第六章-红外辐射在大气中的传输复习进程
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大气遥感第六章：大气效应校正和大气参数反演
对于多次散射的计算可以通过求解辐射传输方程（如离散坐标 法），或者直接用蒙特卡洛方法模拟获得。在实际应用中，我们又往往 通过已有的大气辐射传输模式软件来计算，如6S软件，Lowtran软件， Modtran软件等。
（2）对于热红外波段，多次散射一般可以忽略不计，但大气和地表 自身发射必须考虑。
（3）对于中红外波段，则既需要考虑地表与大气自身的发射，同时 又要考虑大气的多次散射作用，因此更加复杂，我们不展开讨论。
23
仅讨论可见光/近红外波段 为了问题的简化，在地表朗伯体、大气水平均一假设条件下， 我们可以得到：
其中
，
； 分别为观测天顶角与太阳天顶角；
为传感器接L受(到v的) 辐射亮度， 为观测方向的路径辐射项； 为地
表反射率；S为大气下界的半球反射率； 为大气层顶与太阳光垂直
方向的通量密度。
9
利用入射太阳辐射项 归一化上式可得：
从物理实质上看，这是地-气系统辐射传输问题，对 地表遥感而言，即为大气效应校正问题，而对大气遥感 而言，则是地表背景作用的扣除问题，确切的说，这是 同一个问题的两个方面。
对同一波长而言，卫星对地观测在同一时刻只有一 个观测值，而至少有两个或者两个以上的未知量（即大 气光学厚度和地表反照率），因此问题的解事不确定的， 必须要增加新信息，以解决反演求解的不确定性。
14
（4）其它大气校正方法
·直方图匹配法(Histogram Matching Methods)：假设晴空条 件与大气浑浊条件下地表反射率的直方图分布相同;算法被ERDAS和PCI 等图像处理软件采用；
·反差减少法（Contrast Reduction Methods）：气溶胶散射 减小地表反射率的差异，因此局部图像方差可以用于估算气溶胶光学厚 度;
（2）对于热红外波段，多次散射一般可以忽略不计，但大气和地表 自身发射必须考虑。
（3）对于中红外波段，则既需要考虑地表与大气自身的发射，同时 又要考虑大气的多次散射作用，因此更加复杂，我们不展开讨论。
23
仅讨论可见光/近红外波段 为了问题的简化，在地表朗伯体、大气水平均一假设条件下， 我们可以得到：
其中
，
； 分别为观测天顶角与太阳天顶角；
为传感器接L受(到v的) 辐射亮度， 为观测方向的路径辐射项； 为地
表反射率；S为大气下界的半球反射率； 为大气层顶与太阳光垂直
方向的通量密度。
9
利用入射太阳辐射项 归一化上式可得：
从物理实质上看，这是地-气系统辐射传输问题，对 地表遥感而言，即为大气效应校正问题，而对大气遥感 而言，则是地表背景作用的扣除问题，确切的说，这是 同一个问题的两个方面。
对同一波长而言，卫星对地观测在同一时刻只有一 个观测值，而至少有两个或者两个以上的未知量（即大 气光学厚度和地表反照率），因此问题的解事不确定的， 必须要增加新信息，以解决反演求解的不确定性。
14
（4）其它大气校正方法
·直方图匹配法(Histogram Matching Methods)：假设晴空条 件与大气浑浊条件下地表反射率的直方图分布相同;算法被ERDAS和PCI 等图像处理软件采用；
·反差减少法（Contrast Reduction Methods）：气溶胶散射 减小地表反射率的差异，因此局部图像方差可以用于估算气溶胶光学厚 度;
地理必修件大气受热过程和大气运动
季风的类型：东北季 风、西南季风、西北
季风、东南季风
季风的成因：海陆热 力性质差异、气压带 和风带的季节性移动
季风的影响：影响气 候、降水、农业生产、
交通运输等
感谢观看
汇报人：
动，形成风带
气压带与风带的分布：气压 带与风带在地球表面呈带状 分布，包括赤道低气压带、 副热带高压带、极地高压带
等
气压带与风带的影响：气压 带与风带对地球的气候、天 气、海洋等产生重要影响， 如赤道低气压带控制下的热 带雨林气候，副热带高压带
控制下的地中海气候等
季风的形成与影响
季风的定义：季节性 风向变化
地理必修件大气受热过程和大气 运动
汇报人：
目录
Contents
01 添 加 目 录 项 标 题 02 大 气 的 受 热 过 程 03 大 气 的 运 动
1
添加章节标题
2
大气的受热过程
太阳辐射的传输
太阳辐射：太阳发出的电磁波，包括可见光、红外线和紫外线等 传输途径：太阳辐射通过大气层，到达地球表面 吸收和散射：大气中的气体、尘埃和水滴等会吸收和散射太阳辐射 影响因素：大气密度、湿度、气溶胶等会影响太阳辐射的传输
大气的削弱作用
大气的反射作用：大气中 的云层、尘埃等可以反射 太阳辐射，减少到达地面
的太阳辐射量。
大气的吸收作用：大气中 的二氧化碳、水蒸气等可 以吸收地面反射的热量，
减少热量的散失。
大气的散射作用：大气中 的气体分子和微小粒子可 以散射太阳辐射，使太阳 辐射更加均匀地分布在地
球表面。
大气的逆辐射作用：大气 在吸收地面辐射后，会向 地面辐射热量，补偿地面 辐射的损失，使地球表面
量
逆辐射的作用：减少 地球表面热量的损失，
季风、东南季风
季风的成因：海陆热 力性质差异、气压带 和风带的季节性移动
季风的影响：影响气 候、降水、农业生产、
交通运输等
感谢观看
汇报人：
动，形成风带
气压带与风带的分布：气压 带与风带在地球表面呈带状 分布，包括赤道低气压带、 副热带高压带、极地高压带
等
气压带与风带的影响：气压 带与风带对地球的气候、天 气、海洋等产生重要影响， 如赤道低气压带控制下的热 带雨林气候，副热带高压带
控制下的地中海气候等
季风的形成与影响
季风的定义：季节性 风向变化
地理必修件大气受热过程和大气 运动
汇报人：
目录
Contents
01 添 加 目 录 项 标 题 02 大 气 的 受 热 过 程 03 大 气 的 运 动
1
添加章节标题
2
大气的受热过程
太阳辐射的传输
太阳辐射：太阳发出的电磁波，包括可见光、红外线和紫外线等 传输途径：太阳辐射通过大气层，到达地球表面 吸收和散射：大气中的气体、尘埃和水滴等会吸收和散射太阳辐射 影响因素：大气密度、湿度、气溶胶等会影响太阳辐射的传输
大气的削弱作用
大气的反射作用：大气中 的云层、尘埃等可以反射 太阳辐射，减少到达地面
的太阳辐射量。
大气的吸收作用：大气中 的二氧化碳、水蒸气等可 以吸收地面反射的热量，
减少热量的散失。
大气的散射作用：大气中 的气体分子和微小粒子可 以散射太阳辐射，使太阳 辐射更加均匀地分布在地
球表面。
大气的逆辐射作用：大气 在吸收地面辐射后，会向 地面辐射热量，补偿地面 辐射的损失，使地球表面
量
逆辐射的作用：减少 地球表面热量的损失，
第六章 红外吸收光谱
不是所有的振动都能引起红外吸收，只有偶极矩(μ)发生变化才能有红外吸收。
二、分子振动方程式
h E h 2 k
k 1307 M
M 1M 2 M M1 M 2
沿轴振动，只改变键长，不改变键角 1 1 k
2c
K化学键的力常数，与键能和键长有关 M为双原子的折合质量 影响振动频率的因素：键两端原子的折合质量、键的力常数，即取 决于分子的结构特征。
包含C—X（X：O，H，N）单键的伸缩振动及各种面内弯曲振动
特点：吸收峰密集、难辨认→指纹
2、四分区（4000 670 cm-1）
(1)40002500 cm-1X—H伸缩振动区（X：O，N，C，S） (2)25001900 cm-1三键，累积双键伸缩振动区 (3)19001200 cm-1双键伸缩振动区 (4)1200670 cm-1X—Y伸缩，X—H变形振动区
醚：C－O－C伸缩振动位于 1250～1050 cm-1 ，确定醚类存在的唯一谱带
常见基团的红外吸收带
=C-H O-H
CC
C-H
C=C
C=O C-C，C-N，C-O C-X
O-H（氢键）
S-H
N-H
P-H CN
N-O N-N C-F C=N
C-H，N-H，O-H 3500 3000 2500 2000 1500 1000
§6.2 红外光谱分析基本原理
一、红外吸收光谱产生的条件
1、辐射应具有能满足物质产生振动跃迁所需的能量 振= 红外光 2、分子要有偶极距
红外吸收是由于分子振动引起的偶极距和红外光束的振动相互作用产生的
对称分子：没有偶极矩，辐射不能引起共振，无红外活性 。 如：N2、O2、Cl2 等 非对称分子：有偶极矩，红外活性。
二、分子振动方程式
h E h 2 k
k 1307 M
M 1M 2 M M1 M 2
沿轴振动，只改变键长，不改变键角 1 1 k
2c
K化学键的力常数，与键能和键长有关 M为双原子的折合质量 影响振动频率的因素：键两端原子的折合质量、键的力常数，即取 决于分子的结构特征。
包含C—X（X：O，H，N）单键的伸缩振动及各种面内弯曲振动
特点：吸收峰密集、难辨认→指纹
2、四分区（4000 670 cm-1）
(1)40002500 cm-1X—H伸缩振动区（X：O，N，C，S） (2)25001900 cm-1三键，累积双键伸缩振动区 (3)19001200 cm-1双键伸缩振动区 (4)1200670 cm-1X—Y伸缩，X—H变形振动区
醚：C－O－C伸缩振动位于 1250～1050 cm-1 ，确定醚类存在的唯一谱带
常见基团的红外吸收带
=C-H O-H
CC
C-H
C=C
C=O C-C，C-N，C-O C-X
O-H（氢键）
S-H
N-H
P-H CN
N-O N-N C-F C=N
C-H，N-H，O-H 3500 3000 2500 2000 1500 1000
§6.2 红外光谱分析基本原理
一、红外吸收光谱产生的条件
1、辐射应具有能满足物质产生振动跃迁所需的能量 振= 红外光 2、分子要有偶极距
红外吸收是由于分子振动引起的偶极距和红外光束的振动相互作用产生的
对称分子：没有偶极矩，辐射不能引起共振，无红外活性 。 如：N2、O2、Cl2 等 非对称分子：有偶极矩，红外活性。
简述大气热红外辐射传输方程
简述大气热红外辐射传输方程大气热红外辐射传输方程是研究大气中红外辐射传输规律的重要方程。
通过解析和解决该方程，可以更准确地理解和描述大气中红外辐射的传输行为，进而提高气象预报和遥感应用的精度和可靠性。
大气热红外辐射传输方程描述了大气中红外辐射的传输过程。
在大气中，太阳辐射作用下的地表、云、大气分子等物体会发射出红外辐射，这些红外辐射在大气中传输，直到达到地球上的观测点或遥感器。
大气热红外辐射传输方程考虑了多种因素的影响，包括大气的温度、气体成分、湿度、云和颗粒物的分布等。
一般来说，大气热红外辐射传输方程可以表示为以下形式：I = I0 * exp(-τ) + S * [1 - exp(-τ)]其中，I是观测点上接收到的红外辐射强度，I0是地表发射的红外辐射强度，τ是大气的透射系数，S是大气散射引起的反射红外辐射。
大气的透射系数τ可以表示为：τ = τg * τm * τa其中，τg是地表到大气层顶的透射系数，τm是大气层顶到观测点的透射系数，τa是大气成分的透射系数。
大气的透射系数受到大气的吸收、发射、散射等过程的影响。
大气的吸收主要是由水汽、二氧化碳等温室气体引起的，而大气的发射主要是由大气温度引起的。
此外，大气中的云和颗粒物也会引起红外辐射的散射，造成额外的辐射源。
大气热红外辐射的传输方程对气象预报和遥感应用有重要意义。
在气象预报中，了解大气中红外辐射的传输规律，可以帮助预测气温、湿度等大气参数的变化。
在遥感应用中，通过观测红外辐射，并结合大气热红外辐射传输方程，可以反演地表温度、云高度、大气湿度等信息，从而为气象学、地质学等领域的研究提供重要依据。
总之，大气热红外辐射传输方程对于理解和描述大气中红外辐射的传播规律至关重要。
通过解决这一方程，我们可以更准确地预测和分析大气变化，提高气象预报和遥感应用的精确性和可靠性。
这对于气象学、地球科学和环境保护等领域的研究都具有重要意义。
第六章 冠层反射率模型-辐射传输
8/11 植被遥感传输理论的三个里程碑成果：
• 1950年，Chandrasekhar给出辐射传输方程的具体表达式， 并在大气和核物理等研究领域迅速得到应用和发展。 • 1953年，门司正三和佐伯敏郎（Monsi and Saeki）从实 测测定和理论推导两方面建立了光强对叶面积的依赖关系。 其中所采用的理论就是辐射传输的基本定律—BeerLambert消光定律，从而开始了用辐射传输理论对植被冠 层的研究。 • 1975年，在总结前人多年工作的基础上，Ross出版了他 的论著（俄文版），正式确定了植被内部的辐射传输方程， 进而建立植被光学特性和结构特性与辐射场之间的关系。
下标 L 表示 leaf。 uL(z)对dz在 0-H 区域积分，等于？
3/12 对于叶面积密度分布，存在：
H
0
uL (z )dz L0
式中积分上限H为植被冠层深度，z的取向向下（即z=0为 植被上界，z=H为植被下界），L0为叶面积指数（无单位
量纲），是农学、植被生态学中最重要、最常用的参数。
a(θv,υv)
a(θi,υi)
O(θi,θv,υ)
7/11
辐射传输模型
植被遥感接收的信息是植被上界的出射辐射（不考 虑大气影响），它是辐射在植被—土壤耦合体系中 多次散射和吸收的结果，而辐射传输理论可以比较 系统、较完整地描述该过程。通过辐射传输理论， 我们可以准确地计算植被上界的出射辐射量，或根 据这一信息反演植被的光学特性和结构特性，因而 从理论的高度解决了植被遥感的定量化问题。同时 在解决问题的过程中，还可以借鉴许多辐射传输理 论的最新进展和突破，从而将使这一领域充满活力。 , L )d L 1
式中积分区域 2π+ 为上半球空间，这是因为叶片只 能计算单面。对于平面平行假设，存在 gL(r, ΩL) = gL(z, ΩL) 。 叶片在2π+空间均匀分布时， g (z, Ω ) = ?
简述大气热红外辐射传输方程
简述大气热红外辐射传输方程
大气热红外辐射传输方程是描述大气中热红外辐射传输过程的数学表达式。
它是基于辐射传输理论，考虑了大气中的各种因素，如温度、湿度、气体浓度等，来描述热红外辐射在大气中的传输规律。
热红外辐射是指物体在热平衡状态下，由于其温度而发射的电磁波。
在大气中传输过程中，热红外辐射会受到各种因素的影响，如大气吸收、散射、反射等。
为了描述这些影响因素，大气热红外辐射传输方程引入了各种参数和变量。
要考虑大气的温度分布。
大气温度的垂直分布是不均匀的，随着高度的增加会逐渐降低。
这个温度分布会影响到大气中的各种辐射过程。
大气中的吸收和散射也是需要考虑的因素。
大气中的气体、云、气溶胶等都可以对热红外辐射起到吸收和散射的作用。
这些作用会改变辐射的传输路径和强度。
大气中的湿度也会对热红外辐射的传输产生影响。
水蒸气是大气中的主要成分之一，它对热红外辐射的吸收能力较强。
因此，湿度的变化会导致辐射的传输路径和强度发生变化。
大气中的气体浓度也需要考虑。
大气中的气体如二氧化碳、甲烷等也会对热红外辐射的传输产生影响。
它们可以吸收和放射热红外辐射，改变辐射的传输规律。
大气热红外辐射传输方程是一个复杂的数学表达式，它考虑了大气中的温度、湿度、气体浓度等因素，来描述热红外辐射在大气中的传输规律。
通过这个方程，我们可以了解热红外辐射在大气中的传输过程，为热红外辐射的应用提供理论依据。
大气辐射传输方程课件
方程各项物理意义解释
辐射强度变化项
表示辐射能在传输过程 中的增加或减少。
吸取项
表示介质对辐射能的吸 取作用，与介质的吸取 系数和辐射强度有关。
发射项
表示介质自身发射的辐 射能，与介质的发射率
和温度有关。
散射项
表示介质对辐射能的散 射作用，与介质的散射 系数和辐射强度有关。
边界条件和初始条件设定
边界条件
力。
大气成分与结构
大气成分
主要包括氮气、氧气、二氧化碳等气 体分子，以及水蒸气、气溶胶等微粒 。
大气结构
根据温度、压力、密度等参数，大气 可分为对流层、平流层、中间层、热 层和逃逸层。
大气辐射过程
01
02
03
04
太阳辐射
太阳作为主要辐射源，向地球 大气发射短波辐射。
大气吸取与散射
大气中的气体分子、微粒吸取 和散射太阳辐射，导致辐射能
02
大气辐射基础知识
辐射度量学基础
辐射通量
单位时间内通过某一面积的辐 射能量。
光谱辐射通量
单位时间内通过某一面积、在 某一波长范围内的辐射能量。
辐射强度
单位立体角内的辐射通量，描 述点源或线源在某方向上的发 光能力。
光谱辐射强度
单位立体角、单位波长范围内 的辐射通量，描述点源或线源 在某方向、某波长上的发光能
利用正交函数系（如勒让德多项式、 切比雪夫多项式等）对原函数进行展 开，将微分方程转化为代数方程进行 求解。
有限元法
将连续的空间划分为一系列离散的元 素，在每个元素内用近似函数代替原 函数，通过求解元素方程得到整个空 间的解。
迭代算法设计与实现过程展示
雅可比迭代法
通过不断迭代，用上一次迭代的解计算下一次迭代的解，直到满 足收敛条件为止。
辐射传输
• 另一方面，我们可以从已经有的物理规律出发， 从分析影响辐射场变化的因子着手，得到描述 辐射场变化的微分方程。
辐射传输方程的建立
我们从观察白天天空亮度分布开始， 因为这一问题比较实在，能看得见。
• 当我们观察天空某一方向的亮度大小， 实际上是接收在这个立体角中自眼睛直 到大气上界整个气柱所发来的光。
• 所有这些过程都会影响到辐射场的空间分布， 从而造成观察到的辐射场呈现各种复杂的现象。
• 辐射场是电磁波能量的传输所构成的，它服从 电磁波方程组（Maxwell方程组）。
• 可以从 Maxwell 方程组得到描述辐射场空间分 布及其随时间变化的辐射传输方程。但这样做 有相当大的困难（只有在某些特定的条件下其 结果才好用）。
水面
土
壤
0.41 0.4~0.6 0.7
干土 湿沙 干沙 湿水 干水 冰 陆地 雨
壤
泥板 泥板
0.8 0.76 0.93 0.69 0.87 0.97 0.8~1.0 ~0.9
B( ,T
)
2c
2 5
h
(e
ch kT
1)
1
c1 ( e c2 / T 1) 1
5
• From Plank function get
ps
ps
• 其中左边为卫星接收到的辐亮度。说出以上方程右边 3项的物理意义。
• 现在利用一颗卫星上18GHz通道的传感器对海面观测， 海面温度为300K, 海面放射率为0.5, 把海面上空大气看 作一层，其有效温度为280K, 该层大气对微波的光学 厚度为0.03，估计卫星探测到的亮温。
• 如果大气的有效温度未知，卫星探测到的亮温为250K, 海面特征不变，估计大气的有效温度。
辐射传输方程的建立
我们从观察白天天空亮度分布开始， 因为这一问题比较实在，能看得见。
• 当我们观察天空某一方向的亮度大小， 实际上是接收在这个立体角中自眼睛直 到大气上界整个气柱所发来的光。
• 所有这些过程都会影响到辐射场的空间分布， 从而造成观察到的辐射场呈现各种复杂的现象。
• 辐射场是电磁波能量的传输所构成的，它服从 电磁波方程组（Maxwell方程组）。
• 可以从 Maxwell 方程组得到描述辐射场空间分 布及其随时间变化的辐射传输方程。但这样做 有相当大的困难（只有在某些特定的条件下其 结果才好用）。
水面
土
壤
0.41 0.4~0.6 0.7
干土 湿沙 干沙 湿水 干水 冰 陆地 雨
壤
泥板 泥板
0.8 0.76 0.93 0.69 0.87 0.97 0.8~1.0 ~0.9
B( ,T
)
2c
2 5
h
(e
ch kT
1)
1
c1 ( e c2 / T 1) 1
5
• From Plank function get
ps
ps
• 其中左边为卫星接收到的辐亮度。说出以上方程右边 3项的物理意义。
• 现在利用一颗卫星上18GHz通道的传感器对海面观测， 海面温度为300K, 海面放射率为0.5, 把海面上空大气看 作一层，其有效温度为280K, 该层大气对微波的光学 厚度为0.03，估计卫星探测到的亮温。
• 如果大气的有效温度未知，卫星探测到的亮温为250K, 海面特征不变，估计大气的有效温度。
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其中
hz
KBT
m0Mgz
,如果把h(z)看成常数：
lnpp0zzhzz0
pz pz0 ezhzz0
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：
pz pz0 ezhzz0
高度 标高 高度 标高 km km km km 0 8.5 40 7.8
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。
1.描述水蒸气含量的一些物理量：
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
对流层顶10km向上到55公里左右为平流层。 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(22─35公里处)， 臭氧吸收太阳紫外辐射使大气温度增加。
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。
二，大气压强
p d S p z Sz d p z S g
d pzgzdz pdp
zm 0M nz
M ：大气的平均分子量
S
z dz
m 0 ：原子质量单位
根据理想气体物态方程：
pVNKBT
p
nz pz
KBT
d p m 0M nzgzdz
dpm0MK pBzTgzdz
pdzpm 0K M B g Tzd zhd zz
第六章-红外辐射在大气中的传 输
气溶胶的产生和消除
气溶胶按其来源可分为： 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
1.对流层 对流层顶的平均高度
10 7.8 50 8.1
20 6.3 60 7.6
30 6.8 70 6.5
三.大气密度
根据理想气体物态方程：
nz pz
KBT
n0
p0 K BT0
（标准状态）
nzn0 pp0zTT0z
z0 pp0 zTT 0z
其中 0 m0M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。
§6.3 大气中的主要吸收气体
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
n0SD0Xnco2xSdx
X
D n0
0
nco2
x dx
n 0 ：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。
m0Mn
1
D
0co2
X
0 co2
x dx
根据理想气体物态方程，在标准状态下：p0 n0KBT0
在x点，二氧化碳的分压强也应该满足：
pc2 onc2 o K B Tx
n n c0 2op p c0 2oT T 0 xc2o xp p 0 xT T 0 x
g/m3。也就是水蒸气在空气中的密度。
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
co2 x ：二氧化碳在x处的分压比，通常取常数
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。
温度梯度:7K/km
0到10公里高度温度从300K降至220K。
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。
x
X
wx
dx
如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：W w X 水
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。
二氧化碳的大气厘米数
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。
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:
RH w pw s ps
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。
水 SW 0XwxSdx
W 1
水
X 0
wxd
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。
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。