第 15 章 温度

量度和记录

温标 温度可按照液柱长度随增热或变冷而增加或变短来量度。这些变化已经以一定的温标形式加以标准化，按华氏温标，水的沸点定为 212°F，水的冰点定为 32°F。按百分温标（1948 年以来正式称为摄氏温标），水的沸点为 100℃，冰点为 0℃。按列氏温标，沸点为 80°R，冰点为 0°R。它们之间的关系可用一个简单的公式来表示：

C F − 32 R

100 ＝

180

＝ 80 , 或

F＝ 9 C＋32，和C 5 F－32）

5 ＝ 9 （

科学家有时使用绝对或开尔文温标，这种温标的温度按百分温标的度从分子运动停止的一点即－273.15℃＝0°K（绝对零度）开始进行量度。

仪器 用以量测温度的仪器——温度计中的液柱系用水银或酒精制成。温度计必须细心安置；在地面上（测得的温度叫“草地温度”）、地面下不同深度（通常为 10 厘米、20 厘米、30 厘米和 1 米）、在砖墙上或阴影处， 将会得到很不相同的读数。通常需要的记录是在谨慎地避免太阳光线直接照射的标准条件下量测的实际气温，即“阴影温度”记录。这些数值一般是由气象学家引用的数值。温度计系放置于气象百叶箱（具有双层箱顶和双层箱底及百页窗扇的木箱；箱内，温度计的圆球在地面以上 1.25 米即 4 英尺处） 内。百页箱应小心安置在远离建筑物的地方。

最高、最低温温度计具有很大价值，在这种温度计中，小哑铃形指示器指示出上次调整以来达到的最高温度和最低温度，每 24 小时用一块磁铁调整一次。最方便的是自记温度计，其原理是成圈状的一个双金属片的膨胀和收缩，其一端固定，另一端驱动一支铅笔，而铅笔在附着于一旋转圆筒的自记纸上连续进行记录。另一种类型自记温度计是飞机上使用的布尔登管

（Bourdontute）。布尔登管内是一个装满酒精的弯曲金属管，其曲率随温度变化，而这些变化被记录在自记纸或标度盘上。

温度记录的表示 温度数值可以用几种方法表示。极端数值有时是有趣的，例如当气象局（the Meteorological Office）的报告说，某一天是 70 年来 1 月份最温暧的一天的时候。极端最高温度和极端最低温度、霜冻的发生，和其他关键性数字也有价值。

对于试图表示长期平均状况的气候学家来说，最有用的温度数值是经过各种订正和加权的平均值。日、月、年平均值人们都使用，但最有用的是最低限 30 年观测期内最热月平均温度和最冷月平均温度。由这些数据可以计算出平均较差，即最热月和最冷月平均值之差。年平均值用处很小，例如仔细看一看下列北京月平均温度值就会发现：

其温度较差为 31℃（56°F），表示华北有明显的季节性气候对比。年平均值为 12℃（53°F），然而 12 个月中有 10 个月的平均温度值与这个值相差很远。西伯利亚维尔霍扬斯克的年平均温度为－16℃（2.7°F），但当我们知道最冷月和最热月平均温度为－51℃（－58°F）和 16℃（60°F）时，这个值就没有什么意义。

温度曲线图和温度图 某一台站的月平均温度可以用一张简单的曲线图（图 176）表示，第 18 章要讨论的每一个气候类型都要用这种方式加以说明。

图 176 科西嘉岛阿雅克肖月温值图

这组曲线表示科西嘉岛西南部阿雅克肖 1851—1917 年期间各月温度值的几种类型。A 为极端最高温度，B 为平均极端月最高温度，C 为平均日最高温度，D 为月平均温度，E 为平均日最低温度，F 为平均极端月最低温度，G 为极端最低温度。D 为通常在气候表中引用的数值。

大范围内平均气温的分布通过绘制等温线图来表示。将所有已知的台站点在底图上，标明温度，然后画出表示选定温度的曲线。这些曲线将很少通过台站，它们通常必须按比例进行内插。标出的值可能是实际平均温度，也可能是加上台站高度订正值以后的海平面的值；这样就能作出“实际等温线图”或者“海平面等温线图”。前者的缺点是它与等高线图很相近，后者的缺点是它所描绘的是一种假定的状态。

另一种表现力很强的气温图是表示某一台站的平均温度（订正到海平面）和同纬度所有台站的平均温度之差的气温图。这个差值将表现为正距平

（即这个台站比这一纬度平均值暖）或负距平。如果在图上标绘出这些距平， 并且内插出相等距平的线（等距平线），那末，这张图就会显示出这样一些特征，如大陆内部冬季的寒冷、大陆夏季的增热和海洋的影响等。

温度因素

（l）日射 影响大气圈和地球表面的主要热源是从太阳（一团炽热的气体，其表面温度估计约 6000℃）穿过太空呈电磁能形式的辐射能（太阳辐射）。地球仅获得总辐射量的一个极小的部分，也许只有 20 亿分之一，但是这对地球是至关紧要的。这部分太阳能或辐射能称为“日射”。在大气圈的上限，太阳辐射由可见光（约占总量的 41％）、极短的γ射线、a 射线、X 射线和紫外线（占 9％），以及较长的红外线和热线（占 50 ％）组成。

大气圈上限每单位面积所获得的日射强度值称为太阳常数。太阳常数可以计算出来，它差不多等于 2 克·卡/厘米 2·分，即每分钟每平方厘米表面获得的辐射能将 1 克水的温度升高 2℃（即相当于每平方米１.4 千瓦）。从事实来看，这个术语似乎是不恰当的，因为正如黑子活动所表明的，辐射是有变化的，尽管变化仅约 l－2％。此外，地球环绕太阳的轨道为椭圆形，因而地球于 7 月 4 日位于离太阳最远的一点（这一位置叫做远日点，距离为

1.52 亿公里即 0.945 亿英里），1 月 3 日位于离太阳最近的一点（叫近日点， 距离为 1.47 亿公里即 0.915 亿英里）。因此，在近日点获得的太阳能数量约多 6％，而且，当北半球冬季发生这种情况时，这一季节似乎应当比南半球

略微温和些。实际上，其他因素特别是由于轨道呈椭圆形弯曲，地球沿着轨道运动的速度在 12 月、l 月较快，以及北半球巨大的陆地面积等，完全掩盖了这种作用。

真正重要的是当日射进入地球的大气圈；并且部分到达地球表面时它所受到的影响。大约 19％的太阳辐射直接被大气特别是其中的二氧化碳和水蒸气吸收。这个比例之所以很低，是因为短波光穿过大气圈几乎不受阻碍。由空气分子和尘粒引起的漫反射（“散射”）的损失不大（9％）；这些被散射掉的辐射未转变为热。光谱的短波端即蓝色和紫色端光线的散射作用最大， 这有助于解释天空的颜色。对比之下，只有数量很少的辐射往下向地球表面散射。日射的一个重要损失（25％）是从云和地面直接反射回空间的量。地面的辐射系数称为地面的反射率。一片云遮住太阳时所引起的温度下降，可能非常可观，乌云能使入射辐射局部和暂时地减少 80％之多。但是，平均的入射辐射损失约为 53％。

剩余的日射（约 47％）可以到达地球表面，被转变为热能。地表增温时， 地表再将这些能量的一部分辐射出去，但是是以长波热辐射的形式，等于最初获得的总日射量的 14％。很清楚，如这种再辐射未发生，那么地表将会越来越热。这些长波比入射的短波容易被大气吸收，从而大气间接被增热。蒸发和凝结所传输的潜热也使大气增热，潜热约等于其中总能量的 23 ％。最后，变热的地球表面通过直接传导（10％）使地表面以上的空气层变热，传导可继而转变为大气层中热的垂直传输（称为对流）。对流表现为上升气流、上升风、对流眼（cell），或通常所谓的上升热气流。

因此，地球表面在同一时间不仅吸收而且也放出辐射能，虽然是呈不同波长能量的形式；所以增热取决于这两者之间的平衡（图 177）。夏季晴朗、阳光充足的白天，地表有净辐射收入，温度升高，下午早些时候气温达到最高值。夜晚，进入的日射停止，然而继续放出辐射，因此夜间发生热的损失， 气温最低值的时间是在刚刚破晓以后。

大气圈的作用颇象温室的屋顶，因为长波辐射不能象短波辐射那样容易通过大气圈。大约有 7/10 的射出辐射被大气吸收，否则夜晚和冬季温度就会更明显地降低。这种隔绝作用由于云层而得到增强。冬季严重的霜冻发生在晴朗、星光照耀的夜晚，这时，进入空间的射出辐射达到最大值。同样，在天空无云的热带沙漠中，夜晚地面的辐射使温度急剧降低。在加利福尼亚及其他一些地方，人们用火堆施放烟雾来防止夜间冷却，火焰放出浓密的烟幕以阻挡辐射，从而减少开花期霜冻的发生。

图 177 平均的太阳辐射平衡

A 为入射辐射（短波），即日射；B 为大气吸收造成的损失；C 为由于云和尘土散射和漫反射回到太空而造成的损失； D 为到达地面的有效直接辐射；E 为云、水或地面的直接反射；F 为在地面转化为热的太阳辐射；G 为进入太空的地面射出辐射（长波）；H 为被大气的吸收的地面射出辐射（长波）； I 为直接从大气辐射到太空的热量；J 为从大气辐射到地球的能量；K 为因对流和地球的传导而形成的大气圈直接增热；L 为通过蒸发和凝结而传输到大气圈的潜热。

数字表示占整个地球上入射辐射的各种近似平均百分数。实线表示短波辐射；虚线为长波地面辐射。这些数字是平均值，在不同的季节和不同的气

候区都不相同。

1. 纬度 到现在为止，对日射所作的是一般性的讨论，还没有谈及日射由于天文学原因而怎样发生变化。这个变化是纬度的函数。

1

地球不仅绕自己的轴自转（这形成昼夜的交替），而且以大约 365 4 天

为周期、在椭圆形的轨道上绕太阳公转（这形成了四季）。地球自转所围绕

1

的轴以 66 2 的角度与地球公转时所循的轨道面（称为黄道面）斜交。因此，

正午太阳高的位置全年都发生变化：北半球冬季，太阳看起来向南偏斜，夏季看起来回归向北。图 178 表示赤纬这种变化的结果。6 月 21 日北极向太阳

倾斜（夏至），12 月 22 日北极背离太阳（冬至），9 月 23 日和 3 月 21 日， 太阳光线恰好到达两极（春秋分点）。

从这些天文学事实，对于日射的程度有两个重要影响：（a）它们使太阳光线入射角发生很明显的差异；（b）使地球上各地区几个季节中白天和黑夜的长短有很显著的不同。

图 178 太阳的高度S1S2 表示正午太阳光线 Z 为天顶（头顶上的点）

1 .12 月 22 日 A 地位于北纬 55°，大阳的赤纬

为 23.5°S（即在 B 点的头顶）。那么，∠AOB＝55°＋23.5°＝78.5°

＝∠ZAS1

（同位角）；A 点的太阳高度＝∠S1AH1＝90°－∠ZAS1＝11.5°。

2.6 月 21 日 太阳的赤纬为 23.5°N，那末，

∠AOB＝55°－23.5°＝31.5°＝∠ZAS1（同位角），A 点的太阳高度

＝∠S1AH1＝90°－∠ZAS1＝58.5°。

3.赤纬图上标绘的是全年（以周为周期的）赤道以北、以南高太阳的角距离（即赤纬），用天文年鉴（the Nautical Almanac）给出的赤纬，

它们也可用公式：23.5°×距最近二分点的天数的正弦值计算出来。

1. 照射到地球表面的太阳光的入射角，影响太阳光的热效应。在高纬地区，不仅太阳光线通过大气圈的路径长度增长（如果通过大气圈的路径长度增加一倍，那么每单位面积的增热量便减少到 l/4），而且每单位面积太阳能的数量减少（如图 180 所示）。因此，入射角的差异使日射强度按比例地发生差异。

2. 在春分点、秋分点时，各个纬度都半日白昼，半日黑夜，全世界的白昼和黑夜几乎相等。但是 6 月 21 日，南极圈内整天黑暗；赤道白昼长度逐

渐增加到差不多刚好 12 个小时；而在北极圈内，太阳不落到地平线以下。这些事实被归纳于下列引自天文年鉴的表中：

日昼长（月平均小时）

12 月 12.13 8.09 5.93 无昼

因此，季节的影响使日射持续时间改变，其最后的结果是，日射的强度和持续时间两者都必须予以考虑。赤道日射值的变化极小，昼长约 12 小时， 正午太阳与头顶之间决不超过 23.5°。二分点时日射有两个不太显著的最大值，二至点时有两个不太显著的最小值。随着离赤道距离的增加，夏季白昼变长；在二至点时，回归线处昼长约 13.5 小时，正午太阳位于头顶，因此日射比赤道要大。在回归线以外，夏季昼长随着纬度而不断增加，但太阳光线的入射角减小。开始一段纬度，前者的补偿超过后者，日射量在纬度 43.5° 处增加到最大值。但是由此向两极，昼长增加便不能补偿正午太阳角度的减少，因此日射值减少。

图 179 二至点

在任何时刻，地球有一半地方被照亮。夏至时，X 点（北纬 50°）白昼约 16.

5 小时。冬至时，X 点白昼约 8 小时。

图 180 太阳光线入射角

地表 AB 的面积小于地表 CD，距离 AG 小于距离 DE，因此，AB 增热的密集度大于 CD。

在计算出所有理论日射值，并将有效的入射辐射减去地面的射出辐射时，便可以看出：南、北纬 40°向极地存在着热量的净损失，而南、北纬 40

°之间，存在着热量净收入。由于整个地球表面似乎维持着大致恒定的温度， 因此总收入和损失必定平衡。换言之，必定存在着通过气团和水团运动完成的从热带到极地地区的热量输送。这就是大气运动的基础。

曙暮光 地球大气圈的尘粒和水蒸气在早晨太阳出现在地平线以上前，和晚上太阳消失在地平线以下以后都反射太阳光。天文曙暮光从太阳位于地平线以下 18°一直持续到黎明，还从日落一直持续到太阳位于地平线以下 18

°。比较有限的民用曙暮光（civil twilight）仅从太阳位于地平线以下 6

°持续到黎明，以及从日落持续到太阳位于地平线以下 6°。在高纬度地区， 太阳在升起和降落时，入射的角度小，这使得曙暮光延续时间比低纬度地区长。在北极，曙暮光从 9 月 23 日一直持续到 11 月 14 日，然后又从 1 月 29 日持续到 3 月 21 日，即持续于太阳的赤纬从 18°变到 0°，又从 0°变化到18°的时期。这两个时期之间是完全黑暗的时期。

1. 地表性质 在这以前，我们所讨论的是这样的日射值，即似乎它们所影响的地表是一个均一的表面。就世界而言，地表的基本差别在于水陆表面之间。

某种物质比热的定义是：将 1 克这种物质温度升高 l℃所需的卡数，1

卡是将 1 克水的温度升高 l℃所需要的热量。因而，海水的比热为 0.94，花岗岩的比热约 0.2。换句话说，为了提高与土地同样度数的温度，水必须吸收几乎多 4 倍的热。因此，陆地表面增热比水面迅速、强烈。另一方面，当热源中断时，陆地冷却也比水面迅速。

其他一些因素使这种差别更加明显。密实的地球是不良导体，因此其表面一薄层增热较强烈。地球不透明，而水却能让太阳光穿透到较大的深度， 所以在较小程度上影响较多的水。在水面以下 15—18 米（50—60 英尺）处可以探测到温度的日波动，但是在地面以下小于 1 米处才能测到这种变化。水面能发生蒸发，这是一个冷却的过程；通过水中容易形成的对流所引起的混合作用也发生相当多的热量传输。水反射大部分太阳光线（可与抛光的银器相比，它们在最炎热的太阳下也较凉，因为它们反射 95％的光线），而颜色较深的地表物质吸收较多的光线。一张落在雪地表面的黑纸，几小时后就会下沉几厘米深，因为它吸收了热量，从而融化了周围的雪。雪地反射大部分光线，因而滑雪者在耀眼的阳光下变为青铜色时，白雪却依然存在。极地冰帽实际上是极好的反射场。达到一块地表的总太阳辐射与被反射量之比（用小数或百分率表示），叫做反射系数或反射率。从宇宙空间看到的地球平均反射率（还包括云的反射率）约为 0.4；即太阳辐射的 4/10 被反射回宇宙空间。地表的反射率从暗色土壤的 0.03 到雪地的 0 .8 不等。光线近乎垂直

时，水的反射率低（约为 0 .02），但是角度小的倾斜光线反射率较高，草

地反射率大约为 0 .25。

干沙土比热小，在表面处增温迅速，尽管土粒之间所含空气具有绝缘作用，使热量被保留在地表。因而地表以下仅几厘米沙子温度即可能低 15℃之多。沼泽地或积水的土壤，起类似于水面的作用；森林通过形成树荫减轻增热作用。小气候学提供了关于这些变化的许多实例；试比较 1925 年 6 月在索尔兹伯里平原测得的下列各种地表面上的气温记录：

陆地和水面差异增热的气候学结果不仅导致日对比而且导致季节对比。夏季夜晚一定体积的水因射出辐射而降低的温度仅为同体积土地的 l/4。因此，水面的温度日较差小得多。

上升暖气流 当地球表面的增热局限于一个“热点”（如茂密植被中的一条道路、一块柏油或裸露地面）上时，这里的上升气流称为上升暖气流或“对流单体”，鸟类和滑翔机驾驶员可借助这种气流上升。上升气流生成时，似乎是呈涡流圈的形式，圈内为辐合的旋转气流。热点和热点形成的上升气柱很少是连续的；通常上升暖气流由猛烈上升空气的单体或“泡”组成。在处于反气旋条件下的温暖而无风的日子里，确实可能存在一些稳定的上升暖气流源，但更为常见的是，在近地面空气（它不时“激发”出热气流）中存在着一个普遍的扰动带。

1. 离海距离 海陆季节温度的分布是气候学最基本的概念之一。大陆

夏季往往比同纬度大洋温暖，但冬季明显较冷；陆块越大，则差异越大（图181）。因此，极端温度及巨大的季节较差是大陆性的结果，大陆性对北半球的影响比对南半球明显得多。另一方面，海洋和受海洋影响的陆地边缘，温度的变化不大，季节较差小。在第 18 章讨论气候类型时，将谈到大陆性和海洋性因素是气候分类主要的标准。

图 181 陆块和大洋对温度的影响

斜线部分代表陆地，无斜线部分代表水域。

大的湖泊具有和海洋同样的一般性影响，但影响范围不太大，取决于水面的大小。小气候学家指出，瑞士的湖泊影响离湖岸 1 公里左右范围内的温度。北美洲五大湖使冬季等温线明显北偏。沿密歇根湖东岸 50 公里（30 英里）宽的地带被称为“水果带”，伊利湖南岸形成宾夕法尼亚州和纽约州的“葡萄带”；由于秋季水体保持较高温度，葡萄、桃子这样一些水果能很好地成熟。相反，春季湖水增温不如陆地迅速，使沿湖地带温度略低，因而使果树不过早地开花。

1. 地形 地形对温度的一个直接影响——高度的影响，前面已经提到。环境递减率约为每 100 米 0.6℃（每 1000 英尺 3.3°F），但存在着与这一数值很不相同的情况。在 1884—1903 年间，海拔 1343 米（4406 英尺）的本尼维斯山山顶有一气象台，其年平均温度为－0.25℃，而接近海面的威廉堡为 8℃（47°F）。在不列颠群岛，冬季的递减率平均每１33 米为 0.6℃（每410 英尺降低１°F ）；但夏季增加到每 90 米 0. 6℃（即每 270 英尺 l° F）。当然必须记住，“自由大气”递减率和“地势”递减率之间可能有相当大的差异。这二者都趋于夜晚减少，白天增大。当空气发生垂直运动时，则出现更大的变化。

但是，环境递减率具有重要的实际意义。例如印度河-恒河平原上高 219 米（718 英尺）的德里，6 月平均温度为 33℃（92°F），而位于德里山上的西姆拉站（高 2204 米，7232 英尺），相应的温度仅 19℃（67°F）。

地形对温度的其他影响同蔽护和方位有关。蔽护作用能保护某一地区， 使之免受冷风的吹袭。例如，密史脱拉风（the mistral）吹来时，罗讷河河口发生的严寒，这与以东由于受滨海山脉蔽护而比较温和的里维埃拉海岸天气迥然不同。中国南部冬季在较大的范围内出现异常的低温，因为它容易受到寒冷季风的影响，而印度却由于有喜马拉雅山障壁的保护而不受寒冷季风的影响。美国没有真正的横向屏障，因此新奥尔良州会遭到北极气流所导致的寒潮影响，而来自墨西哥湾的极暖湿的气流能把热浪带到北部各州，甚至带到加拿大。方位（包括坡向和坡度）是重要的，因为在北半球向南的方位意味着有较大的日射量。阿尔卑斯山谷向阳坡和背阴坡的温度、植被和人类的利用具有鲜明的对照。

逆温 逆温的出现是温度随高度而降低的一个明显的例外。在晴朗而稳定的天气，由于夜间发生热辐射，山坡上的空气迅速变冷，稠密的空气向下沉， 温度可能在冰点以下，冷空气充塞凹地或盆地，这时山坡上部明显地较为温暖。蒙大拿州迈尔斯城位于大平原的一个深凹地中，高 703 米（2371 英尺）， 它曾出现过美国所记录到的最低温度（阿拉斯加除外）－54℃（－65°F）。而派克斯峰（4300 米，14109 英尺）山顶却从未记录到低于－40℃（－40°F） 的温度。

如果霜冻发生在果树开花期，则可能给果树种植者带来严重的损失。伊夫舍姆谷地的李树种植者、吉伦特省和香槟区的葡萄栽培人员，以及加利福厄亚的柑桔种植者等都同样面临着这一问题。人们采用浓烟薰，在树林中谨慎地设置油炉，甚至灌水以降低地面冷却速度和促进轻雾形成等办法加以防止。在种植早蔬菜的法国南部，人们在日落前用草席覆盖田地，尽管不能达到使地面保持温暖而免除霜冻的程度。最好的方法是将果园建在冷空气流泄线以外的坡地上，以便避开“霜袋”。

逆温还能由于与局部气压系统有关、温度不同的气团的相对位置而产生。

除了所谓的“地表逆温”或“地面逆温”以外，有时在高纬地区也出现类似的现象。其重要性在于它们往往阻止空气的垂直运动，因而形成稳定状态，结果不会有任何降雨。

等温层在非常稳定的高压条件下，在达到相当大高度的一个空气层中， 温度可能保持相同。

1. 风 风对温度的作用是，在它们吹过的地区将温度‘输送’出去， 或者从陆地送出，或者从海洋送出。面向大陆内部吹出的冷风或由于有屏障而能避开冷风，其结果，前面已经提及。热带地区从较冷的海洋吹来的向岸风，往往降低沿海一带的温度。而西风带西风一类的向岸风在冬季能将暖和的温度从海洋带上大陆边缘。地方性风（温暖的西洛可风、寒冷的密斯脱拉风和布拉风（图 192），和山脉背风坡的焚风或钦诺克风）可能使温度迅速变化。

2. 洋流 洋流和风一样都具有“输送”温度的能力。当向岸风吹过这些洋流时，它们便将类似的温度输送到大陆边缘。特别重要的是热带和亚热带地区大陆西缘的“冷水海岸”。影响北大西洋的“冬季暖湾”（图 182）， 主要是北大西洋漂流的结果；挪威北部不发生冰冻，尽管与中格陵兰处于相同纬度。

图 182 欧洲 1 月等温线

这些等温线表示订正到海平面的温度。

注意：①斯堪的纳维亚和北海上的“冬季暧湾”；

②陆地上等温线的南北走向，说明冬季寒冷向东逐渐加剧。

世界温度分布

温度的季节分布是划分气候类型的一个标准（第 18 章）。海平面等温线图表明，在北半球，冬季海上等温线明显向北弯曲，陆地等温线向南弯曲； 特别是 0℃（32°F）等温线的路径。夏季，陆地上等温线向北弯曲（但不很明显）。在南半球，陆地范围小，等温线平行的东西走向较为明显，特别是南纬 35°以南。

世界上记录到的最高荫蔽温度为的黎波里省阿齐济耶的 58℃（136.4° F，1922 年），墨西哥的圣路易斯波托西州也记录过 58℃（1933 年）。英国的最高温度是肯特郡汤布里奇的 38℃（100. 5 °F， 1968 年）。相反地，世界上记录到的最低荫蔽温度，为南极洲东方站的－88℃（－127°F，1960 年）。英国最低温度是布雷马的－27.2℃（－17°F，1895 年）。

“感觉温度”是人体对冷和热的感觉。这种温度与湿度密切相关；皮肤表面的加速蒸发可以使干热的高温略为减低；而湿热则使人体感到明显的不舒服。这方面的一个指标是“湿球温度计”。如湿球温度计读数大大高于 24

℃（75°F）时，持续进行体力劳动就极为困难。湿冷比干冷难受得多，潮湿空气比干空气容易导热，在寒冷天气能使人体损失热量。当空气干燥、平静而又有阳光时，很低的温度都能忍受（如在加拿大中部）。温度湿度指数可以用表示人体舒适感的各种经验公式加以确定。按照这样的指标，指数 60—

65 表示理想的状况，而 80 可以看成是很不舒适（在纽约或其他一些地方会发生），以致机关和工厂可能停止办公颠。寒冷气候的另一个生理指标，是从有关温度和风力的一个公式求得的风力降温。

这些事实对于地理学家具有头等重要性，它们关系到热带和低海拔的拓居、白人在热带地区的气候适应、诺斯兰的开发和劳动效率的问题。

积温 积温的计算是表示一定时期内某一基本临界值以上的热量积累的一种统计方法。这对于生长期植物活动性和温度条件之间关系的研究、气候类型的分类和气候循环的分析，都具有相当重要的意义。使用的单位称为度

－日，或日－度，它们给出平均日温值偏离于选定基本温度的值的精确量度。例如，如果基数为 6℃，一个特定月份的平均值为 9℃，那么总积温为 3×31

＝93 度－日。某一天的积温可以较精确地（但也较罗嗦）用度－时表示。日照

日照的持续时间在一定程度上是纬度的一个函数，因为光照小时数（即可能日照）在不同的纬度随季节而变化。日照也是白天云量的一个函数。

量测和记录 明亮日照的持续时间用坎贝尔－斯托克斯日照计的一个直径 10 厘米的实心玻璃球来测定。这个玻璃球把阳光聚焦在一张标有小时刻度的对光敏感的卡片上，因而在日照期间烧出一条线痕。接近黎明或黄昏或太阳部分被遮蔽时的昏暗阳光无法记录。日照数据表即根据这些记录制成，这种表用每天绝对小时数，或者每日或每月可能日照的百分比形式来表示。在得到必不可少的年份内的平均数值时，就能标出每一台站的数值，并经过内插画出口照持续时间平均值相等的线（等日照线）。

日照的分布 地球上阳光最充足的地区是信风带的热沙漠。尼罗河流域开罗以南的赫勒万气象台（Helwan Observatory）的年平均日照为 3668 小时，约占这一纬度可能日照量的 82％。从 6－9 月，日照持续时间约为可能日照量的 90％，即使云量最多的月份（1 月）也获得可能日照量的 70％。

地中海周围地区和世界其他具有大致类似气候的地区，具有阳光极充足的夏季，平均日照约为可能日照持续时间的 90％。即使在冬季（即雨季）， 完全没有日照的日子也很少，因为降雨总是短暂的。

颠 基准面（the Old British Datum ） 系以于 1844 年 3 月 7 日与 16 日之间在 利物浦维多利亚港进行的若干次短期潮汐观测为基础。这 10 天中，在高潮和低潮的 1 小时中，每隔 5 分钟进行一次潮汐观测。这样， 地形测量局（the Ordnance Survey ）便得出一个基准面，即平均海平面，一直沿用到 1921 年。1911 年当地形测量局决定重新组织英国基本水准网时，还决定测得一个新的基准面。伸进英吉利海峡的一个防波堤上的纽林潮汐观潮台，实际上处于开阔大洋的位置。人们计算了从 1915 年 5 月 1 日到 1921 年 4 月 30 日每小时记录一次的数据平均值， 经过各种校正以后，确定了一个新基准面作为英国所有高程的基础。

赤道带和大部分冷温带纬度地区的日照要少得多。赤道气候的特征是全年有雨，并且云量相当多；但是，通常在上午有光亮的日照，下午和傍晚天空才阴云密布。在冷温带纬度地区，天空常常多云，经常下雨或毛毛雨。例如，爱尔兰西部的瓦伦西亚岛平均每天日照仅 1.3 小时，即可能总日照的 17

％。日照和多云量期与这些地区容易变化的天气一样，是不规则和变化无常的。但是，5 月和 6 月日照约占可能总日照的 40 ％，是阳光最充足的月份。这些纬度的大陆内部较为干燥，云量较少，因而比西部边缘的日照多。

换算表

注意：有趣的是两种温标在－40°时相等，即－40°F＝－40℃ ，这是它们具有相同值的唯一点。