1. 山地气候 H

   1. 热带气候

热带气候类型（图 201）在向极一侧以年平均温度 20℃（70°F）等温线为界，包括延伸到同归线以外部分地区的一个地带。大部分地区是海洋，但也包括三个南方大陆和南亚的半岛和岛屿的大面积地区。

连接每一条子午线上每个月平均最高温度的各点的一条线（此线围绕地球），可叫做热赤道。热赤道与真正的赤道不相吻合，而且在一年中随着太阳的视运动而向南北移动。由于较大的陆块主要位于真赤道之北，并形成最强烈增温和温度最高的地区，所以热赤道 7 月向北移（远至北纬 28°）比它1 月向南移动（至南纬 23.5°）要远。实际上，如果平均年热赤道用画出连接每一条子午线上最高年平均温度的一条线的方法作出，那么，它将会位于真赤道以北较远的地方。

太阳的这种视运动使赤道正午头顶太阳光线在一年中出现两次——3 月和 9 月，导致 4 月和 10 月两次滞后的温度最大值。随着离赤道距离的增加， 温度的两次最大值越来越接近，一直到大约南北纬 13°时，它们实际上已重合在一起。例如亚丁（位于北纬 13°），6 月达到最大值 32℃，另一个最大值 31℃在 9 月，但这些数值仅相差很少（一、二度）。在离赤道大约 5°的

地方或约 5°以内的地区，温度具有明显的均一性，这是由于白昼和夜晚长度全年恒定不变和日射的均匀性。随着离赤道距离的增加，温度的季节较差变得愈益明显，较高的温度出现在夏至以后的几周内，较低的温度出现在冬至以后。

图 201 热带气候类型

图上标有纬度、海拔高度和年平均降雨总量。

热赤道的运动导致整个热带辐合带的移动。由于这些纬度的降雨，主要是有明显日周期的强烈的不稳定大暴雨，部分是对流的结果，因而降雨量最多的季节与增温最强烈的时期相吻合。赤道地区全年降雨，通常有两个略微明显的最大值，但是随着向南向北距离增大，降雨的时间变得越来越短，年降雨总量越来越少。这是一般性的情况，由于季风的影响（如类型 1m、2m 和 3m 所表示的）和地形特征的作用，存在着巨大的变化，特别是在海岸地区和大陆内部地区之间。

A1 赤道气候 真正的赤道气候区主要分布于南美洲大陆最宽的部分（为相对狭窄的安第斯山脉所截断）和扎伊尔盆地中部与非洲几内亚湾沿海地区。在非洲东海岸桑给巴尔附近也有一狭窄的地带，这是因为东非高原切断了这一类型横跨非洲的连续性。

赤道气候带温度高而均匀，海面附近几乎总是 27℃，温度年较差很少超过 2℃。有些岛屿台站测得的数值均一得令人难以置信。例如大洋岛（西太平洋，南纬 1°）温度年较差仅 0.l℃，贾卢伊特（位于马绍尔群岛，北纬 6

°）温度年较差为 0.4℃。甚至亚马逊河流域中心的伊基托斯平均年较差也只有 2℃。实际最高温度很少达到 32℃，达到 38℃更是罕见。温度年较差比季较差明显得多，有时达到 8℃。

湿度和云量全年都高。令人烦燥的闷热的经常性高湿度，使人感到极其闷郁、无力，也许是这种气候最令人难受的特征。这个地区在不同程度上受沿热带辐合带辐合的 Em 和 Tm 气团的影响，虽然除了海陆风交替使人稍感凉爽的沿海台站外，可能出现长时间的静风或微风。

一般来说，早晨晴朗的天空逐渐地为迅速增加的云量所遮盖；积云发展成为积雨云，正午时（紧接着最强烈增温和对流上升之后），降落猛烈的阵雨，并常常有雷暴，此后通常出现晴朗的傍晚。

真正的赤道气候具有均匀分布的年降雨量，大约 150—200 厘米（60—80

英寸），没有明显干季，但在高太阳时以后不久（即大约 4 月和 10 月）有两个最大值。但是，考察一下若干赤道台站降雨量时，可以看出这种典型情况有各种各样的变化。有时，一个最大值明显大于另一个最大值。在其他地方， 如在贝伦和马瑙斯，仅有一个最大值和一个最小值。前一个站从 8 月到 11

月有一明显的最小值；后一个站的最小值出现于 6 月到 9 月。对于这些现象， 至今还不能给予充分的解释。地形因素能明显地影响降雨总量；亚马孙河流域西部的伊基托斯（其西边是安第斯山），年降雨量 262 厘米（103 英寸）。有些赤道岛屿降雨总量很大，例如贾卢伊特年降雨量为 450 厘米（117 英寸）。但是另一方面，位于赤道无风带辐散地区以内各大洋东侧的岛群却可能表现出明显的干旱，例如加拉帕戈斯群岛。

Alm 赤道（季风）气候 赤道附近的许多沿海地区，特别是海岸附近的山脉迫使潮湿的流入气流（Tmk（M))急剧上升的地区，存在着季风的影响。

除对流影响降雨总量外，还加上季风和地形的影响。这在降雨总量接近 760 厘米（300 英寸）的哥伦比亚西海岸（布埃纳文图拉为 714 厘米（281 英寸））， 以及 7 月东南信风被吸引越过赤道成为西南季风的几内亚湾沿岸（弗里敦为

445 厘米（175 英寸））有所表现。喀麦隆峰年降雨量大概在 1000 厘米（4OO 英寸）以上。

印度尼西亚印度尼西亚是最突出的赤道季风气候区，它横跨赤道，位于东南亚和澳大利亚北部两个季风中心之间（图 188，189）。12 月到 3 月，气流从亚洲高压系统流向澳大利亚北部的低压中心；在爪哇和苏门答腊上空， 风向是西和西北之间，特别是 l—2 月，因此当地称之为“西季风”。从 5 月到 9 月，气流方向几乎相反，所以风向大致以东或东南方向越过赤道，吹

向亚洲低压地区。在 4—5 月以及 10—12 月的风向转换时期，出现多变的微风和静风，因为那时气压梯度是微小的。

印度尼西亚季风气流的强度和方向受海陆分布和山脉线状排列的影响很大。在许多地区，有着明显的焚风效应。突然性的飑时常发生（例如在马六甲海峡所出现的苏门答腊风），通常还伴随着雷暴；这些飑是在季风期间从西向东穿过马来西亚的线状扰动。

各种各样的因素结合在一起，使得印度尼西亚群岛成为世界最潮湿的地区之一。它们既有赤道纬度的对流雨，又有与陡峭的山地岛屿相交的交替性季风潮湿气流所带来的大量地形雨。印度尼西亚位于温暖的海洋，是形成经常性高湿度的原因。雅加达年降雨量 180 厘米（71 英寸），苏门答腊西部的巴当（Badang）452 厘米（178 英寸）、婆罗洲的坤甸 320 厘米（126 英寸）。所有这些地方都处于沿海，在较高的高度，降雨总量还要增加。西爪哇山区的克拉根为 732 厘米（288 英寸）。

影响降雨的这几个因素造成了降雨总量和季节分配的巨大变化，在巴当，可以区别出正常的两个赤道最大值，然而离赤道远一点的地方，主要的一个雨季与西向季风有关。东向季风时期往往较为干燥，因为来自澳大利亚高压地区的气流，后来越过不很大的洋面因而携带的水汽不那么多。正如大气的高水汽含量和强烈的上升气流所预示的那样，降雨为短时间的阵雨，但强度相当大。爪哇大多数台站曾在 24 小时内测得 30 厘米（12 英寸）的阵雨， 还曾在同样长时间里记录到 50 厘米（20 英寸）。由于这里大气不稳定，印度尼西亚是世界上打雷最多的地区之一。地势高于雅加达，位处丘陵地区的茂物，每年平均响雷 322 天。

尽管有经常性的高湿度和很大的降雨量，但印度尼西亚却是欧洲人曾成功地移居赤道附近的地区之一。主要原因是那里有许多很容易从使人衰弱无力的海岸地区进入丘陵的居住区。海拔 730 米（2395 英尺）的万隆，年平均温度为 22℃，而海拔 1735 米（ 5692 英尺）的托萨里（Tosari）为 16℃。在高原上，有夜霜出现；白天炎热，阳光充足，夜间则需要生火、盖毯子， 对比极其鲜明。

A2 热带海洋性气候 海洋类型的热带气候分布于各陆块的东侧（特别是边缘有陡峭高地的地方），以及热带纬度内的岛屿。这些地区不仅在一年中部分时间内发生对流雨——这是热带辐合带季节性迁移的结果；而且在一年中部分时间内降落由 Tmk 气团（实际上是信风）带来的地形雨。实际上，它们有时叫做“信风海岸”。南美洲的圭亚那海岸、巴西东海岸、狭窄的中美地峡、西印度群岛、莫桑比克海岸和马达加斯加东部海岸，以及夏威夷群岛

（岛上的怀厄莱阿莱峰曾测得短期内平均降水 1234 厘米（486 英寸）都属于这类气候。

这些热带海洋性气候海岸（以及类似纬度的热带季风气候的海岸）的一个特征是有猛烈的风暴出现，这种风暴称为气旋（在印度洋中）、飓风（在西印度群岛和墨西哥湾附近）和台风（在中国海和西太平洋边缘）（照片 99）。牙买加这些热带海洋性气侯地区的降雨总量和分布的具体情况随位置变

化而有很大的不同，因为地形的影响极为重要。刚好位于北纬 18°的牙买加，是大致呈东西走向的岛屿，岛上有同一方向的山脉，最高的蓝山海拔 2100 米（7000 英尺）以上。对流和信风两者结合，使夏季成为雨季，但即使在冬季，信风也带来一些降雨。东北海岸的安东尼奥港（年降雨量 353 厘米（139 英寸））、蓝山峰（445 厘米，175 英寸）以及南海岸雨影区的金斯敦（86 厘米，34 英寸）等地的降雨总量明显不同，表现出方位的影响。金斯敦从 1

月到 4 月有一明显干季，在此期间降雨不到 10 厘米（4 英寸），因为对流和信风活动性都处于最低点。但是在安东尼奥港，即使是最干月（3 月）也能获得平均将近 13 厘米（5 英寸）的降雨。

关于温度是毋需赘言的，因为它们与赤道的数值相似。金斯敦年平均温度约 26℃，季节较差在 3℃以下。温度变化不大，原因在于其近海的位置， 但是由于向岸信风具有强烈的“凉爽性”，环境状况远没有真正的赤道气候那样令人疲乏无力。

A2m 热带海洋性（季风）气候热带地区东海岸的某些地区处于热带海洋性条件之下，但是由于它们位于受方向逆转的季风强烈影响的陆块附近，因而带有明显的季风特征。这些地区包括越南沿海、菲律宾群岛、昆士兰州东北部，可能还包括斯里兰卡。斯里兰卡在许多方面与印度尼西亚一样，可以包括在 Alm 类型中，但是许多地区的季节温度较差要明显得多（北部平原地区月平均温度变化于 25℃和 32℃之间），因而把这个岛屿包括在这个类型较更好些。但是，科伦坡的月温值仅变化于 27℃和 28℃之间，这表明该岛位置具有稳定气温的作用。

这一气候类型与热带海洋性气候类型（A2）相似，因为全年有雨，但明显的季风影响对雨季有加强作用。北越的芒街年降雨总量为 269 厘米（106

英寸），降雨最多时期在 5 月到 9 月之间（最多为 8 月的 61 厘米（24 英寸）），

而在 11 月到 3 月之间降雨量仅有 25 厘米（10 英寸）。与此相似，澳大利亚

昆士兰海岸的凯恩斯降雨总量为 226 厘米（90 英寸），雨季从 1 月到 4 月， 这一期间，信风作为东向季风被引向澳大利亚北部低压，并以直角与大分水岭相交。

斯里兰卡（锡兰）其降雨状况较为复杂，因为涉及到三个不同因素。首先，季风的逆转在不同的时间影响岛屿的不同地区。西南季风在 6 月到 7 月

把降雨带到西部，消退中的西南季风在 10 月到 11 月间将降雨带到东部，来

自孟加拉湾的东北风在 12 月到 1 月间将降雨带到东岸。第二个因素是岛屿中南部高 2500 米（8300 英尺）的一片高地，这加深了季风对两侧海岸的影响， 具体影响哪一侧海岸，这取决于特定气流的方向。第三个因素是该岛位于热带辐合带的北缘，受到高温和对流的影响，而且被有大量潮湿气流在其上形成的温暖海洋所包围。

因此，位于增温的西部海岸平原但背靠山脉的科伦坡，每月都有降雨， 但有两个明显的最大值，一个在 4 月（25 厘米，10 英寸）、5 月（28 厘米，

11 英寸）和 6 月（18 厘米，7 英寸），另一个在 10 月（33 厘米，13 英寸） 和 11 月（30 厘米， 12 英寸）。东北部海岸的亭可马里在 2 月和 7 月之间有一较明显的干季（这六个月中，每个月仅有大约 5 厘米（2 英寸）降雨）， 主要降雨期在 11 月（36 厘米，14 英寸）、12 月（36 厘米，14 英寸）和 1 月（18 厘米，7 英寸）。

地形的影响还表现在两个“干带”的存在，一个在北部平原，另一个在南部沿海，这里的年降雨总量约 130 厘米（50 英寸）。大家都知道，对于中纬度来讲这明显是潮湿的，但是其有效性，由于迅速的蒸发和猛烈、短暂的阵雨而减小。

A3 热带大陆性气候 在赤道多雨带和热荒漠之间有一个过渡带，这一过渡带夏季各月位于热带辐合带内而有对流带，但是其他各月处于 TmK 气团（信风）的影响之下。信风只有在某些东缘地带才能引起降雨；而在大陆内部， 信风是干旱的风。例如，远达西非的撒哈拉的东北信风，在海岸附近它们称为哈马丹风（the Harmattan），有时称为“大夫”风，因为与夏季的潮湿相比，这种风干燥，有益于健康。但是在内地，信风极其干燥并夹带灰尘，使人极不舒服。

由于这种季节变化，热带大陆性气候地区具有夏季对流雨时期和与之交替的干季，干季期间盛行信风或稳定的 Tc 气团。随着离赤道距离的增加，不论是降雨总量还是雨季长度都减少。例如，虽然赤道地区尼日尔河三角洲口部的阿卡萨年降雨量达 366 厘米（144 英寸），但向北远一些的卡诺年降雨量却为 81 厘米（32 英寸），尼日尔共和国的南部仅约 50 厘米（20 英寸）。卡诺在 11 月和 2 月之间完全没有降雨，其后，在 7 月（18 厘米，7 英寸）、8 月（28 厘米，11 英寸）和 9 月（13 厘米，5 英寸）雨季以前的 4 个月内降雨也极少。大部分降雨短暂而猛烈，这对农业很不利，而蒸发速度高更加剧这种不利的影响。另外，各年之间降雨总量极不可靠。

温度的季节变化随着冬季夏季日射差因纬度增加变得更为明显而逐渐减小。最高温度出现于开始降雨以前，这是空气干燥、天空无云的结果。在接近荒漠边缘时，常常出现 32℃以上的月平均最高值；曾出现 43℃的荫蔽温度。温度的日较差很明显，因为促进白昼增温的晴朗天空也有利于夜间辐射， 因而即使在回归线以内，夜霜也并非没有出现过。

具有热带大陆性气候的主要地区，位于非洲几内亚湾—扎伊尔盆地赤道地区以北、以东和以南的地区，特别是从佛得角横跨大陆几乎到非洲东角， 然后又穿过东非向南几乎远及开普省的一个宽 1000 公里（600 英里）的连续地带。在南美洲，这一类型分布于圭亚那和巴西高地，以及墨西哥高原。这种气候形成了热带草地。

A3m 热带大陆性季风气候 季风气流转换的主要原因和特征，前已讨论。在描述气候类型 Alm 和 A2m 时，也曾评述过它的影响；在这些类型中， 季风的影响在于提高降雨的最大值，但一年的其余时间完全无雨。

但是，在印度、缅甸、泰国、中国南部、澳大利亚北部和非洲东角附近地区，向内陆吹送的带雨季风（TmK(M））和向外吹送的干季风（Pc（M）） 之间有着极其明显的季节对比。干季是这样的明显，以致划分出一个热带大陆性季风气候是恰当的。

印度印度次大陆的这种季风气候表现得非常明显。其气候年通常划分为四个季节——“冷季”、“热季”、“雨季”和“季风后退季”。

冷季在 1 月和 2 月，其特点是有晴朗的天空和干燥、阳光充足的天气。旁遮普的平均温度约为 10℃，印度南部约为 21℃。温度的日较差是明显的。在新德里， 2 月正午的温度有时达到 29℃到 32℃，但傍晚温度急剧降低， 常常降到 10℃以下，而且霜冻并非从未出现过。在这个季节中，空气凉而稳定，刮离岸风，因而印度的大部分地区较干燥。仅有的降雨地区是旁遮普和半岛的最东南部。前者从向东移动的浅低压获得降雨。低压的成因尚未清楚， 但它们或者形成于俾路支的山脉，或者远从地中海流域长驱直入。降雨量不多，每个月降雨量为 2.5—5 厘米（l—2 英寸），虽然在喜马拉雅山麓雨量较多，西姆拉 1 月和 2 月降雨共约 18 厘米（7 英寸）。马德拉斯以南的东南部海岸，从与后退的热带辐合带有关的东北气流获得几厘米降雨。

从 3 月到 6 月中旬为热季，热量随着高太阳移动而稳定增加，直到 5 月和 6 月初达到明显高于 38℃的最大日温。在信德，曾记录到 49℃的荫蔽温度。在内陆，这个季节的特征是炎热、阳光强烈和极为干燥，有时天空蒙蒙胧胧地呈铅灰色。但在海岸附近，湿度可能较高，天气状况甚至使人不太舒服。同时，随着温度增高，低压在旁遮普逐渐形成。风暴时常出现，通常伴有尘暴；在海岸附近，可能会发生偶然的大暴雨，这里有从海洋来的潮湿气流， 大气状况很不稳定。

从 6 月中旬到 9 月中旬为雨季，雨季与西南季风有关。当印度西北部的低压发育到最强盛时，印度洋的微弱空气环流便消失殆尽。接着，东南信风越过赤道，在北半球向右偏转，从而形成印度半岛的西南季风。当对流层上部的西风带随着大环流的季节性再调整而退缩到西藏高原以北时，西南季风便向北推进。穿过孟加拉湾的那部分季风气流，部分由于喜马拉雅山屏障的导引而转向西北，溯恒河而上流向信德的低压中心。

由于气流在温暖洋面上的吹程达 6400 公里（4000 英里），因而季风携带着大量的水汽。在季风到达印度和缅甸以前，先下几天细雨，接着季风突然“爆发”，带来暴雨和雷暴。最大的雨沿着与风向直交的山脉一线分布， 如西高止山脉、若开山脉和卡西丘陵。孟买 6 月降雨量 50 厘米（20 英寸），

7 月降雨量 61 厘米（24 英寸），8 月 38 厘米（15 英寸），9 月 28 厘米（11 英寸）。缅甸若开山脉西部的阿恰布年降雨量为 518 厘米（204 英寸），印度东北部卡西丘陵角上高 1358 米（4455 英尺）的乞拉朋齐年降雨量 1161 厘米（457 英寸），是世界上最潮湿的地区之一。实际上，这里曾有过年降雨量 2300 厘米（905 英寸）的记录，也有过一个月 930 厘米（366 英寸），24 小时 103.6 厘米（40.79 英寸）的雨量记录。低地雨量少得多，总降雨量向印度西北部逐渐减少——加尔各答为 163 厘米（64 英寸），贝拿勒斯（瓦拉纳西）为 102 厘米（40 英寸），德里为 66 厘米（26 英寸），拉合尔为 46

厘米（18 英寸）。而且，雨影区特别显著，德干大部分地区年降雨量为 50

—75 厘米（20—30 英寸），西高止山脉雨影区的浦那年降雨量仅为 74 厘米

（29 英寸），缅甸若开山脉后面的“干带”中的曼德勒年降雨量为 84 厘米

（33 英寸）。离乞拉朋齐不到 40 公里（25 英里）、位于山脉背风处的西隆为 89 厘米（35 英寸）。

塔尔沙漠位于巴基斯坦，沙漠中的雅各布阿巴德（在劳埃德大坝西北 80 公里（50 英里）处）仅有 10 厘米（4 英寸）的降雨。这种极端的干旱，部分是由于它的位置接近低压中心的结果，低压中心的风在经过漫长陆路途径以后几乎不含水汽；部分是由于来自俾路支高空干热气流的结果，高空干热气

流阻碍垂直上升和可能产生对流雨的积云的形成。

最后，从 9 月中旬到 12 月为季风后退季。随着携带雨水的风离开北部地区，它们的影响越来越向南移动，而代之以微弱、多变的北风。

10 月和 11 月，这些后退中的季风将一些降雨带到东南海岸，因为它们仍然向陆地吹送，例如马德拉斯 10 月（28 厘米，11 英寸）和 11 月（36 厘米，14 英寸）降雨量最多。印度大部分地区天空晴朗，太阳不停地照耀着， 相对湿度减小，“冷季”的较低温度即将来临。

澳大利亚 澳大利亚北部的季风状况与亚洲的季风成互补关系，但发育得不太强盛。夏季风中心是发育于澳大利亚中部偏北地区的低压系统，这个地区 12 月平均月温在 32℃以上。带雨的风从西北和北方越过印度尼西亚群岛到达澳大利亚北部海岸。l 月的雨区几乎达到南回归线。西澳大利亚北部海岸的温德姆，降雨总量为 71 厘米（28 英寸），其中 56 厘米（22 英寸）在12 月和 3 月之间，而离赤道更近并背靠低山的达尔文降雨量为 157 厘米（ 62

英寸），其中 42 厘米（16 英寸）的降雨集中于 1 月。

一年中的其余时间，南回归线以南的澳大利亚，部分处于高压条件下， 干空气向北越过海岸吹向印度尼西亚。天空万里无云，相对湿度低，风力强盛而稳定，而澳大利亚北部却无雨降落。

1. 暖温带气候

以夏季炎热、冬季温和（即无冷季）为特征的暖温带气候类型（图 202）， 是热带地区和寒温带纬度间的过渡气候。在各大陆的西缘和东缘之间，有着明显的差异。西缘从 Tm 气团获得冬季雨，由于干燥信风的存在或亚热带高压地区平静的 Tc 气团的作用而发生夏旱。东缘地区倾向于全年降雨，降雨不仅来自信风和各种地方性的向岸风，而且也来自于已向东移动的低气压。

这里也有一个复杂的问题，即亚洲陆块边缘的华南的季风影响，这种影响特别显著，应当划出一个单独的气候类型。

B1 大陆西部边缘（地中海）暖温带气候 这个气候类型出现于纬度 30

°和 40°之间的大陆西缘。在新大陆，分布地区在加利福尼亚中部和智利中部，明显地以内陆山脉为界。冬季，低压从太平洋向东过境，导致风向的变化，但是形成相当长时期的西风。因此，在 10 月和 3 月之间，圣弗朗西斯科降雨量为 48 厘米（19 英寸），洛杉矶为 38 厘米（15 英寸）；南半球冬季时类似，5 月到 8 月间，瓦尔帕莱索降雨量为 43 厘米（17 英寸）。降雨总量向极地增加，向赤道减少，雨季的时间长短类似。

夏季，亚热带高压带在南北两半球太平洋海岸以外形成一个明显的反气旋；风一般说来微弱，并有长时期的静风。这一点加上沿着这两段海岸有表层寒流流过，以致来自海域的任何气团都比增热的陆地冷，导致实际上无雨的夏季。但是，雾在海岸附近极为常见，特别是加利福尼亚的金门附近。

即使是夏季各月，加利福尼亚和智利 90％以上的风都来自海洋。山脉实际上将这些海岸边缘与大陆其余部分隔了开来；通常将夏季干旱解释为干燥陆风的结果，这是不正确的。

图 202 暖温带气候

寒流的另一个影响，是它们改善海岸地区的夏季温度；例如，圣弗朗西

斯科 7 月平均温度仅 14℃，但向内陆，这种冷却作用迅速消失，特别是在加利福尼亚的中央谷地，例如谷地中的莱德布拉夫 7 月平均温为 27℃。

西缘的这种情况也出现于南非共和国开普省的西南部和澳大利亚西部和西南部。不存在任何明显的山脉屏障和大陆的狭窄性，使开普省和澳大利亚南部的气候向东逐渐地转变为东缘类型（B2），而在澳大利亚西部，气候转变为半荒漠和荒漠。

地中海流域这种气候类型最大的分布区是在地中海的四周，这一地区完全被看成是此种气候类型的地区，因而“地中海”一词已成为冬季降雨、夏季干旱气候，和与之相关连的独特植被类型的同义词。事实上，地中海流域山地岛屿和半岛相互交替，流域向东远远延伸到旧大陆地块的内部，这使得这种一般的气候状况产生了复杂的变化。不过，这一气候类型的主要特征确实还是存在的——冬季降雨，夏季基本上完全干旱，冬季温和，在 6℃以上， 夏季炎热、日照强烈，通常在 21℃以上。降雨总量一般向东减少——直布罗陀降雨量 91 厘米（36 英寸），巴勒莫为 64 厘米（25 英寸），雅典为 41 厘米（16 英寸），但是方位（如意大利半岛东西侧之间的差异）是重要的。

地中海是气压和风有季节性变化的区域，它被称之为“冬季低压之湖”， 但较确切地说，它是一个明显的锋带（地中海锋，即 MF），锋带的特征是有一连串的低压在中欧和北非高压之间向东移动。这些低压运动缓慢，有较为明显的路径，每一低压的过境都导致风向的不断变化。有些低压从大西洋穿越直布罗陀海峡或卡尔卡松隘口，而另一些则在地中海本身以内生成，即所谓背风低压。因此，特定的气压分布与各种盛行风向有关，其中每一种风都有明显的温度和湿度特征（图 192）。

在夏季，中纬度 Tc 气团高压带扩展到南欧和地中海，地中海流域以静风或微弱的北风为特征。在气压图上，等压线一般呈南北走向，气压梯度微小。偶尔可能有一个低压远达科西嘉。

科西嘉的气候明显地表现出这一气候类型的主要特征，同时也明显表现出由几种因素所形成的局部显著变化。此岛位于北纬 43°、地中海流域西部的中心，它的岛屿位置有缓和作用，其地表的大部分为山地。岛屿性使海岸附近的夏季温度得到改善，而日温和日气压的局部变化则产生明显的海陆风。其高度导致温度的降低（因此人们可以区分出一系列的气候垂直带）， 它使由于方向而引起的差异变得更大，并增加迎风坡的降水。

此岛有明显的秋冬季降水最大值。阿雅克肖年降雨量有 74 厘米（29 英寸），巴斯蒂业为 91 厘米（36 英寸），但降雨总量在内地大为增加。维扎沃纳高 1160 米，年降雨总量为 165 厘米（65 英寸）；朝向西面的漏斗状谷地的顶部大概更多，但没有雨量记载。

这些降水统计数字包括降雪在内。虽然海平面上降雪很罕见，但是雪从12 月中到 4 月期间覆盖着此岛海拔 1500 米（5000 英尺）以上的地区，朝北的沟谷积雪时间更长。

B2 大陆东部边缘暖温带气侯 暖温带纬度地区的东部边缘同样具有西部边缘的温和的冬季和炎热的夏季，但是降雨量及其季节分配明显不同。这个东部边缘类型分布于美国东南部大西洋和墨西哥湾沿海一带、拉普拉塔河口附近、非洲最东南部和澳大利亚东南部。新西兰的北岛在某种意义上是西部边缘和东部边缘之间的中间类型，因为此岛的宽度如此之小，以致在东西两面都受到海洋的影响。

这一气候类型的主要特征是具有温和的冬季和温暖的夏季（布宜诺斯艾利斯 7 月为 9℃，1 月为 23℃；新奥尔良 1 月温度为 12℃，7 月温度为 28℃）。各台站间降雨量大不相同，这取决于条件或方位，但是降雨量全年分配相当均匀，因为它受到频繁出现的 Tm 气团的影响。冬季，向东运动的低压带来气旋雨，东面吹来的向岸风加上对流的影响，形成夏季雨。悉尼夏季 6 个月降

雨 56 厘米（22 英寸），冬季 6 个月 66 厘米（26 英寸），而新奥尔良分别为

64 厘米（25 英寸）和 79 厘米（31 英寸）。夏季降雨常常呈短暂的大阵雨， 冬季雨则更多地呈现持续性小毛毛雨的形式。但是，降雨总量各年间有很大变化；布宜诺斯艾利斯平均年降雨总量为 94 厘米（37 英寸），但曾记录到多达 203 厘米（80 英寸），少仅 53 厘米（21 英寸）的年降雨量。

拉普拉塔河口 这个例子包括巴西极南部、乌拉圭和阿根廷向南远达布兰卡港的地方，向内陆一直伸展到干燥度愈益增加形成的半荒漠气候为止。夏季，高压位于副热带纬度的南大西洋和南太平洋上空。东部海岸的风

尽管不规则，但倾向于从东面即向岸吹来。冬季时，高压带跨过南美洲直到南回归线以南。在巴塔哥尼亚和附近海域上形成的一系列低压向东移动。这些低压形成了含有水汽的东南风，从而把降雨带到沿海地区。

因此，在沿海地区，全年的降雨分配相当均匀，越向内地，降雨总量和冬季得到降雨的百分率都减少。科尔多瓦全年降雨量为 71 厘米（28 英寸）， 冬季三个月降雨不到 2.5 厘米。

B2m 大陆东部边缘（季风）暖温带气候 属于暖温带纬度的亚洲东部沿海地区都不属于东 部边缘类型，因为亚洲海岸由方向逆转的季风气流控制， 夏季为 TmK（M）气团，冬季是 Pc（M）气团。因此有必要划分出东部边缘类型的季风变型。这一变型分布于中国长江流域与西江（Si-kiang）流域之间

（实际上，它常常被称为“中国类型”），它还分布于日本南部。

除了强盛的东南季风使夏季降雨最大值显著得多（特别是内陆）以外， 降雨情况与东部边缘类型没有很大差异。例如，闽侯（Minhow）年降雨总量为 117 厘米（46 英寸），4 月到 8 月的 5 个月中降雨 74 厘米（29 英寸）； 而在四川重庆，年总降雨量为 107 厘米（42 英寸），11 月和 3 月之间仅有15 厘米（6 英寸）。这里的冬季雨是由于低压沿长江和西江流域向东移动， 暂时中断向外吹送的寒冷季风而形成的。像影响印度北部的低压一样，这些低压的成因还不很清楚，因为它们要从大西洋向东经过欧洲和亚洲而仍然保持较多的水分是不可能的。它们必然是起源于中亚本身。

季风变型与东部边缘类型之间的另一个区别是温度的季节性对比较大。华南相对于其所处纬度而言特别寒冷，因为它容易遭受从亚洲高压地区吹出的寒冷西北季风的影响。例如，上海（北纬 32°）1 月平均温度仅 3℃；但是，受山脉边沿蔽护的四川盆地的重庆，1 月平均温度为 9℃，这是内陆地点冬季温度高于大致同纬度的沿海某一地方的实例。

日本南部的冬季温度由于岛屿性而较为温和，1 月平均温度大约 7℃，夏季温度约 27—29℃。

1. 冷温带气侯

暖温带和冷温带气候之间的划分标准在于这样一个事实，即后者具有一个明显的、平均温度接近或低于 43°F（6℃）的 1 到 5 个月的冷季。冷温带

类型可以分为三类（图 203）。

位于纬度 40°—55°之间的大陆西岸地区，经受着海洋的影响，温度温和而稳定，全年都有低压和与之有关的西风（海洋性类型）。再向内陆是大陆性类型，季节温度愈益极端，降雨总量减少。第三，在亚洲边缘，季节性极其明显的季风情势形成大陆性季风类型。

C1 冷温带海洋性气候 这一海洋性类型分布于北美洲不列颠哥伦比亚、俄勒冈州和华盛顿州的沿海，在这些地方，它被海岸山脉局限为一狭窄的带。此类型在欧洲呈较宽阔的地带延伸，包括不列颠群岛、斯堪的纳维亚南部和西欧，但是由于没有高山屏障，使得海洋性类型能向东逐渐演变为大陆性类型，并向东进而演变为寒冷大陆性类型。在南半球，海洋性类型分布于智利南部狭窄的海岸线一带、塔斯马尼亚和新西兰的南岛。

图 203 冷温带气候

冷温带海洋性气候的主要特征是不同气压系统及温度和湿度不同的有关气团非周期性地过境。所有这些主要的气团类型都能在一年的某个时间区别出来，尽管 Pm 气团最为频繁。用 A·A·威利的话来说是“海洋性和大陆性类型的气候对比，可以通过每一气团及其天气类型的两种饱和度和出现频率的比例大小加以说明”。

也许可以作一些概括性的说明。这个气候类型的温度年较差小（如瓦伦西亚 1 月平均温度为 7℃，7 月为 15℃；霍巴特 7 月为 8℃，1 月为门 17℃）， 真正的海洋性类型如锡利群岛，霜冻是极为罕见的；锡利群岛在记录到的最低温度为-3℃。雨量全年均匀分布，但是有冬季最多、春季最少的趋势。例如，瓦伦西亚降雨量为 142 厘米（56 英寸），其中 4—6 月降雨量只有 25 厘米（10 英寸），最湿月是 12 月，降雨量为 15 厘米（6 英寸）。

由于地形影响，降雨的变化相当大。英格兰东部的大部分，年平均降雨量少于 61 厘米（24 英寸）；最干的地方是在泰晤士河口埃塞克斯郡沿海的大韦克灵，年雨量仅 46 厘米（18.1 英寸）。据记录，英国最干年是 1921

年，马盖特的降雨总量仅 23 60 厘米（9.29 英寸）。与此明显不同的是，威尔士北部的斯诺登地区、英吉利湖区中部和苏格兰西部本尼维斯山附近和其他一些地方，平均年降雨量为 380—500 厘米（150—200 英寸），成为欧洲最潮湿的地区。英吉利湖区斯普林克林塔恩（Sprinkling Tann）的雨量器1954 年曾记录到 653 厘米（257 英寸）（英国最高记录），在斯蒂黑德（Sty Head），1928 年曾记录到 635 厘米（250 英寸），斯诺登山山顶以下的格拉斯林 1909 年降水为 617 厘米（243 英寸）。曾记录到的最湿月是 1909 年 10 月份，在斯诺登山附近的林列道（Llyn Llydaw）为 144 厘米（56.54 英寸）， 即为伦敦年降雨量的两倍以上。另一方面，1932 年 2 月，整个英吉利湖区完全没有降雨，1968 年 7 月至 8 月（据记录，英格兰东南部这一年的夏季是这一地区最潮湿和云量最多的夏季之一）是这一地区最晴好的 7、8 月之一。此外，多雨的地区有限，伊登河谷的彭里斯（在莱克兰山脉以东仅几公里）， 为 92 厘米（36.4 英寸），迎风西海岸的沃金顿为 94 厘米（39.9 英寸）（图199）。

在新大陆，冬季降水最多的现象更加明显得多。温哥华平均年降雨量为150 厘米（60 英寸），其中 112 厘米（44 英寸）集中于 10 月和 3 月之间； 瓦尔迪维亚年降雨量 267 厘米（105 英寸），其中 200 厘米（79 英寸）集中

于 4 月和 9 月之间。降雨主要是气旋雨和地形雨，所以西部边缘总量最大， 而向东减少。

冷温带气候的这种海洋性类型，逐渐向东变为大陆性类型，向赤道变为暖温带类型。图 198 表示法国各台站月降水量，反映出其位置的过渡性质。 C2 冷温带大陆性气侯 大陆性类型位于海洋性类型的内陆，因为没有大

的山脉屏障，在欧洲，海洋性类型逐渐演变为大陆性类型，并向东延伸直至大陆性不断增强，形成据以划分寒冷气候的漫长的冷季。可是在北美洲，科迪勒拉山系形成一明显的气候界线，这两种类型之间有一个“山地气候”G 带。

欧洲冷温带大陆性气候的特点是降雨总量向东逐渐减少，同时有夏季降雨最大值愈益明显的趋势（对流影响的结果），温度季节较差明显得多，特别是冬季愈益严酷。冬季的降水通常呈雪的形式，积雪时间长、但由于湿度低，积雪厚度一般不大。

气旋影响不太显著，特别是在较稳定的反气旋条件（欧亚大陆冷却的结果）阻止低压东进的冬季。冬季中温和的时期变得愈益少见，有时，冬季亚洲反气旋向西延伸和增强会形成一个漫长时期的异常寒冷。空气总的来说较干燥，而且干旱、晴空和晴好天气的时期有愈益加长的趋势。

德国德国位于海洋性和大陆性类型之间的过渡带，可以划分出反映冷温带气候特征的四个主要气候亚区。

北海沿岸的一个比较狭窄的地区属于“变性的海洋性”气候类型。汉堡1 月平均温度为 0℃（易北河有时结冰），7 月平均温度为 17℃。年降雨量约为 71—76 厘米（28—30 英寸），分配相当均匀，但是有一明显的秋季最大值和较明显的春季最小值。

“变性的大陆性”气候类型位于近内陆地区，向东延伸到易北河中游， 温度较差略微明显一些，马格德堡 1 月平均温度为-0.5℃， 7 月平均温度为18℃。降水量稍有减少，年降水量约 58—66 厘米（23—26 英寸），夏季因对流强烈而降水明显增多，春季明显减少。矗立于北欧平原的孤立的哈茨山脉显示出地形的影响，年降水量超过 150 厘米（60 英寸）。

易北河以东是真正的冷温带大陆性气候类型，这种类型更为极端。柏林 1 月平均温度为-1℃，7 月平均温度为 19℃，降水量为 58 厘米（23 英寸）， 最湿月为 7 月（8 厘米，3 英寸），最干月为 2 月（3.6 厘米，1.4 英寸）。降水量变率很小，柏林 73 年的降水量表明，年总量很少明显低于 50 厘米（20 英寸），也很少高于 71 厘米（28 英寸）。最湿年降水量为 76 厘米（30 英寸）

（1882 年），最干年降水量为 36 厘米（14 英寸）（1857 年）。

德国南部地形多样，使这个地区气候表现出各种地方性变化，温度在很大程度上是高度的结果，楚格峰气象站（高 2963 米，9220 英尺）1 月平均温度为-12℃，8 月平均温度为 2℃。黑林山相当大地区降雨量超过 130 厘米（50 英寸），阿尔卑斯山山麓丘陵为 15—2OO 厘米（60～80 英寸）；可是与此呈鲜明对照的是，莱茵河谷仅有约 50 厘米（20 英寸）降雨，因为它位于孚日山脉的雨影区。冬季大部分降水呈现雪的形式，这一点加上阳光充足（这是频繁的反气旋条件的结果），使得巴伐利亚阿尔卑斯山冬季运动具有吸引力； 1936 年冬季奥林匹克运动会在加米施-帕膝基兴举行。

北美洲在新大陆，冷温带大陆性气候类型向东延伸，经过加拿大南部和美国约远达北纬 35°处。这个地区情况复杂，因为它受到大陆本身形成的低

压和来自大西洋的风的影响。缺乏横向屏障，使来自墨西哥湾和来自北极圈以北的气团都能够到达这个地区。纽约和芝加哥有时遭到冬季破坏性暴风雪的袭击，而夏季热浪能使温度计上升到 38℃以上。

奥马哈是真正大陆性类型的。一个典型例子，它 1 月平均温度为-6℃，7 月温度为 25℃，而在 74 厘米（29 英寸）的年降水量中有 56 厘米（22 英寸） 集中于 4 月和 9 月之间。

美国东部美国东部沿海属于这种气候类型，因为有季节性温度较差，虽然季节温度较差不象大陆内部那么显著（图 185）。波士顿 1 月平均温度为

-3℃，7 月平均温度 22℃；而华盛顿分别为平均 1℃和 25℃。可是，降水量的分配十分均匀，这是由于来自大西洋上空、向东运动的低压前方的东南风所带来的海洋影响的结果。华盛顿年降水量为 104 厘米（41 英寸），仅有一个月降水量在 8 厘米（3 英寸）以下。

C2m 冷温带大陆性（季风）气候中国北部一小部分，朝鲜、中国东北地区南部和日本中部等都属于冷温带气候类型，因为它们有 1—5 个月的冷季。象亚洲大陆的其他东部边缘一样，这些地方受到周期性极为明显的季风影响。降水主要在夏季，由东南向海风带来；北京年降水量为 64 厘米（25 英寸），其中 53 厘米（21 英寸）集中于 6 月到 9 月之间，寒风导致相对纬度

而言极低的冬季温度；北京 1 月平均温度为-5℃，沈阳为-13℃。然而，夏季温度高，即使沈阳（北纬 42°）7 月平均温度也达 25℃。

日本中部具有明显的季风气候，但是它的岛屿位置，特别是由于温暖的黑潮的关系，有助于使大陆出现的严酷条件有所缓和。这个多山的群岛既受低压，也受两种季风的影响。日本西部冬季雨量较多，日本东部夏季雨量较多，但大部分地区全年都有一些降雨。东京年降水量 150 厘米（60 英寸）， 其中几乎恰好 2/3 集中于 5 月至 10 月之间。温度不象大陆那样极端；东京几乎与北京纬度相同，但 1 月平均温度却高 8℃。

1. 寒带气候

以上关于冷温带气候的大部分内容在较大的程度上适用于寒带气候（图204）。寒带气候位于西风带内，向内陆同样具有海洋性类型和大陆性类型之间的过渡；年降水量渐减，温度较差渐大，冬季寒冷逐渐加剧。但是，由于巨大而稳定的 Pc 气团控制，冬季比冷温带长得多，也严酷得多。可以再度划分出海洋性、大陆性和大陆性季风类型，但是由于南部大陆靠近南极的区域范围有限，南半球没有这些类型出现。

D1 寒带海洋性气候 这种气候局限于阿拉斯加和斯堪的纳维亚比较狭窄的沿海地带，这两个地带在内地都与山脉相邻接。这些海岸有暖流流过， 暖流导致“冬季暖湾”（图 182），因为相对温暖湿润的 TmK 气团从海域向东北运动。法罗群岛的托尔斯港（北纬 62°）1 月平均温度为 3℃，而夏季温度变动于 10℃和 16℃之间。

图 204 寒带气候

与低压有关的西风带有大量水汽，因而山区全年湿度总是很高，并有大量降水。卑尔根年降水量为 213 厘米（84 英寸），荷兰港为 160 厘米（63

英寸）。秋冬期间，低压的出现较为频繁，从 10 月至 3 月的 6 个月中，降水

量约占年总降水量的 2/3。山区的降雪极大，特别是阿拉斯加的圣埃利亚斯山脉。

D2 寒带大陆性气候 这一类型在北美洲从阿拉斯加一直延伸到圣劳伦斯湾，在欧亚大陆从波罗的海几乎延伸到太平洋。随着接近大陆内部，温度迅速地变得越来越极端；加拿大中部的温尼伯，其 1 月平均温度为-20℃，道森城（在温尼伯向北 14°纬度处），为-31℃。亚洲大陆广阔，致使冬季更加严寒。卑尔根 1 月温度为 1℃，奥斯陆为-4℃，列宁格勒为-9℃，托博尔斯克为-19℃，奥廖克明斯克为-68℃，上扬斯克（它实际上位于地球的“冷极”）为-51℃。在上扬斯克也曾记录到-68℃的惊人低温。然而，夏季温度非常高，上扬斯克 7 月平均温度为 16℃，温尼伯为 19℃。

降水稀少，因为这些大陆内部远离海洋，而且，特别是在北美洲的西部有山脉屏障。许多地方降水不到 50 厘米（20 英寸），埃德蒙顿为 43 厘米（17 英寸），上扬斯克仅 13 厘米（5 英寸）。冬季降水主要呈干暴风雪的形式降落，数量微不足道；一半以上降水降落于夏季三个月。

加拿大东部加拿大东部沿海可划入这个寒带大陆性气候类型，因为冬季严寒，温度年较差相当大。魁北克 1 月平均温度为-12℃，7 月平均温度为 19

℃。但是，降水量比大陆内部大得多。魁北克年降水量为 104 厘米（41 英寸）， 仅有一个月降水量少于 8 厘米（3 英寸），这是这种风富含水汽所致，它与五大湖区和圣劳伦斯河流域上空向东移动的低压锋区有关。大部分冬季降水呈雪的形式。

D2m 寒带大陆性（季风）气候 关于寒带大陆性类型的季风变种，基本上无需再作赘述。这一变型影响中国东北地区中部和北部、俄罗斯太平洋沿海地区、萨哈林岛和堪察加半岛。冬季，条件实际上与大陆性类型相同：严寒（符拉迪沃斯托克（海参威）1 月温度为-15℃，鄂霍次克为-24℃），并且刮冰冷外流的西北季风。夏季，温度大幅度上升（符拉迪沃斯托克 8 月温度为 21℃），来自海上的东南季风带来比西伯利亚内地多得多的降雨；符拉迪沃斯托克 4 月到 10 月之间降水量接近 36 厘米（14 英寸）。

1. 极地气候

极地气候（图 205）没有一个月的平均温度高达 10℃，其范围包括阿拉斯加、加拿大和拉布拉多最北部、整个格陵兰、北极圈内岛屿的内部，以及俄罗斯北部沿海。在南半球有南极大陆。在过去大约 30 年以前，关于极地气候的气象学知识是非常贫乏而零散的。这些知识系以探险家的记录为基础。探险家所记录到的数据，尽管作为“气候标本”来说是十分重要的，但它往往是短时期的记录，带有不系统的性质。而目前已有相当多有常驻人员的气象台站于 1939—1945 年大战期间和大战以后建立在格陵兰、冰岛、扬马延岛、斯匹次卑尔根群岛、阿拉斯加、加拿大的岛屿、一些南极岛群和南极洲。

这一气候类型可分成三类。苔原气候有短暂的、温度在冰点以上的夏季， 这期间有连续的白昼，因而形成独特的苔原植被。夏季通常是晴空无云，日照时间长；虽然空气温度不高，但黑球温度表记录的太阳温度可超过 38℃。冬季温度远在冰点以下（西伯利亚沿海的萨加斯特尔，2 月平均温度为-38

℃，但它不象亚洲寒带大陆性气候类型中心那么低）。降水通常呈暴风雪形式，数量很少超过 28 厘米（12 英寸）。

图 205 极地气候

真正的极地气候是永冻气候，冬季严寒（伯德元帅于 1933—1934 年在南纬 80°只身度过冬季 20 天中曾记录到-51℃），暴风雪频繁，夏季温度也在冰点以下，但经常有很高的太阳温度。

虽然苔原和极地地区已被描述为极地气候，但它们在逻辑上也可作为“冷荒漠”划归荒漠气候（F）类型。降水量少，通常呈暴风雪的形式，科拉（摩尔曼斯克附近）为 20 厘米（8 英寸），萨加斯特尔仅 8 厘米（3 英寸）。

由于北冰洋和南极海洋的岛群都很多，可以区分出海洋性极地类型。这里冬季温度相当缓和，例如，位于北纬 71°的扬马延岛，3 月温度为-4℃（最低月均温），这是北大西洋漂流影响所致；位于北纬 78°的斯匹次卑尔根群岛 2 月平均温度为-19℃。降水量比其他北极地区高，从己获得的短期记录所表示的情况来看，这是低压进入极地地带的结果。格陵兰东南岸的昂马沙利克降水量为 91 厘米（36 英寸），南极洲的南乔治亚岛在 130 厘米（50 英寸） 以上。

1. 荒漠气候

荒漠气候（图 206）是干旱的结果，其含义已述及。干旱首先可因为位于大陆内部的位置而形成，从附近海洋获得水汽的风远不能到达这些地方， 如中亚。第二，荒漠气候可发生在经常处于湿度低和气流下沉的大而稳定高压系统（Pc 或 Tc 气团）影响下的地区。第三，它可能在干燥和干风影响下的地区（如地方性“雨影区”），或者信风这样一类风吹过的广阔的陆地地区，以及从较冷的纬度吹到较暖的纬度时；或者风从海洋寒流上空吹到被增热的陆地时出现。

图 206 荒漠气候

F1 热荒漠气候 热荒漠气候的特点是无冷季，月平均温度都在 6℃（43

°F）或 6℃以上。“信风荒漠”分布在北非和亚洲从摩洛哥到巴基斯坦的广大地区。在北美洲，大陆宽度向南逐渐减少，使热荒漠只分布在西南部的一个较小的地区，但是许多地方的荒漠却十分典型。例如，死谷是一个山间断层“槽”，年平均降水量为 4 厘米（1.5 英寸），一年有 351 个晴天；曾有三年没有发生可进行测量的降水。在南半球，范围最大的热荒漠是在澳大利亚，这里的热荒漠占据这块大陆中部（“死亡之心”）和西部的大部分地区。非洲西南部有纳米布荒漠和卡拉哈里荒漠；在南美洲，狭长的安第斯山脉把阿塔卡马荒漠局限于南纬 7°到 32°之间的狭窄海岸带。

年平均降水量所表示的是若干年份中几次倾盆大雨的平均数，大雨以后接着是完全无雨的若干月份，甚至年份。作者曾于 1945 年 2 月看到过连续不

断地下了一天倾盆大雨时被淹水 24 小时的开罗街道，但 2 月平均降水量仅

0.5 厘米（0.2 英寸），年平均降雨量为 3.3 厘米（1.3 英寸）。

沿海热荒漠在热荒漠达到大陆西岸处，它们经受到流向赤道的寒流和上涌冷水流的影响，这些寒流导致冷凉得惊人的夏季，因为这一季节空气从海洋移动到陆地上。鲸湾最热月平均温度为 19℃，伊基克平均温度仅 22℃。后者对于一个深处热带地区内部的台站来说是很低的温度。这也减小气温季节

较差；鲸湾最热月和最冷月之间的温差只不过 5℃。

这些“冷水海岸”的另一个作用已在介绍暖温带气候时指出，即带来高湿度，高湿度形成的雾和丰沛的露水，但很少形成降雨。雾在海岸附近的海面上形成，并向内陆飘拂 3—110 公里（2—70 英里）的距离。它们可能会象在阿塔卡马沙漠中那样发生充分的凝结，以滋养稀疏的植被。

大陆性热荒漠大陆内部出现的热荒漠比沿海的热荒漠严酷得多。这里曾记录到世界最高的温度。这种高温是极干燥的空气、无云的天空和连续不断的白昼日射的结果。曾记录到 50℃以上的温度；据认为，世界最高荫蔽温度记录是 1922 年在的黎波里以南约 40 公里（25 英里）的阿齐齐耶的 58℃。一个长观测期内最高月平均温度，大概是在阿尔及利亚的塞拉赫，其 7 月平均温度为 37℃，而信德荒漠中的雅各布阿巴德 6 月平均温度为 36.6℃。

这些大陆性热荒漠的温度季节较差虽高于“冷水荒漠”，但也不是很大， 通常不到 17℃。可是，日较差非常明显。晴朗的天空使白天能得到大量的日照，也能使夜间发生迅速的地面辐射，日落后几小时内温度可下降 14—17

℃。经常有 33℃甚至 39℃的日较差记录，在冬季的夜间，霜冻并非没有出现过。的黎波里的阿齐齐耶曾在 24 小时内记录到 52℃和-3℃，这是日较差的最高记录。

撒哈拉——世界上最大的热沙漠，过去几千年来有过明显的波动；近年来，十分明显而又不幸的是干旱带已大大地向南扩展到过去的萨王纳地区。这一地带从塞内加尔到埃塞俄比亚，几乎横跨整个非洲大陆，即所谓的萨赫勒地区。降水量的这种减少可能意味着各气候带向南作重大位移的早期阶段。这个气候带对人民的影响是灾难性的；牲畜死亡，庄稼歉收，婴儿死亡率急剧上升，难民们往南向邻近沙漠的城镇逃亡。

F2 中纬度荒漠气候 在亚洲和北美洲大陆内部边缘有山的高盆地和高原中间，分布着一些沙漠。这些沙漠的大陆性和封闭性导致夏季高温（喀什

（Kashgar）7 月温度为 27℃，卢克逊（Luk-tchun）为 32℃），白天最高温度可达 43℃以上。但是，同样的大陆性使冷反气旋条件在冬季占支配地位， 大多数亚洲冷荒漠冬季温度远在冰点以下；托克逊位于吐鲁番盆地海平面以下 17 米（56 英尺），其 1 月温度仅-11℃。

降水微不足道，所发生的降水是冬季偶然出现的低压过境或夏季罕见的对流暴风雨所致。喀什的年平均降水量仅 9 厘米（3.5 英寸）。

巴塔哥尼亚高原阿根廷的这个南部地区根据干旱程度可以划归荒漠类型，但南美洲大陆非常狭窄，以致温度较差因邻近海洋而减小。沿海的圣克鲁斯温度较差为 16℃，7 月平均温度为 0.5℃，1 月平均温度为 16℃。干旱是由于它处于安第斯山背风坡的位置而引起的，降水量仅 13—15 厘米（5—6 英寸）。

1. 山地气侯

笼统地描述山地气候几乎是不可能的，因为人们常说“山地形成其自身的天气’。如能绘制精确的山区实际温度图和降水量图的话，那末等温线和等雨线将会在很大程度上与等高线走向一致。

每条山脉都有一系列宽阔的垂直气候带，其性质取决于：①“基面”气候，和②该山脉实际高度。例如，安第斯山呈现性质上从赤道到极地的一系

列气候带。厄瓜多尔首都基多位于赤道，但其地势在 2850 米（9350 英尺） 的中等高度，各月平均温度的变化在 13℃上下的 1℃以内；这既反映出其纬度的平稳作用，也反映了高度的减缓作用。

垂直带 有两个例子足以说明山地气候。在墨西哥和中美洲，从海平面到大约 900 米（3，OOO 英尺）为热带岸边地（Tierra caliete）即炎热的热带沿海地区。从 900—1800 米（3000—6000 英尺）为高山温带（Tierra Templada），温度在 18—24℃之间。再向上是高山中间带（TierraFria）， 是最适宜于欧洲人移居的地区。墨西哥城位于 2250 米（7400 英尺）高度； 其最冷月为 1 月，1 月平均温度为 12℃；最热月为 5 月，仅高出 6℃；该城降水量为 58 厘米（23 英寸），主要集中于夏季各月。更高的山顶地带和永冻或积雪地带，有时称为高山永冻带（Tierra Helada）。

科西嘉有一系列垂直带，这些垂直带使一般性的西部边缘暖温带气候的变化更为显著。从海平面到 180 米（600 英尺），气候为“真正的地中海型”， 夏季炎热（不过有海风的调节），冬季温暖。从大约 180 米至 900 米（600

—3000 英尺）为温和而舒适的气候；与海平面相比，夏季较凉爽，降水量较多，干季较短。从 900—1500 米（4000—5000 英尺），仍然具有温暖而阳光充足的夏季，但冬季严寒；所有各季都可能降雨或降雪，尽管夏季降水仍然明显较少。从大约 1500 米到最高的顶峰具有寒冷甚至严寒的冬季，有大约 5

—6 个月的积雪。

山地气候的一般特征山区气候的许多特征是当地地貌的结果，每一地区都必须单个地进行讨论。气候学家必须考察当地下述细节：迎着还是背着优势风向和由此形成的多雨或雨影环境；降雪的次数和积雪的性质；逆温和谷底雾、霜的发生率；谷底和山坡获得的入射量；方位的差异，如阿尔卑斯山谷的阴坡（山阴 ubac 或阴坡 Schattenseite）和阳坡（阳坡 adret 或山阳Sonnen-seite）；焚风或钦诺克风一类风的发生率；山谷风的频率；常常具有很大威力和强度的“山地风暴”的发生。