Róbert Kvak, Meteoinfo.sk / 23.05.2015 08:52

Ľudské oko a tým aj sám človek vníma prioritne svoje bezprostredné okolie, v ktorom žije. Vzdialenejšie objekty alebo oblasti spojené s procesmi a javmi, ktoré v nich prebiehajú, mu do 19. storočia zostávali viac-menej ukryté, plné otáznikov a o systémových modeloch ich prostredia sa viedli iba dohady či prvé hypotézy založené na nepriamych pozorovaniach. K podrobnejšiemu preskúmaniu atmosféry nad hranicu dovtedy dostupných pohorí museli ľudia čakať na vývoj techniky, ktorý v 20. storočí urobil veľký skok dopredu. To sa týkalo aj meteorológie a ľudstvo tak na prelome 19. a 20. storočia začína pomocou balónov dobývať atmosféru. V aerológií sa k balónom postupne pridali raketové sondáže, neskôr aj letecké, družicové a radarové pozorovania. Význam poznania atmosféry ako trojrozmerného objektu je nesmierny. Uplatneniu týchto poznatkov sa dostáva takisto v synoptickej meteorológií, ktorej výsledky v podobe predpovedí počasia každý z nás pozná. Interakcie atmosférických procesov a dlhodobejšej cirkulácie vzduchu nás dovedú k lepšiemu pochopeniu klimatického systému a presnejším predpokladom jeho vývoja.

V najbližších troch článkoch zo zaujímavostí sa zameriame na cirkuláčné pomery stratosféry, vsrtvy mimoriadneho významu. V prvom z nich si rozoberieme základné pojmy a planetárnu cirkuláciu. Dopredu sa ospravedlňujeme za prípadné odkazy na obrázky v ďalších dieloch. 

 

Vymedzenie stratosféry a základné vlastnosti

 

Atmosféru Zeme, ktorá obklopuje našu planétu na rozmedzí pevného telesa a kozmického priestoru tvorí primárne zmes plynov a sekundárne sa v nej vyskytujú spolu s kvapalinami aj pevné častice. Kvôli nízkej hustote atmosféra dominantne podlieha vplyvu exogénnych činiteľov, ktoré ju obkolesujú, respektíve obsahujú zdroj energie potrebný na termodynamické procesy. V závislosti od polohy voči týmto faktorom atmosféra nadobúda heterogénny charakter, vďaka čomu ju možno rozdeliť do niekoľkých vrstiev, ktoré spájajú rovnaké alebo podobné fyzikálnochemické vlastnosti a prebiehajúce atmosférické deje.

 

Najzákladnejším aspektom delenia vrstiev vzduchu z pohľadu fyziky atmosféry je termika. Na jej základe sa atmosféra delí od zemského povrchu na troposféru (teplota vzduchu od povrchu klesá), stratosféru (v ktorej teplota s pribúdajúcou výškou narastá), mezosféru (kde je pozorovaný opätovný pokles teploty), termosféru (tu teplota s výškou prudko rastie, ale iba v termodynamickom význame ako miera kinetickej energie vzduchových častíc) a exoféru (kde dochádza k strate rotácie častíc so zemským telesom a termodynamické zmeny od termosféry sú nepatrné, preto sa často neuvádza ako samostatná vrstva).

 

Obrázok č. 1 Diagram znázorňujúci priebeh teploty (červená čiara) v atmosfére s vyčlenenými vrstvami (žltou zvýraznená stratosféra), nadmorskou výškou a tlakovými hladinami (NASA 2015).

 

Stratosféra leží medzi troposférou, od ktorej ju oddeľuje izotermická vrstva vzduchu tropopauza (izotermia - nedochádza k ďalšiemu poklesu teploty z výškou) a mezosférou, od ktorej je oddelená stratopauzou pri dosiahnutí lokálneho teplotné maxima, nakoľko teplota smerom do stratosféry aj mezosféry klesá. Výškovo sa stratosféra vymedzuje od tropopauzy, ktorej presná výška je však na Zemi nerovnomerne rozložená od približne 18 km v trópoch po 7 km v polárnych oblastiach, až po stratopauzu s výškou približne 50 km nad povrchom a jej presná pozícia sa mení na planéte chodom ročných období (počas zimy severnej pologuli je stratopauza najnižšie nad severným a najvyššie nad južným pólom). Napriek rozmerom celej atmosféry je jej celková hmota sústredená len do veľmi tenkej vrstvy pri zemskom povrchu (vzhľadom k polomeru Zeme a hornej hranici atmosféry). V prvých piatich kilometroch je sústredených  približne 50 % hmoty, v 16 km 90 % a v 32 km až 99 % hmoty atmosféry.

 

Dôvodom rastúcej teploty vzduchu s výškou v stratosfére, na rozdiel od okolitej troposféry a mezosféry, je odlišný charakter zloženia vzduchu a s tým spojená výmena energie. Alan West Brewer v roku 1949 pomocou leteckým meraní potvrdil prechádzajúce odhady Millera Bourna Dobsona o tom, že obsah vodnej pary v stratosfére je veľmi malý a preto vodná para významne nevstupuje do radiačnej bilancie stratosféry. Dobson predpokladal, že hlavným činiteľom, ktorý zohráva úlohu pri zvyšujúcej sa teplote stroposféry je prítomnosť ozónu a jeho molekulárny rozpad za pôsobenia ultrafialového žiarenia. Dnes už vieme, že koncentrácia ozónu je v stratosfére najvyššia z celej atmosféry a oblasť približne medzi 25 až 35 kilometrami je označovaná ako ozónosféra. Rozlišujeme tak spodnú stratosféru (do cca. 25 km) a hornú stratosféru (od cca. 35 km). Dopadajúce UV-C žiarenie s vlnovou dĺžkou pod 242,2 nm (ultrafialová oblasť s najkratšou vlnovou dĺžkou, ktorá preniká len po hornú a strednú stratosféru) na molekuly kyslíka spôsobuje jeho fotodisociáciu a vznik kyslíka atomárneho, ktorý je potrebný k tvorbe molekulárneho ozónu. Tvorba a fotochemický rozpad ozónu sú exotermickými rekaciami, teda reakciami pri ktorých je uvoľňované teplo. Dôležitou vlastnosťou vzduchu a dôvodom ustálenej teploty stratopauzy je skutočnosť, že s rastúcou teplotou koncentrácia ozónu klesá a tým je schopnosť ozónu pohlcovať krátkovlnné žiarenie menšia.

 

Ako prvý experimentálne pozoroval tropopauzu francúzsky meteorológ Léon Philippe Teisserenc de Bort, ktorý pomocou balónov napustených vodíkom a teplomerov zistil, že vo výške okolo 11 km prestáva teplota klesať, čo nebolo pro troposféru príznačné. Pokles teploty vzduchu s výškou v troposfére (priemerne o 6 °C/km) má za následok intenzívne premiešavanie vzduchu výstupnými pohybmi od prehriateho zemského povrchu, ktorý ju otepľuje, a zostupnými pohybmi chladnejšieho vzduchu späť k povrchu. Presuny vzduchových častíc týmito pohybmi prebiehajú v troposfére za „pekného počasia“ rádovo v dňoch a  počas búrkovej činnosti v minútach. Slovo troposféra má pôvod v gréckom tropein, čo znamená premenlivý a charakterizuje tak troposféru ako „kuchyňu počasia“. Stratosférický nárast teploty vytvára stabilné zvrstvenia vzduchu (latinsky stratus znamená vrstevnatý) a vertikálne pohyby nie sú také dynamické ako v troposfére. Presuny vzduchových častíc sú tu limitované a trvajú roky (viď obr. č. 2).

 

 

Obrázok č. 2 Vek vzduchu do výšky 60 km v januári . Vekom vzduchu sa myslí obdobie od kedy vzduch prenikne do stratosféry a opätovne zostúpi do troposféry (ccpo.odu.edu 2015).

 

Veľkopriestorová globálna cirkulácia stratosféry

 

Fyzikálne a chemické procesy  v termosfére a exosfére sa od nižších vrstiev atmosféry významne odlišujú. Spätosť procesov v troposfére, stratosfére a mezosfére je nesporná a ich postupný výskum závisí prirodzene od priameho vplyvu na človeka. Napriek veľkej vzdialenosti stratosféry od zemského povrchu je jeho vplyv stále badateľný aj v týchto vrstvách atmosféry. K vertikálnym a horizontálnym výmenám vzduchovým hmôt v stratosfére vedú identický pôvodcovia ako v troposfére, a teda žiarivá energia Slnka, rotácia zemského telesa a nerovnorodosť zemského povrchu zahŕňajúc taktiež trenie, ktorého sila s rastúcou výškou klesá a v stratosfére je v podstate zanedbateľná. Vďaka turbulentnému premiešavaniu vzduchu sú odlišnosti prehrievania zemského povrchu prenášané aj do stratosféry. Horizontálne pohyby dominujú nad vertikálnymi, ich rýchlosť je neporovnateľne vyššia (desiatky m.s-1) a zonálna (rovnobežková) zložka prevažuje nad meridionálnou (poludníkovou). Takisto ako v troposfére tu dochádza k sezónnym zmenám smeru a rýchlosti prúdení, pričom niektoré dynamické javy nemusia mať priamu nadväznosť na globálny ročný chod teploty.

 

Vodná para spolu s ozónom boli prvými látkami (tzv. tracery), pomocou ktorých sa nepriamo detekovali pohyby prebiehajúce v stratosfére na základe ich priestorovej a časovej variability. Či už sa jedná o pohyby veľkým alebo malých merítok, s časom sa neustále menia. Vďaka cyklickosti intenzity pôsobiacej energie je možné identifikovať tzv. charakteristiky relatívnej stálosti procesov, teda všeobecnú cirkuláciu. Dobson spektrofotometrickými meraniami množstva ozónu ako prvý odhadol cirkuláciu vzduchu v stratosfére.

 

Obrázok č. 3 Koncentrácia (ppmv) a cirkulácia vodnej pary medzi výškami 30 až 90 km v januári. (ccpo.odu.edu 2015).

 

Prvé domnienky o maximálnej koncentrácií ozónu v okolí rovníka (najväčšie množstvo žiarenia dopadajúceho na hornú hranicu atmosféry), boli vyvrátené meraniami, ktoré vykazovali najvyššie hodnoty v oblasti zemských pólov a vznikla tak predstava o prenose ozónu z nižších do vyšších zemepisných šírok. Tento prenos sa samozrejme netýka len ozónu, ale všetkým prítomných látok ako vodná para (viď obr. č. 3) alebo metán. Preto sú cirkulačné diagramy všetkých zložiek stratosféry identické. Potvrdiť túto teóriu sa podarilo Brewerovi, ktorého merania obsahu vodnej pary nad Panamou poukázali na fakt, že množstvo vodnej pary pripadajúcej na jednotku objemu vzduchu tu bolo pomerne malé vzhľadom k teplote tropopauzy (závislosť tlaku nasýtenia vodnej pary od teploty) a vodná para tak musela do stratosféry preniknúť cez veľmi vysoko položenú tropopauzu. Brewer a Dobson vytvorili v polovici 20. st. model stratosférickej cirkulácie, v ktorej identifikovali výstupné pohyby v oblasti trópov, prenos vzduchu do vyšších zemepisných šírok a zostupné pohyby v polárnych oblastiach (viď obr. č 4). Veľkopriestorová cirkulácia v stratosfére je preto označovaná ako Brewerovsko-Dobsonovská alebo aj extratropická pumpa (nasávanie tropického vzduchu do polárnych oblastí, anglicky pumping).

 

Obrázok č. 4 Priemerná koncentrácia ozónu (DU/km) v stratosfére (16-48 km nad povrchom) v rokoch 1980-89 a načrtnutá globálna cirkulácia (ccpo.odu.edu 2015).

 

Následky nerovnomerného veľkopriestorového prehrievania zemského povrchu nie sú výsadou troposféry, ale odrážajú sa aj v stratosfére, kde prenikajú z nižších hladín. Charakter zemského povrchu určuje napríklad postavenie stratosférických brázd, výbežkov vyššieho tlaku alebo formu výškových frontálnych zón. Na obrázku č. 5 je vidieť oblasť výstupných pohybov v okolí rovníka, kde vzduch v troposfére konverguje a prostredníctvom silnej konvekcie dochádza k jeho transportu do stratosféry. Mohutné búrkové systémy v trópoch často „prestrelujú“ samotnú tropopauzu a ich vrcholky prenikajú až do spodnej stratosféry, pričom sa upozorňuje na to, že tieto presuny vzduchu nie sú pre Brewerovsko-Dobsonovskú cirkuláciu podstatné. Všeobecne sa vzduch od tropopauzy (18 km) presunie do výšky 27 km za približne pol roka. Vďaka vysoko položenej tropopauze je tu teplota hornej troposféry a spodnej stratosféry oproti svojmu okoliu podstatne nižšia a celoročne sa udržuje medzi - 65 až - 80 °C (viď obr. č. 7). Ďalším úsekom stratosférickej cirkulácie je presun vzduchu z oblasti trópov ponad subtropické oblasti do vyšších zemepisných šírok. Tento vzduch kompenzuje priestor vzniknutý po zostúpení polárneho vzduchu späť do troposféry. Nad miernymi zemepisnými šírkami začína vzduch klesať (prejav od približne 30 ° severnej a južnej zemepisnej šírky) a vďaka relatívne vyššej tropopauze môže preniknúť až do troposféry (surf zóna). K tomu dochádza prostredníctvom blokujúcich anticyklón alebo odrezaných cyklón z frontálnej zóny. V polárnych oblastiach je pôvodom tropický vzduch transportovaný výlučne do spodnej stratosféry, keďže výška tropopauzy je nižšia ako nad miernymi zemepisnými šírkami (7 km).

 

Obrázok č. 5 Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia alebo extratropická pumpa na severnej/južnej pologuli (Holton 1995).

 

Ako znázorňuje obrázok č. 2, vzduchová častica zotrváva najkratšie v spodnej tropickej stratosfére, na úrovni niekoľkých mesiacov. S rastúcou výškou od zemského povrchu a vzdialenosťou od rovníka k pólom stúpa jej pobyt v stratosfére a celkovo v nej môže zotrvať až vyše 5 rokov. Časovo maximálne vytrvanie pôvodom troposférického vzduchu v stratosfére je pripisované spodnej polárnej stratosfére a hladinám blízko stratopauzy, kde sa dostáva len nepatrná časť vzduchu z nižších hladín, nakoľko približne 90 % vzduchu je do výšky 32 km transportovaných k pólom.

 

Obrázok č. 6 Koncentrácia celkového stratosférického ozónu nad severnou pologuľou 5. apríla 2015. Nad Severným ľadovým oceánom a východným Ruskom hodnoty presahujú 500 dobsonových jednotiek DU (NOAA 2015). 

 

Zásluhou zvýšeného prísunu UV-C žiarenia v trópoch je tento vzduch bohatý na ozón. Pri svojom presune a poklese k pólom sa dostáva do oblasti vzduchu s väčšou hustotou. Tu sa nachádza menej atomárneho kyslíka potrebného k rozpadu ozónu, nakoľko UV žiarenie potrebné k rozkladu molekulárneho kyslíka je zväčša pohltené vo vyšších vrstvách atmosféry. Rozklad ozónu je zriedkavý, k čomu je na zimnej pologuli počas polárnej noci znížený dopad UV žiarenia, viditeľného a blízkeho infračervené žiarenie, ktoré sú potrebné pri fotodisociácii ozónu ( λ < 1 200 nm). Vďaka tomu je zimná koncentrácia ozónu niekoľkonásobne vyššia ako letná (maximum na konci polárnej noci). Na obrázku č. 6 je vykreslená celková suma stratosférického ozónu nad severnou pologuľou 5. apríla 2015. Je vidieť sústredenie ozónu nad polárnou oblasťou, pričom v miernych zemepisných šírkach sú koncentrácie ozónu významne ovplyvnené cirkuláciou makro ( > 2000 km), poprípade mezomerítkového rozsahu (2-2000 km).

 

V nasledujúcom diely si priblížime sezónne zmeny cirkulácie vzduchu v stratosfére. 

 

 

Literatúra

 

Baldwin, M.P., et al., 2001: The quasi-biennial oscillation. Rev. Geophys. 39, 179-229.

 

Brewer, A.M., 1949: Evidence for a world circulation provided by the measurements of helium and water vapor distribution in the stratosphere. Q. J. R. Meteorol. Soc., 75, 351-363.

 

Gloria L. Manney, et al., 2010: Simulations of Dynamics and Transport during the September 2002 Antarctic Major Warming. Journal of the Atmospheric Sciences 62:3, 690-707. Online publication date: 1-Mar-2005.

 

Holton, J.R. et al., 1995: Stratosphere-troposphere Exchange. Revs. Geophys., 33(4), 405-439, november 1995.

 

Limpasuvan V, Thompson DW, Hartmann DL, 2004: The Life Cycle of the Northern Hemisphere Sudden Stratospheric Warmings. J Climate 17:2584–2596.

 

Matthewman, N. J., et al., 2009: A New Look at Stratospheric Sudden Warmings. Part III: Polar Vortex Evolution and Vertical Structure. Journal of Climate 22 (6): 1566.

 

Nishii, K., Nakamura, H., 2004: Tropospheric Inuence on the Diminished Antarctic Ozone Hole in September 2002. Geophysical Research Letters [online].

 

Pribullová, A., 2011: Stratosférická pumpa. In: Zborník prednášok zo seminára pre učiteľov základných a stredných škôl: SAV ACADEMIA Stará Lesná 4.-7. máj 2011. Bratislava: Geofyzikálny ústav SAV, s.127, ISBN 978-80-85754-23-0.

 

Swinbank, R., A. O'Neill, 1994: A stratosphere-troposphere data assimilation system. Mon. Wea. Rev., 122, 686-702.

 

Vignon, E., Mitchell, D.M., 2014: The stratopause evolution during different types of sudden stratospheric warming event. Climate Dynamics. Online publication date: 26-Aug-2014.

 

Zverev, A.S., 1986: Synoptická meteorológia. Bratislava, Alfa, 712 s.

 

Zdroje obrázkov:

http://www.nasa.gov/

http://www.noaa.gov/

http://www.ccpo.odu.edu/

http://www.ugamp.nerc.ac.uk/