在气象学中季风这个名词主要用于热带地区，一定程度上是因为处在热带和亚热带的国家受季风季节带来的降雨影响很大。人们通常有一个误解，认为季风总是和剧烈而又突如其来的降雨联系在一起，事实上，季风指的就是全年或全年大部分降水集中发生在一个（有时是两个）季节内，它与以前认为的季节性的风向逆转无关，原因后面会提到。所以换句话说，过了季风季节，降雨将减少，气候通常会变得干燥。季风这个词来源于阿拉伯语“mausim”，就是季节的意思，反映了季风性降雨有季节性的本质。
“在热带地区，预计在21世纪末亚洲季风和西非季风南部的降水是增加的，而在夏季北部Sahel地区则是减少的(Cook and Vizy, 2006)。”
人们还有一个误解，认为季风季节只发生在北半球（6-9月）和南半球（11-2月）的夏季，但其实季风还包括了冬季风，冬季风在全球范围内影响的地区与夏季风有所不同。
图1：在季风季节的五个月内降水占全年至少70%的地区。描绘季风影响区域的示意图有许多，尚未有定论，该图为其一。数据来自GPCP版本2.5，统计自1970-2008，由P.Dirmeyer提供。
如果我们只考虑南美洲，并把季风定义成季节性的风向逆转，那么南美洲的季风将不复存在了。这是因为南美洲的季风并没有季风定义中的夏冬季的风向逆转。不过在印度和东南亚这种典型受季风影响的区域，季节性的环流变化（如风向逆转）仍是十分重要的现象，亚洲的季风系统与其它季风系统不同，因为季风环流的扰动会改变季风的强度。这一现象说明季风并不都一样，而且会在各异的局部效应和远程效应下变得高度复杂（远程效应即遥相关，指代不相邻地理区域的天气和气候的联系），所以不同季风区受到季风的影响是不同的。
季风如何形成？
简单来说，季风会造成季节性降水集中分配，导致了干湿季的划分。不同地区在同一季风作用下会有不同的现象，因为它们有不同的地形、地貌特征，对不同的区域性或全球性遥相关效应（如厄尔尼诺-南方涛动现象，ENSO）有不同的敏感度，所以不同季风区受到季风的影响不同。
各季风区域中所共有的最为重要的大气现象就是其产生了热带辐合带（Intertropical Convergence Zone，ITCZ）。ITCZ是围绕赤道的低气压系统所形成的，它能为赤道地区带来持续不断时而猛烈的降水，而它的形成与哈德利环流圈的上升支流有关。哈德利环流是一个大尺度的大气环流系统，是指赤道空气上升至对流层后向高纬度流动，在角动量守恒和科里奥利力（因地球自转而产生的力）作用下而形成东风气流，进而形成的导致副热带急流。接着这一大团空气下降至近地面后又以西风气流的形式（仍是在科里奥利力作用下）返回赤道，这就是所谓的“信风”，至此一个气流的循环就完成了。那么何以见得其重要呢？全年中ITCZ并不是静止恒定的，它会向南或北越过赤道发生平移。例如在6-9月份，南亚次大陆正值季风，此时ITCZ在北纬25°附近；而在南半球的夏季（12-1月份），ITCZ能达到非洲的南部和澳洲北部（在南纬25°附近）。在最简化的气象模型中，一年之中ITCZ的位置大致与热赤道的位置相符，热赤道是一条环绕全球的线，是由经圈上表面温度最高的点（即接受最多入射太阳辐射的点。地球是个球体，故赤道受到的入射太阳辐射最高，离赤道最远的地方受到很少的太阳辐射，而这是随着太阳直射点的移动而变化的）连接而成。然而实际上要复杂得多，看看ITCZ的图，你会发现它极大地受到地形的影响所以并不规则（见图2）。
图2：南半球夏天时（12-2月份）ITCZ的最南端（紫线），图例为月降水量。
假如地球是个水球的话，那ITCZ的位置将坐落在一条东西向的直线上。当然从图2可知事实并非如此，而ITCZ经过大洋时其轨迹更接近赤道而非热赤道，经过陆地时其轨迹比赤道更南偏，这种差异是因海洋和陆地的比热不同造成的，一般情况下陆地比海洋升温快，所以热赤道经过陆地的话它会比海洋升温更快。由于海洋相比陆地其保留热量的能力更强，温度维持得更稳定，所以经过海洋的ITCZ更易固定在一个地方。如果考虑上其他大气现象和洋流现象情况将变得更加复杂，因为这些现象会把热量重新分配至各地。除此之外，地形和海拔的变化也有影响，比如不同的陆地/洋底的盆地对能流的反应也不同，进而影响ITCZ的位置和强度。在热带季风气候中ITCZ会和因陆地低气压而产生的气候现象发生相互作用，从而形成剧烈季节性降水。
之前提到的风向逆转也是大多数季风区共有的特点（北美和南美季风除外），风向能够逆转约140°，从冬季离岸的风变为夏季向岸的风。热赤道下洋面接受的入射太阳辐射使大量水分蒸发形成气团，气团向岸流动，释放热量并上浮（热空气会上升），进一步释放热量并凝结，最终形成降水。但风向逆转的成因是什么？
Figure 3: Simple model showing the simple wind reversal mechanism and varying heat capacities of the land and ocean during the winter and summer leading to the different temperature and thus the resulting pressure differentials and resultant wind patterns.
图3展示了一个简化模型，阐明了季风区冬夏季风向逆转近140°的机制。如前所述，海洋和陆地的比热不同，而比热指的是物质温度上升1℃所需的能量，陆地的比热低，在入射太阳辐射下升温快，海洋的比热相对高些，所以升温慢些，那么夏季时陆地表面会比海洋更暖（图3上部）；冬季时则相反，海洋保留了大量之前的热量，散失得比陆地缓慢，使得海洋要比陆地更温暖。陆地和海洋之间的温度差进而形成了气压差，而空气总是从高气压处（冷）流向低气压处（暖），从而形成了这一风向的逆转。有许多因素能够影响气流的强度，比如在东南亚的季风系统内，青藏高原的存在提高了海洋输送到陆地的水汽通量，这是因为青藏高原这一巨大的地理屏障的海拔太高，使得其周边气团升温，形成了悬殊的温度梯度和压力梯度，进而增强了整个季风环流的强度，向岸的水汽通量提高。喜马拉雅山脉也起到相似的作用，阻挡了来自印度次大陆满载水汽的热带气团北向深入干燥的亚洲大陆，这也是喜马拉雅山脉背风面气候干燥的原因。
各种大气急流（如副热带急流、热带东风急流、非洲东风急流、索马里急流等）也能够影响季风的强度，这些急流是由各种区域性或全球性的气流和洋流互相作用形成的，与季风系统本身关系不大，但大气急流的扰动还是会影响到季风（季节内的、年间的和十年间的变化）。比如，强的热带东风急流（Tropical Easterly Jet，TEJ）与强的亚洲季风相关，当中的作用其实远比这复杂，有研究称弱的热带东风急流产生的弱东风垂直切变场可能更有利于印度洋强热带气旋的形成，这说明总体来看季风是变弱的，但其风暴活动仍可能增强。副热带急流也是一个重要的大气急流之一，尤其是对于亚洲季风系统而言。通常中层气旋的西风环流由于喜马拉雅的高海拔被限制在其南边，然而在季风季节，这一急流北上越过喜马拉雅，即热带气团往更北的地方输送，这标志着印度进入了季风季节。其原理就在于青藏高原升温形成了低气压系统，有效地将热带气团拉过了喜马拉雅。
遥相关：
两地虽有千里之遥，一处的天气和气候却可能受到另一处情况的强烈影响，大气就是维系两地的主要方式。如大尺度大气准定常罗斯比波（Rossby wave，一种大气波动）会导致使一个区域变得更热或更湿，而一个波长之外的下游处变得更干或更冷。
- 印度洋偶极子（Indian Ocean dipole, IOD）—印度洋偶极子包括海面温度的非周期振动，有正、中、负三种IOD事件。正IOD事件的特征是西印度洋区域的海面温度和降水升高，而东印度洋区域海水温度降低。夏天时发生的正IOD事件（通过次表面偶极子特征传递）会导致南亚高压增强、其东部脊线向东延伸、西太平洋副热带高压增强并西向延伸，季风继而减弱。
- 厄尔尼诺-南方涛动（El Niño-Southern Oscillation，ENSO）—厄尔尼诺现象中热带东太平洋的海水表面温度反常地高，西太平洋的对流移动到中太平洋和东太平洋，接着抑制了亚洲季风区域和西太平洋暖池区域的对流，进而导致季风衰退。有人认为上述变化可能会因过去30年全球变暖而延缓，最近有研究指出温室效应切断了印度沃克环流（the Indian Walker circulation）和ENSO（非东亚）之间的联系，冬春季变暖，亚洲内陆积雪减少，使得海陆温差增大，季风环流抵消了厄尔尼诺的负面影响。然而这可能只是自然产生的变化，温室下的ENSO会有什么影响尚未有定论。也许古气候学研究能够提供一些思路。
- 北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation, NAO）—北大西洋风暴路径和NAO指数相关的顺变扰动活动会造成东亚东北部海平面气压异常。在负NAO指数的年份，南NAO中心所在的从欧洲西北部至东亚东北部出现了驻波图案，然而在正NAO指数的年份，驻波图案从NAO中心延伸穿过亚洲大陆中部至大陆东南部，约北纬40°，这可能可以解释正NAO，中国中部、东南部的大气环流以及过去20年中国北部、东北部的干旱之间的联系。
遥相关造成的影响和季风系统相关机制仍有许多未解之谜。要解决这些问题，未来还需在技术上提高信噪比以期获得更可靠的时空观测资料，任重而道远。
季风的未来：
季风未来将会如何变化、变化幅度有多大、何种气候模型更适用，这些问题是当前大家热议的焦点，具体情况可能取决于季风区本身，包括复杂的动力学、热动力学互作，在温室效应下变化的遥相关等，不过一些区域表现出更大的共性。在一个全球变暖的简单模型中，海洋表面温度(Sea Surface Temperatures，SST)应该会增加与邻近陆地表面的经向温度梯度，从而使从海洋中蒸发的水分从强化的季风环流中得到更大的通量。然而在全球变暖大环境下，高纬度地区比低纬度地区升温更快，这使得极地至赤道的温度梯度变小，大尺度大气环流减弱。而南北半球之间升温速率的差异又能增强哈德利环流，不仅是季风环流，大尺度的大气环流也会带来许多不确定性。
IPCC报告认为全球大体降水将提高5-10%（图4），而不同季风区域情况可能不同，如非洲、南美洲，这些地方在模型上变化的共性很少（图5的白色区域），空间相干性也很少（如东南亚）。
图5：IPCC报告，2090-2099相较于1980-1999的降水相对变化（百分比）。数值来自多种模型综合结果，左为12月-2月，右为6月-8月。白色区域指少于66%的模型一致，打点区域指多余90%的模型一致。
各模型的结果并不一致，所以选择一个能正确评估季风状态的模型显得尤为重要。随着科学家们的努力，越来越多的模型能够得到一致的结果（图6），与实际值的差异也在逐渐缩小，连各季风区发生的特殊情况也处在综合模型的一个标准差范围内。随着模型的改良和进步，未来的模型能够考虑到更多变量以至于图6打点区域将不再存在，即所有预测结果都在内部变化的两个标准差范围内。
图6：显示此综合模型预测的在RCP8.5下2045-2065、2081-2100、2181-2200这三段时期与基准期1986-2005相比季节平均降水变化百分比。阴影表示平均变化的预测值在小于内部变化的一个标准差范围内，打点表示平均变化的预测值大于内部变化的两个标准差范围，同时有90%以上的模型得出此一致结果。
此外，对季风的长期观测仍是不足的，其观测结果从全球角度来看常不一致，尤其在跨洋的情况下。对过去的全球季风进行分析，发现其变化程度一直是趋于减少的，直至1980年开始稳定下来而后逐渐增多，季风的多变可能只是由于年代际的变化或观测记录时空数据的缺乏。基于过去和现在的观测数据，科学家们正在努力预测未来的季风系统将如何变化。
古气候：
古气候数据对研究季风的长期表现十分重要，尤其是在全球变暖的背景下，因为过去的气候比现在暖得多，比如上新世就存在暖期，所以古气候数据能够作为我们研究未来气候的重要手段。然而难点在于代用数据的缺乏，年代越久远，所获得的数据尺度就越大，信号更趋于描述全球性的气候，而不仅仅关乎季风了。
在模拟过去的气候时有一些潜在的不确定因素，如：
- 不同板块的扩张和碰撞速率不同，大陆的构造也有差异；
- 地形抬升速率和风化速率—喜马拉雅山和青藏高原的高海拔对印度季风和东南亚季风的形成和演化起了非常重要的作用；
- 海道的开合—这可能会通过洋流的走向和强度对局部季风系统（甚至全球范围的季风系统）起作用；
- 大气中温室气体浓度—温室气体中重要组成气体，如二氧化碳，其含量已经大幅度上升，直接地（如克劳修斯－ 克拉珀龙方程（Clausius-Clapeyron））或间接地（洋流及气流输送的调整）影响到季风系统；
- 冰雪覆盖率：南北半球的冰盖并非总是存在，而是在过去的3500万年中反复扩张又衰退。冰盖可以调节局部甚至全球的气温和海温，对特定季风系统可能也有影响；
- 植被对气候的反馈—植物经过长年演化，特定的类群和气候有着一定的关系。植物不仅能对气候变化作出相应，还能对气候起到调节作用，这种复杂的地面-大气相互作用可能会直接或间接对季风起调节作用。
翻译: 王腾翔