ВВЕДЕНИЕ

Сегодня озон беспокоит всех, даже тех, кто раньше не подозревал о существовании озонного слоя в атмосфере, а считал только, что запах озона является признаком свежего воздуха. (Недаром озон в переводе с греческого означает «запах».) Этот интерес понятен — речь идет о будущем всей биосферы Земли, в том числе и самого человека. Теперешняя тревога людей об изменении озонного слоя, к сожалению, небеспочвенна. Жаль, что в жизни не только отдельных людей, но и всего человечества справедлива поговорка «Гром не грянет — мужик не перекрестится». Ведь ученые начали бить тревогу об опасности, нависшей над озонным слоем Земли, еще в 70-е годы. За прошедшие с тех пор 20 лет уже можно было принять такие эффективные меры, что сегодня тревога людей была бы значительно менее обоснованна. К сожалению, ныне жители Земли оказались в положении человека, поджигающего свой дом для того, чтобы согреться, не особенно задумываясь о том, что этот дом сгорит и другого не будет. Конечно, обществу трудно поступиться интересами многих производств. Ведь разрушению озонного слоя способствуют различные вещества, выделяющиеся к атмосферу. Это не только фреоны, о которых сегодня говорят больше всего и политики и промышленники. К разрушению озонного слоя причастны и окислы азота, которые образуются при ядерных взрывах. К счастью, ядерные взрывы будут прекращены. Но окислы азота образуются и в камерах сгорания турбореактивных двигателей. Важно не только количество образованных при этом окис-лов азота, но и то, что это происходит высоко в атмосфере, поскольку эти двигатели установлены на сверхзвуковых высотных самолетах. На больших высотах образованные окислы азота живут долго. Ниже, в тропосфере, как окись, так и двуокись азота вымываются из атмосферы значительно быстрее. Применение большого количества минеральных удобрений также угрожает озонному слою. Ведь при денитрификации связанного азота бактериями почвы и микроорганизмами образуется закись азота, которая попадает в стратосферу. Закись азота была обнаружена и в дымовых газах электростанций. Количество образованной при этом в течение года закиси азота исчисляется миллионами тонн.

Таким образом мы воздействуем на озонный слой различными способами, и каждый связан с важной стороной нашей хозяйственной деятельности. Это и производство нашей сельскохозяйственной продукции, и ядерные взрывы, мирные электростанции и высотные военные самолеты, холодильная промышленность и бытовые аэрозоли. Поэтому изменить ситуацию в один день невозможно. Многие высказывают сомнения в том, сумеет ли человечество вообще ее изменить. Не будет ли поздно, если опасность не будет осознана своевременно. По-видимому, легче всего отказаться от фреонов. Притом надо только изменить технологию производства холодильных установок. И то раньше, чем через 10 лет, это не будет сделано. А как быть с минеральными удобрениями? Ведь мы не готовы отказаться от них. И будем ли готовы когда-либо? Как быть с другими веществами, создаваемыми человеком, которые разрушают озонный слой? Эти вещества выбрасываются в атмосферу в поистине огромных количествах (миллионы тонн в год) и остаются там очень долго.

Иногда довольно трудно представить себе, что даже очень малые количества определенного вещества в атмосфере могут играть исключительно важную роль. Собственно, очень наглядным примером того является сам озон, абсолютное количество которого в атмосфере пренебрежимо мало, а роль в атмосферных процессах огромна.

В настоящее время назрела необходимость принять определенные обязательные для всех решения, которые позволили бы сохранить озонный слой. Но чтобы эти решения были правильны, нужна полная информация о тех факторах, которые изменяют количество озона в атмосфере Земли, а также о свойствах озона, о том, как именно он реагирует на эти факторы.

О том, что с озоном происходит неладное, говорят озонные дыры, появляющиеся каждую весну над Антарктикой. Там происходит особая циркуляция воздуха в зимние и весенние месяцы — он оказывается изолированным от воздушных масс средних широт. С другой стороны, здесь зимой очень низкие температуры в стратосфере (ниже, чем в Арктике), что способствует образованию полярных стратосферных облаков.

Присутствие в стратосфере химических веществ в виде твердых частиц (льда в облаках) способствует разрушению озона. Выбрасываемые в атмосферу вещества, содержащие хлор, фтор, азот, метан и др., могут длительное время находиться там в пассивных формах и не разрушать озон. В особых условиях зимой и весной над Антарктикой происходит эффективное преобразование пассивных хлорных соединений в активные, которые интенсивно разрушают озон. Измерения с помощью спутников, ракет, шаров-зондов и самолетных лабораторий показали, что в этот сезон опасность для озона окиси хлора ClO в 100–500 раз больше, чем в средних широтах на этих же высотах. Прежде всего ClO и «поедает» озон в стратосфере Антарктики. На некоторых высотах его остается только 5 % прежнего количества! Если брать озон на всех высотах, то его количество в месте озонной дыры весной в Антарктике уменьшается наполовину. Таким образом, выбрасываемые людьми в атмосферу вещества переносятся движением воздуха на все широты и долготы. В Антарктике в конце зимы и весной они оказываются в особых природных условиях, которые позволяют им активизироваться и эффективно разрушать стратосферный озон.

Из этого можно сделать вывод, что поскольку такие особые условия в стратосфере имеются только в Антарктике (да и то не круглый год), то проблема озонной антарктической дыры является местной, региональной, а не глобальной. Но, к сожалению, это не так. Дело в том, что весь озон в атмосфере Земли, включая приземный слой воздуха, тропосферу, стратосферу и выше (мезосферу и термосферу), на всех долготах и широтах един. В одних местах он образуется эффективно и регулярно, в других — неэффективно и только от случая к случаю, в одних местах образованный озон живет годы, а в других — только секунды, но тем не менее весь озон вокруг Земли находится как бы в сообщающихся сосудах. Поэтому, если он исчезнет без компенсации в одном месте (в данном случае в Антарктике), то это изменит баланс озона в глобальном масштабе. Другое дело, если имеется компенсация. Так, если бы весеннее разрушение озона в Антарктике компенсировалось его увеличением в последующие сезоны, то годовой баланс был бы сохранен. Дыра была бы не опасна в смысле поглощения глобального озона. Полной компенсации разрушенного весной в Антарктике озона не происходит, и в общем балансе всего земного озона каждый год имеется нехватка, которая растет от года к году. Вот этим-то и опасна для всей Земли озонная дыра над Антарктикой.

Для того, чтобы узнать, где, сколько имеется озона, надо проанализировать источники его поступления и места исчезновения. Озон образуется разными путями. Это и химические процессы (объединение молекулярного и атомного кислорода), и физико-химические процессы (образование озона у земной поверхности во время гроз и в результате действия тлеющих электрических разрядов). Исчезает озон на разных высотах также по разным причинам. На одних высотах его разрушают одни химические соединения, на других — другие. Кроме того, озон перемещается в атмосфере. Поэтому для того, чтобы понять, как распределен озон вокруг Земли и как меняется во времени это распределение, надо проанализировать все указанные процессы, от которых зависит количество озона.

Общая схема выглядит так. В стратосфере озон образуется из кислорода под действием солнечного излучения. Исчезает здесь озон в различных реакциях с химическими соединениями. Поскольку в атмосфере от 100 км и до поверхности Земли происходит интенсивное перемешивание, то вступать в реакцию с озоном в стратосфере могут химические соединения, которые образовались на Земле, в ее приземном слое, и затем из-за перемешивания были подняты в стратосферу. Для того, чтобы слой оставался неизменным (конечно, он должен меняться в зависимости от времени суток, сезона, солнечной активности и т. д., но эти изменения происходят с определенными периодами, и из-за них слой озона исчезнуть не может), должен существовать баланс между количеством озона, который образуется, и количеством озона, который исчезает, разрушается.

Поскольку происходят не только горизонтальные движения атмосферного газа (а вместе с ним и озона), то часть того озона, который образовался в стратосфере, переносится вниз, в тропосферу, а также достигает земной поверхности. Но озон, который находится в тропосфере, менее уязвим, чем стратосферный озон. Почему? Прежде всего потому, что в тропосфере значительно ниже температура, нежели в стратосфере. А чем выше температура озона, тем быстрее он разрушается. Если температуру озона повысить до 200оС, то он весь разрушится. Так освобождаются от озона в лабораторных условиях и в различных приборах, которые предназначены для измерения озона.

Таким образом, тот озон, который образовался в стратосфере и не успел опуститься вниз, в тропосферу, может там прожить значительно дольше, чем он прожил бы в стратосфере. В тропосфере озон также разлагается значительно медленнее, чем в стратосфере. Это происходит под действием видимого солнечного излучения. Поэтому специалисты говорят, что в тропосфере озон более консервативен, чем в стратосфере.

Образованный в стратосфере озон проникает вниз вплоть до поверхности Земли. Он здесь смешивается с тем озоном, который образовался непосредственно в приземном слое воздуха. Во время гроз озон образуется в результате тлеющих электрических разрядов (еще до молниевых разрядов). Кроме того, в больших городах активно проходят реакции фотохимического окисления ненасыщенных углеводородов и спиртов перекисью азота. Перекись азота поступает в приземный воздух больших городов в составе автомобильных выхлопных газов. Чем больше образуется перекиси азота в воздухе, тем эффективнее она при ультрафиолетовом облучении реагирует с ненасыщенным углеводородом, тем больше образуется озона. Образующийся таким путем озон в больших городах формирует озонный смог. Он ядовит, действует раздражающе на глаза и повреждает такие сельскохозяйственные культуры, как табак, виноград и др. В качестве печального примера чаще всего приводят озонный смог в Лос-Анджелесе. Но за последние годы ситуация изменилась не в лучшую сторону, и Лос-Анджелес в этом плане уже давно не одинок. В приземном слое воздуха озон не только образуется, но и разлагается. Разложение его происходит под действием растений, животных и промышленных выбросов. В этом плане различные регионы земного шара не равноправны. Так, где нет соответствующих источников разложения озона (например, в Сахаре, в Антарктике, на Кергеленских островах), озон в приземном слое разрушается мало.

Таким образом, проблему стратосферного озона, который защищает Землю от ультрафиолетового излучения Солнца, нельзя рассматривать саму по себе, отдельно от всей атмосферы, ее динамики. Благодаря этой динамике многие промышленные выбросы в атмосферу достигают стратосферы и вызывают там разрушение озонного слоя.

Из вышесказанного следует, что для того, чтобы понять, что и в какой мере угрожает слою озона в стратосфере, надо рассмотреть достаточно подробно все указанные вопросы. Только выяснив, за счет чего образуется озон и за счет чего он разрушается (и с какой скоростью), можно понять причины изменения озонного слоя и пути его стабилизации. Особенно тщательно надо остановиться на реакциях, в которых стратосферный озон разрушается, поскольку сейчас уже не вызывает сомнения, что они и угрожают слою полным исчезновением. Имеется очень существенное различие в условиях жизни озона (эффективности его образования и продолжительности жизни и т. д.) не только на разных высотах в атмосфере, но и на разных широтах. Собственно, это неудивительно, поскольку вся околоземная оболочка по своим свойствам различается на разных широтах. Это отличие вызвано не только разной освещенностью атмосферы солнечным излучением. Оно обусловлено также конфигурацией магнитной оболочки Земли — магнитосферы. Магнитное поле Земли не влияет на проникновение к Земле и ее атмосфере солнечного волнового излучения (видимого света, рентгеновского, ультрафиолетового и инфракрасного излучения). Но оно принципиально влияет на движение к Земле солнечных заряженных частиц. Наиболее доступными для этого излучения оказываются те области на Земле, где магнитное поле направлено вертикально или почти вертикально. Известно, что это реализуется в высоких широтах северного и южного полушарий. Именно поэтому в этих областях наблюдаются полярные (северные и южные) сияния. Корпускулярная радиация Солнца зависит от солнечной активности, которая непрерывно меняется. Поэтому условия в атмосфере меняются с изменением солнечной активности. Ясно, что меняется и количество озона.

Таким образом, озон (его концентрация, движение, распределение по высоте и т. д.) зависит не только от земных факторов (естественных и связанных с деятельностью человека — антропогенных), но и от космических. Например, при вторжении в атмосферу высоких широт (в зоне полярных сияний) солнечных заряженных частиц концентрация озона может меняться на десятки процентов. В дальнейшем в результате динамики атмосферы это изменение распространится и на средние и низкие широты.

Из сказанного выше ясно, что слой озона вокруг Земли не является чем-то постоянным, неизменным, одинаковым. Отнюдь нет! Его характеристики очень сильно меняются в зависимости от большого числа факторов. Это и солнечная активность, которая определяет интенсивность потоков солнечных заряженных частиц, и региональные особенности, и свойства подстилающей поверхности, и т. д.

За время измерений озона наблюдались весьма значительные его изменения. Всегда наибольшие изменения общего содержания озона наблюдались в высоких широтах. Так, среднесуточные значения общего содержания в высоких широтах северного полушария (а точнее, в зоне полярных сияний) в весеннее равноденствие могут меняться на 150 %! В низкоширотной зоне (от экватора до 30о северной широты) эти изменения несущественны.

Мы привели только некоторые свойства атмосферного озона, но и из сказанного ясно, насколько важно разделить изменения в озонном слое, вызванные антропогенным влиянием, и изменения, являющиеся последствиями воздействия естественных факторов.

Поэтому в данной книге ставится задача рассказать в доступной любому читателю форме о всех механизмах изменения озонного слоя. Тщательно описываются все возможные последствия антропогенного воздействия на озонный слой. Мы считаем, что эти знания нужны каждому человеку. Если все люди (от рядовых граждан до руководителей государств) будут располагать этими знаниями, то всем нам легче будет осознать истинное положение дел, сложившееся вследствие изменения озонного слоя, и принять своевременные меры для того, чтобы выжить самим и оставить нашим потомкам земной дом пригодным для проживания. Будем стараться быть объективными и излагать факты такими, каковы они есть на самом деле, не преувеличивая их значения. Ведь только так мы добьемся более глубокого осознания этих фактов всеми. Сейчас же пока в научной литературе и прессе преобладают крайности при значительном сужении самой проблемы.

 

ОЗОН — АТМОСФЕРНЫЙ ГАЗ

Озон по существу является разновидностью кислорода. Имеется атомный кислород — О, молекулярный кислород, каждая молекула которого О2 состоит из двух атомов. Молекула озона О3 состоит из трех атомов кислорода. Но здесь количество переходит в качество — свойства трехатомной молекулы озона принципиально отличаются от свойств двухатомной молекулы О2.

Озон как таковой был открыт в 1839 году немецким химиком Шейнбейном. В приземной атмосфере он был обнаружен в 1873 году, и с тех пор проводятся регулярно его измерения. Наличие озона в верхней атмосфере было установлено восемь лет спустя английским химиком Гартли (в отечественной литературе чаще писали раньше Хартли). Ясно, что в то время прямые измерения в верхней атмосфере были еще недоступны. Наличие там озона было установлено путем анализа характеристик ультрафиолетового излучения Солнца, приходящего к земной поверхности. Принцип этого метода очень прост. Часть излучения задерживается каким-то определенным веществом, в данном случае озоном. По тому, какое именно излучение задержалось (то есть отсутствует), можно сказать, какое вещество его задержало. Если говорить конкретнее, то весь процесс выглядит так.

Атом каждого химического элемента может поглощать излучение только определенных частот. Запасенную таким путем дополнительную энергию атом через какое-то время излучает и переходит вновь в свое основное состояние. Таким образом, имеются частоты поглощения, характерные для данного химического элемента, и частоты излучения. Но вместо термина «частота поглощения» атома употребляют другой, эквивалентный — «линия поглощения». Этот термин родился вместе с рождением приборов для измерения частот поглощения — спектрографов. В этом приборе каждая частота вырисована в виде линии. Отсюда и такой термин. Прибор назван спектрографом, поскольку он вырисовывает спектр (набор) всех частот поглощения. С помощью спектрографа можно получить спектр поглощения любого химического вещества. А затем можно по спектрам поглощения устанавливать, какому веществу принадлежит этот спектр. Спектр поглощения вещества мы можем получать на любом расстоянии, которое способно преодолеть излучение. Естественно, что можно регистрировать и спектры веществ, находящихся в верхней атмосфере Земли. Таким путем и было открыто наличие в верхней атмосфере озона.

До сих пор мы говорили о линиях поглощения и излучения. Это справедливо, когда речь идет об отдельных атомах.

Если же атомы объединены в сложные молекулы, то картина усложняется. Молекула в отличие от атома способна поглощать (и излучать) не только излучение с дискретными длинами волн, но и излучение, длины волн которого занимают определенный диапазон, от одной длины волны до другой. Спектрограф в этом случае будет регистрировать не линии, а целые полосы. Потому, имея дело с веществами в молекулярной форме, говорят не только о линиях, но и полосах поглощения и излучения.

Озон, озонный слой в стратосфере Земли, затрагивает каждого из нас именно потому, что его полосы поглощения приходятся на очень важный диапазон волн солнечного излучения. Известно, что озон поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца с длинами волн, которые меньше 300 нм (нанометр равен одной миллиардной доле метра). Наиболее сильно озон поглощает солнечное ультрафиолетовое излучение с длиной 253,65 нм. Это значит, что слой озона толщиной 3 мм (при нормальном давлении и температуре 0оС) способен уменьшить интенсивность излучения на этой длине волны в число раз, равное единице с 40 нулями!

Собственно, озон поглощает не только в этой линии. Он поглощает, хотя и значительно слабее, в целом полосе длин волн, простирающейся от 200 до 300 нм. В честь ее первооткрывателя она была названа полосой Гартли. Но вся эта полоса не является однородной. На нее накладывается много слабых дополнительных полос, которые очень близко примыкают друг к другу. Поэтому для того, чтобы получить полную, не смазанную картину поглощения, надо располагать не любым спектрографом, а очень хорошим спектрографом, который позволил бы уверенно различать излучение с очень близкими длинами волн (ближе 1 нм). Такой прибор позволит отделить (разрешить) излучение на одной длине волны от излучения на другой, очень близкой длине волны. Приборы, которые способны на это, называют приборами с высоким разрешением.

Но озон поглощает и излучение с большими длинами волн. Имеются полосы поглощения (более слабые) в диапазоне длин волн от 300 до 360 нм. Это полоса Хюггинса. Она также сложная. На единую слабую полосу накладываются резкие максимумы и минимумы. Если излучение с этими длинами волн приходит в земную атмосферу от звезд, Солнца, Луны и т. д., то по характеру его поглощения озоном можно определить то количество озона, которое было на пути этого излучения. Это количество озона в столбе атмосферы вдоль луча поглощаемого излучения называют содержанием озона. Этим методом и измеряют содержание озона в атмосфере.

Озон поглощает и более длинные волны, от 440 до 850 нм. Это уже видимый свет. Здесь расположена полоса поглощения Шапюи.

Как известно, Земля испускает инфракрасное излучение. Озон же поглощает не только часть солнечного ультрафиолетового излучения, но и часть инфракрасного излучения Земли. Тем самым энергия, излучаемая Землей в инфракрасном диапазоне, задерживается озоном и остается в пределах земной атмосферы. В противном случае Земля охлаждалась бы. Когда говорят об озонном слое, то об этой его функции часто умалчивают. Наиболее сильно озон поглощает инфракрасное излучение с длиной волны 9570 нм, или 9,57 мкм (мкм — микрометры, то есть миллионные доли метра).

Коэффициентом поглощения определяется степень поглощения излучения озоном на данном длине волны. Поглощение определяется не только коэффициентом поглощения, но и количеством озона, которое находится на пути этого излучения. Это количество называется содержанием озона в вертикальном столбе воздуха над наблюдателем. Оно определяется толщиной того слоя, который образовал бы весь озон в этом столбе, если его привести к нормальным условиям: давление 1013 мбар, температура 273,16 К. Поскольку содержание озона определяется толщиной слоя, то оно измеряется единицей длины — сантиметрами или долями сантиметра. Чтобы подчеркнуть, что речь идет о толщине слоя при давлении в одну атмосферу, к единице прибавляют слово «атмосфера». При этом получаются атмосферо-сантиметры (атм-см) или единицы в 1000 раз меньшие, то есть милли-атмосферо-сантиметры (м-атм-см). Эти единицы называют еще единицами Добсона (Д.Е.) в честь английского ученого Г. М. Добсона, который сделал очень много для решения проблемы измерения атмосферного озона.

Измерение поглощения инфракрасного излучения озоном также может дать информацию о количестве озона вдоль пути этого излучения. Измерения надо проводить так, чтобы излучение проходило на просвет. Поскольку оно исходит из самой Земли, то измерения следует проводить выше озонного слоя. Так и делается. Для этого измерительную аппаратуру устанавливают на спутниках. Такие измерения позволяют определить не только общее содержание озона (вдоль луча), но и его распределение с высотой.

Главная функция озона в предохранении человека, да и всей биосферы Земли от жесткого ультрафиолетового излучения с длинами волн от 250 до 320 нм. Это как раз то излучение (ниже 280 нм), которое способно эффективно поглощаться нуклеиновыми кислотами. Если бы это излучение не задерживалось озонным слоем и доходило до Земли, то основа жизни — нуклеиновые кислоты — под действием этого излучения разрушалась бы. Озонный слой в смысле поглощения этого наиболее опасного излучения страхуют белки. Они поглощают примерно то же излучение, включая несколько большие длины волн, что и озон. Поэтому на длине волны 280 нм, где озон частично пропускает излучение, белки его поглощают, берут огонь на себя, защищая нуклеиновые кислоты.

Область ультрафиолетового излучения Солнца в диапазоне 280–315 нм является наиболее биологически активной. Специалисты ее обозначают УФ-В. Имеется и другая, менее активная область, занимающая диапазон 315–400 нм (область УФ-А).

Количество озона, как уже было сказано, зависит от многих факторов, в том числе и от широты. Поэтому не надо думать, что защита от ультрафиолетового излучения Солнца в биологически активных зонах одинаково надежна. Ее надежность, эффективность при перемещении от полюса к экватору меняется в 10 раз. Речь идет о среднегодовых величинах, дозах этого излучения. В тропиках эта доза по сравнению с Арктикой выше примерно в 10 раз.

Мы привели основные свойства озона, которые для нас важнее всего. Следует указать и на еще одно, для многих, может быть, неожиданное свойство озона: он является сильнодействующим ядом. Токсичность его больше, чем синильной кислоты. Особенно опасными для здоровья в больших городах являются озонные смоги, которые жителям могут стоить жизни.

Озон остается газом до температуры — 111,9оС. Если температура понижается еще больше, то озон превращается в жидкость темно-синего цвета. Если же температура опустится ниже — 192,7оС, жидкость превратится в темно-фиолетовые кристаллы.

Наиболее нежелательное для нас свойство озона состоит в том, что он является нестойким химическим соединением. Если в воздухе присутствуют такие соединения, как двуокись азота, хлор или окислы тяжелых металлов (меди, железа, марганца), то озон быстро разлагается на молекулярный и атомный кислород. Особенно активно идет этот распад при температуре 100оС и выше. Озон, поглощая ультрафиолетовое излучение Солнца и инфракрасное излучение Земли, повышает температуру стратосферы и тем самым создает более благоприятные условия для собственной гибели. Стратосферный озон сам регулирует свою концентрацию. Если его больше, то он эффективнее поглощает инфракрасное излучение Земли, повышает температуру стратосферы и тем самым создает более благоприятные условия для собственной гибели. Надо сказать, что при отсутствии указанных примесей озон разлагается медленно. Это тем более справедливо, если температура значительно ниже 100оС.

Когда озон разлагается, образуются атомы кислорода, которые обладают высокой активностью. Поэтому озон обладает сильными окислительными свойствами (посредством образуемого озоном атомного кислорода). Озон окисляет любые металлы, за исключением металлов платиновой группы и золота. Когда под действием озона идет процесс окисления органических красителей, то он вызывает свечение (хемилюминесценцию) этих красителей. Это свечение можно регистрировать и по нему определять количество озона. На этом принципе работают хемилюминесцентные озоно-зонды. Органическими красителями могут быть родамин В, родамин С, эйхрозия, рибофлавин, люминол и др.

Мы уже говорили о запахе озона. Он чувствуется даже в том случае, если в воздухе его содержится только 0,01 %.

Смесь озона с кислородом взрывоопасна. Правда, для этого озона должна быть не менее 1/5 всей смеси. По этой причине исследование озона в лабораториях несколько десятилетий развивалось слабо. Оно стимулировалось только в 50-х годах в результате попыток использовать его (в концентрированном виде) как активный окислитель в ракетах.

Озон является сильным окислителем. Это свойство используется для того, чтобы его обнаружить и измерить количество. Но активность озона выступает против него же. В реакциях с соединениями, попадающими в стратосферу, он разрушается. Достаточно большая часть озона исчезает и у поверхности Земли. Так, показано, что каждую секунду на площадке в 1 см2 кустов можжевельника исчезает примерно 1012 молекул озона. Это очень существенный сток озона, в результате которого часть тропосферного озона исчезает. Над морской водой сток озона в сто раз меньше. Он составляет 10 миллиардов частиц в секунду через площадку в 1 см2. Дело в том, что озон хорошо растворяется в воде. Чем ниже температура воды, тем растворимость больше. В 1 л воды может раствориться 1 г озона.

Если концентрация озона большая, то он хорошо растворяется в фреонах (фторхлорметанах). В таком растворе озон безопасен в обращении, если его сохраняют в специальных баллонах. В таком виде его транспортируют и хранят.

Тщательно изучались реакции озона с поверхностями из различных материалов. Необходимо учитывать очень большую активность озона. Он способен разрушать изделия из резины, пластиков и других материалов, которые используются в электротехнике, авиации и других отраслях. Надо учитывать эти свойства озона и при работе с ним в лабораторных условиях, так как озон разлагает очень многие соединения. Это активированный уголь, металлы переменной валентности (Mn, Co, Fe), фосфорный ангидрид, смесь окислов марганца и др. Для борьбы с сильным разрушающим действием озона используют катализаторы, которые способны эффективно разрушать озон как в газовых промышленных отходах, так и в других случаях.

Озон окисляет большинство металлов, включая серебро, которое чернеет при контакте с озоном. Вступая в реакции с ртутью, он образует окись HgO. Он эффективно взаимодействует со щелочными металлами, образуя озониды щелочных металлов. Озониды имеют красный цвет. Они обладают парамагнитными свойствами, поскольку содержат отрицательные ионы О3.

Озон разрушает натуральный каучук. Разновидности синтетического каучука по-разному взаимодействуют с озоном. Одни из них подвержены действию озона, а другие не поддаются этому действию. Свойство озона разрушать каучук используется в приборах для определения его количества в атмосфере.

 

АТМОСФЕРА

Озон находится в атмосфере Земли. Он взаимодействует с составляющими атмосферы и образует химические соединения. От состава атмосферы зависит судьба озона. Атмосферный воздух находится в непрерывном движении. Оно охватывает всю планету, то есть является глобальным. На Земле мы считаем ветры в десятки метров в секунду очень сильными. В атмосфере на высоте в десятки километров скорости ветра в десятки раз больше. Поэтому идет непрерывный перенос воздушных масс из одних мест в другие.

В атмосфере имеются ветры не только горизонтальные. Воздух весьма интенсивно перемешивается в результате вертикальных движений. Большую роль играет турбулентность атмосферного газа, его вихревые движения. Благодаря таким движениям, которыми охвачена вся атмосфера от поверхности Земли до высоты примерно 100 км, состав атмосферы сохраняется постоянным. Это очень важно, поскольку происходит перенос образованных вверху веществ вниз, а образованных внизу — вверх. Турбосфера заканчивается на высоте 100–110 км турбопаузой. Выше этого уровня полного перемешивания воздуха нет. Здесь роль турбулентных движений значительно меньше.

Частицы (молекулы) атмосферного озона «зажаты» частицами атмосферного газа и вынуждены совершать движения в глобальном масштабе вместе с ними. Поэтому, наблюдая за движением озона, можно судить о движении всей воздушной массы. То есть озон является своего рода трассером, который позволяет наблюдать за динамикой атмосферы и изучать ее. Почему именно озон? Кроме озона в атмосфере имеются и другие малые составляющие атмосферы. Почему для этих целей не использовать их? Озон используется потому, что он является очень активным и своей активностью легко себя выдает. Другими словами, за ним легко вести наблюдения, определять его количество и перемещения.

Поэтому нельзя понять жизнь озона, его образование, перемещения за время жизни и, наконец, смерть (исчезновение в реакциях с другими веществами или излучениями) без того, чтобы понять, в каких условиях озон находится, с каким газом ему приходится двигаться и взаимодействовать, действию какого излучения он подвержен. Необходимо рассмотреть, что собой представляет атмосферный газ и солнечное излучение. Начнем с первого.

Воздух у поверхности Земли состоит в основном из азота (78,084 % по объему) и кислорода (20,94 %). Углекислый газ составляет 0,033 %, аргон — 0,934 %. Неон, гелий, метан, криптон, водород, окислы азота и ксенон являются малыми составляющими. В количественном отношении ими можно пренебречь. Но в качественном отношении некоторые из них играют очень важную роль. Что касается озона, то и он является малой (очень малой) составляющей. Если весь озон собрать у поверхности Земли при нормальных давлении (1013 мбар) и температуре (0оС, что эквивалентно 273,16 К по шкале Кельвина), то получится слой толщиной всего 3 мм. Кстати, из-за такого малого количества озона пришлось ввести очень своеобразные величины для характеристики его количества в данном объеме. Если определять количество частиц в кубическом сантиметре или даже метре, то получится очень малая величина. Поэтому, когда говорят о количестве озона или других малых составляющих атмосферы, то выбирают объем в 1 или даже 100 м3. В таком объеме уже набирается заметное количество этих составляющих. Их измеряют в граммах или миллиграммах. Используют и другие единицы, которые в этом смысле очень показательны. Одна из них, например, записывается как 1/миллиард, или млрд-1, или 10-9. Она означает, что количество озона по объему составляет одну миллиардную часть всего объема газа. Используют и другую единицу, в тысячу раз большую. Она обозначается 10-6, или 1 млн-1. Она соответствует такому количеству озона, когда занимаемый им объем составляет одну миллионную часть всего объема, занимаемого газом. Используют и меньшие величины (одну триллионную и одну биллионную часть объема). Эти единицы называются отношением смеси.

Но вернемся к атмосферному газу. Воздух содержит также целый ряд аэрозолей — примесей, находящихся в твердом и жидком состоянии. Они могут быть как естественного, так и искусственного происхождения и отличаются по химическому составу, размерам и физико-химическим свойствам. Таковы, например, водяные пары, кристаллы льда, частицы пыли и т. п. Большое количество аэрозолей промышленного происхождения содержится в атмосфере больших городов — тысячи и даже сотни тысяч частиц в 1 см3.

Крупные частицы играют важную роль в атмосферных процессах и в формировании погоды, служат ядрами, на которых начинается конденсация водяного пара в атмосфере. Аэрозольные частицы малых размеров сохраняются в атмосфере очень долго, переносясь воздушными течениями на очень большие расстояния. В результате турбулентного перемешивания воздуха частицы аэрозоля заносятся в верхние слои атмосферы вплоть до турбопаузы. Они вступают в реакции с другими составляющими атмосферного газа. Имеется целый ряд аэрозолей, которые имеют антропогенное происхождение. Поднимаясь на уровень озонного стратосферного слоя, они вступают в реакции с озоном и уничтожают его. Собственно, аэрозоли уничтожают озон не только в озонном слое, но и ниже его, и даже у поверхности Земли. Эти аэрозоли мы рассмотрим особенно подробно, поскольку вопрос разрушения озонного слоя Земли является вопросом номер один. Мы должны хорошо знать источники тех веществ, которые разрушают озон, с тем чтобы принять энергичные меры для предотвращения их попадания в атмосферу.

Процесс перемешивания атмосферного газа зависит от освещенности атмосферы солнечными лучами, или, другими словами, от времени суток. Когда процесс перемешивания замедляется, аэрозоли опускаются ниже. Поэтому ночью, когда атмосферный газ перемешивается менее эффективно, слой аэрозолей находится ниже, чем днем.

Наряду с озоном особую роль в формировании условий на Земле играет углекислый газ, хотя он и является, как и озон, малой составляющей атмосферы. Это происходит потому, что углекислый газ поглощает и переизлучает часть инфракрасного излучения, испускаемого земной поверхностью. Поскольку стабильность земных условий поддерживается балансом поглощаемой и излучаемой Землей энергии, то увеличение содержания в атмосфере углекислого газа может этот баланс нарушить: Земля будет продолжать поглощать то же самое количество солнечного излучения, а излучать в окружающее космическое пространство станет меньше. Поэтому ее температура станет повышаться. Так, увеличение содержания углекислого газа в атмосфере от 0,029 % в 1900 году до 0,0334 % в 1979 году привело к заметному увеличению средней температуры приземного слоя воздуха.

Пыль и другие частицы, которые попадают в атмосферу при извержении вулканов и от других, в частности антропогенных, источников, также влияют на температуру земной поверхности и приземного слоя воздуха. Чем их больше, тем сильнее они задерживают солнечное излучение и тем самым приводят к уменьшению температуры планеты. Но роль озона в тепловом режиме Земли и ее атмосферы определяющая.

Состав земной атмосферы существенно меняется с высотой. Более или менее однородным его можно считать в том слое, где турбулентное движение перемешивает воздух. Такое эффективное перемешивание, как уже говорилось, происходит до высоты 100–110 км.

Но однородность состава атмосферы от поверхности Земли до турбопаузы не абсолютна. Прежде всего, начиная примерно с высот 80–90 км, в заметном количестве появляются атомы кислорода. Они имеются и ниже, но в меньших количествах. Как мы увидим, там, благодаря их наличию, образуются молекулы озона. Атомы кислорода образуются при диссоциации молекул кислорода под действием солнечного ультрафиолетового излучения. Чем выше, тем атомов кислорода становится больше. На высоте турбопаузы их концентрация может составлять 10–20 % от концентрации молекулярного кислорода. Уже на высоте 120–130 км количества атомного и молекулярного кислорода сравниваются. На высотах 160–180 км концентрация атомов кислорода достигает даже концентрации молекулярного азота и, затем, до высот 600–700 км, атомный кислород является основной составляющей атмосферы.

Еще выше начинают преобладать атомы более легких элементов — вначале гелия, а затем водорода.

На уровне турбопаузы атомов гелия очень мало: всего один на десять тысяч окружающих его молекул. Но с ростом высоты относительная его концентрация увеличивается. Выше 600 км он становится основной составляющей атмосферы. Наконец, на высотах 1500–2000 км количество атомов гелия, уменьшаясь, сравнивается с количеством атомов водорода. Выше этого уровня преобладают атомы водорода. Водород, самый легкий химический элемент, остается доминирующим до самого верхнего предела атмосферы, где экзосфера переходит в межпланетный газ, который, кстати, также состоит из водорода.

Молекулы кислорода под действием солнечного ультрафиолетового излучения диссоциируют на атомы, которые затем объединяются с молекулами кислорода, образуя молекулы озона. Эта реакция обратима — озон диссоциирует под действием солнечного излучения и при соударениях с атомами кислорода.

Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км. Над высокими широтами увеличение количества озона начинается на высоте 8–9 км, тогда как над низкими — на высоте 18 км. Плотность озона на определенной высоте достигает максимума, а выше этого уровня уменьшается. Высотные профили озона отличаются в низких и высоких широтах. Тот уровень, где количество озона начинает увеличиваться, назван озонопаузой.

Наличие слоя озона в стратосфере является причиной очень своеобразного изменения с высотой температуры атмосферы.

Как видно из рис. 53, от поверхности Земли до высоты 12–13 км температура уменьшается. От 12 до 20 км температура практически не меняется с высотой. Это так называемый изотермический слой. От 20 до 47 км температура с высотой увеличивается. Если в тропосфере, где температура с ростом высоты уменьшалась, перепад температуры был положительным, то на высотах 20–47 км он отрицательный. Выше 47 км (до 51 км) температура снова остается неизменной. Это второй изотермический слой. Вся область от 12 до 51 км заканчивается стратопаузой. Температура в стратопаузе составляет примерно 10–20оС.

Рис. 53. Высотное распределение температуры и концентрации озона.

Суммарная масса тропосферного и стратосферного воздуха составляет 99 % воздуха всей земной атмосферы. Оставшийся 1 % воздуха приходится на всю атмосферу выше 51 км.

Выше стратосферы, до высоты 86 км, располагается еще одна промежуточная сфера. Она названа мезосферой («мезос» — промежуточный). Здесь, на высоте 86–90 км, температура с ростом высоты снова уменьшается (как и в тропосфере) до 75–90оС.

Над мезопаузой высотный профиль температуры снова ломается. Начиная с этого уровня температура увеличивается с высотой (как и в стратосфере). Эта часть атмосферы названа термосферой. Здесь температура достигает многих сотен градусов. Выше термосферы имеется еще одна сфера — экзосфера («экзо» — внешняя), названная так потому, что находящиеся там частицы могут иметь скорости, превышающие первую космическую (11,2 км/с). При таких скоростях частицы преодолевают силу земного притяжения и уносятся за пределы земной атмосферы.

Как видно, высотный профиль температуры газа весьма сложный: на одних участках она с ростом высоты увеличивается, на других — уменьшается, а на третьих остается неизменной. Чем обусловлена такая сложность? Все, конечно, зависит от теплового баланса в данном слое атмосферы, то есть от того, сколько энергии атмосфера получает извне и сколько ее она отдает. В приземном слое воздух получает тепловую энергию от Земли, и так поддерживается его температура. Но чем выше, тем этой энергии меньше. Поэтому с ростом высоты температура воздуха должна падать. Так должно быть вплоть до высоты, на которой появляется другой, свой, атмосферный источник тепла. Такой источник действительно появляется в стратосфере. Он существует благодаря наличию в стратосфере озонного слоя. Озон поглощает солнечное излучение и преобразует его в тепло. Поэтому-то температура воздуха перестает уменьшаться с высотой. Она даже начинает увеличиваться с ростом высоты. Но поскольку этот источник тепла ограничен по высоте мощностью озонного слоя, то выше него температура атмосферного газа закономерно уменьшается.

В атмосфере на больших высотах имеется еще один источник тепла. Он связан с солнечными излучением и процессами в той части атмосферы, ионизованной солнечным излучением. Здесь располагается ионосфера. Наличие ионосферного источника тепла приводит к тому, что выше 100 км температура быстро растет и на 300–350 км достигает нескольких сот градусов. Данную область атмосферы назвали термосферой, то есть сферой тепла. Здесь температура зависит от уровня солнечной активности. Она меняется приблизительно от 750 до 1200о при изменении солнечной активности. В высоких широтах (в зоне полярных сияний), где от Солнца приходит большая часть энергии, переносимой заряженными частицами, температура термосферы в отдельные наиболее активные периоды может достигать 10–15 тысяч градусов.

Таким образом, высотный профиль температуры атмосферного газа отражает тот факт, что имеются три источника нагрева атмосферного газа. Один из них — это нагретая Земля. Второй связан со стратосферным слоем озона. Третий находится выше 90-100 км и связан с процессами в ионосфере под действием солнечного излучения.

Высотные профили температуры зависят от всех факторов, которые оказывают влияние на атмосферные процессы. Это главным образом связано с изменениями той солнечной энергии, которая проникает на разные уровни атмосферы и к самой ее поверхности. Ясно, что интенсивность и характеристики этого излучения зависят от времени суток, сезона, солнечной активности. Они зависят и от широты данной точки.

Часть солнечного излучения поглощается атомами и молекулами атмосферного газа. Другая часть отражается атмосферным газом обратно в космическое пространство. К земной поверхности проникает только излучение с определенными длинами волн. Те участки спектра, в которых атмосфера пропускает солнечное излучение к Земле, называют окнами прозрачности атмосферы.

Для того, чтобы проанализировать, какая часть солнечного излучения проникает на разные уровни атмосферы, надо уяснить, что собой представляет солнечное излучение.

 

СОЛНЕЧНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ

Солнце излучает электромагнитные волны с самыми различными длинами — от гамма-лучей до радиоволн. Невооруженным глазом можно видеть только очень малый участок спектра солнечного излучения — от 400 до 750 нм. Соответствующие приборы позволяют расширить этот участок спектра и проводить с поверхности Земли измерения интенсивности солнечного излучения от 290 до 3000 нм. В этот диапазон входит ультрафиолетовое и инфракрасное излучение Солнца.

Специальными радиоприемниками можно регистрировать излучаемые Солнцем радиоволны с длинами волн от 1 см до 40 м. Солнечное излучение на других длинах волн, вне пределов этих двух участков, с поверхности Земли не регистрируется. Этому мешает земная атмосфера. Если же регистрирующую аппаратуру поднять на ракетах выше тех уровней в атмосфере, где солнечное излучение данной длины волны поглощается, то интенсивность его может быть измерена. Впервые такая возможность появилась во время второй мировой войны. Для этих целей были использованы соответствующие ракеты, поднявшие в верхнюю атмосферу спектрографы и фотоэлектрические детекторы.

Для того, чтобы выяснить, до каких глубин в атмосферу проникает солнечное излучение определенной длины волны, надо знать состав атмосферы, то есть количество атомов или молекул, которые могут поглотить это излучение на каждой высоте. Кроме того, надо знать коэффициенты поглощения солнечного излучения атмосферой, то есть эффективность этого поглощения. Таким путем были определены высоты проникновения солнечного излучения. Поглощение излучения с длинами волн больше 210 нм обязано озону. Несмотря на то, что суммарное количество озона очень незначительно, он уменьшает солнечное излучение с длиной волны 250 нм в 1040 раз. Поэтому спектр солнечного излучения при его измерении с поверхности Земли обрывается на волне 290 нм.

В верхней атмосфере, где плотность газа невелика, молекулы кислорода и азота поглощают энергию коротковолновой (ультрафиолетовой) области солнечного излучения. Часть поглощаемой энергии расходуется на увеличение кинетической энергии частиц, или, другими словами, на нагрев атмосферы. До уровня 80 км доходит сверху очень малая часть ультрафиолетового излучения Солнца. Здесь его поглощение незначительно, а потому мал и обусловленный им нагрев атмосферы. Температура ее имеет здесь минимальное значение.

Но еще ниже длинноволновую часть ультрафиолетового излучения (до длины волны 300 нм) поглощает озон. Это вызывает сильный нагрев атмосферного газа, несмотря на малое количество озона. Эффективность нагрева велика потому, что плотность потока солнечного излучения в этом интервале длин волн больше, чем в коротковолновой части ультрафиолетового диапазона. Кроме того, излучение в этом интервале слабо поглощается в вышележащих областях атмосферы. Максимум нагрева атмосферы за счет поглощения озоном солнечного излучения приходится на высоту около 50 км.

Чем ближе к поверхности Земли, тем меньше становится ультрафиолетового излучения, которое могло бы быть поглощено озоном. Оно уже поглотилось ранее. Поэтому эффективность нагрева атмосферы уменьшается. Этому же способствует и рост плотности воздуха с уменьшением высоты: чем плотнее воздух, тем его труднее нагреть. Поэтому температура ниже 50 км с уменьшением высоты уменьшается (но только до определенного уровня — тропопаузы).

Видимый свет в земной атмосфере поглощается очень незначительно. В диапазоне ближнего инфракрасного излучения его поглощают углекислый газ и водяной пар. Это поглощение особенно эффективно в нижней области тропосферы, где водяного пара больше, нежели в любой другой части атмосферы.

Коротковолновое излучение Солнца поглощается поверхностным слоем Земли, нагревая его. Участки суши прогреваются на меньшую глубину, чем вода. Они же и теряют тепловую энергию быстрее. Часть этой энергии уходит в атмосферу в виде длинноволнового излучения. Максимальная плотность потока длинноволнового излучения Земли приходится на длины волн вблизи 10 000 нм (10 мкм). Земное излучение с длинами волн 5–7 мкм и более 12 мкм поглощается водяным паром, который находится в нижнем слое атмосферы. Углекислый газ поглощает земное излучение с длинами волн 4–5 мкм и более 14 мкм. Излучение с длинами волн 8 — 11 мкм мало поглощается атмосферой. Только вблизи длины волны 9,6 мкм излучение поглощает стратосферный озон.

Солнечное излучение в атмосфере не только поглощается, но и рассеивается: на атомах, молекулах и более крупных частицах. Рассеивается излучение равновероятно во все стороны. Поэтому в нижнюю полусферу попадает только половина рассеянного изучения. А до поверхности Земли доходит только часть этой половины. Далее, не вся энергия дошедшего до Земли коротковолнового излучения будет истрачена на нагрев почвы. Часть ее отразится обратно вверх. Так, поверхность, покрытая льдом, может отразить 75 % и более падающего на нее солнечного излучения. Песок отражает приблизительно 1/3, травяной покров — 0,1, а вода — всего 2 % падающего на нее солнечного излучения.

Нижние слои атмосферы в пределах тропосферы нагреваются при контакте с земной поверхностью и при последующем переносе теплого воздуха вверх в результате турбулентного движения. Этот нагрев зависит как от падающей на земную поверхность лучистой энергии, так и от характера земной поверхности.

В том месте, где воздух нагрет до более высокой температуры, его плотность меньше. Поэтому и давление воздуха в разных местах земного шара в данный момент времени будет различным. Ясно, что оно зависит от освещенности земной поверхности солнечным излучением и от характера подстилающей поверхности. С течением времени распределение давления меняется, так как меняются условия освещенности. Это приводит воздух в движение. Он устремляется от мест, где давление повышено, к тем областям, где оно понижено. Такие горизонтальные движения воздуха есть не что иное, как ветер. Чем больше перепад давления, тем сильнее ветер. Эти горизонтальные движения воздуха связаны с вертикальными (конвективными) движениями следующим образом. В области пониженного давления воздух сходится к центру области. Далее, нагреваясь, воздух поднимается вверх. Там, где давление повышено, воздух опускается вниз и растекается во все стороны от этой области.

С движениями воздуха очень тесно связан и озон. Он или вовлекается в эти движения, или оказывается изолирован от них. Поэтому движения воздуха в погодном слое и выше должны быть проанализированы.

Было показано, что наибольшие горизонтальные скорости движения воздуха (то есть ветры) имеют место в областях, где давление понижено, потому что перепад давления в горизонтальном направлении в этом случае больше, чем в областях повышенного давления.

Тепловая энергия, переданная воздуху, благодаря ветру переносится из одного места земного шара в другое. Такой перенос наряду с переносом энергии в результате циркуляции опасен, приводит к перераспределению энергии, получаемой Землей от Солнца. Так, холодные Антарктида и Арктика и горячие экваториальные области соединяются этой циркуляцией воздуха и воды. Благодаря этому избыточное тепло из области экватора переносится в полярные районы, где имеется значительный дефицит лучистой энергии. Дефицит вызван тем, что в этих районах теряется больше энергии, чем приходит от Солнца. Благодаря этому перераспределению энергии средние за ряд лет приход и расход энергии в масштабе всей Земли равны друг другу, то есть энергетический баланс сохраняется.

 

ОТКУДА БЕРЕТСЯ

И КАК РАЗРУШАЕТСЯ ОЗОН

Когда солнечное излучение проходит через атмосферу Земли, оно взаимодействует с атомами и молекулами различных химических элементов атмосферного газа. Что при этом происходит? Если кванты излучения имеют достаточную энергию, то они отрывают от атомов и молекул по одному орбитальному электрону. При этом атом расщепляется на два осколка. Одним из них является электрон, а другим — атом без одного орбитального электрона. Такой атом называют ионом, а процесс — ионизацией. Электрический заряд такого иона является положительным, поскольку один единичный положительный заряд ядра остается некомпенсированным, оторванным орбитальным электроном. Если от атома оторван один электрон, то атом ионизован однократно. Если два — то атом дважды ионизован. В земной атмосфере ионы образованы в результате однократной ионизации. Солнечное излучение успешно производит ионизацию атомов и молекул вещества. Поэтому выше 50 км образуются ионы и свободные электроны (в равных количествах). Чем выше, тем и концентрация больше. Если на высоте 100 км днем их примерно 10 тысяч в 1 см3, то на высотах 300–350 км это число увеличивается в сотни раз и составляет миллионы частиц в том же объеме. На этих высотах достигается максимум концентрации ионов и свободных электронов. Вся ионизованная часть атмосферы Земли называется ионосферой. Ее с таким же успехом можно было назвать электроносферой.

Но солнечное излучение не только отрывает электроны от атомов и молекул. Оно также разрывает молекулы на отдельные части. Этот процесс называют диссоциацией. Одни соединения диссоциируют относительно легко, а другие — с трудом. Поэтому в атмосфере на одних и тех же высотах одни молекулы диссоциированы, а другие остаются нетронутыми. Достаточно легко под действием солнечного ультрафиолетового излучения диссоциирует молекулярный кислород. В результате образуется атомный кислород. Для диссоциации молекулярного кислорода требуется энергия излучения, равна 5,115 эВ (электрон-вольт). Такой энергией обладают фотоны (кванты) с длиной волны, равной 242,3 нм. Диссоциацию могут вызывать не только фотоны, но и заряженные частицы. Диссоциация, вызываемая светом (фото), называется фотодиссоциацией.

Далее атомы кислорода взаимодействуют друг с другом. В результате этого взаимодействия образуются молекулы кислорода. Этот процесс конкурирует с процессом диссоциации. Какой из этих двух процессов будет более эффективен в смысле образования молекул (озона или кислорода), будет зависеть от конкретных условий. Поскольку условия существенно меняются с высотой, то и соотношения между этими реакциями будут меняться с высотой.

Обе эти реакции особые. Они могут протекать только в присутствии активных свидетелей. Дело в том, что если на разрыв молекул надо затратить определенную энергию, то при обратном процессе объединения частиц в молекулу это количество энергии должно высвободиться и куда-то деться. Если нет агента (свидетеля), который бы забрал эту энергию, то реакции состояться не могут. Другими словами, эти реакции могут проходить в присутствии третьего тела. Вероятность присутствия третьих тел зависит от их концентрации, а значит, и от высоты. От высоты зависит и соотношение между концентрациями атомов и молекул кислорода: чем выше, тем атомов кислорода больше, а молекул меньше.

Выше 60 км большая часть молекулярного кислорода диссоциирована. Поэтому здесь преобладает реакция объединения (рекомбинации) атомов кислорода. Ниже этого уровня, где преобладают молекулы кислорода, преобладает реакция соединения молекул и атомов кислорода с образованием озона. Эта реакция (с участием третьего тела) является главным источником образования озона в стратосфере.

Озон не может только возникать. Он должен и исчезать, иначе через какое-то время весь кислород превратился бы в озон. А мы знаем, что это не так.

Исчезает озон в следующих реакциях. Молекула озона соединяется с атомом кислорода, и образуются две молекулы кислорода. Кроме того, озон разрушается (диссоциирует) также солнечным излучением. При этом образуется молекулярный и атомный кислород. Для фотодиссоциации молекул озона фотоны должны обладать достаточной для этого энергией. Длина волны фотонов должна быть не больше 1134 нм. Это значит, что диссоциацию озона способно производить солнечное излучение в ультрафиолетовой и ближней инфракрасной областях.

Озон образуется эффективно из молекулярного и атомного кислорода на высотах 30–70 км. Выше, как уже было сказано, мало молекул кислорода. Ниже этой области не проникает ультрафиолетовое излучение Солнца, оно поглощается выше 300 км. Зато реакция с разрушением озона протекает на всех высотах, вплоть до поверхности Земли.

В описанных выше реакциях образования и исчезновения озона в стратосфере участвуют химические соединения и фотоны. Поэтому они названы фотохимическими реакциями. Сама теория этих реакций называется фотохимической теорией. И если в этих реакциях образуется столько же озона, сколько его за это же время исчезает в фотохимических реакциях, то говорят, что имеет место фотохимическое равновесие. Очень важно, что в фотохимической теории в чистом виде не учитывают движения озона и всего газа. Считается, что фотохимическое равновесие наступает при отсутствии движений (турбулентности, диффузии). Но движения, несомненно, очень важны, поскольку любое химическое соединение (в том числе и озон) может родиться в одном месте, а быть обнаруженным совсем в другом. Исчезает же он в третьем месте.

Фотохимическая теория озона была развита еще в 1930 году выдающимся английским геофизиком С. Чепменом, специалистом по солнечно-земной физике и околоземному пространству. Он плодотворно работал в этой области науки много десятков лет, не имея себе равных по результативности. Его называют геофизиком номер один. Именно на его примере успешно и очень наглядно было показано, что каждый максимум солнечной активности вызывает прилив творческих сил у исследователей. Поэтому число научных работ С. Чепмена неизменно следовало за числами Вольфа, которые характеризуют солнечную активность. Но вернемся к озону. Из схемы Чепмена следуют такие же свойства распределения озона и атомного кислорода в стратосфере и выше (в мезосфере и нижней части термосферы). Расчеты, выполненные на основании чепменовского цикла реакций, позволили получить следующие свойства этих распределений. Максимум содержания озона получается на высоте между 25 и 40 км. Концентрация атомного кислорода увеличивается с высотой и достигает максимума на высотах между 90 и 100 км. Согласно этой схеме, выше 60 км озон должен сильно измениться в течение суток из-за изменения интенсивности солнечного излучения. Наибольшие суточные изменения атомного кислорода должны по этой схеме иметь место ниже 80 км.

Расчеты, выполненные по данной схеме, позволили получить и другие характеристики озона, в частности продолжительность времени между его образованием и разрушением, или просто время его жизни. Было рассчитано время, которое необходимо для того, чтобы концентрация озона в стратосфере под действием ультрафиолетового солнечного излучения достигла половину того значения, при котором достигается фотохимическое равновесие (то есть сколько образуется озона, столько его и исчезает). Это время увеличивается, если увеличивается плотность воздуха, то есть озон более «медлителен» при большей плотности воздуха. Это происходит потому, что движения воздуха, приводящие к его перемешиванию, более эффективны в том смысле, что заносят в стратосферу большее количество озона из тропосферы и нижней части стратосферы.

Если отсутствует солнечная радиация, разрушающая озон, например, полярной ночью, он должен иметь весьма продолжительное время жизни (не менее месяца). Столь же долго существует атомный кислород на высотах 90-100 км.

На высотах 50–80 км концентрация как озона, так и атомного кислорода очень чутко реагирует на изменение солнечного излучения. В результате суточный ход этих концентраций на данных высотах очень сильно выражен. Но ниже 50 км озон меняется очень мало, всего на несколько процентов. Атомного кислорода здесь очень мало.

Из приведенных свойств озона, полученных на основании использования схемы цикла Чепмена, в котором учитывается только молекулярный и атомный кислород, отнюдь не следует, что проблема поведения озона в атмосфере разрешима в рамках этой схемы. Когда разрабатывалась сама схема Чепмена, об озоне было известно очень мало. Еще меньше было известно о других малых составляющих атмосферы. Измерения, выполненные после создания этой схемы, показали, что наблюдается не то, что предсказывает эта схема. Это не значит, что схема в принципе не верна. К счастью, она верна. Но она недостаточна.

Ученые это поняли по таким экспериментальным данным. Измерения показали, что озона в глобальном масштабе намного меньше, чем должно было быть, если бы он образовывался и исчезал только по этой схеме. Оказалось, что на самом деле озона должно разрушаться в пять раз больше, чем следует из схемы. Перенос озона сверху вниз через тропопаузу получается по этой схеме ничтожно малым. Следуя ей, только 1 % озона должен переноситься через тропопаузу вниз.

Все это не могло не навести на мысль, что имеются и другие реакции, в которых разрушается озон. Стало также ясным, что роль переноса озона в вертикальном направлении значительно более важна, чем это следует из схемы Чепмена. Чтобы привести в согласие расчетные и экспериментальные данные, были проанализированы все возможности. Устранить несоответствие привлечением других составляющих атмосферы невозможно, поскольку они в этих реакциях не участвуют. Пришлось обратить пристальное внимание на малые составляющие. Но здесь надо было искать такие реакции этих составляющих с озоном, при которых озон бы исчезал, а участвующая в реакции малая составляющая по-прежнему существовала бы. Но возможно ли это? Химики хорошо знают, что возможно. Они называют такие вещества, которые, пройдя цепь химических превращений, вновь восстанавливаются катализаторами (ускорителями). Ускорителями потому, что они ускоряют какой-либо процесс, например, разложение молекулы озона на молекулы и атомы кислорода. Оказалось, что газов-катализаторов, которые ускоряют разрушение озона, имеется достаточно много. Но ими могут быть только те, которые образовались в атмосфере под действием солнечного излучения. По специальной терминологии, они должны иметь фотохимическое происхождение. Во-первых, эффективность катализатора определяется его количеством или, как принято в этом случае говорить, содержанием. Во-вторых, важна скорость его взаимодействия с озоном и атомным кислородом. Если взаимодействие проходит медленно, то эффективность действия катализатора не может быть высокой. В-третьих, важно и другое время, а именно время жизни катализатора, а точнее, время, в продолжение которого катализатор может воздействовать на озон и атомный кислород. Он это может делать до тех пор, пока не выйдет из игры, то есть пока этот цикл по какой-то причине не оборвется. Он может оборваться, закончиться по двум причинам. Одна из них — химическая: в конце цикла образуется химическое вещество, которое дальше не может участвовать в химических реакциях. Вторая из причин обрыва цикла — физическая: катализатор в результате движений может просто успеть покинуть эту область.

Ясно, что эффективность катализатора будет определяться отношением всего времени его участия в цикле к скорости его взаимодействия с озоном и атомным кислородом. Здесь эффективность показывает, сколько молекул озона может разрушить один атом (или молекула) катализатора. В случае, если катализатором является атомный кислород, эффективность равна единице. Это значит, что один атом кислорода способен разрушить только одну молекулу озона. В случае других веществ, о которых речь пойдет дальше (соединений азота, хлора, водорода и др.), эффективность достигает миллионов. Эта величина безразмерная.

Очень важно, когда именно происходит обрыв цепи реакций разрушения озона, поскольку от этого зависит, сколько озона будет разрушено. Если этот обрыв происходит из-за движений, а именно турбулентной (вихревой) диффузии, то время обрыва можно определить. Для этого надо знать характеристики атмосферного газа (его температуру и средний молекулярный вес атмосферного газа на данной высоте), а также коэффициент турбулентной диффузии, который и характеризует ее скорость. Важно для таких и других реакций, в которых участвуют примеси, знать время, в продолжение которого они находятся в данном слое. Так, было показано, что в тропосфере это время составляет примерно один месяц. Чем выше, тем это время больше, поскольку уменьшается коэффициент турбулентной диффузии. Так, в стратосфере при спокойных условиях это время больше года. Это значит, что если мы забросили туда какие-либо примеси, которые разрушают озон, то они будут находиться там больше года. В реакциях с озоном они не уменьшаются, если реакции идут по каталитической схеме. Примесей в атмосфере много. Их количество в абсолютных величинах очень мало. На одну частицу примесей приходится от 100 тысяч до 10 миллиардов частиц атмосферного газа. Тем не менее их роль очень важна. Ведь одна частица катализатора способна разрушить 10 миллионов молекул озона и остаться живой и невредимой. В худшем случае она переходит в другой слой.

Было выделено несколько типов групп примесей, которые участвуют в разрушении озона. Каждая из этих групп участвует в цепи реакций, или, как принято применительно к данному случаю говорить, в каталитическом цикле. Здесь действительно имеется цикл (круг), так как в конце него появляется то же вещество-катализатор, с которого начался цикл. Это такие группы: 1) вещества, содержащие «нечетный» водород (OH, HO2, H, H2O2 и т. д.); 2) вещества, содержащие «нечетный» азот (NO, HO2, HNO3, N, NO3, HNO2, N2O5 и др.); 3) вещества, содержащие «нечетный» хлор (их можно обозначить формулой ClOx, где x — нечетное число); и 4) вещества, содержащие бром (BrОх).

Все указанные вещества по-разному образуются в атмосфере. Они попадают в стратосферу в результате перемешивания атмосферного газа турбулентной диффузией. Они находятся в атмосфере не только в виде газа. Так, они входят в состав аэрозолей — твердых или жидких частиц, а также могут быть в виде пара. Если это аэрозоли, то на их поверхности и проходят реакции каталитического цикла. Эти вещества могут быть не только нейтральными, но и нести на себе положительный или отрицательный заряд, то есть быть ионами. Если это аэрозоли, то говорят об аэрозольных циклах разрушения озона. Если же эти вещества находятся в виде ионов, то говорят об ионном цикле. Надо добавить, что различные каталитические вещества могут быть наиболее эффективными на разных высотах. В этом мы убедимся при конкретном рассмотрении каждого из циклов.

 

ВОДОРОДНЫЙ ЦИКЛ

Пары воды H2O разлагаются в атмосфере под действием солнечного излучения с длиной волны меньше 242 нм на атомы водорода и молекулы гидроксила ОН.

Тот факт, что в атмосфере имеются молекулы гидроксила ОН, был установлен по его инфракрасному излучению. Оно регистрируется в ночное время и входит в состав излучения ночного неба.

Образованные в реакциях Н и ОН служат катализаторами химических реакций, в которых разрушаются озон и атомный кислород. Было показано, что ниже 60 км атомы водорода и гидроксила могут образовываться и в реакциях атомного кислорода в возбужденном состоянии с метаном, водородом и водой.

Так, для стратосферного озона важным является каталитический цикл, в результате которого из каждых двух молекул озона образуются три молекулы кислорода.

На более высоких уровнях, выше 40 км, необходимо учитывать больше реакций, в которых разрушается озон.

Важным веществом, которое приводит к разрушению озона, является гидроксил ОН. В стратосфере гидроксил образуется из водяного пара, молекулярного водорода и метана. Все эти вещества заносятся в атмосферу снизу, от земной поверхности. Они переносятся вверх как в результате турбулентного перемешивания, так и путем просачивания (диффузии) их через атмосферный газ. Вода на поверхности Земли имеется в готовом виде. Метан образуется в озерах и болотах бактериями. Атомный водород участвует вместе с гидроксилом ОН и радикалом перекиси водорода пергидроксилом НО2 в непрерывных взаимных превращениях. Это происходит, когда каждое из указанных веществ взаимодействует с атомным кислородом в возбужденном состоянии О (D). Этот кислород появляется в атмосфере при воздействии солнечного излучения с длиной волны вблизи 210 нм.

Образование атомного кислорода в возбужденном состоянии принципиально важно для жизни озона в атмосфере. Глобальное содержание озона в атмосфере ограничивается главным образом и прежде всего тем, что там имеются атомы кислорода в возбужденном состоянии. Они дают начало не только водородному, но и азотному каталитическому циклу, в которых исчезает озон. Поэтому было затрачено много усилий, чтобы количественно изучить реакцию образования атомного кислорода.

Образование гидроксила ОН происходит не только при взаимодействии молекулярного водорода, воды и метана с атомным кислородом. Оно имеет место и в реакциях атомного кислорода с Н2О2, NO2 и HNO3. Но эти реакции менее эффективны в смысле образования гидроксила ОН и НО.

Водородный каталитический цикл, в котором разрушается озон, на определенном этапе обрывается. Это происходит тогда, когда начинают образовываться молекулы воды. Образованная при этом вода может уходить из стратосферы вниз, в тропосферу, и ее участие в реакциях со стратосферным озоном прекращается.

Для того, чтобы достоверно знать, какая часть озона исчезает в реакциях водородного каталитического цикла, надо знать количество веществ, которые участвуют в этих реакциях, и их распределение с высотой. К сожалению, полных данных о таком распределении у нас нет. Поскольку это распределение должно меняться во времени, то единичные измерения этих веществ недостаточны. Они не могут дать полной картины. Нужны систематические и достаточно полные (во многих точках и на всех высотах) наблюдения за абсолютными количествами этих веществ и за их изменениями. Среди этих веществ главным является вода. Из нее образуется гидроксил ОН. Так вот, было показано, что на высотах 14–26 км количество водяного пара за пять лет увеличилось на 50 %. За последующие пять лет изменения количества водяного пара на этих высотах были незначительны, зато после 1974 года наблюдалось резкое уменьшение его количества. К сожалению, эти наблюдения проводились только в одной точке в США. Характерны ли указанные изменения водяного пара только для данного региона или точки, или же они отражают глобальную ситуацию — не ясно. Чтобы иметь глобальную, полную картину (на всех высотах), надо проводить соответствующие измерения во многих точках непрерывно в течение многих лет.

В настоящее время очень широко обсуждается проблема возможного разрушения озонного слоя веществами, поступающими с поверхности Земли и имеющими антропогенное происхождение. Но влияние веществ естественного происхождения пока что не может быть уверенно определено, так как нет необходимых для этого экспериментальных данных. Существует иллюзия, что все, что не зависит от деятельности человека, остается более или менее неизменным или же меняется незначительно. Но это на самом деле не так. Об этом говорят приведенные выше сведения о многолетних изменениях в атмосфере количества водяного пара.

Вся жизнь Земли и окружающего ее пространства связана с изменением условий вне ее, в космическом пространстве, и прежде всего на Солнце. Солнечные ритмы проявляются на Земле во всем. Они проявляются в животном и растительном мире, в гидросфере, атмосфере, ионосфере и магнитосфере Земли. Конечно, они проявляются и в жизни озона и всех тех веществ естественного происхождения, которые влияют на озон. Но зависимости здесь далеко не всегда простые. Они усложняются тем, что в процессах имеется определенная инерционность. Она же проявляется и при передаче энергии от одних процессов к другим. Значительное усложнение всей картины происходит и потому, что солнечные ритмы (циклы) разной продолжительности накладываются друг на друга, что приводит часто к очень сложным изменениям во времени процессов на Земле и в околоземном пространстве (а значит, и в стратосфере). Это очень важно понимать для того, чтобы получить полную картину тех изменений, которые претерпевает озонный слой в силу изменения естественных условий. Чтобы получить такую полную картину, надо располагать намного большей информацией об атмосфере, чем мы располагаем сейчас.

Конечно, все сказанное относится не только к водяному пару. Это касается и других веществ, влияющих на разрушение озона. Мы каждый раз будем это подчеркивать, чтобы у читателя создавалось более полное представление о проблеме возможного разрушения озонного слоя Земли.

 

АЗОТНЫЙ КАТАЛИТИЧЕСКИЙ ЦИКЛ

Наличие окислов азота в стратосфере было известно еще с 40-х годов, хотя прямые измерения основных соединений, таких как NO и NO2, практически отсутствовали.

В почве и океане происходит денитрификация. Этот процесс обеспечивают микроорганизмы. При этом образуется закись азота. В приземном слое атмосферы и в тропосфере закись азота не разлагается. Она поднимается вверх в стратосферу и там принимает активное участие в разрушении озона. В стратосфере закись азота вступает в реакцию с атомным кислородом в возбужденном состоянии и образует окись азота NO.

Окись азота NO является весьма эффективным катализатором, разрушающим озон.

Для того, чтобы предвидеть последствия той или иной реакции, мало знать, какие вещества в ней участвуют. Надо знать, с какой скоростью эта реакция протекает. Скорость реакции определяется так называемой константой (постоянной) и физическими условиями. Константа реакции связана со свойствами внутреннего строения тех веществ, которые вступают в реакцию. Физические условия протекания реакции — это и температура, и концентрация вступающих в реакцию веществ.

Мы не приводим скоростей реакций, не указываем, какие из них более важны, а какие менее важны и на каких высотах. Нам кажется, что приведение скоростей реакций в тексте затруднит чтение книги неспециалистами.

Обрывается азотный цикл потому, что при взаимодействии радикала гидроксила и двуокиси азота образуется азотная кислота. Эта реакция проходит только в присутствии третьего тела. Скорость ее течения прямо пропорциональна концентрации.

Образованная таким путем азотная кислота будет переноситься путем диффузии и турбулентности в тропосферу. При этом она «выходит из строя». Из тропосферы азотная кислота вымывается очень быстро.

Азотная кислота не только образуется, но и разлагается. Во всяком установившемся процессе должен наступить баланс, равновесие. Иначе количество данного вещества в результате реакций или уменьшилось бы до нуля, или же увеличилось до бесконечности.

Таким образом, основными азотными соединениями, влияющими на озон в стратосфере, являются NO, NO2, NO3, N, HNO3, HNO2. Их называют «нечетным» азотом, поскольку каждое из этих соединений содержит нечетное число атомов азота. Самыми главными, определяющими являются три соединения: NO, NO2 и HNO3.

Проблема озона не ограничивается только какими-то определенными высотами (например, стратосферой). Важно рассматривать не только область атмосферы, находящуюся ниже озонного слоя в стратосфере, но и область, находящуюся выше — в мезосфере и термосфере. Так, на высоте 80 км имеется весьма заметный поток озона из термосферы вниз. Он может достигать величины 1 миллиарда частиц в одну секунду через горизонтальную площадку в 1 см2. Такой поток не одинаков на всех широтах. Он максимален в высоких широтах (в зонах полярных сияний).

С учетом водородного и азотного каталитических циклов удалось получить более реальную картину глобального распределения озона, чем следовало из кислородного цикла Чепмена. На высотах 40 км и выше, где реализуются условия фотохимического равновесия, наблюдаемое количество озона ближе соответствует расчетному при учете водородного и азотного циклов. При этом значительно сокращается то время, в течение которого озон живет (характеристическое время). Если учитывать только кислородный цикл Чепмена, то это время нереально больше. На высоте 20 км оно достигает 20 лет! С учетом водородного и азотного циклов оно уменьшается в десять раз на этих высотах. Ниже этих высот, в тропосфере, характеристическое время озона уменьшается.

Окись азота образуется в атмосфере, если температура там достигает 2000 К. Такая ситуация возможна при ядерных взрывах. Она же реализуется в реактивных двигателях. При таких температурах происходит разрыв (диссоциация) молекул кислорода и азота. Следует еще указать на один источник закиси азота N2O. Это сельскохозяйственные удобрения. Кроме того, и растения фиксируют азот. Образованная закись азота N2O поднимается в стратосферу и оказывает влияние на озонный слой, принимая участие в азотном цикле, разрушающем озон. Конечно, это явление не локальное. Необходимо рассматривать глобальные движения (круговорот) азота. Такое рассмотрение имеет смысл, если учитывать все источники азота и все пути его исчезновения (все стоки). Это очень непростой вопрос. Слишком сложные превращения веществ происходят в атмосфере. Мы приводили выше по две-три реакции, в которых исчезает озон и происходят преобразования веществ. На самом деле все в десятки и сотни раз сложнее: реакций насчитывается десятки, а чаще сотни. Все они взаимосвязаны. Надо знать скорости всех этих реакций, которые зависят от многих факторов, например от температуры. Сегодня мы не в состоянии выполнить такие расчеты, которые отражали бы реальную сложность происходящего. Удается только выхватить самые важные звенья происходящего. Но где гарантии, что многие истоки и стоки важных для проблемы озона веществ не остаются для нас неизвестными?

Мы еще вернемся к проблеме возможного разрушения озонного слоя, когда рассмотрим все вопросы, необходимые для такого комплексного анализа.

Здесь только укажем, что важна проблема не только стратосферного озона, но и тропосферного озона, хотя здесь его меньше. Ведь при превращении NO в NO2 количество озона в тропосфере может увеличиться.

 

ХЛОРНЫЙ КАТАЛИТИЧЕСКИЙ ЦИКЛ

Изучение влияния хлорных соединений (галогенов) на разрушение озона началось в 1974 году, когда в канадском химическом журнале были опубликованы первые работы по этому вопросу.

Хлор является очень активным химическим элементом. Из океанической воды образуется хлористый метил CH3Cl, который поднимается в стратосферу. Здесь под действием солнечного излучения он разлагается и образует, в частности, атомы хлора. Далее хлор участвует в разрушении озона. Хлор в данном случае является катализатором. С его помощью молекулы озона и атомного кислорода превращаются в молекулы кислорода. Образованный ClO разлагается. Хлор выходит из игры, когда, взаимодействуя с метаном и радикалом перекиси водорода, образует соляную кислоту HCl. В атмосфере идет реакция разложения соляной кислоты.

Что эффективнее разрушает озон: хлор или азот? Считается, что хлор это делает примерно в 6 раз активнее. Но несмотря на это, конечные результаты у хлора такие же, как и у азота. Нет ли тут противоречия? Дело в том, что одной активности химического элемента или соединения недостаточно. Важно также, как долго данный элемент участвует в каталитическом цикле. Оказалось, что хлор выходит из игры значительно быстрее, чем азот. Это имеет место потому, что образование соляной кислоты более эффективно, чем образование азотной кислоты.

Естественный хлор и его соединения мало влияют на количество озона. Но, к сожалению, за последние десятилетия появился хлор антропогенного происхождения. Он входит в состав различных фторхлорметанов (фреонов), таких как CFCl3, CF2Cl2 и др. Эти два фреона наиболее широко применяются. Их обозначают индексами «фреон-11» и «фреон-12» соответственно. Фреоны широко используются в холодильной промышленности, а также в бытовых аэрозольных баллончиках.

Фреоны успешно проникают в стратосферу, так как являются по существу инертными газами. Но на высотах 30–40 км они диссоциируют под действием солнечного излучения и ультрафиолетовом окне между длинами волн 180 и 225 нм. Позднее мы этот вопрос рассмотрим детальнее. Ясно одно: то научное предсказание, к которому подошли в 1970-е годы ученые-специалисты по атмосферному озону, в наши дни начинает, к большому сожалению, сбываться.

Хлор в атмосфере может образовываться и из соединений, содержащих хлор, таких как CCl4, CH3Cl3, CHClF2 и др. Эти соединения также выбрасываются в атмосферу с промышленными выбросами. Но считается, что их (например, четыреххлористого углерода) значительно меньше. Поэтому и угроза озонному слою от них меньше. Исчезают эти соединения потому, что под действием солнечного излучения разлагаются (фотолиз).

Атомы хлора могут появляться в стратосфере в результате разложения здесь хлоруглеродных молекул, таких как CH3Cl, CH3CCl3, CHClF2. Эти молекулы очень эффективно разлагаются в тропосфере, взаимодействуя с молекулами гидроксила ОН. В этих реакциях образуется, в частности, вода. В тропосфере имеются и более сложные молекулы, которые содержат двойные углеродные связи. Некоторая небольшая их часть попадает в стратосферу, где они выделяют при разложении хлор. Основная же часть этих молекул разлагается непосредственно в тропосфере.

Что касается фреонов, то фреон-11 и фреон-12, которые адсорбированы селикагелями, под действием солнечного ультрафиолетового излучения разлагаются на водородный хлорид и углекислый газ. Любопытно, что многие разновидности песка и пыли, имеющиеся в тропосфере, должны так же взаимодействовать с фреонами, как и описанные выше селикагели, поскольку их характеристики похожи.

Пыль, выбрасываемая в атмосферу во время извержения вулканов, также попадает в конце концов в стратосферу. Считается, что облако вулканической пыли достигает высот 25–30 км.

Очень важной для проблемы разрушения озона в результате азотного и хлорного циклов является реакция, которая приводит к обрыву этих циклов.

 

АЭРОЗОЛЬНЫЙ ЦИКЛ

На озон оказывают влияние и аэрозоли, имеющиеся в стратосфере. На высоте около 20 км молекула озона сталкивается с аэрозолем примерно каждые 20 минут. Если молекула озона живет в среднем 1,5 года, то за это время она успеет примерно тысячу раз столкнуться с аэрозолем. Если считать, что при каждом десятитысячном столкновении частица погибает, то общая потеря озона таким путем оказывается ощутимой. Конечно, приведенные выше цифры не взяты с потолка. Они получены из проведенных оценок с учетом реальных условий.

Проблема гибели молекул при их столкновении с поверхностями тел для химиков не нова. Они с ней сталкиваются в лабораторных опытах очень часто. По существу это проблема стенок. Исследуется какой-либо газ, а этому мешают стенки сосудов, поскольку часть молекул газа гибнет при столкновении с ними. Эти процессы были названы гетерогенными.

Гетерогенные процессы важны не только в стратосфере, но и выше, в мезосфере, на высотах 80 — 100 км. Здесь вероятность столкновений активных атомов с мелкими частицами даже больше, чем в стратосфере, поскольку и тех и других здесь больше.

Решить вопрос о влиянии аэрозолей в стратосфере на озон очень даже не просто. Для этого надо знать практически все об аэрозолях: сколько их, каковы их размеры и сколько частиц каких размеров, какой состав этих частиц и другие свойства. В зависимости от этого будут по-разному протекать процессы на их поверхности, процессы на границе двух фаз. Аэрозольная частица — это твердое или жидкое вещество, озон — это газ. Чтобы правильно понять взаимодействие озона с аэрозолями, надо знать также условия в стратосфере, в частности температуру и динамические характеристики. Как видно, задача очень непростая, тем более что озон при взаимодействии с аэрозолем будет выходить из игры в результате не одного какого-нибудь процесса, а целого ряда процессов, таких как рекомбинация, коагуляция, сорбция и так далее.

Какой информацией, необходимой для решения этой задачи, мы располагаем сегодня? Известно, что аэрозоли в стратосфере имеют следующие источники. Прежде всего аэрозоли образуются непосредственно в стратосфере в результате выброса газов и пыли при мощных извержениях вулканов. Далее, как мы уже видели, аэрозоли могут переноситься снизу через тропопаузу благодаря вертикальным движениям атмосферного газа. Имеется и космический источник аэрозолей. Это метеориты и космическая пыль. Мелкая космическая пыль проникает в стратосферу практически без повреждения, поскольку она постепенно тормозится в верхней атмосфере. Частично или полностью плавятся только крупные частицы. Пар, находящийся на поверхности метеоритов при вхождении их в атмосферу, теряется и конденсируется в частицы. Много ли таких частиц?

Оценки показывают, что каждый год в атмосферу Земли из космоса поступает примерно 100 тысяч т космической пыли. Средний размер (радиус) метеоритов принимают равные 1 х 10-6 см. Средняя плотность равна примерно 9 г/см3. Проведя простые арифметические расчеты, можно показать, что при этом в каждом кубическом сантиметре в стратосфере должно быть примерно 10 частиц. Это те частицы, которые здесь осели. А весь поток частиц сверху вниз равен тысячам частиц каждую секунду через горизонтальную площадку в 1 см2.

Любопытно, что в результате вторжения метеоритов и образования капель в мезосфере образуются мезосферные облака. Этому процессу способствуют условия, когда относительная влажность воздуха в мезосфере большая, а аэрозольных частиц много.

Таким образом, определенную информацию о количестве аэрозолей и их размерах мы имеем. Попытаемся оценить скорость реакций атомов кислорода и водорода при их попадании на поверхность аэрозолей. Ведь именно от судьбы этих атомов зависит прежде всего разрушение озона. Метеориты содержат чистые металлы и их окислы. Попадая на поверхность аэрозолей, атомы кислорода и азота взаимодействуют с ними. Оценки показывают, что характерное время гетерогенных реакций атомов кислорода и водорода находится в пределах от 8 до 80 часов для кислорода и от 2 до 20 часов для водорода. Примерно с такими характерными временами развивается турбулентная диффузия на мезопаузе (2,7 часа — 270 часов).

С течением времени процесс образования частиц (капель) метеоритами меняет всю ситуацию. Число частиц постепенно уменьшается, поскольку они объединяются. Размеры их увеличиваются. Ясно, что реальные размеры частиц различны. Но все они как единый ансамбль характеризуются определенным распределением по размерам. Но с течением времени характер этого распределения по размерам меняется. При соответствующих условиях (достаточной температуре и влажности) образуются целые четко выраженные аэрозольные слои. В мезосфере образуются известные всем серебристые облака. На высотах 30–40 км образуются перламутровые облака.

Аэрозольные слои образуются на разных высотах, которые зависят от широты. Эти высоты по мере перемещения от экватора к полюсу на несколько километров уменьшаются. Было показано по экспериментальным данным, что в летней стратосфере преимущественными высотами образования аэрозольных слоев являются такие: 18, 24, 30 и 45 км. Чем ниже, тем больше вероятность заноса аэрозолей снизу, из тропосферы. Такой занос становится существенным уже ниже 25–30 км. В средней стратосфере имеется значительная часть аэрозолей, которые возникли при окислении сернистого газа, выброшенного при извержении вулканов, то есть образуются сульфатные аэрозоли.

Таким образом, извержение вулканов может весьма существенно повлиять на состав атмосферы. В результате меняется тепловой баланс Земли и околоземного пространства, ограниченного стратосферой. Это происходит по нескольким причинам. В атмосферу после извержения вулканов выбрасываются сотни миллионов тонн пепла. Тучи протяженностью в тысячи квадратных километров скрывают Землю от солнечного излучения. Меняется прозрачность атмосферы. Огромное количество сернистого газа попадает в верхние слои атмосферы. Под действием солнечного излучения и при взаимодействии с водяным паром из него образуется аэрозоль серной кислоты. Тем самым увеличивается отражательная способность (альбедо) стратосферы. Прежде всего плотные аэрозольные слои вулканического происхождения изменят концентрацию малых составляющих атмосферы, в том числе и озона. Это повлечет за собой изменение той части ультрафиолетового излучения Солнца, которая попадает к Земле. Одновременно изменится и та часть излучения, которая (в инфракрасной области спектра) покидает Землю. Значит, с неизбежностью изменится тепловой режим Земли, включая ее атмосферу. Большая запыленность атмосферы после мощных извержений вулканов существенно изменит как отражательную, так и пропускную способность атмосферы. Поэтому изменится поступление к Земле через атмосферу солнечного излучения не только в ультрафиолетовой, но и в других частях спектра.

Хотя такие мощные извержения вулканов бывают не часто, но они оставляют значительный след в истории Земли. В 1883 году произошло извержение вулкана Кракатау в Индонезии. Облака пыли поднялись на высоту 30 км. Другой вулкан Индонезии, Агунг, напомнил о себе мощным извержением 17 марта 1963 года. Выбросы пыли и газов были очень мощными. После таких мощных выбросов атмосфера в течение нескольких лет «не может прийти в себя»: ее замутненность сильно влияет на прохождение и отражение через атмосферу солнечного излучения и собственного излучения Земли. В результате этих процессов температура воздуха в стратосфере может подняться на несколько градусов. После извержения вулкана в 1963 году она увеличилась на 5о. Температура воздуха больше всего увеличилась там, где больше всего скопилось пыли и газов (17–19 км).

Информация о прошлом, оставленная природой, говорит о том, что после периодов с мощным усилением вулканической деятельности наступали периоды оледенения. Это не случайно. Умеренные извержения вулканов не вызывают оледенения. Но меняют погоду на годы. Так, в 1815 году в Индонезии было мощное извержение вулкана Тамбора. Высота самого вулкана уменьшилась на 140 метров. Сам взрыв был слышен на удалении до 2600 км, а пыль создала тьму в радиусе 660 км, которая не рассеивалась два дня. Следующий, 1816 год назвали «годом без Солнца». В этот год летом лютовали морозы и снегопады. Урожай в Европе и Северной Америке, естественно, погиб…

Еще более мощное извержение вулкана произошло около 546 года нашей эры (вулкан Рабаул, Индонезия). В течение полутора лет в Месопотамии Солнце было видно только по 4 часа в сутки. Об этом говорится в византийских хрониках. О взрыве вулкана поведали отложения пепла в кернах гренландского льда.

В период извержения вулкана Агунг (1963 год) количество озона на высоте 20–21 км уменьшилось примерно на 1/5. На этих же высотах наблюдался слой пыли. Озон разложился на частицах аэрозоля, которые представляли собой в основном капельки (кристаллы) серной кислоты и раствора сульфата аммония. Чем меньше радиус капли, тем больше процент кислоты. Соли металлов растворены в жидкости. Они значительно увеличивают каталитическую активность капель. Расчеты изменения озона, выполненные для условий в нижней стратосфере, показывают, что за счет контакта с аэрозолями озон в нижней стратосфере может уменьшаться примерно на 5 %.

Аэрозоли оказывают влияние на содержание О и О3, а те в свою очередь приводят к изменению концентрации других малых составляющих. С уменьшением концентрации О и О3 увеличивается концентрация NO и CO, а концентрация3 NO2, HNO3, NO2, N2O2 уменьшается.

Аэрозольные частицы длительное время сохраняются в атмосфере. Так, время их жизни на уровне тропопаузы составляет примерно 1 месяц. На 20 км оно уже достигает от 4 до 2 лет, а на 50 км может составлять все 20 лет! Кстати, это подтверждают наблюдения за осколочными продуктами ядерных взрывов. Было установлено, что требуется примерно 2 года для того, чтобы частица радиусом 0,3 мкм, имеющая плотность 2,5 г х см-3, упала с высоты 20 км до уровня 10 км.

 

ИОННЫЙ ЦИКЛ

До сих пор мы рассматривали влияние на озон нейтральных веществ. Но в стратосфере и тропосфере имеются и заряженные частицы — ионы. Ионы могут быть заряжены положительно или отрицательно. Создают ионы в стратосфере главным образом высокоэнергичные частицы, которые приходят сюда из космоса. Это в основном галактические космические лучи. Кроме того, высокоэнергичные заряженные частицы приходят в атмосферу от Солнца, после того, как там происходят взрывы гигантской мощности — солнечные вспышки. Некоторая доля ионов создается и под действием частиц, которые образуются в результате распада радиоактивных ядер атмосферных примесей.

Выше 100 км также идет весьма эффективное образование ионов под действием солнечного излучения. Но здесь имеются только положительные ионы, которые несут на себе единичный положительный заряд и электроны. Отрицательных ионов там нет. Ниже 80 км плотность атмосферы такова, что образованные при ионизации электроны не могут существовать самостоятельно, а прилипают к нейтральным атомам и молекулам. Так образуются отрицательно заряженные ионы.

Проблема влияния ионов на концентрацию озона в стратосфере очень сложна и далека от своего решения. Образование самих ионов в этой области атмосферы количественно не изучено. Все усложняется тем, что ионы взаимодействуют как между собой, так и с нейтральными атомами и молекулами. В этих ионно-молекулярных реакциях идет непрерывное превращение одних ионов в другие или в нейтральные молекулы, и наоборот. Для того, чтобы контролировать (предсказывать) результаты этих преобразований, надо знать слишком многое. Прежде всего надо знать, с какой скоростью протекают все возможные реакции. А это значит, что надо знать константы этих реакций (их определяют экспериментально в лабораториях и вычисляют теоретически), а также концентрации взаимодействующих реагентов. Надо знать и температуру, поскольку, как правило, скорости реакций зависят и от нее. Проблема слишком сложная. Если ее решать экспериментальным путем, то надо проводить одновременные измерения на разных высотах большого числа параметров. Если к этому добавить, что измерений в одном пункте недостаточно, то станет ясно, что задача в полном объеме очень сложная. Если измерения проводятся с помощью приборов, установленных на ракетах, то они дают высотные профили некоторых параметров. Если измерительные приборы установлены на спутниках, то получается информация вдоль траектории спутника. Поскольку ситуация в атмосфере непрерывно меняется, то получаемых таким путем данных явно недостаточно. Чтобы как-то выйти из этого положения, полученные во многих экспериментах данные группируют, приводят «к общему знаменателю» и используют для определения некоей средней наиболее вероятной картины, которая не противоречила бы всему набору экспериментальных данных.

Что же можно сказать о влиянии ионов на содержание озона?

В том и другом случае цепь химических реакций с озоном обрывается тогда, когда ионы исчезают. Это может происходить как в результате рекомбинации, когда отрицательный ион теряет лишний электрический заряд, так и путем преобразования данного отрицательного иона в какой-либо другой ион, который не может поддерживать продолжение этого цикла.

По проведенным оценкам, молекулы озона из-за действия на них ионов могут разлагаться с такой скоростью, что при концентрации озона, равной 106 см-3, его количество уменьшается на 10 %. Если концентрация озона в сто раз меньше, то в ионном цикле разрушается примерно 0,2 % озона.

Мы будем отдельно рассматривать все вопросы, относящиеся к проблеме озона, которые связаны с действием солнечного корпускулярного излучения. Это излучение связано с солнечной активностью. Под действием солнечных корпускулярных потоков на магнитосферу Земли происходят магнитные бури, а в атмосфере высоких широт северного и южного полушарий (в Арктике и Антарктике) возбуждается свечение атмосферного газа — так называемые полярные сияния. Здесь только укажем, что под действием высокоэнергичных частиц, которые в высоких широтах проникают в стратосферу и тропосферу, образуется значительно большее число ионов, чем в средних и низких широтах. Может достигаться пятикратное превышение по сравнению с экватором. Ясно, что влияние здесь ионов на содержание озона будет значительно больше. Это тем более справедливо для условий, когда в атмосферу не попадает солнечное излучение (полярная ночь). Тогда разрушение озона в каталитических циклах с участием соединений ClOx, HОx и Ox практически прекращается. Значит, должно доминировать разрушение ионами. Под действием космических лучей (и высокоэнергичных солнечных заряженных частиц) образуется NOx. Поэтому цикл с участием этого соединения и в затененной атмосфере сохраняется.

 

ПРИЗЕМНЫЙ ОЗОН

Проблема приземного озона очень важна для земных дел. Ведь если количество озона в городах увеличивается и приводит к заболеваниям и даже гибели людей, то важность проблемы доказывать не надо. Но дело этим не ограничивается. Не следует забывать, что весь озон, который находится в атмосфере на всех высотах вплоть до термосферы и на всех широтах от полюса до полюса, является единым образованием. Изменения озона в одном месте в той или иной мере скажутся на распределении озона во всех других местах. Таким образом, решить проблемы озона в любом отдельном месте можно только в том случае, если в поле зрения находится картина распределения озона в глобальном масштабе.

Приземный озон в этом смысле не является исключением. От того, сколько его образуется у поверхности Земли, зависит и его количество на более высоких уровнях. Столь же важно и то, что большое количество озона, который черпается из единого озонного резервуара, исчезает, разрушается у поверхности Земли. Поэтому, рассматривая приземный озон, будем все время помнить, что это только донышко единого озонного резервуара, глубина которого более 100 км.

Содержание приземного озона зависит от сезона, времени суток, географического положения, высоты над уровнем моря и др. Собственно, от указанных факторов зависит приток озона сверху, из тропосферы. Но озон не только приходит в приземный слой сверху, но и образуется непосредственно на месте. Это происходит при грозах (а точнее, еще до грозы), в результате действия выхлопных газов автомашин, некоторых других загрязнителей воздуха. Образование приземного озона детально рассмотрим немного позднее. А сейчас приведем данные о том, как меняется приземный озон в зависимости от времени года и суток, широты и т. д.

Количество озона на высоте 7 м меняется в продолжение суток значительно больше, нежели непосредственно у поверхности Земли. Наибольшие изменения плотности озона как у поверхности Земли, так и на высоте 7 м наблюдаются в летние месяцы (май — сентябрь). В зимнюю половину года изменения озона в продолжение суток значительно меньше, чем в летнюю.

То, что количество озона в приземном слое воздуха сильно зависит от высоты, далеко не всегда оценивается должным образом даже самими исследователями. Поэтому часто они публикуют данные своих измерений без указания высоты, на которой проводились эти измерения. В то же время разница в высотах, составляющая всего несколько метров, может изменить результаты вдвое или в несколько раз. Надо все время помнить, что по мере приближения к поверхности Земли как плотность озона, так и его парциальное давление очень сильно уменьшаются. Летом это уменьшение больше, чем зимой. Это особенно касается высот, измеряемых метрами. На первых метрах (1–3 м) над поверхностью Земли, особенно сильно по мере снижения, озон убывает ночью. Этому способствует большая устойчивость атмосферы ночью по сравнению с днем. Конечно, речь идет о высоте не просто над земной поверхностью, а над уровнем моря. Земная поверхность имеет возвышенности и низины. На возвышенностях плотность озона больше, чем в низинах. Поэтому данные наземных озонометрических станций надо анализировать с учетом информации о высоте самой станции над уровнем моря. Так, в Австрии имеется озонометрическая станция на вершине горы Цугшпиц, на высоте 3100 м над уровнем моря. Ясно, что она уже не находится в пограничном слое атмосферы, хотя и расположена на земле.

Приземный озон очень тесно связан с находящейся под ним водной поверхностью Земли — морем или океаном. Количество озона над водной поверхностью зависит, в частности, от температуры воды. Так, в области теплого Гольфстрима на 60о северной широты, вблизи Шетландских островов, плотность озона была высокая (48 мкг х м-3), а в проливе Бельт еще выше (67 мкг х м-3). Для сравнения укажем, что в Северной Атлантике на 60–63о северной широты на высоте 5,5 м была измерена плотность озона, равная всегда 19 мкг х м-3. В то же время плотность озона над водной поверхностью значительно больше, чем над близлежащей сушей (над континентальной частью Западной Европы). Измерения озона над Индийском океаном показали, что там озона больше, чем над его побережьем. Вода моря и океана является хорошим стабилизатором, термостатом. Поэтому плотность над ней практически не меняется в течение суток.

Прежде чем детально проанализировать, как меняется озон в течение суток и года, имеет смысл рассмотреть те процессы, в результате которых он меняется. Тогда мы сможем не только констатировать суточный и сезонный ход озона, но и понять, чем они обусловлены.

Ни у кого из специалистов сейчас не вызывает сомнения, что озон в приземном слое образуется под действием атмосферного электричества, которое усиливается у поверхности Земли в периоды гроз и накануне их. В это время в сильном электрическом поле происходит точечный тихий разряд. Именно эти разряды приводят к образованию озона. Это подтверждают многолетние измерения в разных точках земного шара. По многолетним измерениям озона во Франции (станция Валь-Жуайе вблизи Парижа) А. Васси установила, что плотность приземного озона быстро увеличивается за 3–5 часов до начала грозы. Условия летом и зимой различаются. Летом это время меньше, оно составляет в среднем 3 часа. Зимой оно удлиняется примерно в полтора раза. Когда приближается грозовое облако, электрическое поле у поверхности Земли увеличивается, и начинаются тихие (коронные) разряды с острий (верхушек деревьев, листьев, травы, кустов и других неровностей местности и построек). Когда происходит разряд молнии, то образование озона также усиливается. Ведь при этом излучается ультрафиолет (и не только он), который вызывает образование озона. Анализировались пробы воздуха с целью определения количества озона в условиях ясной, хорошей погоды, когда электрическое поле направлено из атмосферы в Землю, то есть вертикально вниз. В это время, пока электрическое поле оставалось таким, но гроза приближалась, разряды с острий (в том числе с травы, кустов и т. д.) были незначительные, и количество озона увеличивалось не более чем на 30 %. Когда грозовые облака подходили ближе и электрическое поле атмосферы меняло знак на противоположный (становилось направленным снизу вверх), то тихие (коронные) разряды сильно активизировались. Количество озона, образованного этими разрядами, было таким, что общее количество озона увеличивалось в несколько (примерно в 3) раз. Опыты показали, что количество озона в приземном слое воздуха увеличивалось и под самим грозовым облаком после разряда молний.

Имеется еще одна возможность образования озона, которая связана с грозой, но которую мы не рассматривали. Это не образование озона в собственном смысле этого слова, а его перенос с вышележащих слоев. Известно, что около грозового облака имеют место нисходящие движения воздуха из более высоких слоев атмосферы. Эти усиленные движения воздуха и заносят в приземный слой озон сверху. Эта возможность увеличения плотности озона в приземном слое воздуха реальная, и она, несомненно, реализуется и вносит свой вклад в образование озона.

Конечно, озон образуется в приземном слое воздуха не только за счет гроз. Имеются и другие источники его образования. Но какие? Было предложено рассмотреть применительно к приземному слою и тропосфере тот же механизм образования озона, который довольно детально был разработан для стратосферы. Это принципиально возможно потому, что речь идет о веществах, которые выделяются из почвы и затем постепенно заносятся в стратосферу. Одно из таких веществ — метан СН4, который является продуктом почвенных процессов. Другими словами, это газ, который выделяется земной поверхностью. Другим таким веществом является окись азота NO.

Раз эти вещества могут образовывать озон в стратосфере, то почему же они не могут это делать в начале своего путешествия вверх — в приземном слое воздуха и в тропосфере? Специалисты считают, что могут. Мы не будем расписывать здесь всю цепочку возможных реакций, в которых участвует метан и окись азота. Укажем только, что в конце концов при окислении одной молекулы СН4 образуются две — четыре молекулы озона (в зависимости от цикла реакций, который реализуется).

Описанная схема образования озона — это только возможность, только один из возможных вариантов. Поэтому не надо пытаться этой схемой объяснить все свойства наблюдаемого распределения озона в приземном слое. Кстати, если бы озон в приземном слое образовывался только по этой схеме, то его не должно было бы быть ночью, поскольку для того, чтобы схема «работала», обязательно должно присутствовать солнечное излучение. Ночью, а также в полярную ночь, которая длится месяцы, этого излучения в приземном слое нет, а озон имеется. Вместе с тем реальная скорость образования озона меньше, чем было рассчитано выше на основании этой схемы.

Кроме гроз и метана и окиси азота надо учесть и ветры. Их роль в распределении озона велика. Они не рождают молекулы озона, но они их приносят с других мест. Таким образом, при рассмотрении приземного озона надо учитывать ветры, которые здесь дуют. Ведь может происходить перераспределение приземного озона, когда меняются, например, долинные ветры на горные или же наоборот. Были проведены измерения озона одновременно на высотах 30, 70 и 115 м над почвой. Они показали, что от 12 часов местного времени до самого захода солнца озон меняется совершенно одинаково на всех указанных высотах. В ночные же часы озон намного быстрее разрушается на высоте 30 м, нежели выше (на высоте 115 м). От восхода солнца до 9 часов местного времени наблюдалось уменьшение озона на самом верхнем уровне (115 м), после чего он стал увеличиваться. Когда данные измерений озона на указанных высотах были сопоставлены с направлением и силой ветров в этой местности, то оказалось, что ветры приводят к сильному перераспределению озона. Измерялось также количество озона от поверхности Земли до высоты в 1000 м. Оказалось, что ночью озон уменьшается не во всей затененной части атмосферы, а только от поверхности Земли до высоты 500 м. Здесь имеется сильный сток озона. Выше 500 м озон в течение ночи не только не уменьшается, а даже несколько увеличивается, несмотря на то, что там нет солнечного излучения. Измерения были выполнены в Швейцарии. Озонозонды устанавливались на привязанных аэростатах. Конечно, результаты экспериментов нельзя распространять на весь земной шар. Они, несомненно, зависят от характера местности, ветрового режима и т. д. Но они показывают, что по крайней мере в том месте, где эти измерения проводились, роль движений воздуха в распределении озона в тропосфере велика, видимо, значительно больше, чем роль фотохимических реакций, при которых образуется озон.

В каких процессах у земной поверхности озон разрушается? Поток озона, направленный вниз, в нижней тропосфере определяется его плотностью. Точнее, он равен плотности озона, умноженной на некоторое число, которое характеризует скорость разрушения озона. Направленный вниз поток озона пропорционален перепаду отношения смеси озона по высоте. А этот перепад пропорционален плотности озона на нулевой высоте. Поэтому и получаем, что нисходящий поток озона пропорционален плотности озона на поверхности Земли. Коэффициент пропорциональности и есть скорость разрушения озона. Чему он равен? Точные его величины, конечно, неизвестны. Но при определенных упрощениях и предположениях его можно оценить. В одной из моделей принимались такие величины скорости разрушения озона: над континентом — 0,60 см × с-1, над океаном — 0,04 см × с-1, над снегом — 0,02 см × с-1. Если считать эти величины достоверными и учесть, какая часть земной поверхности покрыта льдом, какая свободна ото льда и является сушей, а какая морем, то можно получить, что полная скорость разрушения озона во всем северном полушарии составляет 3,9 × 1029 молекул в одну секунду. Оценим, сколько таким путем должно исчезать озона в обоих полушариях за целый год. Получается внушительное количество — около 2 миллиардов тонн озона в год! Нисходящий поток озона у поверхности Земли зависит не только от плотности озона у поверхности Земли, но и от средней скорости ветра. Собственно, скорость ветра определяет скорость разрушения озона.

Величины скорости разрушения озона определялись на основании данных измерений, выполненных в разных частях земного шара при разной растительности на подстилающей поверхности. Так, например, измерения, выполненные в Австралии (ст. Хэй, 34о южной широты) летом в степи с сухой почвой, мертвой растительностью и пучками сухой травы, позволили оценить скорость разрушения озона величиной 1,18 см × с-1. С ростом температуры скорость разрушения озона по этим экспериментальным данным несколько увеличивалась.

Проводились также наблюдения за вертикальным профилем озона в Юго-Западной Африке вблизи Цумеба (высота 1250 м над уровнем моря, 19о южной широты). На основании данных этих наблюдений, которые проводились на мачте высотой 105 м днем, были рассчитаны скорости разрушения озона. Местность представляла собой степь с редкими деревьями и кустарниками. Расчеты показали, что в дневные часы (от 9 до 21 часа) скорость разрушения озона находилась в пределах от 1,61 до 0,53 см × с-1. Если брать среднюю величину скорости разрушения, то получим, что через каждую площадку в 1 см2 в 1 с проходит сверху вниз 200 миллиардов молекул озона! При условиях хорошего перемешивания количество озона вблизи 10 и 100 м менялось со временем одинаково. Но если перемешивание было недостаточным или вообще отсутствовало, то количество озона на разных уровнях менялось произвольно.

На основании измерений над лугами Голландии (50 км от моря) при сильном и холодном ветре с моря и при значительном перемешивании были получены очень малые скорости разрушения озона (всего 0,13 см × с-1). Для условий ночи эта величина в пять раз больше, любопытно, что, несмотря на перемешивание, плотность озона днем изменялась на высоте 5 м почти так же, как и на высоте 214 м. Ночью это соответствие нарушалось. Предполагается, что нисходящий поток озона на разных высотах был различен.

Столь же малую величину скорости разрушения озона (0,13 см × с-1) получили исследователи на основании наблюдений высотных перепадов отношения смеси озона в двух пунктах Индии. Измерения проводились в тропической зоне (Тривандрам, 8о северной широты) и в субтропической зоне (Дели, 28,5о северной широты). При такой скорости разрушения озона направленный вниз поток составляет 100 миллиардов молекул через площадку в 1 см2 в 1 с. Почему-то измерения и в Индии, и в Голландии дают скорости разрушения озона в 10 раз меньшие, чем соответствующие измерения в Австралии, что пока не получило удовлетворительного объяснения. Этот вопрос принципиален, поскольку при большой скорости разрушения озона у поверхности Земли следует искать механизмы восполнения этих потерь. Если скорость исчезновения озона в 10 раз меньше, то и мощность механизмов его рождения должна быть в 10 раз меньше.

Чтобы установить, сколько разрушается озона у всей земной поверхности, надо знать скорость его разрушения на каждом клочке земной поверхности. Поскольку скорость разрушения озона зависит от характера местности, растительности, ветров, температуры и т. д., то ясно, что она в разных местах может сильно отличаться. Надо еще добавить, что зимой значительная часть континентов и замерзшего океана покрыта снегом. Но мы мало знаем о скорости разрушения озона над снежной поверхностью, как и надо льдом. Поэтому провести достоверные оценки того количества озона, которое разрушается у поверхности Земли, пока не представляется возможным.

По-видимому, говоря о скорости разрушения озона, надо учитывать не только его разрушение при его соприкосновении с поверхностью Земли, но и разрушение в других процессах. Об этом косвенно говорит и тот факт, что хотя скорость разрушения озона над водной поверхностью значительно меньше, чем над сушей, все же не наблюдается столь огромного различия в концентрации озона, которое можно было бы ожидать, если бы играла роль только подстилающая поверхность. К исчезновению озона причастно и что-то другое. Это может быть влияние повышенной температуры, какие-либо фотохимические реакции или же взаимодействие озона с частицами аэрозоля и другими газами. В этом плане очень интересны наблюдения, которые показывают, что плотность озона в приземном слое воздуха изменяется так же, как и радиоактивность приземного воздуха. Радиоактивность приземного воздуха создается эксхаляцией почвенного воздуха, который содержит торон, радон и др. Любопытно, что плотность озона меняется обратно пропорционально запыленности воздуха. Чем больше запыленность воздуха, тем меньше его электропроводность, а значит, и меньше скорость образования озона. Все это говорит о том, что необходимо учитывать все факторы, которые могут оказывать влияние на образование и разрушение озона. При этом само собой должны учитываться загрязненность воздуха, обмен воздуха между почвой и атмосферой, а также изменчивость приземного слоя воздуха, которая происходит по той или иной причине, в частности вследствие местных ветров.

Все знают, что хвойные леса на удалении воспринимаются как голубые. Голубая дымка образуется не без участия озона. Ставились различные эксперименты, подтверждающие это. Например, в камеру помещали измельченные сосновые иглы и немного озона. При этом наблюдалось образование голубой дымки.

Дымка сосновых лесов содержит частицы с радиусом, равным примерно 0,2 мкм. Хвойные растения выделяют пары органических веществ, которые называют терпенами. В растительном мире эти вещества очень распространены. Больше всего их содержится в хвойных растениях разных видов. Наиболее распространен пинен. Плотность его равна 0,86, точка кипения равна 156оС. Пинен легко взаимодействует с кислородом воздуха, а также с водяным паром, галогенами, активной глиной, соединениями серы и т. д. Терпены, выделяемые хвойными растениями, окисляются и образуют частицы твердого аэрозоля. Эти частицы по-разному рассеивают свет с различными длинами волн, а значит, и различным цветом. Фиолетовые лучи они рассеивают примерно в пять раз более эффективно, чем красные. Поэтому мы видим преимущественно рассеянный свет почти такого же голубого цвета, как и само небо. Кстати, наблюдения подтверждают, что при образовании голубой дымки количество озона в приземном слое воздуха уменьшается — часть озона расходуется на образование аэрозолей, которые и создают голубую дымку.

Заканчивая обсуждение этого вопроса, можно указать еще и на то, что в больших городах озон образуется из выхлопных автомобильных газов, а точнее, содержащейся в них перекиси азота. Если перекиси азота не очень мало (больше, чем 10-7, но не больше, чем 10-11), то она при облучении солнечным ультрафиолетом вступает в реакции с ненасыщенным углеводородом и образует озон. В этом смысле печально известным раньше всех городов стал Лос-Анджелес. Здесь еще до 1950 года образованный таким образом озонный смог приводил в негодность провода городской сети электропередач. Особенно высокое содержание озона наблюдается во время туманов. Озонный смог действует раздражающе на глаза. Он повреждает сельскохозяйственные культуры (виноград, табак и др.).

В тех городах, где выхлопных автомобильных газов меньше, меньше и озонного смога. Примером благополучного в этом отношении города может служить Париж. В нем воздух пока что беден озоном, поскольку перекись азота здесь имеется в количествах, меньших тех, которые необходимы для протекания указанных выше реакций с образованием озонного смога.

Распределение приземного озона по высоте зависит от высотного профиля температуры. Обычно с ростом высоты температура уменьшается. Но наблюдаются и такие условия, когда с ростом высоты температура увеличивается. При этом высотный профиль температуры по своей форме обращается (становится инверсным). Такое высотное распределение температуры предшествует притоку воздуха с вышележащих слоев. При этом притока озона сверху нет. В таких условиях (они в больших городах возникают довольно часто) усиливается загрязненность воздуха, а значит, и эффективнее образуется озонный смог. Инверсные профили температуры чаще всего наблюдаются ночью. Но увеличенная за ночь загрязненность воздуха с восходом Солнца приводит к усиленному образованию озонного смога. В таких условиях за 1 час может образоваться 20–30 мкг × м-3 озона.

Мы получили некоторое (пусть и не полное) представление о том, в результате каких процессов озон образуется и разрушается. Кроме того, мы знаем, что в зависимости от условий в атмосфере озон с той или иной скоростью переносится вниз, в тропосферу, и в приземный слой сверху, из стратосферы. Зная все это, нам будет легче понять, почему озон меняется в течение суток, в продолжение года, в зависимости от широты и т. д.

Когда были привлечены данные измерений озона, полученные на станциях, находящихся на разной высоте над уровнем моря, то оказалось, что суточные изменения озона на возвышенных станциях меньше, чем на равнинных. В приморском климате суточный ход плотности озона в приземном воздухе также небольшой. На равнинных станциях зимой максимум плотности озона наступает вскоре после полудня. Летом он наступает позднее, примерно около 16–17 часов местного времени. Минимум плотности озона как летом, так и зимой наблюдается перед восходом солнца. С восходом солнца озон начинает эффективно образовываться. С заходом солнца озон быстрее всего разрушается ближе к Земле. Если имеется инверсный слой, то приток воздуха (а значит, и озона) сверху затруднен. Это чаще бывает зимой. Тогда из-за затрудненного притока сверху в приземном слое озона остается мало еще в продолжение первой половины дня. Летом ситуация иная: после восхода солнца количество озона очень быстро увеличивается. Обращает на себя внимание четкая стратификация озона летней ночью. С восходом Солнца ситуация меняется — около 8 часов вторгаются долинные ветры и перемешивают приземный воздух. На всех указанных высотах (30, 70 и 115 км) парциальное давление озона сравнивается. Днем воздух на этих высотах оказывается включенным в толщу атмосферы, которая хорошо перемешана.

Существуют и такие наблюдения, которые показывают, что на некоторых обсерваториях максимум плотности озона имеется ранним утром. Что это за обсерватория? Одна из них находится на высоте 3389 м над уровнем моря, это станция Мауна-Лоа на Гавайских островах. Другая обсерватория, Литл-Америка, находится в Антарктиде. Такой особый суточный ход плотности озона связан с местными ветрами. Ранним утром ветер наиболее силен, он течет вниз по склону. Он и заносит большую порцию озона в приземный слой в окрестности обсерватории и тем самым образует утренний максимум плотности озона.

Изменение плотности приземного озона в продолжение года можно проиллюстрировать на основании измерений озона на станции Валь-Жуайе (Франция).

Станция Валь-Жуайе находится в средних широтах. Чем характерен годовой ход? Плотность озона в летние месяцы больше, чем в зимние. Однако в годовом изменении плотности озона наблюдаются кратковременные, очень сильные увеличения плотности озона. Плотность озона может превышать 150 мкг × м-3, тогда как обычно она не превышает 40 мкг × м-3. Существование этих выбросов можно объяснить только одним — резко усилившимся переносом озона сверху вниз. Любопытными представляются наблюдения таких выбросов на станции ФРГ Хоэнпейс-сенберг 26 февраля 1971 года. Первое кратковременное повышение плотности озона до 150 мкг × м-3 наблюдалось во время сильного ветра (до 20 м × с-1) и снегопада. В то время проходил над станцией первый холодный фронт. Со вторым холодным фронтом (главным), который сопровождался сильным ветром и даже ливневым снегом, было связано второе огромное увеличение плотности озона (до 830 мкг × м-3!). За вторым холодным фронтом последовал третий, несколько более слабый. Он также сопровождался значительным увеличением плотности озона (до 500 мкг × м-3). В этих случаях грозовые механизмы не работали: не было ни грозы, ни молнии, и градиент электрического поля оставался нормальным. Очень важно отметить, что в тропосфере количество озона не менялось или, точнее, не отличалось от нормального. Это не очень понятно, поскольку происходило вторжение холодного воздуха из верхней тропосферы в нижнюю.

Летний максимум плотности приземного озона также обусловлен усиленным движением озона (со всем воздухом) из стратосферы в тропосферу и приземный слой. Эта волна озона наиболее медленно пробирается из стратосферы в верхнюю тропосферу. Об этом можно судить по сдвигу максимума озона в верхней тропосфере относительно стратосферного максимума. Тропосфера хорошо перемешана (особенно летом). Поэтому здесь эта стратосферная волна озона проходит вниз быстро. Зимой тропосфера чаще всего перемешана плохо. В ней наблюдается устойчивая стратификация (слоистость) воздуха. Такие условия не способствуют поступлению озона из стратосферы в тропосферу и приземный слой. Поэтому зимой плотность озона в приземном слое воздуха намного меньше, чем летом.

Годовой ход плотности приземного озона в высоких и низких широтах отличается. Оба полушария в смысле озона не одинаковы. Это вызвано тем, что в южном полушарии значительно меньше материков и больше водной поверхности. Напомним, что в стратосфере годовой ход обратный тому, который имеет место в нижней части тропосферы. Там максимум озона наблюдается зимой, а минимум — летом. Этот сдвиг в 6 месяцев и является задержкой нижнего максимума относительно верхнего. В высоких широтах северного полушария это запаздывание несколько меньше, чем в умеренных широтах. В высоких широтах, как и в умеренных, наблюдаются большие кратковременные увеличения плотности озона. Причина их та же, что и в умеренных широтах. Что касается южного полушария, то здесь эта задержка вообще отсутствует: максимумы в приземном озоне практически соответствуют по времени максимумам стратосферного озона. То же самое относится и к минимумам.

В изменении плотности озона в течение года проявляется пока что непонятная закономерность: плотность приземного озона в четные годы выше, чем в нечетные. На острове Кергелен это проявилось сильнее, чем в континентальной Европе (точнее, во Франции). Кстати, в стратосфере также наблюдается двухлетняя квазипериодичность озона. В стратосфере разных полушарий эта периодичность имеет разные знаки — положительный в одном и отрицательный в другом. Объяснить эту двухгодичную периодичность пока что трудно. Нелишне заметить, что она выявляется во многих земных процессах, а главное, в солнечной активности. Не вызывает сомнения, что именно солнечная активность является главным дирижером атмосферных периодичностей.

 

ОЗОН В ТРОПОСФЕРЕ

Тропосфера занимает промежуточное положение между стратосферой и приземным слоем воздуха. Образующийся в стратосфере под действием солнечного излучения озон опускается вниз, в тропосферу, и затем в приземный слой воздуха вплоть до самой земной поверхности и там активно разрушается. Такая схема очень проста и наглядна. Она правильна, но отражает весь процесс образования и динамики озона не полностью. В самой тропосфере имеются собственные источники и стоки озона. В приземном слое воздуха также образуется и собственный озон. Поэтому общая картина движения и распределения озона значительно усложняется.

Между стратосферой и нижележащей тропосферой озон должен преодолевать барьер — тропопаузу. Любопытно, что тропопауза представляет собой барьер далеко не для всех составляющих атмосферного газа. Так, СО2 тропопауза практически не мешает. Он распределен по высоте так, что какой-либо привязки этого распределения к тропопаузе не проявляется. В атмосферу из почвы попадает закись азота N2O. Она, как и метан СН4, который образуется в самой тропосфере, также меняется с высотой довольно плавно, как ниже тропопаузы, так и выше нее. Мы уже видели, что совсем по-другому реагирует на тропопаузу озон; на тропопаузе имеется четкий разрыв в высотном распределении озона. Еще более четкая связь проявляется между тропопаузой и водяным паром. В этом случае тропопауза является не просто барьером, а непроницаемой стенкой. Чем дольше живут молекулы данного вещества, тем больше у них шансов преодолеть тропопаузу. Время жизни молекул воды очень мало.

Вообще возникает правомочный вопрос, что такое в физическом плане представляет собой тропопауза. Несмотря на то, что некоторые вещества (как вода, озон) изменяются на тропопаузе скачком, нельзя считать, что это уровень, который представляет некоторую материальную поверхность, определяемую распределением частиц атмосферного газа. Тропопауза — это прежде всего граница, разделяющая две области, в каждой из которых имеются разные условия перемешивания и неустойчивости. Ну и, естественно, тропопауза разделяет области атмосферы, в которых условия лучистого баланса отличаются. По этим причинам тропопауза в тропических широтах значительно выше, чем в полярных.

Известно, что тропопауза не является неподвижной. Она меняет свое положение в незначительных пределах («дышит») или же значительно смещается по высоте. Если воздух медленно, но продолжительное время опускается вниз, то условия на высоте тропопаузы меняются, и постепенно вырисовывается новая тропопауза, которая расположена ниже прежней. Поэтому продолжительные вертикальные движения воздушных масс меняют и положение тропопаузы. Естественно, что при продолжительном медленном восходящем движении воздушной массы тропопауза через определенное время повышается. Таким образом, над холодным воздушным фронтом, в циклоне, происходит смещение тропопаузы вниз. Над теплым воздушным фронтом тропопауза поднимается вверх.

Кстати, циклонические движения воздуха (естественно, вместе с озоном) приводят к тому, что в тропосферу из стратосферы переносится примерно 8 × 1013 т воздуха (на всем земном шаре). Много это или мало? Это 5 % всего воздуха, который содержится в глобальной стратосфере.

Деление атмосферы на тропосферу и стратосферу проведено прежде всего по температурному принципу. Поэтому температурное различие (связанное с различием в излучательном режиме) является главным. Но при разных физических условиях (в частности, температуры) мелкомасштабная турбулентность развивается с разной эффективностью. Значит, турбулентность с разной эффективностью перемешивает атмосферный воздух. А роль перемешивания исключительно велика. Например, образовавшийся тонкий слой озона из-за перемешивания долго существовать не может. Он вскоре рассасывается, и высотное распределение озона выравнивается.

Таким образом, тропопауза является продуктом одновременного действия всех указанных факторов. Так, при нисходящем или восходящем движении воздушных масс положение тропопаузы меняется не только потому, что она сносится вверх или вниз. Одновременно действуют и другие процессы, которые всегда стремятся восстановить нарушенное равновесное состояние. При смещении тропопаузы меняется высотный профиль температуры, который до движения воздушных масс был равновесно установившимся. Лучистое равновесие этими движениями нарушается, поэтому радиационный процесс старается восстановить это равновесие. Это возможно только путем радиационного охлаждения атмосферного газа в этой части тропосферы. Но вышележащий воздух стратосферы также вынужден охлаждаться постепенно (непроницаемой тепловой границы между ними нет). Так и формируется новая структура (стратификация). Скорость указанных процессов такова, что заметное смещение тропопаузы может происходить только за несколько дней.

Наиболее выраженные упорядоченные нисходящие движения имеют место в субтропиках (на широте примерно 30о) в условиях антициклона. Это значит, что воздух стратосферы увлекается вниз. Но стратосферный воздух вторгается в тропосферу не только в субтропиках. Это происходит и на широтах 40–45о, а также 60о северной широты.

Особую роль в обмене воздухом (а значит, и озоном) между стратосферой и тропосферой играют струйные течения в атмосфере. Двигаясь наклонно из стратосферы в тропосферу с огромными ускорениями и скоростями, сравнимыми со скоростью звука, они «разрывают» тропопаузу. В результате в этом месте значительно облегчается обмен воздухом между тропической и полярной стратосферой. Естественно, что при этом озон из полярной стратосферы успешно переносится в тропосферу более низких широт. В самой тропической тропосфере преобладают восходящие воздушные движения, поэтому ожидать, что здесь тропосферный озон будет переноситься вниз, в тропосферу, не приходится.

Как движения воздушных масс (циклоны, антициклоны, струйные течения и т. д.) связаны с озоном, мы детально рассмотрим позднее. Вначале рассмотрим, как распределен по высоте озон в тропосфере.

От распределения озона зависит, куда он будет двигаться. В каждом случае он (как и любой другой газ) будет двигаться так, чтобы распределение стало равновесным. Если бы силы везде действовали одинаково, то это равновесие достигалось бы при однородном, равномерном распределении озона (газа). Если силы действуют неравномерно (одна из сил — сила притяжения — направлена вниз, к Земле), то равновесное распределение не будет однородным. Кроме силы притяжения к Земле на озон (как и на любой газ в атмосфере Земли) будут действовать и другие силы. Главная сила связана с неоднородностью давления. Чем больше частиц газа (в данном объеме), тем больше их давление. Кроме того, чем больше температура газа в данном объеме, тем больше давление газа. Естественно, что газ будет устремляться от того места, где давление больше, к тому месту, где оно меньше. Этот процесс идет до тех пор, пока не наступит равновесие.

Поток озона в вертикальном направлении тем больше, чем более резко с высотой меняется плотность озона, или, другими словами, чем больше перепад плотности озона по высоте.

В средних широтах сезонные изменения тропосферного озона выглядят так. В июне — июле (летом) в северном полушарии наблюдается максимум как парциального давления озона, так и отношения его смеси. Но наступление этого максимума зависит от высоты в тропосфере, где он наблюдается. Чем выше, тем годичный максимум указанных характеристик озона наблюдается раньше. Это логично, поскольку первопричина этих изменений находится вверху и требуется определенное время для того, чтобы последствия ее действия сказались на определенном уровне. Чем ниже этот уровень, тем это время, естественно, дольше. Минимальные величины парциального давления озона и отношения смеси в году в нижней части тропосферы и в приземном слое воздуха наблюдаются в декабре — январе. В верхней тропосфере они наблюдаются раньше — в октябре — ноябре. Минимум в общем запасе озона в стратосфере наблюдается еще раньше. Так прослеживается причинно-следственная связь этих минимумов, которая имеет свое начало вверху, в стратосфере. Ясно, что запаздывание изменений озона внизу по отношению ко времени его изменения вверху зависит от времени жизни озона на этих уровнях. Если бы озон поступал сверху вниз моментально и очень быстро внизу исчезал (так же быстро, как и вверху), то никакого временного запаздывания в изменениях озона внизу по отношению к изменениям его вверху не было бы. Таким образом, чем медленнее разрушается озон в тропосфере, тем больше запаздывание. Время жизни озона (время его релаксации) зависит от физических условий. Поэтому оно различно на разных широтах. Например, в высоких широтах северного полушария это время равно примерно 40 суткам. По мере удаления от высоких широт к низким это время удлиняется. Этот рост времени жизни озона резко увеличивается, когда мы переходим из средних широт в приэкваториальную зону (30о северной широты — 0о северной широты). При переходе через экватор по направлению к Южному полюсу эти изменения времени жизни озона продолжаются. Выделяется полоса в южном полушарии между 30 и 60о южной широты. Здесь время жизни озона растет по сравнению с таковым в высоких широтах медленнее, чем в экваториальной зоне. Оно достигает 90 суток, то есть более чем в 2 раза превышает время жизни в северных высоких широтах.

Сезонные изменения озона в тропосфере зависят от поступления озона сверху, из стратосферы, а также от того, как этот уже тропосферный озон перераспределяется горизонтальными движениями. Тут работают два фактора. Во-первых, в продолжение года меняется количество озона в стратосферном резервуаре. Если его там больше, то больше его поступит и в тропосферу. Во-вторых, канал стратосфера — тропосфера работает не одинаково эффективно в разные сезоны. Так, летом обмен воздухом (а значит, и озоном) между стратосферой и тропосферой усиливается. Зимой он меньше.

Сами сезонные изменения озона наиболее ощутимы в самой нижней части тропосферы. С ростом высоты (примерно до уровня 700 мбар) сезонное различие уменьшается. Но еще выше оно увеличивается.

Если учесть указанные выше факторы, от которых зависит сезонное изменение количества озона на разных высотах в тропосфере, и воспользоваться экспериментальными данными в годовых изменениях озона на этих высотах, то можно оценить, сколько озона приходит сверху. Оказалось, что поток приходящего сверху озона имеет наибольшую величину примерно около 40–50о северной широты. Он составляет около 9 × 1010 молекул/см2. По мере продвижения к экватору, а затем и к высоким широтам южного полушария этот поток уменьшается. Так, на широтах 60–70о южной широты он почти в 4 раза меньше. Но это только оценка. Точно определить этот поток не просто. Тем более, что он не является постоянным.

Озон в тропосфере распределяется не только в результате указанных выше движений сверху вниз и снизу вверх. На его распределение оказывают влияние и местные, локальные условия. Свидетельством этого является слоистая структура озона в тропосфере. Сильное убывание озона наблюдается под слоями инверсии температуры. Такие наблюдения проводились с помощью аппаратуры, установленной на самолетах. Аппаратура регистрировала в области обширного антициклона на высоте 500 м очень плотный слой озона. Плотность озона в слое составляла 440 мкг × м-3. Такая стратификация в нижней тропосфере регистрировалась довольно часто. В самолетных измерениях были обнаружены не просто тонкие слои, а пятна озона.

В настоящее время имеются различные мнения относительно стоков и истоков озона непосредственно в тропосфере. Что касается приземного озона, то тут такой вопрос не возникает. Здесь имеются как явные и весьма эффективные источники озона, так и ловушки для него, в результате существования которых он разрушается и выходит из игры. Рассмотрим это подробнее.

 

ОБЩЕЕ СОДЕРЖАНИЕ ОЗОНА

Этот термин не очень удачный. Неискушенный читатель может подумать, что речь идет об общем содержании озона во всей атмосфере Земли. Но это не так. Речь идет о содержании озона от поверхности Земли до верхней границы, но не во всей атмосфере, а только в цилиндрическом столбе, сечение которого равно всего 1 см2. Поэтому лучше было бы это количество озона назвать не общим, а суммарным по высоте. Но термин есть термин. Его менять нельзя. Самое главное — знать и не забывать, что он обозначает.

Чтобы иметь все же представление о количестве молекул озона в столбе сечением 1 см2, укажем, что для средних широт высота столба (при нормальных условиях) составляет 3,45 мм, или 345 мсм. Это значит, что общее содержание озона равно 345 Д.Е. (единиц Добсона). В этом столбе содержится 7,39 г озона, или 9,27 × 1022 молекул озона. Несложно определить (оценить) и общее количество озона во всей атмосфере Земли. Эта оценка дает величину 3,267 миллиарда тонн озона. Для наглядности скажем, что это приблизительно соответствует массе 3,2 км3 воды океана. Водяного пара в атмосфере содержится по массе в 3800 раз больше, чем озона. Правда, в самой стратосфере озона на 60 % больше, чем водяного пара.

На каждой высоте в атмосфере имеются свои источники озона и свои стоки. Молекулы озона живут на разных высотах разное время. Кроме того, идет непрерывный обмен озоном между разными уровнями (стратосферный озон опускается даже к поверхности Земли, и, наоборот, приземный озон поднимается в стратосферу и выше) и между разными широтами. Зная такую сложную мозаику жизни озона, можно спросить: что полезного в такой обезличенной величине, как общее содержание озона? Вопрос в определенной мере законный. Но многолетний опыт исследований показывает, что знание общего содержания озона вместе со знанием его вертикального распределения дает очень много для понимания природы атмосферного озона.

Общее содержание озона измеряется давно во многих точках земного шара. Измерения проводятся с помощью приборов, установленных на земных обсерваториях, на судах, на самолетах, ракетах и спутниках. По-видимому, наиболее уверенно можно будет говорить об антропогенном влиянии на атмосферный озон по результатам измерения его общего содержания в разных регионах земного шара.

Наибольшее общее содержание озона наблюдается в высоких широтах северного полушария. По мере приближения к экватору оно уменьшается. В первую половину лета (с марта по июнь) в северном полушарии наивысшее значение общего содержания наблюдается в полярной области. Оно больше 400 Д. Е. Во второй половине лета (май — сентябрь) наблюдается вторичный относительный максимум общего содержания озона на широтах 50–55о северной широты. В период от августа до февраля в полярной области имеет место минимум общего содержания. Правда, в «темное» время измерений значительно меньше. Между тропической зоной и умеренными широтами наблюдается разрыв данных. Он возникает потому, что в тропической зоне слой озона расположен высоко, а в умеренных широтах — низко. В тропической зоне слой озона тонкий, а в умеренных широтах толстый. Эти два слоя на границе между указанными зонами должны сшиться, но эта сшивка не происходит плавно, незаметно. Часто, особенно весной, озон из максимумов умеренной зоны заносится в тропическую зону. Тогда будут наблюдаться два максимума: один свой, тропический (он выше), и второй за счет озона, занесенного из умеренных широт (он ниже). Это и воспринимается как разрыв. Разрыв расположен на 25о северной широты в октябре и 28о северной широты в мае.

В экваториальной зоне имеются линии сходимости воздушных течений. К северу и югу от экватора находятся северная и южная ветви внутритропической зоны конвергенции. Обе эти ветви сказываются на величине общего содержания озона в экваториальном поясе. Благодаря им здесь имеется тонкая структура, поскольку в месте прохождения каждой из ветвей общее содержание озона уменьшено. Естественно, что между этими областями, где расположены местные минимумы общего содержания озона, то есть на экваторе, общее содержание больше. На экваторе находится его наибольший максимум.

Тропическая зона южного полушария, так же как и тропическая зона северного полушария, характеризуется равномерным распределением общего содержания озона. Сама величина его в тропической зоне не велика (вдвое меньше, чем в полярной северной области). По мере удаления от тропической зоны по направлению к Южному полюсу общее содержание озона увеличивается. Оно достигает максимальной величины на широтах 50–60о южной широты. По мере дальнейшего продвижения к Южному полюсу общее содержание уменьшается. Пользуясь современной журналистской терминологией, в Антарктиде имеется озонная дыра. Наличие провала в общем содержании озона в Антарктиде достоверно подтверждается многолетними данными измерений озона, проводимыми на станции Амундсен-Скотт на Южном полюсе.

Широтное распределение общего содержания озона зависит от сезона. Это очень любопытно — происходит как бы перекачивание озона из одного полушария в другое в зависимости от сезона. В предлетнее равноденствие (март в северном полушарии) общее содержание озона больше, чем в предзимнее равноденствие (октябрь в северном полушарии). Соотношение в абсолютных единицах измерения такое: 331 и 278 Д. Е. Ясно, что общее содержание озона в обоих полушариях меняется так же, как меняются сезоны. Это значит, что когда (в марте) в северном полушарии имеется максимум в общем содержании озона, то в южном полушарии имеется минимум, и, наоборот, в октябре в северном полушарии имеется минимум общего содержания озона, а в южном полушарии в это время имеется его максимум. Соотношение между минимумом и максимумом в южном полушарии следующее: 274,9 Д.Е. в марте и 312,8 Д.Е. в октябре. Но несмотря на эту «перекачку» между полушариями, южное полушарие беднее озоном, чем северное. Его среднее общее содержание оценивается в 292,1 Д.Е., тогда как в северном полушарии эта величина равна 301,6 Д.Е.

Говоря о «перекачивании», мы должны отдавать себе отчет в том, что это только кажущийся эффект. На самом деле в зимней стратосфере больше озона. Мы видели, что максимум озона зависит от высоты. По мере понижения он смещается на какое-то время от зимы к лету. Чем ниже, тем больше это смещение (запаздывание). Когда измеряется общее содержание озона, то информация о распределении максимума озона с высотой теряется. Все суммируется. Поэтому и выясняется нечто среднее, срединное — март и октябрь. Таким образом, речь не идет об истинном «перекачивании» озона из одного полушария в другое в марте и октябре.

Общее содержание озона от случая к случаю может меняться очень значительно. Надо представлять себе, какими по величине могут быть эти изменения, как часто могут они появляться и где. В наше время очень много обсуждений значительного уменьшения озона в некоторых районах земного шара. Укажем, что и раньше не так уж редко наблюдались очень низкие величины общего содержания озона. Так, в 1942–1944 годах в Тромсе (Скандинавия) наблюдалось общее содержание озона, равное 68 Д. Е. Это примерно всего 10 % общего содержания, которое наблюдалось 15 марта 1974 года в Нагаево (Якутия).

Еще в 1965 году И. М. Долгин и Г. У. Каримова обсуждали проблему очень низких величин (180 Д.Е.) общего содержания озона в Арктике и Антарктике. Анализировались данные, полученные не только на озонометрах М-83, но и на более надежных приборах. Анализировались, в частности, и данные озонометрической станции Дюмон-Дюрвиль в Антарктике. Так что еще тогда были все основания говорить об озонных дырах (провалах) в Антарктиде и Арктике.

Мы уже упоминали о том, что озонометры иногда регистрируют выбросы, то есть величины общего содержания озона, которые намного больше обычных значений. Являются ли эти выбросы чем-то случайным или же отражают определенные физические процессы в атмосфере, которые приводят к столь значительным изменениям общего содержания озона? Конечно, выбросы не являются случайными. Когда холодная воздушная масса, в которой озона много, встречается с теплой воздушной массой, в которой озона мало, то измерения общего содержания озона могут показать как нормальные величины, так и очень высокие (за счет озона холодной воздушной массы). Иногда в течение нескольких дней подряд регистрируются очень высокие значения общего содержания озона.

В умеренных широтах зимой и весной теплые и холодные воздушные массы появляются примерно одинаково часто. Летом же холодные воздушные массы появляются здесь очень редко. Наблюдения действительно показывают, что зимой и весной (с ноября по апрель) в умеренных широтах изменчивость общего содержания озона небольшая. В это время условия для горизонтального переноса (адвекции) озона наиболее благоприятны, так как возникают наибольшие перепады общего содержания озона по широте. Динамические процессы в зимне-весенний период охватывают даже часть тропического пояса. Только вблизи самого экватора они не сказываются на общем содержании озона.

В тропическом поясе обнаружены периодические изменения общего содержания озона с периодом, равным примерно 26 месяцам. Поэтому эти периодические изменения озона назвали квазидвухлетней вариацией. Причиной этих изменений являются такие же периодические изменения в циркуляции атмосферы в этом широтном поясе. Стратосферный ветер на этих широтах меняет свое направление на противоположное с таким же периодом (примерно 26 месяцев).

Наибольшие значения общего содержания озона в экваториальных широтах наблюдаются тогда, когда западная фаза стратосферных ветров меняется на восточную. Смысл происходящего состоит в следующем. Фаза стратосферной циркуляции в тропическом поясе определяется степенью развитости субтропических стратосферных антициклонов, их наличием или отсутствием. При западной фазе циркуляции атмосферы в экваториальном поясе субтропические антициклоны более размыты и циклоническая циркуляция распространяется на все северное полушарие. Это способствует выносу озона из тропической стратосферы. Когда западная фаза меняется на восточную, усиливается зональная (направленная с запада на восток) циркуляция в последующем году. При этом вынос озона из тропиков уменьшается, поэтому его общее содержание увеличивается.

Описанные изменения как циркуляции в стратосфере, так и количества озона не являются строго периодическими. Собственно, это можно сказать и обо всех других процессах в околоземном пространстве и на Солнце. Поэтому такие изменения называют не периодическими, а циклическими. Цикличность в данном случае вопреки самому термину разрешает периоду изменять свою продолжительность (в некоторых пределах).

Анализ данных одной из самых долго работающих озонометрических станций — Ароза (Швейцария) показывает, что каждый год, начиная с 1980 года, среднегодовые значения общего содержания озона меньше, чем были за 60-летний период до этого. Это понижение в среднем составляет 4 Д. Е. Основное уменьшение озона происходит на высотах 18–22 км. Об этом свидетельствуют измерения над Пайерне. Одновременно содержание озона в тропосфере и на тропопаузе увеличивалось.

 

ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ И ОЗОН

Прежде чем рассмотреть, как движется воздух в земной атмосфере, полезно рассмотреть такой опыт. Наполним комнату или какую-нибудь камеру дымом для того, чтобы можно было наблюдать за движением воздуха (дым будет двигаться вместе с воздухом). Затем в одной части комнаты создадим вихри воздуха (дыма), закрученные в одну сторону, а в другой части комнаты — вихри дыма, закрученные в противоположную сторону. Известно, что движение воздуха (или другого газа), которое состоит из вихрей (вихри могут иметь разные размеры), является турбулентным. Имеется и другой тип движения газа — когда он движется ровной струйкой, без каких-либо завихрений. Такое движение называют ламинарным. Если скорость ламинарного движения увеличивается, то оно может превратиться в турбулентное. При этом ровная струйка дыма будет распадаться на отдельные колечки, завихрения. Установлен точный критерий тех условий, при которых совершается такой переход. Этот критерий записывают или так называемым числом Рэлея, или числом Ричардсона. Если число Рэлея превышает определенное критическое значение, то ламинарное течение превратится в турбулентное. Это критическое состояние перехода ламинарного течения в турбулентное определяется не только скоростью движения газа, но и его вязкостью. Если вязкость газа велика, то, естественно, образование вихрей происходит при меньших скоростях движения, нежели в тех случаях, когда вязкость газа мала.

Теперь вернемся к рассмотрению опыта с турбулентными движениями в комнате. Создадим посередине между двумя областями вихревых (турбулентных) движений движение воздуха в виде струи. Это струйное ламинарное течение воздуха будет разделять части комнаты, в которых имеется вихревое движение воздуха с противоположно закрученными вихрями. Затем будем поддерживать такую ситуацию как можно дольше, изменяя в возможных пределах скорости турбулентных движений и скорость воздушного струйного течения (но она все время должна быть меньше некоторого критического значения, чтобы не распасться и не образовать вихри).

Что дадут нам такие наблюдения? Главное из того, что мы увидим, — никогда воздушные вихри не пересекают ламинарного струйного течения воздуха. Эти течения являются своего рода неприкосновенными барьерами для турбулентных движений воздуха (или другого газа).

Какое это имеет отношение к озону? Самое прямое, поскольку он переносится в глобальном масштабе воздушными массами. Если где-либо в атмосфере существуют ламинарные струйные течения, то они ограничивают турбулентное движение воздушных масс, а значит, они ограничивают и перенос озона.

Ламинарные потоки воздуха в атмосфере создаются в том случае, если скорость воздушного потока не меняется (или очень мало меняется) поперек самого потока. Если вы находитесь в центре воздушного ламинарного потока и смотрите точно вслед уходящему от вас воздуху, то и слева и справа от вас скорость такая же (или почти такая же), как и в том месте, где вы находитесь. То, что такие струйные потоки воздуха в атмосфере имеются, метеорологи знают давно. На любой синоптической карте они прежде всего ищут, где проходят струйные течения воздуха. По обе стороны от этих течений (мы рассматриваем картину в плоскости карты, то есть в горизонтальной плоскости) ситуация в атмосфере принципиально отличается. В области струйного течения (по оси) скорость ветра максимальна и мало меняется по мере удаления от оси струйного течения (то есть перпендикулярно оси).

Но за его пределами скорость ветра по мере удаления от струйного течения падает. Это значит, что если течение направлено с востока на запад или наоборот, то в направлении север — юг перепад скорости ветра по направлению к югу от течения будет иметь один знак (она будет уменьшаться), а севернее течения в том же южном направлении перепад скорости будет иметь противоположный знак. Эта разница в перепадах (градиентах) скорости ветра севернее и южнее струйного течения является определяющей для воздушных масс в этих регионах. Фактически именно из-за нее образуются две очень отличающиеся по свойствам воздушные массы.

Рассматривая картину только в горизонтальной плоскости, мы всю ситуацию значительно упростили (ради более четкого выделения ее особенностей). Но синоптики располагают не одной картой для всей атмосферы. У них имеются синоптические карты, показывающие ситуацию на разных уровнях в атмосфере. Эти уровни более логично определять не высотой над поверхностью Земли, а величиной атмосферного давления, которое определенным образом зависит от высоты. Просматривая такие карты для уровней, которые соответствуют атмосферному давлению, равному 500, 300 и 200 гПа (гектапаскаль), можно видеть, что никогда горизонтальные воздушные течения, скорость которых максимальна, не пересекают атмосферные вихри. Эти течения разделяют области атмосферы с вихрями, как это мы наблюдали в комнате с вихрями из дыма.

Карты (специалист сказал бы: «карты барической топографии поверхностей 500, 300 и 200 гПа») свидетельствуют о том, что ламинарное воздушное течение существует не только на определенной широте, но и на разных высотах. С изменением долготы может меняться и широта, то есть течение отнюдь не обязательно проходит вдоль линии постоянной широты, то есть вдоль параллели. Но это ламинарное течение воздуха имеет определенную структуру и по высоте: на разных высотах оно имеет разные характеристики. Для того, чтобы представить себе трехмерную, пространственную структуру ламинарных потоков в атмосфере, проследим, как изменяется скорость воздушных потоков с высотой. Если двигаться вверх от поверхности Земли, то скорость ветра растет. Максимальной величины скорости ветра достигают там, где кончается тропосфера и начинается стратосфера, то есть на границе тропосферы — в тропопаузе. Напомним, что этот уровень — это не просто игра в термины, а высота, ниже которой температура с ростом высоты уменьшается, а выше которой она с ростом высоты увеличивается. Кстати, этот перелом в высотном ходе температуры обусловлен только наличием озона выше этого уровня, то есть в стратосфере. Озон ловит солнечное излучение и превращает его в тепло, нагревая атмосферу на этих высотах.

Таким образом, факты говорят за то, что на этом переломном уровне в атмосфере (на тропопаузе) скорость ветра, направленного горизонтально, наибольшая, максимальная. Здесь, на тропопаузе, скорость поперек воздушного потока (в направлении вверх-вниз) меняется очень мало или вообще не меняется. Значит, условие образования ламинарного воздушного потока выполняется, поэтому на высоте тропопаузы должен существовать ламинарный воздушный поток, который препятствует турбулентному движению поперек себя, то есть через тропопаузу, или, другими словами, турбулентному обмену между стратосферой и тропосферой.

Метеорологи различают в каждом полушарии три различные воздушные массы: тропическую, умеренную (то есть умеренных, средних широт) и полярную (арктическую или антарктическую). На первый взгляд, это логично, поскольку в разных широтных поясах атмосфера по-разному нагревается солнечным излучением, поэтому должны быть разными и ее свойства, в том числе и характер движения. Но из этого факта отнюдь не следует, что должны быть резкие границы между воздушными массами на указанных широтах (низких, средних и высоких). Правда, по наблюдениям, эти границы почти непрерывно смещаются туда и обратно от некоторого среднего значения. Что это за границы, чем они создаются и чем регулируются? Они образуются ламинарными потоками воздуха (струйными течениями), о которых говорилось выше. Таким образом, в каждом полушарии имеются три «сосуда» с воздухом, которые отделены друг от друга подвижными перегородками — ламинарными потоками. Эти «перегородки» почти непроницаемы для турбулентных вихрей различных размеров (от сотен до тысяч километров). Эти сосуды (широтные воздушные массы) имеют определенную автономию. Не показательно ли, что пыль (аэрозоли), выброшенная в стратосферу после извержения вулкана Святая Елена (Сент-Хеленс) 18 мая 1980 года, в продолжение нескольких месяцев находилась в пределах своего широтного пояса (между 25 и 55о северной широты). Она не могла выйти за пределы ламинарных потоков, которые ограничивали этот пояс с юга и севера. Кстати, ламинарные потоки не пропускают через себя не только турбулентные потоки, но и диффузионные, то есть перемещение вещества (той же вулканической пыли) путем диффузии. То же самое продемонстрировало и взрывное облако пыли, выброшенное в стратосферу вулканом Эль-Чичон (Мексика) 4 апреля 1982 года. Это облако, в отличие от описанного выше, находилось в тропической воздушной массе, за пределы которой пыль этого облака так и не вышла, хотя за три недели облако обошло весь земной шар.

Таким образом, на крупномасштабные турбулентные движения воздуха в земной атмосфере в глобальном масштабе наложены весьма существенные ограничения. Этими ограничениями служат ламинарные слои. Ламинарные слои практически совпадают со струйными течениями. В каждом полушарии имеются субтропические струйные течения, отделяющие низкоширотную атмосферу от высокоширотной, и полярно-фронтовые струйные течения, которые являются вторым барьером, отделяющим фронт полярных воздушных масс от воздушных масс средних (умеренных) широт. Кроме того, имеется глобальный ламинарный слой, который разделяет стратосферу и нижележащую тропосферу и также затрудняет переход турбулентных движений через него, то есть через тропопаузу.

Для нас прежде всего интересно, как наличие всех этих барьеров — ламинарных слоев — скажется на распределении озона в атмосфере. О чем говорят экспериментальные данные? В пределах тропического пояса озона меньше всего. В высоких широтах — больше всего. Но увеличивается количество озона по мере продвижения от экватора к полюсу (полюсам) не постепенно, а скачками. В пределах тропического пояса количество озона практически не зависит от широты. Затем на некоторой широте его количество скачков увеличивается. Что это за широта? Это та широта, на которой находится ламинарный слой, отделяющий тропическую воздушную массу от воздушной массы умеренных широт. Эта широта не постоянна, она смещается к югу и к северу относительно некоторого среднего значения. Так пульсирует положение этого ламинарного слоя.

В северном полушарии к северу от него озона значительно больше, чем к югу. Поэтому этот слой по его действию на озон проявляется как плотина. Легко сообразить, что имеется вторая такая же плотина в северном полушарии. Это второй ламинарный слой, который отделяет умеренную воздушную массу от полярной. Севернее этой плотины (порога) озона еще больше. Таким образом, именно крупномасштабные ламинарные слои являются причиной того, что количество озона при движении от полюса к экватору (и, конечно, наоборот) меняется ступенями. Ширина этих ступеней непрерывно меняется, но не произвольно, а в соответствии с глобальной динамикой атмосферы. Высота этих ступеней, то есть перепад в количестве озона по обе стороны ламинарного потока, также меняется, но всегда остается достаточной большой. Так, например, по данным за период 1974–1976 годов, этот перепад в общем содержании озона достигает примерно 40 Д.Е. А это очень даже немало, если учесть, что это составляет десятки процентов от общего количества озона (в столбе атмосферы). В зависимости от сезонов года меняется и глобальная циркуляция атмосферы, меняются и ламинарные слои. Причем меняется не только прочность этих барьеров, перегородок, но и их положение. Так, весной ступенчатость широтного распределения общего содержания озона в несколько раз более ярко выражена, чем осенью. Осенью общее количество озона во всех трех широтных поясах меньше, чем весной. Практически пояс значительно расширяется, поскольку ламинарный слой смещается значительно к северу (по сравнению с его положением весной). Но при этом и перепады (ступени) при переходе из одного пояса в другой значительно (в несколько раз) ниже, чем весной. Такие изменения наблюдались на широтах вдоль меридиана 60о восточной долготы. На других долготах широтное распределение общего содержания озона может отличаться от описанного выше, но принципиальные черты будут такими же.

Что касается ламинарного слоя на уровне тропопаузы, который делит воздушные массы в вертикальном направлении, то он также зависит от сезона года. Это происходит по той же причине: меняется динамика атмосферы. Так, зимой на высоте тропопаузы скорость горизонтальных ветров в несколько раз больше, чем летом. Поэтому зимой ламинарный слой на тропопаузе сильнее, чем летом. Поскольку зимой ветры на тропопаузе сильнее, чем летом, и, кроме того, занимают большие площади, то и ламинарный слой зимой более мощный и более устойчивый, чем летом. Как это скажется на распределении озона, на его общем содержании? Сильный ламинарный слой на высоте тропопаузы затрудняет поступление озона из стратосферы, где он образуется, в нижележащую тропосферу, где он может жить очень долго. Поэтому барьер в тропопаузе зимой не может не сказаться на общем содержании озона. Из-за того, что зимой ламинарный слой на тропопаузе сильнее затрудняет поступление озона в тропосферу из стратосферы путем турбулентного переноса и диффузии, общее содержание озона в тропосфере зимой в полтора раза меньше, чем летом. В жизни озона важную роль играет водяной пар. Он поступает в стратосферу снизу, из тропосферы. Ламинарный слой на тропопаузе задерживает и его, только не вниз, как озон, а вверх. Поэтому зимой в стратосфере водяного пара меньше, чем летом. Это же относится и к другим малым составляющим атмосферы, например к окиси углерода СО. Конечно, это не значит, что озон и другие малые составляющие вообще не проникают из стратосферы в тропосферу, и наоборот. Ламинарный слой затрудняет проникновение через тропопаузу мелких турбулентных вихрей. Измерение вертикального распределения озона действительно показывает, что на высоте ламинарного слоя озона очень мало. Поэтому этот уровень (область) назвали озонопаузой. Выше озонопаузы, то есть выше ламинарного слоя, количество озона резко увеличивается. Это та же ступень в распределении озона, которую мы уже встречали, только в данном случае она наблюдается не в широтном, а в высотном распределении озона. Наличие ламинарного слоя в любом месте в атмосфере обязательно сопровождается ступенью (скачком) в количестве озона. Это относится не только к крупномасштабным ламинарным слоям, которые мы уже рассмотрели выше, но и к меньшим по размерам, которые связаны, например, с тропическими циклонами.

Тропический циклон представляет собой своеобразную большую воронку, в которой воздух вращается вокруг некоторой центральной части, которую называют «глаз бури». На некотором удалении от глаза бури скорость движения воздуха (по кругу) достигает максимальной величины. При этом очень важно, что в этой области скорость ветра не меняется поперек этого конусообразного слоя. А это и есть условие образования ламинарного слоя. Значит, тропические циклоны (ураганы, тайфуны) приводят к образованию слоя конусообразной формы. Центральная часть циклона, совпадающая с глазом бури и окруженная ламинарным слоем, называется ламинарным столбом. Высота его достигает 10–15 км, а диаметр в верхней части — 50-200 км. Он ведет себя так же, как описанные выше ламинарные слои: не пропускает через себя турбулентные вихри и поэтому служит барьером для озона. О чем говорят наблюдения? Давно известно, что в центральной части тропического циклона, по нашей терминологии в ламинарном столбе, температура на несколько градусов (примерно на 5-12о) выше, чем на его периферии. Область повышенной температуры совпадает по всей высоте с ламинарным столбом, то есть простирается до 10–11 км и даже больше.

Ламинарный конусообразный слой вокруг глаза бури выполняет такую же роль, что и пленка (или стекло) в теплице, — он не позволяет переносить тепло посредством турбулентного движения. Кстати, парник является парником не потому, что его пленка (или стекло) пропускает одни лучи и не пропускает другие, как это принято считать, а именно потому, что стенки теплицы запрещают передачу тепла путем турбулентности. Таким образом, повышенная температура в центральной части тропического циклона имеет естественное объяснение: она обусловлена наличием там ламинарного столба. Что же касается распределения озона в центре тропического циклона и на его периферии, то наблюдения полностью подтверждают ту картину, которая должна быть вследствие ограничения, которое накладывает на движение воздуха ламинарный столб. Это значит, что в самом центре циклона, то есть в ламинарном столбе, озона мало — из периферии он сюда не заносится. Не поступает и сверху, из стратосферы. Измерения, выполненные приборами, установленными на самолетах непосредственно в глазу бури (ламинарном столбе), показывают, что там озона в несколько раз меньше, чем его имеется на этих высотах (9-16 км), когда нет ураганов. Кстати, водяного пара здесь очень мало по той же причине (дефицит влажности). Поэтому в глазу бури нет облаков, им не из чего образовываться.

Говоря о ламинарных слоях в атмосфере, нельзя оставить в стороне и полярный стратосферный вихрь, о котором, правда, уже говорилось во введении. Иногда его называют циркумполярным, видимо, для того, чтобы подчеркнуть его почти круговую форму. Во введении мы говорили, что в этот вихрь в Антарктике в зимне-осенний сезон не проникают воздушные массы из средних широт. Это происходит потому, что вихрь также окружен ламинарным слоем со всеми вытекающими отсюда последствиями.

Связь количества озона с погодой была обнаружена очень давно. Но только сейчас мы в состоянии связать динамику атмосферы с распределением озона и получить единую, глобальную картину циркуляции. В этой картине основные фронтовые поверхности воздушных масс образуются и развиваются в свободной атмосфере в результате образования ламинарных слоев. Но узкие полосы максимального ветра (то есть ламинарные слои) возникают не беспричинно, а потому, что температура атмосферы меняется определенным образом. Образование различных воздушных масс (тропической, умеренной и арктической, или полярной) связано с образованием ламинарных слоев. Конкретнее, оно связано с процессом макротурбулентного перемешивания в свободной атмосфере, которое возникает по обе стороны от линии с максимальной скоростью ветра (в ламинарном слое). Вдоль ламинарного слоя, или, что то же самое, вдоль фронтальной поверхности данной воздушной массы, происходит очень эффективное перемешивание воздуха. Это, естественно, имеет место по обе стороны от оси ламинарного слоя.

Из всего вышесказанного следует один очень важный для исследователей озона вывод: по метеорологической ситуации можно сказать, какое количество озона в данном месте должно быть. Точнее, для этого надо знать, какая именно воздушная масса (тропическая, умеренная или полярная) находится под этим пунктом, где проходит фронт воздушной массы — ламинарный слой. Знание синоптической картины позволяет судить о распределении озона, и, наоборот, распределение озона позволяет представить распределение воздушных масс и даже циклонов. Если в данном пункте наблюдения озона его содержание меняется, то это, без сомнения, происходит потому, что над этим пунктом одна воздушная масса сменилась другой. В тропическом поясе смена воздушной массы другой практически исключается (умеренная и полярная воздушные массы сюда не проникают), поэтому количество озона и его распределение здесь очень стабильны.

Границы данной воздушной массы, а значит, и область озона, которые характеризуются определенным его количеством, соответствующим этой воздушной массе, меняются не произвольно, а так, что площадь, занятая этой воздушной массой (а значит, и областью озона), остается неизменной. То есть воздушная масса (и соответствующая ей область озона) является единым образованием, которое устойчиво в пространстве и во времени.

Если использовать среднюю по полушарию широту границы воздушной массы, то можно прогнозировать среднее количество озона в данном месте. Такие прогнозы достаточно хорошо оправдываются. Собственно, можно прогнозировать не только среднемесячное значение озона, но и мгновенные его значения в данном пункте или регионе. Для этого надо располагать информацией об атмосфере на уровнях 300 и 200 гПа. По этим синоптическим картам можно восстановить распределение общего содержания озона в тропосфере в данном регионе.

 

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ

Теперь мы подошли к главному вопросу, который нас волнует, — как распределен озон в атмосфере Земли и в каких пределах меняется это распределение в разные часы суток, в разные сезоны года и т. д. Этот вопрос очень непростой. Сложность его возникает по нескольким причинам. Во-первых, озон имеется в разных слоях атмосферы — приземном слое, тропосфере, стратосфере, мезосфере. В каждом из этих слоев он рождается и погибает по своим законам. Так, в стратосфере он погибает быстро, а ниже, в тропосфере, он живет долго. Другими словами, в стратосферном озонном слое озон образуется эффективнее всего, но здесь же он и исчезает быстро. Тропосферный озон называют консервативным. Он существует значительно дольше. Озон в приземном слое воздуха имеет свои стоки и истоки. Образование его зависит как от подстилающей поверхности Земли, характера местности, так и от деятельности человека. То же относится и к скорости исчезновения озона в приземном слое воздуха. Положение усложняется еще и тем, что озон непрерывно перебегает от одного слоя к другому (как вниз, так и вверх). В результате озон, образовавшийся в стратосфере, достигает земной поверхности. С другой стороны, приземный озон поднимается вверх, в стратосферу. Конечно, не весь стратосферный озон попадает к Земле и не весь озон, образованный в приземном слое воздуха, поднимается вверх, в стратосферу и мезосферу. Часть его на различных этапах этого путешествия погибает.

Значит, нельзя рассматривать отдельно вертикальное распределение озона в каждом отдельном слое атмосферы. Надо всю атмосферу с озоном рассматривать как единое целое, единую систему, в которой отдельные слои и прослойки являются своего рода сообщающимися сосудами.

Необходимо рассматривать сразу всю атмосферу, поскольку озон (как и весь атмосферный газ) движется не только вверх-вниз, но и горизонтально и, что еще более важно, наклонно вверх и наклонно вниз. В разных местах на земном шаре атмосферный газ находится в различных физических условиях. Метеорологи говорят, что имеются различные воздушные массы (тропические, арктические и т. д.). Поэтому ни в коем случае нельзя не учитывать глобальное движение воздушных масс. Без этого мы не сможем получить глобальное распределение озона.

Тут же может возникнуть вопрос, как же могут образовываться области, в которых озона меньше, чем в соседних областях, или, другими словами, как при непрерывном движении озона и всего воздуха могут образовываться озонные дыры, как сейчас стали называть эти области. Могут. Одно другому здесь не противоречит. Но это будет рассмотрено позднее. Сейчас же рассмотрим, что нам известно о распределении озона в атмосфере.

Измерения озона проводятся уже около ста лет. Правда, для этого использовались приборы, позволяющие проводить измерения с разными точностями. Тем не менее уже сейчас можно нарисовать определенную картину распределения озона в атмосфере.

На первый взгляд кажется, что естественно анализировать распределение озона снизу, от земной поверхности, вверх, до стратосферы, мезосферы и термосферы. Но физически более обоснованно начинать рассмотрение с того места, где рождается основная часть озона, — со стратосферы. Отсюда озон поступает в другие области, как вверх, так и вниз. Конечно, в каждой области имеются и собственные источники озона.

Одновременно с вертикальным распределением озона имеет смысл рассматривать и общее содержание озона в вертикальном столбе.

Из анализа экспериментальных данных А. Х. Хргиан установил, что в низких и высоких широтах распределение озона с высотой различное. В низких широтах (между 30о северной и южной широты), в так называемой тропической зоне, общее содержание озона мало и меняется незначительно. В полярной области общее содержание озона велико. Здесь имеют место очень существенные его изменения. Водораздел между этими двумя областями проходит примерно по 30о. Ясно, что здесь характеристики озона, как и всего атмосферного газа, не меняются скачком от тропических величин к полярным. Этот переход постепенный. Поэтому можно говорить и о третьей, переходной области, которая соединяет тропическую и полярную. Вся атмосфера в этих областях ведет себя по-разному. Далеко не случайно, что в тропической зоне тропосфера простирается значительно выше, чем в полярной области. Имеются различия в общем содержании озона в областях, разделяемых струйными течениями. У воздушных фронтов также меняется количество озона. Это и естественно, поскольку озон участвует в динамике воздушных масс. Поэтому и можно использовать озон в качестве трассера при изучении движения атмосферного газа.

Что характерно для высотного распределения озона в различных зонах? В тропической зоне стратосферный слой озона находится на сравнительно большой высоте. Его максимум по парциальному давлению, равный примерно 130–160 нбар, приходится на высоты между 24 и 27 км. Общее количество озона в этой зоне небольшое — всего около 260–270 Д. Е. Здесь также нет существенных изменений озона с сезоном.

В полярной области слой озона в стратосфере расположен значительно ниже, его максимум приходится на 13–18 км. Общее содержание озона здесь значительно больше, оно может достигать или даже превышать 600 Д. Е. Имеется еще одна особенность озонного слоя в полярной области: он часто очень изрезан, то есть как будто состоит из отдельных тонких подслоев. Об этом свидетельствуют резкие изломы на высотном профиле парциального давления озона, тогда как слой озона в тропической зоне является однородным образованием. Максимальное парциальное давление озона составляет примерно 200 нбар.

Тропосфера в высоких широтах сильно прижимается. Она может оказаться ограниченной сверху уровнем 5–6 км. Парциальное давление озона в тропосфере при этом повышается.

Высотные профили парциального давления в умеренных широтах характеризуются меньшими высотами максимума слоя, чем в тропиках. Иногда появляется изрезанность слоя, то есть он становится стратифицированным, как и в полярной области. Иногда четко наблюдается второй максимум парциального давления озона, который расположен ниже основного, сразу выше тропопаузы, то есть в нижней части стратосферы. Общее содержание озона в промежуточной зоне, то есть в умеренных широтах, больше, чем в тропиках, и меньше, чем в полярных областях. Оно составляет примерно 340 Д.Е. В промежуточной зоне заметны сезонные изменения озона: к весне общее содержание озона увеличивается, а к осени — убывает.

Противоборство двух главных воздушных масс (полярной и тропической) и определяет, какие именно характеристики озона наблюдаются в данном месте. Ясно, что это противоборство скажется прежде в местах, где эти воздушные массы соприкасаются, то есть в промежуточной зоне. Здесь в моменты смены тропической массы воздуха полярной или наоборот наблюдаются очень существенные изменения озона. Они намного больше, нежели изменения, которые обусловлены изменением условий в продолжение суток, но при неизменной воздушной массе.

Положение слоя озона зависит от сезона. Ниже всего слой озона опускается в феврале. Высота максимального значения парциального давления озона в это время в Европе составляет 20,8 км, а в Северной Америке — 22,0 км. Средняя максимальная величина парциального давления на обеих станциях была равна 189 нбар. Эта величина может быть и значительно больше. Например, она составила 277 нбар на высоте 21 км над Флоридой в январе 1965 года. В это же время (спустя сутки) на другой станции США (Бедфорд) парциальное давление озона в максимуме достигло даже 298 нм. Высота максимума была значительно ниже, чем над Флоридой. Она наблюдалась на 13 км.

С приближением лета в северном полушарии высота максимума парциального давления озона постепенно увеличивается. Величина давления в максимуме при этом уменьшается. Этот подъем заканчивается к осени. Слой озона оказывается на высоте около 24 км, а парциальное давление в максимуме составляет всего 137 нбар. Это по данным европейской станции Хоэнпейссенберг. Судя по такому характеру высотных профилей парциального давления озона, можно считать, что летом преобладают тропические профили с высоко поднятым максимумом озона, но с малой абсолютной величиной парциального давления в максимуме. Зимой в промежуточной зоне часто преобладают высотные распределения озона, больше характерные для арктических воздушных масс, то есть с низким расположением максимума, но с большим абсолютным значением парциального давления в самом максимуме.

Станции, расположенные в тропической зоне, регистрируют высотные профили с высоко поднятыми максимумами и малыми величинами парциального давления в них. Так, на панамской озонометрической станции Бальбоа высота максимума почти всегда приходилась на высоту около 26 км, а парциальное давление в максимуме составляло всего 136–139 нбар. То, что здесь в характере высотного распределения озона не проявляется сезонный ход, не должно удивлять. Ведь в течение года практически не меняется циркуляция всей атмосферы. Не меняется и высота тропопаузы. Поэтому остается в продолжение года неизменным и озон. Конечно, это не значит, что высота максимума всегда равна непременно 26 км. Она может быть несколько меньше или больше этой величины. Само парциальное давление озона в максимуме, как правило, остается небольшим. Но регистрировались (правда, редко) и величины, которые превышали обычную среднюю величину.

Чем дальше от экватора, тем больше ощущается сезонное различие обоих полушарий. Наибольшим оно является в полярных областях. Это отличие касается всего. В зависимости от сезона меняется в полярной атмосфере и динамический режим, и в определенной мере состав, и температура и т. д. Естественно, что меняется и распределение озона с высотой. Летом высота максимума озонного слоя больше, чем зимой, а величина парциального давления озона в максимуме уменьшается. Такие изменения озона с сезоном характерны только для высот ниже 25–26 км. Выше этого уровня в результате движения атмосферного газа озон переносится из низких широт в высокие. Поэтому выше этого уровня (который был назван «высотой обращения») сезонный ход озона обращен относительно сезонного хода озона ниже этого уровня. Это значит, что в высоких широтах выше этого уровня зимой парциальное давление озона уменьшается, а летом увеличивается.

Большой массив экспериментальных данных в высотном распределении озона (сотни подъемов озонозондов) привел Хргиана к мысли, что уровень, где резко меняется перепад парциального давления озона с высотой, имеет особый физический смысл. Впоследствии выяснилось, что это действительно так — этот уровень очень хорошо соответствует высоте, на которой кончается тропосфера. Как известно, эта высота называется тропопаузой. Чаще всего абсолютное совпадение тропопаузы с озонопаузой (так был назван этот уровень) отсутствует. Один уровень может отличаться от другого в пределах 1 км.

Было показано, что более чем в половине случаев (56,5 %) в умеренных широтах озонопауза находится ниже тропопаузы. В тропической зоне она всегда ниже тропопаузы. В высоких же широтах чаще реализуется обратная ситуация: озонопауза выше тропопаузы.

Какой же это имеет физический смысл? Тропопауза поддерживается на постоянной высоте благодаря лучистому равновесию на этом уровне. Через этот уровень (плоскость) могут просачиваться как вверх, так и вниз воздух, а значит, и озон. В тропической зоне воздух нагревается и медленно движется вверх, в том числе и через уровень тропопаузы. Озон более консервативен и чуть-чуть отстает в этом движении. Поэтому в низких широтах тропопауза оказывается чуть-чуть (примерно на 1 км) выше озонопаузы. В высоких широтах охлажденный вверху воздух опускается медленно вниз, проходя также уровень турбопаузы. Поскольку озон в этом движении чуть-чуть отстает, то озонопауза оказывается несколько выше, чем тропопауза.

Наблюдения показывают, что в летний сезон меньше всего различие между тропопаузой и озонопаузой. Это можно понять так, что летом вертикальная циркуляция озона значительно меньше, чем зимой и весной.

Слой озона далеко не всегда характеризуется одним максимумом. Довольно часто кроме основного максимума на высоте 22–25 км имеется и второй, немного меньший, на высоте 12–13 км. Это расслоение слоя озона наиболее характерно для промежуточных широт в сезоны наибольшей изменчивости озонного слоя (зимой и весной). В экваториальных широтах такое расслоение практически наблюдается очень редко. В высоких широтах основной максимум озонного слоя, как и тропопауза, значительно прижат вниз, и второй максимум озона не наблюдается (формально можно считать, что оба максимума сливаются).

По-видимому, наибольший интерес представляет установленный факт, что расслоение озонного слоя связано определенным образом с динамикой воздушных масс. По данным измерений озона в Европе, было установлено, что образование второго, нижнего максимума озонного слоя связано с антициклоном. Причем второй максимум возникал за 3–4 дня до прихода в эту область циклона. Например, данные за 15 месяцев, полученные во Франции, показали, что второй максимум в озонном слое возникал тогда, когда в Центральной Европе находился мощный антициклон. Как известно, антициклон связан с нисходящими движениями воздуха, которые охватывают не только тропосферу, но и стратосферу. Такие движения могут приводить к наполнению озоном ниже главного максимума.

Связь озона с движениями воздушных масс, а значит, и с погодой, мы рассмотрим позднее. Здесь только укажем, что, вероятно, по изменениям в вертикальном распределении озона можно будет предсказывать погоду. Но в настоящее время этот вопрос еще далек от своего решения.

В низких широтах тонкая структура озонного слоя практически отсутствует, то есть слой озона однороден. По мере удаления от экватора за пределами тропической зоны ситуация меняется. Приборы начинают регистрировать неоднородности озона в виде тонких слоев. Если рисовать зависимость количества озона от высоты кривой, то эти слои будут видны как отдельные зубцы. Чаще всего такие зубцы, свидетельствующие о стратификации озона, наблюдаются в нижней части озонного стратосферного слоя.

Неоднородная (тонкая) структура озонного слоя проявляется не только в умеренных, но и в высоких широтах. Здесь высотные профили озона в большинстве случаев изрезаны зубцами.

Жизнь озона в стратосфере наиболее тесно связана с температурой. От нее зависит скорость гибели озона. Каждый излом в высотном ходе температуры обязательно проявляется в количестве озона. Чем больше перепад температур по высоте, тем больше озона имеется. Причем перепад должен быть таким, чтобы в данном месте имелось условие инверсии: температура выше должна быть больше, чем на нижележащем уровне. Под инверсионными слоями температуры парциальное давление озона уменьшается.

Когда инверсия температуры наблюдается в приземном слое воздуха, то это затрудняет движение воздуха вверх (вверху температура выше, чем внизу, и воздуху не резон туда двигаться). Примерно такая же ситуация создается и в стратосфере, где имеются инверсионные слои. Но этим не исчерпываются все возможные влияния инверсионных слоев на распределение озона. Инверсионный слой, видимо, задерживает поступление озона сверху, поэтому ниже инверсионного слоя количество озона меньше. Конечно, не следует ограничиваться только вертикальными движениями озона (вверх-вниз). В реальных условиях эти движения являются наклонными, в том числе и наклонно-нисходящими. Тогда можно ожидать, что озон на определенный уровень может заноситься с вышележащего слоя, который находится не точно сверху, а сбоку. Такие движения озона (и вообще воздуха) называют адвективными. То, что в результате наклонно-нисходящих движений воздуха (а значит, и озона) может происходить смещение вниз максимумов (главного и более нижнего — второстепенного) озонного слоя, было показано экспериментально при одновременных измерениях на разных станциях.

Ясно видно, что образование тонких слоев в пределах озонного стратосферного слоя связано именно с различными движениями. Объяснить распад озона между слоями действием фотохимических реакций или слоев аэрозолей довольно трудно. Во всяком случае, при нормальных аэрозольных слоях распад озона составит не более 2 %. Но ситуация может измениться в корне, если аэрозоли будут иметь соответствующие состав и концентрацию. При этом может разрушаться значительное количество озона.

Тонкие слои озона очень быстро разрушаются, то есть неоднородности в распределении озона с высотой через какое-то время исчезают. Так, если толщина слоя составляет, например, 400 м, то он разрушится (рассосется) уже через 6 часов. Это разрушение происходит в результате перемешивания. Скорость его определяется коэффициентом турбулентной диффузии. Для того, чтобы слой озона при обычных величинах коэффициента турбулентной диффузии существовал в продолжение нескольких суток, он должен иметь толщину, равную не менее 0,5 км. Если он не поддерживается адвективными движениями, то в конце концов он рассосется.

Таким образом, образование тонкой структуры озонного слоя связано с различными типами движений атмосферного газа вместе с озоном. Это и адвективные движения, в результате которых озон заносится в данное место из других мест, которые богаты озоном. Но когда таким путем образовался тонкий слой (прослойка) озона, то его дальнейшая судьба зависит от того, насколько эффективно перемешивание там, где находится слой. Если перемешивание в результате турбулентной диффузии эффективно, то границы слоя постепенно размываются и сам слой через какое-то время рассасывается. Понятно, что чем тоньше слой, тем быстрее это произойдет.

Различные движения атмосферного газа с озоном (адвекция, конвекция, турбулентная диффузия) зависят от конкретных физических условий. Поэтому естественно, что они должны зависеть от сезона. Где сезонные различия больше, там и более значительные изменения должны происходить в процессах, которые формируют тонкую структуру озонного слоя. Тут имеется еще один момент: по сезонным изменениям структуры и характеристик озонного слоя можно делать вывод, в результате каких процессов эти изменения происходят. Другими словами, в структуре озонного слоя содержится информация о процессах, протекающих в различных его частях.

Если рассматривать весь озон от поверхности Земли до мезосферы, то вырисовывается такая картина его распределения в зависимости от сезона. В самой нижней части атмосферы от поверхности Земли до высоты, примерно равной 8–9 км (на этом уровне атмосферное давление равно примерно 400 мбар), сезонный ход озона прост и логичен. Здесь озона больше летом, чем зимой. Это потому, что в летнее время озон поступает вниз из стратосферы наиболее интенсивно, поскольку обмен воздухом между стратосферой и тропосферой летом наиболее эффективен. Сезонный ход характеризуют не просто количеством озона от месяца к месяцу, а берут разницу между максимальным и минимальным значениями парциального давления озона за год и делят ее на сумму этих величин. Умножив полученное число на 2, получают относительное число годовых различий парциального давления озона. Это число и меняется в приземной части тропосферы на 100 % и более. Наиболее сильно меняется количество озона в течение года в самой нижней части тропосферы. Здесь изменения могут достигать 100 %. Выше (но до высоты 8–9 км) эти изменения постепенно ослабевают и при приближении к этой высоте составляют только 50–60 %.

Сезонный ход количества озона (его парциального давления) выше 9 км более сложен. Это связано с движениями озона выше этого уровня. Эти движения выглядят так. В верхней стратосфере воздушные массы вместе с озоном двигаются от экватора в умеренные широты. Затем происходит постепенное их движение вниз. При этом озон оседает с верхней стратосферы в нижнюю. Такое оседание озона происходит в течение всей зимы. Результат этого оседания (повышенное количество озона), естественно, зависит от высоты. Наиболее отчетливо зимний максимум количества озона проявляется на высоте, где атмосферное давление равно приблизительно 200 мбар. Этот уровень находится значительно ниже максимума озонного слоя.

На более низких уровнях озон сверху доходит в результате оседания позднее. Поэтому его максимум смещается с середины зимы на ее конец и даже на весну. Чем ниже, тем это смещение больше. Так, чуть выше 9 км максимум уже приходится на апрель. Естественно, что соответствующим образом смещается и время минимума количества озона. Так, если максимум его на высоте около 12 км приходится на март-февраль, то минимум имеет место в сентябре или октябре. Поэтому, говоря о сезонных изменениях озона, всегда надо помнить, о какой высоте идет речь, поскольку в нижней части стратосферы они полностью противоположны сезонным изменениям в нижней тропосфере: внизу максимум озона имеет место летом, а вверху — зимой. На промежуточных высотах наблюдается главный переход от одной сезонной зависимости к другой.

Чем выше уровень, где сезонный ход с зимним максимумом наибольший, тем годовое изменение становится менее выраженным. Уже выше примерно 25 км снова наблюдается такой же сезонный ход, что и у Земли, с максимумом озона летом (июль). Если зимний максимум в нижней части стратосферы обязан своим существованием движениям воздуха с озоном, то летний максимум выше 25 км обусловлен фотохимическими процессами. Динамические процессы медленные. Они меняют количество озона на этих высотах за 2–3 месяца. А изменения, связанные с образованием озона под действием солнечного излучения, — быстрые. Поэтому определяющей на этих высотах является интенсивность солнечного излучения. Летом она больше, поэтому больше и количество озона. Но динамические процессы сбрасывать со счетов нельзя. Так, кроме основного летнего максимума озона, который совпадает с максимумом интенсивности солнечного излучения и вызван им, имеется и весенний максимум. Этот весенний максимум связан с движениями атмосферного газа.

О том, что динамика важна и выше 25 км, говорит и тот факт, что минимум озона наступает еще в ноябре, то есть до того, как солнечное излучение станет минимальным. Это еще раз подтверждает, что мало учитывать только интенсивность солнечного излучения. В то же время точный учет динамических процессов очень непрост: слишком быстро может меняться ситуация из-за различных движений атмосферного воздуха (вместе с озоном).

Ситуация меняется существенно ото дня ко дню, хотя такие изменения в количестве озона не могут быть объяснены изменениями солнечного излучения. Обычно отклонения какой-либо величины от среднего значения характеризуют различными показателями. Часто для этого используют среднее квадратичное отклонение. Чем больше разброс данных измерений озона на одной и той же высоте, но в разные дни, тем больше среднее квадратичное отклонение.

Данные измерений озона за десятки лет обрабатывались, и при этом и по разным станциям для разных высот рассчитывались средние квадратичные отклонения. Такие расчеты были выполнены. Расчеты показали, что наибольшие изменения озона ото дня ко дню наблюдаются на высотах 12–15 км. Чем ниже от этой высоты, тем средние квадратичные отклонения парциального давления озона меньше. Около 5 км они минимальны. Еще ниже отклонения несколько увеличиваются.

Состояние атмосферы, и прежде всего ее динамика, зависит от сезона. Ясно, что и изменчивость озона в разное время года должна быть различной. По измерениям в Потсдаме (вблизи Берлина) получено, что наибольшая изменчивость высотных профилей озона наблюдается в январе-марте. Это естественно, поскольку в эти месяцы происходят многие возмущения западной стратосферной циркуляции. Эти возмущения и вызывают соответствующие возмущения озона. При восточной стратосферной циркуляции таких возмущений намного меньше. Поэтому летом (в мае — сентябре) при восточной циркуляции изменчивость озона меньше.

Выше 15–16 км положение значительно стабильнее. Чем выше этого уровня, тем изменчивость меньше. Так, около 21 км среднее квадратичное отклонение в несколько (2–3) раз меньше, чем в нижней стратосфере. Летние восточные движения атмосферного воздуха в стратосфере способствуют стабилизации в распределении озона. Чем ниже, тем эта стабилизация наступает позднее. То есть она распространяется сверху вниз, а на это нужно некоторое время. Это же относится и к усиленной изменчивости озона, которая связана с западной стратосферной циркуляцией. Она возникает на высоте примерно 16 км в октябре и затем постепенно распространяется вниз. Зимний тип циркуляции (западная стратосферная циркуляция) связан с развитием длинных волн, циклонов и т. д. В средней стратосфере в это время происходят изменения озона, которые связаны с этими волнами, циклонами, то есть с крупномасштабными формами циркуляции, в результате которых происходят большие переносы воздушных масс в горизонтальных направлениях. Эти крупномасштабные движения вызывают также стратосферные потепления.

Как уже говорилось, озон во всей атмосфере очень тесно взаимосвязан. Поэтому необходимо знать и о том озоне, который находится выше слоя озона в стратосфере. Здесь, в мезосфере, ситуация с озоном (с его возникновением и исчезновением) в корне отлична от таковой в стратосфере. Это отличие связано прежде всего с тем, что условия в мезосфере отличаются от условий в стратосфере.

Озон образуется с участием атомного кислорода. В стратосфере атомного кислорода очень мало по сравнению с озоном. Атомный кислород образуется под действием солнечного излучения. Как только с заходом солнца солнечное излучение «выключается», образование атомного кислорода прекращается. Тот атомный кислород, который был образован до этого момента, быстро идет на создание озона (путем соединения с молекулами кислорода). В течение ночи, пока нет солнечного излучения, не идут процессы образования озона и его разрушения. Основное разрушение озона происходит под действием солнечного излучения. Поэтому можно считать, что ночью озонный слой в стратосфере не меняется (или меняется очень мало).

Совсем другая ситуация имеется выше, в мезосфере. Известно, что чем выше, тем больше под действием солнечного излучения образуется атомного кислорода. Уже на высоте 55 км его больше, чем озона. Еще выше его еще больше. Поэтому с заходом солнца атомный кислород исчезает не мгновенно, а постепенно, в течение всей ночи. Чем выше, тем это исчезновение атомного кислорода происходит медленнее. Атомный кислород исчезает не только в реакциях с молекулярным кислородом, в результате которых образуется озон. Если атомного кислорода достаточно много, то атомы его могут часто сталкиваться друг с другом и при этом образовывать молекулы кислорода. Но при этом столкновения должны быть тройными: третье тело должно взять на себя избыток энергии, которая выделяется при объединении двух атомов кислорода в молекулу. Если такого третьего участника столкновения нет, то образование молекулы кислорода не состоится.

В мезосфере условия таковы (прежде всего количество атомного кислорода таково), что образование молекулярного кислорода из атомного проходит достаточно эффективно. Анализ указанных реакций с учетом реальных условий в мезосфере показал, что события, происходящие ночью и связанные с изменением количества атомного кислорода, сказываются и в продолжение всего последующего дня. Это происходит потому, что в ночных реакциях настолько меняются условия в мезосфере, что они восстанавливаются все светлое время суток. Поэтому равновесие, при котором количество образованного в единицу времени озона и атомного кислорода точно равно их количеству, которое разрушается за это же время, не наступает. То есть в продолжение всех суток как озон, так и атомный кислород являются существенно неравновесными. Именно поэтому озона и атомного кислорода днем выше 70 км намного меньше, нежели их было бы, если бы днем выполнялись для них условия равновесности.

Распределение озона с высотой в продолжение всей ночи непрерывно меняется. Сразу же после захода солнца озон образуется из атомного кислорода особенно эффективно. Во-первых, там есть достаточное для этого количество атомного кислорода, а во-вторых, озон после захода солнца не разлагается солнечным излучением. Второе обстоятельство определяющее. Поэтому на высоте 80 км после захода солнца количество озона увеличивается в десятки раз. По теоретическим оценкам, на высоте около 75 км концентрация озона может достигать 100 миллиардов молекул в кубическом сантиметре зимой и в три раза больше летом. Выше этого уровня концентрация озона довольно быстро убывает.

 

СОЛНЕЧНЫЕ ЧАСТИЦЫ И ОЗОН

Как уже отмечалось, озон — активный участник формирования погоды, поскольку служит своего рода аккумулятором и преобразователем энергии, которая вносится в атмосферу волновым излучением Солнца и потоками заряженных частиц. Под их действием в атмосфере значительно изменяется количество озона, вызывая нарушение теплового режима стратосферы и, как следствие, условий в погодном слое.

Влияние заряженных частиц на атмосферу лучше всего прослеживается на фоне ослабленного действия волнового излучения Солнца. Наиболее четко такие условия реализуются в высоких широтах в полярную ночь, когда атмосфера затенена от солнечного излучения. Поэтому связь между корпускулярным излучением Солнца, погодой и климатом особенно заметно проявляется в высоких широтах в условиях местной зимы. Но это не значит, что эта связь характерна только для высоких широт: она охватывает всю планету, а высокие широты служат тем окном, через которое энергия солнечного корпускулярного излучения поступает в атмосферу и затем, распределяясь в различных направлениях, достигает ее погодного слоя.

Чтобы проникнуть в атмосферу и стратосферу, заряженные частицы должны обладать достаточной для этого энергией. Чем меньше высота атмосферы, тем плотнее атмосферный газ и больше нейтральных частиц, которые встречает на своем пути заряженная частица. При каждом столкновении с ними заряженная частица теряет часть своей энергии, которая идет на ионизацию атомов и молекул атмосферных газов, на нагрев атмосферы, на диссоциацию молекул, на возбуждение атомов, молекул и ионов. Растратив всю свою энергию, высокоэнергичная частица становится низкоэнергичной (тепловой). Это значит, что ее скорость сравнялась со скоростью всех других окружающих ее частиц, совершающих тепловые движения. Но теперь уже заряженной частице не хватает энергии для продолжения ионизации и поступательного движения в более глубокие слои атмосферы. Исходя из этого можно достаточно уверенно указать тот уровень в атмосфере, до которого способна проникнуть заряженная частица с данной массой и данной энергией.

В мезосферу и стратосферу могут проникнуть только заряженные частицы с энергиями больше определенного значения. Такими частицами являются галактические космические лучи. Скорость этих частиц, представляющих собой ядра легких химических элементов, и прежде всего водорода, достаточно и для того, чтобы попасть не только в стратосферу, но и в тропосферу. Именно галактические космические лучи производят ионизацию атмосферных газов на высотах от 5 до 30 км. Интенсивность этих частиц, как уже говорилось, косвенно связана с солнечной активностью: чем она выше, тем меньше галактических космических лучей, достигающих атмосферы.

Выше говорилось о космических лучах, которые нерегулярно исходят из активных областей Солнца и связаны с его хромосферными вспышками. Эти лучи состоят преимущественно из протонов, поэтому вспышки, которые сопровождаются их выбросом, называются протонными вспышками. Солнечные космические лучи, приходящие в атмосферу высоких широт после протонных вспышек, способны увеличить концентрацию ионов в стратосфере в десять и более раз.

Кроме галактических и солнечных космических лучей в среднюю атмосферу проникают и высокоэнергичные (релятивистские) электроны из радиационного пояса Земли, а также электроны из более далеких областей магнитосферы. Электроны вторгаются в атмосферу значительно чаще, чем протоны. Взаимодействуя с плотной атмосферой, они порождают рентгеновские лучи, способные прорываться в нее глубже, чем сами электроны. При торможении электронов атмосферой возникает тормозное рентгеновское излучение, увеличивающее количество озона на высоте примерно 50 км. В свою очередь высокоэнергичные протоны уменьшают его содержание на высотах ниже 60 км. Все это вызывает изменение нагрева стратосферы, а значит, и погоды — ведь нарушается картина циркуляции атмосферы.

В настоящее время в нашей стране и за рубежом ведутся широкие исследования явлений, возникающих в высоких широтах и связанных с вторжением заряженных частиц и изменением количества озона в мезосфере и стратосфере. При этом используется целый арсенал экспериментальных средств, включая ИСЗ, исследовательские ракеты, самолетные лаборатории и наземные измерительные комплексы.

В программу этих исследований входят и наблюдения за высотным распределением концентрации озона. Высотный профиль озона определяется посредством измерения рассеянного атмосферой ультрафиолетового излучения Солнца. А так как излучение с разными длинами волн поглощается на разных высотах, то его замеры с помощью сканирования спектрометрами ведут на нескольких, например, двенадцати, длинах волн.

Один из таких экспериментов по измерению полного содержания озона в столбе атмосферы единичного сечения (1 см2) был проведен американскими учеными с помощью спутника «Нимбус-IV» в июле-августе 1972 года. 4 августа 1972 года в атмосферу высоких широт произошло вторжение высокоэнергичных протонов, вызвавшее там уменьшение количества озона на 20 %. Пониженная концентрация озона сохранялась в высоких широтах свыше трех недель. В атмосфере средних широт процент озона также заметно упал. Спустя двое суток содержание озона после резкого, но кратковременного снижения восстанавливалось до невозмущенной величины и затем в течение недели вновь постепенно падало. В это время над тропиками изменений в содержании озона не наблюдалось.

Все эти результаты относятся к летним условиям. Аналогичные измерения были тогда же проведены в южном полушарии, где была зима. Оказалось, что в момент вторжения высокоэнергичных протонов в высокие широты этого полушария количество озона снижалось еще более значительно.

Данные о высокоширотном содержании озона, полученные спутником «Нимбус-IV», потребовали дополнения сведениями об изменении других физических величин, например энергии, поступающей в стратосферу в результате вторжения заряженных частиц. Новые сведения могли дать только одновременные наблюдения с помощью ракет, спутников и приборов, установленных на Земле.

На Аляске была осуществлена большая серия измерений с запуском большого количества ракет и аэростатов и использованием всевозможных наземных приборов. Так, специальная аппаратура, установленная на больших аэростатах, фиксировала рентгеновское тормозное излучение и интенсивность космических лучей на расстоянии примерно 40 км от поверхности Земли. На этих же высотах измерялась величина проводимости атмосферы. О высотном распределении озона информировали приборы на шарах-зондах. С помощью мощного радиолокатора измерялись параметры ионосферы и вторгающихся потоков заряженных частиц. Одновременно замерялись температура, плотность и скорость движения атмосферы (ветер), определялись параметры атмосферы, ионосферы и магнитного поля, а также полярных сияний.

В проведении этих сложных экспериментов участвовали представители более десяти крупных научно-исследовательских организаций. Исследования подтвердили необходимость комплексного подхода к изучению влияния солнечного корпускулярного излучения на характер атмосферных процессов. Было установлено, что количество озона, увеличивающееся в высоких широтах (на высотах свыше 50 км) после захода солнца, в отсутствие высыпания заряженных частиц, уменьшается на 25 % с вторжением в атмосферу этих широт высокоэнергичных электронов и приблизительно соответствует дневной норме. Эксперименты показали влияние заряженных частиц на электрические свойства атмосферы. Оказалось, что ионы в атмосфере (ниже 50 км) образуются под действием рентгеновских лучей и энергичных электронов, причем увеличение их количества ведет к росту электропроводности. Электрические параметры атмосферы изменяются очень быстро и по-разному в разных точках пространства. Это отражает неоднородность потоков заряженных частиц и временную зависимость их характеристик.

Итак, заряженные солнечные частицы, вторгаясь в атмосферу высоких широт, значительно уменьшают там количество озона. Это в свою очередь вызывает изменение теплового баланса и динамического режима атмосферы, которое захватывает и тропосферу и, таким образом, влияет на погоду.

 

СОЛНЕЧНАЯ АКТИВНОСТЬ И ОЗОН

Если озон столь чувствителен к состоянию атмосферы и определяется во многом ее динамикой, то вполне естественно, что в его изменениях должны просматриваться те первичные факторы, которые влияют на состояние и динамику атмосферы. Главным таким фактором является солнечная активность. Ее влияние на атмосферу Земли проявляется следующим образом.

Состояние атмосферы не обязательно характеризовать строго физическими величинами, такими как температура, влажность, давление, скорость и направление ветров и т. д. О нем можно судить по косвенным признакам, например, по наличию засух, по толщине колец деревьев и т. д. Почему это приходится делать — очевидно. Ведь мы не располагаем многолетними и многовековыми рядами физических характеристик атмосферы, тем более в глобальном масштабе. А сведения о засухах и урожайных годах сохранились за очень продолжительное время. Что касается связи толщины годичных колец и засушливостью или влажностью, то она должна быть очевидной, поскольку годичный прирост дерева определяется количеством усвоенного питательного вещества, а последнее зависит преимущественно от влажности почвы. Поэтому изменение толщины годичных колец деревьев связано с чередованием сухих и влажных лет.

Зачем нам нужны столь длительные периоды? Для того, чтобы установить влияние на атмосферу Земли (и на все земные процессы) колебаний солнечной активности, необходимо исследовать данные за сотни и тысячи лет. Что же дают такие исследования? Вначале приведем некоторые факты.

В районе Великой равнины на территории США существует засушливая зона, периодически сдвигающаяся то к северу, то к югу. Длительность периода подвижек равна 22 годам, то есть соответствует 22-летнему циклу солнечной активности. На основании этих фактов было предсказано наступление засушливого лета на Среднем Западе США в 1974 году.

Засухи предсказывал еще в конце прошлого века профессор Одесского университета Ф. Н. Шведов. Он это делал на основании анализа хода ширины годичных колец акации. Его прогноз на 1882 и 1891 годы оправдался, что подтверждает реальность проявления солнечных ритмов в атмосферных процессах, в том числе и в количестве осадков.

Когда были проанализированы данные о засушливости в России за период с 1800 по 1915 год, то оказалось, что особенно неблагоприятные для сельского хозяйства годы повторялись примерно каждые 11 лет и совпадали с периодами солнечной активности. Наиболее ярко выраженные засухи приходились на 1810, 1823, 1833, 1853 годы.

Анализ большого числа данных наблюдений и других источников показал, что имеются более продолжительные группы чередования влажных и засушливых лет. Их продолжительность равна примерно 30–40 годам. Это значит, что каждая третья-четвертая засуха является особенно жестокой. М. А. Боголепов по данным о засухах в России показал, что примерно «трижды в столетие Русская равнина поражается жестокой засухой». Этот период продолжительностью 30–40 лет исследовался Брикнером и поэтому назван брикнеровским.

Имеются и более продолжительные циклы, соответствующие аналогичным циклам солнечной активности, но мы их описывать не будем.

Было показано, что состояние атмосферы (о нем судили по изменению климата) зависит не только от величины солнечной активности в данном 11-летнем солнечной цикле, но и от других характеристик изменения солнечной активности в целой серии циклов. Когда были вычислены необычные (аномальные) изменения чисел Вольфа, характеризующих солнечную активность за более чем 200 лет, то оказалось, что эти отклонения от «нормы» не появляются произвольно, случайно, а подчиняются определенному закону. Этот закон гласит, что в целом ряде 11-летних солнечных циклов отклонение чисел Вольфа от «нормы» происходит в одну и ту же сторону — или уменьшения или увеличения. Сколь продолжительны эти периоды с однотипным отклонением чисел Вольфа от «нормы»? По данным за 200 лет, они составляют примерно 42 года. Видимо, это и есть продолжительность брикнеровского цикла. А это значит, что имеются сменяющие друг друга климатические эпохи указанной продолжительности. Климат, а значит, атмосферная циркуляция такой эпохи, отличается от климата предшествующей и последующей эпох, но он похож на климат той эпохи, которая была еще до предшествующей. И если мы хотим его успешно предсказать, нам надо анализировать не только что минувшую 42-летнюю эпоху, а ту, которая была до нее. Как все эти факты связать с изменением распределения озона в земной атмосфере? Во-первых, связь озона (его количества и глобального распределения) с циркуляцией атмосферы и ее состоянием абсолютно доказана, хотя и за более короткие периоды. Во-вторых, те данные о количестве озона, которые имеются, например, на швейцарской озонометрической станции «Ароза» (они имеются с 1932 года), показывают, что количество озона меняется с периодом, примерно равным 11 годам. Но характер связи количества озона с солнечной активностью в разные эпохи разный. В течение нескольких 11-летних солнечных циклов эта связь положительная, то есть большой солнечной активности соответствует большое количество озона, а в течение других, следующих за ними циклов, эта связь отрицательная (высокой солнечной активности соответствует низкое количество озона). Не является ли это проявлением брикнеровского цикла в количестве озона? Собственно, так и должно быть, поскольку изменение состояния атмосферы и ее циркуляция не могут не сказаться на количестве озона. Для того, чтобы вышесказанное строго доказать, надо располагать данными о количестве озона не за 50–60 лет, а за несколько брикнеровских периодов, то есть за 100–150 лет. Возможно, по этой причине исследователи озона этот вопрос обходят молчанием.

Имеются и такие изменения солнечной активности, которые длятся недолго, и их влияние на количество озона можно установить. Одним из таких изменений являются переломы в ходе солнечной активности. Солнечная активность меняется с течением времени не одинаково быстро. В одних случаях эти изменения имеют плавный, постепенный характер, а в других происходят скачком. Например, если в 1970 году солнечная активность уменьшилась по сравнению с 1969 годом всего на 0,8 числа Вольфа, то в следующем, 1971 году, она упала по сравнению с 1970 годом, на 40,6 числа Вольфа. Здесь мы вправе сказать, что солнечная активность с 1970 по 1971 год изменилась (уменьшилась) скачком. Точно так же известны годы, когда солнечная активность скачком увеличилась. Иногда этот скачок в 100 раз более резкий, чем в случае нормальных изменений, которые составляют единицы чисел Вольфа.

Различные процессы на Земле и в ее атмосфере реагируют на эти резкие изменения солнечной активности. Ведь резкое усиление солнечной активности означает резкое увеличение плотности потоков заряженных частиц, исходящих из Солнца, увеличение плотности межпланетной среды. Значит, при этом должно активизироваться воздействие солнечных заряженных частиц на магнитосферу Земли. В результате вся магнитная оболочка Земли — магнитосфера — приходит в колебательный режим (это называется магнитосферной бурей), о чем свидетельствуют колебания магнитного поля Земли, которые регистрируются в разных точках на земном шаре. Анализ данных за много лет показал, что каждое увеличение скачком солнечной активности неизбежно приводит (в 100 % всех случаев) к развитию бури в магнитосфере Земли, а значит, и магнитной бури. В эти периоды возмущенность магнитного поля Земли так же (как и солнечная активность) резко увеличивается. Можно сказать, что в эти периоды происходит перелом в обычном, нормальном изменении магнитного поля Земли. В это время в атмосферу высоких широт вторгаются заряженные частицы. К чему это приводит и как это отразится на распределении и количестве озона — уже говорилось. Здесь мы рассмотрим другие стороны этого сложного процесса — бури в околоземном пространстве под действием усилившейся солнечной активности. Она охватывает не только магнитосферу, но и атмосферу. Поэтому она приводит и к изменению озона.

Изменение циркуляции атмосферы во время магнитных бурь исследовалось на очень большом числе данных наблюдений. Изучались данные за период с 1890 по 1967 год. Всего было проанализировано развитие процессов в атмосфере за время 834 магнитных бурь.

Эти анализы показали, что спустя некоторое время после начала магнитной бури атмосферное давление меняется: в одних регионах оно увеличивается, а в других уменьшается. Были выделены шесть регионов, в каждом из которых наблюдались однотипные изменения атмосферного давления. Это Восточная Сибирь, Западная Сибирь, Европа, окрестности Карского моря, Северная Атлантика.

Анализ показал, что на востоке СССР, в Северной Атлантике и на Канадском архипелаге после начала магнитной бури атмосферное давление уменьшается. Одновременно в Европе, Западной Сибири и в окрестностях Карского моря атмосферное давление увеличивается. Наиболее эффективно и быстро энергия солнечных заряженных частиц вносится в атмосферу в овалах полярных сияний на широтах вблизи 70о. Поэтому уже через двое суток после начала магнитной бури в районах высоких широт меняется атмосферное давление. Чем дальше от овалов полярных сияний в сторону экватора, тем больше времени надо, чтобы энергия заряженных частиц попала там в атмосферу и вызвала изменение атмосферного давления. Так, в восточной части СССР атмосферное давление меняется только спустя четверо суток после начала магнитной бури. При этом с увеличением широты уменьшается амплитуда изменения атмосферного давления.

Эффективность воздействия солнечных заряженных частиц на магнитосферу зависит от направления межпланетного магнитного поля в том месте, где находится Земля. Оно сказывается и на атмосферных процессах (а значит, оно должно сказаться и на количестве и распределении озона в атмосфере): при изменении его знака существенно изменяется зональная циркуляция атмосферы.

Но резкое усиление (скачок) солнечной активности воздействует на циркуляцию атмосферы, а значит, и на количество озона не только посредством заряженных частиц, которые вторгаются в атмосферу высоких широт. Имеются и другие возможности для такого воздействия, например, изменение скорости вращения Земли.

Известно, что скорость вращения Земли вокруг своей оси зависит от действия космических факторов, в частности от изменения солнечной активности. Поэтому для нее характерны вековые замедления изменения в течение года, которые имеют скачкообразный, нерегулярный характер. Итак, оказалось, что 88,9 % случаев всех резких изменений солнечной активности сопровождались скачкообразными изменениями скорости вращения Земли. Отсюда можно сделать два вывода. Во-первых, эти данные достоверно подтверждают заключение, что резкие изменения солнечной активности действительно меняют глобальные процессы (движения Земли). Во-вторых, изменение скорости вращения Земли вокруг своей оси вызывает изменение характера циркуляции атмосферного газа, что приводит к изменению количества озона и его глобального распределения.

Одним из примеров изменения атмосферной циркуляции при изменении скачком скорости вращения Земли может служить положение области пониженного атмосферного давления, наблюдаемой во все сезоны года над Исландией и называемой Исландской депрессией. Положение центра этой области изменяется в течение десятков лет в пределах 66–58о северной широты. Сопоставление изменений широты области пониженного атмосферного давления с солнечной активностью показало, что в большинстве случаев оно совпадает по времени с резким, скачкообразным изменением солнечной активности.

На резкие изменения солнечной активности реагируют не только скорость вращения Земли вокруг своей оси и характеристики атмосферы (циркуляция, давление, температура, атмосферные осадки), но и гидросфера (уровни океанов и морей, их ледовитость, температура воды и т. д.). Это значит, что меняются условия образования и исчезновения озона, дополнительно к тем, которые обусловлены изменениями условий в атмосфере.

Ветровой режим атмосферы на высотах 6 — 120 км также зависит от солнечной активности. По данным ракетного и аэрологического зондирования атмосферы, за период 1962–1970 годов над Тихим океаном и Северной Америкой было показано, что при увеличении солнечной активности ослабляется циркуляция атмосферы в поясе с широтами меньше 40о северной широты. Ранее, по данным о торможении искусственных спутников в атмосфере Земли, было установлено, что с ростом солнечной активности увеличивается плотность атмосферного газа в верхней атмосфере.

Процессы, развивающиеся в атмосфере при воздействии внешних факторов, связанных с солнечной активностью, зависят от того, в каком состоянии в момент воздействия находится атмосферный газ. Поэтому зависимость атмосферной циркуляции, а значит, и количества озона от солнечной активности будет различна в разные сезоны, на разных широтах и долготах.

Составление данных о зональной атмосферной циркуляции с уровнем солнечной активности за период с 1910 по 1960 год показало, что в периоды максимальной солнечной активности уменьшается повторяемость зональных атмосферных процессов. Дело в том, что для повторяемости необходима стабильность, а при частых вторжениях в атмосферу зоны полярных сияний заряженных частиц (то есть при высокой солнечной активности) ни о какой стабильности атмосферы не может быть и речи. В минимумах солнечной активности, напротив, нагрев атмосферы заряженными частицами в зонах полярных сияний минимален. Поэтому зональные процессы более стабильны: устанавливается преимущественно широтное направление ветров (с запада на восток).

Такая же зависимость зональной циркуляции атмосферы от уровня солнечной активности прослеживается и в течение векового цикла солнечной активности. Этот цикл в начале нашего столетия имел минимум, то есть солнечная активность в максимумах 11-летних циклов была минимальной. Поэтому в начале нашего века повторяемость зональной циркуляции была высокая. В 1930-е годы уровень солнечной активности в вековом цикле солнечной активности возрос. При этом резко упала повторяемость зональных циркуляций и стал меняться климат: началось потепление Арктики. Это произошло потому, что ветры стали преимущественно меридиональными. Поэтому усилился обмен между нагретой экваториальной и холодной приполярной областями.

Атмосферная циркуляция определяется вращением Земли, неравномерным нагревом всей атмосферы Земли (непосредственно под Солнцем атмосфера нагревается больше всего), циклонической деятельностью, характером подстилающей поверхности и ее температурой, в частности наличием гор.

Сопоставление интенсивности меридиональной и зональной (вдоль постоянной долготы) циркуляций атмосферы с солнечной активностью за продолжительный отрезок времени показало, что колебания зональной составляющей атмосферной циркуляции, то есть колебания ветров в направлении восток — запад, увеличиваются каждый раз (без исключения!) при увеличении солнечной активности. Данные были взяты по различным долготным секторам (Сибирский, Тихоокеанский, Американский, Атлантический секторы, а также суммарные показатели по всему северному полушарию). Оказалось, что практически во всех долготных секторах происходят однотипные (с одинаковой фазой) изменения атмосферной циркуляции при увеличении солнечной активности. Другими словами, отклик атмосферной циркуляции на увеличение солнечной активности носит глобальный характер.

Колебания меридиональной циркуляции связаны с солнечной активностью менее тесно, чем с зональной. В одних случаях во время высокой солнечной активности наблюдаются наибольшие колебания меридиональной атмосферной циркуляции. В других случаях они приходятся на время максимальной солнечной активности. Но это не является проявлением какой-либо случайности. Многие переходы от одной формы зависимости к другой (фазовые переходы) происходят тогда, когда происходит изменение (перелом) тенденции от затухания показателей атмосферной циркуляции к их росту (а также наоборот). Такие переломы хода атмосферных процессов всегда происходят при аномальных изменениях солнечной активности.

За счет вращения Солнца вокруг своей оси в среднем с периодом 27 суток (вещество Солнца на разных солнечных широтах обращается вокруг солнечной оси с разной скоростью) к Земле все время в течение 27 суток Солнце будет повернуто разными частями своей поверхности. Для Земли важна не вся видимая поверхность Солнца, а только та ее часть (близкая к центральному меридиану), из которой заряженные частицы смогут попасть к Земле. Поскольку активные области на Солнце, из которых выбрасываются преимущественно эти частицы, живут в продолжение нескольких оборотов Солнца, то одна и та же активная область Солнца может обстреливать Землю электронами, протонами, другими заряженными частицами (например, ядрами гелия и т. д.) несколько раз с перерывами, которые длятся 27 суток, то есть один раз за время одного оборота Солнца. Поэтому и периодичность наблюдаемой с Земли солнечной активности равна 27 суткам. Если бы наблюдатель находился не на Земле, а на самом Солнце, то этой 27-дневной периодичности активности Солнца он, естественно, не обнаружил бы. На Солнце ее как таковой нет. Что же касается изменения солнечной активности с периодами 11, 22, 33, 90, 180, 1800 лет, то она меняется независимо от того, откуда мы ведем наблюдения. Это изменение с разными периодами обусловлено как процессами внутри самого Солнца, так и влиянием всей Солнечной системы как единой колебательной системы.

Была выделена та часть изменения озона, которая обусловлена 27-дневными изменениями солнечной активности. Как и следовало ожидать, она оказалась зависящей от тех условий, от которых зависят процессы в атмосфере, — от сезона, широты, долготы, характера подстилающей поверхности. Но в среднем эти изменения озона весьма приличные. Их размах (амплитуда) достигает примерно 7 %. Укажем, что средние изменения количества озона, вызванные 11-летним циклом солнечной активности, составляют примерно 3 % от среднего значения. Полные изменения достигают 6–3 % в сторону превышения средней величины и 3 % вниз, в сторону меньших величин, чем средняя.

27-дневная вариация озона примерно в 1,5 раза больше зимой, чем летом. Это связано с особенностями циркуляции зимней атмосферы по сравнению с летней. О них уже говорилось. Важно знать не только величину изменения вариации озона, которое вызвано 27-дневной периодичностью солнечной активности, но и время, когда произойдут эти изменения после изменения солнечной активности. Специалисты говорят, что важно знать не только амплитуду, но и фазу этих изменений. Так вот, в районах Западной Европы и восточной части Северной Америки (в районах, прилегающих к Атлантическому океану) фазы 27-суточных колебаний в количестве озона одинаковые. Это значит, что отклик всего этого региона на изменение солнечной активности с 27-суточным периодом происходит одновременно, синфазно. Зато в другом районе — в западной части Северной Америки — это время (фаза) иное: здесь имеются свои особенности в циркуляции атмосферы, которые и определяют количество озона и его изменения. Конечно, здешняя атмосфера также реагирует на изменения солнечной активности, но ее реакция иная.

Были исследованы вариации количества озона за период 1957–1982 годов по данным 20 озонометрических станций. Анализ показал, что в умеренных и высоких широтах в указанный период максимальной солнечной активности соответствовали во времени максимальные величины озона. Изменения количества озона, обусловленные изменением солнечной активности в 11-летнем цикле, зависят от сезона. Зимой и весной они примерно в полтора раза больше, чем в остальное время года: зимой циркуляция атмосферы более активная.

При изменении солнечной активности количество и распределение озона, в частности по высоте, может меняться не только в результате изменения атмосферной циркуляции, но и потому, что с изменением солнечной активности меняется интенсивность того ультрафиолетового излучения, которое участвует в образовании озона. Ультрафиолетовое солнечное излучение в озоноактивной области спектра (с длинами волн меньше 0,3 мкм) увеличивается с ростом солнечной активности. Но это увеличение не одинаковое во всем указанном диапазоне волн: чем меньше длина волны (относительно 0,3 мкм), тем на большую величину возрастает интенсивность излучения с этой длиной волны. Причем этот рост не линейный, а логарифмический, то есть очень быстрый по мере уменьшения длины волны. Интенсивность излучения с длинами волн вблизи 0,3 мкм изменяется за счет изменения солнечной активности примерно на 1 %, а в области длины волн, равной 0,2 мкм, — на 2 %. Естественно, что это увеличение солнечного излучения, которое принимает участие в образовании озона, обязательно отразится на количестве озона на определенных высотах.

Некоторые заключения относительно зависимости общего содержания озона и его распределения по высоте от солнечной активности можно сделать на основании экспериментальных данных, полученных в 1977, 1979 и 1983 годах при работе международных (СССР, ГДР, Индия) морских экспедиций «Муссон-77», «Монэкс-79» и в процессе выполнения программы сравнения ракетных озонометров, принадлежащих указанным странам (1983 год). В экспедициях принимало участие советское научно-исследовательское судно «Академик Ширшов». В этих экспедициях проводились измерения озона как с корабля, так и с помощью аппаратуры, установленной на высотных индийских шарах-зондах, а также на ракетах. К анализу привлекались данные о солнечной активности за периоды измерений, а также данные мировой сети озонометрических станций, находящихся в тропических широтах, где проводились эксперименты. Анализ полученных экспериментальных данных позволил экспериментаторам сделать следующие выводы о влиянии изменения солнечной активности на количество и распределение озона.

Во-первых, все достаточно выразительные изменения солнечной активности сопровождаются изменениями в величине общего содержания озона. Причем вначале изменения солнечной активности начинает «чувствовать» озон на более высоких уровнях, а позднее озон на меньших высотах. Итак, согласно экспериментальным данным, изменения озона в верхней стратосфере происходят примерно через 1–2 суток после солнечной вспышки, а в тропосфере эти изменения опаздывают еще на 2–3 суток. При этом общее содержание озона в результате солнечной вспышки увеличивалось примерно на 7 % его общей величины. Во-вторых, средняя высота максимума озонного слоя изменяется с изменением солнечной активности. На основании высотных профилей озона, полученных измерениями на высотных индийских шарах-зондах, показано, что с ростом солнечной активности увеличивается высота максимума озонного слоя. Так, в 1977 году при низкой солнечной активности этот максимум находился примерно на 25,7 км (усреднены данные, полученные измерениями во время 17 пусков шаров-зондов), в 1979 году при максимальной солнечной активности — на 27,2 км (32 пуска шаров-зондов) и при пониженной солнечной активности в 1983 году снова опустился до 25,7 км (7 пусков шаров-зондов).

Основной вывод из всего сказанного выше состоит в том, что атмосферная циркуляция сложным образом зависит от солнечной активности, от ее уровня и резких изменений. Эта зависимость в определенной мере связана и с сезоном года, и с положением данного региона на земном шаре, и с характером подстилающей поверхности (суша или вода), и с рельефом. Совершенно очевидно, что столь же сложно зависят от солнечной активности и характеристики озона (его общее содержание, вертикальное и глобальное распределение и изменение во времени). Не все из происходящих изменений озона, которые вызваны изменением солнечной активности, в настоящее время могут быть аргументированно установлены. Например, для изучения анализа векового цикла солнечной активности, который имеет продолжительность примерно 90 лет, нет необходимых данных. Ведь надо иметь данные по озону для этого хотя бы за два таких вековых цикла, то есть примерно за 200 лет. Это как минимум, иначе мы не сможем убедиться в периодичности этих изменений с длиной периода в 90 лет. Пока что трудно исследовать влияние брикнеровского цикла в атмосферных процессах, который также связан с солнечной активностью. Этот цикл в среднем длится 40 лет. Значит, опять же нужны данные по озону за 100 лет. Причем желательно их иметь не по одной озонометрической станции, а по планетарной сети таких станций, поскольку важно установить изменения глобального характера.

Те изменения озона, которые вызваны более кратковременными изменениями солнечной активности и даже ее скачками, могут быть исследованы по имеющимся данным наблюдений на мировой сети озонометрических станций. Но в действительности и они исследованы далеко не достаточно. Может возникнуть вопрос: нужны ли вообще такие исследования, не будет ли это наукой для науки? Такие исследования не просто нужны, они крайне необходимы. Дело в том, что, наблюдая изменения озонного слоя Земли, мы сможем понять причину (а точнее, причины) этого изменения. Зная эти причины, мы сможем разделить все наблюдаемое изменение озона на части, на столько частей, сколько имеется таких причин. Тогда мы реально оценим ту часть изменений озона, которая связана с деятельностью человека, с выбросом в атмосферу отходов промышленного (и другого) производства. Если не учесть периодических, циклических изменений озона, которые обусловлены циклическими изменениями солнечной активности с разной продолжительностью циклов, то очень легко или недооценить, или переоценить те изменения озона, которые связаны с деятельностью человека. И то и другое в литературе имеется.