[拼音]：Zhongguo de qihou

[外文]：climate of China

我国气候类型多种多样。东半部具有大范围的季风气候，即冬季盛行大陆季风，寒冷干燥；夏季盛行海洋季风，湿热多雨。青藏高原海拔高，面积大，形成独特的高寒气候。西北地区则因僻处内陆，为海洋季风势力所不及，具有西风带内陆干旱气候。

影响我国气候的因素最主要者为地理纬度和太阳辐射、海陆位置和洋流、地形及大气环流。这四者又是相互影响、相互制约的。

我国领土南北延伸约50纬度。由于纬度不同，正午太阳高度角和昼夜长短就有显著差别，因而导致太阳天文辐射南北各异。尤其是在冬季，南北的太阳辐射量的差值就特别大。例如在冬至日，漠河地区与海南岛南端太阳天文辐射分别为509.9焦耳/平方厘米·日与2546.5焦耳／平方厘米·日。夏季，白昼长度随纬度增高而加长，部分地补偿了太阳高度角上南北差异的影响，太阳天文辐射南北差异不大。例如在夏至日漠河与海南岛南端太阳天文辐射相差仅254.6焦耳/平方厘米·日。但就全年平均状态而论，则为南多北少，其差值甚为显著。这是我国气温冬季南北差异大，夏季差异小，气候具有水平地带性差异的主要原因之一。受大气透明度和云量等的影响，我国年均日照时数以青藏高原和西北干旱区为较大，超过3000小时。四川盆地、贵州高原、江南丘陵及 东南察隅地区小，约为1000～2000小时，其余广大地区多在2000～3000小时。

我国各地年太阳总辐射量约为334.4～919.6千焦耳／平方厘米。其分布形势与日照长短相对应， 高原达627.0～919.6千焦耳／平方厘米，新疆盆地约为501.6～678.8 千焦耳／平方厘米。东部地区较低值在川、黔，为334.4～376.2千焦／平方厘米。由此向东、向北又逐渐增加，至华北、内蒙古一带为585.2～643.4千焦耳／平方厘米，东南沿海及东北地区约为459.8～501.6千焦耳／平方厘米。各月总辐射量分布更复杂，小值大多出现在12月～翌年2月，较大值出现时间受雨季影响很大，珠江、长江一带在主要雨季过后的7月，华北、东北分别在雨季前的6月及5月，西南地区则在季风雨季前的3～4月，进入雨季后仅在7月出现全年较低值。上述情况在一定程度上影响了各地气温的季节变化和由春入夏升温的速度。

我国各地辐射平衡值，除北纬40°以北地区冬季出现负值以外，大部分地区全年均为正值。年均辐射平衡值以海南岛为较大，约292.6～334.4千焦耳/平方厘米。川黔地区小，约146.3千焦耳／平方厘米。 高原西部及东北和内蒙古北部、北疆一带亦小于167.2千焦耳/平方厘米。其他大部分地区为209.0～292.6千焦耳／平方厘米。

我国由于海陆物理性质不同所导致的下垫面热量状况的差异，表现突出。冬季大陆气温明显低于海洋，尤以高纬地区更甚。相反，夏季大陆易于增温，气温明显高于海洋，而非干旱的大陆和海洋亦均匀水汽源，低纬地区尤明显。在上述变化中，受地形和面积的影响，大陆的升降温都比海洋快，是变化的主导方面。海洋虽是稳定因素，但也与洋面性质和大小有关。东亚的地理位置导致了大陆上冬季强大干冷的蒙古高压和夏季印度热低压的形成。海上情况则正相反。高低压的生成、分布和性质的季节变化破坏了行星环流的带状分布规律，引起海陆间空气质量的季节变化和输送。因而欧亚非大陆是这种季变的较大中心，约占全球交换量的一半。亚洲大陆是海陆空气质量较大季变中心的核心，形成了著名的东亚季风。

具体的海岸形式、走向和盛行风向的相对位置及距海远近等的差异造成各地局部气候差异。我国内陆地区常年得不到海洋气流的调节，气流的大陆性表现非常明显。南疆沙漠的形成除因高原影响外，亦与湿润气流很难到达有关。

我国沿海洋流有太平洋西部的黑潮暖流和自渤海南下至台湾海峡的沿岸流（寒流）。黑潮距我国海岸较远，冬季又盛行去岸风，对我国增温、增湿作用不大，但春夏对沿海气温和台风活动及梅雨的盈亏等有一定影响。沿岸流使近地面层空气稳定，利于海雾形成。我国沿海雾的季节变化受其影响很大。

我国为多山国家，地形对我国气候影响颇大，尤为多种局地性差异形成的重要原因。

青藏高原对我国气候的影响最为明显，高原本身不仅通过对周围大气的直接加热和冷却作用，形成独特的高原寒冷气候，明显地破坏了气候按纬向呈地带性分布的一般规律，还通过和大气环流的相互作用，影响到周围地区的气候特征。高原的突出地形容易加强它南北两侧的气流的东西成分和其东侧的南北成分，能引起5000米以下西风气流的绕流、分支和汇合，直接对我国东部气候季节变化和雨带位置起着制约作用，还对南北气流和水分交换起阻碍和扰动作用。因此，冬季则有利于北侧蒙古冷空气的积累加强及沿其东侧向南的侵袭，加强了冬季风。夏季又阻挡了印度洋暖湿空气直接向北的输送，但却有利于高原东侧偏南气流的盛行，因而高原对我国西北地区冬冷夏热的干旱气候形成及我国东部温湿季节变化明显的季风气候的形成起了重要作用。

我国季风结构复杂亦与青藏高原有关，在高原附近对流层低层，我国东部主要是海陆季风。在中低层高原附近受高原上气压系统的控制形成高原季风，冬季表现为高原北侧和东侧为西风，南侧为东风，夏季正相反。对流上层还有冬夏间西风和东风带的季节交替，它们相互影响和制约。高原季风有加强和扩大我国东部季风活动范围、影响其进退速度的作用。此外，夏季高原对大气的加热作用还在南北方向形成一个在高原为上升气流，在两侧为下沉气流的垂直环流，并以南侧者为主，称为经圈季风环流，正与同纬度其他地区的哈氏环流方向相反。

我国许多大体东西走向的山系亦对南北冷暖气流的交换起障壁作用，常成为气候区域的分界线。如秦岭即为我国暖温带和亚热带气候的界线。北起大兴安岭，西南至云贵高原的第二级台阶地形的边缘，阻挡夏季风入侵，大体为我国东部湿润气候和西部干燥气候的分界线。

山地还通过对局地气流的阻障作用改变了气温和雨量分布。通常迎风坡多雨、湿润，背风坡少雨、干燥;在山地，气温随海拔上升而降低，形成气温垂直地带性特点及山地气候等。

在上述因素作用下形成的东亚季风环流是影响我国气候最直接的因素。冬季高空基本气流为西北风，低层自北向南分别盛行干冷的西北、北和东北季风；夏季高空北纬30°以北为西风，以南为东风，低层自南向北为湿热的西南季风和偏南到东贡南风，因而形成了随盛行风的转变，在环流、天气系统、气团性质等方面都发生明显变化的气候特征（见我国的气旋）。

我国四季流场各有特点，冬夏季风的季节 替过程，不但规定了季风区域，还因环流、地形及地理位置的不同，形成了各地的气候差异（见我国的季风气候）。

（1）冬季。冬季环流约始自10月中旬，结束于翌年4月中旬，其中以12月～翌年3月初是冬季风的全盛期。冬季在蒙古西伯利亚一带形成势力强大的冷高压区。青藏高原的存在和它形成的低温高原中心叠加在蒙古高压之上，都使高压势力得到加强。这时在地面图上蒙古高压控制着整个亚洲大陆，成为干燥寒冷的极地大陆气团源地。在北太平洋阿留申群岛附近形成一个低气压，它是西来气旋的总汇。在赤道以南的太平洋和印度洋面亦为低气压。由蒙古高压发散出来的气流，一支向东流向阿留申低压;一支向南可达赤道附近的南海，这是我国冬季风的南限。西限受地形影响及于青藏高原的北缘和东缘，形成一条地形锋，其东南一段即“昆明准静止锋”，是为冬季大陆冷气团与西南暖气团之间的锋面。

在冬季风盛行时期，我国大部分在单一的极地大陆气团(Pc)控制下，天气寒冷干燥，只有当它在向南流动的过程中与较暖湿的地面或海面接触，下层不断增温增湿，逐渐形成变性极地大陆气团(NPc)，特别是在暖海洋面变性，从海上回流，再与新鲜的极地大陆气团相遇而形成锋面时，会出现阴雨天气。云南高原受蒙古高压影响较小，而常受热带大陆气团(Tc)所构成的西南暖流所控制，天气晴暖干燥，形成我国冬季的温暖中心。但在昆明准静止锋影响下会出现阴雨天气。

冬季大陆高空为盛行西风所控制，在3000米以上的高度上受青藏高原的阻障和分支作用，西风急流在高原两侧分为南北两支，南支是副热带急流，北支是极锋急流，并在东经140°附近形成西风带平均大槽，东经90°附近高原北侧形成平均脊，在对流层中上部皆维持这一“西脊东槽”形势，在槽后冷平流的诱导下，蒙古反气旋频频南下，冷空气向南爆发常形成寒潮天气。

寒潮是我国冬季常见的灾害性天气，强大的寒潮会引起我国大面积地区的剧烈降温、雨雪和大风等天气。侵入我国的寒潮冷空气大都源自欧亚大陆北部北冰洋等地，移入我国前常在西伯利亚中部(北纬43°～65°，东经70°～90°)积累加强。(这一地区称为寒潮关键区)，然后南下，并不断减弱。寒潮本身是冬季风活动的一种形式，也具有北强南弱的特点。华南地区冬季强冷空气入侵的次数为黄淮地区的1/2、东北地区的1/3、引起的降温幅度也比北方少。

（2）春季。是冬夏环流的过渡时期，高空南支西风急流于3、4月间先后两次明显减弱、北移。北支位置变化不大，但强度减弱。同时南亚平均大槽也明显减弱，我国上空基本气流由西北渐转为西风。相应在地面的活动中心也发生变化。高纬的蒙古高压和阿留申低压两个活动中心逐渐减弱，并分别向西和向东移动。低纬开始建立南亚印度热低压和太平洋副热带高压，并不断向北扩展。同时形成了东北低压及鄂霍次克海高压。自黄海到日本一带形成变性高压区，华北、华东出现南风的机会增多。在它的影响下，华北和东北开始出现少量春雨。西北和华北的西南部常出现一连串分裂的小型反气旋环流，它与由青藏高原南侧绕流而来的西南暖湿气流相遇形成明显的切变线，冷暖空气交绥，江南容易产生降水过程。同时热带海洋气团开始进入华南，极锋逐渐向北推移，南方进入春雨季。

总之，春季高空西风带虽逐渐北移，但波动较多，地面南北冷暖气流交替消长，形成气旋活动频繁、天气多变的特点。

（3）夏季。从6月初～8月底，海陆温压场形势起了根本变化。在地面图上蒙古高压已不复存在，印度热低压却强烈发展。青藏高原的增温亦比四周同高度的自由大气快，高原近地面层也由冬季的冷高压变成热低压，从而更加强了大陆热低压的形势。海上的阿留申低压已隐而不显，北太平洋副热带高压却非常强大。上述两活动中心成为夏季控制我国天气气候的两大环流系统。我国大陆盛行由海洋吹向大陆的夏季风。其风向在东亚主要为东南风，在南亚为西南风。东南季风的最北界限可达内蒙古，相当于盛夏极锋到达的最北位置。我国西南季风盛行于青藏高原南部、云贵高原西部和南岭以南的珠江流域，其北限可视为热带辐合带的北限。在此界限以南夏季为东南季风与西南季风交替的地区。

就高空环流形势而论，从6月中旬开始，亚洲上空气流经历一次最明显的变化，行星风带跳跃式地向北推移。青藏高原南侧的南支西风急流突然北进，原来位于南海上空的东风气流移到高原南侧。西风带明显向北收缩。平均槽脊位置几乎与冬季相反，强度也较冬季为弱。东亚平均大槽消失，变成鄂霍次克海浅脊，在乌拉尔地区亦出现高脊，在两脊之间建立一大槽。我国北部上空仍为西风带系统，即温带西风和副热带西风气流，西部受性质不同的大陆副热带高压（低层为大陆热低压）控制，南部则分别受副热带高压带和热带东风系统影响。环流形势远较冬季为复杂。

夏季东南季风与西南季风来自热带与赤道海洋洋面，一般称为热带海洋气团(NTm)与赤道海洋气团(NEm)，二者温度高，湿度大，有利于降水的形成。我国的主要雨带和雨季大多与夏季风的消长有关。主要雨带大致位于夏季风前沿，随夏季风的进退而南北移动。平均每年4月下旬华南夏季东南季风盛行，5月中旬华南沿海形成一大雨带。以后逐渐北移，6月上旬雨带移至南岭以北，使东经100°以东的华南地区出现春雨期。

6月中旬，地面太平洋高压脊线由北纬 15°突然北跃到北纬20°～25°，夏季风北进到华中地区。在高空“两脊一槽”形势下，我国大部分地区处于槽前暖平流区，南来的暖湿气流源源北上，同时槽后冷平流也促使北方冷空气频频南下，冷暖气流在长江流域交绥产生锋面（极锋）和气旋活动。由于鄂霍次克高压的阻塞作用，在江淮流域维持着一段较稳定的、持续的降水过程，此时正值当地梅子成熟时节，故称为“梅雨”（见我国的梅雨）。

7月中下旬，亚洲上空西风带再次经历一次剧变，北移到最北位置。地面太平洋高压进一步向西向北扩展，高压脊线从北纬25°再次北推到北纬30°附近(北纬25°～35°)，夏季风开始在华北盛行。至此，环流形势从初夏进入盛夏。

在盛夏期间对流层低空(1.5公里高度）我国大部分地区盛行西南风，仅东北、内蒙古、新疆等地盛行西风系统，两支气流在黄河上游汇合形成一条切变线。在其移动过程中产生降水。地面极锋移到其最北位置，雨带再次北移到黄河流域，稳定于北纬40°以北地区，形成华北、东北的雨季，是为夏季风鼎盛时期。江南则因受副热带高压控制，形成伏旱，同时西南和华南地区由于西南季风前沿热带天气系统影响又出现大雨带，使华南一年中出现两个汛期。

在夏季风活动期间，我国还受到台风的影响。据研究，至少有85％的台风产生在西南季风与东南季风汇合的热带辐合带上，此外，副热带高压南缘东风带上还经常产生东风波，在东风波上发展起来的台风约占10％。如东风波移到热带辐合带而使两个系统结合时，产生台风的可能性就更大。我国是世界受台风影响严重国家之一，有4/5以上的省区均可受到台风的直接影响（见我国的台风）。

（4）秋季。是环流的过渡季节。变化过程与春季相反，但速度却较之为快。9月上旬，蒙古冷高压和阿留申低压又复相断出现。两者与印度低压和北太平洋副高压同时成为秋季的地面四大活动中心。在我国西高东低的地形影响下，冷空气很快南下侵入华北和我国东部地区。对流层上部副高压脊线亦逐渐南移，但速度较慢，因而在我国东部地区秋季有一段时间地面为冷高压，而高空仍在副热带暖高压控制下，出现秋高气爽的天气。但在西南地区，由于地形影响，极锋南撤较缓，产生秋雨绵绵的天气。南海在9月份仍受热带辐合带控制，两广及台湾省沿海台风活动仍甚频繁。

10月中旬，亚洲上空气流又发生一次突变，高空西风带迅速向南扩展，副热带西风急流又回到青藏高原南侧，副热带高压脊线南撤到中南半岛，东亚大槽又重新建立。在短短一个多月时间内，又恢复到冬季的环流形势。

东亚大气环流冬夏的明显差别，及过渡季节环流改变的突然性是其他大陆上所没有的。由环流的季变而引起的天气气候的季节差异，也是东亚独具的特色。

我国气温和降水的季节性变化明显，大部分地区四季分明，冬季寒冷少雨，夏季炎热多雨，春秋两过渡季节较短。气温和降水的年际变化都很大，因逐年冬夏季风进退的迟早和强弱不同，使一些地区常出现冷暖早涝等异常现象。

（1）气温。与同纬度地带相比，我国冬寒夏热，气温年较差甚大，且越向高纬、愈向内陆愈大。年均温的分布，在东半部地形较平坦地区受纬度影响明显，北冷南暖；从东北北部（漠河为－5.0℃）至南海诸岛(西沙岛为26.4℃)相差30℃以上。西半部受地形影响显著，青藏高原除东南一隅外，大部分地区在0℃以下。在高度变化较大的地区，年均温差异也很大，形成垂直气候带。

冬季1月均温等温线除山地外大致与纬线平行，较低值出现在黑龙江省北端的漠河为－30℃(1927年1月26日在 那曲地区海拔4677米处测得较低温度为－55℃)，台湾岛南部和海南岛南部则在20℃以上。平均每向北增加一度纬度，气温递降1.5℃，与全球同纬度其他地区相比，东北地区偏低15～20℃，黄淮流域偏低10～15℃，长江以南偏低6～10℃，华南沿海则偏低5℃左右。这主要是由于受大陆季风影响所致。我国在隆冬1月约有3/4的陆地均温在0℃以下。0℃等温线在东部大致东起淮河，经秦岭至东经105°处，沿四川盆地西缘折向西南，穿过横断山脉到高原东南沿林芝、德让宗一带。有些东西向的山脉对气温的影响非常显著，例如1月平均8℃等湿线几乎和南岭平行。长江流域大致在0～8℃。但四川盆地，北有秦岭和大巴山的双重屏障，又处于青藏高原的东侧，气温偏高。秦岭是我国气候的重要界线。在昆仑山、秦岭以北，天山、阴山以南，1月均温约－12～0℃；天山、阴山以北和吉林、黑龙江省大部地区约－22～－10℃。大兴安岭北部和阿尔泰地区在－30℃左右。青藏高原一般在－24～－10℃。

我国冬季除青藏高原外，有3/4国土受寒潮影响，出现不同程度的低温和霜冻。青藏高原则全年高寒，夏季亦见冰霜。东北、 内蒙古和西北地区约自10月～翌年4月在长达7个月的时进期内较低温在－5℃以下，且大部分地区的绝对较低温在－30℃以下。 1969年2月13日黑龙江省呼玛县漠河镇曾出现－52.3℃的低温。较低气温在－40℃以下的严寒日数为35.1天。青藏高原3000～4000米以上的地区虽各月都可出现0℃以下的较低温，但绝对较低温一般都在－30℃以上。南岭山脉以南除个别年份外，较低温都在0℃以上。

我国夏季很热月多出现在7月份，仅少数地区如雅鲁藏布江谷地，海南岛部分地区及滇南，很热时期出现在雨季前的6月或5月。东部沿海受海洋影响较大的地区如大连、青岛、舟山等地则出现在8月。

7月气温分布，全国除青藏高原、天山、大小兴安岭等地7月均温低于20℃外， 大部分地区气温大都在20～28℃。东部平均每一度纬度温差仅为0.2℃。 漠河与西沙的温差仅为10℃左右。闭塞的盆地及内陆低洼地区出现高温中心，如鄱阳盆地7月均温达30℃以上，月均较高温高于34℃，极端较高温达39℃以上。吐鲁番盆地是我国著名的“火州”，其7月均温达32.8℃，较高气温不低于35℃的炎热天数达100天之多，平均较高温达40℃以上，绝对较高温曾达48.9℃。

我国北方普遍是春温高于秋温，南方则多是秋温高于春温。

（2）降水。我国各地年降水量分布由东南向西北递减，雨热同季，降水变率较大。

我国年降水量的分布与夏季风的关系最为密切。400毫米年等雨量线大致与夏季风影响所及的界限相当，800毫米年等雨量线大致与秦岭淮河一线相平行。台、粤、桂、闽、浙、赣、湘和川、滇、藏的一部分地区正常年降水量在1600毫米以上，其中浙闽粤和川西一些山地及喜马拉雅山南坡年降水量在2000毫米以上。台湾省大部分地区年降水量均超过2000毫米，其中高山地区达3000～4000毫米。在基隆东南的火烧寮，因位于迎风坡地年均降水量达6000多毫米，是我国年降水量最多之地，降雨最多的一年竟达8000毫米以上，是我国年雨量较高记录。在背风雨的澎湖列岛年降水量仅800毫米。

在淮河、汉江以南的长江中下游地区，正常年份的年降水量在1000毫米以上。云贵高原及四川盆地为800～1000毫米。秦岭淮河以北大多少于800毫米，但长白山地区可达800～1000毫米，是东北降水量最多之地。而往西北年降不量则明显减少，大兴安岭西部、内蒙古高原为200～400毫米，西北内陆地区除新疆西北部达400毫米外，大多不足200毫米，是我国少雨地区。塔里木盆地、柴达木盆地西北边缘许多地区年降水量均在20毫米以下，成为干旱中心。青藏高原上的降水东南多、西北少，高原西北部估计在100毫米左右。

我国北方是夏雨冬旱，南方则是夏多雨冬少雨。淮河以北地区雨季短而集中，是夏湿冬干的夏雨区。如华北、东北等地7、8两月雨量占全年60～70％，其中东北东部雨季稍长，7～9月是夏秋雨区。长江中下游流域地区雨季虽长，但主要为春雨梅雨区，7月初～8月有一相对干旱期，入秋后又有秋雨，以西部较为明显。华南沿海地区雨季从4月底～10月中旬，前期4、5月为东南季风大雨期，8、9月为台风雨期，中间6、7月也有一相对干旱期。台湾东北端冬季为迎风海岸，是我国唯一的冬雨区。西部高原地区干湿季明显，雨季约从5月下旬～10月下旬（东部至9月），雨季降水量比干季大9倍左右。西北干旱地区则全年少雨。

我国年降水变率分布大体为降水量多的地区变率小；降水以气旋雨、地形雨为主的地区变率也较小；而降水量少、台风雨、对流雨多的地方变率大。我国东半部北纬30°以南地区是年变率小的地区，大都在10～15％，但沿海地区因台风影响较多，变率在15％以上。往北至华北平原一带，夏雨比重大，形成一高变率中心（超过30％）。东北地区气旋雨较多，一般在10～15％左右。西北干旱地区变率较大，但已无实际意义。

1979年中央气象局编制的《我国气候图集》中，将我国气候区划分为气候带、气候大区和气候区3级：

第1级为气候带，以日均温大于10℃的积温、最冷月均温和年极端较低温等作为划分气候带的指标，自北向南将我国划分为9个气候带，并将青藏高原另列为高原气候区域。各气候带的温度指标（见表）。

第2级为气候大区，采用年干燥度（指有植物地段的较大可能蒸发量与降水量的比值）作为划分气候大区的指标。年干燥度小于1.00为湿润(A);1.00～1.49为亚湿润(B)；1.50～3.49为亚干旱(C)；大于3.50为干旱(D)。将上述气候带又划分为18个气候大区。

第3级为气候区，主要采用季干燥度作为气候区的指标，东北地区冬季很长，采用积温作为指标；青藏高原因属高原气候，故采用很热月均温为指标；再细分为45个气候区。

根据这一划分，我国大陆绝大部分都分属从中温带到南亚热带的各气候带，仅东北北端属于北（寒）温带，台湾南部、雷州半岛以南及云南南部局部地区分属北、中及南热带。北亚热带与南（暖）温带的界线约在北纬34°附近的淮河秦岭一线向西至东经104°后，再折向西南到贡山附近。这条界线及南亚热带的南界是我国气候上两条较重要的分界线，也是争论较大的界限，尤其是后者，或认为还要北移，包括整个台湾至梧州、南宁以南地区都属北热带。

在上述气候区划中，干旱气候大区的界限约与夏季风的内陆界限相当，青藏高原气候区域的界限大致与图中的线4相当。

参考文章

我国的气候（climate of China)我国地理

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