太阳辐射和地球辐射

一、辐射的基本知识

（一）辐射与辐射能

辐射是以电磁波形式传递能量的一种方式。自然界中的一切物体，只要其温度高于绝对零度，就会不停地以电磁波的形式向外传递能量，这种传递能量的方式称为辐射。以辐射方式传递的能量称为辐射能，简称辐射。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传输到地球的惟一途径。

辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长10-10μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。肉眼看得见的是0.4～0.76μm的波长，这部分称为可见光。可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长，紫光波长最短。其他各色光的波长则依次介于其间。波长长于红色光波的，有红外线和无线电波；波长短于紫色光波的，有紫外线、X射线、γ射线等，这些射线虽然不能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来（图1-2）。气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射。它们的波长范围大约在0.15～120μm之间。在气象学中，通常以焦耳（J）作为辐射能的单位。单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度（E），单位是W／m2。

辐射通量密度没有限定辐射方向，辐射接受面可以垂直于射线或与之呈某一角度。如果指的是投射来的辐射，则称入射辐射通量密度；如果指的是自物体表面射出的辐射，则称放射辐射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。

图1-2　辐射波长范围

（二）物体对辐射的吸收、反射和透射

各种物体，在它向外放出辐射的同时，必然会接受到周围物体向它投射过来的辐射，但投射到物体上的辐射并不能全部被吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体（图1-3）。

图1-3　物体对辐射的吸收、反射和透射

设投射到物体上的总辐射能为Q0，被吸收的为Qa，被反射的为Qr，透过的为Qd。根据能量守恒原理

即

式中左边第一项为物体吸收的辐射与投射于其上的辐射之比，称为吸收率（a）；第二项为物体反射的辐射与投射于其上的辐射之比，称为反射率（r）；第三项为透过物体的辐射与投射于其上的辐射之比，称为透射率（d），则

a、r、d都是0～1之间变化的无量纲量，分别表示物体对辐射吸收、反射和透射的能力。

物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。例如，干洁空气对红外线是近似透明的，而水汽对红外线却能强烈地吸收；雪面对太阳辐射的反射率很大，但对地面和大气的辐射则几乎能全部吸收。

二、太阳辐射

太阳辐射是指太阳向宇宙空间发射的电磁波和粒子流。地球所接受到的太阳辐射能量仅为太阳向宇宙空间放射的总辐射能量的二十亿分之一，但却是地球大气运动的主要能量源泉。

到达地球大气上界的太阳辐射能量称为天文太阳辐射量。在地球位于日地平均距离处时，地球大气上界垂直于太阳光线的单位面积在单位时间内所受到的太阳辐射的全谱总能量，称为太阳常数。太阳常数的常用单位为W／m2。因观测方法和技术不同，得到的太阳常数值不同。世界气象组织（WMO）1981年公布的太阳常数值是1368W／m2。地球大气上界的太阳辐射光谱的99%以上在波长0.15～4.0μm之间。大约50%的太阳辐射能量在可见光谱（波长0.4～0.76μm），7%在紫外光谱区（波长＜0.4μm），43%在红外光谱区（波长＞0.76μm），最大能量在波长0.475μm处。由于太阳辐射波长较地面和大气辐射波长（约3～120μm）小得多，所以通常又称太阳辐射为短波辐射，称地面和大气辐射为长波辐射。太阳活动和日地距离的变化等会引起地球大气上界太阳辐射能量的变化。

太阳辐射通过大气，一部分到达地面，称为直接太阳辐射；另一部分为大气的分子、大气中的微尘、水汽等吸收、散射和反射。被散射的太阳辐射一部分返回宇宙空间，另一部分到达地面，到达地面的部分称为散射太阳辐射。到达地面的散射太阳辐射和直接太阳辐射之和称为总辐射。太阳辐射通过大气后，其强度和光谱能量分布都发生变化。到达地面的太阳辐射能量比大气上界小得多，在太阳光谱上能量分布在紫外光谱区几乎绝迹，在可见光谱区减少40%，而在红外光谱区增至60%。

在地球大气上界，北半球夏至时，日辐射总量最大，从极地到赤道分布比较均匀；冬至时，北半球日辐射总量最小，极圈内为零，南北差异最大。南半球情况相反。春分和秋分时，日辐射总量的分布与纬度的余弦成正比。南、北回归线之间的地区，一年内日辐射总量有两次最大，年变化小。纬度愈高，日辐射总量变化愈大。

到达地表的全球年辐射总量的分布基本上呈带状，只有在低纬度地区受到破坏。在赤道地区，由于多云，年辐射总量并不最高。在南北半球的副热带高压带，特别是在大陆荒漠地区，年辐射总量较大，最大值在非洲东北部。

（一）太阳在天空中的位置

太阳在天空中的位置常用太阳高度角（h）和方位角（A）来标定。

1.太阳高度角

太阳高度角是太阳光线与某测定点地平面的夹角，简称太阳高度，如图1-4中NESW是观测点“O”的真地平，Z是天顶，OZ是铅垂线，NZSZ′是子午圈，NOS是过测点“O”的子午线，M是太阳，设

h即为太阳高度角。

图1-4　太阳高度角和方位角示意图

同一时刻，各纬度上的太阳高度角不等，即使正午时刻也只有个别地区的太阳高度是90°，称直射；多数地区的太阳高度角小于90°，称斜射。图1-5是北半球春分日正午时太阳高度的分布。由图可见，该日太阳直射赤道，其他地区均为斜射。

图1-5　北半球春分日正午时太阳高度

太阳高度具有周期性的日变化规律，即正午时刻最大，日出和日落时为零。图1-6是北京地区夏至日太阳高度的日变化曲线。

在北半球，北回归线以南至赤道范围内，一年中有两天正午时太阳直射，赤道上分别是春分日和秋分日。北回归线上，只有夏至日的正午，太阳直射地面。北回归线以北地区，无直射，但全年仍以夏至日的太阳高度最高，冬至日最低。

图1-6　北京地区夏至日太阳高度日变化

2.太阳方位角

太阳方位角是太阳光线在地平面上的投影线与测定点子午线之间的角度，即图1-4中的∠KOS＝A。正午时，A＝0，定为正南，顺时针取正值，即正西为90°，逆时针取负值，即正东为-90°。一年中只有春分日和秋分日，太阳才是东升西落。北半球，春分日后，太阳日出时的方位逐渐向北偏，纬度愈高，偏角愈大；夏至日偏角最大，以后偏角又渐渐减小。秋分日后，日出时的方位向南偏，直到冬至日，向南偏的角度最大，以后偏角又逐日减小，春分日为-90°。

（二）太阳辐射光谱太阳常数

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1-7中实线）与T＝6000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光谱能量分布曲线（图1-7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；反之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6000K，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（＜0.4μm），但在数量上不如可见光多。在全部辐射能中，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%。

（三）太阳常数

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，1分钟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数万次以上的探测，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。

图1-7　太阳辐射光谱

（四）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1-8　太阳辐射光通过大气时的变化

图1-8给出了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，大气中的氧、水汽、二氧化碳和臭氧等气体分子选择性地吸收一部分太阳辐射能。臭氧主要吸收紫外辐射。氧、水汽和二氧化碳主要吸收红外辐射。在可见光谱区中，也有几个氧的吸收带，但吸收的量不多。

云和雾也能吸收太阳辐射，吸收率随云状而异。

2.大气对太阳辐射的散射

太阳辐射通过大气时，大气中的各种气体分子、悬浮的水滴和尘埃等微粒都能连续地把入射的电磁波，以相同的波长向四面八方发射，这种现象称散射。散射只改变辐射方向，不改变辐射性质。散射有分子散射和粗粒散射两种。

空气分子的直径小于太阳辐射波长，其散射能力与波长的四次方成反比，称为分子散射。分子散射主要发生在可见光谱区，蓝光（0.425μm）的散射能力约为红光（0.650μm）的5.5倍，也比绿光和黄光的散射能力强。蓝光的能量比较多，又因人眼对蓝光视感好，所以人们常说蔚蓝色的天空。

水滴和灰尘等微粒的直径大于太阳辐射波长，它们对各种波长的辐射几乎具有同等的散射能力，称为粗粒散射。空气混浊或阴天和有雾时，天空便呈乳白色。

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。

虽然太阳辐射穿过大气层时被减弱，但平均来说，大约还有大气上界能量的50%到达地面。

（五）影响太阳辐射减弱的因子

太阳辐射穿过大气时辐射能被减弱，其减弱程度与阳光在大气中经历的路程和大气混浊程度有关，前者用大气光学质量（m）表示，后者用大气透明系数（p）表示。

1.大气光学质量

如果不考虑地表面的曲率（视作平面）和大气对阳光的折射（取作直线路径），并令太阳高度为90°时，光线穿过大气到达地面所经历的路程是一个大气光学质量（表1-2）。

表1-2　不同太阳高度（h）时的大气质量数

2.大气透明系数

在大气中传输时，太阳辐射被减弱。大气透明系数p是太阳辐射穿过一个大气光学质量的透射率，p值小于1。

（六）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；二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

因阳光斜射，地平面上接受的太阳直接辐射通量Sb要小于S′b，如图1-9。Sb与S′b的关系是

从图1-9可看出，太阳辐射投射到与日光垂直的A′面（正方形）上的辐射与射到地平面A（矩形）上的辐射量相等，所以有

即

也可写成

虽然地平面接受的太阳直接辐射与大气透明系数、大气光学质量和太阳高度三者有关，但是大气光学质量也是太阳高度的函数，因此，Sb取决于p和h两个因子。当p一定时，Sb随太阳高度增高而增大；当h一定时，Sb随大气透明系数p增大而增加。

图1-9　地面上的太阳辐射

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。如图1-10是北京直接辐射的年变化，从中即可看出以上所述。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。

图1-10　北京直接辐射的年变化

图1-11　重庆散射辐射的日变化

2.散射辐射

散射辐射（用Sd表示）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1-11是在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

太阳总辐射（St）是地面上接受的太阳直接辐射和太阳漫射辐射之和，即

晴天时，总辐射由两部分组成，而且Sb远大于Sd。阴天时，太阳被云遮蔽，总辐射等于太阳漫射。

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1-3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。

表1-3　北半球年总辐射随纬度的分布

据研究，我国年辐射总量最高的地区在西藏，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。

4.总辐射的日变化和年变化

太阳高度是影响总辐射的主要因子，所以总辐射也有日变化，其特征是：夜间总辐射为零，日出后逐渐增加，正午时出现最大值，午后又渐渐减少（图1-12）。晴天情况下，上述规律具有普遍性。如果一日中云量多变，则上述日变化规律常常被破坏。

一年中，太阳高度和昼长有变化，所以太阳辐射也有年变化，一般是夏季最大，冬季最小（图1-13）。北京地区总辐射的年变化中，夏季正逢雨季，阴雨日多，太阳辐射显著减少，以致全年最高值出现在5月份。各地总辐射年变化型不完全一样，低纬度地区和干湿两季分明的地区较为复杂些。

图1-12　北京地区总辐射日变化

图1-13　北京地区总辐射年变化

一日内，每一时刻太阳总辐射之和就是太阳总辐射的日总量。它不仅取决于太阳高度和大气透明系数，还和太阳照射时间有关。

一年内，太阳总辐射日总量之和就是太阳总辐射的年总量。

三、地面和大气的辐射

太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆、植被等地球表面（又称下垫面）却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气，从这个意义来说，下垫面是大气的直接热源。因此，在研究大气热状况时，必须了解地面和大气之间交换热量的方式及地-气系统的辐射差额。

1.地面辐射

地面能吸收太阳短波辐射，同时按其本身的温度不断地向外放射长波辐射（长波辐射是指波长大于4μm的辐射）。大气对太阳短波辐射几乎是透明的，吸收很少，但对地面的长波辐射却能强烈吸收。

地面日夜不停地向上发射长波辐射，称地面辐射，以L0表示地面辐射通量，单位是W／m2。地面温度一般在-40～40℃之间。如果把地面近似地视作黑体，则根据辐射定律可估算出地面长波辐射通量为（1.67×102～5.55×102）W／m2之间。L0比太阳常数S0小得多，但是与到达地平面的太阳直接辐射通量相似。地面发射的电磁波长主要在4～40μm之间，发射能量最大的波长是10μm附近。地面长波辐射通过大气层时，大气中的水汽、二氧化碳和水滴等吸收了绝大部分的地面辐射能，其中尤以水汽的吸收能力最强。可见，地面辐射是低层大气的主要能量源泉。

2.大气辐射

大气也是辐射体。大气也按其本身的温度，向外放射长波辐射。通过长波辐射，地面和大气之间，以及大气中气层和气层之间，相互交换热量，并也将热量向宇宙空间散发。

大气辐射中，射向地面的部分称为大气逆辐射，其辐射通量用La表示。大气逆辐射传输到地面，大部分能量被地面吸收，反射不多。如果地面的长波吸收率是A，那么地面吸收的大气逆辐射通量为A·La。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可见大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。据计算，如果没有大气，近地面的平均温度应为-23℃，但实际上近地面的均温是15℃，也就是说大气的存在使近地面的温度提高了38℃。

3.地面有效辐射

地面有效辐射是地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，以Ln表示。有

地面有效辐射说明了地面与大气间，在长波辐射的交换过程中，地面所获得或失去的净长波辐射能。当“Ln”为正值时，地面损失长波辐射能；“Ln”为负值时，地面获得长波辐射能。通常情况下，地面温度高于大气温度，地面有效辐射为正值。这意味着通过长波辐射的放射和吸收，地表面经常失去热量。只有在近地层有很强的逆温及空气湿度很大的情况下，有效辐射才可能为负值，这时地面才能通过长波辐射的交换而获得热量。

影响有效辐射的主要因子有：地面温度、空气温度、空气湿度和云况。一般情况下，在湿热的天气条件下，有效辐射比干冷时小，有云覆盖时比晴朗天空条件下有效辐射小；空气混浊度大时比空气干洁时有效辐射小；在夜间风大时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射大，当近地层气温随高度显著降低时，有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。此外，有效辐射还与地表面的性质有关，平滑地表面的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小；有植物覆盖时的有效辐射比裸地的有效辐射小。

有效辐射具有明显的日变化和年变化。其日变化具有与温度日变化相似的特征。在白天，由于低层大气中垂直温度梯度增大，所以有效辐射值也增大，中午12～14时达最大；而在夜间由于地面辐射冷却的缘故，有效辐射值也逐渐减小，在清晨达到最小。当天空有云时，可以破坏有效辐射的日变化规律。有效辐射的年变化也与气温的年变化相似，夏季最大，冬季最小。但由于水汽和云的影响使有效辐射的最大值不一定出现在盛夏。我国秦岭、淮河以南地区有效辐射秋季最大，春季最小；华北、东北等地区有效辐射则春季最大，夏季最小，这是由于水汽和云况的影响。

4.大气对长波辐射的吸收

大气对长波辐射的吸收非常强烈，吸收作用不仅与吸收物质及其分布有关，而且还与大气的温度、压强等有关。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。它们对长波辐射的吸收同样具有选择性。

图1-14描绘了整个大气对长波辐射的放射与透射光谱。由图看出，大气在整个长波段，除8～12μm一段外，其余的透射率近于零，即吸收率为1。8～12μm处吸收率最小，透明度最大，称为“大气窗口”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。在这一窗口中9.6μm附近有一狭窄的臭氧吸收带，对于地面放射的14μm以上的远红外辐射，几乎能全部吸收，故此带可以看成近于黑体。

图1-14　大气对长波辐射的吸收谱与放射谱

水汽对长波辐射的吸收最为显著，除8～12μm波段的辐射外，其他波段都能吸收。并以6μm附近和24μm以上波段的吸收能力最强。

液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相仿，只是作用更强一些，厚度大的云层表面可当作黑体表面。

二氧化碳有两个吸收带，中心分别位于4.3μm和14.7μm。第一个吸收带位于温度为200～300K绝对黑体的放射能量曲线的末端，其作用不大，第二个吸收带为12.9～17.1μm，比较重要。

四、太阳辐射对户外活动的影响

太阳辐射中的红外光谱区放射的红外辐射对人体皮肤有刺激作用，红外辐射因波长不同而产生的生物作用不同，长波红外辐射被皮肤表层吸收，短波红外辐射被皮肤深层吸收。人体皮肤接受长波红外辐射后，可引起块状红斑，停止照射后立即消失。过强的红外辐射，可穿透并损伤视网膜，引起白内障。因此，观察日全蚀时必须戴护目镜。较长时间接受红外辐射照射，会引起眼结膜、角膜疼痛发炎。反复多次接受红外辐射，皮肤容易出现色素沉着。当然，适量的红外辐射可以消毒、杀菌和取暖。

可见光辐射对人体高级神经有明显作用。红色具有温暖、兴奋作用，使人精神振奋，神经反应迅速，肌肉张力增强；但持续感知红色，使人很快疲劳。蓝、紫色具有凉爽和降低机体神经反应，使人镇静。黄色能促进心和肺的活动，增加机体抵抗力。绿是生命之色，绿色光不含对眼睛有害的光线，对人体神经系统、大脑皮层和眼睛视网膜最适合，多看绿色可以保护眼睛。

紫外光辐射按波长可分为三段。

A段：波长0.32～0.40μm，一般情况下对人体影响不大，当它与某些医用化学物质相互作用时可产生光毒性、光过敏性、光致癌性的增强。

B段：波长0.275～0.320μm，此范围内的光，可抗佝偻病。

C段：波长0.200～0.275μm，此范围内的光，对机体细胞有强烈的破坏作用，可以用来消毒、杀菌，也可以使人致癌。

因此，适当的晒太阳对人体身心健康有好处，高纬度少日照地区的人喜欢到西班牙去旅游，主要是为了追寻那里的阳光；而西班牙人也以能向全球出售阳光而自豪。英国人在有太阳的时候，可以停下手中的工作，到室外沐浴阳光。除纬度60°以北的地区外，一般每天接近中午时，身体局部在太阳辐射下照射半小时，对身体健康和美容都有好处。