ПЕРЕМЕЩЕНИЯ ОЗОНА
Уменьшение высоты озона влечет за собой еще одно последствие: соотношение между содержанием озона и условиями погоды теперь уже не так нас поражает, как в то время, когда считалось, что озон находится на высоте 50 км; особенно в силу того обстоятельства, что изменения в содержании озона по временам года или изменения неправильные отражаются, главным образом, на общем количестве озона ниже 25 км. Это, а также тот факт, что недостаток воздуха в циклоне бывает, как известно, выше 15 км, заставляет думать, что на высоте 15—25 км воздух втягивается к центру циклона, то опускаясь вниз к центру, то подымаясь от центра вверх. Притекание и поднятие воздуха действуют в направлении уменьшения концентрации ниже максимального уровня озона; уменьшение плотности воздуха ниже 20 км действует в том же направлении; такое понимание данных процессов не вполне согласуется с наблюдениями, поэтому его нужно считать предварительным. Впрочем, сами наблюдения недостаточно точны, чтобы иметь решающее значение. Вероятно, изменения озона от циклона к антициклону соответствуют перераспределению существующего уже озона, а не усиленному образованию озона над циклонами или ненормальному уничтожению озона над областями высокого давления. Вариации озона являются скорее результатом, а не причиной движения воздуха, хотя они и могут оказать вторичное влияние на воздушные движения переменами температуры, вызванными поглощением солнечной радиации. Помимо того, что озон переносится ветрами, он должен еще перемещаться по различным направлениям посредством атмосферной турбуленции (один английский летчик отметил, что во время сенокоса он страдал сенным насморком, влетев в облако на высоте 7 км). Такая турбуленция, как это следует из данных Г.А. Прокофьева,поддерживает постоянный состав воздуха до высот, на которых когда-либо были сделаны пробы. Но озон, подобно водяному пару, непостоянен. Что касается воды, то пар уносится вверх с поверхности земли и моря путем конвекции; он может сгуститься в облака и низвергнуться на землю в виде дождя. С другой стороны, озон образуется в воздухе на значительной высоте посредством фотодиссоциации молекул кислорода и последующим присоединением О к 02. Озон 03, в свою очередь, диссоциируется (освобождая лишний атом кислорода) светом в другой спектральной полосе. Озон и свободные атомы кислорода могут возвратиться в прежнее состояние нормальных молекул различными путями. Имеющееся количество озона, конечно, будет сильно зависеть от скоростей процессов образования и обратных процессов, но оно будет также зависеть и от скорости рассеивания озона посредством диффузии. Последняя стремится уничтожить или, по крайней мере, стушевать резко выраженный максимум в вертикальном распределении озона; таким образом, если бы не было турбуленции, то этот максимум был бы более резким. Если в действительности — а это весьма вероятно, — молекулярный кислород ниже 20 км не диссоциирован, то озон ниже этого уровня должен уноситься вниз посредством турбуленции. Если бы мы узнали скорость вертикальной диффузии в воздухе (на высоте 20 км или больше), то мы бы могли сделать заключение о скорости процессов разложения озона в нижних слоях атмосферы, и обратно. Рассмотрим также вопрос о падении молекул озона в атмосфере. Не должен ли озон в силу своего большого молекулярного веса 48 — при среднем молекулярном весе воздуха 29 — падать вниз, перемещая на болеее низкие уровни весь слой озона? Для рассмотрения этого вопроса Кочин вычислил вертикальную скорость, с которой перемещается вниз центр тяжести столба озона. Рокар, определяя скорость падения озона на основании методов динамической теории газа, получил для этой скорости 22 м в сутки, что за. полярную ночь может дать величину порядка 2 км. Падение озона так или иначе не может играть существенной роли в его равновесии. Наблюдения изменений содержания озона в его временном и пространственном распределении, вызванных искусственным введением различных количеств озона в воздух, дали бы, может быть, возможность сделать заключение о скорости естественного разложения озона и скорости перемещения воздуха, несущего озон, посредством турбуленции. Измерения количества озона могли бы быть произведены сетью спектрографов на Земле, наблюдающих прямой или зенитный рассеянный свет Солнца. Эти 43 позволило бы делать измерение содержания озона, начиная с земной поверхности и до различных высот. Гетц уже сделал ряд измерений поглощения горизонтальных лучей ртутного света. В дальнейшем развитии опытов явилась бы возможность измерения концентрации озона в любой точке атмосферы аэропланом, снабженным и лампой и камерой; световой луч между ними мог бы отражаться много раз в двух рефлекторах, помещенных на концах крыльев аэроплана для удлинения прохождения света через поглощающую среду. Оборудованный таким образом аэроплан или дирижабль может производить постоянные записи содержания озона в воздухе, через который он проходит, в продолжение всего пути.
Радиация 1300—1850 А поглощается кислородом 02 и диссоциирует его на атомный кислород, допуская, таким образом, образование озона. Главная диссоциирующая кислород радиация должна проникать вниз на высоту, по крайней мере, около 30 км. Этого приходится ожидать с точки зрения современных представлений о высоте слоя озона. Новые исследования поглощающей способности кислорода сделали за последнее время ученые США Ladenburg, Voorhis и Ваусе. Они определили коэффициент поглощения за непрерывными поглощением от 1300 до 1750 А; обыкновенный молекулярный кислород поглощает сильнее в этой спектральной области, чем даже озон в полосе Hartley 2300 до 3200 А. В последней области коэффициент поглощения для озона имеет резко выраженный максимум на 2550А; Fabry и Buisson в свое время нашли, что на этой длине волны а для озона достигает громадного значения а = 120. Для равной массы озон поглощает свет этой длины волны сильнее, чем металлы поглощают видимый 44 свет. Из этих данных можно сделать вывод, что солнечная радиация в интервале между 1300 и 1750 А должна быть поглощенной в наружных слоях атмосферы даже значительно выше 100 км, если считать распределение 02 по высоте согласно барометрической формуле. Однако рекомбинация атомов кислорода весьма затруднена при этих давлениях. Это обусловливает то, что, начиная с высоты 35—40 км, весь кислород представлен в атомном состоянии. Кислородная атмосфера разделена на две частицы: атомную — верхнюю и молекулярную — нижнюю. В пограничном слое идут реакции образования озона. Между 1100 и 1300 А поглощение кислорода ограздо слабее, так как слой толщиною в 1.3 см фактически прозрачен для 02 (а также для N2). За 1100 А есть еще другая полоса поглощения 02, для которой максимум сравним с большими значениями в промежутке 1300 до 1750 А. Для длин волн, превышающих 1750 А, вступает в силу поглощение Schumann'a. Очевидно, часть радиации доходит до 30 км и создает на этих высотах атомный кислород. Кислород имеет и другие полосы поглощения ультрафиолетовой части спектра с 2800 А приблизительно до 2400, непрерывной частью простирающейся от 2400 А до более коротких длин волн. Кривую поглощения для N2 тоже следовало бы определить, так как азот имеет полосы от 2904 до 2256 А, 1305— 1205А (Berge-Hopfield) и в более коротких длинах волн. Не зная а для различных газов атмосферы, невозможно с уверенностью заключить о том, каково их относительное участие в поглощении ультрафиолетового света. Поглощенная в атмосфере солнечная радиация может или диссоциировать или возбуждать поглощающие молекулы. Диссоциирующая энергия 02 равна 5.1 вольтам, а энергия 03 — приблизительно I вольт. Световые кванты длин волн, не превышающие 2420 и 1300А, обладают, по меньшей мере, такими количествами энергии. Если диссоциация является результатом кванта, обладающего большей энергией, чем это требуется для диссоциации, тогда избыток энергии может проявиться в виде энергии возбуждения одного или более продуктов диссоцииаци или в виде кинетической энергии этих частиц; в последнем случае эта кинетическая энергия будет непосредственно повышать тепловую энергию газа. В области 1750—2400 А поглощение, по-видимому, приводит к двум нормальным О атомам. Warburg нашел, что02образуется (лишь в предположении диссоциации 02) при 2070А и даже при 2530А. В последнем случае в световой кванте имеем недостаток (около 0.2 вольт) необходимой для диссоциации 02 энергии. От отношения коэффициента поглощения кислорода к озону зависит, будет ли эта радиация иметь значение для образования озона. Чепман показал, что отношение озона к молекулярному и атомному кислороду за пределами известной высоты должно уменьшаться; когда радиация поглощается и озоном и молекулярным кислородом, то кислород начнет поглощать первый. Когда свет близок к 2550А, где а для озона равно 120, озон (на верхних уровнях озонного слоя) будет, вероятно, главным поглотителем, но для длин волн меньше 2200 А существующее количество озона, повидимому, не соответствует полному поглощению. По всей этой ультрафиолетовой области каждый действительно поглощенный квант диссоциирует поглощающую молекулу. Так как интенсивность солнечной радиации падает сравнительно быстро за 3000 А, то поглощение 09 для длин волн, не многим короче 2200 А, вероятно также имеет значение для образования озона. Обратный процесс — диссоциация озона вызывается радиацией в полосе Hartley или радиацией в полосе Спар-puis, хотя полосе Chappuis в этом отношении еще не было уделено до сих пор достаточного внимания. Световые кванты в полосе Hartley'a гораздо более энергичгичны (> 4 вольт для длины волны )< 3000), чем это нужно для диссоциации озона, и, вероятно, диссоциированный О атом находится в возбужденном состоянии (1.96 вольт), тогда как оставшаяся молекула 02 тоже может быть возбуждена. В полосе Chappuis кванты обладают меньшей энергией (2.5 до 3 вольт), и образованные атом О и молекулы 02 могут находиться в нормальном состоянии. Если это так, избыток энергии сверх необходимого для диссоциации и пойдет на увеличение температуры поглощающего слоя. В полосе Chappuis радиация поглощается слабо, не исключая слоя у земной поверхности; в силу этого ни один слой озона даже нижний, не защищен от ее диссоциирующего действия. Следует, впрочем, заметить, что в этой области радиация непосредственно не диссоциирует озон, но вызывает состояние «предиссоциации». Более точные исследования показали, что озон повсюду в атмосфере может являться объектом диссоциации посредством видимой радиации в полосе Chappuis, но лишь в небольших количествах.
СОСТАВ И ТЕМПЕРАТУРА ВЫСШИХ СЛОЕВ АТМОСФЕРЫ
Новейшие наблюдения над озоном и новые данные относительно коэффициентов поглощения вызывают необходимость пересмотра всех прежних взглядов на температуру и состав верхних слоев атмосферы, как то: теория Gowan'a по стратосферной температуре, теория Чепмана о равновесии между озоном и молекулярным и атомным кислородом и др. Очень вероятно, что сильное поглощение кислорода в области 1300—1750 А увеличит количество атомного кислорода на больших высотах. Теория озонного равновесия Чепмана тогда, повидимому, остается. Концентрация атомного кислорода возрастает выше известной высоты (возможно 30 км по новейшим данным), и атомный кислород и молекулярный азот — самые главные составные части стратосферы на больших высотах. Азот тоже будет диссоциирован радиацией (770 А), длина волны которой гораздо короче, чем та, которая соответствует диссоциации кислорода. Так как потенциал диссоциации азота больше потенциала диссоциации кислорода (9 и 5.1), высота, на которой имеет место эта диссоциация азота, зависит от коэффициента поглощения данной радиации. Angenheister недавно всесторонне обсудил вопрос о верхних слоях атмосферы. Основываясь на том, что атмосфера содержит гораздо меньше гелия, чем должны были бы дать радиоактивные материалы земной коры, он предполагает, что гелий постоянно улетучивается, и считает, что для этого необходима температура порядка 1000° во внешних слоях. Кроме того, основываясь на наблюдениях Babcock'a ширины земной линии У, 5577 атомного кислорода в спектре ночного неба и предположив полную зависимость этой ширины от Допплерова расширения, Angenheister находит Т = 900°, что является, вероятно, высшим пределом и относится, разумеется, к ночной температуре. Кроме того, основываясь на измерении значительной разницы в высоте между обыкновенным «ночным» северным сиянием и вечерними сумерками или утренними солнечными Sterrner'a (sunlit auro-гае), он предполагает, что ночная температура выше 50 км равна 300°, а дневная температура равна 1000° от ИЗ км до 200 км; дальше она постепенно падает до 300° на высоте 700 км. Maris и Hulburt тоже занимались исследованием температуры верхних слоев атмосферы; они нашли дневные температуры порядка 1000° на 150 км приблизительно; хотя их работы содержат много интересных соображений относительно верхних слоев атмосферы, однако их вычисления нуждаются в пересмотре вследствие новых данных об озоне, а также потому, что температуру для ряда высот около 100 км регулирует кислород, а не озон. Vegard из своих наблюдений полос азота в спектре северного сияния получил температуру около 240° К на высотах северного сияния (около 100 км). Еще позднее Rosseland указал на то, что толкование опытов у Vegard'a нуждается в поправке: выведенная им температура в действительности значительно выше — она достигает 347°. На этом уровне атмосфера сильно ионизирована, и часть ионизирующей энергии должна, в конечном счете, обратиться в тепловую энергию. Сфера радиации (ниже 770 А), способной ионизировать озон и кислород одним процессом в их основных состояниях, лежит за пределами рассмотренных здесь областей ультрафиолетового спектра; но радиация большей длины волны может ионизировать возбужденные атомы и молекулы, характерные для дневной (если не постоянной) температуры верхних слоев атмосферы. Эти возбужденные частицы также примут участие вместе с нормальными атомами в поглощении коротковолновой радиации. Определение температуры стратосферы оптическим методом Шалонжа по полосам озона имеет, особенно большое значение при систематических исследованиях. Эта методика представляет большой интерес при широко ставящихся в СССР исследованиях стратосферы.
Перед нами цель — создать полную картину состава и температуры верхних слоев атмосферы, и дальнейший прогресс в значительной мере зависит от химиков и физиков, которые должны дать точные коэффициенты поглощения атомных и молекулярных постоянных озона, кислорода и азота, возбужденных и ионизированных, во всех различных формах, какие могут существовать в нашей атмосфере.
МОЖНО ЛИ СОЗДАТЬ ОКНО В СЛОЕ ОЗОНА
Современный астроном не имеет ничего общего с средневековым образом астронома в колпаке, сидящего в башне и оторванного от жизни. Он по своей работе связан с физическими и химическими лабораториями, с промышленностью и экспедиционными исследованиями, и с ростом техники растет масштаб его научного эксперимента. Вместе с тем, несмотря на прогресс последних лет, астрофизика находится в тупике. Такие вопросы, как вопросы строения звезд, не могут быть решены сейчас потому, что, не зная ультрафиолетового света звезд, мы не знаем звезд. Мы не можем знать даже тех процессов, которые определяют жизнь нашего Солнца. Главной пружиной его является ультрафиолетовый свет, но до нас он не доходит. Мы находимся на дне океана нашей атмосферы. Она задерживает эти лучи. Мы познаем мир через тусклые очки. Верхние слои атмосферы, окружающие нашу Землю, непрозрачны для этого ультрафиолетового света. На высоте 20 км существует озон, молекулы которого поглощают ультрафиолетовый свет. Его не так уж много, его слой распылен на значительную толщину от 15 до 35 км. Если этот слой спустить на Землю, то при нормальном давлении воздуха близ поверхности это будет тоненький слой всего лишь 0.3 см и, к сожалению, такой незначительной слой, вроде листа кровельного железа, задерживает наиболее интересные части спектров светил. Это — преступление, и виновник его — озон. Для некоторых задач можно поднимать приборы и делать наблюдения. Для ряда задач это, конечно, и будет делаться. Но этого мало. Для фотографирования спектра звезд инструменты должны находиться на твердой земле, и есть только одно действительное средство, которое дает выход из положения. Это средство — создать окно в слое озона, такую «дырку», через которую астроном сможет фотографировать ультрафиолетовый свет звезд. Это очень трудно, но это необходимо для астрономии, и это не невозможно. Эта «дырка» должна иметь по крайней мере 40 км диаметра, чтобы несколько астрономических экспедиций успели сделать широкий ряд наблюдений. На площади в 12С0 кв. км (круг диаметром 40 км) озон должен быть уничтожен. Через это окно ультрафиолетовый свет звезд и Солнца достигнет земной поверхности и попадет в кварцевые спектрографы и другие приборы астрономов. Выгоднее всего создать такую «дырку» в слое озона вечером, потому что солнечный свет производит реакции, создающие озон. «Дырка» продержится по расчетам, учитывающим диффузию молекул воздуха, всю ночь и даже следующий день. Ультрафиолетовые лучи вызывают ожоги на человеческой коже и вообще обладают очень сильным физиологическим действием. Врачи могут, протестовать против этого эксперимента, но ведь от ожогов можно защититься соответствующими щитами. Даже обычное оконное стекло уже их не пропускает. Действительно, хуже с растениями. Возможно, они пострадают во время эксперимента. Но «дырку» можно устроить над пустыней. Впрочем, «дырка» может иметь и значение неплохого дезинфицирующего средства. Эти лучи убивают микробов. Хотя по сравнению с общим количеством солнечного света они составляют незначительную часть, но для жизни, для биосферы земного шара они играют колоссальную роль. И так, хотя бы в Кара-Кумах или в Туркестане, под эту «дырку» съедутся астрономы со своими приборами. Приедут из-за границы, подобно тому, как для наблюдения солнечного затмения астрономы ездят за тридевять земель. Особенно ради такого действительно нужного дела.
Каким образом устранить озон на таком большом пространстве? Можно подобрать такой газ — дезезонатор — смесь водорода и аммиака, который вступает в реакции с озоном даже при температуре жидкого воздуха. Какое количество дазезонатора нужно для эксперимента? Если исходить из расчета — одна молекула дезезонатора на одну молекулу озона, то дезезонатор нужно поднять в таком объеме, какой занимают молекулы озона. Слой озона при нормальном давлении на поверхности Земли имел бы толщину 0.3 см. На площади радиуса 20 км при общей площади 1200 кв. км, при толщине 0.3 мм, нужно 4 000 000 куб. м дезезонатора. Это довольно большое количество. Теперь остается решить, как же закинуть такое количество газа на высоту 20 км. И аммиак и водород значительно легче воздуха и забросить баллоны этих газов в стратосферу принципиально нетрудно.
Этот объем в 4 млн. куб. м уж не так страшен. Это объем 160 дирижаблей. Конечно, это дорого осуществить, но по сравнению с той общей суммой, которая тратится на астрономию — астрономия вообще дорогая наука, — это составит лишь величину такого порядка, каков ежегодный бюджет наших астрономических учреждений. Течения стратосферы еще мало изуче-чены, поэтому трудно ручаться, насколько «дырка» будет стоять на одном месте.
В результате осуществления этого проекта астрономы изучат ультрафиолетовый свет звезд и Солнца до 2000 А, когда до сих пор удавалось дойти лишь только до 3000 А. А эти невидимые лучи звезд и Солнца представляют собой самый интересный участок из спектров.
Уменьшение высоты озона влечет за собой еще одно последствие: соотношение между содержанием озона и условиями погоды теперь уже не так нас поражает, как в то время, когда считалось, что озон находится на высоте 50 км; особенно в силу того обстоятельства, что изменения в содержании озона по временам года или изменения неправильные отражаются, главным образом, на общем количестве озона ниже 25 км. Это, а также тот факт, что недостаток воздуха в циклоне бывает, как известно, выше 15 км, заставляет думать, что на высоте 15—25 км воздух втягивается к центру циклона, то опускаясь вниз к центру, то подымаясь от центра вверх. Притекание и поднятие воздуха действуют в направлении уменьшения концентрации ниже максимального уровня озона; уменьшение плотности воздуха ниже 20 км действует в том же направлении; такое понимание данных процессов не вполне согласуется с наблюдениями, поэтому его нужно считать предварительным. Впрочем, сами наблюдения недостаточно точны, чтобы иметь решающее значение. Вероятно, изменения озона от циклона к антициклону соответствуют перераспределению существующего уже озона, а не усиленному образованию озона над циклонами или ненормальному уничтожению озона над областями высокого давления. Вариации озона являются скорее результатом, а не причиной движения воздуха, хотя они и могут оказать вторичное влияние на воздушные движения переменами температуры, вызванными поглощением солнечной радиации. Помимо того, что озон переносится ветрами, он должен еще перемещаться по различным направлениям посредством атмосферной турбуленции (один английский летчик отметил, что во время сенокоса он страдал сенным насморком, влетев в облако на высоте 7 км). Такая турбуленция, как это следует из данных Г.А. Прокофьева,поддерживает постоянный состав воздуха до высот, на которых когда-либо были сделаны пробы. Но озон, подобно водяному пару, непостоянен. Что касается воды, то пар уносится вверх с поверхности земли и моря путем конвекции; он может сгуститься в облака и низвергнуться на землю в виде дождя. С другой стороны, озон образуется в воздухе на значительной высоте посредством фотодиссоциации молекул кислорода и последующим присоединением О к 02. Озон 03, в свою очередь, диссоциируется (освобождая лишний атом кислорода) светом в другой спектральной полосе. Озон и свободные атомы кислорода могут возвратиться в прежнее состояние нормальных молекул различными путями. Имеющееся количество озона, конечно, будет сильно зависеть от скоростей процессов образования и обратных процессов, но оно будет также зависеть и от скорости рассеивания озона посредством диффузии. Последняя стремится уничтожить или, по крайней мере, стушевать резко выраженный максимум в вертикальном распределении озона; таким образом, если бы не было турбуленции, то этот максимум был бы более резким. Если в действительности — а это весьма вероятно, — молекулярный кислород ниже 20 км не диссоциирован, то озон ниже этого уровня должен уноситься вниз посредством турбуленции. Если бы мы узнали скорость вертикальной диффузии в воздухе (на высоте 20 км или больше), то мы бы могли сделать заключение о скорости процессов разложения озона в нижних слоях атмосферы, и обратно. Рассмотрим также вопрос о падении молекул озона в атмосфере. Не должен ли озон в силу своего большого молекулярного веса 48 — при среднем молекулярном весе воздуха 29 — падать вниз, перемещая на болеее низкие уровни весь слой озона? Для рассмотрения этого вопроса Кочин вычислил вертикальную скорость, с которой перемещается вниз центр тяжести столба озона. Рокар, определяя скорость падения озона на основании методов динамической теории газа, получил для этой скорости 22 м в сутки, что за. полярную ночь может дать величину порядка 2 км. Падение озона так или иначе не может играть существенной роли в его равновесии. Наблюдения изменений содержания озона в его временном и пространственном распределении, вызванных искусственным введением различных количеств озона в воздух, дали бы, может быть, возможность сделать заключение о скорости естественного разложения озона и скорости перемещения воздуха, несущего озон, посредством турбуленции. Измерения количества озона могли бы быть произведены сетью спектрографов на Земле, наблюдающих прямой или зенитный рассеянный свет Солнца. Эти 43 позволило бы делать измерение содержания озона, начиная с земной поверхности и до различных высот. Гетц уже сделал ряд измерений поглощения горизонтальных лучей ртутного света. В дальнейшем развитии опытов явилась бы возможность измерения концентрации озона в любой точке атмосферы аэропланом, снабженным и лампой и камерой; световой луч между ними мог бы отражаться много раз в двух рефлекторах, помещенных на концах крыльев аэроплана для удлинения прохождения света через поглощающую среду. Оборудованный таким образом аэроплан или дирижабль может производить постоянные записи содержания озона в воздухе, через который он проходит, в продолжение всего пути.
УЛЬТРАФИОЛЕТОВОЕ ПОГЛОЩЕНИЕ И ДИССОЦИАЦИЯ КИСЛОРОДА И ОЗОНА
Радиация 1300—1850 А поглощается кислородом 02 и диссоциирует его на атомный кислород, допуская, таким образом, образование озона. Главная диссоциирующая кислород радиация должна проникать вниз на высоту, по крайней мере, около 30 км. Этого приходится ожидать с точки зрения современных представлений о высоте слоя озона. Новые исследования поглощающей способности кислорода сделали за последнее время ученые США Ladenburg, Voorhis и Ваусе. Они определили коэффициент поглощения за непрерывными поглощением от 1300 до 1750 А; обыкновенный молекулярный кислород поглощает сильнее в этой спектральной области, чем даже озон в полосе Hartley 2300 до 3200 А. В последней области коэффициент поглощения для озона имеет резко выраженный максимум на 2550А; Fabry и Buisson в свое время нашли, что на этой длине волны а для озона достигает громадного значения а = 120. Для равной массы озон поглощает свет этой длины волны сильнее, чем металлы поглощают видимый 44 свет. Из этих данных можно сделать вывод, что солнечная радиация в интервале между 1300 и 1750 А должна быть поглощенной в наружных слоях атмосферы даже значительно выше 100 км, если считать распределение 02 по высоте согласно барометрической формуле. Однако рекомбинация атомов кислорода весьма затруднена при этих давлениях. Это обусловливает то, что, начиная с высоты 35—40 км, весь кислород представлен в атомном состоянии. Кислородная атмосфера разделена на две частицы: атомную — верхнюю и молекулярную — нижнюю. В пограничном слое идут реакции образования озона. Между 1100 и 1300 А поглощение кислорода ограздо слабее, так как слой толщиною в 1.3 см фактически прозрачен для 02 (а также для N2). За 1100 А есть еще другая полоса поглощения 02, для которой максимум сравним с большими значениями в промежутке 1300 до 1750 А. Для длин волн, превышающих 1750 А, вступает в силу поглощение Schumann'a. Очевидно, часть радиации доходит до 30 км и создает на этих высотах атомный кислород. Кислород имеет и другие полосы поглощения ультрафиолетовой части спектра с 2800 А приблизительно до 2400, непрерывной частью простирающейся от 2400 А до более коротких длин волн. Кривую поглощения для N2 тоже следовало бы определить, так как азот имеет полосы от 2904 до 2256 А, 1305— 1205А (Berge-Hopfield) и в более коротких длинах волн. Не зная а для различных газов атмосферы, невозможно с уверенностью заключить о том, каково их относительное участие в поглощении ультрафиолетового света. Поглощенная в атмосфере солнечная радиация может или диссоциировать или возбуждать поглощающие молекулы. Диссоциирующая энергия 02 равна 5.1 вольтам, а энергия 03 — приблизительно I вольт. Световые кванты длин волн, не превышающие 2420 и 1300А, обладают, по меньшей мере, такими количествами энергии. Если диссоциация является результатом кванта, обладающего большей энергией, чем это требуется для диссоциации, тогда избыток энергии может проявиться в виде энергии возбуждения одного или более продуктов диссоцииаци или в виде кинетической энергии этих частиц; в последнем случае эта кинетическая энергия будет непосредственно повышать тепловую энергию газа. В области 1750—2400 А поглощение, по-видимому, приводит к двум нормальным О атомам. Warburg нашел, что02образуется (лишь в предположении диссоциации 02) при 2070А и даже при 2530А. В последнем случае в световой кванте имеем недостаток (около 0.2 вольт) необходимой для диссоциации 02 энергии. От отношения коэффициента поглощения кислорода к озону зависит, будет ли эта радиация иметь значение для образования озона. Чепман показал, что отношение озона к молекулярному и атомному кислороду за пределами известной высоты должно уменьшаться; когда радиация поглощается и озоном и молекулярным кислородом, то кислород начнет поглощать первый. Когда свет близок к 2550А, где а для озона равно 120, озон (на верхних уровнях озонного слоя) будет, вероятно, главным поглотителем, но для длин волн меньше 2200 А существующее количество озона, повидимому, не соответствует полному поглощению. По всей этой ультрафиолетовой области каждый действительно поглощенный квант диссоциирует поглощающую молекулу. Так как интенсивность солнечной радиации падает сравнительно быстро за 3000 А, то поглощение 09 для длин волн, не многим короче 2200 А, вероятно также имеет значение для образования озона. Обратный процесс — диссоциация озона вызывается радиацией в полосе Hartley или радиацией в полосе Спар-puis, хотя полосе Chappuis в этом отношении еще не было уделено до сих пор достаточного внимания. Световые кванты в полосе Hartley'a гораздо более энергичгичны (> 4 вольт для длины волны )< 3000), чем это нужно для диссоциации озона, и, вероятно, диссоциированный О атом находится в возбужденном состоянии (1.96 вольт), тогда как оставшаяся молекула 02 тоже может быть возбуждена. В полосе Chappuis кванты обладают меньшей энергией (2.5 до 3 вольт), и образованные атом О и молекулы 02 могут находиться в нормальном состоянии. Если это так, избыток энергии сверх необходимого для диссоциации и пойдет на увеличение температуры поглощающего слоя. В полосе Chappuis радиация поглощается слабо, не исключая слоя у земной поверхности; в силу этого ни один слой озона даже нижний, не защищен от ее диссоциирующего действия. Следует, впрочем, заметить, что в этой области радиация непосредственно не диссоциирует озон, но вызывает состояние «предиссоциации». Более точные исследования показали, что озон повсюду в атмосфере может являться объектом диссоциации посредством видимой радиации в полосе Chappuis, но лишь в небольших количествах.
СОСТАВ И ТЕМПЕРАТУРА ВЫСШИХ СЛОЕВ АТМОСФЕРЫ
Новейшие наблюдения над озоном и новые данные относительно коэффициентов поглощения вызывают необходимость пересмотра всех прежних взглядов на температуру и состав верхних слоев атмосферы, как то: теория Gowan'a по стратосферной температуре, теория Чепмана о равновесии между озоном и молекулярным и атомным кислородом и др. Очень вероятно, что сильное поглощение кислорода в области 1300—1750 А увеличит количество атомного кислорода на больших высотах. Теория озонного равновесия Чепмана тогда, повидимому, остается. Концентрация атомного кислорода возрастает выше известной высоты (возможно 30 км по новейшим данным), и атомный кислород и молекулярный азот — самые главные составные части стратосферы на больших высотах. Азот тоже будет диссоциирован радиацией (770 А), длина волны которой гораздо короче, чем та, которая соответствует диссоциации кислорода. Так как потенциал диссоциации азота больше потенциала диссоциации кислорода (9 и 5.1), высота, на которой имеет место эта диссоциация азота, зависит от коэффициента поглощения данной радиации. Angenheister недавно всесторонне обсудил вопрос о верхних слоях атмосферы. Основываясь на том, что атмосфера содержит гораздо меньше гелия, чем должны были бы дать радиоактивные материалы земной коры, он предполагает, что гелий постоянно улетучивается, и считает, что для этого необходима температура порядка 1000° во внешних слоях. Кроме того, основываясь на наблюдениях Babcock'a ширины земной линии У, 5577 атомного кислорода в спектре ночного неба и предположив полную зависимость этой ширины от Допплерова расширения, Angenheister находит Т = 900°, что является, вероятно, высшим пределом и относится, разумеется, к ночной температуре. Кроме того, основываясь на измерении значительной разницы в высоте между обыкновенным «ночным» северным сиянием и вечерними сумерками или утренними солнечными Sterrner'a (sunlit auro-гае), он предполагает, что ночная температура выше 50 км равна 300°, а дневная температура равна 1000° от ИЗ км до 200 км; дальше она постепенно падает до 300° на высоте 700 км. Maris и Hulburt тоже занимались исследованием температуры верхних слоев атмосферы; они нашли дневные температуры порядка 1000° на 150 км приблизительно; хотя их работы содержат много интересных соображений относительно верхних слоев атмосферы, однако их вычисления нуждаются в пересмотре вследствие новых данных об озоне, а также потому, что температуру для ряда высот около 100 км регулирует кислород, а не озон. Vegard из своих наблюдений полос азота в спектре северного сияния получил температуру около 240° К на высотах северного сияния (около 100 км). Еще позднее Rosseland указал на то, что толкование опытов у Vegard'a нуждается в поправке: выведенная им температура в действительности значительно выше — она достигает 347°. На этом уровне атмосфера сильно ионизирована, и часть ионизирующей энергии должна, в конечном счете, обратиться в тепловую энергию. Сфера радиации (ниже 770 А), способной ионизировать озон и кислород одним процессом в их основных состояниях, лежит за пределами рассмотренных здесь областей ультрафиолетового спектра; но радиация большей длины волны может ионизировать возбужденные атомы и молекулы, характерные для дневной (если не постоянной) температуры верхних слоев атмосферы. Эти возбужденные частицы также примут участие вместе с нормальными атомами в поглощении коротковолновой радиации. Определение температуры стратосферы оптическим методом Шалонжа по полосам озона имеет, особенно большое значение при систематических исследованиях. Эта методика представляет большой интерес при широко ставящихся в СССР исследованиях стратосферы.
Перед нами цель — создать полную картину состава и температуры верхних слоев атмосферы, и дальнейший прогресс в значительной мере зависит от химиков и физиков, которые должны дать точные коэффициенты поглощения атомных и молекулярных постоянных озона, кислорода и азота, возбужденных и ионизированных, во всех различных формах, какие могут существовать в нашей атмосфере.
МОЖНО ЛИ СОЗДАТЬ ОКНО В СЛОЕ ОЗОНА
Современный астроном не имеет ничего общего с средневековым образом астронома в колпаке, сидящего в башне и оторванного от жизни. Он по своей работе связан с физическими и химическими лабораториями, с промышленностью и экспедиционными исследованиями, и с ростом техники растет масштаб его научного эксперимента. Вместе с тем, несмотря на прогресс последних лет, астрофизика находится в тупике. Такие вопросы, как вопросы строения звезд, не могут быть решены сейчас потому, что, не зная ультрафиолетового света звезд, мы не знаем звезд. Мы не можем знать даже тех процессов, которые определяют жизнь нашего Солнца. Главной пружиной его является ультрафиолетовый свет, но до нас он не доходит. Мы находимся на дне океана нашей атмосферы. Она задерживает эти лучи. Мы познаем мир через тусклые очки. Верхние слои атмосферы, окружающие нашу Землю, непрозрачны для этого ультрафиолетового света. На высоте 20 км существует озон, молекулы которого поглощают ультрафиолетовый свет. Его не так уж много, его слой распылен на значительную толщину от 15 до 35 км. Если этот слой спустить на Землю, то при нормальном давлении воздуха близ поверхности это будет тоненький слой всего лишь 0.3 см и, к сожалению, такой незначительной слой, вроде листа кровельного железа, задерживает наиболее интересные части спектров светил. Это — преступление, и виновник его — озон. Для некоторых задач можно поднимать приборы и делать наблюдения. Для ряда задач это, конечно, и будет делаться. Но этого мало. Для фотографирования спектра звезд инструменты должны находиться на твердой земле, и есть только одно действительное средство, которое дает выход из положения. Это средство — создать окно в слое озона, такую «дырку», через которую астроном сможет фотографировать ультрафиолетовый свет звезд. Это очень трудно, но это необходимо для астрономии, и это не невозможно. Эта «дырка» должна иметь по крайней мере 40 км диаметра, чтобы несколько астрономических экспедиций успели сделать широкий ряд наблюдений. На площади в 12С0 кв. км (круг диаметром 40 км) озон должен быть уничтожен. Через это окно ультрафиолетовый свет звезд и Солнца достигнет земной поверхности и попадет в кварцевые спектрографы и другие приборы астрономов. Выгоднее всего создать такую «дырку» в слое озона вечером, потому что солнечный свет производит реакции, создающие озон. «Дырка» продержится по расчетам, учитывающим диффузию молекул воздуха, всю ночь и даже следующий день. Ультрафиолетовые лучи вызывают ожоги на человеческой коже и вообще обладают очень сильным физиологическим действием. Врачи могут, протестовать против этого эксперимента, но ведь от ожогов можно защититься соответствующими щитами. Даже обычное оконное стекло уже их не пропускает. Действительно, хуже с растениями. Возможно, они пострадают во время эксперимента. Но «дырку» можно устроить над пустыней. Впрочем, «дырка» может иметь и значение неплохого дезинфицирующего средства. Эти лучи убивают микробов. Хотя по сравнению с общим количеством солнечного света они составляют незначительную часть, но для жизни, для биосферы земного шара они играют колоссальную роль. И так, хотя бы в Кара-Кумах или в Туркестане, под эту «дырку» съедутся астрономы со своими приборами. Приедут из-за границы, подобно тому, как для наблюдения солнечного затмения астрономы ездят за тридевять земель. Особенно ради такого действительно нужного дела.
Каким образом устранить озон на таком большом пространстве? Можно подобрать такой газ — дезезонатор — смесь водорода и аммиака, который вступает в реакции с озоном даже при температуре жидкого воздуха. Какое количество дазезонатора нужно для эксперимента? Если исходить из расчета — одна молекула дезезонатора на одну молекулу озона, то дезезонатор нужно поднять в таком объеме, какой занимают молекулы озона. Слой озона при нормальном давлении на поверхности Земли имел бы толщину 0.3 см. На площади радиуса 20 км при общей площади 1200 кв. км, при толщине 0.3 мм, нужно 4 000 000 куб. м дезезонатора. Это довольно большое количество. Теперь остается решить, как же закинуть такое количество газа на высоту 20 км. И аммиак и водород значительно легче воздуха и забросить баллоны этих газов в стратосферу принципиально нетрудно.
Этот объем в 4 млн. куб. м уж не так страшен. Это объем 160 дирижаблей. Конечно, это дорого осуществить, но по сравнению с той общей суммой, которая тратится на астрономию — астрономия вообще дорогая наука, — это составит лишь величину такого порядка, каков ежегодный бюджет наших астрономических учреждений. Течения стратосферы еще мало изуче-чены, поэтому трудно ручаться, насколько «дырка» будет стоять на одном месте.
В результате осуществления этого проекта астрономы изучат ультрафиолетовый свет звезд и Солнца до 2000 А, когда до сих пор удавалось дойти лишь только до 3000 А. А эти невидимые лучи звезд и Солнца представляют собой самый интересный участок из спектров.
