Скачать

Газовая оболочка Земли

Становление Земли как планеты сопровождалось формированием ее зонального строения и общепланетарной дифференциацией химических элементов. Принято считать, что первым результатом дифференциации было образование тяжелого ядра и силикатной мантии. Результаты изотопного анализа дают основание предполагать, что возникновение наружных фазовых оболочек – твердой, жидкой и газовой – также произошло на раннем этапе развития планеты.

Обособление наружных оболочек не означает, что одновременно был образован их стабильный химический состав. С момента обособления началась эволюция их состава, в которой выдающуюся роль сыграло живое вещество. Наиболее сильно воздействие биогеохимических процессов сказалось на составе атмосферы.

1. Биогеохимическая эволюция состава атмосферы и жизнедеятельности организмов в массообмене газов

История формирования атмосферы служит ярким примером воздействия живого вещества на окружающую среду. Факты, полученные в последние годы, свидетельствуют, что состав современной газовой оболочки Земли является итогом длительного процесса, в котором ведущее значение имела геохимическая деятельность живых организмов.

Масса атмосферы составляет около 5,2×10¹⁵ т. Основная часть газового вещества (80%) заключена в тропосфере, верхняя граница которой расположена на высоте около 17 км на экваторе, к полюсам она снижается до 8 – 10 км. Верхняя граница тропосферы – тропопауза – намечает область сильного снижения температуры и отсутствия скопления паров воды. Тропосфера является областью активного взаимодействия с океаном и сущей, в ней сосредоточена основная масса паров воды и мелких твердых частиц, переносимых воздушными массами. В тропосфере происходят фотохимические реакции, имеющие важное значение для биосферы.

Выше тропопаузы, в стратосфере и мезосфере, нарастает разреженность газов, сложно меняются термические условия. На высоте 25 – 30 км под воздействием солнечной радиации происходит Фотодиссоциация молекул кислорода и образуется озон. Молекулы озона сильно рассеяны. Если бы они находились в условиях, обычных для поверхности Земли, под давлением 1 атм (101325 Па), то мощность озонового слоя была бы менее 1 см. Очень разреженный слой озона поглощает 97% ультрафиолетовой части солнечной радиации. Без этого экрана существование жизни на поверхности суши было бы невозможно.

На удалении от 80 до 800 км от поверхности Земли располагается ионосфера – область сильно разреженного, ионизированного газа. Самая наружная часть газовой оболочки – экзосфера – простирается до 1800 км. Из этой сферы происходит диссипация – потеря Землей наиболее легких атомов водорода и гелия.

Состав газовой оболочки Земли, как и состав Океана, в значительной мере обусловлен деятельностью живых организмов и поддерживается системой биогеохимических циклов. В настоящее время газовое вещество атмосферы на 99,9% состоит из азота, кислорода и аргона (табл. 1). Среди компонентов, содержащихся в малых количествах, можно выделить пары воды, инертные газы и соединения, обусловленные биологическими процессами и фотохимическими реакциями.

Таблица 1. Химический состав атмосферы

Большой интерес для реконструкции истории атмосферы представляет геохимия инертных газов. Относительно высокое содержание аргона связано с тем, что большая часть этого газа представлена изотопом ⁴⁰Аг, образованным за счет распада радиоактивногол изотопа калия ⁴⁰К. Количество гелия в атмосфере, наоборот, в 1000 раз меньше, чем должно быть. Это обусловлено непрерывной диссипацией этого элемента. Остальные инертные газы содержатся в том количестве, в каком они были выделены на протяжении всего времени существования Земли. Изучение соотношения изотопов ксенона привело геохимика Ю.А. Шуколюкова (1988) к заключению, что газовая оболочка возникла за очень короткий отрезок времени, который примерно совпадает со временем аккреции Земли. Предполагают, что быстрое образование атмосферы обусловлено энергичным выделением газов при ударах метеоритных тел на ранней стадии развития земной коры.

В составе первичной атмосферы присутствовали пары воды, СО₂, N₂, NH₃, H₂, H₂S, CO, CH₄, HF, HC1. Преобладал, по-видимому, азот. Содержание СО₂ было не слишком высоким, не позволившим из-за «парникового эффекта» испариться древнему океану. Газы, поступавшие из недр Земли (за исключением инертных), были представлены, как и современные вулканические эманации, восстановленными или недоокисленными соединениями.

Под воздействием солнечной радиации в атмосфере происходила диссоциация паров воды. Непрерывное удаление главного восстановителя – водорода – в результате диссипации вызывало прогрессирующее накопление окислителей. Это имело два важных последствия. Во-первых, постепенно образовывался экран, предохраняющий поверхность Земли от ультрафиолетовой радиации. Во-вторых, возник процесс окисления восстановленных газов, непрерывно поступавших из мантии, окислителями фотохимического происхождения, которые постоянно возобновлялись в результате диссипации водорода. Окисленные соединения растворялись в конденсирующейся атмосферной влаге и вымывались из атмосферы дождями. Этот процесс, имевший циклический характер, наметил направленность будущих биогеохимических циклов.

Наиболее древние биогеохимические процессы, очевидно, связаны с жизнедеятельностью хемолитотрофных бактерий. В качестве аналога форм древней жизни микробиологи рассматривают термофильные литотрофные бактерии, существующие в горячих источниках при температуре, близкой к 100°С. Специальные микробиологические исследования наземных и подводных гидротерм а дне океана показали, что в настоящее время существуют сообщества термохемолитотрофных бактерий, субстратом которых служат вулканические газы. Такие микроорганизмы окисляли восстановленные газообразные соединения и за счет энергии этих реакций синтезировали органическое вещество. Разумеется, это не сопровождалось продуцированием кислорода. Хемолитотроф-ные сообщества, включившиеся в механизм взаимодействия окислителей атмосферы с восстановленными газами, выделявшимися из земных недр, знаменуют первый этап геохимической деятельности живого вещества. Вхождение организмов в глобальную систему миграции – выделение газов из Земли в атмосферу, их окисление и последующее вымывание из атмосферы – усложнило систему и превратило ее из абиогенной в биогенно-абиогенную.

Следующий этап связан с распространением цианобактерий (сине-зеленых водорослей), которые для синтеза органического вещества начали использовать не энергию окислительно-восстановительных химических реакций, а световую энергию Солнца. Признаки деятельности этих простейших форм жизни отмечены уже в самых древних геологических образованиях. Таков комплекс пород Исуа в Западной Гренландии, содержащий органические соединения и оксиды железа и имеющий возраст 3,8 млрд. лет; углеродистые сланцы Онвервахт серии Свазиленд в Южной Африке с возрастом 3,4 млрд. лет. В кремнистых образованиях Варавууна (Западная Австралия), возраст которых определен в 3,5 млрд. лет, уже обнаружены строматолиты – структуры, созданные сообществами цианобактерий. Древнейшие жизненные процессы протекали в водной среде при наличии свободного кислорода, свидетельством чему являются полосчатые железо-оксидные кварциты Исуа. Возможно, присутствие свободного кислорода было не повсеместным, а лишь на отдельных участках. При реакции фотосинтеза кислород стал выделяться в качестве метаболита. Для цианобактерий свободный кислород токсичен, они нормально развиваются при его отсутствии. Широкому распространению цианобактерий в древнем океане способствовало быстрое связывание кислорода в форме оксида железа и сульфатов. По этой причине, несмотря на фотосинтетическую деятельность цианобактерий, содержание свободного кислорода в океане и атмосфере длительное время не увеличивалось. Лишь после окисления двухвалентного железа, растворенного в древних океанах и первоначально связанного в форме сидеритов, из которых впоследствии образовались мощные толщи железистых кварцитов (джес-пелитов), началось накопление кислорода в атмосфере. По расчетам немецкого геохимика М. Шидловского (1980), в оксидах железа связано примерно 56%всего выделившегося в результате фотосинтеза кислорода, в сульфатах – 39% и только 5% находится в свободном состоянии и распределено между атмосферой и океаном (рис. 3.1).

Рис. 1. Поступление и распределение масс кислорода фотосинтетического происхождения в биосфере

Восходящая кривая – биогенное продуцирование кислорода; вертикальная линия – начало летописи осадкообразования и появление полосчатых песчаников с оксидами железа, вехи биологической революции; I – появление фотоавтотрофных сине-зеленых водорослей, II – появление эукариот; III – появление древней морской многоклеточной фауны; IV – распространение жизни на сушу; V – появление континентальной растительности; распределение масс кислорода: 1 – связанный в (SO₄)^-2; 2 – связанный в Fe₂O₃; 3 – свободный молекулярный в системе океан – атмосфера

Содержание кислорода в атмосфере стало увеличиваться 1,8 – 2,0 млрд лет назад. Это проявилось в образовании континентальных красноцветных толщ, свидетельствующих о том, что окисление растворенного в океане железа в основном закончилось и началось его окисление на суше.

Биогеохимической особенностью цианобактериальной системы являлось преобладание продукционных процессов над деструкционными. В результате этого в толще осадков древних морей было погребено огромное количество органического углерода, а в окружающую среду выделено в 2,7 раза большее количество кислорода. Изменение геохимии древних океанов и атмосферы создало предпосылки для совершенствования биогеохимических Циклов.

По мнению микробиологов, прокариоты (бактерии и сине-зеленые водоросли) отличаются большой устойчивостью и консервативностью. Функционирование прокариотной системы продолжалось на протяжении огромного интервала времени – 1,5–2 млрд. лет. Около 1,5 млрд. лет назад произошел постепенный переход от цианобактериальных сообществ к сообществам алъгобактериалъным. Вероятно, определяющую роль в этом событии сыграло накопление свободного кислорода в океане и атмосфере и как результат – создание новых условий, в которых конкурентность цианобактерий была невысокой. В глобальном процессе создания органического вещества водоросли постепенно заместили цианобактерий. В конце протерозоя на протяжении венда (670–570 млн. лет назад) сложилась система из продуцентов-фотосинтетиков и консументов-животных, обусловливающая углерод-кислородный биогеохимический цикл.

Формирование химического состава атмосферы происходило путем закономерной дифференциации химических элементов, выделенных из недр Земли в виде восстановленных газов. Система, обеспечивающая указанную дифференциацию, изначально абиогенная и имевшая циклический характер, являлась главной и характерной чертой среды развития древнейших организмов, которые заняли в ней определенное место. Вначале биогеохимические процессы выполняли роль отдельных звеньев в системе глобального круговорота газов в атмосфере. В дальнейшем по мере развития форм жизни циклическая миграция газов стала контролироваться жизнедеятельностью организмов. Это оказывало влияние на состав атмосферы, океана и горных пород на поверхности древней суши. В свою очередь, изменение эколого-геохимических условий среды обитания оказывало воздействие на развитие организмов и совершенствование структуры биогеохимических циклов. Со времени широкого распространения эукариот ведущим в глобальной системе биогеохимических циклов стал углерод-кислородный цикл. После освоения организмами суши и появления высшей наземной растительности последняя вместе с почвой становится главным звеном этого цикла.

Прогрессирующее накопление органического вещества в осадках океана, изменение их состава и образование кислородной атмосферы, обусловленные биогеохимической деятельностью живых организмов на фоне геологического времени, показано на рис. 2.

Рис. 2. Эволюция состава окружающей среды и образование кислородной атмосферы в результате биогеохимической деятельности организмов

Для нормального состояния окружающей среды особо важное значение имеют биогеохимические процессы, регулирующие содержание кислорода и углекислого газа в атмосфере. Свободный кислород – необходимое условие существования главных форм жизни, углекислый газ – не только исходное «сырье» для фотосинтеза, но также химическое соединение, от содержания которого зависят термические и климатические условия на поверхности Земли.

Растительность Мировой суши Д° ее нарушения человеком имела массу около 2,5×10¹² т сухого органического вещества. При условии содержания в нем 45% углерода масса этого элемента в растительности суши равна 1,15×10¹² т. Для связывания такого количества углерода было использовано 4,2×10¹² т СО₂ и выделено в атмосферу 3,1×10¹² т О₂. В результате вырубки лесов и других последствий хозяйственной деятельности человечества масса растительности сократилась примерно на 25% и составляет около 1,88×10¹² т сухого органического вещества, содержащего 0,865×10¹² т углерода. Для синтеза органического вещества существующей растительности использовано 3,172×10¹² т углекислого газа и выделено 2,3×10¹² т кислорода.

В общей массе растительности суши химические элементы связаны на длительное время. Динамику массообмена газов на протяжении года отражают соотношения масс годовой продукции фотосинтеза и деструкции отмершего органического вещества.

Ежегодная продукция растительности суши до нарушения ее человеком, вероятно, составляла (170–180)×10⁹ т/год. При условии содержания углерода 45% в этой продукции было связано от 76×10⁹ т до 81×10⁹ т, в среднем 80×10⁹ т углерода. Для создания такого количества органического вещества ежегодно потреблялось 296×10⁹ т СО₂ и выделялось в атмосферу 216×10⁹ т О₂. Если учесть, что около 1/3 синтезируемого органического вещества окисляется и разрушается в результате дыхания растений, то в годовой продукции растительности углерода связывалось соответственно больше. Но в силу того, что это количество углерода биохимически окислялось и превращалось в СО₂, оно не влияет на конечный баланс СО₂ и О₂ и при дальнейших расчетах не учитывается.

Принимая во внимание уменьшение на 25% растительности в результате воздействия человека, можно считать, что современная растительность Мировой суши для синтеза годовой продукции захватывает из атмосферы 220×10⁹ т/год СО₂, при этом связывает 60×10⁹ т/год С и выделяет в атмосферу 160×10⁹ т/год О₂. Приведенные цифры ориентировочны и в дальнейшем могут быть уточнены, но порядки значений, очевидно, соответствуют реальному состоянию.

Обмен газов в системе живое вещество – атмосфера – живое вещество имеет циклический характер. Растения не смогут синтезировать органическое вещество, если в воздухе не будет углекислого газа. При реакции фотосинтеза для выделения определенного объема кислорода требуется поглощение такого же объема углекислого газа Основная масса углекислого газа на суше образуется в результате процессов микробиологического разложения органического вещества. Значительная часть углекислого газа возвращается в атмосферу, чтобы снова быть вовлеченной в биологический круговорот. Следовательно, соотношение синтезируемого и разрушающегося органического вещества определяет поступление кислорода в атмосферу.

Если процессы разложения разрушают такое же количество органического вещества, которое образуется растительностью, то содержание кислорода не может увеличиваться, независимо от его выделения растениями: сколько выделится при фотосинтезе, столько же поглотится при разложении. Непременное условие возрастания кислорода в атмосфере – преобладание массы продукции фотосинтеза над массой разлагаемого органического вещества. Это условие легче обеспечивается на суше благодаря обилию элементов минерального питания растений. Иное положение в океане, где из-за дефицита элементов питания продукты отмирания фотосинтезирующих организмов не выпускаются из сферы биологического круговорота, вновь и вновь захватываясь разными группами консументов.

Сопоставив массу растительности суши до ее нарушения человеком (2500×10⁹ т) с ее годовой продуктивностью (172×10⁹ т/год), можно высчитать, что обновление фитомассы суши происходит в среднем за 15 лет. Для древесной растительности этот период значительно длительнее, чем для травянистой. Как отмечено в предыдущей главе, в океане фитопланктон обновляется ежедневно, а вся масса живого вещества – менее чем за месяц.

Распределение живого вещества и неразложившихся органических остатков на поверхности суши подчиняется биоклиматической зональности. Наибольшая фитомасса характерна для влажных тропических лесов, наибольшее количество мертвого органического вещества – для зоны бореальных хвойных лесов.

Газы находятся не только в обособленной газовой оболочке планеты. В воде морей и океанов в растворенном состоянии содержится 4,32×10¹⁸ м³ газов. Это количество в 3 раза больше всего объема воды Мирового океана.

Между тропосферой и поверхностным слоем воды океана существует подвижное равновесие. Растворение газов в воде зависит от температуры и солености. Холодные воды растворяют больше газов. Поэтому океан в холодное время года поглощает газы из атмосферы, а в теплое время – выделяет их. В пресных водах растворимость газов выше, чем в соленых. В среднем в 1 л океанической воды находится:

Растворенные газы………….N₂     O₂     Аг     СО₂

Содержание, см³…………….13     2–8   0,32  до 50

Большое количество углекислого газа обусловлено тем, что, растворяясь в воде, он вступает в химическое взаимодействие с водой. При этом образуется угольная кислота и хорошо растворимый продукт ее диссоциации (НСО₃)^-.

В результате растворения газов в воде и их последующего испарения между гидросферой и атмосферой происходит непрерывный циклический обмен, благодаря которому поддерживается Динамическое равновесие. В этом глобальном процессе участвует и вода в результате испарения и конденсации.

В кругооборот через атмосферу вовлекается более 520 тыс. км³ воды ежегодно. Значение этого глобального процесса трудно переоценить: благодаря ему осуществляется регулирование теплового режима планеты и сохраняются условия существования жизни. Вместе с тем природные воды – не только химическое соединение, обладающее определенными физическими свойствами, но также активный фактор атмосферной миграции химических элементов. Поэтому движение огромных масс воды в системах поверхность суши – атмосфера – поверхность суши, поверхность океана – атмосфера – поверхность океана, а также океан – атмосфера – суша – океан имеет весьма важное значение для геохимии биосферы.

Химический состав атмосферы в последние десятилетия привлекает внимание в связи с так называемым парниковым эффектом, сущность которого состоит в экранировании отраженной от поверхности Земли солнечной радиации в инфракрасной части спектра. Задерживание теплового излучения Земли вызывает постепенное повышение температуры воздуха, что может привести к глобальным изменениям климата с весьма серьезными последствиями (таяние льдов Антарктиды и Гренландии, повышение уровня Мирового океана и затопление прибрежных, густо заселенных территорий и др.).

В экранировании отраженного теплового излучения принимают участие разные газы-микропримеси (метан, озон, фреоны и др.), но главную роль играют пары воды и углекислый газ. Большую часть отраженной энергии поглощают пары воды, но они не поглощают излучения с длиной волны от 8 до 18 мкм. Это «упущение» частично восполняют рассеянные молекулы СО₂, поглощающие отраженное излучение в диапазоне 12–18 мкм. Такие соединения, как СН₄ и NO, поглощают излучение в коротковолновой части интервала, оставляемого парами воды.

С целью выяснения динамики поступления СО₂ и СН₄ в тропосферу на 17 меридионально расположенных метеостанциях были проведены исследования, скоординированные с наблюдениями из космоса. Полученные данные показали, что основными источниками поступления углекислого газа и метана в атмосферу являются северные регионы Евразии и Северной Америки. Максимальная концентрация СО₂ приходится на осенне-зимний сезон и связана с деятельностью грибной и бактериальной микрофлоры. Наибольшая концентрация СН₄ имеет место в конце зимы – начале весны и связана с деятельностью анаэробных метанобразующих бактерий.

Таким образом, бореальный пояс Мировой суши служит основным поставщиком главных парниковых газов: СО₂ и СН₄. Их продуцирование связано с микробиологическими процессами, протекающими в почве. Нарушение природного равновесия активной вырубкой лесов и последующим заболачиванием почв способствует усилению анаэробных микробиологических процессов и возрастанию эмиссии парниковых газов в атмосферу.

2. Геохимия и биогеохимия аэрозолей

Подобно тому, как в природных водах присутствуют растворенные вещества и тонкие взвеси, в атмосфере содержатся не только свободные молекулы и ионы газов, но и распыленные частицы твердых и жидких веществ.

Взвеси твердых и жидких частиц в газообразной среде называются аэрозолями. Твердые аэрозольные частицы играют очень важную роль: они служат ядрами конденсации паров воды. Размеры этих частиц колеблются от нескольких микрометров до сотых и тысячных долей микрометра. Более мелкие частицы самостоятельно существовать не могут и присоединяются к другим. Есть электронейтральные и заряженные частицы. Последние состоят из молекул, группирующихся вокруг иона. Количество электронейтральных частиц менее 0,1 мкм (так называемых ядер Айткена) весьма значительно, но в силу своих ничтожных размеров они составляют всего 10–20% от общей массы аэрозолей.

Как суша, так и океан находятся в состоянии непрерывного циклического обмена с нижними слоями атмосферы, поставляя аэрозольные частицы в воздух и получая их обратно в составе атмосферных осадков и в форме сухих осаждений. Частицы континентального происхождения относительно крупные, их средние размеры около 2–3 мкм. Над океаном преобладают более мелкие частицы размером около 0,25 мкм.

На суше в процесс обмена с атмосферой вовлекаются не только испаряющиеся поверхностные воды, но и твердое вещество земной коры и педосферы. С поверхности континентов выносятся мелкие частицы почвы, горных пород, вулканического пепла. Среди аэрозольных частиц морского происхождения преобладают растворимые в морской воде соли. Как показали наблюдения А.П. Лисицына (1978), обломки величиной 0,1–0,01 мм могут переноситься в нижних слоях тропосферы на расстояние в сотни – первые тысячи километров. Частицы величиной 1–10 мкм мигрируют во всей толще тропосферы, дальность их переноса достигает 10 тыс. км.

Лессовая пыль из пустынь Восточной Азии не только широко разносится над обширными пространствами континента, но и распространяется на значительную часть Пацифики. Она обнаружена на атоллах Тихого океана и даже на Гавайских островах. Красная пыль, захватываемая ветром с поверхности засушливых Районов Африки, пассатами переносится на 2–3 тыс. км над акваторией Атлантического океана. Участники первой экспедиции Колумба были поражены, когда на палубы их судов среди безбрежного океана осела африканская красная пыль. Оценки массы эоловой пыли, поступающей с континентов в Мировой океан, сильно различаются. Р. Гаррелс и Ф. Маккензи (1974) приводят цифру 0,6 млрд. т. А.П. Лисицин (1978) – значительно больше, 1,6 млрд. т. Количественно оценить всю массу твердых частиц, поступающих с поверхности суши в атмосферу на протяжении года, в настоящее время нельзя. Можно лишь определить количество наиболее тонких частиц, которые находятся в атмосфере относительно долго. Их масса не меньше величины ионного стока, т.е. измеряется миллиардами тонн.

В 60-х гг. прошлого века было обнаружено, что в тропосфере присутствуют значительные массы рассеянных металлов. Их концентрация ничтожна и измеряется в нг/м³ воздуха. Наибольшая концентрация металлов приурочена к самому нижнему слою тропосферы, соприкасающемуся с поверхностью суши или воды. Для выяснения закономерностей распределения химических элементов было проведено зондирование тропосферы. Исследование проб воздуха, отобранных на разной высоте (от 50 м до 15 км), показало, что основная масса рассеянных элементов сосредоточена в километровом слое воздуха над поверхностью Земли. Выше концентрация быстро убывает на один-два математических порядка.

Содержание и распределение элементов над континентами и океанами неодинаково. Считают, что в приземном слое воздуха над континентальными областями, свободными от воздействия промышленных предприятий.

Следовательно, в столбе воздуха высотой в 1 км над площадью суши в 1 км² содержание какого-либо из указанных металлов будет составлять от 1 до п×10 г.

Тысячи тонн металлов и мышьяка, сотни тонн селена, ртути, сурьмы находятся в километровом слое воздуха над континентами (приведенные данные относятся к природному явлению, не связанному с производственной деятельностью людей).

Носителями рассеянных элементов служат аэрозольные частицы. Сопоставление распределения ядер конденсации (аэрозольных частиц) и концентрации тяжелых металлов в воздухе иллюстрирует их тесную связь (рис. 3). Поэтому для понимания закономерностей миграции химических элементов в атмосфере очень ценны результаты изучения динамики и состава аэрозолей.

Рис. 3. Распределение тяжелых металлов и ядер конденсации в тропосфере

По оси абсцисс отложены значения отношения концентрации металла на данной высоте к его концентрации на высоте 50 м от поверхности. Концентрация аэрозольных частиц над континентами обычно измеряется десятками микрограммов в кубическом метре воздуха. Дж.М. Просперо (1979) обобщил результаты анализа многочисленных проб воздуха, отобранных в разных районах Мирового океана, и установил, что концентрация (мкг/м³) терригенных минеральных частиц колеблется от 0,4 до 14, а солевых частиц – от 3,3 до 8,7, в сумме составляя около 10. Концентрация аэрозольных частиц в прибрежной циркумконтинентальной зоне океана в среднем составляет 50 мкг/м³.

Дисперсные частицы, находящиеся в тропосфере, могут быть удалены из нее либо в результате осаждения под действием силы тяжести, либо путем вымывания атмосферными осадками. С помощью изотопов ²¹⁰Pb, ²¹⁰Bi, ²¹⁰Po американские ученые установили, что среднее время нахождения пыли в районе Денвера (США) равно 4 сут. Самые мелкие частицы, вымываемые дождем, находятся в атмосфере около 7 сут. Имеющиеся данные позволяют заключить, что над континентами длительность нахождения частиц в воздухе («время жизни» аэрозолей) колеблется от 1 до 30–40 сут., чаще всего около 5 сут.

Хотя миграция основных масс аэрозолей происходит в тропосфере, очень небольшая их часть поступает и в стратосферу, где находится от 4 до 14 лет. Размер этих частиц 0,2–2 мкм. Их перенос осуществляется преимущественно с востока на запад очень быстрыми струйными течениями. В стратосфере отсутствуют пары воды. Предполагается, что удаление аэрозолей связано с образованием медленно осаждающихся хлопьев сульфатов, захватывающих мелкие частицы («сульфатное вымывание»). Основное выпадение происходит в аридных и полярных зонах. Масса осаждающихся стратосферных аэрозолей в Северном полушарии оценивается от 2 до 3 мг/км² в 100 лет. По-видимому, близкое количество тонких частиц поступает в стратосферу.

Состав аэрозолей континентального и океанического происхождения существенно различается. В аэрозолях, поступивших в атмосферу с поверхности континентов, на уровне кларков земной коры содержатся такие типичные терригенные элементы, как кремний, алюминий, железо, титан, цирконий, иттрий, лантан, cкандий. В океанических аэрозолях доминируют катионогенные элементы морских солей: натрий, магний, кальций, стронций. В то же время для аэрозолей характерна повышенная (относительно терригенных химических элементов) концентрация некоторых тяжелых металлов и близких им поливалентных элементов: мышьяка, сурьмы, висмута.

Для оценки избирательной аккумуляции химических элементов в аэрозолях автор предложил использовать коэффициент аэрозольной аккумуляции К_а:

К_а = А/К,

где А – содержание элемента в твердой фазе аэрозоля;

К – кларк этого же элемента в гранитном слое континентальной земной коры. Расчет производится на твердое вещество аэрозолей.

Из табл. 2 следует, что при формировании аэрозолей концентрация одних элементов в твердых частицах аэрозолей возрастает на 1–2 математических порядка по сравнению с гранитным слоем литосферы (кадмий, свинец, цинк), а других изменяется слабо (ванадий, титан).

Таблица 2. Коэффициент концентрации некоторых рассеянных элементов в континентальных аэрозолях