大气温度daqi wendu

表示大气冷热程度的量，简称气温。它是空气分子运动的平均动能。习惯上以摄氏温标(t℃)表示，也有的国家用华氏(TF)表示，理论研究工作中常用绝对温度(TK)表示。气温是大气最基本的要素，它的时空分布和变化对于大气的压力、风、湿度以及天气、气候具有重要影响。
气温的高低和升降变化，实质上是大气中内能的多少和增多、减少的表现。就某一确定地点而言，空气中内能增减的变化有三种途径：一是与外界热量交换；二是运动气块的绝热变化；三是冷暖空气的水平移动。空气与外界（下垫面）热量交换引起的温度变化称非绝热变化，是空气与地面间通过辐射、对流和湍流、蒸发和凝结、传导等过程进行的热量交换，是对流层大气获得热量的主要途径。这些过程虽然对大气的增温或冷却都起作用，但是增温效益不尽相同。一般来说，辐射是最重要的热量交换形式；对流和湍流是气层之间热量输送的主要形式；传导过程仅限于贴地层，而且由于空气是热的不良导体，可能传导的热量甚少；蒸发和凝结引起的潜热传输，在蒸发强盛的高温季节和热带地区更为重要。运动气块在升降过程中，因绝热变化所引起的温度变化只限于运动气块（见大气绝热过程条）。冷或暖空气水平移动引起的温度变化往往规模大，幅度大，时间快。例如一次寒潮过境引起的降温可达几度到十几度，影响地区的面积有数千，甚至数万平方公里。
由于影响气温升降变化的因子具有时间和空间的变化，因而气温也具有时间和空间变化。气温的时间变化主要表现为周期性的季节变化和昼夜变化，虽然高、中、低纬度变化的形式有所不同。气温的空间变化包含着水平方向的变化和垂直变化。气温水平变化受纬度、海拔高度和海陆分布三个因素的影响。为了显现出气温水平分布的基本规律和特点，一般都消除高度因素的影响(按6.5℃/1000米直减率订正到海平面)，绘制出气温水平分布图（海平面等温线图）。从图上可以看出：
❶南北半球气温都是赤道地区高，两极地区低，从赤道向极区逐渐降低。赤道与极地间的温差1月份大于7月份。
❷冬季陆地气温低于同纬度海洋，等温线凸向赤道；夏季陆地气温高于同纬度海洋，等温线凸向极地。而且，等温线在海陆交界区弯曲的程度大于陆地，更大于海洋。由于北半球陆地多于南半球，而且地形复杂，其等温线弯曲的程度远大于南半球。
❸全球的高温区（热赤道）并不恰好位于赤道上，冬季位于5～10°N，夏季移到20°N左右。这是北半球陆地面积多于南半球和回归线附近太阳位于或近似位于天顶的时间长于赤道的结果。
❹南半球不论冬夏，最低温都出现在南极；北半球夏季最低温出现在极区附近，冬季最冷区出现在东西伯利亚山区和格陵兰地区。
气温垂直变化的基本规律是随高度升高而降低，平均垂直变化率6.5℃/1000米。然而大气中热量交换非常复杂，有时在大气的某些层次可能出现气温随高度升高没有变化（称等温变化），甚至出现气温随高度而递增的现象（称逆温）。等温和逆温在大气中存留的时间虽然短暂，但对大气中对流运动的发展和云雾生消关系甚大。

大气温度Daqi wendu

表示大气冷热程度的物理量。简称气温，以摄氏温标(t℃)表示。也有的国家用华氏温标(t℉)表示，理论工作者用绝对温标(TK)表示。气温是大气最基本的要素，它的高低和变化对大气压力、风、湿度以及天气、气候都有重要影响。
气温是空气分子运动的平均动能的表现，大气中内能多，气温高；内能少气温低。内能增多，气温升高；内能减少，气温降低。而大气中为什么内能有增加和减少呢？就某一个地点而言，其空气中内能变化有三种途径。一是同下垫面间热量交换。这是大气中热量增多或减少的主要途径。二是冷暖空气水平移动。暖空气移来热量增加，温度升高，冷空气移来，热量损失，温度降低。三是空气上下运动过程中位能和动能转换引起的温度变化。实际上，一地气温是在这三种途径共同影响下变化着的。
日常所说某地、某时的气温，是指某时距地面1. 5米高度百叶箱中的气温。一天中出现的最低温度，称最低温度；一天中出现的最高温度称最高温度。一天中各次(一般是4次)观测温度值的平均值称日平均气温。一月中各天平均温度的平均值称月平均气温。一年中各月平均温度的平均值称年平均气温。
世界各地的气温是不相同的，这取决于各地获得热量的多少。而获得热多少，决定于三个因素：一是纬度；纬度低获得太阳辐射多，温度高；纬度高，获得太阳辐射少，温度低。赤道地区纬度低终年高温，两级地区纬度高冰雪不化。二是拔海高度：高度越高获得地面热量越少，温度越低。巨大高山上，终年积雪。据测算，大约每上升1000米，气温下降6℃。三是云量。云量多，削弱太阳辐射多，气温要降低；云量少或晴空，太阳辐射大部被吸收，气温就较高。比如赤道地区，纬度最低，应该获得太阳辐射最多，气温最高。然而，由于云量多，它的气温并不是最高。而世界最高温移在云量较少的10—20°N地区了。