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