水汽“吸收再發射模型”的解釋與應用

武冰路 隋曉霞

（中國氣象局氣象干部培訓學院河北分院 河北 保定 071000）

水汽圖像，也稱水汽云圖，是氣象衛星上6.2～7.3μm通道測得的輻射數據轉化成的灰度圖像.自從1977年歐洲空間局的第一顆靜止氣象衛星（METEOSAT-1）首次使用水汽通道以來，由它獲得的水汽分布圖和反演出的水汽含量，為研究大氣的運動提出了新的手段，從而受到各國氣象衛星研究和工作者的重視.隨著探測技術和判讀能力的提高，衛星水汽圖像越來越顯示出它的作用和價值，其中反演的衛星風不僅在數值天氣預報模式同化中受到重用，而且在天氣分析和預報中得到許多應用（許健民等，2006）.但是實際業務工作中，水汽圖像的使用率遠低于可見光和紅外圖像，原因之一是天氣預報員對水汽圖像基本原理理解不清，導致無法準確地解釋水汽圖像的含義.因此，將水汽圖像基本原理進行簡明直觀的解釋，是授課教師必須解決的關鍵問題.本文使用概念模型形象直觀地用大氣輻射理論對水汽圖像應用原理做出科學的解釋，為水汽圖像的廣泛應用夯實理論基礎.

1 吸收再發射模型

在6.7μm通道上衛星接收到的輻射能一部分來源于地面，一部分來源于大氣中的水汽，它的公式表示為

上式中，等式左邊表示衛星接收到的輻射能，等式右邊第一項表示衛星接收到的地面發射的輻射能，等式右邊第二項表示衛星接收到的大氣中的水汽發射的輻射能.

由于以6.7μm為中心的吸收帶是水汽的強吸收帶，在這個通道內，懸浮在大氣中的水汽會吸收一部分來自下層的輻射，同時自身也會向上發射輻射，這就是水汽對輻射的吸收再發射作用.為了更容易理解水汽的吸收再發射過程，可采用“吸收再發射模型”加以說明.如圖1所示，首先將垂直的大氣分為高、中、低3個層次，圖中垂直黑線的寬度表示輻射能的大小.下面分析輻射通過大氣層到達衛星的過程中經歷了哪些變化.

圖1 水汽對輻射能的吸收再發射作用模型

假設地面發射的輻射能為A0，它被低層大氣中的水汽吸收后衰減為A1，被中層水汽吸收后衰減為A2，又被高層水汽吸收后衰減為a.a就是衛星接收到的地面所發射的被水汽層層吸收后的輻射能.同理，低層大氣中的水汽也會根據自身溫度發射一定的輻射能B1，被中層和高層水汽吸收后衰減為b，最終被衛星接收.中層水汽發射的輻射能C2被高層水汽吸收后衰減為c；高層大氣發射的輻射能d基本全部到達衛星.最終，衛星能接收到的輻射能L=a+b+c+d.根據普朗克定律將該輻射能計算出溫度，就是水汽圖像上的亮溫.亮溫的大小反映的是水汽通道上衛星接收到的輻射能的多少.

2 影響水汽通道輻射能大小的因子

根據上面的分析可以看出，在水汽通道上衛星接收到的輻射能受多種因素影響.一般而言，影響因子包括地面和大氣中水汽的溫度、整層大氣中的水汽總量，水汽在垂直方向的分布情況.

由于黑體的輻射能與其溫度的四次方成正比，因此，地面和大氣的溫度對水汽圖像上的亮溫有影響.整層大氣中的水汽總量直接影響地面的輻射被吸收了多少，假如水汽在垂直方向上是均勻分布的，那么大氣中水汽含量越多，衛星接收到的輻射能越少，反映在水汽圖像上色調越白，這些并不難理解.

然而實際大氣中，水汽在垂直方向上的分布十分不均勻，大部分水汽集中在對流層中低層，隨高度迅速減少，到平流層水汽含量已經十分稀少，到底哪一個高度上的水汽吸收率最大，在衛星接收到的輻射能中所占的權重最高？Weldon等人將不同的水汽分布條件輸入“RADCO M”模式［1］，并將結果數據畫到同一幅圖中，如圖2所示.

圖2 16種水汽垂直分布及亮溫疊加圖

將16種水汽垂直情況分布圖，分成4組，水汽分別僅存在于高層（300～200 hPa）、中層（350～450 hPa）、低層（650～750 hPa）和邊界層（900～1 000 h Pa），其他地方沒有水汽.圖中影線柱表示不同的濕度大小，影線柱上的數字是露點溫度差，影線寬度表示常定溫度露點差的相對濕度，長度表示常定溫度露點差的濕層厚度.圖頂數字表示6.7μm通道下星測亮溫；帶橫線的原點表示“等效氣壓”，指的是氣溫等于亮溫的等壓面.圖底數字是各組亮溫的平均值.

首先，以小組為單位進行比較后發現，從邊界層到中層，隨著濕層的抬升，圖底部的數字顯示各組平均亮溫值逐漸減小，分別是-2.5℃，-10.35℃，-16.55℃.當水汽僅存在于高層時，由于相同的相對濕度下，高層水汽含量少，因此，地面上大部分輻射能可以透過水汽到達衛星，致使其平均亮溫為-6.55℃.

對比小組內部數據發現，對流層中層（350～450 hPa）水汽飽和程度的不同會引起亮溫巨大的變化，如溫度露點差為2℃（接近飽和狀態）時亮溫為-21.4℃，溫度露點差為15℃（非常干燥）時亮溫為-11.1℃，兩個條件下亮溫差為10.3℃，反映在水汽圖像上為非常明顯的明暗對比；反之，低層（650～750 hPa）和邊界層（900～1 000 h Pa）水汽飽和程度變化導致亮溫差異變化較小：低層接近飽和狀態與非常干燥狀態的亮溫差為1.8℃，邊界層接近飽和與非常干燥狀態的亮溫差為0.3℃.由此可知，在其他條件相同時，對流層中層的水汽含量對衛星接收到的輻射能影響最大，而低層和邊界層的水汽含量對衛星接收到的輻射能影響很小.因此可以推斷，水汽圖像上色調差異主要反映了對流層中高層水汽的多少：色調越白，表示對流層中層水汽越接近飽和；色調越黑，表示對流層中層水汽越接近干燥.

3 水汽圖像在大氣運動中的解釋應用

由熱力學第一定律可知，在干絕熱過程中，氣團上升冷卻膨脹，下沉壓縮增溫.因此，大氣中的水汽接近飽和代表此時空氣中有上升運動，大氣非常干燥代表此時空氣中有下沉運動.在水汽圖像上反映為，水汽圖像色調越白亮，代表該處上升運動越明顯，水汽圖像越黑暗，代表該處下沉運動越強烈.

以2018年6月4日08：00的水汽圖像為例，圖3（a）顯示，在120°E的經線上，40°～50°N色調暗黑，亮溫高，30°～40°N色調偏白，亮溫低；圖3（b）將120°E，50°～30°N的垂直運動與水汽亮溫值疊加，發現在40°～50°N處對流層中層垂直運動速度為正值，顏色為綠色，有下沉運動；30°～40°N處對流層中層垂直運動速度為負值，顏色為紅色，代表有上升運動.

圖3 水汽圖像

該例印證了水汽圖像亮溫大小與對流層中層垂直運動有較好的對應關系，因此，在實際天氣預報與分析過程中，衛星水汽圖像可以作為實時監測對流層中層垂直運動的一種實用的手段.

4 結論

通過上述對水汽圖像的原理及圖像解析，我們可以得出以下結論：

（1）水汽圖像表示的是6.7μm通道上整層大氣的輻射亮溫，并非水汽的含量，因此水汽圖像無法判別大氣中的可降水量.

（2）水汽圖像上色調的亮暗可以較大程度地反映水汽的垂直分布狀況.色調黑暗，代表對流層中層水汽較少；色調較白代表對流層中層水汽較多.

（3）水汽圖像色調的亮暗與大氣的垂直運動有很好的對應關系，水汽圖像色調偏白，代表對流層中層有上升運動；色調黑暗，代表對流層中層有下沉運動.因此，在實際天氣預報與分析過程中，衛星水汽圖像可以作為實時監測對流層中層垂直運動的一種實用的手段.

需要明確的一點是，衛星水汽圖像具有非常明顯的優點，它時空分辨率高，覆蓋面廣，是常規探空資料的必要補充，但同時具有非常強的局限性，水汽圖像作為二維的平面圖像，用它反演三維的水汽垂直分布及大氣垂直運動，必然不能非常完全準確地反演出來，有時須借助其他的資料來共同解決這個問題.總之，對水汽圖像的認識需建立在全面客觀的基礎上才能發揮其最大的作用.

致謝

感謝北京大學物理學院陶祖鈺教授對本文的指導.