第四节 大气温度随时间的变化

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第四节 大气温度随时间的变化

地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。但在某一段时间内，可能得多于失，地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，趋于新的平衡。反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。 一、气温的周期性变化 （一）气温的日变化

近地层气温日变化的特征是： 1、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。2、变化原因：

一天中正午太阳高度角最大，太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。（为什么？）

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。



3、影响因子

①纬度：低纬正午太阳高度角最大，高纬正午太阳高度角最小；所以低纬气温日较差最大，中纬次之，高纬最小。据统计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℃。

②季节：在一年中，夏季太阳高度最大，冬季最小所以夏季日较差最大冬季最小，这一变化在中纬地区最明显。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。

③地形：凹下的地形（盆地和谷地），在白天空气与地面的接触面比平地大，因而空气增温强烈，再加上地形闭塞，通风不良，热量不易扩散，所以白天凹地比平地气温高；夜间冷空气在凹地内堆积，气温低。因此，凹地气温日较差最大，平地要小。在春秋两季凹地很容易受霜冻的危害（俗语：霜打洼地）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。

④下垫面的性质：海洋上日较差小于大陆。

⑤天气情况：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

1、气温年较差

气温的年变化和日变化类似，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。一年中月平均气温的最高值和最低值之差，称为气温年较差。

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。 2、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。

3、气温年较差的影响因素 ①纬度


随纬度变化的情况是：低纬最小，高纬最大。即高纬地区气温年较差大于低纬地区。 同一纬度，海上气温年较差小，陆上的年较差大。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℃。



②海陆

沿海地区气温年较差小于内陆地区；干燥地区大于湿润地区。 ③地形地势

盆地的年较差要大于山地的气温年较差。 ④植被

植被多的气温年较差小于植被少的气温年较差。

4、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。

二、气温的非周期性变化

气温变化除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。（例如：P52划线部分）实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。






第五节 大气温度的空间分布

上一节我们讲了气温随时间的变化，这一节我们讲一下大气温度的空间分布。 大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。比如冬季我国东北地区已是白雪茫茫冰封大地，而海南则仍是郁郁葱葱，百花争艳，同一时刻两地气温可相差几十度。

再如珠峰，山下是茂密的森林，山中部是绿油油的草原。山上常年积雪。山上、山下景色截然不同，足见气温的垂直变化（泰山）。

一、气温的水平分布

1、等温线：地面上气温相等的各地点的连线。

在等温线图上，等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。那么怎么在等温线图上读出对我们有用的信息呢，下面我们将介绍关于等温线图的判读是有关知识。

①温度数值

温度数值可以帮助我们知道某一地区的温度是多少，以及相同温度的地区。 ②等温线的疏密

等温线稀疏，表示各地气温相差不大；等温线密集，说明各地气温悬殊。 ③弯曲程度

如果等温线平直，表示影响气温分布的因素较少。等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。

④走向

如果等温线向高纬度凸出，说明该地区的温度比纬度地区高；等温线向低纬度凸出，说明该地区的温度较同纬度的温度低。

⑤其他的影响因素

如果等温线与纬线平行，说明温度随纬度而不同，即以纬度为主要影响因素；与海岸线平行，表明气温的分布受海洋影响较显著；如果与山脉走向或者高原盆地边缘平行的话，说明气温分布受地形影响显著。

⑥等温线呈封闭的曲线，线内温度高的话我们可以判断为盆地；线内温度低的话是山地。

2、影响气温分布的因素 ①纬度

纬度越高，气温越低。等温线与纬线平行，从赤道向两极，其值逐渐减小； ②海陆分布

地球表面最大差异为海陆分布。由于海陆热力差异同一纬度上海陆气温分布是不同的。冬季海洋相对于同纬度大陆是热源；夏季则正相反。

③海拔高度

它的影响表现为在同一地区，高度不同气温明显不同。不过，实际在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。

3、世界气温分布的规律

知道了等温线图如何判读，那么我们来看一下一月份和7月份的全球海平面的等温线


图。我们用1月份代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月份代表北半球的夏季和南半球的冬季。对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作以下分析：

①在全球平均气温分布图上，明显的看出，等温线基本上与纬线平行，赤道地区气温高，向两极地区逐渐降低。这是一个基本特征。

②冬季等温线比夏季密集； ③由于海陆分布的影响，冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反；

④最高温度带不在赤道上，而是在北半球近赤道的低纬度地区； ⑤南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。

二、对流层中气温的垂直分布

（一）、对流层气温垂直分布情况

1、在对流层中气温随高度变化的总的特点是气温随高度而降低。

平均气温直减率为0.65℃/100m。这是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能就多，气温就愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高；愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质越少，因此气温就越低。

2、对流层的底部受地面影响最大，中上层受影响较小。

对流层的上层平均为0.65-0.75℃/100m，在中层气温直减率平均为0.5-0.6℃/100m,下层的气温直减率平均为0.3-0.4℃/100m。

（二）逆温 1、定义

对流层局部出现气温随高度增加降低很慢甚至增加的情况，即某一高度气温高于正常值，称为逆温。

2、影响

逆温现象形成的原因有辐射冷却、空气平流、下沉增温及近地面空气的湍流混合等。 一般逆温层上热下冷，阻碍空气的垂直运动，不利于烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变差，加剧大气污染的严重程度。

3、类型

①辐射逆温：由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温，称辐射逆温。

辐射逆温的形成：形成的有利条件：晴朗无云或少云的夜间；冬季；山谷盆地地区。



②湍流逆温：由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。 湍流逆温的形成： 湍流混合层是稳定的大气层结：

湍流逆温出现在湍流减弱层，即湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层。

其形成过程可用图2·36来说明。图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减


率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。



③平流逆温（冬季沿海）

暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温（图2·37）。但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。



④下沉逆温

如图2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（h＇＜h）。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能有这样的情况：当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为3500m，底部为


3000m（厚度500m），它们的温度分别为－12℃和－10℃，下沉后顶部和底部的高度分别为1700m和1500m（厚度200m）。假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到6℃和5℃，这样逆温就形成了。这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。冬季，下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有着数百米的深厚的逆温层。由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。

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