海洋气象学之气温

海洋气象学之气温

气温、湿度、气压、风、云、能见度、雾等等,都是表征大气状态的物理量或物理现象,统称为

气象要素(M eteorological E lem ents)。本章首先介绍气温和湿度。

第一节 气 温

一、气温的定义和单位

气温(A ir T em perature)是表示空气冷热程度的物理量。由大气状态方程可知,气温是大

5

气状态的重要参数之一。气温的高低本身与人类活动密切相关,因此它成为天气预报的重要项

目;同时,大气的冷与暖即温度场的分布在某种意义上决定着空气的干湿与降水,决定着气压

场的分布,从而影响天气形势和天气变化的全过程。

温度的度量单位称为温标。常用的温标有三种,它们分别对纯水在标准大气压下的冰点和

沸点作如下规定:摄氏温标(℃),冰点为0℃,沸点100℃,其间分为100 等分;华氏温标(℉),

冰点为32℉,沸点为212℉,其间分为180 等分;绝对温标(K ),冰点为273K ,沸点373K ,其间

分为100 等分,可见,绝对温标的零度相当于- 273℃, 称为“绝对零度”。三种温标之间的换算

关系如下:

C=

5

9

(F - 32) (2-1)

F =

9

5

C+ 32 (2-2)

K = C+ 273 或 T = C+ 273 (2-3)

式(2-3)中:T 代表绝对温度。

我国和许多国家在实际业务工作和日常生活中采用摄氏温标,有些英语国家习惯上仍采

用华氏温标。

二、太阳、地面和大气辐射

为了理解和掌握气温变化的原因,引进如下几个基本概念。

1.辐射的概念

自然界中一切温度高于绝对零度的物体都以电磁波的形式时刻不停地向外传递能量,这

种传递能量的方式称为辐射(R adiation )。辐射不依赖于任何介质,它以光速向外传播。以辐射

的方式向四周输送的能量称为辐射能。研究表明,物体的温度越高,放射能力越强,辐射出的波

长越短;物体的温度越低,放射能力越弱,辐射出的波长越长。任何物体一方面因放射辐射消耗

内能使本身温度降低,另一方面又因吸收其它物体放射的辐射能并转化成内能而使本身的温

度升高。

2.太阳辐射、地面辐射和大气辐射

气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。

太阳辐射(Solar R adiation ) 是地球表面和大气唯一的能量来源。太阳是表面温度为

6000K 、内部温度更高的炽热球体,它所放出的辐射波长在0.15～4μm 之间,称为短波辐射。

太阳的短波辐射只有极少部分被大气直接吸收,其中大部分穿过大气投射到地球表面。地面吸

收太阳的短波辐射能而使地面温度升高, 然后再以地面辐射( R adiation of the E arth's

S urface)的方式传给大气。同样,大气在获得辐射能的同时,也依据自身温度不停地向外放出

辐射,称为大气辐射(A tm ospheric R adiation )。地面辐射和大气辐射的波长约在3～120μm 之

间,称为长波辐射。由此可见,大气受热的主要直接热源是地球表面,它主要靠吸收地面放射的

几乎全部波长的长波辐射来维持其一定温度。

3.大气逆辐射

大气辐射是各个方向的,其中向下的那一部分,因为刚好和地面辐射方向相反,故称为大

气逆辐射(A tm ospheric C ounter R adiation)。夜间,大气逆辐射被地面所吸收,使得地面因长

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波辐射损失的热量得到了部分补偿,可见,大气对地面起到了保温作用。例如,在阴天及有云的

夜晚,因大气中的水汽和水汽凝结物放射长波辐射的能力比较强,从而加强了大气的逆辐射,

使得阴天夜间气温高于晴夜。这种现象有时被称为云的花房效应。

三、空气的增热和冷却

空气温度的高低,实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时,它的内能增加,气温

就升高;反之,空气失去热量,内能减少,气温降低。根据热力学第一定律,作功或传递热量都能

改变系统的内能,它们是等效的。影响空气内能变化的原因有两个:一是由于空气与外界有热

量交换而引起的温度变化,称为非绝热变化;二是空气与外界没有热量交换,仅是由于外界压

力的改变使空气膨胀或压缩而引起的温度变化,称为绝热变化。

1.气温的非绝热变化

空气不断地与外界交换热量,是引起气温变化的主要原因。交换热量的方式(物理过程)有

以下几种:

1)辐射 如前所述,大气的主要直接热源是下垫面的长波辐射。白天,地面增温,低层大气

吸收地面长波辐射使气温升高,再由大气辐射等作用将热能向上传递;夜间,地面因得不到太

阳辐射而降温,地面辐射减弱,大气本身也因向地面放出逆辐射而使气温降低,从而形成昼暖

夜冷的一般变化规律。可见,长波辐射是地面与大气之间交换热量的最主要方式。

2)对流与平流 对流(C onvection)是指空气在垂直方向上有规则的升降运动。如暖而轻

的空气上升,周围冷而重的空气便下来补充,便形成了垂直对流运动。对流过程中上下层空气

互相混合,可使低层的热量传递到较高层次,如图2-1 所示。平流(A dvection)是指大范围空气

的水平运动,同时伴有某种物理量的水平输送。如“南风送暖、北风送寒”就是指空气的冷、暖平

流运动,它对局地温度的变化影响甚大。

3)水相变化 水在蒸发(或冰在升华)时要吸收热量;水汽在凝结(或凝华)时,又会放出凝

结潜热。可见,在水相变化过程中,伴随热量的吸收和释放,因此蒸发与凝结能使地面与大气之

间、空气块与空气块之间发生热量交换。

4)乱流 又称湍流(T urbulence),是指空气微团的无规则运动,如图2-1 所示。当下垫面

图2-1 对流与乱流

受热不均匀的范围和程度较小时,或者当空气流经粗糙的下垫面时,都可形成乱流运动。它一

般只发生在贴近地面1km 以下的摩擦层内。由于乱流能使空气在各个方向上充分混合,同时

也就使热量、水分和微尘的分布趋于均匀。白天地面增热,乱流作用将热量由地面向上传送;夜

间,乱流又将热量向下传送给地面,但强度比白天弱。例如,在有风的夜间,低层乱流较强,乱流

作用向下传递热量,使夜间地面辐射失去的热量得到部分补偿,地面降温作用减小,因而地面

气温比静风时要高些。

5)热传导 空气与下垫面之间、空气与空气之间,都可以通过分子热传导交换热量。但由

于空气是热的不良导体,分子热传导作用十分微小,通常不予考虑。

7

综上所述,局部地区气温的变化是多种物理过程综合作用的结果,只是具体情况要具体分

析。通常,地面与大气之间的热交换以辐射为主、乱流和水相变化次之;各地空气之间的热交换

以平流为主;上下层之间的热交换以对流和乱流为主。

2.气温的绝热变化

空气与外界没有热量交换,随着外界压力的改变,空气体积被压缩或向外膨胀而引起气温

变化的过程,称为绝热过程(A diabatic P rocess)。在实际大气中,有时加热作用比较缓慢或空

气运动速度很快,来不及与周围空气交换热量,这种变化也可以看成是绝热的。

1)干空气温度的绝热变化

干空气或未饱和湿空气作垂直升降运动时的温度变化过程,称为干绝热过程(D ry A diabatic

P rocess)。干空气块绝热上升时,由于外界气压减小,气块体积膨胀对外作功,消耗内能使气块

温度降低;反之,气块在绝热下降时,外界气压增大,外界压缩气块即对气块作功,气块内能增

加,温度升高。在干绝热过程中,气块温度随高度的递减率称为干绝热直减率(D ry A diabatic

L apse R ate),以γd 表示,根据热力学计算,γd= 0.98K / 100m。实际工作中,近似地取γd= 1℃/

100m。这表明,干空气或未饱和湿空气每绝热上升100m ,温度下降1℃,每绝热下降100m ,温

度升高1℃。

2)湿空气温度的绝热变化

饱和空气作垂直升降运动时的温度变化过程,称为湿绝热过程(W et A diabatic P rocess)。

在湿绝热过程中, 气块的温度随高度的递减率称为湿绝热直减率(W et A diab atic L apse

图2-2 干绝热线与湿绝热线的对比

R ate),以γm 表示。可以证明,恒有γm < γd。这是因为饱和空气绝热

上升过程中,气温下降使水汽凝结释放潜热,潜热对气块的加热作

用使上升冷却变得缓慢;反之,在绝热下降过程中,水滴蒸发吸收

蒸发热使气块的下降增温作用减弱。所以,恒有γm < 1℃/ 100m 。实

际上,γm 不是常数,它是随气温和气压而改变的,通常取γm 为0.

5℃/ 100m或0.6℃/ 100m。

图2-2 给出了干绝热线(γd 线,D ry A diabatic L ine)和湿绝热

线(γm 线,W et A diabatic L ine)的比较。由图可以看出,因γd 是常

数,γd 线是一斜率不变的直线;γm < γd,故γm 线在γd 线的右方,并

且γm 不是常数,其值是下部小,随着高度的增加,γm 值增大,越来

越接近于γd 值,形成γm 线越往上空越接近于与γd 线平行。这是因

为在大气层下部气温高,水汽含量多,γm 值就小;随高度的升高,气温降低,空气中水汽含量越

来越少,使γm 值增大。这也说明γm 值主要是随气温的降低而增大。干绝热线和湿绝热线都表

示气块在垂直运动中温度随高度的变化率,它们统称为状态曲线(S tate C urve)。

四、气温的日、年变化

气温在一天中和一年中的正常变化规律,叫气温的日变化和年变化。午热晨凉、夏暑冬寒,

这是近地面气温变化的一般规律,而且越近地面的气层,这种变化越显著。

1.气温的日变化

气温日变化的特点是:一天内气温出现一个最高值和一个最低值。最低气温出现在日出前

后,陆地上最高气温出现在13～14 时左右;大洋上最高气温出现的时间在中午12 时30 分左

右。一天中最高值与最低值的差值,称为气温日较差。气温日较差的大小与纬度、季节、下垫面

8

性质、天气状况、海拔高度及地形等有关。日较差低纬大,随着纬度的增高而减小,热带地区平

均为12℃,温带地区平均为8～ 9℃,极地附近只有2℃;日较差夏季大冬季小,这种随季节的

变化在中纬地区最明显;陆地上日较差比海洋上大得多,陆上常在10～15℃,沙漠最大,海洋

上日较差只有1～2℃,大洋上则更小;晴天的日较差比阴天大;海拔高度越高,气温日较差越

小,在2～3km 高度上,其值可小于1℃。

2.气温的年变化

一年之内,月平均气温有一个最高值和一个最低值。北半球,大陆上最高值出现在7 月,最

低值出现在1 月;海洋上比大陆推迟一个月,分别为8 月和2 月。南半球最高值与最低值出现

的月份则与北半球相反。

气温年较差的大小也随纬度、下垫面性质和海拔高度等变化。年较差赤道附近最小,随纬

度增高而增大,两极最大;同纬度相比,气温年较差海洋上小,陆地上大,从沿海向内陆逐渐增

大;海拔高度越高,气温年较差越小。

另外,在赤道地区,一年中气温出现了两个高值和两个低值,出现时间分别为春分、秋分和

冬至、夏至之后。

气温的日、年变化都是周期性的变化,实际上气温还存在非周期性的变化。例如,随着大气

的运动有冷、暖平流作用时,气温正常的日变化规律会受到干扰,不仅使气温变化反常,同时将

伴有各种天气变化。所以,掌握气温的各种变化规律,对天气预报具有重要意义。

五、海平面平均气温的分布

气温的分布通常用等温线表示,图2-3a)、b)分别表示订正到海平面后的全球1 月和7 月

平均气温的地理分布。由全球海平面气温等温线分布的主要特征可以看出影响气温分布的主

要因素及其作用。

1.赤道地区气温高,向两极逐渐降低,这是一个基本特征,表明太阳辐射增暖地面对气温

的影响主要是由纬度决定。

2.等温线大致与纬圈平行,这点在南半球表现明显,而在北半球,等温线并不完全与纬圈

平行,其特征是:冬季(1 月)等温线在大陆上凹向赤道,海洋上凸向极地,这在北大西洋上墨西

哥湾流所在处尤为突出;夏季则相反。说明冬季大陆为冷源,海洋为热源;夏季则相反。这一事

实表明气温的分布还要受海陆分布、地表不均匀及洋流的影响。

值得说明的是由于北大西洋墨西哥湾流的影响,使得位于60°N 以北的挪威、瑞典1 月份

平均气温比同纬度的亚州及北美东岸气温高10°～15℃;在盛行西风带的40°N 处,欧亚大陆

的西岸,1 月份平均气温比同纬度的亚州东岸高出20℃以上。此外,高大山脉能阻止冷空气的

流动,从而影响气温的分布。例如,我国的青藏高原,欧洲的阿尔卑斯山等均能阻止冷空气南

下,使其改向东流动。

3.地球上的最高气温带并不与地理赤道吻合,其平均位置约在10°N 附近,将其称为热赤

道,这里1 月和7 月的平均温度均高于25℃。

有关极端温度值的数值及地区在该平均图上不能反映出来。据观测记录:全球不论冬夏,

最低气温均出现在南极附近,极端最低气温值达- 94℃。北半球,冬季有两个冷极,一个在西伯

利亚,另一个在格陵兰;夏季最低气温出现在极地附近,夏季的极端最高气温达63℃(出现在

索马里境内)。全球年平均气温为14.3℃。

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图2-3 海平面月平均气温的分布

海洋气象学之气温

气温、湿度、气压、风、云、能见度、雾等等,都是表征大气状态的物理量或物理现象,统称为

气象要素(M eteorological E lem ents)。本章首先介绍气温和湿度。

第一节 气 温

一、气温的定义和单位

气温(A ir T em perature)是表示空气冷热程度的物理量。由大气状态方程可知,气温是大

5

气状态的重要参数之一。气温的高低本身与人类活动密切相关,因此它成为天气预报的重要项

目;同时,大气的冷与暖即温度场的分布在某种意义上决定着空气的干湿与降水,决定着气压

场的分布,从而影响天气形势和天气变化的全过程。

温度的度量单位称为温标。常用的温标有三种,它们分别对纯水在标准大气压下的冰点和

沸点作如下规定:摄氏温标(℃),冰点为0℃,沸点100℃,其间分为100 等分;华氏温标(℉),

冰点为32℉,沸点为212℉,其间分为180 等分;绝对温标(K ),冰点为273K ,沸点373K ,其间

分为100 等分,可见,绝对温标的零度相当于- 273℃, 称为“绝对零度”。三种温标之间的换算

关系如下:

C=

5

9

(F - 32) (2-1)

F =

9

5

C+ 32 (2-2)

K = C+ 273 或 T = C+ 273 (2-3)

式(2-3)中:T 代表绝对温度。

我国和许多国家在实际业务工作和日常生活中采用摄氏温标,有些英语国家习惯上仍采

用华氏温标。

二、太阳、地面和大气辐射

为了理解和掌握气温变化的原因,引进如下几个基本概念。

1.辐射的概念

自然界中一切温度高于绝对零度的物体都以电磁波的形式时刻不停地向外传递能量,这

种传递能量的方式称为辐射(R adiation )。辐射不依赖于任何介质,它以光速向外传播。以辐射

的方式向四周输送的能量称为辐射能。研究表明,物体的温度越高,放射能力越强,辐射出的波

长越短;物体的温度越低,放射能力越弱,辐射出的波长越长。任何物体一方面因放射辐射消耗

内能使本身温度降低,另一方面又因吸收其它物体放射的辐射能并转化成内能而使本身的温

度升高。

2.太阳辐射、地面辐射和大气辐射

气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。

太阳辐射(Solar R adiation ) 是地球表面和大气唯一的能量来源。太阳是表面温度为

6000K 、内部温度更高的炽热球体,它所放出的辐射波长在0.15～4μm 之间,称为短波辐射。

太阳的短波辐射只有极少部分被大气直接吸收,其中大部分穿过大气投射到地球表面。地面吸

收太阳的短波辐射能而使地面温度升高, 然后再以地面辐射( R adiation of the E arth's

S urface)的方式传给大气。同样,大气在获得辐射能的同时,也依据自身温度不停地向外放出

辐射,称为大气辐射(A tm ospheric R adiation )。地面辐射和大气辐射的波长约在3～120μm 之

间,称为长波辐射。由此可见,大气受热的主要直接热源是地球表面,它主要靠吸收地面放射的

几乎全部波长的长波辐射来维持其一定温度。

3.大气逆辐射

大气辐射是各个方向的,其中向下的那一部分,因为刚好和地面辐射方向相反,故称为大

气逆辐射(A tm ospheric C ounter R adiation)。夜间,大气逆辐射被地面所吸收,使得地面因长

6

波辐射损失的热量得到了部分补偿,可见,大气对地面起到了保温作用。例如,在阴天及有云的

夜晚,因大气中的水汽和水汽凝结物放射长波辐射的能力比较强,从而加强了大气的逆辐射,

使得阴天夜间气温高于晴夜。这种现象有时被称为云的花房效应。

三、空气的增热和冷却

空气温度的高低,实质上是空气内能大小的表现。当空气获得热量时,它的内能增加,气温

就升高;反之,空气失去热量,内能减少,气温降低。根据热力学第一定律,作功或传递热量都能

改变系统的内能,它们是等效的。影响空气内能变化的原因有两个:一是由于空气与外界有热

量交换而引起的温度变化,称为非绝热变化;二是空气与外界没有热量交换,仅是由于外界压

力的改变使空气膨胀或压缩而引起的温度变化,称为绝热变化。

1.气温的非绝热变化

空气不断地与外界交换热量,是引起气温变化的主要原因。交换热量的方式(物理过程)有

以下几种:

1)辐射 如前所述,大气的主要直接热源是下垫面的长波辐射。白天,地面增温,低层大气

吸收地面长波辐射使气温升高,再由大气辐射等作用将热能向上传递;夜间,地面因得不到太

阳辐射而降温,地面辐射减弱,大气本身也因向地面放出逆辐射而使气温降低,从而形成昼暖

夜冷的一般变化规律。可见,长波辐射是地面与大气之间交换热量的最主要方式。

2)对流与平流 对流(C onvection)是指空气在垂直方向上有规则的升降运动。如暖而轻

的空气上升,周围冷而重的空气便下来补充,便形成了垂直对流运动。对流过程中上下层空气

互相混合,可使低层的热量传递到较高层次,如图2-1 所示。平流(A dvection)是指大范围空气

的水平运动,同时伴有某种物理量的水平输送。如“南风送暖、北风送寒”就是指空气的冷、暖平

流运动,它对局地温度的变化影响甚大。

3)水相变化 水在蒸发(或冰在升华)时要吸收热量;水汽在凝结(或凝华)时,又会放出凝

结潜热。可见,在水相变化过程中,伴随热量的吸收和释放,因此蒸发与凝结能使地面与大气之

间、空气块与空气块之间发生热量交换。

4)乱流 又称湍流(T urbulence),是指空气微团的无规则运动,如图2-1 所示。当下垫面

图2-1 对流与乱流

受热不均匀的范围和程度较小时,或者当空气流经粗糙的下垫面时,都可形成乱流运动。它一

般只发生在贴近地面1km 以下的摩擦层内。由于乱流能使空气在各个方向上充分混合,同时

也就使热量、水分和微尘的分布趋于均匀。白天地面增热,乱流作用将热量由地面向上传送;夜

间,乱流又将热量向下传送给地面,但强度比白天弱。例如,在有风的夜间,低层乱流较强,乱流

作用向下传递热量,使夜间地面辐射失去的热量得到部分补偿,地面降温作用减小,因而地面

气温比静风时要高些。

5)热传导 空气与下垫面之间、空气与空气之间,都可以通过分子热传导交换热量。但由

于空气是热的不良导体,分子热传导作用十分微小,通常不予考虑。

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综上所述,局部地区气温的变化是多种物理过程综合作用的结果,只是具体情况要具体分

析。通常,地面与大气之间的热交换以辐射为主、乱流和水相变化次之;各地空气之间的热交换

以平流为主;上下层之间的热交换以对流和乱流为主。

2.气温的绝热变化

空气与外界没有热量交换,随着外界压力的改变,空气体积被压缩或向外膨胀而引起气温

变化的过程,称为绝热过程(A diabatic P rocess)。在实际大气中,有时加热作用比较缓慢或空

气运动速度很快,来不及与周围空气交换热量,这种变化也可以看成是绝热的。

1)干空气温度的绝热变化

干空气或未饱和湿空气作垂直升降运动时的温度变化过程,称为干绝热过程(D ry A diabatic

P rocess)。干空气块绝热上升时,由于外界气压减小,气块体积膨胀对外作功,消耗内能使气块

温度降低;反之,气块在绝热下降时,外界气压增大,外界压缩气块即对气块作功,气块内能增

加,温度升高。在干绝热过程中,气块温度随高度的递减率称为干绝热直减率(D ry A diabatic

L apse R ate),以γd 表示,根据热力学计算,γd= 0.98K / 100m。实际工作中,近似地取γd= 1℃/

100m。这表明,干空气或未饱和湿空气每绝热上升100m ,温度下降1℃,每绝热下降100m ,温

度升高1℃。

2)湿空气温度的绝热变化

饱和空气作垂直升降运动时的温度变化过程,称为湿绝热过程(W et A diabatic P rocess)。

在湿绝热过程中, 气块的温度随高度的递减率称为湿绝热直减率(W et A diab atic L apse

图2-2 干绝热线与湿绝热线的对比

R ate),以γm 表示。可以证明,恒有γm < γd。这是因为饱和空气绝热

上升过程中,气温下降使水汽凝结释放潜热,潜热对气块的加热作

用使上升冷却变得缓慢;反之,在绝热下降过程中,水滴蒸发吸收

蒸发热使气块的下降增温作用减弱。所以,恒有γm < 1℃/ 100m 。实

际上,γm 不是常数,它是随气温和气压而改变的,通常取γm 为0.

5℃/ 100m或0.6℃/ 100m。

图2-2 给出了干绝热线(γd 线,D ry A diabatic L ine)和湿绝热

线(γm 线,W et A diabatic L ine)的比较。由图可以看出,因γd 是常

数,γd 线是一斜率不变的直线;γm < γd,故γm 线在γd 线的右方,并

且γm 不是常数,其值是下部小,随着高度的增加,γm 值增大,越来

越接近于γd 值,形成γm 线越往上空越接近于与γd 线平行。这是因

为在大气层下部气温高,水汽含量多,γm 值就小;随高度的升高,气温降低,空气中水汽含量越

来越少,使γm 值增大。这也说明γm 值主要是随气温的降低而增大。干绝热线和湿绝热线都表

示气块在垂直运动中温度随高度的变化率,它们统称为状态曲线(S tate C urve)。

四、气温的日、年变化

气温在一天中和一年中的正常变化规律,叫气温的日变化和年变化。午热晨凉、夏暑冬寒,

这是近地面气温变化的一般规律,而且越近地面的气层,这种变化越显著。

1.气温的日变化

气温日变化的特点是:一天内气温出现一个最高值和一个最低值。最低气温出现在日出前

后,陆地上最高气温出现在13～14 时左右;大洋上最高气温出现的时间在中午12 时30 分左

右。一天中最高值与最低值的差值,称为气温日较差。气温日较差的大小与纬度、季节、下垫面

8

性质、天气状况、海拔高度及地形等有关。日较差低纬大,随着纬度的增高而减小,热带地区平

均为12℃,温带地区平均为8～ 9℃,极地附近只有2℃;日较差夏季大冬季小,这种随季节的

变化在中纬地区最明显;陆地上日较差比海洋上大得多,陆上常在10～15℃,沙漠最大,海洋

上日较差只有1～2℃,大洋上则更小;晴天的日较差比阴天大;海拔高度越高,气温日较差越

小,在2～3km 高度上,其值可小于1℃。

2.气温的年变化

一年之内,月平均气温有一个最高值和一个最低值。北半球,大陆上最高值出现在7 月,最

低值出现在1 月;海洋上比大陆推迟一个月,分别为8 月和2 月。南半球最高值与最低值出现

的月份则与北半球相反。

气温年较差的大小也随纬度、下垫面性质和海拔高度等变化。年较差赤道附近最小,随纬

度增高而增大,两极最大;同纬度相比,气温年较差海洋上小,陆地上大,从沿海向内陆逐渐增

大;海拔高度越高,气温年较差越小。

另外,在赤道地区,一年中气温出现了两个高值和两个低值,出现时间分别为春分、秋分和

冬至、夏至之后。

气温的日、年变化都是周期性的变化,实际上气温还存在非周期性的变化。例如,随着大气

的运动有冷、暖平流作用时,气温正常的日变化规律会受到干扰,不仅使气温变化反常,同时将

伴有各种天气变化。所以,掌握气温的各种变化规律,对天气预报具有重要意义。

五、海平面平均气温的分布

气温的分布通常用等温线表示,图2-3a)、b)分别表示订正到海平面后的全球1 月和7 月

平均气温的地理分布。由全球海平面气温等温线分布的主要特征可以看出影响气温分布的主

要因素及其作用。

1.赤道地区气温高,向两极逐渐降低,这是一个基本特征,表明太阳辐射增暖地面对气温

的影响主要是由纬度决定。

2.等温线大致与纬圈平行,这点在南半球表现明显,而在北半球,等温线并不完全与纬圈

平行,其特征是:冬季(1 月)等温线在大陆上凹向赤道,海洋上凸向极地,这在北大西洋上墨西

哥湾流所在处尤为突出;夏季则相反。说明冬季大陆为冷源,海洋为热源;夏季则相反。这一事

实表明气温的分布还要受海陆分布、地表不均匀及洋流的影响。

值得说明的是由于北大西洋墨西哥湾流的影响,使得位于60°N 以北的挪威、瑞典1 月份

平均气温比同纬度的亚州及北美东岸气温高10°～15℃;在盛行西风带的40°N 处,欧亚大陆

的西岸,1 月份平均气温比同纬度的亚州东岸高出20℃以上。此外,高大山脉能阻止冷空气的

流动,从而影响气温的分布。例如,我国的青藏高原,欧洲的阿尔卑斯山等均能阻止冷空气南

下,使其改向东流动。

3.地球上的最高气温带并不与地理赤道吻合,其平均位置约在10°N 附近,将其称为热赤

道,这里1 月和7 月的平均温度均高于25℃。

有关极端温度值的数值及地区在该平均图上不能反映出来。据观测记录:全球不论冬夏,

最低气温均出现在南极附近,极端最低气温值达- 94℃。北半球,冬季有两个冷极,一个在西伯

利亚,另一个在格陵兰;夏季最低气温出现在极地附近,夏季的极端最高气温达63℃(出现在

索马里境内)。全球年平均气温为14.3℃。

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图2-3 海平面月平均气温的分布