小学一年级二年级科学课外阅读材料

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气候的主要类型
　　1．低纬度气候  

　　主要受赤道气团和热带气团控制，全年辐射差额为正值，最冷月均温在15℃—18℃以上。可分为五种气候类型：

　　赤道多雨气候：位于赤道及两侧，延伸到纬度5。—10。左右，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马孙河流域和亚洲到大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。年均温26℃左右，全年多雨，降水量在2000mm以上，适于赤道雨林生长。

　　热带海洋性气候：位于南北纬10。—25。信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛、巴西高原东侧沿海、马达加斯加东岸、夏威夷群岛等。全年盛行热带海洋气团，最热月均温28℃左右，最冷月均温18℃—25℃之间，年降水1000mm以上（5—10月较集中），无明显干季。

　　热带干湿季气候：位于中美、南美和非洲的纬度5。—10。之间（个别伸达25。左右）。当太阳高度角大时，受赤道气流辐合带影响，为雨季；当太阳高度角小时，受热带大陆气团控制，为干季。年降水750mm—1600mm左右，但变率大。

　　热带季风气候：位于纬度10。到回归线附近的亚洲大陆东南部，如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛、中南半岛、印度半岛大部、菲律宾、澳大利亚北部沿海等地。热带季风发达，年均温在20℃以上，气温年较差在3℃—10℃左右，当热带大陆气团控制时降水稀少，当赤道海洋气团控制时降水丰沛，年降水量1500mm—2000m，集中在6—10月，春秋极短。

　　热带干旱与半干旱气候：以回归线为中心向南北延伸（平均位置约在15℃—25℃间）的副热带及信风带的大陆中心及大陆西岸。内部及西岸高温干旱，外缘有一短暂雨季（一般雨量在250mm—750mm左右）

　　2．中纬度气候  

　　属于热带气团和极地气团相互角逐的地带，辐射差额变化大，四季分明，最冷月均温在15℃—18℃以下，有4—12个月均温在10℃以上。可分为八种气候类型：

　　副热带干旱与半干旱气候：位于25。—35。的大陆西岸和内陆地区（热带干旱气候的高纬一侧），终年少降水，但与热带干旱与半干旱气候相比气温年较差大，且凉季有少量降水。

　　副热带季风气候：以10。N为中心向南北延伸5。左右的亚欧大陆东岸，典型台站：上海。最热月均温22℃以上，最冷月均温0℃—15℃之间，冬季陆风夏季海风，四季分明，降水量在750mm—1000mm以上且集中在夏季，但无明显干季。以常绿阔叶林为主。

　　副热带湿润气候：位于南北美洲、非洲和澳大利亚大陆的副热带东岸。由于陆地面积小未形成季风气候，为此温差较小降水分配均匀。以常绿阔叶林为主。

　　副热带夏干气候（地中海气候）：位于30。—40。之间的大陆西岸，包括地中海沿岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。夏季副高或其东缘控制干旱少雨，冬季温和且锋面气旋频繁活动带来大量降水，全年降水量在300mm—1000mm左右，最冷月均温4℃—10℃左右。以常绿硬叶灌木林为主。

　　温带海洋性气候：位于40。—60。的大陆西岸，包括欧洲西部、阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲西岸、澳大利亚东南角、塔斯马尼亚岛和新西兰等地。终年盛行西风，温带海洋气团控制，冬暖夏凉，气温年较差小，最冷月均温在0℃以上，全年湿润，降水在750mm—1000mm。

　　温带季风气候：位于35。—55。的亚欧大陆东岸，包括中国的华北和东北、朝鲜大部、日本北部和俄罗斯远东部分地区，典型台站：北京。夏季盛行偏北风寒冷干燥，最冷月均温在0℃以下，夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月均温在20℃以上，降水集中于夏季且自南向北、自沿海向内陆减少，冬季常有寒潮爆发。

　　温带大陆性湿润气候：位于亚欧大陆温带海洋性气候区东侧和北美100。W以东地区，典型台站：莫斯科。冬季寒冷有少量降水；夏季降水稍多但不象季风区那样集中。

　　温带干旱与半干旱气候：位于35。—55。的亚洲和北美大陆中心部分以及南美洲安第斯山脉东侧。终年大陆气团控制气候干旱。

　　3．高纬度气候  

　　盛行极地气团和冰洋气团，辐射差额为负值，无真正夏季。虽降水少但蒸发弱无干旱。可分为三种气候类型：

　　副极地大陆性气候：位于50。N （55。N ）—65。N地区，包括亚欧大陆的斯堪的纳维亚半岛（南部除外）、芬兰和前苏联大部以及北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部。冬季漫长而寒冷，一年中有九个月为冬季，夏季白昼时间长，7月均温在15℃以上，气温年较差特大。适宜针叶林生长，又称雪林气候。

　　极地长寒气候（苔原气候）：位于北美洲和亚欧大陆北部边缘、格陵兰沿海的一部分、北冰洋中若干岛屿和南极洲附近的马尔维纳斯群岛、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。全年皆冬，一年中只有1—4个月均温在0℃—10℃左右，有极昼极夜现象，自然植被只有地衣、苔藓及小灌木等，构成苔原景观。

　　极地冰原气候：位于格陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月均温皆在0℃以下，一年中有长时期的极昼和极夜现象，常年寒风夹雪，能见度恶劣。

　　除以上气候类型外，在高大的高原和高山地区还会出现独特的高山气候。其气候特征是：山地随着海拔高度的增加，一方面空气逐渐稀薄，气温与气压下降，风力增大，日照增强，大气中的二氧化碳、水汽和微粒含量逐渐减少；另一方面由于地形影响，迎风坡上降水逐渐增多，达到最大降水高度后向上又逐渐减少。从而导致具有明显垂直带状变化。并出现植被在垂直方向上的带状变化。

　　4．地方小气候

　　小气候是指在较大范围气候类型的基础上，由于下垫面性质不均而导致近地面（1.5m—2m以下的气层）热量、水分状况的差异而构成的。它并不改变大气候带的特征，只是个别气候要素和个别天气现象出现差异。主要的小气候类型有坡地小气候、盆地(谷地)小气候、森林小气候、草地小气候、水域小气候、城市小气候等。

　　(1)　森林小气候

　　森林对太阳辐射具有削减作用，同时又能涵养水分，而且能吸附空气层中的尘埃和部分有毒气体，起到净化空气、消除空气污染、减低噪声影响，同时还具有保持水土、防风固沙、净化污水绿化环境等作用。

　　(2)　城市小气候
　　
　　由于人类活动的加剧，向大气中排放的污染物质不断增多，以及对下垫面性质改变得过多，使城市地区气温增高、日照时数减少、降水增多。城市上空的凝结核平均含量往往是海洋上空的几十甚至几百倍，即具有“雨岛”效应。此外，城市上空的污染物能吸收70%—80%的地面长波辐射，并大大增加逆辐射，使城区气温增高，产生所谓的热岛效应。

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风的形成
　　大气的水平运动称为风。空气运动是在力的作用下产生的，作用于空气的力有重力、气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。这些力的性质各不相同，对大气运动产生的作用也不一样。

　　1．水平气压梯度力。气压梯度是一个向量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于单位距离内的气压差。水平气压梯度的单位通常用hPa/赤道度表示（1赤道度等于在赤道上经度相差1度间的距离,约为111km）。水平气压梯度很小，一般为1hPa/赤道度~3hPa/赤道度。而垂直气压梯度在低层大气可达1hPa/10m，相当于水平气压梯度的十万倍。但有重力与其平衡，因此，运动的空气所受的总垂直分力并不大，对空气产生运动的作用并不如水平气压梯度明显。水平气压梯度虽小，却是推动空气运动的起始动力，是空气产生水平运动的直接原因和动力。

　　2．地转偏向力。空气在转动的地球表面按水平气压梯度力方向运动的同时，会受到地球自转偏向力的影响。全球各纬度带的地转偏向力数值大小不等，赤道上的地转偏向力为零，极地的地转偏向力最大，其他纬度的地转偏向力介于两者之间。地转偏向力的方向在北半球指向物体运动的右方，在南半球指向物体运动的左方。地转偏向力只在空气相对于地表有运动时才产生，并且只改变空气运动的方向（风向），而不改变空气的运动速率（风速）。

　　3．惯性离心力。当空气作圆周曲线运动时还受到惯性离心力的作用。它的方向和空气运动方向垂直。实际上，空气运动时受到的惯性离心力一般比较小，往往小于地转偏向力。惯性离心力和地转偏向力一样，只改变空气运动的方向，不改变空气运动的速度。

　　4．摩擦力。大气运动中受到的摩擦力一般分为内摩擦力和外摩擦力。内摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接触的两个空气层之间产生的一种相互牵制的力，它主要通过湍流交换作用使气流速度发生改变，也称湍流摩擦力，其数值很小，往往不予考虑。外摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反。一般海洋上摩擦力小，陆地上摩擦力大，所以海上风大，陆上风小。摩擦力可减小空气运动的速度，并引起地转偏向力相应减小。摩擦力对运动空气的影响以近地面最为显著，随着高度的增加而逐渐减小，到1km—2km高度以上，摩擦力的影响已小到可忽略不计。因此，把此高度以下称为摩擦层，以上称为自由大气。

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洋流与气候
　　海洋下垫面的性质是不均一的，其差异主要表现在冷、暖洋流上。洋流的形成有许多原因，主要原因是由于长期定向风的推动。世界各大洋的主要洋流分布与风带有着密切的关系，但洋流流动的方向和风向一致，在北半球向右偏，南半球向左偏。在热带、副热带地区，北半球的洋流基本上是围绕副热带高气压作顺时针方向流动，在南半球作逆时针方向流动。在热带由于信风把表层海水向西吹，形成了赤道洋流。东西方向流动的洋流遇到大陆，便向南北分流，向高纬度流去的洋流为暖流，向低纬度流去的洋流为寒流。

　　洋流是地球上热量转运的一个重要动力。据卫星观测资料，在20°N地带，洋流由低纬向高纬传输的热量约占地－气系统总热量传输的74％，在30°～35°N间洋流传输的热量约占总传输量的47％。洋流调节了南北气温差别，在沿海地带等温线往往与海岸线平行就是这个缘故。

　　暖流在与周围环境进行交换时，失热降温，洋面和它上空的大气得热增湿。我们以墨西哥湾暖流为例，“湾流”每年供给北欧海岸的能量，大约相当于在每厘米长的海岸线上得到600吨煤燃烧的能量。这就使得欧洲的西部和北部的平均温度比其它同纬度地区高出16～20℃，甚至北极圈内的海港冬季也不结冰。苏联的摩尔曼斯克就是北冰洋沿岸的重要海港，那里因受北大西洋暖流的恩泽，港湾终年不冻，成为苏联北洋舰队和渔业、海运基地。再如，对我国东部沿海地区的气候影响重大的“黑潮”，是北太平洋中的一股巨大的、较活跃的暖性洋流。它在流经东海的一段时，夏季表层水温常达30℃左右，比同纬度相邻的海域高出2～6℃，比我国东部同纬度的陆地亦偏高2℃左右。黑潮不但给我国的沿海地区带来了温度，还为我国的夏季风增添了大量的水汽。根据观测资料进行的计算和不同区域的比较都充分说明：气温相对低而且气压高的北太平洋海面吹向我国的夏季风，只有经过“黑潮”的增温加湿作用以后，才给我国东部地区带来了丰沛的夏季降水和热量，才导致了我国东部地区受夏季风影响的地区、形成夏季高温多雨的气候特征。

　　而冷洋在与周围环境进行热量交换时，得热增温，使洋面和它上空的大气失热减湿。例如，北美洲的拉布拉多海岸，由于受拉布拉多寒流的影响，一年要封冻9个月之久。寒流经过的区域，大气比较稳定，降水稀少。象秘鲁西海岸、澳大利亚西部和撒哈拉沙漠的西部，就是由于沿岸有寒流经过，致使那里的气候更加干燥少雨，形成沙漠。

　　洋流对气候的影响，主要是通过气团活动而发生的间接影响。因为洋流是它上空气团的下垫面，它能使气团下部发生变性，气团运动时便把这些特性带到所经过的地区，使气候发生变化。一般说，有暖洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地温暖；有冷洋流经过的沿岸，气候比同纬度各地寒冷。

　　正因为有洋流的运动，南来北往，川流不息，对高低纬度间海洋热能的输送与交换，对全球热量平衡都具有重要的作用。从而调节了地球上的气候。

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草原气候
草原气候也是一种大陆性气候，是森林到沙漠的过度地带。气候呈干旱半干旱状况，土壤水分仅能供草本植物及耐旱作物生长。温带草原降水量在400毫米以下，多数地方是200～300毫米左右，主要集中在夏季，6—9月降水量占全年的70％～75％。气温冬冷夏热。我国温带摹夏季各月平均温度都在20℃以上，而冬季各月平均温度都在－5℃以下；年较差都在30℃以上。温带草原多豆科植物，是很好的放牧区。

热带草原主要分布在热带雨林气候的两侧。全年气温较高，最冷月在16～18℃以上，最热月出现在雨季到来之前，气温约26～28℃，有明显的干湿季。靠近赤道气候带的一侧，湿季长，干季短；靠近热带沙漠的一侧，湿季短，干季长。年降水量750～1000毫米，主要集中在湿季。因为气温高，蒸发大，雨水仅能供应草本植物生长，也散生着短生乔木，所以也称为热带稀树草原。在湿季，气温高，湿度大，草木葱郁，但是一到干季，草木凋落，一片枯黄。

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大陆性气候
大陆性气候是地球上一种最基本的气候型。其总的特点是受大陆影响大，受海洋影响小。在大陆性气候条件下，太阳辐射和地面辐射都很大。所以夏季温度很高，气压很低，非常炎热，且湿度较大。冬季受冷高压控制，温度很低，也很干燥。冬冷夏热，使气温年变化很大，在一天内也很很大的日变化，气温年、日较差都超过海洋性气候。春季气温高于秋季气温，全年最高、最低气温出现在春至或冬至后不久。最热月为7月，最冷月为1月。

夏季太阳辐射强，地面加热迅速，气温急剧上升，对流上升运动增强，云量增多，常有积雨云，并伴随阵风和大风，使整个夏季雨水相对较多，湿度增大。冬季干燥，晴朗，地面辐射极强，地面冷却很快，多日照，少云量和降水。在大陆性气候条件下，降水量集中在夏季，主要是对流雨。降水量年与年之间有很大变化，常有洪涝或干旱发生。

科学研究表明，气温对于植物光合作用和呼吸作用都有很大影响。白天气温高，有利于植物光合作用，吸收二氧化碳，制造碳水化合物。夜间温度低，则可以减弱呼吸作用，呼出二氧化碳就会减少，也就可以减少植物的养分损失。所以，在大陆气候条件下，气温日较差大，对于植物的物质生长特别有利。新疆的瓜果特别硕大而且甘甜，就是这个道理。

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地形与气候





地形起伏不仅使它本身的气候显著不同，而且高耸绵亘的山脉，往往是低层空气流动运行的障碍，它可以阻滞北方的冷空气和南来的暖空气(如阻碍寒潮的行动，使锋带停滞)，又可使气流的水份大大损耗。
　　(1)对气温影响　在山脉两侧，气候可以出现极大差异，高大的山脉往往成为气候的分界线。大抵与纬线平行的山脉以山南山北气温的悬殊为主；从表1对比天山南北、秦岭南北的冬季气温，可看出屏障作用的影响。

表1 对比天山南北、秦岭南北的冬季气温

月份/地名	奇台　　　　　　　 哈密	西安　　　　　　　　汉中
一 二 三 四 五 六 七 八 九 十 十一 十二 纬度 高度	-18.8　　　　　　-12.3 -15.4　　　　　　-5.6 -3.4　　　　　　　4.8 8.8　　　　　　　 13.1 16.2　　　　　　　20.3 21.4　　　　　　　25.5 23.7　　　　　　　27.7 21.9　　　　　　　26.2 15.4　　　　　　  19.4 5.8　　　　　　   9.8 -5.7　　　　　　  -1.0 -15.3　　　　　　 -9.1 44°01ˊ　　　　　 42°49ˊ 796.4m　　　　　  737.9m	-1.3　　　　　　　2.0 2.1　　　　　　　 4.6 8.0　　　　　　　 9.5 14.0　　　　　　　15.0 19.2　　　　　　　19.5 25.3　　　　　　　23.8 26.7　　　　　　　25.9 25.4　　　　　　　25.0 19.4　　　　　　　20.0 13.6　　　　　　　14.8 6.5　　　　　　　 8.6 0.6　　　　　　　 3.6 34°18ˊ　　　　　 33°04ˊ 396.9m　　　　　　508.3m

    与海岸平行的山脉，以沿海内陆雨量的悬殊为主。就整个气候来讲，无论山脉的走向如何，只要高度足以阻碍盛行气流的运行，就会对两侧的气温、降水及其它气候要素产生影响，成为气候的障壁，而世界气候区的划分也往往以高耸的地形为界。我国著名的南岭，它是由一系列东西走向的山地组成，北来冷气团常常受阻于岭北，以1月平均气温为例，岭南曲江为10.7℃，岭北的坪石为7.5℃，二者相差3℃；前者冬季很少飞雪，后者冬季常有。这样，南岭以南可以发展某些热带作物，具有热带性环境；南岭以北热带作物不能越冬，具有亚热带环境。
　　(2)对降水影响　山地降水一般是随着高度增加而增多。特别是一些不太高的山区，山脚下与山顶的降水量有明显的差别。对比西安、泰安、九江、衡阳、峨眉几城市与附近山顶的降水量就可说明这一点：降水是随高度的增高而增加的，见表2。为什么降水随高度的增高而增加呢？

表2 降水与海拔高度的关系

对比地点	海拔（米）	年降水量（毫米）
华山西安	2065397	753.1624.0
泰山泰安	1534129	1210.9711.6
庐山九江	121532	1833.71493.7
衡山衡阳	1266103	2231.91353.0
峨眉山峨眉	3137447	2033.91668.7

    其原因：第一是山地上气温低，水汽容易达到饱和，凝结为雨；第二是空气与较高地方的寒冷地面相接触，容易冷却致雨；第三是暖湿气流遇到山地，被迫沿山坡上升，由于绝热冷却，水汽容易凝结致雨。表3以台湾西部平原到阿里山间的降水情况为例，说明降水量随高度的变化。

表3 降水量随高度的变化

	北港	竹崎	幼叶林	阿里山
距海(公里)	17	43	56	70
海拔（米）	9	129	1060	2406
降水量（毫米）	1493	2555	3045	4357

    山地降水随高度的增加，只发生在一定限度以内，超过了这一限度，空气湿度减少，降水量就随高度增高而减少。这个限度的高度，就称为“最大降水带”。“最大降水带”决定于地理环境、季节和其它条件，它随时随地不同。例如，喜马拉雅山上这一限度在1000～1500米。
　　(3)山地立体气候　在山地上，随着高度的增加，日照增强，气温降低，气压减低，降水在达到最大降水带以前不断增加，但超过这一高度即行减少，在高山顶上还有冰雪覆盖。同时，地面形状和山坡的方向、坡度，也对各气候要素发生显著影响，而且在生产上具有重要意义。例如，同一山地，由于向阳坡日照时间长，气温高，霜冻情况比阴坡大为减轻，以至阳坡可以发展某些经济林木，而阴坡则因冬季受到冻害而不宜种植；因此在山地中，自下而上，气候垂直变化，形成垂直气候带。气候的垂直气候带的顺序性，决定于山岭位于哪一个水平气候带内：位于赤道的高山，由山麓到山顶，气候带和植物带分布与由赤道到两极的分布情况一样；如果山岭位于苔原地区，那么向上去只有冰雪区。
　　云南省的东川市，山脚的新村，海拔1254.1米，年平均气温20.3℃，≥10℃积温6821.3℃，霜期1个月左右，是南亚热带气候，可种甘蔗、花生、水稻等喜温作物，水稻一年两熟；山腰的汤丹，海拔2252.4米，年均温13.1℃，≥10℃积温3560.7℃，霜期3个多月，属暖温带气候，只宜种植玉米、马铃薯、小麦、蚕豆等，一年一至两熟；山顶附近的落雪，海拔3227.7米，年平均气温7.1℃，≥10℃积温762.6℃，霜期半年之上，属寒温带气候类型，只能种植马铃薯、荞子等喜凉作物，一年一熟；最高处气候更寒冷。假期四月的某日去东川市旅行，从新村坐汽车到落雪只需3个小时，你可以感觉到，山脚炎热难当，山腰春暖花开，山顶大雪纷飞，寒风刺骨。“一山有四季”、“山高一丈，大不一样”，就是对这种立体气候的真实写照。
　　(4)青藏高原对气候的影响　青藏高原是地球上最年轻、大幅度整体隆起的大高原。影响自然环境的一个重要方面是气候，而青藏高原的隆起在很大程度上改变了我国以至整个亚洲的大气环流。在晚第三纪高原隆起以前，是行星风系占主导地位，我国盛行西风。青藏高原的隆起，迫使西风带北撤，并在北部形成强大的蒙古－西伯利亚高压。冬季，蒙古－西伯利亚高压每隔一定时间表现为寒潮的侵袭。寒潮南下过程中，遇到青藏高原的阻挡，便折向东，直驱华北以至华南，使我国东部气温低于世界其他同纬度地区。由于青藏高原的大幅度抬升，喜马拉雅山脉便成了阻止印度洋气流北上的主要障碍，使喜马拉雅山脉以北地区，尤其是藏北高原的气候变得干燥少雨。这种变化影响到整个西北地区。

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多彩的气候类型
地球上的气候是多种多样、千万变化、错综复杂的，几乎找不到任何两个地方的气候是完全相同的，也没有任何一个地方的气候每年的状况都是一样的。然而，气候的分布却具有明显的规律性或地带性，特别是在地势比较平坦的海洋或平原，地带性就更为明显。气候的地带性，引起地理环境中的土壤、生物、水体等都具有地带性。

看一看世界气候就可以发现，气候带的特征在地球表面的分布是非常明显的。所谓气候带，就是环绕着地球的带状分布的气候区域。在这个地带内，由于辐射平衡、温度、蒸发、降水、气压和风等，都表现出一种地带性特征，而且气候的最基本特征是一致的，它们结合起来，明显地反映出气候的地带性。而引起气候地带性的原动力是太阳辐射，太阳辐射在地表是按地理纬度分布的，因此，古代的希腊学者根据纬度把全球的气候带分为五个气候带：即热带、北温带、南温带、北寒带、南寒带。它们的界线是以南、北回归线和南、北极圈划分的。这种划分法，使气候带与纬度平行，并呈十分规律的环绕地球的带状分布区域。这就是“天文气候带”。天文气候带是实际气候带的基础，与实际的气候带基本相符。但由于海陆交界的地区，或在地势高低变化大的地区，气候带表现的就不那么明显，甚至还有偏离或间断的现象。这说明地球上气候带的分布是随着各个地区的条件而有变化的。低纬地区大部分是海洋，下垫面比较均匀，所以气候带在低纬地区表现得最明显。比如热带雨林、热带干湿季气候、热带干旱气候等地带性分布明显，这主要是由于热带地区下垫面相对来说比较均匀。在高纬地区，地面主要为冰雪覆盖或大部分时间为冰雪覆盖，地面性质相对来说也比较均匀，所以在高纬地区，气候带的分布也比较明显。但是，在中纬地区，由于陆地面积相对增大，而且海陆交错分布，地势也非常复杂，有大的山脉、高原，也有低的盆地、平原，这就造成了中纬度地区地带性分布不很明显，往往发生间断、分裂，甚至偏离和消失。所以，地带性分布在不同纬度，由于条件不同，所表现出的形式也不完全一样。

另外，从世界气候图上，我们还发现，地球上很多地区的气候是相类似的，虽然两个地区不连续，不在一个地方，但是气候却是相似的，在相似的条件下可以产生相似的气候。比如地中海式气候，反映了特有条件下形成的特性，即我们所说的副热带夏干气候，但这种气候不仅出现在地中海地区，也出现在与地中海相类似条件的其它地区，所以地中海气候在北半球有，在南半球也有，在欧洲大陆有，在美洲大陆也有。这许多地区的气候本质属性基本相似，不是相同，我们把这些相似的气候归为一个类型，叫同一气候型。气候带是连续的，而气候型是不连续的。我们根据地球上气候带中各地区的热量和水分分布的状况，又将全世界分为十个气候类型。