M34．放射（要点）
著者：近藤純正
地球上では太陽からくる日射と、地球表面や大気中の水蒸気など
が出す長波放射は波長範囲が異なり区別できる。前者は短波放射、
後者は地球放射、大気放射とよぶこともある。放射の減衰、散乱
と吸収の違い、スペクトル、黒体放射量、日射の直達光と散乱光
の割合など、基本的なことがらについて説明する。
（完成：2008年１月11日、図34.3を追加：１月22日）
目次
１．日射と大気放射
２．放射の減衰
３．散乱と吸収
４．黒体放射量
５．日射と大気放射のスペクトル
６．太陽の直達光と散乱光の割合
参考書
１．日射と大気放射
地球上では、太陽放射の99％のエネルギーは波長0.15～3μｍの範囲に含まれ
ており、これと－50℃～50℃付近で出す大気放射の波長範囲（3～100μｍ）
が区別できて、前者を太陽放射または日射、後者を大気放射または長波放射
と呼ぶ。地表面が出す長波放射を地球放射と呼ぶこともある。
長波放射は大気中の水蒸気、二酸化炭素、オゾンなど温室効果気体によって
吸収される。
同時に、それら気体は長波放射を射出する。その際、各気体に固有の複数
の波長帯で吸収・射出される。放射量は、水蒸気や二酸化炭素などが多い
ほど、また温度が高いほど大きくなる。
地表面など固体は、近似的にその絶対温度の４乗に比例する黒体放射量を出す。
２．放射の減衰
日射は空気分子と、大気中に浮遊する微粒子によって散乱や吸収されて
減衰する。散乱は光線の進行方向を変えるだけであるが、吸収はその場の
大気温度を上げる作用をもつ。
日射の散乱と吸収によって減衰する度合いは、後掲の図34.2に示されている。
３．散乱と吸収
散乱と吸収の違いを説明しておこう。
散乱は光の進行方向を、あらゆる方向へ変えるだけで、エネルギーの損失は
生じない。吸収は、吸収された放射エネルギーはその大気層（物体）を加熱
する熱エネルギーになる。また、大気に含まれる水蒸気などから
長波放射が射出されれば、その大気層は冷却する。
短波放射がおもに散乱されるが、長波放射（大気放射）はほとんど散乱され
ないと考えてよい。
レイリー散乱：空気分子によって生じる。光の波長の４乗に逆比例し、
短波ほど散乱が大きい。光の進行方向への散乱（前方散乱）と180°逆の後方
への散乱（後方散乱）が対称となりもっとも強く、これと直角の横向き散乱
は前方・後方散乱の半分の強さとなる。
ミー散乱：浮遊する微粒子（雲などエアロゾル）によるもので、広い波長
範囲で散乱される。そのためエアロゾルが多くなると空は白っぽくなる。
散乱される方向は粒子が大きくなると、光の進行方向の散乱（前方散乱）が
卓越する。
レイリー散乱とミー散乱の特徴は天空の輝きの分布から確認することができる。
図34.1～2によって説明する。
図34.1 レイリー散乱の説明図。空気分子によるレイリー散乱は前方散乱と後方
散乱が強い。空気がきれいな山に登り、太陽光線と90°の天空を見ると暗く
感じるが、太陽に近い方向（たとえば太陽光線と20°の方向）および太陽を
背にした方向（たとえば120°の方向）を見ると明るく見える。
図34.2 ミー散乱の説明図。大気中に浮遊する微粒子が多いときミー散乱の
特徴を観察することができる。ミー散乱は前方散乱が強く、波長にあまり
依存しなく散乱される。それゆえ、太陽を遮蔽する小円板（指先でも可）で
太陽直射光を隠しその周辺を見ると、広い範囲がまぶしく白色で輝いている。
図34.3 は薄雲のとき太陽直達光のみ、棒の先端に取り付けた小円板
（直径22ｍｍ）で隠して撮影した周辺光の写真である。前方散乱が強く
太陽周辺光が明るくなるミー散乱の特徴が現れている。
図34.3 太陽周辺光の写真（2008年1月22日9時30分、平塚市にて）
微水滴や氷晶でできた雲粒子は、他の浮遊微粒子と多少異なる性質をもって
おり、光線はその表面で屈折、内壁面で反射したのち、再び屈折して特殊
な方向に進む成分もある。虹は、この性質からできる現象である。
４．黒体放射量
太陽、地球、大気などあらゆる物体の出す放射量の大きさは、その温度
に依存する。放射量の大きさは、最大の放射量を出す黒体を基準にすると
わかりやすい。あらゆる物体から放射されるエネルギー量は、その物体の
性質と絶対温度（＝摂氏温度＋273.2℃）による。一般によく放射する物体は
入射してきた放射をよく吸収する。与えられた温度で最大のエネルギーを
放射する仮想的な物体を黒体という。
図34.4 は黒体放射のスペクトルである。温度が5780K（太陽に相当）、300K
（＝27℃）、200K（＝－73℃）の３通りを描いてある。図中の括弧内の数値
は黒体放射量を示している。ただし、5780Kのスペクトルは下方に移動して
表示した（図中の説明を参照）。
図34.4 黒体放射のスペクトル。一点鎖線は温度が5780Kの場合であるが、
そのまま描くと大きすぎて図からはみ出してしまうので、
これは太陽（黒体と見なした場合）の地球大気の上端におけるスペクトル
である。曲線の下の面積が黒体放射量（＝σT４）に等しい量
である。
(地表面に近い大気の科学、図1.3より転載）
次式で示すように、放射強度が最大となる波長λm は温度 T が低くなるに
したがって長くなる。
ウイーンの変位則： λm＝2897 / T （λm：μｍ、T：K）・・・・・・・・・（34.1）
したがって、T＝5780Kではλm＝0.50μｍ、T＝300Kではλm＝9.6μｍ、
T＝200Kではλm＝14.5μｍである。
黒体放射量は絶対温度 T の４乗に比例し、比例係数σはステファン－ボルツマン
定数である。
黒体放射量＝σT４ （σ＝5.67×10－８ W m－２K－４）
・・・・・・・・・・（34.2）
表34.1 温度 T と黒体放射量の関係（「身近な気象の科学」表5.3から抜粋）
T（℃） T（K) σT４（W m－２）
－20 253.2 233
0 273.2 316
20 293.2 419
40 313.2 545
５．日射と大気放射のスペクトル
図34.5 は太陽光のスペクトルの例である。いちばん上の細い実線は大気に
入る前（大気上端）のスペクトル、いちばん下の太い実線は地上に到達
するスペクトルである。点々の範囲は空気（主として窒素分子と酸素分子）
およびエアロゾルによる散乱で減衰する分、斜線の範囲は主として水蒸気、
その他オゾン、酸素分子、二酸化炭素の吸収によって減衰する分である。
図34.5 太陽が天頂にあるときの太陽光のスペクトルの例。
(地表面に近い大気の科学、図2.5、より転載；「研究
の指針」の「基礎３：地表面の熱収支と気象」の図3.4に同じ）
波長のもっとも短い部分はオゾン層によって吸収されるために、0.29μｍ
より短波長の光は地上にほとんどこない。波長0.5μｍ付近にエネルギーの
最大値があり、この周辺の0.38μｍ～紫・青・緑・黄・橙・赤～0.77μｍ
の範囲が可視光である。
可視光より波長の長い（目に見えない）近赤外線領域に太陽エネルギーの
概略半分ほどが含まれている。
大気中に浮遊する汚染物質が多いときや、大気中の水蒸気量が多いほど
日射は大気中で散乱されたり吸収される分が多くなり、地表面に到達する
量は少なくなる。空気が比較的きれいな夏の中緯度における快晴日の正午の
地上における日射量の目安は１ｋＷｍ－２である。
図34.6 の実線は快晴時の地表面へ下向きに入る大気放射のスペクトル
の例である。いちばん上の破線は温度288Kに対する黒体放射のスペクトル、
実線は地上が受ける大気放射のスペクトルである。
図34.6 大気放射のスペクトルの例。(地表面に近い
大気の科学、図2.12、より転載；「研究の指針」の「基礎３：地表面の熱収支
と気象」の図3.4に同じ）
大気放射量は，大気中に水蒸気量が多いときには黒体放射（破線）
に近づくが，水蒸気量が少ないときには小さくなる。また，低層の雲が
厚いときには，大気放射量はその雲層の温度に対する黒体放射量に近くなる。
同じ水の量であっても，水蒸気（気体）は雲（液体または固体の水）に
比べて放射量を出さない。
黒体に比べて，とくに8～13μｍの範囲のエネルギーが少ない。この波長範囲
を大気の窓と呼び、この範囲では地表面からの
上向きの長波放射はほぼ素通りして宇宙空間へ出ていく。
このことを利用して，宇宙から地球表面の温度を，雲があるときは雲頂の
温度を観測することができる。
このようにして測られた温度を「輝度温度」（相対黒対温度）という。
６．太陽の直達光と散乱光の割合
大気中に浮遊する微粒子（エアロゾル）が多くなると、太陽光は散乱され、
一部は宇宙へ返され、他の大気中へ広がった分は、またエアロゾルによって
散乱を繰り返す。その結果、地上に到達する太陽から真っ直ぐにくる
直達光は弱まり、その代わり天空からくる
散乱光（天空光）は多くなる。
雲が白く見えるのは、雲をつくる水粒子や氷粒子からの散乱光が多いことの
現れである。また、大気汚染で大気が汚れてくると、散乱光が増加し、
空は白っぽく見える。
直達光と散乱光が地面（水平面）に入る全量のことを全天日射量（水平面日射量）、
または簡単に日射量とよぶこともある。
全天日射量＝直達光×cos(太陽天頂角)＋散乱光・・・・・・・・・（34.3）
直達光、全天日射量、散乱光の例を表34.2に示した。
表34.2 快晴日の直達光と全天日射量と散乱光の例
条件：緯度＝北緯36°、9月21日（1月1日からの日数：day=264）、
気圧＝1013hPa、気温＝20℃、水蒸気圧＝16.4hPa（相対湿度70％）、
地面の反射率（地域平均）＝0.15、時刻は地方時、
日射量の単位は W m－２
（「地表面に近い大気の科学」付録 E の計算プログラムによる）。
時刻(時) 太陽天頂角(°) 直達光 全天日射量 散乱光
大気混濁係数＝0.05のとき
12 36 885 780 55
16 66 697 328 39
大気混濁係数＝0.2のとき
12 36 667(76%) 693(89%) 139(253%)
16 66 441(63%) 272(83%) 89(228%)
表中に示す括弧内のパーセント数値は大気混濁係数が0.05のときに対する割合
であり、直達光は大きく減衰するのに対し、全天日射量は散乱光の増加によって
減衰が少ないことを表している。
参考書
近藤純正、1987：身近な気象の科学．東京大学出版会、pp.189.
近藤純正（編著）、1994：水環境の気象学．朝倉書店、pp.350.
近藤純正、2000：地表面に近い大気の科学．東京大学出版会、pp.324.