1、太阳辐射一、太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射光谱太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱，见图 2.4。从图中可看出，大气上界太阳光谱能量分布曲线，与用普朗克黑体辐射公式计算出的 6000K 的黑体光谱能量分布曲线非常相似。因此可以把太阳辐射看作黑体辐射。太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为 6000K，内部温度更高。根据维恩位移定律可以计算出太阳辐射峰值的波长max 为 0.475m，这个波长在可见光的青光部分。太阳辐射主要集中在可见光部分（0.40.76m），波长大于可见光的红外线（0.76m）和小于可见光的紫外线（0.4m）的部分少。在全部辐射能中，波长在 0.154m 之间的占
2、99%以上，且主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总能量的约 50%，后者占约 43%，紫外区的太阳辐射能很少，只占总量的约 7%。太阳常数太阳辐射通过星际空间到达地球表面。当日地距离为平均值，在被照亮的半个地球的大气上界，垂直于太阳光线，每秒每平方米的面积上，获得的太阳辐射能量称为太阳常数，用 Rsc(Solar constant)表示，单位为（W/m2）。太阳常数是一个非常重要的常数，一切有关研究太阳辐射的问题，都要以它为参数。关于太阳常数的研究已有很长历史了，早在 20 世纪初，人们就已经通过各种观测手段估计它的取值，认为大约应在13501400W/m2 之间。太阳常数虽然经多年观
3、测，由于观测设备、技术以及理论校正方法的不同，其数值常不一致。据研究，太阳常数的变化具有周期性，这可能与太阳黑子的活动周期有关。在太阳黑子最多的年份，紫外线部分某些波长的辐射强度可为太阳黑子最少年份的 20 倍。近年来，气候学家指出，只要地球的长期气候发生 1%的变化，就会引起太阳常数的变化。目前已有许多无人或有人操作的空间实验对太阳辐射进行直接观测，并在宇宙空间实验站设计了名为“地球辐射平衡”的课题，其中一个重要项目就是对太阳辐射进行长期监视。这些观测数据将对进一步了解大气物理过程及全球气候变迁的原因有很大帮助。1981 年世界气象组织推荐的太阳常数值 Rsc=13677（W/m2），通常采
4、用1367W/m2。二、太阳辐射在大气中的衰减太阳辐射通过大气层后到达地球表面。由于大气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投射到大气上界的辐射不能完全到达地表面。图 2.4 最下面的实曲线表示太阳辐射通过大气层被吸收、散射、反射后到达地表的太阳辐射光谱。图 2.4 大气上界和地面的太阳辐射光谱与大气上界的太阳辐射光谱相比较，可以看出：通过大气层后，太阳总辐射能有明显地减弱；波长短的辐射能减弱得最为显著；辐射能随波长的分布变得极不规则。产生这些变化有以下几方面原因：1 大气对太阳辐射的吸收太阳辐射穿过大气层到达地面时，要受到一定程度的减弱，这是因为大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能
5、的特性。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、液态水、二氧化碳、氧、臭氧及尘埃等固体杂质等。太阳辐射被吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。水汽吸收最强的波段是位于红外区的 0.932.85m,据估计，太阳辐射因水汽的吸收可减弱约 4%15%。氧只对波长小于02m 的紫外线吸收很强，在可见光区虽然也有吸收，但较弱。臭氧在大气中的含量很少，但在紫外区和可见光区都有吸收带，在 0.20.3m 波段的吸收带很强，由于臭氧的吸收，使小于 0.29m 波段的太阳辐射不能到达地面，因而保护了地球上的一切生物免遭紫外线过度辐射的伤害。臭氧在 0.440.75m 还有吸收，虽不强，但因这一波段正好位于太阳辐射最
6、强的区域内，所以吸收的太阳辐射量相当多。二氧化碳对太阳辐射的吸收比较弱，仅对红外区 2.7m 和 4.3m 附近的辐射吸收较强，但该区域的太阳辐射较弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响可忽略。悬浮在大气中的水滴、尘埃、污染物等杂质，对太阳辐射也有吸收作用，大气中这些物质含量越高，对太阳辐射吸收越多，如在工业区、森林火灾、火山爆发、沙尘暴等，太阳辐射都有明显减弱。总之，大气对太阳辐射的吸收，在平流层以上主要是氧和臭氧对紫外辐射的吸收，平流层至地面主要是水汽对红外辐射的吸收。被大气成分吸收的这部分太阳辐射，将转化为热能而不再到达地面。由于大气成分的吸收多位于太阳辐射光谱两端，而对可见光部分吸收较少，因
7、此可以说大气对可见光几乎是透明的。2 大气对太阳辐射的散射太阳辐射进入大气时将遇到空气分子、尘粒、云雾滴等质点，都要产生散射现象。散射不像吸收那样是把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播，使原来传播方向上的太阳辐射减弱。见图 2.5。如果太阳辐射遇到的散射质点的直径比入射辐射的波长要短（如空气分子），则对入射辐射中波长较短的辐射的散射强，也即辐射波长愈短，散射愈强；而对波长较长的辐射散射弱。对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比。这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫雷利（Rayleigh）散射。表 2.3 为可见光的散射系数相对值，即若将
8、红光（0.70m）的散射系数定为 1.0，则紫光（0.44m）的散射系数为红光的 6.4 倍。当大气中的水汽、尘粒等杂质较少时，主要是空气分子散射，太阳辐射中波长较短的蓝紫光被散射得多，所以晴朗的天空呈蔚蓝色。日出、日落时，因光线通过大气路程长，可见光中波长较短的光被散射殆尽，所以看上去太阳呈桔红色。 当太阳辐射遇到的散射质点的直径是比入射的波长大的粗粒质点，辐射虽然也被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。这种散射称粗粒散射，也称米(Mie)散射。例如当空气中污染较严重或存在较多的雾粒或尘埃等杂质时，一定范围的长短波都同样地被散射，使天空呈灰白色。 大气云层及颗粒物
9、对太阳辐射的反射大气中的云层和较大颗粒物能将部分太阳辐射反射回宇宙空间。其中云的反射能力最强。云的反射能力随云状、云量和厚度的不同而不同。见图 2.6，一般情况下云的平均反射率为 0.500.55。如果按地球平均云量为 5 计算，太阳辐射就有近 25%被云反射回空间，因此云的反射作用对太阳辐射影响很大。上述提到的大气对太阳辐射的衰减三种方式中，以反射作用最为重要，尤其以云层对太阳辐射的反射最为明显，散射作用次之，吸收作用相对最小。 三、到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射由两部分组成：一是太阳以平行光的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射用 Rsb(Direct beam solarrad
10、iation)表示；另一个是经过散射后到达地面的，称为散射辐射用 Rsd (Diffuse solar radiation)表示，两者之和就是到达地面的太阳总辐射，用 Rs（Solar radiation）表示，Rs=Rsb+Rsd 。直接辐射太阳以平行光形式投射到地面的直接辐射 Rsb 是地球表面获得太阳辐射最主要来源。它的强弱由下式表示：Rsb=amRcsinh （2.8）式中 Rsc 是太阳常数 1367W/m2,h是太阳高度角，a 是大气透明系数，m 是大气质量数。从式中可以看出，太阳直接辐射与太阳高度角、大气质量数和大气透明系数有关。（1）太阳高度角太阳平行光线与水平面之间的夹角称为
11、太阳高度角。太阳直接辐射随太阳高度角的增大而增大。一方面是由于太阳高度角(h) 愈小时，等量的太阳辐射能散布的面积愈大，则单位面积上接受到的能量就愈少。另一方面，因为太阳高度角愈小时，太阳光穿过的大气层就愈厚，大气对太阳辐射的减弱作用就愈强。所以到达地面上的辐射就愈少。太阳高度角的计算式为：h=arcsinsinsin+coscoscos 15(t-12)（2.9）式中 是当地的纬度； 是太阳赤纬（也称太阳倾角），可根据天文年历查到；t 是地方时，按 24 h 计算每小时 15。例如：北京()6 月 22 日(夏至 23.4)下午 1 点半(t=13.5)的太阳高度角：h arcsinsin
12、40sin 23.4+cos 40cos 23.4 cos 15(13.5-12)65（2）大气质量数在标准状况下，海平面气压为 1013hPa，气温为 0时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积空气柱的质量称为一个大气质量数 m。不同太阳高度角，阳光经过的大气质量数也不同。当太阳高度角很小时，m 值很大，随着太阳高度角的增大，m 值很快减少。太阳在地平面时所通过的 m 值比在天顶时大 35.4 倍。在计算大气质量数时需要考虑如下几个问题：（a）地球是一个弯曲的表面，所以地球大气上界是一条曲线。（b）光线在大气中传播的路径也是一条曲线，这是由于大气密度随高度而递减，光线穿过不同密度的介质
13、时发生折射而形成的。（c）空气密度在水平方向上也是不均匀的。为解决上述困难，要作如下假设：（a）光线在大气中传播的路径是一条直线。（b）大气上界的表面设为平面。（c）水平方向上的密度是均一的。常用的大气质量数计算式为：m=(P/P0)/ h式中 P/P0代表观测地气压与经过纬度订正的海平面气压之比，h是太阳高度角。（3）大气透明度太阳辐射从大气上界进入大气层后还要受大气透明度的影响。大气透明度的特征量用透明系数 a 表示。它是指透过一个大气质量数后的辐射强度与透过前的辐射强度之比。也就是当太阳位于天顶时，在大气上界的太阳辐射通量密度即太阳常数 Rsc 与到达地面的太阳辐射通量密度 Rs 之比值
14、。a=Rs/Rsca 值表明辐射通过大气后的削弱程度。实际上，不同波长的削弱也不相同，a 仅表征对各种波长的平均削弱情况。JP1 大气透明系数与大气中的水汽、水汽凝结物、尘埃杂质等有关。这些物质越多，大气透明程度越差，透明系数越小。因而太阳辐射受到的减弱越强，地面获得的太阳辐射也越少。a 是一个小于 1 的数，其取值是：当天空特别晴朗，污染较少时a=0.9；当污染特别严重，天空特别混浊时 a=0.6；一般情况下 a=0.84 左右。JP 由于太阳直接辐射主要是由太阳高度角决定的，所以有明显的日变化、年变化和随纬度的变化。一天中，无云的天气条件下，一般是中午太阳高度角最大，直接辐射最强；日出、日
15、落时太阳高度角最小，直接辐射最弱。一年中，对一个地区来说，直接辐射夏季最大，冬季最小。但如果夏季，大气中的水汽含量增加，云量增多，会使直接辐射减弱很多，使得直接辐射的最大月平均值出现在春末夏初季节。太阳直接辐射还随纬度而改变。一年中低纬地区比高纬的太阳高度角大，所以获得的直接辐射也多，但全年直接辐射的最大值出现在回归线附近，而不在赤道的原因是赤道上空云雨较多，太阳被遮蔽时间长。2 散射辐射大气对太阳辐射有散射作用，其中散射向地面的那部分称为散射辐射 Rsd ，它的强弱由下式表示：Rsd=0.5Rsc(1-am)sinh （2.11）式中各项意义同前。散射辐射是一种短波辐射，其能量分布，比直接辐
16、射更集中于波长较短的光区。从上式可以看出，散射辐射的大小也与太阳高度角、大气透明度、大气质量数等因素有关。当太阳高度角增大时，直接辐射增加，散射辐射也增大。在太阳高度角一定时，如果大气透明度不好，散射质点多，散射辐射增强；而大气透明度好，散射质点少，散射辐射减弱。散射辐射的日、年变化也主要取决于太阳高度角的变化。一天中散射辐射的最大值出现在正午前后，一年中散射辐射的最大值出现在夏季。3 总辐射到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和称为总辐射 Rs，它的表达式如下：Rs=Rsb+Rsd=0.5Rsc(1+am)sinh)（2.12）总辐射的日变化与直接辐射的日变化基本一致。见图 29 。日出以前,
17、地面上获得的总辐射不多，只有散射辐射；日出以后，太阳高度角不断增大，当太阳高度角增到 20以前，散射辐射大于直接辐射，以后由于直接辐射增加得较快，使散射辐射在总辐射中所占比例逐渐减小；当太阳高度角达到 50左右，散射辐射只占总辐射的 10%20%；到中午时，直接辐射和散射辐射均达最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。有云时总辐射一般会减少，因为这时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多。只有当云量不太多，太阳视面无云，直接辐射没受到影响，而散射辐射因云的增加而增大时，总辐射才比晴空时稍大。辐射的年变化与直接辐射的年变化基本一致，中高纬度地区，总辐射强度（指月平均值）夏季最大，冬季最小；赤道附近（
18、纬度 020左右），一年中有两个最大值分别出现在春分和秋分。总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低总辐射愈大。反之就愈小。但由于赤道附近云很多，对太阳辐射削弱得也很多，所以，总辐射年总量最大值不是出现在赤道，而是出现在纬度20附近。其主要特点是太阳辐射年平均总量在 380840J/(m2a)范围内。一般西部多于东部，山区多于平原。四川盆地为低值区，最低值仅为 310J/(m2a)。青藏高原为高值区，年平均总量达 790J/(m2a)，比同纬度东部地区几乎高出一倍。 四、地面对太阳辐射的反射到达地面的太阳总辐射不能完全被地面吸收，有一部分将被地面反射。地面反射辐射的大小与地面对太阳辐射或称短波辐射的
19、反射率 (Albedo)有关。短波辐射反射率主要与下垫面的颜色、湿度、粗糙度、不同植被、土壤性质及太阳高度角等因素有关。1 颜色对反射率的影响颜色不同的各种下垫面，对太阳辐射可见光部分有选择反射的作用。各种颜色表面的最强反射光谱，就是它本身颜色的波长。白色表面具有最强的反射能力，黑色表面的反射能力较小，绿色植物对黄绿光的反射率大。颜色不同，反射率有很大差别，例如新白雪的反射率可高达 80%95%，而黑钙土的反射率只有 5%12%。2 土壤湿度对反射率的影响反射率将随土壤湿度的增大而减小。例如白沙土，随着湿度的增加其反射率从 40%降到 18%，减少了 22%。这是因为水的反射率比陆面小的缘故。
20、有试验指出，地面反射率与土壤湿度呈负指数关系。3 粗糙度对反射率的影响随着下垫面粗糙度的增加，反射率明显减小。这是由于太阳辐射在起伏不平的粗糙地表面，有多次反射，另外太阳辐射向上反射的面积相对变小，所以导致反射率变小。4 太阳高度角对反射率的影响当太阳高度角比较低时，无论何种表面，反射率都较大。随着太阳高度角的增大，反射率减小。一日中太阳高度有规律的日变化，使地面反射率也有明显的日变化，中午前后较小，早、晚较大。5 几种下垫面的反射率植被反射率的大小与植被种类、生长发育状况、颜色和郁闭程度有关。植物颜色愈深，反射率愈小，绿色植物在 20%左右。植物苗期与裸地相差不多，反射率较大；生长盛期反射率变小，多在20%左右；成熟期，茎叶枯黄，反射率又增大。水面的反射率一般比陆面小，波浪和太阳高度角对水面的反射率有很大的影响。一般太阳高度角愈大，水面愈平静，反射率愈小，例如当太阳高度角大于 60时，平静水面的反射率小于 2%，高度角为 30时，反射率增至 6%，高度角为 2时，反射率可达 80%。新雪面的反射率可高达 90%以上，脏湿雪面的反射率只有 20%30%，冰面的反射率大致为 30%40%。由于反射率随各地自然条件而变化，所以它在季节上的变化也是很大的。由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正获得的太阳辐射仍有很大差别，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。
