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第六章 红外辐射在大气中传输

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红外辐射在大气中 红外辐射 在大气中 第六章红外辐射在大气中
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第六章 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。应用造成限制性的困难。 §6.1 地球大气的基本组成 一一. .气体的气体组成气体的气体组成 主要气体:主要气体:78%78%的氮气的氮气 21%21%的氧气的氧气 微量气体:微量气体: 氩(氩(A Ar)、)、二氧化碳二氧化碳(CO(CO 2 2 ) )、、一氧化碳一氧化碳(CO)(CO)、、 一氧化二氮一氧化二氮(N(N 2 2 O)O)、、甲烷甲烷(CH(CH 4 4 ) )、、臭氧臭氧(O(O 3 3 ) )、、 水蒸汽水蒸汽(H(H 2 2 O)O)等。等。 这些气体并不总是中性的,在太阳辐射的作用下这些气体并不总是中性的,在太阳辐射的作用下 在在90km90km以上还有离子和电子存在。以上还有离子和电子存在。 大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。大气气体对辐射有吸收衰减和散射衰减的作用。 二,气溶胶 气溶胶:以液体或固体为分散相和气体为分散介质形 成的溶胶称为气溶胶,亦称气体分散胶体。 比如,雾是水滴分散在空气中的气溶胶,烟是固 体粒于分散在空气中的气溶胶等。 大气中含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液大气中含有悬浮的尘埃、液滴、冰晶等固体或液 体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切体微粒状气溶胶。大气中的气溶胶和环境污染有密切 的关系。的关系。 气溶胶会造成辐射的散射衰减。 气溶胶的产生和消除 气溶胶的消除: 主要靠大气的降水、小粒子间的碰并、凝聚、聚合和 沉降过程。 一次气溶胶(以微粒形式直接从发生源进入大气) 二次气溶胶(在大气中由一次污染物转化而生成) 气溶胶按其来源可分为: §6.2 大气的气象条件 一,大气温度 对流层顶的平均高度 10km,几乎集中了大气 质量的80%以及全部水汽 、云和降水,主要天气现 象和过程如寒潮、台风、 雷雨、闪电等都发生在 这 一层。 1.对流层 温度梯度:7K/km 0到10公里高度温度从300K降至220K。 对流层的主要特征: i)温度随高度升高而降低。地面能吸收太阳辐射 的短波部分而升温并放出长波辐射,大气通过吸收地 面的长波辐射和通过对流方式从地面吸收热量升温, 因而越接近地面的大气得到的热量越多,造成对流层 的气温随高度升高而降低。 ii)有强烈的垂直混合。低层空气由于从地面得到 热量使之受热上升,高层冷空气下沉,从而造成对流 层内存在强烈的垂直混合作用。 iii)气象要素水平分布不均匀。由于各地纬度和 地表性质的差异,地面上空空气在水平方向上具有不 同物理属性,压、温、湿等要素水平分布不均匀,从 而产生各种天气过程和天气变化。 2.平流层 平流层大气温度下部冷上部热,使大气有相对稳定 的结构。对流很弱,空气大多作水平运动,平流层中水 汽和尘埃很少,也没有对流层中的云和天气现象。 等温层温度大约220K 20到55公里高度温度从220 K上升到270K左右。 平流层下部温度随高度变化很小(等温层)。 平流层上部因为存在臭氧层(22─35公里处), 臭氧吸收太阳紫外辐射使大气温度增加。 对流层顶10km向上到55公里左右为平流层。 3.中间层 中间层:55到80公里。大气温度随高度递减,水 汽极少,有相当强的垂直混合(类似于对流层),60 公里以上大气分子开始电离,电离层的底就在中层内。 55到80公里高度温度从270K降至180K左右。 4.热层 这一层温度又随高度升高而增加,因为热层的分子 氧和原子氧能吸收太阳紫外辐射。但由于分子稀少很难 有对流运动,热传导率很小,造成巨大温度梯度和昼夜 温差,白天太阳活动期温度高达2000k,夜间太阳宁静 期仅500k。热层空气处于高度的电离状态。热层上部 由于空气稀薄,大气粒子很少互相碰撞,高速运动的空 气分子可能克服地球引力,向星际空间逃逸,又称逸散 层。 二,大气压强 根据理想气体物态方程: :大气的平均分子量 :原子质量单位 其中 ,如果把h(z)看成常数: 但h(z)不是常数,是随高度变化的量,称为z处的 标高。我们可以认为在一个不大的范围内,标高近似地 可以看成常数,于是我们就可以利用刚才的压强公式: 高度 km 标高 km 高度 km 标高 km 08.5407.8 107.8508.1 206.3607.6 306.8706.5 三.大气密度 其中 是标准状态下的大气密度。 严格的大气状况应以实际测量值为准。 根据理想气体物态方程: (标准状态) §6.3 大气中的主要吸收气体 大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和大气中的主要吸收气体有水蒸气、二氧化碳、和 臭氧等。臭氧等。 一,水蒸汽 水蒸气在大气的低层中的含量较高,是对红外辐水蒸气在大气的低层中的含量较高,是对红外辐 射传输影响较大的一种大气成分。水蒸气分子对红外射传输影响较大的一种大气成分。水蒸气分子对红外 辐射有强烈的选择吸收作用。辐射有强烈的选择吸收作用。 ⑴ ⑴ 水蒸气压强水蒸气压强p pw w : : 就是大气中水蒸气的分压强。就是大气中水蒸气的分压强。 ⑵ ⑵ 绝对湿度绝对湿度ρρ w w : : 单位体积空气中所含有的水蒸气的质量,单位为单位体积空气中所含有的水蒸气的质量,单位为 g/mg/m 3 3 。。也就是水蒸气在空气中的密度。也就是水蒸气在空气中的密度。 1.1.描述水蒸气含量的一些物理量:描述水蒸气含量的一些物理量: ⑶ ⑶ 饱和水蒸气压饱和水蒸气压p p s s : : 水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强,称水蒸气在某一温度下开始发生液化时的压强,称 为水蒸气在该温度下的饱和水蒸气压,也就是饱和状为水蒸气在该温度下的饱和水蒸气压,也就是饱和状 态下水蒸气的分压强,它只是温度的函数。态下水蒸气的分压强,它只是温度的函数。 ⑷⑷ 饱和水蒸气量饱和水蒸气量ρ ρ s s : : 即饱和水蒸气密度,只与温度有关。即饱和水蒸气密度,只与温度有关。 ⑸ ⑸ 相对湿度相对湿度RH :RH : 空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样空气试样中水蒸气的含量和同温度下该空气试样 达到饱和状态时的水蒸气含量的比值,用百分数表示达到饱和状态时的水蒸气含量的比值,用百分数表示 。。 ⑹⑹ 露点温度露点温度: : 露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度露点温度是给定空气试样变成饱和状态时的温度 。。 2,可凝结水量W 在辐射传播方向上,和辐射束有相同截面、以辐在辐射传播方向上,和辐射束有相同截面、以辐 射传播距离为长度的体积内,所含有的水蒸汽折合成射传播距离为长度的体积内,所含有的水蒸汽折合成 液态水层的厚度。液态水层的厚度。 如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的:如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的: 可凝结水量不能和水等同看待,也不包含已经凝 结的水滴 。 3,水蒸气的分布 几乎所有的水蒸气 都分布在对流层,在大 气底层,红外吸收水蒸 气占主导地位。 不同时间、不同地 区水蒸气的含量差别很 大。图中的纵坐标给出 的是单位路程的可凝结 水量。 二. 二氧化碳 二氧化碳在空气中比例比较稳定,约二氧化碳在空气中比例比较稳定,约0.0330.033%。%。 随着高度的增加,水蒸气的含量急剧减少。因此在高随着高度的增加,水蒸气的含量急剧减少。因此在高 空,水蒸气的吸收退居次要地位,二氧化碳的吸收变空,水蒸气的吸收退居次要地位,二氧化碳的吸收变 得更重要。得更重要。 :二氧化碳在标准状态下的分子数密度:二氧化碳在标准状态下的分子数密度 。。 二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数 D D 来衡来衡 量,也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状量,也就是把辐射路经的二氧化碳压缩为具有标准状 态的体积。方法和可凝结水量类似。态的体积。方法和可凝结水量类似。 二氧化碳的大气厘米数二氧化碳的大气厘米数 根据理想气体物态方程,在标准状态下: 在在x x点,二氧化碳的分压强也应该满足:点,二氧化碳的分压强也应该满足: :二氧化碳在:二氧化碳在x x处的分压比,通常取常数处的分压比,通常取常数 COCO 2 2 在水平传径上是均匀的:在水平传径上是均匀的: 三.臭氧 分解 碰撞 + 吸收紫外 合成 分解 吸收紫外 红外 臭氧对红外存在吸收带,但在低空由于存在二 氧化碳和水蒸汽更强的吸收带,臭氧的吸收带一般 都显不出来。而低空的臭氧浓度很低。大约是亿分 之二,因此在低空时一般可忽略臭氧的吸收。而当 系统工作在高空时,就必须考虑臭氧的吸收。 氯氟烃 臭氧层的破坏 §6.4 大气中的主要散射粒子 大气中的主要散射粒子是气体分子和气溶胶。 自然的气溶胶粒子半径一般为10-3~102微米,按 其大小可分为三类: 10-3 ~ 10-2 微米 爱根核 10-2 ~ 1 微米 大粒子或者大核(霾) 1 ~ 102 微米 巨大粒子或者巨核(云、雾) 气体分子的半径大约10-4微米。 比云雾更大的水滴就是雨滴:比云雾更大的水滴就是雨滴:1010 2 2 ~10~10 4 4 微米 散射粒子浓度和粒子大小的关系叫气溶胶尺度谱, 辐射传输中常用的气溶胶尺度谱模型有三种: ((1 1))DiermendjianDiermendjian模型模型 dN(r):rdN(r):r到到r r++drdr的粒子数浓度;的粒子数浓度; :不同情况下的成形常数。:不同情况下的成形常数。 r:r:粒子半径;粒子半径; a:a:和总的粒子数浓度相关的参数;和总的粒子数浓度相关的参数; 一.气溶胶尺度谱 ((3 3))ZoldZold模型(对数正态模型)模型(对数正态模型) 式中式中σ σ是标准偏差、是标准偏差、R R平均半径。平均半径。 ((2 2))JungeJunge模型模型 或者写成或者写成 C C是归一化常数,是归一化常数, 为成形常数,一般在为成形常数,一般在2 2~~4 4之间。之间。 二.气溶胶浓度和高度的关系 气溶胶的浓度随高度增加呈指数梯减 :特征高度,一般取 近地面处:每立方厘米~100-1000个悬浮微粒; 10公里处:每立方厘米~0.01个悬浮微粒。 例外:20公里左右存在一个气溶胶层~0.1 §6.5 大气的吸收衰减 一.大气的辐射透射特性 朗伯-比耳定律:朗伯-比耳定律: 吸收截面吸收元浓度 散射截面 散射元浓度 朗伯定律: 大气的分子和悬浮微粒都对辐射有吸收和散射的作用: 大气含有多种分子和悬浮微粒: 分子光谱不象原子光谱那样由一些明锐的光谱线所 组成。而是在一定波长区间形成一系列光谱线系。 每一线系在一端极密,就如同连续的光谱带,所以 我们常称分子光谱为带状光谱。 若用高分辨的仪器观测,则发现每一个光谱带都是 由一组细的光谱线排列而成的。 二.分子光谱 1,分子的能级结构 2,分子光谱的形成 因为分子的每一种运动能量都是量子化的,所以 ,当分子从状态 改变到状态 时将发射电磁辐 射,其频率由下式确定: 从分子的能级示意图中可以看出: 纯转动能级之差<0.05ev,所以波长25μm,从远 红外直到微波区域。 如果分子只有转动能量变化: 产生的光谱是纯转动光谱: 由于振动能级之差约在0.05-1ev之间,所以转 动—振动光谱带处于波长2.5-25 μm的中红外区。 如果分子的振动能量 和转动能量同时发生变化 ,则产生的分子光谱是转 动—振动光谱带: 如果分子的电子能量,振动能量和转动能量都发生 变化,就产生分子的电子光谱带。由于电子能级之差一 般在l-20ev。因此它所产生的光谱位于电磁波谱的可 见光和紫外区域。 通常将分子的转动—振动光谱和分子的纯转动光 谱称为红外光谱。 三.大气的选择性吸收 1,大气各组分的红外吸收带 2,大气窗口 在红外技术中将红外辐射分为四个区:即近、中 、远和极远红外区。 在近、中、远红外区中都包含有—个或一个以上 的大气窗口,而在极远红外区(15微米以上)没有很透 明的大气窗口。 什么叫大气窗口? 可以透过大气层的红外波段即为大气窗口。在窗口区 大气对红外的吸收很弱。 5.9~14Ⅷ1.4~1.9Ⅳ 4.3~5.9Ⅶ1.1~1.4Ⅲ 2.7~4.3Ⅵ0.92~1.1Ⅱ 1.9~2.7Ⅴ0.70~0.92Ⅰ Elder和Strong把红外区域分成八个区域 Elder和Strong的窗口有效透射率的经验公式: w 为可凝结水量,单位是mm。 C,t。是常数,需要通过测量来确定 。 (教材188页) 窗口波长长Ct。Wm Ⅰ0.70~0.9215.1106.32.6 Ⅱ0.92~1.116.5106.32.4 Ⅲ1.1~1.417.196.30.61 Ⅳ1.4~1.913.181.00.036 Ⅴ1.9~2.713.172.50.008 Ⅵ2.7~4.312.572.30.006 Ⅶ4.3~5.921.251.20.005 Ⅷ5.9~14 如果 红外系统通常采用下列三个光谱通带中的一个, 即:2.0~2.5微米;3.2~4.8微米;8~13微米。 当红外辐射在大气窗口波段传输时,辐射的衰减 主要是由大气散射所造成的。 3,吸收带的精细结构 四.光谱线的展宽和线型 1,光谱线的自然展宽 如果分子或原子系统在能级 上存留的平均时间 为 ,根据不确定性关系,能级有不确定的宽度 。 如果分子从高能级 自发跃迁到低能级 时,光谱线 应该有一定的宽度,也叫谱线的自然宽度: ⑴光谱线的自然展宽的起因 ⑵ 自然展宽的线型 谱线的几率分布函数: 满足归一化条件: :归一化线型函数(洛伦兹型) 根据经典电磁理论,单 位频率范围内的光谱强度: :谱线的半宽度; :谱线的中心频率。 :谱线的总强度; 2,光谱线的其它展宽 光谱线的碰撞展宽(压力展宽) 光谱线的多普勒展宽(多普勒效应) 不同展宽的叠加形成新的线型函数。 五.分子的单线吸收(逐线计算) 1,谱线的线型函数与辐射吸收截面 光谱分布的几率函数即线型函数,既是发射谱线 的几率函数,也是吸收谱线的几率函数。 根据朗伯-比耳定律,辐射传播距离R,其光谱 透射率为: 吸收截面应该和该频率的吸收谱线的几率分布 函数成正比: :比例常数 吸收元浓度,也就是吸收分子的浓度。 吸收截面,单一频率的吸收截面。 吸收谱线具有一定的宽度,在这个谱线宽度内, 总的吸收截面(或者说积分吸收截面): 光谱吸收截面等于积分吸收截面与线型函数的乘积。 对于给定频率间隔 透射率应取平均值: 对于给定频率间隔 ,平均吸收率为: 根据具体的线型函数,就可以进行计算了。 对于分子的带吸收也可以利用相似的方法进行计算。 六. 表格法计算大气吸收 1,海平面上水平路程水蒸汽的光谱透过率 教材167页-172页给出了只考虑水蒸气的吸收, 波长从0.3-14微米,各种可凝结水量下的透过率。 【例】海平面水平路程长16.25 km,气温21℃ ,相对湿度RH=53%,求1.4~1.8微米光谱区 间,只考虑水蒸汽的吸收时的平均透过率。 解:先求水蒸汽的可凝结水量。 可以认为水蒸气在水平路径上是均匀的:可以认为水蒸气在水平路径上是均匀的: 的单位是 的单位是 的单位是 这样得到的 的单位正好是mm。 T=21T=21℃℃时(时(135135页),页), 2,海平面上水平路程CO2的光谱透过 率 教材172页-177页给出了只考虑CO2的吸收,波 长从0.3-14微米,各种水平路程下的透过率。 由于给出的是各种水平路程CO2的透过率,就不必 计算二氧化碳的大气厘米数。 【例】海平面水平路程长16.25 km,气温 21℃,相对湿度RH=53%,求1.4~1.8微米光 谱区间,只考虑CO2的吸收时的平均透过率。 【例】海平面水平路程长16.25 km,气温21℃, 相对湿度RH=53%,求1.4~1.8微米光谱区间, 只考虑大气吸收时的平均透过率。 简单考虑,只考虑大气的水蒸气和二氧化碳的吸收时的 大气平均透过率分别为: 大气的平均透过率为: 更准确的计算方式应该是: 3. 高度修正:等效海平面路程 在高度为在高度为h h的水平路程的水平路程 X X 所具有的透射率等于长所具有的透射率等于长 度为度为 X X0 0 的等效海平面上水平路程的透射率,用数字 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:表达式可以表示为: 海平面海平面 对水蒸气: 对二氧化碳: :高度修正因子 §6.6 大气的散射衰减 假设介质对辐射只有散射作用,根据朗伯散射定律散射定律: (教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。)(教材中在此更换了散射系数、散射截面等的符号。) 纯散射的透射率:纯散射的透射率: 如果散射系数是如果散射系数是x x的函数:的函数: 一.散射系数和散射面积比 应该正比于散射粒子数: :比例系数。物理意义:散射粒子 的平均散射截面。 入射到截面积为 的 体积元上,体积元内粒子总 的散射面积为 ,向各 个方向散射的总功率为 :散射粒子数密度。 散射系数: (原来写法 : ) 通常用散射面积比来衡量一种粒子的散射本领: 对于具行相同散射截面的粒子群,散射系数为: 对于m种不同类型的粒子群,散射系数为: 要想确定任意尺寸分布的散射元的散射系数,必 须知道散射面积比 K(λ)。 K(λ)的计算十分复杂,需要求解平面波与均匀 球体相互作用的麦克斯韦方程组。 对于散射元浓度随半径连续变化的大量粒子情 况,散射系数变为下列积分: N(r) 由气溶胶尺度谱决定。 对于我们所研究的辐射在大气中传输的特定情况 ,只考虑对辐射没有吸收的球形水珠散射,折射率为 实数并等于1.33,散射面积比: 二.瑞利散射和米氏散射 散射系数和粒子尺寸以及入射波长有关。 1. 当 时, 散射为瑞利散射。 与波长的四次方成反比,随着波长的增加,瑞利 散射将迅速减少。 瑞利散射适用于比较小的粒子散射(半径小于 0.05微米。)大气中的分子散射属于瑞利散射。 2. 当 时, 散射为米氏散射。 无选择性散射 有强烈的米氏散射,并且是选择性的 米氏散射的特点是角分布的不对称性, 3. 当 时, 散射按几何光学处理。 红外区域的散射 主要是米氏散射。 三. 散射系数的经验公式 一般情况下,可以把散射系数归结为下列经验公式: 其中其中A A,,A A 1 1 ,,q q都是待定的常数。都是待定的常数。 对于红外区域,可以忽略瑞利散射: q q::作为经验常数和大气的能见度有关。作为经验常数和大气的能见度有关。 瑞利散射瑞利散射米氏散射 四.气象视程与视距方程式 散射系数的理论计算和实验测量都是非常复杂的。散射系数的理论计算和实验测量都是非常复杂的。 气象学中利用气象视距来处理散射问题。气象学中利用气象视距来处理散射问题。 目标与背景的亮度对比度,随着距离的增加而减目标与背景的亮度对比度,随着距离的增加而减 少到零距离时的少到零距离时的 2 % 2 % 的距离,称为气象视程,简称的距离,称为气象视程,简称 为视程或视距。为视程或视距。 目标辐射出射度 背景辐射出射度 目标的辐射对比度:目标的辐射对比度: 1.气象视程的定义 我们还可以在可见光区某一指定波长我们还可以在可见光区某一指定波长 来测量目来测量目 标的亮度对比度:标的亮度对比度: (注意这是光谱对比(注意这是光谱对比 度,以后不加注明。)度,以后不加注明。) 当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为 x x 时,观察者所看到的目时,观察者所看到的目 标与背景的对比度为:标与背景的对比度为: 当目标距观察点的距离为当目标距观察点的距离为 0 0 时,观察者所看到的目时,观察者所看到的目 标与背景的对比度为:标与背景的对比度为: 我们也可以以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度:我们也可以以背景亮度为标准定义目标的亮度对比度: L L t t 为目标亮度;为目标亮度;L L b b 为背景亮度为背景亮度 即即 :: 随着距离的增加,对比度会下降。当随着距离的增加,对比度会下降。当 x=V x=V 处的亮处的亮 度对比度度对比度 C CV V 与 与 x=0 x=0 处的亮度对比度处的亮度对比度 C C 0 0 的比值恰好等的比值恰好等 于于2%2%时,这时的距离时,这时的距离 V V 定义为气象视距。定义为气象视距。 所以:所以: 在实际测量中,总是让特征目标的亮度远远大于背在实际测量中,总是让特征目标的亮度远远大于背 景的亮度,即:景的亮度,即: 而背景的亮度是不变的:而背景的亮度是不变的: 2. 2. 视程方程式视程方程式 在实际测量中,测量的是指定波长在实际测量中,测量的是指定波长λ λ 0 0 的亮度变化,的亮度变化, λ λ0 0 通常选择可见光区的通常选择可见光区的 0.61 0.61 微米微米 或或 0.55 0.55 微米,在这微米,在这 个区域大气的吸收很小,大气透射率的影响主要是由个区域大气的吸收很小,大气透射率的影响主要是由 散射造成的。散射造成的。 在波长在波长λ λ 0 0 处,散射系数和气象视程的关系为:处,散射系数和气象视程的关系为: 视程方程式视程方程式 那么通过气象视距那么通过气象视距 V V 后,在后,在λ λ 0 0 处的透射率为:处的透射率为: 在已知的在已知的x x距离上,在波长距离上,在波长λλ 0 0 处,测得大气的透处,测得大气的透 射率为射率为ττ S S (λ(λ 0 0 ,,x x)。()。(这主要是散射造成的)这主要是散射造成的) 五. 散射衰减的工程计算 1. 1. 测量测量λ λ 0 0 处视程处视程 方法:首先测量方法:首先测量λ λ 0 0 处透射率,根据视程方程求得处透射率,根据视程方程求得λ λ 0 0 处处视程,然后再根据视程求得任意波长处的透视程,然后再根据视程求得任意波长处的透 射率。射率。 视程方程:视程方程: 结论:只要测得已知距离结论:只要测得已知距离x x及透射率及透射率τ τ S S (λ(λ 0 0 ,,x x),),就就 可以求得视距。可以求得视距。 假设在整个视程内大气是均匀的,那么在整个视假设在整个视程内大气是均匀的,那么在整个视 程内的程内的 µ µS S (λ (λ 0 0 ) ) 都是一样的,因此,可以将此式中的都是一样的,因此,可以将此式中的 µ µS S (λ(λ 0 0 ) ) 代入视程方程中即可得到视距。代入视程方程中即可得到视距。 【例】 在距离 x=5.5 km,波长 0.55 µm 处测得 的透射比τS(λ0,x)为 30 %,求气象视程 V。 即在即在 0.55 µm 0.55 µm 处的气象视距为处的气象视距为 17.9 km17.9 km。。 2.利用 λ0 处的视程求任意波长处的 光谱散射系数 µS(λ) 第二项表示瑞利散射,对于红外波段,瑞利散射第二项表示瑞利散射,对于红外波段,瑞利散射 可以忽略:可以忽略: 经验常数经验常数q q::气象视程气象视程V V大于大于 80 km 80 km 时时 中等能见度中等能见度 气象视程小于气象视程小于 6 km 6 km 时时 ( V( V是以是以kmkm为单位的气象视程为单位的气象视程 ) ) 当波长为当波长为λ λ 0 0 时:时: 当波长为当波长为λ λ时:时: 纯散射的透射率:纯散射的透射率: 据此可以求得常数据此可以求得常数A A:: 求得任意波长的光谱散射系数:求得任意波长的光谱散射系数: 【例】海平面水平路程长 16.25 km,气温 21℃ ,相对湿度 RH = 53 %,气象视程 V为 60 km ,求1.4~1.8 微米光谱区间,只考虑大气散射时 的平均透过率(取λ λ 0 0 =0.55微米)。 取波长取中间值: 【例】海平面水平路程长 16.25 km,气温 21℃ ,相对湿度 RH=53 %,气象视程 V为 60 km , 求1.4~1.8微米光谱区间的平均大气透过率(取λ λ 0 0 =0.55微米)。 忽略大气其它成分的吸收,大气的平均透过率为: 只考虑大气散射的平均透过率: 那么平均大气透过率: §6.7 大气透射率的计算 根据朗伯-比尔定律,大气的光谱透射率为:根据朗伯-比尔定律,大气的光谱透射率为: 一.大气的吸收透射率计算 与吸收有关的大气透射率应该是几种吸收组分的与吸收有关的大气透射率应该是几种吸收组分的 透射率的乘积,即透射率的乘积,即: : 大气中并非只有一种吸收组分。假设大气中由大气中并非只有一种吸收组分。假设大气中由mm 种吸收组分,首先计算各组分的透射率:种吸收组分,首先计算各组分的透射率: 如果只考虑大气的水蒸气和二氧化碳的吸收,忽 略大气其它成分的吸收: 三三. . 大气的光谱透射率计算大气的光谱透射率计算 忽略大气其它成分的吸收,大气的光谱透射率:大气的光谱透射率: 二.大气的散射透射率计算 四,光谱带透过率计算
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