Озон. Физика и химия озона. Химия атмосферного озона. Стратосферный озон и особенности его распределения, страница 9

В Минске весной  Х достигает 450, осенью - около 250 ДЕ (см. рис. 11.9). Однако в качестве рекордных фиксировались значения в 600 и 210 ДЕ.

Зимой и весной в Северном полушарии очень хорошо выражены «гребни» повышенных значений общего содержания озона над Северо-восточной Азией (Сибирь) и Северной Америкой. При этом величина  Х очень изменчива ото дня ко дню и свидетельствует о быстром переносе озона воздушными течениями. Резкие увеличения общего содержания озона происходят при вторжении арктического воздуха в более низкие широты. Осенью иногда тропический воздух распространяется в высокие широты и понижает Х. Здесь следует иметь в виду, что речь идет о движении  воздуха в нижней стратосфере и верхней тропосфере (там, где озона много и он хорошо сохраняется). Иначе данный эффект был бы слабо заметен (при переносе воздуха с малым  содержанием озона) или отсутствовал (в случае переноса на высотах, где быстро устанавливается фотохимическое равновесие).

Вертикальное распределение озона

В тропосфере озона мало, однако его концентрация быстро растет над тропопаузой. Максимальное значение концентрации на экваторе достигается на высоте  около 26 км (см. рис. 11.10). В полярных областях  максимум расположен значительно ниже, приблизительно на 17 км,  а абсолютные значения концентрации озона заметно больше чем в тропиках (рис. 11.11. Кстати, следует обратить внимание на то, что вертикальный профиль концентрации вещества существенно зависит от выбора единиц измерений. Пример приведен на рис. 11.12). Сильная зависимость вертикального распределения озона от широты свидетельствует о том, что озон регулируется не только фотохимическими процессами. Иначе картина на полюсах была бы прямо противоположной.

        Таким образом, следует признать, что на состояние озонового слоя сильнейшее влияние оказывает циркуляция атмосферы. При этом существенными оказываются не только горизонтальные, но и вертикальные движения воздуха. В частности, имеет место так называемый принцип Добсона. Если происходит восходящее движение воздуха в стратосфере, озон из нижней части слоя (где его много) поднимается вверх и быстро разрушается при фотолизе солнечным излучением. Даже если бы фотохимическое разрушение отсутствовало, концентрация озона в поднимающемся воздухе все равно должна понижаться из-за расширения воздуха, несмотря на то, что отношение смеси оставалось бы прежним. Таким образом, общее содержание озона в случае восходящего движения воздуха  падает. Если происходит нисходящее движение воздуха в стратосфере, озон опускается в нижнюю часть слоя и там накапливается, поскольку распада почти нет (время жизни озона в нижней стратосфере очень велико). А в верхней части озон быстро восстанавливается до равновесных концентраций в результате фотохимических процессов. Таким образом, общее содержание озона  растет.

Согласно современным представлениям, озон, эффективно образующийся в экваториальной стратосфере, вместе с воздушными течениями переносится в средние и полярные широты зимнего полушария. Там происходит охлаждение и опускание воздуха, что приводит к накоплению озона. Оценки показывают, что достаточно  в северной полярной области наличия зимой нисходящего движения  со скоростью 0.1 см/с, чтобы объяснить  зимнее накопление озона и появление весеннего максимума.

Названное перераспределение озона в земной стратосфере осуществляется за счет так называемой циркуляции Брюэра-Добсона (рис. 11.13). Средняя величина  стратосферного оттока озона из экваториальной области составляет около 190 ДЕ в год.  В полярных областях общее оседание воздуха уносит озон из средней стратосферы в нижнюю и в тропосферу. Возникновение циркуляции Брюэра-Добсона обусловлено разницей в температурах тропической и полярной стратосферы зимнего полушария, а генератором, поддерживающим направленный перенос озона, являются планетарные атмосферные волны, возникающие в тропосфере и проникающие в стратосферу.