Róbert Kvak, Meteoinfo.sk / 24.05.2015 07:32
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 prvom článku zameranom na stratosféru (viď http://meteoinfo.sk/clanok/51476-stratosfericka-cirkulacia-diel-1.), sme popísali jej základné vlastnosti a cirkuláciu veľkých merítok. Dnes si priblížime premenlivosť prúdenia a teplôt počas roka.
Sezónne zmeny cirkulácie vzduchu v stratosfére
Pri formovaní termobarického poľa a s tým spojeným prúdením počas roka, zohráva v celej atmosfére dôležitú úlohu poloha Zeme voči Slnku. Rozdiel dostupnosti slnečnej energie nastáva jednak pri privrátení a odvrátení pologúľ k našej hviezde alebo nesúhlasnou vzdialenosťou obežnej dráhy Zeme. Dominantné postavenia majú zmeny ročných období, zatiaľ čo afélium a perihélium čiastočne ovplyvňujú ročnú dobu, v ktorej nastávajú. Z nadhľadom povedané, afélium (Zem je najviac vzdialená Slnku), ktoré nastáva 4. júla, schladzuje leto na severnej a zvýrazňuje zimu na južnej pologuli. Perihélium nastáva 4. januára, Zem je na svojej obežnej dráhe najbližšie k Slnku, zima je na severnej pologuli zmierňovaná a leto na južnej pologuli citeľnejšie. Cirkulácia v stratosfére je akýmsi zjednodušením tej troposférickej aj keď kvôli vzdialenosti od povrchu sa jej prejavy pozorujú a skúmajú o niečo zložitejšie.
Cirkulácia v stratosfére je najdynamickejšia na zimnej pologuli, kedy slabnúcim krátkovlnným a prevažujúcim dlhovlnným žiarením dochádza k strate tepla atmosféry. Nad zemepisným pólom silnejú zostupné pohyby vzduchu, zreteľné aj v troposfére, a dochádza k formovaniu uzavretej oblasti veľmi studeného vzduchu so západnou cirkuláciou, tzv. polárny vortex alebo cirkumpolárny vír, v ktorom je vzduch z nižších zemepisných šírok a vyšších vrstiev atmosféry transportovaný k povrchu. Absolútne najnižšie teploty počas vrcholiacej polárnej noci (koniec decembra) sú na severnej pologuli charakteristické pre spodnú stratosféru ( 15-30 km) s priemernými hodnotami pod - 70 °C, v extrémnych prípadoch okolo - 85 °C, zatiaľ čo horná stratosféra je teplejšia o desiatky °C (priemer slabo pod - 30 °C). Na južnej pologuli je stratosférický „pól chladu“ vertikálne rozsiahlejší a pomerne stabilný od júna do septembra s absolutnými minimami strednej stratosféry (okolo 25 km) s teplotami - 85 až - 95 °C. Teplota hornej stratosféry je nad Arktídou a Antarktídou porovnateľná (viď obr. č. 7).
Obrázok č. 7 Priemerná teplota vzduchu do výšky 50 km nad zemským povrchom v roku 2014. Na horizontálnej osi sú vynesené mesiace a na vertikále výška v kilometroch (napravo) a tlakové hladiny (naľavo). Od vrchu graf pre ekvatoriálne pásmo medzi 10 °severnej a južnej zemepisnej šírky; v strede severné a naspodku južné polárne pásmo medzi 60° a 90° zemepisnej šírky (NOAA 2015).
Ako dôsledok sezónnej zmeny naklonenia pologúľ voči Slnku a radiačných podmienok na planéte, ročné amplitúdy teploty vzduchu rastú so zemepisnou šírkou. Obrázok č. 7 znázorňuje rovníkovú oblasť (horný graf), ktorá si udržiava počas celého roka stabilné teploty s rozdielom v januári a júli maximálne okolo + 5 °C. V hornej stratosfére sú zmeny v podstate nulové s o niečo vyššími teplotami v prechodným obdobiach (jar, jeseň). Najväčšie amplitúdy medzi januárovou a júlovou teplotou dosahujú hladiny 5 až 0,1 hPa (cca. 35 až 50 km) nad 60 až 80 ° zemepisnej šírky s hodnotami do 60 °C, keďže tu teploty v lete presahujú 0 °C, na južnej pologuli extrémne až do + 15 °C. Na zimnej pologuli narastá teplotný gradient medzi rovníkom a pólom na desiatky °C a medzi pólmi v závislosti od hladiny presahuje 50 °C.
Horizontálny gradient je zvýraznení hlavne vo vyšších zemepisných šírkach na okraji polárneho vortexu, kde vzduch prúdi cyklonálne od západu priemernými rýchlosťami 40-60 m.s-1 vo výškach 20 až 40 km , v spodnej stratosfére 20-30 m.s-1 a pod stratopauzou nezriedka až 70 m.s-1 (nočný polárny jet-stream). Na južnej pologuli sú v zime horizontálne gradienty výšok geopotenciálnych hladín výraznejšie ako na severnej a rýchlosť prúdenia hornej stratosféry nad Južným oceánom môže presiahnuť 90 m.s-1.
Rýchlosti celoročného prúdenia sú znížene bezprostredne nad pólmi a v okolí rovníku, kde v prvom prípade prevládajú zostupné a v druhom výstupné pohyby. Maximálne priemerné rýchlostí zimného prúdenia vzduchu sú pritom v mezosfére medzi výškami 60 až 70 km a dosahujú hodnôt okolo 100 m.s-1. Na severnej pologuli je prúdenie zvýraznené nad Beringovým až Čukotským morom, nakoľko tu je z dôvodu teplejšieho vzduchu a vyššieho tlaku nad Tichým oceánom tlakový gradient medzi Pacifikom a Arktídou markantnejší. Postavenie oceánov sa na severnej pologuli prejavuje prítomnosťou teplejšieho vzduchu a výbežkov vyššieho tlaku v priemernom prúdení. Nad severnou časťou Tichého oceána je počas zimy severnej pologuli izolovaná anticyklóna, ktorá významne zvyšuje meridionálnu zložku prúdenia nad východnou Áziou a Severnou Amerikou. Nad pevninou S. Ameriky a Eurázijského kontinentu sú v zime dobre vyjadrené brázdy nízkeho tlaku, keďže tu prevažne dochádza k transportu chladnejších vzduchových hmôt do nižších zemepisných šírok. Podotýkame, že sibírska anticyklóna je nízkym barickým útvarom a preto významnejšie nevstupuje do stratosférickej cirkulácie nad Áziou, prípadne Európou (viď obr. č. 8).
Obrázok č. 8 Výška geopotenciálnej hladiny 10 hPa v desiatkach m (3 000 = 30 000 m) počas zimy severnej pologuli s dobre vyjadreným polárnym vortexomN nad Arktídou a letnou anticyklónou V nad Antarktídou (Zverev 1986).
V zime ktorejkoľvek z pologúľ nie je nárast teploty vzduchu a tlaku od pólu limitovaný ekvatoriálnym pásmom, ale v stratosfére sa vzduch otepľuje až k opačnému zemepisnému pólu, čím rastie aj tlak. Preto zatiaľ čo nad Arktídou je počas polárnej noci prítomný polárny vortex so silnou západnou cirkuláciou, nad Antarktídou je vplyvom prehrievania stratosféry a chemizmom ozónu počas polárneho dňa cyklonálne prúdenie nahrádzané anticyklonálnym a polárny vortex zaniká. Zimné západné vetry nad Antarktídou sa v lete menia na východné a rapídne klesá ich rýchlosť. Obdobná situácia nastáva na pologuli severnej, kde sú taktiež zimné západné vetry nahradené slabšími východnými a nad Arktídou polárny vortex strieda letná anticyklóna. Stratosférické tlakové útvary sú vždy lepšie vyjadrené na južnej pologuli z dôvodu väčšieho teplotného gradientu juh-sever (viď obr. č 8, 9 a 10). Prevaha zonálneho prenosu vzduchovým hmôt počas zimy je v lete ohraničená výškami približne 16-20 km, nad ktorými dominuje východná zložka prúdenia. Rýchlosť samotného letného prúdenia v stratosfére klesá na úroveň 10 – 20 m.s-1 vo vyšších zemepisných šírkach, zatiaľ čo najsilnejšie prúdenie sa presúva do oblasti väčšieho teplotného gradientu bližšie k rovníku a medzi 10 ° až 30 ° severnej alebo južnej zemepisnej šírky dosahuje pod stratopauzou rýchlostí okolo 50 m.s-1.
Obrázok č. 9 Výška geopotenciálnej hladiny 10 hPa v desiatkach m (3 000 = 30 000 m) počas zimy južnej pologuli s dobre vyjadreným polárnym vortexom nad Antarktídou a letnou anticyklónou nad Arktídou (Zverev 1986).
Rozhodujúci vplyv na stratosférickú cirkuláciu má teplotný a tlakový gradient medzi rovníkom a pólom, ale najmä na severnej pologuli do nej vstupujú aj rozdiely v prehrievaní zemského povrchu pevnina/oceán. Podmienky vytvárania termobarického poľa v troposfére sú prenášané do stratosféry, kedy môžu byť vysoké tlakové útvary dobre vyjadrené v celej troposfére a zároveň aj v stratosfére.
Tieto situácie sa viac prejavujú v zime ako v lete, keďže horizontálny teplotný gradient rastie od nízkych k vysokým zemepisným šírkam, čo má za následok intenzívnejšiu meridionálnu výmenu vzduchových hmôt. Nad tropopauzou dochádza k jej prechodnému zoslabeniu, no následne sa rozširuje na celú stratosféru, zatiaľ čo v lete je meridionálna výmena kompletne zoslabená, veľkosť atmosférických vírov sa zmenšuje a nedochádza k rozsiahlejším teplotným a tlakovým deformáciám. V prechodných obdobiach a zime sú meridionálne prestavby sprevádzané formovaním dýzových prúdení, ktorých rýchlosti výrazne prevyšujú dlhodobý priemer.
S príchodom polárneho dňa a pribúdajúcim krátkovlnným žiarením prichádza oteplenie atmosféry, slabne cyklonálne prúdenie vo vyšších zemepisných šírkach a teplotný/tlakový gradient od rovníka k pólu sa zmierňuje. V troposfére môže šírkový gradient svoj vrchol dosiahnuť až na jar, kedy sú už nižšie zemepisné šírky dostatočne prehriate a vo vyšších zemepisných šírkach zotrváva chladnejší vzduch, čo má za následok nárast dynamiky atmosférických pohybov na polárnom a arktickom fronte. Rozpad zimnej cyklóny v marci až apríli je poväčšine rokov náhlejší a rýchlejší ako jej formovanie v septembri až októbri. Letná anticyklóna sa na jar tvorí pomerne rýchlo, no v jeseni zaniká pomalšie. V dňoch letného slnovratu už s plne vyvinutou letnou anticyklónou nad pólom je v stratosfére dosiahnuté absolútne ročné teplotné maximum. Z pôvodných veľmi nízkych zimný teplôt v hornej stratosfére nad Arktídou vystupuje teplota vždy slabo nad 0 °C (extrémne do + 10 °C), v spodnej na - 50 °C (extrémne k - 45 °C) a nad Antarktídou v hornej stratosfére nad + 5 °C (max do + 15 °C), v spodnej na - 45 °C s extrémami okolo - 43 °C (viď obr. č. 7).
Obrázok č. 10 Výška (m) geopotenciálnej hladiny 50 hPa nad severnou pologuľou (hore) a južnou pologuľou (dole) v zimách jednotlivých pologúľ v roku 2014 (NOAA 2015).
Po letnom slnovrate príkon slnečnej energie klesá a s ňou takmer okamžite aj teplota vzduchu v stratosfére. Pokles teploty začína v hornej stratosfére a zostúpením do nižších hladín je ročné teplotné maximum ako aj začiatok znižujúcej sa teploty posunutý o pár dní, niekedy až týždňov. Letná anticyklóna a východné prúdenie sú opätovne zahrádzané chladnejším vzduchom a cyklonálnou cirkuláciou. Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia však nezávisí výlučne na teplotných rozdieloch spôsobených zmenami globálnych radiačných podmienok, ale aj na planetárnych vlnových pohyboch.
V poslednom treťom diely si posvietime na pôsobenie vlnových pohybov v stratosfére ako sú náhle stratosférické oteplenia alebo kvázi-dvojročná oscilácia.
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/