第七章 气候带和气候型世界各地区的气候错综复杂,各具特点 。 但是从形成气候的主要因素和气候的基本特点来分析,可以舍其小异,取其大同,把全世界分成若干气候带和气候型 。 这样就可以使错综复杂的世界气候系统化,便于研究,比较与了解各地气候的主要特点和形成规律,有利于对气候资源的认识,开发和利用 。
本章首先论述世界气候带与气候型的划分原则和方法,然后分低,中,高纬度带扼要说明各气候型的气候现状及其形成原因,高地气候则另节论述 。
第一节 气候带与气候型的划分气候带与气候型的划分有多种方法，概括起来可分实验分类法和成因分类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本
（ W.P.Kppen）、桑斯威特（ C.W.Thornthwai-
te）、沃耶伊柯夫（ А,И,Boeк о в ）和杜库洽夫 В,В,д о к у ч а с в 等分别为这一大类的代表。成因分类法是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来划分气候带和气候型。一般是先从辐射和环流来划分气候带；
然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。这一派的学者很多，最著名的有阿里索夫（ В,Л,А г и -
с о в ）、弗隆（ H.Flohn）、特尔真（ W.H.T-
erjung）和斯查勒（ A.N.Strahler）等。
确定气候带与气候型的界限是很不容易的。
因为某一气候带或某一种气候型是逐渐转变为另一气候带或气候型的，两者之间的分界是渐变的过渡带，不能截然划清。所以地图上画的气候界限是相对的气候过渡带，而不是绝对的界限，但这个界线还是必要的。
另外，必须指出，一地的气候是在不断变化着的。各个气候带和气候型的特征，仅仅是其近代气候的平衡状态。围绕着平衡状态的扰动是客观存在的。必须注意其气候距平和气候异常，特别是大气环流的变化，在地区之间有一定的,遥相关型,,如厄尔尼诺现象即其一例。
目前这方面的研究在气候分类上的应用尚未成熟，但这是一个值得进一步探索的重要课题。
本节主要介绍国内外地学上应用最广的三种气候分类法，并提出编者所采用的气候带和气候型。
一,柯本气候分类法柯本气候分类法是以气温和降水两个气候要素为基础,并参照自然植被的分布而确定的 。
他首先把全球气候分为 A,B,C,D,E五个气候带,其中 A,C,D,E为湿润气候,B带为干旱气候,各带之中又划分为若干气候型,如表 7·1所示 。
上表列出柯本所划分的几个主要气候带和气候型 。 为了再详细地区分气候副型,柯本又在上述主要气候类型符号后再加上第三个,第四个字母,这种符号有 20余个,其中较重要的如表 7·2所示 。
图 7·1是假设的平坦、表面性质均匀的理想大陆上，
柯本气候分类法中主要气候类型的分布图。
二,斯查勒气候分类法斯查勒认为天气是气候的基础,而天气特征和变化又受气团,锋面,气旋和反气旋所支配 。 因此他首先根据气团源地,分布,锋的位置和它们的季节变化对全球气候分为三大带,
再按桑斯维特气候分类原则中计算可能蒸散量
EP（ 又称需水量 ） 和水分平衡的方法,用年总可能蒸散量 Ev,土壤缺水量 D,土壤储水量 S和土壤多余水量 R等项来确定气候带和气候型的界限 （ 图 7·4）,将全球气候分为三个气候带,13
个气候型和若干副型,高地气候则另列一类 。
可能蒸散量 EP系指在水分供应充足的条件下,
下垫面 （ 指有同等高度植物覆盖的地面 ） 最大可能蒸散的水分 。 桑斯维特根据他在美国中西部和墨西哥等地进行灌溉试验时所得数据,确定 EP值的大小与当地气温和日照时数两者关系最密切,也就是该值主要取决于所在地的热量条件 。 全球年总可能蒸散量 EP等值线分布基本上与纬线平行 。 根据世界 13000多个测站的测算资料,确定以年总可能蒸散量 EP为 130cm这条等值线作为低纬度气候与中纬度气候的分界线,
以年总可能蒸散量 EP为 52.5cm这条等值线作为中纬度气候与高纬度气候的分界线 。
要计算图 7·4中各项指标,必须具备的条件是：已知测站的纬度；已知测站逐月和年的平均气温 （ T℃ ）,及降水量 P（ mm） ；已知植物根层土壤最大持水量 （ mm） ；依桑斯维特制定的有关表格,然后根据有关经验公式,即可得出 。 这些经验公式,表格和计算方法等在本书实习教材中都已列入,兹不复赘 。
斯查勒在上述三大气候带内,再以土壤年总缺水量 （ D） 15cm等值线作为干燥气候与湿润气候的分界线 。 凡 D＞ 15cm者为湿润气候,
D≤ 15cm者为干燥气候 。 有的地区一年中有的季节很潮湿,有的季节则非常干燥,则属于干湿季气候型 。 在湿润气候中,又因土壤多余水量 R的不同分为三个副型 。 在干燥气候中也因土壤储水量 S的多少再分三个副型 。 其具体分类系统如表 7·3所示 。
此外尚有高地气候一类。斯查勒气候分类各气候型的全球地理分布图见本书实习教材第
261页。
表 7.3
三,气候分类法评议上述气候分类法，各有其优缺点。柯本气候分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的气温或雨量界限，易于分辨；符号简单，
便于应用，便于借助计算机进行自动分类和检索；所用的气温和降水量指标是经过大量实测资料的统计分析，联系自然植被而制定的，与自然景观森林、草原、沙漠、苔原等对照比较符合；分类所依据的气温和降水资料是最基本的气候资料，易于获得，且来源广泛，记录时间长，有利于在全球范围内推广应用；各种气候特征用各级字母来代表，易于在图上表示，
因此这种分类法曾被世界各国广泛采用，迄今未衰。但缺点主要表现在以下两个方面。
1.关于干燥带的划分问题柯本用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标,这是十分牵强的,实际上气候的干燥程度与气温和降水的关系并不那么简单 。 再者,干燥气候并不能与 A,C,D,E等四带相提并论,后者是按气温来分带的,大体上具有与纬线相平行的地带性,而干燥气候的形成有几种原因,① 有的是在副热带高压控制下,受下沉气流的影响 （ 如副热带沙漠 ） ； ②
有的是因为处于信风带的背风面,受不到海风的影响 （ 如热带沙漠 ） ； ③ 有的是因处在冷洋流海岸,逆温现象严重 （ 如热带大陆西岸沙漠 ） ； ④ 有的是地处内陆,终年受大陆气团控制 （ 如温带沙漠 ） 。 这些干燥气候在 A,C,D几个气候带内都可出现 。 各种干燥气候的干燥程度虽然相似,但其昼夜长短,气温的年变化,
日变化和其它天气条件并不相同,因它们各自所在的纬度带而异 。 因此,干燥气候只能作为 A、
C,D带内的一种气候型,并不能单独列为一个气候带 。
2.关于高度因素的问题柯本在进行气候分类时只注意气温和降水量等数值的比较,忽视了高地气温,降水的垂直变化与水平纬度地带的差异 。 在柯本世界气候分类图上,除 A类和 E类气候完全适合纬度带原则外,其余的气候类型在很大程度上不是带状分布 。 例如,我国黄河下游,长江流域部分地区,云贵高原和印度德干高原等地都属于 Cwa类,
这样就把温带,副热带和热带三个不同纬度带的季风气候混为一谈了,这显然是不合理的 。
总之,柯本气候分类法的一个最大缺点是只注意气候要素数值的分析和气候表面特征的描述,忽视了气候的发生发展和形成过程 。
斯查勒分类法是一种动力气候分类法。他根据气团的源地和锋面的位置以及它们的移动来划分气候带和气候型。他的分类法重视气候的形成因素，把高地气候（ H）与低地气候区分开来，照顾了气候的纬度地带性以及大陆东西岸和内陆的差异性。同时，又和土壤水分收支平衡结合起来，界限清晰，干燥气候与湿润气候的划分明确细致，在农业生产和农田水利建设上又具有实用价值，是目前比较好的一种世界气候分类法。但斯查勒气候法也有其不足之处，他对季风气候没有足够的重视。在东亚、
南亚和澳大利亚北部是世界季风气候最发达的区域，在应用动力方法进行世界气候分类时，
季风这个因子是不容忽视的。在斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候、温带季风气候与北美东部的副热带湿润气候、温带大陆性湿润气候等同起来。又把我国南方的热带季风气候与非洲、南美洲的热带干湿季候等同起来，
这都是不妥当的。
编者认为，从环境地学角度来讲，世界气候分类应从发生学的观点出发，综合考虑气候形成诸因子,包括太阳辐射,大气环流,海陆,
洋流,地形及地表覆盖物 （ 冰雪,土壤,植被 ）
等；同时也应从生产实践观点出发,根据各地气候的典型特征,舍小异,取大同,采取与人类生活和生产建设密切相关的要素来进行分类 。
气候带与气候型的名称应以气候条件本身来确定 。
基于上述原则,根据地球上辐射能的收支和世界大气环流的形势,编者将世界气候分为低纬度,中纬度和高纬度三大气候带 。 由于下垫面的高度不同,对于大气的热量,水分和运动状况,影响极大,因此必须划分低地气候与高地气候两大系统 。 同时必须指出,高地气候亦因所处纬度带不同而具有其所在纬度的,烙印,。 例如,赤道高山气候的垂直分异就远较中,高纬度的高山为复杂 。
在各纬度带内,又因海陆物理性质的差异,
特别是像亚,欧,非这样世界最大的大陆,它和其邻近的最大大洋太平洋之间的冬夏冷热源差异,以及行星风带的季节移动和地形 （ 如青藏高原 ） 等的综合影响,形成了季风环流,从而产生了东亚,南亚和澳大利亚北岸等地的季风气候 。 就全球来讲,季风气候的面积相当大,
因此,这一极其重要的气候形成因子和气候现象,在气候分类中必须明确提出 。 季风气候的划分指标为,① 当地冬夏盛行风向有明显的季节变化,其变移角度至少有 120° ； ② 随着冬夏季风的更替,有干湿季的明显变化 。 必须具备上述两个条件,才能划为季风气候 。 季风气候又因所在纬度不同而划分为热带,副热带和温带季风气候等类型 。
编者以斯查勒的动力气候分类法为基础,
按照上述原则,加以适当修改,将全球气候分为三个纬度带 16个气候型,另列高地气候一大类 。
第二节 低纬度气候低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制 。 全年地 -气系统的辐射差额是入超的,因此气温全年皆高,最冷月平均气温在 15℃ —
18℃ 以上 。 影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带,沃克环流,信风,赤道西风,热带气旋和副热带高压,有的年份会出现厄尔尼诺现象 。 由于上述环流系统的季节移动,导致降水量的季节变化,在厄尔尼诺现象出现时,引起降水分布的明显异常,全年可能蒸散量在
1300mm以上 。 本带可分为五个气候型,其中热带干旱与半干旱气候型又可划分为三个亚型 。
一,赤道多雨气候一赤道多雨气候位于赤道及其两侧,大约向南,向北伸展到 5° — 10° 左右,各地宽窄不一,
主要分布在非洲扎伊尔河流域,南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带 。 典型台站：秘鲁的伊基托斯 。 这里全年正午太阳高度角都很大,因此长夏无冬,
各月平均气温在 25℃ — 28℃,年平均气温在
26℃ 左右 。 绝对最高气温很少超过 38℃,绝对最低气温也极少在 18℃ 以下；气温年较差一般小于 3℃,日较差可达 6℃ — 12℃,全年多雨,
无干季,年降水量在 2000mm以上,最少月在
60mm以上 。 全年皆在赤道气团控制下,风力微弱,以辐合上升气流为主,多雷阵雨,天气变化单调,降水量的年际变化很大 。 这与赤道辐合带位置的变动有关,例如新加坡平均年降水量为 2282mm,最湿年 （ 4031mm） 相当于最干年
（ 831mm） 的近 5倍 。 由于全年高温多雨,各月平均降水量皆大于可能蒸散量,土壤储水量皆达最大值 （ 300mm）,适于赤道雨林生长 。
二,热带海洋性气候热带海洋性气候出现在南北纬 10° — 25° 信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上,如加勒比海沿岸及诸岛,巴西高原东侧沿海,马达加斯加东岸,夏威夷群岛等 。 典型台站：
哈瓦那 。 这里正当迎风海岸,全年盛行热带海洋气团 （ Tm）,气候具有海洋性,最热月平均气温在 28℃ 上下,最冷月平均气温在 18℃ — 25℃
间,气温年较差,日较差皆小,如哈瓦拉年较差仅 5.6℃,年降水量在 1000mm以上,一般以
5— 10月较集中,无明显干季,除对流雨,热带气旋雨外,沿海迎风坡还多地形雨 。
三,热带干湿季气候热带干湿季气候出现在纬度 5° — 15° 左右,
也有伸达 25° 左右的,主要分布在上述纬度的中美,南美和非洲 。 典型台站：廷博 。 这里当正午太阳高度角较小时,位于信风带下,受热带大陆气团控制,盛行下沉气流,是为干季 。 当正午太阳高度角大时,赤道气流辐合带移来,
有潮湿的辐合上升气流,是为雨季 。 一年中至少有 1— 2个月为干季 。 湿季中蒸散量小于降水量 。 全年降水量在 750— 1600mm左右,降水变率很大 。 近年来非洲热带干湿季气候区出现严重旱象,全年高温,最冷月平均气温在 16℃ —
18℃ 以上,热季出现在干季之末,如廷博最高温出现在 3月 。
四,热带季风气候出现在纬度 10° 到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部,雷州半岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地 。 典型台站：柯钦 。 这里热带季风发达,一年中风向的季节变化明显 。 在热带大陆气团 （ Tc） 控制时,降水稀少 。 而当赤道海洋气团 （ E） 控制时,降水丰沛,又有大量热带气旋雨,年降水量多,一般在 1500— 2000mm，
集中在 6— 10月 （ 北半球 ） 。 全年高温,年平均气温在 20℃ 以上,年较差在 3℃ — 10℃ 左右,春秋极短 。
五,热带干旱与半干旱气候型热带干旱与半干旱气候出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸 。 在南,北半球各约以回归线为中心向南北伸展,平均位置约在纬度 15° — 25° 间 。 因干旱程度和气候特征不同,
可分三个亚型,5a,5b和 5c,其详见表 7·4。
第三节 中纬度气候中纬度气候主要存在于热带气团和极地气团相互角逐的地带 。 该地带一年中辐射能收支差额的变化比较大,春,夏,秋,冬四季分明,
最冷月的平均气温在 15℃ — 18℃ 以下,有 4— 12
个月月平均气温在 10℃ 以上 。 全年可能蒸散量在 130— 52.5cm之间,影响气候的主要环流系统有极锋,盛行西风,温带气旋和反气旋,副热带高压和热带气旋等 。 天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著 。 再加上北半球中纬度地带大陆面积较大,海陆的热力对比和高耸庞大地形的影响,使得本带气候更加错综复杂 。
本带共分 8个气候型 。
六,副热带干旱与半干旱气候该气候型位于热带,在热带干旱气候向高纬度的一侧,约在南北纬 25° — 35° 的大陆西岸和内陆地区 。 它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的 。 因干旱程度不同可分干旱 6a,与半干旱 6b两亚型 。
6a副热带干旱气候：亦具有少云,少雨,日照强和夏季气温特高等特征 。 如尤马最热月平均最高温高达 33℃,但凉季气温比 5a型低,气温年较差达 20℃ 以上 。 凉季有少量气旋雨,土壤蓄水量略大于 5a型 。
6b副热带半干旱气候位于 6a区外缘 。 夏季气温比 6a型低,如北非利比亚的班加西盛夏最热月平均气温为 26℃,冬季降水量比 6a型稍多
（ 图 7·14） 。
七,副热带季风气候副热带季风气候位于副热带亚欧大陆东岸,
约以 30° N为中心,向南北各伸展 5° 左右 。 它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐的地带,夏秋间又受热带气旋活动的影响 。 典型台站：上海 。 一年中冬季风来自大陆,夏季风来自海洋 。 夏热冬温,最热月平均气温在 22℃ 以上,最冷月在 0℃ — 15℃ 左右,年较差约在
15℃ — 25℃ 左右 。 可以出现短时间霜冻,无霜期在 240天以上 。 四季分明,降水量在 750—
1000mm以上,夏雨较集中,无明显干季 。
八,副热带湿润气候位于南北美洲,非洲和澳大利亚大陆副热带东岸 。 由于所处大陆面积小,未形成季风气候 。
典型台站：查尔斯顿 。 这里冬夏温差比季风区小,一年中降水分配比季风区均匀 。
九,副热带夏干气候 （ 地中海气候 ）
该带位于副热带大陆西岸,纬度 30° — 40°
之间的地带,包括地中海沿岸,美国加利福尼亚州沿岸,南非和澳大利亚南端 。 这里受副热带高压季节移动的影响,在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘,气流是下沉的,因此干燥少雨,日照强烈 。 冬季副高移向较低纬度,这里受极锋影响,锋面气旋活动频繁,带来大量降水 。 全年降水量在 300— 1000mm左右 。
冬季气温比较暖和,最冷月平均气温在 4— 10℃
左右 。 因夏温不同,分为两个亚型 。
9a凉夏型：贴近冷洋流沿岸,夏季凉爽多雾,
少雨 。 最热月平均气温在 22℃ 以下,最冷月平均气温在 10℃ 以上 。 如蒙特雷,气温年较差小,
仅 6.7℃ 。
9b暖夏型：离海岸较远,夏季干热,最热月平均气温在 22℃ 以上,冬季温和湿润,年较差稍大 。 如那不勒斯年较差为 16℃ 。
十,温带海洋性气候分布在温带大陆西岸,纬度约在 40° — 60°,
包括欧洲西部,阿拉斯加南部,加拿大的哥伦比亚,美国华盛顿和俄勒冈两州,南美洲
40° — 60° S西岸,澳大利亚的东南角,包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地 。 这些地区终年盛行西风,受温带海洋气团控制,沿岸有暖洋流经过 。 冬暖夏凉,最冷月气温在 0℃ 以上,如布勒斯特为 7.2℃,最热月在 22℃ 以下,气温年较差小,约在 6℃ — 14℃ 左右 。 全年湿润有雨,冬季较多,年降水量约在 750— 1000mm上下,迎风山地可达 2000mm以上 。
十一,温带季风气候出现在亚欧大陆东岸纬度 35° — 55° 地带,
包括中国的华北和东北,朝鲜大部,日本北部及俄罗斯远东部分地区 。 典型台站：北京 。 冬季盛行偏北风,塞冷干燥,最冷月平均气温在
0℃ 以下,南北气温差别大 。 夏季盛行东南风,
温暖湿润,最热月平均气温在 20℃ 以上,南北温差小 。 气温年较差比较大,全年降水量集中于夏季,降水分布由南向北,由沿海向内陆减少 。 天气的非周期性变化显著,冬季寒潮爆发时,气温在 24h内可下降 10余度甚至 20余度 。
十二,温带大陆性湿润气候出现在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧,
北美 100° W以东的温带地区 。 典型台站：莫斯科 。 冬季寒冷,有少量气旋性降水,这是由于由海洋吹来的西风入陆较深,海洋气团已经变性的缘故 。 夏季降水量较多,但不像季风区那样高度集中 。
十三,温带干旱与半干旱气候温带干旱与半干旱气候区在北半球占有很大面积,分布在 35° — 50° N的亚洲和北美大陆中心部分 。 终年在大陆气团控制下,因此气候干燥 。 在南半球南美洲南端阿根廷的大西洋冷洋流沿岸,正当西风带的雨影区域,又有安第斯山脉屏峙,西风过山后下沉,因此全年少雨形成巴塔哥尼亚干旱气候区 。 因干旱程度不同又可分两个亚型,如表 7·5所示 。
在中纬度的副热带季风气候和湿润气候中，
以常绿阔叶林较多。在地中海气候中，因夏季干燥，树叶多是坚硬革质化的，自然景观以硬叶常绿灌木林为主。在温带海洋性气候、温带季风气候和温带大陆性湿润气候三种气候类型区域中，自然植被在偏南地区以夏绿阔叶林为主，愈向北方因冬温愈低，阔叶树较难生长，
乃逐渐混有大量针叶树种，因此称为针阔混交林。在干旱气候区，只有耐旱力极强的小灌木和草类能够生长，自然景观为各种性质的荒漠。在半干旱气候区，因水分条件较好，自然景观为草原（矮草）。
第四节 高纬度气候高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团 。 在冰洋气团与极地气团交绥的冰洋锋上有气旋活动,自西向东移进 。 这里地 -气系统的辐射差额为负值,所以气温低,无真正的夏季 。 空气中水汽含量少,降水量小,但因蒸发弱,年可能蒸散量小于 52.5cm,又因有冻土,排水不畅,
所以没有干旱型 。 随着纬度的变化,可分为三个气候型 。
十四,副极地大陆性气候分布在 50° N或 55° N到 65° N地区,包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛 （ 南部除外 ）,芬兰和前苏联大部以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部 。 年可能蒸散量在
35cm到 52.5cm之间 。 这里冬季长而严寒,一年中至少有 9个月为冬季 。 加拿大的沃米利恩堡和俄罗斯的雅库次克一年中分别有 6,7个月月平均气温在 0℃ 以下,在 10℃ 以上的只有 3个月,
植物生长期一般只有 50— 75天左右 。 该气候型所在地区冬季黑夜时间长,正午高度角小,在亚欧大陆中部和偏东地区又为冷高压中心,风小,云少,地面辐射冷却剧烈,大陆性最强,冬温极低 。 在西伯利亚的维尔霍扬斯克 1月平均气温竟低到 — 50℃,而附近的绝对最低气温曾降至 — 73℃,有世界,寒极,之称 。 夏季白昼时间长,7月平均气温在 15℃ 以上,气温年较差特大 。 全年降水量甚少,在东西伯利亚不超过
380mm,在加拿大不超过 500mm,集中于暖季降落,冬雪较少,但蒸发弱,融化慢,每年有 5—
7个月的积雪覆盖,积雪厚度在 600— 700mm左右,
土壤冻结现象严重 。 由于暖季温度适中 （ 在
10℃ 以上 ） 又有一定降水量,适宜针叶林生长,
又称为雪林气候 （ Boreal forest climate） 。
十五,极地长寒气候 （ 苦原气候 ）
分布在北美洲和亚欧大陆的北部边缘,格陵兰沿海的一部分和北冰洋中的若干岛屿中 。 在南半球则分布在马尔维纳斯群岛 （ 福克兰群岛 ）,南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地 。 年可能蒸散量小于 35cm。 全年皆冬,一年中只有 1
— 4个月月平均气温在 0° — 10℃ 左右 。 其纬度位置已接近或位于极圈以内,所以极昼,极夜现象已很明显 。 在极夜期间气温很低,但因邻近海洋比前述的副极地大陆性气候尚稍高,如乌佩尼维克位于格陵兰西岸,其最冷月平均气温为 — 23.3℃ 。 内陆地区比沿海更冷,一般可达 — 30℃ 至 — 40℃ 左右 。 最热月平均气温在 1—
5℃ 左右,个别晴暖天气中,气温能升到 25℃,
但在 7,8月份,夜间气温仍可降到 0℃ 以下 。 在冰洋锋上有一定降水,但因气温低,空气含水汽小,一般年降水量在 200— 300mm左右 。 在内陆地区尚不足 200mm,大都为干雪,暖季为雨或湿雪 。 由于风速大,常形成雪雾,能见度不佳,
地面积雪面积不大 。 这里冬季严寒程度虽稍逊于副极地大陆性气候,但因最热月平均气温低于 10℃,冻土层接近地表,暖季水分不能下渗,
引起土壤表层停滞积水,土温更加降低,限制了乔木的生长,自然植被只有苔藓,地衣及小灌木等,构成了苔原景观 。 这里又称为苔原气候区 。
十六,极地冰原气候极地冰原气候出现在格陵兰,南极大陆和北冰洋的若干岛屿上 。 这里是冰洋气团和南极气团的源地,全年严寒,各月平均气温皆在 0℃ 以下,
具有全球的最低年平均气温 。 北极地区年平均气温约为 — 22.3℃,南极大陆为 — 28.9℃ 至 — 35℃
左右 。 一年中有长时期的极昼,极夜现象 。 全年降水量小于 250mm,皆为干雪,不会融化,长期累积形成很厚冰原 。 长年大风,寒风夹雪,能见度恶劣 。
第五节 高山气候在高山地带随着高度的增加,空气愈来愈稀薄,空气组成中的二氧化碳,水汽,微尘和大气中污染物质等逐渐减少,气压降低,风力增大,日照增强,气温降低 。 在一定坡向,一定高度范围内,降水量随高度而加大,过了最大降水带之后,降水又复随高度而减小 。 由于上述诸要素的垂直变化,遂导致高山气候具有明显的垂直地带性,这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同,这里举例加以说明 。
一,热带高山气候举例拉丁美洲的安第斯山脉纵贯大陆西岸,自北而南,中经赤道,在热带占有相当大的面积 。
由于温度随高度而递减,从山麓到山顶可分出热地带,暖地带,冷地带和冻地带等几个不同的垂直气候带 。 又由于从赤道多雨气候到热带荒漠气候因纬度的增高,在山麓湿润条件又有很大的差异,因此在热带安第斯山,垂直气候带和自然植被又随所在纬度的地表湿润状况而有明显的差异,其详如表 7·6所示 。
图 7·28给出在赤道处安第斯山由山麓到山顶的垂直气候带 。
（ 1） 热带作物带,自地面向上约至 640m高度左右,年平均气温为 28℃ — 24℃ 左右,降水丰沛,全年湿润,自然植被为赤道雨林,农作物有橡胶,香蕉和可可等 。
（ 2） 暖带咖啡带,由 640m至 1830— 2000m左右,年平均气温为 24℃ — 18℃,盛产咖啡,稻米,茶,棉花,玉米等作物,以咖啡种植面积最广 。
（ 3） 温带谷物带,由暖带向上至海拔
3000— 3500m范围内,年平均气温为 18℃ — 12℃
左右 。 农作物有小麦,大麦,苹果和蕃薯等,
畜牧业也很发达 。
（ 4） 原始森林带,由温带谷物带向上约至
4000m高度,由阔叶林逐渐变为针叶林 。
（ 5） 高山草地带,约在 4000m以上,森林已不能生长,自然植被为高山草地 。
（ 6） 永久积雪带,在海拔 4450m高度为雪线,
由此向上为永久积雪带 。
二,副热带高山气候举例副热带高山气候可以世界第一高峰 —— 珠穆朗玛峰（简称珠峰）为代表来说明其特征。
珠峰地区的范围约介于 27° 18'— 29° 00'N，
85° 06'— 80° 20'E之间，珠峰海拔 8882m，
整个山体占据对流层 1/3— 1/2的高度。这里太阳辐射强，白昼升温高，夜间地面辐射失热快，
气温迅速下降。 与同纬度低地相比，其气温日较差大，年较差小。山脉南北两翼气候有明显的差别，南翼正当暖湿气流的迎风面，降水丰沛，为湿润与半湿润的高山峡谷区。北翼高原湖盆区正当喜马拉雅山的背风侧，气候比较干燥。南翼和北翼垂直气候带的分异又显然不同，
如 表 7·7所示，各垂直气候带的自然植被如 图
7·29所示。由这些图表可见珠峰南翼在我国境内由下向上从 1600余米的山地副热带至高山冰雪带共有六个垂直气候带。作为完整的珠峰南坡应延伸到国境外的山麓地带,那里分布着热带季雨林 。 北翼相对高差比南翼小,只有三个垂直气候带,其降雪量以山麓 4000— 5000m处为最少,雪线高度平均为 6000m比南翼为高 （ 因降雪量较小 ） 。
表 7·7珠峰地区我国境内南,北翼各垂直气候带的主要热量,水分状况三、温带内陆干旱区高山气候举例温带内陆干旱区的山地垂直气候带别具一格,如美国西南部从大峡谷 （ Grand Canyon）
到圣弗兰西斯科峰 （ San Francisco Peak） 可分五个垂直气候带,如图 7·30所示 。 其特点是降水量随高度而增加,由山足的干旱气候
（ 荒漠 ） 逐渐递变为半干旱 （ 草原 ）,湿润
（ 针叶林 ）,再转为苔原和高山积雪带 。 其森林上限高度 （ 约在 3400m） 和雪线高度 （ 3750m
左右 ） 均比前述二例为低 。
四,温带季风区山地气候举例温带季风气候区山地可以长白山为例 。 长白山的主峰高达 2700m,自下而上可分五个垂直气候带,
如表 7·8和图 7·31所示 。
① 杨美华,长白山的气候特征及北坡垂直气候带,长白山地理系统论文集 （ 1956—
1981）,东北师范大学地理系 。
五,山地气候中的,暖带,和,冷湖,
山地气候与地形起伏凹凸的显隐关系至为密切 。 在周围山坡围绕的山谷或盆地中,由于风速小和湍流交换弱,当地表辐射强烈时,周围山坡上的冷空气因密度大都沿坡面向谷底注泻
（ 这种下沉动力增温作用远比地表辐射冷却作用为小 ） ；并在谷底沉积继续辐射冷却,因此谷底气温最低,形成所谓,冷湖,。 而在冷空气沉积的顶部坡地上,因为风速较大,湍流交换较强,换来自由大气中较暖的空气,因此气温相对较高,形成所谓,暖带,。 在暖带向上向下气温皆是垂直递减的 。 暖带的高度因不同山地,不同坡度,不同季节和天气条件而异,如武夷山西北面,1月平均最低气温和年极端最低气温在 300m高度皆出现逆温,在东南面这一现象则不明显 （ 图 7·32） 。 在太行山南侧暖带比较明显,其高度在 200— 300m。 奥地利的奥茨山谷其山坡暖带位置夏季约在谷底以上 350m处,冬季则在谷底以上 700m处 。 德国大法尔肯塞山暖带高度在无云天气下,高出谷底 300m左右,在阴天和有大风的天气则会消失 。
在暖带中霜害最轻,生长季长,作物发育最早 。 在暖带以下,特别是在冷湖中,初霜最早,
终霜最晚,作物受冻害机会最多,霜冻灾害最为严重 。 像河南伏牛山南坡 250— 400m高度处为暖带所在,那里有常绿灌丛,柑桔生长良好,
而在低凹地中相同品种的柑桔则受到的四,五级冻害达 50％ — 85％ 。 在山地垂直气候带的分布上,了解暖带和冷湖的存在,对于农林牧业的生产布局至关重要 。
综上所述,高地气候的垂直气候带有以下几个特征：
(1)山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异 。 在低纬山地,山麓为赤道或热带气候,随着海拔高度的增加,地表热量和水分条件逐渐变化,直到雪线以上,可划分的垂直气候带数目较多,如图 7·28和珠峰南翼所示 。 如果山地高差较小,气候垂直带的分异也就相应减少,如珠峰北翼即是如此 。 在高纬度极地,山麓已经长年积雪,所以那里山地气候垂直分异就不显著了 。
(2)山地垂直气候带具有所在地大气候类型的,烙印,。 例如,赤道山地从山麓到山顶都具有全年季节变化不明显的特征 。 珠峰和长白山都具有季风气候特色,各高度的降水量在一年中分配很不均匀,皆是冬干夏湿 。
(3)湿润气候区山地垂直气候的分异,主要以图 7·32热量条件的垂直差异为决定因素 。 而干旱,半干旱气候区山地垂直气候的分异,与热量和湿润状况都有密切关系 （ 图 7·30和表 7·7
珠峰北翼 ） 。 这种地区的干燥度都是山麓大,
随着海拔的增高,干燥度逐渐减小 。
(4) 同一山地还因坡向,坡度及地形起伏,
凹凸,显隐等局地条件不同,气候的垂直变化各不相同,山坡暖带,山谷冷湖即其一例 。 山地气候确有,十里不同天,之变 。
(5) 山地的垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同，
不能把两者等同起来。
本章首先论述世界气候带与气候型的划分原则和方法,然后分低,中,高纬度带扼要说明各气候型的气候现状及其形成原因,高地气候则另节论述 。
第一节 气候带与气候型的划分气候带与气候型的划分有多种方法，概括起来可分实验分类法和成因分类法两大类。实验分类法是根据大量观测记录，以某些气候要素的长期统计平均值及其季节变化，来与自然界的植物分布、土壤水分平衡、水文情况及自然景观等相对照来划分气候带和气候型。柯本
（ W.P.Kppen）、桑斯威特（ C.W.Thornthwai-
te）、沃耶伊柯夫（ А,И,Boeк о в ）和杜库洽夫 В,В,д о к у ч а с в 等分别为这一大类的代表。成因分类法是根据气候形成的辐射因子、环流因子和下垫面因子来划分气候带和气候型。一般是先从辐射和环流来划分气候带；
然后再就大陆东西岸位置、海陆影响、地形等因子与环流相结合来确定气候型。这一派的学者很多，最著名的有阿里索夫（ В,Л,А г и -
с о в ）、弗隆（ H.Flohn）、特尔真（ W.H.T-
erjung）和斯查勒（ A.N.Strahler）等。
确定气候带与气候型的界限是很不容易的。
因为某一气候带或某一种气候型是逐渐转变为另一气候带或气候型的，两者之间的分界是渐变的过渡带，不能截然划清。所以地图上画的气候界限是相对的气候过渡带，而不是绝对的界限，但这个界线还是必要的。
另外，必须指出，一地的气候是在不断变化着的。各个气候带和气候型的特征，仅仅是其近代气候的平衡状态。围绕着平衡状态的扰动是客观存在的。必须注意其气候距平和气候异常，特别是大气环流的变化，在地区之间有一定的,遥相关型,,如厄尔尼诺现象即其一例。
目前这方面的研究在气候分类上的应用尚未成熟，但这是一个值得进一步探索的重要课题。
本节主要介绍国内外地学上应用最广的三种气候分类法，并提出编者所采用的气候带和气候型。
一,柯本气候分类法柯本气候分类法是以气温和降水两个气候要素为基础,并参照自然植被的分布而确定的 。
他首先把全球气候分为 A,B,C,D,E五个气候带,其中 A,C,D,E为湿润气候,B带为干旱气候,各带之中又划分为若干气候型,如表 7·1所示 。
上表列出柯本所划分的几个主要气候带和气候型 。 为了再详细地区分气候副型,柯本又在上述主要气候类型符号后再加上第三个,第四个字母,这种符号有 20余个,其中较重要的如表 7·2所示 。
图 7·1是假设的平坦、表面性质均匀的理想大陆上，
柯本气候分类法中主要气候类型的分布图。
二,斯查勒气候分类法斯查勒认为天气是气候的基础,而天气特征和变化又受气团,锋面,气旋和反气旋所支配 。 因此他首先根据气团源地,分布,锋的位置和它们的季节变化对全球气候分为三大带,
再按桑斯维特气候分类原则中计算可能蒸散量
EP（ 又称需水量 ） 和水分平衡的方法,用年总可能蒸散量 Ev,土壤缺水量 D,土壤储水量 S和土壤多余水量 R等项来确定气候带和气候型的界限 （ 图 7·4）,将全球气候分为三个气候带,13
个气候型和若干副型,高地气候则另列一类 。
可能蒸散量 EP系指在水分供应充足的条件下,
下垫面 （ 指有同等高度植物覆盖的地面 ） 最大可能蒸散的水分 。 桑斯维特根据他在美国中西部和墨西哥等地进行灌溉试验时所得数据,确定 EP值的大小与当地气温和日照时数两者关系最密切,也就是该值主要取决于所在地的热量条件 。 全球年总可能蒸散量 EP等值线分布基本上与纬线平行 。 根据世界 13000多个测站的测算资料,确定以年总可能蒸散量 EP为 130cm这条等值线作为低纬度气候与中纬度气候的分界线,
以年总可能蒸散量 EP为 52.5cm这条等值线作为中纬度气候与高纬度气候的分界线 。
要计算图 7·4中各项指标,必须具备的条件是：已知测站的纬度；已知测站逐月和年的平均气温 （ T℃ ）,及降水量 P（ mm） ；已知植物根层土壤最大持水量 （ mm） ；依桑斯维特制定的有关表格,然后根据有关经验公式,即可得出 。 这些经验公式,表格和计算方法等在本书实习教材中都已列入,兹不复赘 。
斯查勒在上述三大气候带内,再以土壤年总缺水量 （ D） 15cm等值线作为干燥气候与湿润气候的分界线 。 凡 D＞ 15cm者为湿润气候,
D≤ 15cm者为干燥气候 。 有的地区一年中有的季节很潮湿,有的季节则非常干燥,则属于干湿季气候型 。 在湿润气候中,又因土壤多余水量 R的不同分为三个副型 。 在干燥气候中也因土壤储水量 S的多少再分三个副型 。 其具体分类系统如表 7·3所示 。
此外尚有高地气候一类。斯查勒气候分类各气候型的全球地理分布图见本书实习教材第
261页。
表 7.3
三,气候分类法评议上述气候分类法，各有其优缺点。柯本气候分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的气温或雨量界限，易于分辨；符号简单，
便于应用，便于借助计算机进行自动分类和检索；所用的气温和降水量指标是经过大量实测资料的统计分析，联系自然植被而制定的，与自然景观森林、草原、沙漠、苔原等对照比较符合；分类所依据的气温和降水资料是最基本的气候资料，易于获得，且来源广泛，记录时间长，有利于在全球范围内推广应用；各种气候特征用各级字母来代表，易于在图上表示，
因此这种分类法曾被世界各国广泛采用，迄今未衰。但缺点主要表现在以下两个方面。
1.关于干燥带的划分问题柯本用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标,这是十分牵强的,实际上气候的干燥程度与气温和降水的关系并不那么简单 。 再者,干燥气候并不能与 A,C,D,E等四带相提并论,后者是按气温来分带的,大体上具有与纬线相平行的地带性,而干燥气候的形成有几种原因,① 有的是在副热带高压控制下,受下沉气流的影响 （ 如副热带沙漠 ） ； ②
有的是因为处于信风带的背风面,受不到海风的影响 （ 如热带沙漠 ） ； ③ 有的是因处在冷洋流海岸,逆温现象严重 （ 如热带大陆西岸沙漠 ） ； ④ 有的是地处内陆,终年受大陆气团控制 （ 如温带沙漠 ） 。 这些干燥气候在 A,C,D几个气候带内都可出现 。 各种干燥气候的干燥程度虽然相似,但其昼夜长短,气温的年变化,
日变化和其它天气条件并不相同,因它们各自所在的纬度带而异 。 因此,干燥气候只能作为 A、
C,D带内的一种气候型,并不能单独列为一个气候带 。
2.关于高度因素的问题柯本在进行气候分类时只注意气温和降水量等数值的比较,忽视了高地气温,降水的垂直变化与水平纬度地带的差异 。 在柯本世界气候分类图上,除 A类和 E类气候完全适合纬度带原则外,其余的气候类型在很大程度上不是带状分布 。 例如,我国黄河下游,长江流域部分地区,云贵高原和印度德干高原等地都属于 Cwa类,
这样就把温带,副热带和热带三个不同纬度带的季风气候混为一谈了,这显然是不合理的 。
总之,柯本气候分类法的一个最大缺点是只注意气候要素数值的分析和气候表面特征的描述,忽视了气候的发生发展和形成过程 。
斯查勒分类法是一种动力气候分类法。他根据气团的源地和锋面的位置以及它们的移动来划分气候带和气候型。他的分类法重视气候的形成因素，把高地气候（ H）与低地气候区分开来，照顾了气候的纬度地带性以及大陆东西岸和内陆的差异性。同时，又和土壤水分收支平衡结合起来，界限清晰，干燥气候与湿润气候的划分明确细致，在农业生产和农田水利建设上又具有实用价值，是目前比较好的一种世界气候分类法。但斯查勒气候法也有其不足之处，他对季风气候没有足够的重视。在东亚、
南亚和澳大利亚北部是世界季风气候最发达的区域，在应用动力方法进行世界气候分类时，
季风这个因子是不容忽视的。在斯查勒气候分类中把我国的副热带季风气候、温带季风气候与北美东部的副热带湿润气候、温带大陆性湿润气候等同起来。又把我国南方的热带季风气候与非洲、南美洲的热带干湿季候等同起来，
这都是不妥当的。
编者认为，从环境地学角度来讲，世界气候分类应从发生学的观点出发，综合考虑气候形成诸因子,包括太阳辐射,大气环流,海陆,
洋流,地形及地表覆盖物 （ 冰雪,土壤,植被 ）
等；同时也应从生产实践观点出发,根据各地气候的典型特征,舍小异,取大同,采取与人类生活和生产建设密切相关的要素来进行分类 。
气候带与气候型的名称应以气候条件本身来确定 。
基于上述原则,根据地球上辐射能的收支和世界大气环流的形势,编者将世界气候分为低纬度,中纬度和高纬度三大气候带 。 由于下垫面的高度不同,对于大气的热量,水分和运动状况,影响极大,因此必须划分低地气候与高地气候两大系统 。 同时必须指出,高地气候亦因所处纬度带不同而具有其所在纬度的,烙印,。 例如,赤道高山气候的垂直分异就远较中,高纬度的高山为复杂 。
在各纬度带内,又因海陆物理性质的差异,
特别是像亚,欧,非这样世界最大的大陆,它和其邻近的最大大洋太平洋之间的冬夏冷热源差异,以及行星风带的季节移动和地形 （ 如青藏高原 ） 等的综合影响,形成了季风环流,从而产生了东亚,南亚和澳大利亚北岸等地的季风气候 。 就全球来讲,季风气候的面积相当大,
因此,这一极其重要的气候形成因子和气候现象,在气候分类中必须明确提出 。 季风气候的划分指标为,① 当地冬夏盛行风向有明显的季节变化,其变移角度至少有 120° ； ② 随着冬夏季风的更替,有干湿季的明显变化 。 必须具备上述两个条件,才能划为季风气候 。 季风气候又因所在纬度不同而划分为热带,副热带和温带季风气候等类型 。
编者以斯查勒的动力气候分类法为基础,
按照上述原则,加以适当修改,将全球气候分为三个纬度带 16个气候型,另列高地气候一大类 。
第二节 低纬度气候低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制 。 全年地 -气系统的辐射差额是入超的,因此气温全年皆高,最冷月平均气温在 15℃ —
18℃ 以上 。 影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带,沃克环流,信风,赤道西风,热带气旋和副热带高压,有的年份会出现厄尔尼诺现象 。 由于上述环流系统的季节移动,导致降水量的季节变化,在厄尔尼诺现象出现时,引起降水分布的明显异常,全年可能蒸散量在
1300mm以上 。 本带可分为五个气候型,其中热带干旱与半干旱气候型又可划分为三个亚型 。
一,赤道多雨气候一赤道多雨气候位于赤道及其两侧,大约向南,向北伸展到 5° — 10° 左右,各地宽窄不一,
主要分布在非洲扎伊尔河流域,南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带 。 典型台站：秘鲁的伊基托斯 。 这里全年正午太阳高度角都很大,因此长夏无冬,
各月平均气温在 25℃ — 28℃,年平均气温在
26℃ 左右 。 绝对最高气温很少超过 38℃,绝对最低气温也极少在 18℃ 以下；气温年较差一般小于 3℃,日较差可达 6℃ — 12℃,全年多雨,
无干季,年降水量在 2000mm以上,最少月在
60mm以上 。 全年皆在赤道气团控制下,风力微弱,以辐合上升气流为主,多雷阵雨,天气变化单调,降水量的年际变化很大 。 这与赤道辐合带位置的变动有关,例如新加坡平均年降水量为 2282mm,最湿年 （ 4031mm） 相当于最干年
（ 831mm） 的近 5倍 。 由于全年高温多雨,各月平均降水量皆大于可能蒸散量,土壤储水量皆达最大值 （ 300mm）,适于赤道雨林生长 。
二,热带海洋性气候热带海洋性气候出现在南北纬 10° — 25° 信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上,如加勒比海沿岸及诸岛,巴西高原东侧沿海,马达加斯加东岸,夏威夷群岛等 。 典型台站：
哈瓦那 。 这里正当迎风海岸,全年盛行热带海洋气团 （ Tm）,气候具有海洋性,最热月平均气温在 28℃ 上下,最冷月平均气温在 18℃ — 25℃
间,气温年较差,日较差皆小,如哈瓦拉年较差仅 5.6℃,年降水量在 1000mm以上,一般以
5— 10月较集中,无明显干季,除对流雨,热带气旋雨外,沿海迎风坡还多地形雨 。
三,热带干湿季气候热带干湿季气候出现在纬度 5° — 15° 左右,
也有伸达 25° 左右的,主要分布在上述纬度的中美,南美和非洲 。 典型台站：廷博 。 这里当正午太阳高度角较小时,位于信风带下,受热带大陆气团控制,盛行下沉气流,是为干季 。 当正午太阳高度角大时,赤道气流辐合带移来,
有潮湿的辐合上升气流,是为雨季 。 一年中至少有 1— 2个月为干季 。 湿季中蒸散量小于降水量 。 全年降水量在 750— 1600mm左右,降水变率很大 。 近年来非洲热带干湿季气候区出现严重旱象,全年高温,最冷月平均气温在 16℃ —
18℃ 以上,热季出现在干季之末,如廷博最高温出现在 3月 。
四,热带季风气候出现在纬度 10° 到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部,雷州半岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地 。 典型台站：柯钦 。 这里热带季风发达,一年中风向的季节变化明显 。 在热带大陆气团 （ Tc） 控制时,降水稀少 。 而当赤道海洋气团 （ E） 控制时,降水丰沛,又有大量热带气旋雨,年降水量多,一般在 1500— 2000mm，
集中在 6— 10月 （ 北半球 ） 。 全年高温,年平均气温在 20℃ 以上,年较差在 3℃ — 10℃ 左右,春秋极短 。
五,热带干旱与半干旱气候型热带干旱与半干旱气候出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸 。 在南,北半球各约以回归线为中心向南北伸展,平均位置约在纬度 15° — 25° 间 。 因干旱程度和气候特征不同,
可分三个亚型,5a,5b和 5c,其详见表 7·4。
第三节 中纬度气候中纬度气候主要存在于热带气团和极地气团相互角逐的地带 。 该地带一年中辐射能收支差额的变化比较大,春,夏,秋,冬四季分明,
最冷月的平均气温在 15℃ — 18℃ 以下,有 4— 12
个月月平均气温在 10℃ 以上 。 全年可能蒸散量在 130— 52.5cm之间,影响气候的主要环流系统有极锋,盛行西风,温带气旋和反气旋,副热带高压和热带气旋等 。 天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著 。 再加上北半球中纬度地带大陆面积较大,海陆的热力对比和高耸庞大地形的影响,使得本带气候更加错综复杂 。
本带共分 8个气候型 。
六,副热带干旱与半干旱气候该气候型位于热带,在热带干旱气候向高纬度的一侧,约在南北纬 25° — 35° 的大陆西岸和内陆地区 。 它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的 。 因干旱程度不同可分干旱 6a,与半干旱 6b两亚型 。
6a副热带干旱气候：亦具有少云,少雨,日照强和夏季气温特高等特征 。 如尤马最热月平均最高温高达 33℃,但凉季气温比 5a型低,气温年较差达 20℃ 以上 。 凉季有少量气旋雨,土壤蓄水量略大于 5a型 。
6b副热带半干旱气候位于 6a区外缘 。 夏季气温比 6a型低,如北非利比亚的班加西盛夏最热月平均气温为 26℃,冬季降水量比 6a型稍多
（ 图 7·14） 。
七,副热带季风气候副热带季风气候位于副热带亚欧大陆东岸,
约以 30° N为中心,向南北各伸展 5° 左右 。 它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐的地带,夏秋间又受热带气旋活动的影响 。 典型台站：上海 。 一年中冬季风来自大陆,夏季风来自海洋 。 夏热冬温,最热月平均气温在 22℃ 以上,最冷月在 0℃ — 15℃ 左右,年较差约在
15℃ — 25℃ 左右 。 可以出现短时间霜冻,无霜期在 240天以上 。 四季分明,降水量在 750—
1000mm以上,夏雨较集中,无明显干季 。
八,副热带湿润气候位于南北美洲,非洲和澳大利亚大陆副热带东岸 。 由于所处大陆面积小,未形成季风气候 。
典型台站：查尔斯顿 。 这里冬夏温差比季风区小,一年中降水分配比季风区均匀 。
九,副热带夏干气候 （ 地中海气候 ）
该带位于副热带大陆西岸,纬度 30° — 40°
之间的地带,包括地中海沿岸,美国加利福尼亚州沿岸,南非和澳大利亚南端 。 这里受副热带高压季节移动的影响,在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘,气流是下沉的,因此干燥少雨,日照强烈 。 冬季副高移向较低纬度,这里受极锋影响,锋面气旋活动频繁,带来大量降水 。 全年降水量在 300— 1000mm左右 。
冬季气温比较暖和,最冷月平均气温在 4— 10℃
左右 。 因夏温不同,分为两个亚型 。
9a凉夏型：贴近冷洋流沿岸,夏季凉爽多雾,
少雨 。 最热月平均气温在 22℃ 以下,最冷月平均气温在 10℃ 以上 。 如蒙特雷,气温年较差小,
仅 6.7℃ 。
9b暖夏型：离海岸较远,夏季干热,最热月平均气温在 22℃ 以上,冬季温和湿润,年较差稍大 。 如那不勒斯年较差为 16℃ 。
十,温带海洋性气候分布在温带大陆西岸,纬度约在 40° — 60°,
包括欧洲西部,阿拉斯加南部,加拿大的哥伦比亚,美国华盛顿和俄勒冈两州,南美洲
40° — 60° S西岸,澳大利亚的东南角,包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地 。 这些地区终年盛行西风,受温带海洋气团控制,沿岸有暖洋流经过 。 冬暖夏凉,最冷月气温在 0℃ 以上,如布勒斯特为 7.2℃,最热月在 22℃ 以下,气温年较差小,约在 6℃ — 14℃ 左右 。 全年湿润有雨,冬季较多,年降水量约在 750— 1000mm上下,迎风山地可达 2000mm以上 。
十一,温带季风气候出现在亚欧大陆东岸纬度 35° — 55° 地带,
包括中国的华北和东北,朝鲜大部,日本北部及俄罗斯远东部分地区 。 典型台站：北京 。 冬季盛行偏北风,塞冷干燥,最冷月平均气温在
0℃ 以下,南北气温差别大 。 夏季盛行东南风,
温暖湿润,最热月平均气温在 20℃ 以上,南北温差小 。 气温年较差比较大,全年降水量集中于夏季,降水分布由南向北,由沿海向内陆减少 。 天气的非周期性变化显著,冬季寒潮爆发时,气温在 24h内可下降 10余度甚至 20余度 。
十二,温带大陆性湿润气候出现在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧,
北美 100° W以东的温带地区 。 典型台站：莫斯科 。 冬季寒冷,有少量气旋性降水,这是由于由海洋吹来的西风入陆较深,海洋气团已经变性的缘故 。 夏季降水量较多,但不像季风区那样高度集中 。
十三,温带干旱与半干旱气候温带干旱与半干旱气候区在北半球占有很大面积,分布在 35° — 50° N的亚洲和北美大陆中心部分 。 终年在大陆气团控制下,因此气候干燥 。 在南半球南美洲南端阿根廷的大西洋冷洋流沿岸,正当西风带的雨影区域,又有安第斯山脉屏峙,西风过山后下沉,因此全年少雨形成巴塔哥尼亚干旱气候区 。 因干旱程度不同又可分两个亚型,如表 7·5所示 。
在中纬度的副热带季风气候和湿润气候中，
以常绿阔叶林较多。在地中海气候中，因夏季干燥，树叶多是坚硬革质化的，自然景观以硬叶常绿灌木林为主。在温带海洋性气候、温带季风气候和温带大陆性湿润气候三种气候类型区域中，自然植被在偏南地区以夏绿阔叶林为主，愈向北方因冬温愈低，阔叶树较难生长，
乃逐渐混有大量针叶树种，因此称为针阔混交林。在干旱气候区，只有耐旱力极强的小灌木和草类能够生长，自然景观为各种性质的荒漠。在半干旱气候区，因水分条件较好，自然景观为草原（矮草）。
第四节 高纬度气候高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团 。 在冰洋气团与极地气团交绥的冰洋锋上有气旋活动,自西向东移进 。 这里地 -气系统的辐射差额为负值,所以气温低,无真正的夏季 。 空气中水汽含量少,降水量小,但因蒸发弱,年可能蒸散量小于 52.5cm,又因有冻土,排水不畅,
所以没有干旱型 。 随着纬度的变化,可分为三个气候型 。
十四,副极地大陆性气候分布在 50° N或 55° N到 65° N地区,包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛 （ 南部除外 ）,芬兰和前苏联大部以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部 。 年可能蒸散量在
35cm到 52.5cm之间 。 这里冬季长而严寒,一年中至少有 9个月为冬季 。 加拿大的沃米利恩堡和俄罗斯的雅库次克一年中分别有 6,7个月月平均气温在 0℃ 以下,在 10℃ 以上的只有 3个月,
植物生长期一般只有 50— 75天左右 。 该气候型所在地区冬季黑夜时间长,正午高度角小,在亚欧大陆中部和偏东地区又为冷高压中心,风小,云少,地面辐射冷却剧烈,大陆性最强,冬温极低 。 在西伯利亚的维尔霍扬斯克 1月平均气温竟低到 — 50℃,而附近的绝对最低气温曾降至 — 73℃,有世界,寒极,之称 。 夏季白昼时间长,7月平均气温在 15℃ 以上,气温年较差特大 。 全年降水量甚少,在东西伯利亚不超过
380mm,在加拿大不超过 500mm,集中于暖季降落,冬雪较少,但蒸发弱,融化慢,每年有 5—
7个月的积雪覆盖,积雪厚度在 600— 700mm左右,
土壤冻结现象严重 。 由于暖季温度适中 （ 在
10℃ 以上 ） 又有一定降水量,适宜针叶林生长,
又称为雪林气候 （ Boreal forest climate） 。
十五,极地长寒气候 （ 苦原气候 ）
分布在北美洲和亚欧大陆的北部边缘,格陵兰沿海的一部分和北冰洋中的若干岛屿中 。 在南半球则分布在马尔维纳斯群岛 （ 福克兰群岛 ）,南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地 。 年可能蒸散量小于 35cm。 全年皆冬,一年中只有 1
— 4个月月平均气温在 0° — 10℃ 左右 。 其纬度位置已接近或位于极圈以内,所以极昼,极夜现象已很明显 。 在极夜期间气温很低,但因邻近海洋比前述的副极地大陆性气候尚稍高,如乌佩尼维克位于格陵兰西岸,其最冷月平均气温为 — 23.3℃ 。 内陆地区比沿海更冷,一般可达 — 30℃ 至 — 40℃ 左右 。 最热月平均气温在 1—
5℃ 左右,个别晴暖天气中,气温能升到 25℃,
但在 7,8月份,夜间气温仍可降到 0℃ 以下 。 在冰洋锋上有一定降水,但因气温低,空气含水汽小,一般年降水量在 200— 300mm左右 。 在内陆地区尚不足 200mm,大都为干雪,暖季为雨或湿雪 。 由于风速大,常形成雪雾,能见度不佳,
地面积雪面积不大 。 这里冬季严寒程度虽稍逊于副极地大陆性气候,但因最热月平均气温低于 10℃,冻土层接近地表,暖季水分不能下渗,
引起土壤表层停滞积水,土温更加降低,限制了乔木的生长,自然植被只有苔藓,地衣及小灌木等,构成了苔原景观 。 这里又称为苔原气候区 。
十六,极地冰原气候极地冰原气候出现在格陵兰,南极大陆和北冰洋的若干岛屿上 。 这里是冰洋气团和南极气团的源地,全年严寒,各月平均气温皆在 0℃ 以下,
具有全球的最低年平均气温 。 北极地区年平均气温约为 — 22.3℃,南极大陆为 — 28.9℃ 至 — 35℃
左右 。 一年中有长时期的极昼,极夜现象 。 全年降水量小于 250mm,皆为干雪,不会融化,长期累积形成很厚冰原 。 长年大风,寒风夹雪,能见度恶劣 。
第五节 高山气候在高山地带随着高度的增加,空气愈来愈稀薄,空气组成中的二氧化碳,水汽,微尘和大气中污染物质等逐渐减少,气压降低,风力增大,日照增强,气温降低 。 在一定坡向,一定高度范围内,降水量随高度而加大,过了最大降水带之后,降水又复随高度而减小 。 由于上述诸要素的垂直变化,遂导致高山气候具有明显的垂直地带性,这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同,这里举例加以说明 。
一,热带高山气候举例拉丁美洲的安第斯山脉纵贯大陆西岸,自北而南,中经赤道,在热带占有相当大的面积 。
由于温度随高度而递减,从山麓到山顶可分出热地带,暖地带,冷地带和冻地带等几个不同的垂直气候带 。 又由于从赤道多雨气候到热带荒漠气候因纬度的增高,在山麓湿润条件又有很大的差异,因此在热带安第斯山,垂直气候带和自然植被又随所在纬度的地表湿润状况而有明显的差异,其详如表 7·6所示 。
图 7·28给出在赤道处安第斯山由山麓到山顶的垂直气候带 。
（ 1） 热带作物带,自地面向上约至 640m高度左右,年平均气温为 28℃ — 24℃ 左右,降水丰沛,全年湿润,自然植被为赤道雨林,农作物有橡胶,香蕉和可可等 。
（ 2） 暖带咖啡带,由 640m至 1830— 2000m左右,年平均气温为 24℃ — 18℃,盛产咖啡,稻米,茶,棉花,玉米等作物,以咖啡种植面积最广 。
（ 3） 温带谷物带,由暖带向上至海拔
3000— 3500m范围内,年平均气温为 18℃ — 12℃
左右 。 农作物有小麦,大麦,苹果和蕃薯等,
畜牧业也很发达 。
（ 4） 原始森林带,由温带谷物带向上约至
4000m高度,由阔叶林逐渐变为针叶林 。
（ 5） 高山草地带,约在 4000m以上,森林已不能生长,自然植被为高山草地 。
（ 6） 永久积雪带,在海拔 4450m高度为雪线,
由此向上为永久积雪带 。
二,副热带高山气候举例副热带高山气候可以世界第一高峰 —— 珠穆朗玛峰（简称珠峰）为代表来说明其特征。
珠峰地区的范围约介于 27° 18'— 29° 00'N，
85° 06'— 80° 20'E之间，珠峰海拔 8882m，
整个山体占据对流层 1/3— 1/2的高度。这里太阳辐射强，白昼升温高，夜间地面辐射失热快，
气温迅速下降。 与同纬度低地相比，其气温日较差大，年较差小。山脉南北两翼气候有明显的差别，南翼正当暖湿气流的迎风面，降水丰沛，为湿润与半湿润的高山峡谷区。北翼高原湖盆区正当喜马拉雅山的背风侧，气候比较干燥。南翼和北翼垂直气候带的分异又显然不同，
如 表 7·7所示，各垂直气候带的自然植被如 图
7·29所示。由这些图表可见珠峰南翼在我国境内由下向上从 1600余米的山地副热带至高山冰雪带共有六个垂直气候带。作为完整的珠峰南坡应延伸到国境外的山麓地带,那里分布着热带季雨林 。 北翼相对高差比南翼小,只有三个垂直气候带,其降雪量以山麓 4000— 5000m处为最少,雪线高度平均为 6000m比南翼为高 （ 因降雪量较小 ） 。
表 7·7珠峰地区我国境内南,北翼各垂直气候带的主要热量,水分状况三、温带内陆干旱区高山气候举例温带内陆干旱区的山地垂直气候带别具一格,如美国西南部从大峡谷 （ Grand Canyon）
到圣弗兰西斯科峰 （ San Francisco Peak） 可分五个垂直气候带,如图 7·30所示 。 其特点是降水量随高度而增加,由山足的干旱气候
（ 荒漠 ） 逐渐递变为半干旱 （ 草原 ）,湿润
（ 针叶林 ）,再转为苔原和高山积雪带 。 其森林上限高度 （ 约在 3400m） 和雪线高度 （ 3750m
左右 ） 均比前述二例为低 。
四,温带季风区山地气候举例温带季风气候区山地可以长白山为例 。 长白山的主峰高达 2700m,自下而上可分五个垂直气候带,
如表 7·8和图 7·31所示 。
① 杨美华,长白山的气候特征及北坡垂直气候带,长白山地理系统论文集 （ 1956—
1981）,东北师范大学地理系 。
五,山地气候中的,暖带,和,冷湖,
山地气候与地形起伏凹凸的显隐关系至为密切 。 在周围山坡围绕的山谷或盆地中,由于风速小和湍流交换弱,当地表辐射强烈时,周围山坡上的冷空气因密度大都沿坡面向谷底注泻
（ 这种下沉动力增温作用远比地表辐射冷却作用为小 ） ；并在谷底沉积继续辐射冷却,因此谷底气温最低,形成所谓,冷湖,。 而在冷空气沉积的顶部坡地上,因为风速较大,湍流交换较强,换来自由大气中较暖的空气,因此气温相对较高,形成所谓,暖带,。 在暖带向上向下气温皆是垂直递减的 。 暖带的高度因不同山地,不同坡度,不同季节和天气条件而异,如武夷山西北面,1月平均最低气温和年极端最低气温在 300m高度皆出现逆温,在东南面这一现象则不明显 （ 图 7·32） 。 在太行山南侧暖带比较明显,其高度在 200— 300m。 奥地利的奥茨山谷其山坡暖带位置夏季约在谷底以上 350m处,冬季则在谷底以上 700m处 。 德国大法尔肯塞山暖带高度在无云天气下,高出谷底 300m左右,在阴天和有大风的天气则会消失 。
在暖带中霜害最轻,生长季长,作物发育最早 。 在暖带以下,特别是在冷湖中,初霜最早,
终霜最晚,作物受冻害机会最多,霜冻灾害最为严重 。 像河南伏牛山南坡 250— 400m高度处为暖带所在,那里有常绿灌丛,柑桔生长良好,
而在低凹地中相同品种的柑桔则受到的四,五级冻害达 50％ — 85％ 。 在山地垂直气候带的分布上,了解暖带和冷湖的存在,对于农林牧业的生产布局至关重要 。
综上所述,高地气候的垂直气候带有以下几个特征：
(1)山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异 。 在低纬山地,山麓为赤道或热带气候,随着海拔高度的增加,地表热量和水分条件逐渐变化,直到雪线以上,可划分的垂直气候带数目较多,如图 7·28和珠峰南翼所示 。 如果山地高差较小,气候垂直带的分异也就相应减少,如珠峰北翼即是如此 。 在高纬度极地,山麓已经长年积雪,所以那里山地气候垂直分异就不显著了 。
(2)山地垂直气候带具有所在地大气候类型的,烙印,。 例如,赤道山地从山麓到山顶都具有全年季节变化不明显的特征 。 珠峰和长白山都具有季风气候特色,各高度的降水量在一年中分配很不均匀,皆是冬干夏湿 。
(3)湿润气候区山地垂直气候的分异,主要以图 7·32热量条件的垂直差异为决定因素 。 而干旱,半干旱气候区山地垂直气候的分异,与热量和湿润状况都有密切关系 （ 图 7·30和表 7·7
珠峰北翼 ） 。 这种地区的干燥度都是山麓大,
随着海拔的增高,干燥度逐渐减小 。
(4) 同一山地还因坡向,坡度及地形起伏,
凹凸,显隐等局地条件不同,气候的垂直变化各不相同,山坡暖带,山谷冷湖即其一例 。 山地气候确有,十里不同天,之变 。
(5) 山地的垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同，
不能把两者等同起来。
