7第四章_红外辐射在大气中的传输 (2)

null第四章 红外辐射在大气中的传输第四章 红外辐射在大气中的传输null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。 null景物光学系统探测器大气传输 景物的红外辐射在大气中传输时，由于大气对红外辐射的吸收和散射而导致红外辐射的衰减。本章将讨论大气对红外辐射的吸收与散射。null红外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， 光吸收与臭氧的分解作用有联系。 （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。 null1 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。 null2 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 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 示了海拔100km内大气温度随高度变化的情况。 本章目录本章目录4.1 大气组成 4.2 大气对红外辐射的吸收衰减 4.3 大气对红外辐射的散射衰减 4.4 大气透射率的计算举例 4.1 大气组成4.1 大气组成4.1.1 一些基本关系式 一、混合比与分子量 大气中各气体成分的含量，常用相对于干空气(不计水汽)的混合比来表示。 设干空气： 某气体成分 分子量： Mt 分子量：Mi 密度：ρt 密度： ρi 压强：P 分压强：pi 绝对温度：T 则有 称为该气体的质量混合比，简称混合比。 null体积混合比qi*：与干空气处于相同温度和压力下的某种气体的体积Vi与干空气体积V 之比。由于大气可看成理想气体，所以有 干空气的分子量与各气体成分的分子量之间的关系： 下表为大气成分表。nullnull二、厘米N.T.P. (或厘米S.T.P.) 海平面上单位截面积垂直气柱内各成分的总含量常表示为Wsi，单位是[克·厘米-2]，使用时常直接写成克。 Wsi的另一种表示形式是：表示成所谓“标准状态”下的厘米数，叫做厘米N.T.P.或厘米S.T.P.，它是将含量为Wsi的某气体成分化到标准状态(P0=1个大气压，T0=273.15K)在单位截面上所占有的高度Wsi*。设标准状态下该气体成分的密度为ρ0i ，显然 null因为大气在很高的精度下可以认为是静力平衡的，设g为重力加速度(取为980.665厘米•秒-2)，而地面上气压的标准值为Ps=P0，则干空气的总含量的标准值为： Wst=P0/g=(1013.25毫巴×103)/980.665=1.033 × 103克•厘米-2 该值叫做一个大气质量。 利用该值可以方便地求出混合比随高度不变的气体成分的总含量标准，即 及 null三、温度 大气温度的垂直分布，可大致由中纬度年平均值表示，叫做“标准大气”。 对流层(10km以下)中，每增加一公里，温度下降约6.5度。 由对流层顶到平流层，先是等温和逆温层(高度增加温度升高)，到臭氧层内，温度不断上长，到50km达到极大值0ºC，再向上递减，至80~90km，达到最低值(约-93ºC)，然后急增到230~730ºC之间。在电离层以上，可认为是等温的。 四、压力和密度 压力和密度随高度的增加呈指数式下降，高度每增加16公里，压力和密度差不多下降到原来的10%。nullnull2.1.2 红外吸收谱 组成大气的主要成分是N2、O2、Ar(氩),由于它们是对称分子，振动时不吸收15um以下的红外线。 引起强烈红外吸收的分子有，H2O, CO2, O3, CH4, N2O, CO等。其中吸收最强的是H2O(非干空气), CO2。 H2O：强吸收带2.7um, 6.3um；不太强的吸收带0.54, 0.72, 0.81, 0.85, 0.94, 1.1, 1.38, 1.87, 3.2um CO2：强吸收带4.3um, 15um; 不太强的吸收带0.78~1.24, 1.4, 1.6, 2.0, 2.7, 4.8, 5.2, 9.4, 10.4um O3: 强吸收带9.6um；不太强吸收带2.7, 3.28, 3.57, 4.75, 5.75, 9.1, 14um。 NO2：强吸收带4.5um, 7.8um。 CH4：强吸收带3.2um,7.6um。 CO：强吸收带4.8um。 三个大气窗口：2~2.6um, 3~5um, 8~14um。nullnull重要吸收气体的分布： H2O：集中在3、4公里以下的大气层中，海平面上含量可达3%。10公里以上基本不用考虑H2O的吸收。 CO2：约占大气体积的0.033%，在大气层50公里内基本均匀分布(靠近地面与人类活动有关)；6公里以上时，H2O含量很低，其吸收作用显著；10公里以上主要是CO2的吸收。 O3：主要集中在23公里的高度上，浓度约为0.001%。低空辐射或地面辐射基本不考虑其吸收。null1 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。 (1)水蒸气含量描述 (2)水蒸气的分布 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。 绝对湿度:绝对湿度是单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，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。null3)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，称为再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。 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。 null5)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时水蒸气含量的比值，用百分数RH表示 （5-1） 6）露点温度:露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度。 null2.1.3 可凝水 为了计算一定的大气路径长度内水蒸气对红外辐射的吸收率(或透过率)，首先要计算出该路径长度内水蒸气的含量，而水蒸气的含量是用可凝水来计量的。 可凝水： 把单位长度某截面积的测量路径上的水蒸气压缩成相同截面积一定厚度的水层，这层水叫做“可凝水”，单位是“毫米·公里-1”。 绝对湿度HA : 绝对湿度是单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，其单位为g/m3。所谓绝对湿度，是指水蒸气的密度。null饱和水蒸气量ρs: 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，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。 相对湿度HR: 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水蒸气含量的比值。 可凝水W'的单位是(毫米·公里-1)，绝对湿度HA的单位是(g/m3)，则两者在数值上相等，即 null表：饱和空气中的水蒸气质量ρs(g/m3)null例： 设某大气试样在25ºC时的相对湿度为60%，测量路径长度为2km，求该路径内的总可凝水量？ 解： 查表得，25ºC时饱和空气中的水蒸气质量为22.8g/m3 则绝对湿度HA=60%*22.8=13.68g/m3。 得每公里可凝水量为13.68mm/km。 得2km路径内的可凝水量为13.68*2=27.36毫米。null2 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。 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。 null4 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 （5-2） 其中N为单位体积中的粒子数，r为粒子半径，a,b,α,γ是依来源而定的常数。 null（2）Junge谱模式，其公式为 （5-3） 式中c、ν是谱参数，c一般取2～4，ν与总浓度有关 （3）对数正态谱模式 （5-4） 式中σ、R是谱参数。4.2 大气对红外辐射的吸收衰减4.2 大气对红外辐射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 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。null1 大气的选择吸收 由于大气对红外辐射的吸收，可以用各种不同强度的重叠光谱线组成的离散带来表征，重叠的程度取决于谱线的半宽度，而这些谱线在整个吸收带内的分布取决于吸收分子，因而才出现不同吸收带。 大气的红外吸收的特点是具有一些离散的吸收带，而每一吸收带都是由大量的，而且有不同程度重叠的各种强度光谱线组成的。这些谱线重叠的程度与半宽度有直接的关系，并且还与谱线的间隔有关系，当然与谱线的实际线型也是有关的。谱线的半宽度是与气压、温度等气象条件有关的。至于谱线的位置以及谱线的强度分布则与吸收分子的种类有关。 null4.2.1 途径吸收的一般方程 一束波长为λ的红外光透过厚度为L的大气时会产生衰减，其透过率可表示为 其中ξ(λ,x)为衰减系数，衰减是由于大气中气体分子的吸收作用及气体分子、悬浮粒子的散射作用引起的，所以 其中β(λ,x)为单位路径长度的吸收系数， γ(λ,x)为单位路径长度的散射系数。null实验证明： β(λ,x)与吸收气体浓度ρ(x)成正比: 其中α(λ,x)为每克吸收气体分子的吸收系数，叫做吸收截面(单位为[厘米2•克-1])。 将波长换成波数表示，如果只考虑吸收，则波数为σ的红外线通过长度为L的途径后的透过率为： 在波数间隔Δσ内的平均透过率为：null而相应的平均吸收率为： 可见要计算吸收系数，需要知道α(σ,x)的形式。 对于单谱线吸收，常用的模型有洛伦兹模型、多普勒模型和混合型(洛伦兹-多普勒模型)； 知道了单吸收线的形状后，可采用逐线积分法计算多条谱线的吸收； 为了计算的方便，也可以采用波带模型计算：常用的波带模型有：埃萨瑟模型、随机模型、随机埃萨瑟模型和准随机模型。null4.2.2 利用大气透过率表计算大气的吸收 表格法计算大气的吸收，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。 低空选择性吸收的主要大气成分是H2O和CO2，则任意波长片透过率的值为表中查到的H2O和CO2透过率的乘积，即 null注意：表中的值只表示海平面水平路径上的透过率，不代表一定高度上的透过率。 要计算一定高度水平路径上的透过率，需要进行修正(高度修正)： 在高度为h的水平路程x所具有的透射率等于长度为x0的等效海平面上水平路程的透射率，用数字表达式可以表示为 其中 k=0.5(对H2O)或1.5(对CO2)；P0是海平面上的大气压强，P是h高度上的大气压强。 从文献资料上可以查到(P/P0)k的值。 注意：除了查表法计算大气的透过率外，也可以使用经验公式对其进行计算。nullnull附：查表法计算过程附：查表法计算过程根据气温、相对湿度求出绝对湿度HA(g.m-3); 根据绝对湿度HA(g.m-3),得到每公里的可凝水量 w（mm.km-1）, 可凝水量表示单位水平路程长度内的水蒸汽压缩成相同截面水层的厚度，HA和w数值上是相等的。 高度修正。对高空水平路程，由于大气压强低，吸收带变窄，同样路程透过率增加，须引入高度修正因子，等效折算到海平面路程。设高度为h 上的水平路程为x0,大气压强为p,海平面的大气压强为p0, 则等效路程x0为： 对水蒸汽 对二氧化碳 把倾斜路程等分为若干段，分段折算等效路程。 水蒸汽光谱透过率τH2O可将等效路程乘以每公里的可凝水量 w，根据总可凝水量查表得到。 二氧化碳光谱透过率τCO2直接由等效路程查表得到。 光谱大气透过率为： 计算λ1～λ2光谱通带的波段透过率。4.3 大气对红外辐射的散射衰减4.3 大气对红外辐射的散射衰减辐射在大气中传输时，除因分子的选择性吸收导致辐射能衰减外，辐射还会在大气中遇到气体分子密度的起伏及微小微粒，使辐射改变方向，从而使传播方向的辐射能减弱，这就是散射。一般说来，散射比分子吸收弱，随着波长增加散射衰减所占的地位逐渐减少。但是在吸收很小的大气窗口波段，相对来说散射就是使辐射衰减的主要原因。 null4.3.1 一般方程 实验证明：散射系数与散射粒子的浓度成正比： 式中γλ表示单位路径长度的散射系数； ρ是单位体积内的散射粒子数； Sλ是每个粒子的散射系数，叫做散射截面(厘米2粒子-1)。 null设散射粒子为球形，半径为b。引入一个无量纲的量eλ，叫做散射截面比，它表示一个粒子散射本领的大小： 则 设一粒子群有m种不同粒子，则散射系数为null4.3.2 散射截面比与波长及粒子的关系 散射截面比与(b/λ)的关系如图所示。从图中可以看出： 当b<<λ时， eλ迅速变化； 当b= λ时， eλ达到最大值3.8，散射最强烈； 当b继续增大， eλ振荡变化； 当b>> λ时， eλ趋近于常数2，与波长λ无关。 null4.3.3 瑞利散射 当b<< λ时，发生的散射称为瑞利散射。 瑞利散射的散射系数γλ与λ4成反比，当λ大于1um时，瑞利散射基本上可以忽略。 波长越短，瑞利散射越强烈—天空呈现蓝色。null4.3.4 弥氏(Mie)散射 当b和λ大小差不多时，产生Mie散射。 雾粒子的半径在0.5~80um之间，最多的是5~15um，所以对外红线的散射是很严重的。 如设雾粒子的半径为4um，浓度为100cm-3，则对λ为4um的散射系数为1.91×10-4厘米-1。 如距离为100m，则透射率为 霾粒子的半径一般小于0.5um，所以对红外线的散射不是太强烈，但对可见光的散射严重。null4.3.5 无选择性散射 当b>> λ时，产生的散射叫无选择性散射。 这时散射截面比e=2，与波长无关。 不少雾和云的粒子及不少排出气体中的粒子，其尺寸远大于可见光波长，所以对可见光来说是无选择性散射，但对红外线来说云和雾不能认为是无选择性散射。 雾呈“白”色 抽烟时从烟头上升起的“烟”呈“灰蓝色”，而从口中吐出的烟呈“白色”。null1 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。 我们可以以背景亮度为标准定义目标的对比度C，即 （5-7） 式中Lt为目标亮度；Lb为背景亮度4.3.6 大气散射的经验公式null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。 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 （5-8） 式中Ltx为观察者所看到的目标亮度；Lbx为背景亮度null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 （5-9） 在实际测量中，总是让特征目标的亮度远远大于背景的亮度，即Lt>>Lb,而Lb0=LbV。因此，上式可变为 （5-10）null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 （5-11）null 由上面两式可得到 （5-12） 所以可以得到在波长λ0处，散射系数和气象视程的关系为 （5-13） 式（5-13）即为视程方程式，V是长度单位，与µS(λ0)相适应即可。 null2 测量λ0处视程的原理 按照视程方程式，我们能知道散射系数µS。又因为我们选取的波长通常是λ0=0.61µm或0.55µm，在这些波长处的吸收近似为零，因此，衰减只是由散射造成的。 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 （5-14） （5-15） null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 （5-16） 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。null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（5-16） 得 即在0.55µm处的气象视距为17.9km。null3 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 （5-17） 式中的A，A1，q都是待定的常数。 式（5-17）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 （5-18）null对上式取对数，有 （5-19） 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=0.585V1/3，其中V是以km为单位的气象视程。null 式（5-19）同样应能满足波长λ0处的散射系数。可利用式（5-18）和式（5-13）得到 （5-20） （5-21）null 将式（5-21）代入式（5-18），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 （5-22） 把此式带入由纯散射衰减导致的透射率公式，有 （5-23）null红外波段大气的三个窗口： 1-2.5um, 3-5um, 8-13um大气的吸收作用主要由大气中三原子分子的吸收所决定的。水蒸汽(H2O )、二氧化碳( CO2)及臭氧(O3 )都对红外线起选择吸收的作用，选择性吸收是影响大气透过的主要因素。 4.4 大气透射率的计算举例 4.4 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，因此大气的吸收和散射所导致的衰减都遵循比尔-朗伯定律。由此，我们可以得到大气的光谱透射率为 （5-24） 式中τa(λ)，τb(λ)分别是与吸收和散射有关的透射率。由此可见，只要分别计算出τa(λ)和τb(λ)就可由式（5-24）来计算大气透射率。null 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，因而与吸收有关的透射率应该是几种吸收组分的透射率的乘积，即 （5-25） 式中τai(λ)是与第i种组成的吸收有关的透射率。将式（5-25）代入（5-24），得到大气的透射率 （5-26）null我们可以将计算大气透射率的步骤归结如下： （1）按实际的需要规定气象条件、距离和光谱范 围。 （2）按式（5-23），也就是由气象视程的方法计算出在给定条件下的τS(λ). (3)按给定条件，依次计算出各个吸收组分的τai(λ)。其办法有： ①按照前面所介绍的大气透射率表，计算水蒸气和二氧化碳的吸收所造成的透射率。 ②按照所谓的带模型，计算在给定条件下和指定光谱范围内的各吸收带的吸收率，从而求得透射率。这种方法虽然较为准确，但也较复杂。 （4）利用所求得的τS(λ)和τai(λ)，根据式（5-26）可以算出大气的透射率。附：大气红外辐射传输计算软件介绍 附：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。作业作业1、解释名词： 标准大气、一个大气质量、厘米N.T.P.、可凝水、绝对湿度、相对湿度、饱和水蒸气量、瑞利散射、Mie散射、无选择性散射、气象视距。 2、产生红外辐射吸收的主要的大气成分、吸收峰位置及其在大气中的分布。null