34676

Розподіл озону у просторі та часі

Лекция

Экология и защита окружающей среды

Найбільш точно в атмосфері Землі визначається загальний вміст озону ЗВО. ЗВО Х як вже згадувалось вище це товщина шару озону приведеного до нормальних тиску і температури. Величина Х є сумарною або інтегральною кількісною характеристикою шару озону іноді замість неї використовують зведену товщину шару озону .

Украинкский

2013-09-08

1006.5 KB

1 чел.

Розподіл озону у просторі та часі

З підручника  С.В.Борисової «Озон в атмосфері». Одеса:Екололгія, 2011.

Найбільш точно в атмосфері Землі визначається загальний вміст озону (ЗВО). Його вимірювання регулярно проводяться з 1957-1958 рр. на досить широкій мережі станцій. ЗВО (Х), як вже згадувалось вище, це товщина шару озону, приведеного до нормальних тиску і температури. Величина Х є сумарною або інтегральною кількісною характеристикою шару озону, іноді замість неї використовують зведену  товщину шару озону (). Вона дуже залежить від географічних координат місця спостереження, сезону, часу доби і багатьох процесів, які відбуваються в атмосфері.

3.1 Широтний розподіл озону

Результати спостережень показують, що Х велике в полярних широтах північної півкулі і поступово, але нерівномірно, спадає до низьких широт [64]. У березні – червні максимум Х спостерігається в полярних широтах. В період з серпня по лютий максимальні значення ЗВО відмічені в широтному поясі 500 – 600 півн.ш., де середньорічні величини Х досягають 356 Д.О. На південь Х поступово убуває, а на межі тропічної широтної зони, яка коливається між 280 і 250 півн.ш., виникає розрив значень, на південь від цієї межі Х різко зменшується, але стає більш стійким у часі.

Розподіл Х в тропічній зоні (300 півн.ш – 300півд.ш) досить рівномірний і складає близько 266 Д.О., змінюючись протягом року на 2  7% (табл. 3.1).

Таблиця 3.1 – Доля (%) атмосферного озону, який знаходиться в різних широтних поясах півкуль

Широтний

пояс, 0

Півкуля

Широтний

    пояс, 0

Півкуля

північна

південна

північна

південна

0 -10

14,5

15,1

50-60

11,8

11,8

10-20

14,7

14,4

60-70

8,7

7,7

20-30

14,1

15,2

70-80

5,6

4,7

30-40

15

15,4

80-90

1,8

1,5

40-50

13,9

14,3

В південній  півкулі з широти 25 – 300 ЗВО зростає до широти ~ 600 півд.ш. і досягає максимуму у смузі 50 – 600, де його середньорічне значення складає 340 Д.О.

В межах широтних поясів Х також нерівномірний, він суттєво залежить від місцевих умов. Навесні зони підвищеного вмісту озону простежуються над Північною Азією і над Канадою. До літа область Сибірського максимуму зміщується на Тихий океан, а канадський гребінь слабшає.

Область низьких значень озону (западина) навесні спостерігається над Північною Африкою та Індією, тут значення ЗВО дуже малі – 208 Д.О. Влітку глибокий мінімум спостерігається над Середньою Азією.

Розрізняються значення Х в середені широтних поясів над сушею і океаном, особливо влітку, коли над континентом зменшення вмісту озону досягає 20 і більше Д.О., порівняно з океанічними станціями (рис. 3.1).

Рис. 3.1 – Зміни ЗВО (в Д.О) на протязі, року у різних широтах обох півкуль

Інформація про середній вміст озону в широтних поясах Землі дозволяє обчислити Х як по окремих зонах, так і по півкулях. Так, у середньому за рік у північній півкулі Х = 301 Д.О., в південній – 292 Д.О., а по всій земній кулі – 296,9 Д.О. На тропічну зону через її більшу площу припадає близько 45% всього озону, не дивлячись на менший вміст озону в одиничному по площі стовпі повітря. В цій області озон мало змінюється по сезонах, його шар порівняно високо розміщений в атмосфері, тут знаходиться основний і постійний резервуар озону для всієї атмосфери.

За розрахунками Г.У. Дютша з врахуванням швидкості протікання оксигенового, гідрогенового і нітрогенового циклів утворення і руйнування озону, у середній стратосфері тропічних широт постійно утворюється надлишок озону. Але кількість озону, яка тут спостерігається в дійсності, значно менша від розрахункової. Таким чином, озон покидає цю область і поширюється у високі широти в наслідок меридіального переносу.

Низхідні рухи переносять озон у нижню стратосферу, а потім у тропосферу (табл. 3.2). Область джерела озону, з якої він постійно розтікається, займає по широті близько 450, що складає приблизно 38% поверхні Землі.

Таблиця 3.2 – Середня величина відтоку озону з тропічної області

                        у високі широти (Х  в Д.О.)

Місяці

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Рік

Х

14,8

14,5

13,6

8,7

11,6

16,2

20,1

24,3

21,1

18,1

15,2

14.6

192,8

Середня меридіональна швидкість течії в стратосфері, яка забезпечує поданий  у таблиці 3.2 глобальний перенос, складає близько 0,4 м/с, а низхідні рухи – 0,1 см/с.

Системою загальної циркуляції атмосфери озон переноситься у горизонтальному і вертикальному напрямах, при цьому міжширотний обмін лише в незначній  мірі пояснюється існуванням меридіональної циркуляції. Основним механізмом обміну є макротурбулентне перенесення у вихорах синоптичного масштабу [64].

В тропосфері, як відомо, панує західне зональне перенесення. З висотою, оскільки горизонтальний градієнт температури в стратосфері змінює знак, швидкість зонального вітру слабшає, і влітку з рівня близько 20 км вітер змінюється на східний. В цей час над полюсом встановлюється

антициклон і можливість міжширотного обміну, а значить і перенесення озону у високі широти, досить обмежена. Внаслідок цього на початку осені вміст озону у високих широтах зменшується і в вересні – жовтні в північній півкулі (а у березні - квітні в південній) в річному ході спостерігається мінімум вмісту озону (рис 3.2, 3.3). Взимку над полюсом в стратосфері встановлюється циклонічний вихор і швидкість західного вітру лише зменшується під тропопаузою, а потім знову зростає, досягаючи максимуму на висотах 50 – 60 км.

Приплив повітря з низьких широт збільшується, а разом із ним  і приплив озону, що приводить до збільшення Х у високих широтах в березні - квітні у північній півкулі, а в жовтні – в південній (рис. 3.4, 3.5). Час перебудови поля загальної циркуляції може бути зсунутий в той чи інший бік, а це призводить і до порушень річного ходу ЗВО в помірних і високих широтах.

Рис. 3.2 – Карта середньомісячних значень ЗВО(Д.О) для північної півкулі у жовтні


Рис. 3.3 – Карта середньомісячних значень ЗВО(Д.О) для південної півкулі у березні

Рис. 3.4 – Карта середньомісячних значень ЗВО(Д.О) для північної

півкулі у квітні


Рис. 3.5 – Карта середньомісячних значень ЗВО(Д.О) для північної півкулі у жовтні

Звичайно, крім цих макромасштабних процесів на розподіл озону в атмосфері впливають і інші процеси, більш дрібного масштабу.

Мінливість середньодобових значень Х в залежності від широти може досягати 150% від середнього значення. За п’ятирічний період на кількох станціях Північної півкулі ЗВО за добу змінювалося 61 раз більш ніж на 120 Д.О. і 112 разів міждобова зміна складала від 80 до 120 Д.О. Найчастіше такі зміни Х відбуваються у зоні широт 300 – 400 у весняні місяці.

У змінах ЗВО простежуються коливання  і більш довгоперіодні, ніж річні. Так, віднайдено квазідворічні цикли з періодом близько 26  30 місяців, які співпадають з квазідворічними змінами температури і напряму вітру в атмосфері тропічних широт. Хвиля змін ЗВО, поширюючись від екватора  до полюса, запізнюється на 1 місяць відносно зміни напряму вітру у стратосфері.

3.2 Вертикальний розподіл озону (ВРО)

ВРО визначити значно складніше, ніж Х, який визначається стаціонарними, розміщеними в різних точках земної поверхні, станціями на протязі десятків років.

Розподіл густини озону по осі Z можна визначити за допомогою озонозондів, які піднімаються на балонах або за допомогою ракет. Ці прямі методи вимірювання густини або парціального тиску озону досить дорогі і обмежені в застосуванні. Крім того, озонозонди, як правило, не піднімаються вище 30 – 35 км. Непрямими називаються методи визначення ВРО за спостереженнями з поверхні Землі. Одним із найбільш поширених є метод вимірювання за ефектом зворотності. Ефект зворотності було відкрито у 1929 році Гетцем, а у 1934 році Гетц, Добсон і Мізам запропонували використати це явище для вимірювання вертикального розподілу озону.

Явище ефекту зворотності полягає у наступному: крива залежності логарифму відношення потоків розсіяного від зеніту світла двох довжин хвиль від висоти Сонця    спочатку опускається із зменшенням висоти, а починаючи з   40 має зворотний хід, тобто піднімається вгору (Umkehr effekt) (рис 3.6). Тут

1 – довжина хвилі, яка значною мірою послаблюється озоном;

2 – довжина хвилі, яку озон майже не поглинає.

В озонометрії використовують кілька спеціально вибраних пар хвиль (табл.3.3). Частіше за все використовується пара „С”.


а)

б)

Рис. 3.6 – Крива зворотності

а) загальний вигляд кривої;

б) фрагменти кривої зворотності:

1 – експериментальна крива (ст. Ароза А=340 Д.О.),

2 – розрахункова крива для чистої атмосфери  

     (ст. Ароза А=322 Д.О.).

Ефект зворотності Гетц пояснює, виходячи з поняття про шари максимального розсіювання. Висота шару максимального розсіювання залежить від довжини  хвилі світла , яка розсіюється, і від висоти Сонця . Чим коротша довжина хвилі і чим менша висота Сонця, тим вище знаходиться шар, який надсилає від зеніту найбільшу кількість розсіяної радіації з відповідною довжиною хвилі .

Таблиця 3.3 – Пари довжин хвиль (нм), що використовуються при

озонометричних спостереженнях

Пари

хвиль

Середня

довжина

короткої

хвилі

1

Середня

довжина

довгої

хвилі

2

Коефіцієнт погли-нання озону(см-1) на відповідних хвилях

Оптична товщина ідеальної атмосфери для відповідних

1

2

1-2

1

2

1-2

А

305,5

325,4

1,882

0,120

1,762

0,491

0,375

0,116

В

308,8

329,1

1,287

0,064

1,223

0,470

0,357

0,113

С

311,4

332,4

0,912

0,047

0,865

0,453

0,343

0,110

Д

317,6

339,8

0,391

0,017

0,374

0,416

0,312

0,104

С’

332,4

453,6

0,047

0,000

0,047

-

-

-

Основною причиною зворотності кривої (рис 3.6) є те, що шар озону досить різко зменшується вище рівня 30 км і на висоті більше ніж 50 км практично відсутній. Тому за умови малих висот Сонця шар максимального розсіювання для короткої хвилі 1 підіймається вище шару з великою концентрацією озону, а для довгої хвилі шар максимального розсіювання залишається всередині  основної частини озонового шару. Якщо 900 >  > 40 інтенсивність розсіяного у зеніті світла з довжиною хвилі 1= 311 нм швидко зменшується із зменшенням висоти Сонця внаслідок поглинання його озоном, оскільки шар максимального розсіювання хвиль 1 лежить у діапазоні висот 10 – 30 км, де, як відомо, концентрація озону найбільша.

Для    40 основна частина потоку з 1 = 311 нм розсіюється у шарі між 40 – 60 км. На цих висотах концентрація озону і густина повітря досить малі, тому потік розсіяного світла, що йде від зеніту, майже постійний і дуже мало залежить від висоти Сонця.

Потік з більшою довжиною хвилі 2 = 332 нм розсіюється у більш густинних шарах, що знаходяться нижче від рівня 30 км, тому його інтенсивність безперервно зменшується із зменшенням висоти Сонця, причому тим швидше, чим менша .  Логарифм відношення  з цієї причини спочатку зменшується при зменшенні висоти Сонця, оскільки  падає швидше, ніж , а потім починає зростати, тому що для   40 знаменник дробу  зменшується швидше ніж числівник. Таким чином, хід кривої зворотності безпосередньо пов’язаний із вертикальним розподілом озону і може бути використаний для його обчислення.

У рівнянні розрахунку вертикального розподілу озону по кривій зворотності не враховані:

1) вторинне і багаторазове розсіювання;

  1.  присутність аерозолів;
  2.  альбедо земної поверхні (воно прийнято за 0);
  3.  рефракція світла.

Останній фактор дійсно не відіграє суттєвої ролі, оскільки для розрахунків використовуються промені, які проходять крізь атмосферу під кутом та на висотах більших ніж 10 – 15 км. Функція кривої зворотності залежить від використаних пар довжин хвиль, випромінювання, висоти Сонця і розподілу густини озону по висоті.

По знайденій кривій обчислюють вертикальний розподіл озону за допомогою відомих довжин хвиль і висот Сонця.

Вторинне розсіювання і присутність аерозолів враховують введенням поправок. Крім того, вводяться поправки на температурну залежність коефіцієнта поглинання озону.

Результати вимірювань ВРО різними методами дають інформацію про різні характеристики розподілу озону, наприклад, про висоту максимальної його концентрації або про середню висоту вмісту озону. Метод ефекту зворотності дає кліматологічно достовірну інформацію щодо стратифікації озонового шару, але він не може визначити більш тонку структуру шару і його часові пульсації.

Цей метод особливо корисний при дослідженні тих особливостей ВРО, які неможливо одержати без тривалих безперервних рядів спостережень. Завдяки цьому методу ми зараз знаємо профілі розподілу парціального тиску озону.

В останні роки значне поширення набули методи дослідження вмісту і вертикального розподілу озону за допомогою спектрорадіометрів міліметрового діапазону радіохвиль [60]. Дистанційне зондування озоносфери у міліметровому діапазоні радіохвиль дозволяє цілодобово слідкувати за розподілом озону в стратосфері і мезосфері на висотах, що перевищують 27 км, і до верхньої межі озоносфери, в той же час озонозонди, як відомо, підіймаються на висоту не більше ніж 30 – 35 км.

Ультрафіолетове випромінювання Сонця,  яке  поглинається озоном, призводить до нагрівання шарів у стратосфері та мезосфері, а це викликає відповідну зміну інфрачервоного випромінювання молекул озону. Спостереження з поверхні землі за змінами спектрів теплового випромінювання озону в міліметровому діапазоні радіохвиль на відповідних рівнях дозволяє оперативно реєструвати вертикальний профіль вмісту озону одночасно у стратосфері і мезосфері по його тепловому радіовипромінюванню у будь-який час за всякої погоди, в тому числі за метеорологічних умов, несприятливих для спостережень оптичними методами. Основні зміни вмісту озону проходять  у шарі 12  24 км, ¾ від загальної зміни озону припадає на цей шар. Початком шару служить рівень озонопаузи  Но – висоти, з якої різко починає зростати парціальний тиск озону Р3 .

Це зростання припиняється на висоті Нm – висоті максимального значення Р3 ; вище цього рівня кількість озону поступово спадає і приблизно з 35 км його падіння досить точно записується експотенціальним законом.

У верхній атмосфері (це стратосфера вище 35 км та мезосфера) концентрація озону визначається, в основному, хімічними процесами [48]. Тут високі швидкості реакцій за участю озону і швидко встановлюється фотохімічна рівновага між ним і атомарним та молекулярним киснем. На вміст озону тут посередньо впливають динамічні процеси, оскількі саме вертикальний перенос (конвекція або турбулентний обмін) контролює концентрацію домішок, які довго живуть і забруднюють атмосферу. Взаємодіючи з ними, озон руйнується.

Озон особливо активно руйнується на висотах 30 – 50 км [61]. Вплив динамічних причин на розподіл непарного кисню (О3, О) посилюється при стратосферних потепліннях, збільшенні амплітуд планетарних хвиль і інших динамічних збуреннях у стратосфері. Рівень, на якому зменшується вплив динамічних процесів, означає перехід до області, де постійна часу фотохімічних процесів менша за характерний час процесів переносу. Вище цього рівня перенос повітряних мас практично не впливає на вертикальний розподіл озону.

У більш низьких шарах стратосфери час життя непарного кисню великий порівняно з постійною часу динамічних збурень, тому тут більш важливу роль у розподілі озону відіграє горизонтальний перенос повітряних мас.

Під дією усіх цих процесів формуються різні вертикальні профілі озону (рис 3.7). В широтному розподілі виділяють три основних типи вертикального розподілу озону.

Тропічний тип (тип А). Озонопауза розміщена дещо вище тропопаузи на висоті 17 – 19 км. Висота максимальної концентрації

Нm  26 км, парціальний тиск Р3 = 13 мПа, вертикальний розподіл озону тут стійкий у часі і майже не змінюється з дня на день. Приведена товщина   2,60 Д.О.

Тип В – розподіл озону в помірних широтах. Озонопауза пролягає нижче тропопаузи (Ноп ~ 10 – 11 км), максимум на висоті 20 – 22 км, величина максимуму парціального тиску залежить від сезону. Розподіл озону по висоті в цих широтах більш мінливий, що пов’язано із змінною циркуляцією атмосфери, адвекцією повітря більш або менш багатого на озон. Середнє значення Х  340 Д.О.

Тип С – полярний. Шар озону розміщений досить низько і дуже мінливий. Висота озонопаузи опускається до 6 – 7 км, а в Антарктиці іноді навіть до 5 км. Висота максимуму озону також коливається у широкому діапазоні 13 – 18 км, а іноді до 20 км, максимальні значення парціального тиску озону Р3 можуть досягати 20 мПа і навіть більше (рис 3.7).

Іноді виділяють ще четвертий комбінований тип ВРО, який спостерігається у полярних широтах, коли у вертикальному профілі озону відзначаються 2 максимуми, перший на висоті близько 20 км, вторинний – на висоті 11 – 13 км, причому парціальний тиск у вторинному може бути більшим ніж у першому.

Якби вдалося встановити однозначний зв’язок ЗВО з 11-річним циклом сонячної активності, це допомогло б перевірити сучасну теорію утворення і руйнування озону. При зниженні сонячної активності майже вдвоє зменшується потік жорсткого УФ-випромінювання з довжиною хвилі менше ніж 260 нм, яке приводить до фотодисоціації молекулярного О2, тоді як більш довгохвильове випромінування практично не змінюється. Тому в роки низької сонячної активності ЗВО повинен бути мінімальним, бо знижується швидкість утворення атомарного оксигену за реакцією Р.1., а руйнування озону довгохвильовим випромінюванням зберігається (реакція Р.5.). Але на практиці така закономірність поки  що  не підтверджується. Ймовірно це пов’язано із зміною динаміки стратосфери в разі зміні сонячної активності. ЗВО при цьому велике і досягає 660 Д.О., вертикальний розподіл концентрації озону змінюється не тільки в географічному вимірі, він має також значні коливання.

На різних висотах вони викликаються різними процесами. В стратосфері це  в основному  сезонні  зміни фотохімічних  процесів, послаблених у зимовий час і більш інтенсивних влітку. В нижній стратосфері ці зміни можуть досягти 50 – 60%.

У тропосфері і тропопаузі, де роль фотохімічних процесів значно менша, варіації концентрації озону обумовлені синоптичними і мезомасштабними процесами.

Рис. 3.7 – Середній вертикальний розподіл парціального тиску озону в низьких (9°) , середніх (47°) і високих (85°) широтах

Струминні течії (СТ) збурюють і вертикальний розподіл концентрації озону, і його загальний вміст. Через збільшення за рахунок температурних контрастів швидкості вітру з висотою, під тропопаузою у нижній стратосфері і в зоні найбільших градієнтів температури в середній тропосфері виникають вузькі зони великих швидкостей вітру, які досягають 80 м/с і більше. Ці зони характеризуються великими вертикальними і горизонтальними градієнтами швидкості вітру і називаються струминними течіями (зона із швидкостями вітру вздовж осі  більшими ніж 30 м/с вже вважається струминною течією). Розміри СТ – одиниці по вертикалі, сотні по ширині і тисячі км по довжині.

В лівій частині по напрямку руху струменя спостерігається максимальний вміст озону, у правій частині – знижений. Різниця значень складає від 20% до 100% від середнього для даного періоду.

Струминна течія, як правило, супроводжується розривом тропопаузи, крізь який в тропосферу із стратосфери переноситься повітря з великою кількістю озону. Збурююча дія струменя поширюється на відстань по горизонталі до 1000 км від її осі. Найбільш помітне збільшення концентрації озону у лівій частині СТ на висотах 8 – 20 км.

Винесення повітря, багатого на озон, у тропосферу можливе і у фронтальних розділах. Такі випадки траплялись неодноразово, наприклад, у Каліфорнії концентрація озону після проходження холодного фронту зросла біля Землі у 10 разів. Збільшення у струминних течіях і у високих фронтальних розділах пояснюється сильно розвинутим тут турбулентним обміном, із збільшенням якого зростає потік озону із стратосфери у тропосферу. Поряд із турбулентним обміном вертикальні рухи визначають перерозподіл кількості О3 з висотою і часові його зміни.



 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

81738. Особенности творчества одного из современных отечественных поэтов второй половины хх века 41.92 KB
  Поэт ведет разговор с читателем и слушателем как бы один на один с глазу на глаз с абсолютной индивидуальной доверительностью. Окуджава снискал себе известность как поэт города. Изменения которые происходили в стране и порой далеко не в лучшую сторону не могли не сказаться на характере творчества поэта.
81739. Тема чести в произведениях отечественной классики 19 века 31.73 KB
  Пушкин Капитанская дочка Роман открывается эпиграфом: Береги честь смолоду который несет в себе очень глубокий смысл. Каждый человек смолоду должен хранить честь достоинство и оставаться человеком до конца. Он подвергается смертельной опасности но даже под угрозой смерти не желает предать честь своего сословия не желает предать честь дворянина отказаться от присяги которую он давал императрице. Он легко предает честь офицера встает под знамена бунтовщиков.
81740. Образ Петербурга в романе Ф. Достоевского «Преступление и наказание» 31.29 KB
  В романе мы открываем Петербург мрачный, давящий на душу. Город, где во дворы-колодцы никогда не заглядывает солнце. Это Петербург бедных людей, которых заставляет вечно дрожать нужда и пронизывающий ветер с моря. Это город Достоевского.
81741. Письма героев как средства их характеристики в произведениях отечественной литературы 32.51 KB
  А Пушкин Евгений Онегин Письмо Татьяны Онегину Третья глава Онегин сталкивается с внутренней природной стихией человеческого сердца – любовью. и первый поступок ее любви – письмо составляют центр главы. еще подняться не может даже тогда когда получает письмо влюбленной Т. решила написать письмо О.
81742. Лирика М.Цветаевой. Основные темы, идеи, художественное мастерство. Чтение наизусть и разбор одного стихотворения 38.65 KB
  В своем первом альбоме юная Цветаева отличалась тем-что ничего не выдумывала и никому не подражала. Но как поэт и как личность Цветаева развивалась стремительно. Зимой 1915-1916 годов Цветаева жилав Петербурге после возвращения домой она стала писать по-иному чем прежде и в этом была некоторая закономерность. Обделенная в детстве сказкой не имевшая няни Цветаева жадно наверстывала упущенное.
81743. Личность и история в романе Л. Н. Толстого « Война и мир». Кутузов и Наполеон как два нравственных полюса романа 30.19 KB
  Он утверждал что существуют история наука и история искусство и что они имеют свои четко различающиеся задачи. История-наука как полагал Т уделяет главное внимание частностям подробностям событий и ограничивается их внешним описанием в то время как история-искусство схватывает общий ход событий проникая в глубины их внутреннего смысла.
81744. Образ Петербурга в произведениях отечественной классики 19 века 32.16 KB
  Со времени образования Петром I Петербурга в 1703 году этому городу стали посвящаться многие произведения классиков русской литературы таких как Радищев но наиболее полно образ этого города был раскрыт в творчестве двух великих писателей: Александра Сергеевича Пушкина и Николая Васильевича Гоголя. Петербург в произведениях Пушкина это прежде всего торжественный парадный город олицетворение государства его силы и могущества. Восхищение городом перед которым померкла старая Москва звучит в каждой строчке вступления поэмы. Например в...
81745. Духовный облик любимых героев Л. Толстого в романе «Война и мир». Разнообразие средств психологической обрисовки героев в произведении 31.93 KB
  Выражая мнение народное писатель страстно осуждает несправедливые захватнические войны и славит героев священной освободительной войны ведя которую народ отстаивает национальную независимость своей родины. Отвергая трактовку Отечественной войны 1812 г как войны Наполеона 1 и Александра I Т. Эти утверждения о некоем фатальном законе определяющем судьбы отдельных людей и народов автор в сущности сводит на нет показывая как дубина народной войны действовавшая с простотой и целесообразностью привела к победе над наполеоновским...
81746. Образ матери и трагедия народа в поэме А. Ахматова «Реквием». Своеобразие композиции поэмы 33.67 KB
  Своеобразие композиции поэмы. Первый смысловой пласт поэмы автобиографичен. Это четвертый пласт поэмы – героиня выступает здесь как новая богородица. Окончательно стихи поэмы были скомпанованы в единое произведение лишь осенью 1962 г.