高等天气学思考题

第一单元绪论1、天气学发展史，取得了哪些重要成就（1）、单站预报方法阶段气压计的发明大气科学研究开始由单纯定性的描述进入了可以定量分析的阶段。（2）、地面天气图阶段（18601900）历史上第一张天气图，开创了近代天气分析和天气预报方法，为大气科学向理论研究发展开辟了途径。（3）、单站与天气图预报方法结合阶段（19001920）随后他们又将低压中心的暖锋和冷锋结合起来，创立了近代锋面气旋模式，并一直被沿用至今。（4）、高空天气图的引入与波动理论的建立阶段（19201950）由于无线电探空技术的发展使人们对高空气象资料的获取成为可能，对高空气象状况有了进一步了解。（完成了点平面空间；一维二维三维）。（5）、开展数值天气预报的研究与应用阶段随着计算机的发展，使得利用动力气象中的偏微分方程来定量预报大气要素与状况成为可能，同时使天气学和动力学更加紧密地结合起来。（6）、数值预报与卫星、雷达等先进探测技术综合应用阶段由于科技进步，卫星、雷达和自动监测站的进一步应用，已使天气预报的方法有了很大的变化。在概念上也发生了改变。如近年来提出的临近预报或现时预报（NOWCASTING），就是利用先进的观测手段和通讯卫星以及各种统计方法作出及时的短期（06H）天气预报。2、大气科学的发展有哪些新趋势，有何规律（可以发挥）（1）、新世纪初大气科学发展的一个显著特点是学科交叉大气科学的研究已从大气圈、水圈、生物圈、冰雪圈和岩石圈的相互作用来理解全球气候，理解发生在大气中的各种运动和过程。（2）、重视观测系统的建设和新观测技术的应用更多地运用气象卫星、海洋观测卫星、多普勒雷达和各种特殊装备的飞机等多种探测手段，以及新的大气化学观测和分析方法，进行各种特殊项目的观测。（3）、年际和年代际的气候变化及其预测将是大气科学研究的重要前沿问题人类是否正在改变着地球的气候人类的影响相对于气候的自然变化来说有多大未来的气候在多大程度上可以被预测人类应当如何应对地球气候的重大变化。（4）、全球和区域环境变化及其影响、预测和控制问题日益为大气科学界所瞩目随着环境问题的日益突出,全球环境变化的区域响应已成为全球变化研究的优先领域和热点问题之一。（5）、灾害天气和气候等高影响天气气候动力学的研究日益受到重视开展我国重大气候和天气灾害的预测理论研究，解决特大暴雨气象灾害的预警、预报模式和方法的科学性，客观性和准确性以及与强暴雨系统有关的大尺度天气系统如副热带高压短期异常变化的时间和条件，既是气象科学领域面临的重大课题，也是防御和减轻气候和天气灾害所造成的损失的关键，是国民经济建设的当务之急。（6）、在新世纪中全球将更重视温室气体的监测和大气化学的研究目前，人们对温室气体及其对全球气候变暖影响的关注主要在二氧化碳方面，而对甲烷却了解太少。其实甲烷是仅次于二氧化碳的重要温室气体。但是在导致气温升高方面，甲烷的危害比目前最主要的温室气体二氧化碳高20倍。如果北极永久冻结带开始融化，那么大气中甲烷的含量将持续升高，全球气温也将会加速变暖（7）、边界层与天气、气候相互作用为边界层动力学主要研究内容之一（8）、大气科学综合探测系统向以空基为主的方向发展我国已初步形成天基、空基和地基相结合、门类较为齐全、布局较为合理的基本气象观测系统。它们由大气观测、海洋观测、水文观测、冰冻观测、农业与生态观测、卫星观测等系统组成。（9）、气象综合探测获得各种资料将会得到最佳应用中国有步骤地积极参与该组织的各项活动。如今，中国参加了世界气象组织世界天气监视网计划、世界气候计划、大气研究和环境计划、水文和水资源计划、教育培训计划、区域计划、技术合作计划等各项计划和活动，发挥了中国在国际气象事务中的应有作用。第二单元锋生的近代理论和气旋1、锋生公式中各项的物理意义并会判断锋生锋消。（1）锋生函数可以表示为（NINOMIYA，1984）2222121HHHHHDDFTTUVXYXYVUXY1234HPXYFGFGFG1、FG2、FG3、FG4项分别表示非绝热加热、水平汇合/疏散、水平变形和倾斜的作用。（2）锋生函数可以表示为（OGURA和PORTIS，1982）2COS22134YXRXPYPQDDDQTTTEFDQFFF1、F2、F3、F4项分别是非绝热项、变形项、辐合项和倾斜项。式中Q为某物理量，角为伸长轴至该物理量等值线的角度，D是水平散度。2、半地转近似、准地转近似、非地转运动（1）概念、数学表达式，其运用（2）引入准地转的意义（2点）（1）概念在一个方向上，风速呈准地转近似，而在另一方向上，则地转风关系不成立，通常把具有这种特征的运动称之为半地转运动。被平流的风是地转风，平流它的风并非地转风，而包含有非地转风分量。这种平流的风为非地转，被平流的风为地转，有人称之为地转动量近似，也有人泛称为半地转运动。（2）半地转运用主要用于研究大气锋生、研究斜压不稳定理论，另外其它比如气流过山，尤其是陡峭地形、EKMAN边界层动力学、锋带中的强迫垂直环流等。（3）引入地转坐标系的优点保持了原空间中的地转静力学、热成风关系在引入地转动量坐标后，在（X,Y,Z,T）坐标系中的半地转（或地转动量近似），在（X，Y，Z，T）坐标系中就成为准地转运动。3、推导半地转运动方程证明物理坐标系中的动量近似或（半地转运动），在地转动量坐标系中就成为准地转运动。地转动量坐标系为GGVUXXYYZZFF，TT将上式对时间微分，有1GDVDXTTFTUYYTTTFT上式中F的个别变化是忽略不计的，也就是说，考虑的F平面上的运动是地转动量近似的条件，在这一限制下，可以得到物理上相应的守恒律。由于，上式可简化为DXYUVTT，1GDVDXUTTFTYTFT利用运动方程式和地转风平衡关系，可以得到GGDYUVT，在新坐标中有DXZWTDTYTTXZ可见在（X,Y,Z,T）坐标中，平流的风速分量是地转风，即准地转近似，也就是说在X,Y,Z,T坐标中的半地转运动或者地转动量近似，在（X,Y,Z,T）坐标中形式上就成为准地转运动了。4、SAWYERELIASSEN锋面急流次级环流方程各项的物理意义，会用该方程非奇次项（地转变形项、切变项）判别次级环流的性质。次级环流与基本环流的关系。一、锋面急流次级环流方程的特点以及应用（SAWYERELIASSEN锋面急流次级环流方程各项的物理意义）。1、SAWYERE1IASSEN锋面急流次级环流方程层结稳定度风垂直切变惯性稳定度地转变形强迫（1）、如果假定M和以及方程右边的强迫项已知，边值条件规定在（Y,P）内处处满足椭圆性条件，并设,MARBCPP，对于方程的椭圆性条件是ACB0。利用热成风关系，有P2是P坐标系中ERTEL位涡。（2）、对方程的非齐次项进行讨论，有两种形式地转变形强迫项代表由于地转风场的会和作用加强正交于锋面的温度梯度的作用；地转切变项表示由地转风切边把锋面的温度梯度旋转成正交于锋面的温度梯度的作用；二、用SAWYERE1IASSEN方程判断次级环流特征（给出公式和图，温度槽）（会用该方程非奇次项（地转变形项、切变项）判别次级环流的性质）。122GGUUQRRXYYX，5、高空急流入口区及出口区的次级环流及这种次级环流对低层天气系统可能的影响。动能在急流入口区出现正的最大值，而在急流出口区为负的大值区。前者表明位能向动能转换，后者是动能向位能转换。在入口区辐散的气流向量表现地一单圈的直接力管环流，冷空气下沉，暖空气上升。这支简单的环流与极锋和急流横交，厚度达整个对流层，它可以解释该区强的动能制造。在急流出口区为明显的深厚间接力管环流圈，这说明动能向位能的转换很强。6、爆发性发展气旋的定义及主要特征，海洋温带气旋爆发性发展的原因。1、主要特征（1）爆发性气旋主要是海洋现象；（2）频率发生最大值区在两大洋的西部；（3）主要发生在冬半年；（4）在墨西哥湾流和黑潮暖流区或以北。2、原因近年来，人们从天气学，诊断分析，数值模拟的角度做了一些工作，得到温带气旋的爆发性发展基本是一种斜压不稳定现象。其中（1）涡度平流，温度平流常常是气旋爆发性发展的一种启动因子；（2）凝结释放潜热总是重要的；（3）海气交换（感热，潜热输送）；（4）高空急流，摩擦作用等因子对其形成也有重要贡献。但至今不能肯定哪种或者哪几种物理因子是最重要的。第三单元中尺度天气系统的发展1、大气中中尺度系统产生的原因。（1）主要由地面非均匀性强迫产生的（地形诱发的中尺度系统），包括地形的机械动力作用以及下垫面的热力作用。（2）主要由移动性大尺度扰动不稳定性强迫产生的（天气尺度运动诱发的中尺度系统）。2、对称不稳定（斜压不稳定）（1）定义所谓对称不稳定，从物理上看，就是在垂直方向上为对流稳定和在水平方向上为惯性稳定的环境中，空气作倾斜上升运动时可能出现的一种不稳定。（2）有何重要性在二维情况下，这种不稳定性沿热成风方向呈现滚轴状形式，在无限的静力平衡大气中，在等熵面上，这种不稳定状态可描述为惯性不稳定。3、横波不稳定、EADY不稳定（1）定义横波型扰动是指扰动等位相面垂直于基本气流，即传播方向与基本气流平行的扰动，横波型扰动的不稳定机制也就是横波不稳定。在研究大气长波的斜压不稳定时，给出斜压基流，通常选其指向东（即X方向），给出沿X方向传播的大气长波。为简单起见，往往设扰动与Y轴无关，这样得到其不稳定波形是在天气尺度波形上，而且有短波和长波截断现象，这种天气尺度波形上的不稳定模态，一般称之为EADY模态。（2）横波不稳定与EADY不稳定的主要差异（空间尺度、能量转换、数值计算中对垂直分辨率的敏感性等）（1）当风的较大垂直切变层很薄，而且在潮湿空气中层结稳定度及RI减小，EADY模态向短波方向移动到中尺度尺度波形；（2）而在几十几百公里的惯性尺度上，则有中尺度横波不稳定波模态，它属于非地转重力惯性波模态；（3）其增长率小于对流云，但为EADY模态的36倍。这和实际大气中，中尺度天气系统的生命史是3十几个小时，其发展率比天气尺度系统大几倍是一致的。第四单元大地形的作用1、各种尺度地形的一般作用有哪些1、地形影响气流的一般机制（1）抬高的加热作用（2）山脉波和背风波引起的上升和下沉运动（3）对气团的阻挡作用（4）空气的偏转（5）地形对降水的控制2、不同尺度和外形的山脉会产生不同的山脉作用2、东亚大气环流季节性突变的四个基本事实。1、从春到夏，高原南支西风急流突然消失，北跳到高原北部，南部转为东风急流；2、在对流层高层，南亚高压自东南上高原；3、印度季风开始爆发；4、华南前汛期雨季结束，长江流域梅雨开始。3、冬、夏季高原大地形动力作用的差异。1、高原地形的动力作用对于冬夏环流的影响是不同的。在夏季，高原的动力作用对其北侧的高压带有着重要的作用和影响。在冬季，高原上的高压脊、拉萨的温度脊等系统与动力作用有密切的关系。与气候平均相比，冬季的模拟结果比夏季的要更符合实际。冬季高原的动力作用应比夏季的更为重要；夏季高原的影响可能主要表现为热力作用上。2、由于冬夏模拟结果的差异来自初始的纬向平均场，因此，说明高原地形的纯动力影响与环流条件存在着相互作用。3、在夏季，高原的作用主要表现在对气流的绕流作用上，而在冬季，高原的作用在爬流和绕流两个方面都比较重要。这表现为弱气流流过高原是以绕流为主，强气流通过高原时，爬流也很重要。4、高原的动力作用无论是冬夏在高原地区主要表现在对流层中、下部，但高原作为一个整体对大气所产生的动力影响可以向上传播的甚高。4、青藏高原对亚洲夏季风的影响。高耸的青藏高原对大气的加热，对夏季环流的形成和维持起着重大作用。高原加热可使其上大气柱每天增温3左右，引起空气上升以及周边大气向高原的汇合。这有利于热带暖湿气流北上，最终引起季风爆发。另外，高原持续的感热加热以平流方式导致高原东部的升温，低层气流向高原东部的辐合为亚洲夏季丰最早在孟加拉湾东北部爆发提供了有利的背景条件，青藏高原的热力和机械强迫作用是导致亚洲夏季风首先在孟加拉湾地区爆发的重要原因。5、青藏高原和西太平洋副热带地区的大气环流对青藏高原增暖响应的物理机制。（1）、初始时，由于环流对高原上热源的适应过程，高原上空低层出现气旋式环流，高层为反气旋环流。伴随气旋环流东侧的南风偏差，高原以东地区降水增多，导致东亚大陆地区由于凝结潜热释放增加而出现温度的正差异。（2）、平衡态时,中国东部的潜热加热使高层北风增强，反气旋环流位于高层加热区西边；低层在加热区南风增强，加强其东部的反气旋环流，西太平洋副高表现为加强西伸。6、青藏高原对我国异常天气的影响及对旱涝的影响。1、青藏高原对我国天气气候的总体影响（1）对西风急流的影响（2）对冷暖气流的屏障作用（3）对我国季风的促进作用（4）对西南地区天气的影响2、青藏高原对我国旱涝的影响由于高原的动力、热力作用，诱生了强大的西南季风，印度洋的水汽得以进入亚洲大陆深处，进入我国的华北地区，才有夏季的充沛降水。7、阻塞高压定义及统计特征（区域性、季节性、持续性、多个阻高）1、阻高出现的频率区域性及季节变化季节变化春季最多，占总数的31，夏季其次，秋季最少。2、阻塞高压的持续性以区域而论欧洲区域平均持续时间最长。以季节而论冬季持续时间长，秋季持续时间短。3、同时出现多个阻高在一个以上地区，同时出现阻高，且同时出现的天数不少于7天，称之为多个阻塞高压。多个阻高出现的机率为119。平均持续时间为168天，以春，冬季出现较多，出现的地区欧洲与阿拉斯加；其次是大西洋与阿拉斯加。4、阻高的移动情况准静止性有半数以上在原地少动，总位移小于15个经距；其余的可向东，亦可向西移动，两者频数相近，前者略多。综合以上结果，可见阻高具有明显的持续性，准静止性，区域性和季节变化。8、阻塞高压动力学解释的主要理论（EGGER理论）推导纬向平均涡度方程和扰动方程（阻高形成的机制（EGGER）能量）（缓慢移动的自由波与地形强迫波的非线性相互作用）（斜压不稳定能量）利用平面的无摩擦，有地形强迫作用的，正压准地转涡度方程，这样的大气通道模式其中，是地转流函数，F表示地形强迫。设平面的南北宽度为B，东西方向的长度为L，在南北的边界处满足刚性边界条件，在东西边界处满足周期边界条件。将运动进行分离将上式代入（451），并进行纬向平均，得纬向平均涡度方程由（541）式减去（453）式，得扰动涡度方程其中HS是地形高度，A取为正常数。这样就相当于仅考虑定常基流的爬坡效应，而没有考虑基流和地形的非线性相互作用。9、大西洋和太平洋地区阻塞相斥的原因当1波振幅大时，其波谷会消弱太平洋地区2、3波相长干涉的结果，因此，2、3波的相长干涉只有在1波是小振幅时，才能形成太平洋地区的阻塞。这表明大西洋和太平洋地区的阻塞是彼此排斥的。事实的确如此；冬季，通常行星1波振幅大，因此，冬季在大西洋的阻塞明显比太平洋的多；另外，双阻形势是可能出现的。但这时太平洋阻塞比大西洋阻塞要弱得多。10、目前对于阻塞高压有哪些识别方法，各有什么优缺点判别阻塞高压的方法，大体可以分为两种1、通过查阅地面（或者500HPA）的历史天气图得到的主观阻塞高压指数，进行人工识别；2、通过计算500HPA高度场的位势梯度（或者高度场距平）、位温经向梯度得到的客观阻塞高压指数。两者的差别在于后者通过计算机检索，较前一种方法可以更方便地检索到阻塞高压的活动过程。目前，利用第一种方法提出的环流特征，实现了用计算机对阻塞高压的客观识别。11、东亚阻塞高压对我国夏季天气的影响（1）、夏季东亚沿海高纬度地区的阻塞形势对我国大范围持续性异常天气有着重要的影响。（2）、过去的研究已经指出，初夏鄂霍次克海高压的维持往往使我国长江流域梅雨带稳定，从而出现大范围洪涝天气。（3）、夏季贝加尔湖至鄂霍次克海一带的阻塞高压的维持往往使华北地区产生持续干旱，对我国江淮流域美玉起着重要影响。12、（补充可发挥）我国西南山地为什么多夜雨其一、是西南山地潮湿多云。夜间，密云蔽空，云层和地面之间，进行着多次的吸收、辐射、再吸收、再辐射的热量交换过程，因此云层对地面有保暖作用，也使得夜间云层下部的温度不至于降得过低；夜间，在云层的上部，由于云体本身的辐射散热作用，使云层上部温度偏低。这样，在云层的上部和下部之间便形成了温差，大气层结构趋向不稳定，偏暖湿的空气上升形成降雨。其二、是西南山地多准静止锋。云贵高原对南下的冷空气，有明显的阻碍作用，因而我国西南山地在冬半年常常受到准静止锋的影响。在准静止锋滞留期间，锋面降水出现在夜间和清晨的次数，占相当大的比重相应地增加了西南山地的夜雨率。第五单元平流层大气1、研究平流层大气的意义1、超音速飞机及其它飞行器在该层飞行或飞经该层越来越多，这需要对该层的大气运动，要素分布予以了解；同时从环境保护出发，也要了解飞行器排出的废气对平流层的影响，进而对全球大气、气候的影响。2、臭氧（O3）主要分布在离地面1060KM的气层中，即主要在平流层中，而它的变化影响到平流层的辐射平衡，并对地面温度有影响，故研究其光化学过程。3、研究平流层对对流层天气、气候的影响（如干侵入、高空旋风搅动大洋深处），为做好对流层中、长期预报、气候预测而奠定基础。4、最近，理论研究表明，O3和CO2浓度的明显变化所引起的平流层辐射平衡改变，进而对地面温度有显著影响。2、平流层大气环流的基本特征（1）、平流层（对流层顶5055KM）同温层对流层顶3540KM，气温550C左右；（2）、同温层以上，气温随高度增加而增加；集中了大部分臭氧；（3）、没有对流运动，污染物停留时间很长；（4）、气流主要表现为水平方向运动，对流现象减弱；（5）、基本上没有水气，晴朗无云，很少发生天气变化。3、平流层温度分布特征一般情况下在SSW时段内，温度场的分布特征有两种一是整个北半球中高纬冷暖空气各占一方，暖空气将冷中心挤出极地，西风也反转为东风，或者中高纬的环流经向梯度明显加大。二是暖脊从两大洋上分别向高纬极地伸展，冷空气则走陆路，由北美和东亚分别南压。4、平流层大气SSW的定义，平流层SSW过程的特点以及相应的环流变化1、平流层爆发性增温（SUDDENSTRATOSPHERICWARMING，简称SSW）指的是在盛冬到冬末春初，极地附近平流层10HPA及其以下的大气中温度突然急剧升高的现象，一般可以在大约一个星期的时间里升高3040，是平流层大气环流的重要现象之一。2、其特征是平流层极涡变形，甚至崩溃；极地平流层大范围爆发性增暖，使得赤道向极的温度梯度大为减弱，甚至反转；极夜西风环流减弱，甚至消失，极区周围将出现东风环流。5、平流层爆发性增温发生发展机制（会解释）（下面答案值得商榷）目前，对平流层大气SSW产生机制主要持有三种观点1、大气O3总量变化、太阳活动、赤道低平流层的准两年振荡（QBO）而引起的SSW；2、对流层行星波动往平流层传播而引起的SSW；3、用高纬度行星波与基本气流相互作用的原理来解释平流层SSW，即利用波作用通量来诊断平流层爆发性增温过程。现在大家一般接受的观点是中高纬度对流层的行星尺度的ROSSBY波向上传播到平流层并于平流层气流相互作用的结果。这一机制首先是由MATSUNO（1971）在行星波上传的概念提出的，后来经过修改和提高。6、产生平流层爆发性增温需要两个条件1、对流层的波动足够强烈，为平流层的波动提供足够的“能量”。2、平流层纬向风比较微弱，保证对流层波动顺利上传到平流层。当然，以上两个条件可能只是爆发性增温的必要条件，而非充分条件。7、热带平流层低层QBO定义和观测事实在平流层下层（热带地区20S20N）存在着大尺度垂直传播的波扰动，其周期从几天到几周，这些扰动迭加在平均纬向流场上，使其表现出低频的非季节性振荡，其周期略大于2年，这就是QBO。QBO具有如下特征纬向上对称的西风和东风状态有规律地周期性地更替，其周期约为2630个月；这种纬向风场的变化首先出现在30KM以上的高度，然后以1KM/月的速度向下传播。在3023KM下传且其振幅不发生变化，但到23KM以下，振幅迅速地减小，这种这振荡对赤道对称，最大振幅均为20M/S，半宽约12个纬度。8、EP通量的定义和意义，在二维EP通量中有哪两个分量组成，以及波作用量。（在没有任何外源强迫和没有摩擦的情况下，波作用守恒。EP通量的方向表示了经圈平面内ROSSBY波能量传播方向）1、EP通量可以表征扰动纬向动量和扰动热量的经向输送。2、广义EP通量的概念被提出后，由于其可以很直观地看到波对基本气流的作用，而且它与波的群速度相联系，被广泛应用到大气环流演变的诊断研究中，特别是应用于纬向平均流的加速或减速的诊断分析中。EP通量理论的优点在于它把方程组中扰动效应同纬向平均基本气流分开，集中体现扰动动量通量和扰动热量通量对纬向平均基本气流局地变化的强迫。3、波作用通量，广义ELIASSENPALM通量（EP通量）20FEUVZN，9、EP通量的推导（即推导扰动位涡南北输送与EP通量的关系）已知扰动位涡220FQZN证明201FVEUV，扰动位涡方程为其中扰动位涡方程Q，取纬向平均，并假设基本流变化缓慢，基本流变化缓慢，有20FYVRNZ代入Q，可得对利用热成风关系，注意,得到对利用地转风无辐散，有故其中10、（两支）波导传播的特点及条件在北半球冬季准定常行星波的传播明显具有两条路径，即两支波导。行星波首先从中纬度附近的对流层低层向上传播，然后逐渐分成两支，其中一支先折向高纬度地区并向上传播到平流层，最后再折向中低纬度平流层；另一支在对流层折向赤道传播到低纬度对流层顶附近。北半球冬季准定常行星波传播的两支波导在其年际变化上存在着反相振荡关系，当其中一支有异常增强时，另外一支会有异常的减弱。第六单元亚洲季风1、季风应具有的三个特点（1）季风是大范围地区的盛行风向随季节改变的现象，这里强调“大范围”是因为小范围风向受地形影响很大；（2）随着风向变换，控制气团的性质也产生转变，例如，冬季风来时感到空气寒冷干燥，夏季风来时空气温暖潮湿；（3）随着盛行风向的变换，将带来明显的天气气候变化。2、东亚季风与南亚季风差异1、成员比较；南亚季风源于南半球的马斯克林高压，在东非沿岸越赤道后形成索马里急流，以西南季风形式影响印度，中南半岛和我国西南地区，对印度季风槽的形成和季风降水有很大影响。东亚季风也有自己的成员东亚季风起源于澳大利亚高压，在105125E附近越过赤道以后，在南海，西太平洋地区也成为西南急流，由于西太平洋副热带高压的影响，形成热带辐合带，副热带高压南侧的东南气流向北又变成西南气流，与北方冷空气活动配合，在长江流域形成梅雨锋。2南亚季风与东亚降水比较南亚季风区的降水相对比较集中，两个主要的降水中心分别在印度半岛的西侧和孟加拉湾地区；西部以越赤道索马里急流与西风带气流相交的地方为界。5月份以前，降水中心主要集中在赤道以南；6月份，一个中心仍然维持在赤道以南，另一个中心逐步移动到印度半岛上。在7月底至8月初降水扩展到印度半岛的最北位置。北边一支降水中心从登陆到撤离半岛是印度半岛夏季风降水的时段。经过印度半岛经向方向的降水中心在6月份前后由一个中心扩展为两个中心。东亚季风雨带主要是随着季节变化逐步由华南向中国北方移动的。导致这种季节移动的直接原因包括越赤道季风气流，西太平洋副热带高压和西风带等强度的变化；青藏高原的热力和动力特征以及南亚，东南亚的季风强度也会从不同的角度对东亚季风施加影响。3、热源比较从大气热源的分布来看，两个系统各有一个巨大的热源中心位于北半球，各有一个冷源中心位于南半球。孟加拉湾热源和青藏高原热源与南半球的马斯克林冷源维持了印度季风槽的上升支和南半球的下沉支，组成了印度季风系统的季风经圈的环流；而南海与东亚大陆的热源与澳大利亚的冷源维持了南海和西太平洋热带辐合带的上升支和澳大利亚的下沉支，从而组成东亚季风系统经圈环流。3、季风的基本成因和机制到目前为止，通常认为形成季风的主要原因有四个，即海陆热力差异、行星风带的季节变化、大地形的作用和南北半球气流的相互作用。1海陆热力差异的季节变化2行星风带的季节变化3大地形的作用4两半球和不同区域的相互作用3、季节变化时期我国的雨带活动的特点4、南海夏季风爆发过程5、印度季风季节推进与东亚季风推进的特点亚洲季风的建立基本上分为东亚季风系统建立与南亚季风系统建立两个阶段，主要表现为低层西南风和高层东风分别在东亚（孟加拉湾东南部、中南半岛和南海地区）和南亚（孟加拉湾西北部、印度半岛和阿拉伯海地区）的建立。平均而言，第一个阶段开始于5月中旬，而第二阶段出现在6月上旬，整个建立过程是由南海向印度半岛推进，历时约一个月。由于亚洲夏季风爆发最主要标志是副热带高压退出中南半岛甚至退出南海，所以南海热带夏季风爆发后出现于南海以西的雨季应是热带季风雨带。随着热带夏季风在南海于5月中旬爆发，赤道雨带北跳到1520N。随后，中南半岛由副热带季风气流影响变为热带季风气流影响，并向西推进到孟加拉湾，向北到加尔各答，经缅甸到云南西双版纳，西双版纳雨季开始于6月第1候。因而，热带季风雨季开始为自东向西传播。原位于华南沿岸的副热带雨带在南海热带季风爆发后便随副高北进而北进。5月下旬开始从南向北推进，于6月中旬到达长江中下游。西藏的雨季也随热带夏季风爆发于6月上旬开始向西向北推进。亚洲季风另一次明显的季节变化发生在9月中旬至10月。在低层，变化主要表现在西南夏季风的撤退和偏北冬季风的建立。夏季风在印度和中南半岛的撤退开始较晚，9月底西南季风仍控制着除印度半岛西北角外的地区。季风基本上按原路从西北向东南方向收缩。6、冷涌的形成和传播特点冷涌产生的背景是在300HPA中纬地区有一对准静止的长波槽脊。脊位于东亚大陆，它维持了西伯利亚高压。槽一般在日本邻近，它为东亚沿岸提供了一个汇合区。冷涌的启动机制有两种一是黄河/东海地区的下沉运动，这由沿长波