根据大气温度随高度的变化，地球大气可分为对流层（Troposphere）、平流层（Stratosphere）、中间层(Mesosphere)、热层（Thermosphere）等水平层。

海拔高度10km以下为对流层，大气温度以6.5K/km的速率下降。对流层空气的起伏上下造成旋转的气流（湍流），而且经常有水汽形成的云。对流层大气通常称为低层大气，低层大气包含了很多不利于辐射传输的成分，如吸收气体、灰尘、雾、雨、雪和云等。

海拔高度10km至24km为平流层，大气温度保持恒定，故平流层也称同温层。平流层大气只能作水平方向的移动，剩余的水汽很少。平流层的氧分子经太阳紫外辐射的作用形成臭氧（O₃），O₃对波长小于0.3μm的紫外线有很强的吸收。

24km至80km高度为中间层，大气温度随高度先是增加，在48km以上又随高度增加而下降。大气光学传输只需考虑至中间层，中间层以上被认为是光学透明的。

80km高度以上至8000km为热层。在100km至240km范围内，大气温度随高度增加而增加。在更高的高度，温度保持恒定。受到外来高频辐射的激发或高能粒子的碰撞，热层的气体分子不但会分离为原子，而且还会进一步分离为离子与电子。因此，热层也称为电离层，利用无线电波在电离层和地面之间的连续反射，可实现无线电短波的远程通讯。

大气温度随高度的变化规律与地理纬度、季节有关。100km以下的6种大气模型的温度-高度分布曲线见图1。

图1 100km以下6种大气模型的温度-高度分布曲线

给定海拔高度的大气压强等于单位截面上承受的、位于它上面的空气柱的总重量，大气压强随高度增加而减少。海平面上大气压强为1.033kg/cm²。每升高16km，标准大气的压强约衰减10倍。随高度的上升，大气迅速变得稀薄。大气的一半密集在海拔高度5至6km以下的范围内。

不同纬度、季节的大气压强随高度变化规律的差异很小。100km以下的6种大气模型的大气压强-高度分布曲线见图2。

图2 100km以下的6种大气模型的大气压强-高度分布曲线

地球大气是混合气体，干燥大气由氧气、氮气，此外还有氩、氖、氦等惰性气体以及二氧化碳、甲烷、氧化氮等吸收气体组成。这些气体在大气中的混合比不随高度变化，被称为大气的不变成分，其百分比浓度及红外吸收能力见下表。

大气中含量最丰富的氧气、氮气等双原子分子和惰性气体单原子分子都不吸收红外。CO₂是最主要的红外吸收气体，CH₄、N₂O等虽有红外吸收，但含量很小。根据不同高度处的大气密度和混合比，可分别计算CO₂等均匀混合吸收气体的含量和吸收系数，最后得到路径大气的总透过率。

大气中还有一些含量随大气温度、海拔高度和地理位置变化的吸收气体，如水汽、臭氧等，称为大气的可变成分。

气溶胶是大气及弥散在大气中的固体或液体悬浮粒子的总称，细小悬浮粒子也称气溶胶粒子。

霾、雾是典型的气溶胶粒子。霾是细小的固体微粒，如盐晶粒、尘埃、烟屑等，半径一直到0.5μm。在湿度较大的地方，湿气凝聚在这些微粒上，可使它们变得很大。当凝聚核增大并变成半径超过1μm的水滴或冰晶时，就形成了雾。云的形成原因和雾相同，只是雾接触地面而已。

0～2km边界层大气的气溶胶对辐射传输的影响最大，受地理、天气条件的影响也较大。农村、都市、海洋和沙漠的气溶胶的组分和分布有明显的差异，例如，都市环境的气溶胶含有较多燃烧和工业源的生成物。海面上的气溶胶在所含海水喷沫蒸发后会产生盐颗粒，而在高湿度环境下，水汽又会凝结在这些盐颗粒上从而增加其尺寸。

2～10km的对流层的气溶胶对当地的地表资源就不太敏感，与空气特别清澈的地表情况相仿。10～30km的同温层的气溶胶呈全球均匀分布，只有一些由光化学反应产生的硫酸盐颗粒，相当于无大颗粒的农村模型。同温层的气溶胶也称作背景气溶胶。影响同温层气溶胶分布和性质的主要因素不是地理条件、天气的变化，而是季节的变化。更高的上层大气只有一些流星灰。

因地球大气层中的水汽、二氧化碳等气体分子对红外波段在有很强的吸收作用，使红外波段有许多强吸收带，而处于强吸收带之外的红外辐射具有大气透过率较高，这些红外谱段就称为红外大气窗口。可粗略地认为地球大气有1～3μm、3～5μm和8～14μm等三个红外大气窗口。图3是从海平面以上2km高度长水平路径测得的大气光谱透过率曲线，图的下部给出了水汽、二氧化碳和臭氧分子吸收带的位置。大气在近红外有一个0.95～1.05μm窗口，在短波红外有1.15～1.35μm、1.5～1.8 μm、2.1～2.4μm等窗口，在中波红外有3.3～4.2μm、4.5～5.1μm等窗口，长波红外窗口为8～13μm。

图3 海平面上2km高的红外谱段大气透过率

大气吸收是由于地球大气所含吸收气体分子的振动或转动能态发生变化而产生的吸收。地球大气中的红外吸收气体主要有水汽、二氧化碳、臭氧、甲烷、氧化氮、一氧化碳等。这些多原子气体分子转动状态的能量差很小，转动吸收光谱主要出现在远红外波段。分子振动态之间的能量差比转动态之间的能量差要大许多倍，由此产生的振动吸收光谱出现在大约2到30μm范围内常见的红外波段。

振动吸收带是由物质分子振动能级差所决定的、对特定波长红外辐射的选择性吸收谱带。

一个多原子分子可以有多种振动模式，如对称或非对称拉伸、弯曲等模式。并非所有的气体分子、任何振动模式都能产生红外吸收，大气含量最多的O₂、N₂双原子分子及单原子惰性气体分子都不吸收红外。只有一些多原子分子（如H₂O、CO₂分子）以某种能引起分子电偶极矩变化的模式振动时，才能吸收特定频率的红外光子，形成特定的吸收谱线。

由于邻近分子的相互作用，实际观察到的气体吸收光谱并不是分立的谱线，而是由许多谱线构成的振动-转动谱带。

大气红外窗口不是完全透明的，红外窗口处存在较弱的、随波长缓变的连续吸收，在连续的吸收背景上还有一些局部的吸收谱线。

长波红外窗口处的大气吸收光谱主要是CO₂、HDO（半重水）等气体的弱吸收带构成的连续谱。如下图所示，其连续背景上还叠加有一些H₂O的吸收谱线。长波红外大气窗口的连续吸收不仅影响路径透过率，也是大气温室效应的起因。大气中的CO₂等红外吸收气体也称温室气体，它们对太阳的可见光、近红外辐射是透明的，但能吸收地球的红外热辐射，可阻止其向太空发散。温室气体的浓度过高时，会破坏地球辐射的收支平衡，导致全球气候转暖。

二氧化碳是地球大气中主要的红外吸收气体，其在红外波段的强吸收带在2.7μm、4.3μm和15μm波长处。

CO₂是大气的不变成分，也称均匀混合气体。CO₂在大气中的混合比直至50 km高度均维持在0.32%。CO₂气体压强随高度的衰减规律如同大气压强，即高度每增加16 km，压强衰减10倍，而水汽压强是高度每增加5 km衰减10倍。随着高度的增加，水汽吸收迅速减少，而CO₂吸收的减少比较缓慢，其吸收可持续到50 km高度。

在波长2.7μm附近、不同高度（单位：kft＝0.3048km) 处的大气透过率如图4所示。图中3km处低层大气的吸收主要是水汽吸收，CO₂吸收带被掩盖了。随着高度的增加，水汽含量迅速减少，而CO₂吸收带开始显现。在10km以上高度，水汽吸收带实际上已消失，仅剩下了CO₂吸收带。

图4 在波长2.7μm附近不同高度处的大气透过率

水汽是地球大气中主要的红外吸收气体之一。水汽在红外波段的强吸收带在0.94μm、2.7μm和6.3μm波长处。

水汽是大气的可变成分。水汽的含量随高度的增高而迅速减少，含量的高度分布因地理纬度、季节而异，见图5。在海平面高度潮湿的大气中，水汽的含量很高，大气吸收主要是水汽吸收。在12km以上高度，水汽吸收可忽略不计。

图5 水汽含量随高度的变化

大气散射包括气体分子散射（瑞利散射）和气溶胶散射（米氏散射）。分子散射主要影响可见光传输，有明显的光谱选择性。尺寸较大的雾粒、雨滴等气溶胶粒子对长波红外有较强的散射，无明显的光谱选择性。

由于大气散射，目标辐射在传输过程中会发生衰减。太阳散射光也会进入路径，与目标辐射相叠加，从而增加系统探测的背景噪声，降低目标与背景的对比度。大气散射对低反射率目标的短波长可见光的探测影响尤甚。由于大气分子的强散射，星上接收到的短波可见光几乎全部来自太阳散射光，这对海洋水色的探测是极其不利的。

大气散射的光谱选择性取决于粒子的散射效率，和散射粒子与波长的相对大小有关。

大气的散射粒子有气体分子（半径10^-4μm）、气溶胶粒子（半径10^-2～1μm）以及雾、云（半径1～10μm）、雨（半径10²～10⁴μm）等尺寸较大的水滴。这些粒子散射的强弱取决于它们的散射效率。

粒子的散射效率可用散射面积比表示，值与粒子半径波长比的关系如图6所示。当散射粒子的尺寸小于波长时，值随波长的减小迅速增加，表现出对短波长辐射的选择性强散射。典型的选择性散射如瑞利散射。

图6 K值与粒子半径波长比的关系

当半径等于波长时，值最大，约为3.8，此时散射最强烈。微粒半径进一步增大，值轻微震荡，最终趋近于2。由于此时的值与波长无关，呈现为非选择性散射。典型的非选择性散射如米氏散射。

散射粒子线度小于入射光波长的散射称为瑞利散射。瑞利散射的散射系数与波长的四次方成反比。

瑞利散射有很强的光谱选择性，如大气气体分子对可见光的散射。当仰望晴空时，看到的是大气气体分子对阳光的散射光。由于气体分子对波长较短的蓝光有更强的散射，晴空呈现蔚蓝色。当平视落日时，看到的是阳光穿越很长的大气路程的透射光，由于波长较长的红光散射损失较小，看到的落日呈现红色。

散射粒子线度大于入射光波长的散射称为米氏散射。

米氏散射无明显光谱选择性。颗粒较大的烟雾，由于对可见光的各种色光都有较高的散射效率，散射光呈白色。雾粒半径为0.5～80μm，尺寸分布的峰值一般为5～15μm 。在雾天，可见光、红外的大气透过率都很低，但如果是雾粒较小的薄雾，长波红外的透过率还是要比可见光波段高一些。

大气衰减系数是描述大气吸收、散射引起辐射传输衰减强弱的参数，也称消光系数。大气衰减系数是吸收系数与散射系数之和，数值上等于辐射衰减1/e倍时传输距离的倒数。

目标辐射的大气衰减可用比尔定律计算，辐射在均匀大气层中传输的路径透过率为：

式中，为大气透过率；为路径长度，单位cm；为大气衰减系数，单位：cm^-1；为大气光学深度，无量纲。

由于大气衰减系数（消光系数）与吸收气体分子和气溶胶粒子的浓度有关，气体的消光系数通常用单位浓度的消光系数表示，称为质量消光系数或比消光系数。

大气光学深度是大气衰减系数与路程长度的乘积，或称大气光学厚度。大气光学深度无量纲，是路径透过率的对数，故也称对数透过率。

均匀大气路径的光学深度是大气衰减系数与路程长度的乘积，非均匀的大气路径可将大气分割为若干个性质均匀的水平层，先求各层的光学深度，取和得到路径的总光学深度，则路径的总透过率为：

式中，是非均匀大气路径的总光学深度。