UNIVERZITA KOMENSKÉHO V BRATISLAVE
DIPLOMOVÁ PRÁCA
BARBARA NOWAKOVÁ 2006
2
REKONŠTRUKCIA ČASOVÉHO RADU
CELKOVÉHO OZÓNU NA SLOVENSKU
DIPLOMOVÁ PRÁCA
Barbara Nowaková
UNIVERZITA KOMENSKÉHO V BRATISLAVE FAKULTA MATEMATIKY, FYZIKY A INFORMATIKY
KATEDRA ASTRONÓMIE, FYZIKY ZEME A METEOROLÓGIE
METEOROLÓGIA A KLIMATOLÓGIA 4.1.10
Školiteľ: Dr. Anna Pribullová
BRATISLAVA 2006
3
Zadanie diplomovej práce: Rekonštrukcia radu meraní celkového ozónu na Slovensku.
4
Čestne vyhlasujem, že diplomovú prácu som vypracovala samostatne s použitím uvedenej literatúry.
5
Ďakujem Dr. Anne Pribullovej za cenné pripomienky a ochotnú pomoc pri vypracovávaní diplomovej práce, RNDr. Miroslavovi Chmelíkovi, CSc. a Dr. Karlovi Vaníčkovi, CSc. za poskytnuté dáta a mojej rodine za všestrannú podporu.
6
Abstrakt
Účelom tejto diplomovej práce bolo spracovanie časového radu celkového ozónu v Poprade-Gánovciach v období 1993-2004 a vytvorenie rekonštrukčného modelu denných hodnôt celkového ozónu pre Slovensko. Celkový ozón sa v Poprade-Gánovciach (49.03N; 20.32E) meria Brewerovým spektrofotometrom od roku 1993. Keďže na vytvorenie modelu bol potrebný dlhší rad celkového ozónu, využitý bol rad z Hradca Králové (50.18N, 13.83E), kde sa celkový ozón meria Dobsonovým spektrofotometrom od roku 1962. Pred použitím dát celkového ozónu z Hradca Králové v rekonštrukčnom modeli bola viacerými metódami posudzovaná zhoda oboch časových radov. Zhoda celkového ozónu v Poprade-Gánovciach a v Hradci Kralové bola porovnávaná so zhodou celkového ozónu medzi pozemnými a satelitnými (TOMS, merané od roku 1978, pre Poprad-Gánovce použiteľné od roku 1997) meraniami. Výskyt prípadov s extrémnym množstvom ozónu v Poprade-Gánovciach bol posudzovaný vzhľadom na priemerné denné hodnoty z Popradu-Gánoviec z obdobia 1993-2004 a na priemerné denné hodnoty z Hradca Králové z obdobia 1962-1990. Počet prípadov s extrémnym ozónom bol približne rovnaký, ak bol posudzovaný jednotlivými metódami vzhľadom na hodnoty z Popradu-Gánoviec. Ak však boli ako kritérium na určenie počtu prípadov s extrémnym množstvom ozónu zvolené priemerné hodnoty z Hradca Králové z obdobia 1962-1990, počet prípadov s extrémnym ozónom výrazne vzrástol (hlavne v jarných mesiacoch). Rozklad ozónu bol zjavný tiež po porovnaní ročných chodov mesačných priemerov celkového ozónu aj zhladených denných hodnôt celkového ozónu získaných z Hradca Králové v období 1962-1990 a z Popradu-Gánoviec v období 1993-2004. Rekonštrukčný model denných hodnôt celkového ozónu vznikol ako súčet modelov mesačných priemerov celkového ozónu a modelu odchýlok denných hodnôt celkového ozónu od mesačného priemeru. Bol vytvorený multilineárny regresný model. V každom mesiaci v roku bola študovaná významnosť viacerých faktorov vysvetľujúcich dlhodobú variabilitu mesačných priemerov celkového ozónu. Najdôležitejšie faktory boli potom vybrané do modelu. Trendová analýza radov mesačných priemerov celkového ozónu (obdobie 1970-2000) potvrdila predošlé výsledky- najväčší negatívny trend celkového ozónu bol zistený pre neskorú jar (-3.5%/desaťročie v apríli). Krátkodobá variabilita celkového ozónu bola modelovaná iba použitím aerologického parametra. Chyba výsledného modelu predstavuje 10%.
7
Abstract
The main purpose of this diploma thesis were elaboration of 1993-2004 total ozone time series at Poprad-Gánovce and creation of a total ozone daily dose reconstruction model reliable for Slovakia. The daily total ozone has been measured with the Brewer spectrophotometer at Poprad-Gánovce (49.03N; 20.32E) since 1993. A longer total ozone time series was needed for construction of the total ozone model. Daily total ozone has been measured by the Dobson spectrophotometer at the closest observatory Hradec Kralove (50.18N, 13.83E) since 1962. An agreement between both time series was tested by several methods before application of the Hradec Kralove total ozone monthly data into the reconstruction model. The coincidence between the Poprad-Gánovce and Hradec Kralove total ozone was compared with an agreement between the Poprad-Gánovce ground and satellite (TOMS, measurements since 1978) total ozone data. The test period was restricted to years 1997-2004 due to gaps in the satellite data. An incidence of situations with extreme total ozone values at Poprad-Gánovce was evaluated with respect to average Poprad-Gánovce data and 1962-1990 Hradec Kralove average total ozone. The incidence of extreme total ozone differs from year to year. The number of cases with below- or over-normal total ozone was nearly the same if an extreme occurrence was determined with respect to the Poprad-Gánovce average total ozone. As soon as the Hradec Kralove 1962-1990 average total ozone values were applied for an extreme total ozone values separation, the number of undersized total ozone values rapidly increased (especially in spring months). The ozone depletion effect was also significant after comparison annual courses of monthly total ozone data and smoothed daily values obtained at Hradec Kralove in 1962 –1990 and at Poprad-Gánovce in 1993 – 2004 time periods. The daily total ozone reconstruction model was created as a sum of the model of total ozone monthly average and model of the differences between monthly average and daily dose of the total ozone. Multilinear monthly regression models were created. The importance of different proxies (like aerologic parameter, long-term solar variability, variation of stratospheric aerosol, QBO and NAO) explaining long-term variability of monthly total ozone values was studied in every month. The best proxies were selected for monthly total ozone model construction. A trend analysis of monthly total ozone series (period 1970-2000) confirms the former results – the highest negative ozone trend was detected during late spring and is determined by ozone depleting substances increase in the stratosphere (-3.5%/decade in the April). Short-term total column ozone variability was modeled using aerologic proxies only. The error of final model was 10%.
8
Predhovor
Je všeobecne známe, že hladina celkového ozónu v atmosfére kolíše. Výskyt
ozónových dier prejavujúcich sa značným poklesom množstva ozónu v stratosfére viedol
k systematickému meraniu ozónu a sledovaniu jeho zmien. Na Slovensku sa celkový
ozón meria v Poprade-Gánovciach Brewerovým spektrofotometrom od roku 1993.
Najbližšia stanica s dlhodobým radom meraní celkového ozónu sa nachádza v Hradci
Králové, kde sa ozón meria Dobsonovým spektrofotometrom od roku 1962. Satelitné
merania celkového ozónu sú pre Poprad-Gánovce prístupné od roku 1997.
Táto diplomová práca spracováva časový rad celkového ozónu v Poprade-Gánovciach
v období 1993-2004 a porovnáva zhodu celkového ozónu z pozemných meraní
v Poprade-Gánovciach so satelitnými meraniami a s meraniami v Hradci Králové.
Zároveň sa zaoberá sledovaním dlhodobých zmien celkového ozónu v Poprade-
Gánovciach. Práca tiež popisuje vytvorenie rekonštrukčného modelu denných hodnôt
celkového ozónu pre Slovensko.
9
OBSAH
Úvod 14
1. Atmosférický ozón 16
1.1 Ozón v stratosfére 16
1.2 Cirkulácia vzduchu v stratosfére 19
1.2.1 Stratosféricko-troposférická výmena vzduchu 22
1.2.2 Atmosférické oscilácie a variabilita celkového ozónu 24
1.3 Stratosférický aerosól 27
1.4 Súčasné narušenie stratosférickej ozónosféry 28
1.4.1 Chemické látky poškodzujúce ozónosféru 28
1.4.2 Poškodenie ozónosféry v hornej stratosfére 31
1.4.3 Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére 31
1.4.4 Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére polárnych oblastí 32
1.5 Množstvo celkového ozónu a sopečná činnosť 33
1.6 Vplyv zmien slnečnej aktivity na množstvo celkového ozónu 33
1.7 Množstvo celkového ozónu a globálne klimatické faktory 34
1.8 Variabilita a trendy celkového ozónu 35
2. Meranie atmosférického ozónu 39
2.1 Spektroskopické merania celkového ozónu 39
2.2 Družicové merania 41
3. Celkový atmosférický ozón v Poprade-Gánovciach 42
3.1 Porovnanie meraní celkového ozónu v Poprade-Gánovciach s meraniami v Hradci
Králové a meraniami zo satelitu TOMS 45
3.2 Situácie s extrémnymi hodnotami množstva ozónu v Poprade-Gánovciach 53
4. Odhad dlhodobých zmien celkového ozónu v Poprade-Gánovciach 59
4.1 Porovnanie meraní celkového ozónu v Poprade-Gánovciach v období 1993-2004
s meraniami v Hradci Králové v období 1962-1990 59
4.1.1 Metóda mesačných priemerov 59
10
4.1.2 Robustná lokálne vážená regresia 61
5. Rekonštrukcia časového radu celkového ozónu 62
5.1 Modelovanie priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu 62
5.2. Modelovanie odchýlok denných hodnôt celkového ozónu od mesačného
priemeru 74
5.3 Modelovanie priemerných denných hodnôt celkového ozónu 75
6. Záver 77
Použitá literatúra 81
Prílohy
Zoznam obrázkov Obr.1 Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia a mechanizmus ‘extratropickej pumpy’.
Obr.2 Rad meraní množstva ozónu v Poprade-Gánovciach v rokoch 1993-2004.
Obr.3 Mesačné priemery celkového ozónu vypočítané v období 1994-2004 spolu
s vyznačenými intervalmi predstavujúcimi štandardnú odchýlku od priemeru σ
a trojnásobnú hodnotu štandardnej odchýlky od priemeru 3σ.
Obr.4 Relatívna početnosť rozdielov medzi hodnotami celkového ozónu v PPG a HK
počas rokov 1994-2004 vyjadrená vzhľadom na údaje z PPG.
Obr.5 Relatívna početnosť rozdielov medzi hodnotami celkového ozónu získaného
z pozemných a satelitných meraní počas rokov 1997-2004.
Obr.6 Priemery a priemerné smerodajné odchýlky celkového ozónu v PPG a HK počas
prvého kvartálu v období 1994-2004.
Obr.7 Medzidňová variabilita celkového ozónu v PPG ako funkcia medzidňovej
variability celkového ozónu v HK v období 1993 - 2004.
11
Obr.8 Relatívna početnosť veľkostí medzidňových zmien celkového ozónu v PPG
a v HK a relatívna početnosť prípadov, kedy bola dosiahnutá zhoda vo veľkosti
a znamienku medzidňovej zmeny v PPG a HK.
Obr.9 Priemerná mesačná hodnota celkového ozónu meraného v HK a priemerná
mesačná hodnota celkového ozónu meraného zo satelitu TOMS v PPG vyjadrená v %
vzhľadom na mesačné priemery celkového ozónu meraného Brewerovým
spektrofotometrom v PPG.
Obr.10 Mesačné priemery smerodajnej odchýlky celkového ozónu z meraní v HK
a z pozemných a satelitných meraní v PPG a relatívne hodnoty smerodajnej odchýlky
celkového ozónu meraného v HK a v PPG.
Obr.11 Porovnanie počtu prípadov s podnormálnym množstvom ozónu identifikovaných
metódou p ± 2σ, p ± 3σ a metódou percent vzhľadom na údaje z PPG.
Obr.12 Porovnanie počtu prípadov s podnormálnym množstvom ozónu identifikovaných
metódou p ± 2σ, p ± 3σ a metódou percent vzhľadom na údaje z HK v období 1962 –
1990.
Obr.13 Relatívne zastúpenie jednotlivých typov synoptických situácií pre situácie
s podnormálnym ozónom.
Obr.14 Relatívne zastúpenie jednotlivých typov synoptických situácií pre situácie s
nadnormálnym množstvom celkového ozónu.
Obr.15 Porovnanie mesačných priemerov celkového ozónu z HK za obdobie 1962-1990
a z PPG za obdobie 1993-2004 spolu s relatívnym vyjadrením množstva celkového ozónu
v PPG vzhľadom na jeho hodnoty v HK v merané v období 1962-1990.
Obr.16 Porovnanie smerodajných odchýlok od mesačného priemeru z HK za obdobie
1962 - 1990 a z PPG za obdobie 1993 – 2004.
Obr.17 Porovnanie ročného chodu celkového ozónu (denné hodnoty vypočítané metódou
RLWR) z HK za obdobie 1962-1990 a z PPG za obdobie 1993-2004.
Obr.18 Korelačný koeficient medzi priemernou mesačnou hodnotou celkového ozónu
v HK a vybranými aerologickými parametrami.
Obr.19 Korelačný koeficient medzi celkovým množstvom ozónu v HK a EESC
v jednotlivých mesiacoch.
12
Obr.20 Korelačný koeficient medzi priemernej mesačnej hodnoty celkového ozónu
získanej v HK a optickou hrúbkou stratosférického aerosólu.
Obr.21 Korelačný koeficient vyjadrujúci lineárnu závislosť medzi priemerným
mesačným množstvom celkového ozónu v HK a indexom slnečnej aktivity SSN v období
1970 – 2000.
Obr.22 Závislosť korelačného koeficientu medzi priemernou mesačnou hodnotou
celkového ozónu v HK a QBO indexom od časového posunu QBO indexu oproti
hodnotám celkového ozónu.
Obr.23 Korelačný koeficient medzi priemerným mesačným celkovým ozónom v HK a
NAO indexom ako funkcia časového posunu medzi hodnotami celkového ozónu a NAO
indexu.
Obr.24 Modelovaný celkový ozón ako funkcia meraného celkového ozónu v HK
v období 1970 –2000 a v PPG v období 1993 –2004.
Obr.25 Modelovaná hodnota priemerného denného ozónu ako funkcia meranej hodnoty
v PPG v období 1993 – 2004
Obr.26 Ročný chod podielu modelovaného O3model a meraného celkového ozónu O3real v
PPG v období 1993 – 2004.
V Prílohách 1-18 sa nachádza spolu 22 obrázkov.
Zoznam tabuliek
Tab.1 Absolútna hodnota medzidňovej zmeny, priemerné hodnoty kladnej a zápornej
medzidňovej zmeny a dĺžky trvania vzostupu a poklesu celkového ozónu počas
jednotlivých kvartálov v období 1993-2004 v Poprade- Gánovciach.
Tab.2 Rozdiely medzi dennými hodnotami celkového ozónu v PPG a HK a medzi
pozemnými a satelitnými meraniami v PPG, ich smerodajná odchýlka a maximálne
rozdiely.
Tab.3 Rozdiely medzi priemermi, smerodajnými odchýlkami, maximami a minimami
celkového ozónu z PPG a z HK.
Tab.4 Rozdiely priemerov, smerodajných odchýlok, maxím a miním medzi celkovým
ozónom získaným z pozemných a satelitných meraní v PPG.
13
Tab. 5 Časový posun indexov QBO a NAO v mesiacoch, pri ktorom bola dosiahnutá
najlepšia korelácia s celkovým ozónom v HK.
Tab.6 Modelové parametre vstupujúce do regresných lineárnych rovníc pre model
priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu v HK v jednotlivých mesiacoch.
Tab.7 Klesajúci trend celkového ozónu v %/10 rokov vypočítaný pre jednotlivé mesiace
z údajov meraných v HK v období 1970-2000.
Tab.8 Korelačný koeficient r a chyba modelu odchýlok denných hodnôt celkového
ozónu od mesačného priemeru MSE.
V Prílohách 1 – 19 sú uvedené spolu tri tabuľky.
14
ÚVOD
Ozón bol prvý krát detegovaný v roku 1839 Schönbeinom v laboratórnych
podmienkach. Hneď nato bola zistená prítomnosť tohto plynu v atmosfére. V roku 1880
Hartley zistil, že ozón silno absorbuje ultrafialové (UV) žiarenie v oblasti vlnových dĺžok
200 – 320 nm, a tiež to, že od škodlivých účinkov tohto žiarenia, pochádzajúceho od
Slnka, nás chráni ozónová vrstva vo vyššej atmosfére. To, že najväčšia koncentrácia
ozónu je v stratosfére potvrdili merania UV žiarenia v roku 1913. Prvá kvantifikácia
celkového množstva ozónu v atmosfére sa uskutočnila v roku 1920 Dobsonom. Najdlhšie
rady meraní celkového ozónu sú od roku 1926 (Arosa). Počas Medzinárodného
geofyzikálneho roku 1955 bola navrhnutá, a v roku 1957 zriadená, medzinárodne
koordinovaná sieť staníc s meraním celkového ozónu (GO3OS).
Už v 70-tych rokoch sa začalo uvažovať s možným vplyvom nárastu koncentrácie
niektorých antropogénnych látok (NOx, ClOx, CFC) v atmosfére na rozklad ozónu.
Najvýznamnejší bol objav M. Molinu, F. S. Rowlanda a P. Crutzena, že niektoré
antropogénne látky s dlhou dobou zotrvania v atmosfére, hlavne CFC (freóny), sa môžu
postupne dostať do stratosféry a tam, pri súčasnom pôsobení UV žiarenia, môžu svojimi
katalytickými účinkami narušiť prirodzenú rovnováhu medzi vznikom a rozpadom
molekúl ozónu. Od roku 1975 sa v 4-ročných intervaloch začali v rámci Svetovej
meteorologickej organizácie (WMO) vydávať správy o stave ozónovej vrstvy Zeme. Hoci
prvé satelitné merania celkového ozónu sa uskutočnili už v 60-tych rokoch, za relevantný
rad meraní sa považujú údaje z ozónového spektrofotometra (TOMS) umiestneného od
roku 1978 na rôznych družiciach NOAA. V roku 1982 bola prvý krát detegovaná tzv.
ozónová diera nad Antarktídou – v októbri boli namerané hodnoty celkového ozónu iba
cca 200 Dobsonových jednotiek. Obava z nárastu škodlivého UV žiarenia viedla
k opatreniam na zamedzenie deštrukcie ozónu. Viedenská konvencia o ochrane ozónovej
vrstvy (1985) sa už opierala o potvrdené dôkazy pravidelného výskytu jarných úbytkov
celkového ozónu v Antarktíde od začiatku 80-tych rokov. Snaha o redukciu
antoropogénnych látok, ktoré sa môžu podieľať na deštrukcii ozónovej vrstvy,
vyvrcholila podpísaním Montrealského protokolu (1987). Londýnsky dodatok tohto
protokolu (1990) počíta s úplným zákazom produkcie CFC zlúčenín do roku 2000,
Kodaňský dodatok (1992) zaväzuje k zákazu CFC zlúčenín už do roku 1995 a k redukcii
15
ďalších látok podieľajúcich sa na rozklade ozónu. V roku 1988 WMO uvádzala pokles
koncentrácie ozónu v spodnej stratosfére (15 - 24 km nad povrchom Zeme – oblasť
formovania polárnych stratosférických oblakov – PSC) rýchlosťou 10%/10 rokov.
Merania NOAA1 v Antarktíde potvrdili súvis medzi výskytom výrazných úbytkov
celkového ozónu a narastajúcou koncentráciou zlúčenín chlóru a čiastočne brómu
v spodnej stratosfére. V rokoch 1992 – 1995 boli na jar pozorované úbytky celkového
ozónu nad Antarktídou (do 80%) dovtedy najväčšieho rozsahu. Napr. v roku 1995 sa v
Antarktíde počas 8 týždňov udržala koncentrácia ozónu predstavujúca iba 20% z hodnôt
meraných pred rokom 1970. Kým začiatkom 80-tych rokov bol rozsah ozónovej diery
nad Antarktídou cca 1 milión km2, v súčasnosti dosahuje plocha s úbytkom celkového
ozónu do 80% asi 20 mil km2. Menšie úbytky celkového ozónu boli detegované nad
Arktídou, avšak situácie s relatívne malými hodnotami celkového ozónu sa na severnej
pologuli vyskytujú aj v husto osídlenom miernom pásme.
V súčasnom období sa začínajú prejavovať výsledky regulačných opatrení v produkcii
látok podieľajúcich sa na deštrukcii stratosférického ozónu. Predpokladá sa, že pokles
celkového ozónu sa zastavil a očakáva sa postupná obnova ozónovej vrstvy asi do roku
2050.
Na Slovensku sa celkové množstvo ozónu meria od roku 1993 Brewerovým
spektrofotometrom. Takáto dĺžka časového radu meraní nie je dostatočná na posúdenie
trendov, ani normality meraných hodnôt celkového ozónu. Cieľom diplomovej práce je
vytvorenie vhodného modelu pre rekonštrukciu radu celkového ozónu na Slovensku na
základe korelácie celkového ozónu s niektorými aerologickými parametrami. Takto
vytvorený rad celkového ozónu by sa mohol ďalej použiť pre posúdenie normality
meraných hodnôt celkového ozónu, ale, ako jeden z vstupných parametrov, aj na
posúdenie dlhodobých zmien UV-B žiarenia na Slovensku.
1 NOAA – National Oceanic and Atmospheric Agency
16
1. ATMOSFÉRICKÝ OZÓN
Ozón je trojatómová forma molekuly kyslíka (O3). Názov ozón pochádza z Gréčtiny
(ozein – zapáchajúci). Je to nestabilná látka so silnými oxidačnými účinkami. Ozón je
reaktívny plyn, vo vyšších koncentráciách výbušný. V priemysle sa používa napr. na
čistenie vody alebo na bielenie.
Až 90% ozónu sa nachádza v stratosfére. Najvyššia koncentrácia ozónu je vo
výškach 15 km (v polárnych oblastiach) až 25 km (v tropickom pásme). Kým v spodnej
troposfére predstavuje ozón nežiaducu znečisťujúcu zložku atmosféry, v stratosfére má
významnú ochrannú funkciu.
Význam stratosférického ozónu pre život na Zemi spočíva predovšetkým v jeho
schopnosti pohlcovať UV žiarenie v oblasti vlnových dĺžok 240 až 320 nm, a tým chrániť
ekosystémy pred jeho škodlivými účinkami. 1% úbytok celkového ozónu môže viesť
k zvýšeniu slnečného UV-B žiarenia pri povrchu Zeme o 1 – 2%. Predpokladá sa, že
takýto nárast UV-B žiarenia môže napr. zvýšiť výskyt rakoviny kože až o 2%.
Asi 10 % celkového ozónu sa nachádza v troposfére. Zvýšené hodnoty
troposférického ozónu sa považujú za nežiaduce. Ozón ako toxický plyn a hlavná zložka
tzv. fotochemického smogu pôsobí negatívne na vegetáciu, pretože jeho účinkami
dochádza k narušeniu chlorofylu. U živočíchov spôsobuje bolesti hlavy, dráždenie slizníc
a pri vysokej koncentrácii môže vyvolať krvácanie z nosa alebo dokonca pľúcny edém.
Podiel ozónu v zložení atmosférického vzduchu je malý. Preto sa koncentrácia ozónu
udáva v jednotkách ppb2. Celkové množstvo ozónu sa udáva v Dobsonových jednotkách
(DU). Množstvo celkového ozónu 1 DU znamená, že hrúbka ozónosféry pri normálnom
tlaku vzduchu a teplote by v miernom pásme 45º zemepisnej šírky (Z.Š.) bola 0,01 mm
(300 DU ~3 mm).
1.1 Ozón v stratosfére
Prevažná časť celkového ozónu sa nachádza v stratosférickej ozónovej vrstve, ktorá sa
preto nazýva aj ozónosféra. Základný mechanizmus vzniku a rozkladu ozónu
v stratosfére popísal S.Chapman v roku 1930.
17
V hornej stratosfére dochádza pôsobením slnečného UV žiarenia s vlnovou dĺžkou
menšou ako 242 nm k rozkladu dvojatómových molekúl kyslíka O2 na jednotlivé atómy
(fotodisociácia):
O2 + hν (c/ν < 242 nm) → O + O 3. (1)
Tieto potom reagujú s ostatnými molekulami kyslíka za vzniku ozónu:
O2 + O. + M → O3 + M, (2)
kde M je neutrálna „kolízna“ častica nepodieľajúca sa na vlastnej reakcii, avšak
vyrovnávajúca energetické pomery reakcie.
Vzniknutý ozón sa v stratosfére nehromadí, vplyvom UV žiarenia sa opäť rozkladá na
molekulárny a atomárny kyslík:
O3 + hν (240 nm < 1/ν < 320 nm) → O2 + O (3)
Vzniknutý atomárny kyslík môže rozložiť ďalšiu molekulu ozónu:
O3 + O → O2 + O2 4. (4)
Reakcie 1 - 4 sa nazývajú Chapmanove reakcie. Predstavujú vyjadrenie rovnovážneho
stavu medzi vznikom a rozkladom ozónu v hornej stratosfére. Ak sú procesy vzniku
a rozkladu ozónu v dynamickej rovnováhe, v atmosfére sa udržiava konštantné množstvo
ozónu. V hornej stratosfére (vo výškach cca 30 - 50 km), kde je dostatok UV žiarenia pre
tvorbu atomárneho kyslíka, sa tvorí najviac ozónu (reakcie 1, 2, 4). Fotodisociácia
dvojatomárnej molekuly kyslíka prebieha v porovnaní s reakciami 2 a 4 pomaly.
Rýchlosť fotolýzy ozónu závisí od intenzity dopadajúceho UV žiarenia – reakcia 3
prebieha intenzívnejšie, keď je dráha slnečných lúčov v atmosfére čo najkratšia. Rýchlosť
fotolýzy ozónu preto závisí od dennej a ročnej doby a od zemepisnej šírky. Rýchlosť
2 koncentrácia 1 ppbv znamená, že na jednu molekulu ozónu pripadá 109 molekúl vzduchu 3 endotermická reakcia – energia sa pri reakcii spotrebúva
18
Chapmanových reakcií závisí aj od teploty (závislosť účinného absorpčného prierezu
molekuly od teploty).
Vznik (reakcia2) a rozpad ozónu (reakcia 4) ovplyvňuje aj koncentrácia atomárneho
kyslíka. Rovnováha medzi dvojatomárnym kyslíkom a jedno- a trojatomárnou formou sa
v hornej stratosfére ustaľuje veľmi rýchlo (rádovo v sekundách). V spodnej stratosfére
(vo výškach 15 - 20 km) sa ozónu tvorí menej (prevláda reakcia 3), avšak stredná doba
života molekuly ozónu je tu väčšia (kvôli nedostatku atomárneho kyslíka reakcia 4
prebieha zriedkavo). Na vytvorenie dynamickej rovnováhy medzi vznikom a zánikom
ozónu je tu potrebných až niekoľko dní.
Stredná doba života (doba medzi vznikom a zánikom molekuly) ozónu, ako aj
atomárneho kyslíka, v stratosfére je veľmi krátka (vo výške 32 km je stredná doba života
atomárneho kyslíka cca 0,04 s a ozónu 3100 s). Keďže vznik a zánik ozónu riadený
reakciami 2 a 4 prebieha veľmi rýchlo, celková koncentrácia ozónu sa mení relatívne
pomaly. 99% ozónu sa tvorí v stratosfére prostredníctvom Chapmanových reakcií.
Lokálne sú koncentrácie ozónu v spodnej stratosfére ovplyvňované transportom.
Oblasť medzi cca 25 – 35 km predstavuje prechodnú vrstvu medzi spodnou stratosférou,
kde je pozorovaná koncentrácia ozónu určená prevažne dynamickými faktormi (mimo
polárnych stratosférických oblakov - PSC) a hornou stratosférou, kde je koncentrácia
ozónu determinovaná fotochemickými reakciami. Najväčšia koncentrácia ozónu je vo
vrstve medzi výškami 20 km a 40 km – pod túto vrstvu sa dostáva málo UV žiarenia
s takou vlnovou dĺžkou, aby mohol nastať rozpad molekulárneho kyslíka, nad touto
vrstvou je hustota vzduchu taká malá, že napriek veľkej intenzite UV žiarenia, ktoré
môže spôsobiť fotodisociáciu molekulárneho kyslíka, reakcia 1 prebieha zriedkavo.
Pri fotochemickom rozklade ozónu (reakcia 3) sa uvoľňuje teplo, ktoré sa
prostredníctvom atomárneho kyslíka ododvzdáva neutrálnej častici M (reakcia 2), čo sa
prejavuje vzostupom teploty vzduchu s výškou v stratosfére.
V 60-tych rokoch sa ukázalo, že koncentrácia ozónu vypočítaná podľa
Chapmanových rovníc by bola takmer dvojnásobná v porovnaní s meranými hodnotami.
Reakcie 3 a 4 nedokážu zabezpečiť pozorovanú koncentráciu celkového ozónu. Zistilo sa,
že rozpad ozónu prebieha aj inými chemickými reakciami. Takýmito sú katalytické
4 exotermická reakcia - energia sa pri reakcii uvoľňuje
19
reakcie, do ktorých vstupujú radikály H, OH, NOx a Cl. Pri označení týchto radikálov
symbolom X môžu byť reakcie rozkladu ozónu vyjadrené nasledujúcimi rovnicami:
X + O3 → OX + O2
OX + O → O2 + X (5)
Je zrejmé, že radikál sa pri reakcii nespotrebuje a môže vyvolať rozklad ďalších stoviek
molekúl ozónu.
1.2 Cirkulácia vzduchu v stratosfére
Cirkulácia v stratosfére vysvetľuje globálne rozloženie celkového ozónu s najväčším
množstvom ozónu v polárnych oblastiach a s najmenším množstvom celkového ozónu
v trópoch (cca 260 DU) (Obr.1 - 4, Príloha 1). Pochopenie výmeny vzduchu medzi
troposférou a stratosférou umožňuje sledovať prenos antropogénnych látok podieľajúcich
sa na deštrukcii ozónu v atmosfére, ale aj výmenu ozónu medzi stratosférou a
troposférou.
Pred pochopením dynamiky troposféricko-stratosférickej výmeny bola jej koncepcia
odvodená z chemických pozorovaní. Na základe pozorovaní gradientu množstva ozónu
v závislosti od zemepisnej šírky predpokladal Dobson (1930) existenciu veľkoškálovej
stratosférickej cirkulačnej bunky, pre ktorú sú charakteristické výstupné pohyby
v trópoch a zostupné v miernych a vysokých zemepisných šírkach. Väčší obsah ozónu vo
vysokých zemepisných šírkach pripisoval zostupným pohybom smerom k pólom. Brewer
(1949) dospel k podobným záverom z meraní koncentrácie vodnej pary. Navrhol prvý
model troposféricko-stratosférickej výmeny vzduchu na základe pozorovaní obsahu
stratosférickej vodnej pary v miernych šírkach, z čoho predpokladal charakter
meteorologickej cirkulácie zahŕňajúci vtok troposferického vzduchu do stratosféry
v trópoch.
Meridionálna stratosférická Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia prebieha pomaly a
je vždy výraznejšia na tzv. zimnej pologuli. Má tri časti (Obr.1):
1. oblasť s výstupnými pohybmi vzduchu v trópoch
20
2. oblasť transportu vzduchu od trópov k pólom v subtropických zemepisných
šírkach
3. oblasť zostupných pohybov vzduchu v miernom pásme (tzv. ‘surf‘ zóna) a v
polárnom pásme (polárny vortex).
Kým v oblasti miernych zemepisných šírok preniká zostupujúci stratosférický vzduch
až do troposféry, v polárnych oblastiach zostupuje do spodnej stratosféry (tropopauza je
v polárnych oblastiach relatívne nízko nad povrchom Zeme). Vzhľadom na charakter
Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácie sa najkratšou dobou zotrvania v stratosfére
vyznačujú vzduchové hmoty v spodnej tropickej stratosfére (rádovo mesiace) a najdlhšie
cirkulujú v stratosfére vzduchové hmoty, ktoré sa zostupnými pohybmi dostali do
spodnej stratosféry mierneho a polárneho pásma (4 – 5 rokov).
Prenikanie troposférického vzduchu do spodnej a hornej stratosféry v trópoch
prebieha veľmi pomaly – vzduch sa z hladiny 16 km (pribl. hladina tropopauzy) dostane
do hladiny 27 km až za cca 0,5 roka. Do hornej stratosféry sa dostane iba veľmi malá
časť pôvodom troposférického vzduchu, ktorý prenikol do spodnej stratosféry – prevažná
časť (90%) je do výšky 32 km transportovaná smerom k zemepisným pólom. Hoci
troposférický vzduch obsahuje veľmi málo ozónu, pri transporte cez tropickú stratosféru
koncentrácia ozónu vďaka fotochemickým reakciám uvedeným v časti 1.1 stúpa. Pri
pohybe smerom k pólom sa už okolo 30º severnej a južnej zemepisnej šírky začína
prejavovať okrem meridionálneho pohybu vzduchu aj zostupný pohyb. Na ozón bohatý
vzduch sa pri poklese dostáva do oblasti s vyššou hustotou vzduchu, kde je menej
atomárneho kyslíka (UV žiarenie, ktoré spôsobuje rozklad molekulárneho kyslíka je
takmer úplne pohltené vo vyšších vrstvách atmosféry) – reakcia 4 (Časť 1.1), pri ktorej sa
ozón rozkladá, prebieha zriedkavo, stredná doba života aj koncentrácia ozónu,
v porovnaní s tropickou oblasťou, rastú. Od rovníka smerom k zemepisným pólom preto
pozorujeme nárast celkového množstva ozónu.
21
Obr.1 Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia a mechanizmus extratropickej pumpy
Výraznejší meridionálny pohyb vzduchu od trópov k pólu v zime je vyvolaný prudkým
ochladením v polárnej oblasti počas polárnej noci. Studený vzduch klesá k povrchu
nielen v troposfére, ale aj v stratosfére. Nedostatok vzduchu, ktorý klesol k povrchu, je
v polárnej stratosfére v zime kompenzovaný prúdením od rovníka k pólu. Takéto
‘nasávanie’ vzduchu do polárnej stratosféry sa nazýva aj ‘extratropická pumpa’ (Obr. 1).
Výrazný teplotný gradient medzi extrémne studenými polárnymi oblasťami a nižšími
zemepisnými šírkami vyvoláva veľký rozdiel tlaku vzduchu, pričom sa v polárnej
stratosfére na zimnej pologuli formuje silné západné prúdenie, ktoré môže nadobúdať
charakter jet-streamu (nočný polárny jet-stream sa pozoruje vo výške cca 50 km). Táto
uzavretá západná cirkulácia sa nazýva polárny vortex.
Pôvodne sa predpokladalo, že Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia je vyvolaná
nerovnomerným ohrevom zemského povrchu. Neskôr sa zistilo, že môže prebiehať iba
pôsobením planetárnych vlnových pohybov vzduchu, ktoré spôsobujú vzostup vzduchu
v trópoch a pokles vo vyšších zemepisných šírkach stratosféry. V stratosfére pozorujeme
takmer rovnomerný pokles teploty vzduchu od pólu tzv. letnej pologule k extrémne
chladnému pólu zimnej pologule (Obr.1, Obr.2, Príloha 2). Takéto rozloženie teploty je
spôsobené tým, že stratosféra sa neohrieva iba vplyvom samotnej insolácie (vplyv
22
insolácie je dominantný na letnej pologuli), ale aj pri chemických procesoch vedúcich
k vzniku a rozpadu ozónu (zdroj tepla, ktorý je dominantný pre ohrev stratosféry na
zimnej pologuli). Kým na južnej pologuli pozorujeme jednoduché zonálne rozloženie
teploty vzduchu, na severnej pologuli pozorujeme najmä v zime výrazné zonálne
nepravidelnosti v štruktúre poľa izoteriem. To sa prejavuje intenzívnou tvorbou
atmosférických vĺn na severnej pologuli, hlavne v zime. Tieto sú bližšie popísané
v Prílohe 3. Výraznejšie planetárne vlny na severnej pologuli tu spôsobujú častejšie
narúšanie zimného polárneho vortexu. Stratosférická vzduchová hmota je v oblasti
severného pólu v zime menej izolovaná a teplota vzduchu je tu vyššia v porovnaní
s teplotou vzduchu v oblasti stratosférického polárneho vortexu na južnej pologuli.
V oblasti polárneho vortexu severnej pologule tak vznikajú horšie podmienky pre vznik
heterogénnych fotochemických chemických reakcií vedúcich k úbytku polárneho
stratosférického ozónu v jarnom období.
1.2.1 Stratosféricko-troposférická výmena vzduchu
Vertikálne pohyby vzduchu v stratosfére, pri ktorých nastáva výmena vzduchu medzi
troposférou a stratosférou, sú vyvolané termickými, a tiež dynamickými vplyvmi, najmä
v súvislosti s vlnovými pohybmi v atmosfére. Stratosféricko-troposférická výmena
vzduchu môže prebiehať v procesoch, ktoré sú malého rozsahu (stratosféricko-
troposférická výmena vzduchu v miernom pásme prostredníctvom blokujúcich
anticyklón, výškových izolovaných cyklón a udalostí s ohybom tropopauzy do
troposféry), alebo majú veľký rozsah (veľkoškálové nasávanie troposférického vzduchu
do stratosféry v Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácii prostredníctvom extratropickej
pumpy a zostupné pohyby vzduchu v extratropických oblastiach). Veľkoškálová
stratosféricko-troposférická výmena vzduchu riadená Brewerovsko-Dobsonovskou
cirkuláciou prebieha nad izentropickou hladinou s potenciálnou teplotou 380 K.
Maloškálová stratosféricko-troposférická výmena vzduchu prebieha najmä v oblasti
mierneho pásma pod izentropickou hladinou 380 K (Singh a Fabian, 2003) a iba v
spodnej stratosfére. Vzduch, ktorý v mimotropických oblastiach zostúpi z hornej do
spodnej stratosféry (veľkoškálové procesy), sa odtiaľ potom dostáva do troposféry
prostredníctvom lokálnych procesov malého rozsahu.
23
Stratosféricko-troposférickú výmenu vzduchu malého rozsahu umožňuje poloha
tropopauzy, ktorá postupne klesá od rovníka (výška tropopauzy je tu cca 16 – 18 km)
smerom k polárnym oblastiam (v polárnej oblasti sa nachádza vo výške cca 6 – 7 km),
pretína viaceré izentropické hladiny, pričom jej poloha je ovplyvnená prítomnosťou
a vertikálnym rozsahom synoptických tlakových útvarov. Výmena medzi troposférou
a spodnou stratosférou sa tak môže uskutočniť adiabatickou advekciou pozdĺž
izentropických hladín, ako aj diabatickou advekciou naprieč nimi.
Blokujúce anticyklóny umožňujú prenikanie vzduchových hmôt nižších zemepisných
šírok smerom k pólom. Keďže tieto vzduchové hmoty obsahujú menej ozónu, prítomnosť
anticyklóny sa prejaví poklesom množstva celkového ozónu. Ďalším faktorom, ktorý
vplýva na pokles množstva celkového ozónu, sú zostupné pohyby a s tým spojený ohrev
vzduchu v anticyklóne, ktorý sa prejaví posunom tropopauzy do väčšej výšky. Tak sa
dostáva do výšok, v ktorých je obyčajne na ozón bohatý polárny vzduch, pôvodom
subtropický vzduch s menšou koncentráciou ozónu. Väčší podiel troposférického
vzduchu v celkovom vzduchovom stĺpci v anticyklóne sa tak prejaví poklesom množstva
celkového ozónu.
Výškové uzavreté cyklóny sa formujú v oblastiach deformácie troposférického jet-
streamu na meridionálne predĺženú brázdu nižšieho tlaku vzduchu. Ak sa takáto oblasť
nízkeho tlaku vzduchu izoluje, je v nej obsiahnutý pôvodom polárny vzduch, bohatý na
ozón, ktorý sa dostane do nižších zemepisných šírok. Takéto cyklóny sa formujú hlavne
v lete, kedy intenzívna konvekcia zabezpečuje prísun vzduchu zo spodnej troposféry až
k tropopauze. Vplyv mohutnej konvektívnej oblačnosti sa prejavuje narušením až
zánikom tropopauzy. Nastáva premiešanie vzduchu z hornej troposféry a spodnej
stratosféry. Tropopauza, ktorá sa potom vytvorí až nad vrstvou intenzívneho
premiešavania vzduchu, izoluje pôvodne stratosférický vzduch s vysokou koncentráciou
ozónu v hornej troposfére. Za prítomnosti výškových cyklón tak pozorujeme v celkovom
vzduchovom stĺpci prevahu na ozón bohatého, pôvodom stratosférického vzduchu, čo sa
prejaví relatívnym vzostupom množstva celkového ozónu.
Situácie, pri ktorých nastávajú intrúzie stratosférického vzduchu do troposféry
zostupom stratosférického vzduchu za troposférickým jet-streamom, sa označujú
termínom ohyb tropopauzy (tropopause fold events). Takéto javy nastávajú na západnom
24
okraji výškových cyklón. Pozorovania ukázali, že pri takýchto situáciách sa taktiež do
spodnej stratosféry dostáva troposférický vzduch chudobnejší na ozón, ale bohatý na
aerosóly a antropogénne znečisťujúce látky. Ohyb tropopauzy je najúčinnejším procesom
malo škálovej stratosféricko-troposférickej výmeny vzduchu.
1.2.2 Atmosférické oscilácie a variabilita stratosférického ozónu
Krátkodobé variácie množstva celkového ozónu, hlavne v miernom pásme, sú
spôsobené striedaním prítomnosti tlakových útvarov a frontálnych systémov. Krátkodobé
(časová škála dní) výkyvy množstva celkového ozónu spôsobené uvedenými
synoptickými javmi predstavujú cca 10 %. Celkové množstvo ozónu sa však prirodzene
mení aj na dlhšej časovej škále rokov, alebo desaťročí. Periodické zmeny cirkulácie
vzduchu v rôznych častiach atmosféry ovplyvňujú hlavne dynamické procesy súvisiace
s rozložením stratosférického ozónu. Napr. vplyvom qvázibienálnych oscilácií (QBO)
môžu medziročné zmeny celkového množstva ozónu predstavovať viac ako 10%.
QBO sa prejavujú periodickými zmenami smeru a rýchlosti zonálneho prúdenia
v tropickej stratosfére. Perióda týchto zmien je približne 26 - 32 mesiacov (Obr.1, Príloha
4). QBO sa prejavuje postupným poklesom hladiny, v ktorej pozorujeme východné
prúdenie, k tropopauze, pričom vo vyššie položených hladinách je východné prúdenie
postupne nahrádzané západným prúdením. Počas jednej periódy pozorujeme vo výškach
20 – 25 km vystriedanie východného prúdenia západným a opačne5. Východné prúdenie
dosahuje väčšiu rýchlosť a zotrváva dlhšie v hornej stratosfére, naopak, západné prúdenie
rýchlo “zostupuje” do spodnej stratosféry, kde sa udrží dlhšiu dobu. QBO sa pozoruje
v oblasti medzi 15º SZŠ a 15º JZŠ.
Príčinou zmien západného prúdenia na východné v tropickej stratosfére a naopak, je
odovzdávanie momentu hybnosti troposférických planetárnych vĺn po dosiahnutí
tropickej tropopauzy, vzduchovým hmotám v stratosfére (disipácia energie vlnového
prúdenia)6. Tropická troposféra je charakterizovaná intenzívnou konvekciou, ktorá
5 vo výške cca 35 km QBO prechádza do cirkulačného módu s ročnou periódou - tzv. kvázi ročné oscilácie - SAO 6 pôvodne sa predpokladalo, že sezónne rozdiely medzi rýchlosťou výstupných pohybov vzduchu cez tropickú tropopauzu (najväčšie počas zimy na severnej pologuli) a zároveň sezónne zmeny teploty vzduchu v spodnej tropickej stratosfére (najchladnejšia počas zimy na severnej pologuli) súvisia so zmenami intenzity konvekcie, neskôr sa zistilo, že tieto periodické zmeny súvisia so sezónnym cyklom intenzity
25
umožňuje transport troposférických vĺn až do relatívne vysoko položenej tropopauzy.
Odovzdaný moment hybnosti prispieva k zrýchleniu/spomaleniu existujúceho
východného/západného prúdenia v spodnej stratosfére a naopak. Zatiaľ nie je jasné, aké
atmosférické vlny sa podieľajú na tejto výmene energie medzi stratosférou a troposférou.
QBO ovplyvňuje množstvo ozónu v stratosfére pôsobením na rozdelenie
stratosférickej teploty – vplyv na fotochemické procesy v hornej stratosfére - a tiež
spôsobuje zmeny v intenzite transportu ozónu Brewerovsko-Dobsonovskou cirkuláciou
(zvýrazňuje alebo spomaľuje transport ozónu v stratosfére). Signál oscilácií QBO je
pozorovaný tak v tropických, ako aj v extratropických meraniach celkového ozónu.
Pri tzv. východnej fáze QBO, kedy východné prúdenie pomaly zostupuje
k tropopauze a rýchlosť prúdenia klesá, sa pozorujú intenzívnejšie výstupné pohyby
vzduchu v tropickej stratosfére (dynamické ochladzovanie), ktoré sú kompenzované
zostupom vzduchu v mimotropických oblastiach. Hovoríme o tzv. QBO cirkulačnej
bunke. Pri tejto fáze QBO je podporovaný výstupný pohyb vzduchu v tropickej
stratosfére. Pôvodom troposférický vzduch zotrváva v oblasti intenzívnej tvorby ozónu
krátko, čo sa prejaví poklesom množstva celkového ozónu v trópoch. V subtrópoch sa
pozoruje vzostup množstva celkového ozónu. Táto fáza QBO podporuje meridionálny
prenos ozónu Brewerovsko-Dobsonovskou cirkuláciou. Pri tzv. západnej fáze QBO je to
naopak – v trópoch je pozorovaný vzostup množstva celkového ozónu, v subtrópoch
pokles, Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia je pôsobením QBO zoslabovaná.
QBO signál v meraniach ozónu je aj v miernom pásme opačný ako v trópoch, nie je
však taký výrazný ako v subtropickej oblasti. Pri tzv. západnej fáze prúdenia QBO sa
v zime na severnej pologuli pozoruje stabilný výrazný studený polárny stratosférický
vortex. Epizódy náhleho oteplenia v oblasti polárneho vortexu sú zriedkavé. Súvisí to so
zoslabením výstupných pohybov vzduchu cez tropickú tropopauzu, a tým aj celej
Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácie. Predpokladá sa, že pri západnom prúdení
v tropickej stratosfére sa oblasť výskytu Rossbyho vĺn (Príloha 3) posúva smerom
k rovníku, zostupné pohyby vzduchu a dynamické ohrievanie vzduchu pri vlnovom
prenose vzduchu v polárnych oblastiach nenastávajú – polárny vortex je izolovaný.
vlnového prenosu, ktorý je intenzívnejší na severnej pologuli v zime; tieto zmeny intenzity vlnového prenosu súvisia aj s existenciou QBO
26
Naopak, pri tzv. východnej fáze QBO sa pozoruje intenzívny vlnový prenos v stratosfére
od rovníka k zimnému pólu.
Termínom El Niño sa označuje teplá fáza uzavretej cirkulačnej bunky v troposfére
juhovýchodného Pacifiku, ktorá sa nazýva južnou osciláciou (ENSO). Počas normálnej
situácie prevláda v oblasti Pacifiku na juh od rovníka juhovýchodné prúdenie z oblastí
subtropických tlakových výší pri pobreží Peru a Ekvádora do oblasti s relatívne nízkym
tlakom vzduchu pri východnom pobreží Austrálie, ktoré je kompenzované výškovým
prúdením opačného smeru (subtropický jet-stream), pričom studený vzduch zostupuje
k povrchu v oblasti spomínaných subtropických anticyklón. Táto uzavretá cirkulácia sa
nazýva aj Walkerova cirkulačná bunka. V prípade, ak sa táto cirkulácia zastaví, alebo
dokonca zmení na opačnú, hovoríme o teplej fáze ENSO, naopak, ak je prenos vzduchu
na severozápad intenzívny, hovoríme o studenej fáze ENSO. Rozdielom tlaku vzduchu
na ostrovoch Tahity a v austrálskom Darwine je definovaný index ENSO (SOI). Práve
medzi SOI a celkovým ozónom meraným v niektorých oblastiach ovplyvnených ENSO
cirkuláciou bola zistená korelácia. Pri El Niño 1997/1998 sa potvrdila súvislosť medzi
poklesom celkového množstva ozónu v oblastiach, kde sa ENSO prejavuje výskytom
rozbiehavosti prúdenia v hornej troposfére (tropický Pacifik, východná Afrika)
a vzostupom ozónu v oblastiach s nárastom konvergencie prúdenia v hornej troposfére
(západný Pacifik, Indický oceán). Opačne je to pri studenej fáze ENSO. Všeobecne sa
predpokladá, že vplyv tejto oscilácie na ozón sa prejavuje len pri extrémne výrazných
teplých fázach ENSO, pričom v miernom pásme je zanedbateľný.
V miernom a polárnom pásme severnej pologule predstavuje dominantný mód
klimatickej variability tzv. severná arktická oscilácia (AO). AO charakterizujú rozdiely
priemerného tlaku vzduchu v polárnej oblasti a v oblasti subtropických tlakových výší
severnej pologule. Kladná – teplá - fáza AO nastáva, ak pozorujeme nižší, než normálny
tlak vzduchu, v oblasti severného pólu a vyšší tlak vzduchu v pásme subtropických
tlakových výší severnej pologule. Takéto rozloženie poľa tlaku vzduchu umožňuje
výraznejší meridionálny prenos frontálnych systémov na sever. Pri zápornej fáze AO je
rozloženie tlaku vzduchu opačné. Jedna fáza AO môže trvať niekoľko rokov. Za súčasť
AO sa považuje zimný mód tejto cirkulácie v severnom Atlantiku tzv. severoatlantická
oscilácia (NAO). Index, vyjadrujúci intenzitu tejto cirkulácie (NAI), je definovaný na
27
základe rozdielu tlaku vzduchu na hladine mora v oblasti azorského mesta Ponta Delgada
a islandského Stykkisholmur. Keďže sa jedná o zimný cirkulačný mód, do úvahy sa berú
merania získané v decembri – marci. Pri pozitívnej fáze NAO pozorujeme relatívne nižší
tlak vzduchu v oblasti islandskej tlakovej níže a tiež vyšší tlak vzduchu v azorskej
anticyklóne - čomu zodpovedá intenzívnejší cyklonálny prenos na severovýchod do
vnútrozemia Európy. Pri zápornej fáze je to opačne (Hurrel a kol., 1995). S intenzitou
riadiacich tlakových útvarov v Atlantickom oceáne súvisí aj poloha tropopauzy v tejto
oblasti. Appenzeller a kol. (2000) zistili, že medzi NAI a výškou tropopauzy existujú
tesné korelácie. Kladnej fáze NAO zodpovedá vyšší tlak vzduchu na hladine tropopauzy
vo vysokých zemepisných šírkach (Rejkyavík) a nižší v miernom pásme (Arosa).
Zahrnutím vplyvu NAO do lineárneho modelu pre celkový ozón v Arose a v Rejkyavíku
bolo vysvetlených až 30 % variability celkového ozónu (Dameris a kol, 2003). Práca
Orsolinyho a kol. (2003) taktiež potvrdila kladnú koreláciu medzi výskytom tzv.
ozónových mini dier v miernom pásme severnej pologule a kladnou fázou NAO.
V súčasnosti je diskutovaný súvis medzi cirkulačnými módmi v juhovýchodnom Pacifiku
(ENSO) a v severnom Atlantiku (NAO, AO) – napr. Jevreeva a kol. (2003).
1.3 Stratosférický aerosól
Stratosférický aerosól zohráva dôležitú úlohu pri produkcii reaktívnych chemických
látok, ktoré v plynnej fáze vstupujú do rôznych chemických cyklov vedúcich k úbytku
ozónu. Koncentráciu stratosférického ozónu nepriamo ovplyvňujú také druhy
atmosférického aerosólu, ktoré sú schopné na svojom povrchu udržať (adsorbcia), alebo
pohltiť (absorbcia) najmä rezervoárové zlúčeniny reaktívnych foriem zlúčením chlóru.
Tieto látky sa v rôznych viacfázových reakciách, prebiehajúcich na čiastočkách aerosólu,
menia na nestabilné formy zlúčenín chlóru, ktoré sa pôsobením slnečného žiarenia
(postačujúce je žiarenie vo viditeľnej oblasti spektra) menia na atomárny chlór, alebo
radikál ClO, ktoré priamo vstupujú do chemických reakcií vedúcich k úbytku ozónu.
Stratosférické aerosóly tiež v procese sedimentácie (postupný zostup aerosólu do
troposféry) odstraňujú zo stratosféry také chemické látky (najmä kyselina dusičná
HNO3), ktoré by mohli prostredníctvom reakcií s aktívnymi zlúčeninami chlóru,
transformovať reaktívne zlúčeniny chlóru na menej reaktívnu, rezervoárovú formu. Tak
28
aerosóly prispievajú v spodnej stratosfére k udržiavaniu vysokej koncentrácie
reaktívnych zlúčenín chlóru.
Koncentráciu ozónu v spodnej stratosfére ovplyvňujú hlavne sulfátové aerosóly a
aerosóly, ktoré sú sústredené v polárnych stratosférických oblakoch – (PSC – polar
stratospheric clouds, Príloha 5).
Sulfátové aerosóly predstavujú kvapalné roztoky kyseliny sírovej a vody. Zdrojom
síry v stratosfére je oxid siričitý (SO2), alebo COS, ktoré sa do stratosféry dostávajú
hlavne počas veľkých sopečných erupcií, ale aj prostredníctvom veľkoškálovej
troposféricko-stratosférickej výmeny vzduchu. Sulfátové aerosóly tvoria malé čiastočky s
priemerom do 0,1 µm, preto sa v stratosfére udržia veľmi dlho (sedimentačná rýchlosť je
iba cca 100 m/rok). Hrajú úlohu pri deštrukcii ozónu najmä v spodnej stratosfére
mierneho pásma, kde teplota umožňuje existenciu týchto kvapalných roztokov.
1.4 Súčasné narušenie stratosférickej ozónosféry
Keď hovoríme o narušení ozónosféry, máme na mysli najmä deštrukciu ozónu
v stratosfére vplyvom chemických reakcií s antropogénnymi látkami, hoci prerozdelenie
stratosférického ozónu môže byť ovplyvnené aj zmenami dynamiky atmosféry
v súvislosti s oteplením v troposfére.
Od preindustriálnych čias vzrástol obsah ozónu s troposfére, čo však nemalo vplyv na
trendy celkového ozónu. Vzostup koncentrácie ozónu v spodnej troposfére sa takmer na
celej Zemi v 90-tych rokoch zastavil.
V spodnej stratosfére a v hornej stratosfére pozorujeme od 80- tych rokov najväčší
úbytok koncentrácie ozónu (Obr.1, Príloha 6). Trendy koncentrácie ozónu sa líšia
v závislosti od geografickej polohy, pričom majú sezónny charakter. Najväčší úbytok
celkového ozónu je pozorovaný v polárnych oblastiach na tzv. zimnej pologuli, najmenší
v tropickej oblasti. V rôznych šírkových pásmach a v rôznych výškových hladinách sa na
zmenách koncentrácie ozónu podieľajú rôzne faktory – dynamické aj chemické.
1.4.1. Chemické látky poškodzujúce ozónosféru
Medzi látky poškodzujúce ozónovú vrstvu patria hlavne freóny, halóny (CH3CCl3,
CH3Cl), ale aj napr. tetrachlórmetán (CCl4), metylbromid (CH3Br), oxidy dusíka, metán
29
a voda atď.(Tab.1, Príloha 7). Tieto látky majú obyčajne takú veľkú dobu zotrvania
v atmosfére, ktorá im umožňuje prostredníctvom rôznych procesov troposféricko-
stratosférickej výmeny preniknúť až do stratosféry. Tu sa v rôznych chemických, alebo
fotolytických procesoch transformujú jednak na reaktívne formy, ktoré sa podieľajú na
poškodení ozónosféry, ale často tiež na tzv. rezervoárové slabo reaktívne formy, ktoré
priamo nevstupujú do reakcie s ozónom.
Freóny sú uhľovodíkové molekuly s nízkym počtom uhlíkových atómov, v ktorých sú
atómy vodíka úplne substituované chlórom a fluórom (CFC). Niektoré freóny obsahujú
nesubstituovaný vodík (tzv. neúplné halogénované freóny – HCFC). V prípade, že
obsahujú bróm, hovorí sa o halónoch. Freóny sú bezfarebné, ľahko skvapaľnitelné plyny
s vysokou termickou a chemickou stabilitou. Ich stredná doba zotrvania v atmosfére
predstavuje jednotky až desiatky rokov, napr. stredná doba zotrvania CFC-11 v atmosfére
je 65 rokov, CFC-12 zotrváva v atmosfére v priemere až 130 rokov (Lippert, 1995).
Používajú sa predovšetkým v chladiarenskej technike, v rozprašovačoch a hasiacich
prístrojoch.
Schopnosť odbúravať stratosférický ozón majú len tie zlúčeniny chlóru a brómu,
ktoré majú vo svojej molekule kovalentnú väzbu C-Cl, príp. C-Br. Kovalentné väzby
majú v porovnaní s inými chemickými väzbami pomerne malú disociačnú energiu.
Slnečné žiarenie s vlnovými dĺžkami v oblasti 200 – 360 nm je tak schopné rozložiť tieto
molekuly, pričom vzniká elektronegatívny radikál Cl-, ktorý reaguje s molekulou ozónu.
Z kovalentných zlúčenín chlóru, vyskytujúcich sa v troposfére, je 20 % prírodného
a 80 % antropogénneho pôvodu, pričom z týchto 80% pripadá 25 % na CFC-12, 22% na
CFC-11, 3% na CFC-113, 13 % na tetrachlórmetán a 13 % na metylchloroform (Lippert,
1995). Freóny a iné halogénované uhľovodíky sú charakterizované potenciálom ničenia
ozónu (ODP –Ozone Depletion Potential), ktorý popisuje mieru schopnosti odbúravať
ozón v stratosfére. Potenciál ničenia ozónu sa vyjadruje relatívne, vzhľadom na účinky
freónu CFC-11. Hodnota jeho ODP je rovná jednej (Tab.1, Príloha 7).
Nutnou podmienkou rozkladu ozónu zlúčeninami chlóru a brómu je ich
prítomnosť v stratosfére. Schopnosť preniknúť do stratosféry majú iba vo vode
nerozpustné zlúčeniny chlóru a brómu, ako napr. úplné halogenované freóny a halóny,
ktoré sa rôznymi transportnými procesmi dostávajú do stratosféry. Tu je ich rozpad
30
vplyvom UV žiarenia a následnou reakciou s ozónom jediným známym spôsobom ich
prirodzenej deštrukcie. Pre plyny, rozkladajúce ozón, neexistuje významný odbúravací
proces v troposfére. Do stratosféry sa dostávajú primárne z tropickej troposféry.
Stratosférickou cirkuláciou sú prenášané smerom k pólom. Vďaka svojej dlhej dobe
zotrvania v atmosfére sa tak v stratosfére nachádzajú v porovnateľnom množstve na
oboch pologuliach napriek tomu, že väčšina z nich je emitovaná na severnej pologuli.
Naopak, vysoko reaktívne a vo vode ľahko rozpustné zlúčeniny chlóru, napr. chlorid
sodný (NaCl), kyselina chlórovodíková (HCl), sú z troposféry odstraňované veľmi rýchlo
v dôsledku samočistiacich mechanizmov atmosféry.
Okrem freónov hrajú v procesoch rozkladu celkového ozónu dôležitú úlohu aj
chemické látky (voda H2O, metán CH4), ktoré sú zdrojom reaktívneho radikálu OH-
katalyzujúceho rozklad ozónu v hornej stratosfére (reakcia týchto látok s atomárnym
kyslíkom). Koncentrácia vodnej pary v spodnej stratosfére môže ovplyvniť ozón jednak
prostredníctvom OH- radikálu, ale aj prostredníctvom tvorby PSC. Nepriamo vplýva na
zloženie tzv. sulfátových stratosférických aerosólov, na ktorých prebieha aktivácia
zlúčenín chlóru na formu, ktorá sa priamo podieľa na rozklade ozónu.
Ďalšiu skupinu chemických látok, ktoré vstupujú do chemických reakcií s ozónom,
predstavujú oxidy dusíka (NOx). Ich zdrojom v stratosfére je najmä oxid dusný (N2O).
V spodnej stratosfére sa na deštrukcii ozónu veľkou mierou podieľajú zlúčeniny
brómu. Zdrojom brómu v stratosfére je hlavne metylbromid, ktorý sa do atmosféry
uvoľňuje čiastočne prirodzene (z oceánov, z pôdy, pri horení biologických látok)
a čiastočne antropogénnou činnosťou (hnací plyn v rozprašovačoch, spaľovanie
olovnatého benzínu). V stratosfére metylbromid reaguje s metánom, OH radikálom,
chlórom, alebo sa rozkladá fotolyticky. Ďalšie zdroje brómu predstavujú halóny 1211
(CBrClF2) a 1301 (CBrF3). Tieto sa v stratosfére rozkladajú iba fotolyticky. Reaktívnu
formu zlúčením brómu predstavujú atomárny bróm a oxid brómu BrO. Kým u ostatných
látok poškodzujúcich ozónosféru existujú tzv. rezervoárové slabo reaktívne zlúčeniny, na
ktoré sa môžu reaktívne formy týchto látok poškodzujúcich ozón transformovať,
v prípade zlúčením brómu majú takéto látky (HOBr, BrONO2) veľmi krátku dobu života
(rozkladajú sa fotolyticky už pôsobením žiarenia z viditeľnej oblasti spektra). To
spôsobuje, že na rozdiel od chlóru takmer všetok bróm v stratosfére pretrváva
31
v reaktívnej forme. Bróm v spodnej stratosfére, kde je nedostatok molekulárneho kyslíka,
vstupuje priamo do reakcie s ozónom. Z uvedených dôvodov je v redukcii ozónu jeden
atóm brómu asi 50-krát účinnejší, v porovnaní s chlórom.
Prenos uvedených chemických látok prostredníctvom troposférického vzduchu do
stratosféry sa môže uskutočňovať procesmi uvedenými v časti 1.2.
1.4.2 Poškodenie ozónosféry v hornej stratosfére
Úbytok ozónu v hornej stratosfére vplyvom katalytických reakcií, do ktorých vstupujú
radikály ClOx, predpovedali v 70-tych rokoch Molina a Molina (1974) a Crutzen (1974).
Reakcie rozkladu ozónu riadené zlúčeninami NOx popísal Crutzen (1970), rozpad ozónu
riadený vodíkovými radikálmi bol objavený už v roku 1950 Batesom a Nicoletom. WMO
(1998) uvádza úbytok ozónu v hladine 30 km asi 2,5%/10 rokov, v hladine 40 km až
7,5%/10 rokov. V hornej stratosfére sa nachádza asi 15% celkového ozónu. Pokles
koncentrácie ozónu v tejto časti stratosféry môže prostredníctvom zmeny teploty
ovplyvniť radiačnú bilanciu celej stratosféry. Keďže s výškou rastie podiel atomárneho
kyslíka vzhľadom na počet molekúl ozónu, v hornej stratosfére sa na rozpade ozónu
podieľajú také cykly chemických reakcií, do ktorých vstupuje atomárny kyslík. Tento
mechanizmus je bližšie uvedený v Prílohe 8.
Vzhľadom na to, že koncentrácia ozónu v hornej stratosfére je určená najmä
chemickými vplyvmi, očakáva sa, že obnova ozónovej vrstvy, ako výsledok regulácie
emisií organických zlúčenín chlóru, by sa mala v tejto časti stratosféry prejaviť najskôr.
1.4.3 Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére
Pôvodne sa predpokladalo, že pokles koncentrácie ozónu vplyvom antropogénnych
chemických látok sa prejaví iba v hornej stratosfére. V súčasnosti v miernom pásme
a v polárnych oblastiach úbytok ozónu v spodnej stratosfére určuje trendy hodnôt
celkového ozónu. Kým v polárnych oblastiach je úbytok ozónu sezónny a výrazne väčší
v porovnaní s prirodzenou variabilitou množstva celkového ozónu, v miernom pásme je
problematické separovať prirodzenú variabilitu celkového ozónu od dlhodobého trendu.
Na rozdiel od hornej stratosféry, kde sa ozón tvorí, v dolnej stratosfére je koncentrácia
ozónu ovplyvnená transportom samotného ozónu, ale aj chemických látok, s ktorými
32
ozón reaguje. Keďže spodná stratosféra hraničí s troposférou, koncentráciu ozónu tu
môžu ovplyvniť troposférické substancie (napr. sopečný prach), a tiež dynamické
troposférické procesy. Nízka teplota v spodnej stratosfére spôsobuje to, že okrem
chemických reakcií prebiehajúcich v plynnej fáze sa tu uskutočňujú heterogénne
(prebiehajúce na substancii v pevnom skupenstve) a viacfázové reakcie. Počas polárnej
noci je teplota v spodnej stratosfére polárneho vortexu taká nízka, že umožňuje vznik
prechladenej kondenzovanej substancie vo forme PSC (pevné aj kvapalné častice).
Simulácie takýchto reakcií v laboratórnych podmienkach a určenie ich parametrov
(závislosť rýchlosti od teploty) je preto zložité. V spodnej stratosfére mierneho pásma je
časová škála ustálenia chemickej rovnováhy medzi vznikom a zánikom ozónu a zmenami
koncentrácie ozónu vyvolanými transportom porovnateľná – je tu preto zložité oddeliť
vplyv chemických a dynamických procesov na koncentráciu ozónu.
Chemické a mikrofyzikálne procesy, ktoré hrajú úlohu pri rozklade ozónu v spodnej
stratosfére, sú uvedené v Prílohe 9 (dynamické procesy ovplyvňujúce koncentráciu ozónu
v spodnej stratosfére sú uvedené v časti 1.2.1).
1.4.4 Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére polárnych oblastí
Na rozklade ozónu v stratosfére, ktorý vedie k tvorbe polárnych ozónových dier, sa
podieľajú nasledujúce chemické, dynamické a termické faktory:
1. prítomnosť chemických látok, ktoré priamo, alebo nepriamo prispievajú
k urýchleniu rozkladu ozónu v stratosfére
2. vytvorenie izolovanej vzduchovej hmoty v polárnych oblastiach stratosféry
(polárny vortex), kde sa počas zimného obdobia sústreďujú prekurzory látok
podieľajúcich sa na rozklade celkového ozónu
3. teplota vzduchu (čiastočne súvisí s vlastnosťami polárneho vortexu) dostatočne
nízka na vznik PSC, ktorých prítomnosť nepriamo prispieva k urýchleniu
deštrukcie ozónu.
Podmienky vzniku polárnych stratosférických oblakov a chemické reakcie, pri ktorých
nastáva deštrukcia molekúl ozónu v spodnej polárnej stratosfére sú uvedené v Prílohe 5
a 10. Najväčší úbytok ozónu v polárnych oblastiach je pozorovaný po skončení polárnej
zimy – na severnej pologuli v marci, na južnej pologuli v októbri.
33
1.5 Množstvo celkového ozónu a sopečná činnosť
Veľkými sopečnými výbuchmi sa transportuje do stratosféry sopečný aerosól. Vplyv
aerosólu na celkový ozón je opísaný v stati 1.3.
Veľké sopečné erupcie, ktoré sa vyskytli počas obdobia meraní celkového ozónu, boli
napr. Mt.Pinatubo (1991), El Chichón (1982), Mt.Fuego (1974), Mt.Agung (1963).
Efekt týchto prírodných udalostí je závislý od množstva molekúl obsahujúcich chlór
v stratosfére. Kým v 60-tych a 70-tych rokoch sa nepozoroval výrazný vplyv sopečných
výbuchov na koncentráciu ozónu v stratosfére, po posledných dvoch veľkých erupciách
Mt. Chichón a Mt. Pinatubo sa pozoroval úbytok množstva ozónu v stratosfére. Je to
spôsobené nárastom koncentrácie zlúčenín chlóru v stratosfére, ktoré sa na väčšom
množstve aerosólových častíc premenili na reaktívne formy.
Sopečná erupcie môžu tiež ovplyvniť dynamiku stratosféry, jej radiačné vlastnosti
a spôsobiť zmeny v chemickom zložení stratosférického vzduchu. Veľké sopečné erupcie
môžu spôsobiť úbytok celkového ozónu počas niekoľkých rokov. Účinok erupcií potom
postupne slabne, lebo sopečné častice sa zo stratosféry prirodzenou sedimentáciou
odstraňujú.
1.6 Vplyv zmien slnečnej aktivity na množstvo celkového ozónu
Vplyv zmien slnečnej aktivity sa prejavuje hlavne v meraniach koncentrácie ozónu v
hornej stratosfére. Tvorba a rozpad stratosférického ozónu sú vyvolané slnečným UV
žiarením. Fotolytický rozpad molekulárneho kyslíka prebieha vplyvom UV žiarenia
s vlnovými dĺžkami okolo 240 nm, pričom zmeny toku slnečného žiarenia počas 11-
ročného slnečného cyklu sú väčšie pre tieto vlnové dĺžky žiarenia, v porovnaní s UV
žiarením, ktoré sa podieľa na fotolýze ozónu. Väčšia intenzita UV žiarenia s vlnovou
dĺžkou okolo 240 nm spôsobuje reakciou 1 (časť 1.1) nárast koncentrácie atomárneho
kyslíka. S výskytom maxima 11-ročného cyklu slnečnej aktivity je teda spojený nárast
množstva ozónu v hornej stratosfére. Variácie koncentrácie ozónu vo výškach nad 40 km
vplyvom 11-ročného cyklu predstavujú až 10% z priemernej koncentrácie ozónu. Podiel
z celkového množstva ozónu vo výškových hladinách nad 40 km však predstavuje iba
3%, a preto ani 10% zmeny koncentrácie ozónu v tejto časti stratosféry množstvo
34
celkového ozónu výrazne neovplyvnia. Pozorovania niekoľkých 11-ročných cyklov od
roku 1960 ukázali, že sa množstvo celkového ozónu mení o 1 až 2 % medzi minimom
a maximom v rámci typického cyklu. Maximum 11-ročného cyklu slnečnej aktivity sa
vyskytlo okolo rokov 1969, 1980, 1991 a 2002, minimum okolo rokov 1985 a 1996.
Slnečný cyklus však nemôže byť príčinou pozorovaných dlhodobých zmien
v koncentrácii ozónu, pretože trendy poklesu ozónu sú oveľa väčšie ako 1 - 2 %.
27 dňový signál spojený s rotačným cyklom Slnka, ktorý sa prejavuje hlavne počas
maxima výskytu slnečných škvŕn, spôsobuje výkyvy koncentrácie celkového ozónu v
hornej stratosfére asi 4 - 6%.
V hodnotách celkového ozónu je signál zmien slnečnej aktivity štatisticky
významný v tropickom pásme. Vo vyšších zemepisných šírkach je signál variácií
slnečnej aktivity obyčajne menší, než vplyvy iných faktorov (ovplyvňujúcich
koncentráciu ozónu v spodnej stratosfére).
Zmeny slnečnej aktivity môžu ovplyvniť teplotu v hornej stratosfére. Predpokladá sa,
že variácie teploty vzduchu na hornej hranici stratosféry spôsobené zmenami slnečnej
aktivity predstavujú asi 1°C. Zmeny slnečnej aktivity môžu tiež vyvolať zmeny v
dynamických procesoch v stratosfére, a tým aj v množstve stratosférického ozónu.
Okrem uvedených krátkodobých zmien slnečnej aktivity môžu na dlhodobé zmeny
ozónu v atmosfére vplývať aj cykly s väčšou periódou než je dĺžka radov meraní
celkového ozónu. Počas maxima 11-ročného slnečného cyklu sa množstvo pozorovaných
slnečných škvŕn mení s cca 90-ročnou periódou (Gleissbergov cyklus). Tento cyklus
môže ovplyvniť trendy množstva ozónu získané z dlhodobých radov meraní.
1.7 Množstvo celkového ozónu a globálne klimatické faktory
Koncentrácia ozónu v stratosfére je ovplyvnená radiačne aj dynamicky. Oba uvedené
faktory majú vplyv na teplotu vzduchu v stratosfére. Koncentrácia samotného ozónu
v stratosfére ovplyvňuje teplotu v tejto vrstve prostredníctvom absorbcie UV žiarenia
(reakcia 3, časť 1.1) a emisie tepelného žiarenia. Menšia koncentrácia stratosférického
ozónu spôsobí to, že reakciami sa uvoľní menšie množstvo tepla, čo spôsobí pokles
teploty v stratosfére, ale aj v hornej troposfére. V stratosfére sa pozorujú klesajúce trendy
teploty vzduchu. V spodnej stratosfére mimotropických šírok bol pozorovaný pokles
35
teploty vzduchu od roku 1970 väčší ako 0,40 ºC/10 rokov (Dameris a kol, 2003)
V hornej stratosfére sú väčšie rozdiely medzi trendmi teploty, vypočítanými z údajov
získaných rôznymi metódami (IPCC, 2001).
Ak predpokladáme, že súčasné oteplenie pri zemskom povrchu je spôsobené
vzostupom koncentrácie skleníkových plynov v troposfére, potom zachytávanie
tepelného žiarenia emitovaného zemským povrchom v troposfére spôsobuje znížený tok
tepelného žiarenia do stratosféry, čo taktiež prispieva v poklesu teploty v stratosfére. Vo
výške asi 40 km predstavuje príspevok úbytku ozónu k poklesu teploty asi -0,3ºC/10
rokov a príspevok skleníkového efektu až -0,7 ºC/10 rokov. Keďže niektoré chemické
reakcie, vedúce k rozkladu ozónu prebiehajú rýchlejšie pri vyšších teplotách, ochladenie
v stratosfére spomaľuje niektoré reakcie rozkladu ozónu. Naopak, ochladenie v spodnej
stratosfére vytvára lepšie podmienky pre tvorbu PSC a tak prispieva k výraznejším
úbytkom celkového ozónu. Niektoré simulácie pomocou globálnych klimatických
modelov obsahujúcich aspoň jednoduchú schému stratosférického chemizmu ukazujú, že
v polárnych oblastiach sa následkom globálneho otepľovania výrazne mení dynamika
polárneho vortexu - polárny vortex sa stáva izolovanejší s nižšími stratosférickými
teplotami. Očakáva sa, že tento vplyv môže v polárnych oblastiach spôsobiť oneskorenie
obnovy ozónosféry. Predpokladá sa, že zmeny v transporte ozónu by sa nemali prejaviť
na globálnych zmenách obsahu ozónu v atmosfére, ale môžu sa prejaviť v zmenách
prerozdelenia celkového ozónu v regionálnom meradle.
Globálne oteplenie môže tiež ovplyvniť transport chemických látok ovplyvňujúcich
množstvo stratosférického ozónu, alebo ovplyvňujúcich radiačnú bilanciu v stratosfére.
Globálne klimatické zmeny môžu ovplyvniť dynamiku stratosféricko-troposférickej
výmeny vzduchu. V súčasnosti sa pozorujú vzostupné trendy obsahu napr. vodnej pary
a metánu v spodnej stratosfére. Zatiaľ nie je jasné, ako mierou sa na tom podieľa
zrýchlenie transportu vzduchu cez tropickú tropopauzu a akú úlohu zohrávajú malo
škálové procesy stratosféricko-troposférickej výmeny vzduchu.
1.8 Variabilita a trendy celkového ozónu
Množstvo celkového ozónu závisí od zemepisnej šírky. Najväčšie hodnoty celkového
ozónu sa pozorujú v stredných a vysokých zemepisných šírkach. Takéto prerozdelenie
36
spôsobuje spomínaná stratosférická Brewerovsko-Dobsonovská cirkulácia. Regióny
s nízkym obsahom ozónu sa nachádzajú v polárnych oblastiach v zime a na jar, ako
výsledok chemickej deštrukcie ozónu. Najmenšie hodnoty celkového ozónu sa vyskytujú
v trópoch počas celého roka napriek tomu, že najviac ozónu v stratosfére sa tvorí práve
v tropickej stratosfére.
Celkové množstvo ozónu v danej lokalite závisí od procesov, ktorými je riadený
vznik a zánik molekúl ozónu a tiež od transportu (tieto procesy hrajú významnú úlohu na
prenose ozónu v spodnej stratosfére). Zmeny množstva celkového ozónu prebiehajú v
rôznych časových škálach – od medzidňovej variability, cez sezónne zmeny, medziročné
zmeny, až po dlhodobé výkyvy.
Merania ozónu ukazujú, že krátkodobé kolísanie množstva celkového ozónu
(medzidňová variabilita) ovplyvňujú hlavne procesy transportu ozónu. Medzidňové
zmeny celkového ozónu súvisia s výskytom danej synoptickej situácie (viď časť 1.2.1).
Korelácia medzi množstvom celkového ozónu a rôznymi aerologickými parametrami
(relatívna vorticita, výška niektorých izobarických hladín, výška tropopauzy atď.) sa
často využíva na krátkodobú predpoveď množstva celkového ozónu (napr. Pribullová,
Chmelík, 2001, Plets, 2000 ). Priemerná amplitúda krátkodobých zmien celkového ozónu
predstavuje asi 30% z priemernej mesačnej hodnoty ozónu v miernom a v polárnom
pásme.
Sezónne zmeny celkového ozónu (ročný chod) sú vyvolané tak ročným chodom
intenzity dopadajúceho slnečného žiarenia (ovplyvňuje priamo fotochemické reakcie
vzniku a zániku ozónu a jeho prekurzorov a tiež rozloženie teploty v stratosfére), ako aj s
ročným chodom Brewerovsko-Dobsonovskej cirkulácie (intenzívnejší meridionálny
prenos ozónu na tzv. zimnej pologuli). V miernom pásme severnej pologule sa
maximálne hodnoty celkového ozónu vyskytujú koncom zimy, minimálne hodnoty
pozorujeme počas neskorej jesene. V šírkovom pásme 30º - 50º S Z.Š. dosahujú ročné
výkyvy množstva celkového ozónu najväčšiu hodnotu pribl. 80 DU, čo je asi 30%
z priemernej ročnej hodnoty (v rovnakom pásme južnej pologule asi 60 DU), najmenšia
ročná amplitúda celkového ozónu 30 DU (6%) je v tropickom pásme (±10 º Z.Š.).
Medziročné zmeny množstva celkového ozónu vyvolávajú hlavne medziročné zmeny
dynamických procesov prebiehajúcich v atmosfére. Takýmito sú napr. atmosférické
37
oscilácie QBO, NAO atď. Kolísanie priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu
vplyvom QBO sa odhaduje na 4 – 8% (WMO, 1998). 11-ročný cyklus slnečnej aktivity
spôsobuje výkyvy priemerných mesačných hodnôt ozónu 1 - 2%.
Sporadicky sa v oblasti mierneho pásma vyskytujú situácie regionálneho rozsahu,
kedy sa merajú extrémne nízke hodnoty celkového ozónu (WMO, 2002). Takéto situácie
s výrazným poklesom celkového ozónu sa nazývajú ozónové minidiery (ELO3 - extreme
low O3). Sú spôsobené hlavne vtokom tropického vzduchu do miernych zemepisných
šírok. Na posudzovanie výskytu ozónových minidier bolo vypracovaných viacero
metodík. Ako kritérium výskytu ozónovej minidiery môže byť napr. zvolená hodnota
celkového ozónu menšiu ako 220 DU. V pásme medzi 45° a 64° S Z.Š. tak boli
detegované prípady minidier v období október až január (Singh a Fabian, 2003).
Náhodné sopečné erupcie môžu spôsobiť v tropickom pásme výkyvy celkového ozónu
asi 2%. V zime v miernom pásme predstavuje kolísanie hodnôt celkového ozónu
spôsobené sopečnou činnosťou až 5%.
Dlhodobé zmeny celkového ozónu sa vyjadrujú pomocou trendov. V súčasnosti
predpokladáme, že globálny pokles množstva ozónu je spôsobený antropogénnymi
chemickými látkami, ktoré sa podieľajú na chemických reakciách spôsobujúcich rozklad
molekúl ozónu. Nie je však vylúčené (vzhľadom na relatívne krátke rady meraní ozónu),
že dlhodobé trendy celkového ozónu ovplyvňujú aj doposiaľ neobjasnené procesy s
periódou výskytu presahujúcou dĺžku časových radov celkového ozónu. Od 80-tych
rokov klesá množstvo stratosférického ozónu na celej Zemi. Úbytok ozónu, ktorý
v rokoch 1997 - 2001 dosiahol v priemere 3 %, je väčší, ako prirodzené kolísanie hodnôt
ozónu. Trendy celkového ozónu sa mierne líšia pre hodnoty celkového ozónu získané
rôznymi meracími technikami.
Úbytok ozónu má sezónny charakter a závisí tiež od zemepisnej šírky. V období 1979
- 2003 pokleslo priemerné množstvo celkového ozónu o 5,2 % v miernych šírkach
severnej pologule (35°N - 65°N) a o 7,0 % v miernych šírkach južnej pologule (35°S -
60°S) (Rosenfield a kol, 2005, satelitné merania). Výskyt najväčšieho úbytku ozónu na
oboch pologuliach je rozdielny. Na severnej pologuli je väčší úbytok ozónu zaznamenaný
v zime/na jar (4%), ako v lete/ na jeseň (2 %). Na južnej pologuli je úbytok ozónu
približne rovnaký počas celého roka a predstavuje 6 % (WMO, 2002).
38
V tropických oblastiach (v oblasti ± 20°Z.Š.) sa pozoruje veľmi malý, alebo žiadny
úbytok celkového ozónu. V tropickej spodnej stratosfére zotrváva vzduch transportovaný
z troposféry krátko (menej ako 18 mesiacov). Za takú krátku dobu nastane premena
veľmi malého množstva zdrojových halogénových plynov na reaktívne halogénové
plyny. Kvôli malému množstvu aktívnych zlúčenín chlóru a brómu je aj úbytok ozónu
v týchto oblastiach malý. Naopak, do spodnej stratosféry mierneho pásma a vysokých
zemepisných šírok sa dostávajú vzduchové hmoty až po 4 - 7 rokoch cirkulácie v
stratosfére, čo spôsobuje vzostup koncentrácie aktívnych zlúčenín, ktoré sa priamo
podieľajú na úbytku ozónu na úkor ich rezervoárových slabo reaktívnych foriem. Preto je
úbytok ozónu v týchto oblastiach väčší. Manney a kol. (2005) zistili analýzou vlastností
arktického polárneho vortexu, že trendy celkového ozónu v polárnych oblastiach môžu
byť ovplyvnené klimatickými faktormi, nakoľko počas posledných 8-ich rokov sa
vyskytli tri extrémne teplé zimy (1998/99, 2001/02, 2003/04), počas ktorých sa v jarnom
období nepozoroval výrazný úbytok ozónu. Takéto klimatické výkyvy sa môžu
prejavovať ako obnova ozónosféry, pričom nemusia súvisieť s úbytkom chemických
látok poškodzujúcich ozónovú vrstvu.
39
2. MERANIE ATMOSFÉRICKÉHO OZÓNU
Pred koncom 19. storočia bolo známe, že vo vyšších vrstvách atmosféry sú prítomné
väčšie koncentrácie ozónu ako vo vzduchu pri zemskom povrchu. V roku 1880 Sir
W.N.Hartley na základe svojich pozorovaní zistil, že maximum ozónu sa musí nachádzať
v hornej atmosfére. Intenzívnejší výskum stratosférického ozónu mohol začať až
s vývojom presnejších monitorovacích prístrojov založených predovšetkým na optických
princípoch. S ich pomocou Strutt (1918) a Fabry a Buisson (1921) dokázali, že vo vyššej
atmosfére sa nachádza ozónová vrstva. Najskôr sa predpokladalo, že maximálne
množstvo ozónu je sústredené vo výške 35 – 50 km. Avšak Goetzove štúdium tzv.
umkehr efektu opravilo toto tvrdenie na výšku blízku 20 km.
Metódy merania množstva ozónu sa postupne vyvíjali. Jednou z prvých metód na
meranie množstva prízemného ozónu vypracoval Schönbein. Zlom v monitorovaní
ozónovej vrstvy nastal po až Prvej svetovej vojne, keď vývoj prístrojov dovolil
analyzovať zmeny ultrafialovej časti spektra slnečného žiarenia po jeho prechode
ozónovou vrstvou a umožnil tak vypočítať celkové množstvo ozónu vo vertikálnom stĺpci
atmosféry. Na takomto princípe sú založené aj Dobsonove a Brewerove
spektrofotometre. Vertikálne profily množstva ozónu je možné merať pomocou Umkehr
metódy, lidarov a ozónových sónd. Tieto metódy sú založené na titrácii alebo na
sledovaní pomeru hustoty tokov rozptýleného žiarenia silno a slabo absorbovaného
ozónom. Veľký význam pre určovanie množstva celkového ozónu majú aj satelitné
merania.
2. 1 Spektroskopické meranie množstva celkového ozónu
Dobsonove a Brewerove spektrofotometre patria v súčasnosti k najbežnejšie
používaným prístrojom, pomocou ktorých sa zo Zeme meria celkové množstvo ozónu.
Základ Dobsonovho spektrofotometra navrhol Dobson v roku 1931. Dopadajúce
slnečné žiarenie sa po dopadnutí na snímač rozkladá kremenným hranolom. Z takto
vytvoreného spektra sú vybrané tri páry vlnových dĺžok z UV oblasti žiarenia. V oblasti
troch z týchto vlnových dĺžok prebieha výrazná absorbcia UV žiarenia ozónom, v oblasti
ďalších troch vlnových dĺžok ozón UV žiarenie absorbuje slabo. Porovnáva sa hustota
40
toku priameho žiarenia pre pár vlnových dĺžok žiarenia rôzne ovplyvnených absorbciou
žiarenia ozónom. Sieť meraní ozónu, ktorú Dobson začal budovať v roku 1926, sa dodnes
rozrástla na 150 staníc na oboch pologuliach.
V súčasnosti sa Dobsonov spektrofotometer postupne nahrádza Brewerovým
spektrofotometrom. Optická a elektronická schéma prístroja bola navrhnutá Brewerom
v roku 1973. Merania ozónu obomi prístrojmi vychádzajú z rovnakého princípu
porovnávania hustoty toku priameho žiarenia z oblastí spektra vlnových dĺžok rôzne
ovplyvnených absorbciou ozónom. Intenzita priameho žiarenia sa registruje pomocou
fotonásobiča. Z rozdielu vstupného elektrického signálu fotonásobiča a kalibračných
konštánt prístroja sa pomocou rovníc prenosu priameho elektromagnetického žiarenia
atmosférou a spektrálnych absorbčných koeficientov ozónu určuje jeho celkové
množstvo prítomné vo vertikálnom stĺpci atmosféry. Analyzované slnečné žiarenie je
však v prípade Brewerovho spektrofotometra rozkladané na difrakčnej mriežke (1200
štrbín na mm). Rotujúce štrbiny umožňujú merať aj spektrálnu intenzitu toku UV-B
žiarenia v oblasti 290 - 325 nm s krokom 0,5 nm. Obidva spektrofotometre môžu byť
použité v troch módoch merania ozónu - DS – direct Sun, ZS – zenith sky a Umkehr. Na
zistenie množstva celkového ozónu a oxidu síričitého sa používa meranie priameho
slnečného žiarenia v UV oblasti spektra v oblasti 5-tich vlnových dĺžok žiarenia rôzne
ovplyvnených absorbciou ozónom – 306,3 nm, 310,1 nm, 313,5 nm,316,8 nm a 320,1 nm
(meranie DS). Preferovaná denná doba pre vykonávanie meraní celkového ozónu je
poludnie, kedy je dráha slnečného lúča v atmosfére najkratšia. V prípade zamračenej
oblohy sa určuje množstvo celkového ozónu pomocou merania rozptýleného žiarenia zo
zenitu. Citlivosť prístroja umožňuje určenie množstva celkového ozónu aj zo
žiarenia odrazeného Mesiacom v noci. Vertikálne rozloženie ozónu je možné získať
použitím umkehr módu. Meranie spektrálnej intenzity žiarenia vo viditeľnej oblasti
spektra sa používa na meranie celkového obsahu NO2 v atmosfére.
Na určenie zmien citlivosti prístroja sa používajú kalibrácie pomocou vnútorných
halogénových lámp, ortuťová lampa slúži na presné nastavenie spektrometra. Na
Slovensku sa meranie celkového ozónu robí od roku 1993 v Poprade-Gánovciach. Každé
2 roky sa uskutočňuje kalibrácia prístroja so svetovým cestovným štandardným
prístrojom.
41
2.2 Družicové merania
Nezastupiteľné postavenie pri meraní celkového množstva ozónu majú aj družicové
merania, a to predovšetkým v oblastiach s malým počtom staníc alebo v lokalitách úplne
neosídlených. Medzi významné merania tohto typu patria merania meracími systémami
TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer, meria sa od roku 1978) umiestnenými na
rôznych orbitálnych družiciach (naposledy Nimbus 7). Celkové množstvo ozónu sa
určuje nad celou zemeguľou s rozlišovacím krokom 50 km. Rozdiely medzi upravenými
družicovými meraniami ozónu a pozemne nameranými hodnotami ozónu dosahujú 2 - 3
%. Bernhard a kol. (2005) zistili systematickú odchýlku medzi meraniami Dobsonovým
spektrofotometrom a meraniami TOMS, ktorá predstavuje asi 4% a je spôsobená
nezapočítavaním efektu závislosti absorbčného koeficientu ozónu od teploty. Pri veľkých
zenitových uhloch Slnka sa prejavuje chyba výpočtu relatívnej hmoty atmosféry, ktorá
spôsobuje systermatické podhodnotenie celkového ozónu meraného Dobsonovým
spektrofotometrom oproti meraniam TOMS. Merania TOMS využívajú spektrofotometre
merajúce intenzitu slnečného žiarenia odrazeného od atmosféry a zemského povrchu
v oblasti ôsmich intervalov vlnových dĺžok žiarení
42
3. CELKOVÝ ATMOSFÉRICKÝ OZÓN V POPRADE-GÁNOVCIACH
Množstvo celkového ozónu sa v Poprade-Gánovciach (PPG) meria Brewerovým
spektrofotometrom MKIV od 18.8.1993. Priemerná denná hodnota celkového ozónu je
vypočítaná z DS meraní, v prípade nepriaznivého počasia, ak nebolo možné uskutočniť
ani jedno meranie DS, sa na výpočet denného priemeru celkového ozónu používajú ZS
merania. Merania celkového ozónu sa uskutočňujú v PPG denne s výnimkou krátkych
(asi týždňových) prerušení merania počas kalibrácie prístroja. Pri výpočte množstva
celkového ozónu nebola zohľadnená skutočná teplota v stratosfére, ktorá ovplyvňuje
účinný absorbčný prierez molekuly ozónu, ani prípadné zmeny citlivosti prístroja, ktoré
môžu nastať počas dvojročného obdobia medzi kalibráciami.
Obr.2 Rad meraní množstva ozónu v Poprade-Gánovciach v rokoch 1993-2004.
Množstvo celkového ozónu v Poprade-Gánovciach má výrazný ročný chod (Obr.2).
Najväčšia priemerná mesačná hodnota celkového ozónu je dosahovaná v apríli a
predstavuje 366,3 DU, najmenšia v októbri predstavuje 281,7 DU (Obr.3). Absolútne
najväčšia hodnota mesačného priemeru celkového ozónu bola zaznamenaná vo februári
1999 (397,5 DU). Mesačný priemer celkového ozónu vykázal minimum v októbri roku
2001 (269,5 DU). V jarných mesiacoch marec - máj v roku 1997 (344,2 DU, 349,04 DU
a 333,60 DU) boli namerané najmenšie hodnoty mesačných priemerov celkového ozónu
od začiatku meraní.
150
200
250
300
350
400
450
500
550
1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006
Rok
Pri
emer
ná
den
ná
hod
not
a ce
lkov
ého
ozón
u [
DU
]
Brewer 097 Poprad-Gánovce
43
Variačné rozpätie priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu je 84,6 DU.
Počas roka sa výrazne mení nielen priemerná hodnota, ale aj premenlivosť celkového
ozónu. Variabilita, charakterizovaná smerodajnou odchýlkou od mesačného priemeru, je
najväčšia vo februári (42,5 DU, 11,9%) a najmenšia v auguste (13,8 DU, 4,5%).
V zimných a jarných mesiacoch (december - apríl) dosahuje smerodajná odchýlka
hodnoty väčšie ako 30 DU.
150
200
250
300
350
400
450
500
550
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Mesiac
Cel
kový
ozó
n [D
U]
priemer G
p+o G
p-o G
p+3o G
p-3o G
Obr.3 Mesačné priemery celkového ozónu vypočítané v období 1994 - 2004 spolu s vyznačenými intervalmi predstavujúcimi štandardnú odchýlku od priemeru σ a trojnásobnú hodnotu štandardnej odchýlky od priemeru 3σ.
Tieto výsledky potvrdzuje aj analýza variačných rozpätí. Najväčšia priemerná
mesačná hodnota variačných rozpätí je vo februári (165,0 DU, 46,3 %), najmenšia
v auguste (56,1 DU, 18,2 %). Mesačný priemer variačného rozpätia menší ako 80 DU bol
zistený v období máj - október. V ostatných mesiacoch je mesačný priemer variačného
rozpätia väčší ako 110 DU.
Medzidňová variabilita celkového ozónu bola vypočítaná osobitne pre každý
mesiac zvlášť, aby bolo možné vyhodnotiť jej zmenu počas roka. Zároveň však bol
sledovaný aj jej vývoj v trojmesačných obdobiach – v mesiacoch január až marec
(1. kvartál), apríl až jún (2. kvartál), júl až september (3. kvartál) a október až december
(4. kvartál). Z rozdielov celkového ozónu medzi postupne za sebou idúcimi dňami boli
určené veľkosti a charakter zmien celkového ozónu (kladná zmena - medzidňový nárast,
záporná zmena – medzidňový pokles). Bolo vyhodnocované aj trvanie vzostupu alebo
poklesu celkového ozónu (Tab.1).
44
Absolútna hodnota priemernej medzidňovej zmeny predstavuje počas celého roka
17,3 DU (5,3%), pričom najväčšia hodnota bola zistená v prvom kvartáli (27,5 DU,
7,9%) a najmenšia v treťom kvartáli (10,6 DU, 3,4%).
Veľkosť kladnej medzidňovej zmeny celkového ozónu v PPG je najväčšia vo februári
(28,4 DU, 8,0%) a celkovo v prvom kvartáli, teda v januári až marci (26,7 DU, 7,6%).
Najmenšie hodnoty dosahuje kladná medzidňová zmena v auguste (9,7 DU, 3,2%)
a celkovo v treťom období (11,2 DU, 3,6%). Veľkosť zápornej medzidňovej zmeny
ozónu je taktiež najväčšia vo februári (29,7 DU, 8,3%) a v období január – marec (28,0
DU, 8,0%) a najmenšia v auguste (9,4 DU, 3,0%) a v mesiacoch júl - október (10,3 DU,
3,3%).
Priemerná doba vzostupu celkového ozónu je najkratšia v treťom období a v júni (1,7
dňa). Naopak, najdlhšia doba trvania vzostupu ozónu je zaznamenávaná v prvom
a štvrtom období (1,9 dňa) a celkovo v októbri (2,0 dni). Dĺžka trvania poklesu množstva
ozónu je najmenšia v prvom a druhom období (1,8 dňa) a v januári (1,7 dňa). Najdlhšia
doba poklesu sa vyskytuje v treťom období a celkovo v septembri (2,1 dňa).
Veľkosť poklesu a vzostupu množstva celkového ozónu je najväčšia v jarných
mesiacoch, kedy je celkový ozón v PPG najviac premenlivý. Veľkú premenlivosť
celkového ozónu počas celého roka dokumentuje aj krátka doba trvania vzostupu, alebo
poklesu hodnôt celkového ozónu, ktorá počas celého roka nepresahuje 2 dni.
Tab.1 Absolútna hodnota medzidňovej zmeny, priemerné hodnoty kladnej a zápornej medzidňovej zmeny a dĺžky trvania vzostupu a poklesu celkového ozónu počas jednotlivých kvartálov v období 1993-2004 v Poprade- Gánovciach.
Kvartál I II III IV [DU] [%] [DU] [%] [DU] [%] [DU] [%] Abs.hodnota medzidň.zmeny 27,5 7,9 14,8 4,2 10,6 3,4 17,3 5,9
Priemerný vzostup ozónu 26,7 7,6 14,8 4,2 11,2 3,6 17,9 6,1 Priemerný pokles ozónu 28,0 8,0 14,8 4,3 10,3 3,3 16,7 5,7 Trvanie nárastu [deň] 1,9 1,8 1,7 1,9 Trvanie poklesu [deň] 1,8 1,8 2,1 1,9
Vyjadrenie krátkodobej premenlivosti celkového ozónu štandardnou odchýlkou od
priemeru, variačným rozpätím a pomocou medzidňových zmien v jednotlivých
mesiacoch ukázalo, že najväčšie krátkodobé zmeny celkového ozónu sa v PPG
vyskytujú v mesiacoch január - apríl, čo súvisí s narušením dynamickej rovnováhy
45
v spodnej stratosfére na konci polárnej noci na severnej pologuli. Veľkú variabilitu
celkového ozónu na konci zimy a v jarných mesiacoch tiež ovplyvňuje veľká synoptická
premenlivosť v oblasti miernych zemepisných šírok severnej pologule. Najmenšie
medzidňové zmeny množstva ozónu boli pozorované v období júl - september.
3.1 Porovnanie meraní celkového ozónu v Poprade-Gánovciach s meraniami v
Hradci Králove a meraniami zo satelitu TOMS
Keďže v PPG neexistuje rad meraní celkového ozónu s dostatočnou dĺžkou na
vytvorenie regresného modelu celkového ozónu zohľadňujúceho vplyv dlhodobých
zmien faktorov, bola testovaná zhoda hodnôt celkového ozónu meraného v PPG a na
najbližšej stanici s dlhodobým radom meraní celkového ozónu v Hradci Králové (HK,
merania Dobsonovým spektrofotometrom od roku 1962). Bola tiež testovaná zhoda
medzi pozemnými a satelitnými meraniami TOMS celkového ozónu v PPG.
Družicové merania pomocou systému TOMS sú prístupné od roku 1978, počas ich
prevádzky sa však vyskytlo viacero období, keď boli merania prerušené. Prerušenie
merania bolo spôsobené predovšetkým chybnou dráhou družice alebo poruchou na
družici. V novembri rokov 1998, 1999 a 2002 boli merania TOMS obmedzené kvôli
možnej kolízii satelitu a meteorov Leoníd, z dôvodu predchádzania poškodeniu
zariadenia. Pre porovnanie s meraniami v PPG sú dostupné satelitné údaje z TOMS od
roku 1996. Hodnota celkového ozónu zo satelitu je meraná s priestorovým rozlíšením
1,0 ° pre zemepisnú dĺžku a 1,5 ° pre zemepisnú šírku. Keďže súradnice Popradu-
Gánoviec nezodpovedajú presne stredu takto vytýčenej oblasti, bola hodnota celkového
ozónu pre Poprad-Gánovce vypočítaná použitím priestorovej interpolácie.
Na priemerných denných hodnotách celkového ozónu z PPG a HK z obdobia 1993 -
2004 a pozemných a satelitných meraniach z PPG boli vykonané testy zhody stredných
hodnôt a rozptylov. Stredné hodnoty a hodnoty smerodajných odchýlok sa pre hladinu
významnosti α = 0,01 zhodujú.
Priemerná hodnota rozdielov medzi celkovým ozónom v PPG a HK bola v období
1994 – 2004 -1,4 DU (0,4%). Smerodajná odchýlka rozdielov denných hodnôt
celkového ozónu bola 26,7 DU (8,2%). Obr.4 dokumentuje rovnomerné rozdelenie
46
rozdielov medzi meraniami celkového ozónu v HK a PPG okolo nulovej hodnoty. Počas
rokov 1997 a 2001 boli zistené najväčšie rozdiely medzi hodnotami celkového ozónu na
sledovaných staniciach PPG a HK. Najväčšie rozdiely medzi celkovým ozónom v HK
a PPG sa vyskytujú v druhom kvartáli. V absolútnej hodnote predstavujú 18,8 DU
(5,4%). Najmenšie rozdiely medzi oboma radmi sa vyskytujú v treťom kvartáli a
predstavujú 10,7 DU (3,4%).
Obr.4 Relatívna početnosť rozdielov medzi hodnotami celkového ozónu v PPG a HK počas rokov 1994-2004 vyjadrená vzhľadom na údaje z PPG.
Priemerná hodnota rozdielov medzi celkovým ozónom meraným Brewerovým
spektrofotometrom a získaným zo satelitných meraní TOMS v PPG je v období 1997 -
2004 2,5 DU (0,8%). Smerodajná odchýlka rozdielov denných hodnôt celkového ozónu
je 22,3 DU (6,8%). Obr.5 zobrazuje rozdelenie rozdielov medzi satelitnými a pozemnými
meraniami celkového ozónu v PPG. Počas rokov 2002 a 2004 boli zistené najväčšie
rozdiely medzi sledovanými hodnotami celkového ozónu. Najväčšie rozdiely medzi
satelitnými a pozemnými meraniami sa vyskytujú v štvrtom kvartáli. V absolútnej
hodnote predstavujú 27,0 DU (9,2%). Najmenšie rozdiely medzi celkovým ozónom
v PPG a satelitnými meraniami sú v druhom kvartáli (7,8 DU, 2,2%).
0
10
20
30
40
50
60
70
80
<-25% -25- -15% -15 --5% -5-5% 5-15% 15-25% >25% Interval rozdielu [%]
Rel
atív
na p
očet
nosť
výs
kytu
[%
] 1994-2004 1997 2001
47
Obr.5 Relatívna početnosť rozdielov medzi hodnotami celkového ozónu získaného z pozemných a satelitných meraní počas rokov 1997-2004.
Vyhodnotené boli aj rady absolútnych hodnôt rozdielov medzi celkovým ozónom v
PPG a HK v období 1994-2004 a medzi pozemnými a satelitnými meraniami v PPG
v rokoch 1997-2004. Absolútnych hodnoty rozdielov, ich smerodajná odchýlka
a maximálne rozdiely sú uvedené v Tab.2.
Tab.2 Rozdiely medzi dennými hodnotami celkového ozónu v PPG a HK a medzi pozemnými a satelitnými meraniami v PPG, ich smerodajná odchýlka a maximálne rozdiely. Hodnoty sú vyjadrené v % vzhľadom na merania z PPG.
I II III IV Rok Priemer 4,9 3,7 3,4 4,6 4,2
Smer.odchýlka 3,9 3,0 2,9 3,8 3,6 PPG-HK
Maximum 19,0 13,7 13,6 19,0 21,9 Priemer 2,7 2,1 2,3 9,0 4,1
Smer.odchýlka 2,1 1,6 2,0 6,7 4,9 PPG-TOMS
Maximum 10,0 8,5 11,4 31,5 33,4 Z Tab.2 je zrejmé, že najväčšie absolútne rozdiely medzi priemerným denným
ozónom v PPG a v HK sú v prvom kvartáli (4,9%). V tomto období je najväčšia aj
smerodajná odchýlka rozdielov (3,9%). Rozdiely medzi pozemnými a satelitnými
meraniami v PPG sú najväčšie v štvrtom kvartáli (9,0%). V ročnom priemere sú približne
rovnaké ako rozdiely medzi celkovým ozónom v PPG a v HK (4,2% pre rozdiel PPG-
HK a 4,1% pre rozdiel PPG a TOMS). Smerodajná odchýlka rozdielov medzi
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90
<-25% -15- -25% -5- -15% -5 -5% 5-15% 15-25% >25% Interval rozdielu [%]
Rel
atív
na p
očet
nosť
výs
kytu
[%
] 1997-2004 2004 2002
48
pozemnými a satelitnými meraniami v PPG (4,9%) je väčšia ako smerodajná odchýlka
rozdielov medzi meraniami v PPG a HK (3,6%). Je to spôsobené najmä veľkou hodnotou
smerodajnej odchýlky rozdielov medzi pozemnými a satelitnými meraniami v PPG
v štvrtom kvartáli (6,7%).
Veľká variabilita rozdielov medzi meraniami Brewerovým spektrofotometrom
a satelitnými meraniami v PPG v štvrtom kvartáli pravdepodobne súvisí s malou výškou
Slnka na oblohe, ktorá znižuje presnosť satelitných meraní TOMS.
Boli tiež spracované rozdiely priemerov, smerodajných odchýlok, maxím a miním
medzi hodnotami celkového ozónu v PPG a v HK v rokoch 1994 – 2004 a tiež medzi
hodnotami získanými z pozemných a satelitných meraní v PPG v rokoch 1997-2004, a to
v jednotlivých kvartáloch a počas celého roka.
Najväčšie rozdiely medzi celkovým ozónom z PPG a z HK boli pre všetky sledované
štatistické charakteristiky, t.j. priemer (rozdiel o 6,6 DU,1,9%), smerodajnú odchýlku
(rozdiel o 3,2 DU, 0,9%), maximálnu hodnotu (rozdiel o 24,9 DU, 7,1%) a minimálnu
hodnotu (rozdiel 10,4 DU, 3%) zistené v prvom kvartáli (Tab.3). Najmenšie rozdiely
boli, s výnimkou výskytu rozdielov maximálnych hodnôt, zaznamenané v druhom
kvartáli. V tomto období sú rozdiely medzi priemermi 5,3 DU (1,5%) a medzi minimami
5,8 DU (1,7%). Rozdiely medzi maximami sú najmenšie v treťom kvartáli (10,9 DU,
3,5%). Tab.3 ukazuje, že celkový ozón v PPG sa od hodnôt meraných v HK nelíši viac
ako o 2%, a tiež to, že variabilita celkového ozónu je na oboch staniciach približne
rovnaká.
Tab.3 Rozdiely medzi priemermi, smerodajnými odchýlkami, maximami a minimami celkového ozónu z PPG a z HK. Údaje sú uvedené v % vzhľadom na hodnoty z PPG.
Kvartál I II III IV Rok
Priemer 1,9 1,5 1,7 1,8 0,9 Smerodajná odchýlka 0,9 0,6 0,6 0,8 0,6 Maximum 7,1 4,0 3,5 5,4 6,0 Minimum 3,0 1,7 2,2 2,8 2,2
Rozdiel medzi priemernými hodnotami celkového ozónu v HK a v PPG bol najväčší
v roku 2003, kedy bolo v PPG o 15,3 DU (4,4%) ozónu viac ako v HK. V roku 2002
presiahli najväčšie hodnoty celkového ozónu v HK hodnoty v PPG až o 70,9 DU
49
(20,2%). Naopak, v roku 2001 boli najmenšie hodnoty celkového ozónu v PPG o 28,2
DU (8,0%) menšie ako v HK. V rokoch 2001- 2003 bola v PPG zistená menšia variabilita
celkového ozónu v porovnaní s HK (Obr.6). V roku 2001 bola smerodajná odchýlka
v PPG o 9,8 DU (2,8%) menšia, variačné rozpätie bolo o 94,6 DU (27,0%) menšie ako
v HK.
300
310
320
330
340
350
360
370
380
1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004
Rok
Pri
emer
né m
nožs
tvo
ozón
u [D
U]
0
10
20
30
40
50
60
70
Smerodajná odchýlka [D
U]
PPG priemer
HK priemer
PPG smer.odchýlka
HK smer.odchýlka
Obr.6 Priemery a priemerné smerodajné odchýlky celkového ozónu v PPG a HK počas prvého kvartálu v období 1994-2004.
Rozdiely medzi priemermi, smerodajnými odchýlkami, maximami a minimami medzi
pozemnými a satelitnými meraniami celkového ozónu v PPG sa počas roka menia odlišne
od rozdielov medzi meraniami celkového ozónu v HK a v PPG. Najväčšie rozdiely medzi
štatistickými charakteristikami celkového ozónu, s výnimkou maximálnych hodnôt, boli
zistené v štvrtom kvartáli (Tab.4).
Tab.4 Rozdiely priemerov, smerodajných odchýlok, maxím a miním medzi celkovým ozónom získaným z pozemných a satelitných meraní v PPG. Hodnoty sú vyjadrené v % vzhľadom na denné priemery z PPG.
Obdobie I II III IV Rok
Priemer 1,7 1,6 0,8 2,7 1,3 Smerodajná odchýlka 0,5 0,6 0,5 1,7 0,7 Maximum 3,3 3,1 3,7 3,4 2,8 Minimum 2,7 1,7 1,3 6,0 5,0
Rozdiel medzi priemernými hodnotami celkového ozónu je vtedy 7,9 DU (2,7%),
rozdiel medzi minimálnymi hodnotami je 17,5 DU (6,0%) a rozdiel smerodajných
odchýlok predstavuje 5,0 DU (1,7%). Najväčší rozdiel medzi maximálnymi hodnotami
50
oboch radov meraní celkového ozónu bol zistený v treťom kvartáli (11,6 DU, 3,7%).
V tomto kvartáli boli tiež zistené najmenšie rozdiely priemerných hodnôt celkového
ozónu (2,3 DU, 0,8%), minimálnych hodnôt (4,2 DU, 1,3%) a smerodajných odchýlok
(1,4 DU, 0,5%).
Pre stanice PPG a HK bol pre každý rok obdobia 1994-2004, ako aj pre jednotlivé
kvartály, vypočítaný koeficient korelácie r. Koeficient korelácie mal najväčšiu hodnotu
v roku 1999 (r = 0,93) a najmenšiu (r = 0,87) v roku 1995. V priebehu roka má
korelačný koeficient najmenšiu hodnotu (r = 0,78) v štvrtom kvartáli, najväčšiu v prvom
kvartáli (r = 0,89). Korelačný koeficient počas tohto kvartálu bol v rokoch 2001 - 2004
menší ako 0,74. V štvrtom kvartáli roku 2004 bola hodnota korelačného koeficientu r =
0,58.
Medzidňová variabilita celkového ozónu vyjadrená ako rozdiel celkového ozónu
medzi dvomi, po sebe nasledujúcimi dňami, je v každom kvartáli v HK väčšia ako v
PPG, čo dokumentuje Obr.7. V prípade vyrovnanej medzidňovej variability na obidvoch
staniciach by mala byť závislosť medzidňovej variability celkového ozónu v PPG od
medzidňovej variability celkového ozónu v HK vyjadrená funkciou y = x. Regresná
krivka je však viac nahnutá k osi x. Najväčšie rozdiely v medzidňovej premenlivosti
celkového ozónu na sledovaných staniciach boli zistené v prvom kvartáli a predstavujú
0,8 % pre kladnú a 0,5 % pre zápornú medzidňovú variabilitu.
y = 0,5551x + 0,0876
y = x
-40
-30
-20
-10
0
10
20
30
40
-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40
Medzidňová variabilita HK [%]
Med
zidň
ová
vari
abili
ta P
PG
[%
]
Obr. 7 Medzidňová variabilita celkového ozónu v PPG ako funkcia medzidňovej variability celkového ozónu v HK v období 1993 - 2004.
51
Najväčšie rozdiely v medzidňovej variabilite celkového ozónu medzi pozemnými
a satelitnými meraniami v PPG boli zistené v štvrtom kvartáli a predstavujú 0,7% pre
kladnú a 0,6% pre zápornú medzidňovú variabilitu.
Pri porovnaní zmien celkového ozónu v PPG a HK bola vyhodnocovaná aj zhoda
v znamienkach medzidňovej zmeny (kladné znamienko = medzidňový nárast, záporné
znamienko = medzidňový pokles celkového ozónu). Zhoda v znamienkach medzidňovej
zmeny celkového ozónu nastávala v 68,3% prípadov. Vyhodnotená bola aj početnosť
dosiahnutej zhody veľkostí medzidňových zmien (Obr.8). Celková zhoda hodnôt aj
znamienok medzidňovej zmeny celkového ozónu bola dosiahnutá v 56,7% prípadov.
Obr.8 Relatívna početnosť veľkostí medzidňových zmien celkového ozónu v PPG a v HK a relatívna početnosť prípadov, kedy bola dosiahnutá zhoda vo veľkosti a znamienku medzidňovej zmeny v PPG a HK. Situácie, kedy množstvo celkového ozónu v HK prekročilo 115% množstva ozónu
nameraného v PPG, sa vyskytli v prvom a štvrtom kvartáli (25 prípadov z celkového
počtu 34 prekročení, t.j. 73,5%). Častejšie sa vyskytovali prípady, kedy bolo v HK
nameraných 85% množstva celkového ozónu z PPG, a to hlavne v druhom a štvrtom
kvartáli (35 zo 45 prípadov , t.j. 77,8%).
Všetky doteraz uvedené porovnania sa týkali priemerných denných hodnôt celkového
ozónu. Porovnanie mesačných priemerov celkového ozónu meraného na staniciach
v PPG a HK ukázalo, že ich hodnoty sa počas celého roka nelíšia viac, ako o ±2%.
Najväčšie rozdiely mesačných priemerov celkového ozónu medzi meraniami v PPG
0
10
20
30
40
50
60
70
25%>x>15% 15%>x>5% 5%>x>-5% -5%>x>-15% -15%>x>- 25%
Interval medzid?ovej zmeny [%]
Rel
atív
na p
o?et
nos?
[%
] relatívna po?etnos? zhôd PPG HK
52
a v HK sa vyskytujú v januári, kedy množstvo ozónu v Hradci Králové dosahuje 98,1%
množstva v Gánovciach (Obr.9).
Rozdiely medzi celkovým ozónom meraným Brewerovým spektrofotometrom a zo
satelitu v PPG sú najväčšie v januári, kedy hodnoty satelitných meraní celkového ozónu
predstavujú 97,2% celkového ozónu meraného Brewerovým spektrofotometrom.
Mesačné priemery celkového ozónu meraného v PPG zo zeme a zo satelitu sa nelíšia
viac ako o ±3%.
97
98
98
99
99
100
100
101
101
102
102
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Mesiac
Rel
atív
ne m
nožs
tvo
ozón
u [
%]
TOMS %
HK%
Obr.9 Priemerná mesačná hodnota celkového ozónu meraného v HK a priemerná mesačná hodnota celkového ozónu meraného zo satelitu TOMS v PPG vyjadrená v % vzhľadom na mesačné priemery celkového ozónu meraného Brewerovým spektrofotometrom v PPG.
Najväčšie rozdiely boli v porovnaní s mesačnými smerodajnými odchýlkami v HK
zistené v septembri (smerodajná odchýlka v HK predstavuje 131,4% hodnoty v PPG).
Rozdiely smerodajnej odchýlky pozemných a satelitných meraní celkového ozónu v PPG
sú najväčšie v máji (smerodajná odchýlka meraní pomocou TOMS predstavuje 145,4%
hodnoty zistenej v PPG).
Priemerná mesačná smerodajná odchýlka je počas celého roka najmenšia pre pozemné
merania v PPG (Obr.10).
53
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Mesiac
Smer
odaj
ná o
dchý
lka
[D
U]
80
90
100
110
120
130
140
150
Relatívne m
nožstvo ozónu [%]
smer.odchýlka Gsmer.odchýlka HKsmer.odchýlka TOMSrel.rozdiel G-HKrel.rozdiel G-TOMS
Obr.10 Mesačné priemery smerodajnej odchýlky celkového ozónu z meraní v HK a z pozemných a satelitných meraní v PPG. Na vedľajšej osi sú relatívne hodnoty smerodajnej odchýlky celkového ozónu meraného v HK a v PPG (satelitné merania) vyjadrené vzhľadom na pozemné merania celkového ozónu v PPG.
3.2 Situácie s extrémnymi hodnotami celkového ozónu v Poprade-Gánovciach
Množstvo prípadov s výskytom nadnormálnych a podnormálnych hodnôt celkového
ozónu možno určiť viacerými spôsobmi.
V prvom prípade sa za normálne hodnoty celkového ozónu považovali hodnoty
ležiace v intervale ±20% z priemernej dennej hodnoty ozónu vypočítanej metódou
RLWR (Príloha 11). Všetky hodnoty ležiace mimo tohto intervalu boli považované za
extrémne.
V druhom prípade boli posudzované denné priemery celkového ozónu vzhľadom na
hodnoty smerodajných odchýlok σ od denných priemerov p (denné priemery vypočítané
metódou RLWR, Príloha 11)
Počet prípadov s podnormálnym a nadnormálnym množstvom ozónu bol posudzovaný
vzhľadom na priemerné hodnoty celkového ozónu z PPG.
Počet prípadov podnormálneho ozónu identifikovaného jednotlivými metódami sa líši
(Obr.11). Najväčší rozdiel v počte zaznamenaných podnormálnych hodnôt vzhľadom na
priemerné hodnoty celkového ozónu v PPG bol zistený v roku 2004, kedy bolo pomocou
metódy p ± 2σ nájdených 10 a pomocou percent iba 2 prípady s podnormálnym
množstvom celkového ozónu. Kým metódou p±2σ zohľadňujeme pri výbere extrémov
celkového ozónu ročný chod jeho variability, metóda percent tento jav nezohľadňuje.
54
Preto v období, keď je prirodzená variabilita ozónu veľká, sú kritériá výberu extrémnych
hodnôt celkového ozónu metódou p ± 2σ prísnejšie v porovnaní s metódou percent.
Naopak, v lete a v jeseni, keď je prirodzená variabilita ozónu menšia, sú kritériá výberu
extrémnych hodnôt celkového ozónu metódou percent prísnejšie v porovnaní s metódou
p ± 2σ . Preto v rokoch, kedy bol počet extrémov vybraných metódou percent väčší ako
metódou p ± 2σ , možno predpokladať, že tieto hodnoty sa vyskytli v období s veľkou
prirodzenou variabilitou celkového ozónu (napr. podnormálne hodnoty celkového ozónu
v rokoch 1995, 2001 a 2003).
Najmenej prípadov s podnormálnym množstvom ozónu deteguje metóda p ± 3σ.
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004
Rok
Poč
et p
rípa
dov
p20% PPG
p2o PPG
p3o PPG
Obr.11 Porovnanie počtu prípadov s podnormálnym množstvom ozónu identifikovaných metódou p ± 2σ, p ± 3σ a metódou percent, za porovnávacie kritérium boli brané do úvahy hodnoty z PPG.
Najväčší rozdiel v počte zaznamenaných podnormálnych hodnôt vzhľadom na
priemerné hodnoty celkového ozónu v PPG bol zistený v roku 2004, kedy bolo pomocou
metódy p ± 2σ nájdených 10 a pomocou percent iba 2 prípady s podnormálnym
množstvom celkového ozónu. Kým metódou p±2σ zohľadňujeme pri výbere extrémov
celkového ozónu ročný chod jeho variability, metóda percent tento jav nezohľadňuje.
Preto v období, keď je prirodzená variabilita ozónu veľká, sú kritériá výberu extrémnych
hodnôt celkového ozónu metódou p ± 2σ prísnejšie v porovnaní s metódou percent.
Naopak, v lete a v jeseni, keď je prirodzená variabilita ozónu menšia, sú kritériá výberu
extrémnych hodnôt celkového ozónu metódou percent prísnejšie v porovnaní s metódou
p ± 2σ . Preto v rokoch, kedy bol počet extrémov vybraných metódou percent väčší ako
55
metódou p ± 2σ , možno predpokladať, že tieto hodnoty sa vyskytli v období s veľkou
prirodzenou variabilitou celkového ozónu (napr. podnormálne hodnoty celkového ozónu
v rokoch 1995, 2001 a 2003).
Najmenej prípadov s podnormálnym množstvom ozónu deteguje metóda p ± 3σ.
Najviac prípadov s nadnormálnymi hodnotami ozónu bolo, okrem roku 2004,
nájdených metódou p ± 2σ. V roku 1998 bol ich počet takto nájdených nadnormálnych
hodnôt 44, kým pomocou percent 16.
V ďalšom kroku bol počet extrémnych prípadov posudzovaný vzhľadom na priemerné
denné hodnoty celkového ozónu meraného v rokoch 1962 – 1990 v HK (Obr.12). Počas
celého obdobia 1994-2004 bolo metódou p ± 2σ nájdených viac podnormálnych hodnôt
celkového ozónu vzhľadom na hodnoty z HK ako na priemery z PPG. Napr. v roku 2004
bolo metódou p ± 2σ vzhľadom na normál z HK nájdených 39 prípadov
s podnormálnym množstvom ozónu, kým metódou p ± 2σ vzhľadom na hodnoty z PPG
iba 10, čo signalizuje systematický pokles celkového ozónu v PPG (1994-2004)
v porovnaní s celkovým ozónom v HK (1962-1990).
0
5
10
15
20
25
30
35
40
1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004
Rok
Poč
et p
rípa
dov
p20% HK
p2o HK
p3o HK
Obr.12 Porovnanie počtu prípadov s podnormálnym množstvom ozónu identifikovaných metódou p ± 2σ, p ± 3σ a metódou percent, za porovnávacie kritérium boli brané do úvahy hodnoty z HK v období 1962 – 1990.
Relatívne najmenšia hodnota celkového ozónu v PPG bola vzhľadom na normál z HK
nameraná 1.januára 1998 a dosiahla 61,8% normálnej hodnoty prislúchajúcej na daný
deň. Počas tohto dňa prevládala nad naším územím juhozápadná anticyklonálna situácia
56
(SWa). Brázda nízkeho tlaku vo vyšších hladinách troposféry (500 hPa) sa nachádzala
nad východným Atlantikom. Z nej sa oddeľoval samostatný stred nízkeho tlaku vzduchu
pri Islande. Na východ od spomínanej brázdy nízkeho tlaku vzduchu sa vo vyšších
hladinách troposféry (500 hPa) vysunul hrebeň vysokého tlaku vzduchu cez Španielsko
do strednej Európy (Obr.2, Príloha 12). Prostredníctvom anticyklóny sa do oblasti
strednej Európy presunula aj teplá, pôvodom subtropická vzduchová hmota, ktorá sa vo
vyšších hladinách troposféry prejavila deficitom ozónu.
Relatívne najväčšie množstvo ozónu vzhľadom na hodnoty normálu z HK bolo
zaznamenané 24.februára 1999, keď hodnota ozónu v PPG dosiahla 134,2% normálneho
množstva prislúchajúceho na tento deň. Cez Slovensku sa presúvala brázda nízkeho tlaku
Bp. Centrum cyklóny sa v tomto prípade nachádzalo východne od Severného mora a
brázda nízkeho tlaku vybiehajúca z cyklóny zasahovala aj územie Slovenska. Centrum
tlakovej výše ležalo západne od Pyrenejského polostrova a Biskajského zálivu, pričom
hrebeň vysokého tlaku vzduchu zasahuje až do oblasti severného Atlantiku (Obr.2,
Príloha č.13). Na satelitnej snímke je zo systému TOMS možno pozorovať oblasť s
relatívne malým množstvom celkového ozónu v severnej časti Atlantického oceánu a
naopak, relatívne veľké množstvo celkového ozónu v strednej Európe (Obr.1, Príloha
13).
Výskyt prípadov s podnormálnym a nadnormálnym množstvom celkového
ozónu závisí od synoptickej situácie (časť 1.2.1). Na vyhodnotenie tejto závislosti bol
použitý kalendár synoptických situácií pre Slovensko z rokov 1994-2004 publikovaný
na internetovej stránke www.shmu.sk.
Najväčší počet situácií s podnormálnymi hodnotami celkového ozónu (vzhľadom na
hodnoty merané v HK v rokoch 1962-1990) sa vyskytuje počas anticyklonálneho počasia
(A, 9,5%), ďalej počas západnej anticyklonálnej situácie (Wa, 9,4%), západnej
cyklonálnej situácie (Wc, 8,3%) a juhozápadnej anticyklonálnej situácie (SWa, v 8,1%
prípadov). Zistené fakty tak dobre zodpovedajú predpokladom z časti 1.2.1, že
prítomnosť anticyklóny sa prejaví poklesom množstva celkového ozónu (Obr.13).
57
9,5
9,4
8,3
8,0
6,56,3
5,5
4,2
3,0
2,6
2,5
2,5
2,11,7
1,71,31,0 2,9
AWaWcSWaSaAp1Ap2NWcSWc2NWaVfzBpSWc1BNEcSWc3WalOstatné
Obr. 13 Relatívne zastúpenie jednotlivých typov synoptických situácií pre situácie s podnormálnym ozónom (posudzovaným metódou percent vzhľadom na normál z HK). Do kategórie ostatné sú zaradené situácie s frekvenciou výskytu podnormálnych hodnôt celkového ozónu menším ako 1%. Počet prípadov s nadnormálnymi hodnotami celkového ozónu je najväčší pri
putujúcej anticyklóne štvrtého typu (Ap4, 7,7%). Vysoká početnosť situácií
s nadnormálnymi hodnotami celkového ozónu bola zistená pre rôzne cyklonálne situácie
– cyklóna (C, 5,4%), severovýchodná cyklonálna situácia (NEc, 4,7%) a severná
cyklonálna situácia (Nc, 4,0%, Obr. 14).
7,7
5,4
4,7
3,93,0
2,7
2,5
2,2
1,9
1,4
5,4
Ap4CNEcNcNWcEcEaWscBpAp2Ostatné
Obr.14 Relatívne zastúpenie jednotlivých typov synoptických situácií pre situácie s nadnormálnym množstvom celkového ozónu (podľa kritéria percent vzhľadom na normál z HK). Do kategórie ostatné sú zaradené synoptické situácie s výskytom nadnormálnych hodnôt celkového ozónu menším ako 1%.
58
Priemerná dĺžka trvania období s podnormálnym ozónom nadobúdajúcim hodnoty
menšie ako p-σ je 2,3 dňa, v období marec- august ( jar a leto) táto doba trvá 2,4 dňa.
Situácia s ozónom ako menším p-3σ sa priemerne počas roku vyskytuje 1,8 dňa.
Najväčší počet dní s podnormálnym množstvom ozónu sa vyskytuje v mesiacoch
december - máj, najmenší v mesiacoch jún - august. V rokoch 1994-2004 sa v PPG
nevyskytol ani jeden deň s nadnormálnym množstvom ozónu posudzovaný metódou
percent vzhľadom na normál z HK. Výskyt prípadov s podnormálnym množstvom ozónu
vzhľadom na normál z HK z rokov 1962-1990 je jednoznačne väčší ako vzhľadom na
dáta z Popradu- Gánoviec z rokov 1994 – 2004. Naopak, počet prípadov
s nadnormálnymi hodnotami ozónu detegovaný metódami vzťahovanými na údaje
z Popradu- Gánoviec je väčší ako počet prípadov nájdený metódami používajúcimi údaje
z Hradca Králové .
59
4. ODHAD DLHODOBÝCH ZMIEN CELKOVÉHO OZÓNU V POPRADE-
GÁNOVCIACH
4.1 Porovnanie meraní celkového ozónu v Poprade- Gánovciach v období 1993-2004
s meraniami v Hradci Králové v období 1962-1990
4.1.1 Metóda mesačných priemerov
Pri metóde mesačných priemerov boli vytvorené ročné chody množstva a smerodajnej
odchýlky množstva celkového ozónu pomocou priemerov pre jednotlivé mesiace.
Porovnané boli merania z PPG v období 1993-2004 s meraniami z HK 1962-1990
(klimatický normál, Príloha 11). Všetky hodnoty mesačných priemerov celkového ozónu
v PPG sú menšie ako hodnoty ozónu z HK z roku 1962-1990 (Obr.15), pričom k najväčší
rozdiel medzi porovnávanými mesačnými priemermi bol zistený v júni. V tomto mesiaci
predstavuje celkový ozón v PPG iba 92,8 % množstva ozónu meraného v HK pred rokom
1990 (znamená to priemerný pokles o 25,8 DU). Najmenší je rozdiel hodnôt celkového
ozónu v novembri (množstvo ozónu v PPG dosahuje 98,8 % množstva ozónu z HK,
pričom tento rozdiel zodpovedá 3,3 DU).
0
50
100
150
200
250
300
350
400
450
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Mesiac
Pri
emer
né m
nožs
tvo
ozón
u [D
U]
89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
100
Relatívne m
nožstvo ozónu [%]
priemer PPG
priemer HK
podiel PPG/HK
Obr.15 Porovnanie mesačných priemerov celkového ozónu z HK za obdobie 1962-1990 a z PPG za obdobie 1993-2004 spolu s relatívnym vyjadrením množstva celkového ozónu v PPG vzhľadom na jeho hodnoty v HK v merané v období 1962-1990.
60
Okrem dlhodobých zmien mesačných priemerov celkového ozónu boli zisťované aj
zmeny variability celkového ozónu v PPG.
Hodnota smerodajnej odchýlky od priemeru predstavuje v PPG vo februári
118,0% hodnoty smerodajnej odchýlky v HK (rozdiel 6,5 DU). V máji, naopak,
predstavuje smerodajná odchýlka z PPG iba 80,1% smerodajnej odchýlky z HK (rozdiel
4,7 DU). V ostatných mesiacoch sa rozdiely medzi smerodajnými odchýlkami
nachádzajú v intervale 84,6 až 108,5% (Obr.16).
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Mesiac
Smer
. odc
hýlk
a [D
U]
0
20
40
60
80
100
120
140
Relatívne m
nožstvo [%]
smer.odchýlka PPG
smer.odchýlka HK
podiel odchýlok PPG/HK
Obr.16 Porovnanie smerodajných odchýlok od mesačného priemeru z HK za obdobie 1962 - 1990 a z PPG za obdobie 1993 – 2004.
Zistené poznatky o úbytku množstva celkového ozónu v PPG v období 1994-2004
v porovnaní s klimatickým normálom 1962-1990 sa zhodujú so údajmi uvedenými v časti
1.8. WMO (2002) uvádza v období 1980 - 2001 pokles priemerného množstva celkového
ozónu o 3% v miernych šírkach severnej pologule (35°N - 65°N). V období 1993 - 2004
bol metódou mesačných priemerov zistený priemerný pokles množstva ozónu v PPG
o 4,2% oproti normálu z HK z rokov 1962-1990. Na severnej pologuli je väčší úbytok
ozónu zaznamenaný v zime a na jar (4%), ako v lete/ na jeseň (2%). V PPG bol v rokoch
1993-2004 taktiež zaznamenaný väčší úbytok celkového ozónu o 4,8% v zime/na jar
ako v lete/na jeseň (3,7%).
Zmena smerodajnej odchýlky v rokoch 1993-2004 oproti rokom 1962-1990 môže
súvisieť najmä so zmenou procesov transportu ozónu.
61
4.1.2 Robustná lokálne vážená regresia
Tak ako pri použití metódy mesačných priemerov, aj denné hodnoty celkového ozónu
vypočítané metódou RLWR (Príloha 11) sú v PPG počas celého roka menšie v porovnaní
s normálnymi údajmi z Hradca Králové. Výnimku tvorí obdobie od približne polovice
novembra do polovice decembra, kedy sú hodnoty rovnaké. V období od 9. apríla do 8.
júla klesá množstvo ozónu v PPG na hodnoty predstavujúce iba 95% z celkového ozónu
v HK, s absolútnym minimom 11. júna. Vtedy celkový ozón v PPG dosahuje iba 92,9%
ozónu v HK (Obr.17).
275
300
325
350
375
400
0 50 100 150 200 250 300 350
Deň
Mno
žstv
o oz
ónu
[DU
] normál z HK
zhladený priemer z PPG
Obr.17 Porovnanie ročného chodu celkového ozónu (denné hodnoty vypočítané metódou RLWR) z HK za obdobie 1962-1990 a z PPG za obdobie 1993-2004.
Podobne ako pri metóde mesačných priemerov je smerodajná odchýlka od priemeru
v PPG väčšia v porovnaní s normálnymi hodnotami z HK vo februári (11.februára
smerodajná odchýlka od priemeru v PPG dosahuje 113,6% smerodajnej odchýlky z HK),
čo signalizuje nárast variability celkového ozónu v zimných a jarných mesiacoch.
62
5. REKONŠTRUKCIA ČASOVÉHO RADU CELKOVÉHO OZÓNU V POPRADE- GÁNOVCIACH
Pre modelovanie priemerných denných hodnôt celkového ozónu O3 v PPG boli
využité tesné korelačné vzťahy medzi množstvom celkového ozónu a aerologickými
parametrami stratosféry a troposféry (Pribullová a Chmelík, 2001), ktoré sú v PPG
merané už od roku 1961 použitím rôznych meracích systémov. Obdobie, kedy bolo
možné modelovať celkové množstvo ozónu v minulosti, bolo preto obmedzené
dostupnosťou aerologických meraní. Pri rekonštrukcii množstva celkového ozónu v PPG
boli najskôr modelované jeho priemerné mesačné hodnoty O3AVG a potom odchýlky
priemerných denných hodnôt od mesačného priemeru ∆O3. Výsledná modelovaná
priemerná denná hodnota celkového ozónu bola získaná ako súčet týchto dvoch
modelovaných parametrov:
O3 = O3AVG + ∆O3 (1).
Pre modelovanie mesačných priemerov aj odchýlok od mesačného priemeru
celkového ozónu boli použité regresné štatistické modely.
5.1 Modelovanie priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu
Na modelovanie priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu v PPG bol použitý
taký regresný model, aké sa používajú na analýzu existujúcich časových radov celkového
ozónu pre získanie informácií o vplyve jednotlivých vstupných parametrov na dlhodobý
trend celkového ozónu (WMO, 1998). Model vychádza z predpokladu lineárnej
závislosti celkového ozónu od vybraných vstupných parametrov. Na posúdenie výberu
vhodných modelových vstupov bola preto použitá korelačná analýza, ktorá vyjadruje
tesnosť lineárneho vzťahu medzi dvomi skúmanými parametrami. Pri výbere vstupných
parametrov sa vychádzalo z teoretických poznatkov o dynamických a chemických
javoch ovplyvňujúcich hodnoty celkového ozónu (časť 1). Bol predpokladaný vzťah
medzi množstvom celkového ozónu a (1) aerologickými parametrami vyjadrujúcimi
najmä teplotu v stratosfére, (2) obsahom chemických látok poškodzujúcich ozón
63
v stratosfére, (3) množstvom aerosólu v stratosfére, (4) dlhodobými zmenami slnečnej
aktivity a kváziperiodickými dynamickými faktormi ako sú (5) kvázibienálne oscilácie
QBO a (6) a severoatlantické oscilácie NAO. Model bol vytvorený použitím
priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu z HK (na základe dobrej zhody
meraných priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu na staniciach v PPG a HK
v období 1993 - 2004) a aerologických parametrov z PPG meraných v období 1970 -
2000. Jednotlivé vstupné parametre boli vybrané nasledovne:
1. DYN - aerologické parametre - bola testovaná korelácia medzi celkovým ozónom
a výškou tropopauzy htr, rozdielom výšok štandardných tlakových hladín 100 hPa a 250
hPa (∆h = h100 - h250) a teplotou vo výške štandardnej tlakovej hladiny 700 hPa, t700.
Hoci najmä v zimnom období s celkovým ozónom dobre koreluje teplota vo vyšších
štandardných tlakových hladinách 30 hPa – 10 hPa, tieto vstupné parametre nebolo
možné použiť v modeli, pretože aerologické sondy výšku týchto tlakových hladín v 60-
tych a 70-tych rokoch dosahovali iba zriedkavo. To sa prejavilo v tom, že v decembri
hodnota korelačného koeficientu neprekročila pri žiadnom aerologickom parametri
hodnotu 0,5. Avšak ani v apríli nebola korelácia medzi celkovým ozónom a sledovanými
aerologickými parametrami tesná a korelačný koeficient neprekročil hodnotu 0,5
(Obr.18).
Obr.18 Korelačný koeficient medzi priemernou mesačnou hodnotou celkového ozónu v HK a vybranými aerologickými parametrami htr – výškou tropopauzy, teplotou v tlakovej hladine 700 hPa a rozdielom výšok tlakových hladín 100 hPa a 250 hPa h100 – h250 získanými z aerologických meraní v PPG v období 1970 – 2000.
-1.0
-0.5
0.0
0.5
1.0
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12mesiac
Kor
elač
ný k
oefi
cien
t
htr h100-h250 t700
64
Všetky priemerné mesačné hodnoty aerologických parametrov boli získané
z aerologických meraní v termíne 12 h UTC v PPG, nakoľko tieto korelovali s celkovým
ozónom lepšie ako údaje z pozorovacieho termínu o 00 h UTC. Do modelu bol pre každý
mesiac vybraný najlepšie korelujúci parameter – pre január a február to bola výška
tropopauzy, pre december teplota tlakovej hladiny 700 hPa a počas ostatných mesiacov
s celkovým ozónom najlepšie koreloval rozdiel výšok tlakových hladín 100 hPa a 250
hPa (charakterizujúci teplotu v spodnej stratosfére). Vybraný aerologický parameter je
ďalej označovaný symbolom DYN.
2. EESC (equivalent effective stratospheric chlorine ) – množstvo chemických látok
poškodzujúcich ozónosféru bolo vyjadrené pomocou ekvivalentného množstva zlúčenín
chlóru a brómu v stratosfére vypočítaného pre oblasť strednej a západnej Európy
pomocou scenára A1 (WMO, 1998), dopočítané do roku 2005. Údaje boli získané
z internetu na adrese http://dataservice.eea.eu.int/dataservice/metadetails.asp?id=62.
Časový priebeh EESC je znázornený v na Obr.1 v Prílohe 14. Koreláciu EESC údajov
s celkovým ozónom v HK dokumentuje Obr.19. Z obrázka je zrejmá antikorelácia medzi
množstvom ozónu v HK a chemickými látkami poškodzujúcimi ozónosféru, ktorá je
najvýraznejšia v období apríl – jún.
Obr.19 Korelačný koeficient medzi celkovým množstvom ozónu v HK a EESC v jednotlivých mesiacoch. Údaje z obdobia 1970 – 2000.
-0.8
-0.6
-0.4
-0.2
0
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
mesiac
kor
elač
ný k
oefi
cien
t
65
3. AER - stratosférický aerosól - na vyjadrenie obsahu aerosólu v stratosfére boli
použité údaje o optickej hrúbke aerosólu pre žiarenie s vlnovou dĺžkou λ = 340 nm
vypočítané pre oblasť 40º - 50º S.Z.Š., ktorá dobre reprezentuje pokles priepustnosti
stratosféry v obdobiach po veľkých sopečných erupciách (Obr.2, Príloha 14). Údaje boli
získané z ftp servera SRR NOAA7 (Surface radiation research branch of the NOAA).
Viac informácií o údajoch možno nájsť na adrese
http://www.srrb.noaa.gov/research/aerosol.html. Korelácia takto charakterizovaného
obsahu aerosólu v stratosfére s celkovým ozónom v HK je na Obr.20.
Obr.20 Korelačný koeficient medzi priemernej mesačnej hodnoty celkového ozónu získanej v HK a optickou hrúbkou stratosférického aerosólu.
Celkový ozón s množstvom stratosférického aerosólu najlepšie antikoreluje
v zimných mesiacoch november – január, čo potvrdzuje teoretické predpoklady o úlohe
aerosólu v chemických viacfázových reakciách podieľajúcich sa na deštrukcii molekúl
ozónu v spodnej stratosfére.
4. SSN (sun spot number) index – zmeny slnečnej aktivity - na vyjadrenie
dlhodobých zmien slnečnej aktivity bol použitý index charakterizujúci 11-ročný cyklus
zmien slnečnej aktivity prostredníctvom počtu slnečných škvŕn. Zdrojom mesačných
údajov bola organizácia Royal Observatory of Belgium SIDC (Solar Influences Data
Center) http://www.sidc.oma.be/ . Závislosť počtu slnečných škvŕn od času je zobrazená
7 NOAA National oceanic and atmospheric administration U.S.A.-národný oceánický a atmosférický úrad
-0.6
-0.4
-0.2
0
0.2
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
mesiac
kor
elač
ný k
oefi
cien
t
66
v Prílohe 14 na Obr.3. Mesačné údaje boli prístupné od roku 1750 po súčasnosť. Boli
použité nezhladené mesačné hodnoty indexu SSN. Korelačný koeficient medzi
mesačnými hodnotami indexu SSN a celkovým ozónom dokumentuje Obr.21.
Vyhodnotenie koeficienta korelácie ukázalo, že počas celého roka, okrem januára
a novembra, množstvo celkového ozónu reaguje na vzostup slnečnej aktivity taktiež
vzostupom. Najväčší korelačný koeficient bol zistený v jarných mesiacoch apríl –máj.
Obr.21 Korelačný koeficient vyjadrujúci lineárnu závislosť medzi priemerným mesačným množstvom celkového ozónu v HK a indexom slnečnej aktivity SSN v období 1970 – 2000.
5. QBO index – kvázi bienálne oscilácie – ako vstupný údaj do modelu bol použitý
QBO index vyjadrený ako priemerná rýchlosť zonálneho prúdenia v tlakovej hladine 30
hPa. Znamienko +, resp. – pri hodnote rýchlosti prúdenia sa vzťahuje k západnému resp.
východnému prúdeniu. Zdrojom priemerných mesačných hodnôt QBO indexu je
internetová stránka http://tao.atmos.washington.edu/data/qbo/ (spôsob výpočtu hodnôt
QBO indexu viď Naukojat, 1986). Časový priebeh QBO indexu je zobrazený na Obr.4
v Prílohe 14. Keďže vplyv periodických oscilácií atmosféry sa v lokalitách vzdialených
od oblastí vzniku týchto oscilácií môžu prejaviť s určitým časovým oneskorením, boli
zisťované korelácie mesačných hodnôt celkového ozónu v HK a QBO indexu s rôznym
časovým posunom oproti hodnotám celkového ozónu od 0 do 20 mesiacov. Ako vstupy
do modelu boli pre každý mesiac osobitne vybrané hodnoty QBO indexu s takým
časovým posunom, kedy bola dosiahnutá najlepšia korelácia s celkovým ozónom. Na
-0.30-0.20-0.100.000.100.200.300.40
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
mesiac
kor
elač
ný k
oefi
cien
t
67
Obr.22 je zobrazená závislosť korelačného koeficientu medzi celkovým ozónom a QBO
indexom v jednotlivých mesiacoch pre rôzne posunuté časové rady QBO indexu.
Obr.22 Závislosť korelačného koeficientu medzi priemernou mesačnou hodnotou celkového ozónu v HK a QBO indexom od časového posunu QBO indexu oproti hodnotám celkového ozónu. Korelačný koeficient bol vypočítaný v období 1970 – 2000.
Obrázok dokumentuje to, že vplyv QBO indexu sa na hodnotách celkového ozónu
môže prejaviť tak jeho vzostupom (s časovým oneskorením cca 8 – 18 mesiacov), ako aj
poklesom (s časovým oneskorením 0 – 7 mesiacov vo februári – auguste, a 18 – 20
mesiacov v októbri – január). Najtesnejšia korelácia bola zistená vo februári pri časovom
posune QBO indexu o 8 – 9 mesiacov a tiež v septembri, pri časovom posune QBO
hodnôt o 6 mesiacov. V Tab.5 sú zhrnuté hodnoty časového posuny QBO- indexu, pri
ktorých celkový ozón z HK najlepšie koreloval s hodnotami QBO.
6. NAO index – severoatlantické oscilácie – ako charakteristika indexu NAO bol
použitý priemerný mesačný rozdiel tlaku vzduchu na hladine mora v Stykkisholmure
(Island) a v Lisabone (Portugalsko), normovaný na hodnoty z decembra – marca a
prepočítaný vzhľadom na hodnoty z rokov 1864 – 1983. Zdrojom údajov bola
internetová adresa www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/pna/nao.shtml.
NAO index predstavuje doplnené údaje vypočítané podľa Hurrella (1995). Podobne
ako pri indexe QBO, aj pri tomto indexe bola zisťovaná korelácia medzi celkovým
ozónom v HK a indexom NAO s časovým posunom o 0 – 12 mesiacov oproti hodnotám
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1011120
4
8
12
16
20Korelačný koeficient
Mesiac
Posun QBO
indexu [mesiace]
-0.6--0.4 -0.4--0.2 -0.2-0 0-0.2 0.2-0.4 0.4-0.6 0.6-0.8
68
celkového ozónu. Na Obr.23 je závislosť hodnoty korelačného koeficientu medzi
celkovým ozónom a indexom NAO vyjadrená ako funkcia časového posunu NAO
indexu oproti hodnotám celkového ozónu .
Obr. 23 Korelačný koeficient medzi priemerným mesačným celkovým ozónom v HK a NAO indexom ako funkcia časového posunu medzi hodnotami celkového ozónu a NAO indexu. Údaje z obdobia 1970 – 2000.
Obr.23 ukazuje, že pri nulovom posune indexu NAO oproti radu hodnôt celkového
ozónu v HK sa v mesiacoch január – apríl prejavuje antikorelácia medzi celkovým
ozónom a NAO indexom, ktorá sa s nárastom časového posunu NAO indexu postupne
presúva zo začiatku roka na mesiace júl – august pri časovom posune 6 mesiacov a na
mesiace október – január pri časovom posune cca 9 mesiacov. Pri časovom posune 11 –
12 mesiacov dostávame podobný ročný chod korelačného koeficienta ako pri nulovom
posune indexu NAO oproti radu celkového ozónu v HK. Najväčšie absolútne hodnoty
dosahuje korelačný koeficient v období apríl - máj pri časovom posune radu NAO indexu
o 2 – 3 a 10 mesiacov. Z obrázku tiež vyplýva, že v niektorých mesiacoch počas jedného
roka rovnaká fáza NAO indexu ovplyvňuje hodnoty celkového ozónu kladne (teda
spôsobí vzostup hodnôt celkového ozónu) a v niektorých naopak, s celkovým ozónom
antikoreluje (teda spôsobí relatívny pokles množstva celkového ozónu). V Tab.5 sú
uvedené časové posuny indexu NAO, pri ktorých bola dosiahnutá najlepšia korelácia s
celkovým ozónom.
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1011120
3
5
7
9
11Koeficient korelácie r
Mesiac
Posun NAO
indexu [mesiace]
-0.6--0.4 -0.4--0.2 -0.2-0 0-0.2 0.2-0.4
69
Tab. 5 Časový posun indexov QBO a NAO v mesiacoch, pri ktorom bola dosiahnutá najlepšia korelácia s celkovým ozónom v HK. Údaje spracované za obdobie 1970 – 2000.
Z korelačnej analýzy vyplýva, že množstvo celkového ozónu je počas jednotlivých
mesiacov rôzne ovplyvňované sledovanými vstupnými parametrami a na modelovanie
mesačných hodnôt celkového ozónu je potrebné vytvoriť osobitné modelové rovnice pre
každý mesiac. Predpokladali sme, že modelové rovnice pre jednotlivé mesiace sa budú
líšiť aj počtom vstupných parametrov.
Vstupné parametre pre každý mesiac boli zoradené zostupne podľa hodnoty
korelačného koeficienta. Na určenie toho, ktorý zo vstupných parametrov ovplyvňuje
priemernú mesačnú hodnotu celkového ozónu signifikantne, bol použitý čiastkový F-test
(Montgomery a kol., 1999), pri ktorom sa z modelových rovníc odstránila v každom
kroku jedna vstupná premenná a následne sa sledovala zmena testovacieho parametra F
(daného ako podiel rozdielu sumy štvorcov regresie pri započítaní všetkých parametrov a
s vylúčením sledovaného parametra a chyby modelu vypočítanej pri použití všetkých
parametrov). Ak bola hodnota parametra väčšia ako kritická hodnota parametra Fα,1,n-p ,
sledovaný vstupný parameter ovplyvňoval model štatisticky významne. Za hladinu
významnosti α bola považovaná hodnota 0,1. Počet meraní n pre všetky mesiace
predstavoval hodnoty 29 – 30, p = 7 je počet regresných konštánt modelu. Vypočítané
hodnoty F sme boli porovnávané s kritickými hodnotami F-testu F0,1;1;23, =2,94 alebo
F0,1;1; 22 =2,95. V Tab.1 v Prílohe 15 sú uvedené hodnoty F-testu pre jednotlivé vstupné
parametre.
Podľa hodnoty F testu boli vstupné parametre vstupujúce do modelu opäť zoradené.
Postupne po jednom boli modelu pridávané a po každom kroku bola sledovaná zmena
tzv. upraveného korelačného koeficientu (Montgomery a kol, 1999) medzi meranými
a modelovanými hodnotami celkového ozónu. Keď sa po pridaní ďalšieho parametra
vzostup upraveného korelačného koeficientu zastavil, alebo hodnota korelačného
koeficientu klesla (Obr. 1 príloha 14), bolo predpokladané, že tento parameter a všetky
v poradí za ním už kvalitu modelu nezlepšia. Takouto postupnou elimináciou boli vybraté
Mesiac 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12QBO -8 -10 -2 -15 -13 -13 -13 0 -6 -16 -20 -20NAO -8 -12 -12 -10 -3 -4 -9 -6 -5 -9 -9 -9
70
vstupné parametre do modelu pre jednotlivé mesiace. Spätne bolo vypočítané, akou
mierou jednotlivé vstupy prispievajú k celkovému korelačnému koeficientu medzi
meranou a modelovanou hodnotou celkového ozónu (Tab.2, Príloha 15). Z tabuľky je
zrejmé, že aj parametre, ktoré v parciálnom F-teste vykazovali signifikantný príspevok do
modelu, k celkovému korelačnému koeficientu prispievajú zanedbateľne. Obidve tabuľky
v Prílohe 15 potvrdzujú výrazný vplyv niektorých parametrov do modelu celkového
ozónu, akými sú napr. vplyv premennej DYN v októbri, alebo vplyv parametra EESC v
apríli a v máji. Hodnota korelačného koeficienta výsledných modelov je v mesiacoch
december, január a marec malá, čo môže súvisieť s tým, že hodnoty celkového ozónu v
týchto mesiacoch ešte výrazne ovplyvňujú parametre, ktoré do modelu nevstupujú (iné
lokálne atmosférické oscilácie) a tiež s tým, že premenná DYN v zimných mesiacoch
nebola zvolená vhodne.
Hodnoty celkového ozónu v decembri a januári najviac vysvetľuje množstvo
stratosférického aerosólu. Atmosférické oscilácie QBO a NAO celkový ozón výraznejšie
ovplyvňujú vo februári. Trendová zložka EESC sa výrazne prejavuje v apríli – júni, čo
pravdepodobne súvisí s teóriou, podľa ktorej sa v miernom pásme prejaví s určitým
oneskorením po zániku zimného polárneho vortexu a premiešaní stratosférických
vzduchových hmôt polárnych oblastí a mierneho pásma. Aerologická premenná (aj
napriek použitiu údajov z PPG pre celkový ozón v HK) dobre vysvetľuje celkový ozón v
HK počas celého roka s výnimkou decembra – januára a apríla, kedy je celkový ozón
takmer úplne determinovaný trendom EESC. Slnečná aktivita charakterizovaná indexom
SSN ovplyvňuje celkový ozón v mesiacoch apríl – júl, nie však výraznou mierou. Priebeh
upraveného korelačného koeficienta sa výrazne menil pridávaním 2. a 3. parametra iba v
zimných mesiacoch december – marec. V ostatných mesiacoch bol celkový ozón takmer
úplne určený už prvým najlepšie korelujúcim parametrom a pridávaním ďalších vstupov
celková korelácia rástla pomaly (Obr.1, Príloha 15), avšak výrazne rástla variabilita
modelu vyjadrená chybou regresie.
V Tab.6 sú uvedené parametre, ktoré vstupovali do výsledných modelových rovníc.
Do každého mesačného modelu vstupovalo 3 – 6 vstupných parametrov a konštanta.
71
Tab.6 Modelové parametre vstupujúce do regresných lineárnych rovníc pre model priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu v HK v jednotlivých mesiacoch.
Použitím uvedených sezónnych regresných modelov bol modelovaný priemerný
mesačný celkový ozón pre PPG v období 1961 – 2004. Porovnanie celkového ozónu
v HK ukázalo, že korelácia medzi modelovými a meranými hodnoty dosahuje za celé
obdobie 1970 –2000 hodnotu 0,79. Chyba modelu MSE predstavuje 7% (25 DU),
pričom v letných mesiacoch klesá na hodnotu 2%. Podobné výsledky sa ukázali pri
porovnaní modelových hodnôt a meraných hodnôt celkového ozónu v PPG v období
1993 – 2004 (r = 0,76, MSE = 24 DU (7%)). Na Obr.24 je zobrazený modelovaný
celkový ozón ako funkcia meraného celkového ozónu v HK a v PPG, ktorý ukazuje, že
model podhodnocuje extrémne veľké hodnoty celkového ozónu, ktoré sa vyskytujú
koncom zimy.
Obr.24 Modelovaný celkový ozón ako funkcia meraného celkového ozónu v HK v období 1970 –2000 a v PPG v období 1993 –2004.
PORADIE 1 2 3 4 5 6Mesiac
1 AER NAO EESC QBO DYN SSN2 NAO DYN QBO AER EESC SSN3 DYN EESC NAO SSN4 EESC NAO SSN QBO AER DYN5 DYN SSN EESC NAO QBO AER6 EESC SSN DYN NAO QBO AER7 DYN NAO EESC QBO SSN8 DYN EESC NAO QBO AER SSN9 DYN NAO EESC
10 DYN EESC NAO AER QBO SSN11 DYN AER NAO QBO EESC12 AER NAO DYN QBO SSN
y = 0.8833x + 36.247
R2 = 0.6313
200
250
300
350
400
450
500
200 250 300 350 400 450 500
Merané hodnoty O3 v HK 1970-2000 [DU]
Mod
elov
ané
hodn
oty
O3
v
HK
197
0-20
00 [
DU
]
y = 0.8644x + 43.155
R2 = 0.5755
250
300
350
400
450
250 300 350 400 450
Meraný O3 v PPG 1993-2004 [DU]
Mod
elov
aný
O3
v P
PG
19
93-2
004
[DU
]
72
Obr.1 v Prílohe 16 zobrazuje podiely meranej a modelovanej hodnoty celkového
ozónu v jednotlivých kvartáloch. Podiely sú rovnomerne rozdelené okolo hodnoty 1,
počas mesiacov apríl – jún je cca od roku 1978 hodnota sledovaného podielu
systematicky menšia ako 1. To znamená, že modelované hodnoty celkového ozónu sú
v období najväčšieho dlhodobého poklesu celkového ozónu v HK menšie v porovnaní
s meraniami. Zaujímavý je nárast podielu modelovaného a meraného celkového ozónu
v druhom kvartáli v roku 1978, ktorý sa v menšej miere prejavuje aj ďalších dvoch
kvartáloch tohto roku. Rozptyl údajov okolo hodnoty 1 je najväčší v prvom kvartáli, kedy
je pozorovaná najväčšia variabilita nielen denných, ale aj mesačných hodnôt celkového
ozónu.
Na Obr.1 v Prílohe 17 je pre jednotlivé mesiace zobrazený časový priebeh meraných
aj modelovaných hodnôt celkového ozónu. V období 1970 – 2000 boli dlhodobé zmeny
celkového ozónu (merané aj modelované údaje ) vyjadrené lineárnym trendom. Hodnoty
lineárneho trendu z meraných údajov vyjadrené v %/10 rokov sú zhrnuté v Tab.7. Za
sledované obdobie bol počas celého roka, okrem novembra a januára, zistený pokles
celkového ozónu v HK, ktorý je najväčší v mesiacoch marec – jún a predstavuje 2,6 –
3,5 %/ 10 rokov. V jednotlivých mesiacoch boli sledované aj trendy modelových
parametrov, najlepšie vysvetľujúcich mesačnú variabilitu celkového ozónu v HK. Kým v
apríli a v júni klesajúci trend celkového ozónu vysvetľuje výrazný stúpajúci trend EESC
(64%/10 rokov), v marci a hlavne máji hodnoty EESC a ani trendy tejto charakteristiky
celkový ozón nedeterminujú. Klesajúci trend celkového ozónu v týchto mesiacoch
pravdepodobne súvisí s klesajúcim trendom premennej DYN (h100 – h250), ktorá indikuje
ochladenie v spodnej stratosfére (Príloha 18, Obr.2). Nakoľko je ochladenie v spodnej
stratosfére spôsobené samotným úbytkom ozónu a do akej miery je spôsobené
dynamicky z tejto analýzy nemožno určiť. Vo februári celkové množstvo ozónu najlepšie
vyjadruje index NAO. V tomto mesiaci NAO index posunutý o 12 mesiacov vykazuje
výrazný stúpajúci trend 170%/10 rokov (Príloha 18, Obr.1,cca od roku 1986 sú vo
februári pozorované iba kladné fázy NAO indexu). V januári a v decembri je celkový
ozón najlepšie učený pomocou premennej AER. V oboch mesiacoch táto premenná
vykazuje stúpajúci trend (spôsobený krátkodobým vzostupom obsahu stratosférického
aerosólu po sopečných erupciách v rokoch 1982 a 1991). V decembri sa tento trend na
73
poklese ozónu neprejavuje, v januári už pozorujeme pokles celkového ozónu. V decembri
celkový ozón výrazne ovplyvňuje aj parameter NAO, ktorý v tomto mesiaci, podobne
ako vo februári, vykazuje rastúci trend. Naopak, v januári hodnoty NAO indexu, ktoré
výrazne ovplyvňujú hodnoty celkového ozónu vykazujú výrazný klesajúci trend. Index
QBO nie je parametrom, ktorý výrazne ovplyvňuje celkový ozón a jeho trend v HK.
Index slnečnej aktivity SSN hodnoty celkového ozónu výraznejšie ovplyvňuje v
mesiacoch máj a jún, v máji sú hodnoty SSM indexu bez trendu, v júni vykazujú
stúpajúci trend, ktorý je vzhľadom na veľkú variabilitu hodnôt SSN indexu, štatisticky
nevýznamný.
Tab.7 Klesajúci trend celkového ozónu v %/10 rokov vypočítaný pre jednotlivé mesiace z údajov meraných v HK v období 1970-2000.
Trendy celkového ozónu vypočítané pre obdobie 1970 – 2000 približne zodpovedajú
relatívnym rozdielom medzi priemerným celkovým ozónom z HK v období 1961 – 1990
a priemerným mesačným ozónom v PPG meraným v období 1993 – 2004. Porovnaním
týchto údajov bol najväčší pokles množstva celkového ozónu určený v júni, kým
najväčší klesajúci trend celkového ozónu bol metódou trendov určený v apríli.
Vyhodnotenie trendov parametrov vstupujúcich do modelu priemerných mesačných
hodnôt celkového ozónu v HK ukázalo, že aj prípade, keď sa jedná o periodické
oscilácie (NAO), v mesačnej časovej škále sa môžu prejaviť ako veličiny vykazujúce
výrazné časové trendy (Obr.1, Príloha 18). Je pravdepodobné, že pri tesnej korelácii
takéhoto parametra s celkovým ozónom, môže mesačný trend kváziperiodickej oscilácie
ovplyvniť aj trend celkového ozónu, ako to predpokladá aj Appenzeller a kol, (2000).
Naopak, analýza časových radov mesačných priemerov pre nórske Tromso nepotvrdila
vplyv trendov kváziperiodických atmosférických oscilácií na trend celkového ozónu
(Hansen a Svenoe, 2005). Uvedené práce poukazujú na to, že multilineárna regresná
analýza celkového ozónu má lokálny charakter, t.j. modely pre jednotlivé lokality sa líšia
počtom aj druhom vstupných parametrov.
mesiac 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12O3 trend 1970-2000 2,2 2,0 2,6 3,5 2,6 3,0 1,6 1,5 1,0 1,7 0,5 0,1
74
5.2 Modelovanie odchýlok denných hodnôt celkového ozónu od mesačného
priemeru
Denné hodnoty celkového ozónu vykazujú výraznú autoregresiu, t.j. závislosť
hodnoty celkového ozónu z predchádzajúceho dňa s hodnotami z nasledujúceho dňa.
Modelovanie denných hodnôt celkového ozónu bez použitia celkového ozónu z
predchádzajúceho dňa výrazne zhoršuje kvalitu modelov (Pribullová a Chmelík, 2001).
Pri výbere modelových parametrov pre model krátkodobých zmien celkového ozónu sme
predpokladali, že tieto zmeny sú ovplyvnené iba dynamikou atmosféry. Ako vstupné
parametre boli vybrané nasledovné aerologické údaje Z PPG: rozdiely výšok tlakových
hladín 100 hPa a 200 hPa, výšku tlakovej hladiny 250 hPa, rozdiel teploty vzduchu v
tlakových hladinách 100 hPa a 200 hPa a teplotu v tlakovej hladine 700 hPa. Tieto údaje
vstupovali do modelu spolu s rovnakými parametrami získanými z predchádzajúceho
dňa. Do modelu vstupovalo spolu 8 parametrov. Modelové rovnice boli vytvorené pre
jednotlivé mesiace. Na rozdiel od modelovania mesačných priemerov celkového ozónu,
používali sa rovnaké vstupné parametre pre každý mesiac. Bol vytvorený multilineárny
regresný model. Model bol vytvorený použitím meraní celkového ozónu v PPG v období
1993 – 2000 a aerologických parametrov z PPG. Chyba modelu je pre jednotlivé
mesiace v rozsahu od 10 DU v auguste do 28 DU v januári (Tab.8). Relatívna chyba
modelu predstavuje rádovo 100-ky percent, vzhľadom na prirodzenú medzidňovú
variabilitu celkového ozónu nepredstavuje výstižnú charakteristiku na vyjadrenie kvality
modelu. Vysoký stupeň lineárnej korelácie medzi meranými a modelovanými dátami
ukazuje na to, že model správne predpovedá znamienko odchýlky denného ozónu od
priemernej mesačnej hodnoty.
Tab.8 Korelačný koeficient r a chyba modelu odchýlok denných hodnôt celkového ozónu od mesačného priemeru MSE.
Zobrazením modelovaných odchýlok ako funkcie pozorovaných odchýlok celkového
ozónu a vyjadrením tejto závislosti lineárnym vzťahom bolo zistené, že tak ako v prípade
modelu mesačných priemerov celkového ozónu, aj model odchýlok denného ozónu od
Mesiac 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12r 0,73 0,83 0,82 0,74 0,76 0,79 0,82 0,73 0,81 0,69 0,71 0,69
MSE [DU] 28 23 21 21 13 12 10 10 11 11 20 23
75
mesačného priemeru nevysvetľuje (podhodnocuje) veľké hodnoty tak kladných, ako aj
záporných odchýlok celkového ozónu od mesačného priemeru.
5.3 Modelovanie priemerných denných hodnôt celkového ozónu
Spojením modelu mesačných priemerov vytvoreného použitím údajov z HK a PPG v
období 1970 - 2000 a modelu odchýlok denných hodnôt celkového ozónu od mesačného
priemeru vytvoreného použitím vstupných údajov z PPG za obdobie 1993 – 2000, bol
vytvorený rekonštrukčný model celkového ozónu pre PPG. Bola porovnaná chyba
modelu v prípade, ak sme použili modelované mesačné priemery aj odchýlky od
mesačného priemeru (r = 0,71; MSE =29 DU, t.j. 9%) a ak boli použité merané hodnoty
mesačných priemerov celkového ozónu a modelované odchýlky celkového ozónu od
mesačného priemeru (r = 0,85; MSE =21 DU, t.j. 6%). Porovnanie ukázalo, že chyba
modelu priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu zhoršuje výslednú chybu
modelu o cca 3%. Na Obr.25 je zobrazená závislosť modelovaných priemerných hodnôt
celkového ozónu od meraných údajov pre oba uvedené prípady.
Obr.25 Modelovaná hodnota priemerného denného ozónu ako funkcia meranej hodnoty v
PPG v období 1993 – 2004. Červenou sú vyznačené údaje, keď boli na určenie priemernej dennej hodnoty celkového ozónu použité merané mesačné priemery, modrou sú vyznačené údaje, keď boli modelované obidve zložky modelu priemerných denných hodnôt celkového ozónu. Priamkami sú vyznačené lineárne vyjadrenia tejto závislosti.
Obr.25 dokumentuje to, že použitie modelových mesačných priemerov celkového ozónu
spôsobuje zväčšenie variability modelovaných hodnôt celkového ozónu v porovnaní s
150
250
350
450
550
150 250 350 450 550
Meraná priemerná denná hodnota celkového ozónu [DU]
Mod
elov
aná
prie
mer
ná
denn
á ho
dnot
a ce
lkov
ého
ozón
u [D
U]
76
prípadom, keď boli na modelovanie denných priemerov celkového ozónu použité
skutočné mesačné priemery. Aj Obr.1 z Prílohy 17 dokumentuje to, že modelované
mesačné priemery celkového ozónu sa vyznačujú väčšou variabilitou, ako merané údaje.
Je to pravdepodobne spôsobené tým, že kritériom výberu modelových údajov bol
upravený korelačný koeficient a nie chyba modelu MSE. Tak do modelu mesačných
priemerov vstupovali parametre, ktoré síce mierne zvýšili koreláciu medzi modelom a
meraniami, ale neprispeli k zmenšeniu MSE, naopak chyba modelu vzrástla.
Podiely modelovaných a meraných denných hodnôt celkového ozónu sú na Obr.26.
Údaje sú rovnomerne rozložené okolo 1. Od 100–ho po 300-tý deň je hodnota podielov
v intervale 0,8 – 1,2. V ostatných obdobiach rastie rozptyl podielov a aj chyba modelu
denných hodnôt celkového ozónu.
Vytvorený rad denných hodnôt celkového ozónu je k dispozícii na elektronickej
forme tejto diplomovej práce v knižnici FMFI UK. V období 1961 – 1970 boli časté
situácie, kedy aerologické sondy nedosiahli ani relatívne nízko položené tlakové hladiny
použité v modeli. Neprístupné aerologické údaje z tohto obdobia spôsobili, časté časové
medzery v modelových údajoch. V budúcnosti by sa tomu dalo predísť použitím,
homogénneho radu aerologických údajov napr. z databázy ERA-40, miesto skutočných
aerologických dát.
Obr.26 Ročný chod podielu modelovaného O3model a meraného celkového ozónu O3real v PPG v období 1993 – 2004.
0.40.60.81.01.21.41.61.8
0 100 200 300
Deň v roku
O3m
odel
/O3r
eal
77
ZÁVER
Množstvo celkového ozónu v Poprade-Gánovciach a jeho premenlivosť majú výrazný
ročný chod. Najväčšia priemerná mesačná hodnota celkového ozónu v rokoch 1993 až
2004 je dosahovaná v apríli (366,3 DU), najmenšia v októbri (281,7 DU).
Variabilita charakterizovaná smerodajnou odchýlkou od mesačného priemeru, ako aj
variačným rozpätím, je najväčšia vo februári a najmenšia v auguste. Veľkosť
medzidňového poklesu a vzostupu množstva celkového ozónu taktiež dosahuje maximum
vo februári. Veľkú premenlivosť celkového ozónu počas celého roka dokumentuje aj
krátka doba trvania vzostupu, alebo poklesu hodnôt celkového ozónu, ktorá počas celého
roka nepresahuje 2 dni.
Porovnávané boli rady denných hodnôt celkového ozónu z meraní Brewerovým
spektrofotometrom v PPG a Dobsonovým spektrofotometrom v HK v rokoch 1993 až
2004 a pozemných (Brewerov spektrofotometer) a satelitných meraní (TOMS) v PPG
v rokoch 1997 - 2004. Stredné hodnoty a hodnoty smerodajných odchýlok sa pre dáta
z PPG a HK pre hladinu významnosti α = 0,01 zhodujú. Korelačný koeficient medzi
priemernými dennými údajmi celkového ozónu z meraní v PPG a HK má najmenšiu
hodnotu ( r = 0,78) v štvrtom kvartáli, najväčšiu v prvom kvartáli ( r = 0,89).
Najväčšie rozdiely medzi hodnotami celkového ozónu na staniciach v PPG a v HK sú
dosahované v prvom kvartáli (4,9% pre priemernú absolútnu hodnotu rozdielov denných
meraní, 3,9% pre smerodajnú odchýlku).
Rozdiely v meraniach PPG a TOMS sú najväčšie v štvrtom kvartáli (9,0% pre
priemernú absolútnu hodnotu rozdielov denných meraní, 6,7% pre smerodajnú
odchýlku). V ročnom priemere sú absolútne hodnoty rozdielov medzi meraniami v PPG
a pomocou TOMS menšie ako pri porovnávaní s HK (4,2% pre rozdiel PPG-HK a 4,1%
pre rozdiel PPG a TOMS), majú však väčšiu smerodajnú odchýlku (4,9% pre merania
TOMS a 3,6% pre HK).
Medzidňová variabilita celkového ozónu je v každom kvartáli v HK väčšia ako v PPG.
Zhoda v znamienku medzidňovej zmeny v PPG a HK nastáva v 68,3% prípadov.
Mesačné priemery celkového ozónu meraného v PPG sú v porovnaní s mesačnými
priemermi v HK v období 1994-2004 v mesiacoch november až marec väčšie
s maximálnym rozdielom v januári (množstvo ozónu v Hradci Králové dosahuje 98,1%
78
množstva v Gánovciach). Naopak, v júni je priemerná mesačná hodnota celkového ozónu
v HK väčšia a predstavuje 101,4% z hodnoty v PPG. Mesačné priemery na oboch
staniciach tak dosahujú dobrú zhodu, keďže sa počas roka nelíšia o viac ako ±2%.
Hodnoty celkového ozónu v PPG sú väčšie v porovnaní s meraniami TOMS v mesiacoch
október až február s maximom rozdielu v januári (merania TOMS vtedy nepresahujú
97,2% množstva celkového ozónu nameraného v PPG). V ostatných mesiacoch
nadobúdajú väčšie hodnoty merania TOMS, s maximom v júni (101,4%). Rozdiely
hodnôt počas celého roka nepresahujú interval ±3%.
Priemerná mesačná hodnota smerodajnej odchýlky je počas všetkých mesiacov v roku
pre pozemné merania v PPG najmenšia. Najväčšie rozdiely boli v porovnaní s HK zistené
v septembri (smerodajná odchýlka v HK predstavuje 131,4% hodnoty v PPG). Rozdiely
smerodajnej odchýlky meraní v PPG a satelitných meraní TOMS sú najväčšie v máji
(smerodajná odchýlka meraní pomocou TOMS predstavuje 145,4% hodnoty zistenej
v PPG).
Bol tiež vyhodnocovaný výskyt prípadov s podnormálnym a nadnormálnym
množstvom ozónu v PPG metódou percent vzhľadom na normál z HK. Najväčší počet
dní s podnormálnym množstvom ozónu sa vyskytuje v mesiacoch december až máj,
najmenší v mesiacoch jún až august.
Počet prípadov s nadnormálnymi hodnotami celkového ozónu je najväčší pri
putujúcej anticyklóne štvrtého typu (Ap4, 7,7%), cyklóne (C, 5,4%), severovýchodnej
cyklonálnej situácii (NEc, 4,7%) a severnej cyklonálnej situácii (Nc, 4,0%). K výskytu
situácií s podnormálnym množstvom ozónu dochádza hlavne počas anticyklonálneho
počasia (A, 9,5%), západnej anticyklonálnej situácie (Wa, 9,4%), západnej cyklonálnej
situácie (Wc, 8,3%) a juhozápadnej anticyklonálnej situácie (SWa, v 8,1% prípadov).
Pri porovnávaní mesačných hodnôt celkového ozónu v PPG v období 1993 - 2004 a
v HK v rokoch 1962 - 1990 bolo zistené, že všetky hodnoty mesačných priemerov
celkového ozónu v PPG sú menšie ako hodnoty ozónu z HK. Najväčší pokles ozónu
v PPG v porovnaní s normálnymi hodnotami z HK bol zistený v júni (celkový ozón
v PPG predstavuje 92,8 % množstva ozónu meraného v HK pred rokom 1990). Najmenší
pokles celkového ozónu vzhľadom na hodnoty v HK bol zistený v novembri (množstvo
ozónu v PPG dosahuje 98,8 % množstva ozónu z HK). Variabilita celkového ozónu
79
v PPG je väčšia v porovnaní s variabilitou celkového ozónu v HK (1962 – 1990), tento
rozdiel je najvýraznejší v mesiacoch január – marec. Tento fakt môže súvisieť s dĺžkou
porovnávaných radov celkového ozónu.
Rekonštrukčný model priemerných denných hodnôt celkového ozónu v PPG bol
vytvorený spojením modelu priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu a modelu
odchýlok priemerných denných hodnôt od mesačného priemeru celkového ozónu. Keďže
medzi priemernými mesačnými hodnotami celkového ozónu v HK a PPG bola v období
1993-2004 zistená dobrá zhoda (rozdiely nepresahovali 2% vzhľadom na hodnoty
merané v PPG), na vytvorenie multilineárneho regresného modelu priemerných
mesačných hodnôt celkového ozónu boli použité merania ozónu v HK v období 1970-
2004. Ako vstupy do modelu boli vybrané parametre, ktoré súvisia s dynamickými
vplyvmi na hodnoty celkového ozónu (qváziperiodické oscilácie QBO a NAO a tiež
vybraný aerologický parameter) a tiež parametre, ktoré ovplyvňujú chemický vznik
a rozklad ozónu (variácie slnečnej aktivity boli vyjadrené počtom slnečných škvŕn- index
SSN, koncentrácia chemických látok poškodzujúcich ozón v stratosfére bola vyjadrená
pomocou indexu EESC a množstvo stratosférického aerosólu bolo charakterizované jeho
optickou hrúbkou pre žiarenie s vlnovou dĺžkou 340 nm). Podľa štatistickej
signifikantnosti vplyvu jednotlivých parametrov na mesačné priemery celkového ozónu
boli vytvorené modelové rovnice pre jednotlivé mesiace. Z korelačnej analýzy vyplynulo,
že celkový ozón je v jednotlivých mesiacoch určený rôznymi parametrami. V mesiacoch
apríl-júl celkový ozón dobre koreluje s indexom EESC, avšak v máji a júli s celkovým
ozónom lepšie koreluje teplota spodnej stratosféry vyjadrená prostredníctvom
aerologických parametrov. V týchto mesiacoch bol zároveň zistený najväčší úbytok
celkového ozónu. Vo februári celkové množstvo ozónu najlepšie vyjadruje index NAO
posunutý o 12 mesiacov, ktorý v tomto mesiaci vykazuje výrazný stúpajúci trend. V
januári a v decembri variabilitu celkového ozónu najlepšie vysvetľuje obsah
stratosférického aerosólu. V mesiacoch júl –november mesačné priemery celkového
ozónu najlepšie popisuje teplota v spodnej stratosfére (vyjadrená aerologickou
premennou). Index slnečnej aktivity SSN a QBO počas žiadneho mesiaca nepredstavujú
premenné, ktoré podstatnou mierou určujú hodnotu mesačných priemerov celkového
ozónu. Za celé obdobie 1970-2000 bola medzi meranými a modelovanými hodnotami
80
celkového ozónu zistená korelácia 0,79 (MSE = 7%). Modelované hodnoty celkového
ozónu v porovnaní s meranými vykazujú väčšiu variabilitu. Priemerné denné hodnoty
celkového ozónu boli modelované spojením modelov mesačných priemerov a modelov
odchýlok od mesačného priemeru. Výsledný model bol testovaný na meraniach
celkového ozónu v PPG v období 1993-2004. Počas sledovaného obdobia bola zistená
chyba modelu MSE = 7%, korelačný koeficient medzi meranými a modelovanými
hodnotami celkového ozónu je 0,76. V ročnom chode sú s najväčšou chybou modelované
údaje v decembri až marci, kedy je prirodzená variabilita celkového ozónu najväčšia.
Modelom bol vytvorený rad denných hodnôt celkového ozónu v PPG od roku 1961.
Kvôli chýbajúcim aerologickým údajom v 60-tych rokoch je počas tohto desaťročia
v rekonštruovanom rade celkového ozónu pomerne veľa chýbajúcich údajov. Pre
dosiahnutie väčšej homogenity rekonštruovaného radu celkového ozónu by preto bolo
vhodné použiť súvislé rady reanalyzovaných aerologických dát, ktoré sú prístupné už od
50-tych rokov (databáza ECMWF ERA-40).
81
Použitá literatúra Appenzeller, Ch., Weiss, A.K., Staehelin, J., North Atlantic Oscillation Modulates Total Ozone Winter Trends, Geophys. Res. Lett., 28, 1131-1134, 2000. Bates,D.R., Nicolet,M., The photochemistry of atmospheric water vapor, J. Geophys.
Res., 55, 301-327,1950. Bernhard, G., Evans, R.D., Labow, G.J., Oltmans, S.J., Bias in Dobson total ozone
measurements at high latitudes due to approximations in calculations of ozone absorption coefficients and air mass, J. Geophys. Res., 110, 2005.
Crutzen,P.J., The influence of nitrogen oxides on the atmospheric ozone content, Quart.J.Roy.Meteorol. Soc., 96, 320-325,1970.
Crutzen, P.J., Estimates of possible future ozone reductions from continued use of fluoro-chloromethanes(CF2Cl2, CFCl3), Geopys. Res. Lett., 1, 205 – 208, 1974.
Dameris,M., Appenzeller,C., Forster,P., Langematz,U., Pitari,G., Ruhnke,R. Staehelin,J., Steinbrecht,W., The effect of changes in climate on stratospheric ozone, Ozone-climate interactions – Air pollution research report No.81, 67, 2003.
Hansen, G., Svenoe, T.: Multilinear regression analysis of the 65-year Tromso total ozone series. J. Geophys. Res., 110 , 2005.
Hurrell, J. W.: Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: regional temperatures and precipitation. Science, 269, 676-679, 1995. Jevreeva, S., Moore,J.C., Grinsted, A., Influence of the Arctic Oscillation and El Niño- Southern Oscillation (ENSO) on ice condition in the Baltic Sea: The wavelet approach, J. Geophys. Res., 108( D21), 4677, 2003. Kalvová, J., Dubrovský, M., Posuzování normality denních průměrných hodnot celkového ozonu, Meteorol. Zpr.,48, 9-17,1995. Lippert,E., Ozonová vrstva Země, Vesmír a MŽP ČR,1995. Manney, G.L., Krueger, K., Sabutis, J.L., Sena, S. A., Pawson, S., The remarkable 2003-
2004 winter and other recent warm winters in the Arctic stratosphere since the late 1990s, , J. Geophys. Res., 110, 2005.
Molina, M.J., Rowland, F.S., Stratospheric sink from chlorofluoromethanes: Chlorine atoms catalyses destruction of ozone, Nature, 249, 810– 812, 1974. Montgomery, D.C., Runger, G.C., Applied Statistics and Probability for Engineers, John
Wiley and Sons, New York, 1999. Naujokat, B, An update of the observed quasi-biennial oscillation of the
stratospheric winds over the tropics. J. Atmos. Sci., 43, 1873-1877, 1986. Rosenfield, J.E., Frith, S.M., Stolarski, R.S., Version 8 SBUV ozone profile trends
compared with trends from a zonally averaged chemical model, J. Geophys. Res., 110, 2005.
Orsolini, Y.J., Doblas-Reyes, F.J., Ozone signatures of climate patterns over the Euro-Atlantic sector in the spring, Q. J.R. Meteorolog. Soc., 129, Part B, 3251-3263, 2003.
Plets, H., Vynckier,C., A comparative study of statistical total column ozone forecasting models, J. Geophys. Res., 105 (D21), 26,503-26,517, 2000.
Pribullová, A., Chmelík, M., Short-term total column ozone forecasting based on statistical relations with upper air parameters, Meteorologický časopis, 2, 19-28, 2001.
Singh, O.N., Fabian, P., Atmospheric Ozone: A Millenium Issue, Volume 1, 2003.
82
WMO, Scientific Assessment Panel, UNEP/WMO: Scientific Assessement of Ozone Depletion: 2002, 2003.
WMO, Scientific Assessment Panel, UNEP/WMO: Scientific Assessement of Ozone Depletion:1998,1999.
http://dataservice.eea.eu.int/dataservice/metadetails.asp?id=62 http://tao.atmos.washington.edu/data/qbo/ http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/pna/nao.sthml http://www.shmu.sk http://www.sidc.oma.be/ http://www.srrb.noaa.gov/research/aerosol.html http://www.st-andrews.ac.uk/~wjh/robustfit/
83
Prílohy
84
Príloha 1
Obr.1 Priemerné globálne rozloženie celkového ozónu v marci.
Obr.2 Priemerné globálne rozloženie celkového ozónu v júni.
85
Obr.3 Priemerné globálne rozloženie celkového ozónu v októbri.
Obr.4 Priemerné globálne rozloženie celkového ozónu v decembri.
86
Príloha 2
Obr.1 Priemerné globálne rozloženie teploty v stratosfére v januári.
Obr.2 Priemerné globálne rozloženie teploty v stratosfére v júli.
87
Príloha 3
Rossbyho vlny
Na prenose stratosférického ozónu sa podieľajú hlavne Rossbyho stacionárne
planetárne vlny. Vznikajú vplyvom meridionálneho teplotného gradientu a pôsobením
Corriolisovej sily. Na vznik planetárnych vĺn s veľkým horizontálnym (vlnová dĺžka je
rádovo 10 000 km) a vertikálnym rozsahom (rádovo 10-ky km) tiež vplýva rozloženie
terénnych prekážok, akými sú napr. veľké pohoria. Keďže na severnej pologuli sa
vyskytujú rozsiahle oblasti pevniny s vysokými pohoriami, ktoré sa striedajú s oblasťami
oceánov, aj Rossbyho vlny sú tu výraznejšie, v porovnaní s južnou pologuľou, kde
v miernom pásme prevláda oceán. Rossbyho vlny môžu byť stacionárne, avšak spravidla
sa pohybujú z juhovýchodu na severozápad. Dynamika Rossbyho vĺn sa medziročne
mení a s tým súvisia aj medziročné výkyvy množstva stratosférického ozónu v miernom
pásme.
Práve planetárne vlny a ich rozdielny charakter na severnej a južnej pologuli
ovplyvňujú rozdiely vo formovaní severného a južného polárneho vortexu. Predpokladá
sa, že výrazné vlnové prúdenie na severnej pologuli pri kontakte s oblasťou polárneho
vortexu (tzv. lámanie planetárnych vĺn) narúša silné západné prúdenie vortexu a teda
zabraňuje vytvoreniu studenej izolovanej vzduchovej hmoty v okolí severného pólu.
Dynamický pokles vzduchu pri vlnovom prúdení tiež prispieva k zvýšeniu teploty
vzduchu. Preto je vzduchová hmota v oblasti polárneho vortexu na severnej pologuli
teplejšia a menej izolovaná, v porovnaní s južnou pologuľou, kde polárny vortex nie je
výrazne narúšaný vplyvom planetárnych vĺn. Výrazné Rossbyho vlny na severnej
pologuli tiež spôsobujú nesymetrické umiestnenie centra polárneho vortexu, vzhľadom
na zemepisný pól, pričom centrum polárneho vortexu sa tu posúva smerom ku
Škandinávii. Na južnej pologuli je centrum polárneho vortexu totožné so zemepisným
južným pólom. Práve náhle posuny centra polárneho vortexu smerom do nízkych
zemepisných šírok na severnej pologuli spôsobujú náhle oteplenia v stratosfére v zimnom
období (sudden stratospheric warming events), ktoré sú spojené s nárastom množstva
celkového ozónu. Takéto udalosti sa vyskytujú častejšie na severnej pologuli – raz za 3 -
4 roky.
88
V novších štúdiách stratosférickej cirkulácie sa uvádza, že v oblasti miernych
zemepisných šírok veľkoškálový pokles vzduchu z hornej do spodnej stratosféry (“surf“
zóna) prebieha pôsobením “lámania sa” Rossbyho vĺn, pričom polárny vortex zostáva
neporušený a izolovaný od vzduchu z mierneho pásma. Narušenie vortexu planetárnymi
vlnami sa prejavuje hlavne vytekaním polárneho vzduchu z vortexu, intrúzie vzduchu
z miernych zemepisných šírok do vortexu sú zriedkavé. Tiež sa predpokladá, že
v subtropickom pásme existuje bariéra (tropický stratosférický rezervoár), ktorá
zabraňuje kontaktu tzv. „surf” zóny mierneho pásma a tropického vystupujúceho
vzduchu. Potvrdením existencie subtropickej bariéry prenosu sú rozdielne koncentrácie
stopových plynov v tropickej troposfére, v porovnaní s miernym pásmom. Bol
pozorovaný znížený transport aerosólov z výbuchov sopiek z trópov do vyšších
zemepisných šírok vo výškach 21 - 28 km. Spomínané blokujúce systémy (subtropická
bariéra, polárny vortex) sa neprejavujú v spodnej stratosfére.
89
Príloha 4
Obr. 1 Schematický nákres fáz QBO.
90
Príloha 5
Polárne stratosférické oblaky
PSC sa formujú výlučne v polárnych oblastiach počas polárnej noci. Predstavujú
médium, na ktorom prebieha rozklad prekurzorov radikálov chlóru. Teploty menšie ako -
78°C sú dôležité pre tvorbu PSC. V týchto podmienkach kondenzuje kyselina dusičná
HNO3 a plyny obsahujúce síru s vodnou parou. PSC sa rozdeľujú podľa teploty a podľa
zloženia na dve skupiny. PSC I.druhu sú zložené prevažne z kvapôčiek roztoku kyseliny
dusičnej, kyseliny sírovej a vody. Tieto oblaky vznikajú pri teplote blízkej -78°C.
Priemerná sedimentačná rýchlosť častíc je okolo 10m/deň. Tieto oblaky sa častejšie
vyskytujú v Arktíde. Ak teplota klesne na hodnotu menšiu ako -85°C, v PSC II. druhu
začne prevládať aerosól v pevnom skupenstve. Je tvorený prevažne kryštálikmi vodného
ľadu s rozmermi okolo 10 µm, preto je sedimentačná rýchlosť tohto aerosólu až 1,5 km/
deň. PSC II. druhu sa tvoria z PSC I. druhu v studenom Antarktickom polárnom
vortexe.
Teploty sú najnižšie v stratosfére nad oboma pólmi v zime. Minimum teploty
v Antarktíde je vo všeobecnosti nižšie a menej variabilné ako minimum v Arktíde. Nízke
teploty vhodné na formáciu PSC počas zimy v Antarktíde taktiež pretrvávajú dlhšie.
Chemicky aktívne zlúčeniny chlóru a brómu sa formujú aj v Arktíde reakciami na PSC.
Avšak studené podmienky málokedy vydržia do marca, keď je dostatok slnečného
žiarenia potrebného na vyvolanie fotolýzy nestabilných prekurzorov aktívnych zlúčenín
chlóru a následne rozsiahleho rozkladu ozónu. Koncom 80-tych a začiatkom 90-tych
rokov však bol zaznamenaný výskyt šiestich nezvyčajne studených a dlhých zím
v Arktíde, v porovnaní s predchádzajúcimi 30 rokmi. Pretrvávajúce nízke teploty tak
viedli ku zvýšenému rozkladu ozónu (Lippert a kol, 1995). Príčina spomínanej zmeny nie
je dodnes jasná.
91
Príloha 6
Obr.1 Priemerné množstvo celkového ozónu v rokoch 1970-2000 na Severnej a Južnej
pologuli.
92
Príloha 7
Tab.1 Látky poškodzujúce ozón a hodnota ich ODP (podľa WMO, 1999).
Zlúčenina ODP
CFC-11 1,00
CFC-12 0,82
CFC-113 0,90
CFC-114 0,85
CFC-115 0,40
Halón 1301 12,00
Halón 1211 5,10
Halón 2402 6,00
Tetrachlórmetán CCl4 1,20
Metylchloroform CH3CCl3 0,12
HCFC-22 0,03
HCFC-123 0,01
HCFC-124 0,03
HCFC-141b 0,09
HCFC-142b 0,04
HCFC-225ca 0,02
HCFC-225cb 0,02
Metylbromid Ch3Br 0,37
Metylchlorid CH3Cl 0,02
všeobecne HFC <0.0005
93
Príloha 8
Poškodenie ozónosféry v hornej stratosfére
Základnou reakciou, pri ktorej prebieha rozklad molekúl ozónu, je reakcia 4
v časti 1.1. Okrem tejto chemickej reakcie sa najväčšou mierou na rozpade ozónu
podieľajú cykly chemických reakcií, do ktorých vstupujú radikály NOx, radikály ClOx
a vodíkové radikály (hydroxylový radikál OH a hydroperoxylový radikál HO2).
Rýchlosť priebehu týchto reakcií narastá spolu so vzostupom koncentrácie
atomárneho kyslíka s výškou. Reakcie prebiehajú vo vrstve vzduchu medzi 25 – 40 km.
S výškou sa mení prevládajúci typ reakcií rozkladu ozónu. Kým vo výškach cca 42 km –
45 km hrá dominantnú úlohu pri rozklade ozónu radikál vodíka, vo výškach menších ako
40 km hrá pri deštrukcii ozónu dominantnú úlohu radikál NOx. Radikál chlóru sa
významnou mierou podieľa na rozpade ozónu vo výške okolo 40 km ( podiel radikálu
chlóru na rozklade ozónu je porovnateľný s reakciami riadenými radikálmi vodíka
a NOx).
Keďže v hornej stratosfére koncentráciu ozónu určujú hlavne fotochemické
reakcie, pre modelovanie chemických procesov je potrebné presné určenie koncentrácií
prekurzorov radikálov rozkladajúcich ozón a taktiež určenie rýchlosti jednotlivých
chemických reakcií podieľajúcich sa na rozklade ozónu. V súčasnosti dosahujú modely
a merania zhodu v koncentrácii ozónu do výšky 40 km, kde sa pozoruje najväčší úbytok
stratosférického ozónu. Problém ozónového deficitu modelov oproti meraniam pretrváva
vo výškových hladinách nad 45 km.
Určenie dlhodobých trendov zdrojov vodíkových radikálov – vody H2O a metánu
CH4 - je problematické kvôli tomu, že koncentráciu týchto látok v stratosfére ovplyvňujú
také periodické faktory, ako napr. QBO. Nepresnosti sú aj v meraní obsahu vody
v stratosfére – rozdiely v meranej koncentrácii vody v hornej stratosfére predstavujú viac
ako 20%. Rôzne štúdie sa však zhodujú v tom, že v stratosfére rastie koncentrácia vody,
čo môže ovplyvniť koncentráciu ozónu prostredníctvom radiačných aj fotochemických
procesov.
Zmena koncentrácie metánu v hornej stratosfére môže ovplyvniť množstvo ozónu
negatívne prostredníctvom tvorby radikálov HOx, ale aj pozitívne, reakciou s radikálmi
94
chlóru za vzniku menej reaktívnej kyseliny chlórovodíkovej. Metán sa tiež považuje za
hlavný zdroj vody v tropickej hornej stratosfére (oxidačné reakcie metánu).
Z dlhodobého hľadiska nie je jasné, ako sa koncentrácia metánu v atmosfére menila.
Naďalej zostávajú neobjasnené viaceré chemické cykly reaktívnych
chlórovodíkových radikálov. Veľké nezrovnalosti sú aj v aerologických meraniach
koncentrácie reaktívnych vodíkových radikálov v stratosfére.
Hlavným zdorojom radikálov NOx v stratosfére je oxid dusný N2O (N2O + O →
2NO). V troposfére sa tento plyn uvoľňuje z pôdy, oceánov a nárast jeho koncentrácie
v poslednom období súvisí s poľnohospodárskou výrobou (používanie umelých hnojív).
Rýchlosť reakcie O + O3 → NO2 + O2 s teplotou rastie, zároveň s rastúcou teplotou klesá
rýchlosť reakcie 2 v časti 1.1. Závislosť týchto dvoch reakcií od teploty je hlavnou
príčinou antikorelácie medzi koncentráciou ozónu a teplotou v hornej stratosfére.
Reaktívne radikály NOx môžu vznikať aj fotolyticky z rezervoárových zlúčenín dusíka
(HNO3, HNO4, N2O5, ClONO2). Uvoľnenie NOx v tomto prípade závisí od intenzity
dopadajúceho slnečného žiarenia .
Na rozklade ozónu v hornej stratosfére sa podieľa radikál Cl. Radikál ClO
spôsobuje rozklad ozónu v spodnej stratosfére, avšak ClO sa v hornej stratosfére
transformuje na radikál Cl ( ClO+O → Cl + O2) a tak tu tiež nepriamo prispieva
k rozkladu ozónu. Zdroje radikálov chlóru a ich vlastnosti sú podrobne uvedené v časti
1.4.1. Nebezpečenstvo týchto látok pri deštrukcii ozónu spočíva v tom, že všetok chlór
obsiahnutý v týchto zlúčeninách sa môže podieľať na rozklade ozónu (v prípade NOx sa
iba časť N2O transformuje na reaktívnu formu zlúčenín dusíka). Dôkazom toho, že
zdrojom takmer všetkých anorganických zlúčenín chlóru v stratosfére je fotochemický
rozklad prevažne antropogénnych organických zlúčenín chlóru je korelácia medzi
koncentráciou organických zlúčenín chlóru v troposfére a koncentráciou anorganických
zlúčenín chlóru (najmä HCl8) v hornej stratosfére mierneho pásma pozorovanou s cca 5 –
8 výpočty chemických modelov predpovedali, že prevažná časť antropogénnych organických zlúčenín chlóru sa v stratosfére transformuje na anorganickú formu HCl; vzhľadom na to, že transport HCl z troposféry do stratosféry neprebieha (okrem prípadov veľkých sopečných erupcií), keďže HCl je takmer úplne odstránená zo vzduchu už v strednej troposfére, jediným zdrojom tejto látky v hornej stratosfére je rozklad organických zlúčenín chlóru s veľkou dĺžkou zotrvania v stratosfére. Podobne zdrojom kyseliny fluorovodíkovej v stratosfére je výlučne rozpad organických zlúčenín obsahujúcich fluór.
95
6-ročným oneskorením (doba, za ktorú sa transportuje vzduchová hmota z tropickej
tropopauzy do hornej stratosféry mierneho pásma).
Vo výške cca 30 km prebieha deštrukcia ozónu prostredníctvom zlúčením brómu.
Táto reakcia však prebieha pomaly a neprispieva výrazne k rozkladu ozónu v hornej
stratosfére.
96
Príloha 9
Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére
V spodnej stratosfére je podiel atomárneho kyslíka vzhľadom ku koncentrácii
ozónu menší, ako v hornej stratosfére, preto do chemických reakcií vedúcich k rozkladu
ozónu vstupuje samotný ozón, nie atomárny kyslík.
Zlúčeniny chlóru sa na rozklade ozónu podieľajú hlavne prostredníctvom reakcií s ClO
radikálom. Okrem zlúčenín obsahujúcich chlór sa na deštrukcii ozónu v spodnej
stratosfére podieľajú aj reaktívne formy zlúčením brómu v kombinácii s radikálom ClO
a s radikálom NOx alebo s radikálmi HOx.
Na deštrukcii ozónu sa tiež podieľajú podobné cykly reakcií, do ktorých miesto
radikálu BrO vstupuje radikál ClO. Sulfátové aerosóly, ktoré sa vyskytujú v spodnej
stratosfére mierneho pásma sa podieľajú najmä na aktivácii zlúčením chlóru a tak
nepriamo prispievajú k úbytku ozónu v tejto oblasti.
97
Príloha 10
Poškodenie ozónosféry v spodnej stratosfére polárnych oblastí
Heterogénne viacfázové chemické reakcie v spodnej stratosfére umožňujú rýchlu
premenu slabo reaktívnych rezervoárových zlúčením chlóru (ClONO2, HCl) na reaktívnu
formu (Cl2, HOCl).
ClONO2 + HCl → Cl2 + HNO3
(1)
ClONO2 + H2O → HOCl + HNO3
(2)
N2O5 + HCl → ClNO2 + HNO3
(3)
N2O5 + H2O → 2 HNO3
(4)
HOCl + HCl → Cl2 + H2O
(5).
Kým v bežných stratosférických podmienkach ClONO2 a HCl spolu nereagujú,
v roztokoch PSC sa tieto látky stávajú vysoko reaktívne. Vzniknuté molekuly Cl2 a HOCl
sa z povrchu čiastočiek PSC vyparujú, pričom sa v spodnej polárnej stratosfére hromadia.
Fotolyticky sa rozkladajú až vplyvom slnečného žiarenia, po skončení polárnej noci.
Zdrojom radikálu Cl je Cl2, zdrojom radikálu ClO je HOCl. Cl a ClO vstupujú do
rôznych cyklov chemických reakcií, pri ktorých nastáva úbytok ozónu. Kyselina dusičná
a voda, ktoré vznikajú pri reakciách 1 – 5 zostávajú na čiastočkách PSC, tie sa stávajú
ťažšími a vplyvom gravitácie sa pohybujú smerom k zemskému povrchu.
Okrem aktivácie zlúčenín chlóru na čiastočkách PSC prebiehajú aj reakcie, pri ktorých
sa rozkladá zdroj NO2 (2N2O5 ↔ 4NO2 + O2), N2O5:
N2O5 + H2O → 2HNO3
98
N2O5 + HCl → ClNO2 + H2O3
(6).
Tento proces sa nazýva denoxifikácia. Keďže v atmosfére klesá koncentrácia NO2,
nemôže prebiehať reakcia NO2 s ClO, pri ktorej sa tento aktívny radikál chlóru mení na
rezervoárovú formu ClONO2:
ClO + NO2 + M → ClONO2 + M
(7).
Ďalším zdrojom NOx je kyselina dusičná, ktorá sa však kumuluje na čiastočkách PSC,
a sedimentáciou sa postupne dostáva zo spodnej stratosféry do troposféry – tomuto
procesu hovoríme denitrifikácia. Denoxifikácia a denitrifikácia na PSC prispievajú
k zvýšeniu koncentrácie reaktívnych zlúčenín chlóru v stratosfére tým, že zo stratosféry
sa pri týchto procesoch odstraňujú zdroje NO2 , ktoré nemôžu transformovať reaktívne
formy zlúčenín chlóru na rezervoárové formy.
99
Príloha 11
Normálne hodnoty celkového ozónu z HK boli vypočítané z meraní množstva ozónu
Dobsonovým spektrofotometrom počas rokov 1962-1990. Tieto hodnoty slúžia aj
v súčanosti na posúdenie normality meraných hodnôt celkového ozónu v PPG. Normálna
hodnota celkového ozónu bola získaná tak, že z denných údajov za jednotlivé roky boli
vypočítané priemerné hodnoty pripadajúce na každý deň a tieto boli zhladené metódou
robustnej lokálne váženej regresie ( robust locally weighted regression – RLWR)
(Kalvová a Dubrovský, 1995).
Metóda robustnej lokálne váženej regresie je podobná metóde zhladzovania údajov
pomocou kĺzavému priemeru. Medzi oboma prístupmi existuje však aj viacero rozdielov.
Metóda kĺzavých priemerov, ako aj RLWR, umožňujú voľbu dĺžky intervalu
priemerovania údajov (v prípade RLWR sa tento interval nazýva okno), pričom tento
interval je postupne vycentrovaný na každý bod. Medóda RLWR však namiesto
priemerovania hodnôt v každom intervale, ako je to pri kĺzavom priemere, využíva
prekladanie údajov v intervale polynómom nízkeho stupňa (zväčša prvého alebo
druhého). Údaje vstupujú do regresnej analýzy tak, že hodnoty najbližšie
k zhladzovanému údaju majú najväčšiu váhu. Zhladená hodnota je potom vyjadrená
hodnotou polynómu v danom mieste. Údaje mimo okna majú nulovú váhu. Zhladzovací
proces je teda u RLWR, ako aj u kĺzavého priemeru, lokálny, pretože každá hodnota
závisí od susedných hodnôt v rámci definovaného okna. Rozdiel medzi oboma metódami
spočíva v použití váhovej funkcie pri RLWR. Výhodou RLWR zostáva, že na rozdiel od
zhladzovania metódou kĺzavého priemeru nevzniká zhladzovanie extrémnych hodnôt, ani
ich posun oproti skutočnej polohe v zdrojových dátach. Na zhladzovanie metódou RLWR
bol použitý počítačový program zo stránky www.st-andrews.ac.uk/~wjh/robustfit/ .
Pri počítaní tzv. normálu z Hradca Králové z rokov 1962-1990 bola použitá regresná
funkcia polynómu druhého stupňa a šírka polookna 50 ( na výpočet teda potrebujeme 50
hodnôt pred a 50 za zhladzovanou hodnotou). Keďže ide o periodický rad, pre presný
výpočet boli brané do úvahy pre január a február aj hodnoty z decembra a novembra,
a pre december a november aj hodnoty z januára a februára.
Rovnakou metódou bol spracovaný aj rad meraní ozónu Brewerovým
spektrofotometrom z PPG za obdobie 1994 - 2004. Boli vypočítané priemery za každý
100
deň a tieto boli zhladené metódou RLWR . Šírka polookna a regresný polynóm boli
zvolené rovnako ako v prípadeHK.
101
Príloha 12
Situácia z 1.januára 1998, kedy bola zaznamenaná relatívne najnižšia hodnota celkového
ozónu vzhľadom na normál z Hradca Králové.
Obr.1 Celkový ozón z meraní TOMS.
Obr.2 Geopotenciál [gpdm] v 500 hPa hladine a prízemný tlak [hPa].
102
Príloha 13
Situácia z 24.februára 1999, kedy bola zaznamenaná relatívne najvyššia hodnota
celkového ozónu vzhľadom na normál z Hradca Králové.
Obr.1 Celkový ozón z meraní TOMS.
Obr.2 Geopotenciál [gpdm] v 500 hPa hladine a prízemný tlak [hPa].
103
Príloha 14
Obr.1 Závislosť koncentrácie látok poškodzujúcich ozónosféru vyjadrená ako Ekvivalentný obsah zlúčenín chlóru v stratosfére od času . Zdroj http://dataservice.eea.eu.int/dataservice/metadetails.asp?id=62 .
Obr.2 Optická hrúbka stratosférického aerosólu pre žiarenie s vlnovou dĺžkou λλλλ = 320 nm ako funkcia času. Závislosť je zobrazená pre oblasť 40º - 50º S. Z.Š. Zdroj http://www.srrb.noaa.gov/research/aerosol.html .
Obr.3 Priemerné mesačné hodnoty indexu slnečnej aktivity SSN Ri (modrá čiara) a zhladené mesačné priemery tohto indexu (červená čiara) ako funkcia času. Zobrazené je obdobie 1960 –2006. Zdroj http://www.sidc.oma.be .
0
1000
2000
3000
4000
1850 1900 1950 2000 2050
R ok
EE
SC [
ppm
v]
104
Obr.4 QBO index vyjadrený ako zonálny vietor v tlakovej hladine30 hPa. Zdroj http://tao.atmos.washington.edu/data/qbo .
Obr.5 NAO index vyjadrený ako rozdiel tlaku vzduchu na hladine mora medzi Islandom a Lisabonom normalizovaný na obdobie december – marec a roky 1864 – 1983. Zdroj http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/pna/nao.shtml .
105
Príloha 15 Tab.1 Hodnota F-testu po vylúčení príslušného parametra z multilineárneho regresného modelu priemerných mesačných hodnôt celkového ozónu. Kritické hodnoty F-testu, s ktorými boli údaje porovnávané sú F0,1;1;23, =2,94 alebo F0,1;1; 22 =2,95 (pre február, marec a december).
Tab. 2 Príspevok jednotlivých vstupov k celkovému korelačnému koeficientu medzi meranými a modelovanými hodnotami celkového ozónu rtotal.
Obr. 1 Závislosť upraveného korelačného koeficientu Rp
2 od počtu vstupných parametrov p modelu mesačného priemeru celkového ozónu v HK.
Mesiac DYN EESC AER QBO NAO SSN
1 -0,26 1,64 5,01 0,65 4,05 -0,062 13,64 0,85 3,38 9,22 20,5 0,323 5,51 3,92 0,37 0,1 2,3 0,64 1,67 15,24 2,03 7,53 10,52 7,865 10,1 5,19 1,41 3,62 4,96 6,736 10,7 19,82 -0,34 1,8 4,91 12,997 34,17 3,03 -0,05 2,67 13,07 1,298 11,9 5,08 0,46 2,04 2,05 0,0679 18,8 4,99 1,33 1,18 9,81 -0,04
10 53,26 15,01 9,09 8,504 11,7 -15,511 15,57 2,02 4,8 2,55 4,09 1,5212 4,07 -0,005 4,83 2,02 4,57 1,45
-7
-5
-3
-1
1
1 2 3 4 5 6počet premenných p
Rp2
1 2 3 4 5 67 8 9 10 11 12
Mesiac DYN EESC AER QBO NAO SSN rtotal
1 0.00 0.05 0.53 0.02 0.03 0.01 0.642 0.42 0.01 0.04 0.13 0.21 0.00 0.813 0.52 0.11 0.00 0.00 0.02 0.01 0.664 0.01 0.67 0.02 0.07 0.00 0.08 0.855 0.64 0.09 0.01 0.03 0.00 0.05 0.836 0.12 0.70 0.01 0.02 0.01 0.00 0.857 0.76 0.03 0.00 0.02 0.05 0.01 0.868 0.62 0.06 0.01 0.03 0.00 0.00 0.739 0.70 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.8010 0.78 0.07 0.00 0.01 0.01 0.00 0.8611 0.54 0.01 0.11 0.01 0.03 0.00 0.7012 0.15 0.00 0.38 0.06 0.01 0.03 0.63
106
Príloha 16 Obr.1 Podiel modelovanej a meranej hodnoty mesačného priemeru celkového ozónu v HK.
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
1969 1979 1989 1999
Rok
O3m
od/O
3mer
1
2
3
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
1969 1979 1989 1999
Rok
O3m
od/O
3mer
4
5
6
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
1969 1979 1989 1999
Rok
O3m
od/O
3mer
7
8
9
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
1969 1979 1989 1999
Rok
O3m
od/O
3mer
10
11
12
107
Príloha 17
y = -1,4238x + 3207
R2 = 0,4411200
300
400
500
1960 1980 2000
Rok
Cel
kový
ozó
n [D
U]
APR
Obr.1 Modelované (čierna farba ) a merané (červená farba) priemerné mesačné hodnoty celkového ozónu v HK (čierna farba ). Lineárny trend je vyznačený pre merané údaje v období 1970 - 2000.
y = -1.027x + 2410.2
R2 = 0.1686200
250
300
350
400450
500
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [
DU
]
MAR
y = -0.9865x + 2325.8
R2 = 0.3328
200
250300
350400
450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [
DU
]
MÁJ
y = -0.769x + 1857.5
R2 = 0.0924200250
300350
400450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [D
U]
JAN
y = -0.7505x + 1851.5
R2 = 0.0684200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [D
U]
FEB
y = -0.4899x + 1292
R2 = 0.2193
200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [D
U]
AUG
y = -0.5534x + 1436.9
R2 = 0.2442
200
250
300
350
400
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kový
ozó
n [D
U]
JÚL
y = -0.3482x + 991.48
R2 = 0.0987
200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000Rok
Cel
kov
ý oz
ón [
DU
]
SEPy = -0.5288x + 1337.5
R2 = 0.1584
200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000Rok
Cel
kov
ý oz
ón [D
U]
OKT
y = -0.1403x + 567.24
R2 = 0.0182
200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [
DU
]
NOV y = -0.0213x + 345.41
R2 = 0.0002
200
250
300
350
400
450
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
Cel
kov
ý oz
ón [
DU
]
DEC
y = -1.0966x + 2530
R2 = 0.5231200
250300
350400
450
1960 1970 1980 1990 2000
RokC
elk
ový
ozón
[D
U]
JÚN
108
Príloha 18 Obr. 1 Závislosť NAO indexu posunutého oproti hodnotám celkového ozónu o 12 mesiacov vo februári a o 8 mesiacov v januári od času s vyznačenými lineárnymi trendovými priamkami. Obr.2 Závislosť parametra DYN indexu (rozdiel hladín tlaku 100 hPa a 250 hPa) v máji a v júli od času s vyznačenými lineárnymi trendovými priamkami.
-3.00
-2.00
-1.00
0.00
1.00
2.00
3.00
1960 1970 1980 1990 2000
Rok
NA
O in
dex
FEB NAO -12
JAN NAO -8
4300
4350
4400
4450
4500
4550
4600
1960 1970 1980 1990 2000 2010Rok
para
met
er D
YN
[gp
dm]
DYN MÁJ
DYN JÚL