友情提示：如果本网页打开太慢或显示不完整，请尝试鼠标右键“刷新”本网页！
中华学生百科全书-第373部分
快捷操作: 按键盘上方向键 ← 或 → 可快速上下翻页 按键盘上的 Enter 键可回到本书目录页 按键盘上方向键 ↑ 可回到本页顶部! 如果本书没有阅读完，想下次继续接着阅读，可使用上方 "收藏到我的浏览器" 功能 和 "加入书签" 功能！
第 51 届（1978 年）《猎鹿人》
第 52 届（1979 年）《克莱默夫妇》
第 53 届（1980 年）《普通人》
第 54 届（1981 年）《火的战车》
第 55 届（1982 年）《甘地传》
第 56 届（1983 年）《母女情深》
第 57 届（1984 年）《莫扎特》
第 58 届（1985 年）《走出非洲》
第 59 届（1986 年）《野战排》
第 60 届（1987 年）《末代皇帝》
第 61 届（1988 年）《雨中人》
第 62 届（1989 年）《戴茜小姐》
第 63 届（1990 年）《与狼共舞》
天气与气候
大气温度
三种温标
一般说，温度表示物体冷热的程度，这只是从现象上说。从科学意义上
讲，温度实际上是表示物体分子运动的速度，它反映物体内能的大小。当物
体获得热量时内能增加，温度就升高；当物体失去热量时，内能减少，温度
就降低。所以，物体温度的升降取决于外来热量的多少。物体的温度条件，
还取决于该物体的比热大小。以同样多的热量给予比热大的物体，它的温度
升高得少；而给予比热小的物体，它的温度升高就大。
用来测量温度的单位是度。经常使用的有三种温标，一是摄氏温标。它
把在标准压力下纯水溶解和纯水沸腾的温度作为基点，把两个基点之间的距
离分成 100 等分。纯水溶解的温度定为 0℃，而纯水沸腾的温度定为 100℃，
它们之间每一等分称 1℃。
水的溶解点相当于 32°F，而沸腾点相当于 212°F。所以华氏温标基点
间的距离分成为 180 等分。
恺氏温标又称为绝对温标。在这个温标上，把干空气体积变成零的温度
取为 0°K，它相当于…273℃，水的融解点相当于 273°K，而沸腾相当于 373
°K。
在气象学和人们的生活中，常用摄氏温标。但是在说英语的国家，如英
国、美国、加拿大、澳大利亚和印度等国，多采用华氏温标。而在科学研究
中，最好使用恺氏温标。
三种温标之间的关系是：
如果要从一种温标换算成另一种温标。则可按下面的公式进行。
其中，t、x、T 分别表示摄氏温标、华氏温标和恺氏温标的数值。
气温、地温和水温的关系
人们通常用大气温度来表示大气的冷热程度，称为大气温度或气温。这
是为了区别于土壤温度（土温）和水体温度（水温）来说的。如果不是为了
这种区别，我们说温度，就是指气温，也不会造成人们误解。
因为大气的热量主要要来自地面，地面的性质和状况又有很大差别，海
洋和陆地，高山和平原，沙漠和森林，潮湿地区和干燥地区等等，不同的地
面情况对大气温度的影响也不相同。
海洋和陆地的差别最有代表意义。例如，在某一纬度上到达地面的太阳
辐射能量相同，可是结果并不一样。陆地上剧烈升温，海洋上升温却十分和
缓，为什么呢？仔细分析，至少有以下原因：
第一，陆地的反射率大于海洋水面。导致陆地实际吸收的太阳辐射比海
洋少 10％～20％，由于这个原因，陆地升温应比海洋大，而冷却则比海洋快。
第二，陆地对各种波长的太阳辐射都不透明，吸收的太阳辐射都用在加
热很薄的陆地表面。水面虽然对红色光和红外线不透明，但对可见光其余部
分和达到水面的紫外线都是透明的，这一部分辐射能量可以达到海洋的深
层。
第三，岩石和土壤都是不良导体，传导到土壤下层的热量很少。水却相
反，有很高的传导本领，得到的太阳辐射能很快地向下层传导。
第四，岩石和土壤不能上下左右流动，海洋上却有波浪、洋流和对流进
行热量的水平输送和垂直交换。
第五，岩石和土壤的比热，小于水体的比热。岩石的比热约为 0．8368
焦／克·度；水比热是 4．184 焦／克·度。如果将 4．184 焦热量给 1 克水，
温度可升高 1℃；如果将 4．184 焦热量给 1 克岩石，温度可升高 5℃。
第二到第五个原因，使陆地得到的太阳辐射只集中于表层，导致地面迅
速而剧烈地升温，从而加强了地面和大气的感热交换。而水面则将太阳辐射
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。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气流高温高湿，
冬季高纬度大陆来的气流寒冷而干燥，也会影响湿度的年、日变化。
水汽压的地理分布
地球表面湿度分布十分复杂，因为纬度、海陆分布、植被性质等等，都
能够决定湿度的大小。我们仅从水汽压谈它的全球分布。相对湿度情况更加
复杂。
在冬季，赤道是一个水汽压特别大的地区，水汽压在 30 百帕以上。赤道
带不但有广阔的海洋，即使在大陆上，亚马逊河和扎伊尔河流域广阔的热带
雨林，都有极大的蒸发量。从赤道向两极，水汽压很快减少，亚洲东北部减
少到接近于零，显然是与气温极低有很大关系。在沙漠地区，特别是撒哈拉
沙漠和中亚沙漠，水汽压都很小，都在 10 百帕以下。
到北半球的夏季，虽然赤道地区仍是水汽压最大的地带，但是赤道与两
极之间的水汽压差别已大大减少。例如，亚洲东北部已增加到 10．7 百帕，比
冬季增大了 100 倍以上。在沙漠地区也增大到 15 百帕以上。
湿度与生产
湿度虽然作为一个重要气象要素，引起人们广泛注意，在气象观测和气
候叙述中，都少不了湿度的观测和描述，因为湿度在说明大气水分特征上是
不可缺少的，但是湿度对工农业生产的直接影响却研究得很少。一般说，相
对湿度如果在 30％以下，就会加速植物的蒸腾，特别是在高温和风速较大
时，农作物就会枯萎甚至死亡。
低相对湿度也会使地面蒸发加速，使干旱更趋严重，森林火灾在相对湿
度小于 30％时最容易发生。高相对湿度对于作物发芽，磨菇和木耳生产，发
酵工业（酿酒、酱油、豆豉等生产）也十分重要，如果相对湿度低于 70％～
80％，生产就会受到影响。
仓库储存需要在适宜的湿度中，一般水果蔬菜是 50～70％。湿度太小会
加速蒸发，而使水果、蔬菜干枯；湿度太大又会加速霉烂。粮食储存仓库相
对湿度最好在 50％以下，以防止霉烂。当然，这些数值还随温度而变化。
云
怎样划分阴晴
云量表示目力估计云遮蔽天空的成数。将天空划分为 10 成，云遮蔽天空
的成数就是云量，因为是目测，当然并不十分准确，但是也没有更好的办法，
所以全世界的气象站至今还是用这种目测方法估计云量。天气预报广播中的
晴、少云、多云和阴，这就根据云量的多少划分的。天空无云，或者虽有零
星云层，但云量不到 2 成时称为晴；低云量在 8 成以上称为阴；中、低云的
云量为 1～3，高云的云量为 4～5 时，称为少云；中、低云的云量为 4～7，
高云的云量为 6～10 时，称为多云。这样做提供了一个判断天气的数量标准，
和过去的习惯�
快捷操作: 按键盘上方向键 ← 或 → 可快速上下翻页 按键盘上的 Enter 键可回到本书目录页 按键盘上方向键 ↑ 可回到本页顶部!
温馨提示： 温看小说的同时发表评论，说出自己的看法和其它小伙伴们分享也不错哦！发表书评还可以获得积分和经验奖励，认真写原创书评 被采纳为精评可以获得大量金币、积分和经验奖励哦！