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.