Глава 5. Состав географической оболочки 1 страница

Формирование собственного земного вещества началось с вулканогенных образований, представленных лавами, выбросами горячих пеплов и газовых облаков, а также сопутствующими проявлениями дегазации недр. Вулканогенный материал поступал на перидотитовую поверхность Земли и в остаточную атмосферу — реликт исходного облака или туманности. Водных бассейнов в то время не существовало, и Земля не была планетой океанов, каковой она является сегодня. Образование географической оболочки началось, видимо, с ее литогенного основания, на которое стали «опираться» воздушные и водные массы. Разделение по времени формирования отдельных сфер планеты носит условный характер, так как практически все происходило почти одновременно, но с разной скоростью закрепления нового материала.

Литосфера

Внутреннее строение Земли включает три оболочки: земную кору, мантию и ядро. Оболочечное строение Земли установлено дистанционными методами, основанными на измерении скорости распространения сейсмических волн, имеющих две составляющие — продольные и поперечные волны. Продольные (Р) волны связаны с напряжениями растяжения (или сжатия), ориентированными по направлению их распространения. Поперечные (S) волны вызывают колебания среды, ориентированные под прямым углом к направлению их распространения. Эти волны в жидкой среде не распространяются. Основные значения физических параметров Земли даны на рис. 5.1.

Земная кора — каменистая оболочка, сложенная твердым веществом с избытком кремнезема, щелочи, воды и недостаточным количеством магния и железа. Она отделяется от верхней мантии границей Мохоровичича (слоем Мохо), на которой происходит скачок скоростей продольных сейсмических волн примерно до 8 км/с. Этот рубеж, установленный в 1909 г. югославским ученым А. Мохоровичичем, как считают, совпадает с внешней перидотитовой оболочкой верхней мантии. Мощность земной коры (1% от общей массы Земли) составляет в среднем 35 км: под молодыми складчатыми горами на континентах она увеличивается до 80 км, а под сре-динно-океаническими хребтами уменьшается до 6 — 7 км (считая от поверхности океанского дна).

Мантия представляет собой наибольшую по объему и весу оболочку Земли, простирающуюся от подошвы земной коры до границы Гутенберга, соответствующей глубине приблизительно 2900 км и принимаемой за нижнюю границу мантии. Мантию подразделяют на нижнюю (50% массы Земли) и верхнюю (18%). По современным представлениям, состав мантии достаточно однороден вследствие интенсивного конвективного перемешивания внутримантийными течениями. Прямых данных о вещественном составе мантии почти нет. Предполагается, что она сложена расплавленной силикатной массой, насыщенной газами. Скорости распространения продольных и поперечных волн в нижней мантии возрастают, соответственно, до 13 и 7 км/с. Верхняя мантия с глубины 50—80 км (под океанами) и 200—300 км (под континентами) до 660—670 км называется астеносферой. Это слой повышенной пластичности вещества, близкого к температуре плавления.

Ядро представляет собой сфероид со средним радиусом около 3500 км. Прямые сведения о составе ядра также отсутствуют. Известно, что оно является наиболее плотной оболочкой Земли. Ядро также подразделяется на две сферы: внешнее, до глубины 5150 км, находящееся в жидком состоянии, и внутреннее — твердое. Во внешнем ядре скорость распространения продольных волн падает до 8 км/с, а поперечные волны не распространяются вовсе, что принимается за доказательство его жидкого состояния. Глубже 5150 км скорость распространения продольных волн возрастает и вновь проходят поперечные волны. На внутреннее ядро приходится 2% массы Земли, на внешнее — 29%.

Внешняя «твердая» оболочка Земли, включающая земную кору и верхнюю часть мантии, образует литосферу (рис. 5.2). Ее мощность составляет 50—200 км.

Рис. 5.1. Изменение физических параметров в недрах Земли (по С.В.Аплонову, 2001)

Рис. 5.2. Внутреннее строение Земли и скорости распространения продольных (Р) и поперечных (S) сейсмических волн (по С. В. Аплонову, 2001)

Литосферу и подстилающие подвижные слои астеносферы, где обычно зарождаются и реализуются внутриземные движения тектонического характера, а также часто находятся очаги землетрясений и расплавленной магмы, называют тектоносферой.

Состав земной коры. Химические элементы в земной коре образуют природные соединения — минералы, обычно твердые вещества, обладающие определенными физическими свойствами. В земной коре содержится более 3000 минералов, среди которых около 50 породообразующих.

Закономерные природные сочетания минералов образуют горные породы. Земная кора сложена горными породами разного состава и происхождения. По происхождению горные породы подразделяют на магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические горные породы образуются за счет застывания магмы. Если это происходит в толще земной коры, то формируются интрузивные раскристаллизованные породы, а при излиянии магмы на поверхность создаются эффузивные образования. По содержанию кремнезема (SiO₂) различают следующие группы магматических горных пород: кислые (> 65% — граниты, липариты и др.), средние (65—53% — сиениты, андезиты и др.), основные (52—45% — габбро, базальты и др.) и ультраосновные (<45% — перидотиты, дуниты и др.).

Осадочные горные породы возникают на земной поверхности за счет отложения материала разными способами. Часть из них образуется в результате разрушения горных пород. Это обломочные, или пластические, породы. Величина обломков варьирует от валунов и галек до пылеватых частиц, что позволяет различать среди них породы разного гранулометрического состава — валунники, галечники, конгломераты, пески, песчаники и др. Органогенные породы создаются при участии организмов (известняки, угли, мел и др.). Значительное место занимают хемогенные породы, связанные с выпадением вещества из раствора при определенных условиях.

Метаморфические породы образуются в результате изменения магматических и осадочных пород под воздействием высоких температур и давлений в недрах Земли. К ним относятся гнейсы, кристаллические сланцы, мрамор и др.

Около 90% объема земной коры составляют кристаллические породы магматического и метаморфического генезиса. Для географической оболочки большую роль играет относительно маломощный и прерывистый слой осадочных горных пород (стратисфера), которые непосредственно контактируют с разными компонентами географической оболочки. Средняя мощность осадочных пород около 2,2 км, реальная мощность колеблется от 10— 14 км в прогибах до 0,5—1 км на океаническом ложе. По исследованиям А.Б.Ронова, наиболее распространенными среди осадочных пород являются глины и глинистые сланцы (50 %), пески и песчаники (23,6%), карбонатные образования (23,5%). В составе земной поверхности важную роль играют лёссы и лёссовидные суглинки внеледниковых регионов, несортированные толщи морен ледниковых регионов и интразональные скопления галечно-песчаных образований водного происхождения.

Строение земной коры. По строению и мощности (рис. 5.3) различают два основных типа земной коры — материковый (континентальной) и океанический. Различия их химического состава видны из табл. 5.1.

Материковая кора состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Последний выделен условно потому, что скорости прохождения сейсмических волн равны скоростям в базальтах. Гранитный слой состоит из пород, обогащенных кремнием и алюминием (SIAL), породы базальтового слоя обогащены кремнием и магнием (SIAM). Контакт между гранитным слоем со средней плотностью пород около 2,7 г/см³ и базальтовым слоем со средней плотностью порядка 3 г/см³ известен как граница Конрада (названа по имени немецкого исследователя В.Конрада, обнаружившего ее в 1923 г.).

Океаническая кора двухслойная. Ее основная масса сложена базальтами, на которых лежит маломощный осадочный слой. Мощность базальтов превышает 10 км, в верхних частях достоверно установлены прослои осадочных позднемезозойских пород. Мощность осадочного покрова, как правило, не превышает 1—1,5 км.

Рис. 5.3. Строение земной коры: 1 — базальтовый слой; 2 — гранитный слой; 3 — стратисфера и кора выветривания; 4 — базальты океанического дна; 5 — районы с низкой биомассой; 6 — районы с высокой биомассой; 7 — океанские воды; 8 — морские льды; 9 — глубинные разломы континентальных склонов

Базальтовый слой на материках и океанском дне принципиально различается. На материках это контактные формирования между мантией и древнейшими земными породами, как бы первичная корочка планеты, возникшая до или в начале ее самостоятельного развития (возможно, свидетельство «лунной» стадии эволюции Земли). В океанах это реальные базальтовые образования в основном мезозойского возраста, возникшие за счет подводных излияний при раздвижении литосферных плит. Возраст первых должен составлять несколько миллиардов лет, вторых — не более 200 млн лет.

Таблица 5.1. Химический состав континентальной и океанической коры (по С.В.Аплонову, 2001)

	Содержание, %
Оксиды	Континентальная кора	Океаническая кора
SiO2	60,2	48,6
TiО2	0,7	1.4
Al2O3	15,2	16,5
Fе2O3	2,5	2,3
FeO	3,8	6,2
MnO	0,1	0,2
MgO	3,1	6,8
CaO	5,5	12,3
Na2O	3,0	2,6
K2O	2,8	0,4

Местами наблюдается переходный тип земной коры, для которого характерны значительная пространственная неоднородность. Он известен в окраинных морях Восточной Азии (от Берингова до Южно-Китайского), Зондском архипелаге и некоторых других районах земного шара.

Наличие разных типов земной коры обусловлено различиями в развитии отдельных частей планеты и их возрасте. Эта проблема чрезвычайно интересна и важна с точки зрения реконструкции географической оболочки. Ранее предполагалось, что океаническая кора первична, а материковая — вторична, хотя она на многие миллиарды лет ее древнее. Согласно современным представлениям, океаническая кора возникла за счет внедрения магмы по разломам между континентами.

Мечты ученых о практической проверке представлений по строению литосферы, основанные на дистанционных геофизических данных, воплотились в жизнь во второй половине XX в., когда стало возможно глубокое и сверхглубокое бурение на суше и дне Мирового океана. Среди наиболее известных проектов — Кольская сверхглубокая скважина, пробуренная до глубины 12 066 м (в 1986 г. бурение было остановлено) в пределах Балтийского щита в целях достижения границы между гранитным и базальтовым слоями земной коры, а при возможности и ее подошвы — горизонта Мохо. Кольская сверхглубокая скважина опровергла многие устоявшиеся представления о структуре недр Земли. Предполагавшееся по геофизическому зондированию нахождение горизонта Конрада в этом районе на глубине около 4,5 км не подтвердилось. Скорость продольных волн изменилась (не возросла, а упала) на отметке 6842 м, где произошла смена вулканогенно-осадочных пород раннего протерозоя на амфиболито-гнейсовые породы позднего архея. «Виновником» смены оказался не состав горных пород, а их особое состояние — гидрогенное разуплотнение, впервые обнаруженное в естественном состоянии в толще Земли. Таким образом, стало возможным иное объяснение смены скоростей и направлений геофизических волн.

Структурные элементы земной коры. Земная кора формировалась не менее 4 млрд лет, в течение которых она усложнялась под. воздействием эндогенных (главным образом под воздействием тектонических движений) и экзогенных (выветривание и др.) процессов. Проявляясь с разной интенсивностью и в разное время, тектонические движения формировали структуры земной коры, которые образуют рельеф планеты.

Крупные формы рельефа называются морфоструктурами (например, горные хребты, плато). Сравнительно мелкие формы рельефа образуют морфоскульптуры (например, карст).

Основные планетарные структуры Земли — материки и океаны. В пределах материков выделяют крупные структуры второго порядка — складчатые пояса и платформы, которые отчетливо выражены в современном рельефе.

Платформы — это устойчивые в тектоническом отношении участки земной коры обычно двухъярусного строения: нижний, образованный древнейшими породами, называют фундаментом, верхний, сложенный преимущественно осадочными породами более позднего возраста — осадочным чехлом. Возраст платформ оценивают по времени формирования фундамента. Участки платформ, где фундамент погружен под осадочный чехол, называют плитами (например, Русская плита). Места выхода на дневную поверхность пород фундамента платформы называют щитами (например, Балтийский щит).

На дне океанов выделяются тектонически устойчивые участки — талассократоны и подвижные тектонически активные полосы — георифтогенали. Последние пространственно соответствуют срединно-океаническим хребтам с чередованием поднятий (в виде подводных гор) и опусканий (в виде глубоководных впадин и желобов). Совместно с вулканическими проявлениями и локальными поднятиями океанического дна океанические геосинклинали создают специфические структуры островных дуг и архипелагов, выраженных на северных и западных окраинах Тихого океана.

Контактные зоны между континентами и океанами подразделяют на два типа: активные и пассивные. Первые представляют собой очаги сильнейших землетрясений, активного вулканизма и значительного размаха тектонических движений. Морфологически они выражаются сопряжением окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов океанов. Наиболее типичными являются все окраины Тихого океана («тихоокеанское огненное кольцо») и северная часть Индийского океана. Вторые являют пример постепенной смены континентов через шельфы и материковые склоны к океаническому дну. Таковы окраины большей части Атлантического океана, а также Северного Ледовитого и Индийского океанов. Можно говорить и о более сложных контактах, особенно в Районах развития переходных типов земной коры.

Динамика литосферы. Представления о механизме формирования земных структур разрабатываются учеными различных направлений, которые можно объединить в две группы. Представители фиксизма исходят из утверждения о фиксированном положении Континентов на поверхности Земли и преобладании вертикальных Движений в тектонических деформациях пластов земной коры. Сторонники мобилизма первостепенную роль отводят горизонтальным движениям. Основные идеи мобилизма были сформулированы А. Вегенером (1880—1930) как гипотеза дрейфа материков. Новые данные, полученные во второй половине XX в., позволили развить это направление до современной теории неомобилизма, объясняющей динамику процессов в земной коре дрейфом крупных литосферных плит.

Согласно теории неомобилизма, литосфера состоит из плит (их число, по разным оценкам, колеблется от 6 до нескольких десятков), которые перемещаются в горизонтальном направлении со скоростью от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров в год. Литосферные плиты вовлекаются в движение в результате тепловой конвекции в верхней мантии. Однако последние исследования, в частности глубокое бурение, показывают, что слой астеносферы не является сплошным. Если же признать дискретность астеносферы, то следует отвергнуть и сложившиеся представления о конвективных ячейках и структуре перемещения блоков земной коры, которые лежат в основе классических моделей геодинамики. П. Н. Кропоткин, например, считает, что правильнее говорить о вынужденной конвекции, которая связана с перемещением вещества в мантии Земли под действием попеременного увеличения и уменьшения земного радиуса. Интенсивное горообразование в последние десятки миллионов лет, по его мнению, было обусловлено прогрессировавшим сжатием Земли, составившим примерно 0,5 мм в год, или 0,5 км за миллион лет, возможно, при общей тенденции Земли к расширению.

Согласно современному строению земной коры, в центральных частях океанов границами литосферных плит являются срединно-океанические хребты с рифтовыми (разломными) зонами вдоль их осей. По периферии океанов, в переходных зонах между континентами и ложем океанического бассейна, сформировались геосинклинальные подвижные пояса со складчато-вулканическими островными дугами и глубоководными желобами вдоль их внешних окраин. Существует три варианта взаимодействия литосферных плит: расхождение, или спрединг; столкновение, сопровождающееся в зависимости от типа контактирующих плит субдукцией, эдукцией или коллизией; горизонтальное скольжение одной плиты относительно другой.

Касаясь проблемы возникновения океанов и материков, надо отметить, что в настоящее время она чаще всего решается путем признания раздробленности земной коры на ряд плит, раздвижение которых и вызвало образование огромных понижений, занятых океанскими водами. Схема геологического строения ложа океанов показана на рис. 5.4. Схема инверсий магнитного поля базальтов океанического дна показывает удивительные закономерности симметричного расположения однотипных образований по обе стороны зоны спрединга и их постепенное удревнение в сторону континентов (рис. 5.5). Не только ради справедливости отметим существующее мнение о достаточной древности океанов — глубоководные океанские осадки, а также реликты базальтовой океанской коры в виде офиолитов широко представлены в геологической истории Земли последних 2,5 млрд лет. Блоки древней океанской коры и литосферы, впечатанные в глубоко погруженный фундамент осадочных бассейнов — своеобразные провалы земной коры, по мнению С.В.Аплонова, свидетельствуют о нереализованных возможностях планеты — «несостоявшихся океанах».

Рис. 5.4. Схема геологического строения ложа Тихого океана и его континентального обрамления (по А. А. Маркушеву, 1999): /— континентальный вулканизм (а — отдельные вулканы, б — поля траппов); II — вулканы островных дут и континентальных окраин (а — подводные, б — наземные); III — вулканы подводных хребтов (а) и океанических островов (б); IV — вулканы окраинных морей (а — подводные, б — наземные); V — спрединговые структуры развития современного толеит-базальтового подводного вулканизма; VI — глубоководные желоба; VII — литосферные плиты (цифры в кружках): 1 — Бирманская; 2 — Азиатская; 3 — Северо-Американская; 4 — Южно-Американская; 5 — Антарктическая; 6 — Австралийская; 7— Соломонова; 8— Бисмарка; 9 — Филиппинская; 10 — Марианская; 11 — Хуан-де-Фука; 12 — Карибская; 13 — Кокос; 14 — Наска; 15 — Скоша; 16 — Тихоокеанская; VIII — главнейшие вулканы и трапповые поля: 1 — Бейкер; 2 — Лассен-Пик; 3—5— траппы {3 — Колумбии, 4 — Патагонии, 5 — Монголии); 6 — Трес-Виргинес; 7 — Парикутин; 8 — Попокатепетль; 9 — Мон-Пеле; 10 — Котопахи; 11 — Таравера; 12 — Кермадек; 13 — Мауналоа (Гавайский архипелаг); 14— Кракатау; 75— Тааль; 16— Фудзияма; 17 — Богослов; 18 — Катмай. Возраст базальтов приводится по данным бурения

Рис. 5.5. Возраст (млн лет) дна Атлантического океана, определенный по магнитостратиграфической шкале (по Е.Зейболу и В.Бергеру, 1984)

Формирование современного облика Земли. В течение всей истории Земли расположение и конфигурация континентов и океанов постоянно изменялись. Согласно геологическим данным, континенты Земли объединялись четыре раза. Реконструкция этапов их становления за последние 570 млн лет (в фанерозое) свидетельствует о существовании последнего суперконтинента — Пангеи с достаточно мощной, до 30—35 км континентальной корой, сформировавшегося 250 млн лет назад, который распался на Гондвану, занявшую южную часть земного шара, и Лавразию, объединившей северные континенты. Распад Пангеи привел к раскрытию водного пространства, первоначально — в виде палео-Тихого океана и океана Тетис, а в дальнейшем (65 млн лет назад) — современных океанов. Сейчас мы наблюдаем, как континенты расходятся. Трудно предположить, какова будет дислокация современных континентов и океанов в будущем. По данным С. В. Аплонова, возможно их объединение в пятый суперконтинент, центром которого станет Евразия. В. П. Трубицын считает, что через миллиард лет материки вновь могут собраться у Южного полюса.

Атмосфера

Атмосфера — это внешняя газовая оболочка Земли. Нижней границей атмосферы является земная поверхность. Верхняя граница проходит на высоте 3000 км, где плотность воздуха становится равной плотности вещества в Космосе.

Воздух атмосферы удерживается у земной поверхности силой притяжения. Общий вес атмосферы равен 5,136×10¹⁵ т (по другим источникам — 5,9×10¹⁵ т), что соответствует весу равномерно распределенного по Земле слоя воды в 10 м или слоя ртути толщиной в 76 см. Вес вышележащего столба воздуха определяет величину атмосферного давления, которое у земной поверхности в среднем составляет 760 мм рт. ст., или 1 атм (1013 гПа, или 1013 мбар).

Плотность воздуха на уровне моря при температуре 15°С в среднем составляет 1,2255 кг/м³, или 0,0012 г/см³, на высоте 5 км — 0,735 кг/см³, 10 км — 0,411 кг/см³, 20 км — 0,087 кг/см³. На высоте 300 км плотность воздуха уже в 100 млрд раз меньше, чем у поверхности Земли.

Состав атмосферы. Атмосфера состоит из постоянных и переменных компонентов (табл. 5.2). К постоянным относятся азот (78% по объему), кислород (21%) и инертные газы (0,93%). Постоянство количества активных компонентов азота и кислорода определяется равновесием между процессами выделения свободного кислорода и азота (преимущественно живыми организмами) и их поглощением в ходе химических реакций. Инертные газы не участвуют в реакциях, происходящих в атмосфере. Переменными составляющими являются диоксид углерода, водяной пар, озон, аэрозоли.

Таблица 5.2. Состав атмосферы

Газ	Символ	Содержание, %
Постоянные компоненты
Азот	N2	78,08
Кислород	О2	20,95
Аргон	Аr	0,93
Неон	Ne	0,0018
Гелий	Не	0,0005
Водород	Н2	0,00006
Ксенон	Хе	0,000009
Переменные компоненты
Водяной пар	Н2О	0-4
Диоксид углерода	СО2	0,0364
Метан	СН4	0,00018
Оксид азота	N2O	0,000031
Озон (тропосферный)	О3	0,000004
Озон (стратосферный)	О3	0,0012
Аэрозоли (частицы)	—	0,000001

Водяной пар задерживает до 60% теплового излучения планеты. Водяной пар выполняет и другую важную функцию, за что его называют «основным топливом» атмосферных процессов. При испарении влаги (а именно таким путем атмосфера пополняется водяным паром) значительная часть энергии (примерно 2500 Дж) переходит в открытую форму, а затем выделяется при конденсации. Обычно это происходит на высоте облачного покрова. В результате таких фазовых переходов большое количество энергии перемещается в пределах географической оболочки, «питая» различные атмосферные процессы, в частности — тропические циклоны.

Содержание диоксида углерода довольно быстро убывает с высотой, понижаясь практически до нуля на верхней границе атмосферы. Углекислый газ задерживает до 18 % теплового излучения Земли. Кроме того, это основной материал для построения зелеными растениями органического вещества.

Водяной пар и диоксид углерода служат природными атмосферными фильтрами, задерживающими длинноволновое тепловое излучение земной поверхности. Благодаря этому возникает парниковый эффект, который определяет общее повышение температуры земной поверхности на 38°С (ее среднее значение +15°С вместо -23°С).

Аэрозольные частицы — это находящиеся во взвешенном состоянии минеральная и вулканическая пыль, продукты горения (дым), кристаллики морских солей, споры и пыльца растений, микроорганизмы. Содержание аэрозолей определяет уровень прозрачности атмосферы. В связи с активной антропогенной деятельностью запыленность атмосферы увеличилась. Как показывают эксперименты, при большой запыленности величина приходящей к Земле солнечной радиации может понижаться, что ведет к изменениям погоды и климата планеты. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации — способствуют превращению водяного пара в водяные капли (облака).

Вертикальное строение атмосферы. Атмосферу подразделяют на пять оболочек (рис. 5.6).

Нижняя часть атмосферы, непосредственно прилегающая к земной поверхности, называется тропосферой. Она простирается над полюсами до высоты 8 км, в умеренных широтах — до 10—11 км, над экватором — до 16—17 км. Здесь сосредоточено около 80% всей массы атмосферы. Наблюдаемое понижение температуры в этом слое (в среднем 0,6°С на 100 м) связано с расширением воздуха под воздействием уменьшения с высотой внешнего давления, а также с переносом теплоты от земной поверхности. При средней для всей Земли годовой температуре воздуха +15°С на уровне моря, на верхней границе тропосферы она понижается до -56°С. Понижение температуры воздуха, так же как и других метеорологических величин, не всегда выдерживается, а в ряде случаев отклоняется от нормального, образуя инверсии. Последние определяются местными географическими причинами.

Рис. 5.6. Строение атмосферы

Физические свойства воздуха тропосферы во многом обусловлены характером взаимодействия с подстилающей поверхностью. Вследствие непрерывного перемешивания воздуха его состав во всей толще тропосферы постоянный. Тропосфера содержит основное количество всей атмосферной влаги.

Вблизи верхней границы тропосферы располагается переходный слой — тропопауза мощностью около 1 км. Выше тропопаузы не поднимаются вертикальные токи воздуха, обусловленные различиями его нагревания и увлажнения от земной поверхности (атмосферная конвекция).

Выше тропосферы, примерно до 50 км, располагается стратосфера. Ранее ее принимали за изотермический слой со средней температурой -56°С. Однако новые данные показали, что изотермия наблюдается только в ее нижней части, приблизительно до 20 км, а у верхней границы температура повышается до 0°С. Стратосфера охвачена мощной горизонтальной циркуляцией с элементами вертикальных движений, что способствует активному перемешиванию воздуха. Антропогенное загрязнение фактически исключено, но сюда проникают продукты интенсивных вулканических выбросов, сохраняющиеся довольно длительное время и влияющие на космическое излучение, включая солнечное.

Особенностью стратосферы является озоновый слой, в формировании которого принимает участие следующий физико-химический механизм. Поскольку атмосфера избирательно пропускает через себя электромагнитное излучение Солнца, солнечная радиация распределяется на земной поверхности неравномерно. Входящий в состав воздуха кислород взаимодействует с коротковолновой ультрафиолетовой (УФ) радиацией, и когда молекула кислорода О₂ поглощает УФ свет достаточной энергии, она распадается:

О₂ + УФ свет → О + О

Атомарный кислород очень активен и присоединяет молекулу кислорода, образуя молекулу озона:

атомарный кислород (О) + молекулярный кислород (О₂) → озон (О₃)

Обычно это происходит на высоте примерно 25—28 км от земной поверхности, где и образуется слой озона. Озон сильно адсорбирует ультрафиолетовые лучи, которые губительны для живых организмов.