基本介紹
- 中文名：中國的氣候
- 特徵：東半部具有大範圍的季風氣候，即冬季盛行大陸季風，寒冷乾燥；夏季盛行海洋季風，濕熱多雨。青藏高原海拔高，面積大，形成獨特的高寒氣候。西北地區則因僻處內陸，為海洋季風勢力所不及，具有西風帶內陸乾旱氣候。
影響因素,氣溫降水特徵,
影響因素
地理緯度和太陽輻射
中國領土南北延伸約50緯度。由於緯度不同，正午太陽高度角和晝夜長短就有顯著差別，因而導致太陽天文輻射南北各異。尤其是在冬季，南北的太陽輻射量的差值就特別大。例如在冬至日，漠河地區與海南島南端太陽天文輻射分別為509.9焦耳/平方厘米·日與2546.5焦耳／平方厘米·日。夏季，白晝長度隨緯度增高而加長，部分地補償了太陽高度角上南北差異的影響，太陽天文輻射南北差異不大。例如在夏至日漠河與海南島南端太陽天文輻射相差僅254.6焦耳/平方厘米·日。但就全年平均狀態而論，則為南多北少，其差值甚為顯著。這是中國氣溫冬季南北差異大，夏季差異小，氣候具有水平地帶性差異的主要原因之一。受大氣透明度和雲量等的影響，中國年均日照時數以青藏高原和西北乾旱區為最大，超過3000小時。四川盆地、貴州高原、江南丘陵及西藏東南察隅地區最小，約為1000～2000小時，其餘廣大地區多在2000～3000小時。
中國各地年太陽總輻射量約為334.4～919.6千焦耳／平方厘米。其分布形勢與日照長短相對應，西藏高原達627.0～919.6千焦耳／平方厘米，新疆盆地約為501.6～678.8 千焦耳／平方厘米。東部地區最低值在川、黔，為334.4～376.2千焦／平方厘米。由此向東、向北又逐漸增加，至華北、內蒙古一帶為585.2～643.4千焦耳／平方厘米，東南沿海及東北地區約為459.8～501.6千焦耳／平方厘米。各月總輻射量分布更複雜，最小值大多出現在12月～翌年2月，最大值出現時間受雨季影響很大，珠江、長江一帶在主要雨季過後的7月，華北、東北分別在雨季前的6月及5月，西南地區則在季風雨季前的3～4月，進入雨季後僅在7月出現全年最低值。上述情況在一定程度上影響了各地氣溫的季節變化和由春入夏升溫的速度。
中國各地輻射平衡值，除北緯40°以北地區冬季出現負值以外，大部分地區全年均為正值。年均輻射平衡值以海南島為最大，約292.6～334.4千焦耳/平方厘米。川黔地區最小，約146.3千焦耳／平方厘米。西藏高原西部及東北和內蒙古北部、北疆一帶亦小於167.2千焦耳/平方厘米。其他大部分地區為209.0～292.6千焦耳／平方厘米。
海陸位置和洋流
中國由於海陸物理性質不同所導致的下墊面熱量狀況的差異，表現突出。冬季大陸氣溫明顯低于海洋，尤以高緯地區更甚。相反，夏季大陸易於增溫，氣溫明顯高于海洋，而非乾旱的大陸和海洋亦均勻水汽源，低緯地區尤明顯。在上述變化中，受地形和面積的影響，大陸的升降溫都比海洋快，是變化的主導方面。海洋雖是穩定因素，但也與洋面性質和大小有關。東亞的地理位置導致了大陸上冬季強大幹冷的蒙古高壓和夏季印度熱低壓的形成。海上情況則正相反。高低壓的生成、分布和性質的季節變化破壞了行星環流的帶狀分布規律，引起海陸間空氣品質的季節變化和輸送。因而歐亞非大陸是這種季變的最大中心，約占全球交換量的一半。亞洲大陸是海陸空氣品質最大季變中心的核心，形成了著名的東亞季風。
具體的海岸形式、走向和盛行風向的相對位置及距海遠近等的差異造成各地局部氣候差異。中國內陸地區常年得不到海洋氣流的調節，氣流的大陸性表現非常明顯。南疆沙漠的形成除因高原影響外，亦與濕潤氣流很難到達有關。 中國沿海洋流有太平洋西部的黑潮暖流和自渤海南下至台灣海峽的沿岸流（寒流）。黑潮距中國海岸較遠，冬季又盛行去岸風，對中國增溫、增濕作用不大，但春夏對沿海氣溫和颱風活動及梅雨的盈虧等有一定影響。沿岸流使近地面層空氣穩定，利於海霧形成。中國沿海霧的季節變化受其影響很大。
地形
中國為多山國家，地形對中國氣候影響頗大，尤為多種局地性差異形成的重要原因。
青藏高原對中國氣候的影響最為明顯，高原本身不僅通過對周圍大氣的直接加熱和冷卻作用，形成獨特的高原寒冷氣候，明顯地破壞了氣候按緯向呈地帶性分布的一般規律，還通過和大氣環流的相互作用，影響到周圍地區的氣候特徵。高原的突出地形容易加強它南北兩側的氣流的東西成分和其東側的南北成分，能引起5000米以下西風氣流的繞流、分支和匯合，直接對中國東部氣候季節變化和雨帶位置起著制約作用，還對南北氣流和水分交換起阻礙和擾動作用。因此，冬季則有利於北側蒙古冷空氣的積累加強及沿其東側向南的侵襲，加強了冬季風。夏季又阻擋了印度洋暖濕空氣直接向北的輸送，但卻有利於高原東側偏南氣流的盛行，因而高原對中國西北地區冬冷夏熱的乾旱氣候形成及中國東部溫濕季節變化明顯的季風氣候的形成起了重要作用。
中國季風結構複雜亦與青藏高原有關，在高原附近對流層低層，中國東部主要是海陸季風。在中低層高原附近受高原上氣壓系統的控制形成高原季風，冬季表現為高原北側和東側為西風，南側為東風，夏季正相反。對流上層還有冬夏間西風和東風帶的季節交替，它們相互影響和制約。高原季風有加強和擴大中國東部季風活動範圍、影響其進退速度的作用。此外，夏季高原對大氣的加熱作用還在南北方向形成一個在高原為上升氣流，在兩側為下沉氣流的垂直環流，並以南側者為主，稱為經圈季風環流，正與同緯度其他地區的哈氏環流方向相反。
中國許多大體東西走向的山系亦對南北冷暖氣流的交換起障壁作用，常成為氣候區域的分界線。如秦嶺即為中國暖溫帶和亞熱帶氣候的界線。北起大興安嶺，西南至雲貴高原的第二級台階地形的邊緣，阻擋夏季風入侵，大體為中國東部濕潤氣候和西部乾燥氣候的分界線。
大氣環流
在上述因素作用下形成的東亞季風環流是影響中國氣候最直接的因素。冬季高空基本氣流為西北風，低層自北向南分別盛行乾冷的西北、北和東北季風；夏季高空北緯30°以北為西風，以南為東風，低層自南向北為濕熱的西南季風和偏南到東南季風，因而形成了隨盛行風的轉變，在環流、天氣系統、氣團性質等方面都發生明顯變化的氣候特徵（見中國的氣旋）。
四季流場與季風進退 中國四季流場各有特點，冬夏季風的季節性交替過程，不但規定了季風區域，還因環流、地形及地理位置的不同，形成了各地的氣候差異（見中國的季風氣候）。
①冬季。冬季環流約始自10月中旬，結束於翌年4月中旬，其中以12月～翌年3月初是冬季風的全盛期。冬季在蒙古西伯利亞一帶形成勢力強大的冷高壓區。青藏高原的存在和它形成的低溫高原中心疊加在蒙古高壓之上，都使高壓勢力得到加強。這時在地面圖上蒙古高壓控制著整個亞洲大陸，成為乾燥寒冷的極地大陸氣團源地。在北太平洋阿留申群島附近形成一個低氣壓，它是西來氣旋的總匯。在赤道以南的太平洋和印度洋面亦為低氣壓。由蒙古高壓發散出來的氣流，一支向東流向阿留申低壓；一支向南可達赤道附近的南海，這是中國冬季風的南限。西限受地形影響及於青藏高原的北緣和東緣，形成一條地形鋒，其東南一段即“昆明準靜止鋒”，是為冬季大陸冷氣團與西南暖氣團之間的鋒面。
在冬季風盛行時期，中國大部分在單一的極地大陸氣團(Pc)控制下，天氣寒冷乾燥，只有當它在向南流動的過程中與較暖濕的地面或海面接觸，下層不斷增溫增濕，逐漸形成變性極地大陸氣團(NPc)，特別是在暖海洋面變性，從海上回流，再與新鮮的極地大陸氣團相遇而形成鋒面時，會出現陰雨天氣。雲南高原受蒙古高壓影響較小，而常受熱帶大陸氣團(Tc)所構成的西南暖流所控制，天氣晴暖乾燥，形成中國冬季的溫暖中心。但在昆明準靜止鋒影響下會出現陰雨天氣。
冬季大陸高空為盛行西風所控制，在3000米以上的高度上受青藏高原的阻障和分支作用，西風急流在高原兩側分為南北兩支，南支是副熱帶急流，北支是極鋒急流，並在東經140°附近形成西風帶平均大槽，東經90°附近高原北側形成平均脊，在對流層中上部皆維持這一“西脊東槽”形勢，在槽後冷平流的誘導下，蒙古反氣旋頻頻南下，冷空氣向南爆發常形成寒潮天氣。
寒潮是中國冬季常見的災害性天氣，強大的寒潮會引起中國大面積地區的劇烈降溫、雨雪和大風等天氣。侵入中國的寒潮冷空氣大都源自歐亞大陸北部北冰洋等地，移入中國前常在西伯利亞中部(北緯43°～65°，東經70°～90°)積累加強。(這一地區稱為寒潮關鍵區)，然後南下，並不斷減弱。寒潮本身是冬季風活動的一種形式，也具有北強南弱的特點。華南地區冬季強冷空氣入侵的次數為黃淮地區的1/2、東北地區的1/3、引起的降溫幅度也比北方少。
②春季。是冬夏環流的過渡時期，高空南支西風急流於3、4月間先後兩次明顯減弱、北移。北支位置變化不大，但強度減弱。同時南亞平均大槽也明顯減弱，中國上空基本氣流由西北漸轉為西風。相應在地面的活動中心也發生變化。高緯的蒙古高壓和阿留申低壓兩個活動中心逐漸減弱，並分別向西和向東移動。低緯開始建立南亞印度熱低壓和太平洋副熱帶高壓，並不斷向北擴展。同時形成了東北低壓及鄂霍次克海高壓。自黃海到日本一帶形成變性高壓區，華北、華東出現南風的機會增多。在它的影響下，華北和東北開始出現少量春雨。西北和華北的西南部常出現一連串分裂的小型反氣旋環流，它與由青藏高原南側繞流而來的西南暖濕氣流相遇形成明顯的切變線，冷暖空氣交綏，江南容易產生降水過程。同時熱帶海洋氣團開始進入華南，極鋒逐漸向北推移，南方進入春雨季。
總之，春季高空西風帶雖逐漸北移，但波動較多，地面南北冷暖氣流交替消長，形成氣旋活動頻繁、天氣多變的特點。
③夏季。從6月初～8月底，海陸溫壓場形勢起了根本變化。在地面圖上蒙古高壓已不復存在，印度熱低壓卻強烈發展。青藏高原的增溫亦比四周同高度的自由大氣快，高原近地面層也由冬季的冷高壓變成熱低壓，從而更加強了大陸熱低壓的形勢。海上的阿留申低壓已隱而不顯，北太平洋副熱帶高壓卻非常強大。上述兩活動中心成為夏季控制中國天氣氣候的兩大環流系統。中國大陸盛行由海洋吹向大陸的夏季風。其風向在東亞主要為東南風，在南亞為西南風。東南季風的最北界限可達內蒙古，相當於盛夏極鋒到達的最北位置。中國西南季風盛行於青藏高原南部、雲貴高原西部和南嶺以南的珠江流域，其北限可視為熱帶輻合帶的北限。在此界限以南夏季為東南季風與西南季風交替的地區。
就高空環流形勢而論，從6月中旬開始，亞洲上空氣流經歷一次最明顯的變化，行星風帶跳躍式地向北推移。青藏高原南側的南支西風急流突然北進，原來位於南海上空的東風氣流移到高原南側。西風帶明顯向北收縮。平均槽脊位置幾乎與冬季相反，強度也較冬季為弱。東亞平均大槽消失，變成鄂霍次克海淺脊，在烏拉爾地區亦出現高脊，在兩脊之間建立一大槽。中國北部上空仍為西風帶系統，即溫帶西風和副熱帶西風氣流，西部受性質不同的大陸副熱帶高壓（低層為大陸熱低壓）控制，南部則分別受副熱帶高壓帶和熱帶東風系統影響。環流形勢遠較冬季為複雜。 夏季東南季風與西南季風來自熱帶與赤道海洋洋面，一般稱為熱帶海洋氣團(NTm)與赤道海洋氣團(NEm)，二者溫度高，濕度大，有利於降水的形成。中國的主要雨帶和雨季大多與夏季風的消長有關。主要雨帶大致位於夏季風前沿，隨夏季風的進退而南北移動。平均每年4月下旬華南夏季東南季風盛行，5月中旬華南沿海形成一大雨帶。以後逐漸北移，6月上旬雨帶移至南嶺以北，使東經100°以東的華南地區出現春雨期。
6月中旬，地面太平洋高壓脊線由北緯15°突然北躍到北緯20°～25°，夏季風北進到華中地區。在高空“兩脊一槽”形勢下，中國大部分地區處於槽前暖平流區，南來的暖濕氣流源源北上，同時槽後冷平流也促使北方冷空氣頻頻南下，冷暖氣流在長江流域交綏產生鋒面（極鋒）和氣旋活動。由於鄂霍次克高壓的阻塞作用，在江淮流域維持著一段較穩定的、持續的降水過程，此時正值當地梅子成熟時節，故稱為“梅雨”（見中國的梅雨）。
7月中下旬，亞洲上空西風帶再次經歷一次劇變，北移到最北位置。地面太平洋高壓進一步向西向北擴展，高壓脊線從北緯25°再次北推到北緯30°附近(北緯25°～35°)，夏季風開始在華北盛行。至此，環流形勢從初夏進入盛夏。 在盛夏期間對流層低空，約1.5公里高度，中國大部分地區盛行西南風，僅東北、內蒙古、新疆等地盛行西風系統，兩支氣流在黃河上游匯合形成一條切變線。在其移動過程中產生降水。地面極鋒移到其最北位置，雨帶再次北移到黃河流域，穩定於北緯40°以北地區，形成華北、東北的雨季，是為夏季風鼎盛時期。江南則因受副熱帶高壓控制，形成伏旱，同時西南和華南地區由於西南季風前沿熱帶天氣系統影響又出現大雨帶，使華南一年中出現兩個汛期。
④秋季。是環流的過渡季節。變化過程與春季相反，但速度卻較之為快。9月上旬，蒙古冷高壓和阿留申低壓又復相斷出現。兩者與印度低壓和北太平洋副高壓同時成為秋季的地面四大活動中心。在中國西高東低的地形影響下，冷空氣很快南下侵入華北和中國東部地區。對流層上部副高壓脊線亦逐漸南移，但速度較慢，因而在中國東部地區秋季有一段時間地面為冷高壓，而高空仍在副熱帶暖高壓控制下，出現秋高氣爽的天氣。但在西南地區，由於地形影響，極鋒南撤較緩，產生秋雨綿綿的天氣。南海在9月份仍受熱帶輻合帶控制，兩廣及台灣省沿海颱風活動仍甚頻繁。
10月中旬，亞洲上空氣流又發生一次突變，高空西風帶迅速向南擴展，副熱帶西風急流又回到青藏高原南側，副熱帶高壓脊線南撤到中南半島，東亞大槽又重新建立。在短短一個多月時間內，又恢復到冬季的環流形勢。 東亞大氣環流冬夏的明顯差別，及過渡季節環流改變的突然性是其他大陸上所沒有的。由環流的季變而引起的天氣氣候的季節差異，也是東亞獨具的特色。
氣溫降水特徵
中國氣溫和降水的季節性變化明顯，大部分地區四季分明，冬季寒冷少雨，夏季炎熱多雨，春秋兩過渡季節較短。氣溫和降水的年際變化都很大，因逐年冬夏季風進退的遲早和強弱不同，使一些地區常出現冷暖早澇等異常現象。
①氣溫。與同緯度地帶相比，中國冬寒夏熱，氣溫年較差甚大，且越向高緯、愈向內陸愈大。年均溫的分布，在東半部地形較平坦地區受緯度影響明顯，北冷南暖；從東北北部（漠河為－5.0℃）至南海諸島(西沙島為26.4℃)相差30℃以上。西半部受地形影響顯著，青藏高原除東南一隅外，大部分地區在0℃以下。在高度變化較大的地區，年均溫差異也很大，形成垂直氣候帶。
冬季1月均溫等溫線除山地外大致與緯線平行，最低值出現在黑龍江省北端的漠河為－30℃(1927年1月26日在西藏那曲地區海拔4677米處測得最低溫度為－55℃)，台灣島南部和海南島南部則在20℃以上。平均每向北增加一度緯度，氣溫遞降1.5℃，與全球同緯度其他地區相比，東北地區偏低15～20℃，黃淮流域偏低10～15℃，長江以南偏低6～10℃，華南沿海則偏低5℃左右。這主要是由於受大陸季風影響所致。中國在隆冬1月約有3/4的陸地均溫在0℃以下。0℃等溫線在東部大致東起淮河，經秦嶺至東經105°處，沿四川盆地西緣折向西南，穿過橫斷山脈到高原東南沿林芝、德讓宗一帶。有些東西向的山脈對氣溫的影響非常顯著，例如1月平均8℃等濕線幾乎和南嶺平行。長江流域大致在0～8℃。但四川盆地，北有秦嶺和大巴山的雙重屏障，又處於青藏高原的東側，氣溫偏高。秦嶺是中國氣候的重要界線。在崑崙山、秦嶺以北，天山、陰山以南，1月均溫約－12～0℃；天山、陰山以北和吉林、黑龍江省大部地區約－22～－10℃。大興安嶺北部和阿爾泰地區在－30℃左右。青藏高原一般在－24～－10℃。 中國一月平均氣溫 中國冬季除青藏高原外，有3/4國土受寒潮影響，出現不同程度的低溫和霜凍。青藏高原則全年高寒，夏季亦見冰霜。東北、內蒙古和西北地區約自10月～翌年4月在長達7個月的時進期內最低溫在－5℃以下，且大部分地區的絕對最低溫在－30℃以下。1969年2月13日黑龍江省呼瑪縣漠河鎮曾出現－52.3℃的低溫。最低氣溫在－40℃以下的嚴寒日數為35.1天。青藏高原3000～4000米以上的地區雖各月都可出現0℃以下的最低溫，但絕對最低溫一般都在－30℃以上。南嶺山脈以南除個別年份外，最低溫都在0℃以上。
7月氣溫分布，全國除青藏高原、天山、大小興安嶺等地7月均溫低於20℃外，大部分地區氣溫大都在20～28℃。東部平均每一度緯度溫差僅為0.2℃。漠河與西沙的溫差僅為10℃左右。閉塞的盆地及內陸低洼地區出現高溫中心，如鄱陽盆地7月均溫達30℃以上，月均最高溫高於34℃，極端最高溫達39℃以上。吐魯番盆地是中國著名的“火州”，其7月均溫達32.8℃，最高氣溫不低於35℃的炎熱天數達100天之多，平均最高溫達40℃以上，絕對最高溫曾達48.9℃。
中國七月平均氣溫
中國年降水量的分布與夏季風的關係最為密切。400毫米年等雨量線大致與夏季風影響所及的界限相當，800毫米年等雨量線大致與秦嶺淮河一線相平行。台、粵、桂、閩、浙、贛、湘和川、滇、藏的一部分地區正常年降水量在1600毫米以上，其中浙閩粵和川西一些山地及喜馬拉雅山南坡年降水量在2000毫米以上。台灣省大部分地區年降水量均超過2000毫米，其中高山地區達3000～4000毫米。在基隆東南的火燒寮，因位於迎風坡地年均降水量達6000多毫米，是中國年降水量最多之地，降雨最多的一年竟達8000毫米以上，是中國年雨量最高記錄。在背風雨的澎湖列島年降水量僅800毫米。
在淮河、漢江以南的長江中下游地區，正常年份的年降水量在1000毫米以上。雲貴高原及四川盆地為800～1000毫米。秦嶺淮河以北大多少於800毫米，但長白山地區可達800～1000毫米，是東北降水量最多之地。而往西北年降不量則明顯減少，大興安嶺西部、內蒙古高原為200～400毫米，西北內陸地區除新疆西北部達400毫米外，大多不足200毫米，是中國少雨地區。塔里木盆地、柴達木盆地西北邊緣許多地區年降水量均在20毫米以下，成為乾旱中心。青藏高原上的降水東南多、西北少，高原西北部估計在100毫米左右。 中國年平均降水量
中國北方是夏雨冬旱，南方則是夏多雨冬少雨。淮河以北地區雨季短而集中，是夏濕冬乾的夏雨區。如華北、東北等地7、8兩月雨量占全年60～70％，其中東北東部雨季稍長，7～9月是夏秋雨區。長江中下游流域地區雨季雖長，但主要為春雨梅雨區，7月初～8月有一相對乾旱期，入秋後又有秋雨，以西部較為明顯。華南沿海地區雨季從4月底～10月中旬，前期4、5月為東南季風大雨期，8、9月為颱風雨期，中間6、7月也有一相對乾旱期。台灣東北端冬季為迎風海岸，是中國的冬雨區。西部高原地區乾濕季明顯，雨季約從5月下旬～10月下旬（東部至9月），雨季降水量比乾季大9倍左右。西北乾旱地區則全年少雨。 中國年降水變率分布大體為降水量多的地區變率小；降水以氣旋雨、地形雨為主的地區變率也較小；而降水量少、颱風雨、對流雨多的地方變率大。中國東半部北緯30°以南地區是年變率最小的地區，大都在10～15％，但沿海地區因颱風影響較多，變率在15％以上。往北至華北平原一帶，夏雨比重大，形成一高變率中心（超過30％）。東北地區氣旋雨較多，一般在10～15％左右。西北乾旱地區變率最大，但已無實際意義。
第1級為氣候帶，以日均溫大於10℃的積溫、最冷月均溫和年極端最低溫等作為劃分氣候帶的指標，自北向南將中國劃分為9個氣候帶，並將青藏高原另列為高原氣候區域。各氣候帶的溫度指標（見表）。 氣候帶的溫度指標 第2級為氣候大區，採用年乾燥度（指有植物地段的最大可能蒸發量與降水量的比值）作為劃分氣候大區的指標。年乾燥度小於1.00為濕潤(A)；1.00～1.49為亞濕潤(B)；1.50～3.49為亞乾旱(C)；大於3.50為乾旱(D)。將上述氣候帶又劃分為18個氣候大區。
第3級為氣候區，主要採用季乾燥度作為氣候區的指標，東北地區冬季很長，採用積溫作為指標；青藏高原因屬高原氣候，故採用最熱月均溫為指標；再細分為45個氣候區。
