红外辐射在大气中的传输演示文稿
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大气物理中红外传输
学习必备欢迎下载大气物理中红外传输的认识先认识一下大气物理学的研究领域，大气物理学主要研究地球大气参数、大气现象和过程的物理性质及其变化规律。
大气中的物理过程研究不仅涉及大气科学的方方面面，还与陆地学、海洋学、生物学等学科密切相关。
大气科学最重要的使命是科学预测十年到百年间的环境一气候变化趋势。
现代大气物理学为了适应地球环境与全球气候变化的深入研究需求，产生许多新的学科分支，如研究大气辐射特性和辐射传输过程的大气辐射学、研究中层(或高层)大气中各种物理现象和过程的中层(或高层)大气物理学、研究大气遥感原理、技术和应用的大气遥感学、研究大气边界层中物理现象和过程的大气边界层物理学等等。
在这里，自己选择自己相对熟悉的大气物理中的大气红外辐射传输来谈谈自己的认识。
对大气辐射传输的认识大气辐射传输建立了一个简单的模型 (如下图) .在物理学中，介质与电磁波的相互作用是一个具有吸收又有发射的过程，在这里我们把整层大气也看成是一种介质，太阳穿过大气层，由于大气的存在，也会发生吸收与辐射，最后到达地面。
也正是这个热交换过程，才让我们的地球保持着一个热平衡。
我们可以用一个示意图来表示：学习必备 欢迎下载来 自 太 阳 的 辐 射辐射束通常可以按其在辐射传输场中的强度(或辐亮度) I 来表示， 根据模型的假设，可以得到一个红外传输方程1 dIv= I Jk v p a ds v v这个方程中 k v 是表示吸收系数， p a 表示吸收气体的密度， S 为倾斜的路径，J 为源函数。
这里解释一下， 电磁波在穿越大气的时候， 除了大气的吸收 (也成为大气消光) 外， 我们在测量时还有来自其他方面的辐射进入测量结果， 比如气溶胶的散 射， 会使测量的结果增加， 比如大地的黑体辐射， 也会使测量结果增加， 这些因素我们统一定义为源函数 J 。
V在红外辐射传输时， 大地近似为黑体， 可以用普朗克函数 B(T) 来代替， 而且 因为红外线波长较长， 一般大于气溶胶的尺度， 所以可以不考虑气溶胶的散射增 强。
第五章：大气中的热红外辐射传输[精选]
![第五章：大气中的热红外辐射传输[精选]](https://img.taocdn.com/s3/m/9de8372ab8f67c1cfad6b8c0.png)
ERS-1 (欧空局)
14
2 (MWR)
8-12
3.7,11.0 12.0
90m/无 1km×1km
AVHRR甚高分辨率 NOAA-11 (美 5
0.58-12.4
1.1km
辐射仪
国)
星下点/无
CERES云和地球
EOS
3
0.3-12.0
21km
辐射能系统
(美国)
星下点/无
HiRDLA高分辨率临界动
EOS
20.4m/无
0.753-11.77 13km/2km
0.5-12.5 78m,156m/无
ISTOK-1红外光谱辐射仪 PRIRODA-1 64
系统
(俄罗斯)
0.4-16.0
0.75-3km/无
LISS-3线形成像自扫描传 IRS-1C/1D
4
感器3型
(印度)
0.52-17.5
23.5m/无
21urad 陆地表面,水和云
dId (,)I(,)B (,)
d I(d , )I(, )B (,)
无散射大气LW辐射传输方程
向上和向下强度的解为
热红外辐射的大气传输方程
（1）地球与大气都是发射红外辐射的辐射源； （2）通过大气中的任一平面射出的都是具有各个方向的漫射辐射； （3）只考虑吸收作用，忽略散射； （4）必须把大气的发射和吸收同时考虑； （5）假定大气是水平均一的。
扫描仪
AT-1(欧)
SR扫描辐射仪
FY-2中国
3
SROM海洋监测 光谱辐射仪
ALMAZ-IB 11 (中/俄)
TMG温室气体 干涉监测仪
VIRS可见光 红外光扫描仪
ADEOS (日本)
14
2 (MWR)
8-12
3.7,11.0 12.0
90m/无 1km×1km
AVHRR甚高分辨率 NOAA-11 (美 5
0.58-12.4
1.1km
辐射仪
国)
星下点/无
CERES云和地球
EOS
3
0.3-12.0
21km
辐射能系统
(美国)
星下点/无
HiRDLA高分辨率临界动
EOS
20.4m/无
0.753-11.77 13km/2km
0.5-12.5 78m,156m/无
ISTOK-1红外光谱辐射仪 PRIRODA-1 64
系统
(俄罗斯)
0.4-16.0
0.75-3km/无
LISS-3线形成像自扫描传 IRS-1C/1D
4
感器3型
(印度)
0.52-17.5
23.5m/无
21urad 陆地表面,水和云
dId (,)I(,)B (,)
d I(d , )I(, )B (,)
无散射大气LW辐射传输方程
向上和向下强度的解为
热红外辐射的大气传输方程
（1）地球与大气都是发射红外辐射的辐射源； （2）通过大气中的任一平面射出的都是具有各个方向的漫射辐射； （3）只考虑吸收作用，忽略散射； （4）必须把大气的发射和吸收同时考虑； （5）假定大气是水平均一的。
扫描仪
AT-1(欧)
SR扫描辐射仪
FY-2中国
3
SROM海洋监测 光谱辐射仪
ALMAZ-IB 11 (中/俄)
TMG温室气体 干涉监测仪
VIRS可见光 红外光扫描仪
ADEOS (日本)
可见光近红外波段辐射传输方程ppt课件(共35张PPT)
Nitric oxide (NO)
Troposphere(对流层)
3微米为中心的吸收带；
•Sulphur Absorbing ground
Ammonia (NH3)
dioxide
(SO2)
•Nitrogen dioxide (NO2) Nitrogen dioxide (NO2)
由于正、负离子的重心不重合，所以水分子是一个极性分子，具有很强的电偶极矩;
烷〔CH4），氮氨化物〔N2O），一氧化碳〔CO〕等，（以60GHZ为中心的微波氧〔O2〕吸收带除外）。
Carbon monoxide (CO)
3微米的太阳辐射无法到达地面，在0.
Nitrogen dioxide (NO2)
1 水汽的最强和最宽的振转吸收带为以6.
1 S S S.. . 低纬：16~18km;
大气效应及建模
大气组成
大气垂直结构
Troposphere(对流层)
Stratosphere(平流层) Mesosphere(中间层)
Thermosphere(热层)
大气廓线？
大气组成
大气组成
对流层 邻近地表的一层。厚度最薄，大气质量80%，水汽90%。 低纬：16~18km;
中纬：10~12km; 高纬：7~9km.
特点： 温度随高度增加不断下降，平均6.5ºC/km，天气变化都发生在该层。 垂直方向空气运动激烈。
自地面至2m高的范围为贴地层, 昼夜温度变化10ºC。从地面到1~2km的为 行星边界层，富含气溶胶粒子，气溶胶密度随高度指数衰减。
在行星边界层以上，主要为分子散射。
大气组成
平流层
从对流层顶到50~55km。约20%大气质量，水汽少，臭氧 (10~40km)丰富，吸收太阳紫外辐射，气体密度低，分子动能 大。 特点： 20~32km, 同温层。 同温层之上，温度随高度增加而增加，到平流层顶温度停止增加。
大气环境中可见光与红外辐射的传输特性
大气环境中可见光与红外辐射的传输特性大气环境中的可见光和红外辐射对我们的日常生活和科学研究有着重要影响。
它们的传输特性在很大程度上决定了我们所看到的世界和我们对地球气候变化的认识。
在本文中，我们将探讨大气中可见光和红外辐射的传输特性，以及这些特性对人类和地球的影响。
大气中的可见光传输是人眼所能感知的电磁辐射的一部分。
可见光的传输特性主要受到大气中的散射和吸收影响。
散射是指光线遇到大气中的分子和大气微粒时改变方向的现象。
大气中的气溶胶、水蒸气和悬浮微粒会对可见光进行散射。
这就解释了为什么在雾霾天气中，我们看不清楚远处的景物，因为大气中的微粒使得光线散射，导致景物变得模糊不清。
而吸收是指光线被大气中的分子吸收，其中特定波长的光线被特定的分子吸收。
例如，大气中的氧气和臭氧吸收紫外线；水蒸气吸收红外线。
这种吸收现象在夜晚的天空中尤为明显，因为大气中的水蒸气会吸收太阳光的红外辐射，形成黑色的天空。
另外，近年来，随着大气中的温室气体浓度增加，温室效应引发了全球变暖的问题。
温室气体主要包括二氧化碳和甲烷，它们对地球表面的红外辐射起到了吸收和反射的作用，导致了地球的气温上升。
与可见光相比，大气中对红外辐射的影响更加复杂。
红外辐射主要是地球表面向大气传播的热辐射。
地球表面的对流和辐射过程会导致热量向大气中传输，这部分热量就以红外辐射的形式发出。
然而，红外辐射在大气中的传输过程中面临着散射、吸收和透射这三个主要的影响因素。
大气中的气溶胶和气体会散射红外辐射，影响到红外传输的能量和方向；同样，大气中的水蒸气、二氧化碳等温室气体会吸收红外辐射，改变辐射能量的大小和方向；而透射是指红外辐射通过大气透过到空间中，这取决于大气中温室气体的浓度。
红外辐射的传输特性对于地球气候的研究和太阳能的利用都具有重要意义。
在气候研究中，科学家通过观测和模拟大气中的红外辐射传输，了解地球表面与大气之间热量的分配和变化规律，这有助于预测和解释气候变化现象。
第五章 红外辐射在大气中的传输
分类 粉尘微粒 硫化物 氮化物 氧化物 卤化物 有机化合物 成分 碳粒、飞灰.碳酸钙、氧化锌、二氧化铅 二氧化硫、三氧化硫、硫酸、硫化氢、硫醇等 一氧化氮、二氧化氮、氨等 臭氧、过氧化物、一氧化碳等 氯、氟化氢、氯化氢等 碳化氢、甲醛、有机酸、焦油、有机卤化物、酮等
9
——红外技术及应用
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。
1பைடு நூலகம்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。
• （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。
4
——红外技术及应用
§ 5.1 地球大气的基本组成和气象条件
• 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。
19
——红外技术及应用
4 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
9
——红外技术及应用
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。
1பைடு நூலகம்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。
• （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。
4
——红外技术及应用
§ 5.1 地球大气的基本组成和气象条件
• 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。
19
——红外技术及应用
4 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
大气中的热红外辐射传输[精选课件
பைடு நூலகம்
01
热红外辐射在大气中传播时，会 受到气体分子和气溶胶的吸收、 散射和再辐射作用，导致能量逐 渐衰减。
02
衰减程度取决于大气组成、气溶 胶浓度、云层覆盖等因素。在计 算热红外辐射传输时，需要考虑 这些因素对衰减的影响。
04 热红外遥感在大气探测中的应用
CHAPTER
热红外遥感的基本原理
热红外遥感通过接收地球表面和大气热辐射的红外辐射，利用遥感器将 这些辐射转换为可测量的电信号，再通过数据处理和分析，实现对地球 表面和大气的探测。
特性
热红外辐射的强度与物体的温度 四次方成正比，不同温度的物体 发射的红外辐射有明显差异。
热红外辐射在大气中的传输过程
01
02
03
吸收
大气中的气体分子和气溶 胶粒子能够吸收部分热红 外辐射。
散射
大气中的气体分子和气溶 胶粒子能够散射热红外辐 射。
透射
热红外辐射在穿越大气层 时，部分能量会被大气吸 收和散射，只有部分能够 透过大气层到达地表。
研究发现，水汽、二氧化碳、臭氧等成分对热红外辐射的吸收和散射作
用是影响大气中热红外辐射传输的主要因素。
03
热红外辐射在气候变化研究中的应用
热红外辐射传输的研究对于理解气候变化具有重要的意义，通过研究热
红外辐射的传输机制，可以进一步揭示气候变化的内在机制。
未来研究方向与挑战
提高模型的精度和适用范围
未来需要进一步改进和完善热红外辐射传输模型，提高模型的模拟精度，扩大模型的适 用范围。
湿度梯度
湿度梯度影响水汽的分布和扩散，进 而影响热红外辐射在大气中的传输和 能量平衡。
03 热红外辐射在大气中的传输模型
CHAPTER
01
热红外辐射在大气中传播时，会 受到气体分子和气溶胶的吸收、 散射和再辐射作用，导致能量逐 渐衰减。
02
衰减程度取决于大气组成、气溶 胶浓度、云层覆盖等因素。在计 算热红外辐射传输时，需要考虑 这些因素对衰减的影响。
04 热红外遥感在大气探测中的应用
CHAPTER
热红外遥感的基本原理
热红外遥感通过接收地球表面和大气热辐射的红外辐射，利用遥感器将 这些辐射转换为可测量的电信号，再通过数据处理和分析，实现对地球 表面和大气的探测。
特性
热红外辐射的强度与物体的温度 四次方成正比，不同温度的物体 发射的红外辐射有明显差异。
热红外辐射在大气中的传输过程
01
02
03
吸收
大气中的气体分子和气溶 胶粒子能够吸收部分热红 外辐射。
散射
大气中的气体分子和气溶 胶粒子能够散射热红外辐 射。
透射
热红外辐射在穿越大气层 时，部分能量会被大气吸 收和散射，只有部分能够 透过大气层到达地表。
研究发现，水汽、二氧化碳、臭氧等成分对热红外辐射的吸收和散射作
用是影响大气中热红外辐射传输的主要因素。
03
热红外辐射在气候变化研究中的应用
热红外辐射传输的研究对于理解气候变化具有重要的意义，通过研究热
红外辐射的传输机制，可以进一步揭示气候变化的内在机制。
未来研究方向与挑战
提高模型的精度和适用范围
未来需要进一步改进和完善热红外辐射传输模型，提高模型的模拟精度，扩大模型的适 用范围。
湿度梯度
湿度梯度影响水汽的分布和扩散，进 而影响热红外辐射在大气中的传输和 能量平衡。
03 热红外辐射在大气中的传输模型
CHAPTER
6第六章 红外辐射在大气中的传输
随着近代物理和计算机技术的发展，大气辐射传 输计算方法，由20世纪60年代的全参数化或简化 的谱带模式发展为目前的高分辨光谱透过率计算， 由单纯只考虑吸收的大气模式发展散射和吸收并 存的大气模式，且大气状态也从只涉及水平均匀 大气发展到水平非均匀大气。同时已发布例如 LOWTRAN、MODTRAN、FASCOD、 MOSART、EOSAEL和SENTRAN等多种在目标 探测和遥感中得到广泛应用的实用软件。
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
Cx
Ltx Lbx Lbx
式中Ltx为观察者所看到的目标亮度；Lbx为背景亮 度
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
CV (Ltv Lbv ) / Lbv 0.02
s (0 ,V )
Ltv Lt 0
e s (0 )V
(6-183)
由上面两式可得到
所以可以得到在波长λ0处，散射系数和气象 视程的关系为
ln s (0 ,V ) s (0 )V ln 0.02 3.91
上式即为视程方程式，V是长度单位，与 µS(λ0)相适应即可。
V 3.91
s (0 )
求：只考虑散射，计算在3.5~4.0µm光谱 带的平均大气透射率。
计算大气透射率
气象条件：海平面水平路程5km，气象视 程在V=27km（0.在61m ） 处，水蒸气含量 相当于5mm可降水量，考虑二氧化碳和水 蒸气的影响，计算 4.5m 附近光谱带的平均 大气透射率。（e取2.72）
6.9大气红外辐射传输计算软件介绍
6.7 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
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
Cx
Ltx Lbx Lbx
式中Ltx为观察者所看到的目标亮度；Lbx为背景亮 度
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
CV (Ltv Lbv ) / Lbv 0.02
s (0 ,V )
Ltv Lt 0
e s (0 )V
(6-183)
由上面两式可得到
所以可以得到在波长λ0处，散射系数和气象 视程的关系为
ln s (0 ,V ) s (0 )V ln 0.02 3.91
上式即为视程方程式，V是长度单位，与 µS(λ0)相适应即可。
V 3.91
s (0 )
求：只考虑散射，计算在3.5~4.0µm光谱 带的平均大气透射率。
计算大气透射率
气象条件：海平面水平路程5km，气象视 程在V=27km（0.在61m ） 处，水蒸气含量 相当于5mm可降水量，考虑二氧化碳和水 蒸气的影响，计算 4.5m 附近光谱带的平均 大气透射率。（e取2.72）
6.9大气红外辐射传输计算软件介绍
6.7 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
第五章：大气中的热红外辐射传输
地球制图 云覆盖
地球 大气观测
3
主要的航空成像红外光谱仪
传 感 器 国 别 波段数 波段范围 () 8.5-12.0 8-12 3.53-3.94 10.5-12.5 3.0-5.0 8.7-12.7 3.0-5.0 8.0-12.0 8.0-12.5 工作期间 视 场 (度) 92 65或104 80 64-78 瞬时视 场mrad 2.1×3.1 2或5.0 1.2×1.2 3.3,2.5或 5.0 3 3.3,2.5或 5.0 1.2×11 2.5 用 途
·与海面温度相比，陆面温度由于地表的 复杂性面临更多的困难。
遥感反演大气水汽、温度廓线
大气热红外辐射的性质
大气的长波辐射性质很复杂，不仅与吸收物质(水汽，CO2与O2)分布 有关，而且与大气温度、压力有关。水汽（ H2O）在 6.3微米有一个较 强的吸收带，二氧化碳(CO2)分别在4.3微米和15微米有较强的吸收带， O3 在9.6微米处一个窄的吸收带，所以能称之为窗区的只有 3.5—4.0微 米，8—9.5微米和10.5—12.5微米三个波段。
AIRS大气红外探测仪 ASTER高级空间热辐射 热反射探测器 ATSR纵向扫描辐射仪
EOS(美国) EOS (美国) ERS-1 (欧空局)
2300;6 14 2 (MWR) 5
AVHRR甚高分辨率 NOAA-11 (美 辐射仪 国) EOS CERES云和地球 辐射能系统 (美国) EOS HiRDLA高分辨率临界动 态分辨仪 (美国) ADEOSII GLI全球成像仪 (日本)
热外遥感应用
地球表面热量平衡示意图
射入太阳辐射
100
行星反照率
31
红外热辐射
69
云 和 大 气 反 射 大气吸收 （云）
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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
气溶胶会造成辐射的散射衰减。
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
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
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
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。
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。
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:
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
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。hz高度 标高 高度 标高
km km km km
0 8.5 40 7.8
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
K BT
n0
p0 K BT0
（标准状态）
nz n0
pz
p0
T0
T z
z
0
pz
p0
T0
T z
其中 0 m0M 是标准状态下的大气密度。
红外辐射在大气中的传输演示 文稿
（优选）红外辐射在大气中的 传输
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。
二，大气压强
p dpS zSdzgz pS
dp zgzdz
p dp
z m0Mnz
M ：大气的平均分子量
S
z dz
m0 ：原子质量单位
根据理想气体物态方程：
pV NKBT
p
nz pz
K BT
dp m0Mnzgzdz
dp
m0M
pz
K BT
gzdz
dp
pz
m0Mgz
K BT
dz
dz
hz
n0S D
X
0 nco2 x Sdx
1 X
D n0
0
nco2
x dx
n0 ：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。
液态水层的厚度。
水SW
X 0
w
xSdx
1
W
水
X 0
w
xdx
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。
其中
hz
K BT
m0 Mg z
,如果把h(z)看成常数：
ln
pz
p0
z z0
hz
p z
p z0
e
zz0
hz
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：
p z
p
z0
e
zz0
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。
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。
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
气溶胶会造成辐射的散射衰减。
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
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
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
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。
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。
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:
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
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。hz高度 标高 高度 标高
km km km km
0 8.5 40 7.8
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
K BT
n0
p0 K BT0
（标准状态）
nz n0
pz
p0
T0
T z
z
0
pz
p0
T0
T z
其中 0 m0M 是标准状态下的大气密度。
红外辐射在大气中的传输演示 文稿
（优选）红外辐射在大气中的 传输
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。
二，大气压强
p dpS zSdzgz pS
dp zgzdz
p dp
z m0Mnz
M ：大气的平均分子量
S
z dz
m0 ：原子质量单位
根据理想气体物态方程：
pV NKBT
p
nz pz
K BT
dp m0Mnzgzdz
dp
m0M
pz
K BT
gzdz
dp
pz
m0Mgz
K BT
dz
dz
hz
n0S D
X
0 nco2 x Sdx
1 X
D n0
0
nco2
x dx
n0 ：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。
液态水层的厚度。
水SW
X 0
w
xSdx
1
W
水
X 0
w
xdx
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。
其中
hz
K BT
m0 Mg z
,如果把h(z)看成常数：
ln
pz
p0
z z0
hz
p z
p z0
e
zz0
hz
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：
p z
p
z0
e
zz0
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。
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。