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的一部分向下层传播，使水温不断升高，传给大气的感热自然减少。
第六，海面有充足的水源供应，蒸发强烈，消耗了水面很多热量，使水
温升不高，减少了空气的感热交换，但是热量多以潜热形式被带到大气中。
感热是可以感觉到的热量，能立即使气温升高；潜热暂时不能升温，只有当
水汽凝结时，才能释放潜热，加热大气。
由此可见，即使在同样太阳辐射条件下，地温和水温之间仍有很大差别。
它们的大气热量交换方式（是感热还是游热）和数量都不相同，从而产生天
气和气候的差异。
地球上天气和气候的差异，并不仅仅发生在海洋和陆地之间，即使都在
陆地上，沙漠和森林，荒地和农田，干燥地区和潮湿地区，山脉的向风坡和
背风坡，阳坡和阴坡等等，天气和气候也不相同。但是，在一定程度上都与
地面干燥或潮湿情况有关。相对干燥的地面更接近一般陆地表面情况，相对
潮湿的地面更接近水面的情况，只是差别没有陆地和海洋对比那样突出罢
了。
从赤道到极地
由于太阳辐射是随纬度增加而减少的，所以，就整个地球来说，气温是
从赤道向两极递减的。不过这个规律往往受到其他因素干扰，在同一纬度上，
温度并不一定相等。特别是在高纬度地区，海陆间的温度相差很大。为了说
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�