第三节大气的热状况ppt教案三
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• 地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。因 而，若背风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其 左方，此称风压律。
• 梯度风: 当空气质点作曲线运动时，除受气压 梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力 的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯 度风。
• 由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分， 而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同， 其梯度风也各不相同。
第四节 大气的运动
• 大气时刻不停地在运动着。大气中热量 和水汽的输送，以及一切天气变化，都 是通过大气运动实现的。
• 大气运动的能量来源于太阳辐射。由于 太阳辐射对各纬度加热的不均匀，造成 高低纬度间热量的差异，这是引起大气 运动的根本原因。
一、冷热不均引起的大气运动
等压面是空间气压相等点组成的面。如 500hPa等压面上各点的气压值都等于500hPa。
由于气压随高度递减，因而在某一等压
面以上各处的气压值都小于该等压面上气压 值，等压面以下各处则反之。用一系列等压 面的排列和分布可以表示空间气压的分布状 况。
A
B
二、大气的水平运动
海平面等压线分布图
• 在同一水平面上气压相等的各点连线，叫等压线。通常用等 压线分布图表示在同一海拔高度上气压水平分布的状况。
五、气温的水平分布
• （一）在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬 向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量 多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气 温就低。
•
从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这
说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气
运动、地面状况等因素密切相关。
3 、大气对太阳辐射的反射
大气对太阳辐射有反射作用，尤其是云能 强烈地反射太阳辐射。
不同的云状、云厚对太阳辐射反射不同 一般而言，高云反射率25%，中云反射 率50%，低云反射率65%，稀薄的云1020%，平均反射率50-55%。 在吸收、散射、反射作用中，以反射作 用最重要，散射作用次之，吸收作用最小。 总之，进入大气的太阳辐射34%被反射 和散射回宇宙空间，19%被大气吸收，47% 穿过大气到达地面。由此也可见，太阳辐射 并非大气的直接热源。
系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征。
地面摩擦力对风的影响
低
G
R
A 高
V
a
P1
P2
的注 差意 别：
摩 擦 层 中 的 风 与 地 转 风
据统计，陆地上的地面风速（10~12米高度上的风速）约为气压场应有的地转风风速
的35~45%，在海上约为60~70%。风向与等压线的交角，陆地上约为25~35，海上约为 10~20。
• 两个高压和两个低压交错分布的中间区域叫鞍形气压场。
• 气压梯度：对于同一水平面上的大气来说，有 的地方气压高，有的地方气压低。这样，在地 区之间就出现了气压差。我们把单位距离间的 气压差叫做气压梯度。又称为水平气压梯度。
• 只要水平面上存在着气压梯度，就产生了促使 大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水 平气压梯度力。
• 在这个力的作用下，大气由高压区向低压区作 水平运动，这就形成了风。可见，水平气压梯 度力是大气产生水平运动的原动力，是形成风 的直接的原因。
作用于空气的力
• 气压梯度力 • 地转偏向力 • 惯性离心力 • 摩擦力
自由大气中的空气水平运动
• 地转风: 是气压梯度力和地转偏向力相平衡时， 空气作等速、直线的水平运动
• 当太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率 为2％，高度角30°时为6％，10°时为35％， 5°时为58％，2°时为79.8％，1°时为89.2 ％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率 为10％。
• 因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。
三、地面辐射和大气辐射
1、地面辐射 地面辐射是指地面放射的指向大气的长波
• 由于大气对太阳辐射的反射、散射和吸收，削 弱了到达地面的太阳辐射。
• 太阳高度角愈大，太阳辐射经过大气的路程愈 短，被大气削弱的愈少，到达地面的太阳辐射 就愈多；反之愈少。
• 被大气削弱以后到达地面的太阳辐射，也不是 全部被地面吸收，其中又有一小部分被地面反 射回到宇宙空间。反射多少与地面性质有关。
• （二）南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物 理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。
• （三）北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬） 凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。 这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆 比海洋热。
• （四）7月份，世界上最热的地方是北纬20°～30° 大陆上的沙漠地区。这是因为7月份太阳直射北纬 20°附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠 对太阳辐射吸收强，增温快。撒哈拉沙漠是全球的炎 热中心。1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。 世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。
北半球的低、高气压气流是怎样流动的？
低
压
高
压
三、大气环流
• 具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大 气环流。
• 大气环流把热量和水汽从一个地区输送到另一 个地区，从而使高低纬度之间、海陆之间的热 量和水汽得到交换，促进了地球上的热量平衡 和水平衡。所以，掌握大气环流的规律，是了 解天气变化和气候形成的基础。
为了简化起见，假设大气是在均匀的地球表面上运动的。引 起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。
• 单圈环流
现以北半球为例，说明在气压梯度力 和地转偏向力的影响下，大气环流的情况。
北半球的大气环流圈
由于太阳直射点随季节变化而南北移动，地球上的气压
带和风带的位置，也随季节变化而移动。就北半球来说， 大致是夏季北移，冬季南移。
第三节大气的热状况ppt 教案三
• 太阳辐射的主要波长范围是0.15微米～4微米。 • 其中，人眼能看见的光线，波长在0.4微米～
0.76微米之间，叫做可见光线。 • 波长小于0.4微米的紫外线和大于0.76微米的红
外线，人们肉眼都无法看见。
• 由实验得知，物体的温度愈高，它的辐射中最强 部分的波长愈短；物体温度愈低，辐射中最强部 分的波长愈长。太阳表面温度高达6000K，它的 辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，可见 光区差不多占太阳辐射总能量的一半。为此，人 们把太阳辐射称为短波辐射。
• 大气逆辐射又把热量还给地面，这就在一定程 度上补偿了地面辐射损失的热量，起到了保温 作用，使地面温度变化比较缓和。
• 天空有云，特别是浓密的低云，逆辐射更强。 所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚温暖些。
大气对地面的保温作用图
四、气温的日变化和年变化
上海7月份气温日变化平均情况示意图
• 日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断 增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高， 地面辐射不断增强。大气吸收地面辐射，气温也跟着不 断上升。一天中的最高气温并不出现在太阳辐射最强的 正午，而是出现在午后2时左右。这是因为正午过后，太 阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比 地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地 面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。 随着太阳辐射的进一步减弱，地面获得太阳辐射的热量 开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由 盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。地面再通 过辐射、对流、湍流等方式将热量传给大气，还需要一 个过程，因此午后2时左右，气温才达到最高值。
辐射。它大部分能被大气所吸收，少量可透过 大气直达宇宙。
地面吸收太阳辐射，温度增高，同时地面 又把热量向外辐射。由于地球表面的温度比太 阳低得多，因此地面辐射的波长比太阳辐射要 长得多，其能量主要集中在红外线部分。相对 于太阳辐射来说，人们把地面辐射叫做长波辐 射。
2、大气辐射 大气吸收地面长波辐射的同时，又
对流层大气中的水汽和二氧化碳等，主要吸收 太阳辐射中波长较长的红外线。
大气对太阳辐射中能量最强的可见光却吸收得 很少，大部分可见光能够透过大气射到地面上 来。
因此，大气直接吸收太阳辐射能量是很少的。
2、大气对太阳辐射的散射
太阳辐射遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时就 要发生散射。
分子散射：质点的直径小于辐射波长 选择性 波长越短散射越强烈
• 在等压线分布图上，低气压简称低压，是由闭合等压线构成 的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。
• 高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周 逐渐降低。
• 低气压延伸出来的狭长区域叫低压槽，好比地形上的峡谷。 低压槽中各等压线弯曲最大处的连线称槽线。
• 高压伸出来的狭长区域叫高压脊，好比地形上的山脊。高压 脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。
北半球，低压中空气平行于等压线围绕低压中心作逆时针匀速运动。 高压中空气平行于等压线围绕高压中心作顺时针匀速运动。
G+C=A G=A
G=A+C
高A CG G A AC G 低
摩擦层中空气的水平运动
在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱、 风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关
• 随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温 度不断降低，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降， 至日出前后，气温达最低值。
• 一年之中，就北半球来说，气温最高与 最低的月份，也不是出现在太阳辐射最 强（6月）和最弱（12月）的月份，而是 要落后一两个月。一般大陆上气温最高 值出现在7月，最低值出现在1月；海洋 的热容量大，受热和放热都较陆地慢， 所以气温最高值出现在8月，最低值出现 在2月。
二、太阳辐射在大气中的减弱
由于大气对太阳辐射的吸收、散射和反射， 使太阳辐射穿过大气后发生了变化：
1）总辐射能明显减弱 2）太阳光谱变得极不规则 3）波长短的辐射能减弱得为显著
1、大气对太阳辐射的吸收
大气中某些成分选择性地吸收了太阳辐射。
这些成分主要是：水汽、氧、臭氧、 体杂质。
CO2和固
平流层大气中的臭氧，强烈地吸收太阳辐射中 波长较短的紫外线；
以辐射的方式向四周放射辐射，大气这 种向外放射的能量，称为大气辐射。
大气在增温的同时，也向外辐射热 量。大气的温度比地面还低，所以大气 辐射也是红外线长波辐射。
三、大气对地面的保温作用
• 大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分 向下射到地面。射向地面的大气辐射，方向刚 好与地面辐射相反，称为大气逆辐射。
太阳高度角与太阳辐射经过大气路程的长短图
• 地表对太阳辐射的反射率，决定于地表 面的性质和状态。
• 陆地表面对太阳辐射的反射率约为10 ％—30％。其中深色土比浅色土反射能 力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮 湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射 率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可 达90％。
• 水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的 大小而变。
米散射：质点的直径大于辐射波长 无选择性
太阳辐射能量减少、主要减少了太阳可见 光区的辐射
• 我们看到的天空是蔚蓝色的，而且天气越 晴好，天空越蓝。
• 那末高空天空的颜色是否也是蓝色的？不 一定。愈到高空，天空的颜色愈灰暗，甚至变 成黑灰色。
• 原来，愈到高空，空气愈稀薄，空气分子 数减少得很厉害，分子散射出的光辉就逐渐变 弱，天空的亮度因此就愈来愈暗，由青色（离 地约8公里以上）递变为暗青色（离地约11公 里），再递变为暗紫色（离地约为13公里）， 只有那最易被散射的紫色光波才被高层稀疏的 空气分子散射出来。到二十公里以上的高空， 分子更稀少了，散射作用几乎完全看不出来， 没有散射光，天空当然变成黑灰色的了。
• 一般用太阳辐射强度来表示地表获得太阳辐射 能量的多少。
• 太阳辐射强度就是一平方厘米的表面上，在一 分钟内获得的太阳辐射能量。
• 影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角。 • 太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积
愈小，光热集中，地表单位面积上获得的太阳 辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大。反之， 太阳高度角愈小，太阳辐射强度就愈小。
• 由上述介绍的三圈环流和行星风系中可 知，大气环流是以纬向环流（东风或西
风）为主的，同时也存在经向环流（南
风和北风），但比起纬向环流要弱的多。 Nhomakorabea反映了大气环流的基本规律，是大气环 流的一种理想模式。
• 梯度风: 当空气质点作曲线运动时，除受气压 梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力 的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯 度风。
• 由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分， 而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同， 其梯度风也各不相同。
第四节 大气的运动
• 大气时刻不停地在运动着。大气中热量 和水汽的输送，以及一切天气变化，都 是通过大气运动实现的。
• 大气运动的能量来源于太阳辐射。由于 太阳辐射对各纬度加热的不均匀，造成 高低纬度间热量的差异，这是引起大气 运动的根本原因。
一、冷热不均引起的大气运动
等压面是空间气压相等点组成的面。如 500hPa等压面上各点的气压值都等于500hPa。
由于气压随高度递减，因而在某一等压
面以上各处的气压值都小于该等压面上气压 值，等压面以下各处则反之。用一系列等压 面的排列和分布可以表示空间气压的分布状 况。
A
B
二、大气的水平运动
海平面等压线分布图
• 在同一水平面上气压相等的各点连线，叫等压线。通常用等 压线分布图表示在同一海拔高度上气压水平分布的状况。
五、气温的水平分布
• （一）在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬 向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量 多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气 温就低。
•
从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这
说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气
运动、地面状况等因素密切相关。
3 、大气对太阳辐射的反射
大气对太阳辐射有反射作用，尤其是云能 强烈地反射太阳辐射。
不同的云状、云厚对太阳辐射反射不同 一般而言，高云反射率25%，中云反射 率50%，低云反射率65%，稀薄的云1020%，平均反射率50-55%。 在吸收、散射、反射作用中，以反射作 用最重要，散射作用次之，吸收作用最小。 总之，进入大气的太阳辐射34%被反射 和散射回宇宙空间，19%被大气吸收，47% 穿过大气到达地面。由此也可见，太阳辐射 并非大气的直接热源。
系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征。
地面摩擦力对风的影响
低
G
R
A 高
V
a
P1
P2
的注 差意 别：
摩 擦 层 中 的 风 与 地 转 风
据统计，陆地上的地面风速（10~12米高度上的风速）约为气压场应有的地转风风速
的35~45%，在海上约为60~70%。风向与等压线的交角，陆地上约为25~35，海上约为 10~20。
• 两个高压和两个低压交错分布的中间区域叫鞍形气压场。
• 气压梯度：对于同一水平面上的大气来说，有 的地方气压高，有的地方气压低。这样，在地 区之间就出现了气压差。我们把单位距离间的 气压差叫做气压梯度。又称为水平气压梯度。
• 只要水平面上存在着气压梯度，就产生了促使 大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水 平气压梯度力。
• 在这个力的作用下，大气由高压区向低压区作 水平运动，这就形成了风。可见，水平气压梯 度力是大气产生水平运动的原动力，是形成风 的直接的原因。
作用于空气的力
• 气压梯度力 • 地转偏向力 • 惯性离心力 • 摩擦力
自由大气中的空气水平运动
• 地转风: 是气压梯度力和地转偏向力相平衡时， 空气作等速、直线的水平运动
• 当太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率 为2％，高度角30°时为6％，10°时为35％， 5°时为58％，2°时为79.8％，1°时为89.2 ％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率 为10％。
• 因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。
三、地面辐射和大气辐射
1、地面辐射 地面辐射是指地面放射的指向大气的长波
• 由于大气对太阳辐射的反射、散射和吸收，削 弱了到达地面的太阳辐射。
• 太阳高度角愈大，太阳辐射经过大气的路程愈 短，被大气削弱的愈少，到达地面的太阳辐射 就愈多；反之愈少。
• 被大气削弱以后到达地面的太阳辐射，也不是 全部被地面吸收，其中又有一小部分被地面反 射回到宇宙空间。反射多少与地面性质有关。
• （二）南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物 理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。
• （三）北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬） 凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。 这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆 比海洋热。
• （四）7月份，世界上最热的地方是北纬20°～30° 大陆上的沙漠地区。这是因为7月份太阳直射北纬 20°附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠 对太阳辐射吸收强，增温快。撒哈拉沙漠是全球的炎 热中心。1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。 世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。
北半球的低、高气压气流是怎样流动的？
低
压
高
压
三、大气环流
• 具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大 气环流。
• 大气环流把热量和水汽从一个地区输送到另一 个地区，从而使高低纬度之间、海陆之间的热 量和水汽得到交换，促进了地球上的热量平衡 和水平衡。所以，掌握大气环流的规律，是了 解天气变化和气候形成的基础。
为了简化起见，假设大气是在均匀的地球表面上运动的。引 起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。
• 单圈环流
现以北半球为例，说明在气压梯度力 和地转偏向力的影响下，大气环流的情况。
北半球的大气环流圈
由于太阳直射点随季节变化而南北移动，地球上的气压
带和风带的位置，也随季节变化而移动。就北半球来说， 大致是夏季北移，冬季南移。
第三节大气的热状况ppt 教案三
• 太阳辐射的主要波长范围是0.15微米～4微米。 • 其中，人眼能看见的光线，波长在0.4微米～
0.76微米之间，叫做可见光线。 • 波长小于0.4微米的紫外线和大于0.76微米的红
外线，人们肉眼都无法看见。
• 由实验得知，物体的温度愈高，它的辐射中最强 部分的波长愈短；物体温度愈低，辐射中最强部 分的波长愈长。太阳表面温度高达6000K，它的 辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，可见 光区差不多占太阳辐射总能量的一半。为此，人 们把太阳辐射称为短波辐射。
• 大气逆辐射又把热量还给地面，这就在一定程 度上补偿了地面辐射损失的热量，起到了保温 作用，使地面温度变化比较缓和。
• 天空有云，特别是浓密的低云，逆辐射更强。 所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚温暖些。
大气对地面的保温作用图
四、气温的日变化和年变化
上海7月份气温日变化平均情况示意图
• 日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断 增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高， 地面辐射不断增强。大气吸收地面辐射，气温也跟着不 断上升。一天中的最高气温并不出现在太阳辐射最强的 正午，而是出现在午后2时左右。这是因为正午过后，太 阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比 地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地 面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。 随着太阳辐射的进一步减弱，地面获得太阳辐射的热量 开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由 盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。地面再通 过辐射、对流、湍流等方式将热量传给大气，还需要一 个过程，因此午后2时左右，气温才达到最高值。
辐射。它大部分能被大气所吸收，少量可透过 大气直达宇宙。
地面吸收太阳辐射，温度增高，同时地面 又把热量向外辐射。由于地球表面的温度比太 阳低得多，因此地面辐射的波长比太阳辐射要 长得多，其能量主要集中在红外线部分。相对 于太阳辐射来说，人们把地面辐射叫做长波辐 射。
2、大气辐射 大气吸收地面长波辐射的同时，又
对流层大气中的水汽和二氧化碳等，主要吸收 太阳辐射中波长较长的红外线。
大气对太阳辐射中能量最强的可见光却吸收得 很少，大部分可见光能够透过大气射到地面上 来。
因此，大气直接吸收太阳辐射能量是很少的。
2、大气对太阳辐射的散射
太阳辐射遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时就 要发生散射。
分子散射：质点的直径小于辐射波长 选择性 波长越短散射越强烈
• 在等压线分布图上，低气压简称低压，是由闭合等压线构成 的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。
• 高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周 逐渐降低。
• 低气压延伸出来的狭长区域叫低压槽，好比地形上的峡谷。 低压槽中各等压线弯曲最大处的连线称槽线。
• 高压伸出来的狭长区域叫高压脊，好比地形上的山脊。高压 脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。
北半球，低压中空气平行于等压线围绕低压中心作逆时针匀速运动。 高压中空气平行于等压线围绕高压中心作顺时针匀速运动。
G+C=A G=A
G=A+C
高A CG G A AC G 低
摩擦层中空气的水平运动
在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱、 风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关
• 随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温 度不断降低，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降， 至日出前后，气温达最低值。
• 一年之中，就北半球来说，气温最高与 最低的月份，也不是出现在太阳辐射最 强（6月）和最弱（12月）的月份，而是 要落后一两个月。一般大陆上气温最高 值出现在7月，最低值出现在1月；海洋 的热容量大，受热和放热都较陆地慢， 所以气温最高值出现在8月，最低值出现 在2月。
二、太阳辐射在大气中的减弱
由于大气对太阳辐射的吸收、散射和反射， 使太阳辐射穿过大气后发生了变化：
1）总辐射能明显减弱 2）太阳光谱变得极不规则 3）波长短的辐射能减弱得为显著
1、大气对太阳辐射的吸收
大气中某些成分选择性地吸收了太阳辐射。
这些成分主要是：水汽、氧、臭氧、 体杂质。
CO2和固
平流层大气中的臭氧，强烈地吸收太阳辐射中 波长较短的紫外线；
以辐射的方式向四周放射辐射，大气这 种向外放射的能量，称为大气辐射。
大气在增温的同时，也向外辐射热 量。大气的温度比地面还低，所以大气 辐射也是红外线长波辐射。
三、大气对地面的保温作用
• 大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分 向下射到地面。射向地面的大气辐射，方向刚 好与地面辐射相反，称为大气逆辐射。
太阳高度角与太阳辐射经过大气路程的长短图
• 地表对太阳辐射的反射率，决定于地表 面的性质和状态。
• 陆地表面对太阳辐射的反射率约为10 ％—30％。其中深色土比浅色土反射能 力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮 湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射 率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可 达90％。
• 水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的 大小而变。
米散射：质点的直径大于辐射波长 无选择性
太阳辐射能量减少、主要减少了太阳可见 光区的辐射
• 我们看到的天空是蔚蓝色的，而且天气越 晴好，天空越蓝。
• 那末高空天空的颜色是否也是蓝色的？不 一定。愈到高空，天空的颜色愈灰暗，甚至变 成黑灰色。
• 原来，愈到高空，空气愈稀薄，空气分子 数减少得很厉害，分子散射出的光辉就逐渐变 弱，天空的亮度因此就愈来愈暗，由青色（离 地约8公里以上）递变为暗青色（离地约11公 里），再递变为暗紫色（离地约为13公里）， 只有那最易被散射的紫色光波才被高层稀疏的 空气分子散射出来。到二十公里以上的高空， 分子更稀少了，散射作用几乎完全看不出来， 没有散射光，天空当然变成黑灰色的了。
• 一般用太阳辐射强度来表示地表获得太阳辐射 能量的多少。
• 太阳辐射强度就是一平方厘米的表面上，在一 分钟内获得的太阳辐射能量。
• 影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角。 • 太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积
愈小，光热集中，地表单位面积上获得的太阳 辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大。反之， 太阳高度角愈小，太阳辐射强度就愈小。
• 由上述介绍的三圈环流和行星风系中可 知，大气环流是以纬向环流（东风或西
风）为主的，同时也存在经向环流（南
风和北风），但比起纬向环流要弱的多。 Nhomakorabea反映了大气环流的基本规律，是大气环 流的一种理想模式。