天气原理第10章-东亚季风

天气学原理授课教师尚可政shangkz@;shangkz15339835153内蒙古自治区气象局气象知识培训班课件兰州大学大气科学学院

季风是一个古老的气候学问题，起源于阿拉伯语“mansim”，意思是季节（season）。季风现象，在中国、印度及阿拉伯海沿岸一带，早在古代就已经引起人们的广泛注意。一般地说，季风是指近地面层冬、夏盛行风向接近相反且气侯特征明显不同的现象。目前，对季风研究已超出气候学范畴，而是把它作为一个天气现象来进行研究。

第十章东亚季风环流对季风的认识至少有三点是公认的，即：（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。本章重点

1.东亚冬季风和夏季风的一般特征

2.东亚季风的形成机制本章难点

1.季风低频振荡激发与传播机制§1.1亚洲季风环流系统§1.2亚洲季风的形成与维持§1.3亚洲季风活动与低频振荡

§1.1

亚洲季风环流系统

世界季风区

亚洲季风区

亚洲夏季风环流系统

亚洲冬季风环流系统

季风的爆发与建立

一、世界季风区

赫洛莫夫(xopomob)规定,凡地面上冬（1月）、夏（7月）盛行风向之间至少差120°且季风指数（I）达到一定百分率的地区为季风区。季风指数I的定义为：

I=（F1+F7）/2其中F1和F7分别为1月和7月盛行风向频率的百分数

I>40%的地区为季风区，I>60%的地区为明显季风区，I<40%的地区为非季风区。亚、非、澳洲的热带和副热带地区为连成一片的全世界最大的季风区；东亚的海上、南亚、东非和西非属明显季风区。

陶诗言等（1987）通过对亚洲夏季风系统特征的分析，注意到东亚地区的季风与印度季风之间不仅组成的成员不尽相同，而且其变化特征也有明显的差异，首次提出东亚季风系统的新概念，即夏季亚洲存在着既相互独立又相互作用的两支季风子系统，即南亚（印度）季风和东亚季风。二、亚洲季风区亚洲夏季风在中印半岛-南海地区最早爆发印度（南亚）季风区东亚季风区西太平洋季风区台风亚洲季风区分区示意图（取自李维京、张祖强等，2003年）左：亚洲夏季季风系统示意图（蓝线表示低层系统，红线表示高层系统）三、亚洲夏季风环流系统右：夏季风示意图（一）系统成员低空成员：

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，对印度季风糟的形成和季风降水有很大的影响。

东亚季风源于澳大利亚高压，在105～125E附近越过赤道以后，在南海、西太平洋地区也成为西南气流，由于西太平洋副热带高压的影响，形成ITCZ（或称热带季风辐合带、南海季风槽等）

；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（或称副热带季风辐合带、梅雨辐合带等）。将与越赤道气流有关的季风气流称为热带季风，而与副热带高压有关的季风气流称为副热带季风。1澳大利亚冷高压2马斯克林高压3西太平洋副热带高压4索马里急流5印度季风槽6梅雨锋越赤道气流高空成员：

在高空，这两支季风环流都伴有较强的偏东气流，虽然东亚地区偏东气流强度比印度上空的弱，但越赤道的经向风强度比印度洋西部强。南亚反气旋的东部脊、东风急流、向南越赤道气流、南半球高空副热带高压脊等。1南亚高压2东风急流3向南越赤道气流4南半球副热带高压图：亚洲夏季季风系统从大气热源的分布看，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，组成印度季风系统的季风经圈环流；而南海和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ITCZ的上升支和澳大利亚的下沉支，从而组成了东南亚季风系统的季风经圈环流。因此，这是两支相互独立的季风子系统，它们的分界线大约在100°E附近。

另一方面，这两支季风子系统又共存于一个大季风环流区内，又是相互作用的：印度南部西南季风加强延伸，可以影响到南海、西太平洋地区，加强那里的西南气流；而南海热带低压或台风西移可以引起孟加拉湾低压的发展，最后影响印度季风。

这些环流系统的控制下，东亚存在三支低层季风气流：澳大利亚冷性反气旋中辐散出来的冬季东南季风；越赤道后转向而成的南海－西太平洋热带西南季风；由西太平洋副热带高压脊西侧向北流转向而成的东亚大陆－日本副热带西南季风。东亚地区两支西南季风的北侧是两条辐合带，高层为辐散带，对应着两条季风雨带。研究表明：东亚夏季风又可划分为南海一西太平洋夏季风和中国大陆东部一日本副热带两个相互独立的东亚夏季风子系统。可见，东亚夏季风完全不同于印度夏季风，并不是单纯的热带季风，而是具有热带季风和副热带季风的双重特性。

东亚季风环流系统与印度季风的关系的研究成果，突破了长期以来东亚夏季风从属于印度夏季风的观点，对中国气候变化的研究具有重要意义。

东亚夏季风与南亚夏季风的比较

１．印度和中国的降水除少数地区无明显的相关；

２．印度夏季风由单纯的热带季风所组成，东亚夏季风包含热带季风和副热带季风两部分，影响系统复杂；

３．大部分夏季风低压系统是在东亚季风区发生而后向西传播到印度季风区；

４．印度季风区的西南气流向东输送构成东亚副热带季风的一部分。（二）夏季风异常的环流特征

夏季风环流系统中某一成员的强弱、位置发生变化，均可影响整个环流系统变化，从而影响夏季风的强弱和进退，并进而影响各个地区旱涝。季风区的划分青藏高原以东地区主要受东亚夏季风、西太副高及地方性系统等的影响青藏高原上受南亚季风及高原系统影响新疆受西风带高、低纬度系统影响河西走廊及阿拉善高原是以上三者的过渡带四、亚洲冬季风环流系统左图：亚洲冬季风系统示意图（蓝线表示低层系统，红线表示高层系统）亚洲冬季风起源于西伯利亚高压，当高压离开源地向南爆发时，在其东侧和南侧可产生很强的北风和东北风，这就是冬季风。当东北季风向南流向南海及印度尼西亚一带时，可形成冷涌，最后流入到赤道槽内，加强那里的对流和降水。（一）系统成员低空成员：

亚洲大陆冷性反气旋、向南越赤道气流、印尼－北澳夏季风辐合带或热带辐合带（西北季风与东南信风）澳大利亚热低压等。1亚洲大陆冷性反气旋2向南越赤道气流3印尼-北澳季风辐合带4澳大利亚热低压高空成员：

南半球高空副热带高压脊向北越赤道气流北半球高空副热带高压的西部脊1南半球高空副高脊2向北越赤道气流3北半球高空副高图：亚洲季风系统—冬季（二）冷涌的向南传播及其对低纬环流的作用1定义：东亚冬季风在北方爆发及侵入我国习惯上称为寒潮（coldwave)，当其进一步向南海推进时称为冷涌。2南海冷涌：一般认为当南海北部东北风大于等于8米/秒，深圳与黄石地面气压大于等于8hPa，且冷涌过程中东北风维持在6米/秒以上时，称为南海冷涌。冷涌向南传播过程中，冷空气的厚度愈来愈薄，一般不超过700hPa。3冷涌向南传播路径东亚大陆经台湾海峡南海；中国大陆西部沿中南半岛东海岸低纬从东路南下的冷空气主要在海面上移动，变性增温增湿逐渐失去干冷的特性；从西路南下的冷空气由于在陆地附近的海上移动，且受冷洋流的影响，其变性很慢。

强的冷涌可以侵入南半球，并可从南海南部向西传播至印度洋，形成印度季风区的东北季风。沿海进入南下进入（三）冬季风异常的环流特征

强弱冬季风年的东亚环流系统和天气特征有明显的差异。强冬季风年500hPa西太平洋副热带高压弱，亚洲地区西风环流弱，东亚长波槽脊南伸，200hPa层115°E西风急流强且偏北。弱冬季风年环流特点与之相反，500hPa西太平洋副热带高压强，亚洲地区西风环流强，东亚大槽弱，200hPa层115°E西风急流弱且偏南。亚洲冬季季风和夏季季风成员

夏季季风冬季季风马斯克林高压、澳大利亚高压和西太平洋高压西伯利亚高压印度北部和南海季风槽印度尼西亚季风槽索马里低空急流、南海低空急流、副热带低空急流对流层低层季风涌升印度北部、南海地区和江淮流域的降水和云覆盖马来西亚南部和印度尼西亚的降水和云覆盖对流层上层的青藏高压对流层上层的南海高压热带东风急流副热带西风急流小结：亚洲季风区

1．南亚季风：热带季风区冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。

２.东亚季风：

①南海－西太平洋：热带季风区冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。

②东亚大陆－日本：为副热带季风区冬季：300Ｎ以北盛行西北季风，以南盛行东北季风；夏季：盛行西南季风或东南季风。五、季风的爆发和建立（一）季风的建立和撤退

一般所讲的季风的建立（撤退）都是针对一个局部地区而言的。实际上，季风都不是在季风区的所有地方同时建立和撤退的，而是一个不断推进和撤退的过程。因此，对一季风区而言，所谓季风的建立与撤退包含两个概念：

一是在季风区开始建立（撤退）；一是在整个季风区完全建立（撤退）。对于整个季风区来说，冬（夏）季风的开始建立也就是夏（冬）季风的开始撤退，冬（夏）季风的完全建立也就是夏（冬）季风的完全撤退。东亚季风比较复杂，夏季存在两种性质不同的季风和季风环流系统。

北半球东亚季风与南半球印尼－北澳季风处于同一个季风环流系统，因此：东亚冬（夏）季风的完全建立（撤退）也就是印尼－北澳夏（冬）季风的开始建立（撤退）。东亚冬（夏）季风的完全建立（撤退）与东亚冬（夏）季风的开始撤退（建立）以低层越赤道气流的转换为标志。（二）夏季季风建立雨带活动是东亚和南亚地区重要的气候特征，它与夏季风进退关系密切，对某一地区而言，雨带的停留则造成该地区的雨季。根据雨季和风向的变化，可以定出亚洲夏季风建立的平均日期线。夏季风建立过程开始于五月中旬前后，这时南亚和东亚夏季风往往有一次爆发过程。在热带地区是从南海、中南半岛向印度半岛推进；在中国东部则由华南向华北推进，而西部则从孟加拉湾和缅甸向北推进，整个过程历经两个月，而且东亚季风似乎比南亚季风爆发早。

亚洲夏季风建立的平均日期

中国夏季风(东亚副热带季风）的进退

夏季风的进退不是连续的，而是阶段性的。确定季风的进退，除了根据雨季和风向的变化以外，还可以根据地面、850或700hPa上特定数值的等θse线的变化来表示。如果用850hPa的340K位温等值线代表季风气团的前锋，则有三次突然的北推和四次静止时段：5月第4侯到6月第2侯：华南北部（华南前汛期）6月第4侯到7月第1侯：长江流域（长江流域的梅雨期）7月第2侯到7月第4侯：黄淮流域（黄淮雨季）7月第5侯到8月第2侯：华北（华北雨季）关于θse，提供了一个以气团角度看季风现象的视角，θse等值线的进退可以看作是气团移动的结果或者说是气团移动的指示性标志。Θse=340K高值中心季节间的跳跃性表明了夏季风爆发和撤退的突发性特征。在东亚副热带季风进退的研究中，根据副热带季风的温湿性质和风向，可以用850hPa上Θse=336K~340K，Td=12~140C和1000hPa上θse=344K~348K等特征线作为副热带季风前沿进退的指标。850hPa340K等值线平均位置的时间变化(1971－1980年)华南北部（5月第4侯到6月第2侯）长江流域（6月第4侯到7月第1侯）黄淮流域（7月第2侯到7月第4侯）华北（7月第5侯到8月第2侯）

（三）冬季季风的建立

亚洲冬季风最显著的地区是中国的东岸，影响范围经南海到马来西亚和印度尼西亚一带。在700hPa以下这里盛行强的偏北或东北风。印度冬季风也相当明显，在孟加拉湾北部有明显的北风分量，这相当于那里的干季。冬季风的建立一般在10月中旬，这正是亚洲大陆高压加强，寒潮首次侵袭到华南沿海以至东南亚的时候。这时，南亚地区大气环流正处在明显的季节变化时期，热带和副热带的高低空流场急剧地从夏季环流型向冬季环流型过渡，在南亚和东南亚地区冬季季风逐渐建立起来。五个冬季(1980-84年12－2月）850hPa经向风为北风的频率§1.2亚洲季风的形成与维持Hadley

在1686年最早提出：季风形成的原因是与太阳辐射季节循环有关的海陆热力状况差异的季节性反转。50年代以来，许多气象学家对这一经典的提法作了进一步的修正，即认为季风现象主要是行星风带季节性位移的结果。70年代末以来，特别是通过1979年的季风试验，人们开始认识到青藏高原的热力和动力作用以及南北半球气流间的相互作用的重要性。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.海陆热力差异由于海陆热力差异产生了经典的海陆季风，即冬季大陆为冷源，海洋为热源，风从大陆吹向海洋；夏季大陆为热源，海洋为冷源，风从海洋吹向大陆。海陆热机造成的风向变化反映了季风的本质。若只考虑海陆热机是季风的唯一成因，则在所有的海边都有季风，而且高纬（温度年较差比低纬大）季风比低纬显著。但实际情况正好相反，最显著的季风气候在亚洲一非洲的低纬地区。同时，从海陆分布推算印度的西南季风厚度不超过2000m，而我国西南地区季风的实际厚度达5000－6000m或更高。故，难以单纯地由海陆热力差异解释季风的成因。在表面均匀的地球上，行星风带基本上是纬向的，地表太阳辐射地理分布的季节变化，引起行星风系的季节变化。在两支行星风带交替的区域，行星环流发生季节转移，盛行风向往往近于反向，有人称这种现象为行星季风，以低纬地区（30°N～30°S）最为显著。恰恰东半球的低纬地区（从东非经南亚到东亚以至西太平洋），海陆热机和行星风带季节变化的作用一致，造成了最显著的季风气候区。2.行星风带的季节变化3.南北半球气流的相互作用

南北半球侧向交换过程是南北半球环流相互作用的主要形式之一，跨赤道的空气输送在季风区最明显，其中北印度洋是赤道气流中最重要的通道。北半球夏季，亚洲南部两支季风环流都起源于南半球高压系统。对越赤道气流和赤道西风的变化与南半球高压系统活动关系作了研究，发现在850hPa上，当南半球马斯克林高压加强后，45E附近东非沿岸的越赤道气流得到加强，然后在10N、50E附近赤道西风加强，并向东推进；同样，澳大利亚附近高度场增加时，加大了澳大利亚北侧的越赤道气流，然后加强南海、西太平洋附近的西南气流。越赤道气流和赤道西风的加强进而影响到印度季风和东亚季风。

4.大地形的作用东亚夏季风对东亚夏季风主要是热力作用，夏季高原巨大的热源，有助于高层南亚高压和东风急流的形成与维持，与印度西南季风的爆发有直接关系；高原低层的热低压与西太副高相配合，不仅使其东侧的西南季风增厚，而且使夏季西南季风更加深入到华北以至东北地区；

高原的背风坡生成西南涡、西北涡等降水天气系统。青藏热低压对西南季风的作用东亚冬季风

青藏高原的动力作用是主要的，限制了冬季风的传播路径，并使其风速加强；青藏高原的存在对高空西风带的分支作用：

北支西风气流形成东亚大槽，引导冷空气南下；

南支西风气流在孟加拉湾处生成南支槽，活跃东移时，有利于在我国南方冬季锋生和降水。§1.3亚洲季风活动与低频振荡一、大气低频振荡的一般情况二、低频振荡的传播三、低频振荡与东亚季风活动

一、大气低频振荡的一般情况

大气振荡导致大气环流的周期性变化：

1.高频振荡：时间尺度小于７-１０天

低频振荡：时间尺度大于７-１０天，小于一个季度（也称季节内变化）3.季节变化：以年为周期的振荡4.甚低频振荡:

年以上的大气振荡70年代初，Madden和Julian利用赤道附近的坎顿岛气象资料进行分析，首先揭示了40~50天热带地区的显著周期振荡。现已发现，低频振荡不仅存在于热带，而且也存在于中高纬地区，具有全球性。热带低频振荡和强对流区相联系，高低空振荡呈反位相（斜压结构），其成因与热源异常关系密切。中高纬地区低频振荡具有明显的地域性，与准定常环流系统关系密切，高低空振荡接近同位相（所谓相当正压结构），且具准地转特性，其成因可能主要与非线性互相作用有关。大气低频振荡同长期天气变化和短期气候异常有着密切的关系。一系列的资料分析表明，大气中的低频振荡以热带地区较为显著，尤其在南亚和东南亚季风区。夏季风建立以后，季风环流系统经历着加强与减弱、东西向或南北向移动的准周期振荡，这与大气低频振荡的传播有着密切的关系。

大气低频振荡有两个频带a10－20天（准双周）b30—60天（40~50天，30~50天，准40天）

由于它们的周期比大气长波的周期（7天左右）长，频率低，因此称为大气低频振荡，也称季节内变化。

二、低频振荡的传播（一）纬向传播

在南亚和东南亚季风区，存在着向东（30～60天）的纬向传播。这种低频振荡的存在可能与印度洋和西太平洋的大范围对流有关（向东30～60天的纬向传播造成的西风异常可以成为ENSO的触发因素）。Murakami等（1986）利用OLR资料发现印度地区和东亚地区30～60天低频对流活动常常反位相，且至少78%的低频振荡在15-20N之间是由东向西传播的（ChenLongxun,1988)，这表明印度季风和东亚季风之间存在某种联系。

1.1波型准40天振荡沿赤道东传的环流变化特征：（1）低频对流最有利的发展区域：赤道印度洋（2）低频对流获得再次加强的区域：西太平洋这两个区域都属亚洲季风区的范围2.纬向波数为2的长波射出辐射（OLR）低频扰动表现出较明显的驻波特性。3.准40天低频振荡在各纬度上的传播方向不同：赤道东传，副热带地区大多数西传，30◦N以东传为主。4.低频振荡的纬向传播具有显著的年际变化（二）经向传播分析了夏季印度地区的30~60天低频振荡，发现这种扰动无论是云量还是高度场和风场，都表现为从赤道到青藏高原地区明显的向北传播。即，扰动起源于印度洋赤道地区，消失在高原南麓。这种低频扰动的经向传播与季风的活跃与中断期的交替变化有密切关系。当扰动从赤道向北传播到30N时，在气压场上表现为一槽脊线的经向传播。槽线与云区相对应，脊线一般是无云区。因而随着扰动的向北传播，对任一地区都会带来交替的天气变化，风场也表现有类似的经向传播，其振幅为3－6m／s。

1979年全年30~50天时间尺度的海平面气压时间纬度剖面图

阴影区为正值；气压值为55～110E的纬向平均

在140－270天之间（1979年4月20日左右到8月27日左右），季风区气压系统的运动明显向北，气压脉动的振幅为l～2hPa。图中还可以看出低频振荡与季风活动的关系：在印度中部（20N）夏季季风雨的爆发出现在6月20日（200天）前后，这时一个低压距平（2．0hPa）从赤道地区到达20N；在7月20日（231天）前后为季风中断期，这时一个高压距平（2．0hPa）从赤道地区移来；7月末（约在238天）又出现季风活跃期，这正好对应于一个低压距平向北移动；夏季风的撤退在8月28日（270天）前后，这与一个高压距平从赤道地区到达20N附近一致。（三）南北半球低频环流相互作用

低频振荡的经向传播可以引起南北半球低频环流的相互作用。1.南半球中纬度大范围的斜压性和冷空气活动具有准40天的周期性，对北半球夏季风有显著影响；2.北半球东亚的低频冬季风活动对南半球夏季风有显著影响。

北半球低频东北风涌向南侵入南半球后常引起气旋性扰动的发展，并在其北侧赤道附近引起西风爆发，风速比东北风涌的风速大得多。西风爆发具有低频振荡的特性，东传，把赤道西太平洋海表的暖水向东吹流，使得东太平洋海表温度（SST）变暖。同时，西太平洋海面降低，东太平洋海面升高从而导致厄尔尼诺（ElNino）事件的发生。三、低频振荡与东亚季风的活动

（一）低频振荡与季风的建立和撤退

低频振荡的纬向往往决定东亚和印尼－澳大利亚北部冬、夏季风建立和撤退的具体日期；低频振荡还可以大致决定对流天气扰动群体发生发展的时段。（二）低频振荡与东亚副热带季风北进的关系

准40天振荡与东亚副热带季风及其雨带的两次跳跃和3次停滞有关：当准40天振荡周期的北进期与副热带季风北进的季节变化趋势叠加时，使副热带季风及其雨带北跃；当处于周期的其他阶段时则北移缓慢或停滞。

（三）东亚夏季风环流系统的准双周振荡

Krishnamwh等（1973）对青藏高压的强度作过谱分析，发现存在14天左右的准周期振荡。这种振荡对青藏高压而言，表现为它的强度和位置的准双周变化。而对低空系统，就是所谓的季风活动的活跃与中断的不断交替：在季风活跃期，西南季风风速突然增加，印度半岛和中南半岛大范围降水，雨量加大，习惯上称为西南季风潮；在季风不活跃期，环流有所变化，大部分地区没有降水，称为西南季风中断。（四）低频振荡与东亚冬季风活动的关系（1）冬季环流建立后，中纬度对流层中层，不断有西风槽东移，西风槽过贝加尔湖后加强，形成东亚大槽重建，对流层低层有强冷空气的爆发，产生一次季风潮；（2）南支西风急流有波动东移，使中纬度槽经向度加大，在低层冷锋上诱导出气旋。当气旋在海上加强时，可使大陆冷高压前缘的偏北风加速南侵，形成一次底层的东北风和高层的偏西风的加强过程，从而使Hadley环流加强，形成一次季风潮。参考：关于季风的研究现状

一、亚洲夏季风研究进展（国外）

二、亚洲夏季风研究进展（国内）

三、季风北界问题的提出及研究意义

一、亚洲夏季风研究进展（国外）20世纪80年代以来，特别是90年代至今，国外学者对亚洲的夏季风研究主要有：(1)关于亚洲季风的定义（Webster提出了更普遍的季风定义：风与干湿）；(2)关于青藏高原的影响(Yanai、Wester等认为青藏高原的季节性加热对东亚夏季风的演变有明显的影响,对于季风边缘地区来说更是如此)；(3)关于亚洲季风与ENSO的关系(Yasunari的研究证实了南亚季风与ENSO之间相互作用、相互调节的关系；Webster、Kimter指出，ENSO对太平洋上空的Walker环流有明显的作用，ENSO对东亚季风边缘进退产生一定的影响);(4)关于亚洲季风的成因

(Chao等通过大气环流模式试验,结果证明海陆差异不是季风产生的必需条件，即季风的产生不依赖海陆差异,季风可以理解为远离赤道的[TC])；(5)关于亚洲季风的变率（Krishnamurti、Murakami等认为在夏季风区域存在周期约为40~50天低频波动，这种径向传播将会影响到夏季风在我国的北界位置。SongYang认为亚洲季风的年际变化由欧亚大陆、太平洋和印度洋SST以及其上的大气相互作用的动力过程决定；Shukla,Shen，Vecchi,Wang,Chuo和Lau研究了在亚洲夏季风的年际变化及其与陆面过程、SST、ENSO的联系）。(6)关于全球季风（在CLIVAR计划中有对全球范围季风的研究；BillLau提出了4A季风的概念；SongYang提出了全球季风的概念，并对全球季风的边界有刻画）二、亚洲夏季风的研究的进展（国内）80年代以来尤其90年代至今，我国科学家从深层上对亚洲夏季风进行了研究：(1)亚洲夏季风系统（1985，TaoShiyan,andChenLongxun；2003，黄荣辉、陈文、丁一汇）。(2)亚洲季风爆发（1991，陈隆勋、朱乾根、罗会邦；1992，黄荣辉、吴仪芳；1995，SCSMEX科学报告；1996，DingYihui,WangQiyi,YanJunyue；丁一汇、马鹤年；1998，吴国雄、孟文；2001，巢清尘、巢纪平）。

（3）亚洲夏季风与ENSO（1992，黄荣辉、吴仪芳；1998，吴国雄、孟文；张人禾、黄荣辉）。（4）亚洲夏季风指数（1988.黄荣辉、李维京；1999，黄刚、严中伟）。（5）青藏高原对亚洲夏季风影响的研究（1985，黄荣辉；1986，黄荣辉；1987，黄荣辉、严邦良；1995，Song,Y.C.,andR.H.Huang；1999，吴国雄、李伟平、郭华、刘辉、薛纪善、王在志）。（6）亚洲夏季风形成原因（秦大河、丁一汇、苏纪兰，待出版）。（7）亚洲夏季风与我国天气气候（1981，郭其蕴等；1991，陈隆勋、朱乾根、罗会邦等；1996，丁一汇、马鹤年；2003，钱维宏）图14。

（8）亚洲夏季风的时间尺度变化（李崇银等；1983,何金海,Murakami1991，章基嘉、孙国武；1999，王绍武、黄