Makra László Környezeti klimatológia II.
A felső légkör és a sztratoszférikus folyamatok
Alapismeretek
A felső légkör és a sztratoszférikus folyamatok A felhők felett a levegő egyre vékonyabbá és szárazabbá válik. Itt még néhány száz kilométernyi légtér tartalmaz levegőmolekulákat, mielőtt elérnénk az űrt, de már a légkör több mint 80 %-át magunk alatt hagyjuk, amikor belépünk a sztratoszférába. Néhány kémiai vegyület képződik ebben a magasságban, és legtöbbjük mozgását a tropopauza gátolja. Ennek ellenére ezek a rétegek a földi élet szempontjából fontosak, mivel a napfény nagy energiájú részét visszatartják, ami nagy károkat okozna, ha elérné a felszínt. A sztratoszféra, amely az ózonréteget is tartalmazza, a legalacsonyabb és a legfontosabb réteg a magaslégkörben.
1. fejezet: Alapismeretek és a légkör középső részének megfigyelése Légköri rétegek és a meteorológiai paraméterek változása A sztratoszféra összetétele és a keverési arányok Mérési és megfigyelési technikák 2. fejezet: Az ózonlyuk és a halogénezett szénhidrogének Ózon: keletkezés, elnyelés (abszorpció) és az ózonréteg Halogénezett szénhidrogének és az ózonlyuk
1. Fejezet: Alapismeretek és a légkör középső részének megfigyelése A tropopauza fölötti területet sztratoszférának nevezzük. Ebben a fejezetben azt próbáljuk megérteni, hogyan különbözik a sztratoszféra a troposzférától. Miért vannak rétegek a légkörben? Hogyan határozhatjuk meg őket? LIDAR: Davis, kutatóállomás antarktiszi sarki fénnyel a háttérben Megmagyarázzuk a magassággal történő, a meteorológiai és fizikai paraméterekben bekövetkező változásokat és a kémiai összetételben lévő különbségeket. Bemutatunk olyan kifejezéseket, mint pl. a keverési arány. Végül megvizsgáljuk, hogy a modern mérési technikák, a műholdak, a lézerek, hogyan adnak bepillantást a felső légkörbe.
A légköri rétegek A légkör különböző szintjeit a különböző fizikai tulajdonságaik alapján határozzák meg. A hőmérséklet változik a magassággal, a nyomás és a légnyomással együtt a levegő sűrűsége is csökken. Minél magasabbra megyünk, annál kevesebb molekulát találunk egységnyi térfogatban (pl. 1 m 3 -ben). A nedvesség és a szélsebesség is változik Mindezek nem látszódnak a földről, ha felnézünk az égre. Vagy felhőket, vagy a kék eget látjuk, bármilyen réteg nélkül. A kék szín a fehér napsugárzás kék részéből származik. Ez azért van, mert a levegőben lévő molekulák eltérő módon befolyásolják a látható fény különböző színeit (azaz a különböző hullámhosszakat).
De mi van a rétegekkel? Megfigyelhetjük őket egyáltalán? Ha repülővel utazunk, elképzelhetjük, miként változnak a légkör tulajdonságai a magassággal. A felhők alatt lévő helyi időjárástól függetlenül kék eget látunk és nincsen felhő fölöttünk, ha elérjük a 10-11 km-es magasságot. A tropopauzában, vagy az alsó sztratoszférában viszont nincsen már felhő, mert nincsen ott elegendő víz. Kék ég a Cumulus felhők felett
Miért változik a hőmérséklet? A légkör kis skálájú hőmérséklet-változásai a helyi hatásoknak köszönhetők. Pl.: a szárazföld gyorsabban melegszik fel, illetve hűl le, mint a tenger. Vagy a hegyekből fújó hideg szelek megváltoztathatják a határréteg hőmérsékletét. De még általánosabban, globális átlagban két oka van a fő hőmérséklet-változásoknak: a) A Föld felszíne elnyeli a napsugárzást, ami azt felmelegíti. Minél inkább távolodunk a meleg földfelszíntől a hideg űr felé, a levegő egyre hidegebbé válik. A hőmérséklet csökken a magassággal. b) Ezt a szabályt érvényteleníti, vagy kiegészíti az, ha a levegő-molekulák elnyelik a napsugárzás bizonyos részét, és ezek melegítik fel a levegőt. Ebben az esetben a hőmérséklet növekszik, egészen addig, míg el nem éri a lokális maximumát. Ez a helyzet a sztratoszférában található ózonrétegben, ahol az ózon elnyeli az UV - sugárzást és a hőmérsékleti maximum (sztratopauza) meghatározza a sztratoszféra és a mezoszféra közötti határt. A mezoszférában a hőmérséklet ismét csökken. A hőmérséklet ismételt növekedése a termoszférában játszódik le, ahol a nitrogén és az oxigén elnyeli a rendkívül energiagazdag rövid UV- sugárzást, és részben ez ionizálja is a molekulákat. Ezért ezt a réteget ionoszférának is nevezzük.
A hőmérsékleti profil, a légnyomás és a sűrűség a növekvő magassággal.
Miért csökken a nyomás? A különbség a víz és a levegő között az, hogy a levegő összenyomható, a víz pedig nem. Ha a tengeren a vízben vagy és 10 m magas víz van feletted, annak nyomása 1 bar, ha 20 m víz van feletted, akkor 2 bar, mert a vízmennyiségek összeadódnak. A levegő egy kicsit olyan, mint ha könnyű párnákat egymásra feltornyoznál. A torony alján lévő párnák lapossá válnának, köszönhetően a felette lévők súlyának. Össze lehet nyomni őket, mert sok a levegő közöttük. Végül a talajon lévő első 30 cm-es rétegben 10 párna van, míg a nyolcadikban csak egy, habár mindegyik párnának ugyanakkora a súlya. Ugyanez van a légkörben is. Ennek következtében a klimatológusok nagyon gyakran nemcsak a métert használják - mint mértékegységet - a magasság mérésére, hanem a nyomást is. Az összenyomhatóság függ egy kicsit a hőmérséklettől, de a légnyomás nagyjából 5,5 km-enként feleződik. 1000 hpa a légnyomás a talajon, 500 hpa 5,5 km magasságban és így tovább. Mint egy párnatorony: A levegő hogyan nyomódik össze
Száraz levegőben a légnyomás és a magasság közötti kapcsolat számítása Paraméterek és mértékegységek: z [m] = magasság; p 0 [hpa] = talajszinti légnyomás; p [hpa] = z méter magasan a légnyomás; R* = 287 J kg -1 K -1 = száraz levegő gázállandója; R* = R / Ma; R = gázállandó = 8,314 J K -1 mol -1 ; Ma = levegő-molekulák súlya = 28,96 g mol -1 ; g = gravitációs gyorsulás = 9,81 m s -2 T m [K] = középhőmérséklet a talajhőmérséklet (T 0 ) és a z magasságú szint hőmérséklete (T z ) között; T m = (T 0 + T z ) / 2; g / R* = 0,034 K m -1 1 J = 1 N m 1 N = 1 kg m s -2
Ez a képlet csak száraz levegő esetében igaz. Nedves levegő esetében a molekulasúlyok változnak. Az ábra készítésénél a következő ésszerű feltevésekkel éltünk: A hőmérséklet a talajon: 20 C A hőmérséklet magassági csökkenése: - 1 C / 200 m A hőmérséklet 10.000 m magasságban: - 30 C A talajszinti légnyomás: 1000 hpa Láthatjuk nagy magasságokban a számított légnyomást: 5.500 m magasságban a légnyomás kb. 500 hpa, 11.000 m magasságban kb. 250 hpa.
A termoszféra valóban olyan forró? A légköri profilok gyakran mutatnak 200-500 km magasságban a termoszférában 500-1000 C-t. Ez valóban olyan meleg? A probléma ebben az esetben a hőmérséklet definíciója. A molekuláknak a levegőben van bizonyos energiájuk. Ha ezt egy hőmérővel mérjük, akkor a molekulák átadják az energiájuk egy részét, amikor nekiütköznek a hőmérő felszínének. A termoszféra magasságában a molekuláknak nagyon nagy energiájuk van, ezért a hőmérsékletek helyesek, de a molekulák száma egységnyi térfogatban egy milliomod része a földfelszín közeli értéknek. Az ütközések valószínűsége (pl. a hőmérővel), és a teljes energia átadása nagyon kicsi. Ennek következtében a termoszféra hőmérséklete nem más, mint a molekuláris energia mértéke. De nem tudod igazán összehasonlítani a felszíni hőmérsékletméréssel.
a) talaj menti időjárási térkép b) ugyanaz a térkép; AT = 300 hpa (kb. 9 km magasságban). Figyeljük meg a szélsebesség jeleit!
c) hasonlítsuk össze a szélsebességeket a talajon (alul a sötétkék), és 9 km magasságban (fölül a világoskék) az adott helyeken. Mennyi a szélsebesség a három helyen [a), b), c)] km/h-ban?
Hogyan változik a szél? A fenti két időjárási térkép (300 hpa = kb. 9 km és az 1000 hpa = kb. tengerszint) megmutatja, hogy a nyomási gradiensek és a szélsebességek jelentősen különböznek a talaj közelében, illetve a a felső troposzférában. Ennek következtében, a repülőgépek üzemeltetéséhez egy speciális időjárási előrejelzési rendszer szükséges. A szélsebesség a magassággal növekszik, és a troposzféra felső határánál mért átlagos szélsebesség a felszínen komoly vihart jelentene. A sztratoszférában nemcsak a hőmérsékleti menet változik, hanem a szélsebesség is jelentősen lecsökken. A szélsebességeket hagyományosan csomóban (csomó = tengeri mérföld / óra); mérése: km/h-ban, m/s-ban); 1 m/s = 3,6 km/h; 1 kn = 1,8 km/h Az időjárási térképen lévő jelek elárulják nekünk a szél irányát (merről fúj a szél), és a szélsebességet csomóban.
A szélsebesség vertikális profilja. Az adatok az USA Nemzeti Időjárási Szolgálata ballonos méréseiből származnak. A szélsebesség és a hőmérséklet összehasonlítása.
A sztratoszféra összetétele A legtöbb földfelszínről kibocsátott anyag nem éri el a sztratoszférát. Vagy a troposzférikus oxidánsok (OH, NO 3, ózon) bontják szét, esetleg napfény hatására bekövetkező fotolitikus reakcióba lépnek, száraz vagy nedves ülepedéssel is kikerülhetnek a légkörből, vagy a hideg tropopauzában maradhatnak. A hőmérsékleti menet megváltozása miatt, a levegő lassan cserélődik a troposzféra és a sztratoszféra között. A troposzféra levegőjének függőleges kicserélődése [óra; nap] időtartam alatt megy végbe, míg a sztratoszférikus levegő összekeveredése [hónap; év] időtartamú.
Az egyik következmény az, hogy a vízgőztartalom a sztratoszférában nagyon alacsony. A jellemző keverési arány (definícióját lásd alább) 2-6 ppm (2-6 molekula egymillióból) között változik, összehasonlítva az alsó troposzféra 1.000-40.000 ppm és a felső troposzféra 100 ppm-es keverési arányával. Ennek következtében a sztratoszférikus felhők nagyon ritkán alakulnak ki, és nagyon alacsony hőmérséklet szükséges a jégkristályok képződéséhez. Poláris sztratoszférikus felhők Kiruna fölött / Svédország Ilyen feltételek elsődlegesen a poláris területek felett adottak, ahol a sztratoszférikus jégfelhők kialakulhatnak. A vízgőztartalom a sztratoszférában növekszik, pl. a légi közlekedés következtében; a hőmérséklet viszont csökken a troposzféra felmelegedése miatt. Ezért nem lehet kizárni, hogy a poláris sztratoszférikus felhők (PSC) kialakulása valószínűbbé válik.
Szervetlen vegyületek a sztratoszférában A sztratoszféra kémiáját az ózon irányítja. A teljes ózonmennyiség 85-90 %-a a sztratoszférában található. Ez a nyomgáz az oxigén fotolízise révén alakul ki a sztratoszférában. A fotolízis azt jelenti, hogy a napfény felbontja az O 2 -molekula kettős kötését. A legtöbb a sztratoszférába kerülő gáz vagy a troposzférából származik, köszönhetően a hosszú légköri tartózkodási idejének [pl. dinitrogénoxid (N 2 O), metán (CH 4 ), halogénezett szénhidrogének (CFC), stb.], vagy erős vulkánkitörések alkalmával kerül oda (kénvegyületek, aeroszolok). Ezért szervetlen vegyületek dominálnak a sztratoszféra összetételében: nitrogén-oxidok, salétromsav, kénsav, ózon, halogének és halogén-oxidok a CFC-k lebomlásából.
A Pinatubo kitörése, Fülöpszigetek, 2001 júniusában. Vulkánkitörések Az erős vulkánkitörések nagy mennyiségű gázt és részecskéket közvetlenül képesek a sztratoszférába juttatni. Ilyen gázok a halogének savjai mint pl. a sósav (HCl), a hidrogénfluorid (HF), vagy a kén-dioxid (SO 2 ), ami kénsavvá oxidálódik (H 2 SO 4 ) (a felhők képződésének egyik alapvegyülete). A részecskék (főleg szervetlen anyagokból, mint pl. szilikátok, halogének sói és szulfátok) már elnyelhetik a sugárzást a sztratoszférában, és ezért a sztratoszféra átmeneti melegedését, s a troposzféra hűlését okozhatják. Ilyen hatások 1-2 évig is fennmaradhatnak, melyek a kitörés után az egész féltekén mérhetőek (pl. a Pinatubo vulkán kitörése 1991 júniusában.
A koncentráció és a keverési arány fogalma A légkörben lévő anyagok mennyiségét kétféleképpen fejezhetjük ki, relatív és abszolút módon: a) keverési arány = az összes levegő-molekulának hányad része az anyag. Ha 40 ózonmolekula van 1 millió levegő-molekulában, akkor a keverési arány 40 ppm (milliomod). Ez relatív. b) koncentráció = adott térfogatban az anyag molekuláinak az össztömege. Ha 100 µg ózon van 1 m 3 levegőben, akkor a koncentráció 100 µg m -3 Ez abszolút. A légnyomás segítségével a két értéket egymásba tudjuk alakítani. A nyomás a magassággal csökken, azaz minél magasabbra megyünk a sztratoszférában, annál kevesebb molekula található egy köbméternyi légrészben. Ez azt jelenti, hogyha az ózon abszolút tömege nem változik a magassággal, a relatív mennyisége növekszik. Nagyon egyszerűen megmagyarázhatjuk ezt az alapelvet. Bizonyos légtérfogatban (világoskék doboz) adott számú levegő-molekula (kék) és adott számú ózon molekula (piros) van. A levegőmolekulák száma mindig csökken a magassággal.
A baloldalon feltesszük, hogy az ózonmolekulák mennyisége [koncentráció = molekulák száma / térfogat = tömeg / térfogat, mértékegység pl. molekula m -3, hpa, µg m -3 ] állandó marad a magassággal (piros háromszögek). A levegőmolekulákhoz (kék körök) képest az ózonmolekulák keverési aránya [zöld gyémántok, mértékegység pl. %, ppm, ppb, ppt] megnő (lásd: lejjebb). A jobboldalon feltesszük, hogy az ózonmolekulák mennyisége párhuzamosan csökken a levegő-molekulákkal. A keverési arány (ózonmolekula / levegő-molekula) állandó marad végig a magassággal (zöld gyémántok): 8/40, 4/20, 2/10, 1/5 = 20 %. De az ózon-molekulák abszolút száma (piros háromszögek) csökken.
A fenti példa egyszerű ózonprofilja: koncentráció (piros) és a keverési arány (zöld) A fenti példa egyszerű ózon profilja: koncentráció (piros) és a keverési arány (zöld).
Melyik a valós? A jobboldali példa csak az ózonréteg tetején reális. A talajtól az alsó sztratoszféráig a baloldali példa egy jó közelítést ad. A koncentráció közel azonos, de mivel a levegőréteg vékonyabbá válik, a keverési arány növekszik. Az alsó sztratoszférában még a koncentráció is növekszik (a lenti példában láthatjuk a növekedést 8-as faktorral). Publikációkban láthatjuk a piros, vagy a zöld profilt vagy akár mindkettőt a sztratoszférikus ózonra vonatkozóan. De ne felejtsük el, hogy az ózon nem 1 az 5 levegőmolekula közül, hanem 1 az 1 millióból [1 ppm]. A baloldalon: ózon profil, koncentráció és a keverési arány.
Mérések a sztratoszférában Ha a sztratoszférában lévő vegyi anyagok koncentrációjáról beszélünk, felvetődhet az a kérdés, hogy honnan ismerjük az itteni vegyületeket és előfordulásukat. A sztratoszféra 8-15 km magasan kezdődik, és a számunkra érdekes területek magasabban vannak, mint általában a repülőgépek repülési magassága.
Két lehetőség van a sztratoszférában lévő anyagok mérésére: 1. Speciális ballonokkal vagy repülőgépekkel műszereket viszünk a sztratoszférába. 2. Felhasználva a napsugárzás kölcsönhatását a levegőmolekulákkal, tanulmányozzuk a sztratoszférát a földfelszínről, vagy az űrből (műholdakkal). Repülőgépek Egyedi méréseket speciális repülőgépekkel lehet végezni, mint pl. a korábbi orosz nagy magasságú kémrepülőgép, melyet most "Geofiziká"-nak hívnak. Légi laboratóriummá alakították át. Az ilyen repülőgépek elérik a 20 km-es magasságot. De a repülések nagyon költségesek. A Geophysica repülőgép; légkörkutatás nagy magasságban
Ballonok Egy elterjedtebb módszer a ballonos mérés. Időjárási ballonok, amelyek pl. ózonmérőt visznek magukkal, elérhetik a 30-35 km magasságot, mielőtt szétrobbannának. A kémiai reakció az érzékelőben játszódik le, ami ezáltal megmondja mennyi ózon van a levegőben. Az információt rádiójelként küldi vissza a Földre. Habár az ózon mennyiségét manapság már műholdak is mérik, a függőleges eloszlás meghatározásában a léggömbök ma még jobb eredményt szolgáltatnak. Sugárzások kölcsönhatása A sugárzás és a molekulák közötti kölcsönhatás jelenségét nehéz megérteni, kvantumfizikai ismereteket is igényelne, ha igazából meg szeretnénk magyarázni. Azonban jegyezzük meg: Valami történik, ha az anyag és a fény kölcsönhatásba lép. A fényt az anyag elnyelheti, visszaverheti és szórhatja, vagy elnyelheti és kisugározhatja mint más fajta sugárzást (más hullámhosszon).
Ózonballon indítása, Hohenpeissenberg Obszervatórium, Németország Léggömbös mérések ózonszondája
A közvetlen napfény útját a felhők akadályozzák. Ha a tengerben egyre lejjebb merülünk, egyre sötétebb és sötétebb lesz, mert egyre több fény veszik el, és egy porvihar a sivatagban szintén elhalványítja a Napot. Nemcsak a nagy részecskék, felhők és a víz nyeli el, vagy veri vissza a napfényt, hanem a kisebb molekulák is. Visszaszórják a napfényt a Föld felé, vagy megváltoztathatják az állapotát és más hullámhosszon, kisebb energiával sugározhatnak. Ismerjük ezt a jelenséget (fluoreszcencia, foszforeszcencia) számos játékból, melyek elnyelik a napfényt, vagy a villanyfényt, és a sötétben különböző hullámhosszú sugárzást bocsátanak ki. A sugárzás az anyagok jellemzőiről mond nekünk valamit, míg a sugárzás intenzitása a koncentrációról. Foszforeszcencia játszódik le, ha a napfény elnyelődik, és más hullámhosszú sugárzásként sugárzódik ki újra.
A sztratoszférában a napfény és a molekulák közötti kölcsönhatásokat megfigyelhetjük a Földről, vagy mérhetjük az űrből műholdakkal. Lidar A lidar (sugárzás érzékelő és kibocsátó) egy olyan módszer, melyet a Földről használhatunk. Rövid, nagyon intenzív lézerimpulzust bocsát ki az ég felé. Egy idő után a szóródott és az újból visszaérkező sugárzást pedig méri. Információt kapunk arról, hogy milyen anyagokat talált (a visszatérő sugárzás hullámhosszából) és milyen koncentrációban (a visszatérő sugárzás erősségéből). De milyen magasságból érkezik a sugárzás vissza? 10 km-ről, esetleg 30 km-ről? A fény sebessége ismert. Minél hosszabb ideig halad a sugárzás a kibocsátást követően, annál magasabban vannak a molekulák. LIDAR mérések
RADAR és SODAR A hullámok detektálására és mérésére eltérő technikák léteznek, pl. az infravörös sugárzás. ismertebb neve a RADAR (Radio detection and ranging), melyet a levegőben lévő részecskék és a felhők tulajdonságainak mérésére használnak. RADAR-ral lehetőség nyílik a zivatarok több száz kilométeren át való nyomon követésére. Ha hangot használnak a sugárzás helyett (SODAR = sound detection and ranging), akkor egy hatásos eszközt kapunk a szélsebesség és a szélirány mérésére. SODAR - szélsebességet mérő műszer
Műholdak A műholdak bolygónkat az űrből figyelik meg. Néhány közülük mindig ugyanazt a részét figyeli a Földnek (geostacionárius műholdak), míg mások 500-1000 km magasan keringenek a Föld körül, amit 1,5-2 órás periódusidővel kerülnek meg. Néhány műholdra hullámhosszmérőket is telepítettek, ezek a műszerek a sugárzást mérik. A sugárzás átmegy a légkörön és kölcsönhatásba lép a molekulákkal. A légkörkutatásnak különböző mérési módszerei lehetnek. A műholdak mérhetik a napfényt, amely szétszóródik a levegő molekuláin, vagy a felhőkön (1). Az infravörös spektrométer mérheti a hosszúhullámú, közvetlenül a földfelszínről érkező sugárzást (2). Bizonyos napállásokban a Nap a légkörön érintőlegesen átsugároz, és így a sugárzás közvetlenül a műhold érzékelőjébe érkezik (3). A szögtől függően az ily módon áthaladó sugárzás révén a légkör különböző részeiről különböző magasságokban lehet információkat nyerni.
A műholdas mérések különböző módjai
2. Fejezet: Az ózon és az ózonlyuk kialakulása Az ózon az egyik legérdekesebb nyomgáz a légkörben. Alapvetően szükséges a léte a sztratoszférában, hogy megvédjen minket a Napból érkező káros UV sugárzástól. Másrészt, környezetünkben, a földfelszín közelében nem kívánatos a nagyobb mennyisége, mert magasabb koncentrációban ingerlő gáz, s kedvezőtlen a hatása a légzőszervekre. Mint az ózon maga, olyan érdekes az ózonlyuk felfedezése, a mögötte lévő kémiai folyamatok megértése, az ellensúlyozó lépések, valamint a remény, hogy a lyuk ismét bezáródik. Az Alapismeretek részben megmagyarázzuk ezeket, mélyebb kémiai ismeretek nélkül.
A XX. század 70-es éveiben az ózonréteget a Brit Antarktiszi Megfigyelő Állomásról tanulmányozták, és erős csökkenést tapasztaltak. Történetek fonják körül a lyuk felfedezését. Állítólag az első mérések 1985-ben olyan alacsony értékeket mutattak, hogy a kutatók nem hittek a műszereknek, és nem publikálták a drámai fejleményt, mielőtt újonnan kalibrált műszerek ezt meg nem erősítették.
A "teljes ózonmennyiséget feltérképező spektrométer", a TOMS is figyelte az ózonréteget az űrből. Azonban a lyukat, ahogy a történetek mondják, nem fedezte fel, mivel azokat az értékeket melyek egy bizonyos érték alatt voltak, automatikusan hibás értéknek feltételezte. Később azonban, a szűretlen adatok feldolgozása megerősítette azt, amit senki sem akart elhinni. Néhány éven belül intenzív kutatás kezdődött. A korábbi figyelmeztetések a halogénezett szénhidrogének (CFC-k) potenciális hatásairól ismét előkerültek, és csökkentésüket, végül betiltásukat a Montreali Jegyzőkönyvben és további egyezményekben szabályozták. Az ózonlyuk volt az első eset, hogy az emberek elővigyázatossá váltak, miután bebizonyosodott, hogy képesek vagyunk a Föld éghajlati rendszerét globális skálán megzavarni. Először sikerült gyors, világméretű választ adni.
Kiegészítő ismeretek
A sztratoszféra életünkre gyakorolt fontosságát, és a rá való emberi hatást nem érthetjük meg az itt és az ózonréteg körül lezajlódó kémiai és vegyi folyamatok ismerete nélkül. E fejezet témái a sztratoszféra dinamikája; miért érzékeny a sztratoszféra a repülésből származó légszennyezésre; a természetes ózonréteg kémiája és speciális feltételei, különösen annak koncentráció-csökkenése során;; a halogénezett szénhidrogének szerepe; mi a (gyakran félreértett és nem túl erős) kapcsolat az ózonlyuk és a globális felmelegedés között?
1. fejezet: A sztratoszféra dinamikája és a repülés Repülőgép kondenzcsíkja - A sztratoszféra dinamikája; - Repülés: fejlődés és az éghajlati hatások; 2. fejezet: Az ózon, a halogénezett szénhidrogének és az ózonlyuk - sztratoszférikus ózon: történet, képződés és abszorpció; - a klór kémiája és az ózonlyuk képződése; - teljesen és részben halogénezett szénhidrogének; - az ózonlyuk és a globális melegedés a félreértés forrásai; - a sztratoszférikus hűlés;
1. fejezet: A sztratoszféra dinamikája A sztratoszférában lezajló folyamatokat összehasonlítva a troposzférában lezajlókkal, sokkal lassabban játszódnak le. A rétegződés nagyon stabil, és nagyon kicsi a kicserélődés a troposzférával. De a kis kicserélődés is több, mint a semmi Sztratoszféra Troposzféra Kicserélődés (STE) A globális levegőtranszportot a Nap kormányozza. A napsugárzás felmelegíti a földfelszínt, a tengerfelszínt, a trópusok levegőjét jobban, mint a közepes vagy magas szélességeken. Ennek következtében a konvekció erősebb a trópuson, és itt magasabbra jut a levegő. A tropopauza fölött a napfény ózon általi elnyelése révén a sztratoszféra melegedéséhez vezet, ami a sarki területeken kisebb, és nullához közelít a sarkvidéki télen. A következmény az, hogy lassú légmozgások szállítják a levegőt, ami felemelkedik a trópuson a sarkok felé (1).
A globális cirkuláció és a sztratoszféra troposzféra (STE) kicserélődés iránya.
A sztratoszféra-troposzféra kicserélődés léphet föl, ha az állandó (potenciális) hőmérsékletű réteg keresztezi a tropopauzát (2), vagy ha perturbációk vannak és konvektív szállítás történik a közepes szélességeken (3). Mindenesetre, a troposzféra függőleges kicserélődése órákig vagy napokig tart. A sztratoszféra átkeveredésének ideje hónaptól évekig tart. Ezért erős vulkánkitörések után (pl. Mt. Pinatubo, 1991) a sztratoszféra egyensúlyának zavara 1-2 évig fennállhat. Nézzük meg a következő illusztrációt, azért, hogy lássuk a kitörés hatását. Ezt a rétegek közötti kis kicserélődést sztratoszféra troposzféra kicserélődésnek (STE) is nevezik, ami fontos a troposzférikus ózonkészletben, aminek fő ellátója a sztratoszféra. A sztratoszférikus ózon elindítja az OH képződést, a fotokémiai ózonképződés körfolyamatát és a troposzférában az ózon bomlását. Képződés/veszteség Tg / év Szállítás a sztratoszférából + 600 a) Fotokémiai képzõdés + 3500 b) Fotokémiai bomlás - 3400 a+b összege: Nettó in situ képződés + 100 Felszíni kiülepedés - 700 A troposzférikus ózonmérleg. A troposzférikus ózon képződése és lebomlása egy körfolyamat, aminek fő irányító ereje a sztratoszférikus ózon.
Pinatubo vulkán kitörése, 1991. június Aeroszol abszorpció: Az abszorpció, amit a részecskék okoznak, és amit a Pinatubo 1991 júniusi kitörése után mértek a légkörben, azonnal megemelkedett a kitöréskor, és csak lassan csökkent az elkövetkező 2-3 évben. A részecskekoncentrációban (ibolya) lévő perturbáció eléri a sztratoszférát.
A Brewer-Dobson Cirkuláció Az áramlás keresztmetszetét egy előző ábrán csak egy féltekére mutattuk be, míg itt mindkettőre bemutatjuk, évi átlagban. A közepes ózonmennyiség eloszlása azt mutatja, hogy a pólusok környezetében az ózon felhalmozódik. A levegő mozgását Brewer- Dobson cirkulációnak nevezik. A légáramlás okát csak a Föld sugárzási egyensúlyában lévő bonyolult folyamatok, a planetáris hullámok és a poláris örvények ülepedési folyamatainak figyelembe A Brewer-Dobson Cirkulációban az alapáramlás a trópusoktól (az ábrán középen) a sarkok felé halad. Évi átlagos ózoneloszlást alul találunk. Az Északi-sark a jobb oldalon található. vételével lehet csak megérteni. Az egyes féltekéknek saját cirkulációjuk van. A féltekék közötti kicserélődés kicsi.
Azonban van különbség az Északi- és a Déli-félteke között. Az Északi-féltekén a szárazföld és a víz eloszlása kevésbé homogén, és a sarkvidéki örvény is gyengébb. Az évszakokat is figyelembe kell venni. A jobb oldali ábra az éves átlagos eloszlást mutatja. De az évszakokon és a napmagasságon kívül a levegőtömeg trópusi központja (termikus egyenlítő) is változik észak vagy dél felé. A következő dupla ábra illusztrálja, hogy a hőmérséklet és a szél eloszlása nem homogén januárban. Ezzel együtt természetesen a Brewer- Dobson cirkuláció is eltolódik. Hőmérséklet és széleloszlás légköri keresztmetszete januárban (= tél az Északi-féltekén, az ábra jobb oldalán). Megjegyzendő a hideg tropopauza a trópusok fölött és a sarki örvény képződése az Arktikus terület fölött.
Poláris örvényesség A poláris örvény egy pólus körüli szél, ami alapvetően mindkét sark fölött kialakul, de különösen az Antarktisz fölött. Az északi-sarki örvény kevésbé stabil, mivel a terület struktúrája és a váltakozó óceáni és szárazföldi felszín megzavarja a ilyen örvény kialakulását. Az antarktiszi örvényen belül azonban nagyon alacsony hőmérséklet alakulhat ki, és mint egy forgó levegő a magasabb területek felől beszívódik az alacsonyabb területek fölé. Az örvényben lévő összetevők fontos szerepet játszanak az ózonlyuk csökkenésében.
A sarki örvényben lévő szélsebességről és hőmérsékletről készített háromdimenziós illusztráció. Háromdimenziós illusztráció a szélsebességről és az ózoncsökkenésről a sarki örvényben 1987 októberében.
2. fejezet: A sztratoszférikus ózon, a halogénezett szénhidrogének, az ózonlyuk és hatásai Az ózon már a 19. században is a kutatások tárgya volt, de az antarktiszi ózonlyuk felfedezése óta a kutatások erőteljes fejlődésnek indultak. Egy rövid visszapillantással bemutatjuk az ózonkutatás történetét. Azután részletesen megtárgyaljuk azokat a reakciókat, melyek elsődlegesen az ózoncsökkenéshez vezetnek. A halogénezett szénhidrogének (CFC, freonok) a legfontosabb ózonpusztítók. Mik a tulajdonságaik, és hogyan helyettesíthetők?
Fontos, hogy ne tévesszük össze az ózon eltérő szerepét a sztratoszférában és a troposzférában, s mindezek fölött, fontos hogy a sztratoszférikus ózoncsökkenést elkülönítsük a globális felmelegedéstől. Meg fogjuk magyarázni a lehetséges félreértéseket. A kutatók feltételezik, hogy az ózonlyuk az elkövetkező 50 évben lassan fel fog töltődni. A korlátozás növekvő hűlést okozhat a sztratoszférában. Majd meglátjuk, mi történik. Ózonlyuk 2003
A sztratoszférikus ózon kémiája Csupán 1980 után növekedtek rohamosan az ismereteink a sztratoszférikus ózon kémiájáról. Ennek oka az ózonlyuk 1985. évi felfedezése volt. A következő két részben történeti keretek között adunk kitekintést a sztratoszféra kémiájáról. Az ózon felfedezése és az első mérések Az ózonkutatás meglehetősen régi területe a légkörtudománynak. 1840-ben a gázt ózonnak (szagos) keresztelte Christian Friedrich Schönbein kémikus, aki felfedezte, hogy ez az anyag képződik elektromos kisülések alkalmával. Nagyon hamar kiderült, hogy az ózon a levegő természetes része. Ennek a gáznak az első mérési módszerét Schönbein fejlesztette ki, de nagyon hamar ezt továbbfejlesztették Párizsban, a Mt. Souris Obszervatóriumban. Onnantól kezdve származnak az első adatsorok (1876-1910), melyek ma a legjobb becslései az iparosodás előtti határrétegbeli ózonkoncentrációnak.
1879-ben felfedezték, hogy a Nap spektruma jelentősen lecsökken az UVB tartományban a Földi felszíne közelében, 1880-ban pedig felfedezték, hogy az ózon egy erős elnyelő ebben a tartományban, és az lehet felelős ezért. Az alsó légkörben megtalálható ózonmennyiség azonban nem magyarázza meg ezt az UVB csökkenést. Ennek következtében megszületett a feltevés, hogy a legtöbb ózonnak magasabb légrétegekben kell képződnie. A Dobson Spectrometer Christian Friedrich Schönbein A kulcsfontosságú kutatást Gordon Dobson végezte el a XX. század 20-as éveiben. Kifejlesztette a Dobson-spektrométert, amit 1929 óta használunk a teljes légoszlop ózonmennyiségének megmérésére, bár manapság ezt egyre modernebb eljárásokkal helyettesítik, azonban még mindig használják.
Az első hat Dobson spektrométer egyikét Arosa-ban (Svájc) használta Paul Götz, és innen van a leghosszabb mérési sorozatunk a légoszlopban levő teljes ózonmennyiségre. A trend szerint Európa felett is egyre vékonyabb az ózonréteg. Egyre gyakrabban mérnek a kritikus 300 DU alatti értékeket. Ezen érték alatt szükséges a napsugárzás elleni védelem. A 200 DU tavasszal, az északi-félgömbi ózonlyuk idején, márciusban nagyon veszélyes. A 20. század harmincas éveiben Götz kimutatta, hogy az ózonkoncentráció maximuma nagy valószínűséggel 25 km alatt található. Az ózonréteget többé-kevésbé le lehetett határolni, és vastagságát meg lehetett mérni. Ózon idősor, Arosa
A Chapman-reakció De hogyan képződik az ózon, illetve hogyan bomlik fel? 1929-ben és 1930-ban S. Chapman publikálta az ózonképződés és -bomlás elméletét. A reakciók még mindig érvényesek és Chapman-körfolyamatnak, vagy Chapman-reakcióknak nevezik őket. Az oxigén és az ózon átalakul egymásba: fotolízissel (napsugárzás hatására a kötések felbomlanak). A Chapman-reakciók Ahhoz, hogy az O 2 molekula kötéseit felbonthassuk, a napfény energiájának magasabbnak kell lennie (λ < 240 nm), mint az ózon esetében (λ < 900 nm). A képződés és a bomlás egyensúlyban van és a nettó eredmény nulla reakció: 3 O 2 2 O 3 és 2 O 3 3 O 2
Abszorpció az UV tartományban A molekula abszorpciójától függ, hogy egy molekulát csak tisztán fénnyel fel tudunk-e bontani. Minden molekula az elektromágneses spektrum bizonyos részének az energiáját elnyeli. Az oxigén abszorbeálja a nagy energiájú UV-C tartományt, az ózon a valamivel kevésbé energikus UV-B-t. A hosszabb hullámhossztartományok részben áthaladnak a légkörön és elérik a Föld felszínét. Abszorpciós spektrum: a felső légkörben lévő napsugárzást elnyelő főbb anyagok kombinált abszorpciós spektruma. Azt a magasságot jelzi, ameddig a napfény megfelelő része lejut. A λ < 200 nm sugárzást már az ionoszférában és a mezoszférában lévő N 2, O-atomok és O 2 kiszűri. A 200 nm < λ < 320 nm közötti sugárzás lejjebb jut a sztratoszférába (50 km alá), ahol a legtöbbet az O 3 nyel el. Végezetül a λ > 320 nm hullámhosszú fény eléri a földfelszínt.
Az UV-B egy kis része azonban eléri a földfelszínt, hozzájárulva az OH-gyök képződéséhez, ami tisztítja a troposzférát. Ez a tartomány kritikus a biológiában is, beleértve lebarnulást vagy a DNS károsodását. Gyökök miatti ózoncsökkenés Egyre világosabbá vált, hogy a mért ózon-koncentráció nemcsak az egyszerű Chapman-reakciókkal magyarázható. 1970-től Crutzen, Molina, Rowland (Nobel díj, 1995) és más tudósok kidolgozták a halogén-gyökök és a nitrogén-oxidok részvételének elméletét az ózon kémiájában. Molina és Rowland már 1974-ben felfedezték, hogy a halogénezett szénhidrogének rombolják az ózont.
UV sugárzás az elektromágneses spektrumban Ezen az egy példán kívül az UV sugárzás tartományának számos definícióját megadhatjuk, pl. az IPCC az UV-A sugárzást 315-400 nm közöttinek tekinti.
Az ózon nem csak fotolízissel bomlik el, hanem X gyökökkel lezajló reakciójával is, mely lehet nitrogén-monoxid, NO, hidroxil-gyök, OH, vagy egy halogén gyök mint Cl vagy Br. Van több más olyan, kisebb a fontosságú gyök is, amelyek hasonló módon reagálnak. Kémiai ózoncsökkenés Mivel a halogént tartalmazó vegyületek kibocsátása emberi tevékenységből származik és ismert néhány kutató csekély ózonkoncentráció csökkenést jósol. Azonban a sztratoszférára folyamataira vonatkozó ismereteink nem voltak teljesek, és egy ilyen nagymértékű ózoncsökkenést, mint az Antarktisz fölötti ózonlyuk, nem vártak, mielőtt 1985-ben felfedezték azt.
Mára befejeztük, viszontlátásra!