为什么太阳下山后天空仍是明亮的?这主要是因为大气的什么作用?

为什么太阳下山后天空仍是明亮的?这主要是因为大气的什么作用?
为什么太阳下山后天空仍是明亮的?这主要是因为大气的什么作用?

为什么太阳下山后天空仍是明亮的?这主要是因为大气的什么作用?
这是由于大气的散射作用 电磁波同大气分子或气溶胶等发生相互作用,使入射能量以一定规律在各方向重新分布的现象.其实质是大气分子或气溶胶等粒子在入射电磁波的作用下产生电偶极子或多极子振荡,并以此为中心向四周辐射出与入射波频率相同的子波,即散射波.散射波能量的分布同入射波的波长、强度以及粒子的大小、形状和折射率有关.
大气散射是重要而且普遍发生的现象,大部分进入我们眼睛的光都是散射光.如果没有大气散射,则除太阳直接照射的地方外,都将是一片黑暗.大气散射作用削弱了太阳的直接辐射,同时又使地面除接收到经过大气削弱的太阳直接辐射外,还接收到来自大气的散射辐射,大大增加了大气辐射问题的复杂性.大气散射是大气光学和大气辐射学中的重要内容.也是微波雷达、激光雷达等遥感探测手段的重要理论基础（见微波大气遥感、激光大气遥感）.
光和粒子的相互作用,按粒子同入射波波长(λ)的相对大小不同,可以采用不同的处理方法：当粒子尺度比波长小得多时,可采用比较简单的瑞利散射公式；当粒子尺度与波长可相比拟时,要采用较复杂的米散射公式;当粒子尺度比波长大得多时,则用几何光学处理.一般考虑具有半径□的均匀球状粒子的理想散射时,常采用无量纲尺度参数□ = 2πr/λ作为判别标准：当□<0.1时,可用瑞利散射；当□≥0.1时,需用米散射；当□>50时,可用几何光学.同一粒子对不同波长而言,往往采用不同的散射处理方法,如直径1微米的云滴对可见光的散射是米散射；但对微波,却可作瑞利散射处理.
瑞利散射 英国科学家J.W.S.瑞利在19世纪末研究天空颜绝时提出的.因最初用于解释大气分子对可见光的散射,故又称分子散射.凡是粒子尺度远小于入射波长的散射现象,统称为瑞利散射.这种散射光的强度随不同的散射角 □（入射光方向和散射光方向的夹角）而变.以□(□)表示单位强度的自然光入射时,单个粒子在□方向单位立体角中散射的光通量,则有：
□式中 □为粒子的折射率.瑞利散射具有如下特点：①散射光强与波长四次方成反比.②粒子前半部和后半部的散射光通量相等,按（1+cos□□）的关系分布. ③前向（□ =0）和后向(□=180□)的散射光最强,都比垂直方向(□ =90□、270□)强一倍.④前向和后向的散射光与入射光偏振状态相同；而垂直方向的散射光为全偏振,即其平行分量（振动方向与观测平面平行的分量,观测平面系由入射光和散射光组成的平面）为零,只存在垂直分量（图1 瑞利散射的光强分布）.
米散射 当球形粒子的尺度与波长可比拟时,必须考虑散射粒子体内电荷的三维分布.此散射情况下,散射粒子应考虑为由许多聚集在一起的复杂分子构成,它们在入射电磁场的作用下,形成振荡的多极子,多极子辐射的电磁波相叠加,就构成散射波.又因为粒子尺度可与波长相比拟,所以入射波的相位在粒子上是不均匀的,造成了各子波在空间和时间上的相位差.在子波组合产生散射波的地方,将出现相位差造成的干涉.这些干涉取决于入射光的波长、粒子的大小、折射率及散射角.当粒子增大时,造成散射强度变化的干涉也增大.因此,散射光强与这些参数的关系,不象瑞利散射那样简单,而用复杂的级数表达,该级数的收□相当缓慢.这个关系首先由德国科学家G.米得出,故称这类散射为米散射.它具有如下特点：①散射强度比瑞利散射大得多,散射强度随波长的变化不如瑞利散射那样剧烈.随着尺度参数增大,散射的总能量很快增加,并最后以振动的形式趋于一定值.②散射光强随角度变化出现许多极大值和极小值,当尺度参数增大时,极值的个数也增加.③当尺度参数增大时,前向散射与后向散射之比增大,使粒子前半球散射增大（图2 三种尺度粒子散射光强的角分布）.当尺度参数很小时,米散射结果可以简化为瑞利散射；当尺度参数很大时,它的结果又与几何光学结果一致；而在尺度参数比较适中的范围内,只有用米散射才能得到唯一正确的结果.所以米散射计算模式能广泛地描述任何尺度参数均匀球状粒子的散射特点.
多次散射 散射体中往往包含很多散射粒子,因此每个粒子的散射光都会被其他粒子再散射.如P 粒子的散射光可被Q粒子再次散射,而Q粒子的散射光又会被R粒子第三次散射.对直接入射光的散射称为一次散射,以后的散射依次称为二次、三次……散射,或统称为多次散射.显然,在其他散射方向的一次散射光,由于多次散射的结果,还可能再次沿入射光方向散射.多次散射的计算很复杂.有人计算出,当大气光学厚度（见大气消光□□<0.1时,只需考虑一次散射；而当□□>0.3时,则还需计及二、三次散射；当□□在0.1～0.3时,则需计及二次散射在内.
天空颜色 由于瑞利散射的强度与波长四次方成反比,所以太阳光谱中紫光的散射比红光强得多,这就造成大气的散射光谱（散射光能量按波长的分布）对于入射的太阳光谱而言,向短波方向移动.因太阳光谱在短波段中以蓝光能量最大,所以在晴空大气浑浊度小时,在大气分子的强烈散射作用下,天空即呈现蔚蓝色.但当大气浑浊时,由于大气气溶胶的米散射作用,散射光强与波长没有显著的关系,从而使天空呈现灰白色.另外,在气溶胶粒子强烈的前向散射作用下,使得太阳周围的天空特别明亮,这就是日周光.以上种种现象都是大气散射的结果.由于大气密度随高度急剧降低,大气分子的散射效应相应为之减弱,天空的颜色也随高度由蔚蓝色变为青色（约8公里）、暗青色（约11公里）、 暗紫色（约13公里）、黑紫色（约21公里）,再往上,空气非常稀薄,大气分子的散射效应极其微弱,天空便为黑暗所湮没.形成的

折射、反射、散射。

大气中灰尘对光的折射作用。

散射噢
顺便说说散射作用导致的其他自然想象：
1 树荫下，房间中无阳光依然明亮
2 日出之前天已亮，日落之后天不黑
3 晴朗的天空蔚蓝色，阴沉的天空灰白色
4 空气质量较差时，晴朗的天空也是灰白色

光的散射
太阳下山后，太阳光虽然照不到地面上的物体了，但还可以照到我们头顶上的大气层，大气中的尘埃把阳光漫反射到地面，我们就会看到天空还是亮的。但要是再等晚些时间，太阳继续下沉，阳光就会连我们头顶上的大气层也照不到了，这时我们就觉得天黑了。另外还有大气层能折射光线的原因在内，这个我就不用多说了吧。...

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光的散射
太阳下山后，太阳光虽然照不到地面上的物体了，但还可以照到我们头顶上的大气层，大气中的尘埃把阳光漫反射到地面，我们就会看到天空还是亮的。但要是再等晚些时间，太阳继续下沉，阳光就会连我们头顶上的大气层也照不到了，这时我们就觉得天黑了。另外还有大气层能折射光线的原因在内，这个我就不用多说了吧。

收起

大气的散射作用，因为大气厚度不均。

光的折射和漫散射

光的折射