В этой главе мы рассмотрим в самом кратком виде общие свойства атмосферы, важные для понимания строения и судьбы озонного щита Земли. Описывая здесь физические свойства и химический состав атмосферы, динамические процессы, протекающие в ней, в первую очередь будем иметь в виду те их характеристики, которые так или иначе связаны с изменением содержания озона.
Из многочисленных газов, составляющих атмосферу Земли, обычно выделяют основные (главные) газы, содержание которых отличается высоким постоянством. Остальные газы, суммарное содержание которых невелико, а концентрация каждого может сильно изменяться в пространстве и во времени, объединяют понятием малые газовые составляющие или просто — малые газы (МГ). Сухой воздух содержит такие основные газы, как азот — 78,084 % (по объему), кислород — 20,948 %, аргон — 0,934 %. Сухммарное содержание МГ — 0,034 %. Особое место в атмосфере Земли, особенно в нижней тропосфере, занимает водяной пар, содержание которого над теплым океаном может достигать 2 %, а над холодными континентами снижаться до 0,02 %. В стратосфере содержание водяного пара более стабильно и близко к 3-10-4 %, или 3 млн-1.
Наиболее высоки концентрации аэрозолей в тропосфере, где они присутствуют в виде пыли природного и антропогенного происхождения, а также в виде капель воды и кристаллов льда, образующих облака. В стратосфере концентрация аэрозольных частиц обычно гораздо меньше, особенно крупных частиц радиусом более 1 мкм.
Атмосфера в целом и стратосфера в особенности представляют собой своеобразный химический реактор, содержащий смесь большого числа химических соединений в газообразном, жидком и твердом состояниях. Между этими соединениями природного и антропогенного происхождения постоянно протекают многочисленные реакции, приводящие к разрушению одних и к образованию других веществ.
Как уже говорилось в главе 1, содержание озона в атмосфере Земли характеризуется довольно большой изменчивостью в пространстве и во времени. На фоне этих короткопериодных «шумов» необходимо выявлять обусловленные природными факторами и антропогенным загрязнением длительные тренды изменения содержания озона, составляющие 1—2 % за 10 лет. Эта задача может быть решена только путем накопления и статистического анализа длительных рядов измерений, выполненных в различных пунктах земного шара высокочувствительными стабильными приборами по единой методике. По общему содержанию озона такие ряды накапливаются на многих станциях мировой озонометрической сети, созданной в период подготовки Международного геофизического года (1957—1959 гг.). Самый длинный ряд наблюдений, начиная с 1926 г., накоплен на станции Ароза в Швейцарии (см. рис. 1.8). Резкое увеличение количества данных об общем содержании озона и его пространственно-временной изменчивости произошло в 70-е годы после создания спутниковой системы наблюдений озона. Так, спутниковый спектрометр TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) ежедневно осуществляет более 180 000 измерений на освещенной Солнцем поверхности Земли.
Наряду с перечисленными выше в технике оптических измерений используются и другие производные величины, в частности Т = ///0 — пропускание (прозрачность), чаще выражаемое в%, и А = lg (/о//) = —Т — оптическая плотность (экстинкция). Обратим внимание на то, что 1п (/о//) = 2,303Л = т — оптическая толщина — обычно используется в работах по изучению распространения излучения в атмосфере.
Прибор DASIBI разрабатывался как лабораторный прибор, однако после доработки он использовался [189] на аэростате для измерения вертикального распределения озона до высоты 42 км.Описанная выше двухлучевая измерительная схема, несмотря на свои преимущества, при исследовании состава атмосферы по ряду причин используется сравнительно редко. Прежде всего для достижения приемлемой точности измерения малых концентраций газов необходима большая длина кювет. Другой проблемой является необходимость удаления измеряемого газа из кюветы сравнения без изменения содержания остальных газов. В случае измерения концентрации озона обе проблемы решаются сравнительно легко, поскольку озон чрезвычайно сильно поглощает ультрафиолетовое излучение, кроме того, озон нестоек и легко разрушается на поверхности различных катализаторов, не взаимодействующих с большинством малых газовых составляющих атмосферы. Особенностью двухлучевого метода является возможность измерения локальной концентрации in situ.
Эти схемы получили широкое применение для определения содержания в атмосфере многих газовых составляющих, поглощающих излучение в той или иной спектральной области. Поскольку методы определения содержания малых газов по поглощению в ультрафиолетовой и видимой областях заметно отличаются от методов, основанных на поглощении в инфракрасной области, мы будем рассматривать их отдельно.
Излучение Солнца, отраженное прямоугольной вращающейся призмой 1, фокусируется линзой 2 на ирисовую диафрагму 3, определяющую поле зрения прибора. Диафрагма 3 при измерениях по прямому излучению Солнца обеспечивает угол зрения, равный примерно трем диаметрам Солнца, т. е. около 1,5°, а при других видах измерения для повышения светосилы увеличивает угол зрения до 10°. Свет от диафрагмы линзой 4 превращается в параллельный пучок и, пройдя через диффузный рассеиватель 5 и нейтральный светофильтр 6, линзой 7 фокусируется на входную щель 8 спектрометра. Нейтральный фильтр 6 для оптимизации выбирается из набора, состоящего из пяти фильтров с оптической плотностью 0,5; 1,0; 1,5; 2,0; 2,5. При малой освещенности измерения могут производиться и без нейтрального светофильтра.
Узкополосные спектрофотометрические приборы для определения содержания в атмосфере малых газовых составляющих обладают многими преимуществами, однако они сложны, дороги и нуждаются в квалифицированном обслуживании. Последний фактор очень важен, поскольку даже небольшие нарушения правил эксплуатации прибора или методик измерений и обработки результатов могут существенно понизить качество получаемых результатов. Озонометрическая аппаратура с различного рода светофильтрами значительно дешевле и проще в эксплуатации. Попытки создать такой прибор для оснащения достаточно густой озонометрической сети предпринимались в разных странах, однако только в СССР в конце 50-х годов в Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова под руководством Г. П. Гущина был разработан удовлетворительный озонометр М-83. После его модернизации, под наименованием озонометр М-83М, он широко использо-вался на 48 озонометриче- 4 ских станциях СССР, а также при выполнении ряда исследовательских программ [17].
Результаты проведенных сравнений показали, что точность приборов в значительной степени зависит от технического состояния прибора, от условий его эксплуатации и от квалификации обслуживающего персонала. Во время проводившихся в 70-е годы интеркалибраций (сравнений) приборов оказалось, что расхождения между показаниями отдельных приборов и эталоном могут достигать 10 %. Перевозка громоздких оптико-механических приборов, какими являются спектрофотометры Добсона, крайне нежелательна, поэтому в начале 80-х годов было предложено два новых метода сравнения.
Измерительные системы с фильтрами используются и в ракетных оптических озонозондах, позволяющих измерять вертикальное распределение (профиль) концентрации озона, хотя фактически они измеряют общее содержание озона в атмосфере выше уровня, на котором находится озонозонд в момент измерения.
В табл. 2.4 приведены значения давления на границах слоев и соответствующие им по ГОСТ 4401—81 геометрические высоты. Поскольку содержание озона в двух первых слоях сравнительно невелико, то их объединяют, и дальнейшие расчеты проводятся для девяти слоев. Содержание озона выше уровня 0,98 гПа определяют как постоянную часть от содержания озона в слое 9.
В упомянутых выше экспериментальных спутниковых измерениях использовались данные для одной длины волны. На спутнике США измерения проводились на длине волны 284,0 нм, что позволило оценить содержание озона выше 40—50 км. На советских спутниках устанавливались двойные диффракционные монохроматоры, осуществляющие примерно за 1 мин непрерывные измерения спектра рассеянного излучения в 1965 г. в области 225— 307 нм, а в 1966 г. в области 250—330 нм. Измерения при Х = = 295 нм позволяли оценивать характер широтно-долготных вариаций количества озона выше 30 км.
Еще в 30-е годы Гётц и другие ученые, исследуя кривые обращения, установили тесную связь формы кривой обращения с общим содержанием озона. Последующий анализ большого количества кривых обращения, полученных в различных районах Земли [158], показал, что коэффициент корреляции первого собственного значения корреляционной матрицы точек кривых обращения и общего содержания озона в среднем равен 0,9. Это указывает на возможность определения общего содержания озона из кривых обращения. Конечно, при измерениях с поверхности Земли проще и точнее определять путем измерения ослабления излучения Солнца при прохождении через атмосферу, но при спутниковых измерениях наиболее эффективен многоволновой метод измерения рассеянного излучения с последующим решением обратной задачи оптики атмосферы.
Если удалять образующийся на аноде иод, то сила электрического тока будет пропорциональна количеству озона, прореагировавшего с электролитом, содержащим ионы иода. Для обеспечения полного взаимодействия озона воздух, содержащий озон, с помощью насоса пропускается через электролит в виде мелких пузырьков.
Как уже говорилось, первичным актом, приводящим в действие «фотохимическую машину» атмосферы, является поглощение фотонов молекулами атмосферных газов с последующим их распадом на составные части. Рассмотрим это явление подробнее.
Как следует из (3.1), скорость реакции может быть определена и как скорость изменения концентрации реагирующих веществ. Однако такое определение пригодно только для замкнутых систем. Атмосфера является открытой системой, и под действием динамических факторов — упорядоченного переноса и турбулентных движений различного масштаба — происходит постоянный обмен любого выделенного объема с окружающей средой: в объем поступают исходные вещества и удаляются продукты реакций, а также и исходные вещества. Например, в случае динамического равновесия в выделенном объеме, несмотря на протекание многих реакций с различными скоростями, концентрация компонентов может оставаться постоянной в течение длительного времени.
Отношение vK/v=K можно определить как степень ускорения реакции, которая зависит от соотношения между константами скорости реакций kt, 2 и з, от концентраций [Оз], [О] и катализатора [Х+ХО].Известно несколько каталитических циклов разрушения озона, которые подробно рассмотрены в следующих разделах главы 3.
Другой интерпретацией времени релаксации, не меняющей вид формулы (3.10), является определение т как времени, за которое оклонение концентрации от равновесного значения уменьшится в е раз.
Поскольку в стратосфере концентрация озона много больше концентрации атомарного кислорода, концентрация нечетного кислорода практически равна концентрации озона.Фотодиссоциация молекулы кислорода происходит под действием излучения с длиной волны менее 242,4 нм и приводит, в зависимости от длины волны, к образованию либо двух атомов кислорода в основном состоянии 0(3Р) при 242,4 < X < 175,0 нм, либо одного атома в основном состоянии 0(3Р) и одного возбужденного 0(4D) при 175,0 > X > 137,0 нм.
В высоких широтах зимой значительная часть нечетного азота превращается в резервуарное соединение N205, что приводит к хорошо заметному на рис. 3.6 уменьшению концентрации Ы02. Широтные и долготные «скачки» содержания диоксида азота зимой объясняются взаимным влиянием динамики и фотохимии: при выносах полярных воздушных масс в более низкие широты фотолиз ЫгОй происходит достаточно медленно и низкое содержание Ы02 в этих массах сохраняется в течение нескольких дней.
Изучению фотохимических процессов в стратосфере с участием хлора уделяется большое внимание. С одной стороны, содержащиеся в стратосфере соединения хлора природного происхождения являются значимым (5—15%) стоком стратосферного озона. С другой изменение содержания хлора — наиболее вероятный канал антропогенного влияния на стратосферный озон вследствие загрязнения атмосферы хлорфторуглеродами.
Высокая озоноразрушающая активность брома и быстрый рост производства и выбросов в атмосферу броморганических соединений (талонов) явились стимулом для изучения атмосферной химии брома. Бром может эффективно разрушать озон как в «чисто бромных» каталитических циклах, так и в смешанных циклах, например в хлорно-бромном цикле и бромно-азотных, подобных хлорно-азотным циклам. Следует отметить, что скорость разрушения озона в смешанных циклах, выше, чем в сумме скоростей отдельных циклов, т. е. эффект не аддитивный, а, как говорят биологи, синергический.
Таким образом, важнейшим промежуточным продуктом фотохимических превращений серы в стратосфере является диоксид серы. Кроме того, большое количество диоксида серы попадают в стратосферу при извержениях вулканов. Одной из многочисленных проблем химии стратосферы является механизм окисления SO2 до сульфата.
Математическое моделирование фотохимических процессов с участием газов и аэрозолей в разных слоях атмосферы быстро и широко развивалось с начала 70-х годов. В бурном развитии фотохимии загрязненной нижней атмосферы и особенно «чистой фоновой» верхней тропосферы и стратосферы результаты, полученные с помощью фотохимических моделей, опережали в 70-е годы результаты немногочисленных измерений низкого содержания фотохимически активных малых газов (МГ), производившиеся в основном с аэростатов и самолетов с использованием дорогостоящей аппаратуры. Результаты измерений в отдельных точках в отдельные дни сравнивались, проверялись и согласовывались с рассчитанными модельными значениями концентрации МГ. Эти значения часто использовались для экстраполяции данных измерений в пространстве и времени.
Помимо известных общих недостатков этого приближения такая параметризация не описывает важной связи между переносом и изменениями полей температуры, вызванными радиационными и фотохимическими процессами в атмосфере. Моделирование этой связи с использованием лагранжева описания динамики планетарных волн в стратосфере будет изложено ниже.
Для моделей всех размерностей краевые условия задаются на верхней и нижней границах рассматриваемого слоя атмосферы; в глобальных двумерных моделях вводятся еще условия на полюсах, обычно условия «твердой стенки»—нулевого горизонтального потока примеси на полярной вертикали.
При пространственном осреднении в фотохимических моделях возникает проблема правильного осреднения членов вида / [А]у к[А][В), к[А][В][С) в выражениях интенсивностей фотохимических источников и стоков типа приведенных выше. Например, равенство к[А][В] = к[А][В для реакции N + 03->Г [02 + 02 (черта сверху означает пространственное осреднение) существенно нарушается при полном горизонтальном осреднении трехмерных модельных распределений [Оз] и [N0x1, полученных из трехмерной фотохимической модели [7]. Однако проверка выполнения этого равенства для указанной реакции и реакции N02 + 0->N0 + 0 при зональном осреднении вдоль 60° с. ш. в слое 30—3 гПа в январе—марте 1979 г. по материалам спутниковых измерений концентрации оксидов азота и озона показала, что погрешность равенства не превосходит 5 % и превышает 15 % лишь в отдельные дни с высокой активностью динамических процессов в полярной стратосфере. Таким образом, использование в двумерных моделях среднезональных значений скоростей реакции и плотностей реагирующих газов, вероятно, допустимо при современной точности модельных оценок [139].
В большинстве одномерных фотохимических моделей вводится глобальное горизонтальное осреднение, непозволяющее учитывать сезонное изменение в атмосфере и на подстилающей поверхности. В одномерной модели вводятся среднегодовые, постоянные по времени параметры, в частности вертикальный перенос параметризуется вертикальной макротурбулентной диффузией с полуэмпи-рическим коэффициентом Кг, изменяющимся только с высотой. Основываясь на известном факте более быстрого горизонтального перемешивания в тропосфере и стратосфере одного полушария по сравнению со скоростью обмена через экватор, в некоторых одномерных моделях горизонтальное осреднение ограничивается вне-тропическими широтами северного полушария и вводится сезонное изменение Кг и других параметров атмосферы и подстилающей поверхности [26, 62, 76].
Вторые слагаемые правой части равенства (4.24) определяют «стоксовый дрейф», производимый планетарными волнами и указанный на рис. 4.2. Для стратосферы со стационарными планетарными волнами траектории переноса консервативной примеси выходят из зоны приэкваториальной тропопаузы, поднимаются в субтропиках, затем в нижней стратосфере опускаются, а на больших высотах траектории поднимаются над летним полюсом и опускаются над зимним, создавая известный перенос Брюера—Добсона (рис. 4.3).
В последние годы для моделирования атмосферного переноса в трехмерных моделях стали использовать поля ветра (переноса воздушных частиц), полученные в контрольных просчетах модели с учетом лишь динамических процессов (без фотохимии). Это позволяет строить достаточно подробные блоки фотохимических превращений в модели с заданным полем трехмерного переноса: так в [116] на подобной 12-уровенной спектральной модели исследовали динамику озона и ЬШОз в нижней и средней стратосфере в январе и феврале — периоде резких стратосферных потеплений. Эти модельные представления качественно хорошо согласуются с данными фактических измерений концентрации этих газов со спутника «Нимбус-7» в январе—феврале 1979 г., в частности модель воспроизводит поступление в полярную стратосферу воздушных масс с высоким содержанием озона из низких широт. Однако в этой и других подобных моделях перенос не взаимодействует с фотохимическими эффектами и их влиянием на радиационные нагревание и выхолаживание, возможно значительными в стратосфере. Такой разрыв взаимодействия сильно снижает ценность моделей для изучения и прогноза внешних (в частности, антропогенных) влияний на состав и климатический режим атмосферы (см. п. 6.2).
Тт1п = пнп Т; наименьшего времени фотохимической релаксации соединений системы, т. е. временем релаксации наиболее «корот-коживущего» соединения. Основное «предельное» решение q вырожденного уравнения Р(я, 2>, ...)=0 соответствует состоянию равновесия в системе, включающему не только фотохимические реакции, но и учитывающему влияние установившегося переноса примесей движениями атмосферы.
Сравнение с данными наблюдений является основным средством проверки и уточнения моделей и их параметров. Главной трудностью при этом сравнении было и остается малое число и недостаточная точность измерений содержания в атмосфере МГ, особенно фотохимически активных с малым временем фотохимической жизни. Для проверки моделей необходимы одновременные измерения в одном и том же месте концентрации не отдельных МГ, а комплекса соединений, фотохимически связанных друг с другом, совместно с характеристиками, определяющими скорости реакций — температуры, потоков радиации Солнца в разных спектральных интервалах. До последнего времени имевшиеся результаты отдельных самолетных и аэростатных зондирований относились к отдельным районам, в основном США, Канады, Западной Европы, и к датам летних или осенних месяцев [76].
Примечания. 1. Для (Р127) и (Р132) даны пределы изменений / в зависимости от высоты и температуры. 2. Группа С включает СО, СН4, Н2СО.Сложнее оценить погрешность определения скорости фотодиссоциации (фотолиза) J и влияние этой погрешности на модельные распределения малых составляющих. Как следует из (4.10), погрешность определения скорости фотодиссоциации складывается из погрешностей сечения поглощения сг(Х), потока излучения F (X) и квантового выхода реакции фотодиссоциации Ф(Х)9 причем все эти погрешности мало изучены и могут быть значительными.
Этот прогноз ожидаемого уменьшения пространственно-временных различий изменений общего содержания озона в будущем, реализации более сглаженного поля суммарного озона при уменьшении его среднеглобального среднегодового значения содержания на несколько процентов следует дополнить прогнозом изменений хотя бы средних уровней средне- и маломасштабной изменчивости общего содержания озона во времени и пространстве, важных для практических целей. Для решения этой пока еще совсем не изученной задачи, вероятно, потребуется создание и развитие стохастических моделей эволюции озоносферы под антропогенным влиянием.
Современные характеристики содержания и атмосферных циклов рассматриваемых ниже малых газов (МГ) приведены в табл. 5.1.Углекислый газ (диоксид углерода СОз) вносит наибольший вклад в повышение температуры воздуха и подстилающей поверхности вследствие «парникового» эффекта.
Оксид углерода (СО), в отличие от диоксида углерода, не оказывает заметного влияния на потоки солнечной и тепловой радиации, но быстрый, в основном антропогенный, рост его содержания и значительная, как и у метана, роль в фотохимии озона и других МГ в тропосфере приводят к необходимости мониторинга СО в глобальной атмосфере и дальнейшего количественного исследования его атмосферного цикла. Значительные амплитуды сезонного изменения концентрации СО в тропосфере и различия в его содержании по полушариям связаны с малым временем жизни. Фазы сезонного изменения СО в тропосфере северного полушария почти одинаковы с таковыми для С02г однако максимум концентрации СО в конце зимы по сравнению с максимумом концентрации С02 в большей степени обусловлен сжиганием разных видов топлива, а минимум СО в конце лета считается связанным с деятельностью почвенных бактерий. Меньшая интенсивность этих источников и стоков в южном полушарии приводит к меньшему содержанию СО в тропосфере [38].
Наземные источники и стоки закиси азота (N20) изучены хуже, чем в случае метана. Известно, что значительная, хотя и неопределенная доля N20 также имеет биосферное происхождение, а к антропогенным составляющим можно отнести выбросы в атмосферу от сельскохозяйственных азотных удобрений и от сжигания биологического топлива. Отношение смеси N20 весьма однородно в тропосфере и не испытывает заметных сезонных изменений.
Основным источником активных соединений хлора в стратосфере, как уже отмечалось в п. 3.5, являются галогенорганиче-ские соединения. Из этих соединений наибольшее, постоянное во времени и в пространстве отношение смеси в нижней тропосфере имеют природный хлористый метил (СН3С1) и отчасти природного происхождения четыреххлористый углерод (СС14). В 30-х годах начался быстрый рост производства и выбросов в атмосферу почти не встречающихся в природе галогенсодержащих соединений — хлорфторуглеводородов.
Интенсивные измерения концентрации и вертикального распределения галогенированных углеводородов (галокарбонов) в стратосфере начались в 80-е годы. За это время накоплено достаточно большое количество данных, которые необходимы для оценки вклада отдельных соединений в общий баланс хлора в стратосфере и тем самым для оценки их возможного влияния на озон. Кроме того, экспериментальные данные о вертикальном распределении отдельных соединений позволяют уточнить скорость их фотохимического разложения и проверить результаты модельных расчетов, включая учет процессов переноса. К сожалению, короткий период времени, прошедший с начала измерений, не всегда позволяет выявить тренды в концентрации отдельных соединений. Однако накопленные данные о динамике производства и выбросов некоторых антропогенных галокарбонов позволяют восстановить с помощью численного моделирования рост их концентрации с начала производства до настоящего времени и дать прогноз на будущее.
Проблема изучения внутри- и межгодовых изменений как общего содержания озона в столбе, так и его концентрации на отдельных уровнях атмосферы интенсивно изучалась в последние годы во всем мире. В 1987 г. в США была проведена специальная программа исследований «Озонные тренды», в которой критическому анализу были подвергнуты данные всех озоноизмерительных систем с 1968 г. [181]. В табл. 5.3 представлены полученные по этой программе линейные тренды (скорости изменений среднемесячного общего содержания озона) для трех широтных зон северного полушария за 1969—1986 гг. Отрицательные тренды общего содержания озона увеличиваются от лета к зиме и ot¡ средних широт к высоким. Значения среднеквадратических отклонений трендов, приведенные в таблице, велики, так что уровень 95 %-ной значимости (2а) превосходят лишь тренды зимних месяцев средних и высоких широт [181].
Отрезки отмечают 95 %-ные доверительные интервалы трендов, 1 — оценки трендов без учета корреляции членов ряда по времени.Отрезками отмечены средние квадратические отклонения трендов.
Помимо междугодовых изменений планетарно осредненных полей общего содержания озона значительное внимание привлекли крупномасштабные аномалии X в зимне-весенние периоды нечетных годов в 1980—1990 гг. В табл. 5.4 представлены средние отклонения X над отдельными регионами северного полушария в периоды этих аномалий. Аномалия 1982—1983 гг. была самой глубокой, длительной и устойчивой из всех наблюденных в северном полушарии. Она началась над некоторыми станциями Европы и Северной Америки уже в ноябре и в большом масштабе — в декабре 1982 г. Максимума она достигла в Америке в феврале (в среднем АХ было равно —36), а в Европе — в марте 1983 г. (АХ =—50), и продолжалась до апреля, местами до мая.
Оба эти фактора наиболее эффективно снижают концентрацию озона на высоте 40 км [137, 181].По данным наблюдения методом обращения на 35 станциях и на трех пунктах озонозондирования в северном полушарии было найдено, что в зимне-весенних аномалиях 1983 и 1985 гг. уменьшение содержания озона происходило в нижней стратосфере, на высотах 16—21 и 21—28 км соответственно [84].
Первое сообщение об измеренном на английской антарктической станции Хелли-Бей (76° с. ш., 26° з. д.) существенном с конца 70-х годов уменьшении среднего общего содержания озона весной (в сентябре — октябре) появилось в мае 1985 г. и послужило началом быстрого и широкого развития наблюдательных и модельных исследований этого необычного и сначала непонятного явления. В настоящее время опубликованы сотни статей с результатами таких исследований и ряд обзорных статей и их сборников [30, 181, 194, 199, 204].
Поля общего содержания озона в Арктике измеряются большим числом станций и более длительное время, чем в Антарктике. Однако область вблизи Северного полюса почти не охвачена данными измерений и остается в значительной мере недоказанным полюсный максимум общего содержания озона северного полушария как среднегодовой, так и весенний среднесезонный [58, 76].
Многочисленные попытки объяснить неожиданное явление «озонной «дыры» в Антарктике в первые годы после ее открытия были сильно затруднены очень малым числом данных измерений почти всех озоноактивных МГ в антарктической стратосфере. В 1986—1987 гг. были проведены широкомасштабные программы наземных, самолетных, аэростатных и спутниковых измерений содержания некоторых малых газов, а также метеоэлементов в Антарктике, которые дали основную информацию для понимания этого явления.
Гипотез, объясняющих образование данной «дыры», было предложено свыше десятка сразу после ее обнаружения, когда еще материалов наблюдений было мало. Эти гипотезы делились на динамические, пытавшиеся объяснить явление особенностями динамических процессов в антарктической стратосфере, и на фотохимические, связывающие разрушение озона в околополюсной нижней стратосфере с особыми газофазными и гетерогенными фотохимическими реакциями, происходящими на поверхности частиц полярных стратосферных облаков [30, 199, 201]. После проведения многих натурных, лабораторных и модельных исследований сформировалось более полное представление о многих процессах, формирующих антарктическую озонную «дыру», как фотохимических, так и динамических [73, 181, 199, 201, 204].
Анализ данных наблюдений, приведенных в п. 5.4, показал, что зимне-весенние полярные уменьшения содержания озона в нижней стратосфере являются результатом очень многих сложных, взаимодействующих физических и химических процессов, большинство которых еще мало или совсем не изучены. Поэтому пока еще не созданы достаточно полные теория и модели антарктической и тем более арктической озонных «дыр», а в последнем случае само существование этой «дыры» надежно не установлено.
Прогноз ожидаемого изменения содержания газов и аэрозолей в атмосфере под влиянием природных факторов и деятельности человечества есть основная цель и итог изучения рассматриваемой проблемы, и потому он привлекал и привлекает внимание исследователей. В проблеме такого прогноза первым и важным этапом является установление основных природных и антропогенных факторов, определяющих изменение состава атмосферы и составление прогноза ожидаемой эволюции этих факторов.
О км [31]. Измеренные значения: 7, 10 — 45° с. ш. [114, 182, 184]; 8, 11 — 40° с. ш., 18 км [150]; 9, 12 — Южный полюс [114, 184].Более равномерно по широте распределено содержание суммарного нечетного хлора С1у в стратосфере с максимумами в высоких широтах на уровне 30—32 км, где расположены максимумы интенсивности источника С у от фотолиза хлорорганических соединений и их окисления возбужденным атомарным кислородом О (10).
Следует отметить, что в приведенных оценках не учитывались гетерогенные реакции на частицах полярных стратосферных облаков, формирующие антарктическую озонную «дыру» (см. п. 5.3). По мере радиационного выхолаживания стратосферы частота появления этих облаков и соответственно роль таких реакций в озоносфере будет возрастать не только в высоких широтах, однако в настоящее время еще трудно дать количественные оценки этому эффекту.
Хотя основное внимание исследователей и общественности привлекают увеличение притока УФ излучения Солнца к поверхности Земли в результате уменьшения общего содержания озона, последствия изменений в озоносфере для радиационного и термического климата глобальной атмосферы рассматривались лишь в некоторых работах [6, 7, 181, 195].
Воздействия изменений в озоносфере на природу и человека многообразны, но делятся на два основных вида: 1) воздействие увеличенного потока УФ излучения Солнца на биосферу при уменьшении общего содержания озона, 2) токсическое воздействие увеличенной концентрации озона в нижних слоях тропосферы как интенсивного окислителя на растительность, органы дыхания человека и животных, а также на объекты неорганического мира.
Наибольшее внимание уделяется исследованиям возникновения заболеваний (особенно раковых) кожи под действием усиленного УФ облучения [92]. Однако необходимо отметить, что само упоминание слова «рак» в широкой печати и подсчет возможного увеличения числа случаев заболевания раком иногда носят спекулятивный характер.
В отличие от широкого фронта измерений и исследований состава и динамики атмосферы Антарктики, проведенных в последние годы, почти нет сведений о последствиях явления озонной «дыры» для природы и человека в Антарктике. При широком масштабе измерений содержания озона почти нет публикаций данных измерений потока УФ радиации Солнца на подстилающую поверхность в диапазонах А (с длинами волн 320—400 нм) и В (275— 320 нм) [1, 58].
Прямые токсические воздействия повышенных концентраций -озона в нижней атмосфере на объекты природы и на человека исследуются давно и широко при гигиенических исследованиях последствий загрязнения нижней атмосферы в городах и промышленных регионах. Обзоры направлений и результатов этих исследований приведены во многих публикациях, среди которых можно отметить такие монографии, как [20, 23, 64], а также многие «статьи в журналах по охране окружающей среды.
Проблемы исследования последствий возможного массированного ядерного удара (ядерной войны) для природы, в том числе-для погоды и климата, а также для биосферы интенсивно изучались в последние годы. Результаты этих исследований международными группами ученых представлены в книгах [24, 56, 61 ] Основное внимание в них уделялось изменениям погодных и климатических характеристик атмосферы и подстилающей поверхности под влиянием множественных ядерных взрывов и их прямых, последствий, влияющих на живую природу и хозяйственную деятельность человека в разных регионах. Изучались также изменения газового состава атмосферы, в частности изменения озоно-сферы, приводящие к существенным изменениям радиационного режима атмосферы, включая изменения уровней УФ излучения Солнца на подстилающей поверхности, производящих, как известно (см. п. 6.6), значительные воздействия на биосферу.
Все эти продукты ядерного взрыва вместе с его облаком поднимаются выше или ниже уровня тропопаузы в зависимости от мощности взрыва Е и его высоты. Для взрывов в нижней атмосфере или на поверхности Земли — основной их массы во всех сценариях— облака с продуктами попадают в стратосферу для Е > 20—200 кт и остаются в тропосфере для меньших мощностей.
Массовые ядерные взрывы вызывают крупномасштабные пожары, при которых возможно попадание дымовых частиц в верхнюю тропосферу и нижнюю стратосферу и воздействие их на поля излучений, на озон и озоноактивне газы. Большие массы сажевых частиц поступили в нижнюю и среднюю тропосферу в результате массовых пожаров на нефтяных и газовых месторождениях Ирака и Кувейта во время «неядерной» войны в районе Персидского залива в первой половине 1991 г. [87].
Рассеяние и распространение аэрозолей ядерных взрывов и пожаров в глобальной атмосфере и сильное ослабление ими потока солнечного излучения на подстилающей поверхности приводят к сравнительно быстрому и существенному охлаждению поверхности суши, имеющей малую теплоемкость, и прилегающего к ней слоя нижней тропосферы. Первые модельные расчеты давали понижение температуры приземного слоя воздуха АTs = 15—25 К в случае максимального охлаждения в средних частях материков через 15—20 сут после ядерного удара. Из-за большой теплоемкости океана быстрое снижение потока солнечного излучения на поверхности не повлияет заметным образом на его температуру, как и на температуру приземного слоя воздуха над океаном, островами и прибрежными районами материков. При этом в средних частях материков зоны 30—70° с. ш. может быстро наступить «ядерная зима» с выпадением снега, замерзанием рек и озер даже летом, что нанесет непоправимое поражение как природной растительности, так и агросистемам, в том числе и в тропиках, где растительность погибнет при понижении приземной температуры воздуха на 5—10 К. Резкий градиент АTs между холодными материками и оставшимися теплыми океанами приведет к сильным ветрам на побережьях типа зимних муссонов, к штормам и ураганам [56].
Оценки изменений состава атмосферы сделаны в основном с использованием одномерных радиационно-фотохимических моделей, в которых задаются оптические свойства аэрозолей — продуктов ядерных взрывов — и эволюция со временем концентрации частиц пыли и дыма пожаров в тропосфере и стратосфере. Вертикальные распределения этих концентраций в начальный момент также задаются, а вертикальные профили малых газов — продуктов взрывов — и газов, взаимодействующих с ними фотохимически, рассчитываются в моделях с использованием профилей параметров вертикального переноса — коэффициентов макротурбулентной диффузии Кг для «стандартных» условий. В некоторых работах величина Кг существенно уменьшалась в тропосфере, чтобы отразить влияние ее прогревания и роста вертикальной статической устойчивости на интенсивность вертикального переноса примесей [55, 61, 213].
В других модельных исследованиях учитывались газовые продукты массовых пожаров, которые могут внести значительные изменения в содержание малых газов в нижней атмосфере. В табл. 7.3 приведены оценки роста средних в зоне 30—70° с. ш. концентраций некоторых газов тропосферы в слое 0—6 км в результате пожаров средней интенсивности, в основном лесных, происходящих на большой площади после ядерного удара [55]. Эти оценки основаны на приведенных в табл. 7.4 данных натурных измерений относительно С02 выбросов в атмосферу ряда газов в результате сгорания биомассы.
Проблема оценки изменений УФ—В потока к подстилающей поверхности требует дальнейшего излучения с более точным анализом и учетом вклада аэрозолей ядерного удара в эти изменения.
Помимо рассмотренных выше изменений температуры атмосферы и подстилающей поверхности, изменений содержания озона и интенсивности УФ—В излучения Солнца, заметные последствия для природы и общества могут иметь изменения газового состава нижней атмосферы и химического состава осадков. Здесь мы не рассматриваем поражение ионизирующей ядерной радиацией от продуктов ядерного взрыва, составляющее отдельную большую проблему, с некоторыми положениями которой можно ознакомиться в статьях [8, 24] и в некоторых популярных статьях, например, опубликованных в журнале «Природа» № 6 за 1985 г.
Состав продуктов сгорания определяется составом топлива и режимом его сгорания. В первых ступенях ракет-носителей, создающих наибольшее по массе количество продуктов сгорания, используются как твердые ракетные топлива, так и жидкие. Все ракетные топлива содержат горючее и окислитель. Свойства и особенности использования различных ракетных топлив подробно рассмотрены в [3, 22]. В большинстве авиационных двигателей окислителем служит кислород окружающего воздуха, а в качестве горючего используются либо жидкие углеводороды (бензин, керосин), либо сжиженные газы (водород, природный газ).
При взаимодействии компонентов жидкого ракетного топлива образуются фотохимически малоактивные продукты полного сгорания — диоксид углерода, вода, молекулярный азот и небольшое количество свободных атомов (Н, О, Ы) и радикала гидроксила (ОН), появляющихся вследствие быстрого охлаждения («замораживания») равновесного состава продуктов сгорания при высокой температуре. В выбросах появляются также продукты неполного сгорания — оксид углерода и молекулярный водород. Определить содержание этих продуктов, как и свободных атомов водорода и азота, можно путем термохимических расчетов.
Все современные дозвуковые самолеты и сверхзвуковые самолеты первого поколения («Конкорд», Ту-144) в качестве топлива используют керосин различных сортов, а окислителем служит кислород окружающего воздуха. В настоящее время бензин используется в ограниченном количестве в поршневых двигателях небольших самолетов, летающих на сравнительно малых высотах.
Для проведения численных экспериментов использовались и используются почти все описанные в главе 4 математические фотохимические модели. Для оценки глобальных эффектов часто применяются одномерные модели с вертикальной турбулентной диффузией и хорошо развитой фотохимией примесей. Впервые такие модели использовались при выполнении программы СИАП для оценки влияния оксидов азота, содержащихся в самолетных выбросах [89]. Позже на одномерной модели были сделаны оценки влияния 60 ежегодных пусков «Шаттла». Результаты показали, что глобальное уменьшение общего содержания озона будет находиться в пределах 0,2—0,3 % [206]. В работе [14] одномерная модель была использована в качестве региональной для оценки степени разрушения озона в области диаметром 550 км при пуске одной или одновременно 12 ракет «Энергия» и «Шаттл».
Как раз в этот период рассчитанное дополнительное разрушение озона аэрозолями с А1203 достигает максимума, равного примерно 30 % от относительного отклонения концентрации озона, вызванного лишь газофазными реакциями. Вне периода 400— 1500 с (7—25 мин) это дополнительное аэрозольное разрушение озона не превосходит 5 %. Эта оценка аэрозольного эффекта, скорее всего, занижена и нуждается в уточнении.
В 1971 г. Джонстон [133] первым назвал выбросы оксидов азота N0 и N02 реактивными двигателями высотных (сверхзвуковых) транспортных самолетов возможной серьезной причиной заметного уменьшения слоя стратосферного озона. Предполагая, что 500 таких самолетов, летающих на высоте 20 км, будут сжигать 77 Мт топлива и выбрасывать 1,8 Мт N02 (2,4-1034 молекул N0 ) в год глобально, Джонстон в расчетах на достаточно грубой одномерной фотохимической модели нашел стационарное среднегодовое глобальное уменьшение концентрации озона от 3 % на высоте 20 км до 23 % на высоте 30 км при уменьшении общего содержания озона на 13% и при почти 50 %-ном возможном снижении концентрации озона в «коридоре» полетов.
Исследования атмосферного озона почти с самого начала их развертывания в странах Европы и Северной Америки координировались международными геофизическими и метеорологическими организациями. Мощный толчок к созданию и началу работы международной наземной озонометрической сети дал Международный геофизический год (МГГ — МГС, 1957—1959 гг.), в течение которого был открыт ряд новых станций, измерявших общее содержание озона, в том числе пять на территории СССР. С тех пор функционирует Международный центр данных по озону при метеослужбе Канады, регулярно публикующий сводки результатов измерений общего содержания озона по 120 станциям (из них 45 станций на территории СССР). Международная комиссия по озону Международной ассоциации по метеорологии и физике атмосферы Международного союза по геодезии и геофизике, регулярно по високосным годам проводит международные научные симпозиумы по озону, последний из которых проходил в августе 1988 г. в Гёттингене (ФРГ).
В марте 1977 г. Программа Объединенных Наций по окружающей среде (ЮНЕП) созвала в Вашингтоне (США) одно из первых совещаний по озонному слою с участием ряда международных правительственных и неправительственных организаций. Совещание заслушало обзорные доклады от ряда стран и международных организаций, в частности от Международной организации гражданской авиации с оценками воздействия на озон полетов сверхзвуковых самолетов (см. п. 9.1).
В октябре 1988 г. в Гааге (Нидерланды) была проведена Научная конференция ЮНЕП по изучению озонного слоя, на которой сделаны научные обзоры и анализ последних данных наблюдений за содержанием озона и его изменениями в разных регионах. Особое внимание уделялось результатам широких и интенсивных исследований Антарктической озонной «дыры» (см. п. 5.4.1), проводившихся в августе—октябре 1987 г. на Антарктических научных станциях и самолетной экспедицией США в секторе Антарктического полуострова. Обсуждались также данные наблюдений за озоном и модельные оценки его изменений в других регионах и в глобальном масштабе.