Помимо приведенных в таблице постоянных компонентов чистого сухого воздуха в нижней атмосфере всегда присутствуют водяной пар, различные газообразные и твердые загрязнения.

АТМОСФЕРА

Атмосфера - газовая оболочка Земли со всеми присутствующими в нем жидкими и твердыми взвесями. Масса ее составляет 5×10¹⁵ т. Девять десятых этой массы сосредоточено в нижнем слое толщиной 17 км, хотя признаки атмосферы отчетливо фиксируются и на высоте 20 тыс. км от поверхности Земли.

Современную атмосферу можно рассматривать как изначальную в том смысле, что ее состав отличается от первичного только уменьшением доли водорода и гелия и увеличением отношения «О₂ – СО₂» в результате осуществления процесса фотосинтеза и перехода углерода в земную кору (преимущественно в виде карбоната кальция).

Сложившийся состав атмосферы определяется массой Земли. Гравитационное поле Земли в настоящее время не способно удержать наиболее легкие элементы – Н₂ и Не: при бóльшей массе Земли выделяющийся из недр Н₂ накапливался бы в атмосфере; при меньшей - в атмосфере не смогли бы удержаться N₂ и O₂.

До высоты 100 км атмосферу подразделяют на четыре оболочки: тропосферу, стратосферу, мезосферу и термосферу.

Мощность тропосферы оценивается в 8 - 10 км в полярных областях и 16 - 18 км у экватора. Эта часть атмосферы непосредственно граничит с поверхностью океана и суши, интенсивно участвуя в обмене веществом. Температура здесь понижается с высотой на≈ 6°С на км. Верхняя граница тропосферы представлена тропопаузой, температура в которой составляет - 50°С.

Стратосфера, расположенная над тропосферой, также подразделяется на две зоны: нижнюю, достигающую высоты 25 км с температурой, характерной для тропопаузы, и верхнюю, простирающуюся до высоты 50 км и называемую областью инверсии. В области инверсии температура начинает возрастать и, достигнув 0^оС, остается неизменной вплоть до высоты 55 км. Эта узкая область постоянной температуры, называемая стратопаузой, является верхней границей стратосферы. В стратосфере на высоте около 35 км расположен озонный защитный слой, определяющий верхний предел жизни в биосфере.

Выше стратопаузы располагается мезосфера, достигающая высоты 85 км от уровня моря. В мезосфере температура с высотой понижается. Верхней границей мезосферы является мезопауза, в зоне которой температура вновь начинает возрастать. Эта область, называется термосферой и захватывает 200 - 300 км. В верхней ее части температура достигает 1500°С, в результате чего газы атмосферы ионизуются. Поэтому термосферу часто называют также ионосферой.

Внешней оболочкой атмосферы является экзосфера, простирающаяся на огромные расстояния и постепенно переходящая в межпланетное пространство.

Экзосфера является областью диссипации (преодоления атомами и ионами поля напряжения Земли) атмосферных газов, в результате которой Земля потеряла и продолжает их терять. Явление диссипации связано с возрастанием разреженности атмосферы при увеличении высоты, вследствие чего столкновения атомов становятся все реже, величина свободного пробега атомов значительно возрастает и кинетическая энергия их увеличивается. Так, на высоте 100 км длина пробега составляет 10 см, а на высоте 220 км - 870 м. Кинетическая энергия частиц становится настолько большой, что температура в термосфере поднимается на сотни градусов. При достижении атомами и ионами скорости более 11 км/с, они могут покинуть поле притяжения Земли. И наоборот - если скорость космической частицы становится меньше II км/с, то она захватывается атмосферой Земли. Поэтому термосфера – область обмена между Землей и Космосом газообразным веществом.

Для Земли и некоторых других планет (Юпитера, Сатурна) характерно присутствие магнитосферы - области околопланетного пространства, физические свойства которого определяются наличием магнитного поля планеты и его взаимодействием с потоком заряженных частиц космического происхождения (для Земли - преимущественно солнечного ветра - потока плазмы солнечной короны в межпланетное пространство; солнечный ветер состоит в основном из протонов и электронов и на уровне Земли скорость составляющих его частиц около 400 км/с, а число частиц - несколько десятков в см³).

Магнитосфера Земли с дневной стороны простирается на 8-14 радиусов Земли, с ночной – на несколько сот радиусов (так называемый магнитный хвост). Граница магнитосферы называется магнитопаузой. Именно здесь отталкиваются от Земли компоненты солнечного ветра. Таким образом, магнитосфера, помимо всего прочего, является щитом, защищающим биосферу Земли от воздействия потока космических частиц. Аналогичную роль, но в отношении жесткого электромагнитного излучения, играет и атмосфера.

Электромагнитное излучение Солнца включает рентгеновское излучение, ультрафиолетовое (УФ) излучение (λ 125 - 400 нм), видимый свет (λ 400 - 700 нм) и инфракрасное излучение (λ 1000 нм).

На долю рентгеновского и УФ излучения приходится 9% солнечной энергии, видимого света – 43% и инфракрасного излучения – 48%. При этом рентгеновское и особенно жесткое (до 290 нм) УФ-излучения являются биологически опасными (доля рентгеновского излучения невелика).

Экраном, не пропускающим эту опасную радиацию, является верхняя надтропосферная часть атмосферы Земли и её главные газы: N₂ и O₂. Наиболее коротковолновая часть УФ спектра (λ 115-125 нм) поглощается молекулами N₂, вызывая их атомизацию. В результате молекулы азота выше 300 км над уровнем моря полностью диссоциированы, а эта часть cверхжеcткого УФ излучения полностью поглощается. До 150 км над уровнем моря молекулами кислорода полностью поглощается оставшееся cверхжеcткое УФ излучение (до λ 225 нм), в результате чего атомизируются молекулы О_2/ Прошедшее жесткое УA излучение (до λ 290 нм) поглощается озоно-вым слоем атмосферы.

Магнитосфера Земли не является частью ее атмосферы, но «географически! с нею частично перекрывается и играет для Земли сходную роль экрана. Следует подчеркнуть, что в высших слоях атмосферы (в термосфере и отчасти экзосфере) взаимодействие электромагнитного излучения с N₂ и O₂ не останавливается на атомизации этих молекул, а приводит к ионизации атомов.

Расчеты по барометрической формуле показывают, что на высоте 100 км атмосфера должна состоять из 95,6% водорода, 3% азота, 1,3% гелия и 0,11% кислорода, а на высоте, превышающей 100 км, - исключительно из водорода. Однако изучение спектров северного сияния и cобственного свечения ночного неба показало, что на высотах свыше 100 км всегда присутствуют N₂ и O₂, а H₂ обнаружить не удавалось. Это подтвердили и результаты прямого анализа атмосферы, проводимого на различных высотах. Оказалось, что состав атмосферы в пределах неопределенности опыта (0,1%) всегда один и тот же.

Таким образом, с позиций химии атмосфера - это смесь молекулярных диссоциированных и ионизированных форм газов, между которыми непрерывно протекают реакции, обусловливающие возникновение как более легких, так и более тяжелых частиц. Это приводит к «перемешиванию» атмосферы и сравнительному постоянству ее основного состава. Это постоянство соблюдается до 100 км или несколько выше, вследствие чего эту часть атмосферы называют также гомосферой.

Выше 100 км происходит диффузионное разделение газов. Легкие газы поднимаются выше тяжелых и состав воздуха здесь начинает зависеть от высоты. Эту часть атмосферы называют гетеросферой. Здесь газы ионизируются и наиболее легкие ионы водорода поднимаются в самую верхнюю часть атмосферы, которая поэтому называется также протоносферой. Ниже (около 1500 км) преобладают атомы гелия. Оба эти элемента - водород и гелий, преодолевая земное тяготение, постоянно диссипируют в Космос. Ниже, на высотах 250 -700 км, преобладает атомарный кислород (молекулы О₂ сравнительно легко атомизируются). В самой нижней части атмосферы преобладает молекулярный азот.

Происхождение атмосферы Земли неразрывно связано с образованием самой планеты. Сегодня нет оснований считать, что атмосфера, как и Океан, постепенно появилась на поверхности Земли на протяжении геологической истории. Океан и атмосфера, видимо, существовали еще до того, как Земля сформировалась в планету. Эволюция атмосферы происходила под влиянием ряда факторов:

- захват вещества межпланетного пространства;

- выделение газов при вулканической деятельности;

- химическое взаимодействие газов атмосферы с компонентами гидросферы и литосферы;

- диссоциация молекул компонентов воздуха под влиянием ультрафиолетового и космического излучения;

- биогенные процессы в живом веществе биосферы;

- антропогенной деятельности.

Первичная атмосфера Земли была богата диоксидом углерода и бедна кислородом (роль жизни в формировании Земли!). Затем в результате фото-диссоциации воды в атмосфере появился кислород, количество которого начало особенно интенсивно расти в результате биогенных процессов с момента зарождения жизни на Земле (~ 3 млрд. лет назад, роль жизни в формировании Земли!). Около 500 млн лет назад количество кислорода в атмосфере было много больше, чем сейчас, но впоследствии в результате интенсивной вулканической деятельности снизилось до современного. Что же касается диоксида углерода, то вначале его содержание в атмосфере на порядок превышало современный уровень, затем уменьшилось в такой степени, что 500 млн. лет назад стало заметно ниже современного уровня и достигло его лишь значительно позже.

Эти представления об эволюции земной атмосферы, согласуются с большинством геологических и биогеохимических данных, которыми располагает современная наука. И хотя многие детали этой эволюции остаются еще неясными, сам факт длительного и сложного развития атмосферы, находящейся в многоплановом взаимодействии с литосферой, гидросферой и биосферой, не вызывает сомнений.

Состав сухого воздуха тропосферы приведен в табл. (стр.5).Средняя молярная масса сухого воздуха, рассчитанная из этого состава, равна 28,966.

Масса кислорода в атмосфере составляет 1,5.10¹⁵ т, азота - 4.10¹⁵ т, аргона - 16.10¹² т, диоксида углерода- 2,3.10¹² т.

Энергетическая роль воды в атмосфере этим не ограничивается. Вода в атмосфере препятствует тепловому излучению поверхности Земли в Космос, создавая тем самым, наряду с диоксидом углерода, парниковый или оранжерейный (тепличный) эффект.

Поскольку в тропосфере температура воздуха уменьшается с высотой, соответственно снижается содержание водяного пара и уменьшается парни-ковый эффект. Верна и обратная зависимость - поскольку вода в атмосферу поступает с поверхности Земли, оодержание её в воздухе уменьшается снизу вверх, поэтому снизу вверх снижается парниковый эффект и, соответственно температура воздуха. Таким, образом, между содержанием в атмосфере паров води и температурой воздуха осуществляется обратная положительная связь. Выше тропосферы вода практически подняться не может, поскольку при низкой температуре (около –6О^о С) верхней тропосферы в воздухе она нацело вымораживается и опускается вниз. Это, так называемый, эффект "холодной ловушки" воды в атмосфере. В результате выше тропопаузы воды практически нет. Этот эффект имеет большое экологическое значение, поскольку если бы воде удалось подняться выше озонового слоя, а молярная масса воды это позволяет, она подверглась бы фотохимическому расщеплению на водород и кислород жестким УФ излучением Солнца и расход воды на поверхности Земли существенно увеличился бы.

Капельки воды, образующиеся в результате конденсации водяного пара, в виде облаков и тумана находятся в тропосфере. Облака не только значительно меняют альбедо Земли. Мелкие капли, соединяясь и укрупняясь, образуют атмосферные осадки, являющиеся источником влаги практически всего живого на суше. Кроме этого, атмосферная влага растворяет в себе газообразные и (частично) твердые загрязнения воздуха, тем самым очищая его.

Содержание диоксида углерода в тропосфере - 0,036% (~2,6.10¹² т), но у земной поверхности содержание его колеблется от 0,2 до 0,004%. Роль диоксида углерода в атмосфере чрезвычайно велика. Он – основное питание зеленых растений, важный фактор выветривания горных пород, осадкообразования, а также (наряду с молекулами воды) ответственный за парниковый эффект в атмосфере.

Основные источники поступления диоксида углерода в атмосферу -дыхание животных и растений, процессы горения, извержения вулканов, деятельность почвенных микроорганизмов и грибов, промышленные предприятия и транспорт. Количество его в атмосфере изменяется по сезонам (летом и в начале осени уменьшается из-за активной ассимиляции фототрофными организмами, особенно в Северном полушарии, где преобладает суша), в течение суток (в светлое время над фитоценозом содержание диоксида углерода уменьшается на 10%; лес генерирует в среднем 300-500, а луговая формация - 500-700 мг диоксида углерода на 1 м²/ч, что соответствует средним величинам фотосинтетической ассимиляции в светлое время суток. Припочвенные слои атмосферы обычно богаче им, чем слои основной листовой зоны, и это в определенной мере компенсирует недостаток света для фитоценоза в зоне нижних ярусов и подроста.

Диоксид углерода, поглощающий в инфракрасной области спектра, влияет на оптические параметры и температурный режим атмосферы, следствием чего является упоминавшийся ранее "парниковый эффект". Этот эффект заключается в том, что подобно стеклу в парниках, безоблачная атмосфера, содержащая диоксид углерода, сравнительно мало задерживает солнечную радиацию видимого диапазона, но в значительно большей степени поглощает длинноволновое инфракрасное излучение, возникающее при разогреве поверхности Земли. Тем самым создаются условия для сохранения тепла в атмосфере, происходит ее разогрев и переизлучение части энер-гии обратно к Земле. По мере увеличения концентрации диоксида углерода в атмосфере температура всей системы может повышаться до значений, ведущих к нежелательным экологическим последствиям.

Название "парниковый эффект" не совсем точно. В парниках и теплицах большую роль в сохранении тепла играют изоляция от окружающего воздуха и повышенное содержание водяных паров. Тепловой эффект сохраняется, например, при замене стекла на полиэтилен, который поглощает коротковолновое и длинноволновое излучение примерно одинаково. Тем не менее название "парниковый эффект" для атмосферы стало общепринятым. Диоксид углерода поступает в атмосферу не только вследствие естественных процессов (извержение вулканов, деятельность почвенных микро-организмов, дыхание животных и растений), но и в результате сжигания горючих полезных ископаемых (теплоэнергетика, транспорт, индустрия), как побочный продукт химической и микробиологической промышленности и т.п. Только в результате сжигания ископаемого топлива каждый год в атмосферу поступает 3.10⁹ т диоксида углерода, а с учетом различных технологических процессов - не менее 10.10⁹ т.

Согласно расчетам, около 1,1.10¹¹ т диоксида углерода непрерывно находится в обменном состоянии между атмосферой и океаном. Если поверхностные слои Океана обмениваются диоксидом углерода за 5-25 лет, то глубокие - за 200-1000 лет. Полный обмен диоксидом углерода в атмосфере происходит за 300-500 лет. При этом необходимо учитывать, что как кислород и диоксид углерода, так и азот, растворяясь в воде, находятся в растворе в ином количественном соотношении, чем в воздухе. В связи с этим гидросфера оказывает огромное влияние на баланс основных газов в атмосфере.

Важным в экологическом аспекте является повышение растворимости этих газов в воде по мере уменьшения ее температуры. Именно поэтому фауна водных бассейнов полярных и приполярных широт очень обильна и разнообразна. В теплых водах тропических бассейнов пониженная концентрация растворенного кислорода ограничивает дыхание, а отсюда и жизнедеятельность водных животных.

В Океане содержание диоксида углерода почти в 60 раз больше (1,3.10¹⁴ т), чем в атмосфере. Вследствие различной растворимости этого газа в холодной и теплой воде, Мировой океан действует как гигантский насос, поглощающий диоксид углерода в холодных областях, переносящий и отдающий его в атмосферу тропиков.

Одним из важных компонентов атмосферы является озон. Несмотря на крайне низкое количественное содержание, этот газ имеет существенное эколого-биоло-гичеокое значение, поскольку интенсивно поглощает коротковолновое УФ-излучение Солнца и таким образом определяет не только температурный режим стратосферы, но и защищает биосферу от жесткого УФ-излучения.

Основное количество озона сосредоточено в стратосфере на высотах 10-35 км (верхняя граница его распространения - до 45 км), где он образует озонный слой, или озоносферу. У поверхности Земли он появляется только во время грозовых разрядов. Содержание этого газа в атмосфере составляет (2-5).10^-5%; его общее количество достигает 3,3.10⁹ т.

Среднее годовое количество озона в озоносфере составляет около 300 добсоновских единиц (ДЕ). Одна ДБ соответствует слою озона, равному 0,001 см при нормальных давлении и температуре. При нормальных условиях содержание озона в атмосфере соответствует толщине слоя 1,7-4 мм (тогда, как толщина всей атмосферы в этих условиях составляет 7,9 км). Однако этого количества озона вполне достаточно для полного поглощения всего УФ-излучения Солнца до 290 нм. Кроме того, озон поглощает также инфракрасное излучение Земли, препятствуя ее охлаждению. Химия атмос-ферного озона весьма сложна, и в ней еще многое остается неясным. Син-тез и разложение озона в атмосфере представляют собой сложный процесс, поскольку поведение самой атмосферы переменчиво. Так, облучение ее Солнцем периодически изменяется по суткам и по временам года.

Образование озона в атмосфере можно представить в виде двухстадийного процесса:

О₂ 2О (+ 2О₂ + М) 2О₃ + М + Q

H, км

Рис.1. Среднее вертикальное распределение озона в северном полушарии (Геохланян, 1975г.).

Наблюдается довольно четкая зависимость распределения озона в атмосфере от времени суток, широты и высоты места, а также времени года. Послеобеденное содержание озона больше утреннего. Максимального значения содержание озона достигает весной, а осенью и зимой падает до минимума, поскольку солнечная радиация значительно слабее.

В полярных широтах озона содержится в два раза больше, чем у экватора. Максимальное количество озона должно возникать в экваториаль-ной области, где интенсивность солнечной радиации наибольшая. Однако мощность озонового слоя здесь, приведенная к нормальным условиям, составляет 1,7 мм и возрастает к более высоким широтам, достигая максимума (4 мм) около 65^о с. ш. Это связано с адвекцией озона вместе с воздушными массами из экваториальной области стратосферы, посколь-ку градиент давления воздуха в стратосфере на этих высотах направлен от экватора к полюсам.

В тропосфере содержится лишь 10% от общего атмосферного озона. Хотя диффузия озона направлена вниз, к земле, озон разлагается и содержание его у поверхности Земли колеблется в пределах лишь 20-60 мкг/см³. Повышенное содержание озона отмечается на берегах морей и над лесами. Высота расположения озонового экрана в высоких широтах ниже, чем на экваторе. Так в полярных районах озоновый экран располагается от 9 до 30 км, а в тропиках на высоте от 18 до 32 км. Это связано, повидимому, как c направлением циркуляции воздуха в тропосфере над экватором (поднятие воздушных масс) и над полюсами (опускание воздушных масс), так и о влиянием магнитного поля Земли. Озон поглощает в широкой области спектра: от длинноволновой инфракрасной до коротковолновой УФ области. Спектр поглощения озона в УФ области, как видно из рис..2, хорошо совпадает со спектрами поглощения нуклеиновых кислот и отчасти белка. Поэтому озон атмосферы защищает нуклеиновые кислоты и белки от действия коротковолнового УФ излучения.

Энергия, поглощенная при адсорбции УФ излучения, переходит в тепловую энергию газовых молекул. Из 20% всей солнечной энергии, поглощаемой атмосферой, 13% поглощается озоном. С этим связано упоминавшееся выше повышение температуры в стратосфере от -56°С вблизи тропопаузы до 1000^o у стратопаузы.

Помимо защиты организмов от жесткого УФ облучения озон в атмосфере, по-видимому, препятствует быстрой диссипации водорода в Космос. Озон (или образующийся при его разложении атомарный кислород) взаимодействует c поднимающимся в высокие слои атмосферы водородом. В результате образуется Н₂О₂ или Н₂О. Последние опускаются вниз и с дождем выпадают на поверхность Земли, возвращая обратно водород. Количество образованной таким способом воды в озоновом слое (и при грозах, когда также происходит атомизация кислорода и образование озона) установить трудно, но присутствие пероксида водорода в атмосферных осадках доказано. Так, грозовой дождь в Подмосковье содержит до 1 мг/л H₂O₂. В негрозовом затяжном дожде там же найдено до 0,004 мг/л H₂O₂, а в дождевой воде над Японией - 0,35 - 0,86 мг/л H₂О₂. Снег, выпавший над Японией, содержал 0,08 - 0,16 мг/л H₂0₂.

В последние десятилетия установлено существенное влияние на озонный слой веществ естественного и техногенного происхождения, приводящих к разрушению озонного экрана. Это - вулканические извержения, содержащие хлор, продукты разложения минеральных удобрений (главным образом - закись азота), выбросы реактивными двигателями высотной авиации оксидов азота и паров воды; ядерные взрывы, при которых образуется большое количество оксидов азота, и т.п. Нобелевскую премию по химии 1996г. получили Ф.Роуланд, М.Мосина (США) и П.Крутцен (Германия), «открывшие» в 70-х годах разрушающее действие на озоновый слой фреонов (хлорфторуглеродов), широко использующихся в быту (газовое наполнение аэрозольных баллончиков, хладоагенты холодильников) и 95^ которых рано или поздно попадают в воздушную среду и далее - в стратосферу. Многие государства подписали Венскую конвенцию об охране озонового слоя, а затем в сентябре 1987г. и Монреальский протокол, обязывающий государства значительно ограничит производство, продажу и употребление фреонов.

Однако, вряд ли только фреоны ответственны за уменьшение озонового слоя и образование «озоновых дыр». Считают, что на долю фреонов приходится не более 30% дефицита озона. Другая точка зрения вообще исключает влияние фреонов, содержание которых в атмосфере в 10⁴ раз ниже, чем содержание озона. Объяснение изменению толщины озонового сдоя и появлению «озоновых дыр» (обнаруживающему заметную периодичность) приверженцы такого подхода видят в климатических изменениях в связи с циркуляцией атмосферы, изменением солнечной активности и интенсивности космического излучения. Например, крупные колебания атмосферы на высоте 90 - 95 км совпадают о появлением «озоновых дыр». А.П.Капица считал, что главным фактором возникновения озоновых дыр являются естественные причины и опасность этого явления для человека значительно преувеличена.

Расчеты, проведенные с помощью моделей различной сложности, показывают, что если темпы прироста техногенных и природных выбросов сохранятся, содержание озона в стратосфере может уменьшиться на 5-10%. Такое уменьшение содержания озона еще не может вызвать заметных изменений температуры у земной поверхности, однако способно нарушить циркуляцию воздушных масс в стратосфере, повлиять на глобальный баланс водорода в верхней атмосфере. Диоксиды азота и серы и другие газовые примеси в воздухе имеют, главным образом, техногенное, в меньшей мере вулканическое, происхождение.

В нижней атмосфере в бóльшем или мéньшем количестве постоянно присутствуют взвешенные в воздухе жидкие и твердые частицы, образующие аэрозоли. Пары и капельки воды при низких температурах вследствие сублимации и замерзания переходят в лед. Кристаллики льда образуют в атмосфере твердые взвеси (аэрозоли). Кроме того, твердые взвеси в атмосфере пополняются за счет космической и вулканической пыли, морских солей, почвенной и органической пыли, х золы от пожаров, а в последнее время - в результате как непосредственного поступления техногенной пили, особенно золы от сжигания каменных углей» так и активизации развевания почвенной пыли при распашке почв, из карьеров и др.

Твердые аэрозоли играют важную экологическую роль. Мелкие твердые взвеси выполняют роль ядер конденсации, без которых не могут образоваться жидкие взвеси и, соответственно, облака и атмосферные осадки. Увеличение твердых взвесей, таким образом» приводит к увеличению облачности и атмосферных осадков. Твердые частицы в атмосфере препятотауют прохождению прямой солнечной радиации в результате её отражения (обратного рассеяния) и тем самым увеличивают альбедо, что в свою очередь, ведет к понижению температуры у земной поверхности. Кроме того, твердые аэрозольные частицы поглощают солнечную радиацию и затем отдают тепло атмосфере. Однако, в целом аэрозоль понижает температуру у земной поверхности, особенно, если взвешенные частицы находятся в стратосфере, поскольку там обогревание разреженного воздуха за счет отдачи тепла частицами практически не оказывается на температуре воздуха у земной поверхности. Поэтому вулканические извержения взрывного характера, поставляющие в стратосферу большое количество твердых частиц, значительно сокращают поступление солнечной радиации к земной поверхности. Подобное же действие оказывают наземные ядерные взрывы и крупные лесные пожары.

Твердые дисперсные частицы всегда содержат много редких и рассеянных элементов, как в составе тонкодисперсных минералов, так и в сорбированном состоянии на большой удельной поверхности частиц. Поэтому в атмосферу поступает много различных элементов. С воздушными массами они переносятся на значительные расстояния, частично растворяются в жидких взвесях и с атмосферными осадками или в твердом аэрозоле под влиянием гравитации и с нисходящими потоками постепенно осаждаются. Ежегодно в атмосферу поступает до 3×10⁹ т твердых аэрозолей. Средняя продолжительность существования их в тропосфере около 10 дней. Общая масса твердых частиц в тропосфере оценивается в (5-8)×10¹² т. В тропосфере аэрозоль способен задерживаться до нескольких лет. Поступление дополнительного количества химических элементов о атмосферным аэрозолем в экосистемы может иметь как положительное (пополнение недостающих веществ), так и отрицательное экологическое значение (загрязнение избыточными элементами) *

Экологически значимым показателем атмосферы является ее радиоактивность, т.е. содержание в атмосфере радиоактивных примесей. Естественный источник ее - сосредоточенные в земной коре радиоактивные нуклиды урана, тория и актиния, выделяющиеся в процессе распада в атмосферу изотопы радона и тория. К естественным источникам относятся также космические лучи, в результате действия которых на азот и кислород образуются радиоактивные изотопы ряда легких элементов - бериллия-7, углерода-14, трития (водорода-З) и др.» ас аргоном - кремния-32, серы- 35 и др.

В результате распада урана-238, урана-234, тория-230 и радия-226 в земной коре образуются газообразные радон-222, (радон), радон-220 (торон) и радон-219 (октинон), через поры почвы проникающие в приземный олой атмосферы. Здесь их концентрация достигает 2,2×10 Кu/см² для торона и 1,3×10² Кu/см² для радона. Торон концентрируется главным образом в приземных слоях атмосферы. Существенно более долгоживущий радон (^)/ «3,80 сут.) переносится в верхние слои тропосферы, а его долгоживущие продукты распада (свинец-210, висмут-210, полоний-210) обнаруживаются и в стратосфере.

Космические лучи обычно подразделяют на первичные и вторичные. В состав первичных космических лучей входят главным образом положительно заряженные частицы (преимущественно протоны). Они обладают огромными энергиями и уже на высоте около 50 км начинают взаимодействовать с ядрами встречных атомов, что ведет к образованию элементарных частиц, называемых пионами (П). Масса пионов порядка 0,15 а.е.м., заряд их может быть и отрицательным, и положительным, и нейтральным, время жизни- 10 с. В слое атмосферы от 50 до 20 км почти все первичные космические лучи расходуют свою энергию, которая передается вторичному космическому излучению. Последнее состоит в основном из мюонов (частицы с массами порядка 0,11 а.е.м., несущие положительный или отрицательный заряд и живущие не более 2×10 с), а также электронов, позитронов и γ-лучей. Вторичные космические лучи, доходящие до поверхности Земли, подразделяются на «мягкие» и «жесткие», первые из которых поглощаются толщей свинца и состоят в основном из электронов и позитронов, а вторые - мюоны, обладающие большой проникающей способностью.

Возникновение радиоизотопов объясняется тем, что космические лучи, проникающие в атмосферу со скоростями, близкими к скорости света, сталкиваются с ядрами компонентов воздуха и вызывают ядерные реакции превращения одного вещества в другое. Основными радиационными частицами, обусловливающими радиоактивный фон атмосферы под влиянием космических лучей; являются тритий (³Н) и радиоуглерод (¹⁴С). Образование трития происходит за счет взаимодействия атмосферного азота с нейтронами.

Возможно также образование трития за счет взаимодействия атмосферного азота с протонами высоких энергий и атмосферного кислорода с нуклонами.

Общее количество трития на земном шаре оценивается величиной 12 кг. Образование радиоуглерода (¹⁴С) обусловлено взаимодействием азота с нейтронами с последующим распадом неустойчивого азота-15, генерирующего ¹⁴С и протон

Распад ¹⁴С вновь приводит к образованию стабильного азота, предопределяя тем самым обратимость процесса.

Равновесная концентрация ¹⁴С на земном шаре оценивается величиной 8×10 кг. Отметим, что содержание трития и ¹⁴С в стратосфере значительно больше, чем в тропосфере, что подтверждает роль в процессе космических лучей. Концентрация в атмосфере указанных изотопов минимальна у экватора и растет по направлению к магнитным полюсам Земли, подобно тому, как это отмечается и для распределения космических лучей. Это также служит подтвераде-нием того, что радиоизотопы водорода и углерода» возникают в атмосфере под действием космических лучей. Сходные процессы обусловливают появление и других радиоизотопов атмосферы. Так, под действием космических лучей на атмосферный аргон образуется радиоизотоп хлор-39:

Некоторые радиоизотопы, образующиеся в атмосфере под действием космических лучей, приведены в табл. 3.

Таблица 3.

Космических лучей

Радиоизотоп	τ1/2	: Тип: излучения • •	^Конечный продукт
Тритий ih	12,7 лет	электроны	гелий
Углерод 14С	5568 лет	электроны	азот
Натрий ^Jte	2,6 лет	позитроны,	неон
Хлор ^01	55 мин	- лучи Электроны,	аргон
		- лучи
Аргон^А	110 мин	электроны	калий
		- лучи

АТМОСФЕРА

Атмосфера - газовая оболочка Земли со всеми присутствующими в нем жидкими и твердыми взвесями. Масса ее составляет 5×10¹⁵ т. Девять десятых этой массы сосредоточено в нижнем слое толщиной 17 км, хотя признаки атмосферы отчетливо фиксируются и на высоте 20 тыс. км от поверхности Земли.

Современную атмосферу можно рассматривать как изначальную в том смысле, что ее состав отличается от первичного только уменьшением доли водорода и гелия и увеличением отношения «О₂ – СО₂» в результате осуществления процесса фотосинтеза и перехода углерода в земную кору (преимущественно в виде карбоната кальция).

Сложившийся состав атмосферы определяется массой Земли. Гравитационное поле Земли в настоящее время не способно удержать наиболее легкие элементы – Н₂ и Не: при бóльшей массе Земли выделяющийся из недр Н₂ накапливался бы в атмосфере; при меньшей - в атмосфере не смогли бы удержаться N₂ и O₂.

До высоты 100 км атмосферу подразделяют на четыре оболочки: тропосферу, стратосферу, мезосферу и термосферу.

Мощность тропосферы оценивается в 8 - 10 км в полярных областях и 16 - 18 км у экватора. Эта часть атмосферы непосредственно граничит с поверхностью океана и суши, интенсивно участвуя в обмене веществом. Температура здесь понижается с высотой на≈ 6°С на км. Верхняя граница тропосферы представлена тропопаузой, температура в которой составляет - 50°С.

Стратосфера, расположенная над тропосферой, также подразделяется на две зоны: нижнюю, достигающую высоты 25 км с температурой, характерной для тропопаузы, и верхнюю, простирающуюся до высоты 50 км и называемую областью инверсии. В области инверсии температура начинает возрастать и, достигнув 0^оС, остается неизменной вплоть до высоты 55 км. Эта узкая область постоянной температуры, называемая стратопаузой, является верхней границей стратосферы. В стратосфере на высоте около 35 км расположен озонный защитный слой, определяющий верхний предел жизни в биосфере.

Выше стратопаузы располагается мезосфера, достигающая высоты 85 км от уровня моря. В мезосфере температура с высотой понижается. Верхней границей мезосферы является мезопауза, в зоне которой температура вновь начинает возрастать. Эта область, называется термосферой и захватывает 200 - 300 км. В верхней ее части температура достигает 1500°С, в результате чего газы атмосферы ионизуются. Поэтому термосферу часто называют также ионосферой.

Внешней оболочкой атмосферы является экзосфера, простирающаяся на огромные расстояния и постепенно переходящая в межпланетное пространство.

Экзосфера является областью диссипации (преодоления атомами и ионами поля напряжения Земли) атмосферных газов, в результате которой Земля потеряла и продолжает их терять. Явление диссипации связано с возрастанием разреженности атмосферы при увеличении высоты, вследствие чего столкновения атомов становятся все реже, величина свободного пробега атомов значительно возрастает и кинетическая энергия их увеличивается. Так, на высоте 100 км длина пробега составляет 10 см, а на высоте 220 км - 870 м. Кинетическая энергия частиц становится настолько большой, что температура в термосфере поднимается на сотни градусов. При достижении атомами и ионами скорости более 11 км/с, они могут покинуть поле притяжения Земли. И наоборот - если скорость космической частицы становится меньше II км/с, то она захватывается атмосферой Земли. Поэтому термосфера – область обмена между Землей и Космосом газообразным веществом.

Для Земли и некоторых других планет (Юпитера, Сатурна) характерно присутствие магнитосферы - области околопланетного пространства, физические свойства которого определяются наличием магнитного поля планеты и его взаимодействием с потоком заряженных частиц космического происхождения (для Земли - преимущественно солнечного ветра - потока плазмы солнечной короны в м