肮脏的反义词是什么:大气温度

　三种温标 　一般說, 温度表示物体冷热的程度, 這只是从现象上說．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於外來热量的多少．物体的温度条件, 还取决於该物体的比热大小．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．

　　用來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 等分．纯水溶解的温度定为０℃, 而纯水沸腾的温度定为１００℃, 它們之间每一等分称１℃．

　　水的溶解点相当於３２°F, 而沸腾点相当於２１２°F．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．在這个温标上, 把干空气体积变成零的温度取为０°K, 它相当於-２７３℃, 水的融解点相当於２７３°K, 而沸腾相当於３７３°K．

　　在气象学和人們的生活中, 常用摄氏温标．但是在說英语的国家, 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:

　　略

　　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．

　　略

　　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

　　人們通常用大气温度來表示大气的冷热程度, 称为大气温度或气温．這是为了区别於土壤温度（土温）和水体温度（水温）來說的．如果不是为了這种区别, 我們說温度, 就是指气温, 也不会造成人們误解．

　　因为大气的热量主要要來自地面, 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, 陆地的反射率大於海洋水面．导致陆地实际吸收的太阳辐射比海洋少１０％～２０％, 由於這个原因, 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, 這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, 小於水体的比热．岩石的比热约为０.８３６８ 焦／克·度；水比热是４.１８４ 焦／克·度．如果將４.１８４ 焦热量给１ 克水, 温度可升高１℃；如果將４.１８４ 焦热量给１ 克岩石, 温度可升高５℃．

　　第二到第五个原因, 使陆地得到的太阳辐射只集中於表层, 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．而水面则將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．它們的大气热量交换方式（是感热还是游热）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
　由於太阳辐射是随纬度增加而减少的, 所以, 就整个地球來說, 气温是从赤道向两极递减的．不过這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．为了說明单纯的纬度对温度的影响, 人們就以纬度平均气温來比较, 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．這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２６.２℃, 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, 這个纬度被称为＂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． 　　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６.０℃, 漠河（北纬５３°２８′）却高达５０．０℃．這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, 這与南半球海洋面积远远大於陆地面积的情况有很大关系．
 冬暖夏凉与冬冷夏热的秘密
　　我們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, 將大量热量储存起來．当太阳辐射减弱的时候, 海洋又能將储存的热量释放出來．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℃, 北半球冬季平均温度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-４.０℃, 向内陆到呼和浩特降到-８.１℃（订正到海平面）, 共降低了４.１℃, 而在７ 月天津是２６.４℃, 到呼和浩特升到２７.９℃, 只升高１.５℃．

　　在低纬度, 大陆的影响夏季比冬季显著, 夏季大陆升温剧烈, 而冬季降温却不大．例如, 在北纬３０°附近, ７ 月杭州气温２８.４℃, 武汉２８.８℃, 共升高了０.４℃, 而１ 月都是４.１℃．海陆影响在各个纬度之间有不同效果, 說明海洋对气温的调节作用, 在不同纬度不同季节都不相同．高处不胜寒
        大气的主要热源是在地球表面, 距离地面越远, 气温就越低, 气温随着高度增加而降低．难怪, 宋朝苏东坡也发出感叹: ＂高处不胜寒＂．在山地, 不同海拔高度地点的气温也是随海拔高度降低的, 不过在山地的测点与低处平原的测点都接近地面热原．为什么也会有這种温度差别呢? 原因是山地凸出於自由大气中, 高山上的温度除了受本身的地面热原影响外, 还受到自由大气温度的调节作用．山越高, 山地地面温度与自由大气温度的差值就越大, 自由大气对山地气温的调节作用就越明显．例如, 庐山比九江高出１１３２ 米, 冬季１ 月平均温度却从４.２℃降到-０.２℃；夏季７ 月从２９.４℃降到２２.５℃．冬季降低了４.４℃, 夏季降低６.９℃．我們把两个地点的温度差除以它們的高度差（以１００ 米为单位）, 就得到它們之间气温的温度梯度, 九江与庐山的温度梯度１ 月是-０.３９℃／１００ 米, ７ 月是-０.６１℃／１００ 米．

　　温度梯度不仅随季节变化, 而且随地形具体情况也有很大差异, 例如, 在秦岭北坡就小於南坡, 北坡年平均温度梯度-０.４５℃／１００ 米, 南坡却有- ０.５４℃／１００ 米．主要原因是在冬季, 北坡有冷空气经常聚集, 减少了盆地与高山的温度差值．北坡冬季１ 月温度梯度只有-０.３４℃／１００ 米, 而南坡处在冷气流的北风位置, １ 月仍有-０.５４℃／１００ 米, 但在夏季這种情况并不存在, 南北坡温度梯度都是-０.５５℃／１００ 米．

　　另外, 由於自由大气的调节作用, 高山上的温度年变化和日变化也是随高度的增加而减少的, 用最热月温度减去最冷月的温度的差值表示年变化, 称为年较差．九江的年较差为２５.２℃, 到庐山就降到２２.７℃, 年较差不仅随高度减少也可因坡向不同而有差别．秦岭以北的西安年较差达２７.６℃, 到华山降到２４.２℃, 可是在秦岭以南的安康年较差只有２４.２℃, 与华山几乎没有差别．当然, 這与安康纬度偏南, 云、雾及降水较多也有很大关系． 气温的周期性变化
 　　气温的日变化与年变化, 是与太阳辐射日变化与年变化相联系的, 是一种周期性变化．

　　从一天來說, 气温一天中有一个最高值和最低值．日出后, 随着太阳辐射增强, 温度升高, 由於地面热量传递给空气需要一定时间, 所以气温的最高值出现在午后两点钟左右, 随后气温逐渐下降, 一直下降到清晨, 在日出之前达到最低温度．最高温度与最低温度的差值, 称为日较差, 日较差也随纬度和季节有很大变化．這主要与正午太阳高度有关．在低纬度正午太阳高度大, 太阳辐射日变化大, 所以气温日较差也大, 平均在１２℃左右, 而在高纬度只有３～４℃, 夏季正午太阳高度比冬季大, 所以夏季气温日较差也大於冬季．例如, 长沙７ 月日较差为９.０℃, 冬季１ 月只有５.７℃．地表性质对温度日变化影响很大, 在热带, 海洋上的气温日较差１～２℃, 而在内陆常可达 １５℃以上, 沙漠上常可达２５～３０℃, 山谷的气温日较差大於山峰, 凹地的日较差大於高山, 干燥地区大於潮湿地区．雨天和阴天气温日较差明显小於晴天, 而且很不规则．

　　从一年來說、气温的年变化也有一个最高值和最低值, 但出现时间并不与太阳高度最高和最低值的时间（夏至与冬至）对应, 而是要落后１～２ 个月．陆地落后较少, 海洋落后较多．在内陆地区, ７ 月最热, １ 月最冷；在海洋上或沿海地区, 最热月是８ 月, 最冷月是２ 月．最热月与最冷月的差值称为年较差．气温年较差是随纬度而增大的．海洋上冬暖夏凉, 年较差比内陆小．沿海的天津年较差３０℃, 到内陆的呼和浩特增加到３５℃．

　　气温的非周期性变化

　　气温的非周期性变化是指日与日之间的不规则变化, 主要是由於天气变化引起的．寒潮暴发、冷空气活动、锋面移动、气旋活动等等, 都可以引起气温的非周期性变化．＂二、八月乱穿衣＂, 就是因为春、秋过渡季节, 气温非周期性变化大的缘故． 气温的地理分布
 　　气温在地球上的分布, 以纬度、海陆分布和高度的影响最为突出．在纬度的影响下, 气温随纬度升高而降低, 同一纬度上的气温基本上是相同的．在海陆分布影响下, 海洋性强的地方, 冬天比同纬度温暖, 夏天比同纬度凉爽；大陆影响强的地方, 冬天可以把寒冷扩展到较低的纬度, 夏天可以使炎热向较高的纬度延伸．大陆面积的大小, 距海远近, 盛行气流是离岸风还是向岸风, 海洋洋流的性质, 都可以决定海陆分布影响的程度．例如, 欧洲处於大西洋的东岸, 沿岸有墨西哥暖流经过, 又处在西风位置, 所以冬季很温暖, 夏季温度也不高．随着深入内陆, 海洋影响逐渐减弱, 而大陆影响逐渐增强．世界上的绝对最高温度（６３℃）出现在索马里境内；北半球最冷的地方出现在东西伯利亚身米亚康（-７３℃）, 虽然距海都不远, 但是不利的气流条件, 使這些地方得不到海洋的调节, 导致温度十分极端．世界最低温度-９０℃, 出现在南极大陆内部．我国漠河冬季最低温度-５２.３℃, 吐鲁番夏季最高温度４９.８℃, 都是在大陆内部地区．　　在高度的影响下, 山地和高原温度低於四周平原地区．例如, 青藏高原冬季显得特别寒冷, １ 月温度都在-１０.０℃以下, 所以人們都称青藏高原为仅次於南极和北极的世界第三极．即使在夏季, 青藏高原内部７ 月温度仍在１０.０℃以下．