真实气体辐射基本原理441概述OLR的各种情况
如果真正的温室气体是灰色气体(见习题4.3.1)，这对行星的宜居性来说将是一个极其坏的消息。温室气体浓度必须非常精确地调节，才能将行星维持在适宜居住的温度范围内，而且几乎没有误差的余地。因此，对于实际气体而言，OLR随温室气体浓度的变化要比理想的灰色气体的变化缓慢得多，这一点至关重要。这是宇宙的量子性质直接干预支配行星气候的宏观现象的另一个领域。raybet雷竞技最新
红外辐射传输是一个非常深刻和复杂的主题，掌握本节的材料仍然不会让读者准备好编写最先进的辐射代码。我们也不会涉及无数大大小小的工程技巧，这些技巧需要使辐射代码足够快地嵌入到一般循环模型中，在这种模型中，每个模型日需要在数千个网格点的每个点上调用十几次。我们确实希望提供足够的基础物理知识，让学生理解为什么OLR对典型真实气体的浓度比对灰色气体的浓度不那么敏感，并帮助学生对温室的全部可能行为范围产生一些直觉地球上的气体和其他星球，现在和遥远的过去或未来。这种认识甚至应扩展到目前在气候背景下尚未普遍考虑或在标准的“现成”辐射模型中尚未实施的温室气体。raybet雷竞技最新例如，如果你发现自己想知道SO2或H2S是否严重影响了早期地球或火星的气候，你会怎么做?raybet雷竞技最新灰色气体模型并没有对这类问题提供充分的初步研究。因此，我们希望提供足够的基本算法设备，让学生从零开始建立简化的辐射模型，从而大致正确地得到OLR和红外加热剖面。
尽管我们将在第4.5节中使用“专业”编写的辐射代码，但我们希望至少把帷幕拉回一点，这样读者就不会留下一个过于常见的概念，即辐射程序是黑盒子，其内部工作原理只有辐射转移的高级祭司才能理解。希望这也将打开大门，吸引更多的人在这一主题上进行创新工作。
因为主要的一点是了解波数是如何依赖的吸收率影响OLR对温室气体浓度的敏感性，我们将从光谱的讨论开始发出的长波辐射在理想的情况下。让我们考虑一个行星，它的表面像一个理想的黑体在红外辐射，有一个大气，其表面的空气温度Tsa等于地温Tg。温度T(p)在对流层中随高度单调降低，并不断修补到温度为Tstrat的等温平流层。大气层主要由红外透明的N2和O2组成，表面压力为105Pa，就像地球一样。与地球不同，唯一的温室气体是一种神秘的物质(叫它欧不裂)，它有点像二氧化碳，但思考起来要简单得多。它和二氧化碳的分子量相同，但是它的吸收系数KOob(v)是an吸收带以波数v0 = 600cm-1为中心。在v0的100cm-1范围内，KOob的值为常数k0。在这个有限的波数范围之外，欧不裂对红外是透明的，即KOob = 0。为了让生活更简单大气物理学家在这个星球上，KOob不受温度和压力的影响。就像真正的二氧化碳一样，欧不eck (qOob)的特定浓度在整个大气深度是恒定的。
这颗行星的OLR光谱是什么样的?答案显示在图4.5的左侧面板中。在该图中，我们假设欧不裂分子的吸收率为1m2/kg。然后，当摩尔浓度为300ppmv(如20世纪60年代的CO2)时，吸收带内的比浓度为4.6■10-4，光学厚度KoqOobps/g cos 6为9.4。由于这个波数区域的大气在光学上很厚，这部分光谱中的红外辐射随着平流层的温度离开大气。这正是我们在图表中看到的。在吸收带之外，大气是透明的，
为了避免任何误解，在这里我们必须强调，“不那么敏感”并不意味着
“不敏感”。如果二氧化碳是一种灰色气体，那么它的浓度翻倍，就像我们准备在本世纪内做的那样，无疑是致命的。因为二氧化碳实际上并不是一种灰色气体，其结果可能仅仅是灾难性的。
波数(cm-1)
图4.5:具有分段常数吸收系数的假设气体的OLR光谱。下面虚线点状的曲线为平流层温度Tstrai对应的黑体谱，上面虚线点状的曲线为地表温度Ts对应的黑体谱。计算时Ts = 280K和trai = 200K，温室气体浓度足够使光学厚度«10处于中心吸收带。左图:气体在500 ~ 700 cm-1的单一吸收带内的吸收系数为1m2/kg。右图:该气体还有300 ~ 500 cm-1和700 ~ 900 cm-1的弱吸收带，其中吸收系数为.125m2/kg。
因此，红外线离开大气层顶部时，地面的温度要高得多。OLR光谱的整体外观是温室气体在OLR光谱中“挖了一条沟”，或者可能“咬了一口”。光谱中的沟槽降低了行星的总OLR，但如果整个光谱的吸收都很强烈，就像灰色气体的情况一样。这是真正的温室气体的典型工作方式:它们使大气在光谱的有限部分具有光学厚度，而在其他部分则保持相当透明。的力量温室效应是问题不在于沟壑有多深，而在于沟壑有多宽。
欧不裂是一种非常人为的物质，但上面的练习给了我们一个公平的想法，当解释OLR光谱的真实观测时，应该寻找什么。图4.6是一个恰当的例子，图中显示了全球勘测者号上的TES仪器在一天中的两个时间观测到的火星的OLR光谱。火星上的大气基本上是纯二氧化碳，只是在光学上很薄冰云而且尘云(在大型沙尘暴之间可能会很薄)。因此，这颗行星可能是太阳系中二氧化碳辐射效应最纯粹的例证。在图4.6中，在下午光谱和日落光谱中，一个以约650cm-1为中心的CO2“沟渠”都很明显。在这个沟槽的低谷处，在下午和日落的情况下，辐射都以约170 K的辐射温度离开大气。这一温度与火星上层大气在夏季遇到的最冷温度相似(见图2.2)，与的强下降相兼容温度随高度变化在测深中可以看到。在远离二氧化碳沟的地方，大气看起来是透明的，排放类似于下午温度为265K，日落温度为212K的陆地表面的黑体排放。这些数字与观测到的地面范围相符火星温度，并与着陆器的近地表数据进行了交叉核对。
下午肢体观察 |
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图4.6:火星全球勘测者号上的热发射光谱仪在一天中的不同时间观测到的一些具有代表性的火星OLR光谱。
在图4.5左侧面板所示的情况下，只要平流层温度保持固定，OLR就会尽可能低。增加温室气体浓度qG不能进一步降低OLR，因为在气体具有辐射活性的光谱区域，大气已经在最冷的可用温度3下辐射。然而，假设气体在中心吸收带外不是透明的，而是在主要吸收带的两侧有一组较弱的吸收带，我们可以把这种气体称为“双波段欧不落”。在这种情况下，如图4.5的右面板所示，较弱的波段对OLR的影响尚未饱和，qG的增加将导致OLR下降，直到这些波段也饱和为止。但如果有更弱的吸收带在更远的地方等待呢?然后，qG的进一步增加将导致OLR的进一步降低。人们可以想象，通过减小波段的宽度，减小相邻波段之间吸收系数的跳跃，使这个过程连续。真正的温室气体的作用与此非常相似，因为它们几乎总是具有吸收，其整体强度随着距离中心峰值波数的距离而强烈衰减。吸收随距离衰减的速率决定了OLR随温室气体浓度增大而减小的速率。
由式4.11、4.12或4.13可知，如果知道传递函数，就可以求出辐射通量所需的积分。正如我们将很快看到的，在大多数情况下，k对波数的依赖是如此复杂，以至于如果一个人打算进行足够多的计算来从气候建模中获得一些见解(即使是在一维中)，那么通过对波数进行强力积分来解决问题是不可能的。raybet雷竞技最新在任何情况下，用足够的光谱分辨率进行计算，以直接解决k(v)中的所有摆动，提供了更多关于
这个例子有些做作，因为温室气体浓度的增加通常会使平流层降温。然而，它可以说明附加的弱吸收带影响OLR的方式。随着qG的增加，平流层冷却导致的额外OLR减少是a二次效应．由于那里的温度已经很低，所以简单地将沟渠深处的OLR替换为零并不会对结果产生太大影响。
光谱变异性比大多数情况下所需要的要多。我们真正想要的是了解在宽度为a的有限频谱区域内，以给定频率v为中心的平均传输函数的性质，具体来说，让我们选择a足够小，使得普朗克函数B及其导数dB/dT在宽度为a的频谱区间内都近似为常数。在这种情况下，当公式4.12或其其他形式的通量的解在a上求平均值时，B几乎与v无关，取在平均值之外。因此，所得到的带平均方程具有与原始方程完全相同的形式，不同的是通量被平均通量所取代
将传递函数替换为i rv+A/2
我们需要学习如何推导Tv (p,p')的性质。主要的挑战是非线性指数函数介于kv的统计量和Tv的统计量之间。
传递函数满足乘法性质，即
如果p'在p1和p2之间。乘性意味着沿大气路径的传输可以通过取沿路径的任意数量组成部分的传输的乘积来获得。带平均传输失去了这个有价值的性质，因为对于两个一般函数f和g, f f (v)g(v)dv = (/ f (v)dv)(/g(v)dv)。只有当两个函数不相关时，等式才成立，而在路径的两个连续部分中传输通常不是这样。在路径的第一部分中，强吸收的频率首先被用完，并且在路径的第二部分中不再可用。系统有记忆，人们可以认为光变得“疲劳”，或者随着它传播的时间越来越长，在容易吸收的频率上消耗得越来越少，其结果是，在路径的后部分的吸收比吸收新鲜光时要弱。
继续阅读:选定温室气体的光谱特性
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