红外辐射在大气中的传输演示文稿

红外辐射在大气中的传输演示文稿目前一页\总数七十五页\编于十三点（优选）红外辐射在大气中的传输目前二页\总数七十五页\编于十三点二，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。目前三页\总数七十五页\编于十三点目前四页\总数七十五页\编于十三点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。一次气溶胶（以微粒形式直接从发生源进入大气）二次气溶胶（在大气中由一次污染物转化而生成）

气溶胶按其来源可分为：目前五页\总数七十五页\编于十三点§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.对流层温度梯度:7K/km0到10公里高度温度从300K降至220K。目前六页\总数七十五页\编于十三点对流层的主要特征：

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。

目前七页\总数七十五页\编于十三点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220K20到55公里高度温度从220K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(22─35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。目前八页\总数七十五页\编于十三点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。目前九页\总数七十五页\编于十三点二，大气压强根据理想气体物态方程：：大气的平均分子量：原子质量单位目前十页\总数七十五页\编于十三点其中,如果把h(z)看成常数：目前十一页\总数七十五页\编于十三点但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：高度km标高km高度km标高km08.5407.8107.8508.1206.3607.6306.8706.5目前十二页\总数七十五页\编于十三点三.大气密度其中是标准状态下的大气密度。严格的大气状况应以实际测量值为准。根据理想气体物态方程：（标准状态）目前十三页\总数七十五页\编于十三点§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。⑴水蒸气压强pw:

就是大气中水蒸气的分压强。⑵绝对湿度ρw:

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：目前十四页\总数七十五页\编于十三点⑶饱和水蒸气压ps:水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强，称为水蒸气在该温度下的饱和水蒸气压，也就是饱和状态下水蒸气的分压强，它只是温度的函数。⑷饱和水蒸气量ρs:即饱和水蒸气密度，只与温度有关。⑸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。⑹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。目前十五页\总数七十五页\编于十三点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。目前十六页\总数七十五页\编于十三点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。目前十七页\总数七十五页\编于十三点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。二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数D来衡量，也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状态的体积。方法和可凝结水量类似。二氧化碳的大气厘米数

目前十八页\总数七十五页\编于十三点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：目前十九页\总数七十五页\编于十三点三.臭氧分解碰撞＋吸收紫外合成分解吸收紫外红外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。目前二十页\总数七十五页\编于十三点氯氟烃臭氧层的破坏目前二十一页\总数七十五页\编于十三点§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。自然的气溶胶粒子半径一般为10-3～102微米，按其大小可分为三类：10-3～10-2

微米爱根核10-2～1微米大粒子或者大核(霾)1～102微米巨大粒子或者巨核(云、雾)气体分子的半径大约10－4微米。比云雾更大的水滴就是雨滴：102~104微米目前二十二页\总数七十五页\编于十三点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:（1）Diermendjian模型dN(r):r到r＋dr的粒子数浓度；：不同情况下的成形常数。r:粒子半径；a:和总的粒子数浓度相关的参数；一.气溶胶尺度谱目前二十三页\总数七十五页\编于十三点（3）Zold模型（对数正态模型）式中σ是标准偏差、R平均半径。（2）Junge模型或者写成C是归一化常数，为成形常数，一般在2～4之间。目前二十四页\总数七十五页\编于十三点目前二十五页\总数七十五页\编于十三点二.气溶胶浓度和高度的关系气溶胶的浓度随高度增加呈指数梯减:特征高度，一般取近地面处：每立方厘米～100－1000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目前二十六页\总数七十五页\编于十三点§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：吸收截面吸收元浓度散射截面散射元浓度朗伯定律：目前二十七页\总数七十五页\编于十三点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：目前二十八页\总数七十五页\编于十三点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。每一线系在一端极密，就如同连续的光谱带，所以我们常称分子光谱为带状光谱。若用高分辨的仪器观测，则发现每一个光谱带都是由一组细的光谱线排列而成的。二.分子光谱目前二十九页\总数七十五页\编于十三点1，分子的能级结构目前三十页\总数七十五页\编于十三点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>25μm，从远红外直到微波区域。如果分子只有转动能量变化:产生的光谱是纯转动光谱:目前三十一页\总数七十五页\编于十三点由于振动能级之差约在0.05－1ev之间，所以转动—振动光谱带处于波长2.5－25μm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：目前三十二页\总数七十五页\编于十三点

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l－20ev。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。目前三十三页\总数七十五页\编于十三点三.大气的选择性吸收1，大气各组分的红外吸收带目前三十四页\总数七十五页\编于十三点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。目前三十五页\总数七十五页\编于十三点5.9～14Ⅷ1.4～1.9Ⅳ4.3～5.9Ⅶ1.1～1.4Ⅲ2.7～4.3Ⅵ0.92～1.1Ⅱ1.9～2.7Ⅴ0.70～0.92ⅠElder和Strong把红外区域分成八个区域目前三十六页\总数七十五页\编于十三点Elder和Strong的窗口有效透射率的经验公式：

w为可凝结水量，单位是mm。

C，t。是常数，需要通过测量来确定。（教材188页）目前三十七页\总数七十五页\编于十三点窗口波长Ct。WmⅠ0.70～0.9215.1106.32.6Ⅱ0.92～1.116.5106.32.4Ⅲ1.1～1.417.196.30.61Ⅳ1.4～1.913.181.00.036Ⅴ1.9～2.713.172.50.008Ⅵ2.7～4.312.572.30.006Ⅶ4.3～5.921.251.20.005Ⅷ5.9～14如果目前三十八页\总数七十五页\编于十三点目前三十九页\总数七十五页\编于十三点红外系统通常采用下列三个光谱通带中的一个，即：2.0～2.5微米；3.2～4.8微米；8～13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，吸收带的精细结构目前四十页\总数七十五页\编于十三点四.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：⑴光谱线的自然展宽的起因目前四十一页\总数七十五页\编于十三点⑵自然展宽的线型谱线的几率分布函数：满足归一化条件：：归一化线型函数（洛伦兹型）根据经典电磁理论，单位频率范围内的光谱强度：：谱线的半宽度；：谱线的中心频率。：谱线的总强度；目前四十二页\总数七十五页\编于十三点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。目前四十三页\总数七十五页\编于十三点五.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。目前四十四页\总数七十五页\编于十三点根据朗伯－比耳定律，辐射传播距离R，其光谱透射率为：吸收截面应该和该频率的吸收谱线的几率分布函数成正比：:比例常数 吸收元浓度，也就是吸收分子的浓度。吸收截面，单一频率的吸收截面。目前四十五页\总数七十五页\编于十三点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：目前四十六页\总数七十五页\编于十三点对于给定频率间隔，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。目前四十七页\总数七十五页\编于十三点六.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0.3－14微米，各种可凝结水量下的透过率。目前四十八页\总数七十五页\编于十三点【例】海平面水平路程长16.25km，气温21℃，相对湿度RH=53%，求1.4～1.8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：的单位是的单位是的单位是这样得到的的单位正好是mm。目前四十九页\总数七十五页\编于十三点T=21℃时（135页），目前五十页\总数七十五页\编于十三点目前五十一页\总数七十五页\编于十三点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0.3－14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。目前五十二页\总数七十五页\编于十三点【例】海平面水平路程长16.25km，气温21℃，相对湿度RH=53%，求1.4～1.8微米光谱区间，只考虑CO2的吸收时的平均透过率。目前五十三页\总数七十五页\编于十三点【例】海平面水平路程长16.25km，气温21℃，相对湿度RH=53%，求1.4～1.8微米光谱区间，只考虑大气吸收时的平均透过率。简单考虑，只考虑大气的水蒸气和二氧化碳的吸收时的大气平均透过率分别为：大气的平均透过率为：更准确的计算方式应该是：目前五十四页\总数七十五页\编于十三点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：海平面对水蒸气：对二氧化碳：：高度修正因子目前五十五页\总数七十五页\编于十三点§6.6大气的散射衰减假设介质对辐射只有散射作用，根据朗伯散射定律：（教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。）纯散射的透射率：如果散射系数是x的函数：目前五十六页\总数七十五页\编于十三点一.散射系数和散射面积比应该正比于散射粒子数：：比例系数。物理意义：散射粒子的平均散射截面。入射到截面积为的体积元上，体积元内粒子总的散射面积为，向各个方向散射的总功率为：散射粒子数密度。目前五十七页\总数七十五页\编于十三点散射系数：（原来写法：）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：目前五十八页\总数七十五页\编于十三点对于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(λ)。

K(λ)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。对于散射元浓度随半径连续变化的大量粒子情况，散射系数变为下列积分：N(r)由气溶胶尺度谱决定。目前五十九页\总数七十五页\编于十三点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1．33，散射面积比：目前六十页\总数七十五页\编于十三点二.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。1.当时，散射为瑞利散射。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。目前六十一页\总数七十五页\编于十三点2.当时，散射为米氏散射。无选择性散射有强烈的米氏散射,并且是选择性的米氏散射的特点是角分布的不对称性，3.当时，散射按几何光学处理。红外区域的散射主要是米氏散射。目前六十二页\总数七十五页\编于十三点三.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。瑞利散射米氏散射目前六十三页\总数七十五页\编于十三点四.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。目标辐射出射度背景辐射出射度目标的辐射对比度：1.气象视程的定义目前六十四页\总数七十五页\编于十三点我们还可以在可见光区某一指定波长来测量目标的亮度对比度：（注意这是光谱对比度，以后不加注明。）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：我们也可以以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度：Lt为目标亮度；Lb为背景亮度目前六十五页\总数七十五页\编于十三点即：随着距离的增加，对比度会下降。当x=V处的亮度对比度CV与x=0处的亮度对比度C0的比值恰好等于2%时，这时的距离V定义为气象视距。所以：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：而背景的亮度是不变的：2.视程方程式目前六十六页\总数七十五页\编于十三点在实际测量中，测量的是指定波长λ0的亮度变化，λ0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。在波长λ0处，散射系数和气象视程的关系为：视程方程式那么通过气象视距V后，在λ0处的透射率为：目前六十七页\总数七十五页\编于十三点在已知的x距离上，在波长λ0处，测得大气的透射率为τS(λ0，x）。（这主要是散射造成的）五.散射衰减的工程计算

1.测量λ0处视程方法：首先测量λ0处透射率，根据视程方程求得λ0 处视程，然后再根据视程求得任意波长处的透 射率。目前六十八页\总数七十五页\编于十三点视程方程：结论：只要测得已知距离