大气温度

    三种温标

    从现象上说，温度表示物体冷热的程度。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 等份。纯水溶解的温度定为O ℃，而纯水沸腾的温度定为100 ℃，它们之间每一等分称l ℃。

    水的溶解点相当于32，而沸腾点相当于212 。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OK ，它相当于—273 ℃，水的溶解点相当于273K ，而沸腾相当于373K 。

    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 ℃。

    第二至第五个原因，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(是感热还是潜热)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 26.3 ℃，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

    26.2 26.7 25.3 20.3 14.0 5.7-1.0 -10.0 -16.7 北

    半

    球

    气温

    (℃)

    年较差

    (℃)

    0.8 1.1 6.412.7 19.1 25.1 29.833.035.3

    26.2 25.3 23.0 18.4 12.0 5.6-2.0 -11.5 -19.8 南

    半

    球

    气温差

    (℃)

    年较差

    (℃)

    0.8 2.4 5.4 7.2 6.6 5.410.821.425.0

    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. O ℃，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 ℃， 北半球冬季乎均温度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. O ℃，向内陆

    到呼和浩特降到—8.1 ℃(订正到海平面) ......