和澳大利亚南部海域的海温也显示出明显不同的特征，并通过了置信度为99%的显著性检验。

进一步比较两种情况下850 hPa高度和风场的距平分布（图6），A情况下1—3月印度洋30°S以北区域近地层高度场稍偏低、马高略偏弱，中心数值达4 hPa;从风场来看，在赤道西南印度洋有气旋式环流风场距平，减弱了该区域马高的强度，同时位于南非南部和澳大利亚南部的绕南极低压带填塞，澳高略增强，阿拉伯海附近异常的西风距平及孟湾附近反气旋式环流减弱了赤道低压带的发展，削弱了南北半球间的能量交换（见图6a）;相反，B情况时，1—3月印度洋30°S以北区域近地层高度场偏高、马高略偏强，中心数值达3 hPa。赤道西南印度洋有反气旋式环流风场距平，进一步增强了该区域马高，同时位于南非南部和澳大利亚南部的绕南极低压带加深，加强了马高，澳高略偏弱，阿拉伯海附近异常的东风距平及孟湾附近气旋式环流加深了赤道低压带，促进了南北半球间的能量交换（图6b）;比较两种情况的差值，在30°S以北印度洋中部的高度场差值在5 hPa以上，中心数值能达到7.5 hPa，风场在西南印度洋、赤道印度洋及澳大利亚南部等区域均通过了置信度为95%的显著性检验（图略），说明上述区域的高度场和流场的变化在关键区海温出现负异常信号时，与后期初夏4、5月孟湾TS发生有着密切的关系。因篇幅有限，仅对上述区域在两种情况下的差异事实进行了简单分析，其物理机制将在后续研究中持续开展。

进一步考察越赤道气流的持续性后发现，A情况下，1—5月索马里、孟加拉越赤道气流稍偏弱，索马里越赤道气流在3月第2侯由北风转为南风，且风速不断加大，在4月第1候南风分量达到3 m/s，此后风速在5月第1候南风分量达到6 m/s;孟加拉越赤道气流在4月第2候由北风转为南风。同时，菲律宾和新几内亚越赤道气流稍偏强，这两支越赤道气流在4月第4候由北风转为南风。南海越赤道气流在1—3月为稍偏强的北风，3月第5候以后由北风转为南风，强度稍偏强（图7a）;相反地，B情况时，1—5月索马里、孟加拉越赤道气流稍偏强，索马里越赤道气流在3月第1侯由北风转为南风，南风分量建立比A情况年份偏早，且风速不断加大，在4月第1候南风分量达到3 m/s，此后风速在4月第4候南风分量就能达到6 m/s，风速增量明显快于A情况年份;孟加拉越赤道气流在3月第4候由北风转为南风，南风分量也建立早于A情况年份。菲律宾和新几内亚越赤道气流较常年偏弱，这两支赤道气流在5月第1候由北风转为南风，南风分量建立明显晚于A情况年份;南海越赤道气流在4月第2候由北风轉为南风，强度稍偏弱，且变化趋势与A情况年份是相反的（图7b）。从两者的差值来看（图略），上述区域的越赤道气流的差值在0.5 m/s左右。总的来说，当关键区海温出现负异常信号时，前期冬、春季索马里、孟加拉越赤道气流稍偏弱（强），南海越赤道气流由弱（强）变强（弱），菲律宾、新几内亚越赤道气流稍偏强（弱），并在初夏4、5月份有较好的持续性，则初夏孟湾TS不（多）发生。

越赤道气流越强对南北半球的能量交换越有利。但在关键区海温负异常信号出现时，为什么菲律宾、新几内亚越赤道气流稍偏弱会更有利于TS的爆发·图8分析了4—5月新几内亚越赤道气流强度与同期北半球高低层纬向风的相关分布。从850 hPa来看，新几内亚越赤道气流与初夏阿拉伯海、孟加拉湾地区呈显著负相关，与孟加拉湾和阿拉伯海北部的纬向风呈显著正相关，当新几内亚越赤道气流偏强时，不利于孟加拉湾区域低层风气旋式切变发展（图8a）;从200 hPa来看，新几内亚越赤道气流与印度半岛地区呈显著正相关，与印度半岛北部的纬向风呈显著负相关，当新几内亚越赤道气流偏强时，不利于孟加拉湾区域高层风反气旋式切变发展，则南亚高压偏弱（图8b）;结合高低层环流场的配置来看，在季节转换期，当新几内亚越赤道气流偏强时，抑制了孟加拉湾地区的上升运动发展，反之，则加强了该地区的上升运动，对TS的发生发展有利。这也印证了各越赤道气流有明显的年际变化特征，并非变化一致，在多数年份中，夏季索马里越赤道气流与新几内亚越赤道气流存在弱的反位相关系，这种反位相变化比一致变化对于北半球的夏季降水更有指示性（汪卫平和杨修群，2014;李琛和李双林，2016）。通过上述的分析，概括出了一个印度洋关键区海温影响初夏孟加拉湾TS爆发的概念模型（图9）。

5 结论

1）初夏4、5月孟湾TS活动与前期1—3月澳大利亚以西海域海温呈显著的负相关，即冬末春初海温偏高时，4、5月孟加拉湾TS爆发偏少、爆发时间偏晚或者不发生;而关键区海温偏低时，如果30°S以北的印度洋海温稍偏冷（暖），而西南印度洋和东南印度洋海温稍偏暖（冷），则初夏孟湾TS不爆发（多发、早发）。

2）从850 hPa高度场与风场的变化来看，马斯克林高压与关键区海温有较好的对应关系。当澳大利亚以西关键海域呈现正（负）温度异常时，则马高较常年偏弱（强）;特别地，当关键区海温出现负异常信号时，赤道西南印度洋有气旋式（反气旋式）环流距平，澳大利亚及南非南部、澳大利亚西部和孟湾地区出现反气旋式（气旋式）环流距平，则进一步减弱（增强）马高，后期初夏4、5月孟湾TS不发生（多发、早发）。

3）从越赤道气流来看，当关键区海温异常偏高时，1—5月东半球越赤道气流相对偏弱，导致南北半球之间的动量、质量交换减弱。相反地，当关键区海温异常偏低时，1—5月东半球越赤道气流较常年均偏强，南北半球之间的动量、质量交换增强。特别地，从冬末到初夏，索马里越赤道气流和孟加拉越赤道气流变化有较好的持续性，且变化也最明显。

4）当关键区海温出现负异常信号时，如果索马里越赤道气流稍偏弱（强）、新几内亚越赤道气流稍偏强（弱），则在后期4、5月，孟湾TS不爆发（爆发较早），即索马里越赤道气流和新几内亚越赤道气流存在弱的反位相协同变化时，对孟加拉湾TS有较好的指示意义。

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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

（責任编辑：袁东敏）