六芎结构

\r 大气层从地表一直延伸到600多英里(965公里)的高空,并渐渐地与太 阳大气层融合。地球大气层没有明确的上边界。由于地球引力的存在,整个 大气层质量的一半都聚集在距地面3. 5英里(5. 5公里)的大气层里,而距地 面10英里(16公里)之上的大气层里只有10%的大气。\r 大气层中的温度随高度增加而变化并由此将大气层分成不同的层。距地 表最近的是对流层,然后是平流层、中间层、热层和外大气层。图32是对大气 结构的简单示意。\r 对流层从地面开始到对流层顶结束,其高度在赤道地区平均为10英里 (16公里),在中纬度地区为7英里(11公里),在极地地区为5英里(8公里)。 对流层内的温度随高度增加而下降,所以空气因对流而上升,冷暖气体充分混 合。所有天气现象都是在对流层中发生的。\r 平流层底部的空气温度不随高度增加而变化。在距地表12英里(20公 里)的地方,温度随高度增加而上升。距地表超过20英里(32公里)以上时, 温度增加更快。平流层的上界叫做平流层顶,距地表约29英里(47公里)。 平流层顶的上方是中间层。\r 在中间层底层,温度依然不会随高度上升而变化。从距地表35英里(56 公里)的地方开始,温度下降,直至距地表50英里(80公里)的中间层顶。\r 热层底部的大气温度也不随高度而变化,但从距地表55英里(88公里)的 地方开始温度迅速上升。热层顶部距地表310-620英里(500-1 000公里)。\r 外大气层位于热层层顶之上,没有上边界。在这里各种分子和原子彼此 分散,难以产生碰撞。\r 臭氧是如何形成和被破坏的\r 太阳光含有电磁辐射。紫光是波长最短的可见光(红光的波长最大)。波长略 微大于紫色光的是紫外线(UV)。为方便起见,我们把辐射波长介于4一400纳米 (nm)之间的紫外线分成3个部分:UV- A(315—380纳米),UV- B(280—315纳 米)和UV-C(小于280纳米)。UV-B也叫做软紫外线,UV-C叫做硬紫外线。 波长在400纳米到300纳米之间的UV叫做近紫外线,波长在300纳米到200纳 米的是远紫外线。波长小于200纳米的是极度紫外线或真空紫外线。纳米(nm) 是米的十亿分之一或毫米的千分之一(1纳米=0. 000 039 4英寸)。\r 紫外线辐射能破坏氧原子间的键,这样就形成了臭氧。臭氧的形成包括两个 化学反应:\r 02 UV(小于243纳米)—0 0\r O2 O M-? O3 M\r M是另一种元素分子,通常是氮。它能吸收氧分子和氧原子中的能量使它们 结合在一起。随着高度的增加,紫外线的辐射强度增加,第1个反应速度加快,但 第2个反应变得慢了一些,因为空气变得稀薄,氧分子和氧原子同其他分子结合机 会减少。\r 有几种因素可以导致对臭氧的破坏。首先波长较长的紫外线可以破坏臭 氧,即\r o3 uv—o2 o\r 该反应也随高度增加而加速,原因依然是紫外线的辐射强度因高度增加而变强,\r 反应速度的变化在高处偏向氧原子的生成,在低处偏向臭氧的生成。这在某种程 度上弥补了臭氧的总ffl,但是因为在夜间和极地冬季里没有紫外线辐射,臭氧会停 止生成,所以紫外线辐射对臭氧的影响维持在平衡状态。\r 一些臭氧还会因与单个氧原子反应而被破坏,即:03 0-202\r 但这个反应相当缓慢。在平流层底部,因为氧原子很少,所以臭氧主要与羟基 (0H)和存在时间很短的二氧化氢(H02)反应,即:\r o3 oh—ho2 o2\r HO2 O3 ->0H 202\r 更多的臭氧是因与催化剂发生反应而损失掉了。催化剂是化学反应需要的物 质,其性质不因化学反应而改变。\r 臭氧、大气结构和气候\r 人站在阳光下不用多久就会感觉到热,这是因为衣服和裸露在外的皮肤吸收 了太阳能并将它转化为热量。大气分子也不例外。当它们吸收了一个单位——叫 做光子一的太阳辐射时运动就会加快,分子间碰撞也更加频繁剧烈。这些碰撞 就是我们能感觉或测量到的温度。空气吸收太阳光后温度会升高。\r

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