太阳辐射知识点简介.ppt

第 章太阳辐射 本章从介绍太阳以及它和地球间的关系着手 然后讨论地球大气层外 内的辐射性质 太阳入射角和太阳辐射量的计算等内容 1 地球绕太阳的运行规律 地球的公转与赤纬角地轴 贯穿地球中心与南 北极相连的线自转 地球绕地轴的转动Rotation Earthrotatesonitsaxisonceevery24hours 公转 地球在椭圆形轨道上围绕太阳的转动 运行周期为一年 Revolution EarthrevolvesaroundtheSun Voyagetakesoneyear黄道平面 地球公转的椭圆轨道平面eclipticplane planeoforbitofearth 2 RevolutionandRotation 3 地球绕太阳的运行规律 椭圆的偏心率 月 日近日点 perihelion 时 日地距离为147 1 106km 月 日远日点 aphelion 时为152 1 106km 相差约为 Theshapeoftheearth spatharoundthesunrangesfromanearlyperfectcircletoamoreellipticshapeoverthe100 000 yearcycle eccentricity 4 赤道平面与黄道平面的夹角为23 27 始终不变 TiltofEarth saxis Axisistilted23 5 fromplaneofecliptic 赤纬角 Solardeclination 地心与太阳中心的连线 即午时太阳光线 与地球赤道平面的夹角是一个以一年为周期变化的量 它的变化范围为 23 27 这个角就是太阳赤纬角 地球绕太阳的运行规律 5 AxialTiltandParallelism 6 地球绕太阳的运行规律 赤纬角是地球绕日运行规律造成的特殊现象 它使处于黄道平面不同位置上的地球接受到的太阳光线方向也不同 从而形成地球四季的变化 如图所示 北半球夏至 6月22日 即南半球冬至 太阳光线正射北回归线 23 27 北半球冬至 12月22日 即南半球夏至 太阳光线正射南回归线 23 27 春分及秋分太阳正射赤道 赤纬角都为零 地球南 北半球日夜相等 7 JuneSolstice SummerSolstice June20 21 8 SeptemberEquinox AutumnalEquinox September22 23 9 DecemberSolstice WinterSolstice December21 22 10 MarchEquinox VernalEquinox March20 21 11 ReasonsforseasonsRevolutionRotationTiltofEarth saxisAxialparallelismSphericity 地球绕太阳的运行规律 12 AnnualMarchoftheSeasons 13 地球绕太阳的运行规律 每天的赤纬角可由下式计算 式中 是所求日期在一年中的日子数 也可借助表 查出 14 地球绕太阳的运行规律 表2 1推荐每月的平均日及相应的日子数 15 地球的自转与太阳时 地球自转 每转一周 360 为一昼夜 24小时 每小时相当于地球自转15 当地太阳时 当地太阳时的中午12点 午时 阳光正好通过当地子午线 即在空中最高点处 它与日常使用的标准时间并不一致 转换公式为 16 地球的自转与太阳时 式中 st 当地标准时间采用的标准经度 loc 当地经度 所在地点在东半球取负号 西半球取正号 我国以北京时为标准时间 前式成为太阳时 北京时 4 120 Lloc 17 地球的自转与太阳时 两项修正第一项 是地球绕日公转时进动和转速变化而产生的修正 时差 以分为单位 可按下式计算式中 为所求日期在一年中的日子数 1 365 18 地球的自转与太阳时 第二项是考虑所在地区的经度Lloc与制定标准时间的经度 我国定为东经120 之差所产生的修正 经度每相差 在时间上就相差 min 所以公式中最后一项乘 单位也是分 19 地球的自转与太阳时 太阳时角 用角度表示的太阳时叫太阳时角 以 表示 它是以一昼夜为变化周期的量 太阳午时 0 上午取负值 下午取正值 每昼夜变化为 180 每小时相当于15 例如上午10点相当于 30 下午3点 45 20 太阳辐射度 大气层外的太阳辐照度随着日地距离的改变 在 范围内变化 它可由下式确定 这里Gon是一年中第 天在法向平面上测得的大气层外的辐照度 Gsc为太阳常数 21 与太阳辐射有关的名词和符号 太阳辐射按方向可分为 直射辐射 又称直达辐射或束辐射 直接来自太阳而不改变方向的太阳辐射 散射辐射 又称扩散辐射或天空辐射 受大气层散射影响而改变了方向的太阳辐射 太阳总辐射 接受到的太阳辐射总和 等于直射辐射加散射辐射 总辐射的概念有时用来表示太阳光谱在整个波长范围内的积分值 22 a c Solarradiationpaths aDirect bDiffuse cReflecte 23 与太阳辐射有关的名词和符号 按波长可分为短波幅射和长波辐射两类太阳辐射 短波辐射 由太阳产生的辐射 波长范围由0 3 3 0 它包含直射和散射辐射 长波辐射 任何物体当其温度高于绝对零度时 都会发射辐射能 当物体温度接近环境温度时 发出的辐射波长一般都大于3 m 如大气 集热器 地面或任何其他常温物体发出的都是长波辐射 24 与太阳辐射有关的名词和符号 辐射量 名称用得不统一 辐 射 能单位为焦 辐 射 能密度 辐照量 单位为 2 辐 射能 通量 辐 射 功率 单位为 辐 射能 通量密度 辐 射 能流率 单位为 2 25 与太阳辐射有关的名词和符号 考虑到辐射可区分为发射和接收两种情况 因而又派生出一些专有名词 如辐 射 照度和辐 射 出 射 度 前者指照射到单位表面上的辐通量 后者是单位表面发出的辐通量 单位一样但含义不同 必须严格加以区分 以后见到单位为 2的量 它可能是辐照度也可能是辐出度 把它称为辐通量密度总是对的 26 与太阳辐射有关的名词和符号 本书常采用辐照度 2 和辐照量 或 2 太阳辐照量可通过辐照度在规定时间内积分求得 全天的用符号 表示 一小时的用 表示 单位都是 2或 2 27 与太阳辐射有关的名词和符号 符号下面可加注角标 上面可加一横表示月平均 角标有 大气层外 直射辐射 散射辐射 倾斜平面 法向平面 若角标中不出现 和 就代表水平面 不出现 和 就代表总辐射 28 集热面上太阳入射角的计算 有关角度的定义太阳入射角 太阳光线与集热器表面法线之间的夹角 称为太阳光线的入射角 太阳光线可分为两个分量 一个垂直于集热器表面 一个平行于集热器表面 只有前者的辐射能被集热器所截取 由此可见 实际使用时应使入射角 越小越好 29 集热面上太阳入射角的计算 有关角度的定义太阳高度角 从地面某一观察点向太阳中心作一条射线 该射线在地平面上有一投影线 这两条线的夹角 叫太阳高度角 该射线与地面法线的夹角叫太阳天顶角 这两个角度互为余角 假如集热器水平放置 则入射角 与高度角 互为余角 太阳方位角 s 地面上投影线与正南方的夹角 s为太阳的方位角 并规定正南方为零度 向西为正 向东为负 它的变化范围是 30 集热面上太阳入射角的计算 有关角度的定义集热器方位角 集热器表面法线在地平面上的投影线与正南方的夹角 为集热器的方位角 度量方法与太阳方位角 相同 集热器倾斜角 集热器平面与水平面的夹角 叫集热器倾斜角 31 集热面上太阳入射角的计算 32 集热面上太阳入射角的计算 有关角度的定义太阳入射角 太阳光线与集热器表面法线之间的夹角 称为太阳光线的入射角 太阳光线可分为两个分量 一个垂直于集热器表面 一个平行于集热器表面 只有前者的辐射能被集热器所截取 由此可见 实际使用时应使入射角 越小越好 33 集热面上太阳入射角的计算 角度之间的关系和有关公式太阳入射角 它是太阳赤纬角 地理纬度 集热器的倾斜角 和方位角 以及太阳时角 的函数 公式为 34 集热面上太阳入射角的计算 角度之间的关系和有关公式整理后写成 用此公式 可以求出处于任何地理位置 任何季节 任何时候 太阳能集热器处于任何几何位置上的太阳入射角 由此可见 这是一个重要公式 35 集热面上太阳入射角的计算 各种情况的讨论若集热器方位角 公式变为 此式 说明 北半球纬度为 处 朝南放置 倾角为 的集热器表面上的太阳入射角 等于假想纬度 处水平表面上的入射角 36 集热面上太阳入射角的计算 各种情况的讨论在前一假定的基础上 若把集热器倾斜角置于和当地纬度角相同 即 上式简化为若 公式 和 都变为 这是集热器在水平位置上入射角的计算公式 也是太阳高度角 的算式 37 集热面上太阳入射角的计算 式 的几种特殊情况 在正午时刻 时角 变为 若 则太阳高度角 这就是说 最大的太阳辐射发生在纬度刚好等于该日太阳赤纬角的那些地区的正午时刻 38 集热面上太阳入射角的计算 式 的几种特殊情况 若在春 秋分日的正午时刻 即 0 0 上式变成这说明太阳高度角随纬度增加而减小 39 集热面上太阳入射角的计算 式 的几种特殊情况 每天日出及日落时刻 太阳处于地平面上 此时太阳高度角 上式变为进一步 根据此式可求出地面上任何地区 任何一天的日出和日落时的时角 40 集热面上太阳入射角的计算 跟踪太阳时式 的形式对于聚光型太阳能集热器 往往需要跟踪太阳 对于不同的跟踪方式 式 的形式也不同 集热器平面沿东西向的水平轴 每天调节一次 以使中午太阳光始终保持与集热器相垂直 则有 41 集热面上太阳入射角的计算 跟踪太阳时式 的形式 为使太阳入射角最小 集热器平面连续沿着东西向的水平轴调节 则有 42 集热面上太阳入射角的计算 跟踪太阳时式 的形式 为使太阳入射角最小 集热器平面连续沿着南北向的水平轴调节 则有 43 集热面上太阳入射角的计算 跟踪太阳时式 的形式 集热器平面连续沿着平行于地球自转轴方向的南北轴调节 公式成为 集热器沿双轴连续跟踪 始终使太阳光垂直于集热器平面 此时 44 Horizontalplaneextraterrestrialandterrestrialirradiations 45 地球大气层外水平面上的太阳辐射 任何地区 任何一天 白天内的任何时刻 大气层外水平面上的太阳辐照度可由下式计算 sc是太阳常数 为所求日期在一年中的日子数 cos z可从式 求得 因而 2 24 46 地球大气层外水平面上的太阳辐射 常常需要知道大气层外水平面上 天内太阳的辐照量 0 J m2 它可通过对上式从日出到日落时间区间内的积分求出 2 25 s是日落时角 单位是度 可用式 2 10 求出 47 地球大气层外水平面上的太阳辐射 至于计算大气层外水平面上 每小时内太阳的辐照量I0 可通过对式 在 内的积分求得 1对应 的起始时角 2是终了时角 大于 1 48 地球大气层外水平面上的太阳辐射 49 地球大气层外水平面上的太阳辐射 50 太阳辐射在大气中的衰减 1 大气的吸收对于太阳辐射光谱范围内的绝大部分单色光束来说 通过大气后由于吸收的衰减 都遵循布给 P Bouguer 1729 朗伯 J H Lambert 1760 定律 其中和分别为在地面上和大气上界给定波长A的太阳辐照度 为单色透过率 为单色衰减系数 m为相对大气光学质量或简称大气质量 51 应当指出 布给 朗伯定律是在均匀介质条件下得到的 这就要求大气中各处的温度 湿度和气压等项参数都是相同的 而在实际大气中是无法满足这样严格的条件的 例如 大气中的温度和压力均随高度而改变 甚至其部分组成成分 诸如水蒸气 臭氧和气溶胶的含量等 也随高度的不同而有所变化 因此 实际上大气是一种不均匀介质 通常为了讨论问题方便起见 引入均质大气的概念 这是一种有条件的大气 其中空气密度 到处都相同 组成成分也与实际大气无异 且地面气压p亦与实际大气相同 由此显见 均质大气与实际大气的主要区别就在于前者的高度H只是一个完全确定的数值 并满足下式 太阳辐射在大气中的衰减 52 其中g为当地的重力加速度 取标准状况 气温t0 0 气压p0 1 0133 l05Pa 下 纬度45 处海平面上的均质大气为标准均质大气 此时空气密度 0 1 29 103kgm 3 重力加速度g0 9 806m s2 由此可以求得由以上两式可以导出 太阳辐射在大气中的衰减 53 引入均质大气的概念后 即可将太阳辐射通过大气层的路径用长度单位表示出来 但在习惯上 计量光程长短往往不用长度单位而用所谓的相对大气光学质量m 以太阳位于天顶时光线从大气上界至海洋面的距离为一个单位 去度量太阳位于其它位置时从大气上界至同一海平面的距离值 应当指出 这个术语的使用很不恰当 因为它与通常意义下的质量根本无关 大气质量 太阳直射光线通过大气层时的实际光学厚度与大气层法向厚度之比 用符号 表示 太阳辐射在大气中的衰减 54 Solarradiationpaths Sun sangleanddistancethroughatmosphere 55 由图可见 当 时 太阳在天顶 当 时 太阳高度角 越小 越大 地面受到的太阳辐射越少 当 时 对应于太阳落山的情形 夏至时 处于北回归圈地区 该天的赤纬角 正好和地理纬度 相等 午时太阳高度角 使 阳光最强烈 这天北极的太阳高度角为23 5 尽管日照 但太阳光线通过大气层的路径约为北回归线处的2 5倍 辐射量较小 加上冰雪的高反射率 不易吸收阳光等因素 是造成极区严寒的原因 太阳辐射在大气中的衰减 求算相对大气光学质量的近似表达式如下式所示 56 右图给出五种不同大气质量的太阳辐射光谱 1 4 7 10 它们是在很洁净大气条件下绘制的 大气中凝结水高度为20 臭氧层为3 4 其中 代表大气层外的太阳辐射光谱 不受大气层影响 太阳辐射在大气中的衰减 57 2 大气的散射 太阳辐射作为电磁波入射到大气层中时 与大气中物质 气 液 固 内的电子发生相互作用 电磁波的电场使物质中的电子受到加速 这些加速的电子沿不同方向辐射出电磁波 因此 沿原来入射波方向的辐射将有所减弱 所减弱的能量分布到其它方向上去 电磁波的散射是自然界中重要而普遍的现象之一 有着十分广泛的应用 太阳辐射在大气中的衰减 58 按照入射波和散射波的频率有无变化 散射还可以分为弹性的和非弹性的两类 前者在散射过程中电磁波只有相移而没有频移 这主要是由于热力学涨落 例如温度涨落和密度涨落 悬浮微粒等 所引起的 在固体中 这种效应往往被缺陷和杂质的散射所掩盖 在流体中 假设散射粒子的线度远小于入射光的波长 则即可导出下列瑞利 T B Rayleigh 1871 散射定律 太阳辐射在大气中的衰减 59 式中 E o 和 分别是入射波的辐照度和波长 E 0 是在 R 处的散射波辐照度 d是散射粒子数 V是粒子的体积 n是流体的折射率 是入射线与散射线之间的夹角 通常称为散射角 由上式可见 散射波的辐照度与入射波波长的四次方成反比 意即在可见光频谱中 400nm的紫光散射辐照度要比 700nm的红光散射辐照度大10倍左右 下表中列出了可见光频谱中6种谱色的相对辐照度E Er 其中Er表示红光散射辐照度 太阳辐射在大气中的衰减 60 表 根据瑞利散射定律计算出的6种谱色的相对辐照度 当太阳辐射进入大气层中时 频谱中各种成分受到大气分子散射的结果使天空呈现浅蓝色 这一颜色是上表中列出的6种谱色的相对辐照度的混合产物 日出或日落时 太阳辐射穿过较厚的大气层 除红色外 日光中的其它谱色都被强烈地散射掉 因而太阳呈现红色 如果散射粒子的线度和波长相当于或大于波长 则此时散射波辐照度与入射波频率几乎无关 这种散射称为廷德耳 J Tyndall 1869 效应 在云层中 水滴的线度大于可见光波长 因而呈现白色 太阳辐射在大气中的衰减 61 此外 1928年C V喇曼 Raman 发现了光在水及其它多种液体 一些气体与蒸气以及洁净的冰中还会发生非弹性散射 即除有频率 或波长 不变的瑞利散射光外 还有频率减小 和增大 的散射光 分别称为G G 斯托克斯 Stokes 线和反斯托克斯线 频率差即等于分子中原子振动的频率 一般在红外波段 这种散射称为喇曼散射 其辐照度远较瑞利散射为小 太阳辐射在大气中的衰减 62 3 太阳辐射在大气中的衰减 根据以上所述 可将 1 4 1 式中的单色透过率表示成 1 4 20 式中 is和 ia分别为某种散射和吸收过程所具有的单色透过因子 而单色衰减系数则可表为 1 4 21 式中cis和cia分别表示由于某种散射和吸收过程所导致的单色太阳辐照度的衰减程度 太阳辐射在大气中的衰减 63 就目前已有的数据进行分析 可知 或c 主要由四部分所组成 即 1 4 22 和 1 4 23 现在分别讨论如下 太阳辐射在大气中的衰减 64 表 C 1 C 2 C 3与 的关系 瑞利散射 按文献 大气中分子散射的单色衰减系数为 1 4 24 将C 1值随波长 的变化列于右表中 太阳辐射在大气中的衰减 65 2 臭氧吸收 对太阳辐射来说 臭氧有两个吸收带 其中主要的强吸收带在0 18 0 34 m的紫外区内 尤其是对 0 29 m的太阳辐射几乎能全部吸收 另一个弱吸收带在0 44 0 74 m的可见光区内 此外 臭氧在大气中的分布是不均匀的 主要包含在地球表面以上23 30km 厚约10 15km的大气层中 表征臭氧吸收的单色衰减系数C 2随波长 的变化也列于前表中 太阳辐射在大气中的衰减 66 3 烟雾散射 在大气中悬浮的烟雾颗粒有尘埃 水滴等 烟雾对太阳辐射的散射过程很复杂 它与烟雾颗粒的线度 形状 密度以及光学性质有关 且又随时间 地点和高度而变化 A K安格斯特罗姆 Angstrom 1929 30 提出了一个计算烟雾散射衰减系数C 3的简化公式 式中 为安格斯待罗姆系数或称混浊度系数 为波长指数 为波长 m 其中 两个参数的值按大气的污染程度而定 对于非常清洁的大气 取 1 3 0 02 对于比较清洁的大气 取 1 3 0 04 对于大城市或工业中心比较混浊的大气 取 0 66 0 085 而对于非常混浊的大气 则取 0 66 0 17 前表中列出了最后一种情况下的C 3值 从整体上反映了粒子数成分多少 越小 则大气中大粒子较多 太阳辐射在大气中的衰减 67 4 水蒸气吸收 水蒸气在红外区对太阳辐射具有强烈的选择性吸收能力 最强的吸收带位于1 38 m和1 86 m附近 这两个波长附近的太阳辐射几乎全部可被水蒸气所吸收 比较强的吸收带则分别位于0 93 m 1 13 m和2 05 m附近 对于不同的光谱波长 水蒸气吸收的透过因子 4具有下列两种不同的形式 或 1 4 27 式中w为大气中的水蒸气含量 以凝结水的高度 单位为mm 表示 m为相对大气光学质量 k1和k2为水蒸气在不同波长下的系数 其值由表中查取 太阳辐射在大气中的衰减 68 如前所述 由于太阳辐射通过大气层时 经受多种吸收和散射过程 因此到达地面上的太阳辐射光语显然与大气上界处的情况有相当明显的差别 下页两图分别表示在非常清洁 1 3和 0 02 和比较清洁 1 3和 0 04 的空气的条件下 当大气质量为1 4 7 10 分别对应于太阳天顶角为0 75 5 81 7 和84 3 时到达地面的太阳辐射光谱分布情况 到达地面上的太阳辐射光谱 69 到达地面上的太阳辐射光谱 70 大气中的空气分子 水蒸气和灰尘会使太阳光线的能量减小并改变其传播方向 这种衰减和变向的综合作用称为散射 此外 还要考虑大气中氧 臭氧 水分 二氧化碳对辐射的吸收作用 紫外线部分主要被 3吸收 红外线由 及 吸收 到达地面上的太阳辐射光谱 71 小于0 29 的短波几乎全被大气上层的臭氧吸收 在0 29 0 35 范围内臭氧的吸收能力降低 但在0 6 处还有一个弱吸收区 水蒸气在1 0 1 4和1 8 处都有强吸收带 大于2 3 的辐射大部分被H2O和CO2吸收 到达地面时不到大气层外总辐射的 考虑到大气的散射和吸收 到达地面的太阳辐射中紫外线范围占 大气层外为 可见光占45 大气层外为47 3 红外线占50 大气层外为45 7 到达地面上的太阳辐射光谱 72 Solarspectrum EMspectrum 73 大气透明度 或混浊度 是另一重要指标 它是气象条件 海拔高度 大气质量 大气组分 如水汽和气溶胶含量 等因素的复杂函数 中外科学家在这方面都做了许多研究 想通过建立大气透明度的精确模型直接计算到达地面的太阳辐射量 下面介绍Hottle 1976年 提出的标准晴空大气透明度计算模型 对于直射辐射的大气透明度 b 可由下式计算 即 大气透明度计算模型 74 式中a0 a1和k是具有23km能见度的标准晴空大气的物理常数 当海拔高度小于2 5km时 可首先算出相应的再通过考虑气候类型的修正系数最后求出a0 a1和k 大气层对太阳辐射的影响 75 的计算公式为其中 A为海拔高度 单位是km 修正系数由表2 4给出 大气层对太阳辐射的影响 76 大气层对太阳辐射的影响 77 对于散射辐射 相应的大气透明度为上述大气透明度公式是在标准晴空 23km能见度 下考虑了大气质量 即太阳天顶角 海拔高度和四种气候类型所建的数学模型 大气中水汽和气溶胶含量 大气质量以及海拔高度等因素研究大气透明度 云对太阳辐射有明显的吸收和反射作用 它是研究大气影响的一个综合指标 大气层对太阳辐射的影响 78 地面上太阳辐射量的计算 平均太阳辐照量的计算各月平均日的日子数 可按表 的规定 用下式 即式 或图 求出 太阳常数的单位是W m2 平均辐照量的单位H0等是J m2月平均日的日照时数由实测得到 可参考表 可按式 算出 79 地面上太阳辐射量的计算 标准晴天水平面上辐射量的计算式中 b 晴天 直射辐射的大气透明度 大气层外 垂直于辐射方向上的太阳辐照度 可由式 2 5 计算 晴天 垂直于辐射方向上的直射辐照度 80 地面上太阳辐射量的计算 标准晴天水平面上辐射量的计算水平面上的直射辐照度为一小时内 水平面上直射辐照量为相对应的散射辐射部分计算式为一小时内 水平面上的总辐照量为把全天各个小时的量加起来 就是晴天水平面上的总辐照量 c 81 线性太阳能模型 地平面上的总辐射 所讨论的地面上可资利用的太阳能 主要是对总辐射而言的 并且主要是对观察者所在地水平面上所接收到的总辐射而言的 由于到达地面上的太阳辐射受到所在地的天气和气候条件的影响十分显著 所以在一般情况下 无法通过严格的理论计算求得 而只能采用一定的经验公式进行估算 对于太阳能利用来说 了解国内不同地区的太阳能资源状况是十分必要的 但是 由于太阳辐射测量站点稀疏 仅靠实测数据远远不能满足各方面的需求 国际上通用的解决方法 是借助现有日射测量站点的实测数据 与一些与日射有关的 且普遍开展观测的其它气象要素建立统计关系 然后再将这些定量化的关系应用到无日射观测地区 计算出相应的日射数据 应当指出 影响日射的气象要素很多 重要的有云量 云状 大气透明度等 此外 海拔高度 地理纬度 季节 时刻等因素的影响也不容忽视 云量 云状和大气透明度可以说是变化多端 难以计量 因此 大多数计算方法也都是限定于晴天 实用价值受到了限制 82 线性太阳能模型 在水平面上的瞬时 小时 日 月 总辐射和扩散辐射在一段时期内的平均值对太阳能设计是非常有用的 这些参数的测量值在少量的测量点得到 在没有测量点地方 通常是利用在测量基础上开发出来的理论或经验模型估算在实际研究中 符合逻辑的和合理的想法是太阳能辐射正比于日照时间 这一比例的公式化来自于散点分布参数的测量 通常使用统计回归方法 像其他任何科学定律一样 早期的太阳能模型是线性的数学形式 类似于科学定律 牛顿 胡克 傅立叶 菲克 哈勃 欧姆 达西 表达了两个相关事件间的线性关系 83 线性太阳能模型 原始模型表达了太阳辐射与日照时间的关系 这些先驱地位的关系式由Angstr m在1924年发表 第一个尝试分析小时辐射数据的是Hoyt 1978 他利用广泛分布于各地的数据 获得了对应上午9点到下午3点的各小时内 总辐射与太阳时角的曲线或比例 LiuandJordan 1960 将这些曲线扩展到日长度 知道落到地球表面的太阳辐射总量对太阳能系统的开发是最重要的 在实际中 许多热和光伏系统的设计方法需要知道每月在水平面上的平均日辐射作为输入数据 以便预测每月基础上的系统的能量产出 Beckmanetal 1977 MaandIqbal1984 Thevenardetal 2000 84 线性太阳能模型 系统地测量水平面上的扩散太阳能和总辐射能通常由国家机构来完成 在许多国家是归气象部门 测量网络包括日射强度仪 日射仪或光强度测量仪器 测量要先于模型研究 包括太阳辐射和日照时间 现有的太阳辐射和日照模型接近于测量设备设定的精度限值 Gueymard2003 Perezetal 1990 已有相对丰富的日照时间数据 因此 实际的工作就是建立太阳辐射与日照期间的关系 85 线性太阳能模型 光照的时数是时间单位 在该时间内太阳是可见的 利用坎贝尔 司托克斯日照计CampbellStokesSunshineRecorder测量 地球的移动与各地区的大气的综合影响导致两种类型的太阳辐射量 即平均日辐射量和小时辐射量 86 SeasonalObservations 87 最广泛使用的和最简单的太阳辐射与日照时间关联的公式是Angstr m Prescott关系式 Angstr m1924 Prescott1940 可表示为线性回归表达式 是水平面上的月平均日辐射 n是每月明亮阳光的小时数N是每月白天的小时总数 a和b是模型常数 由给定的数据组中用经验方法确定 Angstr m 1929 Gueymardetal 1995 Sahinetal 2001 和Wahab 1993 根据所考虑的地理位置假定了一个宽范围的值 对一个特定位置 如果不能根据测量数据估计这些参数 可以根据邻近位置建立起来的关系式推断 是大气层外界水平面上的月平均日辐射 88 线性太阳能模型 对日照时数为n的给定月份 晴空阳光分数fclear定义为 Suehrcke2000 SuehrckeandMcCormick1992 Suehrcke 2000 将晴空分数近似地等于 是月平均的每日水平面上的直射辐射 是月平均的每日晴天水平面上直射辐射 89 为了建立 与月平均的每日水平面上的辐射 的关系 Suehrcke使用了Page 1961 散射分数关系式 此处 是月平均的每日水平面上的散射辐射 是月平均的每日晴空指数 定义为 C是常数 是月平均的每日大气层外水平上的辐射 90 由定义得出 导出 利用同样的方法 得到 此处 是月平均的晴空指数 定义为 这里 是月平均的每日水平面上的晴空辐射 消去常数C 得到Suehrcke关系式 唯一的半经验常数是 根据Suehrcke 2000 的数据 在0 65和0 75之间 是可测量量 取决于当地的大气条件 91 修正的Angstr m模型 被称为Angstr m Prescott公式 Gueymardetal 1995 Martinez Lozanoetal 1984 是 此处 上划线注明是月平均值 c2 0 22和c3 0 54是Prescott 1940 根据经验确定的 自那时以来 许多模型被开发出来 利用晴空的日照时数估算总辐射 直接辐射和散射辐射 Ahmadetal 1991 Hay1979 Iqbal1979 L fetal 1966 Rietveld1978 Sahinand Sen1998 所有这些模型利用的系数都具有特定地域和 或考虑了平均时间 这限定了它们只能用于这些场合 即系数值被确定时的场合 或者相似气候和同样平均时间内的场合 是平均的天文日长 daylength 是平均的实际日长 92 Angstr m模型 AM Angstr m 1924 给出了第一个总太阳辐射量的估算模型 利用的是太阳日照数据 在给定地域用太阳日照时间数据作为预测变量 将陆地的太阳辐射与预测参数关联起来 与大气层外辐射 这个比例以线性的关系与平均日照时间 的比例关联 即 模型表达了平均地面辐射 和无云日照时间 的比例关系 93 Angstr m模型 AM Stockholm Sweden用到的a 0 25和b 0 75 Kimball 1919 在1919年根据历史记录提出了相同的概念 并提出a 0 22和b 0 78 后来 Prescott 1940 修正了这个公式 所用的方法是和 a b 不等于1 0 他建议a 0 22和b 0 54 此后 得到了更实际估算 实质上 在公式中 a对应于阴天气象条件下的相对散射辐射 而 a b 对应相对无云条件下的总辐射 这一线性模型结构中暗含的假定是两种极端云层状态下的自叠加作用 以 a b 之和的形式反映出来 但是 在实际情况下 自叠加性不可能关联所有可能的大气参数 除了云层外 这是第一项要说明的为什么 a b 之和如Prescott 1940 所说的不等于1 0 进一步 在实际应用中 还提出了各种非线性估算模型 以试图消除自叠加性的假定 94 Angstr m模型 AM 另外 太阳辐射的模型应该包括非线性效应的一个物理事实是在星际边界的大气浑浊度和紊流并不必然地随总云量线性变化 在太阳能文献中有大量的研究并提出了线性模型的替代模型 希望未来有更多的研究 Gueymardetal 1995 曾指出 仔细考察与太阳辐射有关的研究 应特别该清楚的是 利用局部区域的日照数据估算总辐射的Angstr m公式的应用 总起来说不能用于发表 除非没有新的模型版本出现 所有这些解释说明 线性模型是非常有限的 因此 许多研究者尝试非线性模型 95 Angstr m模型 AM AM模型利用日照时间S的相对简单的测量估算总的日 H 辐射 月辐射 和年辐射 根据 此处 H0和S0是无云的 在地面水平面上的日总辐射 即来自地球外的和最大可能的太阳日照数 a和b是模型参数 这一公式最常用于计算日照时间测量区域的总辐射和外推至短期测量数据下的总太阳辐射 后来 该公式被修正 考虑了某些相关的气象参数 AbouzahrandRamkumar1991 30 96 Angstr m模型 AM 最小二乘法的经典统计分析及回归方法产生了AM参数估计 许多研究者 Ahmadetal 1991 Akino gluandEcevit1990 Angstr m1924 1929 1956 BallingandCerveny1983 Barbaroetal 1978 Beckmanetal 1977 考虑在公式中添加气象因素 以便增加估计值的精度 97 递代法 SS 模型 为了考虑未知部分的影响 有必要利用局部区域的连续数据对 而不是用AM方法中的全局数据对来估计系数 SahinandSen1998 在公式 30 中考虑参数a和b的实际意义与物理意义 a代表了实际的每日的总辐射 与每日 或每月的 大气层外的辐射H0之比 b对应线性模型的斜率 微分定义如下 这是一个一阶常微分方程 98 递代法 SS 模型 向后的有限差分式为 i 2 3 4 n 此处 n是记录的个数 是局部区域辐射随日照时数变化的速率 时间区间为i 1和i 对应每日的数据 是每日的连续变化速率 对应每月的数据 是每月的连续变化速率 99 每一对系数估计 解释了总辐射与对应的日照时数记录连续数据对的信息 递代法 SS 模型 的连续的时间估计 应用到实际的相关数据产生n n 1 2个系数估计 100 递代法 SS 模型 导出新的Angstr m系数的有限差分平均值如下 SS方法独立地应用于每一个观测点 并获得了 和 参数估计系列 SS方法模型所考虑的不再是AM那样的算术平均值 101 无约束模型 UM 太阳辐射和日照时数数据的平均值及方差在计算中起主要作用 GordonandReddy 1988 指出 日太阳辐射的固定相对频率分布的简单函