第五章：大气中的热红外辐射传输

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。

通常假定局地热平衡的无散射平面平行大气；


各种气体成份在长波波段有很多吸收带；
长波波段分子散射截面很小，可以忽略

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

沙尘、云降水粒子在长波区散射明显小于吸收作用，近 似时可不考虑散射作用

一般气溶胶对长波辐射传输影响小；沙尘粒子尺度和数密度较 大，云滴、雨滴的尺度更大，其对长波辐射的散射和吸收需要 考虑
反 射 大 气 下 行 辐 射 显 热 潜 热 分 子 热 传 导
地 球 放 射 光合作用
大 气 （ 云 ） 放 射
土 壤 热 通 量
·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
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
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。
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
传 感 器 卫星/计划 波段数 光谱范围 ( m ) 3.74-15.4 8-12 3.7,11.0 12.0 0.58-12.4 空间分辨率 (水平/垂直) 13.5km-1km 90m/无 1km×1km 1.1km 星下点/无 21km 星下点/无 10km/1km 视场 (度) 49.5 瞬时视角 mrad 1.1 21urad 1km×1k m 1.4 用 途 大气温度湿度 陆地表面,水和云 云,海面温度 海面温度植被,气 溶胶 地球辐射平衡 大气温度 水分及化学 碳循环

大气长波辐射传输的特点

大气顶没有长波向下辐射源（边界条件）； 地面对长波辐射的吸收有两个特点：

吸收率几乎不随波长变化；
吸收率接近黑体 0.96 0.91 0.93 0.85 雪 砂土 草地 黑土 0.995 0.89 0.84 0.87
海洋 石灰石 麦地 黄土
无散射大气LW辐射传输方程
ISTOK-1红外光谱辐射仪 系统 LISS-3线形成像自扫描传 感器3型 PRIRODA-1 (俄罗斯) IRS-1C/1D (印度)
大气温度湿度
大气
4
64 4
0.5-12.5
0.4-16.0 0.52-17.5
78m,156m/无
0.75-3km/无 23.5m/无
8.78
中等分辨率 制图
大气辐射 陆地和 水资源管理
通过大气中某一水平面的长波辐射通量密度 辐射亮度 对半球空间积分求得，即：
环境监测 云,陆地测量 陆地表面观测 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 陆地表面观测
美国 美国
始于1994年 始于1986年
78 90
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
·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。
辐射传输的普遍方程

d I ( ; , ) d I ( ; , ) J ( ; , )
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

d I ( , ) d I ( , ) B ( , ) I ( , ) B ( , )
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。 地气系统发射的能量也称为热红外辐射或地球辐 射。 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

d I ( , ) d
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。
热红外光谱和温室效应
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 气系统的全球反照率，则由斯蒂芬-玻尔兹曼发射 r 定律，我们得到平衡方程： S · ae2( 1 r = Te4 · ae2 ) 4 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 )
第五章 大气中的热红外 辐射传输
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。
EOS （美国） POEM/ENVIS AT-1(欧) FY-2中国
ALMAZ-IB (中/俄) ADEOS (日本) TRMM (美国,日本)
36 4 3
11
0.4-14.5 0.2-50.0 0.55-12.0
0.405-12.5
250m,500m, 1km/无 60km/无 5.73km/无
600m 星下点/无 10km/2-6km 2km/无
法国 美国
64 50
1.6-3.2 0.547-14.521
始于1991年 始于1992年
40可选 85.92
美国 美国 美国
10 90 90 100
8.2-12.7 2.5-7.0 6.0-14.5 1.0-5.2
始于1993年 始于1989年 始于1993年
70 1.3 0.7
2.0 0.5 0.77
现在及将来地球观测计划红外传感器概览(星载部分)
250,5001 地球物理过程大气 000m 海洋陆地 100 48×48 160urad 全球辐射收支 气象
海洋叶绿素 生物生产率 10 温室气体制图 云辐射
MODIS中等高分辨率成 像光谱辐射仪 SCARAB辐射收支 扫描仪 SR扫描辐射仪
SROM海洋监测 光谱辐射仪 TMG温室气体 干涉监测仪 VIRS可见光 红外光扫描仪
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。
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ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ散射 但有吸收又有发射的介质中的传输。
3
21
0.3-12.0
6.0-18.0
78
24
1km×10 km
34 20
3
可见光,近红外, 热红外 0.69-14.95
0.753-11.77
1km 20.4m/无
13km/2km
HIRS/21高分辨率红外辐 NOAA-11 (美 射探测仪 国) ADEOS ILAS改进型临边 大气光谱仪 (日本) CBERS IR-MSS红外 多光谱扫描仪 (中国/巴西)
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）
经 过 大 气 （ 云 ） 散 射
地 球 反 射 太 阳 辐 射
直 接 通 过 大 气 到 达 地 表
大 气 放 射
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。
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)
大气长波辐射传输的特点

长波辐射传输中，介质气层的发射作用不能忽略，用 Planck函数表示。

当气层温度超过入射光源的温度，气层发射的能量会超过它吸 收的能量，使向前传输的辐射增强；

太阳辐射可近似为平行辐射，而地气系统长波辐射各处 都是光源，即地面和大气辐射是漫射辐射，因此在平面 平行大气中红外波段辐射传输与方位无关，只与天顶角 有关 大气垂直方向密度不均匀，向上和向下传输不同，常将 传输方程表达成向上和向下两种形式
AMSS航空多光谱扫描仪 ASTER模拟仪器 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
澳大利亚 美国 中国 美国
6 20 1 2 1 6 6 12 6
始于1985年 始于1991年 始于1993年 始于1993年
0.33-14.0 5 3.75,10.8 12.0
VISSR可见光红外光 旋转式辐射扫描仪
VISSR可见光红外光 自旋辐射扫描仪
GMS (日本)
METEOSA T (欧空局)
2
0.5-0.75 10.5-12.5
0.5-12.5
1.252.5km/无
2.5×2.5km 5×5km/无 18 0.14