Róbert Kvak, Meteoinfo.sk / 25.05.2015 15:33
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. V druhom sme rozobrali sezónne zmeny prúdenia a teplôt počas roka (viď http://meteoinfo.sk/clanok/51477-stratosfericka-cirkulacia-diel-2.). Tretí, posledný článok, sa upriami na planetárne vlnové prúdenie atmosféry a stratosférické zmeny s ním spojené.
Dôsledky planetárnych vlnových pohybov v stratosfére
Za vlnové pohyby v podstate možno považovať každé periodické výkyvy tlaku vzduchu. Tie môžu mať vertikálny (napr. kolísanie tropopauzy) alebo horizontálny smer (napr. Rossbyho vlny). Ich vznik sa viaže na problematiku prúdenia tekutín nad rôznymi povrchmi a v okolí terénnych prekážok pri meridionálnych teplotných gradientoch (Rossbyho vlny). Plocha oceánov a pevnín je s charakterom pevného zemského povrchu rozhodujúca pri tvorbe planetárnych vĺn. Na severnej pologuli je pevnina pomerne rozsiahla a siaha do vysokých zemepisných šírok, zatiaľ čo na južnej pologuli je plocha pevniny voči oceánu podstatne menšia a poväčšine je sústredená do tropického pásma, s výnimkou južných okrajov kontinentov a Antarktídy. Na severnej pologuli oceán strieda pevnina v dynamických miernych až vysokých zemepisných šírkach, kde je zemský povrch nerovnomerne prehrievaný a termobarické pole sa často vlní aj v stratosfére. Západným vzduchovým hmotám súčasne stoja v ceste rozsiahle vysoké horské pásma Severnej Ameriky a Ázie. Tu dochádza k častejším nerovnostiam v poli prúdenia. Vlnová dĺžka Rossbyho stacionárnych vĺn (pohyb obyčajne od JV k SZ) nadobúda rozmery presahujúce 10 000 až 20 000 km, pričom vlny môžu siahať po mezosféru. Najvýraznejšou meridionálnou cirkuláciou v januári („živšia“ atmosféra) je charakteristická stredná až východná Ázia (severné prúdenie) a severný Pacifik (južné prúdenie) v hladine 200 hPa (takmer 12 000 m n.m.) s hodnotami severnej a južnej zložky prúdenia zhodne okolo 12 m.s-1. Nad Severnou Amerikou sú v prípade meridionality dominantné severné, nad Atlantikom južné a nad Európou severné vetry (5-10 m.s-1).
V lete početnosť prúdenia od severu na juh a opačne klesá, no stále sa vyrovnáva alebo prevyšuje tie nad Južným oceánom, kde sa obzvlášť sústreďujú horizontálne vlnové pohyby južnej pologuli. Ich veľkosť a intenzita je oproti severnej hemisfére menšia (zimné rýchlosti okolo 6, letné 4 m.s-1). V okolí Ánd je počas našej zimy z dôvodu posunu intertropickej zóny konvergencie na juh blokované a odchyľované výškové západné prúdenie k juhu a severné vetry tu presahujú v 200 hPa 10 m.s-1. Vďaka týmto deformáciám termobarického poľa lámaním planetárnych vĺn, na ktoré sa viaže výsledné prúdenie vzduchu, cirkumpolárny vír na severnej pologuli zriedka zodpovedá svojmu názvu. Nad južnou pologuľou je polárny vortex stabilný s vysokými rýchlosťami západného vetra na okraji, tvorí okolo pólu takmer symetrický kruh (viď obr. č. 10) a studený vzduch je od teplejšieho vzduchu miernych zemepisných šírok po väčšinu času dostatočne izolovaný.
Prepojenosť stratosféry s troposférou klesá v lete, kedy zásluhou slabých vetrov v spodnej stratosfére (pod 16 až 20 km) je stratosféra od troposférických procesov viac-menej „odrezaná“. Veľký gradient teploty a geopotenciálu v zime pri vonkajšom pôsobení z troposféry môže mať za následok mohutné prestavby stratosférickej cirkulácie. Keďže vlnové pohyby sú vyvolané dejmi v troposfére, prvotný impulz stratosférických zmien prichádza vždy z nižších vrstiev. Pri prechode vertikálne šíriacich sa planetárnych vĺn z troposféry do stratosféry prebieha disipácia energie a vlny odovzdávajú prúdeniu vyšších vrstiev svoju hybnosť. Rovnako ako pri tropopauze, pozorujeme taktiež kolísanie výšky stratopauzy (elevated stratopause events). Pri iniciácií prieniku mohutných vĺn do stratosféry, stúpa poloha stratopauzy nad severným pólom z pôvodných vyše 50 km až do výšky 80 km, vzduch sa otepľuje a horná stratosféra so spodnou mezosférou nadobúdajú rovnakú teplotu, vzniká izotermia. Stratopauza pri maximálnom oteplení zaniká a v tomto prípade môže dôjsť k prieniku mezosférických plynov do hornej stratosféry. K nárastu teploty prispieva aj dynamický pokles vzduchu, ktorý sa odohráva v priebehu pár dní a oteplenie arktickej stratosféry dosahuje niekoľko desiatok °C (viď obr. č. 11). V závislosti od intenzity vlnových pohybov, sa mení štruktúra izoteriem a izobár v stratosfére, čím môže byť pôvodne západné prúdenie polárneho vortexu značne narušené. Pokiaľ sú cirkulačné zmeny v stratosfére dostatočne rýchle (niekoľko dní) a oteplenie enormné (20 až 40 °C), hovoríme o udalostiach náhleho stratosférického oteplenia (SSW - sudden stratospheric warming).
Obrázok č. 11 Náhle stratosférické oteplenie o 30 °C v hladine 30 hPa (cca. 23 000 m) uprostred polárnej noci na konci decembra 2012 medzi 65° a 90° s.z.š. (NOAA 2015).
V závislosti od charakteru náhleho stratosférického oteplenia, WMO (Svetová meteorologická organizácia) klasifikuje tri typy SSW: hlavné, menšie, finálne. V prvom prípade sa jedná o najvýznamnejšie tzv. hlavné oteplenie stratosféry (major warming), počas ktorého je polárny vortex komplexne rozvrátený, rozpadá sa na dve samostatné centrá alebo sa premiestňuje ďaleko od svojho zvyčajného klimatického ťažiska blízko pólu (viď obr. č. 13). Západné vetry nad 60° s.z.š. v hladine 10 hPa (cca. 32 000 m) menia smer na opačný východný. Za menšieho oteplenia (minor warming) je polárny vortex mierne premodelovaný/presunutý, ale nikdy nedochádza k jeho rozpadu a zmeny západného smeru prúdenia sú málo významné. Jedná sa o oteplenie o aspoň 25 °C do siedmych dní.
Finálne stratosférické oteplenie (final warming) nastáva na prelome zimy a jari na konci polárnej noci v marci až apríli. Ide o posledné oteplenie zimnej sezóny, kedy západné vetry slabnú, menia sa na východné a v tlakovom poli sa objavuje letná anticyklóna. Tento druh oteplenia býva rovnako razantný ako oteplenie hlavné a zdrojom tepla sú najčastejšie exotermické reakcie ozónu. Taktiež môže nastať v zime o niečo skôr a atmosféra sa z neho nemusí „zotaviť“, to znamená, že zimná cirkulácia sa neobnovuje. SSW sú typickým javom severnej hemisféry. Menšie oteplenia a finálne prichádzajú každú zimu, hlavné sa vyskytujú menej pravidelne (jedenkrát za dva-tri roky). Na južnej pologuli bolo doteraz pozorované jedno hlavné náhle oteplenie v roku 2002. Diskutuje sa aj o vplyve El Niño južnej oscilácie (ENSO) na SSW. Ukazuje sa, že SSW sú v čase kladnej fázy ENSO početnejšie a rozsiahlejšie ako za zápornej fázy. Výnimku predstavujú roky sopečných erupcií s prechodným celoplanetárnym dopadom (El Chichón 1982 a Pinatubo 1991).
Obrázok č. 12 Priebeh hlavného náhleho stratosférického oteplenia v hladine 50 hPa (cca. 20 000 m) v dňoch 13. až 20. február 1989 nad severnou pologuľou (NASA 2015).
Obrázok č. 12 znázorňuje hlavné SSW na severnej pologuli vo februári 1989. Ako je vidieť na horných troch pologuliach (13.2.1989), v prvej fáze bol polárny vortex (potential vorticity) smerom od Pacifiku „stlačený“ a centrum chladného vzduchu (temperature) presunuté nad severnú Kanadu. V priebehu niekoľkých dní sa stratosféra nad Arktídou ucelene oteplila a polárny vortex sa rozpadol na dve jadrá nad s. Kanadu a s. Áziu, kde sa sústreďujú aj najchladnejšie vzduchové hmoty. Pre SSW je príznačné, že koncentrácia celkového ozónu počas udalosti rastie naproti situácií, ktorá pretrváva za stabilného zimného poľa prúdenia. Ide o dôsledok presunu na ozón bohatého vzduchu miernych zemepisných šírok nad Arktídu, kým vzduch v centre/centrách polárneho vortexu je na ozón chudobný a v tomto prípade je odklonený nad S.Ameriku a Áziu.
Učebnicovým príkladom hlavného SSW bolo oteplenie na konci decembra 2012, ktoré bolo iniciované prenosom veľkého množstva energie z ázijskej troposféry a jeho následky sa prejavili na cirkulačných podmienkach celej severnej hemisféry (viď obr. č. 13). Napriek tomu, že impulz zmeny vlnovými pohybmi prichádza z troposféry, v prípade zoslabenia prúdenia v oblasti pólu a zmene západných vetrov na východné, nie je potrebné zotrvanie planetárnych vĺn v stratosfére na udržanie rozpadnutého cirkumpolárneho víru, ktorý sa často regeneruje len pozvoľna. Stabilné podmienky a slabé prúdenie môžu v stratosfére pretrvať niekoľko týždňov. Spolu s polárnym vortexom je deformovaná arktická a polárna frontálna zóna.
Obrázok č. 13 Výška (m) geopotenciálnej hladiny 50 hPa nad severnou pologuľou medzi 10. až 13. januárom 2013 (NOAA 2013).
Cyklogenéza prebiehajúca v oblasti frontov nadobúda meridionálny smer pohybu a presúva sa do južnejších zemepisných šírok, do ktorých prenikajú chladnejšie vzduchové hmoty a Arktída sa prítomnosťou subtropických výbežkov vyššieho tlaku naopak otepľuje. Interakcie prúdenia troposféry a spodnej stratosféry prebiehajú na úrovni veľkých či malých rozmerov a sú badateľné počas celého roka v závislosti od polohy a rozsahu tlakových útvarov. Napríklad na západnom okraji výškových brázd a cyklón dochádza k ohybu tropopauzy, pri ktorom je premiešavanie vzduchu medzi troposférou a stratosférou najintenzívnejšie na úrovni menšieho merítka. Prostredníctvom blokujúcich anticyklón a výbežkov vyššieho tlaku je na ozón chudobnejší vzduch pochádzajúci z nižších zemepisných šírok transportovaný na sever a množstvo celkového ozónu klesá. Nižšie koncentrácie ozónu nastávajú takisto vo vysokých anticyklónach, nad ktorými tropopauza siaha do väčších výšok, polárny vzduch je nahradený subtropickým a vo väčšom objeme troposférického vzduchu sa množstvo ozónu znižuje. V prípade odrezaných cyklón (cut-off lows) je situácia opačná, nakoľko tieto systémy obsahujú vzduch vysokých zemepisných šírok, ktorý je na ozón bohatší (nezamieňať zo zníženými koncentráciami v polárnom vortexe). Výškové cyklóny počas leta sprevádza intenzívnejšia búrková činnosť, tropopauza sa formuje až nad oblačnosťou, stratosférický vzduch sa izoluje v hornej troposfére a koncentrácia ozónu stúpne aj pri zemi.
Pôsobenie planetárnych vlnových pohybov na stratosféru nie je doménou len vyšších zemepisných šírok, ale prejavuje sa aj v okolí rovníka. Vo všeobecnosti existuje niekoľko typov planetárnych vĺn, no podľa súčasných predpokladov, periodická zmena cirkulácie tropickej stratosféry vzniká vplyvom pôsobenia troch z nich, Rossbyho, Rossbyho-gravitačných a Kelvinových vĺn. Kelvinove vlny sa tvoria výlučne v blízkosti prekážky (rovník), postupujú rýchlosťou > 200 km/deň od západu na východ a prenášajú do stratoféry západnú hybnosť. Rossbyho-gravitačné vlny postupujú pomalšie od východu a vo vyšších vrstvách odovzdávajú okoliu východnú hybnosť. Osobitým alebo spolupôsobením týchto vĺn a ich vertikálny prenos do stratosféry má za následok periodické zmeny prúdenia, teplôt a koncentrácií ozónu najmä v strednej tropickej stratosfére medzi 15° s.z.š. a 15° j.z.š. Cyklickosťou prekračujúcou dva roky sa tento jav nazýva kvázi-dvojročná alebo kvázi-beniálna osciácia (QBO - quasi-biennial oscillation), keďže perióda zmien sa pohybuje od 26 do 32 mesiacov. Síce k zmene meteorologických podmienok a QBO v stratosfére prichádza nezávisle na ročnom období, prenos vĺn je najúčinnejší na jeseň, kedy je západné prúdenie najslabšie. K prieniku vĺn rôznych vlnových dĺžok sú totiž potrebné rozdielne rýchlosti prúdenia a stav prostredia, no spoločne sú najpriaznivejšie čo najslabšie západné vetry. Rossbyho-gravitačné vlny postupujú relatívne slabším západným prúdením až k východným vetrom, kde je energia rozptylovaná a západná zložka prúdenia pomaly zatláčaná východnou z hora nadol a zaniká. Kelvinove vlny postupujú východným prúdením, odovzdávajú prostrediu západnú hybnosť a východné vetry zostupne slabnú pokým nezaniknú. Ako je vidieť na obrázku č. 14, zmeny sú pravdepodobne vďaka nižšej hustote vzduchu výraznejšie v strednej ako spodnej stratosfére.
Obrázok č. 14 Kvázi-beniálna oscilácia vyjadrená v rovníkovej oblasti (EQ) prostredníctvom zmeny prúdenia (m.s-1) v rokoch 1992 až 1998. Kladné odchýlky (teplé farby) predstavujú západné prúdenie a záporné odchýlky (studené farby) východné prúdenie. Horný graf pre hladinu 10 hPa, dolný pre 100 hPa (ugamp.nerc.ac.uk 2015).
Východné vetry QBO majú vyššie rýchlosti a dlhšie zotrvanie v strednej stratosfére, naopak západné vetry zostupujú pomerne rýchlo a dlhšie pretrvávajú v stratosfére spodnej s maximálnou amplitúdou okolo hladiny 20 hPa (26-28 km). Intenzita prenosu vĺn z troposféry pravdepodobne závisí od intenzity konvekcie a výškovej hladiny tropopauzy v blízkosti rovníka, ktorá je pod priamym vplyvom samotnej QBO. Ako dokumentuje obrázok č. 15, klesajúce západné vetry sú sprevádzané teplejšou vzduchovou hmotou, narastá dlhovlnné vyžarovanie stratosféry a vertikálna Brewerovsko-dobsonovská cirkulácia slabne (množstvo ozónu rastie). V tejto fáze je vertikálny strih troposférického vetra slabší, teplota tropopauzy stúpa a konvekcia v okolí intertropickej zóny konvergencie slabne. V tomto čase sa pozoruje prírastok tvorby tropických cyklón. Presne opačný jav nastáva pri zostupujúcej východnej fáze. Protipólom teplotných anomálií a koncentrácie ozónu sú subtropické oblasti (kompenzácia prúdenia), kde sa pri západnej QBO vyskytujú nižšie teploty a zostupné pohyby v stratosfére slabnú, pri východnej QBO sa intenzita subsidencie zosilňuje (nepriaznivé podmienky pre tvorbu tropických cyklón). QBO môže zároveň vysvetľovať viac ako 10 % medziročných zmien ozónu.
Obrázok č. 15 Ilustrácia zostupujúcej západnej (hore) a východnej fázy (dole) QBO nad tropickým pásmom a výsledné veterné, teplotné pomery vo vertikále (ccpo.odu.edu 2015).
Dopady cirkulácie tropickej stratosféry nie sú zjavné iba po subtropické oblasti, ale odrážajú sa aj v miernych a vysokých zemepisných šírkach. Signál QBO nie je ľahko rozpoznateľný a jednotlivé globálne či regionálne procesy sa navzájom kombinujú. Dnes je už doložený napríklad kombinovaný vplyv QBO a slnečného cyklu na stabilitu cirkumpolárneho víru zimnej pologule (najmä severnej). Ukazuje sa, že polárny vortex je kompaktnejší a menej narušovaný počas minima slnečného cyklu a západnej fázy QBO, počas vyššej aktivity Slnka je k ustálenému západnému prúdeniu vortexu za potreby východná fáza QBO. Striedanie fáz kvázi-dvojročnej oscilácie deformuje horizontálne termobarické pole a polohu kritickej hranice s nulovým zonálnym vetrom (critical line) k alebo od zemského pólu, čím ovplyvňuje šírenie planetárnych vĺn vo vyšších zemepisných šírkach.
V spojitosti so stratosférou je ešte potrebné spomenúť šesťmesačnú cyklickosť vetra (SAO - semi-annual oscillation) v hornej stratosfére a spodnej mezosfére, ktorej zmeny na rozdiel od QBO prichádzajú v nadväznosti na ročné obdobia. V základných ročných obdobiach (zima, leto) prevládajú východné vetry a v prechodných (jar, jeseň) západné vetry. (viď obr. č. 16). Dôvodom sú sezónne zmeny poľa teploty vzduchu v hladinách približne 3 až 0,1 hPa opisované v prechádzajúcich častiach.
Obrázok č. 16 Šesťmesačná oscilácia v hornej stratosfére a spodnej mezosfére (3 až 0,1 hPa), ktorá sa prejavuje striedaním západného (kladné odchýlky) a východného (záporné odchýlky) prúdenia (m.s-1) (ugamp.nerc.ac.uk 2015).
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/