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地球空间环境 讲稿第二章 高层大气的结构与运动2.1气体的性质2.1.1气体定律气体动力学理论描述气体团的性质，即组成气体的分子的宏观行为。最基本的气体定律是Boyle和Charles定律，它们规定气体的提及、压力和绝对温度的关系。一般结合为理想气体普适定律，PV=103RT (2.1.1)式中R是气体常数，具有每摩尔每度的能量的量纲。对于N摩尔气体，则，PV=103RNT (2. 1.2)注意上式采用国际单位制，103因子因此而出现。对于c.g.s制，PV=RT。式(2.2)的一种更常用的形式是，P=nkT (2.1.3)式中n气体数密度，k是玻尔兹曼常数。2.1.2热平衡气体分子通过碰撞交换动量和能量并达到热平衡状态。当气体分子的速度按照麦克斯韦玻尔兹曼定律分布，则，(2.1.4)这里N(v)dv是速度介于v和v+dv之间的分子数，NT是分子总数，m是分子质量，T是绝对温度，k是玻尔兹曼常数。按照Maxwell-Boltzmann速度分布的气体分子有三个重要的特征速度，即平均速度、最可几速度和方均根速度。 (2. 1.5)气体粒子的平均动能和温度之间的关系为 (2.1.6)在热平衡状态，能量储存在气体各种成分的混合体中。如果两种成分的质量分别为m1和m1，方均根速度分别为v21和v22，则，m1v21=m2v22 (2.1.7)这等效于说两种成分具有相同的温度，较轻的气体成分有较高的分子速度。v22/v21=m1/m2m1m2 (2.1.8)2.1.3连续性叠加在分子的热运动之上气体团还可能有整体的运动。因某种原因漂移速度在各处不同，分子在某些地方积累，而在另一些地方则消耗，连续性要求考虑所有的分子。考虑气体中的一个具有边长为x,y,z的方块，气体粒子仅在x方向漂移，如果在左表面粒子密度和速度分别为n1和v1，在右表面为n2和v2，单位时间进出方块的粒子数目分别为n1v1yz和n2v2yz。粒子积累的速率为(n1v1- n2v2)yz，粒子密度在方块内的变化率为,(n1v1- n2v2)yz/xyz(nv)/x。如方块无限小，则n/t=-(nv)/x(2.1.9)在三维漂移的普遍情况下，有n/t=-(nv) (2.1.10)此为连续性方程，或质量守恒方程。2.1.4 碰撞中性气体中，粒子通过碰撞彼此影响。无碰撞的气体绝不可能达到热平衡，且它的物理性质也不能用可压缩流体来描述，在频繁发生碰撞的气体中，热随机运动和团块运动两者有效地在粒子间起沟通作用；气体作为一个整体很快达到平衡，且在许多情况下可作为整体来处理。碰撞频率n简单地可定义为一个粒子在单位时间(1秒)内与其它粒子碰撞的次数。两次碰撞之间粒子平均运动的距离定义为平均自由程。用n表示碰撞频率，则平均自由程为，lf=(3kT/m)1/2/n (2.1.11)因为平均自由程近似是气体分子间的距离，故可预期碰撞频率是直接正比于数密度和正比于T1/2。不过，对于带电粒子，碰撞截面可能与温度有关，其结果出现不同的相互作用。对于电子与中性粒子的碰撞，碰撞频率随T变化，或者说正比于电子的能量，碰撞截面sT1/2，碰撞频率nen210-16nnT1/2。对于离子与中性粒子的碰撞，碰撞截面sT-1/2，碰撞频率与T无关，碰撞频率nin2.610-15nnMi-1/2，此处Mi原子质量单位。当两个带电粒子碰撞时，情况又有不同。如碰撞发生在电子与重离子之间，重离子可以认为是几乎完全静止不动的。电性力使电子的路径发生偏离，偏离的程度依赖于电子的速度和碰撞参量。一个电子的动能不仅可以由于它接近一、两个离子发生少数几次大的偏离而改变，也同样可以由于在更大的距离上穿过许多离子产生一系列的偏离积累而改变。电子与离子间的碰撞截面,sei610-9T-2m2电子与离子碰撞截面和电子与中性粒子碰撞截面之比sei/sen=21011T-2在电离层中，温度在250o至2500o之间，则比值在3106至3104之间变化。这是一个很大的值。由于碰撞频率正比于sv，v是粒子间的相对速度，vT1/2而sT-2，所以碰撞频率随T-3/2变化。在大气层最高部分，平均自由程变得非常长。如果平均自由程长度超过区域本身的尺度，气体可视为无碰撞的，这个区域不能认为是热平衡的，也就不能用气体定律来处理。把碰撞频率定义为碰撞速率虽然很方便，但还可更严格地用动量传输定义它。考虑两种成分组成的气体，两种成分的质量和速度分别为m1和m2，v1和v2，为简化认为速度在同一个方向。第一种成分的粒子迎头与第二种成分的一个粒子碰撞，且碰撞是弹性的，动量守恒要求第一种成分得到的动量与第二种成分失去的动量同为2m1m2(v2-v1)/(m1m2)如在单位时间内这样的碰撞为n12，和n1为第一种成分的数密度，第一种成分由于和第二种成分碰撞总的力或总的动量改变率为F12=n1n122m1m2(v2-v1)/(m1+m2) (2.1.12)这样定义的碰撞频率为动量传输碰撞频率。由于两种成分碰撞受到的力大小相等方向相反，因此有n2/n1=n12/n21同样的原理可以应用于求在大气层中运动的固态物体的曳力。2.1.5 扩散如果在气体中存在压力梯度，气体分子将向压力小的地方运动直到压力平衡。在任何时候，叠加在热运动上的纯速度正比于压力梯度。漂移速度可写为v=-(D/n)(n/x) (2.1.13)此处n为粒子数密度，D为扩散系数。三维条件下，v=-(D/n)n.应用连续性方程，n/t=-(vn)=(Dn)=DDn (2.1.14)式中最后一个等号用了D不随空间变化的假设，这个是一个扩散方程，扩散系数具有长度的平方除以时间的量纲。下面分析等温气体中少量气体成分的扩散过程。这是这样一种情况，大气中主要成分随高度分布处于平衡态，而有一种或几种少量气体成分(密度低得多)随高度分布处于非平衡态分布，那么少量气体成分就要通过某种方式的扩散过程在主要成分间运动，以达到平衡态。首先考虑重力场不存在，主要气体成分处于静止和均匀分布的情况。令少量气体成分的粒子质量为m，其分布是使它的密度n在x方向有梯度dn/dx，且少量成分与主要成分间碰撞频率为n，少量气体成分以速度v沿x方向漂移，分压力为p，由状态方程，p=nkT。单位体积内少量成分粒子受到的碰撞曳力和分压力梯度两种力。如果漂移速度为常数，则合力为零，因此dp/dxnnmv0 (2.1.15)(kT/mn)dn/dx=nv或Ddn/dx=nv式中D=kT/nm即扩散系数，这是很简单但很有用的表达式。如果nnT1/2,那么Dn-1T1/2。所以温度较高、压力较低(密度较小)，扩散较快。进一步设x指向垂直向上，用h代替x，同时考虑地球重力场的作用。由此得-D(dn/dh+n/HN)=nv (2.1.16)式中HN=kT/mg是少量成分粒子的标高。在讨论电离层现象时，经常需要估计少量成分在背景气体中扩散所引起的密度随时间的变化率dn/dt。根据连续性方程，dn/dt=-d/dh(nv)=d/dhD(dn/dh+n/HN) (2.1.17)注意到扩散系数反比于碰撞频率，也就反比于主要气体成分的密度nj。把D写成，D=Do(njo/nj)式中Do和njo是在某一参考高度上的值。 设 nj=njoexp(-h/HD)则D=Doexp(h/HD)上式说明扩散系数随高度按指数增加。上式代入(2.17)式得dn/dt=Dd2n/dh2+(1/HD+1/HN)dn/dh+n/HDHN (2.1.18)右端后两项反映少量成分的密度梯度、重力(通过HN)和主要成分的分布(通过HD)的作用。设n=noexp(-h/d) (2.1.19)代入(2.18)式，得dn/dt=gng=(1/d-1/HN)(1/d-1/HD) (2.1.20)这样，只要少量成分保持具有分布高度为d的近似指数分布，它的密度就以速率g随时间增加。g的量级近似为D/H2N或D/H2D或D/d2。这个结果可以用来估计扩散所致dn/dt的大小,也可以与其它过程所造成的值比较。不过有一点要注意，少量成分并非总能保持(2.19)式的指数分布。扩散的数学理论除气体分子扩散外，还有许多应用。如热传导是熟知的，另外，与地球空间有关的应用还有地磁场捕获粒子的投掷角扩散、等离子体的双极扩散和通过磁场的扩散运动等。大气层中，气体能通过湍流以及分子扩散而混合。不同之处在于前者作为空气团来处理而不是单个分子来处理。湍流混合也可以用扩散理论处理和定义湍流扩散系数。湍流扩散系数的表达式推导困难，它的值一般用测量来确定。大气层湍流依赖垂直温度梯度。湍流和分子扩散这两种过程的相对重要性明显随高度变化。后面还要讨论。2.2中性大气的垂直结构2.2.1中性大气垂直分层描述静止大气状态有四个关键参量，它们是压强、密度、温度和成分。大气层的许多行为特性都取决于这四个参量的变化。在上一节已经提到，气体的压强、密度、温度不是彼此独立的，而是通过气体普适定律互相关联P=nkT (2.2.1)此处n是单位体积内的分子数，称为数密度或浓度，在不与质量密度等混淆的情况下，也称为密度。密度是最常用的量之一。k是玻尔兹曼常数，T是气体温度。根据不同的原则，大气的垂直分层有多种方式。最普遍也最常用的是按照大气温度及其梯度分层，如图2.1所示，地表之上最低一层是对流层，对流层的温度以每公里大约10度的梯度随高度递降，直至10到12公里，达到一个温度极小值，这个高度是对流层顶。对流层以上是平流层，一般认为平流层温度是均匀的，所以又称为同温层，事实上，平流层的温度随高度上升而平缓增高，由于臭氧对太阳紫外辐射的吸收，在大约50公里高度有一个温度极大值，对应为平流层顶。平流层之上为中层，在中层，大气温度再次随高度而递降，至80到85公里，又出现一个温度极小值，这个高度对应中层顶。在中层之上，太阳紫外辐射导致温度梯度为正值，这一层称作热层。随高度上升，最终热层温度变成仅随时间变化、不随高度而变，同时温度很高，一般达到1000K以上，这是大气层最热的部分。以上按照温度梯度从低到高把大气层顺序分为对流层、平流层、中层和热层，是最常用的大气分层法。还有其它一些分层法，在一些特定场合也经常用到。比如，按照大气的混合状态、成分或电离状态分层。在大气层的最低部分，大气处于充分混合状态，除一些次要成分例外，主要大气成分比例不随高度变化这一完全混合的区域称作均质层(Homosphere)，由于大气的混合的主要原因是湍流，所以这一层又叫湍流层(Turbosphere)，均质层顶或湍流层顶在约100公里高度。在100公里高度以上，由于重力的作用，不同大气成分可能分离，扩散分离远比湍流混合迅速，导致大气成分比例随高度变化，所以100公里以上又统称非均质层(Helerosphere)。在非均质层，扩散分离远比湍流混合迅速。分子扩散系数和涡流扩散系数相对大小在100公里以下，后者大于前者，在大约100公里高度，两者大致相等，在100公里高度以上，涡流扩散系数迅速下降至约115公里高度接近为零，而分子扩散系数快速增大，至150公里高度，增大至104至105m2/s。图2.2显示分子扩散与涡流扩散系数随高度变化。在非均质层的某些高度区间，主要气体成分分别为氦和氢，对应又有氦层(Heliosphere)和质子层(Protosphere)。在大约600公里以上，单个原子能够脱离地球引力作用而逃逸，所以600公里高度以上又称作外逸层(Exosphere)。在外逸层之下称作气压层(Barosphere)。图2.1 地球大气垂直结构图2.2 分子扩散与涡流扩散系数比较。地表之上大约80公里高度起，气体分子或原子处于部分或完全电离状态，在大气层最外部分，地磁场控制带电粒子的运动，所以80公里高度以上区域又称作电离层(Ionosphere)和磁层(Magnetosphere)。电离层与磁层之间没有明显的边界，通常把几千公里以下区域称作电离层，磁层在电离层之上，是地球大气层的最外部分，在向阳面，地磁场外边界终止于大约10个地球半径的高度，这个边界称磁层顶(Magnetopause)，是地球空间的重要边界区。电离层和磁层是我们这门课程的主要讨论对象。2.2.2大气静力学平衡大气层最显著的特征之一是大气的压强和密度随高度上升而下降。从这个特性出发可以理解大气的许多性质。最简单的情况，大气的压强和密度变化可以用流体静力学平衡方程来描述。图2.3 作用在大气层一个空气团上的作用力示意图如果大气在单位体积内有n个粒子，每个粒子平均质量为m，在高度为h处取单位截面积的一个高为dh的空气柱,如图2.3所示。由于重力，气体柱受到一个向下的力=mng，这个力与圆柱上下底的压强差dp平衡，使空气柱处于平衡状态，这样，dp/dh+mng=0 (2.2.2)同时，p=nkT，于是(1/p)dp/dh=-mg/kT=-1/H (2.2.3)这里kT/mg具有长度的量纲，用H表示，叫做气体的标高。方程的解为 (2.2.4)如果H不随高度变化，则p=poexp(-h/H) (2.2.5)po是h=0高度上的压强。上式表明大气压强随高度按指数下降，而标高是指大气压强降至零高度值的e分之一的高度。从标高的定义，密度小，温度高，则标高值较大。从气体普适方程和平衡方程，dn/n+dT/T=-dh/H对于等温大气，且标高不变，则有n=noexp(-h/H) (2.2.6)可见大气密度与它的压强随高度变化的形式相同。由于m,g和T都是高度的函数。H也随高度变化。随高度上升，H值增大。一个例子是标高在80公里高度上等于5公里，而在500公里高度上上升为80公里。在200至900公里高度区间，精确至10，可有H(km)T(K)/M(mass unit) (2.2.7)如令po为ho高度上的压强，则p/po=exp-(h-ho)/H=e-z z=(h-ho)/H (2.2.8)z称作约化高度。质量密度r=nm，如温度、重力加速度和气体分子平均质量至少在一个标高的尺度上保持不变，则r/ro=n/no=p/po，质量密度、数密度和压强随高度分布相同。无论大气层气体取何种分布，它在高度ho以上的压强恰好等于该高度以上单位截面积圆柱体内的全部气体的质量，即po=NTmg=nokT (2.2.9)此处NT是下底位于高度ho的单位截面积圆柱体内的气体分子总数。NT=nokT/mg=noHo(2.2.10)该式说明下底位于高度ho的单位截面积圆柱体内的全部气体可压缩为密度为no高为一个标高Ho的圆柱体内。由于密度随高度变化，而重力加速度g(h)1/r2，r为地心距离。重力加速度随高度的变化可以通过定义一个地球势能高度h*=REh/r来加以考虑。这样，球面地球的地表之上高度h处一个分子的势能与具有重力加速度为g(0)的平面地球高度h*处一个分子的势能相等。在均质层内，大气是完全混合的，可以合理地用平均分子质量来确定标高和压强的高度变化。在非均质层，每一种成分的分压强由该成分的质量决定，每一种成分都有本身的标高，也就有各自的高度分布。按照Dalton定律，总压强是各分压强之和。2.2.3外逸层在流体静力学推导过程中，我们把大气层气体看作是可压缩流体。它们的压强、温度和密度之间的关系由气体定律决定。仅在气体分子间碰撞充分，可以建立起一种麦克斯韦速度分布的条件下，上述处理才是合理的。而随着高度上升，碰撞频率和气体压强都逐渐减小，到大约600公里高度，分子的平均自由程变得与标高大体相等。在这个高度及其以上高度，就必须用另外的方法处理大气问题。大气不能再作为单一的流体，而是作为单个分子或原子的集合。每一个体在重力场中都有自己的轨迹。这个区域就称作外逸层。仅仅在气压层，流体静力学方程才严格成立。不过，即使在外逸层，只要速度分布仍然为麦克斯韦分布，则仍可用与气压层相同的方式处理。在一定程度上，至少作为一种近似，直至1500到2000公里高度，流体静力学方程还可以应用。当然必须注意，在外逸层，大量速度比较快的分子或原子将逃逸掉，使得速度分布改变。此时，将不再好用流体静力学方程。逃逸影响最大的是氦和氢这两种较轻的气体。关于逃逸速度，可作如下考虑。忽略碰撞，对质量为m，速度为vz的一个粒子，当m/2mgr时，即粒子的动能超过重力势能，粒子将从重力场逃逸。逃逸的临界速度为，=2gr在地球表面，g=9.8m/s2,r=6.37x106m,ve=11.2km/s。由于气体分子热运动速度依赖于它们的温度和质量，在某一方向上，m/2=1.5kT。这样，与逃逸速度对应，存在一个逃逸温度，原子种类 O He H逃逸温度 84000 21000 5200外逸层气体的平均状态下的温度为1000K至2000K。可见，逃逸所需的温度大大高于外逸层气体的平均状态下的温度。所以只有处于速度分布高端的原子才有可能逃逸。由于氢比氧轻得多，所以氢比氧一般更容易逃逸，氦居中。2.2.4温度垂直分布与热平衡大气层温度剖面由热源、热耗散过程和热输运机制之间的平衡决定。热源、热耗散过程和热输运机制及其相互平衡有很复杂的图象，精细分析是一个非常困难的问题。这里仅仅描述一下问题的轮廓，归纳一些要点。热的产生与损失最低的一层大气，即对流层，通过热的地表引起的对流被加热。在更高层大气区域，存在四种主要的热源：(a)太阳紫外和x射线辐射的吸收，引起光电离和分解及相应的反应；(b)从磁层进入高层大气的高能粒子；(c)电离层电流的焦耳加热；(d)潮汐运动和重力波经由湍流和分子粘滞机制引起的耗散。一般地讲，第一种热源，即太阳紫外和x射线辐射的吸收，是最重要的。第二和第三种热源，即高能粒子和焦耳加热在高纬度也很重要，而耗散过程的贡献在数量上很不确定，估计为0.7mW/m2，这个值要比第一种热源小得多。波长短于180nm的辐射大部分被分子氮、分子氧和原子氧所吸收，部分能量被再次辐射，量值约为50，起局部加热的作用。由于被吸收的光子的能量大于分解或电离一个分子或原子这种反应所需要的能量，才出现这种加热。超出部分的能量表现为反应产物的动能。比如说，一个新生成的光电子可能有介于1eV到100eV之间的动能，随后通过粒子间的相互作用而散布到整个介质中。这个次级的激发可能是光、电、振动、旋转，也可能是通过弹性碰撞方式，取何种方式依赖于能量的大小。弹性碰撞方式激发所散布的能量低于2eV，因为主要在电子之间起作用，它使电子比离子更热。可以假定，在电离层的特定区域，加热速率正比于电离速率。平流层顶的温度极大主要由于臭氧对200-300nm辐射的吸收高度范围在20至50公里。在臭氧层，吸收可达到18mW/m2。直到95公里高度，大气富含氧分子，氧分子吸收102.7至175nm波长的辐射，得到能量的主要部分用于把分子氧分解为原子氧。这部分贡献约为30mW/m2。能使分子氧电离的辐射波长不长于102.7nm，吸收短于102.7nm的辐射是95公里至250公里高度范围内的O2、O和N2等主要大气成分电离的能源。这个过程同时使热层被加热。在太阳活动低年，这种吸收大约为3mW/m2。不过，在较高的高度，大气密度小，一个小的能量输入就能引起温度明显升高。实际上，加热速率和比热两者都正比于气体浓度，此时，温度升高速率基本上与高度无关。在高纬度，与极光带相联系的加热，即高能粒子与焦耳加热，在暴时特别重要。电流焦耳加热在115到130公里高度作用最大，极光电子加热大气主要在100到130公里高度。热损耗高层大气热损耗的主要机制之一是辐射，特别是红外辐射。氧的63微米发射也很重要，比如氧和氮辐射所致的可见气辉。中层变冷主要归因于二氧化碳的15微米辐射和臭氧的9.6微米辐射。一个例外是极区的夏季，白天很长，耗散和吸收相抵后，纯影响可能不是冷却而是加热。热传输热传输过程是维持高层大气热平衡的第三个重要因素，它使热量从一个高度向另一个高度输运。热传输的三种方式，即传导、对流和辐射在热传输中都起作用。l 辐射过程 在最低的高度，辐射是最有效的过程。大气层在30至90公里高度处于辐射平衡。l 分子传导 在150公里以上的热层，分子传导更有效。由于压力低和自由电子存在，热层的热导率很大。这个大的热导率保证热层在300或400公里以上是热均匀和热各向同性的，尽管温度随时间的变化仍然很大，比如明显的周日变化和11年太阳黑子周期的长期变化等。在热层底部，通过热传导，热量也向下传输到中层。l 涡流扩散或对流 在湍流层顶以下比热传导更重要，也更有效。在大约100公里以下，通过涡流扩散过程从热层向中层传输热量，对于热层，这是一种主要的热损耗，但对于中层，这仅仅是次要的热源。另外，大尺度的风能影响热层温度的水平分布。当一种电离或分解过程在一个地方发生，而在另一个地方复合，就要出现热的化学输运。中层加热的部分原因在于其它高度上产生的原子氧在中层复合。图2.4 逃逸层温度的周日变化和加热与热损耗的主要机制。(a)分子离解加热；(b)电离所致热电子；(c)碰撞和化学反应；(d)大气膨胀和收缩。图2.5 温度和密度的垂直分布。(1)中午，高低太阳活动； (2) 午夜，高低太阳活动；(3) 中午，低太阳活动 (4) 午夜，低低太阳活动。以上五种过程之间的平衡造成地球大气层有两个较热的区域，一个在平流层顶，另一个在热层。如图2.4所示，热层温度有很强的周日变化。太阳黑子活动强弱也有明显的影响(参见图2.5)。2.2.5大气成分高层大气成分包括主要成分和次要成分。主要成分是分子和原子形式的氧和氮，在大约500公里以上，主要成分是氦和氢。次要成分在数量上虽然很少，但所起的作用远远超出它们的数量。次要成分包括：臭氧；一氧化氮；铝；二氧化碳和水蒸气。2.2.5.1主要成分100公里高度以下，湍流的作用导致主要成分的比例几乎是恒定不变的，各种成分的混合物基本上就和地表高度的空气一样(参见表2.2)。不过，如果对于某种成分存在特别的源或汇，情况就会有所不同。由于102.7nm和175.9nm的紫外辐射，分子氧分解为原子氧O2+hnO+O (2.2.11)式中hn是一个辐射量子。原子态氧原子中的一个处于激发态。在90公里高度以上，原子氧数量呈增加，至125公里高度，原子氧和分子氧在数量上相等；在125公里以上，原子氧渐渐成为主导成分。氮分子不会直接分解为原子形式，原子氮一般是其它反应的产物。表2.2 地表处大气成分分子质量百分比密度氮28.0278.12.11019氧32.0020.95.61018氩39.960.92.51017二氧化碳44.020.038.91015氖20.170.0024.91014氦4.000.00051.41014水蒸气18.02可变在湍流层顶以上，扩散比湍流更重要。每一种成分都有它自己的标高和分布，标高值与成分的质量有关，在一个很大的范围内变化(H=1,He=4,O=16,N2=28,O2=32)。热层的相对成分是高度的显函数，随高度的升高，比较轻的成分依次成为占主导的成分(参见图2.6)。在几百公里高度，原子氧为主；再上面是氦层，氦的含量最丰富；最后是质子层，氢变成最主要的成分。 因为标高还依赖于温度，各种成分随高度变化的细节在不同状态下是不同的(参见图2.7)。在较热的热层，质子层开始于较高的高度；而较冷的热层，氦层可能不存在。高层大气中的两种主要成分氦和氢在对流层仅仅是次要的成分。氦由地壳中的放射性衰变过程产生，向上扩散到大气层，最终逃逸到太空中。原子氢在湍流层顶附近由水蒸气分解产生，向上流到太空。图2.6 各种大气成分的高度剖面。图2.7 温度对逃逸层成分的影响。纵坐标左右分别为地势高度和地理高度。2.2.5.2次要成分水蒸气水蒸气的高度分布如图2.8所示。在高层大气中，水蒸气不象它在对流层那样重要。但也不是绝对无关紧要。首先，它是产生氢的一个源，其次，在中层顶以下，它引起离子水化。图2.8 在中午和纬度45重要的次要成分的理论分布。一氧化氮一氧化氮是次要的组分，但它对低电离层的产生的贡献是很显著的。一氧化氮的生成过程很复杂，有几种生成和消失的机制起作用。它的分布受中层动力学影响。一氧化氮的测量表明有很大变化，但最小值在85至90公里高度(见图2.9)。最小的深度在夏季较冬季大且随纬度变化。在较低的平流层，一氧化氮的源是通过受激的原子氧发生的N2O的氧化过程。较高处的源在150至160公里的热层有峰值，气体先通过分子扩散后通过涡流扩散向下扩散到中层。扩散在夏季较弱。通过下列光分解NO+hnN+O(2.2.12)和复合NO+NN2+O (2.2.13)损失掉，损失过程还得益于低的中层顶温度的影响，这种损失足以创造出一氧化氮浓度极小。产生一氧化氮主要的热层源涉及中性或电离的氮，例如，N*+O2NO+O (2.2.14)式中*号表示激发态。这些原子氮的产生与电离过程联系密切，估计每次电离平均有1.3NO分子生成。因此NO的密度有周日、纬度和季节变化。高纬比中纬高3到4倍，且更易变化。在粒子沉降事件中，它的生成率奇迹般地增加。图2.9 中纬大气层中一氧化氮的高度和纬度分布。臭氧臭氧存在于相对低的大气层，15到35公里高度。臭氧由下列反应生成，O+O2+MO3+M (2.2.15)这是三体反应。在这种反应中，第三体起到把超出的能量携带走的作用。这样的反应速率依赖于三种粒子同时聚到一起的概率，所以需要较高的压力。分子氧的分解产生上式所需要的原子氧。臭氧产生后，还可以再次通过辐射被分解，这种辐射的波长很宽，主要在210至310nm带上，也可以通过反应遭破坏，O3+hnO2+O (2.2.16)O+O3O2+O2 (2.2.17)仅有少量臭氧在生成和消失的平衡中保存下来，大约占总大气密度的十万分之一。臭氧层的峰在20公里附近高度。臭氧对大气层的重要性在于它对紫外线的强吸收，这为平流层提供了一个强大的热源。它对地球的生物也同样重要，因为如果没有臭氧的吸收，达到地表的紫外线非常强，这对生命是有害的。大气层中臭氧的含量随纬度和季节变化，80年代初，特别强的臭氧的季节变化被观测到，特别是在南极，并且伴随着逐年的含量下降。人们把这种变化归因于原子态卤，主要是氯Cl+O3ClO+O2 ClO+OCl+O2 (2.2.18)O3+O2O2参加反应的也可能不是O而是NO，无论哪种情况其结果都是臭氧消失。氯原子被重新生成，可见它仅是一种催化剂。一般认为氯原子来自氯氟碳化合物如CFCl3和CF2Cl2，每年有几百吨这种物质被释放进大气层，而这种物质的存在期很长，一般有75至150年。图2.10是在南极观测到的所谓臭氧洞。臭氧也会与NO反应，NO+O3NO2+O2NO2+ONO+O2 (2.2.19)O3+O2O2在存在原子氧时，反应的结果，臭氧经催化剂NO的作用，还原为分子氧。所以臭氧的密度还受到自然产生的NO的影响。图2.10 臭氧洞：1986-8-28和1986-10-16在南极McMurdo站上空观测的臭氧垂直剖面。金属流星把金属原子引入大气层，每天的通量在整个地球达44金属吨。在电离态，象钠、钙、铁和镁等金属在低电离层的高层大气物理过程中都有意义。2.3大气运动在中、上层大气中和对流层中一样存在风系，尽管中、上层大气中的风系观测更为困难。图2.11和图2.12显示中、上层大气中的风的剖面。如图2.11所示，在对流层顶和中层顶风最弱，同时，在中层和平流层，主要风系是所谓盛行风(prevailing winds),或称作贸易风，它们是连续地吹。在热层中，主要是潮汐风，它们的变化具有周期性，周期与白天的长短有关。因此对于大气层的风可以把中层和平流层放在一起来考虑，而热层风则必需与它们分开来考虑。除潮汐运动之外,高层大气还包含许多类型的波动。这些波动有的源于中性大气，有的源于电离大气。他们之间存在明显的相互作用。这些相互作用产生许多有意义的现象，造成高层大气中的扰动。一种重要的波动类型是大气声重力波。在大气中，重力造成密度的垂直不均匀分布。对于频率足够低的波，大气浮力在使原本普通的声波变成各向异性方面起着重要的作用。这种变化最终导致一种全新的传播模型，即大气声重力波。这一节要初步讨论声重波的传播和它们与电离层的相互作用。图2.11 高层大气纬向风高度剖面示意图。图2.12 热层中观测到的子午和纬向中性风的高度剖面。概而言之，在这一节，我们将讨论以下三个问题：l 平流层和中层中的风，平稳流动。l 热层潮汐的一般性质。l 大气波动，声重波的传播。2.3.1大气运动的基本方程l 方法的合理性我们采用流体动力学的方法研究大气的运动。首先来说明方法的合理性。大气的密度的对流层和热层之间变化很大。在地表附近，大气密度为1025/m3，在湍流层顶或热层底，密度降到1019/m3，到400公里高度，密度降到1013/m3。在稀薄气体中采用流体动力学方法是否合理，与所研究的物理现象的时间和空间的特征尺度有关。如果所研究的现象的时空尺度很大，在比这个特征尺度小得多的时空尺度上，碰撞频繁发生，使得可以合理地定义密度、压强、温度和电导率等宏观量相应的平均量，那么采用立体动力学方法就是合理的。这一章将要讨论的大气波动，特征时间尺度在十分钟以上，特征空间尺度在几公里以上。如果空气中气体粒子的平均半径为10-10m，随机热运动速度为500m/s，密度为1013/m3，则碰撞频率为10-4/s，在体积(100m)3内和100秒时间内，总的碰撞次数为1015次，相当频繁。因此流体动力学方法可以应用。实际上，在大多数场合，甚至在磁层和太阳风等更稀薄的气体中，也能采用流体动力学或磁流体动力学方法。描述大气运动的流体动力学基本方程有三个，即质量、动量和能量守恒方程。r/t+(rv)=0 (2.3.1)rDv/Dt+2r(Wv)=-p+rg+F (2.3.2)Dp/Dt-c2Dr/Dt=(g-1)Qr (2.3.3)方程(2.3.1)是质量守恒方程，r是气体的质量密度，v是气体的运动速度，式中第二项表示大气密度随质量流rv的会聚和发散而变化。方程(2.3.2)是动量守恒方程，式中算符D/Dt=/t+v，叫做对流算符或随流微分，数学上是一个全微分，物理上Dv/Dt表示速度的时间变化和空间变化两者引起的加速度之和，即空气团以随时间变化的速度运动时，对流项v也会引起速度随时间的变化。(2.3.2)式左边第二项与坐标系的选择有关，我们关心的是大气相对于地球的运动，所以采用与地球一起旋转的坐标系，这样，就出现科里奥利力项2(Wv)，W是地球自转角速度，也叫科里奥利加速度。把v/t和2(Wv)的量级作比较，可以看到，仅对频率低于2W的运动科里奥利力项才起重要作用。W=7.2710-5弧度/s，对于潮汐运动，科里奥利力必须考虑，而对于重力波或声重波，在大多数情况下，可以忽略科里奥利力的影响。(2.3.2)式右端第一项是压强梯度，第二项是重力，第三项除前两项之外的其它外力，如内摩擦力和曳力等。方程(2.3.3)是能量守恒方程，式中g是定容和定压比热之比，对于双原子分子，g=1.4,c是大气中的声速，c=(gT/m)1/2=(gp/r)1/2 (2.3.4)p是大气压强，Q是热量。对于绝热过程，Q=0。在平均大气中的声速分布。2.3.2 稳定的水平运动平流层和中层中的风太阳辐射使大气层加热，但辐射的强度随时间、纬度