季风亚 洲 气 候资料

亚洲气候

一、气候主要特征

亚洲在太阳辐射、大气环流和地文因素综合影响下形成了复杂的气候。从洲内各地区气候特征的组合和洲际各大陆气候特征的对比反映出亚洲气候具有几个明显的特性即强烈的大陆性、典型的季风性和类型的复杂性。对大陆性气候的形成来说大陆面积巨大、轮廓形态完整、具有离海遥远的广阔内陆等起主要作用对季风性气候的形成来说世界最大的陆块面临世界最大的海洋这种海陆分布引起的热力差异是季风气候形成的根本原因对气候的复杂性来说面积规模大、地理纬度广、 高原山地多等都有重要的影响。

一大陆性气候强烈

亚洲陆地面积巨大 内地距海遥远大陆中心部分与最近的海岸距离超过2500km而且大陆轮廓完整缺乏伸入内地的海湾又位于亚欧大陆东部西距大西洋很远西风环流和大西洋暖湿气流对亚洲气候影响很小。根据纬度愈高和距海洋愈远的地区气温年较差愈大的原理亚洲有广大的内陆地区和高纬地区与其他大陆同纬度地区气候比较具有强烈的大陆性。它具体表现为这些地区多属冬冷夏热、春秋短促、气温年较差大、降水季节集中、 多数地区的大陆度均在50以上。

气温年较差愈大气候的大陆性愈强。 西伯利亚东北部的维尔霍扬斯克-奥伊米亚康地区是世界上年较差最大的地区。这里冬季严寒 1月平均气温-50℃绝对最低气温曾达-71℃成为北半球的

“寒极” 。但7月平均气温为15. 7℃年较差超过65℃。维尔霍扬斯克的绝对年较差曾高达101 .8℃也有记录为最高气温36. 7℃最低气温-70℃最大年较差106. 7℃的 。如用维尔霍扬斯克的年较差作为极端大陆性气候的代表然后用它来对比世界各地年较差以显示大陆性的程度也可反映出亚洲的大陆性最强。

从整个亚欧大陆来看例如沿52° N 自西向东年降水量愈来愈小年较差愈来愈大反映气候的大陆性愈来愈强表4-1  。亚欧大陆东西两侧的气候类型也迥然不同例如东侧的呼玛51° 54′

N与西欧乌德勒支52° 05′ N的纬度位臵相似但呼玛1 月均温为-27. 7℃ 7 月均温为20. 1℃年较差为47.8℃ 3—4 月升温13.0℃ 10—1 1 月降温15.3℃降水主要集中夏季气候属于大陆性。而乌德勒支1 月均温为1 .2℃ 7 月均温为17℃年较差为15.8℃春秋月际变温不超过4—5℃各月降水分配均匀气候属于海洋性。

二季风性气候典型

亚洲大陆东、 南滨临大洋北起苏联远东滨海区经日本、朝鲜、 中国105° E以东地区至东南亚和南亚为全球典型的季风气候区。这里的盛行风向随季节而有显著的改变 1 月与7 月盛行风向的变移至少有120° 盛行风向的平均频率超过40。海陆间巨大的热力差异及其季节变化或迭加行星风带的季节移动是季风气候形成的主要因素。夏季风从海上吹向陆地暖热多雨冬季风从大陆吹向海洋凉冷干燥是季风气候的共同特征。 虽然季风气候首先是强大的非纬向地带性因素破坏了纬向地带性的体现它使亚热带荒漠在大陆东部消失。但是从温度着眼 自北向南它仍能分出温带、亚热带和热带季风区 自南而北随着纬度的变化 以夏季风西南季风强大的南亚和东南亚的热带季风区逐渐为以冬季风西北季风强大的温带季风区所替代。 东亚温带季风体现热力差异最明显 南亚热带季风则迭加了行星风系季节移动的作用。

亚洲的季风以强度最大、影响范围广和类型复杂著称。大致35°—55° N的东亚地区属于温带季风气候。冬季受温带大陆气团影响 以偏西、北风为主 由陆地吹向海洋风力强劲寒冷干燥 南

北气温差别大夏季受温带海洋气团或变性热带海洋气团影响 以偏东、 南风为主 由海洋吹向大

陆暖热多雨 南北气温差别小 四季分明降水集中夏季。 东南亚和南亚主要属于热带季风气候以10° N到北回归线附近为最典型气候特点是 热带季风发达在太阳高度角大的季节 赤道低压槽北移到30° N左右 同时在海陆热力因子的作用下 南亚大陆形成塔尔热低压在二者共同影响下盛吹西南季风其风力强于东亚的夏季风。又因风向来自暖流洋面水汽条件充足故有大量降水 在这种水热和气流条件下的洋面上容易形成热带气旋对东、 南亚影响很大。在太阳高度角小的季节热赤道和赤道低压带南移又因海陆热力作用 大陆上有高压发展这里又盛行东北季风形成多晴朗天气的冷季。在西南季风开始以前 印度半岛和中南半岛有一个气温最高的热季。无论是温带季风气候或是热带季风气候都有大陆性或海洋性的区别例如东亚大陆和印度半岛大部分属于大陆性季风气候而日本群岛和菲律宾群岛则属于海洋性季风气候。在其他大陆上位于回归线附近的地区多为热带干旱气候唯亚洲季风区例外 虽然北回归线横贯于南亚、 东南亚的中部但这些地区由于受热带季风影响一年中仍有湿润的雨季即使在南亚次大陆其干旱气候区的面积也并不大。对比非洲、澳大利亚等回归线附近的热带荒漠景观更显示出季风对亚洲气候影响之大了。

从季风的成因和概念严格考虑世界的典型季风区仅出现于亚洲东部、 东南部和南部。北美大陆东南部虽然冬季吹西北风夏季吹东南风并有天气变换但尚不够季风条件 只能认为有季风现象。 南美洲因大陆南部很窄不能发育季风气候。欧洲更以大陆西岸型气候突出不存在季风。值得注意的是非洲和澳大利亚西非赤道以北的季风是热带东风哈麦丹风同来自几内亚湾湿润气流年内交替的结果属于行星风系的作用。几内亚湾全年盛行来自赤道以南的东南风经赤道后转向成为西南风。澳大利亚北部的情况也是由于行星风系位移的结果其冬季风属于信风不是大陆冷高压形成的冬季风由热力作用产生的冬季风无论从空气属性、垂直结构以及成因上都与信风有所不同 而夏季风是越过赤道转向而来的西风它和因热力作用引起的夏季风亦不相同。 因此不能把因行星风系引起的风向季节变更并确实带来相应气候变化的低纬的所谓“季风” 作为季风考虑。我们可以把非洲西部、澳大利亚北部的“季风”称为“准季风” quasimonsoon  以与亚洲的季风有所区别。

三 气候带俱全气候型复杂

亚洲从北冰洋岸到努沙登加拉群岛从太平洋西岸到地中海之滨除大陆西岸的温带湿润海洋性气候和南极洲与格陵兰岛的冰原气候外世界上所有主要类型的气候在亚洲都有分布。北冰洋沿岸岛屿上有类似格陵兰岛的冰原气候北冰洋沿岸是寒带苔原气候以南是横贯西伯利亚的亚寒带针叶林气候在东亚有温带季风气候和亚热带季风气候 东南亚和南亚主要为热带季风气候大巽他群岛等一带是赤道多雨气候西南亚地中海沿岸为地中海式气候西南亚的大部地区和亚洲大陆内部分别是热带、亚热带和温带干旱和半干早气候前者是北非大沙漠向东的延伸大部地区常处于副热带高压和东北信风控制下干旱少雨后者因居大陆内部 海洋气流难以达到而干旱少雨。据统计亚洲干燥地区的面积为1647.6104km2仅次于非洲 但若论温带荒漠和亚热带荒漠则亚洲远比非洲为大表4-2 。

亚洲由于高纬和高山、高原地区很广所以寒冷气候在各洲中也是很突出的例如西伯利亚即以位于高纬和远离大西洋而具有剧烈大陆性的寒湿气候这里既有北半球的“寒极” 又有广阔分布的永久冻结现象。青藏高原虽位于27°—37° N之间 但由于海拔高达4000—5000m又有高峻的喜马拉雅山阻挡南部印度洋温暖气流故高原空气稀薄含有的水汽尘埃少地面热量散失多致使整个高原气候高寒 冻裂风化作用显著冬季漫长有8—9个月平均气温低于10℃ 高原上终年积雪冰川高悬的山脊很多。

在世界各大洲中以亚洲的亚热带范围最广 它从太平洋岸延伸到地中海岸呈一东西长约10000km、 南北宽约700km的广阔地带。 由于地理位臵、海陆影响、地形结构等因素的综合作用使

亚洲的亚热带气候又可区分出几个不同的类型从西向东可分为地中海式气候西岸气候 、伊朗型气候、 高山型气候和季风型气候东岸气候 。

亚洲各气候要素变化的极端性既是气候大陆性的一个反映也是气候复杂性的一种表现。在亚洲具有世界上最冷、最热、最湿和最干的地区之一。例如维尔霍扬斯克-奥伊米亚康地区是北半球的

“寒极” 。西亚与北非同为世界最热地区在沙特阿拉伯内陆绝对最高气温可达50—55℃。印度的乞拉朋齐为世界上的湿角年平均降水量1 1500mm以上与夏威夷群岛的考爱岛东北部和非洲的喀麦隆沿岸同为世界降水量最多的地区。阿拉伯半岛南部和伊朗高原中部年降水量在100mm以下甚至有些地区多年无雨形成广大的无流区和荒漠地带。

二、气候形成因素

亚洲气候主要特征的形成是由于亚洲的地理位臵、面积、大陆形状、大气环流、洋流以及地形结构等多种气候因素相互作用、综合影响的结果。

一地理位臵、 面积和大陆形状的作用

亚洲位于亚欧大陆东部是地球上最大的陆块——亚欧大陆的主体它南北所跨的纬度和东西所跨的经度在各大洲中均属最广 因此地面受热状况和干湿程度各地有很大差异这是亚洲气候类型复杂多样的基本因素例如亚洲大陆西南部太阳辐射总量可高达180—200kcal/cm2 〃 a以上是世界上最干热地区之一 而大陆北缘尚不及80kcal/cm2 〃 a。

巨大的面积和完整的大陆轮廊一方面使亚洲具有广大的远离海洋的内陆地区促成了大陆性和干燥性气候范围的广大 另方面又由于冬夏海陆热力差异形成了东亚、 东南亚和南亚的季风气候。在亚洲海陆分布是形成大气活动中心及其季节变化的决定因素之一 因而海陆热力差异是导致近地面季风形成的首要原因它特别明显地表现在东亚温带地区。至于南亚的夏季风一方面是海陆热力差异引起的西南气流 另方面又处于行星风系形成的赤道西风北移经过的地方是二者的叠加。

亚洲西接欧陆远离大西洋西南接北非 以致温带海洋性气候缺乏 而热带、亚热带和温带干旱、半干旱气候范围广大。受大陆轮廓的影响赤道带局限于巽他群岛和马来半岛南部。热带以阿拉伯、 印度和中南三大半岛为主。大陆主体则以亚热带、温带和亚寒带气候最占优势分布最广。二大气环流的作用

亚洲的天气和气候直接受大气环流的作用主要反映在气压场的分布和变化及其引起的风向和气团与锋带的活动上。对亚洲气候的形成起主要作用的有四个大气活动中心。它们是冬季在大陆上形成的干冷的西伯利亚高压或称蒙古高压和在北太平洋形成的冷湿的阿留申低压夏季在大陆上形成的印度热低压或称塔尔热低压或伊朗热低压和在太平洋上形成的北太平洋副热带高压或称夏威夷高压 。

冬季西伯利亚高压和阿留申低压都非常发育尤其前者十分强大几乎控制全部亚洲大陆图4-9 。冬季亚洲陆地低温范围很广西伯利亚及蒙古高原一带地面温度常在-15——40℃所以该区形成一个高压中心通称西伯利亚高压。 1 月高压中心气压高达1036mb等压线的形式略呈三角形分别指向西、东北和东南方东北延伸可达新西伯利亚群岛以东向西可达欧洲的第涅伯河下游形成著名的冬季亚欧大陆高压轴。在西伯利亚高压区对流层高空相应地存在一个干冷低槽区。西伯利亚高压是大陆反气旋中心和干冷的极地大陆气团源地也是冬季大陆季风源地。冬季季风的强弱主要决定于该高压势力的强弱如果大陆高压强与太平洋之间的气压梯度必大则冬季风也必强。 同时由于冬季副热带高压系与大陆高压连成一片二者复合势力强大成为亚洲大陆冬半年气候的主宰。高压区干冷气流向四外吹散受风的偏向法则作用在太平洋岸盛行西北风印度洋岸——东北风北冰洋岸——西南风 中亚一带多吹东风。晴朗严寒、干燥少雪、寒潮迭发、冷锋后的大风、霜冻等是冬季高压天气特征。吹到日本的西北风即冷海变性极地大陆气团  因途经日本海面时气流下层暖湿增加呈对流性不稳定登陆后又受地形抬举故形成大风雪。及至山脉东侧气流又趋稳定。冬季变性极地大陆气团能够侵入亚洲大部地区如经过台湾、琉球群岛以东暖海面而入长江以南地区时 因已成为暖海变性极地大陆气团故能形成冬春阴暖或降雨天气。 由于地形影响云贵高原冬季在热带大陆气团影响下天气比较晴暖而干燥青藏高原阻挡西风气流使之分为南北两支北支经我国西北、华北、 东北和华东等地区吹向北太平洋 南支自高原南侧通过转变成温度较高、湿度较大的西南气流造成我国四川、贵州地区冬季连阴天气。大陆东部因地势比较低缓且西有高山屏障 因而冬季风可达南海诸岛。至于南亚次大陆寒冷的北方气团很难进入这里冬季流行的东北季风源于热带大陆气团。

阿留申低压亦为影响冬季亚洲气候的活动中心它位于亚洲东北的北太平洋上以阿留申群岛为中心是一个半永久性低压夏弱冬强冬季其中心气压可低到1000mb左右 范围扩及北太平洋的东、西岸是冬季西来气旋的总汇。在阿留申低压区对流层高空相应地存在一个暖湿高压。堪察加半岛、 萨哈林岛库页岛 、 西伯利亚东岸和日本群岛冬季常受阿留申低压影响 比较温和迎风山坡也可降些雨雪。西伯利亚高压强大之际也是阿留申低压低深之时夏季由于夏威夷高压扩大范围故此低压乃势弱不显。

带来充沛降水。极地太平洋气团的内侵始于6 月终于9 月为期甚短。据日本馆野记录此一气团高度多不及2km 其上且常有热带太平洋气团上驶造成半静止锋伴有昏暗细雨天气 日本初夏的长期梅雨即由此形成。

由于夏季海陆气压梯度的分布正与冬季相反故夏季气流乃由海洋吹向大陆形成夏季风按照风的偏向法则在南亚盛行西南风 东亚盛行东南风或南风亚洲北部则为来自北冰洋的东北风和北风。印度洋方面由于南亚次大陆内陆对流层下层的热低压区与印度洋南回归高压带之间海陆气压梯度很大 因而印度洋东南信风受大陆热低压吸引使东南信风加强并越过赤道北上转向为强大的西南季风。可见南亚和东南亚的西南季风与赤道海洋气团有密切联系。 印度西南季风的季节是6—9月 6 月初随着赤道海洋气团的北上携带丰富降水的热带锋也急速北上 而开始了雨季。 6 月末此热带锋可以达到克什米尔山地。从阿拉伯海来的湿润气流首先使印度西高止山脉得到大量降雨

然后在印度东北部阿萨姆谷地与经过孟加拉湾而北上的赤道海洋气流相遇加上迎风山坡极易致雨的条件遂形成乞拉朋齐地区世界最高的年降水量。在夏秋之交赤道海洋气团能自南海扩展到华南但前锋很少超过长江 西南季风一般以南岭为界。

春季是冬季环流型转向夏季环流型的过渡季节秋季是夏季环流型转向冬季环流型的过渡季节。春秋两季是冬夏大气活动中心的消长和转换时期也是冬夏季风相互消长季节。

上述四个大气活动中心的盛衰消长及其位臵的季节变化是形成亚洲气候季节变化的主要原因。例如亚洲的季风气候就主要分为热带、亚热带和温带季风三种类型北冰洋岸冬夏风向虽也相反有季风现象但因这里冬夏气候差异不如亚洲东部、 东南部和南部显著故不列为季风气候类型图

又见恢复 多为晴朗天气。变性极地西伯利亚气团为影响我国冬季气候最主要的气团其中陆地变性极地西伯利亚气团的温度较源地为高但仍伴同晴冷天气冷海变性的气团系由我国东北南下循反气旋经日本海、 东海而至长江下游和东南沿海流经的海面虽较琉球群岛以南的太平洋面为冷但较华北平原为暖气流经此等海域下层即增温增湿稍呈对流性不稳定 多层积云有毛毛雨暖海变性的气团则因经过台湾、琉球以东的暖海下层气流增温增湿程度较大呈显著的对流性不稳定常进入长江以南造成冬春阴暖或降雨的天气。夏季大气活动中心发生很大

变化热带海洋气团在东亚、 东南亚已居优势极地西伯利亚气团北退至源地一带其影响范围较冬季大为缩小。

极地太平洋气团是亚洲夏季主要流行气团之一。冬季时因大陆高压和西风环流极强很难登陆。夏季时亚洲大陆为一低压区极地太平洋气团乃能登陆而流行于苏联远东、我国东北和日本北部一带其风向以东及东南为最多。

热带太平洋气团源地为太平洋副热带高压的南部秉性温湿但因受高压控制比较稳定。冬季因大陆气团势力强盛很难登陆至暮春华中高压崩解之后始越过黑潮暖流进入大陆最初见于华南盛夏进至华北秋季迅速南退 因夏季大陆温度高于海洋且长江以南水田密布故此气团登陆后低层温湿逐渐增加 不稳定性随之加深。

赤道海洋气团盛夏和夏秋之交能自南海扩展到华南 多随台风登陆前锋可过长江。南亚和东南亚的西南季风亦属赤道气团。

热带大陆气团夏盛冬衰。夏季在中亚细亚、蒙古、西南亚和印度等干燥地区均能形成热带大陆气团 它的移动常引起伴有干风的炎热天气。

上述各类气团的分布和季节位移引起亚洲的锋带与气旋活动形成一些独特的天气和气候现象。例如热带季风带的形成即与赤道两侧热带锋热带辐合带随季节南北移动有直接关系。热带锋又称赤道锋位于东北信风带和东南信风带之间大致与赤道低压带平行呈东西向延伸。春秋季节热带锋位于赤道附近其两侧的风向都偏东但随着日射的移动热带锋也向高纬变位例如在7 月它移至赤道低压带以北在1 月移至赤道低压带以南。移动后的热带锋与赤道低压带之间变为赤道偏西风带在北半球为西南季风在南半球为西北季风。这样在北热带锋和南热带锋之间的地带风向随季节变化形成了热带季风带。如与气团相联系则偏东信风属于热带气团偏西季风属于赤道气团。 另如寒潮、梅雨和台风等也都是亚洲独特的天气和气候现象。

三地形的影响

以山地和高原为主的下垫面对亚洲气候有很大的影响。山地的走向对气流的运行有加强及阻碍作用例如四川盆地北有秦岭和大巴山阻挡冬季风的侵袭故冬季温暖大部分树木冬不落叶而秦岭以北的黄土高原 则受冬季风侵袭寒冷干燥大部分树木都要落叶秦岭海拔约3000m 以南为亚热带 以北为温带大兴安岭、太行山、 吕梁山、邛崃山、大雪山等的连线与东南季风的方向直交或斜交阻挡东南季风向内地深入 因而成为亚洲潮湿的东南部与干燥的西北部的分界印度东北部山脉阻挡了印度洋的西南季风形成世界上有名的多雨地区我国西高东低呈阶梯状的地势对冬季风的南下有所加强使全国冬季气温普遍下降但对夏季风的登陆起着阻滞作用使我国东部地区的降水丰富而集中但广大的西北内陆则显著干旱。地形对气温和降水分布的影响也很明显亚洲很多山区随着海拔高度的变化气候也呈垂直变化呈现出 “一山有四季十里不同天”的景象青藏高原和长江中下游平原所处纬度大致相当但气候差别很大 由于在一定的地形高度内降水量随高度升高而增加 因此亚洲山地比平原多雨例如四川盆地平均年降水量为800—900mm西部雅安达1500mm 大高加索山脉中部高达3000—4000m是北高加索温暖气候和外高加索亚热带气候的分界线 山脉北坡的湿度较南坡为小在北坡每升高100m降水量增加40mm而在南坡每升高100m降水量增加约60mm。

青藏高原的隆起不仅改变了高原本身的天气和气候也影响了高原四周广大范围内的天气和气候。首先由于青藏高原对气流的阻挡、绕流和爬越等机械作用使大气环流受到了影响冬季半年当西风带移到青藏高原的纬度时它的下部大约4km以下被高原阻挡在高原西侧西风分支点大致是60° E分裂成南北两支绕高原南北两侧东流形成了东亚地区突出的两支西风急流。在高原东侧大致1 10° E是两支西风的汇合点。在分支点以东和汇合点以西各有一个风力很小、风向多变的“死水区” 。青藏高原东面的东亚大陆特别是四川盆地就处于这个死水区。向东越过死水区两支西风急流汇合 日本南部所以具有世界上最强的西风急流就是由于高原东侧地区气流汇合作用的影响。 日本茨城县馆野10000m高空的1 月平均风速为58.4m/s最大风速为102m/s。从春到夏西风急流开始向北移动至5—6 月亚热带西风急流的位臵从喜马拉雅山、青藏高原南缘移到北缘这时达到喜马拉雅南缘的亚热带西风急流已经变弱而来自南方的夏季风尚未来临所以5 月到6 月上旬是喜马拉雅南缘风力最弱、天气最稳定的时期是登山的好季节。青藏高原还是冷暖空气南北交换的屏障发自蒙古高压的冬季风极少能从甘新一带越过青藏高原或自我国东部大陆越过云贵高原达到印缅一带 因而高原南侧印缅一带冬季气候相当温暖。夏季来自印度洋的西南季风极少能逾越青藏高原进入甘新一带因而甘新一带气候很干旱。我国东部平原地区由于没有很高的地形阻挡冬夏季风可以自由通行故冷暖、干湿季节变化非常明显。

青藏高原上的空气水分和杂质都少云雾也少能见度好终年太阳辐射较同纬度其他地区为多又因为高原陆面对太阳辐射的吸收能力比空气强得多所以高原陆面温度比同高度自由大气高得多高原陆面对其上空气加热程度也要比自由大气大得多。 另外 因为高原上空气质量比平原上少一半

同样的加热或冷却量 高原上气温变化要比平原上大一倍。这样的加热作用使高原主体冬为冷源夏为热源对冬夏气压场分布影响巨大。冬季 高原上气流的下沉运动增加了大陆高压的稳定程度使我国广大地区降水减少气候更加干燥夏季 高原气流垂直上升运动剧烈 因而使东部平原地区的夏季风更为活跃。这样青藏高原便加强了冬夏季风的交替扩大了冬夏季风活动的范围。青藏高原对气旋活动还有抑制作用。由于下层气流不能穿过高原主体 因此低气压如果掠过高原的两边而在高原的高度以下则此气旋活动不可能保持显著的南北运动其波动的幅度就要减小。如我国西北春季气旋最多就是因为春季时西风急流已北移西风带的气旋容易过来的缘故而冬季时西风急流正和高原位臵相当急流紧靠着高原 因此气旋就不容易发展。

四洋流的影响

亚洲北面的北冰洋有广大的长年不化的冰盖从这里吹来的气流足以降低西伯利亚的气温。亲潮寒流经过的地区每当春末夏初使亚洲东岸高纬地带温度低于大陆内部形成鄂霍次克海高压成为40° N以北夏季风的源地之一 且此寒流的盛衰对东亚梅雨的多寡有一定影响。亚洲夏季的东南季风经过黑潮暖流时气流下层增温增湿可给大陆带来丰沛的降水。 东南亚热带气团与赤道气团极易交绥的湿热海域是热带气旋形成的主要源地。印度洋的季风漂流既受季风的制约又促使西南季风形成明显的雨季。

三、气候类型分区

对亚洲气候的分区 不同学者有不同的观点。英国的斯丹普L.DudleyStamp根据气温、降水和季节变化等把亚洲气候分为十区赤道气候区、热带季风区、温暖带气候区、东岸凉温带气候区、热带沙漠气候区、温带沙漠气候区、温带大陆气候区、地中海气候区、寒温带气候区和北极气候区。苏联的阿里索夫Б П Aли с о в 提出大气环流气候分类法他根据对流层中主要类型的气团季节分布和主要锋面的位臵把亚洲气候分为十三区赤道带海洋性气候区赤道季风带海洋性气候区赤道季风带大陆性气候区热带大陆性气候区亚热带大陆西岸地中海气候区亚热带大陆性伊朗气候区亚热带极端大陆性中亚气候区亚热带西藏式高山气候区亚热带大陆东岸东亚季风气候区温带大陆性气候区温带大陆东岸东亚季风气候区亚极带大陆性气候区北极带大陆性气候区。苏联的贝尔格Л.С. Б е р г 从地理观点出发 以地理景观带作为气候分类的基础提出气候地理分类法。今参照各种观点对亚洲气候进行类型分区如下。

一极地长寒气候苔原气候

亚洲大陆北冰洋沿岸并包括沿海岛屿大致7 月10℃等温线以北属极地长寒气候。这里年净辐射可达15—20kcal/cm2与森林北界大致吻合。苔原气候带东西延伸在大陆边缘南北宽窄不等 由于陆地轮廓、地形和沿岸洋流影响本带南界与纬度带有显著偏差亚洲东北部因寒流逼近地形多山海拔较高苔原气候的南界可伸达60° N 东西伯利亚夏季较暖 7 月10℃等温线向北凸出使大陆苔原气候变窄在西西伯利亚苔原气候南界与北极圈一致 由于太梅尔半岛向北伸延大陆苔原气候北伸较远。本区因受冰洋气团控制冬季严寒可达8个月以上夏季短促最暖月均温也在10℃以下。本区因临北冰洋故云量大 阴天多蒸发弱湿度大年降水量多在100—250mm之间 且多为降雪 由于多吹东北风风速常达16—40m/s 故积雪层薄25—50cm  雪被不均匀永冻层深厚。本区还是亚洲大陆昼夜长短变化最大的地区冬季有永夜现象 夏季的永昼特殊的长日照给苔原多少带来些温暖。对比欧洲部分因有北大西洋暖流的影响苔原气候带南北宽度不大气温、降水也高于同纬度的亚洲东岸。

二亚寒带大陆性气候亚寒带针叶林气候

苔原气候区以南 包括西西伯利亚南部除外 、 东西伯利亚、堪察加半岛、 中国东北极北部、朝鲜和日本45° N以北等广大地区是东西横贯亚欧大陆北部的亚寒带大陆性气候带。它在亚洲分布的面积约有700× 104km2。本区北界为夏季最热月10℃等温线即苔原气候的南界  南界大致以年均温4℃为界在西部约与纬线平行大致与50° N线相当在东部则沿蒙古高原北部山脉从贝加尔湖南侧向东北沿外兴安岭而达鄂霍次克海岸。

本气候区属大陆性冷湿气候冬季由于极地高压扩张冰洋气团可经常侵入气候严寒冬季持续6—8个月最冷月均温-15至-3O℃绝对最低温可达-45至-50℃ 东西伯利亚的维尔霍扬斯克-奥伊米亚康地区形成北半球的寒极。 夏季气温上升 7 月均温一般在10—12℃以上 南部可达18—20℃个别的日最高气温可上升到30—35℃。全年仅有寒暖两季暖夏过后就入严冬气候大陆性强烈。本区严冬虽比其他同纬度地区寒冷得多但在暖夏气温却相差无几。全年降水量300—600mm

且由西向东减少 西部约为300—600mm 东部约为300—400mm 东北部约为200—300mm。冷季降雪地面形成的雪被厚度足以防止土壤深层冻结使植物免于冻死。西部夏雨量和冬雪量相差较少但东部夏雨量比冬雪量大 因而冬季积雪的厚度也由西向东变小。

本气候区的南北宽度并非到处一致 东西差异也较苔原气候区增大。如以亚欧大陆和北美大陆的亚寒带气候相对比则亚欧大陆的亚寒带是西窄东宽而北美大陆的亚寒带则是西宽东窄。造成这一差异的原因主要在于地势和洋流的作用。欧洲地势平坦又无高大山体足以阴止海洋湿润气团东移北大西洋暖流更加强了海洋对气候的影响 因而把欧洲亚寒带气候的南界推向高纬但由此向东直达亚洲东部一方面因大陆度增强再加上冷洋流作用使亚寒带气候的南界较欧洲偏南。从北亚整体看本气候区以中部为最宽 东部因北有苔原南伸 东有寒流冷海 内有北半球的寒极加上外兴安岭的影响宽度有显著收缩。亚寒带气候带的东西差异也很明显仍以亚欧大陆来说在60° E以西即南北走向的乌拉尔山脉以西因受大西洋的影响大陆性自东向西减弱降水量自东向西增加。在乌拉尔山脉以东至太平洋沿岸山脉西坡之间主要受与北极锋有关的气旋和反气旋活动所控制大陆性自西向东增强降水量自西向东减少如东西伯利亚1 月均温-20至-40℃ 7 月为18—20℃年降水量200—400mm雪被厚度50—80cm。至于苏联远东区和中国黑龙江省北部的气候已受季风环流的影响年降水量一般为500—700mm雪被厚度只有10—20cm。

三温带季风气候

中纬度亚欧大陆东岸在亚寒带气候带以南秦岭-淮河以北 以及温带半干旱和干旱区以东的地区包括我国东北和华北、朝鲜、 37° N以北的日本以及苏联远东区的南部属温带季风气候区。本区的北界即亚寒带的南界 以年均温4℃等温线为界 南界则以全年有8个月的月均温9.5℃为标准此即亚热带气候带的北界在中国这一界线大致与秦岭-淮河线相当也大约与纬向带一致。温带季风气候的西界沿大兴安岭呈东北向延伸直至外兴安岭东端。在这里亚寒带针叶林气候、温带季风气候和温带大陆性干旱与半干旱气候三者的界线比较接近。亚洲东部的海陆分布和地形结构对温带季风气候的范围影响很大如东北-西南向的山脉能够阻挡季风势力的深入。

本气候区冬寒夏热夏湿冬干四季分明。冬季受强大西伯利亚高压影响盛吹强劲的西北陆风十分寒冷 1 月均温达-20℃大陆上寒潮频袭土壤冻结北部有积雪但雪被厚度很小除日本西部地区冬季有降水外绝大部分地区冬季晴朗而干燥。夏季盛吹东南海风从海洋带来大量水汽形成大量降水年降水量达600—1000mm以上 山地东侧迎风坡年降水量可达1000mm以上长白山东南坡 平原年降水量也有500—700mm而且年降水的60—70集中于夏季 形成雨热同季7 月均温达20—25℃ 这就是温带季风气候的最大特点。此外本气候区的内部也有一定的差异如本区的大陆部分为大陆性温带季风气候其北部冬寒且长属凉夏型 为东亚夏季风北部边缘 南部则冬冷夏热属暖夏型华北一带已为暖温带大陆性季风气候至于日本群岛则大部属于海洋性季风气候温和湿润 山脉迎风坡降水量超过2000mm。

四亚热带季风气候

温带季风气候区之南主要包括华中及日本群岛的南部属于亚热带季风气候。本区北界为秦岭-淮河线 南界为南岭山地 西界为青藏高原东缘 105° E 。本区气候冬冷夏热降水丰沛全年至少有8个月的月均温高于9.5℃但绝对最低气温可降至-10至-20℃以下最高气温平均在34℃以上。冬季处于大陆高压南伸的前方 高空又有南支急流通过故气旋过境频繁云雨较多降水量约占全年的10%夏季随着海洋季风北进和极锋的北退本区的梅雨区也从南向北推进梅雨期一般延续20—30天梅雨降水量约占本区六、七两月总降水量的70%九、十月间沿海一带还有台风雨可见亚热带季风气候的降水量比温带季风气候要丰富得多如长江中下游平原年降水量约有1000mm左右迎风山地如牯岭更可达2529mm。总之 亚热带季风气候是温带季风气候冬寒夏暑、冬干夏雨、雨热同季与热带季风气候终年无冬、干湿两季、热在雨前之间的过渡带。

五热带季风气候

南亚和东南亚包括印度半岛、恒河中下游及布拉马普特拉河流域、 中南半岛和菲律宾群岛属于热带季风气候 以6°—20° N地区为最典型。支配本区气候的气团湿季69 月为赤道气团在塔尔热低压和赤道西风共同作用下盛吹西南季风风力强于东亚的夏季风 带来潮湿多雨天气如南亚年降水量的80%甚至90% 印度西部降于夏季风时期。干季 1 1-4月为热带气团盛行东北季风属于热带信风伴随干燥天气。在西南季风建立以前即在雨季来临之前印度半岛和中南半岛老挝及越南北部除外是气温最高的时期——热季一般为3—5 月 5 月最热 最热月均温

为25—30℃。本区北界相当于夏季热带锋的位臵大致与最冷月均温18℃线一致。冬夏季风交替、每年分干湿两季、最热月份在温季之前、夏季风强且有爆发性、降水丰富但变率大等这些特点是热带季风气候区的共同特征。

需要特别指出的是本气候区的雨季与西南季风在本区的建立有密切关系雨季开始就是西南季风建立的日子雨季结束就是西南季风退却的日子例如雨季开始的日子在缅甸始于5 月中旬斯里兰卡始于5 月下旬印度半岛南端始于6 月初然后迅速北推至6 月末西南季风在整个南亚内陆建立 7 月中到达巴基斯坦此后西南季风达到盛行时期。西南季风的形成过程各地也有所不同在印度它的建立带有爆发性而在越南和泰国就不象印度那样有明显的爆发性例如4 月和5 月的降水量曼谷为121和147mm孟买为3和16mm但6 月的降水量曼谷为218mm孟买却突增至520mm。 西南季风撤退始于9 月1 日 东北季风出现于10 月中旬 1 1 月初东北季风移至印度半岛南部 12 月移至马德拉斯一带 1 月初出现于斯里兰卡中部。热带季风气候区年降水量1000—1500mm 山脉迎海风侧可达2000mm以上这里生长着热带季风林但在背风侧和内部平原低地降水显著减少林木稀疏呈热带草原景观。热带季风气候同萨王纳气候相似之点是夏季降水都与热带辐合带有关最干月份的降水低于50mm不同之点是萨王纳气候年内风向的变化不象热带季风气候那样呈相反的变化。

由于海陆相关位臵、面积和地形等因素的影响热带季风气候区的内部具有一定的差异主要可分为大陆性和海洋性两种类型前者位于南亚次大陆和中南半岛内部 由于沿岸山脉对海风的阻挡加上印度半岛和中南半岛的基部紧接广阔大陆 因此气温年较差可达20℃干季长于温季 而且热季突出。后者位于菲律宾群岛和中南半岛沿海这里无论冬夏季风降水都较丰富年较差和日较差均较印度半岛为小干季尤其热季不如印度半岛突出。

南亚次大陆的热带季风气候与东南亚季风气候相比在共性中还有自已的特性。 1 每年分干湿两季的基础上有突出的热季3—5 月 例如马德拉斯4—8 月各月的平均气温都超过30℃。 阿尔瓦尔最高温曾达50 6℃。 2西南季风的建立比中南半岛约迟1个月。 3雨量变率大如恒河平原的年降水量有从150mm到1500mm的变化幅度。

六 赤道多雨气候热带雨林气候

本区位于马来群岛和马来半岛南部居赤道附近全年受赤道气团或变性热带气团控制 高温多雨常年如夏。气温常在24—28℃夜间最低温度也多在16℃以上气温年较差比同类型的亚马孙平原和刚果盆地为小一般在1 .5℃以下最大不超过3℃。年降水量多在2000mm以上。 因受海风调剂并无闷热酷暑之感。

本气候区处在亚、澳两大陆和太平洋与印度洋之间又都是被温暖海水所围绕的破碎的山地、岛屿或半岛这种特殊的海陆位臵和地形因素使本气候区与同类型的亚马孙平原和刚果盆地的气候相比除具有高温多雨、炎热潮湿外还具有较复杂的季风海洋性特征。这主要反映在本区降水量的时、空分布与季风之间的关系上。

赤道雨林气候区一般年份有两个雨峰 出现在太阳直射点两次经过天顶、热带辐合带两次过境的时候也就是春分和秋分时期。可是本气候区的雨峰不一定出现于春分和秋分而往往出现于季风盛行的时期降水的地区分布更为复杂一般是迎东北信风和西北季风的一侧多雨岛屿的西部比东部多雨。

由于亚欧大陆和澳大利亚大陆的南北相对东半球副热带高压之间的热带辐合带1—7 月的南北位移可达30度纬距 因而不仅形成了亚洲的热带季风气候区并使亚、澳两大陆之间的群岛深受随季节而南北移动的热带辐合带和常年存在的赤道西风的控制。 1 月由亚洲大陆反气旋而来的东北季风和从菲律宾以东洋面上来的东北信风它们的前缘可到赤道。而南半球的东南信风可达12° S附近。赤道西风带位于赤道以南。此时北面的热带辐合带通过赤道附近的苏门答腊中部、加里曼丹南部和苏拉威西西北部一带在此带上气流辐合上升明显。 另在12° S 西段至15° S 东段附近是西北季风和东南信风以及赤道西风与东南信风的辐合地带所以群岛西部比东部多雨。 7月赤道西风气流明显北移扩大 南辐合带也北移此时除赤道地区的苏门答腊盛行西南季风外其余地区受从澳大利亚高压而来的东南季风和到赤道转向的南风并与西南季风辐合的影响。在过渡季节的4 月和10 月赤道西风中心线在赤道带北辐合带移至4° N附近的马来半岛中部和加里曼丹北部南辐合带移至5° S横穿印度尼西亚各岛此时赤道地区正受南北辐合带和赤道西风的影响。

可见亚洲赤道地区以偏西风为主赤道以南主要受东南信风6—8 月和西北季风 12—2 月所控制赤道以北受西南季风和东北季风的影响。加上山地岛屿的地形作用使降水的地区分布差异加大。赤道以北以迎东北季风的一侧多雨如马来半岛东岸的瓜拉丁加奴年降水量3093mm其中1 1 、 12 月降水量均在600mm以上 而夏季各月只有130mm加里曼丹岛东北岸的山打根年降水量3650mm 1 1 、 12 月各大于500mm而春季各月只有180mm以下。赤道以南以迎西北季风一侧多雨如苏拉威西岛西南的乌戎潘当迎西北季风背东南信风年降水量2878mm