中国的亚热带在纬度上多处于副热带范围内，但自然景观却与同纬度的中亚、西亚和北非等著名的干旱沙漠地带截然不同。这里具有冬冷夏热、四季分明、水热同季、湿润多雨的气候特点，广布着水量丰富的河流和湖泊。这里的自然景观呈现出显著的南北过渡特征。在长江和大巴山以北的北亚热带地区，天然植被为常绿与落叶阔叶混交林，是暖温带落叶阔叶林与亚热带常绿阔叶林之间的过渡类型；在南岭以南地区，海拔1200米以下为含有热带树种的常绿阔叶林，具有从亚热带向热带过渡的性质；在中亚热带地区为常绿阔叶林，是典型的亚热带植被。此外，亚热带针叶林（如东部的马尾松林、西部的云南松林）、竹林也是这个地带常见的植被。中国亚热带的土壤分布同样具有南北过渡特性，黄棕壤是北亚热带的地带性土壤；赤红壤发育在南亚热带盆地丘陵地区，是亚热带红壤向热带砖红壤的过渡型土壤；红壤与黄壤是亚热带典型的地带性土壤，前者主要分布在长江以南的广大低山、丘陵区，后者大面积分布于贵州高原和亚热带东部山地。除地带性土壤外，这里还分布有大面积的石灰性土和紫色土，前者以广西、贵州境内的石灰岩丘陵区最为集中，后者以四川盆地分布面积最广。中国亚热带的优越自然环境，是经历漫长岁月的孕育、演化和发展之后形成的，它对生物界的旺盛生长和循环，对农作物的栽培和畜牧业的发展都十分有利。因此，中国的亚热带现已成为地球上适宜生物繁衍生长的“摇篮”，是世界上植物种类最为丰富和密集的地区之一，也是世界珍稀动物大熊猫的“故乡”、白暨豚的“乐园”。
那么，中国亚热带得天独厚的条件和绚丽多姿的景观，究竟是什么原因造成的呢？诚然，这是一个极为复杂的问题。但却可以肯定地说，它在很大程度上是受赐于东亚季风的恩惠。
季风是大气环流的重要组成部分。中国亚热带地区是东亚季风盛行的地区，这里的四季气候特征是由季风环流的基本特征决定的，而这里的自然景观又深深打上了季风气候的烙印。
中国亚热带的季风环流形势，可用东亚各季具有代表性的气压场特征来加以揭示。
冬季，整个亚洲大陆完全受蒙古高压控制。从１月海平面气压场图可见（图１—４），在蒙古及其邻近地区是一个强大的冷高压，其中心气压值达到1040百帕，比北美冷高压要高出２０百帕。它的覆盖范围之大、维持时间之长，均较北半球其他地区显著，从而成为北半球最强大的冷高压。它是秉性干燥而寒冷的极地大陆气团源地。与此同时，在北太平洋北部的阿留申群岛附近存在一个较深厚的低压，其中心强度仅1000百帕，称为阿留申低压。该低压几乎盘踞整个北太平洋，其势力强盛时南界可扩展到北纬３２°左右的地区。在冬季时北太平洋副热带高压势力衰减，在太平洋西部几乎见不到踪迹，主要退缩在太平洋东南部，于是可吸引寒潮东流；但势力减弱时则南下的寒潮和冷空气频率增大。由此可见，东亚季风区冬季天气和气候变化主要受控于蒙古高压与阿留申低压的势力强弱与消长。中国亚热带地区，正位于冷空气南下的路径上，往往出现大风、雨雪和剧烈的降温天气。因此，这里冬季气温要低于同纬度的其他地区。
春季，是由冬季到夏季气压形势变换的过渡季节。随着太阳高度角的增大，地面和空气温度不断升高，中高纬度地区的蒙古高压和阿留申低压的势力明显减弱，而副热带地区的北太平洋高压逐步加强，其中心扩展到太平洋西部，这时印度低压也初具雏形，控制东亚地区的高、低压系统已由冬季的两个中心变为四个中心，即中高纬度的系统在减弱、退缩，而副热带地区的系统却在发展和加强。四个东亚大气活动中心都影响着春季大气环流活动，形成以河套为中心的鞍形气压场。因此，春季南北气流交换复杂，气旋活动频繁，天气变化急剧，风向也不稳定，造成华北一带多大风和沙尘天气。由北方冷气流与南方暖气流交汇而成的极锋带及由此产生的大范围降水带，从中国华南登陆并逐步北移。此时中国东南沿海地区南风机会增多，低层湿度明显增大，偏南气流与来自河套地区的东北气流在华中地区辐合，形成一个比较稳定的辐合带，使亚热带中部出现阴沉、潮湿、多雨的天气现象。
夏季，气压场分布形势与冬季完全相反。这时中、高纬度的蒙古高压和阿留申低压势力消亡；相反印度低压和西太平洋高压已发展为鼎盛时期，前者控制整个亚洲大陆，后者盘踞在中国东面的太平洋上。因此，东亚夏季的天气气候变化基本上受这两个环流系统的强弱和相互作用所控制。从７月海平面气压场图（图１—５）中可看出，在印度北部、巴基斯坦和中国西南一带有一个强大的热低压，中心强度为995百帕，其周围的环流几乎包括整个亚洲大陆在内，1005百帕等压线所伸展范围即几乎包括中国全境。与此同时，在中国东面的太平洋上有一个北半球最强大的副热带高压，其中心强度超过1025百帕，其向大陆西伸和向北移动的位置都是全年最盛时期。由于这两个强大的高、低压气流间的等压线在东亚沿岸大体呈南北向分布形式，以致夏季在中国沿海盛行东南风。
此时影响中国亚热带天气的主要是热带海洋气团和赤道海洋气团，都是夏季降水的重要水汽来源。热带海洋气团源出于北太平洋副热带高压，性质湿热而稳定，在中国华南登陆，多为东南风（夏季风），它将海洋上水汽携入大陆，当其与变性极地大陆气团交锋，形成极锋。极锋的进退与雨量带的推移是一致的：４月华南雨季开始，５月中旬至６月上旬江南丘陵多雨，６月上中旬至７月上中旬，江淮之间出现梅雨，７月下旬以后极锋北移，江淮伏旱开始。在中国亚热带，降水集中的雨季是与高温期相一致，即“雨热同季”，这对植物生长与农业生产都十分有利。若在单一的热带海洋气团控制下，则天空晴朗少雨，从而造成长江中下游酷热天气。赤道海洋气团发源于南半球副热带高压，越过赤道洋面后仍具高温多湿性质，但已不够稳定，即使在它单一控制之下也会形成雷雨天气，向中国移动时表现为西南季风。在亚热带范围内，它主要影响东经１０５°－１１０°以西的云南和川西。印度大陆低压的出现，主要促使气流向大陆辐合上升，造成雷暴雨天气，并支配着西部高原地区的风向。
秋季，是由夏季到冬季气压形势变换的过渡季节。这时副热带地区的印度低压和太平洋高压开始明显衰退，而中高纬度的蒙古高压和阿留申低压却开始活跃起来。但由于在近地层冷高压（蒙古高压）迅速建立的同时，其对流层中高层仍有副热带高压维持在较高的纬度，从而形成地面冷空气之上重叠着暖空气，大气层结构稳定，大部分地区出现天高云淡、秋高气爽的稳定天气。此时，中国西南地区仍受西南气流影响，多阴雨天气。随着西南季风撤离大陆，川黔上空东风环流转为西风环流，形成“华西秋雨”。嗣后，副热带高压迅速南撤，印度半岛北部已由气旋环流转为反气旋环流，中国大陆上秋高气爽的季节结束，华西秋雨停止，标志着夏季环流型已转变为冬季环流型。随着太平洋高压和印度低压先后退离大陆，盛行气流又恢复到冬季情况。冬季风逐渐遍及中国各地，东亚各地又成为蒙古高压控制的局面。
青藏高原的存在，对于上述季风环流形势的加强起着重要作用。由于冬季高原近地面有青藏冷高压出现，使高原与同高度自由大气之间产生气压差异，在高原东侧的平原上空盛行东北风。青藏冷高压愈强大，东北风也愈强，影响范围也愈大。从而加强了来自蒙古高压的冬季风势力。由于夏季在高原近地面为青藏低压，其长轴７月份所在的平均位置在北纬３２°附近，使高原东侧的西南季风加强，并影响了太平洋副热带高压脊向西伸延，从而加强了东南季风的势力，创造了中国东部地区夏季降水的良好条件。由于高原的屏障作用，使蒙古高原一带冬季受暖平流的影响较小，有利于冷空气的堆积和蒙古高压的发展；夏季使印度半岛很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。同时，高原地形使西风带气流在其西端受阻而发生分支现象，在高原南北两侧形成两支强西风气流。南支西风气流的存在，实际上扩大了西风带向南影响的范围，使冬季风到达更南的纬度，并阻滞了西南季风向北前进。因此，随着西风带北移，南支西风气流消失，西南季风以突然爆发的形式迅速北上，东南季风在江南丘陵地区停留后开始向北跃进，中国东部长江中下游地区梅雨开始。此外，由于冷空气受高原地形的阻挡和挤压，迫使冬季风在中国东部地区加强，从而推移到更南的纬度地区。总之，由于青藏高原的动力作用和热力作用，大大改变了由海陆影响所引起的气压分布，进而也影响到大气环流形式，增强了中国季风现象的复杂性。