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
中，吸收和散射是同时存在的。由此，我们可以 得到大气的光谱透射率为
() () s ()
式中τa(λ)，τb(λ)分别是与吸收和散射有关的透射 率。
然而，大气中并非只有一种吸收组分。假设大气 中由m种吸收组分，即
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。
即在0.55µm处的气象视距为17.9km。
3 利用λ0处的视程求任意波长处的光谱散射 系数µS(λ)
一般可以将散射系数表示为
s () Aq A14
式中的A，A1，q都是待定的常数。 上式中，第二项表示瑞利散射。在红外光谱区内，
瑞利散射并不重要，因此，只需考虑式中的第一 项，即
s () Aq
（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）。
6.1 地球大气的基本组成和气象条件
1 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%
ln s (0 , x)
由此式可知，只要测得已知距离x及透射率τS(λ0， x），就可以求得视距。
计算气象视程
例5-1 在距离x=5.5km，波长0.55µm处测 得的透射比τS(λ0，x）为30%，求气象视程 V。
解 : 将x，τS(λ0，x）代入式（6-188）
得
V - 3.91 5.5 17.9km ln 0.3
C0 (Lt0 Lb0 ) / Lb0
Lt>>Lb,Lb0=LbV 上式可变为
CV Ltv 0.02 C0 Lt0
在实际观察中，如果我们把一个很亮的目 标从x=0处移到距观测点x=V处时，对于 波长为λ0的亮度降到原亮度的2%，此时V 就是气象视程。
如果满足上述的假设，那么以x=0到x=V 之间的大气，在波长λ0处，对大气透射率的 影响只是由散射造成的，其透射率为
蒸气的质量，通常用符号ρw表示，其单位为g/m3。 所谓绝对湿度，是指水蒸气的密度。
3)饱和水蒸气压:
在由气体转变为液体过程中的水蒸气，称为饱和水 蒸气。在饱和空气中，水蒸气在某一温度下开始发 生液化时的压强，称为在该温度下的饱和水蒸气压， 用ps表示，它就是饱和状态下水蒸气的分压强，只 是温度的函数。
(6-185)
2 测量λ0处视程的原理 在已知的x距离上，在波长λ0处，测得大
气的透射率为τS(λ0，x），则有
s (0 , x) e s (0 )x
如果已知距离x在0～V之间，由于在整个视程内 的µS都是一样的，因此，可以将此式中的µS(λ0)代 入视程方程中，得到视程与已知距离处的透射率 之间的关系为 V - 3.91x
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。
（臭氧分布，图6-7）
4 大气中的主要散射粒子
气溶胶：云、雾、雨、冰晶、尘埃、碳粒子、 烟、盐晶粒以及微小的有生命机体。
尺度范围： 10 -3 ~ 10m
表6-6 大气中的散射质点
6.5 大气的吸收衰减
介质中的辐射场强度与介质的透过率密切相关。 因此，研究因大气的吸收和散射对辐射产生的衰 减是非常重要的。本节将研究大气吸收产生的衰 减
4)饱和水蒸气量:
某一空气试样中，处于某一温度时，单位体积内 所能容纳最大可能的水蒸气质量，用ρs表示，其单 位是g/m3。饱和空气中的水蒸气量，即饱和水蒸 气密度，只与温度有关。
5)相对湿度:相对湿度是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是水蒸气含量的比 值，用百分数RH表示
RH w Pw 6）露点温度:露点温度是给s 定P空s 气试样变成饱和状
态时的温度。
水蒸气的分布：图6-6
7) 可凝结水量（可降水量）单位mm
沿光线方向上所有的水蒸气在于光束有相 同截面的容器内凝结成水层的厚度。
水蒸气被折合成液体水的数量。
2 二氧化碳
随着高度的增加，二氧化碳对红外辐射的吸收虽 然减少，但不如水蒸气吸收减少得那么显著。因 此，在低空水蒸气的吸收对红外辐射的衰减起主 要作用；而在高空，水蒸气的吸收退居次要地位， 二氧化碳的吸收变得更重要了。
第6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。
1 水蒸气 水蒸气在大气中，尤其在低层大气中的含量较高， 是对红外辐射传输影响较大的一种大气成分。虽然 人眼看不见，但它的分子对红外辐射有强烈的选择 吸收作用。
水蒸气含量描述 1) 水蒸气压强:水蒸气压强是大气中水蒸气的分压强，
用符号pw表示，其单位是Pa。 2) 绝对湿度:绝对湿度是单位体积空气中所含有的水
s
(0
)
3.91 V
Aq0
A
3.91 V
q0
将式（6-193）代入式（6-190），就可以 得到任意波长λ处的散射系数µS(λ)与气象视 距及波长的关系式
s
()
3.91 ( 0 V
)q
把此式带入由纯散射衰减导致的透射率公
式，有
s
(
)
exp[
3.91 V
(
0
)
q
x]
描述
5000-200大气透射仪传 感器测量大气消光系数， 消光系数是散射系数和吸 收系数的总和。
(1) 大气的选择吸收 表6-9 大气中各吸收组分的红外吸收带 图6-8 红外吸收光谱
6.5.6 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
微小微粒，使辐射改变方向，从而使传播 方向的辐射能减弱。 散射比分子吸收弱
瑞利散射和米氏散射
1 气象视程与视距方程式
目标与背景的对比度随着距离的增加而减 少到2%时的距离，称为气象视程，简称为 视程或视距。
对比度C，即 C Lt Lb Lb
式中Lt为目标亮度；Lb为背景亮度
人眼对两个目标亮度的差异的区别能力是有限的， 这种限制的临界点称为亮度对比度阈。亮度对比度 阈通常以CV表示，对于正常的人眼来说，其标准值 为0.02。
2 大气的气象条件
所谓大气的气象条件，是 指大气的各种特性，如大 气的温度、强度、湿度、 密度等，以及它们随时间、 地点、高度的变化情况。
右图表示了海拔100km内 大气温度随高度变化的情 况。
大气温度 大气压强 大气密度
6.3 大气中的主要吸收气体和主要 散射粒子
大气中的主要吸收气体由水蒸气、二氧化 碳、和臭氧等。下面主要介绍这些气体的 浓度和变化范围。
对上式取对数，有
ln s () ln A q ln
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
1
q 0.585V 3
上式同样应能满足波长λ0处的散射系数。可 利用式（6-190）和式（6-185）得到
为了确定给定大气路程上分子吸收所决定的大气 透射率，可以有如下几种方法： （1）根据光谱 线参数的详细知识，一条谱线接一条谱线地做理 论计算； （2）根据带模型，利用有效的实验测 量或实际谱线资料为依据，进行理论计算； （3） 在所要了解的大气路程上直接测量； （4）在实 验室内模拟大气条件下的测量。