探索飞行环境—地球大气层

大气与飞行环境 探索飞行环境—地球大气层 包围地球的空气总体。它是地球上一切生命赖以生存的重要物质条件之一。大气不仅随地球而转动，而且相对于地壳，又有复杂的运动。 大气的成份： 以体积含量计,氧约占20.95%,氮约占78.09%,氩约占0.932%,实验证明，(99.972)空气中恒定组成部分的含量百分比，在离地面100km高度以内几乎是不变的。接近地的干燥空气,在状况下每升重1.293克。海平面平均气压约1013百帕。大气的密度和气压均随高度的增加按指数律减小。大气总质量约5.3×1018千克,约占地球总质量的百万分之一。大气总质量的99.9％集中在48公里以下，约在距地表一个地球半径以外的高空，逐渐向星际空间过渡（见彩图地球）。 著名的“蓝色的弹丸”美国伽利略拍摄 理论计算表明，如果温度在整个高度上处处相同，那么每增加19公里，空气压强就将减小为原来的1/10。 标准大气 1919年A·图森提出了第一个国际标准大气提案。该模式采用的海平面温度为150C；在11千米（公里）以下，高度每增加100米，温度降低0.650C；在11～20公里范围内,温度保持-56.60C。这个标准,在1920年被作为制定早期航空标准大气的基础，1922年被欧洲很多国家所采用。 鉴于多年来中国尚无统一的大气标准,而USSA-1976是一个较为成熟的大气模式,其50公里以下已为ISO选用，且同ICAO和WMO标准大气的相应部分也一致,其30公里以下同中国中纬度(45oN)实际大气又十分接近，故中国国家标准总局已将 USSA-1976的30公里以下部分选作中国的国家标准(GB1920-80),自1980年5月1日起实施。 地球大气演化 ​ 在距今约 6亿年前的元古代晚期到古生代初的初寒武纪，氧含量达现在大气氧的百分之一左右，这时高空大气形成的臭氧层，足以屏蔽太阳的紫外辐射而使浅水生物得以生存，在有充分二氧化碳供它们进行光合作用的条件下，浮游植物很快发展,多细胞生物也有发展。 ​ 大体到古生代中期(距今约4亿多年前)的后志留纪或早泥盆纪，大气氧已增为现在的十分之一左右，植物和动物进入陆地，气候湿热，一些造煤树木生长旺盛，在光合作用下，大气中的氧含量急增。 ​ 到了古生代后期的石炭纪和二叠纪（分别距今约3亿和2.5亿年前），大气氧含量竟达现有大气氧含量的3倍，这促使动物大发展,为中生代初的三叠纪（距今约 2亿年前）的哺乳动物的出现提供了条件。由于大气氧的不断增多,到中生代中期的侏罗纪（距今约1.5亿年前）,就有巨大爬行动物如恐龙之属的出现,需氧量多的鸟类也出现了。但因植物不加控制地发展，使光合作用加强，大量消耗大气中的二氧化碳。这种消耗虽可由植物和动物发展后的呼吸作用产生的二氧化碳来补偿，但补偿量是不足的，结果大气中二氧化碳就减少了。二氧化碳的减少必导致大气保温能力减弱、降低了温度（见温室效应），使大气中大量水分凝降，改变了天空阴霾多云的状况。因此，中纬度地带四季遂趋分明。降温又会使结合到岩石中和溶解到水中的二氧化碳量增多，这又进一步减少空气中二氧化碳的含量，从而使大气中充满更多的阳光，有利于现代的被子植物（显花植物）的出现和发展。 ​ 大约公元前430年，阿克雷加斯的恩培多克勒把这些基本物质假定为土、空气、水、和火4种。一个世纪后，亚里士多德又提出天空中含有第五种元素——以太。中世纪研究物质问题的继承者是中世纪的炼金术士， ​ 中国古代对大气层的认识，用“炁”字表示很接近亚里士多德“以太”的概念，道家至今仍使用的符号。 大气分层 　　整个大气圈，根据温度变化、电离状态和化学反应等特征随高度分布的不同，可分成若干层次。 　　按热力性质分层　根据大气温度随高度的分布特点，大气圈由地面向上可分成对流层、平流层、中层、热层。在热层之上，中性分子有向星际空间逃逸的现象，常称为外逸层。 对流层　位于大气圈最下部的层次，其底与地面相接。对流层厚度在赤道约17～18公里，在中纬度平均约12公里，在极地约 8公里。赤道地区由于热力对流强烈对流层较厚。 对流层内的温度一般随高度的增加而递减，其递减率平均约每公里 6.5oC。这是由于太阳辐射主要加热地面，地面的热量通过传导、对流、湍流、辐射等方式再传递给大气，因而接近地面的大气温度较高，远离地面的大气温度较低。对流层中湍流、对流从不停止，大多数的云和天气系统均在这一层。对流层同平流层之间的过渡区,厚度约几百米至一两公里,称对流层顶。对流层顶附近温度递减率发生突变，或随高度增加温度降低的程度变小，或随高度增加温度保持不变，或随高度增加温度稍有增高。在极地和赤道之间对流层顶不连续，在纬度约300～45o之间常有复对流层顶。 平流层　从对流层顶至约50公里高度的大气层。平流层内，温度随高度的增加而增高，下半部温度随高度增高得少，上半部则增高得多。这种温度随高度而增加的特征，主要是大气臭氧对紫外辐射的吸收形成的。平流层内空气大多作水平运动，对流十分微弱。大气污染物进入平流层后，能长期存在，如在20公里高度上曾发现有硫酸盐层。在高纬度地区，冬季在20～30公里高度上有珠母云（又称贝母云）。平流层顶位于离地面50～55公里处，那里的温度约达271K。 中层　从平流层顶至85公里左右的大气层。在中层，一则由于臭氧已稀少，二则由于氮、氧等气体所能直接吸收的波长更短的太阳辐射，大部分已被上层大气吸收，层内温度类似于对流层的情况，随高度的增加而迅速递减。中层有相当强烈的铅直对流。中层顶距地表80～85公里。该处年平均温度约190K，有时出现夜光云。 　　热层　从中层顶至250公里（太阳宁静期）或500公里左右（太阳活动期）的大气层。热层大气由直接吸收太阳辐射而获得能量，温度随高度的增加而增高。在太阳宁静期的夜里，温度约为500K左右；在太阳活动期的白天,温度可达2000K左右。温度不随高度的增加而增高的起始高度称热层顶,在太阳宁静期此高度约为250公里，在太阳活动期此高度可增至500公里左右。 　　外逸层（散逸层）一般指距地表 500公里以上的大气区域。外逸层大气十分稀薄。大气粒子很少互相碰撞，中性粒子基本上按抛物线轨迹运动，有些速度较大的中性粒子，能克服地球引力而逸入星际空间。 　　 按电磁特性分层　根据大气的电离特性，大气圈可分成中性层、电离层和磁层。 　　中性层　指自地表至60公里左右的大气层。中性层大气有时虽然局部可有较多的带电粒子(如雷暴时)，但一般情况下带电粒子少，主要由中性气体组成。 　　电离层　指自60公里到500或1000公里的大气层,系由较多气体分子吸收了太阳X 射线和紫外辐射电离而成。习惯上按电子密度的大小,常把电离层自下而上分成D层(60～90公里)、E层（90～140公里）、F层(140～500或1000公里)。 各层的高度、厚度和电子密度随昼夜、季节、太阳活动而变化。1000公里以上，也存在电子和离子，但数密度已很小，分布也极不均匀。电离层能反射无线电波，对电波通信很重要。 磁层　地球磁层始于地表以上500～1000公里处,向空间延伸到磁层边缘。太阳风动能密度和地磁场能密度相平衡的曲面，就是地球磁层的边界，称磁层顶。朝太阳一侧的磁层顶离地心约8～11个地球半径,太阳激烈活动时，被突然增强的太阳风压缩到5～7个地球半径。背太阳一侧，因太阳风不能对地磁场施以任何有效的压力，磁层在空间可以延伸到几百个甚至一千个地球半径以外，形成一个磁尾。磁尾中，两侧磁力线突然改变方向的界面,称为中性片。磁层顶即作为地球大气的上界。 此外，距地表约20～110公里(也有主张由对流层顶至195公里左右)的大气层，由于太阳紫外辐射能使大气分子产生光分解或光电离等作用，被分解或电离的物质在一定条件下又能互相发生化学反应，因此，这层大气称光化层。 大气臭氧层 一般指高度在10～50公里之间的大气层(大致同平流层的高度相当)；也有指20～30公里之间的臭氧浓度最大的大气层。在臭氧层里，臭氧的浓度很稀,即使在浓度最大处,所含臭氧对空气的体积比也不过为百万分之几，因此臭氧是大气中的微量成分。将它折算到标准状态(气压1013.25百帕,温度273K)，臭氧的总累积厚度为0.15～0.45厘米，平均约0.30厘米。其含量虽少，却能将大部分太阳紫外辐射吸收，使地球上的人类和其他生物，不致于被强烈的太阳紫外辐射所伤害；臭氧吸收太阳紫外辐射而引起的加热作用，还影响着大气的温度结构和环流（见平流层和中层大气物理学）。臭氧层是法国科学家C.法布里于20世纪初发现的。 臭氧层的形成　高层大气中的一个重要的光化学反应是氧分子吸收太阳辐射中波长短于2420埃的光量子而离解为氧原子： 　 　O3+hν(λ<2420Å)→O+O 由此可形成一系列反应，其中最重要的是氧分子和氧原子在第三体(M)的参与下形成臭氧： 　　 O2+O+M→O3+M 这里的M以氧分子和氮分子为主,它们是在反应过程中同时维持能量守恒和动量守恒所必需的。 　　臭氧在波长短于11800埃的辐射作用下,能离解为氧分子和氧原子： 　　 O3+hν(λ<11800Å)→O2+O 此外，还有两种反应：O+O3→2O2 　 　O+O+M→O2+M 思考题： 1、​ 地球是如何获得它的大气？ 2、​ 地球又如何把大气层保持在周围的？