1. 大气层的层间划分和区域划分

   1. 大气的垂直分层

大气层受重力吸引，最大密度紧靠地球表面，随高度增加，逐渐变得稀薄，最后与行星际气体没有什么区别。因此大气层没有明确的上限（顶）。如果从地球表面向上推移，可以划分出性质不同，物理现象和化学现象有很大差异的几个区域。我们要想了解大气，首先需要引用一种分区法，以有助于我们分别研究这些不同区域中发生的种种现象。

如图 7-1 所示，图中有一条温度随高度变化的典型曲线（高度坐标用的是对数标尺，所以上部各区域实际上比图的下部各区域要厚得多），按这条曲线的转折情况，可以将大气层由下而上地分为以下各层次：对流层、平流层、中间层、热层和外逸层即外大气层。温度曲线止于热层而不再向上伸展， 这是因为高层空气非常稀薄，热力学温度的含义在此已显得非常不确切的缘故。

从地面到达约 80km 的高度（即中间层顶）处的这一层又称作为均质层， 由此向上到外逸层这一段又称作非均质层。非均质层的特点是：①外来物质在这一层中不易分散均一；②在此常发生强的光化学反应，从而产生许多带电粒子；③密度低，氮气和氧气之比例不等于 4∶1。

在中间层和热层之间还存在着一个电离层，是在 1901 年由马可尼作无线电通讯时发现的。电离层又被分为几个小层，其中电子浓度自下往上递增。对流层是主要天气现象发生及污染物活动的区域，在地面以上 10m 处为

近地层，在此，大气与地表面间因地球自转而产生较大的摩擦力；自地面往上 1km 间称为边界层，在此，表现出有较大的大气内摩擦力；在距地面 1km 至 10km（对流层顶）间，被称为自由大气层，这一范围内的大气可视作为理想气体。

7.2.1.2 层间大气的物理性质变化1）温度

层间温度变化的情况已如图 7-1 所示。在对流层中，温度随高度通常以每千米 5～7℃比率降低，它又是随季节和纬度而变化的。在对流层顶，温度发生突变。对流层顶的高度也随时间和地点而有所不同，在赤道和在两极， 其高度分别为 16km 和 8km，而同一地点日变化可能有 1km 上下。在中纬度， 对流层顶的温度为-50℃左右。

往上一个区域是平流层，温度随高度递升，在 50km 高度，温度最高值达零度左右。过了平流层顶，温度重又下降，这个区域即为中间层。到中间层顶时，温度降到最低值-100℃左右。转折至热层以后，整个热层区域的温度稳定上升，在 500km 高度上，温度在 400～2000℃之间，且随昼夜交替、太阳活动情况及纬度而变。日变化达到 500～800℃。

大气层中温度的这种独特分布，从物理学的角度看，是与辐射吸收有关的，产生在高层大气中的电离和分解反应，造成了像热层这样的高温。平流层顶出现的温度最高值，与该处臭氧的存在有关。地面上所出现的较高温度值（平均 288K），主要是由于地面大量吸收到达这里的剩余太阳辐射所致。

1. 气压和质量

在图 7-1 的右边是气压标尺，某一高度上每单位面积的气压由在它上面

的空气柱所受重力决定。即

p = ∫

∞

gρdh

(7 − 1)

h

式中ρ——密度； g——重力加速度； h——高度。

∞

g值只随高度缓慢地变化，因此可以把气压粗略地看成正比于

h

ρdh, 也

就是正比于 h 高度以上气体的全部质量。

全球大气和对流层大气的质量分别为 5.2×10¹⁵ 和 4.0×10¹⁵ 吨，所以对流层大气质量是总质量的 77％左右。通过计算可以知道：大气质量的 90％是包含在距地面约 20km 高度之内，质量的 99.9％是在约 50km 之内，在 100km 高度以上，大气质量只有地面的百万分之一。

1. 气体分子运动速度和自由程

气体分子运动速度符合统计规律，但其平均速度可用下式计算：

式中 R——气体常数； T——绝对温度； M——分子量。

ua =

(7 − 2)

以上公式系根据麦克斯韦-玻尔茨曼定律导出。

经计算，氧在室温下的平均速度是每秒 0.5km。氢分子的质量仅为氧分子的十六分之一，所以它的平均速度是氧气的 4 倍。实际上，活动在大气层中的氧和氢分子，运动速度超过平均速度而能达到每秒 11.2km（称逃逸速度，具有此速度的分子能克服地球引力，离地球而去）的，只占一个极小的百分比。

在低层大气中，那些速度极高的分子实际上也是不可能逃逸的，因为它们在同速度较慢的邻近分子碰撞以后，运动就会慢下来。但在高层大气中， 逃逸的机会就会大得多。首先，那里的太阳辐射没有受屏蔽，会把很大一部分分子激发到极高的能量和很大的速度；其次，在稀薄的空气中，碰撞几率也大大减少了。

分子平均自由程的意义是气体分子在发生两次碰撞间所通过的平均距离。图 7-1 中右边的标尺指明了分子平均自由程 d 的近似值。其计算式可从气体分子运动论导出：

1

d = • σn =

（7－3）

式中σ——分子碰撞截面（约为 0.4nm²）； n——分子个数浓度； k——玻尔兹曼常数（1.38×10^-23J/K）； T——绝对温度；

p——气压。

在近地面和 600km 高空，分子的平均自由程约分别为 10^-5 和 10⁶cm。

根据 d 的含义，外逸层底部实际上是这样的一个高度，即在这个高度以上，对向上移动的分子来说，d 值迅速增大（主要是由于 p 的降低），因而

碰撞可能性已不大了。处于外逸层的气体分子很容易向上飞去而不返回，从这个意义看，可以说地球是“漏气”的。

1. 对太阳辐射的吸收

在太阳中进行的核聚变反应，使每秒钟 6 亿吨 H 转化为 He，由此产生的累积辐射度为 7.22×10⁷W/m²，太阳中心温度大于 10×10⁶℃，而表面温度大约为 6000℃。太阳的发射光谱中约 99％能量包含在 0.17～4μm 的波长范围， 在穿透宇宙空间和大气的过程中，被各种气体分子吸收后到达地球大气层和地球表面的谱图分别如图 7-2 中两曲线所示，近地面处波长范围约为 0.29～ 4μm。

太阳光在穿透大气层的过程中引发了许多反应，如光分解：

O ^hv→O + O O ^hv→ O + O N ^hv→ N

• N

（λ = 230～320nm）

（λ＜242nm）

（λ＜127nm）

H O ^hv→ H + HO·（λ＜200nm）

光电离：

NO ^hv→ NO⁺ + e（λ＜134.1nm）

O ^hv→ O⁺ + e O ^hv→ O⁺

• e N ^hv→ N ⁺ + e N ^hv→ N⁺ + e

（λ＜102.6nm）

（λ＜91.0nm）

（λ＜85.2nm）

（λ＜79.6nm）

根据上述，我们可以知道太阳辐射中的短波部分是高能的，能够分解或

电离大气层中所有分子和原子成分，在上层大气中即被吸收殆尽，只有长波辐射和短波中某些被称为“辐射窗”的特殊波长区段（100～150nm）的辐射可透射到低层或达到地面。