大气辐射

当温度不是绝对零度时，大气中的气体（主要是氧和水汽）、水滴（云、雨和雾）和冰滴(主要在冰云中)均会辐射电磁能，并产生热辐射噪声。在微波波段，这种热辐射噪声的特性通常用亮度温度来表征，亮度温度与热力学温度之比称为发射率。[1]

概述

大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。

原理

当温度大于绝对零度时，大气中的气体（主大气辐射要是氧和水汽）、水滴（云、雨和雾）和冰滴(主要在冰云中)均会辐射电磁能，并产生热辐射噪声。在微波波段，这种热辐射噪声的特性通常用亮度温度来表征，亮度温度与热力学温度之比称为发射率。大气辐射分子中的电子从高能态跃迁到低能态时放出电磁能，形成辐射。分子吸收入射电磁能，使电子从低能态跃迁到高能态，形成吸收。一种分子具有的能态数是一定的。因此，它的辐射频谱和吸收频谱相同。大气辐射根据基尔霍夫定律，发射率等于吸收系数。在气体中，分子密度小，碰撞只使谱线加宽，仍是离散的。但在固体或液体中，分子密度很大，碰撞使谱线混在一起而形成连续谱，在所有的频率上均有吸收和辐射。

在实际的大气传输过程中，因吸收和散射而损失一部分能量；另一方面，大气辐射又使总能量增加。

计算方法

在实际的大气传输过程中，因吸收和散射而损失一部分能量；另一方面，大气辐射又使总能量增加。求解描述这个过程的传输方程（忽略散射），即可得到观测点上的亮度温度T式中光学厚度；T()和α()分别为沿路径点上的温度和吸收系数。在散射影响可忽略的情况下,只要T()和α()采用相应的具体数值，大气气体、雨、云和雾的亮度温度均可采用上式求得。晴天时α()是气体和水汽吸收系数之和；其他天气时,α()是气体吸收系数与云、雨或雾的吸收系数之和。当波长较短或水滴较大时，则不可忽略散射的影响。这时，计算云和雨亮度温度的公式复杂得多。假若大气是球面分层，用Tm代替T(),则在天顶角θ方向上的亮度温度可简化为T＝Tm【1-exp(-τ0 secθ)】式中为天顶方向上的光学厚度;Tm为平均辐射温度。亮度温度的一般变化规律是：当τ0一定时，天顶方向上T最小,水平方向上T最大；

τ0增大时,T值也增大，但T值不会超过Tm值。晴天和天顶角不太大时，均可看到在氧和水汽谱线附近出现亮度温度的峰值。

大气辐射噪声会对接收系统，特别是对噪声系数很低的系统造成有害的影响。但在大气无源微波遥感中，却能利用大气辐射噪声的各种特性，测量大气的温度分布、水汽密度分布和云中含水量等大气参数。

现象

大气辐射的方向既有向上的，也有向下的。大气辐射中向下的那一部分，刚好和地面辐射的方向相反，所以称为大气逆辐射。大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。由于大气逆辐射的存在，使地面实际损失的热量比地面以长波辐射放出的热量少一些，大气的这种保温作用称为大气的温室效应。这种大气的保温作用使近地表的气温提高了约18℃。月球则因为没有象地球这样的大气，因而，致使它表面的温度昼夜变化剧烈，白天表面温度可达127℃，夜间可降至-183℃。

影响

大气辐射噪声会对接收系统，特别是大气辐射对噪声系数很低的系统造成有害的影响。但在大气无源微波遥感中，却能利用大气辐射噪声的各种特性，测量大气的温度分布、水汽密度分布和云中含水量等大气参数。