|
|
 |
|
|
|
|
| |
|
|
|
Stratosfera
Dowiedz się więcej! |
Procesy fizyczne zachodzące w stratosferze
W stratosferze różne procesy fizyczne zachodzą znacznie wolniej niż w troposferze. Uwarstwienie atmosfery jest bardzo stabilne i przemieszczanie się powietrza między troposferą a stratosferą zachodzi w bardzo małym zakresie. Ale mało to więcej niż nic...
|
|
|
|
|
|
 |
|
|
1. Kierunek krążenia powietrza w skali globalnej oraz wymiana powietrza między stratosferą a troposferą (STE). Objaśnienia numerów w tekście.
lowermost stratosphere – najniższe warstwy stratosfery, tropopause - tropopauza
Autor: Elmar Uherek
|
|
|
Wymiana powietrza między stratosferą a troposferą (Stratosphere-Troposphere Exchange, STE)
Energia słoneczna jest siłą napędową ruchów powietrza w skali globalnej. Promieniowanie słoneczne jest pochłaniane przez podłoże i powoduje jego ogrzanie, a następnie ogrzanie powietrza, mocniej w obszarach okołorównikowych niż w okołobiegunowych. Z tego powodu konwekcja jest silniejsza w obszarach okołorównikowych i sięga do większych wysokości. Ponad tropopauzą promieniowanie słoneczne powoduje wzrost temperatury w stratosferze wskutek pochłaniania UV przez warstwę ozonową. Proces ten zachodzi z mniejszym natężeniem w regionach okołobiegunowych i zanika całkowicie w czasie zimy. W rezultacie zachodzą powolne ruchy powietrza, które wznosi się w górę nad równikiem i przemieszcza ku biegunom (ryc. 1 – oznaczenie 1).
|
|
Wymiana powietrza między stratosferą a troposferą może zachodzić jeśli warstwy o stałej (potencjalnej) temperaturze przecinają tropopauzę (2) lub jeśli występują pewne zakłócenia i silny transport konwekcyjny pojawia się w średnich szerokościach geograficznych (3). W każdym z tych przypadków pionowa wymiana powietrza w troposferze trwa kilka godzin lub dni, zaś w stratosferze – kilka miesięcy lub lat. Z tego powodu po silnych erupcjach wulkanicznych (np. Mt. Pinatubo w 1991 r.) zakłócenie równowagi stratosferycznej może trwać przez 1-2 lata. Ryc. 2 pokazuje wpływ erupcji na procesy stratosferyczne.
To, że STE zachodzi na niewielką skalę jest istotne dla występowania ozonu troposferycznego, pochodzącego głównie ze stratosfery. Ozon stratosferyczny inicjuje tworzenie się OH oraz cykle fotochemicznego tworzenia się i rozpadu ozonu w troposferze.
|
|
Bilans ozonu troposferycznego.
Tworzenie się ozonu troposferycznego oraz jego rozpad to cykl, który jest zasilany głównie przez ozon stratosferyczny.
| Tworzenie się/rozpad |
Tg / rok |
| Transport ze stratosfery |
+ 600 |
a) Tworzenie się wskutek
procesów fotochemicznych |
+ 3500 |
b) Rozpad wskutek procesów
fotochemicznych |
- 3400 |
Suma a+b: bilans
powstawania in situ |
+ 100 |
Depozycja na powierzchni
ziemi |
- 700 |
|
|
 |
|
|
3. Przepływ powietrza w cyrkulacji Brewera-Dobsona przebiega od równika do biegunów. Izolinie pokazują średni roczny rozkład stężenia ozonu (dobson na km wysokości).
Objaśnienia: latitude – szerokość geograficzna (biegun pn. po prawej), height – wysokość, pressure – ciśnienie atmosferyczne
Źródło: strona internetowa Nimbus 7
|
|
|
Cyrkulacja Brewera-Dobsona
Ryc. 1 pokazuje schemat krążenia powietrza dla jednej półkuli, natomiast ryc. 3 ukazuje to dla obu półkul jako obraz uśredniony dla całego roku. Rozkład ozonu wskazuje na jego akumulację w pobliżu biegunów. Taki transport mas powietrza jest nazywany cyrkulacją Brewera-Dobsona. Przyczyny takiego przepływu mas powietrza można zrozumieć tylko przy uwzględnieniu skomplikowanych procesów, dzięki którym bilans promieniowania Ziemi pozostaje w równowadze; należy także uwzględnić tzw. fale planetarne i osiadanie powietrza w wirze polarnym. Każda z półkul ma swoje komórki cyrkulacyjne i dlatego wymiana między półkulami jest niewielka.
|
Jednakże obie półkule różnią się między sobą. Na półkuli pn. rozmieszczenie mórz i lądów jest bardziej zróżnicowane niż na półkuli pd., a wir polarny jest słabszy. Należy też pamiętać o zmianach zależnych od pór roku. Ryc. 3 pokazuje średni roczny rozkład stężenia ozonu, jednakże wraz z przemieszczaniem się strefy słonecznego zenitu znad równika na północ lub południe w ciągu roku, przemieszcza się także strefa największej niestabilności atmosfery. Ryc. 4 pokazuje, że w styczniu rozkład temperatury i wiatru nie jest symetryczny względem równika. Także centra cyrkulacji Brewera-Dobsona ulegają przesunięciu.
|
|
 |
|
|
4. Średni rozkład temperatury (w kelwinach) i prędkości wiatru (m/s, białe linie) w styczniu (= zima na półkuli północnej, zajmującej prawą część ryciny). Dane uśrednione z lat 1979-1998. Proszę zwrócić uwagę niskie wartości temperatury w tropopauzie nad równikiem oraz na tworzenie się wiru polarnego nad Arktyką.
Objaśnienia: latitude – szerokość geograficzna, height – wysokość, pressure – ciśnienie atmosferyczne
Proszę kliknąć na rycinę aby zobaczyć ją w powiększeniu!
Źródło: © NASA Goddard Space Flight Centre 2002
|
|
Wiry polarne
Wir polarny to wiatr wiejący wokół bieguna. Tworzy się nad obydwoma biegunami, ale występuje głównie nad Antarktydą (czyli nad biegunem południowym). Wir arktyczny jest mniej stabilny, gdyż struktura podłoża i mozaikowy układ obszarów morskich i lądowych w tym regionie utrudnia tworzenie się takiego systemu krążenia powietrza. W wirze antarktycznym mogą jednak występować bardzo niskie temperatury, co powoduje zasysanie z wyższych warstw stratosfery powietrza, które może zawierać substancje powodujące niszczenie ozonu.
|
O tej stronie:
Autor: Dr Elmar Uherek, Max Planck Insitute for Chemistry, Moguncja, Niemcy
Konsultacja dydaktyczna: Michael Seesing - Univ. of Duisburg, Niemcy - 2003-08-07
Ostatnia aktualizacja: 2004-04-20
Tłumaczenie na język polski: Dr Anita Bokwa, Uniwersytet Jagielloński, Kraków |
|
|
|
