南一带由于淋溶作用旺盛,风化物中铁、铝富积,红色风化壳发育湿热的环境使雨水、河水、地下 水对碳酸盐岩的侵蚀作用加强,这使得云贵高原、广西一带喀斯特地貌发育,秦岭一淮河以北的华 北地区,为暖温带湿润和半湿润地区。许多地方的年燕发量大于年降水量,河网密度比南方小,径 流量也较秦岭一淮河以南河流锐减,但降水季节分配不均匀,主要集中在夏、秋两季.流水作用强 弱的季节变化也比南方突出。雨季地面畏蚀与河流泥沙的钮运和堆积都很强烈。黄河中游地区,黄 土分布广泛,质地疏松,抗蚀力差,在夏季降用的冲剧下,坡面、沟谷侵蚀旺盛,沟壑纵横.河流 拥带大量泥沙愉往下游,黄河、海河以及淮河水系的泥沙长期在下游堆积,从而形成了华北平原。 东北地区,属温带和寒温带地区,东南部的长白山地,降水量丰富,流水地貌发育.西北部的大兴 安岭和小兴安岭,地处我国北部高纬地区,气候寒冷,冻土层分布广,在冻融作甩下,形成冻土和 冰缘地貌中部地势低平,以接受河流沉权为主,形成广阔的东北平原。 另外,东部沿海海岸地带,由于海水作用的不同,形成了怪蚀海岸与堆积梅岸等海岸地貌 2.西北内陆以风力作用占优势区 西北内陆干旱区,降水量小,燕发量大,气温日变化和年交化剧烈.风力强劲,干燥剥蚀作用 和风力作用成为重要的地貌外营力.形成雅丹、沙丘、戈璧等风蚀、风积地貌.西北内陆盆地外围 的高峨山脉,外营力随气候的垂直变化也皇明显的带状分布,山麓为干燥剥蚀作用带,山腰为流水 作用带,山顶为冰川、冰缘作用带.由子山脉坡向和所处的地段不同一般来说,从北疆至南疆,随 着水汽的减少,干燥剥蚀带幅度逐渐加大,冰川规模相应变小,外营力的垂直分带界线也相应发生 变化 3.青藏高原冻融作用、冰川作用占优势区 青藏高原,地势髙峨,形成了特殊的商寒干操环境.高原北部柴达木盆地和阿尔金山,同气 候千旱的西北地区相邻,也是全国降水f最少、燕发量大的地区,干燥剥蚀作用与风蚀、风积作 用为主要外曹力,形成干澡剥蚀山地、平原及沙丘、戈璧等地貌类型。藏北地区主要是地势高峻 导致的高寒低温环境,使地下保存着广泛的多年冻土.高山上则是我国现代冰川的主要分布区.因 此,由冻融作用、冰川作用形成的冰缘、冰川地貌现象分布广泛.高原东南部边缘地带,邻近印 度洋,受西南吸湿气流影响降水丰富,流水作用居主导地位.但高山顶部,白雪皑皑,以冰川、 冰缘作用为主 以上所述地貌类型及其分布与我国现代地理环境是完全相适应的。此外,在近代地质发展史 上,我国气候曾有过不同程度的变迁,古气候条件下所产生的地貌在一些地区遗留下来,表现着 与现代外营力作用不相适应的形态.例如青藏高原珠穆朗玛峰地区,有峰林和落水洞等喀斯特地 貌存在.在青藏高原,塔里木盆地和华北地区堆积有第三纪三趾马红土层;在云贵高原有深厚的 红色风化壳.在内蒙古、新疆干早区有与近代流水侵蚀作用不相适应的宽阔河谷、河流阶地、发 育良好的水文网等地貌形态,我国西部海拔2700-3500米的山地,还常可见到第四纪古冰川作用 的遗迹等.这使得我国地貌更加复杂.长江以南地区,继承了第四纪以前湿热的热带、亚热带环 境,塑造地貌的地表营力中,化学淋溶作用得以进行,流水作用也从未间断,使得红色风化壳深 厚,红层地貌与岩溶地貌得以保存和发展 三、地表组成物质因素 我国地表的组成物质千差万别.分布复杂错综.由于地表物质的不同,扰风化、侵蚀的强度 不一,在一定的外营力作用条件下,可以发育成形态各异的地貌形态 我国山地众多,岩浆岩和变质岩常大面积出露,由于岩性致密坚硬,或经再结晶使刚性增去 常构成崇山峡岭。其中,侵λ岩以花岗岩分布面积最广。花岗岩坚硬致密,抗蚀力强,经断块抬 升,往往形成高峻山地,如秦岭的太白山、湖南的衡山、山东的唠山、浙江的天目山、广东的罗 浮山均为花岗岩山峰奇峰峻峭的黄山,因花岗岩岩株构造,山势更显挺 东北、华北和东南沿海分布大面积玄武岩熔岩流常构成阶梯状的熔岩台地,长白山地、张北 高原、海南岛北部等。此外还分布着火山锥、火口湖、熔岩垄岗等多种火山地貌。在长江以南地 区直至现在,气候湿热,故在中、新生代陷落盆地中堆积了一套陆相为主的红色岩系蟹硬而层厚 的砾岩、砂砾岩,因流水沿裂缝和节理侵蚀,形成许多峭壁悬崖、石峰林立的丹霞地科而岩性比
南一带由于淋溶作用旺盛，风化物中铁、铝富积，红色风化壳发育湿热的环境使雨水、河水、地下 水对碳酸盐岩的侵蚀作用加强，这使得云贵高原、广西一带喀斯特地貌发育，秦岭－淮河以北的华 北地区，为暖温带湿润和半湿润地区。许多地方的年燕发量大于年降水量，河网密度比南方小，径 流量也较秦岭一淮河以南河流锐减，但降水季节分配不均匀，主要集中在夏、秋两季．流水作用强 弱的季节变化也比南方突出。雨季地面畏蚀与河流泥沙的钮运和堆积都很强烈。黄河中游地区，黄 土分布广泛，质地疏松，抗蚀力差，在夏季降用的冲剧下，坡面、沟谷侵蚀旺盛，沟壑纵横．河流 拥带大量泥沙愉往下游，黄河、海河以及淮河水系的泥沙长期在下游堆积，从而形成了华北平原。 东北地区，属温带和寒温带地区，东南部的长白山地，降水量丰富，流水地貌发育．西北部的大兴 安岭和小兴安岭，地处我国北部高纬地区，气候寒冷，冻土层分布广，在冻融作甩下，形成冻土和 冰缘地貌中部地势低平，以接受河流沉权为主，形成广阔的东北平原。 另外，东部沿海海岸地带，由于海水作用的不同，形成了怪蚀海岸与堆积梅岸等海岸地貌。 2．西北内陆以风力作用占优势区 西北内陆干旱区，降水量小，燕发量大，气温日变化和年交化剧烈．风力强劲，干燥剥蚀作用 和风力作用成为重要的地貌外营力．形成雅丹、沙丘、戈璧等风蚀、风积地貌．西北内陆盆地外围 的高峨山脉，外营力随气候的垂直变化也皇明显的带状分布，山麓为干燥剥蚀作用带，山腰为流水 作用带，山顶为冰川、冰缘作用带．由子山脉坡向和所处的地段不同一般来说，从北疆至南疆，随 着水汽的减少，干燥剥蚀带幅度逐渐加大，冰川规模相应变小，外营力的垂直分带界线也相应发生 变化． 3．青藏高原冻融作用、冰川作用占优势区 青藏高原，地势高峨，形成了特殊的商寒干操环境．高原北部柴达木盆地和阿尔金山，同气 候千旱的西北地区相邻，也是全国降水f最少、燕发量大的地区，干燥剥蚀作用与风蚀、风积作 用为主要外曹力，形成干澡剥蚀山地、平原及沙丘、戈璧等地貌类型。藏北地区主要是地势高峻 导致的高寒低温环境，使地下保存着广泛的多年冻土．高山上则是我国现代冰川的主要分布区．因 此，由冻融作用、冰川作用形成的冰缘、冰川地貌现象分布广泛．高原东南部边缘地带，邻近印 度洋，受西南吸湿气流影响降水丰富，流水作用居主导地位．但高山顶部，白雪皑皑，以冰川、 冰缘作用为主。 以上所述地貌类型及其分布与我国现代地理环境是完全相适应的。此外，在近代地质发展史 上，我国气候曾有过不同程度的变迁，古气候条件下所产生的地貌在一些地区遗留下来，表现着 与现代外营力作用不相适应的形态．例如青藏高原珠穆朗玛峰地区，有峰林和落水洞等喀斯特地 貌存在．在青藏高原，塔里木盆地和华北地区堆积有第三纪三趾马红土层；在云贵高原有深厚的 红色风化壳．在内蒙古、新疆干早区有与近代流水侵蚀作用不相适应的宽阔河谷、河流阶地、发 育良好的水文网等地貌形态，我国西部海拔2700-3500米的山地，还常可见到第四纪古冰川作用 的遗迹等．这使得我国地貌更加复杂．长江以南地区，继承了第四纪以前湿热的热带、亚热带环 境，塑造地貌的地表营力中，化学淋溶作用得以进行，流水作用也从未间断，使得红色风化壳深 厚，红层地貌与岩溶地貌得以保存和发展。 三、地表组成物质因素 我国地表的组成物质千差万别．分布复杂错综．由于地表物质的不同，扰风化、侵蚀的强度 不一，在一定的外营力作用条件下，可以发育成形态各异的地貌形态。 我国山地众多，岩浆岩和变质岩常大面积出露，由于岩性致密坚硬，或经再结晶使刚性增去， 常构成崇山峡岭。其中，侵入岩以花岗岩分布面积最广。花岗岩坚硬致密，抗蚀力强，经断块抬 升，往往形成高峻山地，如秦岭的太白山、湖南的衡山、山东的唠山、浙江的天目山、广东的罗 浮山均为花岗岩山峰奇峰峻峭的黄山，因花岗岩岩株构造，山势更显挺，． 东北、华北和东南沿海分布大面积玄武岩熔岩流常构成阶梯状的熔岩台地，长白山地、张北 高原、海南岛北部等。此外还分布着火山锥、火口湖、熔岩垄岗等多种火山地貌。在长江以南地 区直至现在，气候湿热，故在中、新生代陷落盆地中堆积了一套陆相为主的红色岩系蟹硬而层厚 的砾岩、砂砾岩，因流水沿裂缝和节理侵蚀，形成许多峭壁悬崖、石峰林立的丹霞地科而岩性比
较松软的砂页岩,因流水侵蚀而形成比较低缓的红色丘陵,构成了江南独具一格的地貌.在云贵 高原、广西一带,古生代碳酸盐岩深厚,形成了峰林、溶泂、地下河等喀斯特地貌类型.广泛分 布于我国北方的第四纪黄土,构成了独特的黄土地貌区。黄土未经充分胶结,易被雨水冲刷和流 水切割,沟壑十分发育,地表支离破碎地貌形态。其中以甘肃中部和东部、陕西北部以及山西的 黄土高原最典型。我国北方内陆,沙漠面积广大,这固然与地处内陆,气候极端干燥密切相关, 但和第四纪疏松沉积物分布广泛,具有就地起沙的大量冲积、洪积、湖积物质也有密切关联 厂在沙漠的南缘,大致西起昆仑山,东到长白山,北起长城,南到秦岭、淮阳山地呈东西向带状 分布着大片黄土和黄土状沉积物,总面积约60万平方千米,其中以甘肃中部和土物质.的直接来 源,在黄土集中分布的地区,黄土厚度约100-200米,形成独特的黄土源、梁、如地曲.由于黄 土质地疏松,抗蚀能力差,水土流失严重,河流的含沙盘极大 我国碳酸盐类岩石分布很广,面积约130万平方千米,大约占全国总面积的1/7,尤以广西、资 州和云南东部地区分布最广岩层发育完整,碳酸盐岩石的分布面积占这些地区总面积的肋%以上。 由于层厚质纯的石灰岩分布广泛,经构造运动抬升到较高的位置,并发生许多断层,在低纬湿热 气候条件下,雨水、地表水和地下水沿着灰岩裂隙不断地进行溶蚀,形成山衍水秀的喀斯特地貌 秀丽如画的峰林,深邃曲折的溶洞,时隐时现的暗河和天生桥随处可见。喀斯特地貌分布之广 类型之多,为世界其他国家所不及,堪称喀斯特地貌完美典型的自然博物馆,也为山水甲天下的 著名旅游胜地。 江南一带,气候暖热,在地势低洼的盆地中堆积了一套陆相为主的红色岩系里硬的厚层砾 岩和砂砾岩,经流水沿断裂和节理侵蚀,形成许多峭壁悬崖、山峰林立的丹霞地形,岩性比较 松软的砂贾岩,则形成地势比段低缓的丘陵,从而构成江南地区独具特色的红层地貌。 我国有600多座火山,火山锥一般都不大,而且多成群分布。各火山锥附近常有熔岩流形 成的熔岩台地分布,形成火山地貌.我国的火山群除昆仑山西段和中段4处在西部外,其它主 要分布在东部北东向与东西向构造带交汇地区 四、人类活动因素 人类与自然环境关系密切.在长期的生产实践过程中,人类不断地加深对自然界的认识和 影响,同时也使地表形态发生着重大的变化我国是世界上历史悠久,人口众多,文化发达的文 明古国,在长期的生产活动中,在利用自然、改造自然的斗争中,对地貌的影响较为深刻。我 国国土面积中除了约占19%的沙质荒澳、戈壁、寒漠、永久积雪和冰川、石骨裸露的山地等人 迹罕至的地方外,其余81%均为城市、工矿、文通、农、林、牧、渔的用地或可利用土地,地 表形态无不打上人类活动影响的烙印。 人类兴建的一些工程设施对地表形态有明显的改变作用早在秦代,我国先民就已在南岭修建 了灵渠,沟通了长江与珠江两大水系,使区域河流地貌发生了变化。黄河下游的人工堤防工程庞 大宏伟,形成高于华北平原之上的地上河床,构成华北平原上明显的分水岭。南北各地陆续开凿 运河,特别是贯穿华北平原和长江下游平原的京杭大运河,在世界运河史上开凿最早,里程最长 沱把海河、黄河、淮河、长江、钱塘江五大东西向水系沟通起来,改变了东部平原她区的水系面 貌,新河道的开挖、河道堤坝的修筑以及截弯取直、堰闸修建等都影响和改变着河川流量、水文 特征,使河流的侵蚀、搬运、堆积过程发生显著变化,从而导致地貌形态的变化。另外,产大山 地、高原、丘陵上修筑的层层梯田,沿海地带兴建的护岸海塘、防波堤坝以及移山填沟、围湖造 田等都显著地改变着地表的地貌形态。大的建设项目,如开山劈岭,筑路架桥,开挖矿山,兴修 国防设施等巨大工程,挖垫土石方量巨大,也不断改变着地表面貌。如大的露天煤矿的开挖,常 要剥掉煤层上的盖层,大量土石运往他处堆积,对地表形态影响显著.选矿地矿碴与煤砰石堆积 起来的小山,起伏相连,也非常醒目 随着科学技术的发展,人类的活动对自然环境的影响愈来愈深刻,对地貌的影响也愈来愈明 显.不合理的利用自然可导致自然界生态平衡的破坏,造成灾害性地貌过程的发生和发展。最突 出的例子就是黄土高原植被的严重破坏,引起了水土的大量流失,使下游河床淤塞填高,频繁
较松软的砂页岩，因流水侵蚀而形成比较低缓的红色丘陵，构成了江南独具一格的地貌．在云贵 高原、广西一带，古生代碳酸盐岩深厚，形成了峰林、溶洞、地下河等喀斯特地貌类型．广泛分 布于我国北方的第四纪黄土，构成了独特的黄土地貌区。黄土未经充分胶结，易被雨水冲刷和流 水切割，沟壑十分发育，地表支离破碎地貌形态。其中以甘肃中部和东部、陕西北部以及山西的 黄土高原最典型。我国北方内陆，沙漠面积广大，这固然与地处内陆，气候极端干燥密切相关， 但和第四纪疏松沉积物分布广泛，具有就地起沙的大量冲积、洪积、湖积物质也有密切关联。 厂在沙漠的南缘，大致西起昆仑山，东到长白山，北起长城，南到秦岭、淮阳山地呈东西向带状 分布着大片黄土和黄土状沉积物，总面积约60万平方千米，其中以甘肃中部和土物质．的直接来 源，在黄土集中分布的地区，黄土厚度约100-200米，形成独特的黄土源、梁、如地曲．由于黄 土质地疏松，抗蚀能力差，水土流失严重，河流的含沙盘极大· 我国碳酸盐类岩石分布很广，面积约130万平方千米，大约占全国总面积的1/7,尤以广西、资 州和云南东部地区分布最广岩层发育完整，碳酸盐岩石的分布面积占这些地区总面积的肋％以上。 由于层厚质纯的石灰岩分布广泛，经构造运动抬升到较高的位置，并发生许多断层，在低纬湿热 气候条件下，雨水、地表水和地下水沿着灰岩裂隙不断地进行溶蚀，形成山衍水秀的喀斯特地貌 秀丽如画的峰林，深邃曲折的溶洞，时隐时现的暗河和天生桥随处可见。喀斯特地貌分布之广， 类型之多，为世界其他国家所不及，堪称喀斯特地貌完美典型的自然博物馆，也为山水甲天下的 著名旅游胜地。 江南一带，气候暖热，在地势低洼的盆地中堆积了一套陆相为主的红色岩系里硬的厚层砾 岩和砂砾岩，经流水沿断裂和节理侵蚀，形成许多峭壁悬崖、山峰林立的丹霞地形，岩性比较 松软的砂贾岩，则形成地势比段低缓的丘陵，从而构成江南地区独具特色的红层地貌。 我国有600多座火山，火山锥一般都不大，而且多成群分布。各火山锥附近常有熔岩流形 成的熔岩台地分布，形成火山地貌．我国的火山群除昆仑山西段和中段4处在西部外，其它主 要分布在东部北东向与东西向构造带交汇地区． 四、人类活动因素 人类与自然环境关系密切．在长期的生产实践过程中，人类不断地加深对自然界的认识和 影响，同时也使地表形态发生着重大的变化我国是世界上历史悠久，人口众多，文化发达的文 明古国，在长期的生产活动中，在利用自然、改造自然的斗争中，对地貌的影响较为深刻。我 国国土面积中除了约占19％的沙质荒澳、戈壁、寒漠、永久积雪和冰川、石骨裸露的山地等人 迹罕至的地方外，其余81％均为城市、工矿、文通、农、林、牧、渔的用地或可利用土地，地 表形态无不打上人类活动影响的烙印。 人类兴建的一些工程设施对地表形态有明显的改变作用早在秦代，我国先民就已在南岭修建 了灵渠，沟通了长江与珠江两大水系，使区域河流地貌发生了变化。黄河下游的人工堤防工程庞 大宏伟，形成高于华北平原之上的地上河床，构成华北平原上明显的分水岭。南北各地陆续开凿 运河，特别是贯穿华北平原和长江下游平原的京杭大运河，在世界运河史上开凿最早，里程最长 沱把海河、黄河、淮河、长江、钱塘江五大东西向水系沟通起来，改变了东部平原她区的水系面 貌，新河道的开挖、河道堤坝的修筑以及截弯取直、堰闸修建等都影响和改变着河川流量、水文 特征，使河流的侵蚀、搬运、堆积过程发生显著变化，从而导致地貌形态的变化。另外，产大山 地、高原、丘陵上修筑的层层梯田，沿海地带兴建的护岸海塘、防波堤坝以及移山填沟、围湖造 田等都显著地改变着地表的地貌形态。大的建设项目，如开山劈岭，筑路架桥，开挖矿山，兴修 国防设施等巨大工程，挖垫土石方量巨大，也不断改变着地表面貌。如大的露天煤矿的开挖，常 要剥掉煤层上的盖层，大量土石运往他处堆积，对地表形态影响显著．选矿地矿碴与煤砰石堆积 起来的小山，起伏相连，也非常醒目． 随着科学技术的发展，人类的活动对自然环境的影响愈来愈深刻，对地貌的影响也愈来愈明 显．不合理的利用自然可导致自然界生态平衡的破坏，造成灾害性地貌过程的发生和发展。最突 出的例子就是黄土高原植被的严重破坏，引起了水土的大量流失，使下游河床淤塞填高，频繁
瓣镣曠`刂櫬豭齄繼激屨和濫候舂顔龍喚 ,,舉畦燚謎遞濑飊櫛脚辮軿酧斓韡揿懇痱黉气 摊∮垌有漍瓣蓉鏰链誘輿嶽洑滐锳 各迆簙續龋綢矰嵝禠騻潮姻襕縐魇辉悊海爝廓蒹紛 *鵝瓣蘷熏犧獺搶:气只餃鱗瘗古 押蠟續酸轉确在秘鄙残酸我蠅脑解最莳洎继瞧夾椭利, 盛燕醐狹非羴剝獸辑`毬艓峘慜泙陆上近地层受低压系统控制 盛行偏南风挚斬海洋气团性质,气候湿热 1·与惫的挚蓣气候显著的篩度芘纹,酯的冬X季风都很盛行,而印度的夏季风强而 实标出啭警交戏有圣發誓排方每侨 东 搜的换世 圜婕被構频d愆略垆毪荐所笨梅中有低谷回下使气候的地带性规律复杂化。西北地区,由 于高觖搦夔齬貍蹇箱辮縐罍旾颤飈懃蘷沓洊巒辣,頤鹌痰鬓喦爕我 水娭域蕐嵊補斅鳇濫戰差蹴徳丸,甘諃闌矓鞑归。瑙同 耨水鎔 占 到单睡药款题亚在对流层中下部,对 材罪壓嗉东诸山连线以北 平均日较差大于10℃ 动力作用.它使 坡 珠流苗 °高原南坡的爬坡气流造成丰富降水,而高原北坡气流受 阻下沉,出现干热气候 高原的热力作用突出地表现在夏半年。盛夏,高原加热作用最强,高原近地面层形成热低压, 周围同高度的自由大气层相对为高压。空气向高原中部辐合上升,到高层辐散.在对流层上部 (200-100mb),出现青藏高压.青藏高压是对流层上部的系统,与同时在青藏高原近面层出现的 热低压系统不同。青藏高压的出现,是高原加热作用的结果,也是大气幅合上升运动强烈的标 志.从7月850m6和500m6平均流场图还可看出,四周空气向高原辐合,加强了我国夏季风势力.可 以说,青藏高压是夏季风环流的加热机 冬半年,青藏高原气温迅速下降,近地面层出现冷高压,高原面上有下沉空气和辐散气流。 青卜藏冷高压的出现,加强了蒙古高压,也即加强了我国冬季风的势力 总之,青藏高原刘我国气候的影响,使我国气候更加复杂化,同时也加大了我国季风气候的 强度及其空间范围 第二章气候 第一节气候的基本特征 季风气候显著 大气环魂 1.冬季环流 冬季,低层大气中影响我国的主要气压中心有蒙古高压、阿留申低压。其中,蒙古高压是亚欧
第二章 气候 第一节 气候的基本特征 一、季风气候显著 三大气环魂 1. 冬季环流 冬季，低层大气中影响我国的主要气压中心有蒙古高压、阿留申低压。其中，蒙古高压是亚欧 1、 季风的概念 狭义的季风仅指海陆季风．它是由于两种下垫面热力性质差异的季节变化引起，使冬夏季盛行 风向显著差异甚至相反，同时这两种盛行风向也代表着两种不同性质的气团，能使影响地区的天气 气候具有明显的年变化。 2、 季风的界线 符合这个定义的我国季风区域，大致在大兴安岭一阴山一贺兰山一乌箱岭一巴颜喀拉山一唐古 拉山一冈底斯山连线的东南部．在季风区中，冬季陆地气温比海洋低，陆上近地层受高压系统控制， 盛行偏北风，具有大陆气团性质，气候干冷VX季陆地气温比海洋高，陆上近地层受低压系统控制， 盛行偏南风，具有海洋气团性质，气候湿热。 与世界上季风气候显著的印度比较，我国季风区的冬X季风都很盛行，而印度的夏季风强而 冬季风弱．实际上，我国季风区中也包括一部分的印度季风区．从图3-1可以看出，四川及滨东 一带是我国季风区中季风指数最小的区域，那里正是东亚季风区与印度季风区的转换区域．其东 部的东亚季风区，冬X季风都很盛行，冬季风强于夏季风．季风雨属于极锋雨性质‘西部的印度 季风区．夏季风强于冬季风．降水主要在夏季风控制区内。 二、气候的大陆性强 气候的大陆性是相对于海洋性而宫，指受大陆热力变化大、水分少的性质所影响的气候。在我 国，主要表现为气温年较差大，最热与最冷的月份紧跟在夏至与冬至之后出现；春通高于秋温；降 水集中在夏半年，日较差大等全国气温年较差多达10-30℃，其中甘肃、新疆地区35-45C。普遍比同 纬度的大陆西岸地区大．如齐齐哈尔年较差42.20，而的巴黎仅15. 9℃．绝大多数地区，最热月份 为7月，最冷月份为1月．除东南部外，全国大部分区城春温高于秋温．多数地方5-10月的降水量占 全年的75-98%,仅东南丘使占55-65%，淮河和川西、滇东诸山连线以北以西，年平均日较差大于10℃ 其中定日可达18. 2℃ . 气候大陆性的强弱，多用气温年较差计算的大陆度来表示。其中，用波兰学者焦金斯荃 (W.Gorcxynski)的大陆度公式计算得出，我国大部分区域大陆度在50以上．东北北部、内蒙古北 部、吐鲁番盆地的大陆度高达80以上，如海拉尔84.5,汗贝庙85，吐鲁番85.8,表示气候的大陆性 很强大陆度低于50的地区，大致在华南沿海、云贵川和藏南，其中台清南部、海南岛南缘和南海 诸岛的大陆度在20以下，西沙只有14.6. 三、气候类型复杂多样，以亚热带、热带为主 我国国土辽阔，气候类型复杂多样。按照气温的多少，从南到北包括南热带、中热带、北热 带、南亚热带、中亚热带、北亚热带、南温带、中温带、北温带等，9个气候带和1个高原气候区 域。按照水分条件从东南向西北，又有湿润、半湿润、半干旱和干早气候区之别。按照海拔高度， 各地山区气候垂直带谙又不尽相同。中央气象局根据>l0℃积温等气温指标和干燥度指标，综合 划出9个气候带,18个气候大区大区,36个气候区和1个高原气候区域4个气候大区9个气候区，显示 出我国气候的复杂多样。 从气候分类或区划中可以看出，我国绝大多数领土属亚热带和温带气候区城，而热带气候 仅在南海诸岛、台湾南部、琼雷、滇南等少数地区。雷州半岛以北至秦岭一淮河的广阔的亚热 带气候区城，在世界气候上颇具特性。因为地球上大约与此相同的纬度带内．多为干操的沙漠 带，而我国这一地带却是终年湿润、四季常青的鱼米之乡，其范围也大于北美洲东岸类同气候 区．秦岭一淮河以北的温带气候区域，自南而北因气温递减而分成3个气候带，自东而西因水分 的递减而分成4个气候区．所以．我国温带气候类型甚为齐全． 庞大的青藏高原，高突在我国西部偏南，自身既形成世界上最特殊的气候单元，又通过热 力与动力作用影响我国气候，使我国气候的复杂性更突出． 第二节 气候形成因素 一、地理位置 1、纬度位置 我国处于中、低纬度位置．北回归线穿过华南地区．由于不同纬度的太阳高度角、理论昼长 （可照时间）、日地距离不同，使理论辐射量（指大气上界处的天文辐射量,计算时假设日地距 离项处于平均距离而忽略）也有所不同． 各纬度上的太阳高度角与理论昼长的季节变化．使理论辐射量相应地发生季节变化。夏至 时，太阳正射北回归线，我国南方北回归线一带太阳高度角大而北方小，但理论昼长却是北方 长南方短，结果南方与北方的理论辐射量差别并不太大．冬至时，太阳正射南回归线，我国各 地的太阳高度角和理论昼长部比X至小且南方比北方大，结果理论辐射量普遍比夏至少且南北差 异大．虽然这都是各纬度大气上界处的理论辐射量的季节变化，但这正是我国夏季普遍高温且 南北温差小、冬季普遍低温且南北温差大的里要原因。 2、海陆位置 我国处于世界最大的大陆—亚欧大陆与最大的大洋—太平洋之间．由于口海洋与大陆的热容 量不同，使冬季大陆较海洋冷却快，出现冷高压，风从大陆吹向海洋．夏季大陆较海洋增温迅速， 出现热低压，风从海洋吹向大陆. 我国大部分地区处于中纬度大陆东岸，海陆热力差异更加突出。冬季，中高纬度大陆迅速冷 却，西风气流经过亚欧大陆的漫长路程而不断冷却，到达大陆东岸形成大槽，槽后寒冷的西北气 流侵入到更南的纬度；夏季，低纬度的大陆尤其是青藏高原急剧增温，偏南气流深入大陆，并带 来丰富的水汽。我国之所以成为世界上显著的季风气候区，是与中纬度亚欧大陆东岸的位置有关。 我国的沿岸流及台湾暖流（黑潮），对海陆温差没有起调节作用，反而加深海陆之问的热力 差异。因为冬季，风从大陆吹向海洋，无法将暖流的热最调剂给大陆；到夏季，风从海洋吹向大 陆时，大陆已经迅速增温了．不过，暖流对我国东部的水汽输送起了一定的作用，如夏季东南季 风带来的水汽及冬季回归气流对台北、东南沿海等地的影响较明显 二、下垫面 1. 多山的地表 我国幅员广大，山脉纵横交错，既使气候东西南北各区域大有差异，又使邻近地方气候山前 山后不一，山上山下不同。其中，东酉向山脉常成为南北冷暖气流的屏障。例如，秦岭山脉是暖 温带与亚热带气候的重要分界线，也是前面已提及的海洋性气候与大陆性气候的分界．南岭山地 常使冷空气受阻，锋面、气旋等天气系统到此移速减缓甚至呈半静止状态．各区山地垂直带谱不 同，特别是高原面上有山地突起，盆地中有低谷凹下使气候的地带性规律复杂化。西北地区，由 于高山的屏障使闭塞盆地十分干旱，但高山上截取的大量水汽成为干旱区的水源，使旱区中出现 不少绿洲和成片山林。可见，起伏多山的地表，使气候复杂多样化 2. 青藏高原的影响 青藏高原面积大，海拔高，本身就是一个独特的高原气候区域。这里，气压低，大风多，日 照长，年辐射强，年均温低，气候温凉，常年无夏，日较差大，年较差小，多对流性降水，降雪 日多，具有与周围环境不同的气候特征。 高大的青藏高原耸立在对流层中下部，对冬半年西风气流有着明显的机械动力作用．它使 500mb以下西风发生分支、绕流、汇合。绕流作用形成北脊、南槽的环流形势．北支西风脊，加 强西北部冷空气的势力；南支西风槽，促进副热带锋区的活动。高原东侧的我国西南地区，由于 处在背风部位，风速小，出现“死水区”,天气气候别具一格。 对高原南北两侧来说，高原的存在阻碍了南北气流的交换，使冬季西北盆地冷空气局限在北 坡而呈干冷气候。沿东经90度,1月经向垂直环流剖面图中，高原面上出现的偏北气流，是盛行西 北气流投影在南北剖面上的缘故；夏季，高原南坡的爬坡气流造成丰富降水，而高原北坡气流受 阻下沉，出现干热气候。 高原的热力作用突出地表现在夏半年。盛夏，高原加热作用最强，高原近地面层形成热低压， 周围同高度的自由大气层相对为高压。空气向高原中部辐合上升，到高层辐散．在对流层上部 (200-100mb)，出现青藏高压．青藏高压是对流层上部的系统，与同时在青藏高原近面层出现的 热低压系统不同。青藏高压的出现，是高原加热作用的结果，也是大气幅合上升运动强烈的标 志．从7月850m6和500m6平均流场图还可看出，四周空气向高原辐合，加强了我国夏季风势力．可 以说，青藏高压是夏季风环流的加热机 冬半年，青藏高原气温迅速下降，近地面层出现冷高压，高原面上有下沉空气和辐散气流。 青卜藏冷高压的出现，加强了蒙古高压，也即加强了我国冬季风的势力． 总之，青藏高原刘我国气候的影响，使我国气候更加复杂化，同时也加大了我国季风气候的 强度及其空间范围·
大陆冬季最强大夏季影响我国的锋面主要是极锋。极锋发生在变性极地大陆气团和热带海洋气团之间.通 的冷高压,1月中常极锋4月在华南登陆,5月到南岭,6-7月到长江流域,7-8月到华北、东北,9月从北到南迅 心位置在阿尔泰速退出大陆.华中与华北、东北等气候锋高颇率带是极锋所经之地,都引起降水.极锋出现过 山东部、蒙古高早、过迟、过强、过弱,都会给不同的区域造成旱涝现象。 原西北部,中心 强度可达1050mb.它的成因主要是大陆的迅速冷却,而平坦辽阔的高原面也有利于冷空气的堆积。 蒙古高压10月开始出现,1月最强。其强弱变化,主宰着我国冬季冷空气的活动;阿留申低压,秋季 开始出现,冬季最强(可达996mb),夏季消失。它的强弱变化与蒙古高压相反,强盛时可吸引寒 潮东去,减弱时可使我国东部寒潮南下的频率增大 冬季控制我国近地面层的气团主要是极地大陆气团。它以蒙古高压区为源地性质寒冷而干 燥.极地大陆气团的移动,成为冬季风.由于移动经过的下垫面性质不同,极地大陆气团又可分为 陆上变性、冷海变性、暖海变性等3种变性气团。不同特性变性气团的移动,使经过地区冬季气候 有所不同.蒙古高压所在地区表现为反气旋环流,南吸为倒翻东风,寒冷而干燥.我国东部盛行偏 北风.华北为西北风,华中、华南转为东北风.东 南沿海还常出现回流 东风(即海上变性极地大陆气团的移动),给低纬第三节气温与降水大陆地区输送一定的 水汽。此外,冬季在我国西南地区还经常吹西南 风.它是从北非经阿 拉伯半岛、南亚吹来的干暖气流(也称为热带高空气团) 2.夏季环流 太平洋副热带高压和印度低压,是夏季低层大气的主要气压系统.7月,太平洋副热带高压中 心在太平洋东部,强度达1025mb,影响我国天气的是太平洋副热带高压脊。印度低压出现及消长与 大陆增温的程度有关,一般是5月出现,7月最强(994mb)范围最大,9月消失。大陆上这种热低压的 出现,促使气流向大陆辐合上升 夏季影响我国的气团有热带太平洋气团和赤道海洋气团。热带太平洋气团源于太平洋副热带高 压,性质湿热而稳定。在太平洋副热带高压控制下,常是晴朗少雨天气。赤道海洋气团源于南半球 的副热带高压,跨赤道向我国移动时表现为西南季风,这与热带太平洋气团移动表现为东南季风有 别。西南季风有两支,一支是南半球的东南信风在索马里上空越过赤道,经阿拉伯海后分别从印度 中部到杳藏高原边缘,以及从印度南部向东,经中南半岛到我国西南、华南及南海一带,另一支来 自澳大利亚,在中南半岛一带越过赤道,经南海北上,影响华南、华中。两支西南季风远砚流长, 经过赤道海面.具有高沮重湿和不称定的性质,即使是单一气团控制下也会发生对流性降水
大陆冬季最强大 的冷高压,1月中 心位置在阿尔泰 山东部、蒙古高 原西北部，中心 强度可达1050mb.它的成因主要是大陆的迅速冷却，而平坦辽阔的高原面也有利于冷空气的堆积。 蒙古高压10月开始出现,1月最强。其强弱变化，主宰着我国冬季冷空气的活动；阿留申低压，秋季 开始出现，冬季最强（可达996mb）, 夏季消失。它的强弱变化与蒙古高压相反，强盛时可吸引寒 潮东去，减弱时可使我国东部寒潮南下的频率增大． 冬季控制我国近地面层的气团主要是极地大陆气团。它以蒙古高压区为源地性质寒冷而干 燥．极地大陆气团的移动，成为冬季风．由于移动经过的下垫面性质不同，极地大陆气团又可分为 陆上变性、冷海变性、暖海变性等3种变性气团。不同特性变性气团的移动，使经过地区冬季气候 有所不同．蒙古高压所在地区表现为反气旋环流，南吸为倒翻东风，寒冷而干燥．我国东部盛行偏 北风．华北为西北风，华中、华南转为东北风．东 南沿海还常出现回流 东风（即海上变性极地大陆气团的移动），给低纬 大陆地区输送一定的 水汽。此外，冬季在我国西南地区还经常吹西南 风．它是从北非经阿 拉伯半岛、南亚吹来的干暖气流（也称为热带高空气团）． 2. 夏季环流 太平洋副热带高压和印度低压，是夏季低层大气的主要气压系统. 7月，太平洋副热带高压中 心在太平洋东部，强度达1025mb，影响我国天气的是太平洋副热带高压脊。印度低压出现及消长与 大陆增温的程度有关，一般是5月出现,7月最强(994mb) 范围最大,9月消失。大陆上这种热低压的 出现，促使气流向大陆辐合上升 夏季影响我国的气团有热带太平洋气团和赤道海洋气团。热带太平洋气团源于太平洋副热带高 压，性质湿热而稳定。在太平洋副热带高压控制下，常是晴朗少雨天气。赤道海洋气团源于南半球 的副热带高压，跨赤道向我国移动时表现为西南季风，这与热带太平洋气团移动表现为东南季风有 别。西南季风有两支，一支是南半球的东南信风在索马里上空越过赤道，经阿拉伯海后分别从印度 中部到杳藏高原边缘，以及从印度南部向东，经中南半岛到我国西南、华南及南海一带，另一支来 自澳大利亚，在中南半岛一带越过赤道，经南海北上，影响华南、华中。两支西南季风远砚流长， 经过赤道海面．具有高沮重湿和不称定的性质，即使是单一气团控制下也会发生对流性降水． 夏季影响我国的锋面主要是极锋。极锋发生在变性极地大陆气团和热带海洋气团之间．通 常极锋4月在华南登陆，5月到南岭，6-7月到长江流域，7-8月到华北、东北，9月从北到南迅 速退出大陆．华中与华北、东北等气候锋高颇率带是极锋所经之地，都引起降水．极锋出现过 早、过迟、过强、过弱，都会给不同的区域造成旱涝现象。 第三节气温与降水
降水 1、降水量分布 全国平均年降水量650m左右,自东南沿海向西北内陆逐渐减少,按正常年降水量,可划为5 个降水量带 ①年降水量大于1600mm带,主要分布在我国东南部。包括台、闽、粤、琼的大部分,浙 赣、湘的一部分,以及西藏东南部喜马拉雅山东南坡等地。其中,台湾省大部分地区降水量2000m, 基隆2910m,有“雨港”之称.台湾山地达30-4000mm,位于台北东南不远的火烧僚(海拔 420m)在公元1906-1944年间平均年降水量6557..8mm,最多的一年(1912年),是我国降水量最多 的地方 ②年降水量800-1600mm带,在上述降水带之北,淮河、汉水之南,包括长江中下游和广圣 租、贵州、云南、四川大部分地区. ③年降水量400-800m带,一般指淮河、汉水以北的秦岭山地、黄土高原、华北平原、东北 汗原以及边缘山地丘陵,并包括青藏高原东南边缘地区· ④年降水一、气温 量200-400mm带,1.气温分布 在上述降水带之我国气温分布总的特点是北泠南热平原暖高原冷,年平均气温由南向北逐渐陈低从南海 北,包括内蒙古请岛的25℃以上到黑龙江省北部约一5℃南北相差达30以上西部地区由于地形影响,南部 高原和青藏高的青藏高原年平均气温多在0℃以下,而北部的塔里木盆地等却多在5℃以上.与世界同纬度平 东部草原带 均的年平均气温值比较,我国气温平均低。例如,世界50N平均的年平均气温5.8℃,我国满 及西北内陆地区 洲里年平均气温-14℃。不过,由于我国东部是显著的大陆性季风气候区,气温分布兵有明显 的季节差异,所以年平均气温还不尽反映各地气候特性,有必要从各个季节(特别是冬季与互 的天山、阿尔泰季)的气温分布加以剖析 山迎风坡低山1月是最冷月,可作为冬季气温的代表.1月等温线大致与纬线平行,分布密集,纬度效应 明显.黑龙江省最北部,1月气温低于一30℃,台湾南部和海甫岛南部则在20℃以上,平均每向 ⑤年降水量北路1个纬度,1月气温降低.5℃。我国冬季气温比全球同纬度其他地区更低 200m以下地区 1月平均0℃等温线,在东部大致和淮河、汉水上游平行,到成都西侧后穿过横断山脉至藏 指上述降水带之东南.我国大约3/4陆地气温在0℃以下。秦岭、淮河一线以北.阴山、燕山一线以南,1月平均 西北或盆地中气温约在0-12℃之间。大兴安岭北部和阿尔秦山区可达一30℃,是我国冬温最低的地区。青 部·其中,塔里藏高原因地势高峡.1月平均气温多在一10-24℃之间,1月平均8C等温线几乎与南岭平行。长江 木盆地、柴达 流域大致在0-8℃之间。四川盆地因北有秦岭、大巴山阻挡,受寒潮影响较弱,气温偏高.长 木~盆地年降水江中下游地区因地形开阔,是寒潮南下的通道,气温偏低。台湾和海南岛南部以及南海诸岛.1 量在50m以下,月平均气温20-26C左右,是我国冬季最吸的地区 塔克拉玛千沙漠全国大部分地区7月最热,少数地区的最热月有提早或推后的现象。例如,雅鲁藏布谷 东南边缘的且未地、海南岛部分地区、云南省南部等地,最热月出现在雨季前的6月或5月,东部沿海的丹东、 年降水量18.大连、烟台、青岛、舟山等地,因受海洋影响而使最热月出现在8月。但是,为了便于比较, 3m,若羌15:仍以7月作为夏季的代表 6mm。吐鲁番盆地 青藏高原、天山、大小兴安岭等地,7月平均气温低于20℃,藏北高原在10℃以下,除此 西缘的托克逊,以外的全国广大地区,7月平均气温20-28℃,南北气温差异不大,东部地区平均跨1纬度,气 年降水量5.温差0.2℃左右。淮河流域以南,基本上在28-30℃之间。全国著名的高温中心,是深居西 9m,是我国年降北内陆的吐鲁番盆地,7月平均气温3℃,7月平均最高气温40℃以上,绝对最高气温47.8℃ 水量最少的站(1941.7.)为全国最高气温纪录。四川盆地东南的长江谷地、云南省南部的元江谷地、长 江中游的湖区等,也分别成为高温中心(图3-16).与世界同纬度平均气温比较,我国7月 平均气温偏高。 年降水日数
二、降水 1、 降水量分布 全国平均年降水量650mm左右，自东南沿海向西北内陆逐渐减少，按正常年降水量，可划为5 个降水量带． ①年降水量大于1 600mm带，主要分布在我国东南部。包括台、闽、粤、琼的大部分，浙、 赣、湘的一部分，以及西藏东南部喜马拉雅山东南坡等地。其中，台湾省大部分地区降水量2000m， 基隆2 910mm，有“雨港”之称．台湾山地达3 000-4OOOmm，位于台北东南不远的火烧僚（海拔 420m）在公元1906-1944年间平均年降水量6 557..8mm,最多的一年(1912年)，是我国降水量最多 的地方。． ②年降水量800-1 600mm带，在上述降水带之北，淮河、汉水之南，包括长江中下游和广圣 租、贵州、云南、四川大部分地区． ③年降水量400-800mm带，一般指淮河、汉水以北的秦岭山地、黄土高原、华北平原、东北 汗原以及边缘山地丘陵，并包括青藏高原东南边缘地区· ④年降水 量200-400mm带， 在上述降水带之 北，包括内蒙古 高原和青藏高原 东部草原带，卿 及西北内陆地区 的天山、阿尔泰 山 迎 风 坡 低 山 带． ⑤年降水量 200mm以下地区， 指上述降水带之 西北或 盆地中 部·其中，塔里 木 盆 地 、 柴 达 木～盆地年降水 量在50mm以下， 塔克拉玛千沙漠 东南边缘的且未 年降水量 18. 3mm, 若 羌 15: 6mm。吐鲁番盆地 西缘的托克逊， 年降水量 5. 9mm，是我国年降 水 量 最 少 的 站 点。 年降水日数 一、气温 1. 气温分布 我国气温分布总的特点是北冷南热平原暖高原冷．年平均气温由南向北逐渐陈低．从南海 请岛的25℃以上到黑龙江省北部约一5℃南北相差达30℃以上．西部地区由于地形影响，南部 的青藏高原年平均气温多在0℃以下，而北部的塔里木盆地等却多在5℃以上．与世界同纬度平 均的年平均气温值比较，我国气温平均低。例如，世界50'N平均的年平均气温5. 8℃ ,我国满 洲里年平均气温-14 ℃。不过，由于我国东部是显著的大陆性季风气候区，气温分布兵有明显 的季节差异，所以年平均气温还不尽反映各地气候特性，有必要从各个季节（特别是冬季与互 季）的气温分布加以剖析． 1月是最冷月，可作为冬季气温的代表．1月等温线大致与纬线平行，分布密集，纬度效应 明显．黑龙江省最北部,1月气温低于一30℃，台湾南部和海甫岛南部则在20℃以上，平均每向 北路1个纬度,1月气温降低1.5℃。我国冬季气温比全球同纬度其他地区更低． 1月平均0℃等温线，在东部大致和淮河、汉水上游平行，到成都西侧后穿过横断山脉至藏 东南．我国大约3/4陆地气温在0℃以下。秦岭、淮河一线以北．阴山、燕山一线以南,1月平均 气温约在0--12℃之间。大兴安岭北部和阿尔秦山区可达一30℃，是我国冬温最低的地区。青 藏高原因地势高峡.1月平均气温多在一10-24℃之间,1月平均8C等温线几乎与南岭平行。长江 流域大致在0-8℃之间。四川盆地因北有秦岭、大巴山阻挡，受寒潮影响较弱，气温偏高．长 江中下游地区因地形开阔，是寒潮南下的通道，气温偏低。台湾和海南岛南部以及南海诸岛.1 月平均气温20-26'C左右，是我国冬季最吸的地区 全国大部分地区7月最热，少数地区的最热月有提早或推后的现象。例如，雅鲁藏布谷 地、海南岛部分地区、云南省南部等地，最热月出现在雨季前的6月或5月，东部沿海的丹东、 大连、烟台、青岛、舟山等地，因受海洋影响而使最热月出现在8月。但是，为了便于比较， 仍以7月作为夏季的代表。 青藏高原、天山、大小兴安岭等地,7月平均气温低于20℃，藏北高原在10℃以下，除此 以外的全国广大地区,7月平均气温20-28℃，南北气温差异不大，东部地区平均跨1纬度，气 温差0．2℃左右。淮河流域以南，基本上在28-30℃之间。全国著名的高温中心，是深居西 北内陆的吐鲁番盆地,7月平均气温33℃,7月平均最高气温40℃以上，绝对最高气温47.8℃ （1941.7.）为全国最高气温纪录。四川盆地东南的长江谷地、云南省南部的元江谷地、长 江中游的湖区等，也分别成为高温中心（图3-16）．与世界同纬度平均气温比较，我国7月 平均气温偏高