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1、 6.1 6.1 地球大气的基本组成地球大气的基本组成一一.气体的气体组成气体的气体组成主要气体：主要气体：主要气体：主要气体：78%78%的氮气的氮气的氮气的氮气 21%21%的氧气的氧气的氧气的氧气 微量气体：微量气体：微量气体：微量气体：氩（氩（氩（氩（A Ar）、）、）、）、二氧化碳二氧化碳二氧化碳二氧化碳(CO(CO2)、一氧化碳一氧化碳一氧化碳一氧化碳(CO)(CO)、一氧化二氮一氧化二氮一氧化二氮一氧化二氮(N(N2O)O)、甲烷甲烷甲烷甲烷(CH(CH4)、臭氧臭氧臭氧臭氧(O(O3)、水蒸汽水蒸汽水蒸汽水蒸汽(H(H2O)O)等。等。等。等。这些气体并不总是中性的，在太阳辐射
2、的作用下这些气体并不总是中性的，在太阳辐射的作用下这些气体并不总是中性的，在太阳辐射的作用下这些气体并不总是中性的，在太阳辐射的作用下在在在在90km90km以上还有离子和电子存在。以上还有离子和电子存在。以上还有离子和电子存在。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。大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。二，气溶胶二，气溶胶气溶胶气溶胶：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。成的溶胶称为气溶胶，亦称气体
3、分散胶体。比如，雾是水滴分散在空气中的气溶胶，烟是固比如，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。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、冰晶等固体或液大气中含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液大气中含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液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体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切的关系。的关系。的关系。的关系。气溶胶会造成辐射的散射衰减。气溶胶会造成辐射的散射衰减。气溶胶
4、的产生和消除 气溶胶的消除：气溶胶的消除：主要靠大气的降水、小粒子间的碰并、凝聚、聚合和主要靠大气的降水、小粒子间的碰并、凝聚、聚合和沉降过程。沉降过程。一次气溶胶（以微粒形式直接从发生源进入大气）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）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：气溶胶按其来源可分为：6.2 6.2 大气的气象条件大气的气象条件一，大气温度一，大气温度 对流层顶的平均高度对流层顶的平均高度10km，几乎集中了大气几乎集中了大气质量的质量的80以及全部水汽、以及全部水汽、云和降水，主要天气现象云和降水，主要天
5、气现象和过程如寒潮、台风、雷和过程如寒潮、台风、雷雨、闪电等都发生在雨、闪电等都发生在 这一这一层。层。1.对流层对流层温度梯度温度梯度:7K/km0到到10公里高度温度从公里高度温度从300K降至降至220K。对流层的主要特征：对流层的主要特征：i)i)温度随高度升高而降低。地面能吸收太阳辐射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，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，造成对流层因而越接近地面的大气得到的热量越多
6、，造成对流层的气温随高度升高而降低。的气温随高度升高而降低。ii)ii)有强烈的垂直混合。低层空气由于从地面得到有强烈的垂直混合。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。层内存在强烈的垂直混合作用。iii)iii)气象要素水平分布不均匀。由于各地纬度和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
7、变化。而产生各种天气过程和天气变化。2.平流层平流层 平流层大气温度下部冷上部热，使大气有相对稳定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。汽和尘埃很少，也没有对流层中的云和天气现象。等温层温度大约等温层温度大约220K20到到55公里高度温度从公里高度温度从220 K上升到上升到270K左右。左右。平流层下部温度随高度变化很小（等温层）。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平流层上部因为存在臭氧层(2235公里处公里处)，臭
8、，臭氧吸收太阳紫外辐射使大气温度增加。氧吸收太阳紫外辐射使大气温度增加。对流层顶对流层顶10km向上到向上到55公里左右为平流层。公里左右为平流层。3.中间层中间层 中间层：中间层：55到到80公里。大气温度随高度递减，水公里。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），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。公里以上大气分子开始电离，电离层的底就在中层内。55到到80公里高度温度从公里高度温度从270K降至降至180K左右。左右。4.热层热层 这一层温度又随高度升高而增加，因为热层的分子这一层温度又随高度升高而增加
9、，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温差，白天太阳活动期温度高达2000k，夜间太阳宁静夜间太阳宁静期仅期仅500k。热层空气处于高度的电离状态。热层上部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，又称逸散气分子可能克服地球引力，向星际空间逃逸，又称逸散层。层。二，大气压
10、强二，大气压强根据理想气体物态方程：根据理想气体物态方程：大气的平均分子量：大气的平均分子量：原子质量单位原子质量单位其中其中 ,如果把如果把h(z)看成常数：看成常数：但但h(z)不是常数，是随高度变化的量，称为不是常数，是随高度变化的量，称为z处的处的标高。我们可以认为在一个不大的范围内，标高近似地标高。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：可以看成常数，于是我们就可以利用刚才的压强公式：高度高度kmkm标高标高kmkm高度高度kmkm标高标高kmkm0 08.58.540407.87.810107.87.850508.18.120206
11、.36.360607.67.630306.86.870706.56.5三三.大气密度大气密度其中其中 是标准状态下的大气密度。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。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：根据理想气体物态方程：（标准状态）（标准状态）6.3 6.3 大气中的主要吸收气体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、和大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和臭氧等。臭氧等。臭氧等。臭氧等。一，水蒸汽一，水蒸汽 水蒸气在大气的低层中的含量较高，是
12、对红外辐水蒸气在大气的低层中的含量较高，是对红外辐水蒸气在大气的低层中的含量较高，是对红外辐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。水蒸气分子对红外射传输影响较大的一种大气成分。水蒸气分子对红外射传输影响较大的一种大气成分。水蒸气分子对红外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。辐射有强烈的选择吸收作用。辐射有强烈的选择吸收作用。辐射有强烈的选择吸收作用。水蒸气压强水蒸气压强水蒸气压强水蒸气压强p pww:就是大气中水蒸气的分压强。就是大气中水蒸气的分压强。就是大气中水蒸气的分压强。就是大气中水蒸气的分压强。绝对湿度绝对湿度绝对湿
13、度绝对湿度w w w w:单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为g/mg/mg/mg/m3 3 3 3。也就是水蒸气在空气中的密度。也就是水蒸气在空气中的密度。也就是水蒸气在空气中的密度。也就是水蒸气在空气中的密度。1.1.描述水蒸气含量的一些物理量：描述水蒸气含量的一些物理量：饱和水蒸气压饱和水蒸气压饱和水蒸气压饱和水蒸气压p p p ps s s s:水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强，称水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强，称水蒸气在某一温度下开始发生液
14、化时的压强，称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，也就是饱和状为水蒸气在该温度下的饱和水蒸气压，也就是饱和状为水蒸气在该温度下的饱和水蒸气压，也就是饱和状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。态下水蒸气的分压强，它只是温度的函数。态下水蒸气的分压强，它只是温度的函数。态下水蒸气的分压强，它只是温度的函数。饱和水蒸气量饱和水蒸气量饱和水蒸气量饱和水蒸气量 s s:即饱和水蒸气密度，只与温度有关。即饱和水蒸气密度，只与温度有关。即饱和水蒸气密度，只与温度有关。即饱和水蒸气密度，只与温度有关。相对湿度相对湿度相对湿
15、度相对湿度RH:RH:RH:RH:空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样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。达到饱和状态时的水蒸气含量的比值，用百分数表示。达到饱和状态时的水蒸气含量的比值，用百分数表示。达到饱和状态时的水蒸气含量的比值，用百分数表示。露点温度露点温度露点温度露点温度:露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度。露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度。露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度。露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温
16、度。2，可凝结水量，可凝结水量W 在辐射传播方向上，和辐射束有相同截面、以辐在辐射传播方向上，和辐射束有相同截面、以辐在辐射传播方向上，和辐射束有相同截面、以辐在辐射传播方向上，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射传播距离为长度的体积内，所含有的水蒸汽折合成射传播距离为长度的体积内，所含有的水蒸汽折合成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。液态水层的厚度。液态水层的厚度。液态水层的厚度。如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：可凝结
17、水量不能和水等同看待，也不包含已经凝可凝结水量不能和水等同看待，也不包含已经凝结的水滴结的水滴。3，水蒸气的分布，水蒸气的分布 几乎所有的水蒸气几乎所有的水蒸气都分布在对流层，在大都分布在对流层，在大气底层，红外吸收水蒸气底层，红外吸收水蒸气占主导地位。气占主导地位。不同时间、不同地不同时间、不同地区水蒸气的含量差别很区水蒸气的含量差别很大。图中的纵坐标给出大。图中的纵坐标给出的是单位路程的可凝结的是单位路程的可凝结水量。水量。二二.二氧化碳二氧化碳 二氧化碳在空气中比例比较稳定，约二氧化碳在空气中比例比较稳定，约二氧化碳在空气中比例比较稳定，约二氧化碳在空气中比例比较稳定，约0.0330.0
18、33。随着高度的增加，水蒸气的含量急剧减少。因此在高随着高度的增加，水蒸气的含量急剧减少。因此在高随着高度的增加，水蒸气的含量急剧减少。因此在高随着高度的增加，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，二氧化碳的吸收变空，水蒸气的吸收退居次要地位，二氧化碳的吸收变空，水蒸气的吸收退居次要地位，二氧化碳的吸收变空，水蒸气的吸收退居次要地位，二氧化碳的吸收变得更重要。得更重要。得更重要。得更重要。：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。：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二氧化
19、碳对辐射的影响可以用大气厘米数二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数 D D 来衡来衡来衡来衡量，也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状量，也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状量，也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状量，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。态的体积。方法和可凝结水量类似。态的体积。方法和可凝结水量类似。态的体积。方法和可凝结水量类似。二氧化碳的大气厘米数二氧化碳的大气厘米数 根据理想气体物态方程，在标准状态下：根据理想气体物态方程，在标准状态下：在在在在x x点，二氧化碳的分压强也应该满足：
20、点，二氧化碳的分压强也应该满足：点，二氧化碳的分压强也应该满足：点，二氧化碳的分压强也应该满足：二氧化碳在：二氧化碳在：二氧化碳在：二氧化碳在x x处的分压比，通常取常数处的分压比，通常取常数处的分压比，通常取常数处的分压比，通常取常数COCO2 2在水平传径上是均匀的：在水平传径上是均匀的：在水平传径上是均匀的：在水平传径上是均匀的：三三.臭氧臭氧分解分解碰撞碰撞吸收紫外吸收紫外合成合成分解分解吸收紫外吸收紫外 红外红外 臭氧对红外存在吸收带，但在低空由于存在二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，臭氧的吸收带一般氧化碳和水蒸汽更强的吸收带，臭氧的吸收带一般都显
21、不出来。而低空的臭氧浓度很低。大约是亿分都显不出来。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。系统工作在高空时，就必须考虑臭氧的吸收。氯氟烃氯氟烃臭氧层的破坏臭氧层的破坏6.4 6.4 大气中的主要散射粒子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。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自然的气溶胶粒子半径一般为1010-3-310102 2微米，按微米，按其大小可分为三类：其大小可分为三类：1010-3-3 1010-2-2 微米微
22、米 爱根核爱根核1010-2-2 1 1 微米微米 大粒子或者大核大粒子或者大核(霾霾)1 1 10102 2 微米微米 巨大粒子或者巨核巨大粒子或者巨核(云、雾云、雾)气体分子的半径大约气体分子的半径大约10104 4微米。微米。比云雾更大的水滴就是雨滴：比云雾更大的水滴就是雨滴：比云雾更大的水滴就是雨滴：比云雾更大的水滴就是雨滴：10102 210104 4微米微米 散射粒子浓度和粒子大小的关系叫气溶胶尺度谱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辐射传输中常用的气溶胶尺度谱模型有三种:（1 1 1 1）DiermendjianDiermendji
23、anDiermendjianDiermendjian模型模型模型模型dN(r):rdN(r):rdN(r):rdN(r):r到到到到r r r rdrdrdrdr的粒子数浓度；的粒子数浓度；的粒子数浓度；的粒子数浓度；：不同情况下的成形常数。：不同情况下的成形常数。：不同情况下的成形常数。：不同情况下的成形常数。r:r:r:r:粒子半径；粒子半径；粒子半径；粒子半径；a:a:a:a:和总的粒子数浓度相关的参数；和总的粒子数浓度相关的参数；和总的粒子数浓度相关的参数；和总的粒子数浓度相关的参数；一一.气溶胶尺度谱气溶胶尺度谱（3 3 3 3）ZoldZoldZoldZold模型（对数正态模型）模
24、型（对数正态模型）模型（对数正态模型）模型（对数正态模型）式中式中式中式中 是标准偏差、是标准偏差、是标准偏差、是标准偏差、R R平均半径。平均半径。平均半径。平均半径。（2 2 2 2）JungeJungeJungeJunge模型模型模型模型或者写成或者写成或者写成或者写成C C C C是归一化常数，是归一化常数，是归一化常数，是归一化常数，为成形常数，一般在为成形常数，一般在为成形常数，一般在为成形常数，一般在2 2 2 24 4 4 4之间。之间。之间。之间。二二.气溶胶浓度和高度的关系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气溶胶的浓度随高度增加呈指数梯减:特征高度，一般
25、取特征高度，一般取近地面处：每立方厘米近地面处：每立方厘米10010010001000个悬浮微粒；个悬浮微粒；1010公里处：每立方厘米公里处：每立方厘米0.010.01个悬浮微粒。个悬浮微粒。例外：例外：2020公里左右存在一个气溶胶层公里左右存在一个气溶胶层0.10.16.5 6.5 大气的吸收衰减大气的吸收衰减一一.大气的辐射透射特性大气的辐射透射特性朗伯比耳定律：朗伯比耳定律：朗伯比耳定律：朗伯比耳定律：吸收截面吸收截面吸收元浓度吸收元浓度散射截面散射截面散射元浓度散射元浓度朗伯定律：朗伯定律：大气的分子和悬浮微粒都对辐射有吸收和散射的作用：大气的分子和悬浮微粒都对辐射有吸收和散射的作
26、用：大气含有多种分子和悬浮微粒：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。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。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。由一组细的光谱线排列而成的。二二.分子光谱分子光谱1 1，分子的能级结构，分子的能级结构2 2，分子光谱
27、的形成，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，因为分子的每一种运动能量都是量子化的，所以，当分子从状态当分子从状态 改变到状态改变到状态 时将发射电磁辐射，时将发射电磁辐射，其频率由下式确定：其频率由下式确定：从分子的能级示意图中可以看出：从分子的能级示意图中可以看出：纯转动能级之差纯转动能级之差0.05ev0.05ev，所以波长所以波长2525mm，从远从远红外直到微波区域。红外直到微波区域。如果分子只有转动能量变化如果分子只有转动能量变化:产生的光谱是纯转动光谱产生的光谱是纯转动光谱:由于振动能级之差约在由于振动能级之差约在0.050.051ev1ev之间，所以转之间
28、，所以转动动振动光谱带处于波长振动光谱带处于波长2.52.525 25 mm的中红外区。的中红外区。如果分子的振动能量如果分子的振动能量和转动能量同时发生变化，和转动能量同时发生变化，则产生的分子光谱是转动则产生的分子光谱是转动振动光谱带：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变化，就产生分子的电子光谱带。由于电子能级之差一般在般在l l20ev20ev。因此它所产生的光谱位于电磁波谱的可因此它所产生的光谱位于电磁波谱的可见光和紫外区域。见光和紫外区域。通常将分子的转动通常将分子的转动
29、振动光谱和分子的纯转动光振动光谱和分子的纯转动光谱称为红外光谱。谱称为红外光谱。三三.大气的选择性吸收大气的选择性吸收1 1，大气各组分的红外吸收带，大气各组分的红外吸收带2，大气窗口，大气窗口 在红外技术中将红外辐射分为四个区：即近、中、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。远和极远红外区。在近、中、远红外区中都包含有在近、中、远红外区中都包含有个或一个以上个或一个以上的大气窗口，而在极远红外区的大气窗口，而在极远红外区(15微米以上微米以上)没有很透没有很透明的大气窗口。明的大气窗口。什么叫大气窗口？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。在窗口区可以透
30、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。大气对红外的吸收很弱。5.95.914141.41.41.91.94.34.35.95.91.11.11.41.42.72.74.34.30.920.921.11.11.91.92.72.70.700.700.920.92Elder和和Strong把红外区域分成八个区域Elder和和Strong的窗口有效透射率的经验公式：的窗口有效透射率的经验公式：w 为可凝结水量，单位是为可凝结水量，单位是mm。C，t。是常数，需要通过测量来确定。是常数，需要通过测量来确定。（教材（教材188页）页）窗口窗口窗口窗口波长波长波长波长C Ct t。
31、WWmm0.700.700.920.9215.115.1106.3106.32.62.60.920.921.11.116.516.5106.3106.32.42.41.11.11.41.417.117.196.396.30.610.611.41.41.91.913.113.181.081.00.0360.0361.91.92.72.713.113.172.572.50.0080.0082.72.74.34.312.512.572.372.30.0060.0064.34.35.95.921.221.251.251.20.0050.0055.95.91414如果如果 红外系统通常采用下列三个光谱通
32、带中的一个，红外系统通常采用下列三个光谱通带中的一个，即：即：2.02.02.52.5微米；微米；3.23.24.84.8微米；微米；8 81313微米微米。当红外辐射在大气窗口波段传输时，辐射的衰减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。主要是由大气散射所造成的。3，吸收带的精细结构，吸收带的精细结构四四.光谱线的展宽和线型光谱线的展宽和线型1 1，光谱线的自然展宽，光谱线的自然展宽 如果分子或原子系统在能级如果分子或原子系统在能级 上存留的平均时间上存留的平均时间为为 ，根据不确定性关系，能级有不确定的宽度，根据不确定性关系，能级有不确定的宽度 。如果分子从高能
33、级如果分子从高能级 自发跃迁到低能级自发跃迁到低能级 时，光谱线时，光谱线应该有一定的宽度，也叫谱线的自然宽度：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光谱线的自然展宽的起因 自然展宽的线型自然展宽的线型谱线的几率分布函数：谱线的几率分布函数：满足归一化条件：满足归一化条件：归一化线型函数（洛伦兹型）：归一化线型函数（洛伦兹型）根据经典电磁理论，单根据经典电磁理论，单位频率范围内的光谱强度：位频率范围内的光谱强度：谱线的半宽度；：谱线的半宽度；：谱线的中心频率。：谱线的中心频率。：谱线的总强度；：谱线的总强度；2 2，光谱线的其它展宽，光谱线的其它展宽光谱线的碰撞展宽（压力
34、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）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。不同展宽的叠加形成新的线型函数。五五.分子的单线吸收（逐线计算）分子的单线吸收（逐线计算）1 1，谱线的线型函数与辐射吸收截面，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。的几率函数，也是吸收谱线的几率函数。根据朗伯比耳定律，辐射传播距离根据朗伯比耳定律，辐射传播距离R R，其，其光谱光谱透射率为：透射率为：吸收截面应该和该频率的吸收谱线的几率分布吸收截面应该和
35、该频率的吸收谱线的几率分布函数成正比：函数成正比：:比例常数比例常数吸收元浓度，也就是吸收分子的浓度。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。吸收截面，单一频率的吸收截面。吸收谱线具有一定的宽度，在这个谱线宽度内，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）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。光谱吸收截面等于积分吸收截面与线型函数的乘积。对于给定频率间隔对于给定频率间隔 透射率应取平均值：透射率应取平均值：对于给定频率间隔对于给定频率间隔 ，平均吸收率为：，平均吸收率为：根据具体的线型函数，就
36、可以进行计算了。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。对于分子的带吸收也可以利用相似的方法进行计算。六六.表格法计算大气吸收表格法计算大气吸收1 1，海平面上水平路程水蒸汽的光谱透过率，海平面上水平路程水蒸汽的光谱透过率 教材教材167167页页172172页给出了只考虑水蒸气的吸收，页给出了只考虑水蒸气的吸收，波长从波长从0.30.31414微米，各种可凝结水量下的透过率。微米，各种可凝结水量下的透过率。【例例】海平面水平路程长海平面水平路程长16.25 km，气温，气温21，相，相对湿度对湿度RH=53%，求，求1.41.8微米光谱区间，只考虑
37、微米光谱区间，只考虑水蒸汽的吸收时的平均透过率。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。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：可以认为水蒸气在水平路径上是均匀的：可以认为水蒸气在水平路径上是均匀的：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的单位是的单位是的单位是这样得到的这样得到的 的单位正好是的单位正好是mm。T=21T=21时（时（时（时（135135页），页），页），页），2 2，海平面上水平路程，海平面上水平路程COCO2 2的光谱透过率的光谱透过率 教材教材172172页页177177页给出了只考虑页给出了只考虑COCO2
38、 2的吸收，波的吸收，波长从长从0.30.31414微米，各种水平路程下的透过率。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由于给出的是各种水平路程COCO2 2的透过率，就不必的透过率，就不必计算二氧化碳的大气厘米数。计算二氧化碳的大气厘米数。【例例】海平面水平路程长海平面水平路程长16.25 km，气温，气温21，相，相对湿度对湿度RH=53%，求，求1.41.8微米光谱区间，微米光谱区间，只考只考虑虑COCO2 2的吸收时的平均透过率。的吸收时的平均透过率。【例例】海平面水平路程长海平面水平路程长16.25 km，气温，气温21，相对，相对湿度湿度RH=53%，求，求1.41
39、.8微米光谱区间，微米光谱区间，只考虑大气只考虑大气吸收时的平均透过率。吸收时的平均透过率。简简单单考考虑虑，只只考考虑虑大大气气的的水水蒸蒸气气和和二二氧氧化化碳碳的的吸吸收收时时的的大气平均透过率分别为：大气平均透过率分别为：大气的平均透过率为：大气的平均透过率为：更准确的计算方式应该是：更准确的计算方式应该是：3.3.高度修正：等效海平面路程高度修正：等效海平面路程 在高度为在高度为在高度为在高度为h h的水平路程的水平路程的水平路程的水平路程 X X 所具有的透射率等于长所具有的透射率等于长所具有的透射率等于长所具有的透射率等于长度为度为度为度为 X X0 0 的等效海平面上水平路程的
40、透射率，用数字的等效海平面上水平路程的透射率，用数字的等效海平面上水平路程的透射率，用数字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：表达式可以表示为：表达式可以表示为：表达式可以表示为：海平面海平面海平面海平面对水蒸气：对水蒸气：对二氧化碳：对二氧化碳：高度修正因子：高度修正因子6.6 6.6 大气的散射衰减大气的散射衰减假设介质对辐射只有散射作用，根据朗伯假设介质对辐射只有散射作用，根据朗伯散射定律散射定律散射定律散射定律：（教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。）（教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。）（教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。）（教材中在此
41、更换了散射系数、散射截面等的符号。）纯散射的透射率：纯散射的透射率：纯散射的透射率：纯散射的透射率：如果散射系数是如果散射系数是如果散射系数是如果散射系数是x x x x的函数：的函数：的函数：的函数：一一.散射系数和散射面积比散射系数和散射面积比应该正比于散射粒子数：应该正比于散射粒子数：比例系数。物理意义：散射粒子：比例系数。物理意义：散射粒子 的平均散射截面。的平均散射截面。入射到截面积为入射到截面积为 的的体积元上，体积元内粒子总体积元上，体积元内粒子总的散射面积为的散射面积为 ，向各，向各个方向散射的总功率为个方向散射的总功率为：散射粒子数密度。：散射粒子数密度。散射系数：散射系数：
42、（原来写法（原来写法：）通常用散射面积比来衡量一种粒子的散射本领：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：对于具行相同散射截面的粒子群，散射系数为：对于对于m种不同类型的粒子群，散射系数为：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须知道散射面积比 K()K()。K()K()的的计算十分复杂，需要计算十分复杂，需要求解平面波与均匀求解平面波与均匀球体相互作用的麦克斯韦方程组。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对于散射元浓度随半
43、径连续变化的大量粒子情况，散射系数变为下列积分：况，散射系数变为下列积分：N(r)N(r)由气溶胶尺度谱决定。由气溶胶尺度谱决定。对于我们所研究的辐射在大气中传输的特定情况，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数并等于1 13333，散射面积比：，散射面积比：二二.瑞利散射和米氏散射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。散射系数和粒子尺寸以及入射波长有关。1.当当 时，时，散射为瑞利散射。散射为瑞利散射。与波长的四次方成反比，随着波长的增加，瑞利与波长的四次方成反比，随着
44、波长的增加，瑞利散射将迅速减少。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。微米。）大气中的分子散射属于瑞利散射。2.当当 时，时，散射为米氏散射。散射为米氏散射。无选择性散射无选择性散射有强烈的米氏散射有强烈的米氏散射,并且是选择性的并且是选择性的米氏散射的特点是角分布的不对称性，米氏散射的特点是角分布的不对称性，3.当当 时，时，散射按几何光学处理。散射按几何光学处理。红外区域的散射红外区域的散射主要是米氏散射。主要是米氏散射。三三.散射系数的经验公式散射系数的经验公式一般情况下，可以把散射系
45、数归结为下列经验公式：一般情况下，可以把散射系数归结为下列经验公式：其中其中其中其中A A，A A1 1，q q都是待定的常数。都是待定的常数。都是待定的常数。都是待定的常数。对于红外区域，可以忽略瑞利散射：对于红外区域，可以忽略瑞利散射：q q：作为经验常数和大气的能见度有关。作为经验常数和大气的能见度有关。作为经验常数和大气的能见度有关。作为经验常数和大气的能见度有关。瑞利散射瑞利散射瑞利散射瑞利散射米氏散射米氏散射四四.气象视程与视距方程式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。散射系数的理论计算和实验测量都是非常复杂的。散射系数的理论计算和实验测量都是非常复杂
46、的。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。气象学中利用气象视距来处理散射问题。气象学中利用气象视距来处理散射问题。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目标与背景的亮度对比度，随着距离的增加而减目标与背景的亮度对比度，随着距离的增加而减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少到零距离时的少到零距离时的少到零距离时的 2%2%的距离，称为气象视程，简称的距离，称为气象视程，简称的距离，称为气象视程，简称的距离，称为气象视程，简称为视程或视距。为视程或视距。为视程或视距。为视程或视距。目标辐射出射度
47、目标辐射出射度背景辐射出射度背景辐射出射度目标的辐射对比度：目标的辐射对比度：目标的辐射对比度：目标的辐射对比度：1.1.气象视程的定义气象视程的定义 我们还可以在可见光区某一指定波长我们还可以在可见光区某一指定波长我们还可以在可见光区某一指定波长我们还可以在可见光区某一指定波长 来测量目来测量目来测量目来测量目标的亮度对比度：标的亮度对比度：标的亮度对比度：标的亮度对比度：（注意这是光谱对比（注意这是光谱对比（注意这是光谱对比（注意这是光谱对比度，以后不加注明。）度，以后不加注明。）度，以后不加注明。）度，以后不加注明。）当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为当目
48、标距观察点的距离为 x x 时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目标与背景的对比度为：标与背景的对比度为：标与背景的对比度为：标与背景的对比度为：当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为 0 0 时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目时，观察者所看到的目标与背景的对比度为：标与背景的对比度为：标与背景的对比度为：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：我们也可以以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度：我们也可以以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度：我们也可以
49、以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度：L Lt t为目标亮度；为目标亮度；为目标亮度；为目标亮度；L Lb b为背景亮度为背景亮度为背景亮度为背景亮度即：即：即：即：随着距离的增加，对比度会下降。当随着距离的增加，对比度会下降。当随着距离的增加，对比度会下降。当随着距离的增加，对比度会下降。当 x=V x=V 处的亮处的亮处的亮处的亮度对比度度对比度度对比度度对比度 C CV V 与与与与 x=0 x=0 处的亮度对比度处的亮度对比度处的亮度对比度处的亮度对比度 C C0 0 的比值恰好等的比值恰好等的比值恰好等的比值恰好等于于于于2%2%时，这时的距离时，这时的距离时，这时的距离时，这时的距
50、离 V V 定义为气象视距。定义为气象视距。定义为气象视距。定义为气象视距。所以：所以：所以：所以：在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背景的亮度，即：景的亮度，即：景的亮度，即：景的亮度，即：而背景的亮度是不变的：而背景的亮度是不变的：而背景的亮度是不变的：而背景的亮度是不变的：2.视程方程式视程方程式 在实际测量中，测量的是指定波长在实际测量中，测量的是指定波长在实际测量中，测量的是指定波长在实际测量中，测量的是指定波长 0 0的亮度变化，的亮度变化，的