第五章：大气中的热红外辐射传输[精选]
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辐射在大气中的传输
B
二氧化碳
C
4.3 大气吸收和散射计算
4.3 大气吸收和散射计算
二氧化碳的吸收带主要位于2.7um、4.3um、10um和14.7um处。二氧化碳在大气中的比例比较稳定，可以认为二氧化碳的吸收和气象条件没有关系。
③ 高度修正和斜程处理
由于分子密度、气压和温度等参数对大气的吸收均随着海拔高度的变化而变化，当路径为一定海拔或某一斜程时必须进行修正。
01
如果是某一波段内的大气透射性质，定义平均透射比:
02
大气不同成分与不同物理过程造成的消光效应具有线性叠加性，总消光特征量是各分量之和：
03
4.2 大气消光和大气窗口
01
此时，总透射比是各单项透射比之积：
并且各单项透射比可进一步分解为各大气成分的透射比。
波盖耳定律使用Hale Waihona Puke 注意事项：0203
04
假定消光系数与辐射强度、吸收介质浓度无关；不考虑的功率密度阈值：107W/cm2。
高度修正:
等效路径长度:
2
水蒸气等效海平面可降水分量:
3
二氧化碳等效路径长度:
1
斜程修正:
4
LOWTRAN法
4.3 大气吸收和散射计算
1
LOWTRAN模式是美国空军地球物理实验室提出来的一种地分辨力大气模式，算法较简单，精度约为10%~15%。大多数光电成像系统分析都采用LOWTRAN分析大气传输特性。
04
4.3 大气吸收和散射计算
01
光电成像器件或观察者对距离R处的目标物与景物成像，其表观对比度CR：
式中，Lt(R)和Lb(R)分别为光电成像器件或观察者实际接收到的目标和背景的表观亮度。
红外辐射在大气中的传输
(1) 大气的选择吸收 表5-5 大气中各吸收组分的红外吸收带 图5-4 红外吸收光谱
(2) 表格法计算大气的吸收 表格法计算大气的吸收是一种利用红外和 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
任意波长上的透射率的知识从表中查到的 水蒸气和二氧化碳透射率的乘积，即
对上式取对数，有
ln µ s (λ ) = ln A − q ln λ
式中q是经验常数。 当大气能见度特别好（例如气象视程V大于80km） 时，q=1.6； 中等视见度，q=1.3（这是常见的数值）。 如果大气中的霾很浓厚，以致能见度很差（例如， 气象视程小于6km），可取
q = 0.585V
1 3
第五章 红外辐射 在大气中的传输
红外辐射在大气中的传输问题一直受到人 们的普遍重视。这是因为红外辐射自目标 发出后，要在大气中传输相当长的距离， 才能达到观测仪器，由此总要受到大气中 各种因素的影响，给红外技术的应用造成 限制性的困难。
辐射在大气中传输时，主要有以下几种因素使 之衰减： （1）在0.2～0.32µm的紫外光谱范围内， 臭氧的分解作用导致的光吸收。 （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。 （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（红外辐射衰减的重要原因）。
§5.6大气红外辐射传输计算软件介绍
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。
第五章_2节_辐射的基本定律
• 用光谱方法测定光谱辐射峰值波长，再由 位移定律导出物体的温度，即色温。
T=300K,
T=6000K,
b max 9.66 m 300 b max 0.48 m 6000
五、太阳辐射和地球辐射的差别
1. 太阳辐射特点
•辐射集中于0 .17-4 μm，极值辐射位于0.48μm • <0.25μm的太阳辐射, 主要来自非热平衡辐射? • >4μm的太阳辐射, 很少部分
黑体与非黑体辐射 间的联系
黑体辐射定律
Kirchhoff 定律和黑体辐射定律的成立条件: 热力学平衡态，即系统内温度、密度、 动量均匀,辐射各向同性. 60公里以下大气层,某段时间内，某有限体 积元，可认为有确定的温度，近似满足 热力学平衡条件，称局地热力学平衡. 此时能量跃迁由分子碰撞决定。
历史的发展
h 6.62621034 ( J S )
•黑体辐射率随温度和波长的分布函数, 即黑体的单色(或分光)辐射率：
B ( , T ) 2hc2
5
e
1
hc kT
1
c1
5 e
1
c2 T
(W m 2 m 1 sr 1 ) 1
F ( , T ) B ( , T ) B 可看出
1859 年 基尔霍夫定律 斯蒂芬 波尔兹曼 斯蒂芬-波尔兹曼 定律
1879 年 1884 年 1893 年 1901 年
韦恩位移定律 普朗克定律
吸收率 a（吸收系数）: 物体吸收的辐射能与投射到该物体上 的辐射能之比。
（和物体的性质、波长、温度有关。）
黑体：吸收率为1的物体称为绝对黑体。 灰体：物体的吸收不随波长而变 (单色吸 收率与波长无关) ,且吸收率小于1的物体称 为灰体。 放射率ε（比辐射率,黑度）： 物体的辐射通量密度与同温度下黑 体的辐射通量密度之比。
T=300K,
T=6000K,
b max 9.66 m 300 b max 0.48 m 6000
五、太阳辐射和地球辐射的差别
1. 太阳辐射特点
•辐射集中于0 .17-4 μm，极值辐射位于0.48μm • <0.25μm的太阳辐射, 主要来自非热平衡辐射? • >4μm的太阳辐射, 很少部分
黑体与非黑体辐射 间的联系
黑体辐射定律
Kirchhoff 定律和黑体辐射定律的成立条件: 热力学平衡态，即系统内温度、密度、 动量均匀,辐射各向同性. 60公里以下大气层,某段时间内，某有限体 积元，可认为有确定的温度，近似满足 热力学平衡条件，称局地热力学平衡. 此时能量跃迁由分子碰撞决定。
历史的发展
h 6.62621034 ( J S )
•黑体辐射率随温度和波长的分布函数, 即黑体的单色(或分光)辐射率：
B ( , T ) 2hc2
5
e
1
hc kT
1
c1
5 e
1
c2 T
(W m 2 m 1 sr 1 ) 1
F ( , T ) B ( , T ) B 可看出
1859 年 基尔霍夫定律 斯蒂芬 波尔兹曼 斯蒂芬-波尔兹曼 定律
1879 年 1884 年 1893 年 1901 年
韦恩位移定律 普朗克定律
吸收率 a（吸收系数）: 物体吸收的辐射能与投射到该物体上 的辐射能之比。
（和物体的性质、波长、温度有关。）
黑体：吸收率为1的物体称为绝对黑体。 灰体：物体的吸收不随波长而变 (单色吸 收率与波长无关) ,且吸收率小于1的物体称 为灰体。 放射率ε（比辐射率,黑度）： 物体的辐射通量密度与同温度下黑 体的辐射通量密度之比。
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。
大气中的辐射过程(ppt文档)
2平衡辐射的基本规律 物体在进行放射辐射时，都伴有能量的消耗，这些消耗 的能量，或是从外界得到补偿，或是引起物体本身能量 的减少。热辐射是靠物体吸收外界传送给它的能量或者 消耗本身的内能。当物体吸收其它物体放射来的辐射并 转为内能时，表现出物体本身温度的升高，若物体因放 射辐射而消耗内能时，面使其本身的温度降低。如果没 有其它方式的能量交换，物体的热量得失及热状态的变 化，就决定于放射与吸收辐射能量间的差值。当物体放 射的辐射能与吸收的辐射能相等时，则称该物体处于辐 射平衡。这时物体处于热平衡态，因而可以用一态函数 温度T来描写它。
辐射能可以使用能量的单位来度量，即以国际单位制
J(焦耳)来度量。单位时间内，通过任一表面的辐射能称 辐 射 通 量 ， 以 W(JS-1) 计 ， 例 如 太 阳 的 辐 射 通 量 约 为
3.90×1026 W。
（2）辐射通量密度
辐射通量除以辐射所通过的面积则称辐射通量密度，单
位是 Wm-2（自放射面射出的辐射通量密度也称之为辐
（1）基尔霍夫定律 基尔霍夫定律是研究热辐射的基础。它说明了在一定 温度下，物体的辐射能力与吸收率之间的关系。该定 律不仅从实验得到，1859年基尔霍夫由热力学定律并 从理论上推导出了如下定律：在辐射平衡的条件下， 任一物体的单色辐射能力与物体对该波长的吸收率之 比值，是一个温度与波长的普适函数，而与物体的性 质无关。 若以F，F，F…… 和A，A，A……分别表 示不同物体在同一温度、对同一波长的单色辐射能力 和对同一波长的吸收率，则
半球
式中
dF
Q (t
s)
若采用球面坐标，则(ຫໍສະໝຸດ .5)dr2
d sind
r2
sindd
F I cos sindd 半球
热红外辐射在大气的传输
Satellite Oceanic Remote Sensing
2
3.1 大气成分及其光谱吸收特性--大气中CO2的吸收率
二氧化碳吸收带主要位于2μm的红外区内，其吸收带范围见下 图。二氧化碳吸收带分两种类型：
（1）一个完全吸收带：波长大于14μm的红外波谱全部吸收； （2）两个窄的吸收带：中心波长为2.7μm4.3μm，其中2.7μm吸 收带与水汽3.2μm吸收带相连。
地理位置不同，地理景观不同，海拔高度不同，大气透明度改变，也都会造 成反射率变化。物体本身的变化也会引起反射率变化。如水中含沙量增加将 使水的反射率提高。
Satellite Oceanic Remote Sensing 7
3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.1海表反射辐射的大气传输
Spectra of Yellow Sea & East China Sea 200304 spring cruise
海洋气溶胶模型参数 （1～10 变化） 相对湿度百分比
Satellite Oceanic Remote Sensing
7
3.2 可见光与近红外遥感大气传输 3.2.2 海洋辐照度模型
2） 气溶胶散射项的计算式：
气溶胶散射透过率
La E0 cos s toz t w to t aa t r t as exp[ a a M ( s )] Fa 1 0.5 exp[( B1 B 2 cos s ) cos s ] B1 B3 [1.459 B3 (0.1595 0.4129 B3 )]
光谱区/μm 0.014～ 0.02波长/μm 0.017
2.7 4.3
波段 远紫外
辐射传输方程
第一章 基本概念 第二节 辐射传输 (radiance transfer) √ §1.2.1 传输方程 §1.2.2 源函数中散射的表达 §1.2.3 辐射传输方程的解
1/14
Maxwell方程组与辐射传输方程
麦克斯韦方程组描述了电磁场的基本规律。一般而 言，波长较长的电磁波波动性较为突出。在微波遥 感领域，更常看到用麦克斯韦方程组解释电磁波与 介质的相互作用。
5834离散纵标方法利用离散纵标方法可以将辐射传输方程中的散射相函数用勒让德多项式展开即用求和式代替方程中的积分式进而将原有的积分微分方程转化为微分方程组最终通过边界条件的代入求解辐射在几个特定方向由高斯点决定上的解析解
遥感物理
第五章 辐射传输方程
邓孺孺副教授
中山大学地理学院 遥感与地理信息工程系
遥感物理
II0e0/
请注意指数形式在辐射传输中的作用。
14/14
总结
两个概念：光学厚度、平面平行介质 一组不同表达形式的传输方程：
dI I J kds dI IJ
d dI IJ
d 传输方程的简单解（比尔定律）：e的指数形式
遥感物理
第一章 基本概念 第二节 辐射传输 (radiance transfer) §1.2.1 传输方程 √ §1.2.2 源函数中散射的表达 §1.2.3 辐射传输方程的解
如果在s=0处的入射强度为Iλ(0)，则在s1处， 其射出强度可以通过对上式的积分获得：
s1
I(s1)I(0)ex pk ( d)s 0
8/14
假定介质消光截面均一不变，即kλ不依赖于距离s， 并定义路径长度：
s1
u 0 ds
则此时出射强度为：
I(s1)I(0)eku
1/8
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Maxwell方程组与辐射传输方程
麦克斯韦方程组描述了电磁场的基本规律。一般而 言，波长较长的电磁波波动性较为突出。在微波遥 感领域，更常看到用麦克斯韦方程组解释电磁波与 介质的相互作用。
5834离散纵标方法利用离散纵标方法可以将辐射传输方程中的散射相函数用勒让德多项式展开即用求和式代替方程中的积分式进而将原有的积分微分方程转化为微分方程组最终通过边界条件的代入求解辐射在几个特定方向由高斯点决定上的解析解
遥感物理
第五章 辐射传输方程
邓孺孺副教授
中山大学地理学院 遥感与地理信息工程系
遥感物理
II0e0/
请注意指数形式在辐射传输中的作用。
14/14
总结
两个概念：光学厚度、平面平行介质 一组不同表达形式的传输方程：
dI I J kds dI IJ
d dI IJ
d 传输方程的简单解（比尔定律）：e的指数形式
遥感物理
第一章 基本概念 第二节 辐射传输 (radiance transfer) §1.2.1 传输方程 √ §1.2.2 源函数中散射的表达 §1.2.3 辐射传输方程的解
如果在s=0处的入射强度为Iλ(0)，则在s1处， 其射出强度可以通过对上式的积分获得：
s1
I(s1)I(0)ex pk ( d)s 0
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假定介质消光截面均一不变，即kλ不依赖于距离s， 并定义路径长度：
s1
u 0 ds
则此时出射强度为：
I(s1)I(0)eku
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空天热物理
空天热物理空天热物理是研究大气与空间环境中的热传输、能量转换和热力学过程的科学领域。
它涉及到大气中的辐射传输、对流传输和传导传输，以及空间中的太阳辐射、地球辐射和行星辐射等。
本文将从大气和空间两个方面，探讨空天热物理的相关内容。
一、大气中的热传输大气是地球表面与外界的界面，是热传输的重要场所。
大气中的热传输主要有辐射传输、对流传输和传导传输三种方式。
1. 辐射传输：辐射传输是指热量通过电磁波的辐射传播。
太阳辐射是大气中最重要的能量来源，它通过短波辐射的形式进入大气层，被地球吸收后再以长波辐射的形式释放出去。
大气中的水汽、气溶胶和云等物质会对辐射传输产生影响，形成温室效应。
2. 对流传输：对流传输是指热量通过大气中的气体运动传输。
热空气上升，冷空气下沉，形成对流运动。
对流传输对于大气的能量平衡和热量分布起着重要作用。
对流传输还会产生各种天气现象，如云、风、降水等。
3. 传导传输：传导传输是指热量通过分子间的直接碰撞传输。
在大气中，传导传输主要发生在大气的边界层和各层之间的接触面上。
传导传输的强度取决于温度梯度的大小和介质的导热性质。
二、空间中的热传输空间中的热传输主要涉及太阳辐射、地球辐射和行星辐射等。
1. 太阳辐射：太阳辐射是太阳能通过电磁波的辐射传播到地球或其他行星上的能量。
太阳辐射主要是通过可见光和短波红外辐射的形式传输到地球上，它是地球上生物活动和大气循环的重要驱动力。
2. 地球辐射：地球辐射是地球表面吸收太阳辐射后再通过长波红外辐射的形式向外传输的能量。
地球辐射的强度取决于地表的温度和地表特性，如植被覆盖、海洋分布等。
3. 行星辐射：行星辐射是行星表面向外辐射的能量。
行星辐射的强度取决于行星的温度和大气特性。
行星辐射对于行星的能量平衡和气候形成起着重要作用。
空天热物理研究的内容还包括热力学过程，如大气中的湿空气的饱和蒸汽压、相变过程等。
此外，空天热物理还涉及到大气和空间环境中的温度分布、温度变化和能量转换等方面的研究。
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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)
TRMM
5
(美国,日本)
VISSR可见光红外光
GMS
2
旋转式辐射扫描仪
(日本)
VISSR可见光红外光 METEOSA
160urad
气象
海洋叶绿素 生物生产率
10
温室气体制图
3.75,10.8 12.0
2km/无
0.5-0.75 10.5-12.5
1.252.5km/无
0.5-12.5
2.5×2.5km
18
0.14
5×5km/无
云辐射
地球制图 云覆盖
地球 大气观测
主要的航空成像红外光谱仪
传感器 AMSS航空多光谱扫描仪
d ,L k ,sedc ( u L , B ,T)
或者写为
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
这种形式的传输方程又称为Schwarzchild方程。
这个传输方程是一个一阶线性微分方程。给出边条件就可得解。下面分
别对于L↑及L↓给出边界条件。
(1) 在大气上界 u 处u，z 由于宇宙空间没有长波辐射投入，故有： 时u， uz ，L,(uz) 。0 F(uz) 0
90
2.5-7.0
90
6.0-14.5
100
1.0-5.2
工作期间 始于1985年
视场 (度)
92
瞬时视 场mrad
2.1×3.1
用途 环境监测
始于1991年 65或104 2或5.0
云,陆地测量
始于1993年
80
1.2×1.2 陆地表面观测
始于1993年 始于1994年 始于1986年 始于1991年
潜传 分 热导 子
热
土 壤 热 通 量
地表温度是
地球表面与大气 相互作用过程中 的一个动态的热 平衡参量，它综 合了地表与大气 之间能量交换的 全部结果。
·热红外遥感是一种重要的对地观 测手段 地表温度与海面温度 ·热红外遥感在环境动态监测中具 有宏观、动态的优点，如农作物旱 情遥感监测、全球环境变化和中长 期天气预报研究； ·热红外遥感信息机理研究是遥感 定量化的关键环节 ·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。
1km×1k m
云,海面温度
1.4 海面温度植被,气
溶胶
78
24
地球辐射平衡
1km×10 km
大气温度 水分及化学
碳循环
大气温度湿度
大气
8.78
中等分辨率
制图
大气辐射
陆地和 水资源管理
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
MODIS中等高分辨率成
EOS
36
像光谱辐射仪
（美国）
SCARAB辐射收支 POEM/ENVIS 4
国别
波段数
澳大利亚
6
波段范围 ()
8.5-12.0
ASTER模拟仪器
美国
20
8-12
CIS中国成像光谱仪
DAIS-7915数值式 航空成像光谱仪
DAIS-16115数值式 航空成像光谱仪
GER-63通道扫描仪
中国 美国 美国 美国
1
3.53-3.94
2
10.5-12.5
1
3.0-5.0
6
8.7-12.7
Ø 地气系统发射的能量也称为热红外辐射或地球辐 射。
Ø 大气中各种气体能够捕获热红外辐射是大气的特 性，所以称为大气效应，也称为温室效应。
大气长波辐射传输的特点
Ø 通常假定局地热平衡的无散射平面平行大气；
Ø 各种气体成份在长波波段有很多吸收带；
Ø 长波波段分子散射截面很小，可以忽略
l 空气分子Rayleigh散射截面与波长四次方成反比，地气热辐射 98%在4~120微米范围
l 吸收率几乎不随波长变化； l 吸收率接近黑体
海洋
0.96
石灰石
0.91
麦地
0.93
黄土
0.85
雪 砂土 草地 黑土
0.995 0.89 0.84 0.87
无散射大气LW辐射传输方程
辐射传输的普遍方程
d I( d ;,) I( ;,) J ( ;,)
Ø 考虑局域问题时，大气处于热力学平衡状态，同 时是平面平行结构。按波数域表达为
6
3.0-5.0
12
Байду номын сангаас
8.0-12.0
6
8.0-12.5
ISM红外成像光谱仪
MAS MODIS航空 模拟仪器
MIVI多光谱红外 及可见光光谱仪 MUSIS多光谱
红外照相机 SMIFTS空间可调成像傅立
叶变换光谱仪
法国 美国 美国 美国 美国
64
1.6-3.2
50
0.547-14.521
10
8.2-12.7
气系r统的全球反照率，则由斯蒂芬-玻尔兹曼发射
定律，我们得到平衡方程：
Ø S ·ae2( 1 r) = Te4 ·4ae2
ae是地球半径；S是太阳常数，代表在大气顶获得 的能量；Te代表地气系统的平衡温度。
于是有：Te = [S (1 r) /4 ]1/4 约为255 K
Ø 根据第1章的普朗克定律和维恩位移定律可知， 由地球和大气发射的辐亮度小于太阳辐射的强度， 而地球辐射场的峰值强度的波长大于太阳辐射峰 值强度的波长。
水汽红外区吸收带很强，又占有较宽的波段，是最主要的吸收物质， 即使在大气窗区也仍然有不可忽略的弱吸收作用，如果对海面温度的 测量精度要求在±0.5℃以内，则修正大气效应便成为SST的主要问题。
大气在14微米以上，可以看成是近于黑体。地面14微米以上的远红 外辐射，不能透过大气传向空间。
除非有云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射 削弱极小，可以忽略不计。即使有云时，云中对长波的吸收作用很大， 较薄的云层已可以视为黑体。
3
自旋辐射扫描仪
T
(欧空局)
0.4-14.5 0.2-50.0 0.55-12.0 0.405-12.5
0.33-14.0
250m,500m, 1km/无 60km/无
5.73km/无
600m 星下点/无
10km/2-6km
250,5001 地球物理过程大气
000m
海洋陆地
100 48×48 全球辐射收支
0.5
化学蒸发
光谱特征
0.77
陆地表面观测
热外遥感应用
地球表面热量平衡示意图
射入太阳辐射 行星反照率
100
31
红外热辐射
69
云
和 大
到直
气 反
达接
射
地通
放大 射气
大气吸收 （云）
表过
经 过 大
地大
球 反
气
气
射
（
太
云 ） 散 射
阳 辐 射
放 射
光合作用
地 球
放 射
大气（云）下行辐射
反 射 大 气
显 热
大气不仅是削弱热红外辐射的介质，而且它本身也发射热红外 辐射，有时甚至发射的辐射会超出吸收的部分。
总之，热红外辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射在无散射 但有吸收又有发射的介质中的传输。
热红外光谱和温室效应
Ø 地气系统维持辐射平衡状态，吸收太阳辐射的同 时，也向太空发射辐射，地气系统发射的辐射称 为热红外辐射。由能量守恒原理，令 表示地
先考虑ｚ高度以上气层向下的辐射。对于光学质量为du的气层元，自
方向，射入此气层的辐射 要经过L ,
光du学s质ec量的吸收。此微分
层对于 的吸L收 , 率为 ： A
A
dL L
k0,secdu
按照基尔霍夫定律，A 也就是气层元在 方向上的放射率。气层在 方向放射的辐射亮度为 A B, :
A B , k0 ,sedc B u ,T
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)
TRMM
5
(美国,日本)
VISSR可见光红外光
GMS
2
旋转式辐射扫描仪
(日本)
VISSR可见光红外光 METEOSA
160urad
气象
海洋叶绿素 生物生产率
10
温室气体制图
3.75,10.8 12.0
2km/无
0.5-0.75 10.5-12.5
1.252.5km/无
0.5-12.5
2.5×2.5km
18
0.14
5×5km/无
云辐射
地球制图 云覆盖
地球 大气观测
主要的航空成像红外光谱仪
传感器 AMSS航空多光谱扫描仪
d ,L k ,sedc ( u L , B ,T)
或者写为
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
dd L,uk0,sec(L ,B,T)
这种形式的传输方程又称为Schwarzchild方程。
这个传输方程是一个一阶线性微分方程。给出边条件就可得解。下面分
别对于L↑及L↓给出边界条件。
(1) 在大气上界 u 处u，z 由于宇宙空间没有长波辐射投入，故有： 时u， uz ，L,(uz) 。0 F(uz) 0
90
2.5-7.0
90
6.0-14.5
100
1.0-5.2
工作期间 始于1985年
视场 (度)
92
瞬时视 场mrad
2.1×3.1
用途 环境监测
始于1991年 65或104 2或5.0
云,陆地测量
始于1993年
80
1.2×1.2 陆地表面观测
始于1993年 始于1994年 始于1986年 始于1991年
潜传 分 热导 子
热
土 壤 热 通 量
地表温度是
地球表面与大气 相互作用过程中 的一个动态的热 平衡参量，它综 合了地表与大气 之间能量交换的 全部结果。
·热红外遥感是一种重要的对地观 测手段 地表温度与海面温度 ·热红外遥感在环境动态监测中具 有宏观、动态的优点，如农作物旱 情遥感监测、全球环境变化和中长 期天气预报研究； ·热红外遥感信息机理研究是遥感 定量化的关键环节 ·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。
1km×1k m
云,海面温度
1.4 海面温度植被,气
溶胶
78
24
地球辐射平衡
1km×10 km
大气温度 水分及化学
碳循环
大气温度湿度
大气
8.78
中等分辨率
制图
大气辐射
陆地和 水资源管理
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
MODIS中等高分辨率成
EOS
36
像光谱辐射仪
（美国）
SCARAB辐射收支 POEM/ENVIS 4
国别
波段数
澳大利亚
6
波段范围 ()
8.5-12.0
ASTER模拟仪器
美国
20
8-12
CIS中国成像光谱仪
DAIS-7915数值式 航空成像光谱仪
DAIS-16115数值式 航空成像光谱仪
GER-63通道扫描仪
中国 美国 美国 美国
1
3.53-3.94
2
10.5-12.5
1
3.0-5.0
6
8.7-12.7
Ø 地气系统发射的能量也称为热红外辐射或地球辐 射。
Ø 大气中各种气体能够捕获热红外辐射是大气的特 性，所以称为大气效应，也称为温室效应。
大气长波辐射传输的特点
Ø 通常假定局地热平衡的无散射平面平行大气；
Ø 各种气体成份在长波波段有很多吸收带；
Ø 长波波段分子散射截面很小，可以忽略
l 空气分子Rayleigh散射截面与波长四次方成反比，地气热辐射 98%在4~120微米范围
l 吸收率几乎不随波长变化； l 吸收率接近黑体
海洋
0.96
石灰石
0.91
麦地
0.93
黄土
0.85
雪 砂土 草地 黑土
0.995 0.89 0.84 0.87
无散射大气LW辐射传输方程
辐射传输的普遍方程
d I( d ;,) I( ;,) J ( ;,)
Ø 考虑局域问题时，大气处于热力学平衡状态，同 时是平面平行结构。按波数域表达为
6
3.0-5.0
12
Байду номын сангаас
8.0-12.0
6
8.0-12.5
ISM红外成像光谱仪
MAS MODIS航空 模拟仪器
MIVI多光谱红外 及可见光光谱仪 MUSIS多光谱
红外照相机 SMIFTS空间可调成像傅立
叶变换光谱仪
法国 美国 美国 美国 美国
64
1.6-3.2
50
0.547-14.521
10
8.2-12.7
气系r统的全球反照率，则由斯蒂芬-玻尔兹曼发射
定律，我们得到平衡方程：
Ø S ·ae2( 1 r) = Te4 ·4ae2
ae是地球半径；S是太阳常数，代表在大气顶获得 的能量；Te代表地气系统的平衡温度。
于是有：Te = [S (1 r) /4 ]1/4 约为255 K
Ø 根据第1章的普朗克定律和维恩位移定律可知， 由地球和大气发射的辐亮度小于太阳辐射的强度， 而地球辐射场的峰值强度的波长大于太阳辐射峰 值强度的波长。
水汽红外区吸收带很强，又占有较宽的波段，是最主要的吸收物质， 即使在大气窗区也仍然有不可忽略的弱吸收作用，如果对海面温度的 测量精度要求在±0.5℃以内，则修正大气效应便成为SST的主要问题。
大气在14微米以上，可以看成是近于黑体。地面14微米以上的远红 外辐射，不能透过大气传向空间。
除非有云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射 削弱极小，可以忽略不计。即使有云时，云中对长波的吸收作用很大， 较薄的云层已可以视为黑体。
3
自旋辐射扫描仪
T
(欧空局)
0.4-14.5 0.2-50.0 0.55-12.0 0.405-12.5
0.33-14.0
250m,500m, 1km/无 60km/无
5.73km/无
600m 星下点/无
10km/2-6km
250,5001 地球物理过程大气
000m
海洋陆地
100 48×48 全球辐射收支
0.5
化学蒸发
光谱特征
0.77
陆地表面观测
热外遥感应用
地球表面热量平衡示意图
射入太阳辐射 行星反照率
100
31
红外热辐射
69
云
和 大
到直
气 反
达接
射
地通
放大 射气
大气吸收 （云）
表过
经 过 大
地大
球 反
气
气
射
（
太
云 ） 散 射
阳 辐 射
放 射
光合作用
地 球
放 射
大气（云）下行辐射
反 射 大 气
显 热
大气不仅是削弱热红外辐射的介质，而且它本身也发射热红外 辐射，有时甚至发射的辐射会超出吸收的部分。
总之，热红外辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射在无散射 但有吸收又有发射的介质中的传输。
热红外光谱和温室效应
Ø 地气系统维持辐射平衡状态，吸收太阳辐射的同 时，也向太空发射辐射，地气系统发射的辐射称 为热红外辐射。由能量守恒原理，令 表示地
先考虑ｚ高度以上气层向下的辐射。对于光学质量为du的气层元，自
方向，射入此气层的辐射 要经过L ,
光du学s质ec量的吸收。此微分
层对于 的吸L收 , 率为 ： A
A
dL L
k0,secdu
按照基尔霍夫定律，A 也就是气层元在 方向上的放射率。气层在 方向放射的辐射亮度为 A B, :
A B , k0 ,sedc B u ,T