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，对流发展旺盛，地面蒸发的水汽
被上传给上层大气，使下层水汽减少，21～22 时后，对流虽然减弱，但是温
度已降低，蒸发也减弱了。与这个最大值对应是两个最小值，一个最小值发
生在清晨日出前温度最低的时候，另一个发生在午后对流最强的时候。
相对湿度的大小，不但取决于水汽压，而且取决于温度。当气温升高时，
虽然地面蒸发加快，水汽压增大，但是这时假饱和水汽压随温度升高而增大
得更多些，使相对湿度反而减小。同样的道理，在气温降低时，水汽压减小，
但是饱和水汽压随温度下降得更多些，使相对湿度反而增大。所以相对湿度
在一天中有一个最大值出现在清晨，一个最低值出现在午后。
水汽压的年变化和气温的年变化相似。最高值出现在 7～8 月，最低值出
现在 1～2 月。相对湿度因为与水汽压和温度都有关系，年变化情况比较复
杂。一般情况下，相对温度夏季最小，冬季最大，但是在季风气候地区，冬
季风来自大陆，水汽特别少，夏季风来自海洋，高温而潮湿，所以相对湿度
以冬季最小，而夏季最大。不过湿度的年、日变化，实际上比较复杂。因为
除温度以外，各个地方地面干湿不同，蒸发的水分供给有很大差异。对流运
动使水汽从下层向上层传输，使低层水汽减少，上层水汽增加，也会影响湿
度的日变化。气流的性质也有很大影响，夏季低纬度海洋来的