第三章 气候

（主要数据引自气象出版社，《中国地面气候资料》(1951～1980)）

我国幅员辽阔，气候复杂，基本情况是：东部广大地区，一年中盛行风向的季节转换明显，冬季比较干冷，夏季湿热，雨量集中，是世界上季风发达区域之一，属于季风气候；西北部，深居内陆，水分循环很不活跃，降水稀少，是典型的干旱气候；青藏高原，海拔过高，大部分地区的年平均气温低于0，属于高寒气候。

一、气候形成的主要因素

我国气候的形成因素主要是：

1.太阳辐射。我国南北跨纬度将近50°，太阳辐射量的纬度差异显著，这是我国热量分布自南向北递减的基本因素。冬季，太阳辐射总量由南向北迅速减少；夏季，随纬度增高白昼时间延长，在一定程度上弥补了正午太阳高度角偏小的影响，故南北差异不大。

我国各地太阳辐射年总量大约为80～200千卡/厘米2。其中，140千卡/厘米2·年等值线大致从大兴安岭西麓向西南延伸到云南和西藏交界处。以该线为界，西北部高于东南部，这是由于东南部阴雨日数较多的缘故。由于我国天气与气候的地区差异，地形状况不一，太阳年辐射量的分布，西北部为170千卡/厘米2，青藏高原高达170～200千卡/厘米2，而贵州高原与四川盆地以及南岭山地则少于100千卡/厘米2。

我国各地辐射平衡值除北纬40°以北冬季月份出现负值外，大部分地区全年均为正平衡，其值一般为50～70千卡/厘米2·年。海南岛地区纬度低，日照时间长，辐射平衡值最大，达70～80千卡/厘米2·年。川黔与南岭山地冬半年多阴雨，辐射平衡值最小，只有30～40千卡/厘米2·年。这说明我国境内大部分地区热量资源比较丰富，为农业生产提供了有利的热量条件。

2.海陆位置与季风环流。我国位于世界最大的大洋——太平洋和世界最大的大陆——亚欧大陆之间，印度洋也为我国西南部输送水分和能量。北非大陆对我国气候也有一定的影响，如冬半年比较活跃的西南暖流（即热带大陆气团）。

我国所处的海陆位置，由于海陆物理的热力学性质的不同，引起海陆表面热状况的差异，导致温压场的变化，从而为我国季风环流的建立提供了基本条件。在冬季，东亚热力差异十分显著，蒙古高压势力强大，阿留申低压发育，冷高压几乎控制全国，气压梯度由大陆指向海洋，盛行偏北气流，是为冬季风。夏季，海陆热力差异的作用方向与冬季相反，北太平洋高压势力大为增强，印度热低压最为发展，气压梯度由海洋指向大陆，盛行偏南气流，是为夏季风。春秋两季是冬夏大气活动中心更迭、相互消长时期。上述四个活动中心的盛衰，中心势力的强弱，位置的年际变动，是制约我国气候季节变化的基本因素。同时，随着太阳辐射的季节变化，高空行星风系及其强度的变动，影响着对流层低层大气环流，从而也影响到我国各地的天气和气候。例如，江淮梅雨的出现和持续期长短，与副热带高压脊线的位置、稳定程度以及北跳时间早晚有重要的联系。（王运旭：“梅雨结束前的三个特征”，《气象》，1977年第5期）西南边疆受到南亚热带季风环流的影响，每年干湿两季分明。

3.地形。地形对水热状况起着重新分配的作用，从而影响到天气与气候。我国境内山地分布很广，有不少绵延百里、千里的巨大山脉走向与气流运行方向近于直交，对气流起屏障与抬升作用。北方来的冷空气受到层层山地阻碍，行径迂回曲折，大大削弱其强度，只是在穿越低平山口和东部平原时，冷空气势力才显现其强大。夏季暖湿气流在翻越山地时，迎风坡因气流抬升多雨，背风坡与谷地则因气流下沉，焚风效应显著，降水大为减少，例如西南峡谷区，这种现象就很明显。

青藏高原隆起后，对我国天气、气候乃至自然环境都产生重要的影响。高原所处纬度大致是北纬28～36°，属高空西风带范围，平均海拔超过4000米，达到对流层中上层，高原本身实际上是一个隆起而宽广的大陆面。研究结果表明，青藏高原的存在，通过它的动力分支和阻挡作用以及高原地面冷热源作用，对我国天气和气候产生多方面的影响。

高原的动力分支作用是，由于冬季高空西风带南移，控制着中国广大地区上空，高原本身巨大海拔高度迫使4000米以下的高空西风分为南北两支，北支在大高原的西北侧成为西南气流，绕过新疆后又转为西北气流；南支在大高原的西南侧成为西北气流，绕过高原南侧后又转为西南气流。这两支气流物理属性不一，并在高原东侧汇合东流，从而影响到我国东部地区天气和气候。高原的分支作用，扩大了高空西风带的影响范围，其南界可达北纬15～20°，使我国江南地区冬季经常受到来自热带暖湿气流的影响。

高原的阻挡作用是，由于高原本身巨大海拔高度，从而阻挡高原低空南北气流交换。在冬季，高原阻挡着西北冷空气南下，这既有利于冷空气在高原北侧堆积，又迫使冷空气行径偏东，从而加强了东部地区冷空气势力；在夏季，南支西风消失（高原本身不再起分支作用），西南季风盛行，这大高原既阻挡了西南季风北上，使高原内部和西北地区干旱程度加强，导致荒漠伸展到更高的纬度，又迫使西南季风绕大高原东南侧循河谷北上，输送大量的能量和水汽，加强了高原东侧降水过程，使高原东侧热带范围循南北向河谷伸展到北纬29°附近。

高原的冷热源作用是，在冬季，因高原海拔高，冰雪覆盖面广、大气透明，地面长波辐射强烈，广大高原面是个冷源，近地面形成地温高压中心，它迭加在蒙古冷高压之上，从而大大加强了蒙古冷高压势力，使我国东部地区冬季更加寒冷，以致我国亚热带北界比同纬度大陆西岸要向南推移4～5个纬度；在夏季，正午太阳高度角增大，太阳直接辐射大为增强，裸露的地表吸热迅速，地面增温很快，低空气温高于四周同高度自由大气温度，高原近地面形成高温低压中心，它迭加在印度热低压之上，从而大大加强了印度热低压势力，对越过赤道的东南信风转向为西南气流具有更为强大的吸引力，这是夏半年西南季风势力强大的重要原因。因此，青藏高原的冷热源作用，对我国季风环流起着维持和加强的作用。夏季高原200毫巴上空则形成高温高压，称西亚高压或青藏高压，它的位置相当稳定，范围较广。由于它的存在，使青藏高原等压面分向高原南北两侧倾斜，其北侧维持一支强劲的西风气流，是夏季华北、华西降水条件之一；南侧维持一支东风气流，同副高南侧偏东气流一致，它们与西南季风交绥，形成热带辐合带，为夏半年台风的形成和发展提供了有利的环流条件。

在环流转变期间，某些重要的环流现象几乎同时或有顺序地出现。例如，西南季风的爆发与长江流域梅雨开始的时间几乎同时。青藏高压是夏季东亚大气环流中的一个重要系统，它对我国东部地区的旱涝有一定影响。据研究，7、8月份，东经120°和东经110°上空高压脊线位置如果偏北，长江中下游大范围地区将出现干旱，华北多雨；高压脊线位置如果偏南，长江流域多雨，华北将出现干旱。（柯甫：“青藏高压”，《气象》，1976年第3期）青藏高原的动力和热力作用的综合影响，扩大了高原地形作用的有效高度，高原地区准静止气压系统可以发展东移，使高原以东地区产生暴雨和洪涝。

二、大气环流与季风进退

东亚海陆分布所引起的热力差异，破坏了高空行星风系的分布，导致季风气压场的建立，这是东亚季风形成的基本因素。高空行星风系季节性位移，青藏高原的作用，加强了我国季风的发展，并使其发生复杂的变化。我国地域辽阔，不同地区所处的位置与地形条件不同，季风现象的显著性与稳定程度，存在着明显的差异。

（一）大气环流基本特征

冬季，蒙古高压中心气压值，极盛时可达1050毫巴，势力强大，控制着亚洲大陆；盘踞在北太平洋北部的阿留申低压，中心气压在1000毫巴以下，势力大为扩展。前者是大陆反气旋中心，中纬度大陆气团的重要源地；后者是西来气流的归宿。蒙古冷高压活动，影响到我国大部分地区的冬季天气与气候。大致说来，冬季的天气过程，就是一次又一次的冷空气活动，并实现降温的过程。川西、云贵高原，冬季主要受热带大陆气团（西南暖流）的影响，成为我国冬季的相对温暖中心。高空西风气流被青藏高原分为南北两支，南支在大高原南侧流过热带印度洋上空，转为暖湿的西南气流，它与南下冷空气交锋，造成贵州高原、四川盆地等地区的冬季连绵阴雨。

春季是气压场转换的过渡季节。蒙古高压和阿留申低压势力衰退，海洋上副热带高压逐渐加强西伸，大陆热低压开始形成。因此，四个活动中心都参与我国天气活动，风向多变，南北气流交换复杂，中纬度地区气旋活动频繁。

夏季与冬季相反，亚洲大陆是强盛的热低压，中心气压值约为995毫巴，西北太平洋是强盛的高压区，中心气压值常在1030毫巴上下。我国大部分地区受热带、副热带气压系统控制，热带海洋气团盛行，影响范围广，历时亦较久。研究结果表明，每年约在6月上旬，南支西风气流消失，北支气流迅速北进，副高北移，低纬高空东风推进到青藏高原南缘，就在这时西南季风爆发，江淮梅雨随即开始。当副高再次北跳，长江中下游产生伏旱、酷暑，华北与东北雨季先后开始。此时，副高南侧以南是赤道辐合线的位置所在，为台风的生成与发展提供了更为有利的条件。

秋季是夏季环流转换为冬季环流的过渡季节。9月上旬，蒙古高原出现，并可南侵到较低纬度，此时副高仍维持在较高纬度，从而形成暂时的高低空高压重合现象。除西南地区仍受西南季风影响多阴雨外，大部分地区呈现秋高气爽天气。10月份西风带南移，中部对流层西风出现南北分支，随后南支西风增强，西南季风撤离大陆。这时，北太平洋高压向东南退缩，阿留申低压加紧扩展。11月上旬，蒙古高压控制着大陆，冬季风迅速爆发南下，出现冬季环流形势。

（二）季风进退

由海陆热力差异引起的气压场转换和气压系统性质、位置及强弱的变化，产生了冬夏季风的进退活动。

冬半年，大陆及沿海岛屿在冬季风影响之下，其南界可达南海中部，西界及于青藏高原东缘，其东南一段就是“昆明准静止锋”，位置约在云南与贵州交界的昭通-威宁-兴义一线，它是冬季变性的中纬度大陆气团与西南暖流之间的锋面。

3月上旬，我国南部开始受夏季风（东南季风）的影响。此后，夏季风逐渐北进。4月下旬华南夏季风盛行，华中受影响。7月中旬华北夏季风盛行，内蒙古南部、东北南部受影响。盛夏极锋到达最北位置，是夏季风的北界。该线以西，夏季风影响很少或不受其影响。

夏季风自北向南撤退，一般始于8月底9月初，冬季风随即南下，9月底或10月初到达华南。冬季风自北向南先后不到一个月即可影响全国，而夏季风从开始到全国盛行，历时四个月。这表明，我国夏季风的来临是缓进的，它的退却是相当迅速的。

我国西南部，夏半年受到西南季风的影响。西南季风在6月上旬以突然爆发的形式向北推进，极盛时可循青藏高原东缘影响到北纬30°以北。华南也可受到西南季风影响，但通常只能达到南岭山地附近。

在冬夏季风进退过程中，随着每一次季风进退，气象要素和天气现象都相应地发生变化，其中尤以降水量空间变化为突出。从多年平均状况来说，4月中旬华南沿海出现雨带，以后有顺序地北移。6月上旬雨带北进到华南，6月中旬雨带跃进到江淮流域，7月中旬雨带越过淮河而达黄河中下游，7月下旬华北雨季开始，8月中旬雨带达最北位置。

三、影响我国天气与气候的主要天气系统

寒潮、梅雨是对我国气候有重要影响的天气系统，涉及范围很广，东南沿海还受到台风的侵袭。这三类天气系统与我国国民经济的发展有着密切关系，尤其影响到农业生产。

（一）寒潮

在冬季，一次冷高压活动，同时带来一股冷空气侵袭。当强冷空气南下时，使经过的地区产生急剧降温，出现严重霜冻，并伴随大风或雨雪的天气过程，称为“寒潮”天气。由于我国幅员辽阔，地形复杂，一次强冷空气活动对各地的影响程度并不相同，我国气象部门规定：就全国来说，一次冷空气的入侵，能使长江中下游及其以北地区48小时内降温10以上，长江中下游最低气温≤4，陆上有相当于3个大区出现5～7级大风，沿海有3个海区出现7级以上大风，则称为“寒潮”。如在48小时内降温14以上，大陆上有3～4个大区出现5～7级大风，沿海所有海区先后出现7级以上大风，则称为“强寒潮”。

亚洲大陆北部及其岛屿、海洋，在冬季是个强烈的冷源，有利于冷性反气旋的形成与发展，寒潮爆发与此相关。据1970～1973年对103次冷空气活动的源地进行追踪研究，结果表明，寒潮源自新地岛以西的北方冷洋面上者次数最多，此外尚有新地岛以东的北方冷洋面上和冰岛以南的洋面上。上述3个源地的冷空气，首先移到西伯利亚中部和西部堆积加强，然后从这里爆发侵入我国境内，其路径有四条：（1）西北路或称中路。冷空气主力经蒙古人民共和国中部移到我国河套一带南下，直达长江中下游和华南。这一路出现次数较多。（2）东路。冷空气主力经蒙古人民共和国移向我国华北、东北，然后经黄河下游南下，通常只影响到长江以北地区。（3）西路。冷空气主力自我国西部首先侵入新疆，然后循河西走廊、青藏高原东侧南下，影响西北、西南、长江以南以及华南。这一路寒潮势力最强，是寒潮的主力，影响最大。（4）东路冷空气从黄河下游南下，西路冷空气从青海东部南下，二者在黄河以南到长江一带汇合后继续南下，影响着江南与华南。

寒潮移动速度因气压梯度、冷气团性质以及纬度与地形而不一，一般每小时20～30公里。长江以南，因气团变形较深，又受到地形阻滞，移动速度大为减缓。平均状况下，内蒙古到华北1天，华北到华中1天，华中到华南1天，强寒潮在48小时内即可影响全国。

冬半年各月中，平均每3～4天就有一次冷空气活动，但多数不足以达到寒潮标准。据统计，每年10月到翌年4月，强寒潮一般只有3～4次。1955年1月强寒潮侵袭，华中、华南出现的最低气温，汉口为-14.6，南宁为-2.1，阳江（广东省）为-1.4。这次强寒潮带来的低温，使我国热带、亚热带经济作物受到严重冻害，华南数十万亩（1亩等于1/15公顷）热带作物被冻死。1969年1月24～31日发生的一次强寒潮，由新疆侵入后，经河西走廊直达长江流域，再经湖南、广西进入南海。新疆和江南两个最大降温区，中心地区气温下降26之多，新疆伊宁地区出现-40.3的低温，打破了历史纪录。

寒潮大风、降温，对农、牧、渔业和交通运输等方面都有很大影响，属于灾害性天气。但寒潮活动有时又会给某些地区带来雨雪，有利于农业生产。例如，东路寒潮经由海上入陆，造成江淮大片雨雪区；西路寒潮南下后，如遇高空西南暖流活动，或进入华南后变性为准静止锋，也能造成江南大片雨雪区。我国气象部门，对寒潮的爆发、移动路径及强度，已经能够准确地发出预报。

（二）梅雨

梅雨是长江中下游和淮河流域每年6月中旬至7月上旬一段时间的大范围降水天气过程，多数年份为连续性降水，少数年份后期多阵雨和暴雨。梅雨开始与结束的早晚，雨期雨量的丰歉以及年际变化均较大。

按上海地面单站要素，梅雨期候平均气压＜1010毫巴，候平均气温＞19，出梅后候平均气温≥25。根据最近80年资料分析，正常情况下梅雨的开始日期，有50%在6月6日～15日这10天内，有24%出现在6月20日之后。最早入梅（1971年5月26日）和最晚入梅（1947年7月1日）相差40天。正常梅雨结束日期最多出现在7月6日～10日，其次是6月下旬。最早出梅在6月中旬（1917、1925、1961年），最晚出梅在7月底至8月初（1896、1931、1954年），二者相差一个半月。正常梅雨期长约20天，最长达63天（1954年）。而有些年份（如1893、1902、1934、1958、1978年）梅雨期极不明显，甚至出现“空梅”现象。

梅雨的物理机制十分复杂。一般说来，在一定的环流条件下，中纬度变性的大陆气团南下至江淮一带，与热带海洋气团交绥，形成准静止锋，锋面上相继产生气旋，出现持续性阴雨天气。随着大气环流理论的建立，认为大气环流的季节变化与梅雨有联系。此外，海气之间的能量交换，夏季鄂霍次克海上空高压活动南下，北太平洋海水表面温度异常等等，对东亚梅雨都有一定的影响。（王继志：“梅雨研究的进展”，《气象》，1977年第5期）

梅雨与我国东部广大地区的农业生产密切相关，我国有“黄梅无雨半年荒”之说。很显然，在黄梅季节，适时适量的降水，十分有利于农业生产，可为广大耕地提供必需的水分，增加江河湖沼与水库的蓄水量，供季节调节之用。而没于来临过早，雨期过长，降水量过多（1931、1954年），将造成大范围的洪涝；梅雨来的过晚，雨期过短或出现空梅，又将造成广大地区的严重干旱。因此做好梅雨的中长期预报，有着十分重要的意义。

（三）台风

台风是发生在低纬热带西太平洋和南海的低气压系统，或称热带气旋。它是我国东南沿海夏秋两季有重要影响的天气系统。按其中心最大平均风速的大小，我国气象部门将热带气旋划分为三类。

台风的发生源地有三：菲律宾以东洋面，加罗林群岛附近洋面，以及南海。其中，前两个源地的发生次数最多。台风生成后，移动路径的变化很大，对我国有影响的主要有3条：（1）西行路径。从菲律宾以东洋面上向西，经菲律宾或穿过巴林塘海峡、巴士海峡，进入我国南海，继续西行至海南岛或越南登陆。这条路线主要影响我国两广和海南地区。（2）西北行登陆路径。从菲律宾以东洋面上向西北方向移动，现在我国台湾省登陆，然后穿过台湾海峡又在福建登陆；或从源地向西北，穿过琉球群岛，然后在我国江、浙沿海登陆，影响我国东南沿海。（3）海上转向路径。从菲律宾以东洋面上向西北方向移动，至北纬25°附近转向东北，向日本方向前进。这条路线对我国影响不大，但如转向点靠近我国沿海，则对我国沿海地区亦会有较大影响。通常，6月前和9月后，台风主要取、两条路径，7、8月份以路径为主。

台风移动路线与副高强度、位置及断裂情况关系较大。当副高增强西伸，台风路径则偏向西行；副高东退（在台风北方）或断裂，台风可能在副高西缘向偏北方向移动，或从断裂口北上。据研究，当青藏高压中心位于东经100°以东或我国东部上空时，能阻挡台风转向，并使登陆北上的台风深入内陆，最后消失在青藏高压的南侧；当青藏高压中心位于东经100°以西高原上空，且我国东部大陆上空没有高压单体存在时，影响我国的台风往往会北上转向。（赵福集等：“南亚高压与台风路径”，《气象》，1977年第7期）

台风年年有，全年均可发生，以5～10月为多，7、8月尤常见。根据70年的统计资料平均，每年发生20次。1939年最多，共32次；1885、1901年最少，各有9次。登陆的台风，以在广东（包括海南）登陆的次数最多，约占50%，其次是台湾省和福建省。

台风中心气压很低，风力强大，并带来暴雨或大暴雨。例如：1962年8月5日强台风在台湾省花莲-宜兰间登陆，14时中心气压降至900毫巴，风速高达75米/秒。台风降水的强度亦很大。1963年9月9～12日，台风侵袭台湾，台北附近一个山区测站测得这次台风过程降水量为1684毫米；1975年8月，受7503号台风影响，河南省泌阳林庄5～7日三天降水量共达1605.3毫米。

台风带来的狂风、暴雨、巨浪，严重地影响着工农业、渔业生产，影响交通运输和港口设施，危及人民生命财产安全，所以属于灾害性天气。但台风主要活动于夏秋两季，此时我国东南沿海及长江中下游广大地区，往往在副高控制之下，晴热少雨，出现伏旱。因而，适量的台风建水或台风外围降水，则有利于旱情的缓和，甚至能解除旱情。我国气象部门对台风的生成、移动路径与强度，同样能够作出准确的预报。

四、气温与热量资源

我国陆地面积广阔，位于欧亚大陆东岸，受季风环流影响，在气温上表现为明显的大陆性。例如，我国哈尔滨（北纬45°41′）比法国巴黎（北纬48°48′）纬度约低3°，而气温的年较差，前者为42.4，后者仅15.2。我国各地气温的年振幅，冬季低于纬度的平均值，为负距平；夏季高于纬度的平均值，是正距平。但近海及低纬地区距平值较小，愈向内陆或纬度愈高，距平值则相应增大。

（一）气温分布

我国大部分地区处于亚热带和温带，由于所跨纬度广，地势起伏显著，致使南北温差较大，地形影响气温分布极为明显。以年平均气温为例，南海西沙（北纬16°51′）高达26.4，黑龙江省北部的呼玛（北纬51°43′）低至-2.1，两地相差28.5。气温分布的基本特征是：东半部自南向北逐渐降低；西半部地形影响超过了纬度影响，例如，青藏高原大部分地区年平均气温低于0，而北面塔里木盆地的和田与吐鲁番，则分别为12.1和14.0。

应当指出，由于我国深受季风的影响，年平均气温值并不足以表明该地的热量特点，也难以说明对人类经济活动的利弊影响，为此，必须分别阐明不同季节的气温分布状况。

1.冬季气温

1月是冬季环流极盛时期，除海洋岛屿外，全国各地气温下降到最低值，所以1月气温可以代表我国的冬季气温。我国东部冬季气温随纬度的增高而迅速降低，西沙比呼玛高50.5，等温线分布相对较密，与纬线大致平行。大致纬度增高1°，气温降低1.5。西部地区的高原和山地，因海拔高，气温偏低，等温线分布比较稀疏。为山岭屏障的盆地，冬季成为温暖中心，例如四川盆地的成都，1月平均气温（5.6），比同纬度的汉口（2.8）高2.8；南疆盆地的于田（-5.8）比北疆盆地的克拉玛依（-17.2）高11.4。云南高原冬季在西南暖流控制下，多晴天，相当温暖，与贵州高原相比，昆明海拔比独山高出近1000米，按气温递减率-0.6/100米计算，如果把独山抬高到昆明的高度，再消除纬度因素的影响，则昆明比独山1月平均气温实际高出7.5。有寒潮、冷空气侵袭的地区，冬季气温偏低，如东北北部、内蒙古、长江中下游平原等。1月平均0等温线大致东起淮河下游，经秦岭沿四川盆地西缘向南至北纬27°左右，折向西藏东南角。此线以北基本上都在0以下，东北地区大都在-10以下，大兴安岭北部低至-30，是全国最寒冷的地方；内蒙古、宁夏北部、甘肃北部以及新疆境内，一般都在-10～-22之间；华北地区为-2～-10。0等值线以南，长江流域在0～8之间；南岭以南、台湾中部和北部、云南南部大都在12～20之间；台湾和海南岛南部，已超过20；南海诸岛高达22～26左右。冬季强寒潮侵袭时，除南海诸岛外，各地均可出现低温或极端低温，华南可结冰，甚至海南岛也曾出现过负温。1960年1月21日，新疆阿尔泰山南坡的富蕴，气温曾降至-51.5；1969年2月13日，黑龙江省漠河曾出现过-52.3，这是我国现有观测资料中的最低值。

2.夏季气温

除海洋岛屿外，7月份全国各地气温最高，所以可以代表我国的夏季气温。与冬季相反，夏季气温南北差异很小，例如，西沙比呼玛仅高8.5。从等温线分布上看，东南部等温线十分稀疏，大致呈东北-西南向，大致纬度增高1°，气温降低0.2；西部地区，由于内陆盆地夏季受热增温强烈，与高山间气温垂直变化大，等温线较密。全国7月平均气温大都在20～28，淮河以南大致在28～30，东北平原为22～24。青藏高原、天山、大小兴安岭等因海拔影响而低于20，其中藏北高原大部低于10。四川盆地、长江中下游谷地、渭河谷地等，又受地形影响，绝对最高气温＞40，成为我国夏季的炎热中心。鄱阳湖附近，7月平均气温高达30；新疆吐鲁番盆地在闭塞地形与干旱气候双重影响下，7月平均气温竟高达32.8，最高气温≥40的天数，平均每年有37天，绝对最高气温达48.9，是我国现有观测记录的最高值。华南地区高温期虽然较长，平均气温较高，但因午后多云或雷阵雨，并常受台风影响，其绝对最高气温反比上述炎热中心为低，一般都在40以下，例如广州为38.7，阳江为37.0。

现将我国有代表性的城市的冬夏气温状况列表如下。

（二）气温年变化与四季

我国位于西风带欧亚大陆东岸，受季风环流影响，绝大部分地区最冷月在1月，最热月在7月，气温的年变化表现为大陆性气候的年变型。沿海地区受海洋热力的调节作用，夏季最热月可推迟到8月，如大连、青岛等地，其月平均气温接近或稍高于7月；鄱阳湖附近也有类似情况。受西南季风影响的地区，7、8月份雨日过多，最热月气温出现在雨季前的5月，例如云南西南部。

我国各地气温年较差明显地随纬度增高而加大。黑龙江省大部、内蒙古东北部和新疆天山北麓的准噶尔盆地，年较差最大，大都在40以上，最高可达50左右。黄河流域、塔里木盆地和柴达木盆地约在30上下。长江中下游和青藏高原部分地区在22～26之间，其中四川盆地和雅鲁藏布江谷地只有18左右。珠江流域、云南高原和台湾省大部地区平均在15左右，海南岛南部、南海诸岛和台湾山地则小于10。

我国四季的划分，一般根据实际记录和物候资料，定出每候（5天）平均气温低于10为冬，高于22为夏，介于二者之间为春秋。例如，北京候平均气温10最早出现于4月1日，南京始于3月22日，以这两个日期分别作为北京和南京的春始日期，在物候上与桃花初开的日期大致相符。又如长江下游地区平均在9月23日候温低于22，作为夏去秋来的日期，在物候上与家燕南归的平均日期大致吻合。按此标准，大致在东北黑河、嫩江直到内蒙古大青山一线以北为无夏区，东长255天以上。青藏高原最热月各候很少升至22以上，所以没有夏季。南岭山地以南大致无冬，海南岛夏长超过8个月，南海诸岛全年皆夏。其余地区则四季分明。但我国西部地形复杂，四季分配实际情况比较复杂。全国各地四季的开始与结束，与大气环流、季风进退的年际变化也有密切联系。

（三）生长期和霜期

当日平均气温在0以下时，土壤冻结，农事休闲，所以日平均气温高出0的持续期，可以称为农耕期。秦岭-淮河一线以南的大部分地区，全年都是农耕期；该线以北，农耕期逐渐缩短。从长江中下游、汉水一线向北，农耕期开始日期南北相差约3个月（1月下旬之4月下旬）。西藏北部6月份起日平均气温才开始≥0。日平均气温≥0的终止日期，从黑龙江省北部10月上旬开始，往南逐渐推迟，至长江流域已是1月上中旬。西藏北部9月开始日平均气温低于0。

日平均气温5在春秋两季的出现日期，和主要农作物及多数木本植物的生长期相符，因此日平均气温≥5的持续期称为生长期。其分布情况是：东北北部约130天，松花江流域和内蒙古北部150～180天，辽河流域到燕山、河套一线为180～210天，辽东半岛、华北北部和汾河流域210～240天，黄淮平原和汉水上游240～270天，长江中下游270～300天，而北纬25°以南地区和温州以南的东南沿海一带，全年均为生长期。在东经110°以西，四川盆地的生长期长达300天，川西高原、河西走廊和北疆不足200天，南疆在200天以上，吐鲁番盆地和塔里木盆地在250天左右，西藏东南部多达270天以上，而藏北高原仅100天上下，为全国生长期最短的地区。

当日平均气温≥10时，多数植物的生长才见活跃。这一温度指标称为活动温度，其持续期称为生长活跃期。生长活跃期与活动温度积温对农业生产都有重要意义，它相对地表示着植物生长有效热量的多少。我国境内≥10的持续期，大小兴安岭不足120天，东北平原和内蒙古北部为120～150天，黄土高原及河西走廊150～180天，黄淮平原200～220天，长江中下游220～240天，四川盆地250～280天，南岭山地以南超过300天。吐鲁番盆地和塔里木盆地约200天，新疆最北部不到120天。西藏雅鲁藏布江谷地大约150天，随着地势的增高，≥10的持续期迅速减少，至那曲一带已不足10天。日平均气温≥10的开始日期比生长期开始日期晚半个月至1个月，但二者终止期相差很小，这亦反映出我国冬季风迅速南下的特色。从活动积温来看，青藏高原、北疆、内蒙古东北部和黑龙江北部各在2000与1500以下，东北及内蒙古大部在3000以下，华北在3000～4500之间，长江流域大部在4500以上，至北纬25°以南升至6500以上。西北干旱地区大都在3000以上，其中塔里木盆地可高出4000，库车为4329.7，和田为4297.0，吐鲁番高达5464.6，热量资源甚为丰富。

我国的霜期，除青藏高原全年都可能见霜外，其他地区都随纬度和海拔的增高而加长，东北与北疆为9月～5月，南疆10月～3月，黄河流域10月中旬～3月中旬，长江流域大部为11月～3月，四川盆地12月～2月，南岭以南仅在1月出现。各地初霜和终霜的迟早，因各年南下冷空气的早晚而异，同一地点历年出现的初霜和终霜日期，可相差1～2个月。

地形及海报高度对霜期有一定的影响，例如，黄土高原霜期长于华北平原，长江中下游平原易受寒潮影响，霜期长于四川盆地。

五、降水及其动态

中国境内水汽输送主要来自太平洋和印度洋，因此夏季风的来向与强弱，对我国降水量的时空变化有着重要影响。北冰洋输入我国的水汽，为量不多，但对新疆北部降水有一定的意义。

（一）降水量的空间分布

我国降水量空间分布的基本趋势是：从东南沿海向西北内陆递减，愈向内陆递减愈迅速。400毫米等雨量线，从大兴安岭西坡向西南延伸至雅鲁藏布江河谷。以该线为界，可将我国分为两部分，线以东明显受季风影响，属于湿润部分；线以西少受或不受季风影响，属于干旱部分。这与我国内、外流区界线大致相符，在自然景观与农、林、牧业生产上都有重要意义。

在湿润部分，降水量随纬度的增高而递减。800毫米等雨量线大致与秦岭-淮河一线相符，该线以南，水分循环活跃，长江两岸降水量在1000～1300毫米，江南低山丘陵和南岭山地为1400～1800毫米，广东沿海、台湾及海南岛大部可达2000毫米以上。云南南部及西南部、西藏东南部的察隅、波密一带，受西南季风影响，年降水量达1500～2000毫米。在上述多雨区之间，昆明、贵阳以北及四川盆地，是相对少雨区，年雨量一般在800～1000毫米之间。秦岭-淮河一线以北的黄河下游、华北平原为500～750毫米，至东北平原减少为400～600毫米，但长白山地、鸭绿江流域可达800～1200毫米，为我国北方的多雨区。

我国山地面积广大，对降水有显著的影响，迎风坡多雨，背风坡少雨，从而在我国降水量分布图上出现若干个闭合的多雨中心和少雨中心。例如，台湾岛中央山地南北纵列，迎风坡年降水量超过3000毫米，东北部的火烧寮（海拔420米）多年平均为6557.8毫米（1906～1944年），最高年降水量达8409毫米（1912年），这是我国现有年雨量的最高值。而处于背风的台湾海峡，降水量不足1000毫米，澎湖列岛只有800毫米。四川盆地西部的峨眉山，多年平均降水量为1959.8毫米。西南峡谷区受西南季风影响，西坡降水量多于东坡，例如高黎贡山西坡的龙陵，年降水量2160毫米，而东坡的保山只有958毫米，附近的怒江坝（谷地）更少至750毫米。

在干旱部分，大兴安岭西部和内蒙古高原年降水量一般在200～400毫米。其余地区年降水量少于200毫米，并向内陆盆地中心迅速减少。例如，塔里木盆地的且末年降水量18.3毫米；新疆的伊吾淖毛湖，年降水量只有12.5毫米；而吐鲁番盆地西侧的托克逊，年雨量平均只有5.9毫米，是我国现有年降水记录的最小值。新疆地区降水量受到地形的影响，阿尔泰山、天山北坡相对多雨，年降水量可达500～700毫米以上，准噶尔盆地的年降水量也比塔里木、吐鲁番两个盆地要多。

（二）降水的季节变化和雨日

季风不仅控制着我国的降水分布，也影响到各地降水的季节分配。在全国范围内，11月至次年2月在冬季风的影响下，除台湾东北部相对多雨外，绝大部分地区降水显著减少。6～8月夏季风极盛时期，降水明显地增多，成为雨季。随着夏季风的到达时间与控制的时期不同，自南而北，雨季逐渐缩短，雨水愈见集中。东北、华北及内蒙古等地区，夏雨百分率高达60～70%左右。在南方多雨区内，夏季风控制的5～10月均有一定的降水量。但长江下游及其以南地区，7月或7月中旬至8月，常在副高控制之下，降水相对较少。受西南季风影响的地区，如云南南部、西南部，雨季长达半年（5～10月），降水量占年总量的70～80%左右。我国降水季节分配的主要特点是：（1）春雨最多的是两湖盆地及江浙地区，降水量约占年总量的1/3左右；新疆伊犁河谷在30%以上，秦岭-淮河一线和西北地区约20%左右，华北和东北在10～15%之间，西藏高原最少，不及10%。（2）夏季是全国大部分地区降水最多的季节，除长江和南岭之间以及新疆北部山地不及年总量的40%，华北和东北大于60%，西北和西藏高原大部占70%以上，拉萨以西的雅鲁藏布江谷地高达80%以上。（3）秋雨较多的是雷州半岛、海南岛、秦岭山地、渭河及汉水上游，约占年总量的30%，全国其他地区大都占15～20%。（4）冬季全国少雨，大部分地区不足年总量的10%，西南地区、青藏高原、东北、华北及黄土高原不及5%。但台湾东北部受东北季风的影响，多地形雨，降水量可占年总量的30%；新疆阿尔泰山区和伊犁谷地，因来自北冰洋的水汽，冬雨可占全年的20%以上。

全国雨日的分布，与降水量分布形势类似。以日雨量＞0.1毫米算作雨日，冷湖、且末、吐鲁番等地的年雨日大约是10～12天，是全国雨日最少的地方。川西和贵州高原的年雨日最多，雅安219.4天，毕节210.3天，镇雄232.1天，峨眉山更高达264天，是全国雨日最多的地方。由于地形影响，山上比山下雨日明显增多，例如安徽黄山年雨日181.9天，而山下的屯溪只有155.2天；峨眉山年雨日比山下的峨眉多80天。华南沿海与长江中下游年雨日在120～140天，秦岭、淮河一带为100～120天，华北与东北为75～100天。

（三）降水变率

我国季风性降水不大稳定，具有较大的年变率。这是由于大部分地区的降水属于锋面雨，东南沿海台风雨占有较大的比重，华北与新疆北部秋冬季节降水与寒潮爆发关系较大，因而降水是气象要素中最活跃、多变的要素。我国各地年降水相对变率的基本特点是：降水量多的地区变率小，反之则大；气旋雨、地形雨为主的地区变率小，而稳定性较小的台风雨地区变率较大。我国东半部北纬30°以南地区年变率最小，大部在10～15%。这里纬度低、距海近，受热带海洋气团、赤道气团影响，尤以夏半年活跃，所以降水的可靠性较大。但从钱塘江口经福建沿海至雷州半岛一带和台湾海峡，地处气旋活动路径之外，冬季降水依靠寒潮，夏秋降水主要来源于台风，所以年相对变率在15%以上。北纬30°以北，年变率随纬度增高而变大，至华北地区，由于夏季以外的降水不可靠，故变率高达30～35%。东北地区纬度虽高，但接近海洋，水汽来源较多，气旋活动频繁，因而降水比较稳定，东北平原变率为15～20%，长白山地和小兴安岭降至10～15%。西南季风比较稳定，因而受其影响的地区，降水变率最小，哀牢山以西年变率小于10%，为全国最小变率区。西藏高原降水变率为10～20%，新疆内流区高达30～50%，是我国变率最大地区。

近百年来我国降水变化过程大致是，上世纪末大部分地区降水偏少，本世纪初开始增多。1920年前雨水普遍较多，以后迅速减少，形成了1920～1940年的少雨期。50年代显著多雨，至60年代后半期雨水又偏少。70年代以来长江中下游等地区雨水开始增多，但有波动，如1978年降水显著减少。

（四）降水强度

降水强度对降水量的有效利用具有重要意义。我国各地降水最大强度一般发生在夏季，往往1个月的降水量可占全年降水量的1/4，甚至一半，而1个月的降水量又往往由几次大的降水过程所决定，这种情况华北等地最为显著。而东南沿海一带，降水最大强度一般与台风侵袭有关。在江淮一带梅雨期间，也常常出现暴雨，甚至大暴雨。

我国东部和南部地区，最大日降水量一般都超过100毫米，有的甚至达200毫米以上。例如，长春126.8毫米（1967年7月11日），河北遵化327.9毫米（1966年7月29日），邢台304.3毫米（1963年8月4日），浙江宁海253.7毫米（1961年10月4日），安庆262.3毫米（1954年6月24日），广东阳江405.5毫米（1957年5月26日），广东梧州334.5毫米（1966年6月12日）。由台风造成的特大暴雨，其最大暴雨量，广东东部沿海的普宁为619毫米，海丰北部的公平镇582毫米，江苏扬州六河闸437毫米。1975年8月5～7日，受台风影响，7日河南省方城郭林24小时降水1054.7毫米，泌阳林庄5～7日3天降水1605.3毫米，造成历史上罕见的特大洪水灾害。台湾是我国降水强度最大的地区，据50年71次台风统计，日雨量超过500毫米的有32次，其中新寮（1967年10月17日）1672毫米，3天总雨量2749毫米；百新（1963年9月）1248毫米。此外，川西山地、内蒙古与陕西交界处的半干旱地区，也有大到特大暴雨出现。例如，内蒙古什拉淖海8小时降水量达1050毫米，乌审旗呼吉尔特公社木多才当10小时降水量高达1400毫米。

一般地说，5、6月最大降水多发生在长江以南，鄱阳湖盆地及其周围地区是一个范围较广的暴雨中心，湖北清江、湖南澧水、北江上游和桂北山地也是暴雨中心，它们都和气旋活动有关。7月最大降水主要发生在长江北岸到黄河中下游平原，以及大巴山、巫山移动的江汉平原，暴雨中心在岷江中游、大别山、伏牛山、太行山、大巴山，以及山东丘陵和燕山南麓。东南沿海受台风影响较多，最大降水强度也可发生在8～10月间。

我国暴雨分布广，强度大，是造成江河洪水与特大洪峰的主要原因。我国东部洪水与台风暴雨关系密切；1954年长江利于特大洪水，1963年8月河北南部（太行山东麓）和1975年8月河南南部特大洪水，1981年四川盆地洪水，都和连续暴雨直接有关。

（五）湿润程度

湿润度是降水量与可能蒸发量的比值，其倒数称为干燥度指数。影响蒸发的因素很复杂，蒸发量的精确测定至今还没有一个统一的可靠方法。我国气候工作者曾采用温度与降水的比值来计算全国湿润程度的指标，并考虑到自然景观的地带性规律，定秦岭-淮河一线的干燥度指数为1.0，从而求得计算干燥度指数经验公式的系数。但这一公式只是按照≥10积温的单项要素和采用同一系数来计算蒸发量，因而在实际应用上有一定局限性。

我国干燥度指数的分布，在秦岭-淮河一线以南均≤1.0，属于湿润气候。该线向北逐渐增大。东北与华北大部在1.0～1.5之间，属于半湿润气候。内蒙古1.5～4.0，属于半干旱至干旱气候。贺兰山以西都超过4.0，属荒漠气候。但上述指标与某些地区的自然景观反映并不相符，如西藏即为一明星例子。

一个地区的干湿程度是反映该地区气候状况的重要特征之一，也是气候区划的主要依据之一。同时，自然景观结构特征，与干湿状况密切相关，或者说，某地区的自然景观特征，也是干湿状况的反映。一个地区的干湿状况，可以通过水分盈亏来表示。

由图16(中国几个地区的全年水分盈亏量)可见，我国江浙地区、两湖平原是最湿润地区，尤以冬春两季最甚，秋季较干；东南沿海也较湿润，以5、6月最湿，10、11月较干；西南地区最湿月出现在盛夏，最干月出现在春季；西藏全年水分盈亏量不大，年变幅不足100毫米；而新疆荒漠区，全年都是亏水月，仅天山北麓的乌鲁木齐、伊宁等地，冬季有一定数量降水，因而较湿。此外，东北中部及西部、华北和内蒙古，夏季是湿月，4、5月最干。（陆瀚蓉等：“关于我国干湿状况的研究”，《南京大学学报(自然科学版)》，1979年第1期）

六、中国气候在自然景观形成中的作用及其与农业生产的关系

气候是自然地理过程最主要的因素之一，直接影响到水文状况、地貌外营力和土壤、植被的形成与分布。气候因素在我国自然景观的形成、发展及其利用改造中，起着十分重要的作用。

1.我国气候复杂多样，水分和热量的分布具有明显的地带性规律

我国地域辽阔，地形复杂，大气环流与下垫面性质不一，在时间上与空间上，气候都有着复杂的变化。气候类型多样，为我国农、林、牧业的全面发展提供了有利的条件。

我国气候有着明显的地带性规律。东部地区，自北而南，依据热量的差异，分为寒温带、温带、暖温带、亚热带和热带，南海诸岛应属赤道带（西沙群岛≥10积温高达9661.4）。除中国外，世界上在一个国家范围内能够出现这么多的气候带，是没有的。自东向西，随着离海洋渐远和水分递减，有湿润气候、半湿润气候、半干旱气候与干旱气候之分。相对高度较大的山地，气候的垂直分带十分明显。

随着气候带的递变，土壤与植被也相应呈现有规律地变化。东南部季风区以森林景观为主，西北部非季风区主要是草原和荒漠景观。秦岭-淮河一线以南，热量差异突出，自然景观呈纬度地带性递变。而在北部温带地区，随着水分的差异或干旱程度的增加，自然景观表现为经度地带性递变，从森林、森林草原、草原、荒漠草原到荒漠，显示出我国境内地域分异的基本规律。

2.我国气候资源丰富，有利于农业生产

我国季风气候具有夏季高温多雨的特点，丰富的热量与水分相配合，即高温期多雨期相一致，有利于农业。东部平原地区适宜水稻、棉花、小麦、油菜等作物生产，是我国重要的粮、棉、油基地，其中亚热带地区，还适宜油桐、油茶、茶叶、杉木、毛竹等经济林木的发展。南部热带地区，可以种植橡胶、咖啡、香料等热带就作物。北方温带草原地区是畜牧业生产基地。西藏高原虽然海拔高，生长期短，但那里辐射强，不仅可以发展畜牧业，也可以发展农业，解放后，不少作物已引进高原，并获得较高的产量。新疆等干旱地区，热量资源丰富，有水即可发展农业，气温日较差大，对某些作物的生长有利。

我国是世界水稻的重要产区之一，这是与我国夏季高温多雨的气候密切相关的。根据水稻生长始期（旬平均气温＞10）和安全齐穗期（候平均气温22以上）计算，我国水稻生长期在黑龙江北部约为100～130天，东北南部为150～170天，华北160～220天，长江流域200～260天，华南在260天以上。我国南方日照虽较少，但光照强度大，可弥补其不足；北方日照时数多，日照率也高，水稻生长期间光合作用条件好，结实率和饱满度反比南方高。另外，长江流域及南方大部分地区太阳辐射量每年为120千卡/米2（相当于每亩8亿千卡），在优越的土、肥、水等条件下，植物生长平均利用辐射能效率如以1%计算，我国长江流域及其以南地区水稻大面积单季产量，每亩应达到941斤（1斤等于0.5公斤）。华北平原如有良好的水利条件，夏季每亩亦不低于940斤。若提高利用辐射能效率达3%，则每亩水稻产量可提高到2823斤。因此，在辐射热量条件充足的南方发展双季稻，在全国范围内推广倒茬轮作，提高复种指数，农业单产大幅度提高是完全可能的。（据竺可桢：“论我国气候的几个特点及其与粮食作物生产的关系”，《地理学报》，第30卷第1期，1964年，第1～13页）

我国水热条件的地带性差异，提供了不同地带内农业发展的潜力，只有因地制宜地建立农业带，才能充分合理地利用丰富多样的气候资源。

3.我国气候与旱涝灾害

我国气候也有若干不利的方面，其中影响范围较广的，是降水量在时间上与空间上分配不均匀，年际变化过大，降水量也不稳定。北方春旱比较突出，盛夏常有暴雨、洪水和内涝，而雨季内长期少雨，又会出现夏旱。长江流域梅雨期也不稳定，年际变化较大。梅雨期过长，降水量过大，将出现洪涝；反之，往往发生夏旱连秋旱。此外，夏秋季节东南沿海时有台风活动，强台风带来了狂风暴雨；而冬季强寒潮侵袭，带来了严重霜冻；西北干旱区又多风沙。这些灾害性的天气，对各地的农业或畜牧业生产，都有着不利的影响。从全国来看，旱涝频繁出现地区主要是南岭山地以北、淮河以南和黄淮海平原。据1950～1976年27年统计，长江中下游平原夏旱25年，夏涝17年；黄淮海平原春旱20年，夏旱21年，春夏连旱16年，夏涝年年有。上述地区往往先旱后涝或相反。

解放后，我国进行了一系列的水利工程建设，营造防护林带（网），加强水土保持，推广农业科研成果，气象部门对灾害性天气预报的准确性也显著提高。这些努力，都大大地促进了农业生产的发展。然而，应该看到，在如此辽阔的领土上，发生这样或那样的局部灾害又是不可避免的。只要我们遵循自然规律，加强科学研究和科学管理，做好各种准备，不断加强抗灾能力，我们就可以把灾害所带来的损失，减少到最小程度。大力发展农业生产，扩大稳产高产农田面积，是发展我国国民经济的一项长期而十分重要的任务。