我國雨帶推移的基本規律
我國夏季風的進退與雨帶的移動示意圖我國是以季風氣候為主的國家，在夏季，副熱帶高壓是影響我國夏秋季節最重要的天氣系統。西太平洋副熱帶高壓的位置和強度影響著整個東南亞地區水汽輸送狀況；同時，西太平洋副高北側是北上暖濕氣流與中緯度南下冷氣流的交綏地帶，氣旋和鋒面系統活動頻繁，常常形成大範圍陰雨和暴雨天氣，成為我國東部地區的重要降水帶，即鋒面雨帶（見下一級目錄）。該降水帶由夏季風主導，即位於西太平洋副高脊線以北5-8個緯距，並隨副高作季節性移動。平均而言， 每年2-5月，主要雨帶位於華南沿海地區，並隨著季節的轉暖緩慢向北移動； 6月中旬或下旬，雨帶北移至長江流域，使江淮一帶進入 梅雨 期，這種連續性的陰雨一直會持續到7月上旬末；到了7月上旬或7月中旬，雨帶北移至黃河流域，而江淮地區則處於副高的控制之下，進入伏旱期。如果副高強大、持續時間長，則會出現長時間的酷熱、少雨天氣，造成嚴重乾旱。副高南側為東風帶，常有東風波、熱帶風暴甚至颱風活動。因此7月中旬以後，華南地區又一次出現了雨區； 7月底至8月初，雨帶北移至華北、東北一帶達到一年中最北位置，如果副高穩定，江淮地區則持續高溫酷暑的伏旱天氣；從 8月底到9月上旬開始，雨帶隨著北方冷空氣的活躍而開始迅速南撤，華北、東北地區雨季最早結束；到了 10月上旬，雨帶退至江南華南地區，隨後退出大陸，結束了以一年為周期的雨帶推移活動。
從上述基本規律我們可以看出，華北東北地區雨季開始的較晚（7月），結束的較早（8-9月），雨季持續時間短；而江南華南地區雨季開始的較早（4月），結束的較晚（10月），雨季持續時間長。而雨帶向北推移的持續時間長，速度慢；向南撤退的持續時間短，速度快。同時雨帶的南北推移與副熱帶高壓脊線位置的變動也是基本吻合的。然而上述情況僅僅是雨帶推移的一般規律，實際上鋒面雨區的位置會隨著西太平洋副高的季節性南北移動而經常出現異常。
鋒面雨帶形成
鋒面雨形成示意圖我國位於亞歐大陸的東部，面臨世界最大的大洋──太平洋，海陸熱力性質差異在全球最為顯著，形成季風氣候在全球也最為顯著，我國東部季風區降水與 夏季風的進退及 夏季風的強弱有很大關係。當夏季風的暖濕氣流登入北上時，與從北方南下的冬季風的冷乾氣流相遇， 暖空氣輕，冷空氣重，較輕的暖濕氣流被抬升到冷空氣之上。 暖濕氣流在上升過程中，由於氣溫不斷降低，水汽冷卻凝結，成雲致雨，形成鋒面雨，從而在我國東部地區冷暖氣流交匯的地帶出現一條降水較多的鋒面雨帶。由此可見，鋒面雨帶在哪裡，哪裡就會形成降雨。
我國雨帶推移的月份
五月份雨帶
五月份，赤道低氣壓帶還未北移，該雨帶位於我國南方沿海地區，可能是夏季風剛剛登入，正常年份時間大約應是3-5月份，這時暖氣團的勢力較弱，南下的冷氣團經過長途跋涉及變性的原因，還有南方低山丘陵的阻擋，使兩股氣團勢力相當，鋒面在此停留較長時間，形成華南準靜止鋒，形成我國南方春季的陰雨連綿的天氣。
六月份雨帶-梅雨天氣
對流雨示意圖六月份，赤道低氣壓帶北移，印度迎來了西南季風，西南季風攜帶著海洋的水汽帶來了豐沛的降水，印度進入雨季，雨帶逐漸北移，而中國除非季風區的大部份地區均有降水，主要集中在秦嶺以南地區，主要雨區在江淮地區，此時來自太平洋和印度洋的暖濕氣流與北方南下的冷氣流相遇相持，江淮流域至日本南部這片狹長區域出現一段連續陰雨天氣，俗稱梅雨，形成長達一個月左右的降雨天氣。此時我國南方和中南半島太陽高度較大，對流較旺盛，多對流雨，來自太平洋和印度洋的暖濕氣流在南方和中南半島北部遇到山地和丘陵的阻擋產生大量的地形雨。
七八月份雨帶-長江中下游的伏旱天氣
伏旱天氣導致的土地龜裂我國東部雨帶主要位於東北和華北地區，此時我國的降水範圍較大；我國東部季風區只有江淮地區降水少，是由於太平洋上的副熱帶高壓勢力增強，位置西伸北進，控制江淮地區，使江淮地區盛行下沉氣流，從而形成炎熱乾旱的伏旱天氣，致使這裡的農作物，特別是水稻旱情十分嚴重；此時若颱風（帶來颱風雨）頻繁登入，可極大地緩解這裡的旱情。
九月雨帶
九月，太陽直射點逐漸向赤道靠近，至9月23日以後太陽直射到南半球，北半球大陸以降溫為主。大陸暖氣團勢力減弱，冷氣團勢力增強，使我國東部鋒面雨帶位置不斷南移，使九月雨帶主要分布我國東南地區和西南地區，西南地區由於秦巴山地的阻擋，使這裡的暖氣團的勢力仍較強，受喜馬拉雅山脈屏障影響，較無冷高壓南下影響印度，而東南亞地區太陽輻射加強，降水增多。
小結
綜合我國東部雨帶的移動規律，南方地區雨季來得早，退得晚，雨季長，雨量大；而北方雨季來得晚，退得早，雨季短，雨量小。因而，在降水的季節分配上，愈向北方降水的季節變化愈大，由於夏季風的不穩定性，北方降水的年際變化也大。
由於冬夏季風隨著季節的變化，各自的勢力也隨著有規律地消失。因此冬夏季風間形成的鋒面雨帶就會在我國東部地區產生有規律的南北移動。
鋒面雨給我國東部地區帶來的影響
我國東部季風區雨帶移動示意圖通過上述分析可知，我國東部地區各地雨季開始和結束的遲早，主要是由 夏季風的進退所決定。 夏季風的強 弱、遲早的不穩定性，決定我國多 旱澇 災害。
正常年份，鋒面雨帶的移動是 北進慢、南撤快。
我國南方雨季開始早，結束晚，雨季長， 降水多而且比較均勻；北方雨季開始晚，結束早，雨季短， 降水少而且集中。
我國東部地區各大河流自南往北相繼入汛，而且汛期一般也越往北越短。
我國長江中下游地區，六月中旬至七月中旬，因鋒面雨帶的徘徊停留出現梅雨；七、八月份盛夏時節又因雨帶北進，該地區受副熱帶高壓脊的影響，盛行下沉氣流，形成伏旱天氣。
反常年份，我國東部地區在夏季風強的年份， 鋒面雨帶北進快，則會出現北澇南旱；若在夏季風弱的年份， 鋒面雨帶北進偏慢，則又會出現南澇北旱。因此，在農業生產中加強天氣監測預報，抓好水利工程建設等防災抗災措施建設。
東亞夏季風環流和雨帶的季節內變化
研究背景
東亞地區東臨太平洋，西倚青藏高原，地理位置獨特，大氣環流有著顯著的季節變化，呈現出明顯的季風氣候特點。從近代科學觀點來闡述季風天氣氣候和季節突變，首先從竺可楨(1934)、涂長望和黃士松(1944)的經典性著作開始。竺可楨(1934)曾對東亞夏季風演進規律作出過精闢的描述——“其來也漸，其退也速”，表明大氣環流變化的非均勻性，特別是從夏到冬的轉變過程具有突然性。考慮夏季風的濕熱特徵，利用20℃等濕球位溫作為夏季風的北界對其進退規律進行了研究，指出夏季風在演進過程中存在兩次明顯的突變，分別是6月上中旬夏季風從長江流域越過黃河突跳到華北以及9月上中旬夏季風從華北突撤至長江流域，但限於當時的資料和認識水平，他們所描述的夏季風抵達長江流域的時間(5月中旬)較如今普遍認同的時間(6月中旬)早了近一個月。而後，以精細的分析說明東亞上空西風急流中心位置有6月和10月兩次突變，而且這兩次突變不僅僅是東亞地區的局地現象，而是在北半球都普遍存在的。這兩次大氣環流突變分別對應於梅雨期的到來和東亞大陸冬季風的建立。
研究進展
在上述研究的基礎上，利用泛函分析研究了大氣環流的季節變化，提出度量環流相似性和差異性的方法，將研究上升到了理論高度。該方法具有客觀、定量的特點，既可以鮮明表示出季節變化的突然性，還可以表示出季節隨時間在南北方向上的推移。因此，諸多學者將這種方法套用於大氣環流季節變化和南海季風爆發的研究上，得出了許多有益的結果。此後，作了進一步的改進，將氣象要素場的“變差度”和其前後場的相似度隨時間的變化求出來，使之更便於研究季風的建立和推進過程。套用該方法分析南海夏季風的爆發過程。
大氣環流除了有明顯的季節變化外，在夏季期間也存在明顯的季節內突變。東亞地區夏季降水最主要有兩個階段，一個是6月中旬到7月中旬的江淮流域至日本一帶的梅雨期，另一個是7月下旬到8月中旬的華北及東北雨季。而影響雨帶演進最直接最密切的環流因子便是西太平洋副熱帶高壓(副高)。對西太平洋副熱帶高壓氣候學的研究還表明，由冬到夏副高存在兩次北跳，並指出其與中國夏季雨帶的位置密切相關。這一現象的發現，仍然非常經典。
自從副高兩次北跳及其與雨帶的關係被揭示出來以後，越來越多的學者意識到副高的重要性，並試圖解開副高北跳和變異的機理。大陸東部副高脊的進退與北半球範圍內的長波調整有關，進而也與高緯的環流調整相聯繫。此後的研究進一步證實了中高緯度環流對西太平洋副高和中國夏季降水的影響。數值分析表明，在一定的地形和一定的經向熱力強迫作用下，較明顯的緯向海陸熱力差異形成副高的兩次北跳。西太平洋暖池地區對流活動通過Rossby波列影響到副高，進而影響到東亞地區雨帶的變化，而暖池對流活動又與當地的海溫密切相關。熱帶西太平洋海溫異常不但能影響副高的南北進退，還能影響副高的東西振盪，進而影響江淮流域梅雨期降水的多寡。此外，南半球環流的變化也能影響到副高的強度和東西振盪。
上述研究表明，大氣環流的變化有著明顯的不均勻性，不僅存在明顯的季節突變，還存在顯著的季節內變化。在此，我們將後者稱之為“次季節突變”。由於東亞地區的洪澇及颱風災害多發生在夏季期間，而且其發生的原因與夏季風環流次季節突變的早晚以及強度有關，因此，了解清楚東亞夏季風環流的季節內演進過程及變異機理具有十分重要的意義。以往關於東亞夏季風環流的季節內演變，雖有很多研究，也得出了一些重要的結論，如副高的兩次北跳和三次停滯以及雨帶的相應北跳和停滯，同時也發現一些環流變異的原因，如中高緯度環流和南半球環流等，但不夠系統，對於環流次季節突變的原因了解不夠，因而有必要系統分析東亞夏季風環流的演進過程，揭示其次季節突變的機理。
利用常規氣象要素資料以及變差度方法研究了東亞地區夏季風環流的季節內演變特徵。分析發現，東亞地區大氣環流在夏季期間存在兩次明顯的次季節突變，分別是在6月中旬和7月下旬，這與前人所指出的副高兩次北跳的時間基本一致。同時，由於副高的兩次北跳，東亞地區雨帶也出現兩次明顯的突跳，對應於江淮流域至日本一帶梅雨季節以及中國北方雨季的開始。但是，仔細比較兩次突變後發現，無論從環流變化的幅度還是從影響範圍來看，第二次突變都比第一次突變要強烈得多，這一點在副高各特徵指數的變化上體現得最為明顯，而從東亞地區風場變差度的變化上也能清楚地反映出來。當副高第二次北跳之後，夏季風在東亞地區也推進到了最北位置——中國東北地區，8月中旬以後便開始迅速向南撤退。
副高兩次突變都是以東退北跳的形式進行。但兩次突變又有明顯的不同，首先是幅度不同，後者遠強於前者；其次是第一次北跳前副高有明顯的加強西伸，而二次北跳以後，副高才明顯西伸，這與其西部邊緣凝結潛熱的釋放有關，兩者的相互作用使得副高呈現出明顯的東西振盪。
副高的兩次北跳過程中，影響的因子也各有不同。從雨帶和變差度的變化上可以看到，南海及暖池地區對流活動的增強均超前於副高的兩次北跳，對於後者有著重要的影響。6月中旬，由於副高偏西偏南，南海地區對流活動較暖池地區對流活動影響更為顯著，而高緯地區環流的影響則較弱。7月下旬，由於副高北移到更高緯度，且位置偏東，暖池對流活動的影響更重要。這一階段，暖池對流活動向北推進，並顯著增強，在其上空產生強烈的氣旋式環流異常，並通過向東北方向傳播的Rossby波列，使其北部的日本群島上空產生強烈的反氣旋式環流異常；與此同時，高緯地區由於東傳Rossby波的影響也產生相應的環流異常，二者的鎖相作用使得副高發生強烈的北跳。
變差度的分析進一步證實了夏季期間東亞地區在6月中旬和7月下旬存在兩次明顯的次季節突變，而且進入8月以後，由於熱帶地區對流活動以及高緯地區環流的影響，東亞地區環流調整十分頻繁。分析還表明，隨著夏季季節進程的推進，高緯地區對流層中低層環流的調整隨著高度的增加而逐漸減弱，這與中高緯地區之間的溫差變化有密切關係。雖然，高緯地區中低層環流在7月中旬以後調整減弱，但是，由於副高此時處於較高緯度，高緯地區環流的輕微調整就能夠直接影響到副高的變化。與此相反的是，高緯地區高層環流的調整在北半球夏季後半期隨著高度的增加卻是逐漸增強的，這與高層環流從夏到冬的季節變化有關。
研究結論
通過分析越赤道氣流及南半球環流的變化，進一步確證了馬高對於南海西邊界西風強度的影響。而且西風的東擴增強了南海及暖池地區對流活動，並進而影響到副高的北跳，但是這種影響只局限於6月中旬副高的第一次北跳。對於7月中下旬暖池地區對流活動的加強，起主要作用的是澳洲東北部的越赤道氣流。由於越赤道氣流加強，南半球大量冷空氣侵入到暖池地區，使得暖池地區出現強烈的對流不穩定，同時還加強了低層的輻合，兩個因子共同作用，加強了暖池地區的對流活動。不過，在前期暖池對流活動對於澳洲東北部越赤道氣流強度的變化有著重要的影響，使得澳高強度與其東北部越赤道氣流的強弱表現出相反的變化趨勢。此外，我們還發現澳高強度在南半球冬季的變化受制於兩個因素，一個是澳洲大陸下墊面的溫度，另一個是上游馬高的能量頻散，前者影響澳高的變化趨勢，而後者影響其低頻振盪。
需要特別指出的是，7月下旬副高第二次北跳之後，東亞地區環流呈現出明顯不同的狀態，這一點從相似度的分析上可以明顯看到。實際上，北半球夏季前期東亞地區大氣環流特徵主要表現為江淮流域至日本一帶的梅雨，而後期則表現為熱帶西太平洋地區多熱帶氣旋活動，同時中國北方處於降水盛期。根據上面的分析，這兩階段環流變化的特徵以及影響的因子都不同，也就使得東亞地區大氣環流呈現出前後兩個不同的狀態。
對於中國夏季汛期降水的季度預測，基本都是從整個夏季平均來考慮，但是由於前後期環流狀態顯著不同，如果不區分階段來預測夏季降水，可能會因此出現較大的誤差。據此，我們構想在對夏季降水進行預測時，考慮到資料的處理方便，可以將夏季降水的預測大體上分為兩個階段，前一階段包括6、7月份，而後一階段為8月份。根據不同的階段，找出不同的預測因子，以進一步提高中國夏季降水的預測水平。這裡只是提出關於中國汛期降水預測的初步構想，能否可行還有待進一步驗證。由於本文的結論主要是根據分析東亞夏季風環流的氣候態特徵得出的，因而在年際變化上這些結論是否合理，需要後面作進一步的研究。事實上，根據個例分析以及合成分析的結果，從年際變化的角度在一定程度上表明並證實了這種觀點。
除了需要從年際變化角度對東亞夏季風環流的次季節突變特徵作進一步研究外，關於冷空氣入侵與暖池對流活動增強的關係，也需要作進一步的分析，以弄清楚前者是後者加強的充分條件還是必要條件，這點對於西太平洋熱帶氣旋的研究有著重要的意義。同時，還要將冷空氣入侵與暖池地區前期海溫的變化聯繫在一起，以了解清楚兩者的關係以及它們對西太平洋熱帶地區對流活動的具體影響。至於為何東亞夏季風環流第一次次季節突變階段高低空環流沒有出現相應的環流異常，而第二次次季節突變階段高低空出現時間上如此一致的相應環流異常，這一點還不清楚，也有待進一步的分析研究。
