第四章-红外辐射在大气中的传输课件

第四章红外辐射在大气中的传输信息科学与工程学院冯传胜Email:fcs@1第四章红外辐射在大气中的传输信息科学与工程学院冯传胜1景物光学系统探测器大气传输 景物的红外辐射在大气中传输时，由于大气对红外辐射的吸收和散射而导致红外辐射的衰减。本章将讨论大气对红外辐射的吸收与散射。2景物光学系统探测器大气传输 景物的红外辐射在大气中传输时，由本章目录4.1大气组成4.2大气对红外辐射的吸收衰减4.3大气对红外辐射的散射衰减3本章目录4.1大气组成34.1大气组成4.1.1一些基本关系式一、混合比与分子量大气中各气体成分的含量，常用相对于干空气(不计水汽)的混合比来表示。设干空气： 某气体成分分子量：Mt 分子量：Mi密度：ρt

密度：ρi压强：P 分压强：pi绝对温度：T则有称为该气体的质量混合比，简称混合比。44.1大气组成4.1.1一些基本关系式4体积混合比qi*：与干空气处于相同温度和压力下的某种气体的体积Vi与干空气体积V之比。由于大气可看成理想气体，所以有

干空气的分子量与各气体成分的分子量之间的关系：下表为大气成分表。5体积混合比qi*：与干空气处于相同温度和压力下的某种气体的体66二、厘米N.T.P.(或厘米S.T.P.)海平面上单位截面积垂直气柱内各成分的总含量常表示为Wsi，单位是[克·厘米-2]，使用时常直接写成克。Wsi的另一种表示形式是：表示成所谓“标准状态”下的厘米数，叫做厘米N.T.P.或厘米S.T.P.，它是将含量为Wsi的某气体成分化到标准状态(P0=1个大气压，T0=273.15K)在单位截面上所占有的高度Wsi*。设标准状态下该气体成分的密度为ρ0i，显然7二、厘米N.T.P.(或厘米S.T.P.)7因为大气在很高的精度下可以认为是静力平衡的，设g为重力加速度(取为980.665厘米•秒-2)，而地面上气压的标准值为Ps=P0，则干空气的总含量的标准值为：

Wst=P0/g=(1013.25毫巴×103)/980.665=1.033×103克•厘米-2该值叫做一个大气质量。利用该值可以方便地求出混合比随高度不变的气体成分的总含量标准，即及8因为大气在很高的精度下可以认为是静力平衡的，设g为重力加速度三、温度大气温度的垂直分布，可大致由中纬度年平均值表示，叫做“标准大气”。对流层(10km以下)中，每增加一公里，温度下降约6.5度。由对流层顶到平流层，先是等温和逆温层(高度增加温度升高)，到臭氧层内，温度不断上长，到50km达到极大值0ºC，再向上递减，至80~90km，达到最低值(约-93ºC)，然后急增到230~730ºC之间。在电离层以上，可认为是等温的。四、压力和密度压力和密度随高度的增加呈指数式下载，高度每增加16公里，压力和密度差不多下降到原来的10%。9三、温度910102.1.2红外吸收谱组成大气的主要成分是N2、O2、Ar(氩),由于它们是对称分子，振动时不吸收15um以下的红外线。引起强烈红外吸收的分子有，H2O,CO2,O3,CH4,N2O,CO等。其中吸收最强的是H2O(非干空气),CO2。H2O：强吸收带2.7um,6.3um；不太强的吸收带0.54,0.72,0.81,0.85,0.94,1.1,1.38,1.87,3.2umCO2：强吸收带4.3um,15um;不太强的吸收带0.78~1.24,1.4,1.6,2.0,2.7,4.8,5.2,9.4,10.4umO3:强吸收带9.6um；不太强吸收带2.7,3.28,3.57,4.75,5.75,9.1,14um。NO2：强吸收带4.5um,7.8um。CH4：强吸收带3.2um,7.6um。CO：强吸收带4.8um。三个大气窗口：2~2.6um,3~5um,8~14um。112.1.2红外吸收谱111212重要吸收气体的分布：H2O：集中在3、4公里以下的大气层中，海平面上含量可达3%。10公里以上基本不用考虑H2O的吸收。CO2：约占大气体积的0.033%，在大气层50公里内基本均匀分布(靠近地面与人类活动有关)；6公里以上时，H2O含量很低，其吸收作用显著；10公里以上主要是CO2的吸收。O3：主要集中在23公里的高度上，浓度约为0.001%。低空辐射或地面辐射基本不考虑其吸收。13重要吸收气体的分布：132.1.3可凝水为了计算一定的大气路径长度内水蒸气对红外辐射的吸收率(或透过率)，首先要计算出该路径长度内水蒸气的含量，而水蒸气的含量是用可凝水来计量的。可凝水：把单位长度某截面积的测量路径上的水蒸气压缩成相同截面积一定厚度的水层，这层水叫做“可凝水”，单位是“毫米·公里-1”。绝对湿度HA

:绝对湿度是单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，其单位为g/m3。所谓绝对湿度，是指水蒸气的密度。142.1.3可凝水14饱和水蒸气量ρs:

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，其单位是g/m3。饱和空气中的水蒸气量，即饱和水蒸气密度，只与温度有关。相对湿度HR: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水蒸气含量的比值。可凝水W'的单位是(毫米·公里-1)，绝对湿度HA的单位是(g/m3)，则两者在数值上相等，即

15饱和水蒸气量ρs:15表：饱和空气中的水蒸气质量ρs(g/m3)16表：饱和空气中的水蒸气质量ρs(g/m3)16例：设某大气试样在25ºC时的相对湿度为60%，测量路径长度为2km，求该路径内的总可凝水量？解：查表得，25ºC时饱和空气中的水蒸气质量为22.8g/m3则绝对湿度HA=60%*22.8=13.68g/m3。得每公里可凝水量为13.68mm/km。得2km路径内的可凝水量为13.68*2=27.36毫米。17例：174.2大气对红外辐射的吸收衰减4.2.1途径吸收的一般方程一束波长为λ的红外光透过厚度为L的大气时会产生衰减，其透过率可表示为其中ξ(λ,x)为衰减系数，衰减是由于大气中气体分子的吸收作用及气体分子、悬浮粒子的散射作用引起的，所以其中β(λ,x)为单位路径长度的吸收系数，γ(λ,x)为单位路径长度的散射系数。184.2大气对红外辐射的吸收衰减4.2.1途径吸收的一般方实验证明：β(λ,x)与吸收气体浓度ρ(x)成正比:其中α(λ,x)为每克吸收气体分子的吸收系数，叫做吸收截面(单位为[厘米2•克-1])。将波长换成波数表示，如果只考虑吸收，则波数为σ的红外线通过长度为L的途径后的透过率为：在波数间隔Δσ内的平均透过率为：19实验证明：β(λ,x)与吸收气体浓度ρ(x)成正比:19而相应的平均吸收率为：可见要计算吸收系数，需要知道α(σ,x)的形式。对于单谱线吸收，常用的模型有洛伦兹模型、多普勒模型和混合型(洛伦兹-多普勒模型)；知道了单吸收线的形状后，可采用逐线积分法计算多条谱线的吸收；为了计算的方便，也可以采用波带模型计算：常用的波带模型有：埃萨瑟模型、随机模型、随机埃萨瑟模型和准随机模型。20而相应的平均吸收率为：204.2.2利用大气透过率表计算大气的吸收表格法计算大气的吸收，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。低空选择性吸收的主要大气成分是H2O和CO2，则任意波长片透过率的值为表中查到的H2O和CO2透过率的乘积，即214.2.2利用大气透过率表计算大气的吸收21注意：表中的值只表示海平面水平路径上的透过率，不代表一定高度上的透过率。要计算一定高度水平路径上的透过率，需要进行修正(高度修正)：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其中k=0.5(对H2O)或1.5(对CO2)；P0是海平面上的大气压强，P是h高度上的大气压强。从文献资料上可以查到(P/P0)k的值。注意：除了查表法计算大气的透过率外，也可以使用经验公式对其进行计算。22注意：表中的值只表示海平面水平路径上的透过率，不代表一定高度23232424附：查表法计算过程根据气温、相对湿度求出绝对湿度HA(g.m-3);根据绝对湿度HA(g.m-3),得到每公里的可凝水量w（mm.km-1）,可凝水量表示单位水平路程长度内的水蒸汽压缩成相同截面水层的厚度，HA和w数值上是相等的。高度修正。对高空水平路程，由于大气压强低，吸收带变窄，同样路程透过率增加，须引入高度修正因子，等效折算到海平面路程。设高度为h上的水平路程为x0,大气压强为p,海平面的大气压强为p0,则等效路程x0为： 对水蒸汽

对二氧化碳

把倾斜路程等分为若干段，分段折算等效路程。水蒸汽光谱透过率τH2O可将等效路程乘以每公里的可凝水量w，根据总可凝水量查表得到。二氧化碳光谱透过率τCO2直接由等效路程查表得到。光谱大气透过率为：计算λ1～λ2光谱通带的波段透过率。25附：查表法计算过程根据气温、相对湿度求出绝对湿度HA(g.m4.3大气对红外辐射的散射衰减4.3.1一般方程实验证明：散射系数与散射粒子的浓度成正比：式中γλ表示单位路径长度的散射系数；

ρ是单位体积内的散射粒子数；

Sλ是每个粒子的散射系数，叫做散射截面(厘米2粒子-1)。264.3大气对红外辐射的散射衰减4.3.1一般方程26设散射粒子为球形，半径为b。引入一个无量纲的量eλ，叫做散射截面比，它表示一个粒子散射本领的大小：则设一粒子群有m种不同粒子，则散射系数为27设散射粒子为球形，半径为b。引入一个无量纲的量eλ，叫做散射4.3.2散射截面比与波长及粒子的关系散射截面比与(b/λ)的关系如图所示。从图中可以看出：当b<<λ时，eλ迅速变化；当b=λ时，eλ达到最大值3.8，散射最强烈；当b继续增大，eλ振荡变化；当b>>λ时，eλ趋近于常数2，与波长λ无关。284.3.2散射截面比与波长及粒子的关系散射截面比与(b/λ4.3.3瑞利散射当b<<λ时，发生的散射称为瑞利散射。瑞利散射的散射系数γλ与λ4成反比，当λ大于1um时，瑞利散射基本上可以忽略。波长越短，瑞利散射越强烈—天空呈现蓝色。294.3.3瑞利散射294.3.4弥氏(Mie)散射当b和λ大小差不多时，产生Mie散射。雾粒子的半径在0.5~80um之间，最多的是5~15um，所以对外红线的散射是很严重的。如设雾粒子的半径为4um，浓度为100cm-3，则对λ为4um的散射系数为1.91×10-4厘米-1。如距离为100m，则透射率为霾粒子的半径一般小于0.5um，所以对红外线的散射不是太强烈，但对可见光的散射严重。304.3.4弥氏(Mie)散射304.3.5无选择性散射当b>>λ时，产生的散射叫无选择性散射。这时散射截面比e=2，与波长无关。不少雾和云的粒子及不少排出气体中的粒子，其尺寸远大于可见光波长，所以对可见光来说是无选择性散射，但对红外线来说云和雾不能认为是无选择性散射。雾呈“白”色抽烟时从烟头上升起的“烟”呈“灰蓝色”，而从口中吐出的烟呈“白色”。314.3.5无选择性散射314.3.6大气散射的经验公式散射系数可以写成：其中Q和q是常数，由散射粒子的尺寸和分布情况决定。b<<λ时，q=4，即瑞利散射；当b>>λ时，q=0，即无选择性散射；当b与λ相当时，取4~0之间的值，即Mie散射，对于大气一般取1.3。一般可取:其中V是气象视距。气象视距V：通常定义为人眼对着地平线天空刚好能分辨出大的黑色目标(不发光、无反射)的平均距离。即可见光区指定波长λ(通常取0.55um)处目标与背景对比度降低到它在零距离值的2%的距离。324.3.6大气散射的经验公式32Q值的确定