Деякі аспекти проблеми озону
Курсова робота виконана студенткою ФПН-2 Перевертень Марією Андріївною
НАЦІОНАЛЬНИЙ
УНІВЕРСИТЕТ «Києво-Могилянська Академія»
Київ
1999р.
ОЗОН ТА ЖИТТЯ
Надзвичайну важливість не тільки для
історичної геології, а й для сучасної людини має питання про співвдношення
життя та озону, що є в атмосфері. Можна вважати, що життя - рослинний та
тваринний світ - зміг розвинутися на Землі тільки тогді, коли виник достатньо
потужний «озоновий щит», що захищає її від ультрафіолетової радіації Солнця.
Зрозуміло, що проце щит ми маємо піклуватися і зараз.
Хоча вік Землі оцінено зараз доволі точно
- Біля 4,5-10 9 років, про первинну атмосферу Землі нам
відомо дуже мало. Якщо Земля виникла з космічного протопланстної хмари, у
складі якої знаходився у великій пропорції водень, то цей водень було досить
рано загублено Землею. Геологи вважають, що відома нам атмосфера Землі вторинна
та утворилася з вулканічних газів або вівільнена з геологічних порід. В цих газах не було вільного кисню
(так його майже немає в атмосферах інших планет). Така вулканічна атмосфера
Землі складалася тоді, біля 109 років тому, мабуть, тільки з
Н2, НОH, N2 та СО2. Тоді на Землі майже не було
життя. Ультрафіолетова радіація з довжиною хвилі меньш ніж 307 нм могла знищити
ДНК живих клітин (краще сказати, зашкоджуваті їх розмноженню, якщо б вони
виникли). Тільки потужній шар води міг захистити живу речовину від радіації.
Поздніше в атмосфері зявився кисень, а з нього виник захисний шар озону.
Можна вважати, що водяна пара почала
розкладати під дією ультрафіолетової радіації з h = 134 ... 237 нм по реакції OНО + hv - ОН + Н. При цьому атоми водню Н могли
уникнути з верхньої гарячої атмосфери - такий процес вивчено зараз добре - зі
швидкістю 107. . . 108 атомів з 1 см2 в секунду. Далі при реакції ОН + ОН - НО + О утворювався вільний кисень.
Е. Хестведт та С. Хенріксен в праці, що
була опублікована в університеті в Осло в 1973 р., вважають,
що саме таким було годоіне джерело
кисню в атмосфері давніх геологічних епох. Спеціалісти геологи вважають, що
утаореній О2 майже весь швидко використовувався на окислення порід земної
поверхні.
Джерелом вільного озону міг також бути
процес фотосинтезу.
При цьому є осіть важливою більш точна оцінка небезпечної радіації, що
спочатку гальмувала виникнення живої речовини. Так, в работі Беркнера і
Маршалла було прийнято, що для життя - для ДНК - небезпечною є спектральна
область с а = 240. . . 285 нм при енергетічній освітленості в цій області більш ніж 10 ^ Вт-м "2. Поздніше
М. Ратнер та Дж. Уокер вибрали інший
критерій. Хоча у більш довгих хвиль ефект, що знищує ДНК, поніжується, энергія променів Сонця в цих хвилях набагато
більша, а захисна властивість інших органічних речовин, що оточують клітинне
ядро, мала. При цьому небезпечною ультрафіолетовой радіацією є 10 ~ 1 Вт-м ~ 2 для всієї області спектра с h <302 нм.
Так виникло унікальне явище в геологічній
історії-до так званого еволюційного вибуху. Після того як в архейскій ері
сотні мільйонів років існували тільки примітивні організми - бактерії та
водорості, частково навіть анаеробні організми в мілководних морях та озерах, в
палеозойскій ері розвиток життя швтдко піднявся на високий рівень. У
сілурійскій період проходив розвиток багатого життя в морі, де зявились пологи
риб, а в кінці його, біля 440 млн. років тому, зявилась рослінністть на суші --
предки сучасних папоротнепдібніх та плаунів. У девоні, приблизно 370 млн. років тому, розквітло
тваринне життя в багатих лісах. Так почався період підсіленного фотосинтезу та
швидкого накопичення кисню в атмосфері.
Безсумнівно, що в кісневій атмосфері виник
шар озону тобто озону екран, спочатку, біля поверхні Землі. При вмісті кисню
біля 0,1 сучасної його кількості (РАL - present stmospheric level) шар
озону піднявся вже в стратосферу.
Рисунок 1 показує, як шар озону, що
зародилася ще при концентрації кисню біля 3 * 10-4
РАL скоро досяг на рівні максимуму озону,
концентрації N3 = 1013 молекул в 1 см3 та поступоіо розповсюдився в більш
високі шари атмосфери при
накопиченні О2 от 3-10-4 РАL до 1 РАL.
На рис. 2 показано, як пропускала така
озоносфери радіацію Сонця до поверхні Землі. Майже вся радіація з h = 280 нм відфільтровувалась вже при 2 -* 10-2
РАL. Цей момент відмітив собою появу розвинена життя на суші. Ще трохи раніше
при (2 ... 3) * 10-3 РАL такому відфільтровуванню допомагав шар води товщиною
приблизно 2 м, також зменьшуючій дію уль-трафіолетової радіації. Тоді, мабуть,
життя могло почати розвиватись інтенсивно у воді, в теплих прибережних водах,
озерах.
Якщо врахувати, що джерелом кисню була
фотоднсоціація водяної пари, то еволюційній вибух міг відбутися тільки при дуже
швидкому насіченні - за геологічою шкалою часу - атмосфери водяною парою, що почачла енергійно розкладати на
сонячному світлі.
Якщо ж допустити, що жття поступово
утворювали Фотосинтетична джерело кисню, після того як розклад пари або життя в
морі утворили первинне підвищення рівня
кисню до (2 ... 3) - 10-3 РАL, то швидкість еволюційного вибуху добре пояснюється
таким механізмом з сильним додатнім звязком. Пояснюється й послідовність
розвитку життя у воді й на суші
. Питання про озоновий шар дуже гостро постало в наші дні.
Міжнародна метеорологічна організація
виступила в 1976 р.. з проектом «Глобального вивчення й моніторингу озону».
Проект енергійно подтрімала й міжнародно комісія з атмосферного озону. У
березні 1977 Це питання буо розглянуто у
«Программі Організаціі Обєднанніх Націй з оточуючого середовища« UNEP ». У травні того ж року в Женеві зібрались
спеціалісти, що вивчали новітні прибори й можліаості коордінованніх
спостереження найбільш біологічно активної частини сонячного спектру - між 290 _ 320 нм. Вже у 1978 р.. спеціальний
циркуляр ММО вже рекомендував країнам організацію спостереження уль-трафіолетової
радіації.
Ідея небезпеки знищення шару озону та його наслідках призвела до
створення в США спеціальної «Програми визначення кліматичних впливів» (СIАР)
(під загальним керівництвом Департаменту транспорту США), маючи на увазі викиди
стратосферної авіації. З цією ціллю в 1972. . . 1975 рр.. було зроблено 4
конференції спеціалістів з проблем авіації, фізиці атмосфери, та забруднення
й озону. Аналогічна програма (СОVOS) було начиння у Франції.
В наш час головною рисою розподілення
радіаці по земній куліє її широтна залежність. Розрахунки показують, що
тропічний пояс має отримувати до 360.
. . 420 Вт-ч-м-2 на місяць. Таким чином, знищення шару озону має по різному
вплинути на тропічній та помірнній зоні на населенні.
Озоновий ЩИТ ЗЕМЛІ
Історія вивчення озону не дуже тривала.
Заслуга вікриття його шару належить фізикам із Франції: Ш. Фабрі та А.
Б'юіссону, які в 1913 р.. довели, що випромінювання Сонця з довжиною хвилі від
200 до 300 нм інтенсивно поглинається атмосферою Землі. Це було істотне досягнення,
бо частина вчених тоді вважала, що ультрафіолетове випромінювання поверхні
Сонця поглинається його власною атмосферою-протяжно газовою оболонкою, що
оточує Сонце.
Який же дійсний вплив сонячного
випромінювання на планету Земля?
Графік (спектр) випромінювання Сонця наведений на малюнку 3, де на
горизонтальній осі в нанометрів (Ю "9 м) указані довжини електромагнітних
хвиль, віпромінюваніх фотосферою Сонця. По вертикалі відкладена потужність, що
припадає на одиницю перпендікулярної до сонячних променів поверхні,
розташованої поза атмосферою нашої планети.
Існує велика відмінність у кількості
енергії, яку випромінює Сонце в різних діапазонах довжин хвиль. Максимум
випадає на видиме світло-той діапазон, до сприймання якого пристосоване око
людини. Максимум чутливості вдень припадає на зелене світло, тобто на максимум
у спектрі випромінювання Сонця. Лише в сутінках краще сприймається синє світло.
Промені великих довжин хвиль названі
«Інфрачервоними» чи тепловими, бо їх випромінюють усі тіла. що мають невисоку
температуру. Такі промені йдуть і від людини (максимум випромінювання-майже 10
тис.. нм), радіатора опалення, праски й усіх оточуючих нас тіл і предметів.
Чимало живих істот, наприклад, змії, сприймають теплові промені й можуть
успішно полювати в темряві.
Світло складається з окремих порцій
енергії, тобто квантів або фотонів. Чим менша довжина електромагнітної хвилі
фотона, тим більшою є його енергія, яка при поглінанні фотона будь-яким тілом
переходити до його часточок. Вбірання інфрачервоних фотонів при малій енергії
посилює коливання молекул, тобто зумовлює нагрівання тіл. Зовсім іншою
виявляється дія на молекули ультрафіолетових фотонів, у яких мала довжина хвилі
та велика енергія. Таке випромінювання не сприймається людським оком. Під час
поглинання подібних фотонів молекула розщеплюється на частини, якщо енергія
окремого фотона достатня для розриву зв'язків між ними. На малюнку 2 вказано,
що таких променів небагато, а довжини їхніх хвиль коливаються від 1 до '100
нанометрів. До діапазону 290-400 нм належить ультрафіолет - А (УФ-А).
Фотон цього діапазону викликають засмаги
шкіри, бо при поглінанні їх поверхнею нашого тіла відбуваються хімічні зміни
молекул у клітинах. Малі дози такого опромінення корисні тим, що сприяють
утворенню вітамінів групи Д. посилюючи імунітет
Діапазон довжин хвиль від 280 до 315 нм
відносять вже до ультрафіолету-В (УФ-В). Як помітно з малюнку 2, у цьому
інтервалі довжин енергія випромінювання Сонця зменшується майже у 100 разів.
Причина криється в тому, що Сонце має невисоку температуру поверхні і вибухові
процеси на ньому мають слабку активність, тому фотонів із дуже великою енергією
утворюється мало. Ця обставина у свій час сприяла виникненню й утвердженню
життя на Землі.
Фотон діапазону УФ-В мають тільки трохи
більшу енергію, ніж УФ-А, але ця невелика різниця є дуже важливою. Цього
збільшення енергії достатньо, щоб розщепіті молекули білків v клітинах на
частини. Порушується діяльність клітин, різко збільшується можливість
виникнення мутацій, більшість з яких, певно, матиме негативні наслідки. Подібна
шкідлива дія на живі клітини ще більше притаманна фотонам із діапазону УФ-С, у
яких довжина хвилі менша 280 нанометрів. Таких фотонів у сонячному промінні у
тисячі разів менше, ніж фотонів діапазону УФ-А.
Існує велика відмінність у кількості
енергії, яку випромінює Сонце в різних діапазонах довжин хвиль. Максимум
випадає, як і слід було чекати, на видиме світло - той діапазон, до сприймання
якого пристосоване око людини. Максимум чутливості вдень припадає на зелене
світло, тобто на максимум у спектрі випромінювання Сонця. Лише в сутінках краще
сприймається синє світло.
Промені великих довжин хвиль названі
«Інфрачервоними» чи тепловими, бо їх випромінюють усі тіла. що мають невисоку
температуру. Такі промені йдуть і від людини (максимум випромінювання-майже 10
тис.. нм), радіатора опалення, праски й усіх оточуючих нас тіл і предметів.
Чимало живих істот, наприклад, змії, сприймають теплові промені й можуть
успішно полювати в темряві.
До майже 90-кілометрової висоти склад
повітря практично такий, як довкола нас: серед кожних 100 молекул є 78 молекул
азоту (Мг), 21-кисню (Оз) та близько однієї аргону (Аг). Одна молекула
вуглекислого газу припадає на З тисячі інших молекул повітря. Концентрація пари
води часто перевищує концентрацію вуглекислого газу, а при великій вологості та
теплій погоді вона може поступатися тільки кисню й азоту. Вміст усіх інших
газів, у тому числі й озону, значно менший і коливається в різних місцях Землі
та на різних висотах. Одна молекула озону в середньому пріпадаєна_2 млн інших
молекул у повітрі. Саме «в середньому», бо розподіл озону по висоті виявляється
дуже нерівномірнім. Причина цього полягає в механізмі його утворення.
Ультрафіолетові промені малої довжини поглинаються на висотах близько 90 км і
вище. де з'являються вільні електрони та позитивно заряджені молекулярні іони.
Так виникають шари земної іоносфери, які можуть проводити стр і відбивати
радіохвилі певних діапазонів.
ультрафіолетові фотони з довжиною хвилі
242 нм і м менше поглинаються переважно молекулами кисню, що ві до їх розпаду
на два окремі атоми за реакцією
О2 + фотон = О + О
До висоти 20 чи ЗО км відбувається майже
повне поглинання УФ-С киснем. Отже. утворення озону при потрійних зіткненнях,
що описується рівнянням: О2 + О + Х = О3 + Х *, може відбуватися вже па висотах 60-90
кілометрів. Але через те, що густина повітря там дуже мал потрійні зіткнення НЕ
часті, швидкість утворення озону є великою. Так само незначна вона і на висотах
10-20 куди потрапляє надто мало УФ-С і кількість атомарного кисню виявляється
мізерною. Отже, існує висота, де швидкість утворення озону найбільша: майже 50
км над поверхнею Землі.
Саме процес руйнації озону і є найбільш
цінним для життя .. Відносна нестійкість молекули озону зумовлює можливість її
розпаду при поглінанні ультрафіолетових променів істотно більшої довжини хвилі
від тих, що поглинаються киснем. Особливо інтенсивно молекули оз вбирають
фотони з довжиною хвилі між 200 і 310 нм. Це дуже важливо, бо такі фотони
порівняно слабо поглинаються іншими газами, що входять в атмосферу Землі. Саме шар озону служить щитом, він захищає
все живе нашій планеті від згубного ультрафіолетового випромінювання Сонця.
Розклад озону під впливом УФ-В - реакція
зворотня реакції його утворення. Формується циклічний безперервний процес
утворення - розпаду озону, що описується реакціями.
О2 + фотон 242 нм = О + О,
О + О2 + Х = О3 + X * (виділення тепла),
Оз + фотон 200-310 нм = О2 + О,
О + О + Х = О2 + Х * (виділення тепла).
Наслідком циклу є повіє відновлення
початкових молекул, поглинання більшої частини ультрафіолетового віпромінюваіня
Сонця й перетворення ного в тепло. Саме цим пояснюється підвищення температури
повітря над Землею бішє 20 кілометрів. Найвища температура виявляється на
висоті близько 50 км, тобто там. де швидкість утворення та розпаду озону є
найбільшою. Саме на цих висотах у результаті озонового циклу виділяється багато
тепла.
Поглинання озоном ультрафіолету-В - не
єдиний варіант його розпаду. В циклі утворення та знищення озону включені й
гази, що наявні у незначних кількостях у атмосфері Землі. Наведемо приклад
одного з таких процесів, найістотнішого для незабрудненого повітря. У ньому
беруть участь монооксид азоту Р ^ О та діоксид азоту міг, які утворюються в
незначних кількостях внаслідок процесів, що відбуваються в зоні іоносфери
Землі.
Процес виявляється ціклічнім: озон реагує
з моноксиду азоту і потім утворюються кисень і діоксид азоту. Останній
прієднує (тимчасово) атомарний кисень і розпадається на двохатомну молекулу
кисню та молекулу моноксиду азоту:
Оз + NО
= NО2 + О2,
NO2 + О
= NО + О2.
Результат - відновлення молекули моноксиду
азоту та розклад молекул озону за такою спрощеною схемою Оз + О -> О2 + О2.
Отже, молекула моноксиду азоту прискорює швидкість розпаду озону у стратосфері,
не змінюючи свого хімічного стану. Тож монооксид азоту є каталізатором реакції
розпаду озону в стратосфері Землі. До речі, не один лише монооксид азоту має
такі властивості, про що йдеться далі.
Наслідком розглянутих вище процесів
утворення та розпаду озону стає озоновий профіль атмосфери. Велика швидкість
розпаду озону через поглинання ультрафіолетового випромінювання Сонця на
висотах 40-90 км приводить до того, що максимальна його кількість
спостерігається в межах 20-ЗО км, де число молекул в одному кубічному
сантіметрі досягає 5 • 1012. При зменшенні висоти над рівнем моря густина озону
зменшується, а середня кількість його молекул у кожному кубічному сантіметрі
повітря біля поверхні Землі близька до 6 • 10 ". На перший погляд це
здається досить великим числом. Насправді ж на рівні моря кожна молекула озону
припадає на 25 млн інших молекул газів, що входять до складу атмосфери.
Концентрація озону є найменшою внизу і чим вище він буде над рівнем, тим більше
зростає (майже в 250 разів), досягаючи м мального значення в 10 ~ 5 на висоті 35
км. Там кожна з 100 тис.. молекул - молекула озону, це теж не дуже багато. Хоч
назв газ і має надлишкову енергію, але вона по собі не така вже й велика.
При міттєвому розпаді озону на висотах його максимальної концентрації
виділилася б така кількість енергії, якої вистачило б тільки на підвищення
температури атмосфери в цій зоні на ... 0,1 градуса. Велике ж підвищення
температури повітря на цих висота пов'язане з виділенням за посередництвом озону енергії
ультрафіолетової ділянки сонячног?? випромінювання.
Спостереження протягом десятиріччя за
шаром озону переконують, що його середня товщина шару лишається практично
сталою і лише в останні роки помітне повільне зменшення. А от його миттєва
кількість над певним пунктом земної поверхні може змінюватися наполовину, а інколи
й більше. Це пов'язано з горизонтальним переміщенням, підніманням або
опускання окремих повітряних мас з істотно різною концентрацією озону. Від
однієї пори року до іншої кількість озону над певним місцем змінюється в межах
10%, а середньорічна залежить від активності Сонця. 1989 рік був роком
максимальної активності останнього і найбільшої кількості озону в атмосфері
нашої планети. Точні виміри кількості озону вимагають акуратності та численних
вимірів у багатьох точках Землі. Яка ж загальна кількість озону в озоновому
щиті? Надзвичайно мала: маса Оз = 3 - 5-10т.
За одиницю кількості озону над даним
місцем земної поверхні умовили брати шар озону товщиною 0,01 мм (10
мікрометрів). Ця одиниця названа «Добсон» (Дб) на честь професора Оксфордського
університету Добсона, який заслужив повагу наукової громадськості своїми
багаторічними вімірюваннямі характеристик озонового шару. Зі сказаного вище
випливає, що середня кількість озону становить від 200 до 300 добсонів.
ФІЗИКО-ХІМІЧНІ ВЛАСТИВОСТІ ОЗОН
Це слово в перекладi з грецької мови
означає «пахучий», «запашний», «той, що пахне». Кожен is нас вiдчував
рiзкій характерний запах цього синювато газу після грози з частими блискавка
чи при перебуванні бiля пристроїв або машин (в момент утворення Iскор у
відкритому повітрi). Втiм, що речовини перебувають у газовому станi лише при
температурах, сприятливих для життя людини. Озон можна перетворити у рiдинами при
охолодженні до -111,9 "С, а при вищих температурах він перебуває вже в
газоподiбному стані. Максимальна температура рідкого кисню (О2) при
атмосферному тиску (температура його кипіння) становить-183 "С.
Хімічний елемент кисень існує в атмосфері в вигляді трьох
алотропічніх відоізмін: О2 - молекулярному, О - атомарному і О3 --
трьохатомному, що власне і називається
озоном та утворюється при хімічному зєднанні перших двох. Тому більшість
властивостей молекули озону можна зрозуміти краще, виходячи з властивостей
молекулярного й атомарного кисню.
На основі вивчення спектральних
властивостей озону були отримані дані про будову його молекули. Молекула О3
стала класичним прикладом використання спектральних даних для розрахунків
довжин звязків та розмірів центрального кута. Відповідно до загальноприйнятої
моделі молекули О..,, атоми в ній розташовуються у вершинах рівнобедреного
тупокутного трикутника, причому відстані між атомами дорівнюють (1,278
± 0,003) -10 "" см, а значення центрального кута складає 116 ° 50 '± 30'.
Маса молекули 0 ^ 3 'складає 7,97. '1023 Р.
В молекулу озону можуть входити атоми
більш важких ізотопів кисню О17 і О18. За наближеними оцінками в атмосферному
озоні знаходиться біля 0,21 "" молекул О ^ О ^ О ' "та 0,41" про
молекул О ^ О ^ О ".
газоподібний озон при стандартних
температурі та тиску має щільність РДЦ
= 2,144 - 10 "3 г-см" 3. Теплоємність газу Ср зменшується із зниженням
температури: при 473 К с = = 904 Дж-кг-1. К-1, при 273 К з "
- 795 "Дж. кг-1-К-1, при 100 К Ср =-- 690 Дж.кг-^ К-1.
Озон перетворюється на рідину при
температурі 161,3 К (температура кипіння) в темно-синю рідину з щільністю 1,46
г-см ~ 3. Питома теплота випаровування рідини 316 000 Дж-кг "1. При
температурі 90 К рідкий озон має щільність 1,57 г см ~ 3, а безпосередньо перед
затвердінням його щільність складає 1,614 г-см ~ 3. Температура затвердіння, за
даними різних авторів, відрізняється на 2-3 К та складає приблизно 78 К. Тверда
кристалічна структура має темно-фіолетовий колір.
Характерний запах озону відчувається при
концентрації? рсітету, США, першими показали, яким може
бути цей процес в 1986 році. Було зроблено припущення, що кореляція міжціклом потоншення
шару озону та наявністю стратосферних хмар є свідком того, що хлор з резервуарів вівільнюють реакції, що йдуть на
частках льоду в цих хмарах.
Хмари в стратосфері
вважались явищем незвичним. Відносна вологість там досягає 1%. Кількість же
водяної пари - всього декілька частин на мільйон, що в 1000 разів менше, ніж в
тропосфері, де й утворюється більшість хмар. До недавнього часу вважалося, що
існують стратосферні хмари єдиного виду - перламутрові. Вони утворюються на
висотах приблизно віл 15 до30 км та являють собою різновид лінзовідніх хмар. В висхідній частині хвиль
повітря швидко розширюється і охолоджується.
Якщо у повітрі є достатньо вологи, то вона буде конденсуватісь на
багаточислених частинка
Швидке
охолодження та Конденсація водяної
пари приводять до формування перламутрових хмар. Розподілення розмірів часток в
хмарі надає їй здатності переливати. Перламутрові хмари показали метеорологам, що стратосфера достатньо холодна і
що там може утворюватися лід хоча б поблизу полярних областей, але через крайню
сухість температура має впасти для цього нижче 190 К. Такі температури
зберігаються тільки під час антарктічної зими.
Пристрій, що був
запущений за програмою «Стратосферні
аерозольні зміни (SAM) 11 »на борту
супутника «Німбус - 7» в 1978 р.. знаходив частинки а повітря
шляхом аналізу сонячних променів, що торкаються країв Землі. Пристрій показав,
що стратосферні хмари існують над Антарктидою навіть тоді, коли температура
падає до 195 К.. Такі температури занадто високі для утворення перламутрових
хмар, отже можна допустити, що хмари утворюються якимось іншим шляхом.
Було висловлене
припущення, що за складом ці хмари
мають відрізнятися, від перламутрових хмар, що складаються з чистої
води, сконденсованої на завислих частинка. Хімічні теорії руйнування озону
вимагають видалення активного азоту, що звязує хлор в вигляді нітрату хлору --
одного з основи резервуарів .. Так зявилася теорія, про стратосферні хмари --
носії азоту. Вони мають складатися з азотної кислоти (HNO3) в замороженому стані, з трьома молекулами води на кожну
молекулу азотної кислоти (HNO3 * 3H2O). Така сполука, що називається трігідратом азотної
кислоти не тільки забезпечує видалення азоту, але й конденсується при більш
високих температурах, ніж чиста вода.
перламутрові
хмари з трігідрату азотної кислоти
виникають в процесі повільного охолодження .. Порівняно з перламутровими хмарами
хмари з трігідрату азотної кислоти менш масивні та більш розріджені, що заважає
їх вивченню.
Крім перламутрових
хмар з трігідрату азотної кислоти
зустрічаються ще полярні стратосферні хмари (ПСХ) ще одного виду. Вони
утворюються, якщо зимова антарктична температура повільно опускається нижче 190
К. З охолодженням повітря водяна пара
конденсується на деяких завислих частинка, утворюючи водно-льодові хмари.
Частинками-зародка є в них частки азотно
