（一）太阳辐射光谱和太阳常数

太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。大气上界太阳光谱中能量的分布曲线（图2· 5中实线）与T=6 000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图 2·5中虚线）相比较，非常相似。因此，可以把太阳辐射看作黑体辐射，有关黑体辐射的定律都可应用于太阳辐射。例如利用斯蒂芬-波耳兹曼定律和维恩定律，可以根据太阳辐射强度计算出太阳表面的温度；反过来利用天文仪器测得的太阳表面温度，也可以计算出太阳的辐射强度以及辐射最强的波长。

太阳是一个炽热的气体球，其表面温度约为6 000K，内部温度更高。根据维恩定律可以计算出太阳辐射最强的波长λm为0.475μm。这个波长在可见光范围内相当于青光部分。因此，太阳辐射主要是可见光线（0.4—0.76μm），此外也有不可见的红外线（＞0.76μm）和紫外线（＜O.4μm），但在数量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在0.15—4μm之间占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50％，后者占43％，紫外区的太阳辐射能很少，只占总能量的7％。

太阳辐射通过星际空间到达地球。就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I0表示。太阳常数虽经多年观测研究，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，变动于1359—1418W/m2之间。1957年国际地球物理年决定采用1380W/m2。近年来，根据标准仪器，在高空气球、火箭和人造卫星上约25 000次以上的探测，得出太阳常数值约为 1367（±7）W/m2，这也是1981年世界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。多数文献上采用1370W/m2。据研究，太阳常数也有周期性的变化，变化范围在1％—2％，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。 

（二）太阳辐射在大气中的减弱

太阳辐射光通过大气圈，然后到达地表。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太阳辐射不能完全到达地面，所以在地球表面所获得的太阳辐射强度比1370W/m2要小。

图2·6表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：曲线1是大气上界太阳辐射光谱；曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线3是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。对比曲线1和5可以看出太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：①总辐射能有明显地减弱；②辐射能随波长的分布变得极不规则；③波长短的辐射能减弱得更为显著。产生这些变化的原因有以下几方面：

1.大气对太阳辐射的吸收

太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。

水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93—2.85μm之间的几个吸收带。最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4％—15％。所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。

大气中的主要气体是氮和氧，只有氧能微弱地吸收太阳辐射，在波长小于0.2μm处为一宽吸收带，吸收能力较强，在0.69和0.76μm附近，各有一个窄吸收带，吸收能力较弱。

臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。在0.2—0.3μm为一强吸收带，使得小于0.29μm的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。在0.6μm附近又有一宽吸收带，吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，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总的说来是比较弱的，仅对红外区4.3μm附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。

此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时，吸收才比较显著。

由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。由于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光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大。也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。

2.大气对太阳辐射的散射：

太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，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（图2·7）。因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，散射得愈强。其散射能力与波长的对比关系是：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，也叫蕾利散射（图2·7a）。例如，波长为0.7μm时的散射能力为1，那末波长为0.3μm时的散射能力就为30。因此，在太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色，就是因为太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形（图2·7a），在光线射入的方向（=0°）及在相反的方向（=180°）上散射是比垂直于射入光线方向上（=90°及=270°）的散射量大1倍。图2·7a中由极点到外围曲线的向径长度以假定的比例，表示此方向上所散射的总能量。

　　如果太阳辐射遇到粗粒，粗粒散射就失去对称的形式，而于射入光方向伸长。图2·7b是粗粒（水滴）散射的一种常见形式。在此种粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，是分别超过了在射入光线的相反方向上及其垂直方向上能量之2.37及2.85倍。散射质点愈大，这种偏对称的程度更加增大。如果太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，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，也称米散射（图2·7b）。例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。这一结论，在图2·6的曲线3和曲线4中表现得很清楚。

3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射

大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色。云的反射能力随云状和云的厚度而不同，高云反射率约25％，中云为50％，低云为65％，稀薄的云层也可反射10％—20％。随着云层增厚反射增强，厚云层反射可达90％，一般情况下云的平均反射率为50％—55％。

上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；吸收作用相对最小。以全球平均而言，太阳辐射约有30％被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20％被大气和云层直接吸收，50％到达地面被吸收。

（三）到达地面的太阳辐射

到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。

1.直接辐射

太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。太阳高度角不同时，地表面单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。这有两方面的原因：

（1）太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大（图2·8a），因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。（图2·8b）设有一水平地段AB，其面积为S′，太阳光线以h高度角倾斜地照射到它上面，在单位面积上每分钟所受到的太阳辐射能为I′。引一垂直于太阳光的平面AC，其面积为S，在此垂直受射面上的太阳辐射强度为I，则到达水平面AB与垂直受射面AC上的辐射量，将分别等于I′· S′和 I·S，显然这两个辐射量是相等的，即

I′·S′=I·S

则：I′=Isinh               （2·15）

图2·8太阳高度与受热面大小的关系

（2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，如图2·9所示。当太阳高度角最大时，通过大气层的射程为AO；当太阳高度角变小，光线沿CO方向斜射，通过大气的射程为CO。显然，大气厚度CO＞AO，因此太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少。

在地面为标准气压（1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。在不同的太阳高度下，阳光穿过的大气质量数也不同。不同太阳高度时的大气质量数如表2·1所示。

从表中可以看出，大气质量数随高度减小而增大，尤其是当太阳高度较小时，大气质量数的变化加大。

在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。大气透明度的特征用透明系数（p）表示，它是指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为I0，而到达地面后为I，则

p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，p仅表征对各种波长的平均削弱情况，例如p= 0.80，表示平均削弱了20％。

大气透明系数决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，大气透明程度愈差，透明系数愈小。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。

太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格（Bouguer）公式表示

I=I0pm （2·17）

式中，I为到达地面的太阳辐射强度；I0为太阳常数；p为空气透明系数；m为大气质量数。

从上式可以看出，如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减小。

直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。在一天当中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。同样道理，在一年当中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱（图2·10）。以纬度而言，低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。

2.散射辐射

　　散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也就相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。图2·11是在我国重庆观测到的晴天和阴天的散射辐射值。由图可见，阴天的散射辐射比晴天的大得多。

同直接辐射类似，散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。

3.总辐射

　　在分析了直接辐射和散射辐射后，就较容易理解总辐射的变化情况。日出以前，地面上总辐射的收入不多，其中只有散射辐射；日出以后，随着太阳高度的升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加。但前者增加得较快，即散射辐射在总辐射中所占的成分逐渐减小；当太阳高度升到约等于8°时，直接辐射与散射辐射相等；当太阳高度为50°时，散射辐射值仅相当总辐射的10％—20％；到中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的影响可以使这种变化规律受到破坏。例如，中午云量突然增多时，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱比散射辐射的增强要多的缘故。在一年中总辐射强度（指月平均值）在夏季最大，冬季最小。

　　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。表2·2是根据计算得到的北半球年总辐射纬度分布的情况，其中可能总辐射是考虑了受大气减弱之后到达地面的太阳辐射；有效总辐射是考虑了大气和云的减弱之后到达地面的太阳辐射。由于赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多，因此有效辐射的最大值并不在赤道，而在20°N。

　　据研究，我国年辐射总量最高地区在西藏，为212.3—252.1W/m2。青海、新疆和黄河流域次之，为159.2—212.3W/m2。而长江流域与大部分华南地区则反而减少，为119.4—159.2W/m2。这是因为西北、华北地区晴朗干燥的天气较多，总辐射也较大。长江中、下游云量多，总辐射较小，西藏海拔高度大，总辐射量也大。

（四）地面对太阳辐射的反射

　　投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。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％（表2·3）。水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。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。

　　由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射，仍有很大差异，这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。