红外辐射在大气中的传输.ppt

第六章 红外辐射在大气中的传输,红外辐射在大气中的传输问题一直受到人们的普遍重视。这是因为红外辐射自目标发出后，要在大气中传输相当长的距离，才能达到观测仪器，由此总要受到大气中各种因素的影响，给红外技术的应用造成限制性的困难。,6.1 地球大气的基本组成,一.气体的气体组成,主要气体：78%的氮气 21%的氧气,微量气体：,氩（Ar）、二氧化碳(CO2)、一氧化碳(CO)、 一氧化二氮(N2O)、甲烷(CH4)、臭氧(O3)、 水蒸汽(H2O)等。,这些气体并不总是中性的，在太阳辐射的作用下 在90km以上还有离子和电子存在。,大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。,二，气溶胶,气溶胶：以液体或固体为分散相和气体为分散介质形 成的溶胶称为气溶胶，亦称气体分散胶体。,比如，雾是水滴分散在空气中的气溶胶，烟是固体粒于分散在空气中的气溶胶等。,大气中含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液 体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切 的关系。,气溶胶会造成辐射的散射衰减。,气溶胶的产生和消除,气溶胶的消除： 主要靠大气的降水、小粒子间的碰并、凝聚、聚合和 沉降过程。,6.2 大气的气象条件,一，大气温度,对流层顶的平均高度10km，几乎集中了大气质量的80以及全部水汽、云和降水，主要天气现象和过程如寒潮、台风、雷雨、闪电等都发生在 这一层。,1.对流层,对流层的主要特征：,i)温度随高度升高而降低。地面能吸收太阳辐射的短波部分而升温并放出长波辐射，大气通过吸收地面的长波辐射和通过对流方式从地面吸收热量升温，因而越接近地面的大气得到的热量越多，造成对流层的气温随高度升高而降低。 ii)有强烈的垂直混合。低层空气由于从地面得到热量使之受热上升，高层冷空气下沉，从而造成对流层内存在强烈的垂直混合作用。 iii)气象要素水平分布不均匀。由于各地纬度和地表性质的差异，地面上空空气在水平方向上具有不同物理属性，压、温、湿等要素水平分布不均匀，从而产生各种天气过程和天气变化。,2.平流层,平流层大气温度下部冷上部热，使大气有相对稳定的结构。对流很弱，空气大多作水平运动，平流层中水汽和尘埃很少，也没有对流层中的云和天气现象。,等温层温度大约220K,20到55公里高度温度从220 K上升到270K左右。,平流层下部温度随高度变化很小（等温层）。,平流层上部因为存在臭氧层(2235公里处)，臭氧吸收太阳紫外辐射使大气温度增加。,对流层顶10km向上到55公里左右为平流层。,3.中间层,中间层：55到80公里。大气温度随高度递减，水汽极少，有相当强的垂直混合（类似于对流层），60公里以上大气分子开始电离，电离层的底就在中层内。,55到80公里高度温度从270K降至180K左右。,4.热层,这一层温度又随高度升高而增加，因为热层的分子氧和原子氧能吸收太阳紫外辐射。但由于分子稀少很难有对流运动，热传导率很小，造成巨大温度梯度和昼夜温差，白天太阳活动期温度高达2000k，夜间太阳宁静期仅500k。热层空气处于高度的电离状态。热层上部由于空气稀薄，大气粒子很少互相碰撞，高速运动的空气分子可能克服地球引力，向星际空间逃逸，又称逸散层。,二，大气压强,根据理想气体物态方程：,其中 ,如果把h(z)看成常数：,但h(z)不是常数，是随高度变化的量，称为z处的 标高。我们可以认为在一个不大的范围内，标高近似地 可以看成常数，于是我们就可以利用刚才的压强公式：,三.大气密度,6.3 大气中的主要吸收气体,大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和臭氧等。,一，水蒸汽,水蒸气在大气的低层中的含量较高，是对红外辐射传输影响较大的一种大气成分。水蒸气分子对红外辐射有强烈的选择吸收作用。, 水蒸气压强pw : 就是大气中水蒸气的分压强。, 绝对湿度w : 单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为g/m3。也就是水蒸气在空气中的密度。,1.描述水蒸气含量的一些物理量：, 相对湿度RH : 空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样达到饱和状态时的水蒸气含量的比值，用百分数表示。, 露点温度: 露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度。,2，可凝结水量W,在辐射传播方向上，和辐射束有相同截面、以辐 射传播距离为长度的体积内，所含有的水蒸汽折合成 液态水层的厚度。,如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：,可凝结水量不能和水等同看待，也不包含已经凝结的水滴 。,3，水蒸气的分布,几乎所有的水蒸气都分布在对流层，在大气底层，红外吸收水蒸气占主导地位。,不同时间、不同地 区水蒸气的含量差别很 大。图中的纵坐标给出 的是单位路程的可凝结 水量。,二. 二氧化碳,二氧化碳在空气中比例比较稳定，约0.033。随着高度的增加，水蒸气的含量急剧减少。因此在高空，水蒸气的吸收退居次要地位，二氧化碳的吸收变得更重要。,：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。,根据理想气体物态方程，在标准状态下：,在x点，二氧化碳的分压强也应该满足：,：二氧化碳在x处的分压比，通常取常数,CO2在水平传径上是均匀的：,三.臭氧,臭氧对红外存在吸收带，但在低空由于存在二氧化碳和水蒸汽更强的吸收带，臭氧的吸收带一般都显不出来。而低空的臭氧浓度很低。大约是亿分之二，因此在低空时一般可忽略臭氧的吸收。而当系统工作在高空时，就必须考虑臭氧的吸收。,氯氟烃,臭氧层的破坏,6.4 大气中的主要散射粒子,大气中的主要散射粒子是气体分子和气溶胶。,气体分子的半径大约104微米。,比云雾更大的水滴就是雨滴：102104微米,散射粒子浓度和粒子大小的关系叫气溶胶尺度谱, 辐射传输中常用的气溶胶尺度谱模型有三种:,一.气溶胶尺度谱,二.气溶胶浓度和高度的关系,近地面处：每立方厘米1001000个悬浮微粒； 10公里处：每立方厘米0.01个悬浮微粒。,例外：20公里左右存在一个气溶胶层0.1,6.5 大气的吸收衰减,一.大气的辐射透射特性,朗伯比耳定律：,大气的分子和悬浮微粒都对辐射有吸收和散射的作用：,大气含有多种分子和悬浮微粒：,分子光谱不象原子光谱那样由一些明锐的光谱线所组成。而是在一定波长区间形成一系列光谱线系。,二.分子光谱,1，分子的能级结构,2，分子光谱的形成,因为分子的每一种运动能量都是量子化的，所以，当分子从状态 改变到状态 时将发射电磁辐射，其频率由下式确定：,从分子的能级示意图中可以看出：,纯转动能级之差0.05ev，所以波长25m，从远红外直到微波区域。,由于振动能级之差约在0.051ev之间，所以转动振动光谱带处于波长2.525 m的中红外区。,如果分子的振动能量和转动能量同时发生变化，则产生的分子光谱是转动振动光谱带：,如果分子的电子能量，振动能量和转动能量都发生变化，就产生分子的电子光谱带。由于电子能级之差一般在l20ev。因此它所产生的光谱位于电磁波谱的可见光和紫外区域。,通常将分子的转动振动光谱和分子的纯转动光谱称为红外光谱。,三.大气的选择性吸收,1，大气各组分的红外吸收带,2，大气窗口,在红外技术中将红外辐射分为四个区：即近、中、远和极远红外区。 在近、中、远红外区中都包含有个或一个以上的大气窗口，而在极远红外区(15微米以上)没有很透明的大气窗口。,什么叫大气窗口？ 可以透过大气层的红外波段即为大气窗口。在窗口区 大气对红外的吸收很弱。,如果,红外系统通常采用下列三个光谱通带中的一个， 即：2.02.5微米；3.24.8微米；813微米。,当红外辐射在大气窗口波段传输时，辐射的衰减 主要是由大气散射所造成的。,3，吸收带的精细结构,四.光谱线的展宽和线型,1，光谱线的自然展宽,如果分子或原子系统在能级 上存留的平均时间 为 ，根据不确定性关系，能级有不确定的宽度 。,如果分子从高能级 自发跃迁到低能级 时，光谱线 应该有一定的宽度，也叫谱线的自然宽度：,光谱线的自然展宽的起因, 自然展宽的线型,谱线的几率分布函数：,2，光谱线的其它展宽,光谱线的碰撞展宽（压力展宽）,光谱线的多普勒展宽（多普勒效应）,不同展宽的叠加形成新的线型函数。,五.分子的单线吸收（逐线计算）,1，谱线的线型函数与辐射吸收截面,光谱分布的几率函数即线型函数，既是发射谱线 的几率函数，也是吸收谱线的几率函数。,根据朗伯比耳定律，辐射传播距离R，其光谱 透射率为：,吸收谱线具有一定的宽度，在这个谱线宽度内， 总的吸收截面（或者说积分吸收截面）:,光谱吸收截面等于积分吸收截面与线型函数的乘积。,对于给定频率间隔 透射率应取平均值：,对于给定频率间隔 ，平均吸收率为：,根据具体的线型函数，就可以进行计算了。,对于分子的带吸收也可以利用相似的方法进行计算。,六. 表格法计算大气吸收,1，海平面上水平路程水蒸汽的光谱透过率,教材167页172页给出了只考虑水蒸气的吸收， 波长从0.314微米，各种可凝结水量下的透过率。,【例】海平面水平路程长16.25 km，气温21，相对湿度RH=53%，求1.41.8微米光谱区间，只考虑水蒸汽的吸收时的平均透过率。,解：先求水蒸汽的可凝结水量。,可以认为水蒸气在水平路径上是均匀的：,这样得到的 的单位正好是mm。,T=21时（135页），,2，海平面上水平路程CO2的光谱透过率,教材172页177页给出了只考虑CO2的吸收，波长从0.314微米，各种水平路程下的透过率。,由于给出的是各种水平路程CO2的透过率，就不必 计算二氧化碳的大气厘米数。,【例】海平面水平路程长16.25 km，气温21，相对湿度RH=53%，求1.41.8微米光谱区间，只考虑CO2的吸收时的平均透过率。,【例】海平面水平路程长16.25 km，气温21，相对湿度RH=53%，求1.41.8微米光谱区间，只考虑大气吸收时的平均透过率。,更准确的计算方式应该是：,3. 高度修正：等效海平面路程,在高度为h的水平路程 X 所具有的透射率等于长度为 X0 的等效海平面上水平路程的透射率，用数字表达式可以表示为：,：高度修正因子,6.6 大气的散射衰减,纯散射的透射率：,如果散射系数是x的函数：,一.散射系数和散射面积比,：散射粒子数密度。,通常用散射面积比来衡量一种粒子的散射本领：,对于具行相同散射截面的粒子群，散射系数为：,对于m种不同类型的粒子群，散射系数为：,要想确定任意尺寸分布的散射元的散射系数，必须知道散射面积比 K()。,K()的计算十分复杂，需要求解平面波与均匀 球体相互作用的麦克斯韦方程组。,对于我们所研究的辐射在大气中传输的特定情况，只考虑对辐射没有吸收的球形水珠散射，折射率为实数并等于133，散射面积比：,二.瑞利散射和米氏散射,散射系数和粒子尺寸以及入射波长有关。,与波长的四次方成反比，随着波长的增加，瑞利 散射将迅速减少。,瑞利散射适用于比较小的粒子散射（半径小于0.05微米。）大气中的分子散射属于瑞利散射。,无选择性散射,红外区域的散射 主要是米氏散射。,三. 散射系数的经验公式,一般情况下，可以把散射系数归结为下列经验公式：,其中A，A1，q都是待定的常数。,对于红外区域，可以忽略瑞利散射：,q：作为经验常数和大气的能见度有关。,四.气象视程与视距方程式,散射系数的理论计算和实验测量都是非常复杂的。 气象学中利用气象视距来处理散射问题。,目标与背景的亮度对比度，随着距离的增加而减少到零距离时的 2 % 的距离，称为气象视程，简称为视程或视距。,1.气象视程的定义,当目标距观察点的距离为 x 时，观察者所看到的目标与背景的对比度为：,当目标距观察点的距离为 0 时，观察者所看到的目标与背景的对比度为：,所以：,2. 视程方程式,在实际测量中，测量的是指定波长0的亮度变化， 0通常选择可见光区的 0.61 微米 或 0.55 微米，在这个区域大气的吸收很小，大气透射率的影响主要是由散射造成的。,那么通过气象视距 V 后，在0 处的透射率为：,在已知的x距离上，在波长0处，测得大气的透射率为S(0，x）。（这主要是散射造成的）,五. 散射衰减的工程计算,1. 测量0处视程,方法：首先测量0处透射率，根据视程方程求得0 处视程，然后再根据视程求得任意波长处的透 射率。,视程方程：,结论：只要测得已知距离x及透射率S(0，x），就 可以求得视距。,假设在整个视程内大气是均匀的，那么在整个视程内的 S (0) 都是一样的，因此，可以将此式中的S(0) 代入视程方程中即可得到视距。,【例】 在距离 x=5.5 km，波长 0.55 m 处测得的透射比S(0，x）为 30 %，求气象视程 V。,即在 0.55 m 处的气象视距为 17.9 km。,利用 0 处的视程求任意波长处的 光谱散射系数 S(),第二项表示瑞利散射，对于红外波段，瑞利散射 可以忽略：,当波长为0时：,当波长为时：,纯散射的透射率：,据此可以求得常数A：,求得任意波长的光谱散射系数：,【例】海平面水平路程长 16.25 km，气温 21，相对湿度 RH = 53 %，气象视程 V为 60 km ，求1.41.8 微米光谱区间，只考虑大气散射时的平均透过率（取0 0.55微米）。,【例】海平面水平路程长 16.25 km，气温 21，相对湿度 RH=53 %，气象视程 V为 60 km ，求1.41.8