2.2. Атмосферне повітря та його хімічний склад

Атмосфера складається із суміші близько 50 різних газів – повітря, в якому зважені дрібні, розміром від 1 до 500 мкм, рідкі і тверді колоїдні часточки – пил, краплі, кристали та ін.

Хімічний склад сухого чистого повітря такий: азот – 78,08 %, кисень – 20,95, аргон – 0,93, вуглекислий газ – дещо більше 0,03 %. У мізерних кількостях у повітрі присутні (у порядку спадання) неон, гелій, метан, криптон, водень, закис азоту, ксенон, озон, аміак, перекис водню, йод, радон та ін. Загальний вміст цих складників атмосферного повітря становить близько 0,01 %.

Відсотковий вміст основних атмосферних газів залишається майже незмінним на десятки кілометрів у висоту.

Атмосферне повітря завжди містить деяку кількість водяної пари, більша частина якої зосереджена у нижньому двохкілометровому шарі. Основним чинником, який визначає її вміст в атмосферному повітрі, є температура. Поблизу поверхні Землі середній вміст водяної пари коливається від 0,2 % за об’ємом у полярних широтах до 2,6 % поблизу екватора. У виняткових випадках її вміст може досягати 4 % за об’ємом.

Водяна пара, а також деякі інші гази, незважаючи на невеликий вміст, відіграють важливу роль в атмосферних процесах.

2.3. Роль окремих компонентів повітря в атмосферних процесах

Водяна пара надходить в атмосферу переважно унаслідок випаровування з поверхні води і вологого ґрунту та шляхом транспірації рослинами. Додатковими причинами появи води у газоподібному стані є вулканічні виверження, спалювання органічного палива, деякі інші природні та техногенні процеси.

За відповідних умов водяна пара конденсується з наступним утворенням хмар, туманів та безпосередньо на поверхні землі і рослин. Процеси випаровування або конденсації супроводжуються інтенсивним відбиранням або віддаванням тепла в атмосфері. Ці взаємно протилежні процеси визначають не тільки вміст водяної пари у повітрі, а й термодинамічний стан атмосфери в цілому, оскільки будь-які зміни агрегатного стану води супроводжуються відповідними змінами атмосферного тиску, займаного повітрям об’єму, його температури і густини.

Завдяки водяній парі у нижніх шарах атмосфери здійснюється постійний обмін вологою між атмосферою і підстильною поверхнею. Водяна пара поглинає радіацію, яку випромінює підстильна поверхня, перешкоджаючи надмірному її вихолоджуванню. Процеси тепло- і вологообміну визначають характер атмосферних процесів не тільки в поточний момент часу (погоду), але й в багаторічному підсумку (клімат).

Вуглекислий газ. Одним з найважливіших компонентів повітря є вуглекислий газ. Поблизу земної поверхні він міститься у змінних кількостях, в середньому близько 0,03–0,04 % за об'ємом. Незважаючи на відносно невеликий вміст в атмосфері, вуглекислий газ створює потужний парниковий ефект. Пропускаючи майже безперешкодно короткохвильову сонячну радіацію та інтенсивно поглинаючи і перевипромінюючи назад до Землі довгохвильове (теплове) випромінювання підстильної поверхні і хмар, він сприяє підвищенню температури повітря у розташованих нижче шарах атмосфери. Іншими важливими парниковими газами в атмосфері Землі є також водяна пара, закис азоту, метан та озон.

В атмосферу вуглекислий газ надходить унаслідок вулканічної діяльності, розкладання і гниття органічних речовин, дихання тварин і рослин, спалювання органічного палива. Основним регулятором вмісту вуглекислого газу в атмосфері є Світовий океан.

Уміст вуглекислого газу у повітрі змінюється залежно від широти, місцевих умов, часу доби і року. Локальні концентрації вуглекислого газу у повітрі можуть досягати 0,07 %.

Від початку епохи індустріалізації вміст вуглекислого газу в атмосфері Землі значно зріс – від приблизно 280 млн^‑1 до 380 млн^‑1. ⁷ Під впливом діяльності людини збільшується концентрація й інших газових домішок (оксиду вуглецю, сірчистого газу, різних оксидів азоту та ін.), а також аерозолів в атмосфері.

Аерозолі. В атмосфері завжди присутні аерозолі – різноманітні тверді і рідкі частинки мікронних і субмікронних розмірів, які містяться у повітрі у зваженому стані.

До природних аерозолів відносяться водяні краплі і кристали льоду, які утворюються при конденсації водяної пари, солі морської води, а також пил різного походження (ґрунтовий, вулканічний, космічний) і сажа, що виникає при пожежах у лісах, степах та на торфовищах. Крім того, в атмосферу надходить велика кількість аерозолів штучного походження – викиди різноманітних промислових установок, підприємств теплоенергетики, комунального господарства, транспорту та ін.

Зі зрозумілих причин найвищі їх концентрації створюються переважно у приземному шарі повітря. Аерозольні частинки активно поглинають, відбивають і розсіюють сонячну радіацію. Вони можуть нести на собі електричний заряд (тобто бути йонами). Деякі з аерозольних частинок беруть активну участь у процесі утворення хмар та туманів у ролі так званих ядер конденсації.

Підвищена концентрація частинок пилу і сажі, так само, як і деяких шкідливих газів природного й антропогенного походження, спричиняє забруднення атмосфери (див. п. 2.4). Воно позначається на стані здоров’я і самопочутті людини та погіршує умови проживання усіх живих істот, спричиняючи інколи значні розлади у роботі окремих органів та систем і навіть загибель цих організмів. Зауважимо, що наявність в атмосферному повітрі підвищених концентрацій водяної пари, продуктів її конденсації, а також вуглекислого газу, не вважається агентом його забруднення.

Озон. Виключно важливу роль відіграє озон, який є одною з форм існування кисню в атмосфері Землі. Озон поглинає згубну для живих організмів частину ультрафіолетового випромінювання Сонця в області довжин хвиль від 250 до 320 нм. Випромінювання даного діапазону інтенсивно поглинається нуклеїновими кислотами і білками. За своїм впливом жорстке ультрафіолетове випромінювання наближається до іонізуючого. Через порівняно малу проникну здатність ультрафіолетове випромінювання не здатне проникати глибоко у тканини, а тому вражає тільки поверхневі органи. Жорсткий ультрафіолет має достатньо енергії для руйнування молекул ДНК та інших органічних речовин, що може спричинити рак шкіри, злоякісну меланому, катаракту та стан імунодефіциту.

Поблизу земної поверхні озон наявний у дуже невеликих кількостях. Для озону, що міститься у нижньому двометровому шарі атмосфери, застосовується термін "приземний озон". Основним джерелом приземного озону є перенесення його з вищих шарів атмосфери. Його появу спричиняють також електричні розряди під час гроз, снігових і пилових бур та вивержень вулканів, а також фотохімічні реакції за участю вуглеводнів й оксидів азоту, які у великих кількостях містяться у вихлопних газах автотранспорту та викидах деяких промислових підприємств. Густа отруйна пелена переважно синюватого кольору, яка виникає у дуже забрудненому повітрі в результаті хімічних реакцій під дією ультрафіолетової сонячної радіації, називається фотохімічним смогом. Сухі смоги часто спостерігаються при ясній погоді у Лос-Анджелесі (США) та інших багатих на сонце містах-мільйонерах з великим розвитком автотранспорту.

Приземний озон є одним з компонентів фотохімічного смогу, а тому й індикатором забрудненого повітря. Всупереч поширеній думці, підвищені концентрації приземного озону дуже несприятливо впливають на живі організми. Для людини токсичність озону проявляється уже при концентрації 100 млрд^‑1. Фонові концентрації озону на рівні моря коливаються між 10 і 30 млрд^‑1, однак під час випадків високого забруднення повітря його вміст може зростати до 500 млрд^‑1.

Уміст озону різко зростає у так званій озоносфері – шарі повітря від 10 до 50 км з добре вираженим максимумом на висотах 20–26 км. Тут під дією ультрафіолетового випромінювання Сонця з довжинами хвиль до 242 нм двоатомні молекули кисню частково розпадаються на окремі атоми, які, приєднуючись до двоатомних молекул кисню, що не розпалися, за присутності деякої третьої частинки утворюють трьохатомний озон:

,

.

Деяка частина атомів кисню, необхідних для утворення озону, за присутності третьої частинки може возз’єднуватися в одну молекулу:

.

Одночасно з утворенням озону унаслідок поглинання ним радіації в ультрафіолетовій і видимій частинах спектру відбувається й зворотний процес:

.

Крім того, будучи хімічно активними, атоми кисню і молекули озону легко взаємодіють між собою:

.

Таку схему процесів, що призводять до утворення чи руйнування озону, ще у 1930 р. запропонував відомий англійський математик і геофізик Сідні Чепмен (1888–1970). Однак вона набагато складніша. На хімію озону в атмосфері дуже впливають навіть незначні кількості водяної пари, оксидів азоту та деяких інших малих домішок. Сам озон володіє винятково високою реакційною здатністю, а тому бере участь практично в усіх хімічних і фотохімічних циклах реакцій, які визначають склад атмосфери.

Співвідношення інтенсивностей процесів утворення і руйнування озону визначає його рівноважну концентрацію на різних висотах.

Сумарна кількість озону у вертикальному стовпі атмосфери одиничного перерізу – загальний вміст озону (ЗВО) – здебільшого оцінюється товщиною приведеного до нормальних умов шару озону, який міститься у цьому стовпі. ЗВО вимірюється в атмо-сантиметрах або ж одиницях Добсона: 1 о.Д. =0,001 атм-см. Середнє багаторічне приведене значення товщини шару озону для Землі в цілому становить близько 0,29 атм-см або 290 о.Д.

ЗВО змінюється у доволі широких межах – від 120 до 760 о.Д. Більша частина цих змін має регулярний характер і достатньо добре вивчена. Загальний вміст озону в атмосфері у цілому зростає від екватора до високих широт. У позатропічних широтах максимальні кількості озону спостерігаються наприкінці зими – на початку весни, а мінімальні – восени, причому зі зменшенням географічної широти амплітуда сезонного ходу ЗВО також зменшується. Добовий хід ЗВО поступається міждобовій мінливості цієї величини.

У нижній стратосфері (10–25 км), де озону найбільше, головну роль в сезонних і ще триваліших змінах його концентрації відіграють процеси перенесення повітряних мас. Вміст озону тут визначає хімічний склад атмосфери і довготривалі (з періодом понад 10 років) варіації процесів перенесення.

Під впливом циркуляційних чинників вміст озону в атмосфері може значно коливатися. На рис. 2.1 показано особливості зміни ЗВО над Україною упродовж 1973–2006 рр.

Рис. 2.1. Динаміка середніх річних значень ЗВО над Україною, о.Д.

На цьому рисунку середні річні значення ЗВО показано сірими кружками, а характерний діапазон коливань упродовж року – за допомогою вертикальних відрізків, верхній і нижній краї яких відрізняються від середнього арифметичного значення на величину середньоквадратичного відхилення (СКВ). Загальний характер багаторічної зміни ЗВО упродовж розглядуваного періоду відображає тренд, побудований за допомогою апроксимації вихідного ряду поліномом 3-го степеня.

Осереднений за п’ятьма озонометричними станціями (Київ, Бориспіль, Карадаг, Одеса і Львів) хід ЗВО упродовж 2006 р. представлено на рис. 2.2. Для порівняння там же показано середній річний хід цієї величини за увесь період спостережень.

Рис. 2.2. Середньодобові значення ЗВО над Україною у 2006 р., о.Д.

У 2006 р. значення ЗВО здебільшого були меншими за кліматичну норму (особливо наприкінці року), що зумовлено особливостями розвитку атмосферних процесів. В цілому ж річний хід ЗВО над Україною відповідає описаним вище закономірностям річного ходу цієї величини у позатропічних широтах.

Значне зниження ЗВО, ступінь якого оцінюється відносно величини СКВ, сигналізує про виникнення озонової аномалії (див. далі). У 2006 р. над Україною такі ситуації жодного разу не спостерігалися. Усі відносно великі відхилення ЗВО від норми цього року були зумовлені циркуляційними процесами.

Проблема виснаження озонового шару. Вимірювання озону в атмосфері розпочалися ще в 1926 році в Англії і Швейцарії. У рамках проведення Міжнародного геофізичного року, який тривав з 01.07.1957 р. по 31.12.1958 р., було засновано Глобальну систему спостережень за озоном, яка на сьогоднішній день налічує близько 300 станцій. У 1962 р. розпочалися регулярні вимірювання висотного розподілу озону з допомогою озонозондів, у 1966 р. – супутникові вимірювання ЗВО, а в 1976 р. – мережеві ракетні вимірювання озону.

В середині 1980-х років учені вперше зафіксували, що озоновий шар над Землею виснажується. В окремих районах цей процес настільки інтенсивний, що призводить до утворення так званих "озонових дір", які правильніше називати аномаліями. Найбільшою з них є весняна озонова аномалія над Антарктидою, яку пояснюють вивільненням хлоровмісних сполук, насамперед фреонів, на поверхні полярних стратосферних хмар, які виникають тут при дуже низьких (нижче ‑80°C) температурах. Після закінчення полярної ночі, у вересні, зі сходом Сонця утворюються атоми хлору, які інтенсивно руйнують молекули озону. Найважливішою ланкою руйнування є саме полярні стратосферні хмари, які утворюються виключно при дуже низьких температурах. Такі температури над Антарктидою зумовлені сильними західними вітрами, які утворюють своєрідний "бар’єр" (його називають також полярним вихором), який перешкоджає міжширотному перенесенню тепла та озону. Подібний механізм діє і в Арктиці, однак через вищу температуру нижньої стратосфери, полярні стратосферні хмари утворюються тут значно рідше (Е.А. Жадин, 1999).

За даними НАСА у вересні 2002 р. площа озонової аномалії над Антарктидою становила 15,6 млн. км². Вона існує не постійно, а близько місяця упродовж року, зазвичай у жовтні. В інші сезони вміст озону близький до норми.

Подібні озонові аномалії у період із січня по березень розвиваються і в середніх та високих широтах Північної півкулі, зокрема над Західною і Центральною Європою, США, Тихим океаном, Європейською частиною Росії, Східним Сибіром та Японією.

Ще у 1974 році було висловлено припущення, що особливу шкоду озоновому шару завдають хлор-, фтор-, бромвмісні речовини та різні аерозолі. Пізніше це довели дослідники Каліфорнійського університету (США) та Інституту Макса Планка (Німеччина), яких у 1995 році нагородили Нобелівською премією за роботу з атмосферної хімії, особливо в частині процесів утворення і руйнування озонового шару.

У 1985 р. було підписано Віденську конвенцію про охорону озонового шару, а в 1987 р. – Монреальський протокол, згідно з яким країни зобов’язалися скоротити виробництво шкідливих речовин, які містять вищезгадані реагенти на 30 %. Однак речовини, які уже надійшли в атмосферу, дуже повільно виводяться з неї, не послаблюючи свої руйнівні для озонового шару властивості упродовж десятиріч. Тож до попереднього рівня вміст озону ще не відновився. Для цього, за деякими оцінками, знадобиться ще близько 50 років.

Наукові дослідження останніх років показали, що коливання кількості озону в озоносфері відбуваються унаслідок дії не тільки антропогенних, але й природних чинників: при виділенні озоноруйнуючих газів унаслідок танення льодовиків, при зміні сонячної активності, космічного випромінювання та ін. Зокрема, концентрація озону залежить від інтенсивності варіацій ультрафіолетового випромінювання у різних діапазонах сонячного спектру. Випромінювання з довжиною хвилі менше 230 нм спричиняє збільшення вмісту озону у стратосфері, а от посилення випромінювання з більшими довжинами хвиль супроводжується підвищенням температури, що в свою чергу прискорює процеси розпаду озону.

У 1970-х роках американські військові, які розробляли озонову зброю, над одним з ненаселених тихоокеанських атолів запустили ракету, яка розпорошила в озоновому шарі спеціальний реагент, що зв’язав озон, утворивши над цим острівцем невелику, але потужну аномалію, яка проіснувала декілька годин. Це означає, що упродовж цього часу поверхня острова опромінювалася смертельною ультрафіолетовою радіацією. В результаті на острові загинули усі живі організми, окрім кількох черепах, тіло яких було захищене міцним панциром, однак очі їх виявилися випаленими ультрафіолетовими променями.