第四节 大气温度随时间的变化

一、气温的周期性变化

    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
大气边界层的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。例如白天当地表面吸收了太阳辐射能而逐渐增热,通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气,使大气温度随之升高;夜间地表面因放射长波辐射而冷却,使边界层大气温度也随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。而地表面对大气边界层温度的影响是与地表面的性质(森林、草原、沙漠、不同类型的土壤等)有关的。广阔洋面上的冷暖洋流也影响洋面上空的大气。
此外,大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。例如暖平流移来时,会使局地上空的气温升高。冷平流移来时则会使局地上空的气温下降。大气中的垂直运动使得垂直方向上热量分布趋于一致。当地表面受热时,垂直交换作用使地表面增热现象减弱。当地表面冷却时,交换作用使降温现象减小。
近地层气温日变化的特征是: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(图2•30)。一天中气温的最高值与最低值之差,称为气温日较差,其大小反映气温日变化的程度。
一天中正午太阳辐射最强,但最高气温却出现在午后两点钟左右。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。

气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。日较差最大的地区在副热带,向两极减小。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℃。日较差夏季大于冬季,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。海洋上日较差小于大陆。盆地和谷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。气温日较差还与地面的特性和天气情况等有关。例如沙漠地区日较差很大。潮湿地区日较差较小。
就天气情况来说,如果有云层存在,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
气温的年变化和日变化在某些方面有着共同的特点,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。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。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。
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。气温年较差的大小与纬度、海陆分布等因素有关。赤道附近,昼夜长短几乎相等,最热月和最冷月热量收支相差不大,气温年较差很小;愈到高纬度地区,冬夏区分明显,气温的年较差就很大。例如我国的西沙群岛(16°50'N)气温年较差只有6℃,上海(31°N)为25℃,海拉尔(49°13'N)达到46.7℃。图2•32给出了不同纬度气温年变化的情况。低纬度地区气温年较差很小,高纬度地区气温年较差可达40—50℃。
如以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℃。


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。


 

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