第五章大气中的热红外辐射传输
第五章_2节_辐射的基本定律
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。
大气中的热红外辐射传输
陆地海洋生态环境监测
陆地海洋生态环境监测
环境监测 地质研究
地质云雪植被
地球物理大气海洋陆地表面
地质和环境 研究
化学蒸发 光谱特征
SMIFTS空间可调成像傅立叶变换光谱仪
美国
100
1.0-5.2
始于1993年
0.7
0.77
陆地表面观测
传 感 器
国 别
在大气中任一高度ｚ处，向上和向下的辐射为L↑,L↓,辐射通量密度为F ↑， F↓。
按照基尔霍夫定律， 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 : 式中 ，是绝对黑体辐射亮度，可由温度、波长按普朗克定律定出。 向下辐射 经过du气层，在 方向的变化为
02
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；
04
必须把大气的发射和吸收同时考虑；
热红外辐射的大气传输方程
1
通过大气中某一水平面的长波辐射通量密度 应当由该面上的辐射亮度 对半球空间积分求得，即：
2
一般说，大气中 是 的函数，但是与 无关，所以有
若只考虑经过气层的吸收削弱时， 方向辐射亮度 的变化为： 上式中 为气层中吸收物质的订正光学质量， 不随z而变。
11
0.405-12.5
600m 星下点/无
TMG温室气体 干涉监测仪
ADEOS (日本)
0.33-14.0
10km/2-6km
10
VIRS可见光 红外光扫描仪
TRMM (美国,日本)
5
3.75,10.8 12.0
2km/无
VISSR可见光红外光 旋转式辐射扫描仪
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。
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
辐射传输方程
d[I(, )e/]1J(, )e/
d
2/8
上式乘以 dτ 后，两边对 τ 积分，即可求得带有源 函数的传输方程的解。
作业2
根据带有源函数的传输方程的解，请给出τ=0处 的辐射强度 I(0, Ω)与τ= τ 0处的辐射强度I(τ 0, Ω) 之间的关系表达式，并简要解释其物理含义。 (提示：解释时，注意 z 与τ 之间存在反向关系)
13/14
对于平面平行大气，且忽略大气中的多次散射 和发射，则传输方程为：
dI I d
上式的解为：
I I 0 ex d ( p z )/ ( ) I 0 ex ( ) p ( 0 [ )/( ) ] 0
定义τ0= τ(0)为大气整层光学厚度，注意到τ(∞)=0， 因此有：
dI I J
kds
这就是不加任何座标系的普遍传输方程，它是讨论任何 辐射传输过程的基础。
求解辐射传输方程时，最难解决的是Jλ。
7/14
比尔-布格-朗伯 (Beer-Bouguer-Lambert)定律
当忽略多次散射和发射的增量贡献时，辐射 传输方程可以简化为：
dI I kds
3/8
源函数只考虑介质发射情况下的解
当源函数只考虑介质发射时，辐射传输方程 相对考虑散射时要简单得多，因为它不需要 考虑各方向散射辐射因素，即不用再对方向 积分。此时的辐射传输方程可以写为：
d( I, ) I( , )B [T ()] d
B(T)为普朗克函数，是物体亮温为T时发射 的出射辐射亮度，它的强度与出射方向无关， 即各向均一。
1/11
散射
电磁波通过介质时，会发生散射，即电磁波 有可能改变方向。因此使某一方向的电磁波 强度发生变化，可能减弱，也可能增强。
第五章：大气中的热红外辐射传输[精选]
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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)
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讲解
13
——红外技术及应用
14
——红外技术及应用
§ 5.2 大气中的主要吸收气体和主要散射粒子
大气中的主Hale Waihona Puke 吸收气体由水蒸气、二氧化碳、和臭氧等。
7
——红外技术及应用
含量分布：多集中在大气的底层，随时间、地区和天气 条件而变化（陆上多于海上,城市多于乡村， 冬季多于夏季 ）
作用:(1)吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热，对地面 和空气温度有一定影响；
(2)使大气能见度变坏 ； (3)充当水汽凝结的核心，对云、雨的形成起重要
作用。
2.液体微粒
定义：悬浮大气中的水滴、过冷水滴和冰晶等水汽凝结 物。
——红外技术及应用
第五章 红外辐射在大气中的传输
1
——红外技术及应用
• 教学目的：本章着重让学生理解红外辐射在大气中传输时 发生衰减的物理起因，了解红外辐射在大气中的传输特性 以及学会使用软件来计算大气透射率。
• 学时分配：4 • 重点、难点：吸收衰减、散射衰减、大气透射率的计算。
2
——红外技术及应用
少，冬季较多；城市较多，农村较少)强烈吸收长波辐 射,影响大气和地面温度；但含量过高影响会响人类健 康。
6
——红外技术及应用
水汽
来源：江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发 . 分布：集中在大气底层，一般随高度的增高而减少 ;且因纬度、地势高
低以及海陆的不同而有差异：低纬＞高纬、夏季＞冬季、湿润地 区＞干旱地区
• （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。
第五章 红外辐射在大气中的传输
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
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
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）
辐射在大气中的传输课件
地球科学中的应用
地质勘测
遥感卫星利用辐射传输原理，通过测 量地表的反射和发射的辐射，推断出 地表岩石、土壤和植被的类型，帮助 地质学家进行地质勘测。
地球磁场的研究
地球的磁场对辐射的传输有重要影响 ，通过研究辐射在大气中的行为，科 学家可以更深入地了解地球的磁场。
环境监测和保护中的应用
空气质量监测
瑞利散射
小颗粒对光的散射，主要影响晴朗天空的颜色 。
米氏散射
大气中的气溶胶对光的散射，影响天空的能见 度。
非球形颗粒散射
不规则颗粒的散射，影响特定波长和方向的散射。
大气中辐射的衰减系数
01
吸收系数
描述辐射在大气中被吸收的程度 。
散射系数
02
03
衰减系数
描述辐射在大气中被散射的程度 。
综合考虑吸收和散射的影响，表 示辐射在大气中总体的衰减程度 。
辐射在大气中的传输
目录
CONTENTS
• 辐射的基础知识 • 大气对辐射的吸收和散射 • 辐射在大气中的传输模型 • 辐射在大气中的传输现象 • 辐射在大气中的传输应用 • 辐射安全与防护
01 辐射的基础知识
辐射的定义和类型
定义
辐射是能量以波或粒子的形式在空间 中传播的过程。
类型
根据传播的媒介，辐射可以分为电磁 辐射和粒子辐射。电磁辐射包括无线 电波、可见光、紫外线和X射线等； 粒子辐射包括电子、质子、中子和重 离子等。
慢性辐射损伤
长期接触低剂量辐射可引起慢性 辐射损伤，如造血系统障碍、免 疫系统障碍等。
遗传效应
辐射可引起基因突变和染色体畸 变，增加后代出生缺陷和遗传疾 病的风险。
辐射防护的基本原则
尽可能减少不必要的照射
第五章地面和大气中的辐射过程2
各类云的平均反照率
式中 为辐射传输方向和天顶方向的夹角，令
d L kab, [ L B (T )] sec d z
m
d L k ab, [ L B (T )] dz
m cos，得
上式称为施瓦茨恰尔德 (Schwarzchild) 方程。普朗克函数Bλ (T)代表源函数， 表征由于热辐射造成辐亮度的增强，式中空气温度T = T(z)，随高度而变化。 由于垂直坐标系统应用不太方便，常引进光学厚度座标（图）。按通常习惯， 光学厚度向下为正。
吸收长波辐射的主要是H2O，其 次是CO2和O3
整层大气和大气各气体成份的吸收光谱 (a)太阳(假定6000K)和地球(假定255K)的黑体辐射 谱；(b)整层大气的吸收谱；(c)11km高度以上大气 吸收谱；(d)整层大气中不同气体成分的吸收谱
从图（b）中可以看出，在0.29μm以下，吸收 率等于1，即大气把太阳辐射中小于0.29mm的 紫外辐射几乎全部都吸收了。这一部份辐射的主 要吸收气体是O2 , O和O3。它主要发生在平流层 的中下部，这里紫外辐射导致氧分子的光分解产 生原子氧并最后形成臭氧层，而臭氧对紫外辐射 有强烈的吸收。 在可见光区(0.4-0.7mm)，大气的吸收很少，只 有不强的吸收带。 在近红外波段，开始有一些吸收带，主要是水汽 的吸收。 波长再长一些，约在2.7μm附近，H2O 和CO2 有一个较强的吸收带，再往后，CH4也加入进来。 在红外波段，大气的吸收比较强，主要的吸收气 体是H2O和CO2。
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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
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
传感器
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
卫星/计划 波段数 光谱范围
( m )
空间分辨率 (水平/垂直)
视 场 瞬时视角
(度)
mrad
AIRS大气红外探测仪 EOS(美国) 2300;6 3.74-15.4 13.5km-1km 49.5
1.1
用途 大气温度湿度
ASTER高级空间热辐射 热反射探测器
热红外遥感
所有的物质，只要其温度超过绝对零度，就会 不断发射红外能量。常温的地表物体发射的红外 能量主要在大于3微米的中远红外区，是热辐射。 热红外辐射不仅与物质的表面状态有关，而且是 物质内部组成和温度的函数。在大气传输过程中， 它能通过3-5微米和8-14微米两个窗口。
热红外遥感就是利用星载或机载传感器收集， 记录地物的这种热红外信息，并利用这种热红外 信息来识别地物和反演地表参数和温度、湿度和 热惯量等。
4
多光谱扫描仪
(中国/巴西)
0.69-14.95
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
地球大气中的辐射过程，一般认为在地面以上至60km的大气仍可 视为处于局地辐射平衡状态。地表与大气耦合面能量交换过程复杂， 一般在几个微米的表层内，处于非热平衡状态。
热红外遥感系统
热红外遥感在海面温度、陆面温度、大气温度、大气 水汽、云顶温度的遥测中具有无可替代的地位。热红外遥 感传感器的发展十分迅速，现在使用和即将投入使用的热 红外传感器达几十种之多。我们把主要的热红外传感器的 有关信息列于下表。
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
ISM红外成像光谱仪
中国 美国 美国 美国 法国
1
3.53-3.94
始于1993年
80
1.2×1.2 陆地表面观测
2
10.5-12.5
1
3.0-5.0
始于1993年
64-78 3.3,2.5或 陆地海洋生态环
MUSIS多光谱 红外照相机
SMIFTS空间可调成像傅立 叶变换光谱仪
美国 美国 美国 美国
50
0.547-14.521
始于1992年
85.92
10
8.2-12.7
始于1993年
星下点/无
HiRDLA高分辨率临界动
EOS
21
6.0-18.0
10km/1km
态分辨仪
(美国)
GLI全球成像仪
ADEOSII
34 可见光,近红外,
1km
(日本)
热红外
HIRS/21高分辨率红外辐 NOAA-11 (美 20
射探测仪
国)
ILAS改进型临边
ADEOS
3
大气光谱仪
(日本)
IR-MSS红外
CBERS
ATSR纵向扫描辐射仪
EOS (美国)
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)
(印度)
0.52-17.5
23.5m/无
21urad 陆地表面,水和云
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)
关于热辐射
空间所有的物体都通过辐射方式交换着能量，如果没有其它方 式的能量交换，则一物体热状态的变化就决定于放射与吸收辐射能量 的差值。当物体的辐射能量等于吸收的外来辐射能量，这时该物体处 于热平衡状态，因而我们可以用一函数温度 来描写它。热力学定律 可以用于研究平衡辐射的吸收与放射的规律。
一般来说，物体的辐射能量收支并不相等，物体处于非辐射平衡 状态。但是如果辐射热交换过程相当的慢，以致物体中的内能的分布 来得及变化均匀，并继续处于热平衡状态，那这时的辐射可视为具有 准平衡性质。此时，物体的温度是在变化的，但每一给定的瞬时，物 体的状态都可以看作是平衡的，仍可用一定的温度来描述它。
地球制图 云覆盖
地球 大气观测
传感器 AMSS航空多光谱扫描仪
主要的航空成像红外光谱仪
国别
波段数
澳大利亚
6
波段范围 ()
8.5-12.0
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
ASTER模拟仪器
美国
20
8-12
始于1991年 65或104 2或5.0
云,陆地测量光谱辐射仪
（美国）
SCARAB辐射收支 POEM/ENVIS 4
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)
6
8.7-12.7
5.0
境监测
6
3.0-5.0
始于1994年
78
12
8.0-12.0
3
陆地海洋生态环
境监测
6
8.0-12.5
始于1986年
90
3.3,2.5或
环境监测
5.0
地质研究
64
1.6-3.2
始于1991年 40可选 1.2×11 地质云雪植被
MAS MODIS航空 模拟仪器
MIVI多光谱红外 及可见光光谱仪
250,5001 地球物理过程大气
000m
海洋陆地
100 48×48 全球辐射收支
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