一、世界气候的分布有什么规律？它的成因是什么？

世界气候的分布规律，直接表现在各气候类型的排列组合上。一般可分为纬度地带性、非纬度地带性和垂直地带性三方面。

（1）纬度地带性。这是世界气候分布的基本规律。它是地带性因素造成的，即由太阳光热在地球表面的不均衡分布引起的热力差异和由此产生的全球性气压带、风带及其季节移动，而导致各气候类型普遍具有按纬度更替的趋向。地球表面被划分为五个基本气候带，它是按得到太阳光热的多少来分的，以回归线和极圈为界线，这就是通常所说的纬度带。另外，以最热月平均温度10 ℃等温线和最冷月平均气温18 ℃等温线作为划分寒、温、热三带的界线，这种气候带，称之为温度带。基本上也是按纬度划分，沿纬向伸展的。

    气候的纬度地带性，在大陆的低纬和高纬地带表现得尤为明显，因为这两个纬度地带，冷与暖的矛盾处于比较稳定有常的状态。前者接受的太阳光热多，暖空气是矛盾的主要方面，全年高温，长夏无冬；后者接受的太阳光热少，冷空气是矛盾的主要方面，全年低温，长冬无夏。因而在这两个纬度地带，各气候类型都按纬度南北更替，多呈带状分布，有的甚至横跨大陆东西。例如：在低纬度地带，在各大陆的赤道两侧是赤道多雨气候；在赤道多雨气候区的两侧，是热带干湿季气候；从热带干湿季气候区向外，大致在南、北回归线两侧的大陆内部直到大陆西岸，属热带干旱与半干旱气候。高纬度地带的极地冰原气候、极地长寒气候和亚寒带大陆性气候等，都是体现纬度地带性较显著的气候类型。从各大陆来说，非洲气候纬度地带性最为突出。因为它的轮廓较之其他大陆单一，地面起伏不大，而且主要位于低纬热带地区，其气候类型按纬度更替，排列近乎对称。亚欧大陆和北美大陆北部地处高纬，陆地宽广，气候纬度地带性也表现明显，各气候类型从北向南依次更替，特别是极地长寒气候和亚寒带大陆性气候均呈带状分布，横贯大陆东西。

（2）非纬度地带性。由于海陆分布、洋流、地形等非地带性因素的作用，不同程度地破坏了气候的纬度地带性，使同一纬度地带的气候，出现西岸、内陆和东岸的差异，由不同地形条件引起的地区差异，以及海洋性气候和大陆性气候的差异。尤其是在中纬度地区最为明显，因为中纬地区，冷暖空气经常处于斗争转化状态，气温、降水等季节变化和非周期变化都十分明显。北半球中纬地区陆地面积特别宽广，因此海洋性气候与大陆性气候对比显著，大陆性气候尤为明显，大陆东西岸产生有规律的差异。

    在中纬地带各大陆西岸，都以温带海洋性气候—地中海气候—热带干旱气候的次序更替，并在高纬地带与亚寒带大陆性气候相接，在低纬地带与热带干湿季气候相连。在大陆东岸相应地区，亚欧大陆东部为温带季风气候、亚热带季风气候和热带季风气候。北美大陆由于面积较亚欧大陆小，冬夏海陆热力差异不如亚欧大陆强烈，海陆间季风环流不如亚欧大陆明显，因而北美大陆东岸的气候类型相应为温带大陆性湿润气候、亚热带湿润气候和热带海洋性气候。至于南半球，大陆面积不广，南美大陆向温带纬度紧缩，非洲和澳大利亚大陆又没有南伸到南纬40°以南的陆地，所以大陆东岸不出现季风型气候，气候类型构成不完整，分布也较局限。

    在中纬远离海洋的广大内陆地区，终年为极地大陆气团和热带大陆气团所控制，具有典型的大陆性气候特征。按所处纬度高低，分属温带大陆性干旱半干旱气候和亚热带大陆性干旱半干旱气候。

（3）气候的垂直地带性。高耸庞大的山地，在气候上表现出独特的垂直地带性。其高度变化如同纬度变化，但山地垂直气候带与水平纬度带在成因上和具体特征上，并不完全相同，山地垂直分带的多寡和顺序，主要取决于山地的高度和所处的纬度。有足够高度的赤道地区的高山，具备有最完整、复杂的垂直分带图谱，而高纬苔原地带的高山，垂直分带的图谱最为简单。另外，处于同一纬度地带的山地，距海远近或坡向不同，其垂直分带的开端和顺序也有极大差异。

二、海陆分布对气候的影响

    海洋占地球总面积的71%，陆地仅占29%，所以海陆差异是下垫面最大和最基本的差异。海洋和大陆由于物理性质不同，在同样的辐射之下，它们的增温和冷却有着很大的差异。冬季，大陆气温低于海洋；夏季，大陆气温高于海洋。

    从海平面对流层上层，1月份陆上气温比大洋上气温低；7月份相反。两者的差值，7月比1月大；低层比高层大，陆上年较差大于海洋上年较差。

    海陆对气压和风也有明显的影响。气压分布随气温分布而变化。夏季，大陆是热源，海洋为冷源，因此陆上气压低，海上气压高，风从海洋吹向大陆；冬季，海洋是热源，大陆为冷源，海上气压低，陆上气压高，风从陆上吹向海洋。此外，海陆对湿度、云量、雾和降水量都有很大的影响。

    海陆对气候影响显著，在地球上形成了差别很大的大陆性气候和海洋性气候。

    海洋性气候与大陆性气候的差别，在气温方面的表现为：大陆性气候的特点是变化快、变化大，因此大陆性气候的日较差、年较差数值都较大；而海洋性气候则相反。大陆性气候最高温出现在7月，最低温出现在1月，海洋性气候一般最高温出现在8月，最低温出现在2月，气温变化落后于大陆。在同一纬度，春夏的气温，陆上较高，海上较低；相反，冬秋的气温，陆上较低，海上较高。从而大陆性气候具有春温高于秋温的特点，而海洋性气候则有秋温高于春温的特点。在湿度和降水方面，海洋性气候的特征是相对湿度较大，相对湿度年变化小，云量多，降水量多，降水的年变化小，秋冬降水较多；而大陆性气候的特色是，相对湿度较小，相对湿度的年变化大，云量少，晴天多，降水量少，降水的年变化大，夏季降水较多。大陆性气候与海洋性气候的区别可概括为下表。

大陆性气候与海洋性气候比较

项目	气温日较差	气温年较差	月最高气温	月最低气温	春温—秋温4—10月	年降水分配	云量
大陆性	大	大	7月	1月	正值	不均匀	较低
海洋性	小	小	8月	2月	负值	均匀	较高

三、气候类型的判断

    世界气候类型的判断主要根据气温、降水这两个主导要素进行，先根据气温，再根据降水的步骤来分析，简便易行。

    判断方法和步骤（以北半球为例）：

    第一步：以1月平均气温15 ℃和0 ℃两个数值极限，把12种气候类型（除高原气候和山地气候）缩小到三个范围内：

    大于15 ℃的属于热带的四种气候类型。（≥15 ℃）

    小于15 ℃大于0 ℃（0 ℃＜T＜15 ℃）的属于亚热带季风气候、地中海气候、温带海洋性气候三种类型。

    小于0 ℃的属于温带大陆性气候、温带季风气候、亚寒带大陆性气候、苔原气候、冰原气候五种类型。

    第二步：把上面划分出来的1月平均气温小于0 ℃的五种气候类型，再以7月平均气温18 ℃、10 ℃、0 ℃三个数值直接判断出三个类型：

    大于18 ℃的属于温带大陆性气候和温带季风气候两种类型，其中温带大陆性气候的年较差在25 ℃以上。

    10 ℃＜T＜18 ℃的属于亚寒带大陆性气候。

    0 ℃＜T＜10 ℃的属于苔原气候，小于0 ℃的属于冰原气候。

    第三步：根据降水量的月份分配和年降水量，判断余下的9种气候类型。

    热带的四种气候类型：因气温均在15 ℃以上，主要区别于降水。

    热带雨林气候：各月降水几乎都在100 mm以上，最小月都有50 mm以上，年降水量都在2000 mm以上。

    热带沙漠气候：各月降水量都稀少或没有，年降水量（一般）在125 mm以下。

    热带草原（萨瓦纳）气候和热带季风气候：这两种气候都是夏季降水多，冬季降水少，主要区别于降水的月份分配。热带草原气候：月降水量达到或超过200 mm的月份少于3个月，年总降水量在750—1000 mm；热带季风气候：月降水量达到或超过200 mm的月份多于3个月，年总降水量在1500—2000 mm。

    亚热带季风气候、地中海气候、温带海洋性气候三种，1月均温都在0—15 ℃，降水量的主要区别是：

    亚热带季风气候：夏季降水多、冬季降水少，年降水量在800—1600 mm（夏雨型）；

    地中海气候：冬季降水多，夏季降水少，年降水量在300—1000 mm（冬雨型）；

    温带海洋性气候：各月降水较均匀，气温年较差也较小，年降水量在700—1000 mm。

    温带大陆性气候，温带季风气候的降水量都是夏季多，冬季少。主要区别是月降水量≥100 mm的月份数。

    温带大陆性气候：月降水量≥100 mm的月份数＜两个月，年总降水量在200 mm左右。

    温带季风气候：月降水量≥100 mm的月份数≥两个月，年总降水量在500—1000 mm左右。

    上述方法只适用于各典型气候类型的判断，对于各种因素影响的气候或过渡性的地区气候有不同的变化。

位置	气候类型	气候成因	气候特点
热带	赤道附近南北纬10°之间	热带雨林气候	地处赤道附近，终年受赤道低气压带控制	终年高温多雨
	10°N—25°N大陆东岸	热带季风气候	（南亚）季风环流控制	终年高温，旱雨季明显
	南北纬10°—南北回归线之间大陆中西部地区	热带草原气候	受赤道低压带（夏）和信风带（冬）交替控制	终年高温，干湿季明显
	南北回归线—南北纬30°大陆中西部地区	热带沙漠气候	受信风带和副热带高压带控制	常年炎热干燥
亚热带	南北纬25°—35°大陆东岸	亚热带季风（季风性湿润）气候	（东亚）季风环流控制	夏季高温多雨，冬季低温少雨
	南北纬30°—40°大陆西岸	地中海气候	受副热带高压带（夏）和西风带（冬）交替控制	夏季炎热干燥，冬季温暖多雨
温带	北纬35°—50°大陆东岸	温带季风气候	（东亚）季风环流控制	夏季温暖多雨，冬季寒冷干燥
	南北纬40°—60°大陆西岸	温带海洋性气候	终年受西风带控制	终年温暖湿润
	温带大陆内部	温带大陆性气候	地处温带大陆内部	冬冷夏热，年温差大；降水较少，集中夏季
亚寒带		亚寒带针叶林气候	受副极地低压带控制	冬长寒，夏短暖，降水较少（夏雨较多）
寒带	极地气候	苔原气候	受极地东风带和极地高压带控制	终年严寒降水稀少
		冰原气候
高山（原）地区		高山气候	随海拔高度产生气温降水的垂直变化

四、气压带和风带图的综合运用

    高中地理上册“地球上的气压带和风带”是揭示全球大气环流的一幅图示，该图虽是理想状态下（下垫面均一等条件）地球表面气压带和风带的模拟图，但在整套教材中居重要地位，许多地理事物的形成和分布都与之密切相关。在地理教学中，用对比或演绎的方法充分运用该图，不仅能揭示地理环境各要素之间的内在联系，加深对地理规律的理解和应用，而且能通过合理的想象与推论，使学生自觉地认识和探索地理事物，从而培养其分析问题和解决问题的能力。

（选自《地理教育》1999年第5期）陈月平 李万涛）

    以下是有关“气压带和风带”的综合运用实例。

1.对比运用

（1）气压带和风带图（图1）与降水类型、降水分布图的对比

            

图1 地球上的气压带和风带               图2

                

图3 锋面雨示意图              图4

    降水类型按空气上升运动的成因分为四种，其中对流雨（图2）和锋面雨（图3）分别在赤道和温带地区较多。把图2和图3移植在图1上，便能绘出全球的降水带分布图（图4），将图4与“全球年降水量随纬度变化的一般情况”（图5）对比，很容易得出世界降水量分布的规律：低气压带、气流上升的地带为多雨带，高气压带、气流下沉的地带为少雨带。

（2）图1与理想大陆自然带的对比

图5

    自然带是在一定热量和水分条件下形成的，由于气压带和风带直接影响着各地降水量的多少，因此，在不同纬度水热条件的组合中，气压带和风带起着非常重要的作用。将图1与简化的理想大陆自然带分布图叠加（图6），即可看出热带雨林带（a）与赤道低气压带、热带荒漠带（b）与副热带高压带等基本是一一对应的，而热带雨林带在大陆东岸向南北延伸，热带荒漠带直逼大陆西岸则与信风的风向相关。此外，热带草原带（c）和亚热带常绿硬叶林（d）的形成和分布又与气压带、风带的季节移动有关。如此对比，学生一目了然。

图6

（3）图1与海洋表面盐度、洋流模式分布图的比较

    海水表面盐度的高低受多种因素的制约，但最主要的还是降水量与蒸发量的对比关系。蒸发量的高低通常随纬度的增加而降低，而降水量则与气压带密切相关，如图7，世界海洋表面盐度最高的是副热带高压带控制下的副热带海区，盐度较低的是赤道低气压带控制下的赤道海域以及副极地低压带控制下的海域。

图7

 

图8

    世界洋流模式图中的西风漂流、南北赤道暖流等均为风海流，将这些风海流与全球风带图叠加（图8），就会发现它们与信风和西风的方向是一致的，学生只要掌握了地球风带的分布规律就能推导出洋流模式图，进而为学习太平洋和大西洋洋流奠定基础。

2.动态演绎

    如前所述，气压带和风带图是理想状态下的模拟图，当我们以动态方式作出某种假设时，该图将会出现什么变化呢？

    假设1：图1中出现大片陆地

    由于海陆热力差异的影响，冬季陆地气温低于海洋，中高纬大陆内部形成冷高压，冷高压在大陆内部发育强盛，以至切断了副极地低气压带，使其仅保留在海面上（图9）。夏季，大陆气温高形成低压中心，强大的热低压又切断了副热带高气压带（图10）。

           

图9                                   图10

    将图9、图10分别与世界“1月份海平面等压线分布图”，“7月份海平面分布图”比较，就不难理解冬季副极地低压带收缩为阿留申低压和冰岛低压，夏季副热带高压带演变成夏威夷高压和亚速尔高压的原因。

    假设2：图1中出现陆地和高大山脉

    由于高大山脉会阻挡近地面气流的运动，所以在图11中，A、B两山脉为东西走向，与盛行西风平行，海洋气流能长驱直入，深入大陆内部，甲地降水多于乙地（类似于欧洲）。而山脉C则为南北走向。该山脉低纬部分两侧为背风坡，形成热带沙漠，中纬部分盛行西风；山脉西侧为迎风坡，降水丰沛，分布着温带森林；山脉东侧为雨影区，形成温带荒漠，该情形与安第斯山脉两侧相同。

         

图11                     图12

    假设3：图1中出现陆地、河流、农业

    河流主要依赖降水补给，河流流量的大小取决于流域降水量的多少。如图12，位于赤道低压带的河流（以A为代表），通常水量丰富，世界流量最大的两条河流——亚马孙河、刚果河都在此区域。位于副热带高压带的河流（以C为代表），一般数量少且流量小，非洲撒哈拉沙漠、澳大利亚中部甚至出现大面积的无流区。此带也有较大的河流，如长江、拉普拉塔河等，但都位于大陆东岸的季风气候区（以D为代表）。

    与水热条件相适应，在平原条件下，A河流域盛产木材或种植热带经济作物水稻、甘蔗等，B河流域以畜牧业、小麦、马铃薯等农作物为主，前者广泛分布于非洲几内亚湾沿岸、东南亚、巴西等地，后者以西欧为代表。

    从以上实例可以看出，气压带和风带的对比演绎在教学中具有很强的实用性，其范围应用已不仅限于气候。用该图进行综合教学的最大优势在于它能揭示许多地理事物的分布规律，给学生一个明确的思路，使其按逻辑思维的模式逐步推论得出结果，而不是死记硬背。此外，该图对某些教学难点的突破也大有益处，如“海陆分布对大气环流的影响”一直是困扰教师和学生的难点内容，采用假设1，对照图9、图10加以说明，问题便迎刃而解，教学效果十分理想。

    综合运用气压带和风带图，需要注意三方面问题：

（1）注意该图使用的前提条件和范围，哪些是水平图、立体图，何处是海洋或陆地必须给学生交代清楚。

（2）注意一般规律与特殊现象的关系，本文所列地理现象多为普遍规律，是学生学习的重点，然而客观存在的特殊现象，如自然带中的非地带性现象，副热带高压带中的亚热带季风性湿润气候等也应在教学中加以说明，以免学生误解。

（3）注意该图使用的时间，本文所列图示可先在新课相应章节中使用，然后在期末复习时整体推出，使学生在复杂的地理现象中梳理出清晰的脉络，对地理环境的整体性有更高的认识。

五、关于大气环流

    就水平尺度而言，有某大地区（例如欧亚地区）、某半球或全球范围的大气环流；就铅直尺度而言，有对流层、平流层、中层或整个大气圈的大气环流，就时间尺度而言，有一至几天、一月、一季、半年、一年的直至多年平均的大气环流。它既是地—气系统进行热量、水分、角动量等的交换和能量转换的重要机制，又是这些物理量的输送、平衡和转换的重要结果（见大气角动量平衡、大气环流的能量平衡和转换）。研究大气环流的特征及其形成、维持、变化和作用，掌握其规律，对于改进和提高天气预报的准确率、研究气候形成的理论，以及为更有效地利用气候资源提供可靠的物理依据，都具有重要的意义。

    平均环流 大气运动的根本能源是太阳辐射能。由于地球的自转和公转，且因其赤道面和黄道面有23°26′的交角，所以低纬度地区比高纬度地区受热多，因而低纬度大气较高纬度大气暖。高低纬度之间的温度差异，是造成大气运行的基本因素。这种温度差异有着明显的季节性变化，大气环流的特征也随季节而变。

    纬向环流 就平均情况而言，无论南半球或北半球，大气环流的最基本性状是大气大体上沿纬圈方向绕地极的运行。这在南半球更为显著。由全球沿纬圈平均的东西向风速分布图，可更清楚地看出平均纬向环流的特点。

    在对流层，低纬度地区常盛行东风，称为东风带，又称信风带（在北半球为东北信风，在南半球为东南信风），其范围随高度减小；中高纬度地区则盛行西风，称为西风带，其所跨的纬度，除低层外均较东风带为宽。中纬度地区，西风的强度随高度迅速增大，最大风速出现在纬度30°—45°上空的200百帕附近，称为行星西风急流；极地附近，低层存在较浅薄的弱东风，称极地东风带。平均说来，在低层，极地东风有偏向中纬度吹的分量，中高纬度地区的西风有向高纬度和极地吹的分量，低纬度地区的东风有向赤道吹的分量。这些平均风带总称为行星风系，其范围和强度有明显的季节性变化。

    在平流层，冬半球为西风环流，夏半球为东风环流，在春秋过渡季节里，高纬度地区为西风，低纬度地区为东风。无论西风或东风，都随高度增强，强度都较对流层里的大。另外，在赤道附近的上空，东西风的交替，还存在准两年的周期性变化（见平流层和中层大气环流）。

    经圈环流 由大气在南北方向和铅直方向的平均运动所构成的平均环流，每个半球都存在三个经圈环流：（1）低纬度的正环流（或称直接环流），是G.哈得来在1735年最先提出的，故称为哈得来环流；（2）中纬度的逆环流（或称间接环流），是W.费雷尔在1856年最先提出的，故称为费雷尔环流；（3）极区的正环流，它比较弱，称为极地环流。哈得来环流和费雷尔环流的下沉气流区和副热带高压带的平均纬度相吻合，而费雷尔环流和极地环流的上升气流区和极锋（见锋）的平均纬度一致。此外，经圈环流的强度和位置，也都表现出明显的季节性变化。

    非轴对称环流 大气环流不是轴对称的。在不同的经圈剖面上，纬向环流和经圈环流都可能有很大的不同。在等压面或等高面平均图上，高空存在西风带槽、脊和副热带高压、热带扰动，低空则存在一些半永久性的低压和高压系统，称为大气活动中心。这种特征，主要是由于地球表面海陆分布所引起的辐射、感热和水汽潜热等热力差异，以及地面摩擦和大地形的作用所造成的。正因为大气环流具有非轴对称性，使各地区的天气变化和气候特征更加复杂：有些地区出现显著的季风环流，低纬度地区出现沃克环流。由于地表的不均匀性，科里奥利参数随纬度的变化，以及大气本身的可压缩性和斜压性，加上大气中的水汽相变和风速的水平切变、铅直切变等因子，使大气总呈现出各种波动或涡旋形运行的状态。有时波或涡的南北幅度很大，大气主要作南北向运行，称为经向环流型；有时南北幅度很小，大气主要沿纬圈运行，称为纬向环流型。不管哪种环流型，大气环流状态都是由很多不同尺度和不同频率的大气波动叠加而成的。沿纬圈绕地球一周的波数为1—3个的波称为超长波，波数为4—7个的波称为行星波或长波。波数为8个或以上的波称为短波。行星波和短波都是移动性的波，超长波主要是摆动性的。在对流层内，短波主要出现在其中部和下部，长波主要出现在其中部和上部，超长波则存在于整个对流层。但在逐日天气图上，超长波为行星波和短波所掩盖面难以辨识；在旬或月平均图上，特别在多年的平均图上，因平滑而消去了较短的波，超长波就可清楚地显现出来了。例如图1所示的波动，基本上就是因海陆和大地形所激发的超长波。一般的海平面天气图所显示的低层大气运动更复杂，可出现更多的旋涡，包括气旋（或称低压系统）和反气旋（或称高压系统）。在中纬度，气旋多同冷暖空气的界面——锋面相结合，气旋内部和邻近地区有上升运动；反气旋内部有下沉运动。高空和低空的大气环流系统是相互联系的，低空环流系统与经圈环流也是相互联系的。

    大气环流的逐日变化，是由那些不同尺度的高空波动和旋涡，以及低空的锋系、气旋和反气旋的发生、发展和消亡的过程所引起的，并表现为纬向环流型和经向环流型的循环转变过程。大气环流平均状态中的三个经圈环流、东风带、西风带和急流，是由于太阳辐射的加热不均匀、地球自转、大型扰动和摩擦等因子共同作用所造成和维持的。

    研究动向 大气环流是一个复杂的问题，环流性状在不断地变化着，有的年份还有明显异常。从长期来看，即使是一些最基本的状态，也经历着缓慢的变异，表现为气候变化。这是太阳—天气气候关系、地—气关系、海—气关系，甚至还有生物和人类活动的影响长期综合作用的结果。随着大气探测技术的发展，为获取更多的气象要素资料、不断揭示大气环流各种事实提供了条件。

    在研究方法上，除了动力学理论分析和模型实验外，已更广泛地利用大型电子计算机，对物理因子进行数值模拟试验。

（摘自《中国大百科全书——大气科学、海洋科学、水文科学》）

六、东亚季风的天赐恩惠

    中国的亚热带在纬度上多处于副热带范围内，但自然景观却与同纬度的中亚、西亚和北非等著名的干旱沙漠地带截然不同。这里具有冬冷夏热、四季分明、水热同季、湿润多雨的气候特点，广布着水量丰富的河流和湖泊。这里的自然景观呈现出显著的南北过渡特征。在长江和大巴山以北的北亚热带地区，天然植被为常绿与落叶阔叶混交林，是暖温带落叶阔叶林与亚热带常绿阔叶林之间的过渡类型；在南岭以南地区，海拔1200米以下为含有热带树种的常绿阔叶林，具有从亚热带向热带过渡的性质；在中亚热带地区为常绿阔叶林，是典型的亚热带植被。此外，亚热带针叶林（如东部的马尾松林、西部的云南松林）、竹林也是这个地带常见的植被。中国亚热带的土壤分布同样具有南北过渡特性，黄棕壤是北亚热带的地带性土壤；赤红壤发育在南亚热带盆地、丘陵地区，是亚热带红壤向热带砖红壤的过渡型土壤；红壤与黄壤是亚热带典型的地带性土壤，前者主要分布在长江以南的广大低山、丘陵区，后者大面积分布于贵州高原和亚热带东部山地。除地带性土壤外，这里还分布有大面积的石灰性土和紫色土，前者以广西、贵州境内的石灰岩丘陵区最为集中，后者以四川盆地分布面积最广。中国亚热带的优越自然环境，是经历漫长岁月的孕育、演化和发展之后形成的，它对生物界的旺盛生长和循环，对农作物的栽培和畜牧业的发展都十分有利。因此，中国的亚热带现已成为地球上适宜生物繁衍生长的“摇篮”，是世界上植物种类最为丰富和密集的地区之一，也是世界珍稀动物大熊猫的“故乡”、白?NFDED?豚的“乐园”。

    那么，中国亚热带得天独厚的条件和绚丽多姿的景观，究竟是什么原因造成的呢？诚然，这是一个极为复杂的问题。但却可以肯定地说，它在很大程度上是受赐于东亚季风的恩惠。

    季风是大气环流的重要组成部分。中国亚热带地区是东亚季风盛行的地区，这里的四季气候特征是由季风环流的基本特征决定的，而这里的自然景观又深深打上了季风气候的烙印。

    中国亚热带的季风环流形势，可用东亚各季具有代表性的气压场特征来加以揭示。

    冬季，整个亚洲大陆完全受蒙古高压控制。从1月海平面平均气压场图可见，在蒙古及其邻近地区是一个强大的冷高压，其中心气压值达到1040百帕，比北美冷高压要高出20百帕。它的覆盖范围之大、维持时间之长，均较北半球其他地区显著，从而成为北半球最强大的冷高压。它是秉性干燥而寒冷的极地大陆气团源地。与此同时，在北太平洋北部的阿留申群岛附近存在一个较深厚的低压，其中心强度仅1000百帕，称为阿留申低压。该低压几乎盘踞整个北太平洋，其势力强盛时南界可扩展到北纬32°左右的地区。在冬季时北太平洋副热带高压势力衰减，在太平洋西部几乎见不到踪迹，主要退缩在太平洋东南部，于是可吸引寒潮东流；但势力减弱时则南下的寒潮和冷空气频率增大。由此可见，东亚季风区冬季天气和气候变化主要受控于蒙古高压与阿留申低压的势力强弱与消长。中国亚热带地区，正位于冷空气南下的路径上，往往出现大风、雨雪和剧烈的降温天气。因此，这里冬季气温要低于同纬度的其他地区。

1月海平面平均气压场

    春季，是由冬季到夏季气压形势变换的过渡季节。随着太阳高度角的增大，地面和空气温度不断升高，中高纬度地区的蒙古高压和阿留申低压的势力明显减弱，而副热带地区的北太平洋高压逐步加强，其中心扩展到太平洋西部，这时印度低压也初具雏形，控制东亚地区的高低压系统已由冬季的两个中心变为四个中心，即中高纬度的系统在减弱、退缩，而副热带地区的系统却在发展和加强。四个东亚大气活动中心都影响着春季大气环流活动，形成以河套为中心的鞍形气压场。因此，春季南北气流交换复杂，气旋活动频繁，天气变化急剧，风向也不稳定，造成华北一带多大风和沙尘天气。由北方冷气流与南方暖气流交汇而成的极锋带及由此产生的大范围降水带，从中国华南登陆并逐步北移。此时中国东南沿海地区南风机会增多，低层湿度明显增大，偏南气流与来自河套地区的东北气流在华中地区辐合，形成一个比较稳定的辐合带，使亚热带中部出现阴沉、潮湿、多雨的天气现象。

    夏季，气压场分布形势与冬季完全相反。这时中高纬度的蒙古高压和阿留申低压势力消亡；相反印度低压和西太平洋高压已发展为鼎盛时期，前者控制整个亚洲大陆，后者盘踞在中国东面的太平洋上。因此，东亚夏季的天气气候变化基本上受这两个环流系统的强弱和相互作用所控制。从“7月海平面平均气压场图”中可看出，在印度北部、巴基斯坦和中国西南一带有一个强大的热低压，中心强度为995百帕，其周围的环流几乎包括整个亚洲大陆在内，1005百帕等压线所伸展范围即几乎包括中国全境。与此同时，在中国东面的太平洋上有一个北半球最强大的副热带高压，其中心强度超过1025百帕，其向大陆西伸和向北移动的位置都是全年最盛时期。由于这两个强大的高低压间的等压线在东亚沿岸大体呈南北向分布形式，以致夏季在中国沿海盛行东南风。

7月海平面平均气压场

    此时影响中国亚热带天气的主要是热带海洋气团和赤道海洋气团，都是夏季降水的重要水汽来源。热带海洋气团源出于北太平洋副热带高压，性质湿热而稳定，在中国华南登陆，多为东南风（夏季风），它将海洋上水汽携入大陆，当其与变性极地大陆气团交锋，形成极锋。极锋的进退与雨量带的推移是一致的：4月华南雨季开始，5月中旬至6月上旬江南丘陵多雨，6月上中旬至7月上中旬，江淮地区出现梅雨，7月下旬以后极锋北移，江淮伏旱开始。在中国亚热带，降水集中的雨季是与高温期相一致，即“雨热同季”，这对植物生长与农业生产都十分有利。若在单一的热带海洋气团控制下，则天空晴朗少雨，从而造成长江中下游酷热天气。赤道海洋气团发源于南半球副热带高压，越过赤道洋面后仍具高温多湿性质，但已不够稳定，即使在它单一控制之下也会形成雷雨天气，向中国移动时表现为西南季风。在亚热带范围内，它主要影响东经105°—110°以西的云南和川西。印度大陆低压的出现，主要促使气流向大陆辐合上升，造成雷暴雨天气，并支配着西部高原地区的风向。

    秋季，是由夏季到冬季气压形势变换的过渡季节。这时副热带地区的印度低压和太平洋高压开始明显衰退，而中高纬度的蒙古高压和阿留申低压却开始活跃起来。但由于在近地层冷高压（蒙古高压）迅速建立的同时，其对流层中高层仍有副热带高压维持在较高的纬度，从而形成地面冷空气之上重叠着暖空气，大气层结构稳定，大部分地区出现天高云淡、秋高气爽的稳定天气。此时，中国西南地区仍受西南气流影响，多阴雨天气。随着西南季风撤离大陆，川黔上空东风环流转为西风环流，形成“华西秋雨”。嗣后，副热带高压迅速南撤，印度半岛北部已由气旋环流转为反气旋环流，中国大陆上秋高气爽的季节结束，华西秋雨停止，标志着夏季环流型已转变为冬季环流型。随着太平洋高压和印度低压先后退离大陆，盛行气流又恢复到冬季情况。冬季风逐渐遍及中国各地，东亚各地又成为蒙古高压控制的局面。

    青藏高原的存在，对于上述季风环流形势的加强起着重要作用。由于冬季高原近地面有青藏冷高压出现，使高原与同高度自由大气之间产生气压差异，在高原东侧的平原上空盛行东北风。青藏冷高压愈强大，东北风也愈强，影响范围也愈大。从而加强了来自蒙古高压的冬季风势力。由于夏季在高原近地面为青藏低压，其长轴7月份所在的平均位置在北纬32°附近，使高原东侧的西南季风加强，并影响了太平洋副热带高压脊向西延伸，从而加强了东南季风的势力，创造了中国东部地区夏季降水的良好条件。由于高原的屏障作用，使蒙古高原一带冬季受暖平流的影响较小，有利于冷空气的堆积和蒙古高压的发展；夏季使印度半岛很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。同时，高原地形使西风带气流在其西端受阻而发生分支现象，在高原南北两侧形成两支强西风气流。南支西风气流的存在，实际上扩大了西风带向南影响的范围，使冬季风到达更南的纬度，并阻滞了西南季风向北前进。因此，随着西风带北移，南支西风气流消失，西南季风以突然爆发的形式迅速北上，东南季风在江南丘陵地区停留后开始向北跃进，中国东部长江中下游地区梅雨开始。此外，由于冷空气受高原地形的阻挡和挤压，迫使冬季风在中国东部地区加强，从而推移到更南的纬度地区。总之，由于青藏高原的动力作用和热力作用，大大改变了由海陆影响所引起的气压分布，进而也影响到大气环流形式，增强了中国季风现象的复杂性。

七、什么是季风环流

    在一个大范围地区内，它的盛行风向或气压系统有明显的季节变化，这种在1年内随着季节不同，有规律转变风向的风，称为季风。季风盛行地区的气候又称季风气候。季风明显的程度用一个定量的参数来表示称为季风指数，如易赫洛莫夫，它是根据地面冬夏盛行风向之间的夹角来表示，当夹角在120—180°，认为是季风，然后用1月和7月盛行风向出现的频率相加除2即I=（F1+F2）/2为季风指数，当I>40%为季风区，I=40%—60%为较明显季风区，I>60%为明显季风区。全球明显季风区主要在亚洲的东部和南部、东非的索马里和西非几内亚。季风区有澳大利亚的北部和东南部、北美的东南岸和南美的巴西东岸等地。亚洲东部的季风主要包括我国的东部、朝鲜、日本等地区。亚洲南部的季风，以印度半岛最为显著，这是世界闻名的印度季风。

八、大气环流的作用

    在高纬与低纬之间、海洋与陆地之间，由于冷热不均出现气压差异，在气压梯度力和地转偏向力的作用下，形成地球上的大气环流。大气环流引导着不同性质的气团活动、锋、气旋和反气旋的产生和移动，对气候的形成有着重要的意义。常年受低压控制，以上升气流占优势的赤道带，降水充沛，森林茂密；相反，受高压控制，以下沉气流占优势的副热带，则降水稀少，形成沙漠。来自高纬或内陆的气团寒冷干燥，来自低纬或海洋的气团温和湿润。一个地区在一年里受两种性质不同的气团控制，气候便有明显的季节变化。如我国气候冬季寒冷干燥，夏季炎热多雨，则是受极地大陆气团和热带海洋气团冬夏交替控制的结果。总之，从全球来讲，大气环流在高低纬之间，海陆之间进行着大量的热量和水分输送。在经向方向的热量输送上，大气环流输送的热量约占80%。

    在大气环流和洋流的共同作用下，使热带温度降低了7—13 ℃，中纬度温度则有所升高，60°N以上的高纬地区竟升高达20 ℃。

    大气环流水分输送，也起着重要的作用。大气中水分输送的多少、方向和速度与环流形势密切相关。北半球，水汽的输送以30°N附近为中心，向北通过西风气流输送至中高纬度；向南通过信风气流输送至低纬度。我国的水汽输送，主要有两支：一支来自孟加拉湾、印度洋和南海，随西南气流输入我国；另一支来自大西洋和北冰洋，随西北气流输入我国。南方一支输送量大，北方一支输送量小，两者的界线是黄淮之间和秦岭一线，基本上相当于气候上的湿润和半湿润的界线。

    降水的形成离不开天气系统，离不开云、水汽的输入和空气的垂直上升运动。这一切都和环流形势紧密相连。例如，降水量的多少和进入各种天气系统的水汽量有关，暖湿赤道空气的流入能在几小时或1小时以内产生100毫米的降水；雷暴降水量的多少可和流入积雨云内水汽量的多少成正比。

    世界降水的分布有两个高峰和两个低峰，即两个多雨带和两个少雨带，两个多雨带和赤道辐合带、极锋辐合带两个气流辐合带的位置基本相符；两个少雨带和副热带高压带、极地高压带两个气压带的位置一致。

    大气环流在气候的形成中起着极其重要的作用。在不同的环流控制下就会有不同的气候，即使同一环流系统，如环流的强度发生改变，则它所控制的地区的气候也将发生改变；如环流出现异常情况，则气候也将出现异常。

    大气环流状况的变化，可用经向环流和纬向环流的强弱和转换来表示。某地区在较长时间内的大气环流的变化都有一个该时期的平均状况。当某年某一段长时间内的经向环流和纬向环流的持续时间和转换频率，大大超过该时期的平均状况时，则称某年某一段长时间内的大气环流状况为环流异常。如1972年的主要环流特征，北半球有两个稳定而强大的长波槽脊存在，12—次年3月在欧洲上空和北太平洋上空为阻塞高压，大西洋西部和亚洲为低槽，5—9月，欧洲和北美西部为阻塞高压，北美东部和东亚为大槽。整个一年里，北大西洋、北太平洋、欧洲东部和东北部、亚洲西部大部分地区在强大的大范围阻塞高压控制之下，故对于北半球而言，1972年为环流异常年。

    由于环流异常，就必然引起气压场、温度场、湿度场和其他气象要素值出现明显的偏差，从而导致降水和冷暖的异常，出现旱涝和持续严寒等气候异常情况。

    世界气象组织在1972年度报告中指出：“1972年世界的天气是历史上最异常的年份之一。”这一年，1月，美国密执安州的功圣马利降雨、雪量达1351.3毫米，超过正常年份十倍以上；2月，强烈暴风雪袭击了伊朗南部，在阿尔达坎地区，许多村庄被埋在8米深的大雪之下；3—5月，美国中、北部和欧洲地中海沿岸各国先后遭到强大的风、雨、雪袭击，而在中东和近东地区几乎同时也发生了数次暴风雪并伴有强烈的低温、冻害；5—6月，印度酷热，最高气温超过50 ℃以上，香港发生了百年难遇的特大暴雨；7—8月，北冰洋上漂浮着一眼望不到头的大冰山，比常年同期多出四倍。苏联欧洲地区连续近两个月出现酷热少雨天气，引起泥炭地层自焚及森林着火，而西欧地区却连续低温，致使英国伦敦出现了1972年夏至日最高气温比1971年冬至日气温还低的特异现象；秋季，亚欧东部地区普遍低温，使初霜提早；冬季，西北欧的瑞典出现了两百年来少见的暖冬，苏联也出现了异常暖冬，莫斯科郊区的蘑菇竟能在冬季破土而出，列宁格勒下了百年未见的“冬季雷雨”，在崐西非、印度以及苏联欧洲地区，几乎出现了全年连续干旱的严重旱情。西非，人和牲畜的饮水都成了问题。

    在我国，由于欧洲和亚洲西部阻塞形势持久稳定，冷暖空气在我国交绥机会少，以致我国北方和南方的部分地区汛期少雨，干旱严重。

    由此可知，在环流异常的情况下，可能在某一地区发生干旱，而在另一地区发生洪涝，或者在某一地区发生奇热，而在另一地区发生异冷。

    大气环流因子在气候形成中起着重要的作用。它不仅通过环流的纬向分布影响气候的纬度地带性，而且还通过热量和水分的输送，扩大海陆和地形等因子的影响范围，破坏气候的纬度地带性。当环流形势趋向于长期的平均状况时，气候也是正常的；当环流形势在个别年份或个别季节内出现异常时，就会直接影响该时期的天气和气候，使之出现异常。