中华学生百科全书-第699部分

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明单纯的纬度对温度的影响，人们就以纬度平均气温来比较，办法是从各月
与年等温线图上，求取每隔　10°纬度圈上等距　36　点的温度，然后加以平均，
就可以得到各纬度的纬度平均气温。通常是计算　0°、10°、20°、30°直
到　80°的纬度平均气温。这样做的好处就是把纬度以外的影响互相抵消掉
了，只剩下纬度的影响。从纬度平均气温看，气温随纬度增加而降低的规律
就十分明显。例如，全年纬度平均气温（见下表），无论在南北半球，都是
从赤道向两极逐渐降低的。赤道是　26．2℃，到纬度　55°附近变成负值，到极
地都在…20℃以下。不过有趣的是，地球最热的纬度并不是赤道，而是在北半
球纬度　10°的地方，这个纬度被称为“热赤道”。赤道只有在北半球冬季才
是最热的纬度，到　7　月份，最热的平均气温已经移到北纬　20°。在南半球，

因为海洋面积大，纬度平均气温随纬度增加而降低的规律更加明显。
各纬度的年平均气温和年较差

纬度　　　　0　　　　10　　　　20　　　　30　　　　40　　　　50　　　　60　　　　70　　　　　80

气温
26。2　26。7　25。3　20。3　14。0　5。7　　…1。0　　…10。0　　…16。7
（℃）
北半球
年较差
0。8　　　1。1　　　6。4　12。7　19。1　25。1　　29。8　　33。0　　　35。3
（℃）

气温差
26。2　25。3　23。0　18。4　12。0　5。6　　…2。0　　…11。5　　…19。8
（℃）
南半球
年较差
0。8　　　2。4　　　5。4　　　7。2　　　6。6　　　5。4　　10。8　　21。4　　　25。0
（℃）


气温的年较差是一年中最热月平均气温与最冷月平均气温的差值。从热
赤道向两极年较差是增加的。西沙（北纬　16°50′）年较差只有　6．0℃，漠
河（北纬　53°28′）却高达　50。0℃。这个特点与冬夏季太阳辐射的差值向
极地增加有直接关系。不过南半球各纬度的年较差都比北半球小，这与南半
球海洋面积远远大于陆地面积的情况有很大关系。
冬暖夏凉与冬冷夏热的秘密
我们已经知道海洋和陆地温度有很大差别。海洋对温度有很大的调节功
能，当太阳辐射强的时候，海洋能吸收大部分辐射热。并通过海水内部的热
量交换，将大量热量储存起来。当太阳辐射减弱的时候，海洋又能将储存的
热量释放出来。所以，海洋与陆地相比，有冬暖夏凉的特点，陆地则是冬冷
夏热，地球表面海陆分布很不均匀，北半球陆地面积比南半球约大一倍，海
洋面积则比南半球小，所以，北半球夏季比南半球热，冬季比南半球冷。北
半球夏季平均温度　22．4℃，南半球只有　17．1℃，北半球冬季平均温度　8．1℃，
南半球却有　9．7℃。
在高纬度，大陆的影响冬季比夏季显著，冬季大陆降温剧烈，而夏季升
温却不很大。例如，在北纬　40°附近，沿海的天津　1　月为…4．0℃，向内陆到
呼和浩特降到…8．1℃（订正到海平面），共降低了　4．1℃，而在　7　月天津是
26．4℃，到呼和浩特升到　27．9℃，只升高　1．5℃。
在低纬度，大陆的影响夏季比冬季显著，夏季大陆升温剧烈，而冬季降
温却不大。例如，在北纬　30°附近，7　月杭州气温　28．4℃，武汉　28．8℃，共
升高了　0．4℃，而　1　月都是　4．1℃。海陆影响在各个纬度之间有不同效果，说
明海洋对气温的调节作用，在不同纬度不同季节都不相同。
高处不胜寒
大气的主要热源是在地球表面，距离地面越远，气温就越低，气温随着
高度增加而降低。难怪，宋朝苏东坡也发出感叹：“高处不胜寒”。在山地，
不同海拔高度地点的气温也是随海拔高度降低的，不过在山地的测点与低处
平原的测点都接近地面热原。为什么也会有这种温度差别呢？原因是山地凸
出于自由大气中，高山上的温度除了受本身的地面热原影响外，还受到自由
大气温度的调节作用。山越高，山地地面温度与自由大气温度的差值就越大，
自由大气对山地气温的调节作用就越明显。例如，庐山比九江高出　1132　米，
冬季　1　月平均温度却从　4．2℃降到…0．2℃；夏季　7　月从　29．4℃降到　22．5℃。
冬季降低了　4．4℃，夏季降低　6．9℃。我们把两个地点的温度差除以它们的高

度差（以　100　米为单位），就得到它们之间气温的温度梯度，九江与庐山的
温度梯度　1　月是…0．39℃／100　米，7　月是…0．61℃／100　米。
温度梯度不仅随季节变化，而且随地形具体情况也有很大差异，例如，
在秦岭北坡就小于南坡，北坡年平均温度梯度…0．45℃／100　米，南坡却有…
0．54℃／100　米。主要原因是在冬季，北坡有冷空气经常聚集，减少了盆地
与高山的温度差值。北坡冬季　1　月温度梯度只有…0．34℃／100　米，而南坡处
在冷气流的北风位置，1　月仍有…0．54℃／100　米，但在夏季这种情况并不存
在，南北坡温度梯度都是…0．55℃／100　米。
另外，由于自由大气的调节作用，高山上的温度年变化和日变化也是随
高度的增加而减少的，用最热月温度减去最冷月的温度的差值表示年变化，
称为年较差。九江的年较差为　25．2℃，到庐山就降到　22．7℃，年较差不仅随
高度减少也可因坡向不同而有差别。秦岭以北的西安年较差达　27．6℃，到华
山降到　24．2℃，可是在秦岭以南的安康年较差只有　24．2℃，与华山几乎没有
差别。当然，这与安康纬度偏南，云、雾及降水较多也有很大关系。
气温的周期性变化
气温的日变化与年变化，是与太阳辐射日变化与年变化相联系的，是一
种周期性变化。
从一天来说，气温一天中有一个最高值和最低值。日出后，随着太阳辐
射增强，温度升高，由于地面热量传递给空气需要一定时间，所以气温的最
高值出现在午后两点钟左右，随后气温逐渐下降，一直下降到清晨，在日出
之前达到最低温度。最高温度与最低温度的差值，称为日较差，日较差也随
纬度和季节有很大变化。这主要与正午太阳高度有关。在低纬度正午太阳高
度大，太阳辐射日变化大，所以气温日较差也大，平均在　12℃左右，而在高
纬度只有　3～4℃，夏季正午太阳高度比冬季大，所以夏季气温日较差也大于
冬季。例如，长沙　7　月日较差为　9．0℃，冬季　1　月只有　5．7℃。地表性质对温
度日变化影响很大，在热带，海洋上的气温日较差　1～2℃，而在内陆常可达
15℃以上，沙漠上常可达　25～30℃，山谷的气温日较差大于山峰，凹地的日
较差大于高山，干燥地区大于潮湿地区。雨天和阴天气温日较差明显小于晴
天，而且很不规则。
从一年来说、气温的年变化也有一个最高值和最低值，但出现时间并不
与太阳高度最高和最低值的时间（夏至与冬至）对应，而是要落后　1～2　个月。
陆地落后较少，海洋落后较多。在内陆地区，7　月最热，1　月最冷；在海洋上
或沿海地区，最热月是　8　月，最冷月是　2　月。最热月与最冷月的差值称为年
较差。气温年较差是随纬度而增大的。海洋上冬暖夏凉，年较差比内陆小。
沿海的天津年较差　30℃，到内陆的呼和浩特增加到　35℃。
气温的非周期性变化
气温的非周期性变化是指日与日之间的不规则变化，主要是由于天气变
化引起的。寒潮暴发、冷空气活动、锋面移动、气旋活动等等，都可以引起
气温的非周期性变化。“二、八月乱穿衣”，就是因为春、秋过渡季节，气
温非周期性变化大的缘故。
气温的地理分布
气温在地球上的分布，以纬度、海陆分布和高度的影响最为突出。在纬
度的影响下，气温随纬度升高而降低，同一纬度上的气温基本上是相同的。
在海陆分布影响下，海洋性强的地方，冬天比同纬度温暖，夏天比同纬度凉

爽；大陆影响强的地方，冬天可以把寒冷扩展到较低的纬度，夏天可以使炎
热向较高的纬度延伸。大陆面积的大小，距海远近，盛行气流是离岸风还是
向岸风，海洋洋流的性质，都可以决定海陆分布影响的程度。例如，欧洲处
于大西洋的东岸，沿岸有墨西哥暖流经过，又处在西风位置，所以冬季很温
暖，夏季温度也不高。随着深入内陆，海洋影响逐渐减弱，而大陆影响逐渐
增强。世界上的绝对最高温度（63℃）出现在索马里境内；北半球最冷的地
方出现在东西伯利亚身米亚康（…73℃），虽然距海都不远，但是不利的气流
条件，使这些地方得不到海洋的调节，导致温度十分极端。世界最低温度…90
℃，出现在南极大陆内部。我国漠河冬季最低温度…52．3℃，吐鲁番夏季最高
温度　49．8℃，都是在大陆内部地区。
在高度的影响下，山地和高原温度低于四周平原地区。例如，青藏高原
冬季显得特别寒冷，1　月温度都在…10．0℃以下，所以人们都称青藏高原为仅
次于南极和北极的世界第三极。即使在夏季，青藏高原内部7月温度仍在10．0
℃以下。

空气湿度

水汽压和相对湿度
大气中水汽的含量虽然不多，却是大气中极其活跃的成分，在天气和气
候中扮演重要角色。大气中的水汽含量有很多种测度方法，日常生活中人们
最关心的是水汽压。绝对湿度和相对湿度。
水汽压（e）是大气压力中水汽的分压力，和气压一样是用百帕来度量的，
以前气压和水汽压也常常以水银柱的毫米数来测度，这时，1　百帕＝0．75008
毫米水银柱。在一定温度下空气中水汽达到饱和时的分压力，称为饱和水汽
压（E）。饱和水汽压随着气温的升高而迅速增加。
绝对湿度（a）是指单位体积湿空气中含有的水汽质量，也就是空气中的
水汽密度，单位为克／厘米　或千克／米　。绝对湿度不容易直接测量，实际
3　3

使用比较少。如果水汽压的单位为百帕，绝对湿度的单位取千克／米　，则
3

两者关系为：

a　=　　　2。167e　千克　/　米3
T
其中　T　是绝对湿度。我国过去称水汽压为绝对湿度，无疑是不精确的，
现在已经不这样称呼了。
相对湿度（f）是指空气的水汽压　e　与同一温度下的饱和水汽压　E　之比，
以百分数表示是：

f　=　％
e
E
相对温度的大小表示空气接近饱和的程度，不难明白，当　f＝100％时，
空气已经达到饱和，未饱和时，f＜100％，过饱和时　f＞100％。相对湿度的
大小不仅与大气中水汽含量有关，而且也随气温升高而降低。
湿度的月变化和年变化
在日常生活中，与人们关系最密切的是水汽压和相对湿度，绝对湿度用
得较少。
水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系，而蒸发的快慢在水分供应一定

的条件下，主要受温度控制。白天温度高，蒸发快，进入大气的水汽多，水
汽压就大；夜间出现相反的情况，温度低，蒸发慢，水汽压较小。所以水汽
压在一天的变化，基本上由温度决定。每天有一个最高值出现在午后，一个
最低值出现在清晨。在海洋上，或在大陆上的冬季，多属于这种情况。但是
在大陆上的夏季，水汽压有两个最大值，一个出现在早晨　9～10　时，另一个
出现在　21～22　时。这种情况与　9～10　时后，