第二节 太阳辐射

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1、第二节 太阳辐射（solar radiation）气象上所讨论的太阳辐射、地面辐射和大气辐射，其波长范围约在0.15 120ym之间。 太阳辐射的主要波长范围在0.154gm；地面和大气辐射的主要波长范围是3 120gm。因 此，将太阳辐射称为短波辐射，而把地面辐射和大气辐射称为长波辐射。一、太阳辐射光谱太阳辐射能随波长的分布称为太阳辐射光谱。太阳辐射光谱分三个光谱区，紫外区0i0.76卩m）。其中可见光区占能量的50%，红外区占43%，紫外区占7%。可见光 区又分为红、橙、黄、绿、青、蓝和紫七色光波段。红光（0.76 0.622ym）、橙光（0.622 0.597ym）、黄光（0.5970.

2、577ym）、绿光（0.5770.492ym）、青光（0.4920.480ym、 蓝光（0.480 0.455ym）和紫光（0.4550.390卩m）太阳辐射中可见光部分不仅辐射能量 大，而且是辐射最强的部分，所以太阳光是可见的。二、太阳常数（solar constant）在日地平均距离的条件下，地球大气上界垂直于太阳光线的面上所接受到的太阳辐射通 量密度，称为太阳常数。用S0表示。世界气象组织（WMO）测得S0为1367.7w/m2。由于日地距离的变化，S0有7%的变化。 1calcm2min-1 = 697.8w/m2，所以，S0= 1367.7/697.8= 1.96calcm2min-

3、1。三、太阳辐射在大气中的减弱太阳常数是到达大气上界的太阳辐射通量密度。当它通过大气层时，被大气中的各种气 体分子和云层选择性地吸收，一部分被气体分子和悬浮的微粒散射，一部分被它们反射，所 以，到达地面的太阳辐射显著地减少了。（一）吸收作用大气中的臭氧、氧、水汽和二氧化碳都能直接吸收一部分太阳辐射。臭氧主要吸收波长 小于0.3gm的紫外辐射。例如，当太阳高度为40时，地面接受的辐射通量中，紫外辐射由 大气外界当%减少至 23%。氧、水汽和二氧化碳的主要吸收带在近红外光谱区内。在可见 光谱区中，也有几个吸收带。云和雾也吸收太阳辐射，吸收率随云状而异。根据估计，被大气中气体分子和云层吸收的太阳辐射

4、能量占大气上界太阳辐射总能量的 19% 左右。（二）散射作用1、散射的概念大气中各种气体分子和悬浮的尘埃等微小质点，能把入射的电磁波以相同波长向四面八 方发射，这种现象称为散射。散射过程中，能量并不损失，只是因为改变了一部分电磁波的方向，有部分能量返回宇宙空间，使到达地面的太阳辐射能量被减弱了。散射只改变辐射的方向，不改变辐射的性质。2、散射的种类（1）分子散射又称为瑞利散射。空气分子的直径小于太阳辐射的波长，其散射能力与波长的四次方成 反比，称为分子散射。分子散射主要发生在可见光谱区，其中对蓝、紫光的散射能力最强，比对红光的散射能 力大九被，所以，晴朗无云的天空呈淡蓝色。（2）粗粒散射又称为

5、米散射，水滴和灰尘等微粒的直径大于太阳辐射的波长，它们对各种波长的辐射 几乎具有同等的散射能力，称为粗粒散射。所以，当天空中尘粒杂质多或有云时，水平方向 上呈乳白色。根据估计，大气中的分子散射和粗粒散射，使6%的太阳辐射能返回宇宙空间。（三）反射作用大气中的云层和灰尘等微粒，都能反射太阳辐射，使一部分辐射通量返回宇宙空间。根 据估计，云层等反射的辐射通量约占辐射通量的20%。总之，太阳辐射经过深厚的大气层后，由于大气的吸收作用、散射作用和发射作用，使 辐射通量大约减少一半。地面可能接受的太阳辐射通量只有大气圈外的一半左右。四、太阳高度到达地面的太阳辐射量与太阳高度和昼长有密切关系。（一）太阳高

6、度1、太阳高度角的定义太阳高度角的简称。是太阳光线和观测点地平线间的夹角，用h表示。2、计算公式sinh=sin 或 n6+coscos6cosa（球面三角公式）（1） 为纬度（latitude）对某一地区来说，申为常数；（2）6为赤纬（太阳倾角或日偏角）以地球赤道作为基本平面的赤道坐标系中，太阳距离赤道的角距离。当太阳在赤道面以 南时，6取正值，以南时取负值。6变化于23.5之间。春分日（3月21日）和秋分日（9 月23日），6=0；夏至日（6月22日），太阳距离赤道最北，=+23.5；冬至日G2月22日）， 6=-23.5，其余时间的 6 值可从日射常用观测表或天文年历表中查得。由于常用表

7、是1925 年按经度零度和时间是零点时计算的，所以求某地某时刻的6值，需经过三种订正，即年度 订正、经度订正和时间订正。（3）3为时角 是真太阳时角的简称。太阳连续两次通过子午圈的时间间隔为一个真太阳日，把其作24 等份，每一等份为真太阳时一小时，如以角度表示，一个真太阳时相当于时角15。时角 的计量以正午为 0，顺时针方向为正，逆时针方向为负，也就是上午时角为负，下午时角为 正。 地方时以某地经线正对太阳的时刻为正午，正背太阳的时刻作为该地的0点钟，这种划分称为 地方时。在同一经度上，地方时都相同。 标准时根据经度差15，时间差1 小时的道理，把整个地球表面划分为24 个时区，再把每一 时区

8、中央经线的地方时作为该时区的时间标准，称为标准时，或称区时。为了便于各时区时 间的换算，把所有时区都按自西向东的顺序编号，以 0经线为中央经线叫 0 时区（7.5W7.5E）,以东再隔15。为中央经线叫1时区（7.5E22.54E）,依次类推，直至第23 时区。于是，任何两个时区标准时的时差就相当于它们时区号码之差。例如，北京用第8 时区的标准时，乌鲁木齐用第6时区的标准时，两者时区号码之差，即可求得两地标准时相 差2小时。北京处于东8区，东经120是东8区的中央经线，因此，北京时就是东经120 的地方时。我国地域辽阔，东西宽达64个经度，横跨5个时区。如果完全按时区确定时间，也有所不便。因此

9、，除了特殊地区和部门外，全国一律以北京所在地区（中央经线0E）的区时标准， 称为北京时。 世界时国际上规定，以0时区标准时为世界统一时间，称为世界时。 0时区的中央经线即是通 过英国伦敦格林威治天文台的经线，所以世界时又叫格林威治标准时，各时区标准时的号码 正好是与世界时的时差值。例如北京是第8 时区，其与世界时的时差为8小时。正午时的太阳高度角的计算公式：正午时， = 0, cos=l球面三角公式变为：sinh=sinpsinS+cospcosS=sin90-（申-6）h=90-+63、太阳高度角的变化规律（ l ）太阳高度角的日变化规律日出（sunrise）和日落（sunset）时为零，中

10、午最大。（ 2）太阳高度角的年变化规律见教材第 l6 页。（二）昼长1、昼长的定义或一日的可照时间，当地面没有被障碍物、云、雾和烟尘遮蔽时，日面中心从出地平线 （日出）至入地平线（日落）的时间间隔。以小时为单位。2、计算公式日出和日落时，h=0， sinh=sin申sin6+cospcos6cos， sinh=0-sin申sin6 = cos申cos6coscos = -tgptg6日出和日落时的时角记为,按反时针方向的叫相当于日出，顺时针方向相当于日落, 则昼长的计算公式为昼长=2xl53、昼长的变化规律表1说明，北半球的昼长时间，在春分和秋分，除北极以外均为12小时；夏至日昼长 均在12小

11、时以上，且随纬度增高而增长，在北极圈以内，终日为白昼，即为极昼或永昼； 冬至日，昼长小于12小时，且纬度愈高，昼长愈短，到北极圈以内地区，昼长时间为零， 终日为夜，出现极夜或永夜。除赤道上昼长时间终年均为12小时外，北半球其余地区，下半年（春分至秋分）昼长 时间在12小时以上，而以夏至日最长；冬半年（秋分至春分）昼长时间不到12小时，而以 冬至日最短，冬半年和夏半年之间昼长的差异，纬度愈高愈明显。表 1 北半球各纬度二分二至时的昼长时间（单位：时：分）纬度春分日夏至日秋分日冬至日012： 0012： 0012： 0012： 001012： 0012： 3512： 0011： 252012： 0

12、013： 1312： 0010： 47232712： 0013： 2712： 0010： 333012： 0013： 5612： 0010： 044012： 0014： 5112： 009： 095012： 0016： 0912： 007： 516012： 0018： 3012： 005： 30663312： 0024： 0012： 000： 004、日照百分率1）日照时数每日太阳实际照射地面的时数，以小时为单位。日照时数用日照计测定 2）日照百分率实际日照时数与可照时数的百分比。日照百分率=可照时数皿五、太阳辐射在大气中减弱的一般规律 由于大气的吸收、散射作用以及云层的反射作用，太阳辐射通过

13、大气层后被减弱了。太 阳辐射在大气中减弱的一般规律遵循贝尔（Beer）定律。S = S0Pm其中，S为到达地面的与太阳光垂直面上的太阳辐射通量密度，S0为太阳常数，m为大气光 学质量，P为大气透明系数。（一）大气光学质量（m） 当太阳位于天顶时，以单位面积的太阳光束所穿过的大气柱的质量作为一个单位，称为一个大气质量或单位气质。把太阳斜穿时穿过的大气质量记作m,可以证明m与h有下列 关系式：m= 1/sinh 或 m=secz,其中z为天顶角（或天顶距），z=90-h（二）大气透明系数（P）1、大气透明系数的定义大气上界太阳辐射通量密度为S0,在大气中传输时被减弱了。当大气透明系数为P时， m=

14、1，那么S = S0P，P=S/S0，因此，到达地面与太阳光垂直面上的太阳辐射通量密度S与 大气上界的太阳常数s0之比，即为大气透明系数。显然它是小于1的。2、影响大气透明系数的因素（ 1）大气中水汽和尘埃的含量 大气中易变成分是水汽和尘埃等固体微粒的含量，大气透明系数的变化决定于它们在大 气中含量的变化。空气湿度大和固体微粒多时，大气透明系数减少，太阳辐射穿过大气层时 被减弱的量多；反之，大气透明系数增大，太阳辐射被减弱的量少。（ 2）波长由于大气对不同波长辐射的吸收和散射作用是不同的，因此大气透明系数P与波长有 关。大气对各种光谱的透明系数见下表。由表看出，波长短的透明系数小于波长长的。表 2 大气对各种光谱的透明系数短波紫外 线紫外线紫色光线蓝色光线绿色光线黄色光线红色光线红光线长波红外 线0%32%55%64%72%76%78%80%87%当太阳高度较低时，太阳辐射通过大气层的路程较长，太阳光谱中波长较短的蓝紫光散射较多，余下的光谱是波长较长的红橙光，所以此时太阳呈现红色。下表中各种太阳高度下的光谱比例也说明上述现象。当h=l时，红光增加到84%。表 3 各种太阳高度时，太阳辐射中所含光谱的比例太阳高度9060301051红光282930364784黄光293031333413绿光22222320143蓝光131211740紫光