二、气温

气温是大气热力状况的数量度量。气温的变化特点通常使用平均温度和极端值——绝对最高温度、绝对最低温度来表示，地理位置、海拔高度、气块运动、季节、时间以及地面性质都是影响气温的分布和变化的因素。

大气从地面获得的能量比直接吸收的太阳辐射能多，所以地面性质对气温变化影响极大。地球表面结构不均一，首先可以分为大陆和海洋两大部分。大陆表面主要由岩石及其风化物和土壤所组成，热容量小，约为 0.2 卡

/克·度，海洋热容量较大，为 1 卡/克·度，二者对热能的反映存在显著的差别。水体蒸发耗热较多，且可以通过垂直的和水平的水流运动将热量向周围和深处传递；而陆地蒸发耗热少，向周围传导的热量也少。所以当吸收同等的太阳辐射时，水体吸热慢，增温也慢；陆面吸热快，增温也快。当太阳辐射强度下降至零时，水体与陆面都因长波辐射而放热，水体放热速度很慢，降温自然也很慢；陆面情况则相反。水体与大陆在热能反映上的差异，使水体上的气温变化较缓和，大陆上的气温变化较剧烈。

（一）气温的变化

气温的时间变化气温有明显的日变化和年变化，其原因主要是地球自转与公转所致。

气温的日变化：太阳东升西落，气温也相应变化，通常一天之内有一个最高值和一个最低值。最高值不出现在正午太阳高度角最大时，而是在午后二时前后，这是因为空气主要吸收地面辐射而增温，热量由地面传给大气还要经历一个过程。气温最低值不在午夜，而在日出前后，这是因为地面储存的热量因太阳辐射减弱而减少，气温随之逐步下降，到第二天日出之前，地温达最低值，随后气温也达到最低值。日出之后，太阳辐射加强，地面储存热量又开始增加，气温也相应逐渐回升。

一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。日较差的大

小与地理纬度、季节、地表性质、天气状况有关。一般说来，高纬气温日较差比低纬小，热带气温日较差平均为 12℃；温带为 8-9℃；极地只有 3-4℃。在中纬度太阳辐射强度的日变化夏季比冬季大，所以气温的日变化夏季也高于冬季，例如重庆 7 月份气温日较差为 9.6℃，1 月份只有 5.1℃。地表性质对气温的日较差也有显著的影响，海洋上气温日变化比大陆要小得多。海上气温的日较差一般在 2℃左右，例如香港 4 月份平均日较差 4.2℃，台湾恒春 7.3℃；大陆内部可达 20℃左右，新疆乌鲁木齐 7 月份平均日较差为 12.2

℃，最大日较差曾达 26.2℃。天气状况对气温的日变化也有影响。在有云层的情况下，昼间太阳辐射减少，最高气温比晴天低；夜间有效辐射减弱，最低气温又比晴天高。所以阴天气温日较差比晴天小。图 3-12 北京是 1953 年

3 月 8 日晴天和 3 月 9 日阴天气温日变化曲线。这两条曲线明显反映天气状况对气温日较差的影响。

二、气温 - 图1

此外，地形对气温的日变化也有一定影响。隆起地形上部，气温受到周围空气的调节，白天不易升高，夜间也不易降低，气温日较差通常比同纬度的平地小。例如，济南的日较差为 10.2℃，泰山顶只有 6.2℃。谷地、盆地上空，空气不易流动，白天热量难以扩散，夜间山坡上部冷空气又沿山坡下沉，聚积在盆地、谷地底部。因此，河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地大。

气温的年变化：太阳辐射强度的季节变化使气温发生相应的变化。一般说来，在北半球，一年的气温最高值在大陆上出现在 7 月份，在海洋上

出现在 8 月份；气温最低值在大陆上和海洋上分别出现在 1 月和 2 月。

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。气温年较差大小与地理纬度、地表性质、地形等因素有关。由于太阳辐射的年变化高纬比低纬大，所以，纬度越高，年较差越大。海洋对热能具有显著的调节作用，故最热月与最冷月比大陆延后一个月。例如，我国浙江的北鱼山岛 7 月均温是 26.6℃，8 月为 27.2℃；1 月 6.3℃，2 月为 6.2℃。与同纬度相比，由于海陆的热学性质不同，大陆上的年较差要比海洋大得多。中纬度的内陆气温年较差可达 40—50℃，海洋上只有 10—15℃；我国黑龙江省海拉尔年

较差高达 48.6℃，香港靠近热带海洋，年较差只有 12.7℃。年较差最小的是赤道带的海洋上，一般只有 2℃左右。世界上年较差最大值出现在维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，达 102℃，年较差最小值出现在厄瓜多尔首都基多，只有 0.6℃。

由于局部地形、气流运动等因素的影响，对某一地点来说，气温变化实际上复杂得多。

气温的绝热变化动力原因也会引起气温的变化。当一块空气从地面上升时，虽然它并没有得到或失去热量，但上升后的气块因压力降低而膨胀，气块为了克服膨胀而做功，消耗一部分内能，以致气块温度下降。当空气块下降时，因外界压力增大，对它做功，使气块受到压缩，空气的内能增加，气块温度也就升高了。

气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化，称为气温绝热垂直递减率，或绝热减温率。不含水汽的空气的绝热减温率是干绝热减温率γ d，经理论计算，γd=1℃/100 米未饱和空气绝热减温率，近似地等于 1℃/100 米，饱和空气上升则按湿绝热减温率γm 降温。饱和空气上升到露点温度以下时，水汽产生凝结，因凝结释放潜热，抵消了部分因绝热上升所引起的降温，故湿绝热减温率比干绝热减温率小。它随气温和气压的变化情况见表3-5。