n0 S D nco2 x Sdx 0 nco2 x dx 0 n0 ：二氧化碳在标准状态下的分子数密度。
X
1 D n0
X
2
X
m0 Mn
D
1
0co

2
0
co x dx
根据理想气体物态方程，在标准状态下：p0
在x点，二氧化碳的分压强也应该满足：
n0 K BT0
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。
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 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。 气溶胶会造成辐射的散射衰减。
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
朗伯定律：
P R Pi 0e
K R
Pi 0
x0
吸收截面
a na n R
P R
xR
吸收元浓度
K
（2）Junge模型
dN r dN r Cr 或者写成 Cr 1 d ln r dr
C是归一化常数，为成形常数，一般在2～4之间。
（3）Zold模型（对数正态模型）
ln r ln R 2 dN r N exp 2 d ln r 2ln 2 ln
1.描述水蒸气含量的一些物理量：
⑴ 水蒸气压强pw : 就是大气中水蒸气的分压强。
⑵ 绝对湿度ρ w : 单位体积空气中所含有的水蒸气的质量，单位为 g/m3。也就是水蒸气在空气中的密度。
⑶ 饱和水蒸气压ps : 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 态下水蒸气的分压强，它只是温度的函数。 ⑷ 饱和水蒸气量ρs : 即饱和水蒸气密度，只与温度有关。
朗伯－比耳定律：
P R Pi 0e


exp a na n R
散射截面
散射元浓度
大气的分子和悬浮微粒都对辐射有吸收和散射的作用：
分子 n分子 微粒 n微粒
大气含有多种分子和悬浮微粒：
高度 km 0 10 20 30
标高 km 8.5 7.8 6.3 6.8
高度 km 40 50 60 70
标高 km 7.8 8.1 7.6 6.5
三.大气密度
根据理想气体物态方程：
pz n z K BT
p0 n0 （标准状态） K BT0 p z T0 n z n0 p0 T z
CO2在水平传径上是均匀的： D co 2
三.臭氧
O2
分解
O O
吸收紫外 红外 分解
吸收紫外
＋ 碰撞
合成
O3
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。
⑸ 相对湿度RH : 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。
⑹ 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。
w pw RH s ps
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 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。
臭氧层的破坏
氯氟烃
§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。 气体分子的半径大约10－4微米。 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) 比云雾更大的水滴就是雨滴：102~104微米
dp m0 Mnz g z dz
pz pz0 e

z z0 h z
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：
pz pz0 e

z z0 h z
2.平流层
对流层顶10km向上到55公里左右为平流层。
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。 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
pV NK BT
m0 Mg z dp dz dz p z K BT h z K BT 其中 h z ,如果把h(z)看成常数： m0 Mg z
z z0 pz ln p0 h z
pz dp m0 M g z dz S z Sdzg z pS dp z g z dz p dp S z m0 Mnz dz z ：大气的平均分子量 M
m0
：原子质量单位 根据理想气体物态方程：
p
pz n z K BT
a a分子 n分子 a微粒 n微粒
二.分子光谱
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。
气溶胶的产生和消除
气溶胶按其来源可分为：
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。
§6.2 大气的气象条件
一，大气温度
1.对流层 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。
水SW w x Sdx
X 0
X
W
1
w X 如果水蒸气在辐射传播路径上是均匀的：W 水
可凝结水量不能和水等同看待，也不包含已经凝 结的水滴 。
水

X
0
w x dx
w x
dx
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。
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 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。
§6.1 地球大气的基本组成
一.气体的气体组成
主要气体：78%的氮气 21%的氧气 微量气体： 氩（Ar）、二氧化碳(CO2)、一氧化碳(CO)、 一氧化二氮(N2O)、甲烷(CH4)、臭氧(O3)、 水蒸汽(H2O)等。 这些气体并不总是中性的，在太阳辐射的作用下 在90km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。
20到55公里高度温度从220 K上升到270K左右。
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。
1，分子的能级结构
E Ee Ev Er
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， E E 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：
E E Ee Ev Er v ve vv vr h h h h
二. 二氧化碳
二氧化碳在空气中比例比较稳定，约0.033％。 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 得更重要。
二氧化碳的大气厘米数
二氧化碳对辐射的影响可以用大气厘米数 D 来衡 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。