Круговорот веществ в природе закономерности распределения веществ в окружающей среде. Физико-химические свойства, определяющие перемещение веществ в окружающей среде, страница 18

Концентрация озона в е.Д. соответствует толщине (высоте) слоя озона, который мог бы образовать весь озон, содержащийся в столбе атмосферы единичной площади при неизменных условиях.

За 1 е.Д. принимают слой озона высотой 10^-5м (0,01 мм). Общее количество озона в атмосфере меняется от 220 до 760 е.Д. (наиболее часто 200-400 е.Д.) при среднем для всего земного шара значении 290 е.Д.

Общее содержание озона над конкретно территорией изменяется в достаточно широких пределах и зависит не только от фотохимических процессов в атмосфере, но и движения воздушных масс. Есть ряд общих закономерностей изменения концентрации озона, связанных со временем года и географической широтой местности. Не вдаваясь в детали можно отметить, что наибольшие изменения концентрации характерны для высоких широт северного полушария (70-80⁰ с.ш.), где среднее содержание озона меняется от 450 е.Д. в марте (конец зимы начало весны) до 280 в сентябре (т.е. min – осенью). В средних (40-45⁰ с.ш.) широтах изменения меньше (от 370 е.Д. весной до 280 е.Д. осенью) В низких широтах (<30⁰ с.ш.) сезонные колебания практически отсутствуют (< 20 е.Д.).

В южном полушарии картина та же, но менее выраженная.

 Озон образуется при взаимодействии атом О(³р) с молекулой О₂

   [атомарный О(¹Д), взаимодействую с О₂ дает со слишком высокой внутренней энергией, так что молекулу  невозможно стабилизировать при участии 3-ей молекулы]

Молекула озона при этом находится в колебательно-возбужденном состоянии и может достаточно легко распадаться на исходные компоненты. Образование стабильной молекулы О₃ происходит лишь в результате реакции  с молекулой О2 или N2, принимающих избыток энергии, и последующего теплового рассеивания энергии возбуждения

С понижением высоты скорость образования озона определяется двумя факторами:

1) повышением концентрации О₂ и N₂ (что повышает скорость) и

2) уменьшением интенсивности  излучения с l<240 нм (вызывающего образование атомарного кислорода) – (что снижает скорость)

Сочетание этих двух процессов определяет наличие максимального содержания озона на высоте около 25 км над экватором озон в стратосфере может распадаться:

·  взаимодействуя с атомарным кислородом О(³р) он превращается в молекулярный кислород

 (в основном состоянии)

Или подвергаясь фотодиссоциации в результате поглощения коротковолнового УФ излучения (он сильно поглощает УФ излучение в области 220-310 нм, с max – 255 нм)

 (либо О(³р) в зависимости от энергии поглощенного кванта)

Это важнейший процесс в стратосфере, непосредственно связанный с сохранением жизни на суше (обеспечивающий защиту от УФ излучения).

Эти реакции не приводят к исчезновению озона, поскольку образующийся атомарный кислород О(¹Д) (если он образовался при фотодиссоциации) быстро переходит в основное состояние (по рассмотренным реакциям) и вновь участвует в образовании озона. Суммарный процесс образования и разложения озона по приведенным реакциям называется циклом Чепмена:

 - не разделяем на О(¹Д) и О(³р) – лимитирующая стадия синтеза О₃

 (´2 для каждого атома кислорода,
                                                          образовавшегося по реакции (1) и
                                                          вызывающих данную реакцию)

 - лимитирующая стадия разрушения озона

Сумма этих реакция приводит к нулевому циклу – в нем состав систем не меняется, а поддерживается ее определенное стационарное состояние, причем солнечное излучение УФ-диапазона преобразуется в тепловое: .

Озоновый цикл ответственен за повышение температуры в стратосфере.

Таким образом в стратосфере естественным путем поддерживается стабильная концентрация О₃ вследствие динамического равновесия между процессами образования и разложения.

Как отмечалось совокупность процессов образования и разрушения озона, составляющие цикл Чепмена, определяют некоторую среднюю равновесную концентрацию О₃ в стратосфере. Однако, прямые измерения концентрации О3 дают значения меньше предсказываемых теорией Чепмена. Причиной этого является присутствие в атмосфере катализаторов разрушения озона, действие которых дополняет реакции цикла Чепмена, приводящие к разрушению озона.

Каталитические циклы разрушения стратосферного озона

Наиболее важными из катализаторов разрушение озона:

·  Гидроксильный радикал ОН – наиболее распространенная частица в атмосфере, вызывающая множество разнообразных реакций

·  Монооксид азота

·  Атомарный хлор

Разрушение озона при участии этих катализаторов происходит следующим образом:

1)  Гидроксильный радикал

Цикл может разрушиться в результате гибели (рекомбинации) радикалов:

Но до гибели ОН упевает разрушить до 100 молекул О₃

2)  Монооксид азота

3)  Атомарный хлор

Каждый из катализаторов [в цикле ] регенерируется и вновь вступает в реакции, т.е. развивается циклический процесс, когда 1 частица разрушает большое число молекул О₃

ОН, NO, Cl в атмосфере могут появится в результате естественных процессов и в результате антропогенных загрязнений.

Гидроксильный радикал. Их источником являются в основном природные процессы. ОН-радикал

а) является продуктом фотодиссоциации воды

Но этот процесс происходит только в верхних слоях атмосферы, т.к. требуется коротковолновое излучение

б) образуется (как отмечалось) при взаимодействии атомарного O находящегося в возбужденном О(¹d), который выделяется при фотолизе О₂ в верхних слоях стратосферы при фотолизе О₃:

 это гораздо более значимый процесс

в) к образованию ОН приводит еще ряд стратосферных процессов, вносящих несколько меньший вклад:

Оксид азота NO

Источники NO в стратосфере преимущественно природные. Главным источником NO считается проникающий в атмосферу оксид N₂O. Закись азота образуется на уровне Земли. Она выделяется в атмосферу:

·  В результате микробиологической активности в почвах

·  При горении биомассы

·  При сжигании ископаемого и моторного топлива (в результате высокотемпературного окисления N₂ воздуха)