遥感物理讲座 第七章 地球大气对电磁辐射传输效应影响

➢ 从海平面至等温层顶部24km高度之间的大气，又统称低层大 气。低层大气中，除了O3、H2O之外，其他各种气体分子所占的 比例几乎保持不变，它们的分布符合n=noe-h/H 的关系。大气中的 水汽主要分布在5km以下，在12km以上几乎不存在水汽。此外， 气溶胶也主要分布在5km以下的大气中 。
图 大气气溶胶的分布
E＝（ω2/RC2）PoSinθ。因而散射强度：I∝E2∝ω4∝（1/λ4）。P为偶极矩，ω为振动的圆周率。 即散射的强度与波长λ的四次方成反比。 如果入射波的强度I。＝E2，故向某一θ方向的散射波的强度 为：
➢ 该式即瑞利散射公式，说明散射辐射的强度与入射 辐射的强度成正比，与散射介质的体积成正比，但与入 射辐射波长的四次方成反比。所以短波辐射的散射很强 ，长波辐射的散射较弱。
由理想气体方程式：P＝nkT。 k为波耳兹曼常数，T为绝 对温度。 (dP/P)=-(mg/kT) dh，P=Poe -∫ho(mg/kT) dh 。
Po是高度为h＝0处的压强，P是高度为h处的压强。 如果m、T均不随h改变。P＝Poe-h/H 其中：H= kT/mg。 n=noe-h/H
➢ 大气压力或单位体积内的分子数随高度h作指数衰减。H称 为大气层的标高，是压力变化e倍所对应的高度。
➢ 地球大气由气体及固态、液态悬浮微粒等组成。大气气体组分包括不变成分和可变成分两种。
➢ 大气的不变成分的气体：从地球表面直至80km的高度，气体的相对含量基本保持不变，如氮、 氧、氩的含量最高，三者之和，占大气总体积的99．96％。
➢大气中可变成分的气体：主要是水蒸气(H2O)和臭氧(O3)，它们的含量随温度及高度而变化。 水蒸气含量随高度的增加而迅速成少。在海平面上，大气中水蒸气含量可高达2％，在距海平面
如：温度T＝273K，大气的标高H＝7．99km。
➢ 大气质量的99％集中在离地面30km高度之内，其中一半在 离地面5.5km以下，四分之一集中在5.5一l l km高度之间。
图 大气的垂直分布结构
➢ 大气在垂直地表方向分布， 按热学性质分为对流层、平流层、中气层和增温层(也称热层)。 ➢ 大气的底层是对流层，它向上伸展的高度与纬度有关，在两极上空仅为7—8km，而在赤道 上空却有16—19km。 在对流层内平均每升高 l km温度下降6．5K。对流层的上限称为对流层顶， 它的高度视纬度、季节而改变，甚至同一地点，每天的高度都不一样。
四、瑞利散射
➢ 电磁辐射在传播过程中，由于介质的不均匀性而产生散射现象。介质中微粒密度的局部涨落尺度 与电磁辐射波长相比较，如果小于1／l0波长，产生的散射称为瑞利散射，如大气分子的散射。
➢ 在瑞利散射中由于质点的尺寸小于波长的l／10，质点的运动可以用感生偶极子模型来描述。 由 于分子的线度远小于波长，所以可把分子的强迫运动看成一偶极子辐射。
➢ 平流层的范围是从对流层顶至50km。在平流层几乎看不到有天气现象。平流层的下部有一 个明显的等温层，等温层约延伸到24km处。从等温层向上温度缓慢的增加， 因为有臭氧吸收紫 外线的缘故。在50km处达到平流层顶，这里的温度稍低于海平面的温度。由于臭氧的分布不均 匀，而且随季节变化，所以平流层内的温度 在空-间上都有很大变化，并存在季节性强风环流。
图 瑞利散射强度随波长的变化
➢ 瑞利散射公式表明，散射强度不是各向同性的，而与sin2θ成正比。如果入射的线偏振波沿x 方向传播，电场矢量E的振动方向是y轴，则极化偶极子的振动方向也是y轴方向，偶极子辐射 引起的电磁波传播方向如下图(a)所示，它向各方向散射的电磁波也是线偏振的，偏振的方向 也如该图(a)所示。散射光强与sin2θ成正比，在xy平面内辐射强度的分布如下图(b)所示，由于 图中φ＝（π/2）—θ，故光强分布正比于cos2φ，如把xy平面内的强度分布绕y轴旋转一周，即 可得到强度在三维空间的分布图。
13km以上的高度，水蒸气的含量很少，可以忽略不计。臭氧则与水蒸气相反，在近地面处，大
气中臭氧的含量极少，它随着高度的增加而增大，并在22km的高度上有一最大值，随后逐渐减
少。
表 大气的不变成分
➢ 大气中悬浮的大量固态和液态的微粒，包 括灰尘、烟尘、盐晶、冰晶和水滴等，直径 为0.01-30μm，统称为气溶胶。气溶胶中颗 粒直径小于0.5μm的微粒，又形成霾。
➢ 大气介质的另一种不均匀性是含有较大的微粒，它们的折射率与周围其它物质的折射率不同， 如乳状掖、气溶胶等，产生的散射称为米氏散射。散射造成的电磁辐射随传播距离的增加而不断 衰减，可见光谱段辐射与大气作用时，主要由于散射而导致衰减——消光，因而常用消光系数的 大小表示可见光散射的强弱。
二、大气成分
三、大气结构
➢ 地球大气圈的界限是从流星和北极光的最高发光点推算而得 的，距地球表面800km的高空，尚存在少许空气，因而通常将 大气厚度取为l000km。
➢ 大气的压力是空气柱的重量造成的。设在大气层中高度相差 dh的上、下两面的压差为dP，则dP应等于夹在层中的空气重量： dP＝—ρgdh＝一nmgdh。ρ为空气密度，g为重力加速度，n为 单位体积内空气的分子数,m为空气分子的平均质量。
➢ 大气效应对于遥感地球表面的辐射信息，却是一种不利因素。它不仅使传向太空的地表辐射信 息遭到衰减，而且由大气效应产生的天空光也一并进入遥感器，造成对地表辐射信息的干扰。
➢ 电磁辐射在传播过程中，由于介质的不均匀性而产生散射现象。介质中微粒密度的局部涨落尺 度与电磁辐射波长相比较，如果小于1／l0波长，产生的散射称为瑞利散射，如大气分子的散射。
《遥感物理》课程讲座-7 ----电磁辐射大气传输效应
内容
引言 大气成分 大气结构 瑞利散射 米氏散射 大气吸收 大气热辐射与大气折射 大气光学厚度 大气对太阳辐射的影响
一、引 言
➢ 电磁辐射与地球大气相互作用中，所产生的吸收、反射、散射与发射效应，与大气物质的成分 及形态有关。在大气遥感中气象卫星的主要探测目标，就是大气物质散射、反射和发射的电磁辐 射信息。
➢中气层下方的平流层由于臭氧的集中，而温度百度文库中气层高。中 气层内的温度随高度而递减，平均每上升l km，温度下降3K，大 约在80km高度处，温度降至最低点，约l78K，这也是整个大气 圈的最低温度。
➢ 增温层在中气层的上方，90km以上高度的温度非常高，这是 由于O2和N2的分解及离化导致升温，最高温度可达1500K。增温 层是大气的最外层，它没有确切的层顶界线。