大气辐射传输理论-第三章.docx

《大气辐射传输理论-第三章.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《大气辐射传输理论-第三章.docx（5页珍藏版）》请在课桌文档上搜索。

1、第三章太阳辐射在大气中的吸收和散射第一节地球大气的成分和结构热力结构为了描述地球大气与太阳辐射的为了确定与太阳光吸收和散射有关的大气区域，我们首先给出相互作用，我们首先来了解一下标准大气的垂直温度廓线：大气的结构和成分。大气的分层命名通常由它的热力状态导出 对流层一对流层顶的高度随纬度和季节变化(低纬1718km,中ll12km,高89km)；集中了整个大气质量的3/4和全部的水汽；天气现象都发生在这一层。 平流层一高达50km；气层稳定；T最初微升，30km以上随Z的升高增加很快，达270290K。这主要是由于03吸收紫外辐射所致；水汽很少，能见度很高。 中层一高达8085km;T随Z升高而

2、递减得很快；有强烈的湍流混合和光化学反响。 热层一高达500600km;T随Z上升而迅速增加，可达10002000K,所以称热层；由于波长小于0.175微米的太阳紫外辐射，被热层气体吸收所致。温度是分子运动速度的一个度量；温度一日间有显著变化；热层处于高度电离状态。 外层一热层顶以上是外层，这一层可能一直延伸到约160Okm的高空，并且逐步融合到行星空间去。由于地球引力场的束缚力很小，一些高速运动的空气质粒不断向星际空间逃逸，又称外逸层。 电离层一从距离约60km开始向上延伸。在远距离无线电通讯中起着重要作用。与太阳活动密切相关。 磁层一50Okm以上的高空。受太阳风的作用，看起来像彗星状。

3、行星边界层：大气层的最低Ikm左右的层次明显与对流层的其他高度不同，它与地表发生强烈而重要的相互作用，这一层称为行星边界层。化学成分体积比 假设在压力P、温度T状态下干空气占有容积%,其中某气体成分的分压力为p,当温度T保持不变，而该气体成分的压力变为?时。它占有容积V,那么定义该气体成分的体积比为q=VVa 其数值以百分数(%)或百万分数(ppm)表示，当含量非常少时，又可以用千兆分数(PPb)表CO2,CH4 CO2虽然被列为恒定成分，但由于矿物燃烧、海洋的吸收和放射及光合作用，一直以大约0.4%的速度增加。CO2能够强烈地吸收和放射红外辐射，对气温有一定的影响。 大气中CH4的含量也以每

4、年1%2%的速率在增加，现在达1.7PPmV CO,N2O的含量也在变化可变气体成分：H2O 水汽是地球大气中主要的辐射和动力要素，它的含量随时空变化很大。对流层H2O的空间分布取决于局地水文循环和大尺度输送过程。最大值出现在南、北半球亚热带70OhPa高度以下的气层中。 它是在大气温度变化范围内唯一可以发生相变的成分。由于水的三态都善于吸收和放射红外辐射，因0.746.10.981482.2330.750.10.9912.52.3590.760.00110.252.42030而对地面和空气的温度变化也有一定的影响。水汽的吸收系数可变气体成分：03 031840年唠患学家膘发现1警丸浓噂要出瘠

5、约值湍呼)km的高度，这个区域称为臭氧层(法国)J0,79-1.7511523002.彳嬴OOOO近地用群中臭趣含量I物？，在彳管25klj胜达极器需，具体取决于纬度和季节，再往上又减小，制25Okm附据臭氧含我趋于电0如果把它集中向丽在标准状态下，平均厚度约3mm83酎L：，。3.123000,(m)0.290.893龈31.650.48513.71.725(0.595.20.2952则L70.49513,82.11400.612.50.30.91M鹿1-75：O.3.92.5170.605130.305L4杼，JOyOou0.430.61120.312700.5053.50.6210.50

6、.3151350.5140.6390.32800.5154.50.647.9臭氧吸收系数气溶胶 气溶胶：气溶胶由固体或液体小质点分散并悬浮在气体介质中形成的胶体分散体系。目前常将气溶胶分成三大类：雾，指液体粒子的凝聚性气溶胶和分散性气溶胶；尘，指固态粒子的分散性气溶胶；烟，指固态粒子的凝聚性气溶胶。大气电现象，大气辐射和光学，大气化学过程，以及云降水的形成，都跟气溶胶有关。 最大浓度出现在城市和沙漠，在对流层，浓度随高度增加而迅速减小。平流层某些高度上，观测到有气溶胶薄层长期存在。 大气中水汽含量的变化最大，气溶胶浓度的变化次之，二氧化碳的变化比拟小。 参看气溶胶教程章澄昌，气象出版社，199

7、3o标准大气第二节大气吸收吸收截面，吸收系数太阳辐射一短波辐射：0.154.0mm(UV,VIS,IR)地气辐射一长波辐射：4.0-120mm(IR)短波辐射在大气中的传输 短波辐射指波长在0.2mm到4.0mm的辐射，其主要的源是太阳，因此也称为太阳辐射，包括UV,VIS和IR辐射。在这一波长范围，大气自身的热辐射相对较弱，常常可以不加考虑，仅在近红外波段，才需要给予考虑。但本波段所涉及电磁波的波长与大气气溶胶的尺度相近，因此气溶胶的散射和吸收需要进行仔细的计算。紫外吸收带 对太阳辐射的吸收起主要作用的有02、03、N2、CO2、H2O以及原子O和N 大局部紫外辐射在高层大气中被集中于平流层

8、的03分子吸收1)HarUey带：最强的吸收带，位于0.22-0.3Omm,吸收中心在0.255mm。-2)Huggins带：0.30-0.34mm。一3)ChaPPUiS带：0.44-0.74mmSOLARSPECTRUM大气质量在上面公式计算中都要用到大气质量这个参数。按定义，大气质量是倾斜路径的光学厚度与垂直路径光学厚度之比在均质平面平行大气中，简单地有力=SeCqdz,且SeCg为常数，可移至积分号以外，因此大气质量即为secg而与k/无关。但在又折射、密度随高度变化的球面分层大气中，大气质量切的计算就要复杂得多。(与地面大气密度，均质大气高度。地球半径，折射率随Z的变化，天顶角有关)

9、从图中可以看到，对同样厚度的一层大气， 由于它离地面的高度不同，力与dz的比值是 不相同的。现在再考虑公式中的积分值。由于H(Z)随 高度有不同的分布，当口值在低层较大，而 那里的力值也较大，这样分子上的积分值就 会较大，反之，如果的大值出现在高层， 那里dl的值相对较小，其结果是分子上的 积分值相对较小。因此对二种具有不同垂直分布特征的吸收气 体，即使对垂直路径而言，吸收的光学厚度 是相同的，但对吸收气体主要分布在高空的气体其大气质量会小于主要集中在低层的吸 收气体。实际大气中臭氧和水汽分布就具有上述特 征，因此它们的大气质量要分别计算。而对 其它均匀混合的气体，其大气质量的计算可 用同一个

10、表达式，这是根据标准大气的模型 推算出来的。 对臭氧和水汽吸收，根据这些气体在大气中分布的平均状况，可以分别得到计算各自大气质量的经验公式。 对臭氧l+Z3 对水汽社工COS为Ho稣般愣茂0-夕)T452T 上面二式中g为太阳天顶角，Z3%臭氧分布的峰值高度，一般为22km,re=6371km,为地球半径。太阳直接辐射光谱可见光区和近红外区的吸收 H2O的吸收是最重要的，其次就是C02和03,以及CH4、N20、CFCs等大气痕量气体。H2O主要集中在大气下层，吸收作用主要在对流层，特别是对流层下层。-近红外区的最重要吸收成分是水汽。主要的吸收带位于：0.94mm,1.1mm,1.38mm和1

11、.87mm。-另外在中、远红外分别有2.7mm和6.3mm的强吸收带。水汽的吸收系数 图中影区代表大气中各种微量气体对太阳辐射通量的吸收。 分子氧吸收紫外辐射的同时，在红区有两个弱吸收带，0.762mm的02吸收带特别知名。03在9.6mm处也较强吸收带。 CO2的混合比在大气中几乎是均匀的，所以，在水汽含量极少的平流层中，CO2的吸收最主要。在红外区Co2有两个强吸收带分别位于15mm和4.3mm处。 除了上述重要的吸收气体成分外，尚有一些微量气体在红外区也有假设干吸收带。由于他们含量微少，吸收作用不十分显著。 参看大气辐射学，刘长盛刘文保编著，南大出版，1990。第73页的fig.2.5红

12、外吸收带微波吸收 大气对微波辐射吸收的主要气体成分是02分子和H20分一分子转动能级跃迁产生，谱带结构比分子红外振转带简单得多。 微波吸收线型函数一般取修正的Lorentz型。 大气微波辐射量很少，因此在能量传输中并不重要，但在遥感应用方面却十分重要，微波辐射在云中传输时衰减小，可穿透云，优于红外遥感。虽然微波辐射能量微弱，但利用电子技术检测微波辐射却容易做到。窗区吸收大气窗区：从大气吸收光谱可以看到，在较强吸收带之间，有着一些吸收很弱的谱区域，称为大气窗区。即大气透过率高的光谱区。对于遥感和大气能量收支研究而言，窗区和带区同等重要。窗区的吸收主要有两局部：1）由于远处强吸收带区内吸收线的线翼

13、连续吸收作用；2）由于窗区内弱吸收线作用。吸收弱。测量困难大气窗口大气窗口：电磁波在大气中传输过程中吸收和散射很小，透射率很高的波段窗区吸收窗区吸收主要的大气窗口光谱段有：- m,即紫外、可见光、近红外波段。这一波段是摄影成像的最正确波段，也是许多卫星传感器扫描成像的常用波段。比方，Landsat卫星的TM的1-4波段，SPOT卫星的HRV波段等。Um,即近、短波、中红外波段，在白天日照条件好的时候扫描成像常用这些波段，比方TM的5、7波段等用以探测植物含水量以及云、雪或用于地质制图等。- UUm探测海面温度，获得昼夜云图。8-14m,即远红外波段。主要来自物体热辐射的能量，适于夜间成像，测量

14、探测目标的地物温度。- 0.8-2.5cm至更长，即微波波段，由于微波穿云透雾的能力，这一区间可以全天候工作。而且工作方式为主动遥感。其常用的波段为08cm,3cm,5cm,IOCm等等，有时也可将该窗口扩展为0.05Cm至300cm波段。大气透过率的计算方法_灿逐线积分兀一e 求和必须要普及所有有影响的吸收线，在低层大气，由于压力较大，线翼伸展较远，故必须考虑波数两侧数十个波数范围内吸收线的影响。关于谱线的位置、强度和半宽度的数据可以从汇编资料中查得，谱线线型函数那么须视所处压力范围而分别Lorentz型、Voigt型和Doppler型。 此方法的特点是：计算精度较高，但十分繁琐。大气透过率

15、的计算方法带模式一、单谱线模式 假设在波段间隔AV内只有一条吸收谱线，且路程内吸收气体含量均匀，又设谱线半宽度与AV相比甚小，假定在AV内入射辐射不随V变化，在AV外谱线吸收微弱。 低层大气Lorentz型； 高层大气DOPPler型；求出吸收率A的表达式 中层大气Voigt型实验发现：当吸收弱时，积分吸收率A与光学质量U成正比当吸收强或吸收气体含量大时，吸收率与U的平方根成正比等效宽度(equivalentwidth)Equiv.widthofLorentzprofileCaseofweaklineabsorption二、谱带模式1、规那么模式一ElSaSSer周期模式2、随机模式一GOod

16、y统计模式谱带模式如果不需要了解高分辨的大气透过率，只需要了解一个小的光谱间隔内的平均透过率，通常采用一些简化的模式，这种简化模式表示某一小波段内的平均透过率与光谱参数的关系，由于方便常被采用。思想：设想在吸收带中吸收谱线的位置和强度按一定规律分布，且可以用数学函数表示出来，公式中的光谱参数可由实验确定。EISaSSer周期模式(1938)离特定谱线中心、波数位移V处的吸收系数：锣sa无穷级数之和，收敛为周期双曲函数kv=2-2-(Mittag-Lefflertheorem)i=e(VijCC吸收带所有吸收谱线完全周期性地重复出现0只需要计算一个周期/2,+/2)内的平均透过率和平均吸收率。代

17、表整个吸收带JO(iy)为零阶虚宗量Bessel函数，亦称Elsasser透射函数弱线近似yl,B较大:sinhB=cosh,JO(iy)ft三=1U小，线强S也小，可认为Su/1,那么强线近似yl,B小:sinh,cosh5=1+2/2吸收率可用误差函数表示将误差函数做级数展开，取首项 弱线近似与强线近似，分别与线性吸收律和平方根吸收律一致。随机模式一GoOdy统计模式(1952) 当吸收谱线分布不均匀，且谱线强度变化很大时，即谱线有明显的随即分布特征。做一下假设：假设：4/内有足够多的吸收线(n条，平均距离6),其中心位置任意(随机量)，即AV内吸收线中心位置在任何波数都有同样的概率吸收线

18、强S强弱不等，S到S+dS的概率为p(s)弱线近似(Su/H1)强线近似(Su/1)1967年，MalkmUS提出GOodyI952年的统计模式对弱线的数目估计偏低，他将线强分布函数做了调整，被称为Malkmus模式 实际的吸收带结构与它们有差异，但是利用上述模式进行计算有许多方便之处。 可以先从实验测量确定模式中的光谱参数，然后再利用模式计算平均透过率。 此方法的特点是：计算简单，但误差较大。带模式方法的局限性1）只能模拟实际的谱线及其强度分布。某一种气体，某一光谱区2）对纯压力加宽以外的线型，带模式失去其简单性3）对大多数带模式来说，光谱分辨率是较低4）精度和适用范围不仅与模式本身有关，还

19、受确定带模式参数的资料（如实验室资料）精度和适用范围限制5）带模式只能用来计算均匀路径上的吸收，对非均匀的情况，必须化为在某一温度和压力下的等效均匀路径Curtis-Godson近似带模式中假设吸收系数与路径无关，但LorentZ线型半宽度是T、P的函数，线强是T、V的函数为将谱带模式应用到压力和温度随而度而变化的的非均匀大气中，需要进行某些物理修正。常用的是CG近似方法由于在大气中含量的垂直分布的不同，C-G近似可较好地用于水汽和C02的红外传输计算，但不能对03的9.6微米带进行计算对总光学质量为U的不均匀大气传输路径，其k是T、P的函数，定义路径平均线强和半宽度将此平均线强和半宽度用于前述带模式进行计算，即为C-G近似大气透过率的计算方法K-分布近似法指数和模式K-distributionapproximationK-分布近似法（指数和模式） 在AV范围内同样一个吸收系数值可能在不同的波数位置上出现，为了防止重复计算，可以事先根据详细的光谱资料统计出各个吸收系数出现的频数，即K-分布。 可以理解为，将吸收系数K,从大到小或从小到大，在AV范围内重新排序，排列成连续的K分布曲线。这样既有足够的精度又省时。相关K-分布近似法大气透过率的经验模式计算方法LOWTRAN模式大气辐射传输实用算法吴北婴，气象出版社，1998