冰洋气团又称北极气团，形成于北冰洋上及其沿岸的苔原上，秉性寒冷稳定，水汽含量很少，有气温逆增现象。冬季控制范围较广，可达中部西伯利亚，其南侵常伴同严寒天气，形成寒潮。夏季北退，南界为夏季冰洋锋的位置，大致南界西段在北极圈以北，东段在北极圈以南。
极地西伯利亚气团是影响亚洲冬季气候的主要气团，它在冬季控制亚洲广大范围，仅南亚因北有高大山系和高原层层阻挡，该气团难以到达。冬季，西伯利亚及蒙古高原一带，气温很低，地面冻结，经常处在反气旋控制之下，为气流辐散区，成为干冷的极地西伯利亚气团的源地。气团秉性极端寒燥，非常稳定，天气晴朗，且在低空常有逆温现象。它主要是向东和向南运行，在运行途中，视离源地的远近和下垫面的性质（如陆面或海面），而发生不同程度的变性，如苏联远东南部、我国东北及华北在此气团的影响下，多吹强烈的西北风，天气多晴朗严寒，且常有霜冻。运行至日本群岛时亦多为西北风，但因流经日本海面，气流下层暖湿增加，呈对流性不稳定，在里日本登陆后又被山地抬举，常有大风雪，及至越过日本中央山脉而下降至背风的太平洋岸时，其稳定性又见恢复，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110°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置，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置相当，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。
　　本文标题：亚洲的气候(4)
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