关于大气臭氧层介绍

[拼音]：daqi chouyangceng

[外文]：atmospheric ozonosphere

大气中臭氧集中的层次。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：

O2+hv(λ<2420┱)→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+hv(λ<11800┱)→O2+O

此外，还有两种反应：

O+O3→2O2

O+O+M→O2+M

上述这些都是主要的反应，而臭氧的实际生消过程是更为复杂的。例如：平流层中有多种微量气体参与了臭氧的生消过程，比较重要的有氮氧化物（NOx）、氢氧化物（HOx）和Cl-ClOx等。据已知氮氧化物在臭氧生消过程中起着催化作用，促使臭氧的破坏。由于影响臭氧生成的两个主要因素──太阳紫外辐射和氧气含量──随高度增加而变化的趋势不同，前者增大，后者减小，综合作用的结果，就在某高度大气中形成了臭氧含量的最大值（约20～30公里）。当上述过程达到平衡状态时，称为臭氧的光化学平衡。臭氧的光化学反应的平衡理论只有在中层才有意义，越是低空光化学平衡所需要的时间越长。在平流层顶，达到平衡需要时间约1小时；在臭氧极大值处或更低的高度，要几个月甚至一年以上的时间，这意味着在平流层下部臭氧的光化学平衡实际上是不可能的。

臭氧的空间分布和时间变化

大气臭氧的分布随纬度和季节的不同而变化（图1）。就纬度而言，臭氧总量的极小值在赤道附近，极大值在纬度60°附近；就季节而言，在春季出现极大值，秋季出现极小值。臭氧总量还随昼夜而变化。白天剩下的氧原子在夜间与氧分子结合成为臭氧，所以夜间臭氧浓度比白天大。臭氧总量日际变化的振幅和季节变化有同等的量级。臭氧浓度随高度分布有不连续或突变的现象（图2）。臭氧的分布，不但同比较复杂的光化学反应过程有关，而且同大气的运动有关。臭氧主要在赤道上空生成，通过大气环流向高纬输送;在大气环流过程中，臭氧的辐散和辐合，使部分臭氧从平流层扩散到对流层中而被破坏（图3）。对臭氧浓度的影响，在高层以光化作用为主，在低层以大气动力输送为主。以中、低纬度地区（南纬30°～北纬30°）为例：20公里高度以下，动力输送占优势；30公里高度以上，光化作用占优势;而在20～30公里高度之间，则存在一个两种作用同样重要的过渡区。

臭氧层对紫外辐射的吸收

在地面上测到的太阳光谱，于紫外部分2900埃处突然中断，不出现＜2900埃的辐射线，其中一部分为臭氧层所吸收。臭氧吸收了太阳的紫外辐射，一方面使落到地面的紫外辐射减少，另一方面使平流层和中层大气增温。臭氧层上层吸收紫外辐射后的增温率最大，为其辐射冷却率的10倍，成为平流层和中层大气的热源，使平流层顶部的温度达到了极大值。

臭氧在紫外波段有两个吸收带，一为吸收能力很强的哈特莱 （Hartley）吸收带（2000～3200埃），吸收系数的极大值在2553埃处；一为吸收能力较弱的哈根斯(Huggins) 吸收带（3200～3600埃）。在可见光波段有夏普伊（Chappius）吸收带（4300～7500埃），此波段臭氧的吸收能力更弱（图4）。在红外波段，臭氧也有中心在4.7微米、9.6微米和14.1微米的吸收带。

臭氧层的变化与天气的关系

臭氧含量和天气有一定的关系，例如：暖锋云系出现之前臭氧总量开始下降，在地面暖锋出现之前出现最低臭氧总量，在气旋的暖区内则一直保持低的臭氧总量；冷锋过境的时候，臭氧总量迅速增加，在气旋后部约100或300公里处臭氧含量达最大值。但是，如果锋面的高度有限，没有穿过平流层时，锋面经过时不会引起臭氧总量的变化。亚洲中纬度地区，当西伯利亚气团侵入时，臭氧总量明显增加；反之，当赤道气团来临时，其总量减小。在急流的作用下，大气臭氧的分布为：沿西风急流靠极地的一侧，有一条狭窄的臭氧总量增加带；而在极流靠赤道一侧，则有一条臭氧减少带。从总体上看，急流区臭氧总量较高，臭氧含量的水平变化较大。利用臭氧在急流区的分布，可以分析急流的动力情况。由臭氧含量的变化，还可研究对流层和平流层大气的铅直运动和水平运动，这些研究有益于天气预报。

人类活动对大气臭氧的影响

人类活动所产生的微量气体，如氮氧化物和氟氯烷等，对大气中臭氧含量的影响较大。

氮氧化物主要包括一氧化氮、二氧化氮和一氧化二氮，它们对臭氧有破坏作用。其中

NO+O3→NO2+O2

NO2+O→NO+O2

净结果是O3+O→2O2。

人类活动产生氮氧化物的主要途径有：超音速飞机飞行时排放大量的一氧化氮；农业使用的肥料量日益增加，使土壤释放的一氧化二氮增加。后者在对流层中是惰性的，进入平流层后，其中一部分在光化作用下形成为一氧化氮(N2O+O→NO+NO)，它将参与破坏臭氧的反应。但氮氧化物对臭氧的破坏程度如何，尚有异议，因为大气中存在由水汽转化成的氢氧化物，它与氮氧化物反应（如HO+NO2→HNO3），就使部分氮氧化物不能参与破坏臭氧的反应。

工业生产和使用的氟氯烷日益增多，最常用的两类是氟利昂11(CFCl3) 和氟利昂12(CF2Cl2)。这些分子在对流层中很稳定，能够长期存在，进入平流层后，能吸收1900～2100埃的太阳紫外辐射而离解出氯原子，后者有破坏臭氧的作用：

Cl+O3→ClO+O2

ClO+O→Cl+O2

净结果是O3+O→2O2。

在氮氧化物和氟氯烷同臭氧的两类平衡过程中，各成分还会发生相互作用：

ClO+NO→Cl+NO2

NO2+O→NO+O2

Cl+O3→ClO+O2

净结果是O+O3→2O2。总之，各种成分影响臭氧平衡的过程非常复杂，反应式远远超过100个之多。有些破坏臭氧生成，有些又促进臭氧生成，因此对同一类成分在臭氧生消过程中的作用往往有不同的见解。

人类活动产生的一些气体成分，惰性很大，往往能存在多年，在平流层中积累起来，对臭氧平衡影响很大。有人曾作过估算，假如全世界超音速飞机飞行排放的一氧化氮、工业生产中逸入大气的所有氟氯烷、地球上使用的农业肥料所释放的一氧化二氮等的不断增加，最终可能使臭氧总量减少10％左右。但这些都是难以验证的估计，因为在两天之内或在1000公里的范围内，臭氧的自然变化就可达10～20％。这方面还要进行长期的、系统的观测和研究。

臭氧减少将造成生物学和气候学两方面的严重后果。前者表现为紫外辐射增加引起皮肤癌发病率增加，如臭氧总量减少5％，皮肤癌发病率可能增加10％；后者表现为臭氧总量的变化和臭氧含量随高度分布的变化，可能引起大气温度结构的变化。据估计，臭氧的减少，最终将造成平流层变冷和地面变暖。上述这些后果，都威胁到人类的生活和生存，所以人类活动对臭氧层的影响，是人们所关注的一个重要问题。