Экология СПРАВОЧНИК

Хотя воздаст Земли оценен сейчас довольно точно — около 4,5-109 лет, о первичной атмосфере Земли нам известно очень мало. Если Земля возникла из космического протопланетного облака, в составе которого вначале содержался в большой пропорции водород, то несомненно этот водород был очень рано потерян Землей. Геологи полагают, что известная нам атмосфера Земли вторичная, образовавшаяся из вулканических газов или выделенная из геологических пород. В этих газах не было свободного кислорода (как почти нет его в атмосферах других планет). Такая вулканическая атмосфера Земли содержала около 109 лет назад, вероятно, лишь Н2, Н20, N<2 и С02. Тогда на Земле почти не было жизни. Проникавшая сквозь такую атмосферу ультрафиолетовая радиация с длиной волны менее 307 нм могла разрушать ДНК живых клеток (лучше сказать, препятствовать их размножению, если бы они возникли). Лишь мощный слой воды мог в те далекие времена защитить живое вещество от радиации. Позднее (и мы увидим ниже, что означает это слово «позднее») в атмосфере появился кислород, а из него возник и защитный слой озона.

Далее

В 1974 г. возникло также представление о каталитическом разрушении озона хлором, заносимым в стратосферу фреонами CF Cl — веществами, которые широко применяются в холодильной и аэрозольной технике. Один из дальнейших поборников этой гипотезы в США Г. Джонстон писал в 1975 г., также ссылаясь и на роль авиации, что, если только не вмешаются какие-либо специальные, неизвестные механизмы, загрязнение стратосферы (авиацией и фреонами) создаст сильное убывание (large reduction) стратосферного озона. Подробные вычисления, учитывающие двумерные и трехмерные движения атмосферы, позволили сделать определенные выводы для случая фреонов, когда сильное убывание озона неизбежно [273].

Далее

Химический элемент кислород существует в атмосфере в виде трех аллотропических видоизменений: 02 — молекулярном, О — атомарном и 03 — трехатомном, называемом озоном и образуемом при химическом соединении первых двух. Поэтому многие свойства молекулы озона могут быть лучше поняты, исходя из свойств молекулярного и атомарного кислорода. Это в особенности относится к реакциям чепменовского цикла (§ 11), в которых участвуют все три разновидности кислорода О, 02, 03.

Далее

Специалисты, работающие в различных областях физики, химии, биологии, метеорологии, обычно используют свои, часто весьма специфичные единицы измерения количества озона. Многие из этих единиц несут печать истории и традиций, другие вошли в моду совсем недавно.

Далее

Спектральные коэффициенты поглощения озона изучены достаточно подробно. В микроволновой области (9 . . . 118)-109 Гц найден 21 переход. Некоторые интенсивные линии уже использованы для измерения озона в атмосфере (см. § 21). Озон имеет ряд колебательно - в р ащ ате л ь н ы х полос поглощения в ИК области спектра, в том числе и достаточно сильные с максимумами около 4,75, 9,57 и 14,2 мкм и более слабые с максимумами около 3,28, 3,57 и 5,75 мкм. Ряд слабых полос есть в красной и в ближней ИК области от 711 до 960 нм. Наиболее интересна полоса поглощения озона при К = 9,57 мкм (волновое число V = 1043 см-1), имеющая фундаментальное значение для спутниковых наблюдений озона. Она имеет отчетливую тонкую структуру, т. е. состоит из ряда близко расположенных спектральных линий. Краткий обзор современных знаний о характеристиках полосы X = 9,57 мкм дан в монографии К. Я. Кондратьева и Ю. М. Тимофеева [71]. Обширные лабораторные исследования поглощения озона в этой полосе были проведены Уолшоу [420] и А. П. Гальцевым [33]. Их данные хорошо согласуются с результатами современных расчетов, в которых учитываются полоса 1103 см-1, полосы других изотопов, а также тонкая структура около 10 000 линий. Одна из трудностей использования лабораторных данных применительно к измерениям в атмосфере— зависимость поглощения озона от давления [127].

Далее

В 1929 г. С. Чепмен на симпозиуме по озону в Париже рассмотрел впервые схему фотохимических реакций в воздухе, которая в принципе объясняла существование в атмосфере слоев повышенной концентрации озона и атомарного кислорода. Более обстоятельно теория Чепмена была изложена им в 1930 г. [179]. В дальнейшем шло уточнение этой теории по мере получения новых данных о солнечной радиации и скоростях химических реакций. Однако для согласования наблюдаемых и расчетных данных о плотности озона потребовалось ввести в рассмотрение динамические факторы: циркуляцию, турбулентность, вертикальные потоки воз-д ха.

Далее

Обычно считают сечение поглощения газа о не зависящим от высоты /г, однако оно может зависеть от температуры и давления.На рис. 9 приведены зависимости эффективных сечений поглощения некоторых газов от длины волны, играющие важную роль в фотохимии озона. Отметим, что выражение для т может быть использовано для определения высотного распределения концентрации интересующей газовой компоненты п (х1 /г).

Далее

Солнечное ультрафиолетовое (УФ) излучение с длинами волн 120 нм<Я<200 нм поглощается молекулярным кислородом уже в нижней термосфере и мезосфере (50 . . . 120 км), определяя в значительной мере там содержание атомарного кислорода и сопутствующего ему озона. Излучение с большими длинами волн (200 нм<А,<300 нм) поглощается кислородом и озоном в верхней и нижней стратосфере и определяет фотохимию стратосферного озона.

Далее

Источником молекул озона в атмосфере является солнечное ультрафиолетовое излучение, диссоциирующее молекулярный кислород. Фотолиз О > начинается при X = 242,4 нм и имеет место вплоть до порога ионизации (X = 102,6 нм). Область 242,4 . . . 202,6 нм, континуум Герцберга, характеризуется слабым поглощением, причем коэффициент поглощения зависит от давления газа (частоты столкновений), приводящего к лоренцовому уши-рению спектральных линий. В области «вакуумного ультрафиолета» расположены полосы (X 200 ... 175 нм) и континуум мана— Рунге (X = 125 ... 175 нм). Спектральные границы областей являются до некоторой степени условными и слегка варьируют, по данным разных авторов.

Далее

Реакция (11.6) еще не рассматривалась Чепменом.Здесь под I мы понимаем сумму / + / . Сумму Nx N + N 3 часто называют «нечетным» кислородом и обозначают О .Причем в реальных условиях «квазиравновесия» первые члены в правых частях уравнения всегда существенно меньше, чем вторые.

Далее

Таким образом, в модельных расчетах озоносферы огромная роль принадлежит атмосферным динамическим факторам.Основные реакции водородного цикла и их константы скоростей указаны в табл. 7.Очень важны систематические наблюдения за содержанием водяного пара в стратосфере, так как вода — основной источник ОН по реакции (12.7). Единственный долговременный ряд измерений концентрации Н20 в нижней стратосфере (14 ... 26 км), выполненных в США [313], обнаруживает в стратосфере увеличение количества водяного пара на 50% между 1964 и 1969 гг., небольшое изменение его между 1970 и 1974 гг. и резкое падение начиная с 1974 г. [180].

Далее

В 1968 г. Г. П. Гущин в своей докторской диссертации «Исследование озона в земной атмосфере» рассмотрел вопрос о стационарной и нестационарной концентрации озона в атмосфере, содержащей окислы азота N0 и Ж>2, добавив к классическим реакциям Чепмена (11.1) — (11.5) реакции (13.3), (13.4) и фотолиз 1 Ю2. По его расчетам, в стационарных условиях на высоте 20 км уменьшение плотности озона должно составлять около 50% по сравнению с классической равновесной концентрацией. Выше 25 км влияние окислов азота на фотохимию озона, по Г. П. Гущину, оказалось пренебрежимо мало. Отметим, однако, что данные о содержании N0 и Ы02 в стратосфере в ту пору (до 1973 г.) почти отсутствовали.

Далее

Для оценки А используются формула (12.11) и данные табл. 7. Если принять для высоты 50 км [ОН ] [Н021 1Ж)2] 107 см-3, то получим А 1.Что касается погрешности измерения озона, то для оптического и хемилюминесцентного методов, разработанных в США, она составляет около 10 % [258, 291 ].

Далее

В 1974 г. в Канадском журнале химии была опубликована большая серия работ, посвященная химии верхней атмосферы. В частности, там были напечатаны статьи: Столярского и Цицероне [400], Вовси и Мак-Элроя [430]. В этих работах впервые был введен в рассмотрение хлорный цикл разрушения озона.

Далее

Этот цикл действует и в мезосфере на высотах 80 ... 100 км. Здесь наблюдаются слои повышенной концентрации мелких частиц (в том числе мезосферные облака), концентрации активных атомов и радикалов О, Н, ОН и др. велики, а относительная частота столкновений молекул с аэрозолем может быть больше, чем в стратосфере.

Далее

Б. М. Смирнов впервые предложил рассмотреть гипотетический цикл разрушения озона с участием отрицательных ионов на примере реакций [110].Такие концентрации (и даже большие) наблюдаются в стратосфере. Однако Смирнов отмечает, что средняя плотность ионов в стратосфере значительно меньше этой величины и что ионный цикл не вносит заметного вклада в баланс озона. Тем не менее, по его мнению, этот цикл требует особого внимания.

Далее

В последние 10 . . .15 лет были созданы модели различной сложности, которые описывают фотохимические и динамические явления с участием озона в атмосфере от уровня Земли до высот 100 . . . 120 км [66, 140, 164, 273, 277, 305, 388].

Далее

При экспериментальном изучении атмосферы, в том числе озона и малых составляющих, используются две различные группы методов: контактные (в иностранной литературе употребителен термин in situ) и дистанционные. В первом случае прибор непосредственно анализирует окружающий его воздух, во втором — измерение происходит «на расстоянии» от прибора, причем в качестве носителя информации об удаленном объеме атмосферы используется обычно электромагнитное или (гораздо реже) акустическое излучение. Классификацию методов можно связать также с расположением измерительного устройства. Наряду с наземными — стационарными и передвижными — наблюдательными средствами в последнее время, в частности в озонометрии, интенсивно развивались спутниковые, ракетные, аэростатные (шарозондовые) и самолетные методы наблюдений.

Далее

Этому вопросу, история которого насчитывает почти 70 лет, посвящена обширная литература. Очерк истории дан в монографии [127], где можно также найти основную ее библиографию. Здесь мы остановимся лишь на основных методах оптической озонометрии и кратко осветим последние работы по ней.

Далее

Методика наблюдения оптического поглощения с помощью подъемных средств довольно стара и поэтому подробно изучена. Она была впервые применена в 1934 г. при подъемах спектрографа на аэростатах [370]. Ракеты дали возможность доставлять аппаратуру на весьма большие высоты. Так удалось сделать измерение озона в 19461. до 50 км [271 ], а в дальнейшем и до 90 км, используя в качестве источника света как Солнце и Луну, так и яркие звезды [174, 377]. В самые последние годы метод был распространен на высоты термосферы вплоть до 115 км при наблюдении захода («затмения») звезды за горизонт [399].

Далее

Дистанционный метод спутниковой метеорологии позволяет охватить наблюдениями всю атмосферу Земли в различных участках спектра, а также судить о термодинамических свойствах и газовом составе атмосферы. Здесь мы остановимся на двух основных, уже апробированных и применяемых в практике методах измерения озона наблюдении обратного ультрафиолетового рассеяния Солнца и наблюдении собственного излучения озона в полосе 9,6 мкм (ОУФР и ИК методы).

Далее

Несмотря на многочисленные трудности методического, экспериментального и технологического характера, хемилюминесцент-ный метод измерения атмосферного озона давно завоевал себе славу в силу своей простоты и изящества. Он применяется в самых разнообразных условиях: в лаборатории, на борту самолета, аэростата, ракеты, при исследовании приземного озона. Там, где требуется высокая точность, быстрота, оперативность измерений, этот метод оказывается вне конкуренции.

Далее

Среднее ВР озона мы рассмотрим вначале по данным двух обсерваторий умеренного пояса — Хоэнпейссенберг (ФРГ, 48° с. ш.) и Стерлинг (США, 39° с.ш.). Над обеими обсерваториями преобладает тип распределения В, хотя порой тропические и арктические вторжения там заметно нарушают последнее.

Далее

Неоднократно обращал на себя внимание вторичный максимум в вертикальном распределении озона, расположенный ниже главного максимума, обычно на высоте 12—13 км. Он довольно типичен для умеренных широт, в особенности зимой и весной (см. рис. 43, тип В), и сильнее выражен в циклонических условиях. Реже он отмечается в субтропических широтах и антициклонических ситуациях В арктическом воздухе с его низким слоем озона оба максимума нередко как бы сливаются.

Далее

Зондирования с хемилюминесцентными и электрохимическими озонозондами обнаруживают почти всегда тонкую структуру слоя озона — более или менее тонкие слои, в которых р3 резко уменьшается и увеличивается и кривая ВР имеет зубцы. Современные безынерционные хемилюминесцентные датчики для озонозондов и ракет могут, как полагают, давать вертикальное разрешение таких неоднородностей в 5 ... 10 м и даже менее.

Далее

Результаты регулярных озонных зондирований в Боулдере (США), Тальвилле (Швейцария) и Хоэнпейссенберге (ФРГ) детально характеризуют годовой ход вертикального распределения озона в умеренных широтах. По нему можно судить отчасти о процессах, управляющих изменениями озона в различных его слоях [218, 219, 248].

Далее

Изменчивость величины р3 ото дня ко дню весьма различна на различных уровнях, и знание ее важно прежде всего для прогноза озона.

Далее

Поскольку в мезосфере процессы образования озона заметно отличаются от стратосферных и в то же время наблюдения его ведутся иными методами и результаты их довольно разрозненны, мезосферный озон следует рассматривать особо.

Далее

Поскольку для авиации ближайшего будущего понадобится прогноз плотности рз (или парциального давления р31) озона на высоте г1 полета (эшелона), возникли многие попытки прогнозировать или давать диагноз р31 по косвенным данным.

Далее

Озон тропосферы — в особенности озон приземного слоя воздуха—один из важных элементов окружающей среды, в которой живет человек и растут возделываемые им культуры. Содержание озона в воздухе тропосферы в общем незначительно. Порой, однако, вследствие деятельности человека оно нарастает и становится опасным для живой природы.

Далее

Еще со времен классической работы А. С. Бритаева [21] известно, что в тропосфере обнаруживаются иногда, в особенности ночью, резко выраженные слои, богатые и бедные озоном. В них р3 может сильно меняться в небольшом интервале высот. Так, при зондировании озона в районе Москвы 25 ноября 1960 г. над ночной приземной инверсией имелся на высоте 1100 . . . 1300 м слой, содержавший всего 10 ... 11 мкг-м-3 озона, а над ним на высоте 2000 . . . 2200 м слой, очень богатый (до 30 мкг-м 3) озоном (см. рис. 53). А. С. Бритаев наблюдал и некоторое увеличение озона в инверсиях над облаками и предположил, что особенности стратификации р3создаются меняющимся по высоте переносом (потоком Т7) озона.

Далее

Наблюдение показывает, что, например, на распределении ветра или С02 тропопауза почти не сказывается. Закись азота N20 — газ, попадающий из почвы в атмосферу, и метан СН4, также тропосферного происхождения, лишь постепенно убывают над тропопаузой, вероятно, из-за сравнительно большого периода их жизни. В распределении озона тропопауза создает существенный разрыв, а для водяного пара она представляет как бы непроницаемую границу — над ней, вероятно, время жизни молекул Н20 по той или иной причине очень мало.

Далее

Вместе с тем не исключено образование озона и в самом приземном слое воздуха, например, при грозах, при некоторых видах загрязнения, в выхлопных газах автомашин и пр., о чем мы скажем в § 42 и 43.Примечание. рх — средний суточный максимум, р2 — средний суточный минимум, р3 — среднее годовое р3 за 1960. . . 1961 гг.

Далее

Еще в 1965 г. В. Вармбт [423] опубликовал довольно подробное описание суточного хода приземного озона, наблюденного на нескольких равнинных и горных обсерваториях ГДР. Вармбт заметил, что особенности суточного хода связаны с вертикальным распределением озона в приземном слое, давая таким образом возможность судить о процессах переноса и разрушения приземного озона. Он полагал, что суточные изменения приземного озона — в основном следствие обмена масс воздуха. Лишь при ослабленном зимой вертикальном обмене вступает в силу второй фактор — загрязнение воздуха дымом и пр , разрушающее озон.

Далее

В прежней упрощенной глобальной модели процесса такого разрушения Л. Алдас [135] принял, что ¿7 = 0,60 см-с-1 над континентом, 0,04 см-с-1 над океаном и 0,02 см-с-1 над снегом. Общая скорость разрушения составила при этом в северном полушарии 3,9‘1029 молекул-с-1, в южном— 1,5-1029 молекул с-1 и всего — около 1,9 109 т озона в год—более половины всего количества озона в стратосфере. Алдас заметил, что ,если для области тропического леса ¿7 повысить в 5 раз (так называемый вариант В расчета), то скорость разрушения повысится до 2,1-Ю9 т в год. Несомненно, что роль континентов в разрушении озона велика по сравнению с океаном.

Далее

Специальный интерес имеет процесс образования озона в тропосфере под действием электрических разрядов — тихих (коронных) и грозовых (молний). Такой процесс известен уже давно, но его интенсивность, охватываемые им области атмосферы, длительность и т. д. до сих пор изучены недостаточно.

Далее

Общее содержание озона в атмосфере — толщина его слоя, приведенного к нормальному давлению и температуре,— та характеристика озона, которая наблюдается проще и надежнее всего. Регулярные наблюдения за ней ведутся много лет по единообразным, разработанным весьма тщательно методам. Они дали основу почти для всех наших современных представлений об озоне. Новейшие опыты спутниковых наблюдений озона, покрывающих довольно равномерно весь земной шар, дают главным образом тоже информацию об общем содержании озона X. Знание X лежит в основе расчетов ультрафиолетовой радиации и пр.

Далее

Среднее многолетнее распределение X по широтным поясам шириной в 5 или 10° представлено в табл. 24. Эти значения рассчитаны Н. А. Петренко по данным упомянутых сводок «Ozone data for the world» за 1957 . . . 1975 гг.

Далее

Вопрос об экстремальных значениях количества озона — об отдельных его больших повышениях и понижениях — интересен по многим причинам. Они характеризуют его изменчивость, связанную с явлениями переноса озона. Далее, изменения озона в стратосфере, где летают современные самолеты, и в тропосфере, куда изредка проникают высокие концентрации озона, важны непосредственно для здоровья и благополучия человека. Случаи глубокого понижения X доставляют нам своего рода модель явлений при предполагаемом иногда будущем разрушении слоя озона антропогенными факторами.

Далее

Годовой ход общего количества озона изучался в прошлом весьма подробно, и новейшие наблюдения очень мало добавляют к его анализу. Подробнее в этом отношении, чем ранее, мы смогли изучить озон в тропической зоне.

Далее

Поскольку фотохимические процессы образования озона в атмосфере зависят от коротковолновой радиации Солнца, часто предполагают, что меняющаяся активность Солнца, сказывающаяся на интенсивности его коротковолнового спектра, может влиять и на озон. Вместе с тем идея, что активность эта влияет и на динамические явления атмосферы, также заставляла искать зависимость озона от активности. Этот вопрос многократно обсуждался.

Далее

Долговременные колебания общего количества озона — их тренд — важны для изучения связей озона с изменениями климата и общей циркуляции.Ранее мы уже изучили непериодические (их можно также назвать вековыми) колебания X 1127], происходившие, например в 1936 . . . 1945 гг. и протекавшие сходным образом в Западной Европе и на Дальнем Востоке. Так, например, высокая волна X, давшая в Тромсё в январе 1940 г. повышение X на 77 Д. Е., совпала с глубокой отрицательной аномалией температуры. Мы заключили тогда, что такие аномалии связаны не столько с отдельными вторжениями арктического воздуха, сколько с общей постепенной перестройкой циркуляции в северном полушарии.

Далее

Изменчивость озона — ее статистические характеристики — описывает, с одной стороны, устойчивость или надежность тех или иных норм (средних суточных, месячных либо многолетних), а с другой — характеризует интенсивность динамических процессов атмосферы, создающих колебания X.

Далее

Поскольку фотохимическая теория и в ее простейшем варианте С. Чепмена, и в форме новейших ее сложных моделей не может объяснить многие изменчивые черты распределения озона в атмосфере, очевидно, озон принимает участие в географически обусловленных процессах циркуляции атмосферы. Несомненно, что в ближайшем будущем, по X. У. Дютшу [215], изучение озона будет сводиться к исследованию зависимости между озоном и динамикой атмосферы — сложной системы с обратной связью.

Далее

Ложбины эти связаны с областями очень сильной бароклинности (как бы заякорены ими) и мощных струйных течений, проходящих к востоку от них, над Японией и Курильскими островами и северо-западной Атлантикой. На это указывал, в частности, Дж. Ловилл в докладе 1974 г., составленном по данным спутниковых наблюдений озона [307].

Далее

Представление о воздушных массах и фронтах дает хорошую возможность изучить динамические свойства атмосферного озона на большом материале наблюдений.Для проверки принципа Норманда—Добсона важны горизонтальные зондирования X с самолета. Такие наблюдения были сделаны в 1960 . . . 1970 гг. А. М. Шаламянским [132] и в 1976 г. Ю. Л. Трутце и Н. Ф. Еланским [7]. Они обнаружили, что в однородных воздушных массах озон распределен весьма равномерно. Там на отрезках протяжением 1000 . . . 2000 км X меняется обычно не более чем на 10 % как в арктических, так и в умеренных воздушных массах. Очевидно, в них и эффект вертикальных движений, и эффект Дютша очень однородны.

Далее

Число п длин волн L, укладывающихся на данном круге широты, называют волновым числом: п = 2 г cos ф/L. Волны могут быть стационарными и движущимися. Пример стационарных ложбин давления с повышенным X над Восточной Сибирью и Северной Америкой мы уже приводили выше. В 1958 . . . 1960 гг. довольно короткий ряд наблюдений привел Аллингтона и Бовилла к выводу, что в подвижных длинных волнах параллельно изменяются величина X и OTioo (т. е. средняя температура слоя между 25 и 100 мбар, или 16 ... 25 км) и обратно им — поле давления. Гребням озона соответствуют области сравнительно теплой средней стратосферы и вместе с тем ложбины пониженного давления на уровне 200 мбар. Коэффициент корреляции между озоном и давлением был от — 0,23 до — 0,55, между озоном и температурой — от + 0,25 до + 0,73.

Далее

Влияют ли тропические ураганы на распределение озона — вопрос важный потому, что в них энергия горизонтальных и вертикальных движений исключительно велика.В тропическом урагане скорость ветра достигает 90 м-с-1 и более и сильнейшая сходимость потоков образует гигантские, иногда вырастающие до 20 км, стены грозовых облаков. Вместе с тем центральная часть урагана — «глаз бури» (диаметром обычно 15 . . . 30 км) — область затишья и просвечивающих тонких облаков. Поскольку в глазу температура сравнительно высока, до 29 °С на уровне моря и до 16 °С на уровне 500 мбар (5,5 км), иногда полагали, что там происходит сильное нисходящее движение воздуха.

Далее