互动科普

在炎热的夏天，很多国家和地区时常会发出空气中臭氧含量超标的警告。对于一些比较敏感的群体，例如儿童、老年人以及患有呼吸道疾病的人群，臭氧含量超标往往会导致严重的健康问题。美国北卡罗来纳大学的拉克尔·席尔瓦（Raquel Silva）提出的最新模型计算表明，全球每年大约有47万人死于地表臭氧超标。德国海德堡的环境及疾病预防研究院（UIP）早在1999年就发布过相关统计数据：在1990年至1995年期间，德国每年有大约4 000人死于臭氧超标，而其中，老人和病人占据了绝大多数。

空气污染的光化学循环

臭氧这种刺激性的气体，同气溶胶（aerosol），即空气中的多种悬浮颗粒，如灰尘、烟黑、酸雨滴等一起，构成了导致空气污染的主要物质。这两种污染物随着分布及峰值大小的不同，其化学反应、热力过程以及流体力学运动都会产生不同的变化。这些污染物有些直接来自大自然，有些则来源于人类的生产或生活。它们可以借助风力四处传播，并进一步借助光化学反应转化为其他有害物质，最终通过雨水的洗涤离开大气循环。

它们在离开大气循环之前，还可以通过多种途径四处传播，有时候可以从一个大洲传到另一个大洲，甚至遍历全球。从这个角度来说，某些局部或地区性的大气污染，实际上可能会在全球范围产生重要影响。这也意味着，仅仅在大气污染的局部地区采取一定的治理措施以获得空气质量的局部改善，往往收效甚微。臭氧和气溶胶不仅会影响天气和空气质量，也会影响气候。为了更精确地预测空气污染的走向及趋势，并针对性地采取即时反制措施，就必须要让负责环境治理的专业人士更充分地了解风力以及云雾的作用。

臭氧是通过一个复杂的光化学反应循环形成的，这个循环主要有两大类有害物质参与其中：一类是氮氧化物，主要包括一氧化氮（NO）和二氧化氮（NO2），可以统称为NOx，而另一类物质主要是一氧化碳（CO）以及易爆的有机化合物甲烷（CH4）。除此之外，羟基自由基（OH）也起着十分重要的作用，它是对流层（大气层最下层约8 000米厚度的区域，雷电就形成于此，见框图“臭氧的形成与传播”左侧）中最重要的氧化物。

太阳光中的紫外线将二氧化氮分解为一氧化氮和氧原子，分解出来的氧原子中，一部分会进一步和空气中的氧气分子结合，形成臭氧分子；另一部分则会和水发生反应形成羟基，进一步借助甲烷或一氧化碳的相互作用，重新和一氧化氮结合变回二氧化氮，在这个过程中氧原子并未消耗。

羟基和氮氧化物在这一反应过程中起到了催化剂的作用——可以参与并加速化学反应。当然它们的浓度不可以太高，因为它们自身也会导致臭氧分解。根据海拔高度的不同，最有利于形成臭氧的氮氧化物浓度大约在几十亿分之一到几万亿分之一之间。一旦空气中羟基或氮氧化物浓度下降（如通过降雨而逐渐被冲刷掉），反应循环就会最终停止。

大气边界层位于距地表两千米以内的区域，在这一区域产生的气旋会将释放在地表附近的有害物质迅速卷走。在较高的空域会出现更有力的强风，将污染物快速吹散到更远的区域。在出现急流的区域，这一效应会特别明显：在宽数百千米，高度6〜15千米的空域，风速可以高达每小时100千米，而在某些极端情况下，更是可以达到每小时360千米。不过一般情况下，被污染的气团最多只会在云层的强力上升作用下到达大气边界层的上部，一个例外情况是在山区，含有污染物质的气团会因为上升的地形而被迫向上移动。

在不同的季节和不同的区域，云层的类型也会有所差异。在热带地区（或者中纬度地区的夏天），当富含水分的暖湿气团彼此相遇时会形成一种热力学上不稳定的状态，导致气团升高。在此过程中，潜藏的能量通过汽化或升华的形式释放出来，使得原本湿热的气团被进一步加热，从而继续升高。这种过程被称为深对流（deep convection），它解释了积雨云形成的原因，在热带地区，这种云可以逐层叠起，达到18千米高。

在中纬度地区，对流云层一般会沿着低压区的冷锋（cold front，即寒流前锋）一路排开。在它们的前端，被抬升的暖湿气团往往蔓延数千千米。这个抬升过程有时会延续两天之久，而如果是在热带，暖湿气团被抬升的过程只需要几分钟就可以完成。

云层内部的气团在很大程度上被隔绝了起来，不受外界环境影响，因此气团本身所携带化学物质的配比也得以保持稳定，这就是为何自身并不稳定的氮氧化合物可以在热带的对流云团里持续上升，抵达较高的云层而不发生分解的原因。

而与此相反，空气中可溶于水的微粒状物质就不太容易进入对流云团，因为它们很容易就会被降雨冲刷出去。这些水溶性物质可能是臭氧形成初期的一些前期反应物，因此尽管臭氧和碳氢化合物本身不溶于雨水，但由于前期反应物被冲刷，参与反应循环的重要组成部分出现缺失，最终形成的臭氧总量也会下降。同时，二氧化氮和羟基发生反应可以形成硝酸分子，这样，对流气团中大量的氮氧化合物最终会转换成硝酸，和硫酸一起成为酸雨的两大主要成分。

热带地区的臭氧分布

形成臭氧所需的前期反应物大部分来源于人类。大气中的氮主要以双原子分子（N2）的形态出现，它是相对稳定的分子，较难发生化学反应。但是在高温下，例如在内燃机中，当燃料和空气的混合体被点燃后，温度会达到上千摄氏度，这时氮气分子中的两个氮原子就会分离，和氧气中的氧原子结合，形成氮氧化合物。尽管现代汽车发动机使用规范化的三元催化器，可以将氮氧化合物从汽车尾气中彻底过滤，但供暖中心和火力发电厂燃烧化石燃料，还是让大量的氮氧化合物直接进入了大气层。

对流层上层发生的闪电也会将氮气分子分解。由此产生的氮氧化合物会生成比地表更多的臭氧，因为在这个高度，它们暴露在太阳光强烈辐射下的时间更长。不过，到底有多少氮氧化合物是通过闪电而产生的，目前还难以精确估计。

除此之外，氮氧化合物还可以由雨后湿润泥土中的微生物合成而产生。根据全球范围的统计数据，由泥土中细菌所产生的氮氧化合物大约占对流层中氮氧化合物总量的15%，而在热带地区，这个比例更是高达70%。除此之外，热带地区还是其他很多空气污染物的发源地，因为在很多热带地区，刀耕火种非常普遍，而仅由此产生的二氧化碳排放总量就占到了全球的40%。

在热带地区，地平面附近的大气层一般只含有少量的臭氧，但能产生臭氧的前体分子含量却很高。如果它们借助雷雨云中的上升气流进入较高的对流层，就会在闪电作用下形成额外的氮氧化合物。上升气团的环境非常适合臭氧的合成。在云团的边缘区域，富含臭氧的空气会从对流层上端下降，并继续携带这种有害气体往下行进。而在这一高度，污染物的扩散进入更大规模的大气环流系统。这一大气环流系统包含两部分，其一被称为哈德里环流（Hadley cell），流向两极方向，而另一个被称为沃克环流（Walker cell），它是东西方向的环流。

以上过程合理地解释了热带地区对流层中臭氧的分布情况。臭氧的浓度随着区域不同有明显的变化，在大西洋上空，臭氧的浓度达到峰值，而最低值则出现在西太平洋上空。之所以在大西洋上空出现峰值，主要是因为在非洲和南美洲有大量的生物质被焚烧，在闪电产生的大量氮氧化合物作用下，它们最终会转化成臭氧。这些氮氧化合物和其他形成臭氧所必须的化合物分子被带入沃克环流的漩涡里，而这个漩涡在大西洋上空刚好有一个下降的分支（见框图“臭氧的形成与传播”右侧）。

最新的气象卫星观测表明，地表大气层中的有害物质会随着印度洋季风上升至海拔17千米的同温层。其中一个重要原因是喜马拉雅山脉的阻挡，从而使得印度洋季风在这里被迫上升，产生强对流。而在其他季风区域，例如西非季风区就没有出现这种大幅度的气流上升。受东南亚季风形成的高气压区域（这一区域的中心正是中国西藏上空）影响，这些污染物会一直停留在这个高度，随后，其中的一部分会随着从东部吹来的热带急流散播至地中海盆地东部。这样，被污染的空气会在当地的高气压区迅速下沉，在当地造成了只有在夏季才会出现的臭氧峰值。

气旋风暴

深对流也可以在海洋上空形成风暴和热带气旋。它们由来自海洋的暖湿气流组成，污染物的含量很低。这样一来，它们就会起到和对流系统完全相反的作用，随着季风不断向被严重污染的大陆挺进。据卫星观测，2008年11月14日在印度孟加拉湾形成的热带气旋风暴凯姆克（Khai-Muk），到了11月17日就已经前行至印度半岛的中心。在热带气旋风暴前行的过程中，这块次大陆上空对流层的下部区域的臭氧已经被清洗掉了（见80页图）。

大气中大多数污染物来自北半球中纬度地区（主要是北美、欧洲和东亚地区），并随着盛行西风往东扩散至近邻的大陆。低气压气旋让携带着污染物的气团在垂直方向上传输，并沿着风暴路径自西向东飘移。

空气严重污染的地区主要集中在北美东海岸以及亚洲。近地高气压区内一般没有风力的干扰，这让污染物更容易集聚，从而可以进行更加彻底的光化学反应，最终形成雾霾。在北半球的这些区域，低气压环流圈一般位于近地高气压区域的西侧，其中的温暖气流会携带大量空气污染物升到高空。被严重污染的气团可以借助急流迅速移动，只需要3天时间就可以横跨大西洋，再需要7天时间就可以横跨整个太平洋。

污染物中的挥发性碳氢化合物在空气中会发生光化学氧化反应，从而产生大量过氧乙酸。而氮氧化合物中的一部分会在上述急速移动过程中和这些过氧乙酸发生反应，产生过氧酰基硝酸酯（简称PAN）；PAN反过来又成为了氮氧化合物的主要储存介质。虽然PAN在高温下不稳定，但在高海拔空域里，温度却相当低，这使得氧酰基硝酸酯可以稳定地存储大量氮氧化合物，并将它们散播到更远的地方。当空气气团开始下沉，进入海拔较低的大气层时，周围温度就会逐渐升高。此时，PAN就会开始分解，重新释放出大量氮氧化合物。

除此之外，氮氧化合物也可以在对流层较低的位置穿越大洋，但是这样它们前进的速度就会缓慢很多，在抵达目的地之前就已经消失殆尽了。

来自北美东部和亚洲的空气污染会直接导致欧洲以及北美西部近地臭氧浓度的急剧升高。近年来，各地频繁出现实测臭氧浓度超标的现象，也和污染物的洲际传输有直接联系。当欧洲到了炎热的夏季，地表附近的臭氧含量可以达到100微克每立方米，而来自北美的污染物又将这一数值进一步推高，进而超出欧盟委员会于2010年所规定的120微克每立方米的极限值。

小微粒，大危害

气溶胶不仅会对人类健康造成潜在危害，同时还会直接或间接地对气候造成影响。直接影响体现在与大气辐射的相互作用，间接效应则体现在对云层形成的影响。

气溶胶颗粒可以散射并吸收太阳光，也会散射或吸收大气层中的热红外辐射。具体吸收和散射的程度取决于微粒的直径和辐射波长的比例关系，如果微粒直径与辐射波长互相匹配，散射程度就会达到最大化。当然，这只针对那些亚微米级大小的颗粒，因为太阳光光谱中能量最大的波波长大约是0.5微米。

散射能力强的颗粒可以将阳光中的一大部分散射回外太空，而吸光能力较强的颗粒也会削弱入射太阳光的辐射强度——只不过它们会将太阳光吞噬掉，而非反射回去。举例来说，烟黑就是一种吸光能力很强的物质，它是碳经过不完全燃烧之后形成的。

白天，气溶胶颗粒反射回去的太阳光总量多于它们所吸收的从地表释放出来的热红外辐射，因此，这将使得地表趋于冷却，气候学家将这个过程定义为逆向辐射驱动（negative forcing）。在夜间，情况就相反了：因为没有太阳光辐射，气溶胶颗粒只会吸收地表热辐射，从而起到一定的保温作用，这时，它们造成的辐射驱动又会变成正向。一般情况下，气溶胶颗粒在白天造成的冷却效应要超过它们在夜间造成的保温效能。

气溶胶颗粒对气候造成的诸多影响中，起决定作用的是它们在大气层顶部（top of atmosphere，TOA）对辐射的驱动。下面我们就来比较一下在有气溶胶颗粒和没有气溶胶颗粒存在的情况下，地球向宇宙反射的能量之差，这个差值也就是地球表面或大气层因为气溶胶的干扰而丢失或获得的总能量。如果总体的辐射驱动为正向，就会使地球变暖，反之变冷。

局部区域辐射驱动的方向及强度并不仅仅由气溶胶颗粒对太阳光的吸收和散射之间的比例决定，还和该区域地表的反射率有关。在地表反射率强的区域（例如沙漠），吸光率较强的气溶胶颗粒会使这一区域变暖；而在地表反射率不强的区域（例如森林或海洋），散射能力较强的气溶胶颗粒会使这一区域变冷。例如，沙漠粉尘颗粒具有中等强度的吸光能力，它们在明亮的沙漠区域就会表现为正向的辐射驱动，而到了较为暗色的海平面上空就会表现为逆向的辐射驱动。

从全球范围来看，气溶胶颗粒的总体直接影响可能会是逆向的，也就是说会让地球趋于冷却。气候学家由此推断出，在工业化进程中所增加的气溶胶颗粒的排放，在一定程度上抵消了由温室气体排放所导致的全球变暖。

气溶胶颗粒对局部地区的气候影响还和该地区大气层的特性相关。在一项模拟实验中，研究人员采用气柱（air column）模型对不同高度的大气情况进行了计算，并考虑了气溶胶颗粒的影响。结果表明，气溶胶颗粒一般会使地表附近的空气温度降低，尽管气溶胶颗粒本身会随着密度和吸收能力不同而出现不同程度的变暖。因此，气溶胶颗粒的确会改变不同高度空气的温度分布。

地表附近大气被冷却后，大气边界层的高度也会相应降低，这样就会使垂直方向上剧烈的气体交换发生减弱，这一效应在空气污染严重的区域尤为明显。借助计算机模拟以及实际观察，这一冷却现象目前只会在局部发生，它和由温室效应造成的全球变暖现象刚好相反。

在不稳定的大气中，垂直方向气温分布的改变可能会在气柱中产生额外的气流，这样会加剧气流的无序性。气溶胶层向下的区域不会产生对流，其温度会进一步降低。而与此相反，气溶胶层上方的温度反倒会上升。当气溶胶层的高度相对较低、吸收太阳光能力较强时，该效应尤其显著。

当气柱内部的条件发生改变时，也会影响到云层的形成，反过来又会改变地表辐射收支的平衡，这也表明了气溶胶颗粒对气候的间接影响。

如果云层和吸收能力较强的气溶胶层位于同一高度，云层就会倾向于散去，因为气溶胶颗粒造成的局部升温会促进云层中水分的蒸发，并在更高的海拔处凝聚形成新的云层。而如果云层位于气溶胶层以下，它的厚度反而会逐渐增加，这主要是因为位于上方较为干燥的空气层会被吸收了太阳光的悬浮颗粒加热，从而会逐渐升高，并拉动它下方的暖湿空气一起飘向高处。

亚洲上空的褐色云层

由于气溶胶颗粒的生命周期是有限的，它们一般情况下会主要集中在它们的发源地附近，因此在全球范围内，它们的分布非常不均匀，因此，与气溶胶颗粒分布紧密相关的辐射驱动强度也会出现极大的区域间差异。在大城市上空，以及非洲或南美洲的森林及灌木区域（这些地区刀耕火种的耕作方式十分常见）上空，往往会出现高浓度的颗粒集聚。除此之外，还有撒哈拉沙尘颗粒以及在亚洲上空出现的“褐色云层”（brown cloud）现象。所谓的褐色云层是由大量集聚的烟黑颗粒形成，这些烟黑颗粒常常盘旋在印度次大陆、东南亚的部分区域以及印度洋部分海域上空。

除此之外，气溶胶颗粒还会与当地的天气以及气候系统互相影响。最新研究结果表明，印度上空很多吸光能力较强的气溶胶颗粒发生聚集，已经导致较为温暖的印度半岛陆地区域和较为寒冷的印度洋区域上方的底层大气产生了明显的温差。这会导致另一个间接的结果，即使得更多的潮湿空气从海洋吹向了大陆，从而加强了印度半岛春季出现的季风强度，给印度大陆内部带来了更多的雨水。

褐色的云层起到了遮阳伞的效果，使得印度北部和南部之间、以及印度洋赤道方向和印度半岛海岸之间的温差变小。这一效应在夏季会更为明显，它会减轻季风的强度，同时会减少这一区域内的降雨。根据最新的研究结果，随着印度上空的气溶胶颗粒排放的增多，将会导致阿拉伯海上出现越来越多的热带风暴。

撒哈拉沙尘颗粒的大量聚集可以削弱非洲季风的强度，从而进一步减少撒哈拉沙漠以南干旱地区的降雨量。沙尘颗粒的冷却作用会导致撒哈拉沙漠以南干旱地区和南部几内亚海湾之间的温差进一步降低，而几内亚海湾正是非洲季风的发源地。降雨量的下降将会加快沙漠的形成，同时也会导致更多沙尘颗粒的产生，这种正反馈过程导致了一种恶性循环，这使得整个撒哈拉沙漠地区几乎无药可救。为什么同样是气溶胶颗粒，带来的结果完全不同？其实主要源自于两种颗粒的自然特性不同：相对于亚洲上空褐色云层中的烟黑颗粒，撒哈拉沙尘颗粒所具有的吸收太阳光的能力相对较弱。

最后，由气溶胶颗粒引起的地区性太阳辐射收支差异以及云层变化差异有时候也会在距离雾霾发生地相对较远的区域发生，当然这种跨区域出现的变化一般会在数年之后才会显现出来。该效应可以借助通用环流模型来计算得出，即除了大气层的因素，也将海洋因素以及不同气溶胶颗粒对环境的不同影响方式都详细考虑在内。模拟试验证实，上世纪80年代撒哈拉沙漠出现的干旱与北半球空气中的硫磺颗粒浓度的峰值存在关联。撒哈拉沙尘颗粒很可能是多年来大西洋频繁出现温度波动的重要因素，此外它还可能是造成加勒比海地区飓风活动变化的重要因素。

所有这些都表明，局部地区产生的有害物质可能会造成全球范围的影响。决策者需要意识到这一点，才能对污染的排放进行更有效的管理和监督。