地球の大気の鉛直構造宇宙空間
外気圏 (800 - 約10,000)
熱圏 (80 - 800)
電離層
(50 - 500)
中間圏 (50 - 80)
成層圏 (11 - 50)オゾン層
(10 - 50)
対流圏 (0 - 11)

自由大気 (1 - 11)
境界層 (0 - 1)

各層の境界:圏界面
FAI定義:カーマン・ライン

※（）内は中緯度における高度(km) / 表

オゾン層（オゾンそう 独: Ozonschicht 英: ozone layer）とは地球の大気中でオゾンの濃度が高い部分のことである[1]。オゾンは、高度約10 - 50 kmほどの成層圏に多く存在し[2]、特に高度約25 kmで最も密度が高くなる[1]。
目次

1 定義

2 オゾン層の発見

3 オゾンの発生

3.1 オゾン生成のプロセス

3.2 オゾンの輸送と分布


4 オゾン層の役割

5 ドブソン単位

6 オゾン層形成の歴史

7 オゾン層の破壊

7.1 オゾン分解のプロセス

7.2 オゾン層の現状


8 オゾン層に関する近年の動き・フロン規制以後

9 脚注

10 参考文献

11 関連項目

12 外部リンク

定義

オゾン層の明確な定義はない[要出典]。一般的には、大気中のオゾンの9割が存在する成層圏の高濃度オゾン帯を指し、高度10 - 50 km付近とされる[3]。以下、いくつかの定義を挙げる。

高度10 - 50 kmの成層圏（国連環境計画 (UNEP) のQ&A集[4]、およびそれを基に作成された環境省の資料[3]など）

高度15 - 60 km（アメリカ気象学会の用語集による[5]）

大気境界層（高度約1km）より上の大気オゾンの層（オゾン層の保護のためのウィーン条約[6]）

ちなみに、オゾン濃度が最も高いのは高度20 km付近で、1立方センチメートル (cm2) あたり約1013個（=10兆個）のオゾン分子が存在する。また、オゾンの混合比（乾燥空気に対する質量比）が最も高いのは高度30 km付近で、9 ? 10 ppmである[5]。
オゾン層の発見

1839年にスイスの化学者クリスチアン・シェーンバインがオゾンを発見し、その特有の臭いから、ギリシャ語で "臭い" を意味する "ozein" に基づいて命名した。1879年にマリー・アルフレッド・コルニュが太陽光のスペクトル観測において、300 nm付近より短い波長の紫外線が地表付近で観測されず、大気による紫外線の遮蔽があることを発見した。1881年にアイルランドの化学者ウォルター・ハートレイは、実験室内で300 nmより短い波長の紫外線がオゾンにより強く吸収されることを発見し（ハートレー帯吸収）、大気による紫外線隠蔽の原因はオゾンであると提案した。1913年にジョン・ウィリアム・ストラット（レイリー卿）は下層大気では紫外線の吸収が無いことを発見した。そして、同1913年には、シャルル・ファブリとアンリ・ビュイソンの2人のフランス人科学者によって「オゾン層」の存在が発見された。1920年には、ゴードン・ドブソンが科学的測定によってオゾン層の存在を証明した[7][8][9]。
オゾンの発生 高度（縦軸：km）とオゾン濃度（横軸：ドブソン単位）のグラフ。地上付近の高濃度帯は光化学スモッグの影響を反映したもの。縦長の帯は各波長帯における紫外線の透過度。

成層圏中では、酸素分子が、太陽からの242 nm以下の波長の紫外線を吸収して光解離し、酸素原子になる。この酸素原子が酸素分子と結びついてオゾンとなる。また生成したオゾンは320 nm以下の波長を持つ紫外線を吸収し、酸素分子と酸素原子に分解するという反応も同時に進行する（反応式のMは主に窒素や酸素の分子で、反応のエネルギーを受け取る役割をしている）。
オゾン生成のプロセス

各反応素過程は以下の4つの式で示される。h はプランク定数で、hν は振動数 ν の光の光子が持つエネルギーを表している。（それぞれの式における ν は、酸素分子やオゾン分子の吸収帯に対応する太陽からの紫外線の振動数に当たる。）自然界でオゾンを生成する唯一の反応 O   + O 2   + M ⟶ O 3   + M {\displaystyle {\ce {O\ + O2\ + M -> O3\ + M}}} 生成したオゾンは紫外線を吸収して解離 O 3   + h ν ⟶ O   + O 2 {\displaystyle {\ce {O3\ + h\nu -> O\ + O2}}}

上記2式の反応速度は非常に早く、O3 と O は平衡状態にあり、両者の和である奇数酸素 Ox = O3 + O は変化しない。Ox を変化させる次の2つの反応は、比較的ゆっくりと進む。生成反応 O 2   + h ν ⟶ 2 O {\displaystyle {\ce {O2\ + h\nu -> 2O}}} 分解反応 O   + O 3 ⟶ 2 O 2 {\displaystyle {\ce {O\ + O3 -> 2O2}}}

この反応のメカニズムは1930年にチャップマンによって考え出され、チャップマン機構と呼ばれる。大気中のオゾンは、その90%以上が成層圏に存在し、オゾン層では濃度は2?8 ppmと、地表の0.03 ppmと比較すれば非常に高い。

酸素分子の密度は、空気の密度に比例するので高度が高くなるほど低くなる。他方、酸素分子が吸収する紫外線は、太陽入射光の強度に比例するため高度が高いほど強い。オゾン生成はこれら高さと共に増大する量と減少する量の両方に依存するので、オゾン密度はある高度で極大となり、成層圏中部の20?30 km付近がそれにあたる[9]。