试述气温日变化和年变化的特点和原因
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- 提问者网友：相思似海深
- 2021-04-02 16:42
试述气温日变化和年变化的特点和原因
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- 五星知识达人网友：执傲
- 2021-04-02 17:50
（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高；夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。
因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时，会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在午后 14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。
到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13 时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14 时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12 ℃，温带约为 8 —9 ℃，极圈内为 3 —4 ℃。
日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小。由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。冬季约在0.5km 高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km 到2km 高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天 （北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份 （北半球6 月和12 月），而是比这一时段要落后1 —2 个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高，2 月为最低。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（16 °50 ’N ）气温年较差只有 6 ℃，上海（31 °N ）为 25 ℃，海拉尔（49 °13 ’N ）达到 46.7 ℃。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达40 —50 ℃。如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11 ℃，大陆上年较差可达到20 —60 ℃。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。 1. 赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1 ℃ 左右，大陆上也只有 5 —10 ℃左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。 2. 热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5 ℃，在陆地上约为20 ℃左右。 3. 温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7 月。
一个最低值出现在冬至以后的1 月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为10 —15 ℃，内陆一般达40 —50 ℃，最大可达60 ℃。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8 月，最低值出现在2 月。 4. 极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时，会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在午后 14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。
到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13 时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14 时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12 ℃，温带约为 8 —9 ℃，极圈内为 3 —4 ℃。
日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小。由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。冬季约在0.5km 高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km 到2km 高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天 （北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份 （北半球6 月和12 月），而是比这一时段要落后1 —2 个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高，2 月为最低。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（16 °50 ’N ）气温年较差只有 6 ℃，上海（31 °N ）为 25 ℃，海拉尔（49 °13 ’N ）达到 46.7 ℃。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达40 —50 ℃。如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11 ℃，大陆上年较差可达到20 —60 ℃。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。 1. 赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1 ℃ 左右，大陆上也只有 5 —10 ℃左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。 2. 热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5 ℃，在陆地上约为20 ℃左右。 3. 温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7 月。
一个最低值出现在冬至以后的1 月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为10 —15 ℃，内陆一般达40 —50 ℃，最大可达60 ℃。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8 月，最低值出现在2 月。 4. 极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
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- 1楼网友：十年萤火照君眠
- 2021-04-02 18:37
大气温度随时间的变化
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（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高；夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。
因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时，会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在午后 14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后（图2 ·30 ）。
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。从图2 ·30 中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。
到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13 时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14 时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12 ℃，温带约为 8 —9 ℃，极圈内为 3 —4 ℃。
日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（图2 ·31 ）。由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。冬季约在0.5km 高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km 到2km 高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天 （北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份 （北半球6 月和12 月），而是比这一时段要落后1 —2 个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高，2 月为最低。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（16 °50 ’N ）气温年较差只有 6 ℃，上海（31 °N ）为 25 ℃，海拉尔（49 °13 ’N ）达到 46.7 ℃。图2 ·32 给出了不同纬度气温年变化的情况。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达40 —50 ℃。如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11 ℃，大陆上年较差可达到20 —60 ℃。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。 1. 赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1 ℃ 左右，大陆上也只有 5 —10 ℃左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。 2. 热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5 ℃，在陆地上约为20 ℃左右。 3. 温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7 月。
一个最低值出现在冬至以后的1 月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为10 —15 ℃，内陆一般达40 —50 ℃，最大可达60 ℃。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8 月，最低值出现在2 月。 4. 极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
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（一）气温的日变化大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高；夜间地表面因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度也随之降低。
因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质（森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等）有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。此外，大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时，会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时，垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时，交换作用使降温现象减小。近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在午后 14 时左右，一个最低值，一般出现在日出前后（图2 ·30 ）。
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。从图2 ·30 中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。
到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13 时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14 时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带，向两极减小。热带地区的平均日较差约为 12 ℃，温带约为 8 —9 ℃，极圈内为 3 —4 ℃。
日较差夏季大于冬季，但最大值并不出现在夏至日。这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。海洋上日较差小于大陆。盆地和谷地由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说，如果有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。所以阴天的气温日较差比晴天小（图2 ·31 ）。由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。冬季约在0.5km 高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km 到2km 高度处。
（二）气温的年变化气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天 （北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份 （北半球6 月和12 月），而是比这一时段要落后1 —2 个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以 8月为最高，2 月为最低。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。
气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬度地区，冬夏区分明显，气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛（16 °50 ’N ）气温年较差只有 6 ℃，上海（31 °N ）为 25 ℃，海拉尔（49 °13 ’N ）达到 46.7 ℃。图2 ·32 给出了不同纬度气温年变化的情况。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达40 —50 ℃。如以同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11 ℃，大陆上年较差可达到20 —60 ℃。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。 1. 赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有 1 ℃ 左右，大陆上也只有 5 —10 ℃左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。 2. 热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5 ℃，在陆地上约为20 ℃左右。 3. 温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7 月。
一个最低值出现在冬至以后的1 月。其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为10 —15 ℃，内陆一般达40 —50 ℃，最大可达60 ℃。另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8 月，最低值出现在2 月。 4. 极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
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