学习情境一 太阳光特性与应用

1、光伏技术应用第一章学习情境一 太阳光特性与应用学习情境目标学习情境目标 了解光的波粒二象性、黑体辐射、太阳及其辐射的基本原理，掌握日照了解光的波粒二象性、黑体辐射、太阳及其辐射的基本原理，掌握日照数据及估算温室效应产生、太阳的视运动规律、直接辐射和漫射原理。数据及估算温室效应产生、太阳的视运动规律、直接辐射和漫射原理。学习情境要求学习情境要求1 1、利用课外时间查阅相关资料；、利用课外时间查阅相关资料；2 2、分小组汇总各自查阅的资料，并进行研讨；、分小组汇总各自查阅的资料，并进行研讨；3 3、以小组为单位，选派代表汇报学习研讨情况（以、以小组为单位，选派代表汇报学习研讨情况（以PPTPPT形

2、式），接受师形式），接受师生点评，并参与小组自评和互评。生点评，并参与小组自评和互评。情境引导问题情境引导问题1 1、什么是单色光？白色是白色的单色光吗？光的颜色由什么来决定？、什么是单色光？白色是白色的单色光吗？光的颜色由什么来决定？2 2、光的特性是什么？所产生的波包或光子的能量表达式是什么？、光的特性是什么？所产生的波包或光子的能量表达式是什么？3 3、任何地点的大气光学质量如何计算？、任何地点的大气光学质量如何计算？AM1.5AM1.5知识及日照估算。知识及日照估算。单元1.1 光及其特性的认识 光线中包含不同频率的光，则为复合光。如果只含有一种频率的光，则光线中包含不同频率的光，则为

3、复合光。如果只含有一种频率的光，则为单色光。如激光，单色性是频率的宽度，越窄单色性越好。为单色光。如激光，单色性是频率的宽度，越窄单色性越好。 白光是可见光中各色光的混合，当然也可以说白光的频率宽度覆盖了可白光是可见光中各色光的混合，当然也可以说白光的频率宽度覆盖了可见光的区域，覆盖了可见光中的各种单色光，所以作色散的时候，三棱镜可见光的区域，覆盖了可见光中的各种单色光，所以作色散的时候，三棱镜可以分出各种颜色的光，三棱镜的作用相当于把频率表示成偏转角的函数而已，以分出各种颜色的光，三棱镜的作用相当于把频率表示成偏转角的函数而已，所以白光单色性相当差。光源发出的复合光经单色器分解成按波长顺序排

4、列所以白光单色性相当差。光源发出的复合光经单色器分解成按波长顺序排列的谱线，形成光谱。的谱线，形成光谱。光色光色红红橙橙黄黄绿绿青青蓝蓝紫紫波长范围波长范围（nmnm）610610700700590590610610570570590590501501570570490490501501450450490490400400450450中心波长中心波长660660600600580580550550495495470470420420 1. 1.存在一个截止频率（红限频率），只有当入射光波的频率高于截止频存在一个截止频率（红限频率），只有当入射光波的频率高于截止频率，电路中才有光电流，截止频率与

5、材料有关与光强无关。率，电路中才有光电流，截止频率与材料有关与光强无关。 2. 2.用不同频率的光照射金色表面时，要入射光的频率大于截止频率，遏用不同频率的光照射金色表面时，要入射光的频率大于截止频率，遏制电势差（光电子的动能）与入射频率成正比即遏制电势差与入射光频率具制电势差（光电子的动能）与入射频率成正比即遏制电势差与入射光频率具有线性关系。有线性关系。单元1.1 光及其特性的认识 3. 3.无论入射光的强度如何，只要其频率大于截止频率，则当光照射到金无论入射光的强度如何，只要其频率大于截止频率，则当光照射到金属表面时，几乎立即就有光电子逸出，从光开始照射金属表面到光电子逸出，属表面时，几

6、乎立即就有光电子逸出，从光开始照射金属表面到光电子逸出，时间间隔通常不大于时间间隔通常不大于1010-9-9s s 4. 4.光的强度仅仅影响释放光电子的数量，光强越强，光电子数量越多。光的强度仅仅影响释放光电子的数量，光强越强，光电子数量越多。单元1.1 光及其特性的认识单元1.1 光及其特性的认识 所谓的所谓的黑体黑体是指入射的电磁波全部被吸收，既没有反射，也没有是指入射的电磁波全部被吸收，既没有反射，也没有投射（当然黑体仍然要向外辐射）。投射（当然黑体仍然要向外辐射）。 基尔霍夫辐射定律（基尔霍夫辐射定律（KirchhoffKirchhoff），在热平衡状态的物体所辐射），在热平衡状态的

7、物体所辐射的能量与吸收率之比与物体本身物理性质无关，只与波长和温度有的能量与吸收率之比与物体本身物理性质无关，只与波长和温度有关。按照基尔霍夫辐射定律，在一定温度下，黑体必然是辐射本领关。按照基尔霍夫辐射定律，在一定温度下，黑体必然是辐射本领最大的物体，可叫做完全辐射体。黑体对于辐射来说是一个理想的最大的物体，可叫做完全辐射体。黑体对于辐射来说是一个理想的吸收体和发射体。当它被加热后，开始发光，也就是说，开始发出吸收体和发射体。当它被加热后，开始发光，也就是说，开始发出电磁辐射。一个经典的例子就是金属的加热，金属温度越高，发射电磁辐射。一个经典的例子就是金属的加热，金属温度越高，发射的波长越短

8、，发光的颜色由最初的红色逐渐变成白色。的波长越短，发光的颜色由最初的红色逐渐变成白色。单元1.2 热辐射与波的认识单元1.3 到达地面的热辐射 太阳太阳是一个通过其是一个通过其中心核聚变反应产生热中心核聚变反应产生热量的气体球，内部不断量的气体球，内部不断进行热核反应，温度高进行热核反应，温度高达达2 210107 7K K，从而释放出，从而释放出巨大能量。人们肉眼所巨大能量。人们肉眼所见到的光耀夺目的太阳见到的光耀夺目的太阳盘表面盘表面“光球光球”，“太太阳能阳能”的绝大部分是由的绝大部分是由此发射出来的。光球以此发射出来的。光球以电磁波的形式向宇宙空电磁波的形式向宇宙空间辐射叫能量，总称为

9、间辐射叫能量，总称为太阳辐射。太阳辐射的太阳辐射。太阳辐射的总功率为总功率为3.83.810102626W W，而到达地面的太阳辐射而到达地面的太阳辐射总功率为总功率为1.71.710101717W W，仅占太阳总能量的二十仅占太阳总能量的二十亿分之一。亿分之一。 表面温度表面温度6000K6000K的黑体的光谱辐照度、恰好是地球大气气层的黑体的光谱辐照度、恰好是地球大气气层以外位置所观察到的太阳光球层的光谱辐照度（以外位置所观察到的太阳光球层的光谱辐照度（AMO),AMO),以及穿透以及穿透1.51.5倍于地球大气层垂直厚度之后的太阳光球层的光谱辐照度倍于地球大气层垂直厚度之后的太阳光球层的

10、光谱辐照度（AM1.5G)AM1.5G)单元1.3 到达地面的热辐射 到达地面的太阳能量的大小，以及如何确定投射在某地采光到达地面的太阳能量的大小，以及如何确定投射在某地采光面上的太阳辐照度的量值，是太阳能利用需要首先解决的一个基面上的太阳辐照度的量值，是太阳能利用需要首先解决的一个基本问题。太阳的表面辐射水平几乎恒定，但是当到达地球表面时，本问题。太阳的表面辐射水平几乎恒定，但是当到达地球表面时，太阳光受地球大气层的吸收和散射作用影响强烈，因而成为变量。太阳光受地球大气层的吸收和散射作用影响强烈，因而成为变量。单元1.4 影响太阳辐射的因素 当天空晴朗，太阳在头顶直射且阳当天空晴朗，太阳在头

11、顶直射且阳光在大气中经过的光程最短时，到达地光在大气中经过的光程最短时，到达地球表面的太阳辐射最强。这个光程可用球表面的太阳辐射最强。这个光程可用1/cos1/coss s近似，近似，s s是太阳光和本地垂线是太阳光和本地垂线的夹角；这个光程一般被定义为太阳辐的夹角；这个光程一般被定义为太阳辐射到达地球表面必须经过的大气光学质射到达地球表面必须经过的大气光学质量量AM(air massAM(air mass），因此。），因此。大气质量AM的定义单元1.4 影响太阳辐射的因素任何地点的大气光学质量可以由下列公式计算任何地点的大气光学质量可以由下列公式计算S S是高度为是高度为h h的竖直杠的投影

12、长度的竖直杠的投影长度 太阳光在大气层外（即大气光学质量为零或者太阳光在大气层外（即大气光学质量为零或者AM0AM0）和）和AM1.5AM1.5时的时的光谱能谱分布图如图所示。光谱能谱分布图如图所示。AM0AM0从本质上来说是不变的，将它的功率密从本质上来说是不变的，将它的功率密度在整个光谱范围积分的总合，称作度在整个光谱范围积分的总合，称作太阳常数太阳常数，它的公认值是：，它的公认值是： 地球的截面积是地球的截面积是127,400,000127,400,000平方公里，因此整个地球接收到的平方公里，因此整个地球接收到的能量是能量是1.7401.74010101717瓦特。由于太阳表面常有黑子

13、等太阳活动的缘故，瓦特。由于太阳表面常有黑子等太阳活动的缘故，太阳常数并不是固定不变的。一年当中的变化幅度在太阳常数并不是固定不变的。一年当中的变化幅度在1%1%左右。左右。单元1.5 人类活动与温室效应 为了保持地球的温度，地球从太阳获得的能量必须与地球向外为了保持地球的温度，地球从太阳获得的能量必须与地球向外的辐射能量相等。与阻碍入射辐射类似，大气层也阻碍向外的辐射。的辐射能量相等。与阻碍入射辐射类似，大气层也阻碍向外的辐射。水蒸气强烈吸收波长为水蒸气强烈吸收波长为47m波段的光波，而波段的光波，而COCO2 2主要吸收的是主要吸收的是13191m波段。大部分的出射辐射（波段。大部分的出射

14、辐射（70%）从）从713m的的“窗口窗口”逃逸。逃逸。 如果我们居住的地表像在月球上一样没有大气层，地球表面的如果我们居住的地表像在月球上一样没有大气层，地球表面的平均温度将大约是平均温度将大约是-18-18。然而，大气层中有天然背景水平为。然而，大气层中有天然背景水平为270 270 ppmppm（浓度单位，即百万分之一）（浓度单位，即百万分之一） CO CO2 2的，这使得地球的平均温度的，这使得地球的平均温度大约在大约在1515，比月球表面平均温度高出，比月球表面平均温度高出3333。 人类的活动增加了大气中人类的活动增加了大气中“人造气体人造气体”的排放，这些气体吸收的排放，这些气体

15、吸收波长的范围是在波长的范围是在713m，特别是二氧化碳、甲烷、臭氧。氮氧化，特别是二氧化碳、甲烷、臭氧。氮氧化合物和氯氟碳化物（合物和氯氟碳化物（CFC）等。这些气体阻碍了能量的正常逃逸，）等。这些气体阻碍了能量的正常逃逸，并且被广泛认为是造成地表平均温度升高的原因。有迹象表明，洪并且被广泛认为是造成地表平均温度升高的原因。有迹象表明，洪水和干旱日益频繁。可以预见，温室效应对人类和自然环境将产生水和干旱日益频繁。可以预见，温室效应对人类和自然环境将产生大范围的严重影响。大范围的严重影响。单元1.6 地球运动与逐日系统 地球绕其自转轴的的旋转运动，叫做地球的自转。地球自转的地球绕其自转轴的的旋

16、转运动，叫做地球的自转。地球自转的方向是自西向东。从地轴北端或北极上空观察，地球呈逆时针方向方向是自西向东。从地轴北端或北极上空观察，地球呈逆时针方向旋转；从地轴南段或南极上空观察，地球呈顺时针方向旋转。地球旋转；从地轴南段或南极上空观察，地球呈顺时针方向旋转。地球自转一周自转一周360360，所需要，所需要的世界为的世界为2323时时5656分分4 4秒，这叫作一恒星日。秒，这叫作一恒星日。 地轴与黄道平面的交角为地轴与黄道平面的交角为66663434，赤道平面与黄道平面的交，赤道平面与黄道平面的交角为角为23232626。地球在公转的过程中，地轴的空间指向和黄赤交角。地球在公转的过程中，地

17、轴的空间指向和黄赤交角的大小，在一定时期内可以看做是不变的。因此，地球在公转轨道的大小，在一定时期内可以看做是不变的。因此，地球在公转轨道的不同位置，地表接受太阳垂直照射的点（简称太阳直射点）是有的不同位置，地表接受太阳垂直照射的点（简称太阳直射点）是有变化的。变化的。单元1.6 地球运动与逐日系统黄道平面：黄道平面：地球的黄道平面是地球公转轨道所在的平面。地球的黄道平面是地球公转轨道所在的平面。赤道平面：赤道平面：地球赤道所在的平面称为赤道平面。地球赤道所在的平面称为赤道平面。黄赤交角：黄赤交角：黄赤交角是地球公转轨道面（黄道面）与赤道面黄赤交角是地球公转轨道面（黄道面）与赤道面（天赤道面）

18、的交角，也称为太阳赤纬或者黄赤大距。（天赤道面）的交角，也称为太阳赤纬或者黄赤大距。单元1.6 地球运动与逐日系统 太阳位于地球公转轨道面（黄道面）上，从地球上看，太阳终太阳位于地球公转轨道面（黄道面）上，从地球上看，太阳终年在这个水平面上运动，这就是太阳的视运动，该视运动的路线叫年在这个水平面上运动，这就是太阳的视运动，该视运动的路线叫做做黄道黄道。太阳视运动可以分为。太阳视运动可以分为日运动日运动和和年运动年运动。 天球天球: : 天球是一个假想的圆球：它天球是一个假想的圆球：它的球心就是观测者；它的半径无的球心就是观测者；它的半径无穷大。地球以外的天体在天球上穷大。地球以外的天体在天球上

19、都有各自的投影。人们在说明天都有各自的投影。人们在说明天体的位置和运动时，可以把天体体的位置和运动时，可以把天体的投影看成是它们本身，如右图的投影看成是它们本身，如右图所示，地球的自转轴无限延长，所示，地球的自转轴无限延长，同天球球面相交于两点，这叫做同天球球面相交于两点，这叫做天极天极，即，即南天极南天极和和北天极北天极。地球。地球赤道平面无限扩大，同天球相交赤道平面无限扩大，同天球相交的大圆，叫做的大圆，叫做天赤道天赤道。单元1.6 地球运动与逐日系统地球的运动规律地球的运动规律春分日（春分日（3 3月月2121日前后）日前后）夏至日（夏至日（6 6月月2222日前后）日前后）秋分日（秋分

20、日（9 9月月2323日前后）日前后）冬至日（冬至日（1212月月2222日前后）日前后） 如图所示，从冬至到第二年夏至，太阳直射点自南纬如图所示，从冬至到第二年夏至，太阳直射点自南纬23232626向北移动，向北移动，经过赤道（春分时），到达北纬经过赤道（春分时），到达北纬23232626；从夏至到冬至，太阳直射点自北；从夏至到冬至，太阳直射点自北纬纬23232626向南移动，经过赤道（秋分时），到达南纬向南移动，经过赤道（秋分时），到达南纬23232626。太阳直射。太阳直射点在赤道南北的这种周期性往返运动，称为太阳直射点的回归运动。太阳直点在赤道南北的这种周期性往返运动，称为太阳直射点的

21、回归运动。太阳直射点回归运动的周期为射点回归运动的周期为365365日日5 5时时4848分分4646秒，叫做一回归年。秒，叫做一回归年。单元1.6 地球运动与逐日系统 如图所示，当太阳在年运动中位于夏如图所示，当太阳在年运动中位于夏至点时，假定太阳位于这一点的时间刚好至点时，假定太阳位于这一点的时间刚好为一天，在这一天里，由于地球在自转，为一天，在这一天里，由于地球在自转，在天球图中，以观测者为中心，则太阳的在天球图中，以观测者为中心，则太阳的日视运动的轨迹就是与地轴垂直的平面日视运动的轨迹就是与地轴垂直的平面（图中标出），春、秋分日时，该轨迹与（图中标出），春、秋分日时，该轨迹与赤道平面重

22、合。由此推断，在一年内，太赤道平面重合。由此推断，在一年内，太阳每日视运动的轨迹都是与赤道平行的平阳每日视运动的轨迹都是与赤道平行的平面：北半球夏半年，太阳位于春分点面：北半球夏半年，太阳位于春分点夏至点夏至点秋分点之间，太阳视运动轨迹秋分点之间，太阳视运动轨迹位于图中轨迹与赤道平面之间；北半球冬位于图中轨迹与赤道平面之间；北半球冬至日的情况可以以此推断。至日的情况可以以此推断。太阳的视运动（日运动）轨迹太阳的视运动（日运动）轨迹（2 2）天球中）天球中 在右图中，圆球面表示一个天球，在右图中，圆球面表示一个天球，O O点代表地点代表地球上的观测者，它处于天球的中心，若将观测者球上的观测者，它

23、处于天球的中心，若将观测者O O看到的地面向外扩展，与天球相交，于是构成了天看到的地面向外扩展，与天球相交，于是构成了天球上一个基本圆圈，称地平圈。与地平圈相垂直，球上一个基本圆圈，称地平圈。与地平圈相垂直，即从观测者头顶向上延伸交天球上的一点即从观测者头顶向上延伸交天球上的一点X X，称天，称天顶；而从观测者脚底向下延伸，交天球上的一点顶；而从观测者脚底向下延伸，交天球上的一点Y Y，称天底。称天底。 图中，地平圈上方向的确定方法是：与北天极图中，地平圈上方向的确定方法是：与北天极距离较近的那一点距离较近的那一点N N称为北点，而另一点称为北点，而另一点S S称为南点。称为南点。北点和南点也

24、就是地面上的观测者所看到的正南和北点和南点也就是地面上的观测者所看到的正南和正北方向，再根据正北方向，再根据“上北下南，左西右东上北下南，左西右东”的方法的方法确定东西方向（已经在图中标注）。确定东西方向（已经在图中标注）。单元1.6 地球运动与逐日系统（1 1）平面图中）平面图中 在地球上，地球表面的观测者所能观测到的地在地球上，地球表面的观测者所能观测到的地方为其所在地平线以上的部分。地平线的确定如右方为其所在地平线以上的部分。地平线的确定如右图所示图所示观测者位置的确定：观测者位置的确定：单元1.6 地球运动与逐日系统看北半球某地（图中看北半球某地（图中O O点）某日太阳的视运动情况点）

25、某日太阳的视运动情况 如右图，对于北半球的如右图，对于北半球的O O点，在点，在6 6月月2222日，太阳视运动的轨迹如图中日，太阳视运动的轨迹如图中“太阳运动太阳运动轨迹轨迹”所示，位于所示，位于O O点的观测者，其能观点的观测者，其能观测到的地平圈以上的天球部分的太阳的运测到的地平圈以上的天球部分的太阳的运动情况，如下图。动情况，如下图。 可以看到：可以看到：6 6月月2222日，对于北半球的日，对于北半球的O O点，太阳点，太阳从东北升起，西北落下。从东北升起，西北落下。 从前面的讲解可以知道，春、秋分日时，太阳从前面的讲解可以知道，春、秋分日时，太阳的运动轨迹与天赤道重合，看图可知，对

26、于北半球的运动轨迹与天赤道重合，看图可知，对于北半球的的O O点，春、秋分日时，太阳正东升起，正西落下。点，春、秋分日时，太阳正东升起，正西落下。 进而可以推论，对于北半球（北极圈以南）的进而可以推论，对于北半球（北极圈以南）的任一点任一点O O点，春、秋分时，太阳正东升起，正西落下。点，春、秋分时，太阳正东升起，正西落下。 当太阳直射点位于北半球（春分当太阳直射点位于北半球（春分夏至夏至秋分）秋分）时，太阳从东北升起，西北落下。时，太阳从东北升起，西北落下。 当太阳直射点位于南半球（秋分当太阳直射点位于南半球（秋分冬至冬至春分）春分）时，太阳从东南升起，西南落下。时，太阳从东南升起，西南落下

27、。 对于南半球的对于南半球的Q Q点，其地平线和地平圈的点，其地平线和地平圈的确定如右图所示。确定如右图所示。 对于南半球的点，其在天球上能观测到的对于南半球的点，其在天球上能观测到的是与北半球的点相对的另一半天球上的情况，是与北半球的点相对的另一半天球上的情况，不同的地方还有地平圈上的东西方向。则不同的地方还有地平圈上的东西方向。则6 6月月2222日，日，Q Q点的太阳视运动的图应该如下图所示。点的太阳视运动的图应该如下图所示。 可以看到：可以看到：6 6月月2222日，对于南半球的日，对于南半球的Q Q点，太阳从东北升起，西北落下。点，太阳从东北升起，西北落下。 春、秋分日时，太阳正东升

28、起，正西落下。春、秋分日时，太阳正东升起，正西落下。 进而可以推论，对于南半球（南极圈以北）的任一点进而可以推论，对于南半球（南极圈以北）的任一点Q Q点，春、秋分点，春、秋分时，太阳正东升起，正西落下；昼夜平分。时，太阳正东升起，正西落下；昼夜平分。 当太阳直射点位于北半球（春分当太阳直射点位于北半球（春分夏至夏至秋分）时，太阳从东北升起，秋分）时，太阳从东北升起，西北落下。西北落下。 当太阳直射点位于南半球（秋分当太阳直射点位于南半球（秋分冬至冬至春分）时，太阳从东南升起，春分）时，太阳从东南升起，西南落下。西南落下。单元1.6 地球运动与逐日系统看南半球某地（图中看南半球某地（图中O O

29、点）某日太阳的视运动情况点）某日太阳的视运动情况单元1.6 地球运动与逐日系统对于地球上的特殊地点的判读对于地球上的特殊地点的判读(1)(1)对于南、北极点对于南、北极点 根据以上的判断方法根据以上的判断方法, ,仔细仔细看图：对于北极点：当太阳直射看图：对于北极点：当太阳直射点在北半球，太阳的视运动轨迹点在北半球，太阳的视运动轨迹都与地平圈平行，即一天中，太都与地平圈平行，即一天中，太阳的高度都是不变的，只是太阳阳的高度都是不变的，只是太阳高度每日不同而已，出现极昼现高度每日不同而已，出现极昼现象；春秋分日，太阳在地平线上象；春秋分日，太阳在地平线上转一周，北半球冬半年，太阳的转一周，北半球

30、冬半年，太阳的运动轨迹都在地平圈以下，出现运动轨迹都在地平圈以下，出现极夜现象。极夜现象。同理，对于南极点：当太同理，对于南极点：当太阳直射点在北半球，太阳阳直射点在北半球，太阳的运动轨迹都在地平圈以的运动轨迹都在地平圈以下，出现极夜现象。春秋下，出现极夜现象。春秋分日，太阳在地平线上转分日，太阳在地平线上转一圈。但太阳直射点在南一圈。但太阳直射点在南半球，太阳视运动轨迹都半球，太阳视运动轨迹都与地平圈平行，出现极昼与地平圈平行，出现极昼现象。现象。单元1.6 地球运动与逐日系统（2 2）对于赤道）对于赤道根据以上的判断方法，仔细看图：根据以上的判断方法，仔细看图：赤道的地平圈始终与太阳的运动

31、轨迹平面垂直，如下图：赤道的地平圈始终与太阳的运动轨迹平面垂直，如下图：对于赤道的点，春秋分时，太阳东升西落；对于赤道的点，春秋分时，太阳东升西落；北半球夏半年时，太阳东北升，西北落；北半球夏半年时，太阳东北升，西北落；北半球冬半年时，太阳东南升，西南落；北半球冬半年时，太阳东南升，西南落；单元1.6.2 太阳自动跟踪系统LML393LML393是双电压比较器集成电路是双电压比较器集成电路单元1.7 计算日照数据斯蒂芬斯蒂芬- -玻尔兹曼（玻尔兹曼（Stefan BoltzmanStefan Boltzman）定律）定律 1879 1879年斯蒂芬由实验发现，物体的发射能力是随温度、波长而年斯

32、蒂芬由实验发现，物体的发射能力是随温度、波长而改变的。随着温度的升高，黑体对各波长的发射能力都相应地增强。改变的。随着温度的升高，黑体对各波长的发射能力都相应地增强。因而物体发射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显因而物体发射的总能量（即曲线与横坐标之间包围的面积）也会显著增大。据研究，绝对黑体的积分辐射能力与其绝对温度的四次方著增大。据研究，绝对黑体的积分辐射能力与其绝对温度的四次方成正比。成正比。18841884年玻尔兹曼用热力学理论证明了这一点。在全部波长年玻尔兹曼用热力学理论证明了这一点。在全部波长范围内对普兰克公式进行积分就可以得到斯蒂芬范围内对普兰克公式进行积分就可以得到

33、斯蒂芬- -玻尔兹曼公式。玻尔兹曼公式。 式中式中E ETBTB是温度为是温度为T T的绝对黑体发射的辐射总能量；的绝对黑体发射的辐射总能量；是斯蒂芬是斯蒂芬- -玻尔兹曼常数，玻尔兹曼常数，=5.67=5.671010-8-8W/(mW/(m2 2kk4 4) )对于非黑体或称灰体物质对于非黑体或称灰体物质来说，只要在公式的右边增加物体的发射率，它们的辐射能力就可来说，只要在公式的右边增加物体的发射率，它们的辐射能力就可以确定了以确定了。公式可写成：。公式可写成：单元1.7 计算日照数据 根据斯蒂芬根据斯蒂芬- -玻尔兹曼定律可以算出虽然太阳表面所发射的能量玻尔兹曼定律可以算出虽然太阳表面所

34、发射的能量密度相当大，但地面上接受到的太阳辐照度比太阳发射的能量密度密度相当大，但地面上接受到的太阳辐照度比太阳发射的能量密度小得多，日小得多，日- -地距离是影响因素之一。地距离是影响因素之一。 换个角度讨论日换个角度讨论日- -地距离与到达地面上的太阳辐照度的关系，先地距离与到达地面上的太阳辐照度的关系，先讨论一个特殊位置上的太阳辐照度，它是计算投射到地面上的太阳讨论一个特殊位置上的太阳辐照度，它是计算投射到地面上的太阳辐照度的依据。即：在辐照度的依据。即：在日日- -地平均距离时地球大气层上界，与太阳光地平均距离时地球大气层上界，与太阳光线垂直的表面上，单位面积、单位时间内接收到的太阳辐

35、射能量；线垂直的表面上，单位面积、单位时间内接收到的太阳辐射能量；我们把该太阳辐射能量定义为太阳常数我们把该太阳辐射能量定义为太阳常数。太阳常数计算式的推导如。太阳常数计算式的推导如下，但太阳常数值是通过实测得出。下，但太阳常数值是通过实测得出。单元1.7 计算日照数据 D Ds s（太阳直径）（太阳直径）=1.39=1.3910106 6km, Dkm, De e( (地球直径）地球直径）= 1.27= 1.2710104 4km, km, D Ds-es-e( (日地距离日地距离)= 1.5)= 1.510108 8kmkm上图中的上图中的D Ds s , D , Ds-es-e , ,可

36、以计算出地球上可以计算出地球上看到太阳平面张角为看到太阳平面张角为3232时，其立体角时，其立体角s s为为（球面度）（球面度） 式中：式中：R Rs s太阳半径太阳半径地球大气层上界表面单位立体角中的太阳辐照度：地球大气层上界表面单位立体角中的太阳辐照度：单元1.7 计算日照数据全局水平辐射全局水平辐射= =水平面总辐射强度；直接光照辐射水平面总辐射强度；直接光照辐射= =水平面直射水平面直射辐射强度；，漫射水平辐射辐射强度；，漫射水平辐射= =水平面散射辐射强度水平面散射辐射强度1.1.峰值日照小时数据峰值日照小时数据 每月的日平均日照水平通常用每月的日平均日照水平通常用“峰值日照小时数峰

37、值日照小时数”来表示。来表示。其概念是：全天所接收到的太阳辐射，早晨时候为低强度，正午其概念是：全天所接收到的太阳辐射，早晨时候为低强度，正午时候达到峰值，午后逐渐降低，这些不断变动的日照数据在累加时候达到峰值，午后逐渐降低，这些不断变动的日照数据在累加后，被压缩到一个日照水平等同于正午辐射强度的缩减的时间段后，被压缩到一个日照水平等同于正午辐射强度的缩减的时间段里。假设一天的正午日照水平（峰值日照）估算为里。假设一天的正午日照水平（峰值日照）估算为1.O kW/m1.O kW/m2 2，那，那么峰值日照小时数在数值上将等同于该天的总日照量。总日照量么峰值日照小时数在数值上将等同于该天的总日照

38、量。总日照量的单位是的单位是kWh/mkWh/m2 2。 由于折算成了标准日照时间，也就是在标准日辐射强度下的由于折算成了标准日照时间，也就是在标准日辐射强度下的日照时间，而国际电工委员会定义标准日辐射强度为日照时间，而国际电工委员会定义标准日辐射强度为1000w/1000w/平米；平米；所以某地的日标准辐射量就相当于所以某地的日标准辐射量就相当于1000w1000w的辐照照射了几个小时，的辐照照射了几个小时，而此小时数就是我们所说的标准日照小时数。而此小时数就是我们所说的标准日照小时数。单元1.7 计算日照数据峰值日照时数峰值日照时数= =（斜面日均辐射量（斜面日均辐射量2.7782.778

39、）/10000 kJ/m/10000 kJ/m2 22. 2. 日照小时数据日照小时数据 一种通常使用的日照数据形式，被称作一种通常使用的日照数据形式，被称作日照小时数日照小时数”（或（或SSH)SSH)。这个数量描述了给定的时间段（通常是一个月）中，每天超过约这个数量描述了给定的时间段（通常是一个月）中，每天超过约210W210Wm m2 2辐射强度的日照小时数。辐射强度的日照小时数。值得注意的是，日照小时数没有给出日值得注意的是，日照小时数没有给出日照的绝对数据，并且仅对太阳光的直射辐射有效。照的绝对数据，并且仅对太阳光的直射辐射有效。单元1.7 计算日照数据3. 3. 典型气象年（典型气

40、象年（TMY)TMY)数据数据 日照数据有时以日照数据有时以“典型气象年典型气象年”（TMYTMY）数据的形式呈现，这）数据的形式呈现，这是一个综合了各个月份数据的全年数据。每个月份的数据是从历史是一个综合了各个月份数据的全年数据。每个月份的数据是从历史记录中所选取的代表该月的记录中所选取的代表该月的“典型的典型的”气象数据。关于数据收集，气象数据。关于数据收集，存在着多种选取方法存在着多种选取方法，同时设数据集可能被平滑处理以确保其函数，同时设数据集可能被平滑处理以确保其函数的连续性。造成非连续数据点的原因，可能来源于对不同年份中相的连续性。造成非连续数据点的原因，可能来源于对不同年份中相邻

41、月份数据间的合并。尽管有的典型气象俥数据集可能包含每小时邻月份数据间的合并。尽管有的典型气象俥数据集可能包含每小时的详细数值，它被用于建模的时候未必会比的详细数值，它被用于建模的时候未必会比1212个月份的月间数据集个月份的月间数据集更加精准。更加精准。 以近以近1010年（年（3030年）的月平均值为依据，从近年）的月平均值为依据，从近1010年的资料中选取年的资料中选取一年各月接近一年各月接近1010年（年（3030年）的平均值作为典型气象年。由于选取的年）的平均值作为典型气象年。由于选取的月平均值在不同的年份，资料不连续，还需要进行月间平滑性处理月平均值在不同的年份，资料不连续，还需要进

42、行月间平滑性处理单元1.7 计算日照数据5.5.基于卫星数据的日照估算基于卫星数据的日照估算 气象局于每小时更新人造卫星五层数据。气象局于每小时更新人造卫星五层数据。其中不乏类似于图其中不乏类似于图1-151-15的图片形式表现的一些的图片形式表现的一些数字化信息，其分辨率达到数字化信息，其分辨率达到2.5km2.5km。这些数据可。这些数据可以直接输入电脑，经由处理和分析，用来非常以直接输入电脑，经由处理和分析，用来非常准确地计算晴天和阴天的百分比。随后，可将准确地计算晴天和阴天的百分比。随后，可将多年积累的卫星数据与式多年积累的卫星数据与式1-19)1-19)相联系，用于估相联系，用于估算

43、日照水平。算日照水平。4.4.人造卫星云图的数据人造卫星云图的数据 对于某些区域使用的是卫星云图，图中利用对于某些区域使用的是卫星云图，图中利用标准记号和习惯用法来表示云层的类型、数量、标准记号和习惯用法来表示云层的类型、数量、尺寸。，云与云间间隔以及各种构型的云列和云尺寸。，云与云间间隔以及各种构型的云列和云段。覆盖程度通过将地面观察结果与卫星云图数段。覆盖程度通过将地面观察结果与卫星云图数据相结合而确定。经过云层分析，通常确定云的据相结合而确定。经过云层分析，通常确定云的类型为层云、积云、卷云或积雨云，每一种云的类型为层云、积云、卷云或积雨云，每一种云的类型均可根据对入射阳光的影响而划分。

44、类型均可根据对入射阳光的影响而划分。单元1.7 计算日照数据卷云卷云卷积云卷积云高层云高层云高积云高积云积雨云积雨云雨层云雨层云单元1.7 计算日照数据/cgi-bin/sse/sse.cgi?+s00+s01#s01/cgi-bin/sse/sse.cgi?+s00+s01#s01单元1.7 计算日照数据吸收：吸收：所谓吸收就是指投射到到介质上面的辐射能中的一部分被所谓吸收就是指投射到到介质上面的辐射能中的一部分被转化

45、为物质本身的内能或其他形式的能量。转化为物质本身的内能或其他形式的能量。大气中各种物质对辐射的吸收可归纳为：辐射的吸收具有选择性！大气中各种物质对辐射的吸收可归纳为：辐射的吸收具有选择性！不同气体成分的吸收带及吸收强烈程度不同，因而使穿过大气后不同气体成分的吸收带及吸收强烈程度不同，因而使穿过大气后的太阳能辐射有以下特点：的太阳能辐射有以下特点：1. 1. 大气对太阳辐射波谱变得极其不规则。大气对太阳辐射波谱变得极其不规则。2. 2. 大气主要吸收物质的吸收带位于太阳辐射光谱能量较小的两端。大气主要吸收物质的吸收带位于太阳辐射光谱能量较小的两端。 大气中主要吸收物质（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸

46、收带，都位大气中主要吸收物质（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸收带，都位于太阳辐射波谱两端能量较小的红外线和紫外线区，平流层以上主要于太阳辐射波谱两端能量较小的红外线和紫外线区，平流层以上主要是臭氧对紫外线的吸收，平流层至地面主要是水汽和二氧化碳对红外是臭氧对紫外线的吸收，平流层至地面主要是水汽和二氧化碳对红外线辐射的吸收。线辐射的吸收。3.3.整层大气吸收消弱入射波太阳辐射能的整层大气吸收消弱入射波太阳辐射能的20%20%左右左右 吸收对太阳辐射的减弱左右不是很大，也就是说大气直接吸收太阳辐射吸收对太阳辐射的减弱左右不是很大，也就是说大气直接吸收太阳辐射并不多，特别是对流层大气，太阳辐射不是它的直

47、接热源，地面的辐射和其并不多，特别是对流层大气，太阳辐射不是它的直接热源，地面的辐射和其他能量才是对流层大气的直接热源。他能量才是对流层大气的直接热源。单元1.7 计算日照数据照度：发光强度为照度：发光强度为1 1坎德拉（坎德拉（cdcd）的点光源，在单位立体角（）的点光源，在单位立体角（1 1球面度）球面度）内发出的光通量为内发出的光通量为“1 1流明流明”。简单来说，就是指蜡烛一烛光在一公。简单来说，就是指蜡烛一烛光在一公尺以外的所显现出的亮度。尺以外的所显现出的亮度。光通量指人眼所能感觉到的辐射功率，它等于单位时间内某一波段的光通量指人眼所能感觉到的辐射功率，它等于单位时间内某一波段的辐

48、射能量和该波段的相对视见率的乘积。由于人眼对不同波长光的相辐射能量和该波段的相对视见率的乘积。由于人眼对不同波长光的相对视见率不同，所以不同波长光的辐射功率相等时，其光通量并不相对视见率不同，所以不同波长光的辐射功率相等时，其光通量并不相等。光通量的单位为等。光通量的单位为“流明流明”。光通量通常用。光通量通常用来表示。在理论上其来表示。在理论上其功率可用瓦特来度量。但因视觉对此尚与光色有关。所以度量单位采功率可用瓦特来度量。但因视觉对此尚与光色有关。所以度量单位采用，依标准光源及正常视力而定的用，依标准光源及正常视力而定的“流明流明”来度量光通量，符合：来度量光通量，符合：1m/1x1m/1

49、x。光通量是每单位到达、离开或通过曲面的光能数量。流明。光通量是每单位到达、离开或通过曲面的光能数量。流明（1m1m）是国际单位体系（）是国际单位体系（SISI）和美国单位体系（）和美国单位体系（ASAS）的光通量单位。）的光通量单位。如果您想将光作为穿越空间的粒子（光子），那么到达曲面的光束的如果您想将光作为穿越空间的粒子（光子），那么到达曲面的光束的光通量与光通量与1 1秒钟时间间隔内撞击曲面的粒子数成一定比例。目前由于秒钟时间间隔内撞击曲面的粒子数成一定比例。目前由于LEDLED产业的盛行，光通量就是一个产业的盛行，光通量就是一个LEDLED照明的主要参数，就是光源每秒照明的主要参数，就

50、是光源每秒钟所发出的可见光量之总和。钟所发出的可见光量之总和。单元1.7 计算日照数据 到达地面的太阳辐射由两部分组成：一个到达地面的太阳辐射由两部分组成：一个是太阳以平行光的形式直接投射到地面上的，是太阳以平行光的形式直接投射到地面上的，称为太阳称为太阳“直接辐射直接辐射”用用R R直射直射表示；另一个是表示；另一个是经过散射后到达地面的，称为经过散射后到达地面的，称为“散射辐射散射辐射”用用R R散射散射表示，两者之和就是到达地面的太阳总辐射，表示，两者之和就是到达地面的太阳总辐射，用用R R总总表示。表示。单元1.7 计算日照数据单元1.7 计算日照数据 类似于方程（类似于方程（1-18

51、1-18）的描述数量间相关性的模型，可以在有关）的描述数量间相关性的模型，可以在有关文献中找到。这些模型使用不同的平均时间，从文献中找到。这些模型使用不同的平均时间，从1 1个月至个月至1 1小时小时. .这些这些模型的准确性受到平均时间长短的影响很大，因此不能适用于任意模型的准确性受到平均时间长短的影响很大，因此不能适用于任意不同的平均时间周期。不同的平均时间周期。单元1.7 计算日照数据TelecomTelecom模型（澳大利亚模型）模型（澳大利亚模型） 如果直射和漫射日照成不能分别确定，对于两者的一个合理的近似（对如果直射和漫射日照成不能分别确定，对于两者的一个合理的近似（对于大多数地区

52、）可以通过将总月间全局日照，和根据大致的于大多数地区）可以通过将总月间全局日照，和根据大致的“晴朗晴朗”与与“阴阴云云”的天数通过理论计算得出的总日照相等同而得出。计算过程如下：的天数通过理论计算得出的总日照相等同而得出。计算过程如下：单元1.7 计算日照数据 （2 2）“阴天阴天”假设所有入射假设所有入射光是漫射辐射，在水平面上的强度光是漫射辐射，在水平面上的强度是由方程（是由方程（1-211-21）确定的值的）确定的值的20%20%。因此，可估计因此，可估计“阴天阴天”的日间日照的日间日照量（完全是漫射）的近似值。量（完全是漫射）的近似值。 假设平均全局日照数据能够利假设平均全局日照数据能

53、够利用晴天的总是及其日照量和阴云天用晴天的总是及其日照量和阴云天球的总数及其日照量来计算。通过球的总数及其日照量来计算。通过第第.2节所描述的估算方法，晴天节所描述的估算方法，晴天的日照数据由（的日照数据由（1 1）给出，而阴云天）给出，而阴云天气的日照又由（气的日照又由（2 2）给出，继而可以）给出，继而可以分别确定直射和漫射的成分。分别确定直射和漫射的成分。单元1.7 计算日照数据此外，方程（此外，方程（1-191-19）与日照光谱无关，而事实上同波长的衰减度不）与日照光谱无关，而事实上同波长的衰减度不同，可利用这个经验公式近似表示。同，可利用这个经验公式近似表示。式中，式

54、中，是光的波长。光谱的变化可能极大地影响太阳能电池的输出，是光的波长。光谱的变化可能极大地影响太阳能电池的输出，尽管如此，这个影响通常可以忽略，因为硅太阳能电池几乎可以吸收尽管如此，这个影响通常可以忽略，因为硅太阳能电池几乎可以吸收全部全部1.1m以上波长，而且当入射角增大时，太阳能组件的反射增强，以上波长，而且当入射角增大时，太阳能组件的反射增强，相应的大气光学质量也同时增加，光谱更加偏向红端相应的大气光学质量也同时增加，光谱更加偏向红端单元1.7 计算日照数据 光散射定义和分类，光束通过光学性质不均匀的介质时，光线向四面八方光散射定义和分类，光束通过光学性质不均匀的介质时，光线向四面八方传

55、播的现象，可以分为瑞利散射和拉曼散射。传播的现象，可以分为瑞利散射和拉曼散射。 瑞利提出了散射光强与瑞利提出了散射光强与的四次方成反比的规律，这就是有名的瑞利散射的四次方成反比的规律，这就是有名的瑞利散射定律。瑞利定律的适用条件是散射体的尺度比光的波长小，在这条件下作用在定律。瑞利定律的适用条件是散射体的尺度比光的波长小，在这条件下作用在散射体上的电场可视为交变的均匀场，散射体在这样的极化下，只感生电偶极散射体上的电场可视为交变的均匀场，散射体在这样的极化下，只感生电偶极矩而无更高级的电矩。用以上的散射理论可以解释我们日常熟悉的自然现象，矩而无更高级的电矩。用以上的散射理论可以解释我们日常熟悉

56、的自然现象，如如天空为什么是蓝的？旭日和夕阳为什么是红的？云为什么是白的？天空为什么是蓝的？旭日和夕阳为什么是红的？云为什么是白的？等等。等等。 首先，白昼天空之所以是亮的，完全是大气散射阳光的结果。首先，白昼天空之所以是亮的，完全是大气散射阳光的结果。如果没有大气，即使在白昼，人们仰望天空，将看到光辉夺目的太如果没有大气，即使在白昼，人们仰望天空，将看到光辉夺目的太阳悬挂在漆黑的背景中。这景象是宇航员司空见惯了的。由于大气阳悬挂在漆黑的背景中。这景象是宇航员司空见惯了的。由于大气的散射，将阳光从各个方向射向观察者，我们才看到光亮的天穹，的散射，将阳光从各个方向射向观察者，我们才看到光亮的天穹

57、，按瑞利定律，白光中的短波成分（蓝紫色）遭到散射比长波成分按瑞利定律，白光中的短波成分（蓝紫色）遭到散射比长波成分（红黄色）强烈得多，散射光因短波的富集而呈蔚蓝色。（红黄色）强烈得多，散射光因短波的富集而呈蔚蓝色。 瑞利曾对天空中各种波长的相对光强作过测量，发现与反比律颇瑞利曾对天空中各种波长的相对光强作过测量，发现与反比律颇相吻合。大气的散射一部分来自悬浮的尘埃，大部分是密度涨落引起相吻合。大气的散射一部分来自悬浮的尘埃，大部分是密度涨落引起的分子散射，后者的尺度玩玩比前者小得多，瑞利反比律的作用跟加的分子散射，后者的尺度玩玩比前者小得多，瑞利反比律的作用跟加明显。所以每当大雨初霁的时候，天

58、空总是蓝的格外美丽，其道理就明显。所以每当大雨初霁的时候，天空总是蓝的格外美丽，其道理就在这里。在这里。 旭日和夕阳呈红色，与天空呈蓝色属于同一类现象，由于白光旭日和夕阳呈红色，与天空呈蓝色属于同一类现象，由于白光中的短成分被跟多的散射掉了，在直射中的短成分被跟多的散射掉了，在直射 的日光中剩余较多的自然是的日光中剩余较多的自然是长波成分了。早晚阳光以很大的倾角穿过大气层，经历大气层的厚长波成分了。早晚阳光以很大的倾角穿过大气层，经历大气层的厚度要比中午时大得多，从而大气的散射效应也要强烈的多，这便是度要比中午时大得多，从而大气的散射效应也要强烈的多，这便是旭日初升时颜色显得特别殷红的原因。旭

59、日初升时颜色显得特别殷红的原因。 白云是大气中的水滴组成的，因此这些水滴的半径与可见光的白云是大气中的水滴组成的，因此这些水滴的半径与可见光的波长相比已经不算太小了，较大的颗粒对光的散射不遵从瑞利的波长相比已经不算太小了，较大的颗粒对光的散射不遵从瑞利的的的四次方反比律。按米四次方反比律。按米-德拜的理论，这样大小的物质常数的散射与波德拜的理论，这样大小的物质常数的散射与波长的关系不大，这就是云雾呈白色的缘故。长的关系不大，这就是云雾呈白色的缘故。单元1.7 计算日照数据单元1.7 计算日照数据 光伏组件一般具有固定的倾斜角，因此通常光伏组件一般具有固定的倾斜角，因此通常需要通过落在水平面上的

60、日照量来估算落在斜面需要通过落在水平面上的日照量来估算落在斜面上的日照量。如前讨论的，这分别需要直射和漫上的日照量。如前讨论的，这分别需要直射和漫射数据。许多模型对于天空的漫射分布情况作出射数据。许多模型对于天空的漫射分布情况作出了一系列的假设。如果用于输入模型进行计算的了一系列的假设。如果用于输入模型进行计算的数据本身也先通过其他模型例如日照小时数据计数据本身也先通过其他模型例如日照小时数据计算得来的，则应当尽量选简单的模型进行计算。算得来的，则应当尽量选简单的模型进行计算。在此，我们仅考虑向赤道方向倾斜的平面，尽管在此，我们仅考虑向赤道方向倾斜的平面，尽管其他一些复杂模型可能描述任意朝向的