第五章红外辐射在大气中的传输

1第五章

红外辐射在大气中的传输

2教学目的：本章着重让学生理解红外辐射在大气中传输时发生衰减的物理起因，了解红外辐射在大气中的传输特性以及学会使用软件来计算大气透射率。学时分配：4重点、难点：吸收衰减、散射衰减、大气透射率的计算。3

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。4红外辐射在大气中传输时，主要有以下几种因素使之衰减：

（1）在0.2～0.32µm的紫外光谱范围内，光吸收与臭氧的分解作用有联系。（2）在紫外和可见光谱区域中，由氮分子和氧分子所引起的瑞利（Rayleigh)散射是必须要考虑的。（3）粒子散射或米（Mie)氏散射。（4）大气中某些元素原子的共振吸收。（5）分子的带吸收是红外辐射衰减的重要原因。5§5.1地球大气的基本组成和气象条件1大气的基本组成

包围着地球的大气层，每单位体积中大约有78%的氮气和21%的氧气，另外还有不到1%的氩（Ar）、二氧化碳(CO2)、一氧化碳(CO)、一氧化二氮(N2O)、甲烷(CH4)、臭氧(O3)、水汽(H2O)等成分。除氮气、氧气外的其他气体统称为微量气体。除了上述气体成分外，大气中还含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液体微粒，这些微粒通称为气溶胶。6§5.1地球大气的基本组成和气象条件干洁空气

1概念：

大气中除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体。2成分：主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，此外还有少量的氢、氖、氪、氙、臭氧等稀有气体。3特点：(1)组成干洁空气的各种成分总是维持，(2)干洁空气的平均分子量是28.996，(3)在垂直高度90km以下干洁空气的主要成分所占比例不变4干洁空气中几种有影响的气体（1）臭氧:含量少，20-25km最多；影响气温垂直分布，保护生物（2）二氧化碳：集中于大气底部20公里，因时间和空间而不同(夏季较少，冬季较多；城市较多，农村较少)强烈吸收长波辐射,影响大气和地面温度；但含量过高影响会响人类健康。7水汽来源：江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发

.分布：集中在大气底层，一般随高度的增高而减少

;且因纬度、地势高低以及海陆的不同而有差异：低纬＞高纬、夏季＞冬季、湿润地区＞干旱地区作用：是大气唯一能发生相变的气体，产生天气现象；对地面和空气温度产生影响；在水平和垂直方向上进行物质与能量的交换。大气中的固体杂质和液体微粒

1.固体杂质

定义：悬浮于大气中的烟粒、尘埃、盐粒等。

来源：物质燃烧的烟粒、海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，被风吹起的土壤微粒及火山喷发的烟尘，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃,还有细菌、微生物、植物的孢子花粉等。

8含量分布：多集中在大气的底层，随时间、地区和天气条件而变化（陆上多于海上,城市多于乡村，冬季多于夏季）作用:(1)吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热，对地面和空气温度有一定影响；

(2)使大气能见度变坏；

(3)充当水汽凝结的核心，对云、雨的形成起重要作用。2.液体微粒定义：悬浮大气中的水滴、过冷水滴和冰晶等水汽凝结物。作用：它们常聚集在一起，以云、雾等形式出现，使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射。9大气污染定义：由于工业、交通运输业的发展，在废气不加以回收利用的情况下，空气中增加了许多新的成分，这就是所说的大气污染。大气污染物:如下表分类成分粉尘微粒碳粒、飞灰.碳酸钙、氧化锌、二氧化铅硫化物二氧化硫、三氧化硫、硫酸、硫化氢、硫醇等氮化物一氧化氮、二氧化氮、氨等氧化物臭氧、过氧化物、一氧化碳等卤化物氯、氟化氢、氯化氢等有机化合物碳化氢、甲醛、有机酸、焦油、有机卤化物、酮等10大气的高度严格地说，不存在大气圈的上界。

大气圈的垂直范围通常有两种划法：

（一）着眼于大气中出现的某些物理现象。大气中极光是出现高度最高的物理现象，因此，可以把大气的上界定为1200公里。（二）着眼于大气密度，用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界。按照人造卫星探测资料推算，这个上界大约在2000—3000公里高度上。

112大气的气象条件

所谓大气的气象条件，是指大气的各种特性，如大气的温度、压强、湿度、密度等，以及它们随时间、地点、高度的变化情况。

右图表示了海拔100km内大气温度随高度变化的情况。12大气的垂直分层

观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为四层：对流层、

平流层、中间层、热层。（一）对流层（0~10km)

对流层是地球大气中最低的一层，其底界是地面。云、雾、雨、雪等主要大气现象都出现在此层。因而，对流层是对人类生产、生活影响最大的一个层次，也是各种大气研究的重点层次。13（二）平流层（10~25km)

随着高度的增高，气温保持不变或微有上升，因此平流层也称为同温层。气流比较平衡，多晴好天气，能见度高。

(三)中间层（25~80km)

该层的特点是：气温随高度增高而上升（由于臭氧层对紫外线的吸收），而60~80km内随着高度增加温度又逐渐下降。

(四)暖层（80~8000km)

该层的特点：随着高度的增高，气温迅速升高空气就更稀薄；空气处于高度电离状态。从这一特征来说，暖层又可称为电离层。1415§5.2大气中的主要吸收气体和主要散射粒子大气中的主要吸收气体由水蒸气、二氧化碳、和臭氧等。1水蒸气

水蒸气在大气中，尤其在低层大气中的含量较高，是对红外辐射传输影响较大的一种大气成分。虽然人眼看不见，但它的分子对红外辐射有强烈的选择吸收作用。

(1)水蒸气含量描述

(2)水蒸气的分布16(1)水蒸气含量描述

1)水蒸气压强：水蒸气压强是大气中水蒸气的分压强，用符号pw表示，其单位是Pa。2)绝对湿度：绝对湿度是单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，通常用符号ρw表示，其单位为g/m3。所谓绝对湿度，是指水蒸气的密度。3)饱和水蒸气压：在由气体转变为液体过程中的水蒸气，称为饱和水蒸气。在饱和空气中，水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强，称为饱和水蒸气压，用ps表示。4)饱和水蒸气量：某一空气试样中，处于某一温度时，单位体积内所能容纳最大可能的水蒸气质量，用ρs表示，其单位是g/m3。17(1)水蒸气含量描述

5)相对湿度：相对湿度是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是水蒸气含量的比值，用百分数RH表示

（5-1）6)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18(2)水蒸气分布

大气中水蒸气的密度随着高度的增加而迅速地减小（每升高5km，分压强降低一个数量级）。不同时间、不同气候区，不同季节水蒸气含量差别很大。192二氧化碳

随着高度的增加，二氧化碳对红外辐射的吸收虽然减少，但不如水蒸气吸收减少得那么显著。因此，在低空水蒸气的吸收对红外辐射的衰减起主要作用；而在高空，水蒸气的吸收退居次要地位，二氧化碳的吸收变得更重要了。3臭氧

臭氧在大气中的形成和分解过程，决定了臭氧的浓度分布以及臭氧层的温度。204大气中的主要散射粒子

在辐射传输研究中常用的气溶胶尺度谱模式有以下两种：（1）Diermendjian谱模式，其公式为

（5-2）

式中N为单位体积中的粒子数，r为粒子半径，a，b，α，γ是依来源而定的常数。21（2）Junge谱模式，其公式为（5-3）

式中c、ν是谱参数，c一般取2～4，ν与总浓度有关（3）对数正态谱模式

（5-4）

式中σ、R是谱参数。22§5.3大气的吸收衰减本节将研究大气吸收产生的衰减为了确定给定大气路程上分子吸收所决定的大气透射率，可以有如下几种方法：（1）根据光谱线参数的详细知识，一条谱线接一条谱线地做理论计算；（2）根据带模型，利用有效的实验测量或实际谱线资料为依据，进行理论计算；（3）在所要了解的大气路程上直接测量；（4）在实验室内模拟大气条件下的测量。231大气的选择吸收

由于大气对红外辐射的吸收，可以用各种不同强度的重叠光谱线组成的离散带来表征，重叠的程度取决于谱线的半宽度，而这些谱线在整个吸收带内的分布取决于吸收分子，因而才出现不同吸收带。大气的红外吸收的特点是具有一些离散的吸收带，而每一吸收带都是由大量的，而且有不同程度重叠的各种强度光谱线组成的。这些谱线重叠的程度与半宽度由直接的关系，并且还与谱线的间隔有关系，当然与谱线的实际线型也是有关的。谱线的半宽度是与气压、温度等气象条件有关的。至于谱线的位置以及谱线的强度分布则与吸收分子的种类有关。242表格法计算大气的吸收

表格法计算大气的吸收是一种利用红外和大气工作者编制的大气透过率表格可以方便地计算大气吸收。根据人们的实验数据，采用适当的近似，已经整理出各种形式的大气透射率数据表25任意波长上的透射率为从表中观察到的水蒸气和二氧化碳透射率的乘积，即

（5-5）

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

（5-6）

26§5.4大气的散射衰减

辐射在大气中传输时，除因分子的选择性吸收导致辐射能衰减外，辐射还会在大气中遇到气体分子密度的起伏及微小微粒，使辐射改变方向，从而使传播方向的辐射能减弱，这就是散射。一般说来，散射比分子吸收弱，随着波长增加散射衰减所占的地位逐渐减少。但是在吸收很小的大气窗口波段，相对来说散射就是使辐射衰减的主要原因。

271气象视程与视距方程式

目标与背景的对比度随着距离的增加而减少到2%时的距离，称为气象视程，简称为视程或视距。我们可以以背景亮度为标准定义目标的对比度C，即

（5-7）

式中Lt为目标亮度；Lb为背景亮度28

人眼对两个目标亮度的差异的区别能力是有限的，这种限制的临界点称为亮度对比度阈。亮度对比度阈通常以CV表示，对于正常的人眼来说，其标准值为0.02。对于同一目标来说，当它距观察点的距离为x时，那么观察者所看到的目标与背景的对比度为

（5-8）式中Ltx为观察者所看到的目标亮度；Lbx为背景亮度29当x=V处的亮度对比度CV与x=0处的对比度亮度C0的比值恰好等于2%时，这时的距离V称为气象视距，即

（5-9）

在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背景的亮度，即Lt>>Lb,而Lb0=LbV。因此，上式可变为

（5-10）30在实际观察中，如果我们把一个很亮的目标从x=0处移到距观测点x=V处时，对于波长为λ0的亮度降到原亮度的2%，此时V就是气象视程。如果满足上述的假设，那么以x=0到x=V之间的大气，在波长λ0处，对大气透射率的影响只是由散射造成的，其透射率为

（5-11）31

由上面两式可得到

（5-12）

所以可以得到在波长λ0处，散射系数和气象视程的关系为

（5-13）式（5-13）即为视程方程式，V是长度单位，与µs(λ0)相适应即可。322测量λ0处视程的原理

按照视程方程式，我们能知道散射系数µs。又因为我们选取的波长通常是λ0=0.61µm或0.55µm，在这些波长处的吸收近似为零，因此，衰减只是由散射造成的。在已知的x距离上，在波长λ0处，测得大气的透射率为τs(λ0，x），则有（5-14）

（5-15）33如果已知距离x在0～V之间，由于在整个视程内的µs都是一样的，因此，可以将此式中的µs(λ0)代入视程方程中，得到视程与已知距离处的透射率之间的关系为

（5-16）

由此式可知，只要测得已知距离x及透射率τs(λ0，x），就可以求得视距。34计算气象视程

例5-1在距离x=5.5km，波长0.55µm处测得的透射比τs(λ0，x）为30%，求气象视程V。解:将x，τs(λ0，x）代入式（5-16）得

即在0.55µm处的气象视距为17.9km。353利用λ0处的视程求任意波长处的光谱散射系数µs(λ)

一般可以将散射系数表示为

（5-17）式中的A，A1，q都是待定的常数。式（5-17）中，第二项表示瑞利散射。在红外光谱区内，瑞利散射并不重要，因此，只需考虑式中的第一项，即

（5-18）36对上式取对数，有

（5-19）式中q是经验常数。当大气能见度特别好（例如气象视程V大于80km）时，q=1.6；中等视见度，q=1.3（这是常见的数值）。如果大气中的霾很浓厚，以致能见度很差（例如，气象视程小于6km），可取q=0.585V1/3，其中V是以km为单位的气象视程。37

式（5-19）同样应能满足波长λ0处的散射系数。可利用式（5-18）和式（5-13）得到

（5-20）

（5-21）38

将式（5-21）代入式（5-18），就可以得到任意波长λ处的散射系数µs(λ)与气象视距及波长的关系式

（5-22）

把此式带入由纯散射衰减导致的透射率公式，有

（5-23）39§5.5大气透射率的计算举例1大气透射率的计算步骤

在实际大气中，尤其是在地表附近几千米的大气中，吸收和散射是同时存在的，因此大气的吸收和散射所导致的衰减都遵循比尔-朗伯定律。由此，我们可以得到大气的光谱透射率为

（5-24）

式中τa(λ)，τs(λ)分别是与吸收和散射有关的透射率。由此可见，只要分别计算出τa(λ)和τs(λ)就可由式（5-24）来计算大气透射率。