1、全球热量带地球上的热量分布与太阳辐射的分布规律基本相一致，大致与纬线相平行，由低纬到高纬热量由高到低呈现带状分布，形成全球的热量带。热量带最简单的划分是根据天文辐射划分：赤道带 在南北纬 10之间，占全球面积的 17.36，此带内全年正午太阳高度角大，昼夜长度几乎相等。太阳辐射日变化大，年变化小。热带 在纬度 1025之间，在南北半球各占全球面积的 12.45。此带内的辐射特征与赤道带相似。副热带 位于纬度 2535之间，在南北半球各占全球面积的 7.55，是热带与温带之间的过渡带。天文辐射的季节变化大于赤道带和热带。温带 位于纬度 3555之间，在南北半球各占全球面积的 12.28，全年天文
2、辐射的季节变化最显著，有四季分明的特点。副寒带 位于纬度 5560之间，在南北半球各占全球面积的 2.34，是温带与寒带的过渡带，此带昼夜差别大，但无极昼和极夜现象。寒带 位于纬度 6075之间，在南北半球各占全球面积的 5.00，此带一年中昼夜长度差别更大，在极圈内有极昼和极夜现象。全年天文辐射总量显著减小。极地 纬度 7590之间，在南北半球各占全球面积的 1.70，此带昼夜差别最大，在极点半年为昼，半年为夜。天文辐射日变化最小，年变化最大。空气温度（1）温度的概念空气温度简称气温，是描述空气冷热程度的物理量。空气获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。中国气象台站地面观测的气温是指距离
3、地面1.5m 高度的百叶箱内温度，温标为摄氏温度（ ）。气象台站观测时间世界统一，中国为北京时 02、08、14 和 20 时。4 次观测温度的平均值称为日平均气温，各月日平均气温的平均值称为月平均气温。一年中的日平均温度的平均值称为年平均温度。气象台站还每日观测最高气温和最低气温。空气的增温和冷却是通过辐射能的收支、对流（上下循环流动）及湍流（流体的不规则运动）的显热输送、水分蒸发和水汽凝结过程中的热量转换来进行的。（2）气温的日变化和年变化由于太阳辐射在一天之中和一年之内有变化，故气温也有日变化和年变化。太阳辐射在一日中以 12 时最强，一年之中以夏至日最强。由于空气温度最高是热量积累最多
4、的时刻，它相对太阳辐射最强时刻有滞后性，故陆地上一日之中最高温度在午后 23 时，最热月为 7 月。一日之中最低温度在日出前，最冷月为 1 月。不同纬度气温的年变化情况如图 6-3。由图可见赤道附近在春、秋分后气温最高，夏、冬至后最低，气温变化幅度（即年较差）不大，全年气温均高。随纬度升高，一年之中逐渐合并而只有一高和一低气温，且变幅越来越大，冬夏气温相差悬殊。在海洋上最高最低温度出现的时间比陆地上滞后。如海洋上 8 月气温最高，2 月气温最低。（3）气温的地理分布地球表面高低起伏，各气象台站所测的气温是不同海拔高度上的温度。如以这些温度点在世界地图上，将温度相同的点连成等温线的分布图为实际温
5、度分布图。如果将对流层垂直温度梯度平均为 0.65100m 值对各地的实际温度订正到海平面高度，得到海平面气温，用各地海平面温度绘成的等温线图表示海平面高度的气温的地理分布。海平面气温的地理分布一般是从赤道向两极降低，无论冬、夏，等温线因海陆热力差异的影响而偏离纬线，不与纬线平行。另外，中纬度地区等温线分布冬密夏疏。地表气温最低区域是南极高原，南极极地有-88（1960 年 8 月24 日，Vostok，72S ）的最低记录。最高气温出现在 1540N 范围内的沙漠中，利比亚有 58（1922 年 9 月 13 日，ElAzizia，32N）的最高记录。（4）气温的垂直分布与大气稳定性已知对流
6、层气温随高度升高而降低，垂直温度梯度为 0.65100m ，这是平均状况，对于不同地区，不同时间，不同高度，这个梯度值的大小差别很大，甚至出现气温随高度升高而升高的现象。白昼，太阳照射地表面，地面升温后，再把热量传递给附近空气，形成下层空气温度高，上层空气温度低的现象。在太阳辐射最强的中午前后，地面温度可达 50以上，而 1.5m 高度百叶箱内的气温一般只 30左右，则垂直温度梯度很大。夜间，太阳辐射消失，出现近地气层降温快于上层，近地气层内下层温度低于上层温度的逆温现象。白昼下层温度高，上层温度低，形成空气密度上大下小，在垂直方向容易产生对流运动；夜间相反，很难产生上下对流运动，容易形成风平浪静的局面。这种垂直方向气温分布的昼夜差异是白天比较容易将地面水汽（及大气污染物）升至高空，冷却成云致雨（空气质量较好）的有利条件；夜间近地气层的有害气体难以上升和扩散稀释，易形成大气污染。这里需要引入大气稳定度的概念。大气稳定度是指气块受任意方向的扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度。当其受扰动后，有返回原来位置的趋势，则是稳定的。反之，有远离平衡位置的趋势者是不稳定的。上述夜间出现的逆温是大气稳定状况，而白昼气温分布是大气不稳定状况。
