气象学课件第二章辐射

气象学课件第二章辐射第二章辐射辐射的基本知识§1§2§3太阳辐射退出§4地面和大气辐射辐射与农业第二章辐射辐射的基本知识§1§2§3太阳辐射退出§§1辐射的基本知识

辐射与辐射能辐射波谱辐射的基本定律一二三§1辐射的基本知识辐射与辐射能一二三一.辐射与辐射能1.辐射(radiation)

物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的方式叫做辐射，放射的能量叫做辐射能，也简称辐射。

产生辐射的原因有多种。在气象学中最重要的是热辐射。

热辐射(heatradiation)：辐射的能量和波长分布都与温度有关的辐射。一.辐射与辐射能1.辐射(radiation)2.辐射能(radiationenergy)

根据辐射的粒子学说，电磁辐射由具有一定质量、能量和动量的粒子组成。每个粒子称为一个量子或光量子(quantum)，每个粒子所带的能量与其频率成正比，或与波长成反比：

e=hν

或e=hc/λ其中h为普朗克常数，h=6.63×10-34J·s2.辐射能(radiationenergy)辐射能的量度单位量子数单位

根据用每mol（阿伏加德罗常数6.02×1023)光量子为单位，1mol光量子称为１Ei.(2)辐射通量密度

单位时间、单位面积上通过的辐射能量称为辐射通量密度，单位是J/s·m2或Ｗ/m2

。(3)光照度

物体单位时间发射或接收的光能称为光功率，单位为流明(lm)，被照射物单位面积上所接受的光功率，称为光照度，单位为勒克斯(lx)。

对波长为0.550μm的辐射，1瓦特=683流明辐射能的量度单位量子数单位

3.物体对辐射的吸收、反射和透射

设投射到某一物体上的辐射能为Ｑ，被该物体吸收(absorption)Qa，反射(reflection)Qr，透射(transmission)Qt，根据能量守恒定律，应有:Qa＋Qr＋Qt＝Q用a、r、t分别表示上式左边的三项，a、r、t分别称为吸收率（absorptivity)、反射率（reflectivity)和透射率（transmissivity)即：a＋r＋t＝1

3.物体对辐射的吸收、反射和透射设投射到某一物

黑体和灰体

物体的a、r、t这三个量是随波长而变的。如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都等于1，则这种物体就叫做绝对黑体（absoluteblackbody）。如果物体对某种波长的吸收率为1，则这种物体对该种波长为黑体（blackbody）。如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都为一个常数，而不随波长变化，则这种物质就叫做灰体（graybody）。黑体和灰体物体的a、r、t这三个量是随波长

二、辐射波谱(radiationspectrum)

辐射具有波、粒二象性。辐射能量按波长的分布就是电磁波谱。从理论上来说，辐射的波长可以从0到∞，但可以测出的辐射的波长范围约为10-10

到1010μm，见下表。

波谱名称

X射线γ射线

紫外线可见光红外线无线电波波长范围(μm)

10-8～10-2

10-7～10-410-4～0.40.4～0.760.76～103103～1010二、辐射波谱(radiationspectrum)1.普朗克（plank）定律

绝对黑体对任一波长λ的辐射能力(即单位波长内的辐射通量密度)是它表面温度T的函数。可用下式表示：三.辐射的基本定律

式中c是真空中的光速(c=2.997925×108m/s)，k为玻尔兹曼(Boltzmann)常数(k=1.38062×10-23J/K)，h为普朗克常数(h=6.6262×10-34J·s)。1.普朗克（plank）定律绝对黑体对任一根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射温度波长根据Plank定律计算的黑体辐射温度波长根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射不同温度下绝对黑体的热辐射不同温度下绝对黑体的热辐射绝对黑体辐射的特点任何温度下都发射波长为0~∞的辐射,但发射能力随温度迅速变化，每一温度条件下都有一辐射相对集中的波段；在一定温度下，绝对黑体都有一辐射最强的波长，称绝对黑体辐射最大值所对应的波长，用λmax表示。绝对黑体辐射的特点任何温度下都发射波长为0~∞的辐射,但发射

2.基尔霍夫（Kirchhoff）定律任意物体的在某一温度T时对波长λ发射能力E(λ,T)与绝对黑体的发射能力EB(λ,T)之比称为该物体的发射率ελT：

ελT＝E(λ,T)／EB(λ,T)基尔霍夫定律：任何物体在某一温度T时对波长λ的辐射的发射率与对同一波长辐射的吸收率相等。即：

ελT＝aλT由此可得

E(λ,T)=aλT·EB(λ,T)2.基尔霍夫（Kirchhoff）定律任意物体的在某一

由基尔霍夫定律可知：辐射能力强的物体，其吸收能力也强。反之亦然。对同一物体，在一定温度条件下，如果它辐射某一波长的辐射，则它也必然也吸收这种波长的辐射。

E(λ,T)=aλT·EB(λ,T)由基尔霍夫定律可知：E(λ,T)=aλT·EB(3.斯蒂芬-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四次方成正比。即：

ETB=σT4其中E为绝对黑体表面的总放射能力，T为绝对黑体的表面温度，σ为斯蒂芬－波尔兹曼常数，其值为5.67×10-8W/m2·K4。

S-B定律可由Plank定律积分求得：3.斯蒂芬-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律4.维恩（Wein）定律

绝对黑体辐射能力最大值所对应的波长λmax与绝对黑体的绝对温度T成反比，即：

λmax·T＝C其中C为维恩常数，当波长以μm为单位时，其值为2897μm·K。4.维恩（Wein）定律绝对黑体§2太阳辐射太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射在大气中的衰减日地关系到达地面的太阳辐射地面对太阳辐射的反射一二三四五§2太阳辐射太阳辐射光谱和太阳常数一二三四五一.太阳辐射光谱和太阳常数1.太阳辐射光谱

在大气上界测得的太阳辐射与根据Plank公式计算的6000K的绝对黑体辐射的光谱能量分布非常相似。一.太阳辐射光谱和太阳常数1.太阳辐射光谱太阳辐射光谱的能量分布大气上界太阳辐射能99%集中在0.15~4μm其中：紫外线区：λ<0.4μm占7%可见光区：0.4≤λ≤0.76μm，占50%红外线区：λ>0.76μm,占有43%可见光部分能量所占比例最大，辐射能量最大值对应的波长为：

λmax=0.475μm太阳辐射光谱的能量分布大气上界太阳辐射能99%集中在0.12.太阳常数(SolarConstant,RSC)

在日地平均距离时，在大气上界垂直于太阳光线的平面上，单位时间单位面积接受的太阳辐射量。RSC=1367W·m-22.太阳常数(SolarConstant,RSC)二、太阳辐射在大气中的衰减

太阳辐射在大气中要受到大气的吸收、散射和反射作用，到达地面后明显减弱。二、太阳辐射在大气中的衰减太阳辐射在大气中要受到吸收太阳辐射的物质：主要是O2，O3，CO2，H2O等O2

吸收

<0.2m的紫外线，主要发生在高层大气O3

吸收紫外线，在0.2-0.3m在强烈的吸收带，使<0.3m的紫外线不能到达地面，能减少太阳总能量的4%CO2

主要吸收红外线，强度较弱H2O主要吸收红外线，吸收量占13%尘埃、水滴也可吸收部分太阳辐射1.大气对太阳辐射的吸收吸收太阳辐射的物质：主要是O2，O3，CO2，H2O等1.大大气对太阳辐射的吸收光谱大气对太阳辐射的吸收光谱特点1)大气对太阳辐射的吸收具有选择性；2)大气吸收太阳辐射占总量的24%；3)平流层以上气层主要是O2，O3吸收紫外线，吸收率接近于1；平流层以下主要是水汽和CO2对红外线的吸收；4)整个大气层对可见光的吸收率约为0.1，而太阳辐射能量集中在可见光区；因此，低层大气因吸收太阳辐射而增温是很少的，太阳辐射不是对流层主要的直接热源。特点散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时，引起质点中的电子振动，而向四面八方放射电磁波。特点：只改变原辐射的方向不能将太阳辐射变为内能

2.大气对太阳辐射的散射散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时，（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射

当散射质点很小，其半径a远小于波长，即a<<

时，散射强度与波长的4次方成反比～雷利散射定律即：其中为单位容积空气对某波长入射光的散射率，c为常数（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射意义辐射波长愈短，受到质点的散射作用愈强。∴分子散射具有选择性即：分子散射主要是散射短波辐射意义例：紫光

=0.44，红光

=0.7，即：Z≈0.63H

紫光的散射率为：紫光散射率是红光散射率的6.4倍。可见，蓝紫光散射率比红橙光要大得多。这就是晴朗天空呈蓝色、而太阳接近地平线时光盘呈红色的原因。例：紫光=0.44，红光=0.7，（2）粗粒散射（米散射,Miescattering）

质点半径与波长接近时的散射为粗粒散射特点：粗粒散射与波长无关，对各波长的散射能力相同∴大气较混浊时，大气中悬浮较多的的尘粒与水滴时，天空呈灰白色

（2）粗粒散射（米散射,Miescattering）

云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。反射对波长没有选择性。云的反射率与云厚、云状及云量等因素有关，一般来说云的平均反射率约为0.50─0.55。被云层反射的太阳辐射占总量的23%3.大气云层及微粒对太阳辐射的反射云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。3.三、日地关系1.地球的公转

地球的公转(revolution)就是地球绕太阳的周期性旋转，其轨道为一椭圆形，太阳为一个焦点。地球的近日点是1月3日，远日点是7月4日。三、日地关系1.地球的公转地球的公转(re地球的公转示意

地球公转的轨道称为黄道，地球在黄道中转过的角度称黄经（从春分点起）地球的公转示意地球公转的轨道称为黄道，地球在地球公转轨道和廿四节气地球公转轨道和廿四节气2.地球的自转

地球的自转（rotation)就是地球绕从北极到南极的地轴的周期性旋转。地球自转规律在气象上有非常重要的意义，这是因为地球自转具有两个很重要的特点。2.地球的自转地球的自转（rotation)就是地球自转的两个特点(1)

自转轴和公转轨道面不垂直，而成66°33′的夹角；(2)自转轴的方向保持不变。

这两个特点是地球上产生温度春夏秋冬季节变化和昼夜长短变化的根本原因。地球自转的两个特点(1)自转轴和公转轨道面不垂直，而成66“歪着身子”旋转的地球“歪着身子”旋转的地球地球自转轴方向保持不变地球自转轴方向保持不变二分二至时地球与太阳的相对位置冬至(wintersolstice)夏至(summersolstice)春分(springequinox)秋分(autumnequinox)二分二至时地球与太阳的相对位置冬至(wintersolst冬夏至地球与太阳的相对位置夏至(summersolstice)冬至(wintersolstice)由图可以看出：在夏至时，北半球太阳照射的面积远大于南半球；北半球太阳入射角大于南半球；北半球白昼时间大于南半球同一纬度地区。冬至时与此相反。冬夏至地球与太阳的相对位置夏至(summersolstic光线的直射和斜射示意光线的直射和斜射示意3.太阳直射点

太阳直射点就是太阳中心与地球中心的连线与地面的交点。在这一点处，太阳垂直照射地面，这一点在全球太阳辐射最强。及其变化规律

太阳直射点所在的纬度称为太阳赤纬。3.太阳直射点太阳直射点就是太阳中心与地球中冬夏至的太阳直射点直射点直射点冬夏至的太阳直射点直射点直射点冬夏至和春秋分太阳直射点位置冬夏至和春秋分太阳直射点位置太阳赤纬（δ

）的变化规律时间冬至春分夏至秋分冬至δ23°27‘S023°27‘N023°27‘Sδ-23°27‘023°27‘0-23°27‘计算δ的近似公式：其中N为日序，δ的单位为度。太阳赤纬（δ）的变化规律时间冬至春分夏至秋分冬至δ23°2太阳赤纬的变化规律太阳赤纬的变化规律4.太阳高度角

由于地球绕太阳运动，地球上的观测者看到似乎是太阳在天球上运动，而对这种运动，太阳在天空中任一点的位置可以用两个座标来表示，这两个座标就是太阳高度角和太阳方位角。

太阳高度角(solaraltitude)就是太阳光线与地平面的夹角，用h来表示。

h∈［0°，90°］4.太阳高度角由于地球绕太阳运动，地球上的观测者看太阳高度角h定义示意图太阳光线h地平面太阳高度角h定义示意图太阳光线h地平面

太阳高度角的影响因素

太阳高度角h的大小取决于纬度、季节和一天中的时间。

纬度φ

：北半球为正，南半球为负

季节：用太阳赤纬δ表示。

一天中的时间：用时角ω

表示。

ω

＝15°（t-12)太阳高度角的影响因素太阳高度角h的大小取决于纬

太阳高度角的计算公式

太阳高度角h与纬度φ、太阳赤纬δ和时角ω之间的关系为：

sinh=sinφsinδ＋cosφcosδcosω

h=arcsin(sinφsinδ＋cosφcosδcosω)

正午时的时角ω=0，太阳高度角为：

sinh=sinφsinδ＋cosφcosδ

sinh=cos｜φ－δ｜=sin（90°－｜φ－δ｜）

h=90°－｜φ－δ｜太阳高度角的计算公式太阳高度角h与纬度φ、太阳

正午太阳高度角计算举例

正午时的h根据以下公式可很容易计算：

h=90°－｜φ－δ｜

例：武汉φ=30°

冬至时h=90°－｜30°－(－23.5°)｜

=36.5°

夏至时h=90°－｜30°－23.5°｜

=83.5°正午太阳高度角计算举例正午时的h根据以下公式可很容易计算

正午太阳高度角的变化规律

由公式h=90°－｜φ－δ｜可知：

正午h随纬度的变化规律：在直射点以北的地区，随纬度升高，h减小；在直射点以南的地区，随纬度升高，h增大。

正午h随季节的变化规律：随着太阳直射点的移近，h增大；随着太阳直射点远离，h减小。正午太阳高度角的变化规律由公式h=90°－｜φ－δ｜可知不同纬度正午太阳高度角随季节变化规律h(°)春分夏至秋分冬至春分纬度不同纬度正午太阳高度角随季节变化规律h(°)春分夏至秋分冬至

太阳方位角就是太阳光线在地面上的投影与当地子午线的夹角。

5.太阳方位角

所谓子午线，就是指通过当地的经线，即正南方和正北方的连线。太阳方位角就是太阳光线在地面上的投影与当地子正南方太阳光线A地平面太阳方位角Ａ定义示意图正南方太阳光线A地平面太阳方位角Ａ定义示意图方位角坐标东南西北0°-90°90°

±180°

方位角坐标东南西北0°-90°90°±180°

太阳方位角的计算公式

太阳方位角A与纬度φ、太阳赤纬δ和太阳高度角h的关系为：

日出和日落时的太阳方位角A为：太阳方位角的计算公式太阳方位角A与纬度φ、太阳春、秋分日的太阳运动轨迹春、秋分日的太阳运动轨迹夏至日的太阳运动轨迹夏至日的太阳运动轨迹冬至日的太阳运动轨迹冬至日的太阳运动轨迹三、到达地面的太阳辐射

太阳辐射被大气减弱后，分两部分到达地面：太阳直接辐射(directsolarradiation)：以平行光的形式直接投射到地平面的太阳辐射。太阳散射辐射(Diffuse/scatteredradiation)：经大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的太阳辐射。直接辐射与散射辐射之和称为太阳总辐射。三、到达地面的太阳辐射太阳辐射被大气减弱后1.太阳直接辐射

(Rsb)

以平行光的形式投射到地面上的太阳直接辐射(directsolarradiation)：是太阳总辐射中的主要部分，它主要受太阳高度角、大气质量数、大气透明度等因素的影响。1.太阳直接辐射(Rsb)以平行(1)大气质量数(atmosphericopticalmass)

太阳辐射路径上单位截面积空气柱的质量称为大气质量数(m)。在标准状态下（气压为1013hPa，气温为0℃）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。大气质量数是一个无量纲数。(1)大气质量数(atmosphericopticalm大气质量数表达式大气质量数一在数值上等于太阳光线在大气中所穿过的路径与大气厚度的比值。忽略气层与地球表面的曲率

太阳光线

BA

mo

=1momhO大气质量数表达式对不同海拔高度，大气质量数应作气压订正。式中P和P0分别为观测点气压和海平面气压。上式仅适用在太阳高度角较大(h30)时计算大气质量数。由于大气层顶是一个近似的球面，当h较小时计算的m误差较大，这时应该用Kasten经验公式：其中太阳高度角h应以度(°)为单位。对不同海拔高度，大气质量数应作气压订正。式中P和P0分别为观(2)大气透明系数(a)

是辐射通过一个大气质量数气层的透过率。透明系数：

Ry-1Rym=1(2)大气透明系数(a)首先考虑垂直于太阳光线平面的太阳辐射量。

R0R1R2R3m=1辐射在通过大气的路径中，应满足：R1=aR0R2=aR1R3=aR2……首先考虑垂直于太阳光线平面的太阳辐射量。R0R由上可知：透过第1个m=1气层的辐射量：R1=Roa透过第2个m=1气层的辐射量：R2=R1a=Roa2透过第3个m=1气层的辐射量：R3=R2a=Roa3…………透过第m个m=1气层的辐射量：Rm=Rm-1a=Roam到达地面的太阳辐射为：R=Roam=Rscam由上可知：到达地平面上的直接辐射AB面与A’B接受到的太阳辐射能量相同RRsbwAhA’B太阳光线到达地平面上的直接辐射AB面与A’B接受到的太阳辐射能量相同可知影响直接辐射的主要因素有：

1）随太阳高度角的增大而增大；

2）随透明系数的增大而增大。由水平面直接辐射能量密度的计算式：任意坡面直接辐射能量密度的计算：其中其中这里是太阳光线和坡面的夹角。可知影响直接辐射的主要因素有：由水平面直接辐射能量密度的计算

一天中到达地面的太阳直接辐射日总量(Q)为：太阳直接辐射日总量其中t1、t2分别为日出、日落时间。作变量代换：可得：

式中T=86400s为一天的周期。由计算结果可以分析大气上界太阳直接辐射日总量的时空分布规律。对大气上界，有：一天中到达地面的太阳直接辐射日总量(Q)为：太阳直接辐射大气上界辐射日总量的时空分布辐射日总量(MJ/m2·d)夏至秋分冬至春分冬至0102030405060708090大气上界辐射日总量的时空分布辐射日总量(MJ/m2·d)夏至大气上界辐射日总量的时空分布大气上界辐射日总量的时空分布大气上界辐射日总量的时空分布9060300大气上界辐射日总量的时空分布9060300大气上界辐射日总量的时空分布大气上界辐射日总量的时空分布

在地面太阳直接辐射日总量(Q)的计算公式中地面太阳直接辐射日总量大气质量数m和太阳高度角h都是随时间而变的，因此这个积分无法用一个显函数表示，但可以将它写成以下形式后用数值积分法计算：作为例子，现设a=0.7(晴天一般接近0.7左右),将计算的结果用来分析地面太阳直接辐射日总量的时空分布规律。在地面太阳直接辐射日总量(Q)的计算公式中地面太阳直接辐地面太阳辐射日总量的时空分布

(设透明系数a=0.7，用数值积分法计算)辐射日总量(J/m2·d)夏至秋分冬至春分冬至0102030405060708090纬度地面太阳辐射日总量的时空分布

(设透明系数a=0.7，用数值地面太阳直接辐射日总量的时空分布

（设透明系数a=0.7，用数值积分法计算）地面太阳直接辐射日总量的时空分布

（设透明系数a=0.7，用地面太阳辐射日总量的时空分布地面太阳辐射日总量的时空分布冬季小，夏季大；低纬度年变幅很小，纬度越高，年变幅越大；高、低纬度的差值冬季大，夏季小；纬度越高，春季值增大速度和秋季值减小速度都越快；赤道附近一年中有两个峰值，而其它地区均只有一个峰值。这些特点与全球温度的时空分布密切相关。地面太阳直接辐射日总量分布的几个规律冬季小，夏季大；地面太阳直接辐射日总量分布的几个规律2.散射辐射一般条件下的散射辐射十分复杂，其影响因子有：1）随太阳高度角的增大而增大；2）随透明系数的增大而减少；3）云未遮日：随云量的增大而增大，云遮日：则随云量的增大而减少；4）随地面反射率的增大而增大。

散射辐射近似表达式：忽略大气的吸收作用，晴天条件下的散射辐射可用近似式表示：2.散射辐射一般条件下的散射辐射十分复杂，其影响因子有：3.总辐射(globalradiation)到达地平面的直接辐射与散射辐射之和称为总辐射。即：Rs=Rsb+Rsd影响因子：

1）随太阳高度角的增大而增大；

2）随透明系数的增大而增大；

3）云未遮日：随云量的增大而增大，云遮日：则随云量增大而减少。变化特点

1）一般随纬度升高而减小，但=20出现最大值；

2）其日、年变化与h的变化一致。3.总辐射(globalradiation)到达地平面的直中国太阳总辐射年总量的分布

中国太阳总辐射年总量的分布

五、地面对太阳辐射的反射

到达地面的太阳辐射有一部分被地面反射，其量由地面反射率（α）决定。

Rr=α(Rsb+Rsd)影响地面反射率α的因子有：

1）地表性质如地面颜色、土壤湿度、粗糙度、植被、积雪等。

2）太阳高度角

3）辐射波长五、地面对太阳辐射的反射到达地面的太阳辐射有一部一二三§3.地面和大气辐射地面和大气的辐射地面净辐射地气系统的辐射平衡一二三§3.地面和大气辐射地面和大气的辐射地面净辐射地气一、地面和大气的辐射

地面的平均温度约为288K，其辐射95%以上集中在3到80μm，其最大能量的波长约为10μm。因此，地面辐射都是红外辐射。相对于太阳辐射而言，都是长波辐射(long-waveradiation)

。(1)地面辐射波谱1.地面辐射

(terrestrialradiation/Long-waveradiation-up)一、地面和大气的辐射地面的平均温度约为288K，(2)地面辐射强度

根据斯蒂芬-波尔兹曼定律，绝对黑体的总辐射能力为：

ETB=σT4地面不是绝对黑体，在应用这个定律时须加以订正，应写成：

RLu=εσTg4其中ε为相对辐射率。(2)地面辐射强度根据斯蒂芬-波尔兹曼定律，绝(3)地面辐射的作用保持地球-大气系统温度的稳定给大气提供能量因为地面的辐射中的大部分能被大气中的二氧化碳和水汽吸收。这是大气中能量的一个重要来源。(3)地面辐射的作用保持地球-大气系统温度的稳定2.大气辐射(1)大气中产生辐射的物质：CO2、H2O透射率热发射2.大气辐射(1)大气中产生辐射的物质：CO2、H2O透(2)大气辐射波谱：主要集中在4到120μm，最大能量的波长为15μm。(3)大气逆辐射RLD(atmosphericcounterradiation/long-waveradiation-down)

：投向地面的大气辐射。其值主要受大气温度、湿度、云量、海拔高度等因素的影响。常用经验公式计算。(2)大气辐射波谱：主要集中在4到120μm，最大能量的波(4)大气辐射的作用：温室效应温室效应(greenhouseeffect/atmosphericeffect)产生的原因：大气对太阳短波辐射吸收很少，能让大量的太阳辐射到达地面；大气能强烈地吸收地面的长波辐射，使地面失热不致过多，同时又向地面放射大气逆辐射。由于大气的温室效应，使近地面的平均温度提高了38℃(4)大气辐射的作用：温室效应温室效应(greenhouse3.地面有效辐射(1)地面有效辐射(Re)定义

地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，叫做地面有效辐射(terrestrialeffectiveradiation)

。即地面净损失的长波辐射。

Re=

RLu

－RLd

在没有太阳辐射的情况下，地面的温度状况主要由地面有效辐射决定。地面有效辐射越大，地面的降温速度也就越快。3.地面有效辐射(1)地面有效辐射(Re)定义2.地面有效辐射的影响因素地面温度空气温度空气湿度云地表性质风海拔高度2.地面有效辐射的影响因素地面温度二、地面净辐射

地面既吸收辐射，又放出辐射。吸收的辐射有：Rsb，

Rsd，

RLd放出的辐射有：

Rr=α(Rsb+Rsd),RLu二者的差值为：Rn=(Rsb+Rsd)-α(Rsb+Rsd)+RLd

－RLu=(1-α)(Rsb+Rsd)-Re这就是地面吸收的净辐射，即地面吸收的总辐射与地面有效辐射之差，又叫地面辐射差额或辐射平衡(radiationbalance)。二、地面净辐射地面既吸收辐射，又放出辐射。地面净辐射的日变化

由地面净辐射定义Rn=(1-α)(Rsb+Rsd)-Re可知：白天：大部分时间Rn>0，地面能量的收入大于支出。日出后(1-α)(Rsb+Rsd)逐渐增大，Re也随之增大，到正午前半小时达最大值，然后逐渐减小。夜间：

(1-α)(Rsb+Rsd)=0，Rn=-Re<0

Rn由负值转为正值的时间，大约出现在日出后一小时左右；由正值转为负值的时间，大约出现在日落前一小时左右。地面净辐射的日变化由地面净辐射定义Rn=(1-α)

地面净辐射各分量的日变化辐射通量密度W/m2时间(h)地面净辐射各分量的日变化辐射通量密度W/m2时间(h)地面净辐射的年变化(Annualvariationofterrestrialnetradiation)

地面净辐射的年变化与太阳总辐射的年变化大致相同，主要取决于太阳高度角和可照时间。一般来说，最大值出现在6月，最小值出现在12月。但在季风气候区则不一定。净辐射年总量随纬度升高面减小。纬度较高的地区，冬季有一段时间为负值，纬度越高，负值时间越长。在中国，39°以南全年Rn为正。地面净辐射的年变化(Annualvariationof地面热量收支地面获得的净辐射：Rn=(1-α)(Rsb+Rsd)-Re净辐射将转换成热能，用于以下方面：感热(Sensibleheat)通量(H)：即通过湍流热交换传给大气；潜热(Latentheat)通量(LE):即蒸发（蒸腾）耗热量；土壤热通量(G)：即从地面传到土壤的热通量。因此有地面热量平衡方程：

Rn=H+LE+G地面热量收支地面获得的净辐射：Rn=(1-α)(Rs三、地-气系统的辐射平衡三、地-气系统的辐射平衡§4辐射与农业

各种光谱成份与植物植物群体中的辐射状况光照强度和时间对植物的影响提高光能利用率的途径一二三四§4辐射与农业各种光谱成份与植物一二三四红外线

易被地面和植物吸收，提高植物体的温度，促进蒸腾作用;其中波长<1μm的对植物伸长、控制开花和果实颜色等方面有一定作用。其中0.78～0.80μm的远红外光，对光周期及种子形成有重要作用。可见光

参与光合作用紫外线

合成维生素；促进营养物质的吸收；对色素形成有重要作用；成形作用：抑制徒长；促进分枝波长<0.32μm的辐射对植物有害甚至能杀死植物。1.不同光谱对植物的作用一、各种光谱成份与植物红外线1.不同光谱对植物的作用一、各种光谱成份与植物2.光合有效辐射PAR定义：能被植物叶绿素吸收，并用来进行光合作用辐射，叫做光合有效辐射(PhotosyntheticallyActiveRadiation)。波长范围：

0.4～0.70μm计算方法：

PAR=0.43Rsb+0.57Rsd2.光合有效辐射PAR定义：

植物群体中的辐射分布非常复杂，与群体的叶面积指数、叶片大小、叶片倾角、叶片的空间排列等因素有关。对叶片随机分布的植物群体，冠层中的任一层的光分布遵从以下关系：二、植物群体中的辐射状况

其中Rs和R0分别是群体顶部和叶层中的辐射强度，L为该叶层以上的叶面积指数，k为群体消光系数。k与叶片的倾角、排列方式、太阳高度角等因素有关。植物群体中的辐射分布非常复杂，与群体的叶面积光照强度对植物的影响在一定的光照强度范围内，光合作用随光照强度的增加而增加；但超过一定的光照强度以后，光合作用便保持一定的水平而不再增加了，这种现象称为光饱和现象，这个光照强度称为光饱和点。光照强度降低时，光合作用也随之降低，当植物通过光合作用制造的有机物质与呼吸作用消耗的物质相平衡时的光照强度称为光补偿点。三、光照强度和时间对植物的影响光照强度对植物的影响三、光照强度和时间对植物的影响

曙暮光随着太阳在地平线以下角度的增大而不断减弱：

-6°<h<0°民用曙暮光-12°<h<-6°航海曙暮光

-18°<h<-12°天文曙暮光(1)光照时间可照时间：从日出到日没太阳可能照射的时间长度，即昼长。光照时间：是指可照时数与曙暮光的总和，即光照时间=可照时间+曙暮光2.光照时间对植物的影响曙暮光随着太阳在地平线以下角度的增大而不断减弱：(1)光太阳可照时间的变化规律

因为可照时间是指一地从太阳升起到太阳落下的时间。

设日出日落时的时角为ω0

，而日出日落时太阳高度角h=0，所以：

sinh=sinφsinδ＋cosφcosδcosω0=0可得：cosω0=-tanδtanφ所以，可照时间

=2ω0

／15°太阳可照时间的变化规律因为可照时间是指一地从太阳可照时间的计算举例

已知北京的纬度为40°，求北京冬至和夏至时的日出日落时间和可照时间。冬至：

δ=－23.5°cosω0=-tanδtanφ=0.363981ω0=68.65514°即日出t=12-ω0/15°=7.42299即日出时间为7:25am日落t=ω0/15°=4.57701即日落时间为4:35pm可照时间=2ω0/15°=9.15hr夏至：δ=23.5°，按以上步骤可得：日出时间为4:35am，日落时间为7:25pm可照时间=2ω0/15°=14.85hr可照时间的计算举例已知北京的纬度为40°，求北京冬至和可照时间的变化规律春秋分日，全球昼夜平分。从春分到秋分的夏半年，北半球各地白昼长于黑夜，而且随纬度升高，白昼延长，夏至达最长；从秋分到春分的冬半年，北半球各地白昼短于黑夜，而且随纬度升高，白昼缩短，冬至日达最短；赤道上，终年昼夜平分。南北半球只是冬夏相反，春秋相反，昼长随纬度变化的规律不变。可照时间的变化规律春秋分日，全球昼夜平分。冬夏至和春秋分的昼夜长短变化夏至冬至秋分春分冬夏至和春秋分的昼夜长短变化夏至冬至秋分春分夏至的可照时间夏至的可照时间夏至的可照时间夏至的可照时间冬至的可照时间冬至的可照时间冬至的可照时间冬至的可照时间春秋分的可照时间春秋分的可照时间春秋分的可照时间春秋分的可照时间不同纬度可照时间随季节的变化规律昼长(h)春分夏至秋分冬至春分纬度不同纬度可照时间随季节的变化规律昼长(h)春分夏至秋分冬至春(2)植物的光周期现象

日照长短对植物的影响主要表现在两个方面：光合产物量和光周期现象。光周期现象：光照时间长短和昼夜交替对植物的发育过程（特别是开花）有很大影响的现象。根据植物光周期反应的不同，植物可分为：长日照植物：要求经过一段较短的黑夜和较长的白天才能开花结果的植物。短日照植物：要求经过一段较长的黑夜和较短的白天才能开花结果的植物。(2)植物的光周期现象日照长短对植物的影响主要光周期现象与植物引种

植物引种必须考虑光周期现象和温度的影响。短日照植物：从南向北引种，温度因素将使发育速度减慢，光照因素也使发育减慢；从北向南引种，温度因素将使发育速度加快，光照因素也使发育加快。所以，温度和光照效应互相叠加。长日照植物：从南向北引种，温度因素将使发育速度减慢，而光照因素使发育加快；从北向南引种，温度因素将使发育速度加快，光照因素使发育减慢。所以，温度和光照效应互相补偿。结论：长日照植物比短日照植物容易引种成功。光周期现象与植物引种植物引种必须考虑光周期现象和温

单位面积上作物收获物中包含的能量（eh）与投射到该单位面积上的光合有效辐射（可见光）能量RPAR的比值叫做光能利用率（U）：

U=eh/RPAR×100%光能利用率的理论上限：在水、热、矿物营养都能得到保证的条件下，植物最终形成产量的光合有效辐射的能量利用率在10%左右；实际：一般只有0.5%～1.0%，高的约达2%。这说明提高光能利用率以增加单位面积产量是大有潜力的。1.光能利用率四、提高光能利用率的途径单位面积上作物收获物中包含的能量（eh）（1）改革种植制度与方法（2）改进栽培管理措施（3）选育优良品种（4）改造自然与充分利用各地区的光能资源2.提高光能利用率的途径（1）改革种植制度与方法2.提高光能利用率的途径气象学课件第二章辐射第二章辐射辐射的基本知识§1§2§3太阳辐射退出§4地面和大气辐射辐射与农业第二章辐射辐射的基本知识§1§2§3太阳辐射退出§§1辐射的基本知识

辐射与辐射能辐射波谱辐射的基本定律一二三§1辐射的基本知识辐射与辐射能一二三一.辐射与辐射能1.辐射(radiation)

物体以电磁波或粒子的形式向外放射能量的方式叫做辐射，放射的能量叫做辐射能，也简称辐射。

产生辐射的原因有多种。在气象学中最重要的是热辐射。

热辐射(heatradiation)：辐射的能量和波长分布都与温度有关的辐射。一.辐射与辐射能1.辐射(radiation)2.辐射能(radiationenergy)

根据辐射的粒子学说，电磁辐射由具有一定质量、能量和动量的粒子组成。每个粒子称为一个量子或光量子(quantum)，每个粒子所带的能量与其频率成正比，或与波长成反比：

e=hν

或e=hc/λ其中h为普朗克常数，h=6.63×10-34J·s2.辐射能(radiationenergy)辐射能的量度单位量子数单位

根据用每mol（阿伏加德罗常数6.02×1023)光量子为单位，1mol光量子称为１Ei.(2)辐射通量密度

单位时间、单位面积上通过的辐射能量称为辐射通量密度，单位是J/s·m2或Ｗ/m2

。(3)光照度

物体单位时间发射或接收的光能称为光功率，单位为流明(lm)，被照射物单位面积上所接受的光功率，称为光照度，单位为勒克斯(lx)。

对波长为0.550μm的辐射，1瓦特=683流明辐射能的量度单位量子数单位

3.物体对辐射的吸收、反射和透射

设投射到某一物体上的辐射能为Ｑ，被该物体吸收(absorption)Qa，反射(reflection)Qr，透射(transmission)Qt，根据能量守恒定律，应有:Qa＋Qr＋Qt＝Q用a、r、t分别表示上式左边的三项，a、r、t分别称为吸收率（absorptivity)、反射率（reflectivity)和透射率（transmissivity)即：a＋r＋t＝1

3.物体对辐射的吸收、反射和透射设投射到某一物

黑体和灰体

物体的a、r、t这三个量是随波长而变的。如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都等于1，则这种物体就叫做绝对黑体（absoluteblackbody）。如果物体对某种波长的吸收率为1，则这种物体对该种波长为黑体（blackbody）。如果某种物质对任何波长的辐射的吸收率都为一个常数，而不随波长变化，则这种物质就叫做灰体（graybody）。黑体和灰体物体的a、r、t这三个量是随波长

二、辐射波谱(radiationspectrum)

辐射具有波、粒二象性。辐射能量按波长的分布就是电磁波谱。从理论上来说，辐射的波长可以从0到∞，但可以测出的辐射的波长范围约为10-10

到1010μm，见下表。

波谱名称

X射线γ射线

紫外线可见光红外线无线电波波长范围(μm)

10-8～10-2

10-7～10-410-4～0.40.4～0.760.76～103103～1010二、辐射波谱(radiationspectrum)1.普朗克（plank）定律

绝对黑体对任一波长λ的辐射能力(即单位波长内的辐射通量密度)是它表面温度T的函数。可用下式表示：三.辐射的基本定律

式中c是真空中的光速(c=2.997925×108m/s)，k为玻尔兹曼(Boltzmann)常数(k=1.38062×10-23J/K)，h为普朗克常数(h=6.6262×10-34J·s)。1.普朗克（plank）定律绝对黑体对任一根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射温度波长根据Plank定律计算的黑体辐射温度波长根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射波长温度根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射根据Plank定律计算的黑体辐射不同温度下绝对黑体的热辐射不同温度下绝对黑体的热辐射绝对黑体辐射的特点任何温度下都发射波长为0~∞的辐射,但发射能力随温度迅速变化，每一温度条件下都有一辐射相对集中的波段；在一定温度下，绝对黑体都有一辐射最强的波长，称绝对黑体辐射最大值所对应的波长，用λmax表示。绝对黑体辐射的特点任何温度下都发射波长为0~∞的辐射,但发射

2.基尔霍夫（Kirchhoff）定律任意物体的在某一温度T时对波长λ发射能力E(λ,T)与绝对黑体的发射能力EB(λ,T)之比称为该物体的发射率ελT：

ελT＝E(λ,T)／EB(λ,T)基尔霍夫定律：任何物体在某一温度T时对波长λ的辐射的发射率与对同一波长辐射的吸收率相等。即：

ελT＝aλT由此可得

E(λ,T)=aλT·EB(λ,T)2.基尔霍夫（Kirchhoff）定律任意物体的在某一

由基尔霍夫定律可知：辐射能力强的物体，其吸收能力也强。反之亦然。对同一物体，在一定温度条件下，如果它辐射某一波长的辐射，则它也必然也吸收这种波长的辐射。

E(λ,T)=aλT·EB(λ,T)由基尔霍夫定律可知：E(λ,T)=aλT·EB(3.斯蒂芬-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

绝对黑体的总放射能力与其表面温度的四次方成正比。即：

ETB=σT4其中E为绝对黑体表面的总放射能力，T为绝对黑体的表面温度，σ为斯蒂芬－波尔兹曼常数，其值为5.67×10-8W/m2·K4。

S-B定律可由Plank定律积分求得：3.斯蒂芬-波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律4.维恩（Wein）定律

绝对黑体辐射能力最大值所对应的波长λmax与绝对黑体的绝对温度T成反比，即：

λmax·T＝C其中C为维恩常数，当波长以μm为单位时，其值为2897μm·K。4.维恩（Wein）定律绝对黑体§2太阳辐射太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射在大气中的衰减日地关系到达地面的太阳辐射地面对太阳辐射的反射一二三四五§2太阳辐射太阳辐射光谱和太阳常数一二三四五一.太阳辐射光谱和太阳常数1.太阳辐射光谱

在大气上界测得的太阳辐射与根据Plank公式计算的6000K的绝对黑体辐射的光谱能量分布非常相似。一.太阳辐射光谱和太阳常数1.太阳辐射光谱太阳辐射光谱的能量分布大气上界太阳辐射能99%集中在0.15~4μm其中：紫外线区：λ<0.4μm占7%可见光区：0.4≤λ≤0.76μm，占50%红外线区：λ>0.76μm,占有43%可见光部分能量所占比例最大，辐射能量最大值对应的波长为：

λmax=0.475μm太阳辐射光谱的能量分布大气上界太阳辐射能99%集中在0.12.太阳常数(SolarConstant,RSC)

在日地平均距离时，在大气上界垂直于太阳光线的平面上，单位时间单位面积接受的太阳辐射量。RSC=1367W·m-22.太阳常数(SolarConstant,RSC)二、太阳辐射在大气中的衰减

太阳辐射在大气中要受到大气的吸收、散射和反射作用，到达地面后明显减弱。二、太阳辐射在大气中的衰减太阳辐射在大气中要受到吸收太阳辐射的物质：主要是O2，O3，CO2，H2O等O2

吸收

<0.2m的紫外线，主要发生在高层大气O3

吸收紫外线，在0.2-0.3m在强烈的吸收带，使<0.3m的紫外线不能到达地面，能减少太阳总能量的4%CO2

主要吸收红外线，强度较弱H2O主要吸收红外线，吸收量占13%尘埃、水滴也可吸收部分太阳辐射1.大气对太阳辐射的吸收吸收太阳辐射的物质：主要是O2，O3，CO2，H2O等1.大大气对太阳辐射的吸收光谱大气对太阳辐射的吸收光谱特点1)大气对太阳辐射的吸收具有选择性；2)大气吸收太阳辐射占总量的24%；3)平流层以上气层主要是O2，O3吸收紫外线，吸收率接近于1；平流层以下主要是水汽和CO2对红外线的吸收；4)整个大气层对可见光的吸收率约为0.1，而太阳辐射能量集中在可见光区；因此，低层大气因吸收太阳辐射而增温是很少的，太阳辐射不是对流层主要的直接热源。特点散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时，引起质点中的电子振动，而向四面八方放射电磁波。特点：只改变原辐射的方向不能将太阳辐射变为内能

2.大气对太阳辐射的散射散射(Scattering)是质点受到投射来的电磁波冲击时，（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射

当散射质点很小，其半径a远小于波长，即a<<

时，散射强度与波长的4次方成反比～雷利散射定律即：其中为单位容积空气对某波长入射光的散射率，c为常数（1）分子散射----雷利(Rayleign)散射意义辐射波长愈短，受到质点的散射作用愈强。∴分子散射具有选择性即：分子散射主要是散射短波辐射意义例：紫光

=0.44，红光

=0.7，即：Z≈0.63H

紫光的散射率为：紫光散射率是红光散射率的6.4倍。可见，蓝紫光散射率比红橙光要大得多。这就是晴朗天空呈蓝色、而太阳接近地平线时光盘呈红色的原因。例：紫光=0.44，红光=0.7，（2）粗粒散射（米散射,Miescattering）

质点半径与波长接近时的散射为粗粒散射特点：粗粒散射与波长无关，对各波长的散射能力相同∴大气较混浊时，大气中悬浮较多的的尘粒与水滴时，天空呈灰白色

（2）粗粒散射（米散射,Miescattering）

云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。反射对波长没有选择性。云的反射率与云厚、云状及云量等因素有关，一般来说云的平均反射率约为0.50─0.55。被云层反射的太阳辐射占总量的23%3.大气云层及微粒对太阳辐射的反射云层与大颗粒尘埃能将太阳辐射反射回太空。3.三、日地关系1.地球的公转

地球的公转(revolution)就是地球绕太阳的周期性旋转，其轨道为一椭圆形，太阳为一个焦点。地球的近日点是1月3日，远日点是7月4日。三、日地关系1.地球的公转地球的公转(re地球的公转示意

地球公转的轨道称为黄道，地球在黄道中转过的角度称黄经（从春分点起）地球的公转示意地球公转的轨道称为黄道，地球在地球公转轨道和廿四节气地球公转轨道和廿四节气2.地球的自转

地球的自转（rotation)就是地球绕从北极到南极的地轴的周期性旋转。地球自转规律在气象上有非常重要的意义，这是因为地球自转具有两个很重要的特点。2.地球的自转地球的自转（rotation)就是地球自转的两个特点(1)

自转轴和公转轨道面不垂直，而成66°33′的夹角；(2)自转轴的方向保持不变。

这两个特点是地球上产生温度春夏秋冬季节变化和昼夜长短变化的根本原因。地球自转的两个特点(1)自转轴和公转轨道面不垂直，而成66“歪着身子”旋转的地球“歪着身子”旋转的地球地球自转轴方向保持不变地球自转轴方向保持不变二分二至时地球与太阳的相对位置冬至(wintersolstice)夏至(summersolstice)春分(springequinox)秋分(autumnequinox)二分二至时地球与太阳的相对位置冬至(wintersolst冬夏至地球与太阳的相对位置夏至(summersolstice)冬至(wintersolstice)由图可以看出：在夏至时，北半球太阳照射的面积远大于南半球；北半球太阳入射角大于南半球；北半球白昼时间大于南半球同一纬度地区。冬至时与此相反。冬夏至地球与太阳的相对位置夏至(summersolstic光线的直射和斜射示意光线的直射和斜射示意3.太阳直射点

太阳直射点就是太阳中心与地球中心的连线与地面的交点。在这一点处，太阳垂直照射地面，这一点在全球太阳辐射最强。及其变化规律

太阳直射点所在的纬度称为太阳赤纬。3.太阳直射点太阳直射点就是太阳中心与地球中冬夏至的太阳直射点直射点直射点冬夏至的太阳直射点直射点直射点冬夏至和春秋分太阳直射点位置冬夏至和春秋分太阳直射点位置太阳赤纬（δ

）的变化规律时间冬至春分夏至秋分冬至δ23°27‘S023°27‘N023°27‘Sδ-23°27‘023°27‘0-23°27‘计算δ的近似公式：其中N为日序，δ的单位为度。太阳赤纬（δ）的变化规律时间冬至春分夏至秋分冬至δ23°2太阳赤纬的变化规律太阳赤纬的变化规律4.太阳高度角

由于地球绕太阳运动，地球上的观测者看到似乎是太阳在天球上运动，而对这种运动，太阳在天空中任一点的位置可以用两个座标来表示，这两个座标就是太阳高度角和太阳方位角。

太阳高度角(solaraltitude)就是太阳光线与地平面的夹角，用h来表示。

h∈［0°，90°］4.太阳高度角由于地球绕太阳运动，地球上的观测者看太阳高度角h定义示意图太阳光线h地平面太阳高度角h定义示意图太阳光线h地平面

太阳高度角的影响因素

太阳高度角h的大小取决于纬度、季节和一天中的时间。

纬度φ

：北半球为正，南半球为负

季节：用太阳赤纬δ表示。

一天中的时间：用时角ω

表示。

ω

＝15°（t-12)太阳高度角的影响因素太阳高度角h的大小取决于纬

太阳高度角的计算公式

太阳高度角h与纬度φ、太阳赤纬δ和时角ω之间的关系为：

sinh=sinφsinδ＋cosφcosδcosω

h=arcsin(sinφsinδ＋cosφcosδcosω)

正午时的时角ω=0，太阳高度角为：

sinh=sinφsinδ＋cosφcosδ

sinh=cos｜φ－δ｜=sin（90°－｜φ－δ｜）

h=90°－｜φ－δ｜太阳高度角的计算公式太阳高度角h与纬度φ、太阳

正午太阳高度角计算举例

正午时的h根据以下公式可很容易计算：

h=90°－｜φ－δ｜

例：武汉φ=30°

冬至时h=90°－｜30°－(－23.5°)｜

=36.5°

夏至时h=90°－｜30°－23.5°｜

=83.5°正午太阳高度角计算举例正午时的h根据以下公式可很容易计算

正午太阳高度角的变化规律

由公式h=90°－｜φ－δ｜可知：

正午h随纬度的变化规律：在直射点以北的地区，随纬度升高，h减小；在直射点以南的地区，随纬度升高，h增大。

正午h随季节的变化规律：随着太阳直射点的移近，h增大；随着太阳直射点远离，h减小。正午太阳高度角的变化规律由公式h=90°－｜φ－δ｜可知不同纬度正午太阳高度角随季节变化规律h(°)春分夏至秋分冬至春分纬度不同纬度正午太阳高度角随季节变化规律h(°)春分夏至秋分冬至

太阳方位角就是太阳光线在地面上的投影与当地子午线的夹角。

5.太阳方位角

所谓子午线，就是指通过当地的经线，即正南方和正北方的连线。太阳方位角就是太阳光线在地面上的投影与当地子正南方太阳光线A地平面太阳方位角Ａ定义示意图正南方太阳光线A地平面太阳方位角Ａ定义示意图方位角坐标东南西北0°-90°90°

±180°

方位角坐标东南西北0°-90°90°±180°

太阳方位角的计算公式

太阳方位角A与纬度φ、太阳赤纬δ和太阳高度角h的关系为：

日出和日落时的太阳方位角A为：太阳方位角的计算公式太阳方位角A与纬度φ、太阳春、秋分日的太阳运动轨迹春、秋分日的太阳运动轨迹夏至日的太阳运动轨迹夏至日的太阳运动轨迹冬至日的太阳运动轨迹冬至日的太阳运动轨迹三、到达地面的太阳辐射

太阳辐射被大气减弱后，分两部分到达地面：太阳直接辐射(directsolarradiation)：以平行光的形式直接投射到地平面的太阳辐射。太阳散射辐射(Diffuse/scatteredradiation)：经大气质点散射后，自天空各个方向投射到地面的太阳辐射。直接辐射与散射辐射之和称为太阳总辐射。三、到达地面的太阳辐射太阳辐射被大气减弱后1.太阳直接辐射

(Rsb)

以平行光的形式投射到地面上的太阳直接辐射(directsolarradiation)：是太阳总辐射中的主要部分，它主要受太阳高度角、大气质量数、大气透明度等因素的影响。1.太阳直接辐射(Rsb)以平行(1)大气质量数(atmosphericopticalmass)

太阳辐射路径上单位截面积空气柱的质量称为大气质量数(m)。在标准状态下（气压为1013hPa，气温为0℃）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。大气质量数是一个无量纲数。(1)大气质量数(atmosphericopticalm大气质量数表达式大气质量数一在数值上等于太阳光线在大气中所穿过的路径与大气厚度的比值。忽略气层与地球表面的曲率

太阳光线

BA

mo

=1momhO大气质量数表达式对不同海拔高度，大气质量数应作气压订正。式中P和P0分别为观测点气压和海平面气压。上式仅适用在太阳高度角较大(h30)时计算大气质量数。由于大气层顶是一个近似的球面，当h较小时计算的m误差较大，这时应该用Kasten经验公式：其中太阳高度角h应以度(°)为单位。对不同海拔高度，大气质量数应作气压订正。式中P和P0分别为观(2)大气透明系数(a)

是辐射通过一个大气质量数气层的透过率。透明系数：

Ry-1Rym=1(2)大气透明系数(a)首先考虑垂直于太阳光线平面的太阳辐射量。

R0R1R2R3m=1辐射在通过大气的路径中，应满足：R1=aR0R2=aR1R3=aR2……首先考虑垂直于太阳光线平面的太阳辐射量。R0R由上可知：透过第1个m=1气层的辐射量：R1=Roa透过第2个m=1气层的辐射量：R2=R1a=Roa2透过第3个m=1气层的辐射量：R3=R2a=Roa3…………透过第m个m=1气层的辐射量：Rm=Rm-1a=Roam到达地面的太阳辐射为：R=Roam=Rscam由上可知：到达地平面上的直接辐射AB面与A’B接受到的太阳辐射能量相同RRsbwAhA’B太阳光线到达地平面上的直接辐射AB面与A’B接受到的太阳辐射能量相同可知影响直接辐射的主要因素有：

1）随太阳高度角的增大而增大；

2）随透明系数的增大而增大。由水平面直接辐射能量密度的计算式：任意坡面直接辐射能量密度的计算：其中其中这里是太阳光线和坡面的夹角。