Környezeti
klimatológia II.
Makra László
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?
• 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.
LIDAR: Davis, kutatóállomás antarktiszi sarki fénnyel a háttérben
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 m3-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-moleku- lák 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 energia- gazdag 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;
p0 [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
Tm [K] = középhőmérséklet a talajhőmérséklet (T0) és a z magasságú szint hőmérséklete (Tz) között;
Tm = (T0 + Tz) / 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.
• 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.
• 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
• 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 O2-molekula kettős kötését. A legtöbb a sztratoszférába kerülő gáz vagy a troposzférából származik,
köszönhetően a hosszú légköri tartózkodási idejének [pl. dinitrogén- oxid (N2O), metán (CH4), 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, Fülöp- szigetek, 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 hidrogén-
fluorid (HF), vagy a kén-dioxid (SO2), ami kénsavvá oxidálódik (H2SO4) (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 m3 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 levegő-
molekulák 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 levegő-
molekulákhoz (kék körök) képest az ózonmolekulák keverési aránya [zöld
gyémántok, mértékegység pl. %, ppm, ppb, ppt]
megnő (lásd: lejjebb).
A jobboldalon feltesszük, hogy az ózon- molekulák 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 levegő- molekula 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 levegő-
molekulákkal, 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 sugárzás-
ként 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 lézer- impulzust 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
9 a sztratoszféra dinamikája;
9 miért érzékeny a sztratoszféra a repülésből származó légszennyezésre;
9 a természetes ózonréteg kémiája és speciális feltételei, különösen annak koncentráció-csökkenése során;;
9 a halogénezett szénhidrogének szerepe;
9 mi a (gyakran félreértett és nem túl erős) kapcsolat az ózonlyuk és a globális felmelegedés között?
1. fejezet: A sztratoszféra
dinamikája és a repülés
- 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;
Repülőgép kondenzcsíkja
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.
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 részecske- koncentrációban (ibolya) lévő perturbáció
eléri a sztratoszférát.
Pinatubo vulkán kitörése, 1991. június
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.
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 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 ózon- csökkenésről 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.
Christian Friedrich Schönbein 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
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 lég-
oszlopban 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 ózon-
koncentráció 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.
Ahhoz, hogy az O2 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 O2 → 2⋅O3 és 2⋅O3 → 3⋅O2 Az oxigén és az ózon átalakul egymásba: fotolízissel (napsugárzás
hatására a kötések felbomlanak).
A Chapman-reakciók
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 hullámhossz- tartományok 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 N2, O-atomok és O2 kiszűri. A 200 nm < λ < 320 nm közötti sugárzás lejjebb jut a sztratoszférába (50 km alá), ahol a legtöbbet az O3 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.
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 ózon- csökkenést, mint az Antarktisz fölötti ózonlyuk, nem vártak,
mielőtt 1985-ben felfedezték azt.
Kémiai ózoncsökkenés
